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嵇少丞: 谈谈大陆岩石圈的厚度和岩石圈减薄

2010-05-30 10:48阅读：

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嵇少丞: 谈谈大陆岩石圈的厚度和岩石圈减薄
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华北克拉通是古老岩石圈减薄的典型实例。然而，岩石圈减薄并非华北克拉通所特有的地质现象。加拿大西北Slave克拉通在～523 Ma 时岩石圈厚度为～300 km（Pokhilenko et al., 2001），可是现在的岩石圈厚度仅有180-240 km（Griffin et al., 1999；Kopylova et al., 1997）。Artemieva and Mooney（2002）研究了全球太古代克拉通的热流岩石圈厚度（Hh，图1）和其地表出露面积呈正消长的关系，发现所有Hh＞300 km 的克拉通其面积都＞6-8×106 km2。如果这些克拉通地块原先统属于一个早太古代（～4.0 Ga）超级大陆的话, 原先的Hh应有～450 km（Atemieva and Mooney，2002），后经减薄裂解分成十几个地块。世界上许多元古代的克拉通（Hh只有100-180 km）也是有由原先太古代的克拉通改造而来（Goodwin, 1996）。所以，克拉通破坏和岩石圈减薄是一非常普遍的地质过程，并非中国东部所特有。

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图1 岩石圈的弹性厚度（He），流变厚度（Hr

SPAN>Hh）的定义
不同的人对岩石圈的厚度有不同定义（Anderson, 1989），目前有地热岩石圈厚度（Hh）、地震波速岩石圈厚度（Hs）、幔源捕虏体岩石圈厚度（Hx）、弹性岩石圈厚度（He）、流变学岩石圈厚度（Hr）、水含量岩石圈厚度（Hw）和电导率岩石圈厚度（Hel），等等（图1）。岩石地球化学家从金伯利岩和玄武岩中幔源捕虏体的资料推认，岩石圈地幔以难熔的方辉橄榄岩为主、较原始地幔更富集MgO而贫Al2O3, FeO和Na2O，橄榄石的Mg#（多≥92）高。软流圈地幔则以二辉橄榄岩为主、其成分更接近原始地幔（Boyd，1989； Rudnick and Nyblade，1999）。
地震学家把上地幔内地震波低速高衰减带（LVZ：low velocity zone）作为软流圈出现的标志。低速带在大洋和中新生代构造伸展地区下面比较明显，但在一些古老克拉通下面甚至完全缺失。长期以来地学界一直把部分熔融作为软流圈低波速高衰减的唯一成因（McKenzie，1967；Yoshii et al., 1976）。自耶鲁大学Stocker and Gordon（1975）发现部分熔融系统的物理性质主要取决于熔体几何分布以来，越来越多地人怀疑上述解释的唯一性。研究表明，作为点缺陷存在于矿物晶格中的水（H+和OH-），那怕含量很少（几百个ppm），也能有效地增加橄榄岩的塑性变形，并通过滞弹性（Anelasticity）效应（例如，位错松驰）降低橄榄岩的地震波速和提高波的衰减（Karato and Spetzler，1990；Karato，1995；Karato and Jung，1998）。近二十年来，地震层析成像技术突飞猛进，该技术根据波速异常确定岩石圈的底界，岩石圈地幔出现+0.5%（全球地震层析成像）或+1.0%（区域地震层析成像）的S波速异常（Friederich，2003；Lebedev and Nolet，2003；Priestley et al., 2006）。波速高主要是因为岩石圈地幔中温度低、水含量低、主量元素亏损。