岩浆作用与深地幔、热状态和物质运动的关系

地幔柱与幔源岩浆作用~

一般认为，地幔柱（Mantle Plume）是自地幔底部的D″上升、在地幔中演化、到近地 表与地壳发生壳幔相互作用的圆柱状地质体。它在物质、能量和物理化学性质等方面与其 生成的环境（主要是正常地幔）之间具有较明显的差别。该概念最初用于解释夏威夷火 山链成因的热点（Hot Spot）假说（Wilson，1963）。Mogan（1971）认为，太平洋中的 热点是一系列狭窄的热隆起，称之为幔柱（Plume），是由地幔物质上涌形成的，可能起 源于接近地核的地幔深部，由于热不稳定而上升，移动速度相对较小，是板块运动的驱动 力。随后又指出，Wilson（1963）所指的固定热地幔源区，实际上是一个产于地幔底部热 边界附近的热幔柱，把炽热上升的圆筒状物质流，则称为Mantle Plume（地幔柱，也有人 译作地幔羽、热点）。Deffeye（1972）认为地幔柱是下地幔上涌形成的。Aderson（1975） 则认为地幔柱是一种化学柱，其化学成分与周围化学物质有明显的差别，它来源于地幔底 部的D″层，那里从外地核聚集了大量放射性元素，放射热导致D″层具有高温度、低黏度 特性，从而形成了地幔柱。
地幔柱概念引起了地学界的广泛重视，其影响已涉及地球科学的诸多前沿领域。 Kumazawa等（1994）、Maruyama（1994）、Fukao等（1994）根据地球内部三维地震层析 技术和比较行星学研究成果，认为地球具有多层圈构造，它们具有各自的动力特性。地球 表层（含上地幔）界面产生岩石圈板块构造；位于下地幔中的地幔柱构造，是地幔对流 的主要形式，构成了全球构造的核心。他们采用纵波在地幔中传播的层析技术方法，得出 了东北日本、巽他群岛、特提斯和南极大陆四种地幔结构模式，认为大洋板块可以向下俯 冲到670km深度。在该深度，巨型岩石圈物质在短暂停滞后下沉，形成冷地幔柱，并最 终在2900km处的地核表面停积；液态外核则由于广泛的熔融和重力分异作用而形成生长 构造（图4-5）。以此为基础，Kumazawa和Maruyama（1994）进一步把全球构造归纳为 生长构造（Growth tectonics）、地幔柱构造（Plume tectonics）、板块构造（Plate tectonics）、 收缩构造（Contraction tectonics）和末端构造（Terminal tectonics）五种类型（图4-6）， 并认为类地星体的演化过程是生长构造（4.6Ga时所有类地行星）→地幔柱构造（冥古宙 地球、金星）→板块构造（地球现阶段）→收缩构造（火星、水星）→收缩构造（月亮、 小行星）。现代地球已经历过生长构造和地幔柱构造的主要演化阶段，正处在板块构造演 化阶段，今后还将向收缩构造和末端构造演化发展，从而使现有表层板块构造的概念在空 间上向下延伸到地核，在时间上能够描述地球的过去、现在和未来，建立了整体的地球构 造观。
20世纪80年代末以来，我国地学工作者相继从岩浆作用、超变质作用和大地构造等 领域探讨了地幔柱构造及其与成矿作用的关系（陈毓川等，1989；邓晋福等，1996；谢 窦克等，1995，1996；卢记仁，1996；侯增谦等，1996；王登红，1998；李子颖等， 1999；李红阳等，2002；谢桂青等，2001；牛树银等，2001）。陈毓川等（1989）通过对 南岭花岗岩地区热带与热点的时空演化、迁移规律、混合岩化和花岗岩化作用等研究后认 为，地幔物质与热流动带和热点是中生代南岭构造岩浆活动与成矿的原因所在。邓晋福等（1996）提出了大陆根-柱构造，陆-陆碰撞、陆内造山带和克拉通分别对应于山根、造 山岩石圈根和大陆岩石圈根；大陆裂谷带对应于地幔热柱，并认为地幔柱上升与热减薄是岩石圈去根作用和大陆再造的根本原因。大陆根-柱构造是地壳运动的驱动力系统，而 15km以上的表壳块体构造层则是大陆根-柱构造的表现与响应。王登红（1998）认为南 岭等地可能存在与地幔柱/热点构造有关的重要成矿区带。谢窦克等（1996）认为华南大 陆的动力学特征主要表现为地壳生长和大陆增生以及地幔柱构造，三次巨大的幕式灾变事 件是推动华南大陆演化的原动力，每一次灾变事件不仅控制了地壳的构造演化，而且强烈 地表现出核-幔分异，由原始地幔向亏损地幔、富集地幔、大陆地壳前进演化的规律。 

