试论穿越层圈构造——三论板块俯冲与地幔热柱的相互制约

真允庆,牛树银,孙爱群,陈 超,宋 涛,刁 谦,孙 璐3，,张福祥

1.中国冶金地质总局三局，山西 太原 30002；2.河北地质大学，河北 石家庄 050031；3.江苏省有色金属华东地质勘查局814队，江苏 镇江 212005；4.江苏省有色金属华东地质勘查局，江苏 南京 210093

近年笔者等(2015，2019)在找矿和科研实践中，对板块构造和幔柱构造的关系问题先、后进行了讨论，并提出“相辅相承”的概念和成因模式[1-2]。论文在综合最新的全球俯冲带地震层析图像的基础上，从地球层圈结构、矿物组成特征入手，剖析海洋和大陆俯沖碰撞类型、探讨俯冲板片隧道流体运移机制、板块俯冲动能和地幔柱上隆内在热能的初步构想，重点是对俯冲板片自上而下、与幔柱自下而上穿越层圈构造[3]，即板块构造与地幔柱构造深层成因联系，并对我国勘查矿产、地热资源和预防地震、火山喷发等天然灾害提出建议。撰写此文试图起到抛砖引玉作用，对文中不妥之处，诚挚欢迎批评指正。

1 全球层圈结构的形成及其华北东部岩石圈深部过程

众所周知，地球是由地壳、上地幔(软流圈)、过渡层(转换带)、下地幔和地核组成(图1-a)。地球的内核可分为内核表层(<100～150 km，各向同性)、外内核(150～600 km，各向异性快轴为南北向)和内内核(>600 km，各向异性快轴近赤道面)三层[4]。下地幔、过渡层和上地幔的矿物组成如(图1-b)所示。其中，下地幔矿物成分主要由硅酸铁镁((Mg,Fe)SiO3)、钙钛矿、镁方铁矿和后钙钛矿组成，还有少量硅酸钙(CaSiO3),钙钛矿和刚玉(Al2O3)。在接近核幔边界上部的数百公里内温压条件下，由布里基曼石[5]，转变为更加致密的后钙钛矿(Post-perovskite)。1950年Bullen发现在下地幔底部、约2 900 km核幔边界以上，存在一个低波速异常区，命名为D″层，也有称古登堡面(Gutenberg discoontinuity)或者(Oldham—Gutenberg)不连续面，具强烈的横向不均一性。布里奇曼石→后钙钛矿的相变是D″层核幔边界的重要标志，也可能是俯冲板块的残留位置[6]。

图1 地球层圈结构[7]及上地幔、过渡层及下地幔(自左向右)矿物组成[8]示意图

大量地震资料已经证实，全球范围内上地幔内普遍存在低速区，将其命名为软流圈。在软流圈上部的上地幔顶部和地壳之间为岩石圈，它与软流圈边界简称LAB，是板块与下伏地幔发生相对运动的一级构造不连续面，而MOHO面是岩石圈内的一级成分不连续面。由于岩石的黏度受成分、温度、围压、应力、流体等因素的制约，根据地球物理观测获得的各种物性参数(波速、地震波各向异性、电导率、温度等)并不对应于岩石圈和软流圈在流变学上的差异，就导致不同地球物理方法定义的LAB深度有所不同[3]。

