关于华北和华南地区岩石圈根的讨论

岩石圈不连续——以华北地区为例~

岩石圈不连续主要是基于地球物理探测提出的结构不连续概念（NRC，1993）。全球地学断面对比研究发现，地球内部结构在横向或纵向上都很不均一（黄怀曾，1997），地台区地壳结构相对简单，造山带和裂谷区远比过去认为的双层或三层结构复杂得多，不同构造单元之间的岩石圈结构往往表现为不连续，洋陆过渡带是地球上最显著的侧向不连续带（肖庆辉等译，1993）。基于区域构造、岩石学、地球物理的综合研究，邓晋福等（1996）指出中国大陆乃至全球的大陆构造可以用根-柱构造进行描述，在地壳浅部主要表现为3种构造形态：挤压造山带、大陆裂谷带和克拉通，它们分别与造山岩石圈根、地幔热柱和大陆（岩石圈）根对应，相应的是造山带、大陆裂谷和克拉通岩石圈类型。
图6-3为现今华北地区3类岩石圈的壳幔岩石学结构和化学结构（邱瑞照等，2004），反映了华北地区壳幔地球物理结构和物质结构的差异。
华北西部的鄂尔多斯块体具有正常的地壳厚度（平均42 km），地壳速度结构为正梯度（图6-3a），具有不小于200 km的大陆根（池际尚等，1996）；陆壳主体成分为TTG（陆壳平均SiO2 为67%），岩石圈上地幔由强亏损的方辉橄榄岩组成；近期无地震、无岩浆活动和低热流（44 mW/m2），总体表现为稳定的特点，属于华北地台中新生代地台“活化”后残留的克拉通岩石圈。

图6-3 现今华北地区3 类岩石圈的壳幔岩石学结构和化学结构

（据邱瑞照等，2004）
华北中部的燕山、太行山造山带地区的地壳速度结构（图6-3b）以在上地壳下部（16～20 km）和下地壳壳幔过渡带（32～40 km）存在低速体和具较高热流（60 mW/m2）区别于鄂尔多斯克拉通块体，岩石圈和陆壳厚度分别为90 km和37 km；陆壳平均成分为花岗质（SiO2 为67%～70%），岩石圈地幔由方辉橄榄岩-二辉橄榄岩构成，该区属于新生代裂谷活动没有波及的地区，所以保留的是中生代造山带特征。
华北东部平原区的地壳速度结构较复杂（图6-3c），通常出现高、低速互薄层结构，陆壳厚度最薄（30～34 km），岩石圈厚度为60～80 km（邓晋福等，1996）；陆壳成分为花岗闪长质（陆壳平均vp＝6.3 km/s，SiO2 ＝67%），岩石圈地幔主要由二辉橄榄岩构成；该区地表热流变化大（44.9～63 mW/m2）（汪集旸等，1988），地震多且强，属于处在进一步的热散失、热松弛和热结构及力学状态调整时期的岩石圈（邓晋福等，1996）。
3种类型的岩石圈在空间上分别位于华北地台的西部、中部和东部，图6-3显示它们之间的陆壳结构、成分、岩石圈地幔组成、陆壳厚度、岩石圈地幔厚度和热流等方面都具有明显差异（即表现为不连续），说明连接它们之间的是岩石圈不连续。这样，三维岩石圈不连续带可以表述为岩石圈块体之间的壳-幔结构、岩石组成、地热、陆壳和岩石圈厚度等岩石圈成分和结构要素的不连续，它不同于一般意义上的深断裂或超壳断裂等，而是地质、地球物理意义上的综合不连续概念。
从不同岩石圈类型的动力学效应上看，太古宙—新元古代形成的华北克拉通是冷的大陆根（岩石圈根），大陆根特殊的物理性质（密度小、厚度大、冷和强度大）使其具有稳定的性质；在中生代的造山带挤压体制下形成的造山带岩石圈根经历的一般是加厚-去根-再加厚（软流圈冷却）发育过程，因此形成的造山带根具有密度大、温度低（冷）、保留时间短和活动的特点。两类岩石圈根的动力学效应差异，必然导致相关地质事件的性质及其过程不同，因此它们之间必定是岩石圈构造薄弱带（岩石圈不连续带）。新生代时期形成的裂谷型岩石圈与地幔热柱对应，以大量玄武岩喷发为标志，在裂谷拉张体制下岩石圈减薄、诱发大陆去根作用、软流圈物质上涌，在华北东部及中国东部地区形成的裂谷型岩石圈与其西侧的造山带岩石圈之间又形成新的岩石圈不连续带。因此，不同岩石圈类型对应的动力学机制及其效应决定了不同岩石圈类型之间的连接带必定是岩石圈不连续带，而且必定是构造-岩浆-成矿活动的主要场所，必然与大陆成矿作用具有密切的关系。