图4-5 全球构造示意图（据Kumazawa et al.，1994）


图4-6 全球构造体系图（据Kumazawa et al.，1994）

Hill（1992）将地幔柱之上的热作用和构造再造的过程称为地幔柱构造作用；White 和McKenzie（1978）认为大陆拉张事件与地幔柱有关；Campbell等（1989）提出，用地 幔柱构造可以对太古宙绿岩带和科马提岩的成因进行新的解释；Schilling（1973）指出， 地球上的许多地球化学异常区与地幔柱有密切的联系；Wilson（1973）认为，热点（即地 幔柱）以火山作用、隆起和高热流值为标志。
南岭是否存在地幔柱作用是华南地区研究的热点。该区中-新生代以来的几次大规模 构造-岩浆活动，是以壳幔岩浆活动为主。伸展强度较大，致使玄武岩、双峰式火山岩、 A形花岗岩、基性岩脉、橄榄玄武岩和霞石正长岩等普遍发育在中-新生代沉积盆地中， 为本区幔源岩浆活动研究提供了重要的证据。
1.地质学证据
南岭东段自中生代以来，经历了从早中生代块体挤压褶皱到晚中生代伸展-走滑变 形，使EW向古特提斯构造域逐步被NE向西太平洋构造域所取代。大规模岩浆侵入和火 山喷发均沿着NE-NNE向裂解带来到地表，造成欧亚大陆不断向东生长扩张，形成新的 地壳生长层。来自地幔的高热物质，导致大规模花岗质岩浆活动，形成巨量花岗质火山- 侵入岩。
由于受源区物质组成和深源岩浆作用的影响，本区岩浆岩在时空分布上具有如下 特征：
（1）时间上，早中生代岩浆作用以钙碱性二长-闪长花岗岩为主，岩石成分以富镁 富钛为主；晚中生代岩浆活动强烈，火山岩和花岗岩分布广泛。岩浆作用主要以过铝质壳 源型花岗岩和由来自上地幔的基性岩浆发生的部分熔融而形成中酸性火山岩（流纹岩＋ 英安岩）（王德滋等，2002），含有一定量Ⅰ形、A形花岗岩和双峰式火山岩，具有壳源- 壳幔混源成分特点。赣南和闽西南等地存在的中侏罗世双峰式火山岩（160～179Ma）、A 形花岗岩（176～178Ma）组合以及湘南地区的中侏罗世玄武岩类（177～178Ma）（陈培 荣等，1998，1999）表明，本区中侏罗世已经发生岩石圈尺度的伸展和裂解。到早白垩 世，中国东南部地壳进一步拉伸减薄，形成一系列包括流纹岩、英安岩和高钾Ⅰ形花岗 岩、A形花岗岩在内的偏碱性火成岩，并伴随有碱性玄武岩、拉斑质基性岩脉和煌斑岩脉 分布。基性岩脉主要形成于140Ma、105Ma、90Ma（K-Ar、Ar-Ar法）三个阶段（Li et al.，1999）。晚白垩世，伸展减薄活动进一步加强，形成双峰式火山岩和高钾Ⅰ形花岗岩 和A形花岗岩，区域上伴随各类基性岩脉的侵入，强烈的伸展拉张致使区内沉积断陷盆 地广泛发育。区内新生代玄武岩富集Nb、Ta、U、Ti等高场强元素（邓平等，2003e）， 表明该区地壳有地幔物质的加入（陶奎元等，1999）。
因此，推测晚中生代—新生代的岩浆来源是由上地壳源-中下地壳源向大陆岩石圈地 幔源-软流圈地幔源逐渐发展的，构成一个漫长而巨型的构造-岩浆旋回。该时期花岗岩 中多见玄武岩包体，并见壳幔岩浆混合作用，表明大陆内部存在玄武岩浆的底侵作用（周新民等，2000），致使岩浆具有钙碱性—偏碱性—碱性演化的特点。
（2）空间上，华南大陆地壳生长不断向南、向东扩展，反映大陆深部与地幔岩浆活 动（基性岩浆底侵作用有关的岩浆活动）由北向南、由东向西不断迁移。研究表明，岩 石圈地幔被交代富集的程度亦有从西向东、从北到南增加的趋势（谢窦克等，1996；谢 桂青等，2001）。
2.地球化学证据
通过对华南晚中生代A形花岗岩和基性岩的微量元素和同位素地球化学研究，表明 它们具有幔源亲缘性，并受到不同程度的地壳物质混染。粤北拉斑质基性岩脉和浙江奉化 玄武岩微量元素和同位素地球化学特征表明它们分别类似于板内玄武岩和被交代的富集岩 石圈地幔（李献华等，1997）。赣、闽、粤边界永定—寻乌—龙南一带盆地中分布的双峰 式火山岩，其流纹岩具有高的SiO2、Als2O3、K2O含量，ANKC值＞1.1，轻稀土富集、稀 土总量高，铕亏损，具明显Eu负异常，富集Rb、Th，贫化Ba、Ti、P、Nb、Zr等，属富 钾过铝火山岩类。与之共生的玄武岩则以富硅贫碱为特征，轻稀土轻度富集，铕异常不明 显，弱富集Rb、Ba、Th、Ce，贫Nb、Zr、Y，属拉斑系列玄武岩类，反映陆内裂谷环境。
