大陆下地壳

The continental lower crust

摘要

大陆下地壳是连接岩石圈地幔和上地壳的“纽带”,是地壳与地幔交换最活跃的部位。上地幔与下地壳的部分熔融及下地壳一些岩石的拆沉还可直接导致壳-幔物质的交换、循环与重组。换言之,下地壳是壳-幔作用的一个极其重要的场所,底垫、拆沉、深熔、高级变质和其他作用都在下地壳中发生和实现。然而,下地壳是以往研究地球深部和浅部关系时被“跳”过去的部位,没有得到足够的重视。克拉通化定义为大陆原来混沌的原地壳分异并形成稳定的上地壳和下地壳,并由此构建了稳定的壳-幔结构,这种空前的稳定关系从形成起一直维持到现在,是大陆演化、洋-陆与壳-幔相互作用的基础。在板块边界的造山过程中,如洋-陆的俯冲碰撞特别是陆-陆碰撞,可以形成不同大陆地块的陆壳叠置、加厚、垮塌、拆沉、底垫和重新稳定,在造山带根部形成新的下地壳,即造山带型下地壳。本文重点讨论了克拉通型下地壳演化过程,强调了其动力学意义及其在大陆动力学研究中的重要地位,建议在深地研究和学科布局中给与充分重视。

关键词

大陆下地壳 / 地质过程 / 壳幔作用 / 克拉通 / 造山带 / 地球动力学

Key words

continental lower crust / geological process / interaction between crust and mantle / craton / orogeny / geodynamics

0 引言

全球克拉通化^[1-2] 是地球演化历史上史无前例的构造事件。它发生在新太古代,约在25亿年前结束,并被界定为冥古宙与太古宙的分水岭。从那时起,地球上就出现了稳定大陆,并发生了一系列地质、环境和生命演化。

前寒武纪形成的稳定陆块叫克拉通。克拉通化的实质是原来“混沌”的大陆原地壳分异、演化,并形成稳定的上地壳和下地壳,这样大陆就有了统一的牢固的地壳圈层,地壳和地幔之间也构建了克拉通型的结构与物质的界面,这种空前的稳定关系从形成起一直维持到现在,是大陆演化、洋-陆与壳-幔相互作用的基础^[3]。横向对比全球各克拉通大陆,它们都具有相同的地壳结构和物质组成。因此,一些学者推测全球在新太古代末的克拉通化过程中,曾经形成过超级克拉通^[4],它们此后经过裂解、漂移和重组,构成了板块构造的运动历史。

此外,在洋-陆和陆-陆俯冲-碰撞时,大陆的边界会发生变化,地壳叠置、加厚、垮塌、拆沉、底垫和重新稳定,在大陆造山带根部会形成新的造山带型下地壳。然而,克拉通大陆内部的地壳结构基本保持稳定,成为板块构造体系中大陆裂解、漂移和碰撞的基本内核。华北克拉通在中生代时,曾经发生强烈的岩石圈减薄和下地壳的换底,被称为克拉通破坏^[5-6]。华北的克拉通破坏是一个极端例子,其机制已经有很多讨论。

大陆下地壳是连接岩石圈地幔和上地壳的“纽带”,是与地幔发生能量交换最活跃的部位。上地幔的部分熔融和下地壳的部分熔融及拆沉还可直接导致壳-幔物质的交换、循环与重组。下地壳是发生壳-幔相互作用的极其重要场所,底垫、拆沉、深熔、高级变质和其他作用在都在这里发生和实现,这是以往研究地球深部和浅部关系时被“跳”过去的部位,在今后的研究中急需加强。

1 克拉通型大陆下地壳

1.1 定义

传统上,大陆地壳被视为双层结构(上部的花岗岩层和下部的玄武岩层),或三分为上、中、下地壳结构,多数学者倾向于将克拉通型陆壳两分。大陆下地壳一般指变质程度达到(高)角闪岩相(20~25 km)和麻粒岩相(大于25~45 km)的深部地壳单元。它的下部是上地幔,它的上部地壳统称为上地壳,并分别与上地壳和上地幔保持稳定平衡,这对于大陆稳定起着不可替代的作用。地幔与地壳的结合部位显示出地震波速的不连续,称为莫霍面。下地壳成分包括了镁铁质岩石以及大量的包括奥长花岗岩在内的石英闪长质岩石^[7]。钱祥麟等^[8]、赵宗溥等^[9]和沈其韩等^[10]提出华北克拉通北缘的麻粒岩地体是不均匀抬升过程中掀翻的下地壳。已经有一批学者从地球物理和地球化学角度讨论了华北以及其他典型克拉通下地壳的成分和结构^[11⇓-13]。这些认识的地质依据主要有两个:一是暴露于地表的下地壳剖面,被称为大陆下地壳“窗口”;二是出露于金伯利岩和碱性玄武岩中的下地壳捕虏体^[14-15]。

综合已有研究成果,上地壳主要岩石组成为花岗岩、花岗闪长岩和变质或未变质的沉积-火山岩,以及含量小于10%的基性或超基性火成岩的混合物。然而,关于下地壳的成分仍存有争议。一种意见认为是辉长岩质的,其中最下部地壳(lowermost crust)由含石榴石的基性麻粒岩组成^[16]。另一种意见认为下地壳的下层不是仅由辉长岩组成,还可能包括了大量的奥长花岗岩在内的平均成分为石英闪长岩的高角闪岩相-麻粒岩相岩石^[7,12],因为比较“干”的麻粒岩相的奥长花岗岩也具有与辉长岩相似的波速。少量的部分熔融型麻粒岩和底垫的辉长岩-斜长岩也是下地壳的组成单元。归纳下地壳岩石的岩石学、地球化学和变质作用特征,自上而下可以分为:(1)具正常化学成分的角闪岩相片麻岩层;(2)交代和混合的角闪岩相片麻岩层;(3)交代和混合的麻粒岩相片麻岩层;(4)生热元素亏损的麻粒岩相片麻岩层^[17]。

