地学前缘2000 Vol.7 No.1 P.97-107

中国东部显生宙地幔演化的主要样式:"蘑菇云"模型

路凤香　郑建平　李伍平　陈美华　成中梅

摘　要：从地幔类型、地球物理资料、岩石学研究成果3方面讨论了中国东部显生宙地幔演化的主要样式，认为古老岩石圈地幔物质以亏损玄武质组分的橄榄岩为主，岩石密度低，具上浮性质，是克拉通稳定的主要原因，不可能发生因重力诱发的拆沉作用。白垩纪晚期—新生代地幔成分为饱满的二辉橄榄岩，地温高，明显有别于古老地幔。该热地幔物质呈“蘑菇云”状上涌，蘑菇云之间仍有古老地幔的残留体，二者多数呈陡边界接触，这是东部地幔演化的主要样式。与此同时岩石圈伸展导致岩石圈减薄。中生代中国东部绝大部分地区地温很高、地壳厚度大，但许多问题尚待研究。古老岩石圈地幔中的低速、低阻物质为流体和低熔程度的熔体，它们呈脉状、透镜状;新生代地幔中的该物质为含熔体的软流圈物质，它们呈多个蘑菇云状;中生代地幔中的低速物质可能为大量的玄武质熔体，呈蘑菇云平流层状。中生代壳幔相互作用明显，克拉通稳定时期及新生代时期层圈之间相互作用的活跃带位于岩石圈与软流圈之间。
关键词：耐熔的橄榄岩;饱满的橄榄岩;“蘑菇云”状;层圈相互作用;拆沉作用
中图分类号：P58　文献标识码：A　文章编号：1005－2321(2000)01－0097－11

0　引言

　　20世纪90年代初Menzies［1］提出全球存在3种类型的地幔，即太古宙、元古宙及显生宙地幔。原作者应用金伯利岩及玄武岩中的地幔捕掳体，进行地球化学研究和模式年龄测定，获得了主要地幔地质事件的时间序次并勾划出不同构造域地幔演化的地球化学事件。但是由于地幔捕掳体定年尚存在不确定性，因此上述不同地幔域的演化顺序还有一定程度的不确定性。
　　我国东部既出现了可以代表古老地幔组成的金伯利岩及钾镁煌斑岩和其中的地幔捕掳体，又有大面积新生代玄武岩及其中的地幔捕掳体出露，两种捕掳体成分明显有别［2～4］，它们分别代表了两个重要地质历史时期的地幔物质组成，同时中国东部的岩石圈厚度也在中—新生代明显地减薄，这两个地质事实的发现对了解地幔演化过程提供了得天独厚的条件。充分利用这一有利条件研究地幔演化要比研究仅仅出露一个地质历史时期的地幔更为全面和确切。我国东部显生宙岩石圈减薄是地幔演化的重要事件，自90年代初期国内外地质学家关注这一问题以来，提出了多种模型进行探讨，概括而言，有两种值得重视的观点:
　　(1)岩石圈减薄与岩石圈根的拆沉作用密切相关。邓晋福等［5］提出，印支运动之后，东部诸块体拼合形成统一大陆，由于同时发生的碰撞造山作用，使得原来的克拉通岩石圈根被包裹在造山带岩石圈根之内，并受到改造。大兴安岭—太行山以东岩石圈平均厚度减薄了约50km以上并发生了“去根作用”，其机理是造山带岩石圈根的高密度导致了拆沉作用。Gao等［6］应用地球化学、地球物理和地质学进行综合研究，提出大别—苏鲁造山带下地壳榴辉岩的拆沉在中国东部地壳演化过程中扮演了重要的角色，并认为有可能是中国东部大规模岩石圈拆沉的一个部分。
　　(2)岩石圈减薄和拉张作用与新的热软流层上涌密切相关，与此同时，古老岩石圈底部受到热、机械侵蚀及替代［7，8］。徐义刚［9］阐述了除热、机械侵蚀外，化学侵蚀在岩石圈减薄中的意义;郑建平［3］等通过对地幔捕掳体及捕掳晶的研究，提出了新地幔物质对老地幔置换作用的证据，这些工作都丰富和加强了这一模型的实证性。
　　我们曾应用地球物理的资料，提出用“蘑菇云”状来描述热物质上涌的形态，并将其应用于寻找残留的岩石圈根以预测原生金刚石找矿［10］。Yuan［11］较详细地论述了“蘑菇云”模型的地球物理证据。本文将应用岩石学的研究成果为该模型进一步提供依据，同时也结合地球物理的成果进行综合。为了便于时代上的对比，新生代仅使用了华北地区的资料。需要说明的是，在研究古生代地幔岩石圈时，与Griffin等不同的是，我们使用的样品是地幔捕掳体，而不是石榴石粗晶，这样可以直接从中获得整体地幔岩石的信息，不需要通过石榴石成分反推岩石类型和矿物含量，尽管捕掳体样品比石榴石粗晶的数量要少，但更为直接。

