壳内熔融与大陆造山
——中山大学地质学系成立90周年暨陈国达院士诞辰102周年纪念

陈国能, 陈 震, 陈 雄, 丁汝鑫 彭卓伦 Rodney Grapes张 珂 王岳军 娄 峰 沈文杰 郑 义张俊浩 邱 惟 许清燕 王 勇

(1.中山大学 地球科学与地质工程学院, 广东 广州510275； 2.Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春130061)

壳内熔融与大陆造山
——中山大学地质学系成立90周年暨陈国达院士诞辰102周年纪念

陈国能1,2, 陈 震1,3, 陈 雄1,2, 丁汝鑫1, 彭卓伦1, Rodney Grapes1,张 珂1, 王岳军1, 娄 峰1, 沈文杰1, 郑 义1,张俊浩1, 邱 惟1, 许清燕1, 王 勇1

(1.中山大学 地球科学与地质工程学院, 广东 广州510275； 2.Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春130061)

本文将造山作用分为地槽褶皱造山和地台(克拉通)活化造山两种类型, 并认为两者均起因于板块的汇聚过程。地槽造山是洋壳向陆壳的转换过程, 其标志是地槽沉积物初次熔融形成的、以TTG为主的“不成熟花岗岩”产生。板块俯冲过程的能量转换, 导致大陆岩石圈内能升高, 包括TTG在内的基底地槽构造层的再次熔融(重熔), 产生再生或重熔岩浆形成活化造山期的“成熟花岗岩”； 壳内重熔岩浆层形成和增厚最终导致大陆克拉通发生大规模压缩变形(活化造山)。造山作用的多幕性和花岗岩活动多期性, 以及上老下新的花岗岩“层序”, 被认为主要与板块俯冲过程的能量转换速度有关。

褶皱造山； 活化造山； 壳内熔融； 花岗岩； 板块汇聚； 熔融大地构造

0 引 言

“造山”(Orogeny)是大陆地壳变形和大陆面积增长的主要形式(陈国能, 2011)。造山作用可分为两种基本类型, 一是地槽沉积物褶皱造山(Folding Orogeny), 二是地台活化造山(Reactivating Orogeny) (陈国达, 1958, 1986； Chen et al., 2012)。前者标志洋壳向陆壳转化, 其结果是大陆面积增长(大陆扩张)；后者标志克拉通内部活化, 其结果是大陆面积缩减(大陆压缩与增厚)。

上述两种类型造山均伴随大量花岗岩类岩石的形成。花岗岩起源于硅铝质陆壳部分熔融的认识虽已得到学界普遍认同(Brown, 2001； Vanderhaeghe and Teyssier, 2001； Chen and Grapes, 2007), 但对其与造山作用的内在关联, 特别是活化造山的机理及其热动力来源等问题, 尚存在诸多争论。就中山大学地质学系(先后更名为地球科学系、地球科学与地质工程学院)成立90周年暨校友陈国达院士诞辰102周年, 以及广东地质学会“陈国达学术思想与大地构造理论研究会”成立1周年之际, 本文试图结合作者等在花岗岩成因及华南地壳演化方面的研究(陈国能, 1987, 2011； Wang et al., 2013； 丁汝鑫和周祖翼, 2011), 就大陆造山作用与壳内熔融和花岗岩形成等问题, 阐述作者的初步认识。

1 地槽褶皱造山与TTG花岗岩

威尔逊旋回(Wilson, 1966； Dewey and Burke,1974)成功地将地槽的构造地貌演化纳入了板块的框架, 同时也颠覆了传统的“地槽”概念, 即“地槽”是整个大洋盆地而不是局限于由陆架、岛弧、陆坡和海沟等组成的狭长构造单元； 从地槽(大洋)盆地到褶皱山脉, 反映了一个大洋从诞生(大陆裂谷)到消亡(碰撞造山)的整个生命历程(陈国能和张珂, 1994)。

