壳幔作用的途经和判定这一作用的地球化学方法
壳幔相互作用及其区域成矿效应
哀牢山金矿带硫同位素组成直方图
于-6‰～+6‰。我们认为，哀牢山金矿带成矿过程中的硫主要来自地 幔，并有地壳组分参加，可能与区域复合造山过程中地壳再循环组分 加入成矿过程有关。
分 析 结 果 及 讨 论
铅同位素 本次测定了大坪金矿10件矿石铅同位素，同时收集了金矿 带38件矿石铅和30件岩石铅同位素测试结果，结果表明它们的 比值变化范围基本相同，除了金厂个别岩石铅为异常铅外（模 式年龄为负值），大部分属于正常铅。计算获得矿石铅μ值为 9.44～9.81，均值为9.56,岩石铅μ值为9.23～9.93，均值为 9.58,均位于一般正常铅演化曲线的μ值范围内(μ=9.5～9.6)， 表明是壳源铅与幔源铅混合的结果；矿石铅ω值为37.24～ 40.16，岩石铅ω值为30.21～43.19，说明成矿带至少有两种 铅源。
立论依据及研究目的
哀牢山金矿带位于著名的西南三江复合造山带南段，是我国最重要的 金矿产资源基地之一。目前，带内已相续发现了老王寨、金厂、大坪、长 安、哈播等一批大型-特大型金矿床。一方面，深部构造活动对区域成岩成 矿作用具有深刻的影响（边千韬，1998；曹显光，2005；葛良胜，2008）， 另一方面，壳幔相互作用对成矿元素超常富集制约作用明显（ 邓军等， 2010）；但是，壳幔相互作用对哀牢山金矿带成矿作用的影响还没有明确 的认识，有必要对其开展深入研究。 我们通过对区域地质地球物理场特征分析，选择老王寨、金厂、大坪等 典型金矿床为研究对象，通过系统同位素示踪学研究，以点带面探讨哀牢 山金矿带壳幔相互作用与金成矿作用的关系，希望能为哀牢山金矿带的金 矿床学研究拓宽思路。
分 Байду номын сангаас 结 果 及 讨 论
碳氧同位素 金伯利岩中的金刚石和碳酸盐岩中的碳酸盐是地幔碳 同位素测定的直接样品。大坪金矿碳酸盐δ13C值和δ18O 值分别在-6.2‰～-4.4‰和9‰～12.8‰之间，平均-5.18 ‰ 和 11.7‰ ， 老 王 寨 金 矿 碳 酸 盐 δ13C 值 为 -9.5‰ ～ 0.34‰，δ18O值为13.2‰～18.5‰（何明友，1996；杨夕辉， 2003）。表明均略大于地幔碳氧同位素组成范围 （Nelson， 1988；Deines，1992 ），显示地幔来源特征。
论油气壳_幔非生物成因的物质基础及运移动力_张恺
论油气壳-幔非生物成因的物质基础及运移动力张恺(教授级高工石油地质中国石油天然气总公司石油勘探开发科学研究院北京100083)摘要油气生成的物质基础和运移动力是油气壳-幔非生物成因说必须回答的二个基本问题。
作者从宇宙天体演化角度出发,论证了地球内部是富含氢元素及其化合物的,氢在地球内部的不同深度呈气态、凝固态、结晶体、半金属或金属等相态存在;在各类板块边界由岩石圈板块之间相互作用而产生的挤压力、拉张力,由地球固体潮所造成的地壳脉动式运动以及盆地沉积盖层中的运移动力(静压力、重力、水动力)是造成壳-幔系统油气运移的三个基本动力。
主题词无机成因油气生成油气运移板块边界地壳运动脉冲静压水动力条件收稿日期1997-07-10板块构造理论的诞生与发展给油气成因二元论带来了新的活力。
作者所以主张油气成因二元论,是因为板块构造理论能令人信服地阐明两种成因的油气都是自然界的客观产物,能把两者的成因机理在板块构造理论的基础上统一起来。