1　中国东部地幔的类型

　　地幔类型的辨认对确定地幔的演化模型有一定的意义，如果中国东部显生宙发生过大规模的岩石圈拆沉，那么现今的岩石圈则相当于拆沉以前古老岩石圈的上部，新生代玄武岩携带的地幔捕掳体大多数应该是老岩石圈地幔的样品，特征应与古生代金伯利岩中的相似，反之，则难以作出完满的解释。
　　中国东部可以辨认出4种类型的地幔域:华北克拉通太古宙—古元古代地幔(本文简称古老地幔)、扬子克拉通新元古代地幔、秦岭造山带地幔［12］以及新生代地幔。由于造山带地幔成分多样，演化过程复杂，在此不作讨论，将有另文发表。现将上述3种代表性的地幔成分列于表1。可以看出，以蒙阴金伯利岩中的地幔捕掳体为代表的古老地幔主元素明显亏损玄武岩质组分，Al2O3，CaO质量分数低，分别变化于0.65％～2.55％，0.07％～1.85％，低于新生代玄武岩中的数值(0.33％～4.99％，0.43％～5.15％)。新元古代扬子克拉通的石榴石二辉橄榄岩Al2O3，CaO的质量分数高(3.88％，2.85％)，与新生代地幔成分近似。相应的太古宙中的x(Mg)/x(Mg+Fe)变化于0.87～0.94，平均为0.912;扬子克拉通新元古代中的x(Mg)/x(Mg+Fe)为0.90;华北克拉通新生代中的x(Mg)/x(Mg+Fe)变化于0.85～0.94，平均为0.895，低于太古宙中的却与扬子克拉通新元古代中的x(Mg)/x(Mg+Fe)值近似。图1显示了3种地幔域代表性样品的Al2O3CaO相关图，同样可以看出，古老克拉通地幔与绝大多数新生代地幔的成分不重叠，而新元古代地幔投影点位于新生代地幔成分的范围内。

