活化构造与克拉通破坏的动力学机制研究

林 舸,范蔚茗

(1.中国科学院 广州地球化学研究所,广东 广州 510640;2.中国科学院 青藏高原研究所,北京 100101)

0 引 言

陈国达(1956)以“地台活化区”来代表如中国东部大部分地区于中生代以来所出现的大地构造新体制,指出这种大地构造体制是由地台区经过活化作用转变而成的一种新活动区,并提出了热能聚散交替、地幔蠕动的活化构造动力学机制(陈国达,1965)。研究表明,地球自诞生以来,岩石圈块体的构造演化历史,便是由稳定到活动、再由活动到稳定的交替转化。而导致这一动“定”递进转化的根本原因,在于地幔蠕动活动期与相对宁静期的变替。各种地质信息显示,在地幔热能大规模聚集驱动下,软流圈上涌引起的热侵蚀、物质传输和壳–幔相互作用,是大陆岩石圈活化动力学及其构造应力场的基本特性(杨心宜,2003)。陈国达(1965)把中国东部中新生代出现的活化现象归结为地球内部积聚的热能向外发散的结果。随着科学技术的发展和深部地质研究的深入,拓展了构造–岩浆活化动力学研究的深度。许多地球化学家和地球物理学家对中国中新生代构造演化的研究,给热能聚散交替、地幔蠕动假说提供了科学证据,揭示了中国大陆,尤其是东部地区的大地构造演化和构造活动强度与中国区域深部地质作用过程密切相关。特别是近20年来华北克拉通破坏的研究成果,进一步论证了地幔蠕动、热能聚散交替过程是大地构造演化和转化的主要因素。

1 地台区构造–岩浆活化与克拉通破坏过程概述

1.1 华北地台构造–岩浆活化与克拉通破坏的演化

陈国达(1956)提出了活化区的概念,又因这种活化区以地洼盆地发育为特征,之后定名为“地洼区”(陈国达,1959)。从地台区转化为“地台活化区”,有一个渐变、量变的过渡阶段。这表现在地台发展的余定期内,地壳活动性逐渐增强,有时可出现一些明显的前奏活动,然后到以强烈不整合(偶为假整合)为标志的突变、质变阶段。华北地台活化区是活化构造研究得较为详细的地区之一,同时也是近 20年来克拉通岩石圈减薄、破坏研究的热点区域。

华北岩石圈发展演化经历了以太古宇–下元古界的地槽及前地槽构造层为代表的地槽及前地槽演化阶段;以中元古界–古生界的地台构造层为代表的地台演化阶段;及以中生界–新生界的陆相碎屑岩所组成的地洼构造层为代表的地洼(地台活化)演化阶段(陈国达,1992)。

已有研究表明,华北克拉通在太古宙末(～2500 Ma)基本完成克拉通化,在古元古代(～1900 Ma)整体受到了高级变质作用,最终形成稳定的克拉通,并保持了长达10多亿年的稳定。早古生代华北克拉通整体处于陆表海的稳定环境,最终形成了统一的稳定盖层(翟明国,2010,2011)。到晚奥陶世,除贺兰山发现有上奥陶统的沉积外,整个克拉通不见上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统。早奥陶世末马家沟组与中石炭世本溪组之间的平行不整合在华北克拉通区域广泛存在。这种地层接触关系显示华北“造陆运动”已开始启动(张宏福,2009)。晚古生代–三叠世华北克拉通的盆地演化由克拉通边缘逐步转向克拉通内部,沉积由海陆交互相向陆相转化。在古生代，克拉通岩浆活动微弱，仅在内部出现零星的金伯利岩,和在克拉通边缘出现少量的超镁铁质煌斑岩和富碳酸盐的碱性岩石(徐义刚等,2009)。晚石炭世–三叠纪沿克拉通边缘由北而南和内部的构造薄弱带出现中–基性岩浆活动,并发现层数不等的火山岩地层(凤永刚等,2009;Zhang et al.,2013),表明华北克拉通古生代以广泛的整体隆升“造陆”为标志,晚古生代局部地区的岩浆活动，可以看成是“去克拉通化”(Yang et al.,2008)已经开始,但整体上仍保持了稳定克拉通的大地构造属性。这与陈国达提出的华北地壳演化阶段的时间划分基本一致。

