牛树银，陈 超，张福祥，马宝军，孙爱群，张建珍

（牛树银 河北省地质学会副理事长 河北地质大学教授）

摘 要：燕山运动以来，华北东部地区发生了翻天覆地之构造转变，表现为遍及全区强烈的构造运动、大规模的岩浆活动、区域性超变质作用和大范围大规模的成矿作用。构造体制也从地块拼贴－大陆增生，转变为地幔热柱多级演化－华北盆地伸展裂陷，并大范围控制着地热的形成和展布，地形地貌亦从东部的高原转变为华北盆－山构造。构成了中心的地幔热柱和外围的一系列幔枝构造的空间有机组合，反映了燕山运动－喜马拉雅山运动强烈的幔壳活动。

关键词：幔壳运动；地幔热柱；幔枝构造；伸展构造；构造演化；成矿作用

地壳是地球的最外部圈层，地球表面所形成的地质构造格局、地球物理场异常、地球化学组分分布等主要受着地球内部物质、能量交换过程的制约。如陆地、海洋的展布，高山、盆地的形成，山川、河流的走势，抑或构造运动、地震活动、岩浆演化、变质作用，甚至于各种矿产资源的形成、灾害的发生等均受地球内部物质运动，或幔壳运动的控制，是地球内、外动力综合作用的结果（牛树银等，1995、2007；刘亮明等，1997；滕吉文，2001、2007）。

1 问题的提出

华北地区经历了多期次的幔壳运动，但总体可归纳为三大阶段：太古宙-古元古代（Ar-Pt₁）为陆壳的形成阶段；中元古代-古生代（Pt₂-Pz）为陆壳的稳定发展阶段；中生代-新生代（Mz-Kz）为强烈幔壳活动的主要阶段，强调幔壳活动区别于地壳运动的主要因素是地幔活动对地壳活动的控制和影响。

从地球圈层结构来看，地球的平均半径为6371km,其中：地壳厚度0-33 km，地幔厚度33～2700 km，地核厚度2900～6371 km，在2700～2900 km为地幔与地核之间的过渡层，其上为塑性态的下地幔，其下为液态的外地核。

从厚度来计算地壳仅是地球半径的1/193.06, 是相当薄弱或微不足道的圈层，其表层又是临空层位，因此，从物质运动状态来考虑，地幔应该是主要活动层；而地壳则由于层位很薄，加之其是地球的表层，主要表现为被动层圈，是地幔活动的被动表现。

从物质成分展布来说，铁镍等较重元素下沉形成地核，而钾钠钙镁等较轻元素则上浮形成地壳。如果按此原理计算的话，90%以上的金银铜铅锌等重元素均沉入了地核，地表则以轻元素为主要成分，但是，事实上在地壳中亦存在一些重金属的成矿带，甚至有的矿山规模很大，有的品位很高，存在某些金属元素的富矿体，这将如何解释呢？

至于成矿作用，有多种观点，最主要的是成矿物质萃取说和成矿物质深部贯入说，前者认为主要成矿物质存在于岩浆岩或变质岩岩石中，被活动流体所溶解并带入到某些活动构造之中沉淀，最终结晶成矿，形成不同规模的各种矿山；成矿物质深部贯入说则认为，成矿物质主要来自核-幔界面的“D”,通过地幔热柱-亚热柱-幔枝构造-向上迁移至地表-近地表，在断裂、节理等构造空间成矿。

2 华北东部的幔-壳演化

中-新生代是华北东部陆壳（地幔热柱多级演化）强烈活动时期，在构造运动、岩浆活动、变质作用、成矿作用、生物进化等方面均有明显的表现。

2.1 强烈的幔壳构造活动

中-新生代（Mz-Kz）经历了燕山运动和喜马拉雅运动，在我国地势上最突出的表现形式是由东高西低转变成了现今的西高东低。任纪舜等（1999）认为在晚侏罗世-白垩纪初亚州东部存在一个“宏伟的中生代高原-山脉系统”，是西太平洋古陆与古亚洲大陆碰撞造成的。邓晋福等（1999）根据中酸性火成岩的无负Eu异常特征、岩石化学成分计算、深源岩石温压计等方法推算，印支末中国东部诸陆块拼合形成统一大陆时，岩石圈厚度应该大于150～200km。认为华南广泛发育二云母花岗岩类，大别-苏鲁广泛发育碰撞型超高压变质岩类，兴蒙造山带、华北陆块北缘、吉黑造山带均发育二云母花岗岩类和某些地段已识别出蓝片岩类，均表明印支期广泛的陆－陆与陆块间的碰撞造山作用，类似于现今的青藏－喜马拉雅碰撞造山带，是陆壳与岩石圈汇聚的过程，也是造山岩石圈根与山根的形成过程。