油气的两大起源及其演化模式也和地球其他层圈一样,随着地球演化的四个阶段的发生、发展而变化[1,2]。
笔者把油气生物成因的各种模式与板块构造各种类型的活动带联系起来[1,2];也把油气非生物成因的各种模式与板块构造各种类型活动带联系起来[3,4],这样,油气两大起源的各种模式很自然的被看作是各种类型板块构造活动带的自然产物。
据此,笔者探讨了全球油气分布,富集规律的五种地质模式,提出了三度空间多套油气源叠合、富集的理论[4],以及油气成因二元论与油气勘探新准则[5],并提出了板块构造旋回与中国含油气盆地分类、评价的新方案[6],以及板块构造旋回与全球含油气区类型划分,油气资源展布[7]。
本文拟从宇宙、天文学角度探讨地球内部富含氢问题,以及壳-幔深部非生物成因油气运移的动力问题。
前者涉及到油气非生物成因的物质基础问题,后者涉及到油气在壳-幔深部运移的动力和方式问题。
期望引起同行们的关注与讨论。
地球科学大辞典地热地质学地热地质学
地球科学大辞典地热地质学地热地质学总论【地热学】geothermics是经典地球物理学的一个分支学科。
研究内容涵盖三个方面。
一是理论方面，探索地球的热状态和热历史，包括地球内热的时空分布、形成演变、传输聚散等，尤其着重研究地球内热的驱动-诱发机制，即内热在生成、传输、积聚和耗散过程中驱动壳幔物质的构造变形或运动，以及岩石圈深度内不同规模、不同形式构造运动诱发相应的热效应。
由此可见，地热学是深部地质学，尤其是地球动力学研究的一项重要学科内容。
二是应用方面，它将地球视为一个蓄存巨大热能资源的热库，重点研究地热资源的形成、分布、富集机制和相应的勘探开发方法及利用途径等；同时，深部热作用对矿藏、煤炭，尤其是石油和天然气的形成、聚集、迁移起着重要的控制和制约作用；另外，当金属、煤炭等矿产资源进行深层开发时，将面临矿井内高温热害，此时地热学的研究任务乃是阐明热害形成的机制及相应的对策。
三是实验方面，包括钻孔温度测量、岩石热物理性质的实验测定，乃至实验仪器和装备的设计和研制等实验科学。
这三个方面分别归属理论地热学，应用地热学和实验地热学三个学科分支的研究内容。
【地热地质学】geothermic geology地质学与地热学的交叉学科，应用地热学的一个分支。
其主要任务和目的是：应用地质学和地热学的理论与方法研究地热资源形成与分布规律，划分热田成因类型，查明地热流体的物理性质及化学成分，确定其工业价值和预测开发前景等，为经济合理地进行勘探、开发与利用提供科学依据。
其主要研究内容包括：①研究地热资源形成与分布的区域大地构造背景；②查明地层、岩性、热储赋存部位、形态、规模及分布范围；③研究构造控热规律，查明地热流体运移、上升的主流通道及其产状和位置；④研究地热田地表地热显示特征，查明热源性质和水源补给条件，划分地热资源类型(水热型、蒸气型、热干岩型、岩浆型或地压型等)；⑤研究地热田水动力场、地热场、地球化学场特征及其时、空变化规律，建立热田模型，预测热田寿命，制定确保热田可持续开发的有效措施；⑥根据地热流体的物理性质、化学成分、流量、温度等进行综合评价，综合勘探，制定合理开发利用方案。
地球化学的基本原理与方法
地球化学的基本原理与方法地球化学是研究地球化学元素在地球圈层中的分布、迁移和变化规律的科学。
它包括了广阔的研究领域，如地球的成因演化、地球内部物质的组成和运动、地形地貌的形成以及环境和生命的演化等。
本文将介绍地球化学的基本原理与方法，通过对样品的采集、分析和解释，揭示地球物质的特征与变化规律。