目前地震层析成像在水平方向上的解析度还很低，尺度＜200 km的不均匀性尚难以分辨。 Pei Shuping 等（2007）和Liang Chuntao 等（2004）发表了他们Pn波层析成像的最新结果：在渤海湾和松辽盆地下面Pn波速比平均值低～3%。由于Pn波是通过莫霍面下方上地幔顶部的P波，该结果只说明那里的上地幔顶部的温度较高，而并不能指示岩石圈的厚度。在马杏垣（1987）主编的《中国及邻近海域岩石圈动力学图》上，从秦岭-大别山向北到北京岩石圈厚度逐渐从～120-130 km减少到～60 km。在渤海湾岩石圈厚度仅有～50 km。但是，Lebedev and Nolet（2003）的S波层析成像结果却认为在渤海湾的下面岩石圈厚度仍高达140-150 km。Sodoudi等（2006）通过研究岩石圈-软流圈界面上S→P转换波获得现代大别造山带以及华北地块南缘地壳和岩石圈厚度：大别造山带的地壳厚度～40 km, 比华北地块南缘的地壳厚～6 km; 华北地块岩石圈厚度仅～60 km，而大别造山带的岩石圈略厚，最厚也就是72 km。由此可见，采用不同的技术得出的岩石圈厚度截然不同。
把岩石圈近似为一块浮在流体（软沉圈）上面、均匀的弹性薄板（长度>>厚度），然后根据岩石圈在重力载荷（例如，山脉、岛弧、冰川）作用下发生弹性挠曲的情况计算出来的薄板厚度称之为岩石圈的弹性厚度（He）。
(1)
式（1）中，E， 和D分别是岩石圈的杨氏模量、泊松比和挠曲刚度, Ｄ由挠曲波长算出（Turcotte and Schubert，1982；Forsyth，1985）。较Hs、Hx和Hh，He的定义更接近经典板块构造理论中岩石圈的原始含义。然而，由区域重力和地形资料计算出来的岩石圈弹性厚度一般总是比Hs,、Hx或Hh小得多。大洋岩石圈的弹性厚度大概对应于600°C的等温面。在大陆克拉通地区He一般在70-90 km之间（Burov and Diament，1995），但也有仅50-70 km（Wang and Mareschal，1999）。大陆岩石圈的弹性厚度不仅仅取决于地热梯度，而且取决于壳幔耦合程度。如有壳-幔边界滑移，He则大大减小。
岩石圈和软流圈之间最本质的区别应在其流变学行为的不同。岩石圈的粘度大（＞1021 Pa s）而软流圈的粘度小（≤1020 Pa s），由此确定的岩石圈厚度称之为岩石圈的流变学厚度（Hr）。如果把地质应变率定为10-14/s,则岩石圈和软流圈的流变强度分别＞10 MPa和≤1.0 MPa。影响地幔岩流变学性质的因素很多，包括温度、围压、应变和应变率、水含量、熔体含量、颗粒径、变形机制（位错蠕变、晶内扩散蠕变、超塑性等）造岩矿物含量、氧逸度等。若改变上列条件造成岩石圈底部弱化、使其粘度≤1020 Pa s，则岩石圈减薄。
大地电磁学家用电导率或电阻率来划分岩石圈-软流圈的边界（Heinson，1999；Jones，1999；Jones et al., 2003）。典型的大洋岩石圈地幔和软流圈的电阻率分别为～105Ωm（Cox et al., 1986）和～20Ωm（Vanyan，1984）。大陆岩石圈地幔的电阻率一般为80-200Ωm，而大陆软流圈地幔的电阻率＜10-20Ωm（Jones，1999）。例如，据电导率剖面推断加拿大西北部Slave克拉通的岩石圈厚度Hel=260 km（Jones et al., 2001；Jones et al., 2003），比岩石学家从幔源捕虏体资料推定的岩石圈厚度（Hx=190-200 km，Kopylova et al., 1997；Pearson et al., 1999）要大得多。古老克拉通的电导率岩石圈底界比石墨-金刚石的相转变界面还深得多，说明石墨不可能是造成软流圈电导率增加的原因。相对于岩石圈地幔，软流圈电导率提高的原因主要有二个：（1）软流圈含水，氢扩散能有效地提高橄榄石和辉石的电导率（Karato，1990；Wang et al., 1999； Hirth et al., 2000）；（2）软流圈中温度高且含水，岩石发生部分熔融，只要出现1-3 vol %的熔体就能使电导率降低到软流圈的典型值（Jones，1999）。
