8.4地壳的形成和演化

8.4 地壳的形成和演化

8.4.1 原始地壳和大陆地壳

　　什么是原始地壳？它是指地球上主要由岩浆作用生成的最初的固态表面。在地球增生吸积过程中，有过坚硬的地球表面，因为它们的成分和地幔没有区别，不能视为原始地壳。关于原始地壳的形成过程，目前还没有一致的认识。有人认为地球早期地表存在过熔融状态的玄武质岩浆海，玄武质岩浆海结晶分异便形成了最早的硅铝质地壳。也有人认为地球早期不可能存在玄武质岩浆海，地壳是通过局部地区的多次部分熔融发展起来的。原始地壳的成分主要取决于岩浆源区的成分，岩浆熔融程度、以及岩浆分异的程度和种类。

　　原始地壳的遗留物至今没有找到，或没有被认识到，因而它的确切形成时间、厚度和成分仍然是推测性的。不过原始地壳是由原始地球（或地幔）物质由于热积累而导致熔融、产生岩浆喷发并冷凝而形成这一点上是无疑的。因此没有地幔的演化就不会形成地壳。

　　根据现有的资料，陨石的Rb-Sr 等时年龄和U-Th-Pb 年龄都在46 亿年左右，月球的年龄也是46±1 亿年，而地球是由陨石吸积生成，或者与陨石母体同时形成，因此地球的年龄也是46 亿年。地球上火山岩和矿石铅的模式年龄也表明地球是在46 亿年前后形成的。

　　但是，原始地壳的形成时间，它比地球年龄究竟晚多少，目前仍无定论。因为要测定原始地壳或最古老的地壳年龄并非一件易事。地质历史上多次重复的各种变质作用，已使大部分最古老的地壳消失，它们的同位素信息就全部或部份地发生变化，所以寻找最古老的原始地壳残留仍是一项任务。

　　目前，在大陆的太古代地盾区，如西格陵兰、南非、西澳、北美及波罗的海等地，已发现了大于30 亿年的古老地壳。根据U-Pb 和Sm-Nd 法测得的最古老岩石年龄为38 亿年。康普斯顿（Compston.w）应用离子探针测得西澳太古代地块中极少量锆石的年龄为42 亿年，但其普通的U-Pb 年龄仍不超过36 亿年，因此这42 亿年最古老的年龄信息究竟代表什么地质意义还不清楚。中国冀东迁西曹庄组的暗色残留体用Sm-Nd 法测35 亿年的等时年龄，但这些岩石的U-Pb 和Rb-Sr 年龄主要集中于25 亿年。单颗粒锆石年龄也未达到35亿年，所以35 亿年的意义也不清楚。一些太古代深变质岩比最古老的绿岩带年龄还要老，铅同位素的模式年龄表明大约在40 亿年前就可能分异出不同U/Pb 比的地区。这种分异可能和地壳形成有关，因此，可以推测最古老的原始地壳在38—40 亿年前就已出现。