中侏罗世中酸性岩浆岩为高钾钙碱性英安质-流纹质火山岩-侵入杂岩，其ISr值为 0.7069～0.7145，εNd（t）值为-8.14～-11.69。晚白垩世晶洞花岗岩沿NNE向巨型裂解 带侵入，其同位素组成ISr值为0.7065～0.7069，εNd（t）值为-2.31～-2.94，接近亏损地 幔同位素组成。不对称双峰式低钛玄武岩-英安岩-流纹岩组合中玄武岩具高Sr（ISr＝ 0.7056～0.71066）、低Nd（-1.67～-9.75）特征。流纹岩的同位素组成ISr为0.7042～ 0.7116，εNd（t）值为-2.31～-7.41（谢窦克，1998）。新生代岩浆岩以碱性玄武岩为主， 其同位素组成ISr为0.70376～0.70467，εNd（t）为-4.6～＋2.7（周新华，1992），接近球 粒陨石。
对中国东南大陆边缘不同时期的玄武岩Nd和Sr同位素研究表明，从白垩纪到新近 纪，玄武岩源区依次经历了EM1富集地幔、Em2富集地幔到略亏损的通用地幔（PREMA） 的变化，说明软流圈地幔贡献增大，而陆下岩石圈地幔作用减弱。中国东南部存在几条花 岗岩的低εNd（t）和高206Pb/204Pb带，年轻钕同位素年龄的花岗岩集中于浙闽沿海一带，表 明沿海一带在晚中生代发生过强烈的壳-幔相互作用和新生幔源物质加入（陈江峰等， 1999）。
3.地球物理证据
中国东南部莫霍面分布图反映东南部地壳较薄，内陆较厚。地壳较薄的位置主要在浙 闽沿海、浙赣闽粤交界和湘赣边界（武功山—罗霄云山）一带，这种东西厚度的差异可 能有地幔岩浆作用的参与。在中国东南重力异常图上，存在一些环状重力负异常区，结合 爆炸地震所得地壳低速层的分布与埋深资料，证明这些环形负重力异常是上地幔物质上涌 的结果（魏斯禹等，1990）。
东南大陆地壳P波波速结构表明，上地幔顶部速度vp都在7.85～7.92km/s，下地壳 有厚达7～10km的低速层（7.21～7.40km/s），并存在较厚的高速壳幔混合层，可能是地 幔熔融的玄武质岩浆底侵层。中地壳有厚度大于4km的低速层，为岩浆贮存带。研究区S 波三维速度结构显示，在东南大陆边缘下地壳厚达20km，vs速度高达3.9～4.0km/s，软 流圈埋深界面由内陆的78km向沿海变浅至47～56km，在100km以下出现垂直梯度的突 变带，靠大陆一侧是vs值为4.4～4.7km/s的高速层，靠沿海一侧是vs值为4.0～4.1km/s 的低速层，其延深深度超过240km，说明在东南沿海存在深达软流圈地幔的柱状通道，并 与上部地壳岩体侵入位置对应（宋仲和，1992；刘光鼎，1992）。
地球物理学研究表明，不同区域陆下地幔S波波速异常，反映物质组分差异，反映不 同块体化学组分引起不同的S波波速异常。这对解释现今的构造格局以及动力学过程具有 重要意义（Wooddhouse，1986，1991；谢窦克等，1996）。Zhang and Tanimoto（1991， 1993）通过对华南及邻区S波三维速度结构分析，认为华南地区存在深的地幔根和较浅 的大陆根（图4-7）；其纬线S波波速剖面（图4-7（b）A—B，C—D）B、D端出现 的强低速异常（-2.0％～-2.5％）出现在浅部约100km以上，沿大陆边缘呈NE向延 伸，且越往北越浅，与中国东南部造山带钾长花岗岩和火山岩出露区一致，构成东部大陆 边缘高热岩浆活动带；在经线S波波速剖面（图4-7（b）E—F，G—H）上则反映出， 在秦岭-大别山一带，华南大陆下低速异常块向华北大陆高速异常块下俯冲，这一异常构 造约在陆下300km深度比较清楚，它与当前地学界广泛认为的华南陆块向华北大陆块俯 冲的事实相符合。
4.热流场证据
东南大陆边缘热流场趋势特征是热流分布规律受总的地质构造部位所控制，伸展扩张 环境，是深层高温地幔物质对流传输的有利地带。东部裂解带是环太平洋高热流带的一部 分，趋势变化十分明显，热流等值线沿着东部大陆边缘呈近NNE方向。由于受中国东部 深层地幔物质向东蠕散的影响，热流趋势值由大陆的40～60mW/m2，向东逐渐增至 80mW/m2，至冲绳海槽热流值最高可达200mW/m2，台湾岛则为16mW/m2（高志清， 1992）。这一高热流趋势区与裂解带下的深层高温、低速地幔层物质对应，表明地幔热迁 移是能通过地幔作用实现的。在vs波层析成像的平面图上，100km、150km和200km深度 都呈现出柱状高热低速异常（速度扰动值为-4.0％，热流值大于80mW/m2）。
鉴于地幔柱产物在地表上的四项基本标志：(1)岩浆岩寿命短，一般不超过5Ma；(2)基 性岩体积数量必须远远大于花岗岩；(3)环型的重力异常；(4)具有放射状断裂系统的巨型火 成岩体，南岭地区乃至整个中国东南部中-新生代岩浆岩组合几何学与成分特征不符合地 幔柱特点。此外，南岭地区和中国东南部大规模带状分布的中-新生代火山-侵入岩系也 与地幔柱面貌明显相悖。我们认为，南岭东段中-新生代构造作用，除了受板块构造的水 平运动控制之外，主要受大陆腹地深部幔源玄武岩浆底侵作用的影响。