从地热学的观点出发，岩石圈内热输运的主要机制是热传导，而软流圈中热输运的主要方式是物质对流。热传导所致的地热梯度大，而对流形成的地热梯度很小，近似等于绝热压缩地热梯度（～0.3°C/km）。所以，温度-深度曲线的拐点深度（图1）定义为地热岩石圈厚度（Hh），岩石圈的底面对应于1300°C的等温面（这里所指的是势温，即Potential temperature）。高于1300°C，地幔岩发生部分熔融，粘度降低，对流开始（Mckenzie，1967； Turcotte and Schubert，1982；Anderson，1989）。如前所述，地震剖面上的低速层（LVZ）往往被解释为位于软流圈顶部的部分熔融带。一个地区温度随深度变化的曲线可以通过地表热流、岩石热产率和热扩散系数等数据估算出来（Jaupart and Mareschal，1999），也可以由玄武岩或金伯利岩中壳、幔源捕虏体的矿物平衡温压计算出来（Rudnick and Nyblade，1999）。后一种方法得到的地热岩石圈厚度往往比第一种方法得到的要小，甚至要小得多。例如，从加拿大和西非太古代克拉通金伯利岩幔源捕虏体的数据得出的地热岩石圈厚度总是界于200-250 km之间（Richardson et al., 1984），而由热流数据得出的地热岩石圈厚度却是300-350 km（Artemieva and Mooney，2001）。
如图2所示，岩石圈的底界极可能并不像过去人们想像的那么平坦，而是经受软流圈强烈的交代作用、热力-化学侵蚀作用形成了高低起伏的不规则面。不同的方法和技术观察和测量了这一曲面的不同深度。例如，地震技术观察的岩石圈厚度（Hs）代表了这一曲面凹槽深度的平均值，幔源捕虏体岩石学的资料（Hx）代表这一曲面峰脊深度的平均值，而热流数据反映的岩石圈厚度（Hh）界于上述两者之间。只有当深度大于Hs，软流圈才有可能作较大规模的对流。在深度界于Hx和Hs之间，软流圈物质只能作小规模的对流。从这层意义上讲，岩石地球化学学者的Hx并不代表大尺度岩石圈地幔的厚度，仅代表玄武岩或金伯利岩岩浆喷发时岩石圈局部减薄点的深度。Gung Yuancheng等（2003）认为，如果考虑软流圈中地震波速各向异性（SH＞SV，即水平S波速大于垂直S波速），测算的Hs值会有所减小。
据地幔岩中水含量也可划分岩石圈/软流圈的界面（图3）。岩石圈地幔相对于软流圈地幔经过了更高程度的部分熔融，岩石圈地幔是较高程度部分熔融的残余，由于在部分熔融过程中水优先进入熔体，难熔的残余组分就“干”了（Karato，1986；Hirth and Kohlstdt，1996）。以“干”、“湿”确定的岩石圈厚度称之为Hw（图3）。“干”的方辉橄榄岩的熔点很高，只有当H2O或其它挥发份加入并受到热扰动时才能发生部分熔融。一旦水和其它挥发份消耗完毕，岩石圈地幔又重新回到“干”的状态。在中国东部存在于90-75 Ma之间的岩浆活动间隙期（徐义刚，2006b；Xu Yigang，2007），仅此并不能説明当时华北岩石圈拉张减薄停止了，可能是水和其它挥发份消耗尽了。如图3所示，软流圈地幔（含1000-3000 ppm水）相对于克拉通大陆岩石圈（含＜100 ppm水）含有更多的水（Hirth et al., 2000），所以跨过岩石圈的底面进入“湿”的软流圈，地幔岩的粘度与波速陡降，而电导率却骤升。因此，岩石的部分熔融可能不是上地幔低速层的唯一成因，水和高温条件下位错的松驰（Dislocation relaxation）也是可能的成因。