印支运动结束了华北地台稳定的演化历史,开始了地台活化区的演化。早、中侏罗世华北地台活化区在区域性隆起的背景下,拱裂作用加强,构造开始分异。原有的地层发生拱曲、褶断,构造–地貌反差加大。华北地台活化区初动期在南北之间,在强度、性质、时间等方面都有较大的区别:大体是北部强烈,南部稍弱;北部发生时间较早,南部稍晚;北部构造清楚,南部则较模糊;其规律是由北向南发展演化。在鄂尔多斯盆地东缘和南缘尚未发现三叠纪、侏罗纪的边缘相,而各时期的沉积中心均偏于残留盆地东南,表明原始盆地沉积范围遭受了较强烈的改造破坏。晋西地区的三叠系、侏罗系与鄂尔多斯地区属同一大型盆地沉积,之间不存在隆起分隔(刘池洋等,2006)。换言之,吕梁山地区在三叠纪–中侏罗世末鄂尔多斯盆地发育期并未相对后者发生差异性抬升,而是作为大型盆地的一部分在接受沉积(赵俊峰等,2009)。

晚侏罗世–白垩纪区域性隆起达到最大幅度;地貌反差加大并复杂化,构造–岩浆活动加强,是地台活化的剧烈期。构造线方向由近东西向转变为北北东向为主。包括早期沉积层的强烈褶皱、冲断–推覆(Davis et al.,2001;Zhu et al.,2010,2012),同期壳源、壳–幔源和幔源岩浆作用呈大范围、高强度网络状的侵入和喷出外,并伴有准线状的半地堑式的陆相断陷或裂谷沉积盆地的广泛发育和裂谷盆地小规模玄武岩喷出。

华北地台活化区余动期大致从古近纪开始,继承了剧烈期的基本构造格局。在经历了晚白垩世–早古新世的剥蚀夷平后,已具有准平原的地貌特征。此时的构造运动主要表现为强烈的差异升降与水平扩张,古近纪发生了轻微的平缓褶皱及强烈断裂,掀斜并伴有基性火山岩喷发,形成了地台活化余动期早期的堑垒构造。中国东部活化区大范围的地壳/岩石圈的拉张减薄出现在古近纪。此时东部陆缘大型拉张盆地和其后东亚离散式陆缘海的形成是活化区晚期阶段的构造–动力环境的主要特征(陈国达,1997a)。华北活化区新近纪大型沉积盆地具有典型的沉积和构造的双层结构特点:盆地的形成与演化经历了 2个阶段:古近纪为众多同生正断层垂直差异升降和拉张形成的箕状凹陷和凸起相间的堑–垒断块组合;新近纪至第四纪则为披盖式沉积,沉降范围扩大,缺乏断层边界限制。新近系–第四系呈水平产状,未变形,常超覆于古近系之上。这清楚地表明新近纪盆地发生了被动沉降。华北活化区新近纪以来,块断差异升降渐趋缓和,裂谷型盆地停止发育,转而向区域性整体下沉坳陷,形成统一的区域性的坳陷盆地,使新近系披覆了很多地堑与地垒,沉积以砂泥岩为主,成为现今的华北地台活化区的构造格局。

1.2 华北地台活化与克拉通破坏的岩浆活动

华北地台余“定”期的岩浆活动与一般地台演化基本一致,以基性岩墙岩脉为先导。克拉通内部出现的金伯利岩,外缘出现的超镁铁质煌斑岩和富碳酸盐的碱性岩石,华北北缘内蒙古隆起的太古宙–古元古代基底中存在大量的早石炭世末–二叠纪片麻状闪长岩–花岗闪长岩侵入体,侵位时代主要开始于～320 Ma,结束于270～260 Ma (张拴宏等,2004;Zhang et al.,2007,2009)。华北克拉通内部山东荣城形成于晚三叠世的甲子山正长岩(Yang et al.,2005),以及辽东半岛和吉林南部地区的碱性侵入岩(Lu et al.,2003;Yang et al.,2007),华北克拉通南部发育少量的晚三叠世I型闪长岩–花岗闪长岩,浅成侵位的辉绿岩和正长岩等(吴福元等,2008),这些都是华北地台余“定”期典型的岩浆活动。