中国的中部则为克拉通块体群，由被秦岭造山带焊接在一起的鄂尔多斯陆块和扬子大陆组成，显生宙以来一直呈现稳定的性质，并与东部造山带构成联合大陆。

联合古陆的西侧和南侧为三叠纪特提斯洋区，北侧为蒙古－鄂霍茨克洋，东部则为伊泽奈崎洋。

张旗等（2001）则根据中国东部埃达克岩的展布推断中国东部曾为高原，埃达克岩是具有特定地球化学特征的一套中酸性火山岩和侵入岩组合，其地球演化标志：SiO₂≥56%，高铝(Al₂O₃≥15%)，MgO ＜3%(很少＞6%)，贫K、Y和Yb(Na₂O/K₂O ＜2、Y≤18×10^-6、Yb≤1.9×10^-6)，Sr含量高（>400×10^-6），LREE富集，无Eu异常，或有轻微的负Eu异常，⁸⁷Sr/⁸⁶ Sr＜0.705，ε_Nd>0。中国东部类似埃达克岩的中酸性火山岩和侵入岩主要是晚侏罗－早白垩世岩浆活动的产物，包括京冀地区、燕辽、山东、辽东、辽西、北淮阳、南大别及长江中下游地区，以高钾钙碱性系列为主，少数落在橄榄玄粗岩系列和钙碱系列。主要岩石组合：喷出岩为安粗岩－粗面岩－粗面安山岩－流纹岩；侵入岩为闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩－花岗岩。与典型的埃达克岩相比较，中国东部埃达克岩更富K₂O(Na₂O/K₂O=0.9～1.3), ⁸⁷Sr/⁸⁶ Sr＞0.705，ε_Nd＜0。表明中国东部埃达克岩特征是陆相特征。推测是来自软流圈地幔玄武岩底板垫托侵入到加厚的陆壳底部，导致下地壳基性岩部分熔融形成的，其源区深度至少大于50 km，表明中国东部当时处于高原状态。

根据中国东部埃达克岩的分布及其它特征，可以确定中国东部高原的北界大体在张家口－彰武一带，可能包括整个朝鲜；南界在长江中下游之南，西界在鄂尔多斯盆地以东；东界尚不清楚。东部高原可能从三叠纪晚期开始隆起，大规模抬升约在晚侏罗世之前，而白垩纪之后开始减薄。

新生代（Kz）以来，中国东部逐渐转变为伸展构造体制，大陆地壳以伸展裂陷构造作用为主，原高原状态逐渐解体，特别是中国西南部由于印度板块的俯冲而抬升，华北东部则由于中－新生代地幔热柱强烈活动而发生裂陷，从而使中国逐渐向西高东低的地幔特征演化，地质特征上表现为：东部大陆裂谷、中部克拉通块体群、西部挤压造山带，并分别与地幔热柱、大陆（岩石圈）根、造山带山根相对应。

2.2  幔壳运动的物质表象

中生代早期中国东部大陆强烈隆升形成高原，不仅有区域性构造演化特征，而且在岩浆活动、沉积建造、变质作用等方面均有明显表现，以燕山运动的发祥地冀东北地区为例。

2.2.1 强烈的岩浆活动

燕山地区强烈的岩浆活动始于晚三叠世（190Ma），终于早白垩世末（110 Ma），既有大规模的火山喷发，又有强烈的岩浆侵入活动，而且表现为火山作用与沉积作用交替进行，仅中生代火山活动就可分出五个旋回。

2.2.2火山喷发特征

中生代火山活动主要有五期，即南大岭期、九龙山期、髫髻山期、张家口期和义县期，构成三个火山活动亚旋回。

第一亚旋回，即南大岭旋回，以早侏罗世至中侏罗世早期的南大岭火山岩和下花园火山岩为主。早期的南大岭火山岩主要为玄武岩、玄武安山岩和安山岩，局部以安山岩、安山集块熔岩、角砾熔岩为主，夹少量安山质晶屑凝灰岩，其厚度变化较大，以北京西部八大处为最厚，可达767m；晚期的下花园火山岩则以流纹质凝灰岩和火山角砾岩为主，最大厚度可达2000m以上。