中国大陆东部是处于太平洋板块、印度—澳大利亚板块及西伯利亚板块的夹持地带，又因中生代燕山期巨大翘变作用影响，塑造了现代岩石圈基本格架极其复杂特点。经李廷栋(2010)研究认为[9]：(1)我国大陆地壳和岩石圈总的变化是西厚东薄、南厚北薄。地壳平均厚47.6 km，远大于全球平均厚度39.2 km；岩石圈厚度变化在50～240 km，西部青藏高原厚度为170～200 km，最厚240 km，而东部滨太平洋地区仅有25～85 km。在青藏高原、大兴安岭—太行山—武陵山、浙闽沿海及琉球—台湾—南沙等地存在4条重力异常梯度带，构成4条地壳厚度陡变带；(2)地壳物质组成存在纵横向的不均一性，其酸度(SiO2质量分数为65%)，岩石化学成分相当于花岗闪长质。地壳酸度变化:东高(65.12%)，西低(63%); 南高(65.98%)、华北中等(64.88%)、东低(63.18%)，反映这些地区岩石组合不同或花岗岩类型差异；(3)西部岩石圈、软流圈呈明显的层状结构，岩石圈厚，软流圈薄;东部岩石圈、软流圈呈“块体镶嵌结构”，岩石圈薄，软流圈厚，两者之间普遍为过渡带，呈现高速高阻体与低速低阻体相间并列的图像，岩石圈呈“上老下新”的年龄结构；(4)在东亚及西太平洋地区地下85～250 km深处存在一巨型地震低速异常体(图2)，南北长12 000 km，东西宽2 500～4 000 km，包括太平洋带边缘海、西太平洋、印支半岛、婆罗洲等广大地区，其成因有待进一步研究[9]。但据蔡学林等(2002)在华南地区东段及东南亚地区的软流圈内，存在规模不等的高速块体υ5=4.40～4.50 km/s，可能是岩石圈底部发生拆沉作用所致，亦可能为中生代中晚期发育的巨型裂谷体系的重要特征[11]。

图2 沿纬向横穿中国的3条υ2 速度剖面图[10]

关于我国东部的深部构造过程，真允庆等(2012—2019)曾发表有关华北克拉通东部控制成矿成藏作用的系列论文[1-2，12-16]，主要依据岩石圈破坏及减薄和地幔呈“蘑菇云”状大规模上涌的结果[19-20]，以及中生代长英质火成岩省，所建立太平洋俯沖构造模型(图3-e)，进一步阐明了地幔热柱上隆是极重要的关键地质因素。

图3 中国东部中生代长英质大火成岩省分布(a-d)[17]及构造成因模型(e)[18]

2 俯冲带和地幔热柱均可垂向穿越层圈结构运行

2.1 板块俯冲带：以俯冲形式自上而下的穿越壳幔带

地壳俯冲和大陆碰撞是板块构造理论的核心内容，而认识大陆碰撞造山带的形成和演化，是发展板块构造理论的关键(郑永飞，2015)。由于板块是刚性的，通常变形将集中在板块边界。通过俯冲板片的拉力、洋脊扩张导致的推力、地幔对流在岩石圈—软流圈边界的剪切力来驱动大陆漂移。

地震层析是研究地球构造和深部过程最有效的手段之一，素有地质研究的“千里眼”或透视地球的“CT”之称。其地震波速异常体是识别地幔内板片俯冲的基本依据。运用地震波速与地球内的温度变化关系，根据层析成像P波和S波技术，可以获取地球深部结构图像，特别是S波传播速度对温度变化尤其敏感，快速区对应温度较低物质，相反慢速区对应于温度较高的物质。由于俯冲板片比周围岩石温度要低，可以清晰识别出上地幔内的高速带，由此可以探测大洋板片运移的全过程。

大量研究表明：板块俯冲的主要动力来自其本身与周围地幔密度差产生的负浮力。在负浮力的驱动下，大洋板块进入软流圈地幔并与地幔相互作用，特别是在地幔转换带的相互作用下，致使俯冲板块在上地幔呈现不同的几何形态，并进一步影响海沟的运动模式。全球主要俯冲带中，部分板块停滞在660 km不连续界面，而其余俯冲板块却穿过该界面到达下地幔。造成这一差异的原因目前仍存在很大争议。大量的数据和构造物理模拟，均表明俯冲板块与地幔的密度差、俯冲板块的厚度、以及软流圈地幔的黏度比，都能显著影响俯冲板块的动力学作用。

近年来在特提斯构造域、环太平洋(东北亚、中美洲)地幔过渡带的下地幔内，均发现俯冲板片可以直接插入下地幔，或者停滞在地幔过渡带内(图4)[21，22]。总的来看，板片俯冲的几何形态、底界深度及其运动方式均有所不同。

图4 全球俯冲带波速结构剖面(数据根据GAP-P1模型)，红线代表剖面位置[21,22]

