中国东部陆壳洋幔型岩石圈及其形成机制
2014-09-16万天丰卢海峰
万天丰, 卢海峰
(中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083)
在中国现代地质学的研究过程中, 几乎所有学者都一直认为中国东部大陆地块既不是典型的地台或造山带, 也不像世界上其他的大陆岩石圈板块或碰撞带。其特点是中国东部的中朝板块在古元古代,扬子板块在新元古代, 华夏板块在早古生代末期就已分别构成统一的结晶基底, 在元古代或早古生代末期它们都已经成为稳定地块。 但是在中、新生代却发生了强烈的构造–岩浆作用。于是, 在大地构造单元的属性上, 中国东部就被许多知名的学者分别命名为地台活化(Huang, 1945; 黄汲清等, 1964), 地洼区(陈国达, 1960, 1998), 陆缘活化(任纪舜等,1980, 1990, 2000), 台褶带(马杏垣等, 1961; 北京地质学院区域地质教研室, 1963), 板内造山带或陆内造山带(赵宗溥, 1995; 葛肖虹, 1989; 崔盛芹, 1999;宋鸿林, 1999; 张长厚, 1999)等。近年来, 不少学者则以“华北克拉通的破坏”为命题进行了很多有益的研究(吴福元等, 2008; 朱光等, 2008; 朱日祥和郑天愉, 2009; 朱日祥等, 2011, 2012; 张宏福, 2009; 徐义刚等, 2009; 陈印等, 2009)。这些构造术语的提出,都有它们一定的根据与合理性。不过, 由于过去缺乏深部的地质、地球物理与地球化学资料, 所以长期以来尽管都知道中国东部地块存在很多特殊性,但是并没有深究其根本原因, 并由此引发了一些争论, 提出了很多的假说。
笔者在系统研究和学习中国大陆岩石圈板块地质构造、地球化学与地球物理资料的基础上(Wan,2011; 万天丰, 2011), 逐渐认识到: 在中国东部存在着特殊的岩石圈结构, 即岩石圈上部为有限减薄的陆壳, 而其下的岩石圈地幔则为相当薄的大洋型地幔, 此种岩石圈可简称为“陆壳洋幔型岩石圈”, 是一种洋陆过渡型的岩石圈。它既不同于较厚的大陆型岩石圈(陆壳陆幔型, 总厚100~200 km, 其中大陆型地壳厚30~45 km, 大陆型地幔厚70~100 km左右);也不同于很薄的大洋型岩石圈(洋壳洋幔型, 总厚50~60 km, 其中大洋型地壳厚≤10 km, 大洋型地幔厚 40~50 km)。
Melcher et al. (2002)曾最先报道过与我国东部具有相类似的岩石圈结构, 他们发现在阿尔卑斯碰撞带形成过程中, 陆壳可推覆、滑移到欧洲与非洲大陆之间的大洋型地幔之上, 他们将此种地幔称之为“大陆下的前大洋地幔”(pre-oceanic subcontinent mantle)。他们的成果对笔者的研究很有启发。
本文将阐述中国东部岩石圈的厚度变化、结构特征、岩石圈类型转换时间以及岩石圈转型的动力学机制等问题。有鉴于上述问题均为当前地学界讨论的热点, 笔者在此仅提出自己不太成熟的见解,抛砖引玉, 以供同行们研讨。
1 东部岩石圈厚度的变化
关于中国东部存在较薄的岩石圈, 最早是 1990年由山西地勘局物化探研究院邢集善等人采用地震层析的方法, 发现中国东部(太行山以东)岩石圈厚度明显较薄(约 80 km)的现象(未公开发表), 其后他们的图件被国内外许多学者所引用和研讨。Fan and Menzies (1992), Menzies et al. (1993)首先公开发表文章, 依据金伯利岩形成深度, 推测在古生代及以前时期中国东部岩石圈厚度约为200 km, 明确地指出了中生代以来岩石圈厚度减薄了120 km (引用了国内未公开发表的成果)。以后, 此结论被大量的幔源包体的初始形成深度资料(用二辉石温压计估算结果, 来大致推算岩石圈厚度)和更多的地球物理探测成果所证实(Wan et al., 1996; 蔡学林等, 2002; 路凤香和吴其反, 2005; 王亚妹和万天丰, 2008; Li,2010; 图1和图2)。因而, 中国东部岩石圈在侏罗纪以来大多数地区平均厚度只有70~80 km的认识, 得到多数学者的认同。
在图 2内, 作者特别标出了中国东部岩浆活动剧烈区与西部微弱区的分界线(图2中F13)。 岩石学者将此称为中国东部的“岩浆岩线”(薛怀民, 私人通讯)。 此界线北起鄂霍茨克海, 经大兴安岭西侧、中蒙边境、山西中部、鄂西、湘西到滇东, 向南还可延伸到泰国西部达府一带。此界线就是亚洲东部较薄岩石圈的西界, 此界线以东地区, 多数地区岩石圈厚度为 70~80 km, 其中地壳厚 30 km 左右 (属于略微薄一点的陆壳), 岩石圈地幔厚 40 km 左右(其厚度与大洋型岩石圈地幔差不多)。只是在武汉及其附近地区岩石圈厚度较大, 可达 90 km左右。而在此界线以西地区, 岩石圈厚度均较大, 为 100~180 km,属于普通型或增厚型大陆型岩石圈, 其中地壳厚40~60 km, 岩石圈地幔厚度达60~120 km(图1)。中国东部岩石圈类型转变界线, 也即东部岩浆活动剧烈区与西部微弱区的分界线在现代重力梯度陡变带(殷秀华等, 1988)的西侧, 两者位置相当接近。