地槽造山表面上是从海盆(洋盆)到山脉的“沧海桑田”的地貌变化, 实质则是造山带地壳发生从洋壳到陆壳的性质转换, 标志是此前所没有的花岗岩类岩石在造山阶段的诞生(图1a), 亦即此前只有“两块石头”(沉积岩和铁镁质岩浆岩)的大洋地壳, 通过造山作用变成了具有“三块石头”(沉积岩、花岗岩和铁镁质岩浆岩)的大陆地壳(陈国能, 2011)。这一现象最早由Daly和Kossmat 在20世纪初发现(Knopf, 1948)。黄汲清等(1980)从多旋回说的角度, 对此做过系统的归纳(图1a)。地槽褶皱造山形成的新陆壳(Juvenile crust)附贴在早期的大陆边缘(或于两个大陆之间)(图1b), 由此造成大陆面积逐渐增大(大陆扩张或增生)(黄汲清等, 1980； 陈国能, 2011)。

图1 地槽多旋回岩浆建造特征(a, 据黄汲清等, 1980 改编)及地槽演化与大陆扩张关系模型(b、c, 据陈国能, 2011改编)Fig.1 Diagram showing igneous formation during poly-cycle orogeny (a), and a model for evolution of geosyncline and accretion of continent (b, c)

地槽造山过程形成以TTG为主的“不成熟花岗岩”(图1a, Johannes and Holz, 1996； 冯艳芳等, 2011),这可能与地槽沉积物初次熔融和岩浆层的低分异度有关(Makitie et al., 2012； Chen and Grapes, 2007)。壳内熔融过程中, 富铁镁的残余熔渣由于密度差必向岩浆层下方运动, 铁镁组分因而在岩浆层下部汇聚(Chen et al., 2007； 彭卓伦等, 2011), 而富硅、碱的熔出物则相反, 从而造成壳内岩浆层内部的成分分异,即总体呈现上部偏酸性、下部偏基性的分层特征(Chen and Grapes, 2007)。图2是俄罗斯远东2-DV地学断面, 可见其内花岗岩层由两部分组成: 上部(鲜红色)波速为6.0～6.4 km/s, 属典型花岗岩。该层内部尚有不少孤立和大小不等的、可能为沉积变质岩捕虏体的低速块体(绿色)； 下部(暗红色)为6.4～6.8 km/s, 被认为是中(–偏基)性岩； 上述两者界线(6.4 km/s等值线)极不规则, 合理的解释是该岩浆层的分异作用尚未完成, 即大部分富铁镁熔渣还在向下运动过程中, 岩浆已开始固结。

2-DV地学断面长度超过1200 km, 穿过多个造山单元； 它不但证实基底地槽封闭过程中伴随花岗质陆壳的形成, 同时揭示花岗岩在地壳中是呈层状,而非呈气球状、树枝状、透镜状、蘑菇状等所谓“侵入体”的形态产出。壳内花岗岩层在不同造山单元间未见明显分界的事实, 支持花岗岩起源于壳内岩石原地熔融(重熔)的认识(Chen and Grapes, 2007), 因为只有壳内物质在熔融状态下, 才有可能使不同造山过程形成的花岗岩在横向上“无缝焊接”。

2 地台活化造山与重熔花岗岩

图2 俄罗斯远东2-DV地学断面(据Kuznetsov et al., 2008改编)Fig.2 2-DV geotraverse of East Russia

地台活化、地洼活动、克拉通破坏等术语, 其实是对同一过程的不同表述, 陈国达最早研究这一现象, 并据此创立了大地构造理论体系中的地洼学说(陈国达, 1956, 1959)。最近十多年来, 我国在华北地台活化或称华北克拉通破坏的研究上, 取得了诸多进展(朱日祥等, 2012)。

地台活化造山是陆内造山(崔盛芹, 1999； 张元庆等, 2002； 张国伟等, 2011)。包括整个中国东部在内的东亚大陆的中生代造山作用, 除个别地区(如台湾纵谷), 基本上属活化造山(陈国达, 1958, 1986)或陆内造山(崔盛芹, 1999)。以华南为例, 华南地台活化始于中三叠世末的印支运动, 其后又经历燕山旋回的多个造山幕或构造幕(图3a-d)。地台活化造山使地台盖层发生强烈的褶皱变形(图3e), 指示大陆面积的缩减, 与此同时, 伴随有大量花岗岩产出(图3)。