图 2. 利用不同的技术测量到岩石圈的不同部分，因此得到不同的岩石圈厚度。由于软流圈对其侵蚀程度的差异，岩石圈底界为一起伏不平的曲面。据Artemieva and Mooney（2002）改绘。



华北岩石圈减薄的论断主要基于前后Hx的对比，还缺乏Hs、Hh、Hr、He和Hel的时空分布数据。通过对山东蒙阴和辽宁复县（中奥陶纪：457-462 Ma）金伯利岩及其中金刚石结晶条件与金刚石晶内矿物包裹体的研究，估算在早古生代金伯利岩形成时（～460 Ma）华北地块东部曾有厚180-200 km（～1100°C，4-6 GPa）的稳定克拉通岩石圈（Fan and Menzies， 1992；Menzies et al., 1993；Griffin et al., 1998；Menzies and Xu，1998；郑建平，1999； Menzie et al., 2007）。新生代中国东部岩石圈的厚度（～80-120 km）是由新生代玄武岩起源深度及其幔源捕虏体矿物平衡温度和压力的资料估计出来的。一些问题尚有待进一步研究，例如：古生代时整个华北地块的岩石圈厚度是否都有180-200 km厚？其厚度在区域上是否均匀一致? 鉴于能限定古生代岩石圈厚度的金伯利岩只在山东蒙阴和辽宁复县两地出现，并没有在整个华北地块到处出露，上述问题还难以定论。复县和蒙阴分别位于郯庐断裂东西两侧，原先可能属于同一太古代小地块（＜100 km），后被郯庐断裂错开～550 km。另外，把金刚石形成深度看作为岩石圈的厚度是否妥当？金刚石是否也可以形成于软流圈？在古老大陆岩石圈中，石墨/金刚石的稳定场边界出现在～140 km深度（图4）。在加拿大西北的Slave克拉通、南非的Kaapvaal克拉通以及澳大利亚南部的Gawler克拉通金伯利岩中就发现许多超深成因（＞250-500 km: 软流圈、地幔过渡带和下地幔）的金刚石 （Davies et al., 1999；Gaul et al., 2000；Stachel et al., 2000；Stachel，2001），金刚石中含有高压镁铁石榴石（Majorite）和钙钛矿（Perovskite）包裹体，这些金刚石可能是由地幔烛（Mantle plume，较译成地幔柱更妥）从软流圈、地幔过渡带和下地幔带来的。碳同位素数据表明，一部分金刚石的原生寄主岩石是俯冲到地幔中去的大洋玄武岩—榴辉岩（Tappert et al., 2005）。


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图3 由水含量差异定义的岩石圈厚度。曾经高程度部分熔融的地幔岩含水量少，故流变强度大。


在新生代中国东部岩石圈厚度（Ｈx=～80-120 km）的估算中，也有几个问题需要关注：（1）新生代玄武岩是否一定就起源于软流圈?（2）由幔源捕虏体矿物成分计算出来的平衡温度和压力的可信度如何？虽然岩浆岩中的深源捕虏体是直接来自上地幔或下地壳的岩石标本，但其代表性始终值得质疑。例如，河北汉诺坝和安徽女山两地玄武岩中的下地壳麻粒岩捕虏体均以基性的为主，而地震测深资料（嘉世旭和刘昌铨，1995；Gao Shan et al., 1998）表明华北克拉通下地壳分两部分：上部厚度平均为9 km, Vp 为6.57 km/s, 对应于中性麻粒岩；下部厚度为3 km, Vp为6.92 km/s, 对应于基性麻粒岩。这説明岩浆的捕虏过程是有一定的选择性的，能够被高温熔浆带至地表的捕虏体往往是那些难熔蚀的组分或熔后残剩的组分。易熔的小捕虏体在上升过程中早就熔化而消失在寄主岩浆中了。玄武岩中橄榄石、斜方与单斜辉石捕虏晶呈浑圆或熔蚀港湾状以及发育扩散反应环带（中心富Mg、边缘富Fe）正是晶体和熔浆反应的证据（Zhang Hongfu et al., 2007）。捕虏体在熔浆中滞留时间越久（例如，辉长岩中的幔源捕虏体），其成分和结构对幔源的代表性就越差。幔源岩石-熔浆反应对矿物组成、主、微量元素含量、稀土元素丰度以及同位素成分的影响有必要研究清楚，否则很难断定捕虏体来自岩石圈地幔还是软流圈。



图 4. 金刚石和石墨的稳定场及其金伯利岩中地幔捕虏体的平衡温度、压力。据Mitchell （1991）改绘。


综上所述，必须充分确认华北克拉通的软流圈在中新生代抬升了80-100 km的客观事实, 然后讨论岩石圈减薄的机制、驱动力和动力学才有意义。否则，一切有关华北克拉通破坏和岩石圈减薄机理的模式都是空中楼阁。

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