根据图4的不同俯冲板片形态、几何图形及其分布特征，可将板片俯冲概括为以下几种几何形式[23]：板片俯冲—停滞模式、下插式板片模式、多重板片俯冲模式、回卷式板片俯冲模式等。从上述不同地区的板片层析成像研究表明，太平洋板片在阿拉斯加、白令海、欧亚大陆东部的地幔过渡带中停滞；而在鄂霍茨克海、马里亚纳海沟、印尼和中南美洲，板块俯冲进入下地幔。年轻板片如菲律宾海、胡安德富卡的板片，仍在上地幔和地幔过渡带内，而古老板片则在地幔过渡带内停滞，或者俯冲进入下地幔。在深层“S波高速物质带”见于太平洋周缘的东亚、南亚及中美洲。板片俯冲在下地幔浅层停滞加宽[24]，如东亚和中美洲之下的法拉龙板块的一些板片，甚至可以俯冲到核—幔边界(2 900 km深处)，堆积形成“俯冲板片墓地”[25]，它们以地震波正异常和大地水准面负异常为特征。

目前，国际地学界是按照俯冲作用所处的不同构造环境，将俯冲作用分为A型和B型。A型俯冲是指大陆岩石圈板块俯冲到另一个大陆板块的过程，如落基山；B型俯冲是指大洋岩石圈板块俯冲到另一个大洋板块或大陆板块的过程，多见于汇聚板块边缘的毕尼奥夫带，如太平洋的东、西两岸。A型俯冲往往伴随着B型俯冲。罗志立(1984)增添了C型俯冲，是指大陆盆岭构造的俯冲作用[26]。另外还有Uyede和Kanamori(1979)根据大陆岛弧或大洋岛弧的上、下盘耦合程度，提出的智利型和马里亚纳型。还有根据俯冲的角度分为平坦俯冲(俯冲角度<10°)和陡俯冲(正常俯冲)，据Abbott等的研究，在地质历史早期为平坦俯冲，晚期可能转变为陡俯冲[27]。通过对俯冲带几何学与流变学研究，分为单向俯冲和双向俯冲。前者是指上覆板块只是伸展也可压缩，只有下覆板块俯冲；双向俯冲是指上覆板块与下插板块同时进行俯冲，但两板块速率总是不相等的。还有依据的形态划分为平板俯冲和弧形板俯冲[28]，以及依据温度划分为热俯冲和冷俯冲等[29]。

郑永飞等(2016)根据俯冲板片的性质不同，将俯冲带分为两大类：即大洋俯冲带和大陆俯冲带。大洋俯冲带可以进一步分为两种：一种是洋—洋俯冲带(图5-a)，为一个大洋板片俯冲到另一个大洋板片之下，产生大洋弧火山作用，例如西太平洋边缘的马里亚纳群岛；另一种是洋—陆俯冲带(图5-b)，为大洋板片俯冲到大陆之下，产生大陆弧火山岩，例如东太平洋边缘的安第斯山脉。大陆俯冲带也可以分成两种：一种是大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下，例如三叠纪华南陆块俯冲到华北陆块之下，形成的大别—苏鲁造山带(图5c)；另一种是大陆岩石圈俯冲到大陆边缘弧地体，例如新生代印度陆块俯冲到亚洲大陆边缘弧之下，在南亚所形成的喜马拉雅造山带(图5-d)。大洋俯冲带广泛发育弧火山作用，大陆俯冲带则不太发育。另一方面，大陆俯冲带发育有超高压变质岩带，但是在大洋俯冲带相对缺乏高压变质岩在大陆和大洋俯冲带都很常见。一旦板块俯冲到地幔深度，在俯冲板片和上覆地壳之间就形成了地幔楔。地幔楔的上部由岩石圈地幔组成，下部由软流圈地幔组成，总体呈三角形产状，在成分上有所变化，具体取决于上覆岩石圈的性质[30]。

图5 环太平洋和亚洲地区大洋和大陆俯冲带分类示意图[30]