南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用


图4-7 华南及邻区S波波速异常平面图及速度结构剖面图（据谢窦克等，1996资料编绘）

　　地幔流体是指在地幔环境下处于平衡稳定状态的气相和液相组分，其化学成分以C，H，O，N，S等为主，并溶有多种碱性元素、稀有气体及F，P，Cl等微量组分［1，2］；其挥发份的种类和含量受源区特征、构造环境、演化历程及再循环地壳组分等因素的制约［3，4］，是地球内部物质和能量传输最活跃的组。
近年来国际岩石圈计划和大洋钻探计划的实施，在固体地球、深部地质、地幔物质组成等领域取得了巨大进展，确认出了主元素、微量元素、REE，HeArPbSrNdHfOs同位素组成等各具特征的不同类型地幔端员成分［8，9，31］，同时也认识到地幔流体的重要性，开展了许多以地幔流体为研究目标的工作，在下列诸方面取得了较为注目的进展。
2.1　地幔流体中的挥发份
2.1.1　流体组成
　　(1) 地幔流体为CHOS体系，并含微量的稀有气体、Cl，P等，其成分以CO2，H2O，H2，CO，SO2，H2S，CH4等形式存在，以含有较高的H2为特征［1～4，23～27，38］。在地幔岩的橄榄岩、辉石、石榴石等“无水矿物”中普遍含有OH［39～42］，其流体包裹体内有大量的H2［41］，更深部地幔及地核含有固态氢、金属氢以及一些氢化物［42，43］，使地幔成为氢的储库之一。在地幔环境下可能存在固体CO2［38］及类似石英结构、C—O为共价键的CO2［44］。
　　(2) 地幔流体中普遍含有的地幔烃，CH4，C2H6等低碳数烷烃在各种幔源岩的流体组分中普遍存在［4，23～27］。蛇绿岩套的橄榄岩、碱性玄武岩的橄榄岩包体及金伯利岩的金刚石中的重烃(n链烷)［45］，说明非生物有机质是原始地球的组成成分之一。
　　(3) 地幔流体组成在横向、纵向上具明显的不均一性［3，8，31］。在横向上受构造环境、演化历史及再循环地壳组分的控制［3，8］，如中国东部地幔捕虏体的流体组分中还原性气体H2，CO等占优势，而位于华北板块和扬子板块碰撞带间的江苏六合方山等地的地幔捕虏体中以氧化性气体CO2，SO2为主要成分，SO2明显升高［4，26，27］。在纵向上，地幔流体组成具有较大差别，已知来自岩石圈地幔的金伯利岩中的地幔捕虏体和金刚石中的流体组分含较高的H2［23，46，47］，而来自下地幔或核幔边界的超深流体和外地核的氢气圈含有更高的H2，流体中CH4和H2约占气体总量的97.8%，N(H)/N(O)比值为1　330［28］，这种超深流体上升达软流层底部时，H2O多于CH4。上地幔流体的组分受再循环地壳组分的影响，氧逸度增大，氧化性气体含量增高，还原性气体H2，CO，CH4等减少。较为明显的趋势是自上地幔至下地幔H2有明显的增加，而SO2则相反随之降低。地幔流体组成在横向和纵向上的这种化学不均一性表明，地球形成后化学分异的阶段性和地球表层板块运动、岩石圈地幔拆沉作用、板块俯冲作用等构造活动对地幔流体有重大的影响，具有十分重要的研究内涵。