表1　中国东部代表性的地幔化学成分
Table 1　The representative bulk composition of upper mantle in the eastern China
样号 序号 wB/％ x(Mg)/
x(Mg+Fe)		 资料
来源
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO P2O5 H2O H2O CO2 总和
Sp9138 1 39.94 0.24 1 3.44 1.45 38.33 1.19 0.02 0.08 0.06 0.07 13.09 　 0.65 99.59 0.94 1
Sp9101 2 40.17 0.16 0.81 4.69 2.8 36.91 0.84 0 0.18 0.05 0.05 12.83 　 0.55 99.95 0.90 1
Sp9139 3 40.41 0.31 0.82 4.00 1.51 37.97 1.33 0.09 0.1 0.07 0.09 13.02 　 0.35 99.27 0.93 1
Sp9103 4 42.90 0.26 1.16 4.62 3.22 33.36 1.33 0.09 0.1 0.18 0.09 12.09 　 0.34 99.7 0.89 1
SP9126 5 37.51 0.47 0.65 4.34 1.36 38.17 1.85 0.05 0.01 0.06 0.24 13.15 　 1.35 99.27 0.93 1
84001 6 39.65 0.03 0.67 2.92 0.94 39.91 0.22 0.02 0.01 0.05 0.03 12.14 1.29 1.86 99.62 0.87 1
94006 7 38.09 0.05 1.13 5.37 2.64 38.35 0.21 0.02 0 0.03 0.04 13.12 0.36 0.89 100.30 0.90 1
84047 8 40.02 0.22 1.47 2.32 2.00 38.36 0.07 0.02 0 0.05 0.06 13.2 0.75 0.57 99.1 0.94 1
SP9137 9 39.60 0.19 2.55 3.30 3.15 35.69 1.26 0.04 0.01 0.13 0.06 12.40 0.39 0.66 100.01 0.91 1
H—18 10 46.80 0.11 3.88 1.43 6.51 37.57 2.85 0.07 0.10 0.16 0.03 0 0 0 100.02 0.90 2
18314* 11 44.17 0.16 2.17 1.99 7.22 40.48 2.61 0.21 0.10 0.17 0.71 0 0 0 　 0.89 3
EDM50 12 44.46 0.08 2.14 0.55 7.07 40.80 3.01 0.30 0.05 0.13 0.12 0.31 0 0 99.48 0.90 4
EDM1* 13 43.74 0.16 2.24 2.4 6.98 39.49 2.8 0.52 0.08 0.15 0 0 0 0 　 0.88 4
18415* 14 44.73 0.21 4.11 2.67 6.45 35.60 3.5 0.42 0.04 0.17 0.11 　 0.27 　 　 0.87 3
EP-38 15 41.45 0.35 2.62 1.19 7.31 39.89 4.61 0.40 0.1 0.08 0.10 0 0 0 98.48 0.89 4
EP-2* 16 45.43 0.35 4.07 2.61 5.74 35.33 5.15 0.44 0.05 0.09 0 0 0 0 　 0.88 4
E22-7 17 44.45 0.15 3.69 1.64 6.96 38.44 2.68 0.33 0.06 0.14 0.01 0.87 0 0.12 100.13 0.89 4
E22-9 18 45.50 0.20 4.99 1.60 6.99 34.83 2.94 0.39 0.06 0.41 0.05 0.52 0.82 0.20 100.03 0.88 4
ESH18 19 44.61 0.25 3.83 1.61 7.66 36.39 3.42 0.27 0.13 0.20 0.02 0.78 0 0.1 99.87 0.88 4
ESH16 20 45.64 0.25 3.63 1.63 8.20 35.22 3.38 0.28 0.05 0.24 0.02 0.72 0 0.11 99.87 0.87 4