华北东部岩石圈减薄的时限 ( 岩石圈减薄的起始和终止时间以及减薄的高峰期) 一直存在争议，目前对于华北东部岩石圈减薄时间的约束都是间接的。
一般说来，岩石圈最大减薄时，软流圈抬升至最高处，此时应产生大规模或者来源较浅的岩浆作用 ( Wolf et al.，1994) 。因此，对于岩石圈减薄时间的约束可以来自两个方面，一是岩浆活动的时代及岩石组合特征 ( 邓晋福等，1996) ; 二是幔源岩浆及其源区性质的变化 ( Perryet al.，1988; Daley et al.，1992; Wolf et al.，1994; Xu，2001) 。利用幔源岩浆及其源区性质的变化限定岩石圈减薄时间的方法的理论依据是，岩石圈减薄时，部分岩石圈地幔被软流圈所取代，其岩浆的源区由富集型地幔转变为亏损型地幔，由此导致岩浆的地球化学性质发生变化。
Griffin 等 ( 1998) 根据太行-吕梁地区和华北地块北缘铁岭地区的金伯利岩把岩石圈减薄时间限制到晚中生代-新生代，但是上述地区金伯利岩的时代并未测定过，且从其中闪长岩捕虏体的年龄判断这些金伯利岩很可能是新生代的 ( 闫峻等，2003) 。由于三叠纪是中国大陆南 ( 扬子克拉通) 北 ( 华北克拉通) 聚合的时期 ( Li et al.，1993) ，东部的岩石圈减薄应发生在上述拼合之后，具体时间应以开始出现大面积岩浆活动来加以限定。中国东部从中侏罗世开始出现较大范围的岩浆活动，具体时限集中在 180 ～155 Ma，特别是以 160 Ma 左右为主，所以该时限可能对应于岩石圈减薄开始的时间 ( 吴福元等，1999) 。但是三叠纪南北大陆拼合后可能出现的造山后演化会使上述问题复杂化 ( 李曙光等，2001) 。
针对华北东部在晚白垩世—古近纪出现拉斑玄武岩，有学者认为此应对应于岩石圈减薄的峰时 ( 邓晋福等，1996; 吴福元等，1999) 。由华北东部出现大量晚中生代壳源火成岩，以及新生代岩浆岩随时间变新而出现碱性和强碱性玄武岩的变化趋势，吴福元等( 2000) 提出了岩石圈减薄应发生在晚白垩世之前，并根据大兴安岭地区出现的以闹牛山火山为代表的约 145 Ma 的拉斑玄武岩，认为 145 ～120 Ma 是东部岩石圈减薄发生的主要时期。徐义刚 ( Xu，2001) 通过对华北地区中-新生代基性火山岩同位素资料的总结认为，华北东部岩石圈减薄可能在侏罗纪就已开始，最大减薄发生在晚白垩世。考虑到岩石圈减薄主要会引起下部软流圈地幔的上涌，并诱发地壳范围内的一系列岩浆、变质等地质作用，因此绝大部分学者认为华北东部的岩石圈减薄应发生在中新生代，更具体来说，华北东部岩石圈减薄主要发生时期应该是白垩纪。
但是从岩浆岩的发育角度分析，东北地区在三叠纪晚期出现大面积的造山后伸展岩石组合 ( Wu et al.，2002) ，与此对应的是在华北北缘出现非造山的碱性岩 ( 阎国翰等，2002) ，山东荣成晚三叠世甲子山正长岩的出现也暗示大别-苏鲁造山带在当时已进入造山后甚至非造山演化阶段 ( 林景仟等，1996) 。而华南地区的情况较为复杂，张树明等( 1998，1999a，1999b，2002，2004) 研究认为，该区在晚三叠-早侏罗世强烈挤压体制下形成的深成相花岗岩类与在古近纪和新近纪强烈伸展体制下形成的碱性玄武岩类之间，出现的是一套始于垂向调整、总体在走滑 ( 转换挤压和转换伸展) 体制下形成的由玄武岩-粗面英安岩-流纹岩、安山岩-粗安岩-流纹岩、英安岩-流纹岩等火山建造及后火山侵入体、陆相沉积岩组成的岩浆杂岩组合，说明该区在燕山早期的中侏罗世即已进入后造山演化阶段。陈培荣等 ( 1999，2002) 也认为华南南北向汇聚的造山后事件可能一直持续到中侏罗世。另外在新生代期间，岩石圈也可能发生过减薄 ( 邓晋福等，1996) ，但减薄的幅度不大，主要表现为由于热冷却而导致的新生岩石圈地幔的增生和岩石圈增厚。
从上述讨论可以看出，关于中国东部岩石圈减薄的时间问题，目前远未定论，尤其是关于岩石圈减薄开始的时间，目前还缺乏应有的资料。相对来说，对于岩石圈减薄峰期的认识有所一致，从成矿角度来看也是如此，120 ～130 Ma 的早白垩世是华北东部岩浆、成矿等作用最为强烈的时期 ( 陶奎元等，1999; 华仁民等，1999; 毛景文等，2000; Zhai et al.，2002;毛景文等，2003，2005; Zhang et al.，2005; 张树明等，2005) ，很可能就是对应岩石圈减薄的最大时期。其后进入热衰减时期，并出现以碱性玄武岩为代表的新生代岩浆活动。