所谓俯冲隧道是指俯冲板片与上覆板块相互作用的边界，也是深部超高压流体活动循环和变质岩折返的通道。由于表壳岩相对地幔岩密度低，浮力可导致超高压变质岩以构造岩片的形式迅速折返上升；而且隧道的上边界为拆离断层，下边界为逆冲断层，隧道内的隧道流，俯冲到一定深度的陆壳物质快速折返；以及俯冲板片后撤原因，无疑会提供了超高压变质岩折返的空间[3]。由于大陆俯冲隧道的温度，显著低于大洋俯冲隧道，所以大陆俯冲带超高压变质岩在地幔深度形成后得以保存，没有完全被熔融。它们在地表有明显差异：大洋俯冲隧道在地表一般表现为构造增生楔，随着俯冲深度增加，在冷俯冲带之上发育有火山弧，为俯冲板片析出流体交代地幔楔橄榄岩，引发部分熔融形成低温高压蓝片岩—榴辉岩相变质岩,在热俯冲带之上则少见火山弧，形成高温低压角闪岩—麻粒岩相变质岩，在增生楔中会出现高角闪岩相变质乃至混合岩化，总体温度是由冷变热的趋势；而大陆俯冲隧道在地表一般表现为构造增生楔,随着俯冲深度增加，形成低温、高压蓝片岩相至榴辉岩相岩石组合到中温超高压榴辉岩相变质岩，指示大陆俯冲带具有低的温度结构。因此，大陆俯冲带之上缺乏火山弧，属于冷俯冲带，但是在大陆板片俯冲进入地幔的过程中，陆壳表层岩石同样受到逐渐增加的温度—压力—应力的作用，发生变质、变形和脱水熔融，结果对上覆地幔楔岩石发生不同程度的交代蚀变[30]。

2.2 地幔热柱：以上涌形式自下而上穿越幔壳

自从Morgan(1971)提出热点假说以来，多数专家认为地幔热柱起源于核—幔边界[31]。Hofman(1982)提出俯冲到核—幔边界的大洋岩石圈，经过长时间的演化后，其中一小部分会以地幔热柱的形式折返到地表，形成洋岛玄武岩，并与俯冲带一起构成了全地幔对流的完整回路[32]。

对于地幔热柱的成因还存在争议，主要包括：高温异常、富易熔物质的地幔源区、富挥发分的地幔源区、以及大规模快速减压，由于高温导致矿物密度降低等不同见解，地震层析成像资料表明，热点对应于上地幔连续的低速异常，而来自核—幔边界的低速异常代表了地幔柱。因此，在浮力的作用下，相对低密度的地幔热柱，可自下而上的穿越层圈结构[3]。

20世纪末Maruyama(1994)就提出板块俯冲消减和重力拆沉形成冷地幔柱(cold plume)，而核—幔边界物质上涌形成热地幔柱(hot plume)。冷、热地幔柱的运动是地幔中物质运动的主要形式，构成地球深部物质大循环[33]。显然地幔柱的运移即可上升亦可沉降，除了宇宙其它星球运移也有一定影响(包括冲击作用)，主要是热能和动能的内因起着决定性因素，如地球的内核温度高达6 000℃，幔核边界D″层温度约达3 000℃，素有“热库”之称(图6-a)：约前中生代，在太平洋洋中脊形成上升的“超级地(热)幔柱”，按开合旋回原理，相应在欧亚板块的中国东部大陆形成“冷幔柱”(冷盆)(图6-b)；从固体内核6 371～4 703 km为内能释放带，大约2 900 km为内能转换带，亦称其为D″层，该区间即外核，其磁流体动力湍流(不对称流动)流速约20 km/yt，可视为“发电机”供给运移能量，大约1 000 km(984 km)为熔融下地幔，可视为“发动机”[34-35](大多文献将410～660 km为上下地幔的过渡带或转换带)，推动来自核—幔边界的熔(岩)浆，向浅部构造破裂带—低密度的地壳方位运移，形成基性(玄武岩)或酸性(花岗岩)的大火成岩省(LIP)。

在核幔边界条件下，由于高温熔融作用，密度差异会导致矿物分离，密度小的钙钛矿和斯石英上浮。因此，在地表返回的斯石英可以解释地幔热柱头巨大的熔融能力，钙钛矿则是地幔中微量元素的主要载体，可以解释地幔柱的成分特征[36]。