第二亚旋回，为张家口亚旋回，包括中晚侏罗纪髫髻山火山岩至张家口火山岩。早期的髫髻山火山岩由灰色、紫色玄武安山岩、辉石安山岩、角闪安山岩、安山岩、英安岩及同成分的火山碎屑岩等组成。岩相复杂、厚度一般为1000～1500m，最厚可达3442m。晚期的张家口组火山岩以中酸性、酸性偏碱性喷出岩为主，发育浅肉红色、灰白色斑流岩、流纹岩、粗面岩、粗安岩及大量的流纹质凝灰岩、熔结凝灰岩和火山角砾岩为主。火山岩分布范围广，几乎遍及全区，厚度巨大，常逾数千米。

第三亚旋回，即义县亚旋回，为早白垩世义县火山岩，主体为一套中基性火山岩、火山碎屑岩，表现出下部为辉石安山岩、气孔安山岩、安山质熔凝灰岩和安山质火山角砾岩，上部出现流纹质熔结凝灰岩、流纹质火山碎屑岩，其最大厚度累计可达3000m。

全区火山活动具有明显的规律性：①各火山活动亚旋回均以基性、中基性岩喷出开始，以酸性或酸性偏碱性岩浆活动结束，总体上呈现出基性－中性－酸性(偏碱性)的完整岩浆溶化序列；②各亚旋回火山活动方式：早期以喷溢为主，多表现出裂隙式溢流，晚期演化成为中心式爆发和喷溢；③火山活动范围自早至晚有由南向北迁移的趋势；④火山活动的时限，统计结果表明。各亚旋回火山活动起始时限分别为190 Ma、160Ma、120Ma。

2.2.3岩浆侵入活动特点

与火山活动相对应，燕山地区侵入岩也可明显分为三期，每期均构成一套由中性、中酸性到酸性，甚至偏碱性岩石组成的侵入旋回。

第—期侵入体规模不大，多为中，小规模的岩体，主要岩石类型为辉长岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗岩，其同位素年龄为185～170Ma，均为本期岩浆活动产物。

第二期侵入体分布广泛，规模较大，尤以晚期酸性岩浆活动最为强烈，主要岩石类型包括石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩、二长花岗岩等。同位素年龄多为160~120Ma之间。

第三期岩浆活动多数为浅成小型侵入体，少数岩体出露面积较大，岩石类型包括闪长玢岩、石英正长斑岩、正长斑岩及花岗斑岩等。其同位素成生年龄多为120～110Ma。

     各期岩浆活动总的趋热是由偏基性向中性再向偏酸性方向演化，岩浆侵位空间由深成向浅成到超浅成方向演化，侵位强度由弱→强→弱，构成一个完整的岩浆侵入旋回。

2.2.4 复杂的沉积接触关系

据沉积旋回、地层发育特征及同位素年龄资料，燕山地区中生代自早至晚可以划分成五套沉积建造。

第一套为早中三叠世的刘家沟组、和尚沟组和二马营组，主要为紫红、灰紫色砂岩、页岩夹砾岩、泥岩。各组厚度变化较大，化石稀少，属干燥的内陆河湖环境沉积建造。

第二套为晚三叠世至中侏罗世早期的杏石口组、南大岭组、下花园组，其中下部为暗灰色、黄绿色碎屑岩、泥页岩，含煤层（线），植物化石丰富，反映了门头沟植物群的组合特征，为湿润温暖条件下河流、湖泊及沼泽环境沉积建造。上部为杂色砂岩及少量粉砂岩、页岩夹泥灰岩，其厚度变化较大，化石丰富，显示半干旱条件河流相堆积产物。

第三套为中、晚侏罗世髫髻山组、土城子组和张家口组，主体为紫红色砂砾岩、砾岩、砂岩夹粉砂岩或粘土岩透镜体。其砾石成分复杂，磨圆度较好，厚度巨大，发育不明显的交错层理，为干旱条件下典型河流相沉积建造。底部发育厚度不等的紫红色粉砂岩、砂岩等河流相堆积物。

第四套由早白垩世义县组、九佛堂组和青石垃组构成，主要岩石类型包括灰色粗砂岩、灰绿色细砂岩、粉砂岩、泥岩、泥灰岩及灰黑色油页岩，局部夹碳质泥岩及透镜状薄煤层或煤线，其厚度巨大，动植物化石丰富。反映温湿条件下的湖泊、泥炭沼泽相沉积建造。