一、地球化学的基本原理地球化学的研究基于一系列基本原理。
首先，地球是一个相互关联的系统，地球化学过程是有序的、相互影响的。
其次，地球的物质由元素组成，各元素以化学形式存在，并且会在地球圈层中相互转化和迁移。
再次，地球化学元素的分配在很大程度上受到地球内部和外部过程的影响。
此外，地球系统中的不同层次和不同尺度的相互作用也对地球化学产生重要影响。
二、地球化学的研究方法1. 野外采样：地球化学研究从野外的实地采样开始，通过采集不同地貌、不同地质单位和多个层次的岩石、土壤、水和气等样品，获得地球化学元素的信息。
2. 实验室分析：通过高精度分析仪器对采集的样品进行实验室分析，如电子探针、质谱仪、原子吸收光谱仪等。
这些分析方法能准确测定样品中各元素的含量和同位素组成。
3. 数据处理和解释：通过对实验室分析得到的数据进行处理和解释，得出样品的地球化学特征。
常用的处理方法包括数据标准化、统计分析、元素比值计算等。
四、地球化学研究的应用领域地球化学在地球科学中具有广泛的应用价值。
以下是一些典型的应用领域：1. 地壳演化与成矿：通过地球化学方法，可以揭示地球内部岩石圈和陆地表层物质的成分和来源，了解地球演化的历史和成岩成矿过程。
2. 环境地球化学：通过地球化学技术，可以监测和评估环境中的污染物，如土壤、水体和大气中的有害物质。
这有助于制定合理的环保政策和资源管理方案。
3. 气候与气象地球化学：地球化学方法可以帮助研究气候变化与气象现象之间的关系，揭示气候演化的机制，并为气候预测和气象灾害分析提供数据支持。
4. 生物地球化学：通过地球化学研究，可以了解生命活动对地球环境的影响，研究生物地球化学循环，从而推进生物多样性保护和生态系统管理。
第四章 化学地球动力学及深部过程地球化学示踪
图4 中国主要地体上地幔Nd-Sr-Pb(206、207、208)同位素 组成的五维拓扑空间投影图解
1.华南陆快；2.南半球和冈瓦纳；3.华北陆块；4.北太平洋（朱炳泉，1991） 。
图5 全球麻粒岩207Pb/204Pb－206Pb/204Pb图解
G-L:格陵兰…拉布多拉； Le：苏格兰路易斯； In：印度； A：澳大利亚； Si：西伯利亚； An：南极； SF： 南非； SA：南美；NC：华北；SC：华 南；SG-W：南戈壁乌拉山群；J：佳木斯麻山群（朱炳泉，1998）。
~0.5128
0.7026~ 0.7030
~0.707 0.7035 0.7045
21.0 ~ 22.0
16.5 ~17.5 18.5 ~ 19.5 18.3 17.35~17.5
~ 0.2893
0.2826~ 0.2827 0.2828 ~~ ~~
0.5123~ 0.5124 0.7045~ 0.7060 0.5130 0.512438
图6 中国大陆不同块体铅同位素206Pb/204Pb分布柱状统计图（
Zhu, 1995） (A) 新生代玄武岩；(B)中生代花岗岩长石. 1－华北；2－扬子；3－华南；4－东北 兴安岭地区；5－西藏。
4．关于地幔区域不均一性形成的争议与启示
