地幔柱与幔源岩浆作用

一般认为，地幔柱（Mantle Plume）是自地幔底部的D″上升、在地幔中演化、到近地表与地壳发生壳幔相互作用的圆柱状地质体。它在物质、能量和物理化学性质等方面与其生成的环境（主要是正常地幔）之间具有较明显的差别。该概念最初用于解释夏威夷火山链成因的热点（Hot Spot）假说（Wilson，1963）。Mogan（1971）认为，太平洋中的热点是一系列狭窄的热隆起，称之为幔柱（Plume），是由地幔物质上涌形成的，可能起源于接近地核的地幔深部，由于热不稳定而上升，移动速度相对较小，是板块运动的驱动力。随后又指出，Wilson（1963）所指的固定热地幔源区，实际上是一个产于地幔底部热边界附近的热幔柱，把炽热上升的圆筒状物质流，则称为Mantle Plume（地幔柱，也有人译作地幔羽、热点）。Deffeye（1972）认为地幔柱是下地幔上涌形成的。Aderson（1975）则认为地幔柱是一种化学柱，其化学成分与周围化学物质有明显的差别，它来源于地幔底部的D″层，那里从外地核聚集了大量放射性元素，放射热导致D″层具有高温度、低黏度特性，从而形成了地幔柱。

地幔柱概念引起了地学界的广泛重视，其影响已涉及地球科学的诸多前沿领域。 Kumazawa等（1994）、Maruyama（1994）、Fukao等（1994）根据地球内部三维地震层析技术和比较行星学研究成果，认为地球具有多层圈构造，它们具有各自的动力特性。地球表层（含上地幔）界面产生岩石圈板块构造；位于下地幔中的地幔柱构造，是地幔对流的主要形式，构成了全球构造的核心。他们采用纵波在地幔中传播的层析技术方法，得出了东北日本、巽他群岛、特提斯和南极大陆四种地幔结构模式，认为大洋板块可以向下俯冲到670km深度。在该深度，巨型岩石圈物质在短暂停滞后下沉，形成冷地幔柱，并最终在2900km处的地核表面停积；液态外核则由于广泛的熔融和重力分异作用而形成生长构造（图4-5）。以此为基础，Kumazawa和Maruyama（1994）进一步把全球构造归纳为生长构造（Growth tectonics）、地幔柱构造（Plume tectonics）、板块构造（Plate tectonics）、收缩构造（Contraction tectonics）和末端构造（Terminal tectonics）五种类型（图4-6），并认为类地星体的演化过程是生长构造（4.6Ga时所有类地行星）→地幔柱构造（冥古宙地球、金星）→板块构造（地球现阶段）→收缩构造（火星、水星）→收缩构造（月亮、小行星）。现代地球已经历过生长构造和地幔柱构造的主要演化阶段，正处在板块构造演化阶段，今后还将向收缩构造和末端构造演化发展，从而使现有表层板块构造的概念在空间上向下延伸到地核，在时间上能够描述地球的过去、现在和未来，建立了整体的地球构造观。

20世纪80年代末以来，我国地学工作者相继从岩浆作用、超变质作用和大地构造等领域探讨了地幔柱构造及其与成矿作用的关系（陈毓川等，1989；邓晋福等，1996；谢窦克等，1995，1996；卢记仁，1996；侯增谦等，1996；王登红，1998；李子颖等， 1999；李红阳等，2002；谢桂青等，2001；牛树银等，2001）。陈毓川等（1989）通过对南岭花岗岩地区热带与热点的时空演化、迁移规律、混合岩化和花岗岩化作用等研究后认为，地幔物质与热流动带和热点是中生代南岭构造岩浆活动与成矿的原因所在。邓晋福等（1996）提出了大陆根-柱构造，陆-陆碰撞、陆内造山带和克拉通分别对应于山根、造山岩石圈根和大陆岩石圈根；大陆裂谷带对应于地幔热柱，并认为地幔柱上升与热减薄是岩石圈去根作用和大陆再造的根本原因。大陆根-柱构造是地壳运动的驱动力系统，而 15km以上的表壳块体构造层则是大陆根-柱构造的表现与响应。王登红（1998）认为南岭等地可能存在与地幔柱/热点构造有关的重要成矿区带。谢窦克等（1996）认为华南大陆的动力学特征主要表现为地壳生长和大陆增生以及地幔柱构造，三次巨大的幕式灾变事件是推动华南大陆演化的原动力，每一次灾变事件不仅控制了地壳的构造演化，而且强烈地表现出核-幔分异，由原始地幔向亏损地幔、富集地幔、大陆地壳前进演化的规律。 ?