火山在活动时不但有蒸汽、石块、晶屑和熔浆团块自火山口喷出，而且还有炽热粘稠的熔融物质自火山口溢流出来。前者被称为挥发分（volatilecomponent）和火山碎屑物质（volcaniclasticmaterial），后者则叫做熔岩流（lavaflow）。
目前，我们把这种产生于上地幔和地壳深处，含挥发分的高温粘稠的主要成分为硅酸盐的熔融物质称之为岩浆（Magma）。
岩浆演化的基本过程是通过分异作用、同化作用和混合作用，由少数几种岩浆形成多种多样的岩浆岩。
分异作用主要有两种：熔离作用和结晶分异作用。
正在加载岩浆
熔离作用是指原来均一的岩浆，随着温度和压力的降低或者由于外来组分的加入，使其分为互不混溶的两种岩浆。天然岩浆中硫化物、氧化物与硅酸盐熔体可以发生熔离作用。
矿物的结晶温度有高有低，因此，矿物从岩浆中结晶析出的次序也有先有后，这就是结晶分异作用。
同化作用又称同化混染作用。由于岩浆温度很高，并且有很强的化学活动能力，因此它可以熔化或溶解与之相接触的围岩或所捕虏的围岩块，从而改变原来岩浆的成分。若岩浆把围岩彻底熔化或溶解，使之同岩浆完全均一，则称同化作用；若熔化或溶解不彻底，不同程度的保留有围岩的痕迹（如斑杂构造等〕，则称混染作用。因同化和混染往往并存，故又统称同化混染作用。
混合作用是由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合，产生一系列过渡类型岩浆的作用。与同化混染相比，混合作用除受两种岩浆热状态的影响外，还受到两种岩浆的相遇机制、密度差等的制约。目前岩浆混合的相遇机制有3种：①新生岩浆周期性地从岩浆房底部注入，与原驻岩浆产生混合；②层状岩浆房中，相邻熔体层之间因对流作用产生混合；③在火山通道内，当岩浆喷发时，受岩浆上升惯力和岩浆黏滞力的共同作用使相邻岩浆层同时进入火山通道产生混合。此外，深部形成的岩浆进入不同成分的浅部岩浆房。

1.地幔的“圈层-板根-沉块-D层结构模式”

表5-13　不同上地幔类型火山岩组合的Sr、Nd、Pb同位素特征

资料来源：吴利仁、李秉伦等，1984,1991；刘若新、周新华、陈道公、解广轰和樊祺诚等1985,1989,1992；李兆鼐等火成岩数据库，1988～1993。

根据近几年美国、日本和中国的一系列地球物理资料，特别是根据天然地震所作的东亚的不同位置、不同深度的地震波三维层析成像资料，我们结合中国东部和海域180Ma以来的地质资料分析，认为中国东部地幔包括上地幔、过渡地幔和下地幔的一种具一定普遍意义的结构形式，我们提出称之为“层圈-沉块-板根”模式（图5-15、图5-16），自左而右，上述地震波速的CT剖面图基本上代表了我国东北—日本本州、华北—日本本州和华南—日本九州以南的海域的地震剖面，其剖面向西延伸已达到并超出我国兴安-太行-武陵重力梯度带，其深度达到2900km的核幔边界，东北、华北和华南及其东部海域的天然地震波速剖面图，表现有以下几个共同特点，我们对这些特点的地质解释是：①从图中可以看出，波速的变化基本上都显示出与地球表面轮廓大体平行的圈层状结构，但是速度相同的波速层朝横向延伸呈不连续状，如果说波速的变化在一定程度上反映了地幔不同部分热状态的变化，甚至还在某种程度上与密度等物理或化学性质有联系的话，则说明了地幔内部三维的不均一性。②在670km以上的地带有一个规模较大的高速带，一般表现为东端较厚、西侧稍薄，西端明显地与日本岛弧之下的俯冲板块的斜插部分相连，在地质上我们把它解释为俯冲大洋板块从有震斜插到无震，斜插过程结束之后，地壳物质运动的另一种形式的继续，即转变成为一种接近高粘滞性的流体物质，由于在670km以上的地幔介质中，这种洋壳物质的密度相对较低，不能继续向下俯冲，只能沿水平方向发生流变性扩展运动，从这个意义上我们认为很像是大洋板块向深地幔延伸扩展的一种“板根”。③相对集中在670～2900km的深地幔波速变化的圈层背景中，普遍出现数量不等和波速较低的物性圈层中，都出现数量不等、大小不一的高速体，高速体的延伸基本上与圈层呈平行关系，这些高速体相对集中在670～2900km之间，其空间分布（位置和高度）相当不均一，从地质的角度，我们认为是俯冲洋壳物质在670km以下发生拆离、拆沉作用（Delamination）的产物，这是地壳和地幔特别是过渡地幔和下地幔发生物质和能量交换的一种重要形式，因为670km是一个相变界面，当“板根”积累量超过临界值时，“板根”要向下沉到670km以下的地幔，同时发生相变成为比周围地幔密度更大的物质，这是发生拆离、拆沉作用的主要驱动机制（在后面要专门讨论）。④相对集中在2600～2900km的核幔边界面以上，存在着厚薄不等的高速层，高速层正是上述“沉块”向下堆积的聚合场所，也可以称为地壳物质在深地幔向下运动的聚合场所，即地质、地球物理常用的“核幔边界层”（“D层”），其下正是低速的外地核，外地核的温度可达5000℃，处于超临界状态，所以有任何外来的较小的扰动，都可以诱发外地核能量的骤然爆发而形成地幔喷流柱（mentle plume）。对太平洋和南非大型地幔喷流柱的研究表明，这种喷流柱在外地核表面有一个汇聚上升过程，可能开始时直径是下面大、中间小，到了670km附近很快扩大，在670km相变面以上可以发生多级分叉，在150～50km左右的深度，进一步分叉扩散，是引起地幔局部融熔的重要驱动机制，在软流圈之上则伴随岩浆一起，进一步沿断裂系统分叉上升，并在地壳的不同深度侵位或喷出地表。考虑到地幔内正常热传导的速度是很慢的，所以热能积聚的过程很长，热的背景场较低，难以诱发上地幔的部分融熔，但是当有“沉块”对外地核“超临界”能量库造成扰动时，可以诱发巨大的热流异常，这种异常热流不仅温度高、能量大，而且上升速度快，是改变上地幔热状态的重要驱动机制。