争议：概括为两类：（1）地球地幔原始均一后来演化为不均一； （2）地球地幔原始不均一后来再发生演化。 *地球地幔原始均一后演化出不均一说：地球原始是均一的 ，后自身分异，尤其 是 层圈相互作用和再循环导致不均一。这是 迄今地球化学的统治思想。表现为对全球地幔采用统一的原始地 幔标准。如对于南半球地幔显示出的同位素组成特殊性，认为是 异常。对其形成，尽管存在着密集的俯冲碰撞使大量地壳物质带 入地幔成因说（Allegre & Turcotte, 1985）及幔核边界层物质上涌 形成说（Hart, 1988; Castillo,1988）之争，但均是从统一原始地幔 考虑问题的。 *地球地幔原始不均一加后来演化说: 根据天体化学揭示的 原始地球物质在空间上 的 不均一 性 ，而且全球地幔化学不均一性 的某些规律又非能由层圈再循环所 能 解释，因而提出了地球原始 非均一论，向均一论发起挑战（欧阳自远等，1994，1995）。
壳幔相互作用深部过程的(精)
二、秦岭商丹古会聚带洋壳俯冲与壳幔再 循环论证
（一）研究基础：
1 会聚带共存着能代表古洋岩石圈残留的松树沟蛇绿 岩片（构造侵位时代为983 ±140 Ma)与形成于洋内岛 弧的丹凤群以玄武岩为主的火山岩系（984 ±36 Ma)， 它们的岩石可提供古洋岩石圈及岛弧岩浆的化学组成 信息，为研究设置本区域壳幔的具体约束； 2 古洋岩石圈特征：
图3 丹凤群基性火山岩 Ti/1000(×10-6) 对 Mg(%) 图解, 显示岩浆的演化趋 势
a: 岩浆A; b: 岩浆B; c: 混合 岩浆 C. 演化线 a 起点处的断 线圈代表早期结晶岩石的包 体; 演化线 b起点处的实线圈 代表具有接近 N-MORB 化学 成分的镁铁质岩石包体.
图4 丹凤群和二郎坪群基性火山岩Y/Tb-Y图解
图1 丹凤群玄武 岩εNd-Nb/Th、 εNd-La/Nb和 εNd-Ba/Nb图解 (据李曙光, 1994) 基础数据引自张 旗等(1995).
图2 丹凤群变玄武岩的Th/Yb-Ta/Yb图解（Pearce,1983) (引自张旗等，1995） DM: 亏损地幔；MORB：洋脊玄武岩（N型）；OIB：洋岛玄武岩； TH：拉斑玄武岩； CAB：钙碱性玄武岩；SHO：钾玄岩。空圈为 三十里铺玄武岩；黑圆点为郭家沟玄武岩；×：LREE亏损型玄武岩.
壳幔相互作用深部过程的 地球化学论证
以古洋壳和陆壳俯冲-再循环为例
张本仁 欧阳建平 张宏飞 赵志丹 凌文黎
一、引 言
壳幔相互作用是推动大陆发展的直接动力， 是整个地球动力学系统的重要组成部分。 壳幔物质再循环是壳幔相互作用的重要表现， 揭示壳幔物质再循环是探讨壳幔作用及其动 力学的必经途径。 已提出的壳幔再循环类型有： 1 板块会聚带与B型俯冲有关的壳幔再循环； 2 岩石圈的底侵和拆沉； 3 陆壳俯冲有关的超高压变质岩的形成和折返。
地球表面的地球化学循环
地球表面的地球化学循环地球是我们生活的家园，它是一个复杂而精密的生态系统。
地球表面的地球化学循环是维持地球生命的重要过程之一。
地球化学循环是指地球上各种元素和化合物在不同环境中的循环过程，包括岩石圈、大气圈、水圈和生物圈之间的相互作用。
这些循环过程不仅影响着地球的气候、生态系统和地质演化，也直接或间接地影响着人类的生活。
一、岩石圈中的地球化学循环岩石圈是地球表面最外层的固体地壳，它是地球地壳和上部地幔的总称。
在岩石圈中，地球化学循环主要包括岩石的形成、变质和风化等过程。
岩石的形成是指岩石从熔融状态或溶液中形成的过程，如火山喷发和岩浆冷却。
岩石的变质是指岩石在高温高压下发生的化学和物理变化，如板块运动引起的地壳变形和变质作用。
岩石的风化是指岩石在大气、水和生物等因素作用下分解和溶解的过程，如风化作用和溶蚀作用。