1.2 下地壳构造成因类型与下地壳剖面

根据抬升与出露地表机制,大陆下地壳剖面可被划分为4种构造成因类型^[18]:(1)挤压抬升型(compressional uplift),如意大利Ivrea带、日本日高带、加拿大太古宙Kapuskasing带等。其特点是剖面中有镁铁质或斜长质部分,或者莫霍面及上地幔岩石有少量出露。(2)宽缓的扭压掀斜型(wide, oblique transitions),如印度的太古宙Dharwar带和澳大利亚的Yilgarn带等,缺乏镁铁质部分。Dharwar带含有麻粒岩相的二辉紫苏花岗岩到角闪岩相的灰色片麻岩,以及绿片岩相的表壳岩。(3)撞击抬升型(impactogenic uplift),被认为是与陨石撞击有关的类型。

(4)转变压力抬升型(transpressional uplift)。这4种类型以前两种更具代表性。据报道,所有典型下地壳剖面的不同岩石单元之间均为断层接触。挤压抬升型是形成于活动大陆边缘或岛弧环境的岩石组合^[19]。第二种下地壳与第一种相似,可能具有相似成因^[20]。然而,这种下地壳构造成因划分没有考虑克拉通型和造山带两种成因的差异。

下地壳剖面的综合研究是下地壳研究最基础的工作。一个典型的下地壳剖面应包括下列特征^[18,21]:有递增的变质度,通常是绿片岩相到麻粒岩相;它们的古压力(paleopressure)对应在15~35 km;与此相应的有一个由上而下的由长英质、中性到镁铁质(或斜长质)的成分变化;密度和地震波的相应变化;化学特征包括生热元素的变化;表壳岩数量的递减和以岩浆岩为主的物质组成。其中最主要的特征是要有麻粒岩相到依次变低的变质岩系出露,变质压力达到至少15~35 km,越向下岩浆岩数量越多(图1^[18,21])。其他如地震波、密度和地球化学特征等也会随之出现规律性变化。对于下地壳剖面的物质成分从上到下是否有从长英质→中性→镁铁质的变化规律,是一个有争议的指标。Bohlern^[22]提出高压的石榴基性麻粒岩是最下部大陆地壳的代表性岩石类型。然而,在一些典型的下地壳剖面中并没有发现镁铁质部分,如印度Dharwar克拉通太古宙大陆下地壳剖面的最下部是麻粒岩相的紫苏花岗岩系^[20],而后变为角闪岩相的灰色片麻岩和角闪岩相-绿片岩相的变质火山-沉积岩。Rudnick和Presper^[23]强调麻粒岩相的奥长花岗岩也具有与辉长岩层相同的地震波,因而提出大陆最下部地壳是包括麻粒岩相的奥长花岗岩在内的平均成分为石英闪长岩的岩石,而不是高压基性麻粒岩。

在地球早期的陆核和微陆块时期,陆壳并没有形成一定规模,厚度的变化也不清楚。但是在古太古代(3.3~3.0 Ga),陆壳已经有很大规模^[24⇓-26],并与地热梯度成反比。据估算,大陆地壳的地热梯度已经从早期的50 ℃/km降到约30 ℃/km^[9],标志着陆壳的刚性程度及密度已经有所提高。相比之下,地壳的厚度及与之平衡的上地幔的厚度就随之降低。图2a^[27]显示岩石圈厚度随着时代越老而越厚。中-新生代形成的岩石圈厚度多为70~120 km。太古宙的岩石圈厚度跨度很大,分成两个区:一个在150~300 km,与古元古代的岩石圈厚度相当;另一个在300~400 km,是中-新元古代岩石圈厚度(100~200 km)的2倍,是中-新生代岩石圈厚度的3~6倍。新太古代末期的地热梯度仍然是高的,估算的地壳或岩石圈的厚度比现代厚。Moyen和Van Hunen^[28]也指出,估算的新太古代地幔和地壳的地热梯度都比现代高,地壳比现代厚,岩石圈结构和状态与现代差别巨大,但随着地质时代的演化也在不断变化。地壳厚度的变化在地球演化及构造事件的研究中需要重视。

1.3 华北克拉通下地壳剖面

华北克拉通下地壳剖面位于河北西北部-山西北部与内蒙(晋冀蒙)的交界处。代表性的下地壳岩石出露在蔓菁沟—瓦窑口—马市口—下白窑—尚义(A-A’剖面)和蔓菁沟—瓦窑口—丰镇—集宁一带(B-B’剖面)^[29]。基性高压麻粒岩出露在怀安、天镇阳高一带,特点是以透镜体成群出露在英云闪长质和花岗岩片麻岩中,局部地区基性麻粒岩可占比30%~40%。瓦窑口是典型的英云闪长质麻粒岩相片麻岩,其特点是成分均一,灰色中酸性麻粒岩中较均匀地分布有基性麻粒岩的条痕、条带和透镜体。没有或少见表壳岩的包体,也没有钾质混合岩条带。其中英云闪长质麻粒岩约占75%,基性麻粒岩约占15%,闪长质麻粒岩约占10%。它们具有近于水平的片麻理,构造是多期变形叠加的结果,复杂程度是本区最高的。在瓦窑口以北的马市口和葛胡窑,英云闪长质麻粒岩含有较多的基性条带和透镜体,约占10%~20%。还含有约5%的包括条带状铁建造(BIF)的表壳岩透镜体。局部地段也有较多的钾质混合岩化现象,以及少量紫苏花岗岩侵入体。在更北面的下白窑和黄土窑出露的是变质的麻粒岩相孔兹岩系和由变质泥质岩原地重熔的 S型壳熔花岗岩。再向北的尚义是角闪岩相的角闪岩-长英质岩系(红旗营子群),主要由斜长角闪岩、角闪石或云母斜长片麻岩、BIF和大理岩组成,混合岩化较强。