　　同位素地质年龄大于25 亿年的大陆各太古代地质在全球分布很广，中国

的东北、华北、华南以及杨子地区都有分布，估计不超过全球大陆面积的5

％。但Nd，Sr，Pb 同位素的初始值与模式年龄资料表明，许多地方的年青地

壳是古老地壳重熔的产物。据估计，相当数量的大陆地壳在太古代时便已形

成。

大陆地壳岩石的年龄至少在38 亿年前，大洋地壳岩石年龄还未发现有超

过2 亿年的，也就是说，现代的大洋地壳，只有中生代以来的发展历史。那

么古生代以前的大洋地壳到那里去了呢？这问题板块构造给出了正确的答

复。板块构造理论认为，大洋地壳一方面通过洋脊不断生长，一方面通过俯冲不断消亡，构成一个地壳和地幔相互作用的循环系统。因此，大于2 亿年

的大洋地壳，由于大洋板块在俯冲过程中的再熔作用而消失，或返回地幔。

只在大陆的某些地区保存了少量的古大洋地壳碎块。如南非Barberton 绿岩

带双模式绿岩，被认为是35 亿年前大洋地壳碎块，地中海塞浦路斯岛上的蛇

绿岩带，是中生代大洋地壳的碎块。

8.4.2 地壳的增生和再造

尽管太古代陆核的分布面积有限，但人们相信，大约有50％以上（或更

多）的地壳应该在太古代时就形成了。关于陆壳的生长方式，目前有三种模

式（图8.7）。第一种模式认为，大部分陆壳在30 亿年前便形成。30 亿年以

后的任何地壳生长都是由早期地壳经过由对流的上地幔循环而实现的。第二

种模式认为大陆地壳呈线性生长，并且硅铝质地壳只在地壳范围内进行再循

环。按这一模式，太古代时期50％的陆壳已经形成。第三种模式认为陆壳生

长速率随时间演化而呈指数状增加。该模式认为，现在分布的地壳岩石年龄，

反映了特定时期从地幔中产生的新地壳实际数量，经过地幔再循环的地壳物

质也归为新地壳。上述三种大陆地壳生长模式，各自有它合理、正确的一面，

但也存在着与事实相抵触，不能解释的另一面。模式中对地壳的概念亦有所

不同。

实验地球化学和同位素资料表明地壳的形成必须经过玄武质阶段。地幔

物质直接部分熔融不能立即生长长英质地壳，只不过从玄武质阶段到长英质

阶段的时间间隔不长。而地球早期从地幔经玄武质阶段而派生的硅铝质地壳

主要是英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩，即所谓的TTG 组合。它主要

出现在大陆太古代地盾、现代岛弧俯冲带和大陆边缘（如美国西海岸和西藏

冈底斯岩带）。这些岩石的地球化学特性和岛弧火山岩系相似，属于钙—碱

性岩系。它们有高的锶含量（200—1500ppm），K/Rb 比值在200—400，

Al2O3/TiO220—30，Rb，Sr 含量正相关，稀土配分无铕异常。这些特征表明

它们不可能是地壳重熔的产物。太古代的英云闪长岩的Nd，Sr 同位素初始值

落在地幔增长线（Rb/Sr≈0.3）上，而中生代以来的英云闪长岩、花岗闪长

岩，其87Sr/86Sr 初始值落在0.703～0.708 之间，与岛弧火山岩一致。它们

的Nd-Sr 同位素组成大部分落在第四象限，也表现为地幔倾向的反相关。这

些岩石习惯上称为Ⅰ型花岗岩，它们较高的锶同位素比值表明，其组份中包

含有地幔俯冲过程所带入的地壳物质。

地壳重熔岩石主要为花岗质岩石。地壳重熔一般发生在太古代以后。这

些重熔花岗岩具有如下特征：高的Si，K，Rb 含量，低Sr 和其它中等不相容

元素（Ti，V，Zr，P）含量。K/Rb 值小于200，Al2O3/TiO2 大于30，Nb，Ta

含量随K/Rb 比的下降而增加，Rb 和Sr 含量呈反相关或无相关性。稀土配分

具有Eu 的负异常。古老岩石的锶同位素初始值一般均高于地幔演化线，中生

代以来地槽区的重熔花岗岩的锶初始值一般最低为0.706，向上可变化至很

高，喜马拉雅地区可达0.748 以上，而其εNd 值近于-10，无明显变化，因

此Nd～Sr 同位素之间没有反相关性。锶同位素初始值和重力布伽异常之间存

在着反相关性，如日本岛弧地区。古老地质区重熔花岗岩锶同位素初始值可

