Question

火成岩成因分析

Answer 1

目前，世界范围内基本上已经取得共识，决定火成岩多样性的因素包括岩浆起源和岩浆作用两个方面。源区物质组成、温度、压力和流体性质是影响原生岩浆性质的4 个基本控制要素，而岩浆的分异、混合和同化混染将使其性质更加复杂化 ( 罗照华等，2007b) 。通过上面的讨论，我们基本排除了岩浆形成以后各种过程的重要影响，或者说这些过程对脉岩成分的影响不大，因而脉岩的成分变化主要取决于源区的物质组成和部分熔融程度。

1. 可能的源区物质结构

Gao et al. ( 1998) 结合 18 个地球物理反射断面和岩石物理性质测量结果，依据岩石地球化学特征建立了 13 个地壳结构剖面，除了秦岭造山带地壳具有 3 层结构之外，所有其他地壳结构剖面都是以 4 层结构为特征，即上地壳、中地壳、下地壳上部和下地壳下部。对于整个华北克拉通，其估算的地壳平均厚度约为 36 km，其中下地壳 12 km，主要为中性麻粒岩成分，下部有基性麻粒岩存在。河北汉诺坝新生代玄武岩中的深源包体研究( 樊祺诚等，1998，2001a，2001b，2002; 史兰斌等，2000; Zhou et al.，2002; 郑建平等，2004) 可以对这个结构进行补充。根据这些研究，下地壳可以一直延伸到 42 km 深处，增厚的部分主要为基性麻粒岩和辉石岩，推测为幔源岩浆底侵作用的产物。值得注意的是，樊祺诚等 ( 2001b) 发现了形成深度介于 40 ～45 km 左右的榴辉岩相石榴子石辉石岩，从而证明了壳幔过渡层的存在。这个深度位于地震莫霍面上、下两侧，表明上地幔顶部尚有镁铁质榴辉岩薄层。史兰斌等 ( 2000) 综合分析玄武岩中深源包体的温压计算结果，建立了尖晶石相和石榴子石相橄榄岩的分界位置 ( 约 52 km 深处) ，并推测岩石圈地幔底界埋深为95km，温度为1 200℃。据此，我们可以得到太行山-燕山造山带大致的岩石圈结构剖面( 图 7 -8a) 。

在东昆仑地区，邓晋福等 ( 1995) 主要依据地球物理资料和格尔木-额济纳旗断面走廊域岩石学综合研究建立了一个详细的岩石学剖面 ( 图 7 - 8c) 。自上而下，该剖面的岩石组成依次为上地壳 ( 沉积盖层、绿片岩相变粒岩、片岩、花岗闪长岩，厚约27km) 、中地壳 ( 角闪岩相花岗质片麻岩与糜棱岩，厚约 13 km) 、下地壳 ( 中性含黑云母中压麻粒岩，厚约 6. 5 km) 和加厚下地壳 ( 中性高压麻粒岩，厚约 13. 5 km) 。再往下 ( >60 km 深处) ，岩石圈上地幔的上部存在一个厚大的 ( 30 ～ 70 km) 基性榴辉岩层 ( 邓晋福等，1995) ，然后才是地幔橄榄岩。他们推测的岩石圈 / 软流圈界面埋深约为 150 km。

对比这两个结构剖面可以发现，其共同特征是下地壳主要由中性麻粒岩组成，这与世界典型大陆地壳的结构明显不同 ( Gao et al.，1998) 。它们的不同之处在于: ①昆仑造山带的上地幔上部有巨厚的基性榴辉岩层，而太行山-燕山造山带则只有很薄的壳幔过渡层( 如果有的话) ; ②昆仑造山带的软流圈埋深( 150 km) 明显大于中国东部 ( 95 km) 。造成这种差异的原因被普遍解释为中国东部岩石圈发生了巨大减薄 ( 邓晋福，1988; 邓晋福等，1992; Menzies et al.，1993; 邓晋福等，1994; 邓晋福等，1996; Deng et al.，2004) 。

图 7 -8 有关岩石类型的部分熔融实验相图( 据罗照华等，2006c)