图3^[29]是蔓菁沟向北至下白窑(A-A’)的综合下地壳示意剖面图。岩层近东西向展布,剖面近南北向,长约40 km,两侧控制岩性带宽约2~3 km。

岩性递变 从下(南)而上(北)物质成分由基性变为酸性,由岩浆岩为主变为表壳岩为主。它们可以分为4个岩性段,即蔓菁沟出露的高压基性麻粒岩、瓦窑口—马市口出露的中酸性麻粒岩(正片麻岩)、下白窑(集宁)出露的麻粒岩相变质沉积岩(孔兹岩系)和尚义出露的角闪岩相变质火山-沉积岩(红旗营子群)。

变质程度递变 该剖面四个岩性段的变质压力从约1.4 GPa,递减到0.9 GPa、0.7 GPa 和0.5 GPa,变质程度由下(南)到上(北)分别是高压麻粒岩相、麻粒岩相到角闪岩-绿帘角闪岩相。石榴石通常具有成分环带。 镁铝榴石组分(Pyr)含量从核心到边缘有轻度降低,铁铝榴石组分(Alm)和锰铝榴石组分(Sps)含量在斑晶的边部有所增高,而钙铝榴石组分(Grs)含量从核心到边缘表现为降低→增高→再降低的变化。在(Alm+Sps)-Grs-Py 图解中,石榴石斑晶的成分投点落于麻粒岩和榴辉岩的重叠区^[30]。根据有关矿物反应式、岩石成因格子,以及矿物温度计和压力计的计算,变质温度、压力分别为约800 ℃,>1.4 GPa, 以石榴石的后生合晶及辉石分解的晚期矿物组合为代表的变质温度、压力分别为820 ℃、0.7~0.9 GPa,表现出近等温的降压过程^[31]。瓦窑口中酸性麻粒岩典型的矿物组合是紫苏辉石+单斜辉石+斜长石+石英。其他地段的样品中还有棕红色黑云母和褐色角闪石。峰期变质温度和压力是800~850 ℃和(0.8±0.13) GPa^[32]。孔兹岩系的泥质麻粒岩典型矿物组合是石榴石+夕线石+堇青石+石英+斜长石+云母±石墨。石榴石是富含镁铝榴石分子(38%~42%)的铁铝榴石,峰期变质温度为750~850 ℃,局部有>900 ℃超高温,压力为0.75~1.0 GPa。红旗营子群的斜长角闪岩典型矿物组合是蓝绿色角闪石+斜长石±石英±黑云母,有些样品含透辉石,有些含绿帘石。部分岩石含细粒石榴石,变质沉积岩中含有十字石^[33]。它们明显受到退变质和晚期韧性剪切形变的影响,总体是角闪岩相到绿帘角闪岩相。

地球化学性质的变化 该剖面不同类型的岩石在地球化学性质上表现出规律性变化。蔓菁沟和瓦窑口的基性高压麻粒岩和中酸性麻粒岩的矿物组成是耐火的,不含角闪石和黑云母等含水矿物。中酸性麻粒岩与一般的太古宙灰色片麻岩地体相比明显低Si和Al,SiO₂含量为56%~70%,但绝大多数样品为63%~66%。瓦窑口的岩石以中酸性麻粒岩为主,占85%,基性麻粒岩占15%计算,岩石的平均成分:SiO₂为61.85%,Al₂O₃为15.49%。这与 Kapuskasing 最下部地壳类似。后者包括辉长岩层在内,SiO₂含量是57.78%,Al₂O₃是15.77%。若将蔓菁沟基性麻粒岩与瓦窑口的中酸性麻粒岩一起计算,则可以得出与 Kapuskasing相近的下地壳化学成分^[34]。基性麻粒岩和中酸性麻粒岩的另一特点是总体上表现出生热元素亏损的趋势。它们有低的K₂O和Rb含量(6~60 μg/g)。高压麻粒岩的K/Rb比值在250~1 000之间,U含量是0.06~1.7μg/g,Th含量是0.4~6 μg/g。 中酸性麻粒岩的K/Rb比值在200~550之间(图4a),Rb/Sr 比值为0.02~0.049(图4b),U含量是0.06~1.7 μg/g,Th含量是0.4~6 μg/g。麻粒岩的Th/U平均为2.5(图4c)。Dharwar麻粒岩带的U含量是0.17~74 μg/g,Th含量是0.2~50 μg/g,Th/U比值是0.1~11.3,平均为3.1^[35], 比华北克拉通的麻粒岩略高。图4显示,孔兹岩和角闪岩相岩石的生热元素含量不具亏损的趋势,而是逐步升高。麻粒岩的流体包裹体主要成分为CO₂,而在孔兹岩中的流体包裹体则含有较多的 H₂O,这是本区麻粒岩地球化学性质的第三个特点。