二、大气圈中的地球化学循环大气圈是地球表面上空的气体层，它包括对流层、平流层和臭氧层等不同层次。
在大气圈中，地球化学循环主要包括大气的成分和气候的变化等过程。
大气的成分主要由氮气、氧气、水蒸气、二氧化碳等组成，其中二氧化碳是温室气体的重要成分，对地球气候起着重要的调节作用。
气候的变化是指大气中温度、湿度和风速等参数的变化，如季节变化和气候变迁。
三、水圈中的地球化学循环水圈是地球上水分循环的过程，包括水的蒸发、降水、融化和蒸发等过程。
在水圈中，地球化学循环主要包括水的循环和水质的变化等过程。
水的循环是指水从地表蒸发成为水蒸气，然后凝结成云，最后降水到地表的过程。
水质的变化是指水中溶解物质和微生物的变化，如河水的污染和海水的盐度变化。
四、生物圈中的地球化学循环生物圈是地球上生物体所占据的所有地方，包括陆地和海洋等不同生态系统。
在生物圈中，地球化学循环主要包括生物的生长、死亡和分解等过程。
生物的生长是指植物通过光合作用将二氧化碳和水转化为有机物质的过程，而动物则通过摄取植物和其他动物来获取能量和营养。
第三章地幔对流和地幔动力学分解
• 4）地幔柱的活动是连续的，但是在地质时间尺度上 它又具有一定的间歇性，这可以用以解释热点轨迹 分布的图象。
4、地幔对流的结构模型
目前对D”层的认识： l） D”层为一个厚度 100一300km的薄层，它
1、地幔对流假说的科学依据及对流模型
• 本世纪初，魏格纳的大陆漂移假说震撼了整个地 球科学，尽管魏格纳列举了大量的地质学、地理 学、气候学和古生物学的证据，论证了我们这个 行星的几个大陆在两亿年前曾经是一个古大陆， 后来被分裂、漂移，形成了现代的格局。但当时 大陆漂移学说却面临绝境，因为没有人能够解释 大陆为什么能漂移。与之相反，著名的地球物理 学家Jeffreys从理论上证明固体的硅铝层地壳和 硅镁层地幔之间存在的巨大摩擦力使大陆不可能 漂移。
3. 外部力驱动下的地慢物质流动
3.2俯冲板块的角度问题
• 这与观测结果显然不同，表明必定有别的力作用于 俯冲板块的上部或下部，托起下俯冲板块以保持俯 冲角度。作为一个模型可以用地幔物质流动来讨论 俯冲板块下插入“可流动”的地幔中产生的对流以 及它们作用在俯冲板块上的力及重力矩的平衡问题 （Fig.1）。以一定速度向下俯冲的板块可以延伸至 无穷远并将地幔分成两个部分，岛弧角部分和海洋 角部分。由此可以看出，无论是岛弧角方面作用于 下俯冲板块上表面的吸力，还是作用其下面的托力 都使其抗拒重力作用而保持一定的俯冲角度。
1、地幔对流假说的科学依据及对流模型
• 地幔作为地球结构中最大的部分，成为研究中一个 最重要环节。研究地幔对流在地幔中运行的模式， 探讨它对地壳、岩石圈构造、运动，和对地核物质 运动的影响，以及研究它们之间的相互作用已成为 当代固体地球科学研究的最优先研究的课题之一。
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壳幔作用的途经和判定这一作用的地球化学方法摘要壳幔相互作用是当代地球科学,特别是深部地质和大陆动力学研究的重要课题。
本文介绍了壳幔相互作用的途经：底侵作用和拆离作用；以及判定这一作用的地球化学方法和证据。
关键词壳幔作用底侵作用拆离作用地球化学地球是已知太阳系中唯一一个具有演化的(安山质或英云闪长质) 大陆地壳的行星, 而其它行星, 如月球的月壳由基本未经演化的玄武岩组成。