图1 东亚-西太平洋岩石圈厚度分布(据S波地震层析成果; 蔡学林等, 2002; Li, 2010)Fig. 1 The lithosphere thickness of eastern Asia–western Pacific Ocean (Based on the S wave seismic tomography; Cai et al., 2002; Li, 2010)
1. 岩浆活动微弱的陆壳区; 2. 大洋岩石圈(厚度小于50~60 km); 3~8. 具有显著岩浆活动的陆壳区, 岩石圈厚度分别为: 3. 可能在60 km左右,数据不足, 4. 60 km左右, 5. 60~70 km, 6. 70~80 km, 7. 80~90 km, 8. >90 km; 9. 板块缩短方向; 10. 板块伸展方向; 11. 板块俯冲带或逆断层;12. 走滑断层; 13. 正断层; 14. 岩石圈底面等深线; 15. 各地点岩石圈底面深度(据二辉石温压计所推断的幔源包体起源深度资料, 并进而大致推测岩石圈底面的可能深度); 16. 岩浆活动剧烈区与微弱区的分界线, 即西部大陆型岩石圈与东部陆壳洋幔型岩石圈的分界线。断层编号:F1. 大兴安岭北段断层; F2. 小兴安岭断层; F3. 郯城–庐江岩石圈断层带; F4. 锡林郭勒断层; F5. 张北–大同断层带; F6. 太行山东缘断层;F7. 浙闽中部(新昌–衢州–明溪)断层带; F8. 龙海–汕头断层带; F9. 澎湖断层; F10. 台湾东部与北部断层; F11. 滇东南断层; F12. 桂南–雷州–文昌隐伏断层; F13. 岩浆活动剧烈区与微弱区的分界线, 即中国西部大陆型岩石圈与东部陆壳洋幔型岩石圈的分界线, 也即东亚薄岩石圈的西界;F14. 陆壳与洋壳间俯冲带, 即东亚薄岩石圈(陆壳洋幔型)的东界。
现代中国东部较薄岩石圈之东界是太平洋板块、菲律宾海板块与亚洲大陆之间的海沟–俯冲带(图1、2)。因此, 中国东部较薄的岩石圈, 其实应该称之为“东亚薄岩石圈”, 其范围包括了中国东部,俄罗斯的远东地区, 朝鲜半岛, 印度支那半岛的大部分地区, 日本列岛, 菲律宾群岛, 以及印度尼西亚北部等地区。东亚薄岩石圈(陆壳洋幔型)的厚度,在大陆上一般为70~80 km, 海域和群岛地区的厚度一般在60~70 km左右。只不过, 在现代西太平洋地区俯冲带西侧的岛弧带内, 受俯冲、挤压作用的影响, 陆壳可以适当增厚。
那么教师“支架”能起到哪些作用？什么样的教师“支架”才更有效？影响教师“支架”起作用的因素有哪些？本文试图从社会文化理论视角并基于先前实证研究结果对这些问题进行探讨。
而太平洋板块和菲律宾海板块的大洋型岩石圈厚度经常在50~60 km左右, 其中洋壳厚度不及10 km, 大洋型岩石圈地幔的厚度通常为40~50 km,它们都属于正常的大洋型岩石圈(Wan, 2011; 万天丰, 2011)。
在中国大陆大兴安岭–晋中–湘鄂西–滇东一线以东地区, 侏罗纪–早白垩世早期(200~135 Ma)的构造–岩浆活动相当强烈, 即发生了燕山构造事件(Weng,1927), 这是一次重要的构造体制转换时期(翟明国等, 2003; 杨宗永和何斌, 2013)。 燕山期形成的岩浆岩分布面积达229000 km2以上, 占全国所有岩浆岩出露总面积的25%左右(程裕淇, 1994; 万天丰, 2011;Wan, 2011), 为中国东部构造–岩浆活动最强烈的时期。岩浆活动以中–中酸性为主、并以钙碱系列为主要特征, 火山岩喷发以双峰式(玄武岩与流纹–粗面岩)为主要特征, 多为壳幔同熔型(I型)和陆壳重熔型(S型), 主要沿 NE向压剪性断裂贯入, 表明它们是地壳内部受 WNW-ESE向缩短作用下, 沿地壳或壳内断裂侵入或喷发的。在燕山期, 华南很多地区沿低角度逆掩断层发生 S型花岗岩浆的侵入, 使岩体常常具有面状分布的特征(万天丰等, 2008; Wan and Zhao, 2012)。