ESH3* 21 44.41 0.23 3.08 1.60 7.57 38.83 2.45 0.30 0.07 0.18 　 　 　 　 　 0.88 4
EQ15 22 44.77 0.02 1.28 1.25 6.54 43.07 1.64 0.05 0.10 0.09 0.09 0.05 0 0 99.74 0.91 4
EQ-16 23 43.82 0.06 1.23 1.45 6.02 44.95 0.90 0.16 0.14 0.11 0.05 0.19 0 0 99.72 0.914 4
EQ17 24 44.52 0.20 1.48 2.08 5.96 41.59 2.47 0.35 0.07 0.13 0.11 　 　 　 99.34 0.904 4
EDF1 25 45.53 0 1.99 2.37 7.65 36.42 3.38 0.25 0.08 0.14 0.10 0.67 0 0.44 99.76 0.87 4
EQ4* 26 43.60 0.06 1.85 1.31 5.91 42.46 2.45 0.20 0.12 0.16 0 0 0 0 　 0.914 4
SUN1 27 42.38 0.07 1.80 0 7.16 47.03 0.43 0.08 0.10 0.20 0 0 0 0 100.12 0.92 5
SUN2 28 42.30 0.08 2.09 0.06 7.04 44.91 0.66 0.15 0.17 0.1 0 1.25 　 0 99.81 0.92 5
SUN3 29 42.63 0.08 1.54 0.05 7.06 46.05 0.51 0.13 0.18 0.09 0 1.50 0 0 99.79 0.92 5
SUN4 30 43.48 0.10 1.36 0.81 6.36 45.52 0.79 0.39 0.14 0.12 0 0.92 0 0 99.99 0.92 5
SUN5 31 47.49 0.20 3.08 1.15 5.71 38.40 1.22 0.55 0.69 0.11 0 1.05 0 0 99.93 0.91 5
SUN6 32 41.53 0.04 1.24 0.44 4.94 46.10 3.38 0.06 0.01 0.10 0 1.23 0 0 100.11 0.94 5
SUN7 33 44.09 0.08 0.33 2.02 5.10 45.11 2.42 0.08 0.02 0.16 0 0.70 　 0 100.09 0.92 5
SUN8 34 47.52 0.29 4.99 1.16 7.86 29.26 2.05 0.48 0.68 0.16 0 5.40 0 0 99.86 0.85 5
资料来源:1—路凤香(1996a);2—路凤香(1996b);3—路凤香(1988);4—鄂莫岚等(1985);5—孙平等(1996)。序号：1～9—蒙阴金伯利岩中的捕掳体;10—大洪山钾镁煌斑岩中的捕掳体(石榴石二辉橄榄岩);11～13—河北大麻坪;14～16—河北平泉;17～21—山东山旺;22～26—山东栖霞;27～34—河南鹤壁。*号代表平均值。

    图1　中国东部代表性的地幔样品Al2O3CaO相关图（略）
　　图2为3种地幔域REE配分曲线的范围(最高值与最低值)，古老地幔富含LREE，La含量高于100倍的球粒陨石值;新元古代及新生代地幔REE变化范围相互交叉重叠，但前者总体上高于后者;新生代地幔的REE最低值小于球粒陨石标准值。从成分上看，古老地幔与其余两种有显著区别，这与世界其他地区情况相同。虽然新元古代和新生代地幔在成分特征上差异不明显，但新生代地幔的地温却显著高于前者，后者相当于大洋地温，而前者与45mW/m2的地温线吻合(图3)，因此3种地幔域曾分别独立存在于中国东部的事实是比较肯定的。
    图2　中国东部3种地幔域REE配分曲线的范围（略）
    图3　中国东部3种地幔域的地温曲线
　　概括而言，太古宙地幔主元素亏损，微量元素强烈富集，低地温;新元古代地幔主元素饱满，微量元素弱富集，较低地温;新生代地幔主元素饱满，微量元素弱富集—略亏损，高地温。3种地幔域表现出的特征与其所经历的深部地幔事件及稳定的时间有关。也就是说，不同地幔域的组成与当时上覆地壳的构造热事件年龄及作用相关，它们形成于相同的时期，并在相当一段期间内保持密切联系。基于这一认识，中国东部构造岩浆活动强烈的中、新生代也应有独立的新生地幔的形成。