地球物理性质变化 对下地壳岩石的压缩波(P波)测试,测控温度在1 000 ℃时控制精度为±1 ℃,压力限定在0.8 GPa(见图5^[36])。

其中样品1-1是含石榴石斑晶的(高压)基性麻粒岩,1-2是不(少)含石榴石的基性麻粒岩,2是英云闪长质麻粒岩,3是奥长花岗质麻粒岩,5-1是斜长角闪岩,5-2是花岗片麻岩,H1是玄武岩,H2是辉长岩。结果显示,化学成分是重要的控制因素,基性程度高的岩石无论是否变质都有高的波速值(km·s^-1),在500 ℃时,都大于6.8, 只有粒度较粗的辉长岩小于6.4。变质程度是另一个重要控制因素,成分相同的岩石变质程度越高波速越大,高压基性麻粒岩的波速值最高,大于7.6。英云闪长质和奥长花岗质麻粒岩,虽然基性程度低,但是波速与辉长岩相似(6.3),甚至可以高于辉长岩,分别达到6.2和6.5。这也验证了下地壳的组成不一定是辉长质,也可能是以石英闪长质麻粒岩为主^[23]。与A-A’剖面方向相似和临近地区的野外地球物理实测剖面(图6)显示^[37],华北克拉通的下地壳在33 km以下至莫霍面(上地幔假设为8.0),波速值大多在6.5~6.7,局部可能达7.02,甚至7.9。这可能表明大多数的岩石相当于麻粒岩相的英云闪长岩,高压基性麻粒岩成零散状透镜体存在片麻岩中,没有构成稳定的最下部壳层,但不排除最下部地壳有高压麻粒岩相变质的辉长岩(斜长岩)加入。和大洋地壳相比,后者最下部稳定的超镁铁质堆晶岩层的波速值是7.1~7.7,再下面是波速值8.0~8.3的上地幔,这明显不同于大陆下地壳。

华北的下地壳剖面与经典的意大利Iverea带有一定程度的差别,但与两种太古宙下地壳剖面(Kapuskasing 挤压抬升型和 Dharwar 扭压掀斜型)有很大的可比性(图7^[38])。Iverea 带^[15]从北和北西到南东出露麻粒岩相到角闪岩相的变质岩石。在麻粒岩地体北缘出露的超镁铁质岩石是地幔岩片,与其相邻的镁铁质麻粒岩(石榴辉长片麻岩)是大陆壳最下部岩石,二者之间的界限被认为是代表了出露于地表的大陆莫霍面。对于Iverea带是否属于后期造山构造掀翻的古老大陆下地壳是有争议的。之前的研究认为Dharwar 和 Kapuskasing 两个太古宙下地壳剖面都没有高压麻粒岩层^[29],现在的研究证实两个带中都有与华北克拉通下地壳相似的组合,高压基性麻粒岩出露普遍,部分是超高温麻粒岩相变质^[39]。Dharwar的最下部地壳单元是麻粒岩相紫苏花岗岩系,包括了麻粒岩相的辉长岩和闪长岩,有大量的深熔性麻粒岩相的花岗岩类,也包含有幔源的斜长岩和辉长岩;向上变为 Sargar 麻粒岩相灰色英云闪长质片麻岩和角闪岩相灰色英云闪长质片麻岩,最上部是 Dharwar 角闪岩-绿片岩相绿岩带火山-沉积岩系。Kapuskasing的镁铁质部分岩层比较发育,是由麻粒岩相变质的辉长岩-斜长岩层状岩体组成的。相比之下,华北克拉通晋冀蒙地区的最下部下地壳的出露完整性相对比Kapuskasing和Dharwar剖面还要差些。华北克拉通东部胶北地区出露的变质岩石,除了与晋冀蒙变质岩地区相似之外^[40-41],还出露有超镁铁质岩,与高压基性麻粒岩和变质沉积岩共同经历了高压麻粒岩相变质作用^[42-43]。有超镁铁质岩作为最下部地壳的组成,将为补充和加强对华北克拉通型下地壳的研究,提供了新的资料和依据。

2 造山型大陆下地壳

造山带即汇聚板块边缘大地构造作用形成的带状地质体^[44],是两个板块之间的结合带。在洋陆相互作用的俯冲造山带,除了洋壳对陆壳的改造,还包括了陆与岛弧的碰撞、弧间夹有更古老的弧或古老的来源不明小陆块。在陆陆碰撞带,将会引起陆壳的双层加厚,并与岛弧、残留洋片等形成“三明治地体”,伴随着岩浆作用、变质作用、重熔作用、拆沉作用、底侵作用,以及构造的垮塌、推覆、叠置、滑移等,使得造山带的下地壳问题变得极为复杂。但是,最终的表现都是造成结合部位的地壳加厚,然后逐渐变薄,最终达到新的平衡。目前的研究还没有建立一个公认的、已经在造山后经过调整的中-上部被夷平、根部被置换、上-下地壳分层完好的造山带型下地壳剖面。因此,学界对造山带大陆下地壳的研究描述更为繁杂,本文将不对此做总结。我们在这里之所以提及造山型下地壳,是想大致显示它与克拉通下地壳的差别,以便进一步推动克拉通化的研究。

图7 显示,3条克拉通型下地壳剖面与造山带型的Ivrea下地壳剖面相比,明显缺少完整的榴辉岩层,也没有确切的上地幔岩石被掀翻到地表。克拉通型的下地壳剖面中,高级区内的岩石组合代表下地壳,相邻的绿岩带如果代表上地壳,二者之间除断层分隔外,尚有巨大的“层位差异”。但可以肯定的是,大陆的克拉通化使得高级区和绿岩带都得到物质和结构的调整。克拉通下地壳形成之后,作为连接岩石圈地幔和上地壳的“纽带”,稳定存在几十亿年。加拿大的Kapuskasing克拉通型下地壳剖面被认为是陆内巨大的基底逆掩(sole thrusting)推出地表的^[45-46],并不是造山作用的结果,因为其下地壳剖面的两侧出露完全相同的岩石,而且变质程度和岩石组合也是一致和镜像对称的。图1a可以作为Kapuskasing带的成因模型。从图8的阿尔卑斯造山带剖面可以看到,Ivrea带是欧洲板块与亚德里亚板块碰撞后抬升到地表的下地壳,这个过程由一系列的推覆体和构造线表达,造山过程及相关的地壳加厚、造山、垮塌、岩浆活动和变质作用叠加在一起,因而Ivrea或许并不能代表亚德里亚板块的基底^[47]。有关Ivrea大比例尺下地壳剖面的构造研究描述了剖面上不同单元的变质作用、相关的岩浆活动和构造变形,表明造山带型下地壳剖面的形成与就位是与大陆碰撞造山过程紧密相关。尽管图7给出了一个Ivrea下地壳理想的地层柱子,但显然,榴辉岩层之上不同麻粒岩相岩石的出露并不规矩,而是复杂变形的推覆体堆叠在一起(图8^[47])。