地台活化早期(早–中侏罗世)岩浆活动呈NE-ENE向展布,也主要集中在华北地台的边缘,如燕山一带,辽东大部,以及胶东的玲珑。在华北腹地侏罗纪的岩浆活动只有零星出现,如鲁西的早侏罗世铜石正长岩。同时代的基性岩浆极少,目前只在辽东半岛铧子裕报道有基性煌斑岩,以及华北东南缘早侏罗世(190～180 Ma)出现的铜石正长岩(张宏福等,2005)。侏罗纪花岗岩浆活动主要以花岗岩为主,多数花岗岩显示埃达克质岩石的特点,同位素组成显示古老地壳来源,在岩石化学上属于间于 I型–S型花岗岩的过渡类型(徐义刚等,2009)。中侏罗世岩浆活动加强,表现为中性、酸性岩浆的侵入和喷发。

晚侏罗世–白垩纪则为地台活化剧烈期,华北克拉通达到破坏高峰(Xu et al.,2006;Yang et al.,2008;徐义刚等,2009)。白垩纪岩浆活动呈弥散型展布,岩浆作用除分布在燕山带、太行山和苏鲁大别带外,也出现在华北地台腹地以及郯庐断裂两侧。岩浆活动呈现出由克拉通边缘向克拉通腹地迁移的趋势,岩浆作用的范围和强度都达到了顶峰。以基性岩浆和酸性岩浆共生为特征,集中在130～115 Ma。地幔物质参与岩浆作用的程度较侏罗纪明显增强,在岩石化学上属于间于I 型–A 型花岗岩。此外,早白垩世大规模岩浆作用还与盆地、变质核杂岩、拉分盆地的形成时代及华北地区显生宙金矿床的成矿时代相一致,这些均说明早白垩世华北进入了岩石圈拉张状态,标志着华北克拉通进入了岩石圈拉张和破坏的峰期(徐义刚等,2009)。晚白垩世(95～75 Ma)碱性玄武质岩浆作用代表了岩石圈地幔减薄的结束(Zhai et al.,2007)。

华北地台活化余动期岩浆活动较弱。岩浆活动中心由老到新,有随沉积中心自西向东迁移,或自南向北迁移的趋势。晚白垩世末期和古近纪,岩浆作用多为拉斑和弱碱质玄武岩,分布在拉张盆地内部(徐义刚等,2009)。而到新近纪和第四纪,火山作用强度相对减弱,玄武岩岩性变成以碱性和强碱性为主,而且主要出现在裂谷两侧,岩浆活动呈现弥散性分布的特点,多数受深大断裂和火山盆地的控制。从区域范围看,中生代不同时期构造的形态和性质说明它们不是陆缘水平挤压的产物,而可能是由软流层上涌诱发的断陷和断块垂直作用控制的(肖庆辉等,2006)。

1.3 华北地台活化与克拉通破坏的深部地质作用

地洼型构造的影响深度在不少情况下可以深达莫霍面,尤其是介于差异升降强烈,构造–地貌反差极大的相邻地段(如地穹系与地洼系)之间的深大断裂带,大多数断续地往下延伸至上地幔。研究表明地洼区的发展显然与上地幔发生的深部过程有关,其证据在于:(1)它与负重力异常相重合,而异常是与上地幔岩层状态的特点有关;(2)地洼型岩浆活动顺序从酸性、碱性发展到基性,表明在其发展中有深处地幔成分的参与;(3)地洼基性岩浆中碱质增高,表明其来源比地槽岩浆及地台岩浆都深(陈国达,1991)。

从岩浆作用来看,华北克拉通自从元古宙约 16亿年之后,基本处于静寂状态。但从中生代开始,大规模的以中酸性为主的侵入岩和火山岩活动,在燕山期形成高峰,反映出强烈的壳幔相互作用。大量的壳熔花岗岩和壳幔混合的花岗岩是由岩石圈减薄引起的强烈的壳慢相互作用的结果。中生代岩石圈大规模减薄及其强烈的地幔改造和壳幔作用,致使岩石圈地幔和下地壳大部分或全部被改造和置换,成为无古老“底”的克拉通(翟明国和樊祺诚,2002;Kusky,2011)。下地壳置换作用主要是指在隆升地幔的影响下,岩浆和流体对下地壳的破坏、交代和改造,导致原有下地壳的成分和结构发生了部分甚至全部改变和替代。