3 D″层：地幔热柱构造的“发源地”，板块俯冲带的“墓地”

D″层为地核外核与下地幔间的热化学边界，出现于核—幔界面之上200～300 km范围内，主要由一种新的高密度矿物——后钙钛矿(Post-Perovskite，以下简称为PPv)组成。而下地幔的矿物成分主要由硅酸铁镁((Mg，Fe)SiO3)、钙钛矿(Pv)、镁方铁矿和PPv组成，还有少量硅酸钙(CaSiO3)pv和刚玉(Al2O3)。该相态下的岩石，亦被称为布里基曼石。D″层的化学组成与上方的下地幔相同，但矿物晶体结构与成分不同，高温高圧环境中，布里基曼石逐渐由Pv结构相变为PPv结构。这一相变被认为与D″层组成成分相关[37]。D″层相变转换边界的克拉伯龙斜率为6 MPa/K或8～9.6 MPa/K。热边界层的形成导致下地幔地温梯度较陡，在其底部地温梯度较陡的地方，PPv可以再相变回Pv，近于绝热的低地温曲线穿过Pv-PPv相边界。高压实验和理论计算相结合发现，硅酸镁布里基曼石在约120 GPa和2 400 K(约2 650 km深度)发生由Pv结构向PPv结构的相变。理论和实验结果均表明，在硅酸镁—硅酸铁体系中，Pv和PPv可在较宽的压力范围共存，在可能的铁含量条件下(10 mol%的硅酸铁)相当于>300 km厚的区域。因此有人认为D″层是一个混相区，而D″层不连续面处剪切波的突变则是化学成因[38]。

由于地震层析分辨率的提升，揭示了D″层发育快速和慢速异常区，而且局部存在孤立的超低速带(Ultra Low Velocity Zones，以下简称ULVZs)[39]，其厚度一般在 5～60 km之间，横向尺度约200 km，非均匀演化，向周围侧向蠕动，可能与核—幔之间的化学反应或者部分熔融有关[40]，常可代表地球最深部的岩浆房[41]。

D″为地幔深部(～2 900 km)的热化学异常区，形成的大剪切波低速省(Large Low Shear Wave Velocity Provinces，以下简称 LLSVPs)。地震层析成像表明，全球核—幔边界之间主要分布两个LLSVPs，分别位于非洲和太平洋的下方。

在太平洋洋中脊下方LLSVPs的核—幔边界上，普遍发现地震波速显著降低的斑块[39]即ULVZs，其Vp异常比Vs弱很多，横向延伸约250～800 km，发育在LLSVPs的孔洞内，可以解释为不同化学成分的岩堆(边缘包含ULVZs)正在汇聚，可能是引发罕见的大型地幔热柱形成。

而在环太平洋板块的边缘下方，发育核幔边界的不连续界面D″层起伏，普遍分布与俯冲板块相关的高速异常体，这些冷板块，因受到Pv-PPv相变过程影响，LLSVPs、ULVZs与夏威夷等地相对应。在中太平洋热点火山下方，D″层显示各向异性 ULVZs 可能是地幔柱成因标志。而在非洲南部—南大西洋下方，地幔深部发育大尺度的低速异常体，并向上进入下地幔内[39]。研究认为非洲超级地幔热柱分布范围约2 000 km宽,从南半球的Shona(肖娜)和Bouvet(布维)火山岩区向北延伸到阿法尔地区，长约7 000 km[43]，呈连续的高温异常体穿过整个地幔，垂向上向南倾斜分布。再如，在中美洲地幔底部出现高速异常体、局部分布的ULVZs可能与地幔热柱形成和强烈的各向异性相关。中美洲下方D″层的顶部不连续面，在横向很小尺度上形成～100 km的起伏，这种起伏与化学成分变化或者俯冲板块弯曲引起的强烈温度变化相关[38]。

D″层热能主要来源于该层的核裂变热、PPv向Pv相变所释放热以及地核传导热。核—幔边界向下地幔低温区非均匀热传导，主要集中于热化学边界层，并向整个俯冲板片岩堆内传递，LLSVPs和ULVZs可能成为富集不相容元素的地球化学储库。

很显然，D″层热化学堆边缘区，有利于产生间歇性活动的大型地幔热柱，应视为地幔柱的发源地。另一方面，核—幔边界附近的俯冲板片，逐渐堆积形成板片墓地[44]，在该过程中，低温再循环大洋岩石圈(包括变形变质的玄武质岩片)横向流动，并经历加热升温。核—幔边界与热边界层交汇的凹面，以及热化学堆陡立的热边界层，均是致密玄武质岩片从橄榄岩之间物理分离的最有利场所。在低温地幔流中，与橄榄质组合相比，当褶皱或被肢解的玄武质岩片处于PPv相区时，在给定的温度和压力下，发生PPv-Pv转变和硅相转变(CaCl2-结构向αPbO2-结构转变)。另外，相变后玄武质仍保持较高的密度,有利于加剧玄武质和橄榄质成分之间密度分异[45](图7)。