中国大陆东部早白垩世中期–古新世(135~56 Ma)时期, 在许多区调报告和论文中, 将此构造时期称之为“晚燕山期”。笔者(万天丰, 2011; Wan, 2011)根据优先命名的原则, 按李春昱最早发表的意见,将其称为“四川期”(Li, 1950), 其岩浆活动也是比较强烈的, 不过岩浆岩分布的面积比侏罗纪时期小得多, 仅43864 km2, 相当于全国岩浆岩出露总面积的5%, 为燕山期岩浆岩出露面积的五分之一左右(程裕淇, 1994; 如果考虑到沉积盆地深部白垩纪的岩浆活动, 则其岩浆活动的面积可稍大一些)。四川期岩浆侵入与火山活动在地表主要呈线状或点状分布,这一点与燕山期大量的S型花岗岩面状分布的特征差别极大。四川期岩浆活动尽管总体特征还是基本上属于钙碱系列, 但 SiO2含量高(平均为 71.43%),钾钠含量高(8.45%), 镁铁总量低(3.15%)。在中国大陆东部四川期的岩浆活动主要沿着四条 NNE向的张剪性断裂带分布, 它们是: 横断山脉带, 大兴安岭–太行山带, 郯庐断裂带, 以及浙闽粤沿海带(丽水–大埔–莲花山和长乐–南澳带), 以形成较多的 A型以及少量S型岩浆岩为特征(万天丰等, 2008; Wan and Zhao, 2012)。
综上所述, 中国东部构造–岩浆作用最强的时期是以侏罗纪为主的构造阶段, 而不是白垩纪。近年来, 不少岩石学者很关注白垩纪的火山岩, 进行了大量的测试与研究, 发表了许多数据与论文, 从而使人误以为中国东部白垩纪是岩浆活动的高峰期。其实, 这是一种误解, 可能是由于他们没有系统阅读与收集过中国区域地质调查的大量成果, 也没有认真研究程裕淇(1994)关于中国区域地质调查的总结性专著。
东亚薄岩石圈的形成, 为中国东部与东亚各国发生强构造–岩浆活动奠定了基础, 这也是东亚地区中生代大量内生金属矿床形成的主控因素之一。因而, 弄清此问题, 不仅具有重大的理论意义, 还有重大的经济价值。
中国东部无论燕山期, 还是四川期岩浆起源的深度通常主要发生在陆壳内部断裂带与莫霍面或中地壳低速高导层的交切带附近, 即与莫霍面或中地壳低速高导层的局部滑脱作用相关。只有很少量的基性或超基性岩浆侵入或喷出是起源于岩石圈断裂与岩石圈底面的交切带(万天丰等, 2008; 王亚妹和万天丰, 2008; Wan and Zhao, 2012)。由于中国东部侏罗纪–白垩纪的岩浆活动绝大部分都是壳内或壳幔混源成因的, 因而很难利用这些岩浆岩的特性来准确地推测深部岩石圈地幔的性质。不过, 白垩纪以来在盆地深部或边部发育了一些岩石圈断裂, 常贯入或喷出了基性岩浆及其相关的幔源包体, 它们对于区域岩石圈地球化学特性的推断就很有帮助。有一点可以肯定, 中国东部侏罗–白垩纪的岩浆活动,其起源深度是比较浅的, 至今还没有找到任何证据可以说明它们与俯冲到 500~600 km的古大洋板块有什么关系。
2 岩石圈类型的转换时间
关于中国东部岩石圈类型转换, 或者说“岩石圈变薄”的时间问题是近年来讨论得很多的, 尤其华北地区更是讨论的重点。近年来, 对于华北奥陶纪形成的金伯利岩内橄榄岩捕掳体进行了比较准确的 Re–Os同位素测定, 发现其模式年龄确实主要都是太古宙或元古宙(个别为中、新生代, 然而是否可靠尚有争议)。结合矿物温压计的计算结果, 路凤香等(2005, 2006, 2010), 周新华(2006), Xu (2001), Gao et al. (2008), Zhang et al. (2012)均认为从太古宙到三叠纪中国东部岩石圈厚度都在200~220 km左右(图3a, b)。中国东部陆块群在古生代–三叠纪时期, 一直在古特提斯洋内运移, 逐渐向北汇聚, 板内变形十分微弱(Wan, 2011; 万天丰, 2011: Wan and Zhu,2011)。
图3 华北显生宙大陆岩石圈演化模式(Xu, 2001; 周新华, 2006)Fig.3 The evolution model of the continental lithosphere of North China from Paleozoic to Jurassic
周新华(2006)认为侏罗纪晚期(160~140 Ma)是华北地区岩石圈转型的关键时期(图 3c), 笔者很同意他的认识。此时的地壳(蓝紫–白色)厚度变化不大,但是岩石圈地幔(纯蓝色)厚度却突然变成只有40~50 km, 地幔交代层只有局部的残留。他的这一成果与野外区域地质构造研究十分吻合。他指明了岩石圈内地壳与岩石圈地幔“变薄”的现象不是同时发生的。侏罗纪时期东部岩石圈地幔的厚度发生了突然的变化, 从原来的100 km左右变成了大约只有50 km左右, 但是地壳厚度却变化得很少。此时中国东部发生了重要的燕山构造事件, 也即形成了李四光所述的新华夏构造体系(Lee, 1929), 区内发生了一系列相当强烈的 NNE-NE向的褶皱与逆掩断层,地壳能够发生一定程度的增厚。在燕山期, 利用褶皱地层产状恢复水平的方法, 获得中国东部薄岩石圈的近东西向地壳缩短率在11%~23.4%之间, 因而,笔者估计地壳增厚量大致在4~8 km左右(Wan, 2011;万天丰, 2011)。