对国内外某些典型地洼区幔源岩石的微量元素和Sr、Nd、Pb同位素资料分析,发现地洼区在地台阶段向地洼阶段转化过程中,上地幔化学结构由亏损状态向富集状态转化。上地幔的化学结构的这种转化主要通过地幔交代作用完成。地幔交代作用不仅改变了上地幔的化学结构,而且导致交代地幔热流升高、密度减小、体积膨大、固相线下降,所有这些综合效应,正是导致地台活化的合适和必要的深部热–动力条件。根据对地洼区上地幔演化过程的认识,建立了地洼区形成机制的初始模式(图1)(范蔚茗,1989)。这也是热能聚散交替、地幔蠕动假说提出来后,第一个通过“岩石探针”研究,从岩浆演化来描述地洼区形成机制的模式,该模式也成为华北克拉通破坏研究最早的模式。

图1 地洼区形成机制的试验模式示意图(据范蔚茗,1989)Fig.1 Cartoons depicting a possible model for formation mechanism of the diwa regions

显生宙以来华北克拉通不仅经历了岩石圈减薄,同时伴随着岩石圈结构、组成和热状态的转变。克拉通属性的岩石圈地幔的组成和性质也发生了明显的转变(张宏福,2009;Zhang,2012)。周新华(2006)提出岩石圈转型的概念,从古生代–中生代–新生代华北岩石圈发生两次转型,华北岩石圈地幔首先由古生代典型的大陆克拉通岩石圈地幔转型为中生代“大陆过渡型”或“大陆交代型”岩石圈地幔,而后再由这一过渡型岩石圈地幔转型为新生代大洋型地幔,并提出了南北重力梯度带的重要性。徐义刚(2004)则强调岩石圈的热–机械侵蚀和化学侵蚀是岩石圈减薄的主要机制,新生代亏损岩石圈地幔增生取代了古生代的富集地幔;郑建平(2009)同样强调了侵蚀改造的机制,并提出了地幔置换的观点。这些研究成果从不同的方面揭示了华北克拉通破坏,即地台活化的深部地质作用过程。

2 从数值模拟实验看华北地台活化与克拉通破坏

2.1 壳幔过渡带——热能聚散交换的空间

中国大陆东部岩石圈减薄的事实证明,岩石圈减薄过程可能是复杂的、多阶段的。但控制岩石圈减薄过程中物质交换与能量转换的关键部位发生在壳幔过渡带。伴随着岩石圈减薄,巨厚的岩石圈物质被软流圈物质取代,必定导致岩石圈的巨大不稳定性与不平衡,致使软流圈物质与能量注入岩石圈,引发岩石圈地幔的部分融熔和残留地幔物质的同时存在,并导致下地壳物质的部分融熔,使得壳–幔界面不清晰而形成壳幔过渡带,并导致中国东部大陆地壳浅部多次构造与岩浆活动。根据孔隙变形介质中非线性孔隙波的概念,结合对地壳运动一般规律的认识,一种孔隙波在大陆岩石圈内传质传热模型(Zhao et a1.,2005;Lin and Wang,2005;林舸等,2008a),被用来描述壳幔过渡带的形成与演化过程(图2):假设组成岩石圈的材料在微观上是具有孔隙的,这些孔隙在地壳中是由流体充填的,而在莫霍面之下是由岩浆充填的。在初始阶段由于地幔对流或壳幔交互作用,大陆岩石圈底部温度或压力的任何扰动都可能导致岩浆从软流圈上升到岩石圈地幔(图2a)。上升的岩浆通过孔隙波的产生和传播流向莫霍面。因为莫霍面被假定为相对不渗透薄层,上升的岩浆在莫霍面下面聚集,直到由岩浆聚集引起逐渐增加的岩浆压力超过薄层材料的流变强度为止。一旦岩浆压力超过了不渗透薄层材料的流变强度,积聚的岩浆就会穿透不渗透薄层而喷出,这是莫霍面附近孔隙波产生的第一个阶段(图2b)。喷出的岩浆在由于热量损失而固化前会穿过一段距离,这是由初始阶段岩浆聚集而引起的局部附加压力梯度造成的,向上喷出的岩浆的固化就在初始莫霍面的上部产生了一个新的弱(或不)渗透薄层。这一结果与初始莫霍面向上运动一致。同样,岩浆固化过程中释放出来的挥发物可以向上传播穿过地壳,表明地幔的挥发性物质也能够通过孔隙波输送到上地壳中去。同时,位于弱(或不)渗透薄层物质下面的膨胀孔隙会在局部压力减小的情况下合并关闭,其结果是初始莫霍面下面也会产生一个新的弱(或不)渗透薄层,这一结果与初始地壳物质的向下运动一致。新的上部和下部弱(或不)渗透薄层的产生,标志着孔隙波的传播,这是莫霍面附近孔隙波产生和传播的第二阶段(图2c)。不断重复这种变化过程,这意味着随着孔隙波的向上传播,地幔物质以岩浆或挥发性流体的形式在大陆岩石圈中向上运动,而地壳物质在岩石圈中向下运动。