第五套中、晚白垩世的南天门组，其分布局限，主要为紫红色厚层砂砾岩，夹交错层砂岩、粉砂岩及泥岩。总厚度不大，属干旱条件下局部小型的前陆盆地堆积产物。

从沉积特征上看，三叠系基本继承了晚古生代石炭－二叠纪以来的沉积格架，甚至直到太行山南段邯邢一带，二叠系－三叠系仍以区域性沉积建造为主，反映了较为稳定的沉积建造环境。但是侏罗系沉积物则普遍表现为断陷盆地沉积，并以角度不整合覆盖在不同时代地层之上，表明中国东部大陆自印支运动末或燕山运动初期已开始隆升，岩浆活动亦进入强烈活动时期。

2.2.5 中生代之超变质作用

中生代不仅地壳运动强烈，岩浆活动频繁，沉积建造复杂，而且也表现出区域规模的超变质作用。李红阳等(1996)对此进行了概括性的归纳，认为这种变质作用既涉及华北地块浅部盖层，亦涉及到深部结晶基底。前者如华北地区沉积盖层中发育的区域变质作用。据1：50000区域地质调查发现，北京西山南部地区，在中生代印支－燕山期盖层发生了强烈而广泛的区域性变质作用，甚至可达绿片岩相至低－中角闪岩相。印支期区域变质作用形成蓝晶石、十字石、硬绿泥石等特征变质矿物，可划分出十字石、黑云母、硬绿泥石等三个不同的变质带。在空间上，它们主要与褶叠层和顺层韧性剪切带有关。

此外，在印支运动晚期，北京西山南部地区盖层岩石发生了一次区域动力变质作用。变质相可达低绿片岩相；燕山早期发生了一次低级区域变质作用，为低压低角闪岩相－绿片岩相。甚至使燕山早期南大岭组橄榄玄武岩、辉石玄武岩等熔岩均变质为“变玄武岩”。深部结晶基底岩系的超变质作用，则表现为广泛的混合岩化、花岗岩化、糜棱岩化特征。如张宣地区发育广泛的混合岩化及钾质交代作用，胶东地区大范围的混合岩化—花岗岩均应属于此范畴。

3 华北地幔热柱的特征

地幔热柱的认识最初源于热点研究。热点的研究为地幔热柱理论的产生奠定了雄厚的研究基础(Wilson,1963; Morgan,1972; Anderson,1975;)。

尽管目前对地幔热柱的来源、性质、大小、上升速度及成因等方面尚存在着不同认识，但它是来自地球深部物质上升流是亳无争议的，也是符合客观规律的(Fukao,et al 1994; Maruyama,1994)。

根据国内外学者对地幔热柱特征的研究，对比华北东部的地质演化及构造特征，可以确定华北东部盆岭区是一典型的地幔热柱，大量深部探测资料表明，华北东部盆岭区为一强烈隆升的幔隆，并呈半球形顶冠向外扩展。在地幔热柱顶部，轻质地幔物质以基性岩墙或玄武岩浆喷溢的形式上涌，并使上部地壳增温裂陷，形成由一系列铲状断裂控制的大型断陷盆地，接受了厚近万米的新生代堆积。盆地中央残留有胶东幔枝构造和鲁西幔枝构造，属于地幔热柱上涌岩浆中央残留的无根残块，   

也是胶东金矿集中区黄金储量巨大的原因之一。

由于地幔热柱核部熔浆的不断上涌，导致地壳上部不断裂解断陷，华北东部岩石圈裂解减薄至60～80km。在华北地幔热柱的外围，软化的地幔物质则呈半球形顶冠从盆地中部向外扩展，岩石圈厚度向外很快增厚到100～120km，尤其向西、向北增厚更快。在太行山区、燕山区岩石圈厚至120～160km，形成明显的幔坎或幔阶。在地质特征上，往往表现为非常明显的地壳厚度陡变带、重力梯级带、地震多发带和热泉分布带。