2　“蘑菇云”模型的地球物理证据

　　地球物理学家在我国东部进行地震层析成像、大地电磁测深及爆破地震测深工作，提供了大尺度的地幔内部高速与低速体(高阻与低阻体)的分布及配置图形［11，14～18］，，为我们认识地幔演化奠定了极为重要的基础，以下科学事实应予以重视:
　　(1)中国大陆特别是东部大地电磁测深揭示，不少地区地幔电性结构图中均发现了两个或多个高导层［14］。在东乌珠—丹东、爱辉—四平—德州—随县—广州、平遥—曲阜—连云港等线及诸城地区，第一高导层在50～120km左右，第二高导层＞200km［18］。华北地台第一高导层埋深60～70km，第二层在155～180km处［16］。

　　(2)秦岭及其邻区在下部岩石圈(40～150　km)范围内普遍出现地幔高、低速体形成陡接触的配置格局，而非典型的水平层状［11］，山东蒙阴及邻近的郯庐断裂带的三维地震层析成像也出现类似现象［10］。
　　(3)渤海湾盆地三维地震层析成像显示在vp=7.8～8.0km/s的地幔上部出现vp=8.3km/s以上的高速块体，原作者认为是纯橄榄岩或石榴石岩的残留体。
　　(4)泉州—黑水地学断面的大地电磁测深剖面上，高阻的地幔硬块(幔肾)与低阻的地幔软体也呈较陡的接触［16］，形成了上地幔的三维网状结构，网眼为地幔的高阻刚性体，网脉为低阻软体［19，20］。
　　综上所述，热的低速、低阻软流体在中国东部很多地区形成网脉状、蘑菇云状穿插、上涌、入侵于冷的高速、高阻刚性体中。热物质上涌的形态类似多个“蘑菇云”状，前述的第一高导层相当于蘑菇的伞部，第二高导层相当于蘑菇的根部与大范围软流层相连处。
　　地球物理方法提供了大尺度的地幔物质在地震波速及电导率(电阻率)方面差异的测深资料，这是十分可贵的，然而具体的物质组成则需要岩石学的资料加以确证。

3　“蘑菇云”模型的岩石学证据

　　热地幔物质呈“蘑菇云”状在鲁西—太行山一带表现得比较明显。图4显示，最基本的特征是上涌呈“蘑菇云”状新的热地幔，与古老地幔的残留体相间排列，前者数量略大于后者而且它们之间有过渡状态。这一事实也已在岩石学研究中得到证实:

    图4　中国东部某些地区地震层析剖面示意图（略）
　　(1)河南省鹤壁市位于大兴安岭—太行山构造带上，是中生代太平洋板块对东亚大陆影响强弱的交界地带。这一地区出露新生代橄榄霞石岩，呈火山颈产出。据地层接触关系推测，其侵位晚于中新世晚期。它与中国东部新生代碱性玄武岩相似的是，其中含有大量的地幔橄榄岩捕掳体及高压巨晶。不同的是，橄榄岩岩性以方辉橄榄岩为主，二辉橄榄岩次之，化学成分上可以分为耐熔(亏损)及饱满两种类型(表1，SUN16)，前者w(Al2O3)变化于1.36％～2.09％，w(CaO)变化于0.43％～0.79％;后者w(Al2O3)变化于0.33％～4.99％，w(CaO)变化于1.22％～3.38％，x(Mg)/x(Mg+Fe)值部分＞0.92，部分＜0.90。图1中鹤壁地区的地幔成分投影点部分落于古老岩石圈地幔的范围(Ⅰ区)内，显示了该区地幔组成的双重特征。
　　辉石温压计估算结果表明，投影点分为两群，前者与中国东部相似，分布于大洋地温曲线的两侧;另一部分投影点则介于地盾地温与大洋地温之间且靠近地盾地温曲线［21］。由于近年来国外多数人对尖晶石橄榄岩的压力计算存在质疑，因而本文应用马鸿文编制的两种新温度计的程序［22，23］计算了13个样品在p=1.5　GPa条件下的温度分布，同样也都获得了两组数据(图5)，一组为高于850℃的，另一组为低于850℃的。这暗示鹤壁地区岩石圈地幔物质存在两种温度，其一为高地温，与中国东部新生代地幔地温相同;另一种为低地温，代表了古老岩石圈的残留，其地温特征也表现了该区地幔的双重性。
    图5　鹤壁地区新生代地幔在p=1.5 GPa条件下的温度计算结果（略）