一、问题的提出和岩石圈概念的含义

有人认为，华北地区西部的鄂尔多斯和扬子克拉通的主体(川鄂湘黔)属于中国大陆中部克拉通块体群，具有200km左右的克拉通岩石圈根(邓晋福等，1996)。但是，对于四川盆地、湘中地区和鄂尔多斯地区，根据现有的大地电磁测深(MT)得到的上地幔高导层埋深，地震学反演得到的上地幔地震波低速层埋深和地热学计算得到的岩石圈深度之间往往存在很大的差异。例如：湘中地区根据地热学和MT得出的岩石圈厚度为200km左右(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)，而Zhu等(1996)根据面波资料的反演结果在120～140km。四川盆地按MT得到的上地幔高导层深度，岩石圈厚度为110km左右(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)，而地震学给出的深度最深处达160～180km(Zhu等，1996)，地热学给出的热岩石圈厚度为182km。鄂尔多斯地区据MT资料推断的岩石圈厚度与地热学给出的厚度均为120km左右，而Zhu等(1996)的反演结果为200km，但是安昌强等(1993)根据三维面波反演得到的鄂尔多斯岩石圈厚度仅83km。显然，不同方法得到的结果差异明显。因此我们在下面就此问题展开初步的讨论，以利于我们能够较为客观地判断华北和华南地区稳定陆块区的岩石圈厚度，深化对岩石圈概念的理解。