此外，地壳中还存在着明显的速度分层，上地壳以沉积地层为主，在亚热柱顶部为10km±；并且可分出中新生代盖层、古生代盖层和结晶基底等三个速度层。中地壳则主要为低速层，并具高、低速上下相间叠置排列的特征，最低速仅为5.8～6.0km/s，其厚度在地幔热柱顶部仅为8～10km，而向外围山区增厚到12～20km，表明软化地层长期向外滑脱的幅度相当可观；下地壳则为一正速度梯度层，顶部速度为6.2～6.4km/s，低部速度为7.3～7.6km/s，也具有由地幔热柱顶部向外围变厚的特征。此外，在壳幔分界面附近速度梯度明显增大，这个壳幔过渡层由地幔热柱区的２km，向外围很快加厚到5～6km，在速度上有一从7.3～7.6km/s至8.0～8.1km/s的跳跃存在。岩石圈的速度分布在地震层析（CT）剖面上有着清楚的表现，

以华北盆岭区地幔热柱沿38.7°N东西向CT断面图和沿115°E南北向CT断面图为例，在两个方向的CT断面图上，华北盆岭区地幔热柱表现为明显的半球状上隆顶冠，其顶部已隆升到50～70km处。在沿115E断面上，在地幔热柱顶部（50～70km）有一20Km±厚的地幔低速薄层一直插到燕山之下，并将岩石圈截断，波速仅为6.1～7.6km/s，表明具有一定的熔融性（邢作云等,2006）。

正是由于地幔热柱呈半球形向外围拆离扩展，加之地幔位势差的存在，使岩石圈深部物质可通过上地幔顶部壳幔过渡带、中地壳等低速带（韧性流变拆离带）向造山带之下拆离流变。而这些低速软层一旦被造山带持续活动的陡倾韧性剪切带所切割，加之剪切带的减压释荷作用，便可导致原本具有一定熔融性质的低速软化物质转变为深熔岩浆，并沿陡倾韧性剪切带上侵，甚至通过浅部脆性断裂直达地表，形成火山喷发，以致形成沿造山带排列的点状或线状岩浆源地，表现为地幔热柱演化的第三级单元，即命名为幔枝构造（mantle-branch structures）。岩浆（尤其是花岗质岩浆）的密度倒置也加快了造山带的隆升速度和幅度，地表常表现为以幔枝轴部构造-岩浆带为中心的隆起构造，其中隆升较快的部位可发育成典型的变质核杂岩构造。

3.1 地幔热柱的构造演化

地幔热柱最新理论认为，地幔热柱在空间上可分为三个层次：①近地表的板块构造；②中间层的地幔喷流柱；③深部的地核生长构造。板块俯冲到670km深度时，可在那里停留100－400Ma。滞留的板块有时出现大规模的破坏性重力塌陷，并可形成一个冷的下插地幔流。下沉地幔流一旦达到核幔边界，使其受干扰而破坏原有平衡。加之下降地幔流的影响，便可激发起地幔上涌，形成上升地幔热流柱（Maruyanma，1994；罗定国，1994；王登红，1995）。岩石圈拆沉作用与石香肠化也可导致岩石圈根部冷块下沉，它常与造山带岩石圈根的不稳定性有关。根带的高密度常可导致其脱离岩石圈而下沉，它已被看作大陆岩石圈再循环返回更深地幔的一种重要机制，可与大洋岩石圈通过俯冲－重力塌陷回到地幔的再循环相比较（邓晋福等，1994）。冷的下降地幔流会强烈改变金属外地核排出的热和对流模式，热的上升地幔流则可引起大陆裂解和岩石圈热减薄作用。

中国东部自燕山期进入强烈活动时期，其深部机制主要受着热的地幔上升流的控制。使东部大陆先后进入岩石圈的拆沉作用阶段。华北地区燕山期大面积火山喷发与侵入活动，从幔源－壳幔混合－壳源为主的完整岩浆成分谱系，以及幔－壳成矿元素混合的Au-Ag-Mo-Pb-Zn成矿作用（邓晋福等，1999）均是中国东部活化的重要表现。