从白垩纪(120~66 Ma)到现代, 地壳厚度可能有较小的变化, 但是其总厚度基本上一直保持在30~40 km的幅度内。在白垩纪–古新纪世(135~52 Ma)区域性近NNE向的缩短作用下, 派生了近EW向的伸展作用, 使大量走向 NNE-NE向的早期逆断层转变成正断层, 这是中国东部现有大量盆地形成的初始阶段。根据现有正断层与盆地近东西向伸展率的资料来统计(张家声等, 2002; 陈庆辉等, 1998; Wan,2011; 万天丰, 2011), 中国东部地区平均伸展率多在20%~30%之间, 从而可能使地壳在盆地区适度地减薄, 从原来的40 km左右减薄至30 km左右。至于始新世–渐新世(56~23 Ma), 由于受太平洋板块向西俯冲、挤压的影响, 中国东部受到较弱的近东西向挤压作用, 多数地区的地壳缩短率仅为0.58%~2%, 华南部分地区地壳缩短率较大, 可达13%~19%(Wan, 2011; 万天丰, 2011), 东亚地壳可产生少量的增厚。新近纪–早更新世(23~0.78 Ma)中国东部地区再次受到近南北向缩短作用的影响, 缩短率在0.56%~1.77%。中更新世以来(0.78 Ma至今)区域地壳水平缩短率与厚度的变化更是微乎其微(Wan,2011; 万天丰, 2011)。由此可见, 新生代以来中国东部地壳增厚量与减薄量都是非常有限的。总之, 从现有的地质构造资料来看, 白垩纪以来, 中国东部地壳的增厚或减薄作用都是不太大的, 地壳并不是一直都处在不断减薄的过程之中。
至于中国东部岩石圈地幔的厚度, 对比地球化学(图 3), 地球物理(图 1)与新生代幔源包体的初始形成深度(图2)等资料, 可以看出侏罗纪以来岩石圈地幔的厚度基本上没有多少变化, 一直稳定在40~50 km之间。Xu (2001)和周新华(2006)在其原来所示的岩石圈演化阶段模式图内, 曾把白垩纪以来中国东部岩石圈的总厚度估计得偏薄了一些。不过,他们文章的重点在于地球化学特性上, 而不是地壳厚度问题, 当时构造地质工作者还没有具体研究和估算各地质时代的地壳厚度。
近年来, 一些学者(朱日祥等, 2011; 徐义刚等,2009; 路凤香等, 2006; Zhang et al., 2012)过分地或者片面地强调白垩纪的岩浆活动, 认为这是中生代岩浆剧烈活动的高峰和华北克拉通破坏的主要时期,或者以为白垩纪以来中国东部岩石圈一直处在由太平洋板块俯冲而派生的热地幔上隆, 以致岩石圈不断减薄。看来上述这些认识与现有实际区域地质资料矛盾很大。假使白垩纪以来热地幔上涌造成岩石圈减薄的假说能够成立的话, 岩石圈地壳与岩石圈地幔应该同时一起减薄, 不应该只大幅度地减薄岩石圈地幔(从100 km左右, 减为40~50 km), 而地壳却很少减薄(从40 km变为30 km左右); 也不应该出现在侏罗纪时期发生岩石圈地幔厚度“变薄”时, 地壳厚度反而适当增厚的现象。
更值得注意的是, 中国东部, 尤其是东北与华北地区岩石圈变薄的中心地区, 白垩纪以来主要处在盆地状态。而盆地最大的特征是地表地形低洼,并有较厚的低密度的松散沉积物与沉积岩, 但是盆地却总是具有正高重力均衡异常。近年来, 无论华北, 还是南海深地震反射剖面探测的结果(Zheng et al., 2009; 秦静欣等, 2011)都表明: 整个地区和盆地中央的莫霍面为舒缓波状的倾斜面(倾角仅 2°~3°),只有向东逐渐抬升的现象(图4), 而并没有如过去所谓的“地幔上隆”, 以造成盆地浅部与深部的“镜像反映”。如果真的在岩石圈内存在热地幔不断上涌现象,密度相对较低的热地幔又如何造成正高重力均衡异常呢？
3 东部岩石圈的结构特征
在中国东部岩石地球化学的研究中, 还有一个重要的资料值得重视, 即许多学者认识到: 根据基性岩浆起源深度与化学组份的特征来分析, 侏罗纪以来玄武岩源区的下地壳或岩石圈地幔具有大洋壳或大洋地幔的属性(路凤香等, 2006; Zhang et al.,2009; Yu et al., 2010; Zhang et al., 2012; Xu et al.,2012)。
图4 华北地区沿东西走向的地震观测剖面的地壳S波速度结构(Zheng et al., 2009)Fig.4 S wave velocity structure of the crust based on the E-W trending seismic observation section in North China