在通常意义上，在大地电磁研究中一般将MT资料反演确定的上地幔高导层的埋深作为岩石圈的底界；而在地震学研究中，则将上地幔低速层的埋深作为岩石圈的底界。之所以如此，主要是基于以下的认识：软流圈相对于岩石圈而言，由于其整体温度较高，其所含有的少量部分熔融物质将导致其岩石物理性质与其上覆岩石圈有明显差异，即高电导率和低地震波速。因此，在假设上地幔岩石的电性或弹性性质主要受温度的影响的前提下，认为上地幔高导层或低速层的埋深为岩石圈的底界深度。所以我们认为，MT或地震反演所定义的岩石圈深度就其实质而言，是基于深部岩石的电性或弹性的岩石物理解释(主要是暗示对温度的推断)的意义上所定义的岩石圈。也就是说，根据高导层或低速层推断的电学或地震学岩石圈厚度，在严格意义上应称之为MT资料推断的热岩石圈或地震波速推断的热岩石圈厚度。

必须注意，地震波速反映的是深部岩石的弹性性质，而大地电磁资料可以反映深部岩石的电学性质。但仅仅研究深部物质的物理性质、推断其组成是不够的。地球物理探测的另一个关键目的是要了解深部物质存在的物理状态。正如地热学研究需要通过了解岩石热导率和生热率等具体的岩石热物理性质，以最终了解深部温度这一重要的物理状态参量。同时值得注意的是，通过岩石物理性质研究其成分是反演问题，在一般意义上也可以称之为对岩石物理性质的岩性解释。因此我们认为，笼统地说存在地震岩石圈、电性岩石圈等之类的名词或术语，其科学意义不大。这是因为当称呼某一层圈为“某某圈”时，我们实际上是指该圈层在岩石成分组成(矿物和/或化学成分)或其所处的物理状态(或两者)方面与其他层圈之间存在着明显差别，而此差别是依照某种客观标准所定义的。实际上，地球内部许多地震波速界面的重要性恰恰在于其反映的是地球内部物质成分或物理状态的变化界面。没有物质成分或物理状态含义的岩石物理性质参数以及由此派生而来的概念或术语，其科学意义是极其有限的。

如果高温高压下岩石的电性或弹性性质仅仅与温度相关，那么采用MT、地震波速和地热学方法确定的岩石圈厚度应该是一致的。但是，岩石的物理性质与其成分的关系也很大。因此，在进行深部地球物理资料结果的解释时必须同时考虑岩石成分因素。

二、华北和华南地区是否存在克拉通型岩石圈根

四川盆地MT高导层埋深明显比地震波推断的岩石圈厚度和热岩石圈厚度浅。我们认为其原因是当地岩石圈地幔挥发分含量高(“湿”)。在此情况下，上地幔高导层的埋深已不仅受温度的控制，还受岩石中挥发分含量的制约。由于岩石电导率高低与其H₂O等挥发分的含量呈正相关(Schwarz，1990)，所以观测到的上地幔高导层的埋深比热岩石圈的深度浅。四川盆地岩石圈地幔中的挥发分很可能来自青藏高原的地幔物质流。Yu等(2000)对甘肃礼县新第三纪玄武岩所含地幔包体的研究表明，地幔包体来自约100km深处受到碱性流体和碳酸岩岩浆交代的软流圈地幔。同时，在川滇西部地区出露有大量第三纪与地幔成分有成因联系的碱性侵入岩(邓万明等，1998)，这也是地幔富含挥发分的标志。这些现象表明，在青藏高原东部地区岩石圈地幔确实存在地幔流体的活动。另一方面，二叠纪峨眉地幔柱的活动(Chung et al.，1998)使得来自下地幔的大量物质随地幔柱侵位于四川盆地及其周边地区岩石圈地幔中(侯增谦等，1999)。由于该地幔柱活动产生的岩浆的MgO含量很高(侯增谦等，1999)，这就使得四川盆地及其周边地区岩石圈地幔富含MgO组分，从而导致当地地幔在地震波速特性上表现为高波速值特征。因此，四川盆地MT资料显示的地幔高导层埋深可能不代表当地真实的岩石圈厚度，而地震资料确定的岩石圈活动与热岩石圈基本一致，当地岩石圈厚度为180km左右。