图7 热化学堆边缘幔柱生成带示意图[45]

图7表示对地震—地层柱状图的不同解释方案，核—幔界面之上为ULVZs，中部和右侧为低温再循环大洋板片，虚线表示橄榄质和玄武质内部Pv-PPv 间分界线。图a顶部S波减速界面代表热化学堆顶界，其他的两个界面分别为两次穿越玄武质内的Pv反应生成PPv反应界线。图b中热化学堆较厚，并假设玄武岩/橄榄岩的体积比低于图a。顶部不连续界面解释为玄武质中Pv+CaCl2反应生成PPv+αPbO2[23]。

简言之，D″层的存在及其活动，驱动了全球地幔对流，其空间亦和俯冲板片的墓地有密切联系。从全球空间上两个最大的对峙分布LLSVPs阐明，是地球扭动主控因素，亦和上、下双层地幔对流作用密切相关，是形成地幔上升流的主要原因，它又与俯冲板片有着成生联系，两者共同造成大洋岩石圈的物质循环过程。在地幔底部高密度、高温、高压的异常区，形成部分熔融成因的低速带。由于地球物理、高温高压实验等方面的制约，目前对ULVZs的化学成分尚有待进一步研究，但冰岛等地下方的探测表明，地幔热柱根植于ULVZs之中[38]。

4 板块俯冲带与地幔热柱构造相互驱动作用

全球地震层析结果显示，下地幔从浅层到底层，展示出了板块俯冲—碰撞边界(特提斯造山带、东太平洋、西南太平洋)，向超级地幔热柱格局转换。在亚洲大陆之下，从高速层分布可识别出太平洋、鄂霍茨克、特提斯等俯冲板片[46]，在地幔过渡带停滞和堆积，形成巨型冷幔柱，驱动亚洲不同陆块和地体聚合。一般认为：因矿物相变和温度变化所引起的低速层，为上、下地幔的分层(地幔过渡带410～660 km)，其顶部是由部分熔融物质形成，造成黏度变化分层，这一界面成为岩石圈板片插入下地幔的重要屏障[47]，不仅造成俯冲板片运动停滞和形态弯曲，还可能阻挡来自D″层的地幔柱上涌[23]。

在垂向上。深俯冲板片分隔地幔对流，使上地幔对流速度变缓，相对增强了岩石圈板片的俯冲强度，制约岩石圈板块运动，促使板片具有抛锚状的停滞效应[48]。再者，因板块运动是以动能形式，消耗地球内核放射热，不仅影响软流圈对流，还可以促进板片持续穿透下地幔，乃至直达核—幔边界(2 900 km深处)D″层，无疑会使热力学和流变过程更加复杂，同时也补给和激发了超级地幔热柱物源的聚集，所以可认为板片深部俯冲与地幔热柱上隆，存在着千丝万缕的联系。

显而易见，在低温的大洋岩石圈板片俯冲过程中，持续累积富集了不相容元素岩石圈物质。由于地幔层状对流是地球内部物质和能量传输的重要因素，它能驱动岩石圈板块运动，以及超深俯冲板片穿越地球圈层、经壳幔过渡(转换)带至D″层，形成板块墓地(大洋岩石圈)或“隐蔽陆地”。因后钙钛矿(PPv)相变造成核—幔边界上的地球化学不均一性[49]。首当其冲的是对地核表面的物质激发热流循环，并引起热扰动和热物质上涌，故而触发产生地幔热柱[50]。一般认为地幔热柱“源地”形成于板块“墓地”内侧，受高温热异常(3 000℃超低速带)影响，通过部分熔融下沉铁氧化物，补充地幔物质形成金伯利熔体[51]。