图2 大陆岩石圈地幔和地壳物质与能量交换过程的孔隙波概念模型简图(据Zhao et al.,2005)Fig.2 Model of the porosity wave concept of material and energy exchange between the continental lithospheric mantle and the continental crust

大陆岩石圈内传质传热模型与热能聚集、地幔蠕动是一致的(陈国达,1997b):由于地幔物质分布的不均匀性,发生温度、比重在不同部分的差异,导致地幔发生蠕动。上地幔的蠕动方向有两个:垂向和平向,前者是主因,后者是由于前者所引起的。垂向蠕动可以表现为两种形式和起因,并导致不同方式的平向蠕动:一种形式是在上地幔中,温度增高物质比重减小,便朝上蠕动,当其遇到岩石圈底面时,就转变为水平扩散式的横向蠕动;另一种形式是上地幔中温度相对降低,物质比重增大,便朝下蠕动,从而导致邻侧岩石圈底下的地幔发生水平汇聚式的平向蠕动。

当某一地区上地幔蠕动活跃时期,便促使该处地壳或其中某些地段相应地随之发生热能积聚、大地热流增高、构造–岩浆–变质作用激烈,并以大部分时期水平运动特别明显为特征,形成了活动区(例如地槽区)。反之,当该地区的上地幔蠕动转入相对宁静时期,其处的地壳或其中的某些地段的热能相应地补给减少,大地热流降低,构造–岩浆–变质作用轻微甚至缺乏,并且由于水平运动转弱而显出垂直运动占据相对优势,这就转化为稳定区(例如地台区)。正是由于上地幔物质蠕动活跃与相对宁静交替,以及新旧条件的差异,促成了在岩石圈发展史中活动区与稳定区交替出现,互相转化,并且呈递叠前进的演化过程。该模型表明,通过大陆岩石圈中孔隙波的产生和传播,地幔物质和热量通过壳–幔过渡带传输到地壳中去,导致中国东部大陆地壳浅部的构造–岩浆活化活动。

2.2 地幔上涌热流对岩石圈热结构与厚度的影响

岩石圈的热状态决定着岩石圈的流变和物理性质,从而影响着构造变形的特征和地质演化过程。近年来对大陆岩石圈三维结构的研究发现,陆壳垂向生长的物质和热源可能与来自更深部的上地幔岩石圈和软流圈的相互作用,以及与软流圈物质上涌有关(肖庆辉等,2006)。中生代以来中国东部构造–岩浆活动十分活跃,曾先后发生过软流圈的大规模上涌,形成强大的上涌热流,剧烈熔融并改造着岩石圈,促使岩石圈热结构和厚度发生了明显变化(吴福元等,2003;Lin et al.,2005;Wang et al.,2007;Zhai et al.,2007;Zhai and Santosh,2013)。

由于孔隙波造成的向上运动的物质和热流,引发大陆岩石圈中的热结构发生调整,这是大陆岩石圈减薄的一个重要机制。为了探讨这一机制所导致的上涌流对大陆岩石圈中热结构模式的可能影响,在岩石圈尺度范围内通过数学运算推导出了与上涌流有关的传热问题的理论解(Zhao et al.,2005)。由理论和数值分析获得在不同上涌流条件下的大陆岩石圈的热结构模式与依据地球物理、地质资料获得的大陆岩石圈热结构模式十分吻合(林舸等,2008b;Zhang et al.,2011)。

图3 不同类型岩石圈相关的温度分布(据Zhang et al.,2011)Fig.3 Temperature distribution of different lithospheres