大陆地壳这种独具特色的组成是如何形成的? 现有研究已证实, 原始地壳是由地幔通过部分熔融产生的岩浆上侵和喷发而成。
因此,为了回答上述地球科学的基本理论问题, 人们必须了解以下壳—幔双向物质交换机制和质量迁移量〔1〕: ①地幔是如何通过部分熔融作用形成地壳的?②地壳物质又是如何通过再循环( recycling)过程返回地幔的?③地壳形成和演化机制在地质历史上是否发生过明显变化?由于软流圈是地幔岩浆的主要策源地, 因此,软流圈地幔和岩石圈地幔以及地壳三者之间的物质交换过程对于认识大陆动力学至关重要。
众所周知, 板块构造在解决大陆地质问题时遇到了许多困难。
例如,大陆地壳为何可保存长达数十亿年而不被消减掉? 大陆内部为何有岩浆作用?为何古老造山带通常是没有山根的? 含柯石英和金刚石的超高压变质带为何会大面积折返暴露地表? 近年来,底侵作用(underplating)和拆沉作用(delamination)受到地质、地球物理和地球化学家们共同重视的另一壳—幔交换过程,被用来解释软流圈、岩石圈地幔和地壳三者之间的物质交换以及随之而造成的山脉隆升、盆地形成过程和陆内大规模岩浆作用等现象。
1 壳幔作用的途经1.1 底侵作用(underplating)底侵作用是指来自深部的岩浆向上侵位、添加和囤积的过程, 它实际上包括两种情况:(1)来自上地幔部分熔融产生的基性岩浆侵入或添加到下地壳底部;(2) 下地壳(包括壳幔混合层) 岩石的部分熔融形成的岩浆向中上地壳的侵位和添加[2]。
在很多地区(尤其是造山带碰撞后期) ,底侵作用是壳幔混合层的主要物质来源。
底侵的基性、超基性岩会改变下地壳底部的Vp 速度结构,致使下地壳和上地幔之间出现一个速度递变带(即壳幔过渡带),这也是底侵作用的地震学标志。
这个递变带多以镁铁质成分为主,其与长英质成分一起构成下地壳的双组分结构, 体现在地震波上便是下地壳的双峰式分布特征。
另外,目前探明的壳幔混合层中的“层状”,一方面可能是物质成分的互层,另一方面也可能是不同时期多次底侵作用的结果。
如澳大利亚东南部大量下地壳包体主要为基性辉石麻粒岩和石榴石麻粒岩。
该区的下地壳是在很长时间内通过多次基性岩浆底侵作用形成的。
反射和折射地震成果也证实这个底侵层状基性岩体代表了壳—幔过渡带(5～15km) [2],Vp 从6.5 km/s 渐变为7. 5km/s,符合壳幔混合层的波速结构和岩石特点。
底侵作用不仅是壳幔混合层的物质来源,也是混合层物质过程的驱动因素之一。
底侵作用提供的热可以使壳幔混合层内的物质部分熔融并进一步向中上地壳侵位。
壳幔混合层的不断加厚, 还会引起拆沉作用,促使壳幔混合层的物质重新返回地幔,构成壳幔物质循环。
1.2 拆沉作用(delamination)拆沉作用的概念最初是由Bird〔3,4〕于1978 年和1979 年发表的两篇文章中提出的。
他分别讨论了喜马拉雅造山带的花岗岩浆作用、变质作用和伴随的隆升作用机制以及科罗拉多高原岩浆作用机制。
在前一种情况下, 热模拟表明, 逆冲断层和放射性产生的热不足以造成地壳熔融产生喜马拉雅花岗岩和变质作用, 而需要另外的热源。
在后一种情况下, 科罗拉多高原的隆升和岩浆作用难以用板块俯冲作用来解释, 因为始新世当俯冲板片已退至加利福尼亚时, 该高原仍未隆起, 因此需要用经典板块俯冲作用以外的机制来解释该高原的隆升和大规模岩浆作用。
在此两种情况下,Bird〔3,4〕均用拆沉作用引起软流圈上升至地壳底部带来的热和岩浆活动来解释。