湘中地区地震波速推断的岩石圈厚度与MT高导层埋深和热岩石圈厚度不匹配的原因，我们认为是由于当地岩石圈温度低(“冷”)而且缺乏挥发分(“干”)。在此情况下，上地幔高导层的埋深主要受温度的控制，所以其与热岩石圈厚度相当。同时，由于湘中地区位于扬子克拉通和华南褶皱带的过渡地带(“江南地块”的中段)，地质演化历史过程中经历了华夏块体与扬子克拉通之间的古海洋板块向扬子板块的俯冲拼合，以及后期华夏陆块与扬子克拉通的碰撞拼合的过程(程裕淇，1994)。这导致俯冲岩石圈地幔板片在深部的堆积，由于这些板片在俯冲过程中经历了脱水熔融，故而缺乏挥发分。同时，海洋板块岩石圈地幔橄榄岩的Fe含量高于克拉通岩石圈地幔。岩石物理研究表明，Fe橄榄石组分含量高的橄榄岩的波速在相同温压条件下低于Mg橄榄石组分含量高的橄榄岩(Kumazawa and Anderson，1969；Graham et al.，1988)。Liu等(1996)的P波地震层析研究显示，湘中地区110km处的波速为8.20km/s左右，而四川盆地及其周边地区为8.35km/s，出露有金伯利岩和钾镁煌斑岩的黔东-湘西地区的波速为8.25km/s左右。据表2-2，湘中地区和四川盆地的深部地温特征较为接近；我们的一维地温线近似结果显示，湘中地区110km处地温为887℃，而四川盆地为979℃。因此，应该是岩石成分的差异导致湘中地区岩石圈地幔的波速比稳定的扬子克拉通岩石圈地幔低；一种可能的情况是，地震波反演得到的湘中地区140～200km处的S波波速低于被选取为定义岩石圈底界的特定波速值，故而地震学得到的湘中地区岩石圈厚度小于其热岩石圈厚度。综上所述，如果湘中地区岩石圈地幔的成分与周边地区不同，则该地区岩石圈厚度可能在200km左右，这样的话，Zhu等(1996)和朱介寿等(2002)给出的该地区上地幔低速层的深度可能不代表其岩石圈底界的真实深度。

鄂尔多斯地区岩石圈的厚度究竟是多少?一直有不同意见。Zhu等(1996)给出的结果是200km。但是他们引用的文献中的安昌强等(1993)《中国西北地区剪切波三维速度结构》一文，却指出鄂尔多斯地区的岩石圈厚度为83km。该值与大地电磁测深得到的上地幔高导层的埋深100～130km较为接近(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)。Zhu等(1996)在其图件及简要解释中对如何得到鄂尔多斯地区地幔低速层埋深的介绍不详尽；而安昌强等(1993)文章所附的100km和140km的剪切波速图表明，鄂尔多斯地区100km处S波速为4.20～4.30km/s，140km处为4.20km/s左右；同时，四川盆地的相应的υ_S分别为4.50km/s和4.36km/s左右。Liu等(1996)的P波层析结果表明，鄂尔多斯地区110km处波速为8.05km/s左右，而四川盆地及其周边地区为8.35km/s，湘中地区为8.20km/s左右。因此鄂尔多斯地区岩石圈地幔深部(100km以下)的波速很可能的确是较低的，这意味着Zhu等(1996)给出的200km深的地幔低速层埋深可能有问题。根据上述波速值我们可以发现，鄂尔多斯与四川盆地在140km处的υ_S差异是-0.16km/s。根据Yan等(1989)给出的结果，含Fe橄榄石10%(体积分数)的地幔橄榄岩在150km压力条件下的υ_S对温度的偏导数为-0.4km/s/℃，对成分的偏导数为-0.02km/s(Fe成分百分数)。如果两地υ_S的差异完全由于温度差异所致，则鄂尔多斯地区140km深处的地温应该较四川盆地高出400℃。我们的地温计算结果显示四川盆地140km处温度为1150℃，这样鄂尔多斯140km处的温度将为1550℃，远远超过岩石圈底界的1300～1350℃的范围。如果鄂尔多斯地区岩石圈的底界为180km左右，则其140km处的地温应当与四川盆地相当；这样_S的差异将完全由于成分变化所致，则140km深处橄榄岩中Fe橄榄石要占18%，这意味着该地区岩石圈地幔成分上与典型的克拉通岩石圈地幔橄榄岩富Mg的特征不符。朱介寿等(2002)的面波层析成像结果也表明鄂尔多斯地区岩石圈厚度整体小于150km。因此，我们认为鄂尔多斯地区岩石圈平均厚度很可能小于150km；MT资料得到的上地幔高导层的埋深和热岩石圈厚度大致可以代表当地岩石圈的厚度。鄂尔多斯地区不存在克拉通型的厚岩石圈根。