有关喜马拉雅造山带和青藏高原的研究显示,在青藏高原的东部存在中下地壳的流动,是一种新的造山带型下地壳演化机制^[48]。来自青藏高原的全球定位系统(GPS) 数据表明,青藏高原东部和东南部的变形是连续变化的^[49]。在高原中部,物质向东流动最快。GPS观测结果与黏性中下地壳向东和东南流动相一致,并认为是对碰撞的响应^[50-51],这样的流动导致破坏性地震,形成沿龙门山山脉的高地形起伏以及向云南和东南亚的地形梯度变化,并且可以解释青藏高原向外生长。哀牢山—红河构造带南部的瑶山杂岩及构造带北部邻区的玉龙杂岩说明切向剪切作用在瑶山与玉龙穹窿的形成与剥露中起着重要作用,组成穹窿的岩石均具有分层流变学特点^[52]。瑶山穹窿是发育在较深岩石层位的穹窿构造,而玉龙穹窿是发育在较浅岩石层位的穹窿构造。向南或东南切向剪切可能是上地壳向南的重力滑动和黏滞下地壳相对中上地壳向北流动共同作用的结果。用纯黏滞流变模型模拟结果与 GPS 观测具有很好的一致性,意味着在今天的青藏高原东部观测到的变形场直到高原完全形成前并没有发生,而可能只是在30~20 Ma 间变得显著,由此推测在该地区下地壳流动是重要的形成机制^[53]。

3 下地壳作用

本文将克拉通化时的下地壳形成机制称为下地壳作用。

3.1 下地壳过程是一种重要的地质作用

下地壳的各种地质、地球化学和地球物理行为与上地壳相比都有很大的不同,反映了物质、能量和结构的变化。从深度而言,这些变化发生在20 km(或局部至少大于15 km)至约50 km的部位,热、压力和流体等的变化驱动了高级变质和部分熔融两大变化,以及相应的岩石结构构造变化^[8];这个部位的重要性除了深度大之外,它还是上地幔与上地壳之间的结合圈层,地壳与地幔圈层之间的稳定和平衡无疑是通过下地壳层来实现的。在下地壳层内,热量、流体和壳-幔的物质循环会不断发生和平衡化。下地壳与上地幔共同构成了具有相对刚性较大的大陆岩石圈,成为地球的“外壳”。下地壳的形成和稳定无疑是一种重要的地质作用,我们称之为“下地壳作用”,这在其他地质作用中没有被明确描述。

作者在之前有两篇文章重点阐述了两个地质内涵:一是“麻粒岩在一定程度上是下地壳的同义词”;二是“花岗岩的研究应该突破岩石学范畴,其核心内容是陆壳的形成和演化” ^[3,54]。如果从更专业的角度来讲,前者想表达的是下地壳的形成与麻粒岩相变质作用密切相关,后者是花岗岩的形成与下地壳部分熔融密切相关。这两个地质内涵是下地壳作用的关键机制,也是大陆演化的核心与精髓之一。

在简单讨论变质作用与变质分异、深熔作用与稳定分层这两个机制之前,有必要再概括一下克拉通化。克拉通化就是稳定大陆形成的过程^[2,55],而稳定或者叫作成熟的陆壳是由地幔派生的原地壳发展来的,并分成了麻粒岩相下地壳和花岗岩质(含表壳岩)上地壳,完成了物质和结构分层,在地球化学上它们分别亏损最低熔组分/富难熔组分,以及富钾和生热元素。克拉通化包含的地质过程有变质、深熔、壳-幔相互作用和构造应力的转变等。克拉通化的地质标志主要包括:(1)形成古陆接受地台的盖层型沉积;(2)出现广泛的基性岩墙群;(3) 广泛的基底活化和钾质花岗岩侵入。这些地质标志指示克拉通化形成稳定的大陆之后,地球的演化进入长达200~300 Ma之久的静止期或间断期(unconformity)^[2,55⇓-57]。下地壳作用在克拉通化过程发挥不可替代的作用。

3.2 变质作用与变质分异

变质作用主要是指在地壳发展过程中,原来已存在的各种岩石在特定的地质和物化条件下形成的具有新的矿物组合和结构构造的岩石,这种转化再造过程叫作变质作用。一般认为,这种改造作用是在岩石基本保持固态条件下进行的。最主要的条件是温度和压力。例如玄武岩在中压相系的递增变质中变成绿片岩、斜长角闪岩和辉石麻粒岩,在压力偏高时可出现石榴子石;在高压相系时可以形成蓝片岩、榴辉岩和柯石英榴辉岩。这些变化强调了温度压力的同时,变质流体的作用越来越被重视。用变质相划分的下地壳分层特别强调“干”和“湿”的变质岩层,如最下部的“干”麻粒岩层、混合岩化的“湿”麻粒岩层、混合岩化的角闪岩相层和无混合岩化角闪岩相层,其含水程度是大致递增的。