　　鹤壁地区除了发育新生代的橄榄霞石岩外，还分布有无矿的金伯利岩，并与河北省涉县组成一个岩区，岩浆起源深度约为138km，侵位的时代为269.4Ma(SmNd等时线年龄)～117Ma(KAr表面年龄)［10，24］。地质资料也表明，岩浆活动发生于晚中生代—新生代［10，24］。3年前，我们一直对具大洋地温的中—新生代地幔仍能产生金伯利岩岩浆这一事实深感疑惑，但从目前资料分析，鹤壁—涉县金伯利岩岩浆的发生可能是与中—新生代软流层不均匀上涌时该区仍保存古老的岩石圈残留体有关，当然这些残留体受到了新生代地幔的扰动与改造，可以在残留的老岩石圈与软流圈界面上(相当于第二节的第二高导层处)发生熔融，因此从岩浆类型来看，该区地幔的双重特征也相当明显。
　　(2)新生代地幔的岩石类型总体上以二辉橄榄岩为主，纯橄榄岩及方辉橄榄岩也有，但各地区之间存在微小而重要的差别。以华北克拉通东部为例，在几个重要的地幔捕掳体出露地点中，山东山旺中的(郯庐断裂带内)比山东栖霞中的(郯庐断裂带以外)饱满程度高，较富玄武质组分;就其中橄榄石的x(Mg)/x(Mg+Fe)值而言，前者(0.874～0.906)较后者(0.89～0.91)略低，单斜辉石的x(Mg)/x(Mg+Fe)值，前者＜0.92，后者＞0.92［3］。这都可能与沿郯庐断裂带上涌的地幔物质代表了较典型的软流圈物质成分而且与古老岩石圈的相互作用较弱有关。
　　根据实际情况，图1圈出了以古老岩石圈地幔所代表的耐熔区(Ⅰ区)和以山旺及平泉为代表的饱满区(Ⅱ区)。如上所述，鹤壁的投影点分散，具双重特点，而大麻坪和栖霞位于过渡区。山旺位于郯庐断裂带内，平泉位于NNE向的平泉—桑园断裂与EW向的尚义—平泉断裂的交会处，平泉—桑园断裂是大兴安岭东麓前缘深断裂的南延部位，形成于侏罗纪—白垩纪［25］，与现今重力布格异常梯度带及航磁异常相伴［26］。平泉与山旺都位于中—新生代NNE向的深断裂带内，成分都代表了亏损程度很低的接近原始地幔的组成。大麻坪和栖霞则可能代表新生地幔与古老地幔相互作用和混合程度比较强的地区，暗示深达岩石圈的断裂对地幔热物质上涌时所起的通道及成分控制的双重作用。因此深部构造格局和地幔物质上涌的动力学过程可能是新生代地幔主元素不均一性的原因之一。

　　尽管前述地球物理提供的资料均为岩石圈尺度，不能在地理位置上准确地与岩石学研究的地区一一对应，但在下部岩石圈的波速结构图中(文献［11］图1)［11］仍然能够看出，石家庄西南的涉县—鹤壁地区位于高速与低速物质的交界处，大同以东的大麻坪及青岛以北的栖霞地区都位于高速区，地球物理与岩石学相互整合的特点也支持了上述结论。