图8的左图为地幔热柱构造与板块构造的(a和b)对比，主要阐明两者皆和D＂层供给热能和动能密切相关。右图是沿赤道方向构造断面(c)，在非洲(Tuzo)和太平洋(Jason)下方，下地幔出现两个对跖的LLSVPs，分别对应残余大地水准面升高的区域(红色虚线)。660 km深处界面和PPv稳定区范围以细线表示，Tuzo和Jason上方细箭头表示残余大地水准面的形成主要与这些高温致密地幔构造的上浮和涌动相关(图中的 ULVZs进行了夸大处理)[38]。

图8 地幔热柱上涌与板块俯冲带对比(a和b)[36]及沿构造赤道建立构造断面图[52]

概括地讲，如图9[38]所示：当相对低温的板片(蓝色)，呈高速异常体，俯冲至岩石圈地幔之中，将受到地幔转换带(410～660 km)的“屏障”或“阻挡”过程，使板片外形发生弯曲，受控于混合层状地幔对流高温及动力的制约，构成俯冲板片自上而下的穿越，直达核—幔边界D″层(橙色)；而地幔柱是产于D″层(红色)，携带相对富集不相容物质，常沿构造脆弱地带(如洋中脊、毕鸟奥夫带或深大断裂带)，自下而上的穿越地球层圈构造，在其边缘和顶部形成“大型剪切波低速区LLSVPS(亦可视为超级地幔柱)”和超依速带ULVZS，如淤积在地幔转换带内，经演化成为亚热幔柱或幔枝构造(图9)。

板片外形发生弯曲，受控于混合层状地幔对流高温及动力的制约，构成俯冲板片自上而下的穿越，直达核—幔边界D″层(橙色)；而地幔柱是产于D″层(红色)，携带相对富集不相容物质，常沿构造脆弱地带(如洋中脊、毕鸟奥夫带或深大断裂带)，自下而上的穿越地球层圈构造，在其边缘和顶部形成“大型剪切波低速区LLSVPS(亦可视为超级地幔柱)”和超依速带ULVZS，如淤积在地幔转换带内，经演化成为亚热幔柱或幔枝构造(图9)。

图9 地幔热柱上涌与板块构造俯冲成因模式图([38]修改)

5 穿越层圈构造是研究成矿(藏)作用的重要途径

从国内外大型或超大型金属矿床与油气田的稳定同位素和包裹体研究成果业己证实：金属矿床矿质的来源，除部分萃取自含矿围岩成分之外，主要来自外地核；而石油和天然气所谓的“二元论”，亦已科学论证其中主要为甲烷，既有来自有机质干酪根(即地壳的烃源岩)，又有来自地球深部的无机质。所以在石油和天然气中，含有铍、锆、铌、镉、铟、锡、锑、碲、铪、钨、铼、金、铊、铋、钍等17个元素，一般在沉积的烃源岩(泥岩或页岩)中不含这些成分，其中特别是铼(Re)，只有在地核中赋存[53-55]。再如地热资源的成因问题，由于国外所谓“干热岩”论点盛行，自21世纪以来，国内地学界经勘查实践和研究，越来越多主张热源是与地幔楔具有成生联系，究其根源也就是与板块俯冲和地幔热柱上隆有关。

从地球动力学来分析：地球从地核至地表之间存在着高达6 000℃的温度差，还有压力差、粘度差等因素，再加上核—幔边界外地核的液态，与下地幔底部塑性态的接触，及其核—幔间转速的不同，导致往往从D＂形成地幔热柱。从地球层圈结构来分析，地幔热柱起源于核—幔界面，以多级演化的形式通过亚热柱—幔枝构造直达地表，并转变为近水平向外拆离的离散构造岩片，直达板块俯冲带，并在此转变为沿板块俯冲带，以一定的俯冲角度向深部俯冲，并一直堆叠到核—幔界面，也可能再次被加温熔融，加入新一轮地幔热柱的循环。

从地幔热柱形成与演化的构造环境来看，地幔热柱多起源于核—幔界面，以多级演化的形式向上涌动，并可直达地表，它可以形成在大洋地壳上，也可形成在大陆地壳上，亦可以形成在洋壳—陆壳接触带上。然后在热动力推动和俯冲带的牵引作用下，转变为水平运动，向外围不断拆离。而当拆离板片被卷入到板块构造俯冲带时，又一次转入板块构造俯冲地块，进入新的运动旋回。很显然，地幔热柱多级演化是热物质流上涌作用，板块俯冲带则是冷地块垂向下沉作用，将其与地表水平运动板块和沉入地幔底部的物质呈水平拆离联系起来，就构成了地球冷—热物质以地幔热柱形式上涌和以板片俯冲形式下插的形式表现出来，形成典型的地球物质四维运动状态(图10)。