越是下部层位,越是“干”,而角闪岩相层则大量有角闪石、黑云母等含水矿物。从这个角度上看,变质作用中 “固态”的变质作用主要指矿物相变和矿物反应是在基本固态下,而不是溶解和熔融状态下进行的^[58-59]。奥长花岗岩质岩石在干麻粒岩条件下的主要矿物是不含水的紫苏辉石、斜长石和石英或含有石榴石,而在角闪岩相则为角闪石、斜长石和石英,可以有黑云母和石榴石。在相应两种变质相的副矿物中,含水矿物具有更强烈的选择性,副矿物的生热元素承载和卸载能力尤其需要重视。岩石随变质程度在P波速度值上有很大差别,麻粒岩相奥长花岗岩和角闪岩相奥长花岗岩在400 ℃时分别为6.2和5.9,玄武质高压麻粒岩与角闪岩(含石榴子石)分别为7.7和6.8。波速的变化与含水性关系很大。这种情况下,随着流体活动,生热元素的分异是很强的,并随着变质流体和温度压力的变化发生。

图9表现了在变质相变化时流体包裹体记录的变质流体变化。在300~500 ℃时,主要是H₂O,从>400 ℃开始,CO₂逐步递增,而H₂O逐步递减,到700~800 ℃时,CO₂达到峰值。除了温度之外,压力也起到一定控制作用。归纳文献可以看出^[60],岩浆海洋的固态化作用导致了来自于地幔的CO₂和H₂O 的脱气过程,并产生了一个富含 CO₂ 的大气圈; 后来形成的海洋,将随着致密而且超临界的 H₂O的凝缩作用而开始形成,其大致发生在地表温度处于(450±20) ℃的条件下(图10^[61])。当地表温度降到300 ℃,在海洋形成期间,随着一个致密且超临界的H₂O-CO₂的混合作用,CO₂就会被从大气圈中消除^[61]。

几个主要的反应已经引起对氧早期形成机制的关注:CO₂ + H₂O = CH₂O + O₂; 2CH₂O = {\mathrm{CH}}_4 {}_{}+ CO₂; CH₄ + hυ→ C+4H (↑) ; C + O₂ = CO₂;4H+C=CH₄;4H + O₂ = 2H₂O。在变质反应的温压条件变化相图中,可以达到与地球早期经历的致密和超临界的H₂O-CO₂的混合状态的条件。目前,具体细节仍不得而知。

还需要注意的是,其他成分的流体在变质体系中的作用和影响,例如CH₄和N₂,它们可能以不同身份参与或调节H₂O-CO₂体系的变化。沈昆等^[62]的研究曾指出,在低-中压的麻粒岩中N₂含量可忽略不计;在高压麻粒岩中,N₂可达20%~30%(摩尔分数)。N的作用主要是反硝化作用或脱氮作用,主要的反应是: {\mathrm{NO}}_3^{-}→ {\mathrm{NO}}_2^{-}→N₂(↑),C₆H₁₂O₆+12 {\mathrm{NO}}_3^{-}→6H₂O+6CO₂+12 {\mathrm{NO}}_2^{-}+E,5CH₃COOH+8 {\mathrm{NO}}_3^{-}→6H₂O+10CO₂+4N₂+8OH^-+E。流体成分随着温度压力的变化,会改变矿物的结晶速度、分配系数、微量元素离子的晶格充填甚至矿物组合。变质分异的研究有许多需要拓展的空间。

3.3 部分熔融作用与稳定分层

在新太古代晚期下地壳形成过程中,高级变质作用曾是一个全球性的事件,以往的研究多认为最下部地壳处在一个高温的中压麻粒岩相温-压体系中^[9-10],最近对华北和印度等地区的研究显示^{[63⇓⇓-66]},一些新太古代麻粒岩经历了温度大于900~1 000 ℃的超高温变质作用(UHT),压力也达1.0~1.2 GPa。由此可以知道,在上-下地壳分层的变质热事件中,原有的地壳岩石普遍发生了部分熔融作用。在混合岩化的角闪岩相层和混合岩化的麻粒岩相层,部分熔融以混合岩化的方式进行;在“干”麻粒岩相层,以超高温变质岩、深熔岩浆和部分熔融残留体形式混在一起,形成紫苏花岗岩-孔兹岩-麻粒岩相地体。研究表明,在最下部地壳中,原有的英云闪长岩-奥长花岗岩和花岗岩似乎保留了原来岩石的总体面貌,但是矿物组合已经变成了含紫苏辉石的组合。一些学者认为这些岩石经历了从角闪岩相的深成片麻岩转变为紫苏花岗岩的整体的麻粒岩相-超高温麻粒岩相变质作用^[67]。此外,有很多超高温变质的泥质岩、长英质麻粒岩和基性麻粒岩表现出很强的深熔作用特征,可以识别出熔融体和残留体。熔融岩浆更多地表现为原地和半原地熔融的特点^[68]。而混合岩化的麻粒岩相层和混合岩化角闪岩相层,则表现出更多的异地熔融的特点,水的参与显然更强烈,温度也比前者低。