图5-15　中国东部Cr剖面平面示意图（Fukao等，1992）

A、B…F分别为地震波速剖面

在上述分析的基础上，我们提出了地幔特别是深地幔的结构模式，称之为“圈层-板根-沉块-D″层”模式。

2.中国东部和近海地幔三维热状态分析

中国东部中、新生代火成岩及其深部过程

中国东部中、新生代火成岩及其深部过程

中国东部中、新生代火成岩及其深部过程

中国东部中、新生代火成岩及其深部过程

图5-16　中国东部与日本岛弧之间地区2900km以上的地幔地震CT剖面图（Fukao等，1992；剖面位置见前图）

根据1317～50km区间内，地震波速在地幔不同深度的断面图剖析可以看出每隔30～50km的断面图中，高速区和低速区的位置和范围大小的变化是很大的。与中国东部构造-岩浆动力学关系比较大的是670km以上，特别是150km以上地幔的热状态。从中国东部和附近海域670km以上每隔30～50km间距的地震波速断面图可以看出以下几个问题：①从深度712～629、629～551、551～478和478～410km的4个波速断面图中可以看出，自下而上低速区由小而分散的16个点，逐渐稍许集中，主要的低速区集中于日本本州东侧、菲律宾板块中央和加里曼丹东北侧以及苏门答腊西北端和爪哇东端等9个点。②从深度为410～348、348～290、290～238,238～190km和190～148km的5个波速断面图分析，自下而上，低速区进一步由小而分散的9个点，向上相对集中为7个稍大的区，其中主要的低速区位于鄂霍次克海、日本岛东侧、中-朝边界东侧、台湾海峡、广东东南侧和加里曼丹等。③从深度为148～110、110～78和78～51km的3个地震波速断面图可以看出，在148～110km的断面图中低速区已相对集中为4片，自北而南依次为鄂霍次克海、日本岛、锡霍特阿林、中-朝边区、郯庐区、台湾海峡、粤东南和加里曼丹等区。在110～78km的断面图上，鄂霍次克—锡霍特阿林—中朝边区—长江中下游—浙东—闽北几乎连成了一片，而广东南东的低速区似乎与南海—加里曼丹的低速区几乎连成一片。④在78～51km的断面图上，东北、华北的低速区进一步向南扩展，几乎与南海的大低速区相连。这一现象可能的解释是：中国东部上地幔在110～51km和51km以上的地幔中，可能存在着部分熔融或软流圈层；中国东部的软流圈可能存在着两个大的区，东北、华北、沿郯庐断裂带向南可能延到中、下扬子、浙江和闽北地区，属同一个大低速区，而粤东南可能与南海同属一个低速区，这些较浅的（110～51km）热区可能与部分熔融和软流圈有联系，而且可以较好地说明110～51km深度的上地幔的热状态有利于幔源岩浆特别是基性岩浆的形成。⑤如果在110～51km的上地幔中存在着部分熔融区或软流圈，那么基性岩浆的上升和伴随着深部异常热流的上升，势必导致壳幔边界拆离区、交错叠覆区和地壳内部（下地壳和中地壳）的部分熔融或低熔组分的岩浆的产生，从而产生一系列壳幔边界、下地壳、上地壳和中地壳的不同成分和不同性质的岩浆。⑥如果把地幔喷流柱形成的热点轨迹假设为相对稳定的地球深部坐标轴，那么，就可以根据洋底的磁条带的年代数据，对板块的运动追溯复原到180Ma前（即中侏罗世以前），从670km上、下和2900km核幔边界层的沉块堆积带来看，基本上分布在特提斯地区和环太平洋地区，说明了可能与板块俯冲的环太平洋带和碰撞造山的特提斯带的地质结论基本吻合，但我们根据中国东部特别是滨太平洋地区构造-岩浆作用的动力学阶段、火成岩组合和时空分布规律，倾向于认为这种地幔的结构模式和热状态可能代表了150Ma年（晚侏罗世）以来中、新生代中国大陆内部不同块体以及中国东部大陆与库拉太平洋板块、南海板块和印度板块相互作用的结果。