对于华北地区中白垩世(100 Ma)以来许多玄武岩的研究(Zhang et al., 2009, 2012; Xu et al., 2012)发现其源区至少含有三个组份: 即可能来源于洋壳下部堆晶辉长岩的亏损组份(εNd>7,87Sr/86Sr<0.7030,Eu/Eu*>1.2); 可能来源于洋壳上部的蚀变玄武岩及少 量 沉 积 物 的 富 集 组 份 (εNd≈3,87Sr/86Sr>0.7030,Eu/Eu*≈1); 以及周边地幔, 不过此组份相对较少。上述资料说明显然有洋壳参与了玄武岩的起源, 这说明在华北陆壳之下的确可能存在洋壳。根据87Sr/86Sr和 Eu/Eu*随年代变新分别逐渐增高或降低的现象(图 5), 朱日祥等(2012)认为中白垩世以来玄武岩浆源区经历了从上部洋壳向下部洋壳转变的过程, 即源区在逐渐变深。这与白垩纪以来由二辉石温压计所推算的中国东部岩浆起源深度在逐渐加大的认识(程裕淇, 1994; 王亚妹和万天丰, 2008;Zhang et al., 2009; Wan and Zhao, 2012 )基本一致。
问题在于, 上述由岩浆源区地球化学特征所判断的洋壳或洋幔的存在, 它们是随中、新生代大洋板块俯冲到中国大陆之下呢？还是这些大洋型的地壳或大洋型地幔基本上就是在原地的, 从未发生大幅度的位移或扰动？
岩石学家与地球化学家(路凤香等, 2005, 2006,2010; 周新华, 2006)通过对深源包体的研究, 发现中国东部岩石圈下部的地幔均为未经扰动或轻微扰动的, 而且从现有的资料来看, 多次的轻微扰动都发生在太古宙(＞3.8 Ga和2.5 Ga)与元古宙(1.4~1.3 Ga和0.9~0.7 Ga)。至今还没有人能在中国东部有把握地找到中、新生代岩石圈地幔发生大幅度扰动或由于俯冲而影响浅部构造的证据, 也没有发现在地壳下部存在活动性较强的热地幔。当然, 这并不排除白垩纪以来在岩石圈断层的影响下, 在地幔内诱发局部的、少量的基性或超基性岩浆沿断层的贯入。
图 5 华北与东北地区 100~40 Ma玄武岩(MgO>8%)的Eu/Eu*和87Sr/86Sr比值随时间变化的趋势(朱日祥等, 2012)Fig.5 The variation of Eu/Eu*and 87Sr/86Sr ratios of the 100-40 Ma basalts (MgO>8%) from North and Northeast China with time
如果侏罗纪以来真的存在大面积“热地幔”上升或岩石圈底部发生拆沉作用, 以致造成地壳内强构造–岩浆作用的话, 则在中国东部中、新生代岩石圈地幔内应该大量发现强烈的扰动才行, 测出的地幔年龄也应该主要是中、新生代的才对。然而, 现有的资料都不能支持上述假说。从至今已掌握的资料来看, 侏罗纪以来中国东部深处可能存在的大洋型下地壳或大洋型岩石圈地幔是相对比较稳定的、形成年代可能较早。
更不用说, 地球物理探测的结果显示: 中生代以来亚洲大陆以东的大洋板块是俯冲到中国东部500~600 km以下的深处(吴福元等, 2003; Zheng et al., 2009; Zhao et al., 2004, 2010; 图 6、7), 即使俯冲板片在深部有一点起伏, 它又如何能影响在浅部(100 km以内)的岩石圈结构及其较强的构造岩浆活动呢(Wan, 2011; 万天丰等, 2008, 2011;Wan and Zhao, 2012)？总之, 现有资料是很难用热地幔上升来解释侏罗纪与白垩纪以来岩石圈地幔与地壳厚度的变化, 也不大好用中、新生代大洋板块俯冲来解释中国东部强烈的构造–岩浆活动的事实。
图6 中国东部-西太平洋板块俯冲带的分布(Zhao, 2004; Zhao and Liu, 2010)Fig.6 Distribution of the subduction zones for eastern China and western Pacific Ocean
综合上述资料的分析与研究, 笔者编制了亚洲东部岩石圈结构模式图(图 7), 认为: 中国东部岩石圈具有陆壳洋幔型的结构, 它形成于侏罗纪晚期,东亚大陆壳(图7中C)向东滑移数百公里, 使之滑脱到亚洲东部的古洋幔(含部分洋壳, 图 7中 D)之上,上下地壳之间也存在显著的滑脱, 从而使亚洲东部形成了很特殊的较薄的、陆壳洋幔型岩石圈(平均厚70~80 km)。在亚洲大陆东侧的伊佐奈岐大洋型板块(Izanagi Plate)则正在向欧亚大陆朝 WNW 向俯冲,对于上述东亚陆壳向东滑移起到了阻挡作用。笔者在此还推断: 在亚洲东部岩石圈厚度突变处(即大兴安岭西侧–晋中–湘鄂西–滇东一线)的深部, 可能存在前侏罗纪(很可能是古元古代晚期形成的)的大陆型岩石圈与大洋型岩石圈之间的古俯冲带(图 7中K, 图 4)。
4 岩石圈转型机制讨论
鉴于上述各种地质、地球化学与地球物理新资料的发现与问题讨论, 以及“热地幔”上升使大陆岩石圈大幅度减薄的假说(吴福元等, 2008; 蔡学林等,2002; 路凤香等2005, 2006; Li, 2010)或者由于中新生代的伊佐奈岐板块及以后的太平洋板块俯冲所引起的岩石圈减薄作用的假说(吴福元等, 2003, 2008;朱光等, 2008; 陈印等, 2009; Zhang et al., 2012;Zheng et al., 2009; 朱日祥等, 2011)都碰到了一系列难以克服的矛盾。笔者在此从另一个视角来分析,即从大陆岩石圈内部圈层近水平滑脱的角度, 阐述关于中国与亚洲东部岩石圈结构转型的认识, 以供同行们研究、讨论。