地台活化过程的花岗岩, 是来自地槽造山阶段已经形成的、以TTG为主体的花岗岩层及其上覆盖层的熔融或重熔(Chen and Grapes, 2007； 冯艳芳等, 2011)。多次熔融(重熔)意味着地壳经历多次分异,故地台活化过程形成的花岗岩主要为淡色的“成熟花岗岩”。在华南地台活化阶段形成的花岗岩中, 黑云母–白云母花岗岩的出露面积约占全部花岗岩出露面积的86%, 且有时代越新, 岩石颜色越浅, 化学成分向偏酸偏碱方向发展的趋势(莫柱孙等, 1980),甚至可出现富碱或“无水”的“A型”花岗岩。后者是因为多次熔融导致硅碱组分在岩浆房顶部富集, 且每次岩浆结晶过程, 均会将多余的水排出系统, 因而造成后期岩浆系统富碱或“无水”(Chen and Grapes, 2007)。

3 壳内熔融与活化造山的机制问题

陆缘和陆间地槽造山起因于板块汇聚已是地学界的共识。东亚大陆中生代的活化造山与相应花岗岩的形成, 同样与板块的汇聚作用有关(Chen et al., 2003)。从图3a～d可见, 华南地台中生代活化造山的强度表现为东强西弱, 即同一造山幕造成的地层接触关系, 自东向西总体有从角度不整合→平行不整合→整合的变化趋势, 表明地台活化的构造动力是来自太平洋方向的侧压力(陈国能, 1987), 这与大多数研究认为西太平洋带中生代的构造岩浆活动源于板块汇聚的认识是一致的(崔盛芹, 1999； 朱日祥等, 2012)。

中生代不同时期花岗岩均分布于相应造山幕的不整合区内(图3a～d), 揭示两者存在成因上的联系,即热和动力应为同一来源, 均与太平洋板块的俯冲作用有关(Chen et al., 2003； Chen and Grapes, 2007)。逻辑上, Pangea大陆的裂解就是太平洋板块俯冲(或加速俯冲)的开始。据全球克拉通地区的平均地壳厚度, 华南地台晚古生代的地壳厚度估计为40～42 km左右。假设上陆壳厚度为25 km, 余者为下陆壳, 当时壳内平均地温梯度为26 ℃/km(低于现代平均地温梯度30 ℃/km)。那么在板块俯冲作用之前, 上陆壳底部(25 km深度处)的温度应已达到硅铝质岩石在有水条件下的初熔温度(约600～650 ℃)。

对于俯冲板块而言, 俯冲过程意味系统的势能降低, 因而这一过程必须伴随能量转换。据热力学第一定律, 大陆系统从俯冲过程获得的能量(Q)应等于其内能增量(ΔU)和系统对外界做功量(W)之和,亦即Q=ΔU+W。在大陆地壳(岩石圈)变形(造山运动)发生前, 系统对外做功量W为零, 故Q=ΔU, 即系统获得的热全部转变为内能, 从而导致系统内部温度升高, 使得本已接近初熔温度的上陆壳底部岩石发生部分熔融(图4a)。

图3 华南地台中生代活化造山旋回的主要造山幕范围、花岗岩分布及地层变形特征Fig.3 Distribution of ranges, granite occurrence and deformation characteristics of the dominant orogenic episodes of the Mesozoic in SE China

侧向热传导是俯冲带上覆地壳(岩石圈)等温面向大陆内部倾斜的原因。据Springer (1999)的研究,俯冲过程造成大陆岩石圈内部热扰动的范围, 可到达离俯冲带800 km远的大陆内部。