4　讨论

　　本文提供的有关蘑菇云模型的地球物理和岩石学证据，主要局限于资料比较全的华北地区东部，未讨论造山带的地幔演化，因此还难以估计造山带岩石圈拆沉作用所波及的范围。造山带，特别是大陆深俯冲带，高密度的榴辉岩发生拆沉是完全可能的，但是榴辉岩是否曾经广泛发育于中国东部岩石圈的根部，尚依赖多学科提供证据，而这是大范围因重力诱发的拆沉作用是否发生的关键。现提出4方面研究内容进行讨论。
4.1　古老岩石圈不可能发生拆沉
　　古元古代末(18亿年)华北的两个古陆核周边的活动带褶皱造山，形成华北克拉通。中、新元古代，在克拉通边缘及两陆核之间发生裂陷作用，但主体部分自18亿年岩石圈开始固结，地幔地温逐渐下降。这一阶段深部作用表现为流体及小规模碳酸岩质与金伯利岩质的熔体沿地幔剪切带活动，发生地幔交代作用，少量的熔体侵位于地壳上部形成小规模的岩体，未上升侵位的“夭折”岩浆呈网脉状、透镜状在地幔中冷却结晶，因而总体上保持稳定的格局。这一阶段地幔岩石圈内部的低速、低阻物质为小规模的液体和熔融程度很低的熔体。从新元古代直至中生代前，华北地区的岩石圈一直保持了古老的特点，这从古生代金伯利岩中的捕掳体研究中得到了证实［10］。这种主元素亏损的、密度较低的、方辉橄榄岩数量较多的岩石圈发生拆沉的可能性极小。Boyd等［27］在常温下计算了南非亏损的石榴石橄榄岩的密度为3.0g/cm3，成分相当于亏损程度很低的橄榄岩，其密度为3.39g/cm3;Jordan［28］估算的平均大陆石榴石二辉橄榄岩的密度为3.35g/cm3;Poudjom等［29］根据地幔的平均成分、地温状态、岩石圈厚度计算了不同时代岩石圈地幔的密度，太古宙的为3.31g/cm3;元古宙的为3.34g/cm3;显生宙的为3.36g/cm3;原始地幔的为3.39g/cm3。对古老地幔而言，尽管地温下降岩石密度会有所增加，但当岩石圈厚度大于100km时，相对于平均温度为1300℃的软流圈而言，它的上浮性质仍然不会改变，这也就是用以解释具有厚岩石圈的大陆克拉通长期稳定的主要原因。这样，因重力而导致古老岩石圈发生拆沉的可能性是不存在的。这一时期壳幔相互作用不显著，二者处于耦合状态，上述流体/熔体来自软流圈，因此层圈作用活跃带为岩石圈软流圈界面。
4.2　晚白垩世晚期—新生代软流圈热物质呈“蘑菇云”式上涌
　　中—新生代中国东部地幔地温抬升，高达大洋地温曲线以上［30］，同时发生了岩石圈的强烈伸展并伴随有拉张/裂谷盆地的形成。在这一构造背景下，以热地幔物质上涌为主的深部作用成为地幔演化的主导作用，这一时期低速、低阻的热物质呈“蘑菇云”式上升，其组成是含熔体的地幔，即通常理解的软流圈物质。作用起始的时间相当于松辽盆地青山口组碱性玄武岩喷发的时代［31］，即晚白垩世晚期。根据这一阶段岩浆活动的类型判断，壳幔相互作用仍然不显著，岩石圈—软流圈依然是最为活跃的层圈界面。
4.3　中生代的地幔深部作用是目前研究的薄弱点
　　印支运动使中国东部诸陆块间几条近东西向的造山带完成了造山作用，并使其与陆块连为一体形成统一的欧亚大陆。中侏罗世华北地区分布的火山沉积盆地由早侏罗世的东西向转变为北东—北北东方向，这在燕山—辽西表现得尤为明显，标志着中国东部构造演化进入了太平洋动力学体系阶段。然而这一阶段的地幔深部作用还存在不少模糊不清之处，许多问题有待进行深入研究。据本课题组的工作［31～34］目前得到以下几方面的初步认识:(1)火山岩的起源多数与壳下底侵作用关系密切，壳幔边界带(下地壳—上地幔上部)形成了重要的岩浆源区，目前尚未找到成因与中生代大洋板块俯冲直接有关的火山岩的有力证据。(2)壳幔相互作用明显强于古生代及新生代时期，但该作用发生于大陆内部，并非大洋地壳与大陆地幔再循环的相互作用，因此大陆下的壳幔界面成为最为活跃的层圈界面，暗示这一时期壳、幔处于解耦状态。(3)中生代中国东部构造应力场成拉张挤压交替出现的态势，J3—K1时期地壳／岩石圈处于弱拉张状态，与东北亚众多的同期小型的断陷盆地相对应，总体形成了盆岭式的构造格局［35］。(4)岩石圈温度高于、地壳厚度大于古生代及新生代的，具体的数值还难以肯定，特别是温度和地壳厚度在空间上的变化还不清楚。(5)推测这一时期岩石圈地幔内部低速、低阻的热物质为数量较多的玄武岩质熔体，它们底侵于壳幔边界，加热了地壳，诱发了熔融作用，同时在某些地区也造成地壳的垂向增生。上涌的样式为“蘑菇云”“平流层”状，只不过其“伞部”分布于壳幔之间。相比而言，中生代地幔深部作用的研究是薄弱环节。
4.4　“蘑菇云”模型对资源预测的意义
　　根据地球物理资料及岩石学的研究工作，本文所提出的在地幔一定的深度范围内，低速的热软流层物质与高速的较冷的古老岩石圈物质形成陡接触的并置格局和样式，这与传统上认为的岩石圈与软流层呈大致水平的接触不同，它不仅对认识深部构造有重要的理论意义，而且对矿产资源的寻找也有预测意义:(1)上述的配置格局扩大了岩石圈/软流圈相互作用的范围，陡接触带及水平接触带都是物质交换、交代及混合作用极易发生的地带，在这些深部过程进行中，有利于成矿元素的萃取及流体活动，因此如果进行成矿远景区的大比例尺地球物理及岩石圈的制图，有可能为深部找矿提供新的思路。目前许多矿床的研究都显示了成矿作用与地幔的流体活动有关，“蘑菇云”模型则可为此提供深部的信息。(2)残留的岩石圈根是否存在于现今的软流圈部位，过去未获得实证性的资料，多数人在软流圈上涌模型中采用了“整体上升”的式样［7，8］。假若如我们所证实的古老岩石圈根依然存在于古生代以后的华北克拉通之下，那么这些部位依然在＞150　km处可以形成金伯利岩浆并携带金刚石上升侵位，从而可以扩大寻找原生金刚石矿的时代。因此应用大比例尺的地球物理制图，确定出大型残留的岩石圈根的存在部位及分布，结合岩石学及地球化学信息，可以进行更深入的金刚石找矿工作。
　　总之，我们认为显生宙以来中国东部地幔演化的主要样式为伴随着岩石圈/地壳强度不等的拉伸作用，深部热地幔物质呈蘑菇云状上涌，分别侵蚀、交代了老的岩石圈地幔，最后导致新地幔物质对老地幔的替代与占位及岩石圈的减薄。本文强调了显生宙地幔演化是以热物质上升为主，并不排除在热物质上升占位的同时，可能伴随有因上升而诱发的冷物质的被动下沉，但发生的部位、规模以及明确的证据还不清晰，尚待进一步工作。
　　本文完成的过程中曾多次与袁学诚教授讨论，获益匪浅，何建坤博士提供了未发表的资料，马鸿文教授协助进行捕掳体温度计算，在此表示由衷的感谢!