注意到汉诺坝地区辉石地温曲线、尖晶石相与石榴子石相橄榄岩的实际观察边界与实验相转换边界的相互关系是有意义的 ( 图 7 -8b) 。根据汉诺坝玄武岩中深源包体估算的Sp / Gt 橄榄岩相转换边界比实验结果小 20 ～ 30 km。这一方面说明这个相边界是准稳定的，另一方面可能表明上地幔曾经发生过抬升，就像吉林龙岗地区那样 ( 罗照华，1984; 罗照华等，2001) 。新生代火山活动时期，燕山地区岩石圈的抬升速率大于地温平衡所要求的速率。从这个角度来说，软流圈地幔也应当发生了大规模的隆升，并伴随着岩石圈的巨大减薄和被加热，这符合新生代地幔减压熔融产生大规模火山活动的要求。因此，汉诺坝地区的辉石地温不应当作为讨论中生代脉岩组合形成条件的基础。

2. 岩浆起源条件分析

如前所述，岩浆的起源取决于源区物质组成、温度、压力和流体的性质。对于一个具体地区而言，部分熔融过程发生的位置取决于区域地温曲线与源区岩石固相线相交的位置。根据前人对汉诺坝新生代玄武岩中深源包体的研究，含水矿物相的缺乏 ( 樊祺诚等，1998) 表明该区下地壳至上地幔顶部似乎不存在大量的挥发性组分。尽管报道过在中国东部新生代玄武岩的橄榄岩包体中有韭闪石的存在 ( 罗照华，1984) ，但含量甚微，流体的作用可以不作为一个特别重要的因素。由此，在讨论上地幔橄榄岩和下地壳玄武质岩石的部分熔融过程时，可以近似地以相应岩石的干体系固相线为准则。下地壳中性麻粒岩可能含有少量角闪石和/或黑云母，可以用英云闪长岩的脱水熔融曲线作为其固相线。在流体含量不足的条件下，源区岩石的固相线温度随压力的增加而升高，具有正的固相线斜率 ( 图7 -8) 。

在这些条件假定之后，区域地温曲线的确定就是一个关键因素了。一般认为，上地幔软流圈的出现可能是地幔岩低度部分熔融的结果。假定软流圈顶界的温度为 1 340℃，地表平均温度为 0℃，所有的热量都来自于对流地幔，且热传导与岩石成分无关，地热梯度将随岩石圈的厚度而变化。设汉诺坝地区的岩石圈厚度为 95 km，其地热梯度约为14℃ / km，昆仑地区 ( 岩石圈厚度 150 km) 则约为 9℃ / km。将汉诺坝地区的辉石地温曲线投在图 7 -8b 中，可以发现其延长线大致在 80 km 深度附近与饱和水地幔岩固相线相交，这与地球物理方法测定的 95 km 差别较大。但是，如果将 Sp/Gt 相辉石岩和橄榄岩相变界线与辉石地温的交点 ( 分别表示为 a，b) 相连，新的地温曲线 ( geotherm1) 将在 95 km处与含 300 ppm H₂O 的地幔岩固相线相交 ( 地热梯度约为 9. 2℃ / km) 。这似乎是可以接受的。但是，该地温曲线与壳幔边界的交点位于 t≈900℃处，远高于锆石 U - Pb 同位素体系的封闭温度。樊祺诚等 ( 1998) 获得新生代火山岩中镁铁质麻粒岩包体的锆石 U - Pb 年龄为 140 ～120Ma，表明岩石形成之后至新生代火山活动之前区域没有经历过强烈的构造岩浆热事件。如果麻粒岩包体所在层位的埋深在成岩之后没有变化，图 7 - 8b 中 40 km，800℃ 点和 95 km，1 340℃ 点的连线 ( geotherm2) 就可以作为那时岩石圈的最高地温曲线( 地热梯度约为 10. 2℃ /km) 。值得注意的是，地温曲线 geotherm2 与含约 450 ppm H₂O 的地幔岩固相线相交。据此，新生代火山活动期间的地温在壳幔边界水平上至少比现在高100℃ ，或者说自新生代火山活动结束以后，该区的地温已经下降。