然而, 正如Bird〔4〕所指出, 1976 年Sleep 等〔5〕在讨论密执安盆地沉降机制时, 实际上已涉及拆沉作用的思想。
稍后于1981 年, Hou- seman 等〔6〕从连续介质力学角度研究了大陆碰撞过程,结果表明造山带地幔根应迅速沉入下伏软流圈对流系统中,也即拆沉作用。
在上述早期研究中, 拆沉作用系指大陆下岩石圈地幔由于较软流圈温度低,因此密度较大, 由此产生重力不稳定性, 当存在适合的裂隙时,岩石圈地幔将沉入软流圈地幔中。
这是人们通常所指的、狭义的拆沉作用。
Houseman 等〔6, 7〕提出的对流减薄(convective thinning) 模型认为,由于密度较大的岩石圈地幔覆于密度较小的软流圈地幔之上将造成对流, 如此同样会使岩石圈地幔沉入软流圈中, 并使得岩石圈减薄。
目前, 人们将这两种机制造成的岩石圈地幔沉入软流圈的过程, 均称为拆沉作用〔7, 8〕。
后来,人们发现造山过程中由于地壳加厚, 造山带地壳下部(大于40 km ) 将形成榴辉岩, 如现今青藏高原地壳厚度为50～ 80 km〔9〕。
榴辉岩和地幔岩石在600M Pa 和室温下的密度分别为3.43 (±0.11, 1σ) g·cm - 3和3.29 (±0.02) g·cm - 3〔10〕,前者明显大于后者。
基性岩浆底侵于下地壳底部和下地壳部分熔融产生的残余体, 经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度(313～316g·cm- 3)〔21〕。
因此, 由榴辉岩和基性麻粒岩组成的下地壳在重力上亦是稳定的, 将沉入地幔中, 即大陆下地壳的拆沉作用〔10～ 18〕。
洋壳在俯冲至大陆以下的过程中, 在一定深度条件下同样会相变为榴辉岩, 造成洋壳的拆沉作用〔19〕。
新近对加拿大魁北克格陵威尔造山带反射地震研究结果表明, 造山带根部存在榴辉岩〔20〕。
对苏格兰北部的反射地震研究表明, 大陆岩石圈上地幔中存在由洋壳相变而成的榴辉岩残片〔21〕, 这些研究为下地壳和洋壳的拆沉作用提供了进一步的证据。
大陆溢流玄武岩的大量喷发和相应深成岩侵入至古老的克拉通区, 但对克拉通面积或厚度基本无影响。
类似地,前寒武纪克拉通发育大量的花岗质侵入体, 表明它们不可能由封闭体系下的壳内熔融作用产生。
这些现象从另一个侧面指示了壳—幔边界是开放的, 壳—幔物质交换是双向的〔13〕。
按现有文献, 拆沉作用应泛指由于重力的不稳定性导致岩石圈地幔、大陆下地壳或大洋地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程。
其中, 重力不稳定性是拆沉作用的驱动力, 其直接结果是造成岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈, 热的软流圈物质相应上涌至地壳下部置换冷的上地幔。
岩石圈加厚是大陆岩石圈和下地壳拆沉的前奏曲。
岩石圈加厚的作用包括两方面: ①促使基性下地壳转变为榴辉岩; ②迫使冷的、密度较大的岩石圈地幔沉入热的、浮力更大的软流圈中〔21〕。
2 壳幔作用的地球化学证据和方法对壳幔物质存在交换目前已无太多异议[1 ]。
地壳通过消耗地幔而得以增生已成共识,但对地壳,特别是陆壳,能否以某种方式进入地幔仍然存在争议,我国大别—苏鲁超高压变质岩中含金刚石和柯石英榴辉岩的发现是陆壳岩石进入地幔的重要证据。