随着加速俯冲作用的进行, 壳内温度升高, 熔区范围扩大, 其内岩石的融熔程度增加, 对流岩浆层逐步形成(图4b), Chen and Grapes (2007)、陈国能(2011)对此已做过系统阐述。另一方面, 由于壳内岩浆层上界面, 即重熔界面(MI, 熔融–固结过程中壳内的固、熔二相界面)随着等温面升高而向上移动,导致岩浆层逐渐增厚, 固态地壳相应减薄； 同时,熔区上、下方的未熔岩石也因高温而刚性减弱。一旦固态陆壳减薄和变弱至无法抵抗俯冲板块施加的侧压力时, 均衡即被打破, 大规模压缩变形(造山运动)随之发生(图4c)。

造山运动发生标志系统对外做功, 此时W≠0(≥0),故ΔU=Q–W, 系统内能(温度)下降, 岩浆层开始自上而下固结——此为花岗岩活动与构造运动大体同步发生的根本原因(图3)。

4 多次熔融–造山机理与活化区的地壳结构

图4 熔融大地构造模型(据陈国能, 2011修编), 示板块俯冲与壳内熔融和地台活化造山的关系Fig.4 Model of melting tectonics, illustrating the relationship between plate subduction, crustal melting and cratonic activating orogeny

造山过程导致陆壳系统内能(温度)降低, 岩浆固结。如果此后系统的温度再度升高, 将再次重复上述过程。华南中生代活化造山的多幕性和花岗岩活动的多期性(图5), 即为这一认识的证据。从图5A可见岩浆期和构造幕, 反映的只是该区中生代壳内温度次级波动； 而连结同位素年龄曲线波谷的背景线, 则是地壳温度整体变化的趋势曲线: 壳内温度自中生代初开始升高, 晚侏罗世到达极值, 此后逐渐下降, 中生代末或新生代又回到原位附近, 构成一个完整的构造岩浆旋回。

图5B是解释图5A中花岗岩活动多期性与构造运动多幕性的地质模型, 可见壳内岩浆层上界面(重熔界面——MI)的位置, 是系统能量输入/输出关系的函数: 能量输入＞输出, 界面上升、岩石熔融； 输入＜输出, 界面下降, 岩浆固结； 其原理就如湖面冰层之下液面的位置与温度变化的关系一样。晚期重熔界面位置一定要低于早期的重熔界面, 早期形成的花岗岩才能得以保留。因此, 只要存在多期花岗岩,新的花岗岩必然在老的花岗岩之下。换言之, 花岗岩在地壳中不但是成层的, 而且具有上老下新的层序,单层如此, 多层也如此(Chen and Grapes, 2007)。

华南中生代不同期次花岗岩具有明显的区域分带性, 表现为花岗岩年龄总体有自北西向南东变新的趋势: 三叠纪(印支期)岩体主要出露于研究区西部, 白垩纪岩体主要出露于东部沿海地区, 两者之间主要为侏罗纪岩体出露区(图5C)。从图5D可见,重熔界面向大陆内部倾斜(原理见图4)和花岗岩层上老下新的层序(见图5B), 是造成平面上花岗岩带“迁移”的根本原因。图6是根据上述认识, 对台湾–阿尔泰地学断面厦门–邵阳段上陆壳地质结构的重新解译。

值得一提的是, 万天丰和赵庆乐(2012)认为,上述华南花岗岩年龄自北西向南东变新的现象不支持作者(陈国能, 2011)提出的熔融大地构造模型(图4), 因为模型指示壳内熔融首先发生在靠俯冲带一侧, 故花岗岩的年龄应自海向陆变新。显而易见, 这一认识是混淆了岩石熔融与岩浆结晶的区别。熔融是自下而上, 结晶是自上而下。同位素测年给出的是岩浆结晶年龄而不是岩石熔融年龄。此外, 用岩石初熔温度曲线证明“减压熔融”过程(万天丰和赵庆乐, 2012)同样是误区, 因为岩石熔融实验P-T图上的变量是温度与压力, 而初熔曲线是等容线, 其上任意一点的熔体量和熔体组分均为常量, 否则就不是“初熔”。