图4-5 全球构造示意图（据Kumazawa et al.，1994）

图4-6 全球构造体系图（据Kumazawa et al.，1994）

Hill（1992）将地幔柱之上的热作用和构造再造的过程称为地幔柱构造作用；White 和McKenzie（1978）认为大陆拉张事件与地幔柱有关；Campbell等（1989）提出，用地幔柱构造可以对太古宙绿岩带和科马提岩的成因进行新的解释；Schilling（1973）指出，地球上的许多地球化学异常区与地幔柱有密切的联系；Wilson（1973）认为，热点（即地幔柱）以火山作用、隆起和高热流值为标志。

南岭是否存在地幔柱作用是华南地区研究的热点。该区中-新生代以来的几次大规模构造-岩浆活动，是以壳幔岩浆活动为主。伸展强度较大，致使玄武岩、双峰式火山岩、 A形花岗岩、基性岩脉、橄榄玄武岩和霞石正长岩等普遍发育在中-新生代沉积盆地中，为本区幔源岩浆活动研究提供了重要的证据。

1.地质学证据

南岭东段自中生代以来，经历了从早中生代块体挤压褶皱到晚中生代伸展-走滑变形，使EW向古特提斯构造域逐步被NE向西太平洋构造域所取代。大规模岩浆侵入和火山喷发均沿着NE-NNE向裂解带来到地表，造成欧亚大陆不断向东生长扩张，形成新的地壳生长层。来自地幔的高热物质，导致大规模花岗质岩浆活动，形成巨量花岗质火山- 侵入岩。

由于受源区物质组成和深源岩浆作用的影响，本区岩浆岩在时空分布上具有如下特征：

（1）时间上，早中生代岩浆作用以钙碱性二长-闪长花岗岩为主，岩石成分以富镁富钛为主；晚中生代岩浆活动强烈，火山岩和花岗岩分布广泛。岩浆作用主要以过铝质壳源型花岗岩和由来自上地幔的基性岩浆发生的部分熔融而形成中酸性火山岩（流纹岩＋英安岩）（王德滋等，2002），含有一定量Ⅰ形、A形花岗岩和双峰式火山岩，具有壳源- 壳幔混源成分特点。赣南和闽西南等地存在的中侏罗世双峰式火山岩（160～179Ma）、A 形花岗岩（176～178Ma）组合以及湘南地区的中侏罗世玄武岩类（177～178Ma）（陈培荣等，1998，1999）表明，本区中侏罗世已经发生岩石圈尺度的伸展和裂解。到早白垩世，中国东南部地壳进一步拉伸减薄，形成一系列包括流纹岩、英安岩和高钾Ⅰ形花岗岩、A形花岗岩在内的偏碱性火成岩，并伴随有碱性玄武岩、拉斑质基性岩脉和煌斑岩脉分布。基性岩脉主要形成于140Ma、105Ma、90Ma（K-Ar、Ar-Ar法）三个阶段（Li et al.，1999）。晚白垩世，伸展减薄活动进一步加强，形成双峰式火山岩和高钾Ⅰ形花岗岩和A形花岗岩，区域上伴随各类基性岩脉的侵入，强烈的伸展拉张致使区内沉积断陷盆地广泛发育。区内新生代玄武岩富集Nb、Ta、U、Ti等高场强元素（邓平等，2003e），表明该区地壳有地幔物质的加入（陶奎元等，1999）。