基金项目：国家自然科学基金资助项目（49733110）
作者简介：路凤香(1935—　)，女，教授，博士生导师，岩石学专业，现从事火成岩石学、地幔岩石学、壳幔深部过程及金刚石找矿理论研究。
路凤香（中国地质大学，湖北 武汉 430074）
郑建平（中国地质大学，湖北 武汉 430074）
李伍平（中国地质大学，湖北 武汉 430074）
陈美华（中国地质大学，湖北 武汉 430074）
成中梅（中国地质大学，湖北 武汉 430074）

参考文献：
［1］　Menzies M A. Archaean, Proterozoic and Phanerozoic lithospheres［A］. Menzies,ed.Continental Mantle［M］. Oxford: Clarendon Press Oxford Sciences Publication, 1990.67～86.
［2］　Zheng Jianping, O’Reilly S Y,Lu Fengxiang, et al. Nature and evolution of Cenozoic lithospheric mantle beneath Shandong Peninsula, North China Platform［J］. International Geology Review, 1998,40:471～499.
［3］　郑建平，路凤香，O’Reilly S Y ,等.华北地台东部古生代与新生代岩石圈地幔特征及其演化［J］. 地质学报，1999,73(1):47～56.
［4］　Lu Fengxiang, Zheng Jianping. Continental lithosphere root and their evolution beneath North China Craton［A］. Continental Roots: an Interdisciplinary Workshop, Abstracts［M］. Boston: Harvard Univ and MIT, 1997.18.
［5］　邓晋福，赵海玲，莫宣学，等.中国大陆根柱构造——大陆动力学的钥匙［M］. 北京:地质出版社，1996.33～34.
［6］　Gao Shan, Zhang Benren, Jin Zhenming, et al. How mafic is the lower continental crust［J］? EPSL, 1998,161:101～117.
［7］　Menzies M A. Palaeozoic and Cenozoic lithoprobes and the loss of ＞120 km of Archaean lithosphere, Sino—Korean Craton, China［A］. Prichard H M, et al, eds. Magmatic Processes and Plate Tectonics［C］. Geological Society Special Publication, 1976.71～81.
［8］　Griffin W L, Zhang A，O’Rielly S Y, et al. Phanerozoic evolution of the lithosphere beneath the Sino—Korean Craton［A］. Flower M, et al, eds. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia［C］.［s.l.］: Amer Geophys Union Geodynamics， 1998, 27:107～126.
［9］　徐义刚.岩石圈的热机械侵蚀和化学侵蚀与岩石圈减薄［J］.矿物岩石地球化学通报，1999,18(1):1～4.
［10］　路凤香.有关金刚石原生矿找矿的几个问题讨论［A］.池际尚，路凤香等著.华北地台金伯利岩及古生代岩石圈地幔特征［M］.北京:科学出版社，1996a.275～282.
［11］　Yuan Xuecheng. Velocity structure of the Qinling lithosphere and mushroom cloud model［J］. Science in China(D),1996,39(3):235～244.
［12］　路凤香，郑建平，王方正，等.华北克拉通、扬子克拉通与秦岭造山带古地幔组成及状态的对比［J］.地球科学，1997,22(3):247～251.
［13］　李天福.中国东部新生代玄武岩成因与深部作用过程［D］.北京:中国地质大学,1999.
［14］　刘国栋.大地电磁测深法在岩石圈研究中的应用及中国大陆地壳上地幔电性结构的基本特征［A］.岩石圈论文集［C］.北京:地震出版社,1986.229～249.
［15］　刘福田，曲克信，吴华.中国大陆及其邻近地区的地震层析成像［J］.地球物理学报，1989,32(3):281～291.
［16］　袁学诚，左愚，朱介寿，等.华南板块岩石圈构造与地球物理［A］.地球物理编委会编.八十年代中国地球物理进展——纪念傅承义教授八十寿辰［C］.北京:学术书刊出版社，1989.243～249.
［17］　刘建生，李国华，颜彬.中国大陆岩石圈厚度特征研究及其在金刚石原生矿预测中的作用［J］.地质科技情报，1993,12(增刊):85～94.
［18］　徐常芳.中国大陆地壳上地幔电性结构及地震分布规律(一)［J］.地震学报，1996,18(2):254～261.
［19］　路凤香，王方正，朱勤文，等.福建泉州—四川黑水地学断面的上地幔岩石圈模型［A］.袁学诚主编.阿尔泰—台湾地学断面论文集［C］.武汉:中国地质大学出版社，1997a.137～148.
［20］　王方正，路凤香，朱中一，等.福建泉州—四川黑水地学断面上地幔不均一性讨论［A］.袁学诚主编.阿尔泰—台湾地学断面论文集［C］.武汉:中国地质大学出版社，1997a.116～136.
［21］　孙平，路凤香，王方正，等.河南鹤壁尚峪新生代上地幔流变学特征及构造意义［J］.地球科学，1996，21(1):45～53.
［22］　Brey G P, Kohler T P. Geothermobarometry in four-phase lherzolite: Ⅱ. New thermobarometers and practical assessment of existing thermobarometers［J］. J Petrol, 1990, 31: 1353～1378.
［23］　Witt G， Seck H A. Solubility of Ca and Al in orthopyroxenite from spinel peridotite: an improved version of an empirical geothermometer［J］. Contrib Mineral Petrol， 1991,106:431～439.
［24］　池际尚，路凤香.中国原生金刚石成矿地质条件研究［M］.武汉:中国地质大学出版社,1996.
［25］　河北省地质矿产局.河北省北京市天津市区域地质志［M］. 北京:地质出版社,1989，566～586.
［26］　吴珍汉，孟宪刚.燕山造山带金多金属成矿作用与构造成矿关系［M］.北京:地质出版社，1998.154.
［27］　Boyd F R, McAllister R H. Densities of fertile and sterile garnet peridotites［J］. Geophys Res Lett, 1976(3):509～512.
［28］　Jordan T H. Mineralogies, densities and seismic velocities of garnet lherzolites and their geophysical implications［A］. F R Boyd, H O A Meyer, eds. The Mantle Sample: Inclusions in Kimberlites and Other Volcanics［C］. Washington, D C:Amer Geophys Union,1979.1～14.
［29］　Poudjom D Y H, O’Reilly S Y, Griffin W L,et al. The density structure of subcontinental lithosphere: constraints on delamination models［J］. JGR, 1999 (in press).
［30］　邓晋福，鄂莫岚，路凤香. 中国东部某些地区碱性玄武岩包体的温度、压力的计算［J］.地质论评,1980,38(2):112～120.
［31］　Lu Fengxiang, Zhu Qinwen, Li Sitian, et al. Mesozoic volcanism surrounding Songliao Basin, China: Implication for the relationship with evolution of basin［J］. Journal of China University of Geosciences, 1997b,8(1):72～77.
［32］　路凤香，朱勤文，李思田，等.岩浆岩——研究盆地深部过程的探针［A］. 李思田，路凤香，林畅松等编.中国东部及邻区中、新生代盆地演化及地球动力学背景［C］.武汉:中国地质大学出版社，1997c. 169～196.
［33］　朱勤文，路凤香，谢意红，等.大陆边缘扩张型火山岩组合——松辽盆地周边中生代火山岩研究［J］.岩石学报，1997，13(4):551～562.
［34］　李伍平.燕山—辽西中生代火山岩特征及其构造背景研究［D］.武汉:中国地质大学,1999.
［35］　李思田，莫宣学，杨士恭,等.中国东部及邻区中、新生代盆地演化及地球动力学分析［A］.李思田，路凤香，林畅松，等编.中国东部及邻区中、新生代盆地演化及地球动力学背景［C］.武汉:中国地质大学出版社，1997.4～18.

收稿日期：1999-11-01;修订日期：1999-11-25