图5-17　地幔喷流柱多级分叉上升模式图

推测的超级地幔羽形态（丸山茂德等，1991）

3.深地幔内地壳物质的运动形式和重要意义

根据我们提出的中国东部和海域地幔的“圈层-板根-沉块-D″层”模式和上述分析，我们认为库拉太平洋板块与中国东部大陆的相对运动和相互作用，俯冲带向下斜插的深度可以达到相当大的深度（＞400km），但因在70km以下板块物质在超高压下物理性质的改变，即发生塑性流变，所以不显示深源地震的明显标志。从上地幔和地幔过渡带的矿物组成和相变规律（表5-14、图5-18～5-21）可以看出，在5.0GPa（150km）以上，地幔平均密度为3.3g/cm³，主要矿物相组合为橄榄石（62%）、富铝辉石（25%）、绿辉石（12%）和其他（1%）；在5.0～14.0GPa（150～410±10km）条件下，矿物相组合为橄榄石（62%）、贫铝辉石（14%）、镁铝榴石（11%）、绿辉石（12%）、其他（15%），岩石密度从3.36～3.37g/cm³,14.0～18.0 GPa（410～560±10km）条件下，矿物相为β尖晶石（62%）、镁铝榴石（25%）、透辉石-Ⅱ（12%）、其他（1%），岩石密度为3.53～3.62g/cm³；在18.0～22.0GPa（560～670±10km）条件下，β尖晶石转变为γ尖晶石（62%）、镁铝榴石转变为钛铁矿（25%），透辉石-Ⅱ（12%），其他（1%），岩石的密度从3.62g/cm³转变为3.77g/cm³，在22.0GPa（660±10km）条件下，发生较大的相转变，即γ尖晶石（62%）和钛铁矿（25%）都将转变为镁钙钛矿（83%）和镁方铁矿（4%）、透辉石-Ⅱ（12%），此时岩石的密度将从3.77g/cm³快速增加到4.12g/cm³。在上述相转变的过程中，俯冲过程开始时是个吸热过程，下降速度较慢，中间由于矿物相转变，岩石密度从3.3g/cm³增到3.62g/cm³，其下降速度逐渐加快，但到（560～670）±10km之间下降速度逐渐变慢，由于下沉板块密度比周围地幔密度小，所以在670km之上，下沉大洋板块斜向下沉的速度变慢，俯冲作用被相变流变层向水平方向扩展，呈高粘滞性的半流体状态运动。如果说库拉-太平洋板块斜插俯冲的宽度主要局限在日本附近的话，而相变流变层则沿670km附近的圈层方向伸展的宽度已接近兴安-太行-武陵重力梯度带，因而在该相变流变层的前锋，由于拆沉作用，给核幔边界以某种热动力而诱发了不同规模地幔热流柱的形成和上升；同时在深地幔相变流变层到上覆大陆地壳之间形成一个较宽的楔形区。在这个楔形区内，有相变流变层释放的再循环流体和热能；有因为拆沉作用，沉块对外地核的扰动而诱发小规模的热流柱，热流柱不仅是一种温度异常高的热流，而且伴随有一定数量的地幔深源流体，其中不仅包括300～50km条件下，由地幔矿物（超高压条件下尖晶石、橄榄石、辉石都可以含结晶水）释放的水，而且由深地幔或外地核释放的流体，主要为H₂O、CO₂、P、K等。

图5-18　上地幔和地幔过渡带的组成模型

软流圈内含5%的熔融体，使二辉橄榄岩的波速下降7%～11%，导电率提高1～2个数量级

图5-19　中国东部及邻近海域岩石圈/软流圈构造图（彭聪等，2000）

1—地壳增厚区；2—海洋板舌折沉区（投影至地表位置）；3—大陆岩石圈与海洋岩石圈分界；4—大陆软流圈分区；5—大陆软流圈与海洋软流圈分界

表5-14　地壳岩浆源区与相应火成岩组合的主要特征

资料来源：林景仟、谭东娟、许文良等，1984～1994；刘若新、周新华、陈道公、樊祺诚等，1984～1992；李兆鼐等火成岩数据库，1988～1993；张德全等，1989。