根据镜质体反射率和K-Ar年龄资料，赵孟为(1996)推断在中侏罗世(170～160Ma)鄂尔多斯地区存在一期热事件，古热流值可达96～109mW·m^-2，并认为这是燕山运动引起的岩浆活动的结果。叶加仁等(2000)根据镜质体反射率资料反演的热演化史的结果也显示，在白垩纪及其以前鄂尔多斯盆地的古热流值较高。正是由于燕山运动(早期)构造-热事件的影响，鄂尔多斯地区热岩石圈厚度薄于扬子克拉通。

综上所述，我们认为构成华南地区西部的四川盆地的岩石圈厚度达180～200km，是中国大陆上典型的发育克拉通型岩石圈根的地区。同时，西部的四川盆地岩石圈属于“冷”且富Mg和挥发分(“湿”)的岩石圈，而湘中地区岩石圈则是“冷”且富Fe而贫挥发分(“干”)的岩石圈。华北地区西部的鄂尔多斯地区岩石圈明显较四川盆地和湘中地区薄，总体上其厚度很可能在120km左右，不存在所谓的岩石圈根。

三、岩石圈底界面形态对中国东部地球动力学过程的影响

Flower等(1998)基于“主动岩石圈-主动地幔(Active Lithosphere-ActiveMantle)”的概念，提出东亚－西太平洋地区大尺度地幔挤出构造模型。该模型认为在印度和亚洲的汇聚过程中，亚洲中西部地区的软流圈地幔物质受挤压而向东流动，推挤西太平洋俯冲带后退，导致了亚洲大陆东缘和东南缘的一系列(有洋壳形成的)边缘海盆地的形成。对于中国东部而言，主要是南海、冲绳海槽和日本海，其中南海的形成与印支地块的挤出有关，日本海与东北亚Amuria板块的挤出有关，而冲绳海槽则与中国大陆板块的挤出有关(Flower et al.，1998)。Flower等(1998)指出，南海和日本海形成于渐新世到中新世早期，而冲绳海槽形成于中新世晚期到第四纪，而且这两幕构造活动之间的间隙期大致为15～10Ma时期，这是南海与其周边微板块发生碰撞的时期；同时，东亚地区中新世中期到晚期开始发育一系列玄武质岩浆活动，包括在中南半岛南部、中国大陆东部的东南沿海地区和山西大同等地。据此，他们认为，向东流动的软流圈“地幔舌(mantle lobe)”在中新世早期受到西太平洋地区向西运动的菲律宾等微板块的限制，使得边缘海的扩张停止，从而导致东亚地区板内火山活动的发育。Flower等(1998)的模型可以很好地解释东亚地区新生代中晚期以来的一系列地球动力学现象。但是，在他们的论文中尚没有论述为什么在早中新世时期南海和日本海还有扩张活动。因为根据印度-亚洲碰撞过程的研究，印支地块的构造逃逸发生在老第三纪(50～20Ma)，而在中新世以来(20～0Ma)为中国大陆华南地区发生向东的挤出(Tapponnier et al.，1986)。同时为什么冲绳海槽的扩张幅度远远小于南海和日本海盆地?