由于大陆岩石圈多为变孔隙流体密度(如随温度变化)的热传导–平流岩石圈,由理论和数值分析获得的不同上涌流条件下的大陆岩石圈厚度(图3a)与依据地球物理、地质资料获得的大陆岩石圈厚度(图3b)十分吻合:当上涌流速率为ν=0,地幔传导热流Q=13 mW/m2时,仅有热传导的岩石圈热结构模式与加拿大地盾的热结构模式非常吻合。在变孔隙流体密度(如随温度变化)的热传导–平流岩石圈中,当上涌流速率为ν=6e-12 m/s,地幔传导热流Q=13 mW/m2时,可满足一般的大陆稳定区岩石圈厚度(200 km)的要求。而ν=2e-11 m/s,Q=13 mW/m2的热结构模式对应青藏高原;ν=6e-12 m/s,Q=30 mW/m2和 ν=2e-11 m/s,Q=25 mW/m2且分别对应华南和华北的岩石圈热结构模式。西太平洋边缘海的岩石圈热结构模式仍具有大陆岩石圈的特征,ν=4e-11 m/s,Q=40 mW/m2的热结构模式与西太平洋边缘海的岩石圈热结构模式相似。由模拟实验可知,影响青藏高原、华北和华南的岩石圈热结构模式的主要因素是上涌流的差异。这也与实际地质资料相吻合:青藏高原主要是由印度板块与欧亚板块碰撞汇聚引起的岩石圈增厚,地壳温度较高,但地幔温度并不很高,在 70 km 深度处(上地幔顶部)仅为900～1050 ℃(朱介寿等,2002),与模拟结果吻合很好,表明该区上涌流速率虽然较快,但地幔传导热并不高。华北和华南则主要是由于软流圈上涌(地幔热物质上升)引起岩石圈的拉张减薄,在 100～120 km 深度的上地幔温度可以达到1300～1400 ℃(朱介寿等,2002),也与模拟结果吻合很好。华南受太平洋岩石圈的影响,上涌流速率虽然不快,但地幔传导热比较高。而华北则相反,上涌流速率较华南要快,但地幔传导热比华南要低一点。岩石圈的热结构数值分析与模拟也表明:不同构造背景下岩石圈的热结构模式是可以用理论和数值分析来表达的。影响中国青藏高原、华北、华南和边缘海的岩石圈稳定厚度的主要因素是上涌热流的差异。上涌流速率与传导热流都对大陆岩石圈厚度有明显的影响:在传导热流比较小的时候,上涌流速率对大陆岩石圈的厚度影响大;而传导热流较大时,上涌流速率的影响较小。反之,当上涌流速度较小时,传导热流的变化对大陆岩石圈厚度影响较大;而上涌流速度较大时,传导热流的变化对岩石圈厚度的影响较小。近年来,有学者利用数值模拟的方法,从地幔热流的参考等效黏滞系数和底边界温度对华北克拉通破坏活化机制进行了有益的探讨(乔彦超等,2012,2013;何丽娟,2014),进一步证明了岩石圈中的上涌流对大陆岩石圈地幔热结构模式有着重要影响。

3 地台活化及其活化机制的启迪与展望

3.1 华北克拉通岩石圈破坏的初始阶段(地台余“定”期)

活化构造强调了从地壳稳定的地台区转化为构造活动强烈的地洼区,即克拉通破坏,有一个渐变、量变的过渡阶段。由地台阶段向活化区动力体制转化时,存在活动性趋于增大的“前奏”活动(陈国达,1965)。与克拉通破坏一样有一个复杂的地质过程:其动力体制的转化既具有渐变到突变的特点;又是呈阶段性发展的;既有时间上的阶段性,又有空间上的迁移性。在表现形式上,首先从稳定期过渡到余“定”期,这是一个渐变过程。正如华北克拉通破坏的初始阶段一样,自中奥陶世后,经历了晚奥陶世、志留纪、泥盆纪和早石炭世长期的隆起抬升。在克拉通演化的后期,岩石圈热结构开始变化,厚度在缓慢减薄;地壳活动性已逐渐增强,出现了一些明显的克拉通破坏前的构造–岩浆活动:晚石炭世–三叠纪沿克拉通边缘由北而南和内部的构造薄弱带出现中–基性岩浆活动。这一时期的演化和地台余“定”期的演化是一致的。但仍保持了稳定克拉通的大地构造属性(陈国达,1991;赵越等,2010)。从地台活化的地壳动“定”递进演化理论分析,华北克拉通的破坏应该是从早侏罗世开始的。