该地温曲线与 “干”玄武岩固相线相交于84km 和1215℃处，与饱和水橄榄岩固相线交于77km 和1130℃处，与 Sp/Gt 橄榄岩相变界线交于65km 和1030℃处，与饱和水玄武岩固相线交于55km 和935℃处及与英云闪长岩脱水熔融曲线相交于 53 km 和 925℃处，与通过深源包体观测到的 Sp/Gt 橄榄岩相变界线交于 48 km 和 865℃处，与壳幔边界交于 42 km 和800℃ 处，与 Sp / Gt 辉石岩相变界线交于 28 km 和 670℃ 处，与中地壳底界交于22 km和 615℃处，这些位置的温度比相应的推测岩石类型的熔融温度分别低210 ～540 ( 岩石圈上地幔岩底界和顶界橄榄岩) 、420 ( 下地壳镁铁质辉石岩、基性麻粒岩) 、250 ( 下地壳中性麻粒岩) 、285℃ ( 中地壳岩石) ，等等。可见，在这样的地温条件下太行山-燕山地区将不会有岩浆活动，即使按照修改后的史兰斌等 ( 2000) 的地温曲线，也不会有岩浆的发生。

因此，要么当时的地温比现在高得多 ( 可能性不大) ，要么岩石圈的各个圈层都发生了减薄。例如，壳幔边界位于 77 km 处，中性麻粒岩的底界埋深 53 km。因此下地壳的玄武质岩石将全部转变成基性榴辉岩，类似于现今昆仑地区的情况。但是，造山带岩石圈增厚实际上是一个冷却的过程，这样的处理方式仍然不能保证不同圈层同时发生岩浆。

看来，使岩石圈/软流圈系统不同圈层同时发生部分熔融的最好途径可能是岩石圈拆沉作用。拆沉作用不仅可以使不同圈层同时受热，而且也可以造成区域伸展环境，有利于低熔岩浆的快速侵位。

3. 拆沉作用与脉岩成因

造山后脉岩组合成因的两个重要条件是不同的圈层突然同时受热和热脉冲的迅速消退。图 7 -8 中的地温曲线 geotherm1 和 geotherm2 都具有比理论预测地温曲线 ( 14℃ /km)陡的斜率，这可以理解为地幔岩的热导率大于地壳，也可以理解为异常热扰动，例如幔源岩浆或软流圈物质注入 ( advection) 的影响。鉴于中生代底侵镁铁质岩石的年龄 ( 樊祺诚等，1998) 大于脉岩组合的形成年龄 ( 邵济安等，2001a) ，我们倾向于软流圈物质的注入，因而要求发生岩石圈拆沉作用。

4. 拆沉作用与岩石圈热结构

Bird ( 1978) 注意到，Powell et al. ( 1973) 和 LeFort ( 1975) 研究喜马拉雅的变形过程时提到了两个主要的地质事件很难用板块构造来进行解释。一个是高喜马拉雅地壳的广泛变质作用，Hamet et al. ( 1976) 认为是下伏地壳部分熔融产生花岗岩深成岩体时积累的热量所致; 另一个是新的、陆内俯冲带 ( 主边界断层) 的形成，导致地壳缩短 100 ～400 km ( Mat-tauer，1975 ) ，致使高喜马拉雅一个巨大的基底岩片叠置在相邻的印度地壳之上，形成现今的、两倍正常厚度的地壳。这两个现象紧密联系在一起，这样就产生了一个问题: 到底谁先谁后? Bird ( 1978) 依据地形应力和地壳应变强度从两个方面进行了模拟计算，结果表明所产生的剪切应力分别是200 ×10⁵Pa 和 300 × 10⁵Pa，摩擦生热不足以产生喜马拉雅的花岗岩，除非断层剪切速度超过30cm/a。但是，实际观察并没有证实靠近断裂带变质程度最高或者发生部分熔融。因此，有关断裂活动导致产生岩浆的假设似乎是靠不住的。由此，Bird 想到了由岩石圈地幔拆沉作用来提供岩浆作用和变质作用所需要的热源。新的高精度独居石Th -Pb测年结果表明，Manaslu 岩体的形成时间介于 22 ～19 Ma ( Harrison et al.，1999) ，而其下方( 南侧) 的藏南拆离断层 ( STD) 形成于 18 Ma 以后 ( Searle et al.，2003) ，似乎证实了 Bird( 1978) 的设想。因此，拆沉作用的概念得以广泛传播，特别是将其与突然发生的岩石圈减薄和大规模花岗质岩浆活动联系起来。然而，Fyfe et al. ( 1973) 提出的幔源岩浆底侵作用机制同样可以导致这种突然发生的大规模花岗质岩浆活动 ( 罗照华等，2002; 谌宏伟等，2005) ，同样得到了广泛的引用。因此，如何识别深部过程的浅部响应成为当前地学界普遍关注的重大科学问题。