在印度东高茨地区和斯里兰卡的地质填图中,紫苏花岗岩-孔兹岩套被当做独立的填图单元,由3类次级岩石组合构成^[69]:(1)变质沉积岩组合,大致分为变质泥质碎屑岩(可有磁铁石英岩)段、变质泥质(可含石墨)岩-泥砂岩段、大理岩-钙硅酸岩段;(2)含富铝矿物的或含黑云母的花岗质片麻岩组合;(3)变质辉长质岩墙(脉)、基性麻粒岩及其他麻粒岩组合。其中,含富铝矿物或含黑云母的花岗质片麻岩表现原地-准原地壳源特点,局部与变质沉积岩类的界限不清,或呈过渡关系和侵入关系,相关花岗岩类占据孔兹岩套的比例较大,一般在35%~55%之间。华北冀东紫苏花岗岩-麻粒岩(孔兹岩)系的特征与印度很相似。内蒙古集宁类似的岩石组合与冀东的特征也十分吻合,但是最近的研究认为它们的超高温变质-深熔作用发生在古元古代而不是新太古代^{[70⇓⇓-73]}。土贵山的孔兹岩转变为石榴石花岗岩的过程是一种原地—近于原地的地壳熔融过程。当原岩富Mg时,生成S型花岗岩的反应为Bi+Sill+Qz=Kf+Cord+熔体;当原岩富Fe时,生成S型花岗岩的反应为Bi+Sil+Qz=Grt+Kf+熔体。石榴花岗岩与孔兹岩虽然矿物组成类似,但具体矿物的化学成分有明显差别,表现在孔兹岩的石榴子石更富镁,其镁铝榴石(Pyr)标准分子含量约为38%~42%(摩尔分数),而花岗岩中石榴子石的镁铝榴石含量为17%~33%(摩尔分数)。 这一变化也表现在堇青石中。花岗岩中的堇青石镁值(Mg^#=0.47)低于孔兹岩(Mg^#=0.62),而作为熔融残留体的堇青石石榴岩中的堇青石镁值最高(Mg^#=0.85)。堇青(夕线)石石榴岩的轻稀土强烈亏损而重稀土相对富集。经过稀土模式计算,孔兹岩为母岩,堇青(夕线)石榴岩为熔融残留体,石榴花岗岩为熔融产物。孔兹岩、石榴花岗岩和堇青(夕线)石榴岩三者之间的地球化学性质也明确地表明它们的成因联系。它们的主元素与 SiO₂有很好的线性关系。孔兹岩有轻稀土富集而重稀土平坦的标准化配分型式,S型花岗岩的稀土分布型式则是轻稀土高度富集而重稀土略亏损的,表现出以孔兹岩为母岩、发生部分熔融后的熔出部分与残留部分的元素互补型式的配分特征(图11a^[74])。稀土元素的分离与互补特征是生热元素与难熔元素分离的一种指示^[74]。

最下部地壳中的中-基性麻粒岩的部分熔融,可以形成成分类似英云闪长岩-石英闪长岩质的紫苏花岗闪长岩(enderbite)。冀东紫苏花岗闪长岩样品采自迁西市太平寨;样品具有相对高Fe₂ {\mathrm{O}}_3^{\mathrm{T}}+MgO (9.80%~15.9%)、Cr (71.0 μg/g~400 μg/g)和Ni (41.2 μg/g ~147 μg/g)以及低Al₂O₃ (13.9%~16.6%)和K₂O(1.07%~2.43%),(La/Yb)_N=8.06~17.8,低Th、U、Ta和Nb等元素的特征。计算的深熔条件是贫水(1.0%~1.5%,>1 000 ℃和 0.9~1.0 GPa)^[75] 。如果与华北克拉通以及其他地区新太古代一般的TTG岩浆形成条件相比较,前者似乎需要的深度更大(约1.7 GPa),温度更低(750 ℃)(图11b^[75])。锆石年代学研究表明,深熔时代是约2.46 Ga,与共生岩石经历的超高温变质作用时代一致。测得的ε_Hf(t)为3.8~7.5,δ¹⁸O为5.78‰~6.84‰,接近或略高于地幔值,没有显示出陆壳物质混染以及被地表水高温改造的证据^[75]。因此,最下部地壳的高温变质和深熔作用的热源无疑来自地幔,不必借助于俯冲模式。

以上实例说明:最下部地壳的深熔作用可以发生在不同的原岩;深熔作用与超高温作用有关;与最下部地壳之上的其他下地壳岩层的变质与部分熔融(混合演化)同步;热源来自地幔;部分熔融作用是地壳稳定分层的重要机制。

3.4 部分熔融残留与拆沉

部分熔融的残留是通常所说的熔融残留型麻粒岩,它们常常与深熔的花岗岩搅在一起,有时可以看到过渡关系,更多是被含高长英质组分的岩脉侵入分隔。在内蒙古土贵山可以看到两种熔融残留,一种是夕线石(或堇青石)石榴岩,一种是石榴紫苏辉石岩,它们分别是泥质岩和基性岩石部分熔融的残留。熔体部分分别是石榴(含堇青石或夕线石)黑云(或含少量紫苏辉石)钙碱质花岗岩和含榴紫苏(斜长)花岗岩^[76]。这种残留型麻粒岩可能并没有成为岩片或岩块拆沉到地幔中,因为它们的密度小于地幔岩和造山带的榴辉岩。尽管不少模式提出了下地壳熔融残留的拆沉作用及其可能对壳幔耦合的贡献,但目前依旧缺乏有说服力的实例。

3.5 幔源岩浆岩组分添加

在地壳分层作用中,除了地幔提供能量外,其他似乎都可以通过地壳内部的调整来实现。然而,通过对比克拉通下地壳可以看到(图 12^[77]),斜长岩是克拉通下地壳中十分重要的岩石类型,且通常处在最下部地壳。印度南部麻粒岩带^[77],含有大量基性麻粒岩(变质辉长岩)及分异形成的紫苏花岗岩,它们与斜长岩有着一致的成岩年龄和变质年龄,处在富斜长岩最下部地壳的上部。因此,地幔来源的辉长质岩浆可以直接参与下地壳的稳定过程,并经过分异成为下地壳的组成部分,这是克拉通化一个不可缺少的环节,也是对以往克拉通化下地壳形成过程理解不足的重要补充^[78-79]。岩体型斜长岩具有介于下地壳和亏损地幔之间的主量元素、微量元素和同位素地球化学特征,暗示其母岩浆在下地壳经历了复杂的壳幔相互作用。