1-第四系; 2-白垩系火山岩；3-基底变质岩系；4-花岗岩；5-二长花岗岩；6-花岗闪长岩；7-辉石闪长岩；8-地幔亚热柱侵入体；9-下地壳拆沉岩块；10-地幔岩；11-酸性岩脉；12-中基性岩脉；13-基性岩脉；14-拆离带或铲状断裂；15-壳间拆离带；16-剪切带；17-大气降水；18-深源上升流体；19-焦家式金矿；20-玲珑式金矿

地球在其演化历史中，一是受重力分异作用控制，重元素下沉，轻元素上浮，并逐渐分化出核、幔、壳结构；二是由于地球存在着巨大的内、外温度差、压力差、粘度差等，导致垂向热、冷地幔柱的产生。核—幔中某些金属元素就可以气态的形式，通过地幔热柱多级演化呈反重力向上迁移，在幔枝构造有利的构造扩容带中聚集成矿。理论上指明了新的找矿方向。

研究板块构造是以水平运动为主，地幔热柱构造是以垂向运动为主，它们各有：自上而下和自下而上的穿越层圈构造动能。确切地讲，深部矿质来源是与核—幔界限的D＂层存在密不可分的联系。所以在找矿和科研实践中，如同时运用板块构造与地幔热柱研究相结合的科学思维，无疑会起到事半功倍和迎刃而解的作用，不仅丰富了区域成矿学新的内涵，而且有助于查明对固体矿床、油气田及地热资源的赋存规律，起到“攻深找盲＂有效捷径。

通常在汇聚板块的边界，大洋岩石圈板片俯冲至地幔过渡带，经下地幔乃至核幔边界，同样在大陆内部板片碰撞俯冲至深部150～300 km，常形成超高压变质岩(带)，再经地幔热柱上隆将深部高温高压物质快速折返到地表浅部促进成矿(藏)作用。正如Das等(2017)在印度河—雅鲁藏布江的缝合带Nidar蛇绿岩中，发现了金刚石、石墨、C-H和H2流体包裹体，证明是来自壳—幔过渡带的上升地幔流[56]。再如，杨经绥等(2015)在西藏、俄罗斯乌拉尔、阿巴尼亚、土耳其和缅甸等地蛇绿岩套的地幔岩和铬铁矿中，发现大量微粒金刚石、柯石英(斯石英假象)、氮化硼等超高压矿物和碳化硅等强还原矿物组合[57]，以及来自大陆地壳的矿物[58]，证明俯冲板片曾携带壳源物质至过渡带(>410 km)，然后通过地幔柱活动再循环后返携至浅部地表，均是典型的实例。

6 结论

20世纪末期，自提出板块超深俯冲和超地幔热柱的全球新构造模型，与传统板块构造提出的地幔对流观念大相径庭。这一研究地球动力学的新思路，体现了地球内部物质的重新分异、调整、运移、组合与能量的交换，对全球深部过程和大陆构造的成山、成盆、成岩、成矿、成藏和成灾等极其复杂的地质现象，将起到迎刃而解的作用。

研究板块俯冲带和地幔热柱的活动轨迹，不仅提供了穿越层圈的物质和能量交换的通道，也驱动了对地球宜居性至关重要的水循环和碳循环，是研究地球深部物质组成和动力学演化的重要窗口[3]，对当今新时代实施地质“攻深找盲”的深部找矿方针和区域预测远景成矿，提供坚实的理论基础。亦是华北克拉通中、新生代岩石圈减薄与破坏的主要控制因素。

诚然，核幔边界(即D″层)既是高速深俯冲异常板片的“墓地”，又是低速异常体(超地幔柱)的发源地，这一新论点揭示了板块下的地幔运动是研究岩石圈板块运动之根本[60]。研究板块下的构造必将从岩石圈动力学拓展到地幔动力学，无疑对发展板块构造理论、区域成矿学、流变学、大陆构造学和高温高压试验等新型地球科学将赋予新的内涵，使其逐渐成为地球系统科学。