由上所述，引入拆沉作用概念的主要目的是解决岩浆起源和变质作用的热源问题。但是，拆沉作用本身也受到诸多因素的控制，因而近年来有大量的文献用于探讨拆沉作用的机制，其中岩石圈重力不稳定性是最经常引用的机制。造成重力不稳定性的原因可能是地壳的增厚 ( 刘勉，2002) ，也可能是镁铁质下地壳的榴辉岩化 ( Zegers et al.，2001) 。对于本文讨论的情况，造山带大规模出露的花岗质岩石具有明显的壳幔岩浆混合作用的特征，可以理解为花岗质岩石的成因与大规模幔源岩浆底侵作用有关，并得到了新生代火山岩中麻粒岩包体测年结果 ( 樊祺诚等，1998) 的证实。但是，不管采用什么样的机制，岩石圈拆沉作用的主要后果都是岩石圈减薄、软流圈物质的上涌和残留岩石圈被加热。因此，拆沉作用将导致产生软流圈窗口，从而改变岩石圈的热结构，使得原来温度远远低于固相线的岩石可以获得额外的加热，甚至达到发生部分熔融形成岩浆的温度 ( 图 7 -9) 。

众所周知，软流圈中的热传递以热对流为主，岩石圈以热传导为主，因而随着与岩石圈底界距离的增加，岩石圈的温度将迅速降低 ( 如图 7 - 9，A≈9℃ /km，B≈16℃ /km，C≈31℃ / km) ，造成了岩石圈的刚性特点。橄榄拉斑玄武岩的高压实验表明，随着压力的增加，玄武岩将逐渐转化为榴辉岩 ( Morse，1980; 罗照华等，2007c) 。因此可以设想，造山带尚未冷却时，原先底侵的玄武质岩浆由于热量的丧失 ( 贡献给花岗质岩浆活动) 将形成辉长质下地壳，并随着造山带的进一步冷却逐渐变质为基性麻粒岩和榴辉岩。在这个过程中，图7 - 9 的地震莫霍面将由原来的岩石学莫霍面逐渐上移到基性榴辉岩的顶界，使榴辉岩变成为地幔岩石圈的组成部分。由于基性榴辉岩的密度大于下伏橄榄岩，岩石圈中基性火成岩的榴辉岩化过程将导致重力不稳定，从而诱发拆沉作用形成软流圈窗口。同时，拆沉作用也导致热的软流圈物质迅速涌入软流圈窗口，导致窗口边界处的围岩可以拥有与软流圈顶界相近的温度，这将大大提高岩石圈的热结构，有可能触发不同圈层的部分熔融。

图 7 -9 造山带岩石圈拆沉作用示意图

如图7 -9 所示，软流圈窗口形成以后，处于不同深度位置上的岩石圈地幔橄榄岩和榴辉岩都获得了与热软流圈橄榄岩直接接触的机会，这将导致其温度升高和区域地热梯度的抬升。同时，软流圈窗口的温度将会下降，其幅度取决于窗口规模和几何形态以及软流圈物质注入 ( advection) 速度的大小。假定软流圈物质以绝热底辟形式上升 ( 0. 3℃ /km) ，以东昆仑为例，上升68km 后其温度将下降20℃左右。依此，可以大致勾画出软流圈窗的温度分布。