因此，推测晚中生代—新生代的岩浆来源是由上地壳源-中下地壳源向大陆岩石圈地幔源-软流圈地幔源逐渐发展的，构成一个漫长而巨型的构造-岩浆旋回。该时期花岗岩中多见玄武岩包体，并见壳幔岩浆混合作用，表明大陆内部存在玄武岩浆的底侵作用（周新民等，2000），致使岩浆具有钙碱性—偏碱性—碱性演化的特点。

（2）空间上，华南大陆地壳生长不断向南、向东扩展，反映大陆深部与地幔岩浆活动（基性岩浆底侵作用有关的岩浆活动）由北向南、由东向西不断迁移。研究表明，岩石圈地幔被交代富集的程度亦有从西向东、从北到南增加的趋势（谢窦克等，1996；谢桂青等，2001）。

2.地球化学证据

通过对华南晚中生代A形花岗岩和基性岩的微量元素和同位素地球化学研究，表明它们具有幔源亲缘性，并受到不同程度的地壳物质混染。粤北拉斑质基性岩脉和浙江奉化玄武岩微量元素和同位素地球化学特征表明它们分别类似于板内玄武岩和被交代的富集岩石圈地幔（李献华等，1997）。赣、闽、粤边界永定—寻乌—龙南一带盆地中分布的双峰式火山岩，其流纹岩具有高的SiO2、Als2O3、K2O含量，ANKC值＞1.1，轻稀土富集、稀土总量高，铕亏损，具明显Eu负异常，富集Rb、Th，贫化Ba、Ti、P、Nb、Zr等，属富钾过铝火山岩类。与之***生的玄武岩则以富硅贫碱为特征，轻稀土轻度富集，铕异常不明显，弱富集Rb、Ba、Th、Ce，贫Nb、Zr、Y，属拉斑系列玄武岩类，反映陆内裂谷环境。

中侏罗世中酸性岩浆岩为高钾钙碱性英安质-流纹质火山岩-侵入杂岩，其ISr值为 0.7069～0.7145，εNd（t）值为-8.14～-11.69。晚白垩世晶洞花岗岩沿NNE向巨型裂解带侵入，其同位素组成ISr值为0.7065～0.7069，εNd（t）值为-2.31～-2.94，接近亏损地幔同位素组成。不对称双峰式低钛玄武岩-英安岩-流纹岩组合中玄武岩具高Sr（ISr＝ 0.7056～0.71066）、低Nd（-1.67～-9.75）特征。流纹岩的同位素组成ISr为0.7042～ 0.7116，εNd（t）值为-2.31～-7.41（谢窦克，1998）。新生代岩浆岩以碱性玄武岩为主，其同位素组成ISr为0.70376～0.70467，εNd（t）为-4.6～＋2.7（周新华，1992），接近球粒陨石。

对中国东南大陆边缘不同时期的玄武岩Nd和Sr同位素研究表明，从白垩纪到新近纪，玄武岩源区依次经历了EM1富集地幔、Em2富集地幔到略亏损的通用地幔（PREMA）的变化，说明软流圈地幔贡献增大，而陆下岩石圈地幔作用减弱。中国东南部存在几条花岗岩的低εNd（t）和高206Pb/204Pb带，年轻钕同位素年龄的花岗岩集中于浙闽沿海一带，表明沿海一带在晚中生代发生过强烈的壳-幔相互作用和新生幔源物质加入（陈江峰等， 1999）。

3.地球物理证据

中国东南部莫霍面分布图反映东南部地壳较薄，内陆较厚。地壳较薄的位置主要在浙闽沿海、浙赣闽粤交界和湘赣边界（武功山—罗霄云山）一带，这种东西厚度的差异可能有地幔岩浆作用的参与。在中国东南重力异常图上，存在一些环状重力负异常区，结合爆炸地震所得地壳低速层的分布与埋深资料，证明这些环形负重力异常是上地幔物质上涌的结果（魏斯禹等，1990）。