图5 华南中生代构造岩浆活动的时空特征及地质模型Fig.5 Temporal-spacial distribution of tectonomagmatic activities in Mesozoic in SE China and related geological models

图6 福建厦门至湖南邵阳地学断面上陆壳的地质解译(据Chen and Grapes, 2007修改)Fig.6 Geological interpretation of the GET geophysical traverse from Xiamen to Shaoyan, SE China

5 总 结

大陆造山包括两种类型: 陆缘或陆间地槽的褶皱造山和稳定克拉通或地台的活化造山, 两者均与板块的汇聚过程有关。造山作用不仅仅是地面起伏度变化和地层岩石变形, 更重要的是造山过程伴随有一类新岩石, 即花岗岩类岩石的诞生, 指示造山系统内部存在温度场的激烈扰动。因而, 应该从热动力学、而非仅从运动学和力学的角度研究造山过程。

地槽造山是洋壳向陆壳的转变过程。TTG岩类的产生应主要起因于沉积层的初次熔融, 不一定要幔源物质加入。克拉通或地台活化造山产生的花岗岩, 多是在地槽花岗岩或地槽构造层基础上的再次熔融(重熔), 即很大程度上是一种再生或重熔岩浆。地壳熔融或重熔的次数增多, 岩浆层上方的物质向偏酸偏碱性方向发展。换言之, 不同类型花岗岩在化学组成和同位素组成方面的差异, 除了与卷入熔融的原始岩石有关之外, 还与地壳熔融次数和岩浆层的分异程度有关。如果地球化学和同位素“示踪”研究不能排除上述因素, 有关岩浆源的各种模型的可信性是值得怀疑的。

花岗岩在地壳中是呈层状, 而非呈气球状、蘑菇状、透镜状、树枝状等孤立“侵入体”的形式产出。花岗岩的层序与沉积岩相反, 表现为上老下新。这意味着上陆壳中最古老的岩石是位于花岗岩层与上伏沉积变质盖层的接触界面(重熔界面)两侧, 向上和向下均变新。这一认识对于寻找前寒武纪古老岩石的研究应该是有意义的。

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Crustal Melting and its Relationship with Continental Orogeny

CHEN Guoneng1,2, CHEN Zhen1,3, CHEN Xiong1,2, DING Ruxin1, PENG Zhuolun1, Rodney Grapes1, ZHANG Ke1, WANG Yuejun1, LOU Feng1, SHEN Wenjie1, ZHENG Yi1, ZHANG Junhao1, QIU Wei1, XU Qingyan1and WANG Yong1
(1. Scholl of Earth Sciences and Geological Engineering, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China； 2. Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China)

Orogeny is classified into two types in this paper: folding orogeny of geosynclines and reactivating orogeny of cratons, both of which are related to plate-convergence. The conversion of oceanic crust to continent during geosynclinal orogeny is marked by the appearance of TTG rocks. The TTG series is commonly referred to as ‘immature granite’ generated from first-time melting of geosynclinal sediments. The increase of the temperature of continental crust, due to energy transformation during subduction, results in melting or remelting of sialic rocks in the uppermiddle crust of continent that includes the TTG rocks formed in geosynclinal orogeny. The melting processes lead to the formation of the ‘mature’ undertint- or leuco-granites. The formation and accumulation of the intra-crustal magma layer will ultimately cause a large-scaled crustal deformation of continent, i.e. cratonic reactivating orogeny. Both poly-phase of orogeny and poly-episode of granite activity are explained as the products of multiple crustal melting that also generates granite-layers with progressively younger ages.

folding orogeny； reactivating orogeny； crustal melting； granite； plate-convergence； melting tectonics

P581； P542

A

1001-1552(2015)03-0383-008

2014-10-12； 改回日期： 2014-12-24

项目资助： 国家自然科学基金项目(41372223)资助。

陈国能(1952–), 男, 教授, 主要从事花岗岩成因与成矿学、大地构造学等方面研究。Email: chengn@mail.sysu.edu.cn