5. 岩石圈 / 软流圈系统岩浆起源与岩石圈演化

为了讨论拆沉作用体制下的岩浆成因，将图 7 -8 中的主要类型岩石的固相线绘制在图 7 -9 的右半部，并按不同的拆沉规模绘出了线性导热地温曲线。以东昆仑为例，软流圈窗的顶界现在位于 82 km 深度，岩石圈/软流圈埋深 150 km。如果这两个界面自形成以后至今没有改变，就可以以此为基础讨论拆沉作用发生时岩石圈-软流圈系统的岩浆成因。

岩石圈冷却之后至拆沉作用发生之前，区域地温曲线如 A 所示，约为 9℃ /km。在这样的深度条件下，不会有任何岩浆发生，即使岩石圈底界为处于饱和水状态的橄榄岩也不会发生部分熔融。将该地温曲线适当延长，将在约 155 km 处与饱和水地幔橄榄岩固相线相交，表明在软流圈顶部可能有熔浆形成，前提是 H₂O 饱和或过饱和。这在一般情况下是不可能的。但是，由于地球排气作用和岩石圈的屏蔽效应，软流圈顶部含有较多挥发分则是可以考虑的，这将导致岩石物理性质的弱化，从而有利于拆沉作用的进行。

一旦发生拆沉作用并且软流圈物质涌入到 82 km 附近，如果这个过程足够快，可以近似看做是软流圈绝热隆升。这时，区域地温类似于 B，约为16℃ /km。由图7 -9 可见，地温曲线可与英云闪长岩、玄武岩和 H₂O 含量大于 400ppm 地幔橄榄岩的固相线相交。因此，造山带岩石圈结构剖面中的这 3 类岩石 ( 中性麻粒岩、基性榴辉岩和橄榄岩) 可以同时发生部分熔融形成具有不同成分属性的岩浆。岩浆发生的部位分别位于图中的④，③，②，岩浆成分相应为花岗质、闪长质和玄武质。由于水流体和富碱流体的运动速度通常快于固体的塑性流动，软流圈窗顶部比其他部位更富含挥发分是可以期待的。这时，② 位置形成的岩浆将具有煌斑岩成分，并具有碱性的特征。在深部软流圈物质以足够快速度填充软流圈窗的条件下，由于减压熔融，① 位置将形成玄武质熔浆。同时，软流圈窗旁侧的岩石圈中也可能是岩浆形成的有利部位。如果软流圈顶界附近含有足够多的水流体，在⑤，⑥ 的位置将分别形成煌斑岩质和闪长质岩浆。

值得注意的是，被拆沉到软流圈中的岩石圈块体由于突然被加热也可能发生部分熔融( 吴福元等，2003; 罗照华等，2004，2006c，2007d，2008a) ，分别在⑦，⑧ 两个位置形成闪长质岩浆和玄武质岩浆。

在拆沉规模更大的情况下，如软流圈顶界位于 60 km 处，地热梯度约为 31℃ /km ( 图7 - 9 中的曲线 C) 。这时，中地壳及其以下的所有岩石都可以发生部分熔融，甚至干地幔橄榄岩也接近于熔融状态，有利于发生快速塑性流变。但是，这种情况将造成区域大规模的岩浆活动，类似于裂谷环境，不符合本书所讨论的脉岩形成条件。由此可见，发生岩石圈拆沉作用是有可能导致岩石圈/软流圈系统不同圈层同时发生部分熔融形成不同成分属性的岩浆的，反过来，近于同时形成的造山后脉岩组合也就可以作为区域岩石圈拆沉作用的标志。同时，拆沉作用将导致区域岩石圈结构进一步演化。一个明显的结果是充填在软流圈窗中的地幔物质将由于岩浆的移去而冷却形成新的岩石圈，所有发生过部分熔融的圈层都将亏损易熔组分，实现壳幔物质进一步分异 ( 邓晋福等，1999b) 。