此外,下述方面的岩浆岩石学研究明显地暗示陆壳曾经进入地幔。
2.1 大陆板内幔源岩石中壳源物质组分存在的证据随着资料的积累,人们越来越多地发现来源于地幔的大陆板内岩浆岩中陆壳组分存在的证据,南非地幔来源的金刚石中十字石矿物包体的发现是陆壳物质循环进入地幔的有力地质证据[2 ] 。
一些侵入的镁铁超镁铁质岩石尽管具有幔源岩石的主要元素特征,但微量元素和同位素组成却与大陆岩石一致[3 ]。
我国大别地区广泛分布的所谓造山后(同造山?) 镁铁超镁铁质岩石的研究就显示,地幔岩浆源区是强烈富集的,是老陆壳俯冲混染的结果。
大陆溢流玄武岩中某些高场强元素的亏损和Sr ,Nd ,Pb 等同位素特征是陆壳物质加入的结果,但有不少研究者认为,这些陆壳物质可能是岩浆在上升和就位结晶过程中混染围岩而造成[4 ]。
2.2 岛弧岩浆岩的地球化学研究现有可靠的地球化学证据证明,岛弧岩浆岩在形成过程中有俯冲的陆源沉积物的贡献[5～7 ] ,这方面的认识得益于B元素和10Be以及Sr,Nd,Pb,Hf等同位素的研究。
10Be 为放射性元素,半衰期为115Ma ,它来源于大气中氧和氮的衰变,然后在富粘土的沉积物中富集,导致海洋中最上部沉积物具有较高的10Be含量,其N(10Be)/N(B)比值可达5000×10 - 11,远比洋中脊玄武岩(MORB)、洋岛玄武岩(OIB) 和大陆地壳中的< 5 ×10 - 11值高。
研究发现,与俯冲成因有关的岛弧岩浆岩的一个重要特点是相当高的N (10Be) /N (B) 比值,暗示俯冲的年轻的沉积物曾明显参与了岩浆的形成[8～9 ]。
B 是10Be 性质相近的另一个元素,在海洋沉积物和蚀变的洋中脊玄武岩中含量甚高,因此,10Be 与B 的联合运用可明确指示岛弧岩浆岩中沉积物的参与情况[10 ]。
研究表明,岛弧熔岩明显具有w (B)/w(Be)与N(10Be)/N(Be) 呈正相关的特点;且部分岛弧熔岩的w(B)/w(Be)值甚至比俯冲的沉积物还要高,反映有来自更高的w(B)/w(Be)值组分的加入,这种组分既可能是蚀变的洋中脊玄武岩或海洋沉积物,也可能是上升的与沉积物有关的流体。
微量元素及其原子比值或长半衰期的同位素研究结果也得出同样的结论。
如Hawkesworth等(1993) 的研究发现[7 ] ,存在w(Ce)/w( Yb)值明显不同的两类岛弧岩套,其中具高w(Ce)/w(Yb) 值的岩套具有较高的不相容元素含量、较大的Sr,Nd 同位素比值范围和较高的N(207Pb)/N(204Pb)与N(208Pb)/N(204 Pb)值,在Pb-Pb同位素图上具有较陡的斜率,这些特征都应归因于俯冲的海洋沉积物的熔融。
在利用地球化学方法来讨论大陆内部和岛弧地区岩浆岩成因时,必须考虑岩浆上升过程中陆壳物质的混入因素,而海洋玄武岩就避开了这一问题。
2.3 海洋玄武质岩石中富集组分的起源近年来的研究将海洋玄武岩的地幔源区分为不同的地球化学类型[11 ],主要有DMM,HIMU,EMⅠ和EMⅡ型。
其中洋岛玄武岩(OIB) 和部分洋中脊玄武岩(MORB) 的一个共同特点是富集某些组分,地球化学研究表明,有些组分与陆壳物质的再循环有关[12～13 ]。
如Hofmann 通过微量元素原子比值的研究就认为[14 ], EMⅡ型洋岛玄武岩较低的w(Nb)/w(U)值可能反映其岩浆源区有陆壳物质的加入,这与该岩石具有较高的w(Rb)/w(Sr)和N(87Sr)/N(86Sr)值相吻合。