我们认为，华南地区很厚的克拉通型岩石圈根对中新世以来的东亚地区软流圈地幔东向流动的空间格局有重大影响。由于华南地区中西部地区存在的180km的岩石圈根，而其北侧的鄂尔多斯地区的岩石圈平均厚度小于150km，在南侧的印支地块的克拉通核心为南部的呵叻地区，印支地块的北部为显生宙造山带。所以华南地区两侧的岩石圈厚度均比华南地区薄。在中新世时期，来自印度-亚洲碰撞带下面向东流动的软流圈地幔物质会受到华南地区岩石圈根的阻碍，大部分转而通过印支地块北部和鄂尔多斯地区向外流动。这很可能导致南海和日本海在早中新世发生扩张的深部动力学因素。同时，少量的软流圈物质通过华南地区岩石圈根下面向东流动，最终在华南地区东侧形成冲绳海槽并导致东海陆架盆地在新第三纪时期发生张裂；但由于其数量少，导致冲绳海槽扩张的程度不大。如果观看东亚-西太平洋地区地图可以注意到，在华南地区东部的台湾岛是西太平洋花彩列岛中距离东亚大陆最近的岛屿，是向东凸出的日本岛弧、琉球岛弧和菲律宾岛弧之间的转折点。同时，虽然对澎湖列岛和闽粤演化的新第三纪玄武岩的研究均表明，其形成于张裂构造背景下，但是台湾海峡并未有洋壳的出露。这表明台湾以西地区与其北侧的冲绳地区和南侧的南海盆地相比，其扩张量很小。因此，华南中西部地区厚岩石圈根的存在影响了亚洲大陆东缘新第三纪以来的大地构造格局。

根据中国大陆新生代板内玄武岩的空间分布及其活动时代的同位素年龄资料(刘若新等，1992；同时参考Flower et al.，1998和Smith，1998)，可以看出中国大陆东部地区中新世以来的玄武岩分布在华南东侧的浙闽粤沿海和海南岛以及澎湖列岛、华北东部的山西地堑北侧和以东地区，均位于岩石圈厚度大的稳定克拉通地区的东侧。由于岩石圈底界与670km地幔相变界面之间是向东流动的软流圈地幔物质的通道(channel)，显然在岩石圈根之下地区其宽度要较薄岩石圈地区狭窄。由于华北地区东部岩石圈减薄发生在老第三纪时期，所以在新第三纪时期华北地区已形成了岩石圈西厚东薄的格局。根据流体力学原理，流体通过狭窄通道而进入宽阔通道后其流动速度会降低，而且会向四周扩散。这一方面可以解释华北与华南东部地区中新世以来玄武岩的出现；另一方面也可以进一步说明，为什么华南以东的台湾地区并未出现由向东快速流动的软流圈“地幔舌(mantle lobe)”诱发形成的大型边缘海盆地。

对中国东部和邻区中新世以来玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素地球化学研究表明，其源区可以用DM、EM Ⅰ和EM Ⅱ的三端员混合来解释(Flower et al.，1998)。其中EMⅡ端员组分被认为与板块俯冲导致的洋壳沉积物对地幔源区的混染有关。由于印度-亚洲碰撞过程中的俯冲作用，青藏高原地区新生代火山岩具有很高的EM Ⅱ端员组分特征(Flower et al.，1998)。在印支地块南部和海南岛等地中新世以来的玄武岩同位素体系也显示较强的EM Ⅱ组分信息；而华北和华南地区东部的玄武岩也有相当一部分含较明显的EM Ⅱ端员组分(参见Flower et al.，1998的Fig.7)。虽然对中国东南沿海地区和东北地区的地幔的EM Ⅱ组分可以分别用中生代太平洋板块和蒙古-鄂霍茨克洋盆的俯冲解释，但是华北地区中新世以来玄武岩的EM Ⅱ端员的加入有可能与来自青藏高原下面的软流圈“地幔舌”有关。因此，华南地区厚岩石圈的存在而对软流圈地幔流动格局的扰动，也可能是促使华北地区软流圈地幔同位素成分发生变化的外在因素之一。