以很低，在0.704—0.706 左右，这些岩石区别于Ⅰ型花岗岩的主要特征是具有很低的εNd 值（约-20～-30），它们的铅同位素组成相应也偏低。

根据中国大陆矿石铅同位素资料，应用二阶段壳幔混合模式计算所得的

中国大陆壳幔分异时间发生在很长一段时间范围内（40～14 亿年），并在33～

34，26，16～17 亿年时间出现地壳形成的高峰，大约有70％的地壳应是在太

古代形成的。这与中国大陆分布区岩石的实测年龄数据的频率分布存在明显

的差异，说明中国陆壳的重熔和改造是很强烈的。

在正常的大陆地壳下，地壳底部的温度很少能超过500—600℃，不可能

造成地壳的重熔。只有在以下一些情况下才有可能使地壳发生重熔：

1）在板块俯冲带，俯冲板块把上复的沉积物带入大陆地壳之下，造成K，

U，Th 的不断富集，使地热增温率不断升高。同时俯冲带之上的火山岩的喷

发和深成岩的侵入，加热了周围的地壳物质，因此在俯冲过程的晚期就有可

能产生地壳重熔型花岗岩。如日本岛弧和安第斯山地区都有这类花岗岩。

2）在深断裂地区，当发生深断裂时，由于压力下降，使岩石圈底部岩石

的干熔融温度下降，产生了基性岩浆或者软流圈物质的上升，地幔底劈产生

的基性岩浆的上升会引起地壳的重熔，在中国南岭地区可以见到与深断裂有

关的重熔花岗岩的侵入。

3）在大陆板块的会聚边界，由于大陆板块的碰撞，使地壳受挤压，长度

缩短，通过一系列的逆冲断层和褶皱运动，使地壳不断增厚。这时地壳的放

射能便大大增加，温度梯度不断增加，从而引起地壳重熔。如青藏高原、印

度大陆与欧亚大陆的碰撞，使地壳厚度增加一倍（达70km），使地壳的上部

和下部都具有形成花岗岩的温压条件，从而形成了许多典型的重熔型花岗

岩。

大陆会聚造成的地壳重熔花岗岩主要形成于印度和欧亚板块碰撞缝合以

后（40ma），北美与欧洲的加里东、海西期重熔花岗岩与北美和欧亚大陆的

分合密切有关，加里东期正是欧州大陆与北美大陆会聚的时间。而在印度、

澳洲、非洲和南极板块上分布的印度洋旋回的花岗岩（87Sr/86Sr～0.710 以

上），也属重熔型的，其形成时间（500ma）正好与冈瓦纳古大陆最初汇聚形

成的时间相一致。

4）由于大陆漂移作用，当大陆地壳位移到大洋地幔之上时，大陆地壳的

高放射性生热元素加上大的海洋地幔热流，使其地表热流可达到1—2HFU，

这时就有可能使地壳下部因热聚集而达到重熔温度。很多大面积的花岗岩浆

活动，可能迭加了这种作用的影响。如中国东南部的大面积花岗岩侵入活动，

很少有英云闪长岩和花岗闪长岩系列的增生地壳，也没有明显的地壳增厚现

象，就可能和地幔热流的增加有关。

8.4.3 地壳与地幔的物质交换

地壳与上地幔的演化不是单一的从地幔物质到地壳物质的化学分异，而

是存在着壳幔物质相互作用和交换的复杂过程。太古代形成的地壳主要由英

云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和呈带状分布的玄武岩成分的绿岩系组

成，同时有大量的含铁沉积建造，因此那时的地壳是偏中性和富含铁的。而

现在的地壳则主要由偏酸性的花岗质岩石组成。这表明地壳物质在向酸性组

份方向演化，并由地幔不断地分异出新的地壳物质。这一过程古往今来，经

久不息。

现代板块运动的模式对地壳、地幔的物质交换、混合和相互作用过程提供了很好的证据。地球上各大洋中脊地区不断地喷发出拉斑玄武岩，并将两

侧已冷凝的玄武岩不断向外推开，造成海底扩张。K-Ar 年龄和古地磁资料表

明，这种扩张速度约为2～10cm/年。大洋中脊拉斑玄武岩是海洋地幔软流层

物质部分熔融的产物，它的同位素组成和大离子亲石元素的比值直接代表了

软流圈的特征。已经提过，大洋中脊玄武岩的87Sr/86Sr 和207Pb/204Pb 是所

有火山岩中最低的，143Nd/144Nd 则是最高的。微量元素资料表明，和原始地

幔相比，软流圈地幔亏损了50％以上的大离子亲石元素。这种玄武岩长期浸

泡在海水中，便发生水岩物质的相互作用，海水中的K，U，Rb，Sr 等进入洋