3.2 华北克拉通岩石圈破坏的热能聚散地幔蠕动动力学机制

华北克拉通的破坏过程,源自深部地幔热能的聚集,导致热异常软流圈的上涌和对岩石圈热侵蚀、置换作用的活化改造和再造所致(陈国达,1996)。华北克拉通破坏的地质资料表明深部地幔热流上涌引发了克拉通的破坏和构造–岩浆活化:

(1)华北克拉通整个陆块不见上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统,整体一直处于隆起抬升环境。晚三叠世盆地主要呈线状分布于承德地区和辽西局部,盆地范围非常小(翟明国,2010),也应是处于隆起抬升环境。晚古生代华北克拉通以基性岩墙岩脉为先导,首先出现在华北克拉通边缘,说明当时克拉通边缘的岩石圈结构和热状态发生了改变。侏罗纪花岗岩浆活动呈 NNE 向展布,主要以花岗岩为主,缺少基性岩浆,多数花岗岩显示埃达克质岩石的特点,同位素组成显示其为古老地壳来源,在岩石化学上属于 I 型–S 型花岗岩的过渡类型(徐义刚等,2009),表明这种隆升作用具有地幔热作用的参与。

(2)中国东部岩石圈总体上呈现向东减薄的特征,并沿兴安、太行–武陵和雪峰(纵贯演化历史各异的东北、华北和华南陆块)形成一条 NNE向连贯的布格重力异常带,同时也是东、西两侧地壳/岩石圈厚度发生明显变化的分界带。地质记录表明,随着地壳/岩石圈总体上呈现向东减薄,动力作用中心带也向东迁移。不仅深部动力作用对地壳/岩石圈的活化改造和再造处于鼎盛时期;而且,由于热–构造事件的东移及其作用范围向大洋岩石圈非限制性动力边界的扩展,地壳/岩石圈拉张减薄的趋势增大。双峰态火山岩和 A型花岗岩的出现,已标志克拉通破坏的构造–动力环境在时、空上开始向拉张型的过渡转变。

(3)众多燕山早–中期花岗岩和燕山晚期岩脉,与基底–盖层岩系构成的复式岩浆–构造穹窿,及其被剥蚀出露,是持续性垂向抬升的标志,多被认为与软流层上涌作用有关。

(4)由于岩石圈地幔热流上涌,导致地壳及上地幔物质密度的侧向变化,岩石圈伸展减薄,使得地壳产生极大的拉张量,形成裂陷盆地。古近纪东部陆缘大型拉张盆地和其后东亚离散式陆缘海的形成是克拉通破坏晚期阶段的构造–动力环境的主要特征。克拉通破坏是热的软流圈上涌交代、置换、化学侵蚀了先存的、厚的老岩石圈地幔的结果,与此同时伴随了大范围的岩石圈拉伸、玄武岩大面积的喷发,后者是发生破坏的直接标志。

上述事实表明,岩石圈整体的热隆升在先,而前述的一系列岩浆事件却在后,这种时间上的先后关系和岩石圈持续长久的隆升状态,以及浅部地壳中典型拉张构造的地质记录,是其深部热动力机制具有主动性的最具说服力的证据。克拉通岩石圈的形成和破坏虽与板块运动过程具有密切的时空关系(郑永飞和吴福元,2009)。但华北克拉通边缘的板块活动仅仅是克拉通破坏的直接导火线。

3.3 展 望

关于活化区地幔热能聚散和热异常软流圈主动上涌的更深层次的成因,以及中国东部活化区动力作用时、空上向东迁移的原因等问题,仍然是今后活化区动力学研究中有待深入研究的两大基本问题。

本文以陈国达先生的一段话做为结尾:科学是最富于进取性的,它从不留恋过去。同时,科学又是最富于继承性,它从不忘记过去。因为科学的进步,有赖于不断地在继承积累的基础上加深和提高认识。认识是没有止境的,这是科学发展的动力和源泉。因而积累与深化提高也是没有止境的。所以,自主创新研究宜遵循这样一条原则:对于前人的科学理论,无论是中国的还是外国的,也不分中外古今,都应一分为二,客观地经过野外实践,以及结合前人积累的可靠资料,对它们加以检验,分清其精华糟粕,批判地继承。对于经得起实践检验的部分予以吸取;对不足之处加以修改、补充,或者逆向思考;通过扬弃,在学百家之长的基础上,联系实际,结合我国地质特点,自主创新。对现有资料未足认识的问题,则留待今后作进一步研究。

致谢:谨以本文悼念我们的恩师陈国达先生诞辰102周年。

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