综合上述，我们认为华南地区以扬子克拉通为核心的厚岩石圈的存在对青藏高原以东地区中新世以来软流圈地幔东向流动有阻碍，导致华南地区东部没有发育大型边缘海盆地。同时由于扬子克拉通厚的岩石圈和鄂尔多斯地区相对较厚的岩石圈的存在，使得中新世以来的玄武质岩浆活动主要分布于华南和华北地区东侧。华北与华南地区岩石圈厚度的空间分布格局是影响中国大陆东部晚新生代以来深部构造演化的重要因素之一。

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河间市13775183039： “三北“防护 林 工 程是 我 国 十 大生 态 建 设 工 程 的 第一个巨大植树造林工程,所谓”三北”指的是() - ？
闾奚溃疡：[选项] A. 我国西北、华北北部和华南东部地区 B. 我国西北、华北北部和华南北部地区 C. 我国西北、华北北部和东北西部地区 D. 我国北京、河北省北部和湖北省北部地区

河间市13775183039： 陕西是属于华南还是华北 ？
闾奚溃疡： 陕西既不属于华南,也不属于华北,陕西是西北,包括陕西甘肃青海宁夏新疆五省,而华北是北京天津河北河南山西,华南则是广东广西福建江西.陕西目前西北五省的老大哥,经济教育科技实力最强,陕西的省会西安也是西北五省的城市发展最好的. 陕西是属于华南还是华北 陕西的地理位置,哈哈哈,这个问题我来告诉大家,陕西属于西北地区,准确地讲应该属于西北地区东部,陕西省东部与河南接壤,南部与四川交界,北部与内蒙接壤,西部与甘肃交界,是我国比较重要的交通枢纽中心,陕西省会城市在西安,是一座十三朝古都城市,城市人口接近一千三百万.

河间市13775183039： 关于中国的山脉的地理分界意义 具体是哪些? - ？
闾奚溃疡： 1、我国人口分布的地理界线 大体以黑龙江的黑河市和云南省腾冲市划一条直线为界,该线东南部人口多,该线西北部人口少. 2.地势阶梯界线 (1)第一级阶梯和第二级阶梯的...

河间市13775183039： 南方地区与北方地区地理特点的差异 - ？
闾奚溃疡：[答案] --------------------北方地区/ 南方地区, 1.主要地区:东北华北黄土高原/华东华南西南江淮; 2.最大河流:黄河/ 长江;3.耕地状况:旱地/ 水田; 4.主要农作物:小麦谷子大豆/ 水稻油菜甘蔗;5.主要海港:大连天津青...

河间市13775183039： 我国东北地区、华北地区、西北地区、长江中下游地区、华南地区、和西南地区、及青藏地区存在的主要自然灾 - ？
闾奚溃疡：[答案] 综述:我国自然灾害的空间分布有东西分区、南北分带、亚带成网的特点.从西向东.大体以贺兰山—龙门山—横断山和大兴安岭—太行山—武夷山—十万大山为界分三大区.西区是高原山地,地壳变动强烈,地震、冻融、...

河间市13775183039： 我国华北和华南地区的气候类型是怎么样呢? ？
闾奚溃疡： 年积温≥8000℃,最冷月平均气温不低于16℃,年极端最低气温多年平均不低于5℃,极端最低气温一般不低于5℃,终年无霜

河间市13775183039： 地理东部季风区的差异和东部季风区的东北地区,华北地区,华中地区,华南地区相对应的A地形 平原---高原----盆地---低山B 典型土壤 黑土----黄土-----水稻土... - ？
闾奚溃疡：[答案] 如若只是这两个答案来看,B选项介绍的典型土壤与题目中的四大地区相匹配,故而选B.