壳，使洋壳玄武岩产生蚀变。因为大洋中Sr 浓度约为8ppm，其87Sr/86Sr～

0.7095，海水锶的加入使得蚀变洋壳的锶同位素组成明显增高。相比之下，

海水中Nd 的浓度仅约3×10-5ppm，因此蚀变洋壳的钕同位素组成不发生变

化。当这种扩张的海洋板块到达陆块与大洋板块的会聚边界时，由于大洋板

块比重大于陆块，蚀变的海洋板块连同上复的沉积物就会插入陆块之下，俯

冲的大洋板块可以一直到达软流圈的底部。由于温度和压力的增加，俯冲板

块将依次发生从绿片岩相到角闪岩相、再到榴辉岩相的变质作用。由于温度

的升高使板块发生脱水作用，有以下反应产生：

水份分离后加入到上复的地幔楔子中，使地幔楔子的熔融温度下降。与此同

时，海洋沉积物和海水所携带的大离子亲石元素（K，U，Th，Rb，P 等）连

同水一起形成交代热液也进入地幔楔子，形成含角闪石、钛铁角闪石、金云

母、透辉石以及磷灰石等富含微量元素的地幔交代脉。随着俯冲带的加深，

地幔交代作用发育也就愈完全，大离子亲石元素向上富集也愈明显。另外，

俯冲板块由于有高的水压和氧逸度，使得许多矿物如锆石、钛铁矿、榍石、

磷灰石、石榴石等处于更稳定状态，而被带到地幔的更深部位，使得榴辉岩

相的板块要更富Ti，Zr，Nb，Y 等元素。

上述富含交代脉的辉石橄榄岩与榴辉岩在地幔中再发生部分熔融，便形

成了岛弧地区和大陆边缘的钙碱性岩浆系列，在靠近深海沟一侧主要形成拉

斑玄武岩。由于俯冲板块中的钛被带到更深的地方，所以这些玄武岩都是低

钛玄武岩。而在岛弧和大陆边缘一侧则形成高铝玄武岩和碱性玄武岩，从日

本岛弧到中国大陆东部边缘，就可以看到这种情况。由于岛弧岩浆系列中K，

Rb 等大离子亲石元素随板块俯冲深度加大而增加，Condie 根据这一规律提出

了用K2O 含量（经SiO2=60％标定后的量）来判断俯冲带深度的经验公式：

H（km）=89.3（K2O）60-14.3（r=0.82）

这个经验公式的精度大约为30％左右，如果能确认其岛弧环境，利用这个公

式还可用来估算古俯冲带的深度。

经过部分熔融提取岩浆、并亏损大离子亲石元素的残留板块，由于地幔

对流作用又可返回大洋底部，与大洋软流圈物质混合。这些物质又成为大洋

中脊玄武岩的岩浆源区，使得海洋软流圈和洋脊玄武岩越来越亏损大离子亲

石元素，这一过程就是地壳和地幔物质相互作用的再循环过程。图8.8 表示

了这一地球化学循环过程的示意。

应用同位素示踪的方法可以清楚地显示这一物质交换过程。海水锶的带

入造成岛弧火山岩87Sr/86Sr 高于洋脊玄武岩，而其148Nd/144Nd 没有明显变

化，这种情况可以反映在Nd-Sr 相关图上（图8.9）。图中岛弧火山岩是新

布里特恩、马利亚纳和斯科歇地区。由于Sr 同位素的变化，使它们在水平方

向偏离了洋脊、洋岛和大陆火山岩的正常反相关演化线，而近于水平分布。

当岛弧火山岩中混入有大洋沉积物时，其铅同位素也会发生明显变化。如北

美阿留申岛弧和喀斯喀特山地区火山岩铅同位素值落在北太平洋，脊拉斑玄

武岩和北太平洋碎屑沉积岩之间（图8.10）。还可以利用锶同位素（如

87Sr/86Sr～1/Sr 关系）来鉴别大陆火山岩是否遭受地壳物质的加入而引起的

同位素变异，因为单纯的结晶分异不会引起同位素组成的变化。

地幔对流活动制约着板块运动，板块运动导致了地壳与地幔物质的相互

作用和交换，也造成了地壳的增生和重熔。地球内部的物理运动和它的化学

运动两者是不可分割的。一切历史上发生过的运动过程都给地球的化学体系

留下了烙印。因此我们可以通过岩石的化学体系特征，来确定地球内部物理

运动的时空关系，这就是地球化学工作者所要解决的问题。

最后还应该特别指出，引起地壳与上地幔物质演化的最基本动力是地球

的内能，尤其是放射能。可以这样认为，放射能的分布和其运移情况最终决

定了地壳与地幔的演化趋势。

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