图5-20　中国东部岩浆深部过程模式示意图

①东北地区；②华北地区；③华南地区

图5-21　中国东部大陆中、新生代壳-幔物质-能量多级对流示意图

以上分析的H₂O和挥发分的足够补给，是使上地幔和地壳发生局部熔融（降低熔融温度）的重要条件。

由多个不同块体拼合而成的中国东部大陆，其地幔具有“圈层-板根-沉块”的结构模式。岩浆作用可分为T—J₂、J₃—K和E—Q 3个阶段。火成岩的同位素组成等主要取决于不同块体的地球化学背景，有明显的继承性。岩浆作用的时-空分布不仅取决于不同块体的相互作用，而且还取决于岩石圈与地幔不同圈层之间的物质—能量的交换过程（图5-21）。

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温岭市17646225833： 什么是岩浆作用 - ？
禽申桑枝： 岩浆作用:上地幔高温高压融溶体向地表或近地表侵入/喷出,矿物冷凝结晶,融溶体从液态到固态的全过程称为岩浆作用

温岭市17646225833： 岩浆作用的概念 - ？
禽申桑枝： (一)岩浆 岩浆是在地壳深处或上地幔天然形成的、富含挥发组分、高温黏稠的硅酸盐熔融体.它的温度一般在800~1200℃,可以低到650℃,也可高达1400℃.岩浆可以沿着地壳的薄弱地带或地壳裂隙运移和聚集,侵入地壳或喷出地表,最...

温岭市17646225833： 内力地质作用有什么特点 - ？
禽申桑枝： 内力地质作用简称为内力作用,是由地球转动能、重力能和放射性元素蜕变的热能等所引起,主要是在地壳或地幔中进行.内力地质作用包括地壳运动、岩浆作用、变质作用和地震作用等. 构造运动是指岩石圈物质的机械运动.它有垂直和水平...

温岭市17646225833： 求问:岩浆作用的特征？
禽申桑枝： 地壳深部(至上地幔顶部)高温熔融岩浆 的发生、发展、演化直至冷凝固结成岩的整个地质作用过程.内动力地质作用的一种.地壳深处的岩浆具有很高的温度和压力,当地壳因构造运动出现断裂时,可引起地壳局部压力降低,岩浆向压力降低...

温岭市17646225833： 岩浆作用及岩浆岩特征 - ？
禽申桑枝： 1.岩浆作用及岩浆岩 地下深处形成的岩浆,在其挥发分及地质应力的作用下,沿构造脆弱带上升到地壳上部或地表e69da5e887aa7a686964616f31333433616232,岩浆在上升、运移过程中,由于物理化学条件的改变,不断地改变自己的成分,...

温岭市17646225833： 为什么 地球的地下会有岩浆? - ？
禽申桑枝： 岩浆是地壳深处一种高温、成分复杂的硅酸盐熔融体.这种熔融体的物理性质很特别,它既像坚硬的固体,又像柔软的液体.它如同烧红了的玻璃那样,既可流动弯曲,却又十分坚硬致密.因此,在希腊文中,岩浆的原意是指可以揉搓的“面团...

温岭市17646225833： 谁知道岩浆的活动过程?? - ？
禽申桑枝： 岩浆活动岩浆向地表或地壳上层运移的过程.地壳深处或上地幔的岩浆是富含挥发分的高温粘稠的硅酸盐熔融体,炽热粘稠的岩浆,在地下高压的作用下,具有极大的物理—化学活动性,可以沿地壳脆弱地带向地壳上层运移,或沿地壳的构造...

温岭市17646225833： 岩浆是什么 - ？
禽申桑枝： 解释1:火山在活动时不但有蒸汽、石块、晶屑和熔浆团块自火山口喷出,而且还有炽热粘稠的熔融物质自火山口溢流出来.前者被称为挥发分(volatilecomponent)和火山碎屑物质(volcaniclasticmaterial),后者则叫做熔岩流(lavaflow).目前,我们把这种产生于上地幔和地壳深处,含挥发分的高温粘稠的主要成分为硅酸盐的熔融物质称之为岩浆引(Magma). 解释2:岩浆(Magma):是指地下熔融或部分熔融的岩石.当岩浆喷出地表后,则被称为熔岩(Lava).

温岭市17646225833： 地球的地壳内为什麽会有岩浆?？
禽申桑枝： 岩浆生成于地幔,地幔是地球里面放射性物质集中的地方,由于放射性物质分裂的结果,整个地幔的温度都很高,大致在1000℃到2000℃或3000℃之间,这样高的温度足可使岩石溶化,但这里的压力很大,约50-150万个大气压.在这样大的压...

温岭市17646225833： 试述岩浆岩产状特征、岩浆岩分类及其主要矿物成分. - ？
禽申桑枝： 岩浆岩又称火成岩,是由岩浆喷出地表或侵入地壳冷却凝固所形成的岩石,有明显的矿物晶体颗粒或气孔,约占地壳总体积的65%.岩浆是在地壳深处或上地幔产生的高温炽热、粘稠、含有挥发分的硅酸盐熔融体.是形成各种岩浆岩和岩浆矿床...