4 克拉通破坏与下地壳换底

翟明国等^[80]对于华北克拉通中生代发生的岩石圈减薄研究表明,华北中生代岩石圈减薄不仅是岩石圈地幔减薄^[81],下地壳也发生了一定程度的减薄和置换。这里强调克拉通破坏的下地壳过程,即岩浆底侵、置换和拆沉作用的联动发生是理解岩石圈减薄机制的关键因素之一。火山岩及其捕虏体的信息似乎支持在华北东部的南、北缘存在局部造山带型的下地壳与岩石圈的拆沉作用^[82]。但是华北东部整体上的减薄机制难以用造山带的拆沉模式来解释。华北东部克拉通内部火山岩中的下地壳捕虏体有两类^[83]:一类是经历了麻粒岩相变质的底侵辉长岩和辉石岩,以及榴辉岩相或榴辉岩-麻粒岩转换相变质的石榴辉石岩,形成时代约在140~120 Ma;另一类是经过了中生代变质叠加的前寒武纪麻粒岩。华北东部在中生代曾发生过大规模的岩浆底侵作用,现今的下地壳很可能已经部分或者大部分不再是前寒武纪下地壳,而是由中生代变质辉长岩、镁铁质岩石和经历了强烈改造的前寒武纪下地壳麻粒岩组成,即下地壳换底^[80]。此外,在华北东部普遍存在着化学成分类似于“埃达克岩”的中生代高锶花岗岩类岩石,它们的形成与岩浆底侵作用和下地壳岩石的部分熔融有关,其熔融残留应是榴辉岩或石榴角闪岩,以及少量石榴麻粒岩。尽管如此,要通过下地壳部分熔融形成一个很厚的密度很大的榴辉岩层, 再由它的重力不均衡带动一个80~120 km厚的岩石圈地幔一起拆沉进入软流圈的机制很难发生在华北克拉通内部。这样,原来克拉通基底的麻粒岩、中生代熔融残留的榴辉岩和底侵的辉长岩在约40~45 km形成一个“最下部底层地壳”或称为壳幔过渡带(图13),汉诺坝火山岩中的下地壳捕虏体及地震剖面的研究证实了这一点^[84]。

5 小结

(1)大陆下地壳是连接岩石圈地幔和上地壳的“纽带”,是地壳与地幔能量和物质交换最活跃的部位。底垫、拆沉、深熔、高温-超高温变质和其他作用都在这里发生和实现。

(2)大陆下地壳主要分为克拉通型下地壳和造山带型下地壳。克拉通型下地壳的形成是大陆稳定化的核心科学问题,实现了陆壳的富含生热元素的上地壳和富含难熔元素的下地壳的稳定分层,以及地壳与地幔的耦合和长期稳定。由于现存地球陆壳的70%甚至80%以上是克拉通,因而大陆克拉通化是地球洋-陆相互作用和壳-幔相互作用的基础。

(3)在克拉通型大陆下地壳形成过程中,变质分异、部分熔融的物质分异是最重要的,而热的来源无疑是地幔。地幔不仅提供了热量,也提供了部分物质,一些幔源岩浆的板底垫托可直接加入下地壳。原有下地壳的部分熔融形成的长英质岩浆进入上地壳,熔融残留的部分也是下地壳的物质组成部分,并且是下地壳富集耐熔元素的原因。是否有熔融残留通过拆沉进入地幔,是有待继续查明的难题。

(4)大陆下地壳是大陆演化过程中的敏感部位,并在不同构造机制下发生部分熔融形成花岗岩。花岗岩是大陆演化的产物和物质记录,是大陆地壳不断平衡的重要机制,因而是研究构造演化的重要对象。

(5)在克拉通型下地壳的形成过程中,UHT变质作用非常重要,深熔作用在下地壳的直接表现是紫苏花岗岩。广义的紫苏花岗岩可以包括基性-中性和酸性岩石,与残留型麻粒岩和未熔融的卷入下部的麻粒岩以及部分底侵的辉长岩-斜长岩共同组成下地壳,其中幔源的岩浆岩也常常发生麻粒岩相变质。然而,至今没有明确的地幔岩块(片)在下地壳出现的证据。

(6)与下地壳过程相对应的厚皮构造和深部(水平格子)构造成为现代构造地质学科最薄弱的环节^[84]。它记录了深部的应力状态以及侧向应力在深部的方向与性质的转换,也是上地幔和上、下地壳几个亚圈层平衡稳定的制约因素。

(7)在下地壳作用过程中,变质分异和部分熔融作用是成矿元素被萃出、携带和运移的主要方式。此外,以往在上、下地壳分层研究中强调了生热元素和难熔元素的分异,而流体的变化,例如水流体和CO₂分离并分别集中到上、下地壳,不仅对地壳成分、成矿作用,而且对于地球环境,包括氧化事件和水圈的演化之影响都不可估量^[85]。

(8)现在的大陆下地壳埋藏在深部不能直接观察,能观察到的下地壳的剖面都是被后期构造活动掀翻到地表的,需要建立大陆内部和边缘地区的地球物理剖面,并由已知的下地壳岩石的各种地球物理参数来反演现代的下地壳结构和垂向剖面。

(9)克拉通型下地壳与造山型下地壳的对比研究是必要的。

(10)多学科的综合研究和新技术的应用,联合时间尺度和动向变化,建立四维的下地壳剖面将会为理解大陆和地球演化起到推动作用。

本文是为了庆贺在国内外都有重要影响的学术期刊《地学前缘》创刊30周年的应邀之作。成文过程中,许多前辈的教导和启发之句不绝出现于脑海;相关研究的野外考察、室内讨论甚至包括激烈争论的场面也不断涌现。本文的主要论点都来源于上述的研究与积累。我们诚挚感谢长期合作的同行,特别是青年同行,包括许多毕业和未毕业的学生们,他们的见解、提问和建议是十分重要的,而且绘图也靠他们的帮助,在此一并致谢。

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基金资助

国家自然科学基金项目(42220104008)