笔者认为中国东部岩石圈在侏罗纪以前是普通的大陆型岩石圈, 它分布在大兴安岭以西–晋中–湘鄂西–滇东–泰国西部一线以西地区, 而在上述界线以东地区则可能属于较古老的大洋型岩石圈。但是从侏罗纪开始, 东亚上述界线以东地区的岩石圈由于陆壳逆时针转动、向东滑移到大洋型地幔之上, 就转变成陆壳–洋幔型的, 也即洋陆过渡型的岩石圈。形成上述认识是基于以下重要的资料与认识:
在朱鸿教授的帮助下, 笔者系统地研究了中国与东亚大陆各时期的古地磁资料(Wan, 2011; Wan and Zhu, 2011), 令人惊奇地发现: 尽管引用了不同学者的成果, 一些数据可能会有一些误差, 但是仍可清晰地看出: 从古生代直到三叠纪, 中国大陆各地块的古磁北方向与现代的磁北方向均存在很大的差异, 变化很多。三叠纪是中国东部南、北板块(中朝与扬子板块)完成拼合的主要时期, 这一点在地质资料与同位素测年数据上已经得到普遍的认同(Maruyama et al., 1992; Ames et al., 1993; Cong and Wang, 1995, 1999; 李曙光等, 1997a, b; Webb et al.,1999; 索书田等, 2000; 张国伟等, 2001; 刘贻灿等,2003)。尽管此时古地磁极的位置还没有完全重合(Lin et al., 1985; 黄宝春等, 2008; Zhao et al., 2007;Wan and Zhu, 2011), 估计这是由于两板块碰撞、拼合之后, 仍存在进一步的变位和变形的缘故。
中朝地块在古生代时期, 古磁北是以指向相当于现代磁方位的NW319°~338°之间(Lin et al., 1985;Zhao and Coe, 2007; 黄宝春等, 2008; Wan and Zhu,2011); 晚三叠世, 中朝地块的古磁北方位转成相当于现代磁方位的 NE30°; 早侏罗世开始就转成与现代磁北方位相当接近的位置, 为 NE0.9°; 中侏罗世为NE3.6°(方大钧等, 1988; 马醒华和杨振宇, 1993;万天丰, 2011; Wan, 2011; Wan and Zhu, 2011)。以上的变化, 从对比图 8a和图 8b, 就可以清楚地看出:从侏罗纪开始中国大陆大部分地区的古磁北就与现代的比较一致(万天丰, 2011; Wan, 2011; Wan and Zhu, 2011)。从白垩纪到第四纪华北地区的古磁北方位变化较小, 与现代磁北的偏差都在8°之内。总之,侏罗纪以前古磁北方向变化较大, 晚侏罗世以来古磁北方位就与现代的磁北方向比较接近, 只有个别研究者的数据偏差稍大一些(方大钧等, 1988)。根据上述资料可以看出, 侏罗纪前后, 中朝地块古磁北子午线的方位从 NE30°显著地转成与现代磁北比较接近的状态, 即古磁北方位发生 20°~30°的逆时针转动。
图8 三叠纪(205 Ma) (a)与侏罗纪末期(135 Ma) (b)中国古大陆构造复原图(古地磁数据据文献Wan, 2011; Wan and Zhu,2011)Fig.8 Paleo-tectonogeographic reconstruction of China and adjacent blocks in the Triassic (205 Ma) (a) and Jurassic(135 Ma) (b) periods
朝鲜半岛南部在侏罗纪也发现古磁北方位逆时针转动20°的现象(Kim and Van der Voo, 1990), 扬子地区在晚三叠世与中侏罗世之间, 也存在几乎逆时针转动 20°的现象(朱志文等, 1988; 梁其中, 1990①梁其中. 1990. 云南岩相古地理及沉积作用的古地磁研究. 云南省地质局科研所专刊: 1–106.;Enkin et al., 1992; Huang and Opdyke, 1993)。西伯利亚地区晚三叠世与晚侏罗世之间, 古磁北方位由NE77.3°转成 NE41.1°, 发生了 36.2°的逆时针转动(Khramov et al., 1981)。中国大陆西部的准噶尔和塔里木地块的陆壳则在侏罗纪时期出现明显的纬度向南位移 5°~6°, 并且也有逆时针转动的现象(Wan,2011; 万天丰, 2011), 所有这些都是东亚大陆地壳逆时针转动的表现。