东南大陆地壳P波波速结构表明，上地幔顶部速度vp都在7.85～7.92km/s，下地壳有厚达7～10km的低速层（7.21～7.40km/s），并存在较厚的高速壳幔混合层，可能是地幔熔融的玄武质岩浆底侵层。中地壳有厚度大于4km的低速层，为岩浆贮存带。研究区S 波三维速度结构显示，在东南大陆边缘下地壳厚达20km，vs速度高达3.9～4.0km/s，软流圈埋深界面由内陆的78km向沿海变浅至47～56km，在100km以下出现垂直梯度的突变带，靠大陆一侧是vs值为4.4～4.7km/s的高速层，靠沿海一侧是vs值为4.0～4.1km/s 的低速层，其延深深度超过240km，说明在东南沿海存在深达软流圈地幔的柱状通道，并与上部地壳岩体侵入位置对应（宋仲和，1992；刘光鼎，1992）。

地球物理学研究表明，不同区域陆下地幔S波波速异常，反映物质组分差异，反映不同块体化学组分引起不同的S波波速异常。这对解释现今的构造格局以及动力学过程具有重要意义（Wooddhouse，1986，1991；谢窦克等，1996）。Zhang and Tanimoto（1991， 1993）通过对华南及邻区S波三维速度结构分析，认为华南地区存在深的地幔根和较浅的大陆根（图4-7）；其纬线S波波速剖面（图4-7（b）A—B，C—D）B、D端出现的强低速异常（-2.0％～-2.5％）出现在浅部约100km以上，沿大陆边缘呈NE向延伸，且越往北越浅，与中国东南部造山带钾长花岗岩和火山岩出露区一致，构成东部大陆边缘高热岩浆活动带；在经线S波波速剖面（图4-7（b）E—F，G—H）上则反映出，在秦岭-大别山一带，华南大陆下低速异常块向华北大陆高速异常块下俯冲，这一异常构造约在陆下300km深度比较清楚，它与当前地学界广泛认为的华南陆块向华北大陆块俯冲的事实相符合。

4.热流场证据

东南大陆边缘热流场趋势特征是热流分布规律受总的地质构造部位所控制，伸展扩张环境，是深层高温地幔物质对流传输的有利地带。东部裂解带是环太平洋高热流带的一部分，趋势变化十分明显，热流等值线沿着东部大陆边缘呈近NNE方向。由于受中国东部深层地幔物质向东蠕散的影响，热流趋势值由大陆的40～60mW/m2，向东逐渐增至 80mW/m2，至冲绳海槽热流值最高可达200mW/m2，台湾岛则为16mW/m2（高志清， 1992）。这一高热流趋势区与裂解带下的深层高温、低速地幔层物质对应，表明地幔热迁移是能通过地幔作用实现的。在vs波层析成像的平面图上，100km、150km和200km深度都呈现出柱状高热低速异常（速度扰动值为-4.0％，热流值大于80mW/m2）。

鉴于地幔柱产物在地表上的四项基本标志：(1)岩浆岩寿命短，一般不超过5Ma；(2)基性岩体积数量必须远远大于花岗岩；(3)环型的重力异常；(4)具有放射状断裂系统的巨型火成岩体，南岭地区乃至整个中国东南部中-新生代岩浆岩组合几何学与成分特征不符合地幔柱特点。此外，南岭地区和中国东南部大规模带状分布的中-新生代火山-侵入岩系也与地幔柱面貌明显相悖。我们认为，南岭东段中-新生代构造作用，除了受板块构造的水平运动控制之外，主要受大陆腹地深部幔源玄武岩浆底侵作用的影响。

南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用

图4-7 华南及邻区S波波速异常平面图及速度结构剖面图（据谢窦克等，1996资料编绘）