上述资料说明东亚大陆的多数大地块在侏罗纪晚期是古磁北方位转变为与现代磁北方位几乎一致的关键时期, 在侏罗纪发生了显著的逆时针转动。其他较小的地块至今还缺乏比较精确的古磁北方位数据, 暂时不好讨论。显然, 这一逆时针转动, 对于东亚和中国大陆燕山期板内变形的影响是至关重要的(图 8)。这是亚洲大陆的一个重要特点, 即在中朝和扬子, 西域与其北的准噶尔, 蒙古等陆块完成拼合后, 大陆地壳仍可发生较大幅度的逆时针转动。
中国东部陆壳的转动与滑移, 除了有古地磁资料之外, 还有重要的地质证据。在此首先讨论构造–岩浆带的分布及其迁移问题。在东北地区, 尽管各时代火山岩和中酸性侵入岩几乎遍布全区, 但是早侏罗世火山喷发带主要集中在敦化–密山断裂带与延边一带(图9上部, J1), 中侏罗世(图9上部, J2)火山岩集中在老爷岭附近(许文良等, 2009), 晚侏罗世(图9上部, J3)的喷发, 主要分布在大庆油田深部(雷茂盛, 2011年私人通讯), 大兴安岭地区则以白垩纪火山岩喷发为主, 它们均表现为由断裂诱发岩浆活动的特征, 火山岩带的分布显示逐渐向西迁移, 也即地块逆时针转动的特征。不过, 该区花岗岩的形成时期一般较晚, 主要形成于中、晚侏罗世(160~135 Ma), 但分带性不大明显。在华南地区由于地壳上部被剥蚀较多的原因, 侏罗纪火山岩的分带性,不大清晰。但是华南地区侏罗纪花岗岩却具有明显的分带性。在系统汇总区域地质调查成果的基础上,战明国(1994)首先提出: 从三叠纪到侏罗纪, 华南花岗岩带的分布具有逐渐向东迁移的特征。这就是说,三叠纪的花岗岩主要分布在十万大山–长沙一带, 即绍兴–十万大山印支期碰撞带的西南段。侏罗纪呈面状分布的地壳重熔型(S型)花岗岩体, 大多沿低角度逆掩断层贯入。早侏罗世岩体主要分布在江西中部和西南部(图9下部之J1); 中侏罗世的分布在江西东部和北部地区(图9下部之J2); 晚侏罗世则迁移到浙闽西部和广东的中、东部地区(图9下部之J3)。由上述成果可以看出, 在燕山期(侏罗纪)内, 花岗岩带比较连贯地逐渐向东迁移了约180 km (平均位移速度为0.26 cm/yr), 华南地区地壳重熔型(S型)花岗岩浆的起源深度正好在15~22 km左右, 即中地壳低速层滑脱面附近(曾华霖等, 1995); 壳幔同熔型(I型)或A型花岗岩浆的起源深度在32~40 km, 即位于地壳底面–莫霍面附近。
1. 侏罗纪高地与剥蚀区; 2. 侏罗纪沉积区; 3. 侏罗纪火山岩分布区; 4. 侏罗纪浅海区; 5. 花岗岩类分布区; 6. 褶皱, 仅示背斜; 7. 逆断层与逆掩断层; 8. 正断层; 9. 走滑断层; 10. 褶皱数据点编号; 11. 最大主压应力迹线。深蓝色粗线示构造岩浆岩带: J1. 早侏罗世构造岩浆岩带; J2. 中侏罗世构造岩浆岩带; J3. 晚侏罗世构造岩浆岩带。大的红色弯箭头示岩浆岩带迁移方向; 小红箭头示区域最大主压应力方向(区域缩短方向)。
华北地区侏罗纪的构造–岩浆岩带方向也有显著的逆时针转动(由早侏罗世的 ENE向, 中侏罗世的NE向, 到晚侏罗世的NNE向), 但位置的迁移则不明显, 这可能与华北处在地壳的转动中心附近有关(Wan, 2011; 万天丰, 2011)。华北构造–岩浆岩带在侏罗纪转动了大约 45°, 其中陆壳转动的贡献为20°~30°, 另外一半的角度变化则可能是构造变形的递进作用所致。由此笔者推断, 在燕山期上述构造–岩浆岩带的逆时针转动与总体向东迁移, 是中地壳低速层或莫霍面附近的主滑脱面与壳内陡倾斜的断层相结合, 不断地发育前展式的逆掩–推覆断层所造成的(万天丰, 2011)。
由于侏罗纪中国东部陆壳总体上向东移动到相当薄的、可能为古老的大洋型岩石圈地幔(厚度仅40~50 km 左右)之上, 而岩石圈底面和软流圈顶部的温度一般都在 1280 ℃左右, 必然将更多的热量传导到地壳中, 因而岩石圈内地温梯度显著升高,为壳内发育岩浆活动创造了有利条件; 与此同时,地壳内岩石产生一系列的构造断裂, 在相对封闭的条件下可造成局部减压增温, 从而诱发壳内岩浆源区的形成和岩浆的向上侵位, 形成中国东部岩浆岩带的具逆时针转动的逐渐迁移现象。在岩石圈内相对稳定的条件下, 中地壳低速高导层附近的温度约为 600~700 ℃, 由构造断裂派生的减压增温作用,就成为S型花岗质岩浆起源的另一个关键因素。而华南 I型与A型花岗岩的起源, 显然在莫霍面附近(温度约为 900 ℃), 但是它们的分布不具备面状特征, 而是沿陡倾斜的地壳断裂带形成的。这可能说明侏罗纪时期莫霍面的滑脱是有限的, 比中地壳低速高导层滑脱的规模要小一些。至于岩石圈底面则更是只能在很少的岩石圈断裂与岩石圈底面的交切带附近, 发生相当局限的滑脱(Wan, 2011; 万天丰,2011), 仅形成分布很局限的基性岩浆侵入。有的地区构造–岩浆活动分带性不明显, 则可能与该区地壳内物质分布不均匀或存在其他多种方向的先存断裂有关。
在大兴安岭–晋中–湘鄂西–滇东一线以西的地区, 尽管壳内滑脱与地壳断层等构造断裂也相当发育, 却很难形成大规模的岩浆活动, 原因就在于那里是典型的大陆型岩石圈, 与全球其他大陆型岩石圈一样, 地壳与岩石圈地幔的厚度均较大, 地温梯度较低, 因而不利于地壳内部或其底部形成岩浆源区。
中国东部大陆的转动与滑移到底是整个岩石圈的转动, 还只是陆壳的转动呢? 根据上述构造岩浆活动主要起源于中地壳低速高导层以及莫霍面的特征。笔者认为: 中国东部大陆壳的转动与滑移, 应该以地壳为主, 上地壳的滑移量可能更大一些(图 4、7), 而绝对不是整个岩石圈板块的转动与滑移。这一点与以大洋板块研究为主的早期板块学说的认识很不相同。当时许多学者都以为板块运动只能沿着岩石圈下面的软流圈滑动。
正如前面已经提到的, 岩石学家与地球化学家(路凤香等, 2005, 2006; 路凤香, 2010; 周新华, 2006)认为中国东部岩石圈下部的地幔为未经扰动或轻微扰动的, 而且从现有的资料来看, 多次的轻微扰动都发生在太古宙和元古宙, 并没有在中国东部找到中生代–新生代发生岩石圈地幔大幅度扰动的可靠证据。因而, 侏罗纪以来, 中国东部陆壳之下的洋幔,可能应该是古老的活动性不强和相对稳定的, 而不是热的低密度的、活动性很强的岩石圈地幔。显然,不宜将中国东部陆壳之下的洋壳或洋幔解释为中生代以来大洋壳俯冲到中国东部陆壳之下的结果。根据地球物理的探测结果(图6), 早已明确亚洲大陆以东的大洋型岩石圈是俯冲到中国东部大陆500~600 km左右的深度(陈庆辉等, 1998; 吴福元等, 2003; Zhao,2004; Zhao and Liu, 2010; 朱日祥等, 2011), 其上部的岩石圈或上地幔应该都属于大陆原地系统, 而不是大洋板块俯冲来的。
以上就是笔者对于中国东部具有特殊岩石圈结构的认识, 即中国东部岩石圈在侏罗纪以前是普通的大陆型岩石圈(分布在中蒙边界–晋中–湘鄂西–滇东以西), 但是在侏罗纪时期由于陆壳的逆时针水平转动、向东滑移到古老的洋幔(含部分洋壳)之上, 使之组成陆壳–洋幔型的结构, 也即形成东亚洋陆过渡型的岩石圈(图7、10)。此认识不同于一般板块构造学说中所说的: 板块运动都是以岩石圈之下的软流圈为主滑脱层。其实在大陆地质构造的研究中,早就认识到岩石圈内在沉积岩系与结晶基底之间,中地壳低速高导层, 或莫霍面附近都是极易于发生构造滑脱作用的(张文佑, 1984; 高锐等, 2006, 2011;Wan, 2011; 万天丰, 2011)。只是过去没注意到陆壳有可能发生数百公里的大滑脱。现在看来, 在大陆边缘地区是完全有可能使陆壳滑移到古洋壳与古洋幔之上的。
对于东亚岩石圈转型的动力学机制, 笔者推测:可能系北美板块在侏罗纪强烈地向西偏南的方向挤压和碰撞欧亚大陆的东北部(万天丰, 2013)以及特提斯洋朝东北方向伸展的联合作用结果(图 10), 以致在西伯利亚板块东缘与东南缘形成构造变形十分强烈的维尔霍扬斯克–楚科奇侏罗纪 (200~135 Ma)增生碰撞带(Verkhojansk-Chersky Jurassic Collision Accretion Zone)和外贝加尔(也称蒙古–鄂霍茨克)侏罗纪(~140 Ma)增生碰撞带(Transbaikalia Jurassic Collision Accretion Zone)(Oxman, 2003, Petrov, 2008;Zorin et al., 2001; 万天丰, 2013; 图7中H, I; 图10中D, E), 与此同时, 还使整个东亚大陆地壳发生逆时针转动(Wan, 2011; 万天丰, 2011, 2013), 以致东亚部分陆壳可以向东滑移到古老的洋壳与洋幔之上,在东亚形成特殊的、较薄的(平均厚70~80 km)、宽达数百公里的陆壳洋幔型岩石圈(图10中B)。当时伊佐奈岐(Izanagi)大洋型岩石圈板块正向西偏北的方向、朝亚洲大陆岩石圈之下俯冲(Moore, 1989), 它对于东亚大陆壳的向东滑脱可能起到了阻挡的作用。
总之, 笔者认为亚洲与中国大陆东部的岩石圈(包括其中的华北地区)在中、新生代并没有发生“克拉通的裂解”, 而只是岩石圈的类型发生了变化, 出现了一种洋陆过渡类型——陆壳洋幔型的岩石圈结构。在此, 笔者从另一个与前人完全不同的思路, 从大陆岩石圈板块内部可能发生陆壳水平滑脱作用的角度, 提出了亚洲东部存在岩石圈结构转型的新假说, 尽管依据还不充分, 但仍愿意在此抛砖引玉,热忱地欢迎同行们批评指正, 以促进大地构造学与全球板块构造学说的发展。
致谢: 衷心感谢赵文津、翟明国院士, 路凤香、刘德良、余心起、王瑜教授和肖文交、徐义刚研究员,他们所提的宝贵意见与建议对于修正初稿中的错误,更清楚地阐明事实资料与观点, 均有很大的帮助,在此一并致谢。
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