宋仲和等（1993）、冯福闿等（1996）从三维S波速度结构中圈定有关软流圈内部S波低速层的分布信息，将小于4.2～4.3km/s的地质体划分为低速层, 并将低速层的顶面分布和幔壳结构表示在图上(图５)，琉球岛弧、冲绳海槽、日本岛弧的低速层埋深最浅，小于60km；日本海、华北地幔亚热柱是北部大陆地幔热柱的二级柱，其顶冠直径可达400km以上，地幔亚热柱强烈上隆的构造形迹在不同时期有所不同．地幔亚热柱形成的早期，主要表现为区域性上隆．随着地幔亚热柱的继续上隆，在区域隆起的背景上出现了一系列断陷盆地，幔壳混合型火山喷发和岩浆侵入加强。当地幔亚热柱继续上隆时，热减薄作用进一步加强，亚热柱顶冠上部地壳进一步裂解，形成由一系列铲状断层控制的区域性大型裂谷盆地。地幔隆升至埋深最浅处仅50～60km，莫霍面浅至30km，热流值高异常达80～100mW/m²。表明到新生代地幔流活动已达到相当浅的层次，并且活动强烈，这在大陆内部是很少见的．其中黄骅断陷、辽河断陷二个高热异常区，也恰好是第三纪火山喷发最活跃的地区，E_1k、E_2s、E_3d、N_1g、N_2m玄武岩累计厚度达数百米,最厚达1900m。喷发高峰期在E3d，喷发岩分布面积达数千平方公里。同时，这个地区也是地震多发区，近年来华北区多数浅源地震都与其有密切关系。

3.2  地幔热柱的地球物理表象

地球物理学方法，尤其是地震法是探测地球深部结构的主要方法。由于探测技术水平的提高和接收分析资料精度的提高，目前已能准确地探测地球深部结构特征。

地震层析成像技术的应用，它可用于对全球性、洲际、洋际，也可对区域性地球结构，尤其是对地幔热柱进行反演分析，借以确定地幔冷、热柱状态分析（Maruyama,1994； Fukao et al,1994；滕吉文等，2001）。这两方面的惊人进展，使地球动力学研究产生了飞跃性的发展。

3.3 壳幔层圈的地球物理反应

壳幔层圈是指地壳和上地幔的层圈结构，主要物质组成，各层的展布特征、实际厚度以及成分变化等，也包括地幔的隆拗状态及深大断裂切割等。它是研究区域地质构造演化的几何学、运动学特征及地球动力学过程的主要依据。近年来，中国科学院地质与地球物理研究所和国家地震局地质研究所等单位采用多种测试手段，对华北断陷区进行了综合分析，清楚地反映了该区的壳幔结构：

华北断陷区的地壳、上地幔不仅结构复杂，而且构造变动也很强烈。华北断陷区地壳厚度在30～38km之间，向外围山区逐渐加厚，东南部的鲁西山区38～39km，太行山、燕山山区可厚达38～43km。总体上华北断陷区地壳厚度比外围山区明显减薄，最大减薄幅度可达12km。地壳基底莫霍面隆高，上地幔相对外围山区明显隆起，这在华北地区岩石圈（地壳）厚度图上亦表现明显。

华北断陷区内也发育一系列一级地堑、地垒构造，且地壳厚度亦有明显的变化，如冀中拗陷为35～36km, 沧县隆起36～37km，黄骅拗陷34～35km，埕宁隆起36km，济阳拗陷34～35km。随着地壳厚度变化，地壳基底莫霍面和上地幔也相应呈波状起伏，形成北北东－北东向分布的三隆二拗形态，并恰与断陷盆地中一级地堑、地垒形态呈镜像对称。

4 华北断陷区的地热效应

华北断陷区地幔的强烈上隆，还使华北断陷区成为巨大的地热异常区，地热异常不仅展布面积大、地热梯度高，而且受深部构造控制明显。很多研究者从不同侧面提出了各自的研究进展（陈墨香等,1990）。概括起来可归纳为三种特征：盆地内热外冷、低速层热高速层冷、活动区热非活动区冷，并可能受某统一机制所控制。

4.1盆地中的内热外冷

从总体特征看，地热异常主要分布在华北断陷区，而向外围逐渐降低，这可能与地壳厚度有一定关系。从图２岩石圈厚度图可见，华北断陷区地幔强烈上隆，地壳则发生大规模断陷，岩石圈厚度仅在60km左右，而向外围山区，岩石圈很快增厚。国家地震局根据平均大地热流数据、深地震测深和重力资料，用二维有限法计算出唐山－渤海地壳、上地幔热状态分布特征，各壳层界面底部温度均表现出内热外冷的变化趋势。其中上地壳底面温度自盆地向山区由387℃降至144℃；中地壳底面温度，由624℃降至328℃；下地壳底面温度，由957℃降至530℃。很显然，断陷区各个壳层底面温度均远远高于山区，尤其是下地壳底面—莫霍面的温度，断陷区比山区要高出400℃．上地幔的温度差则更加明显。

4.2壳-幔低速高导层是重要热源

壳、幔低速高导层是两个重要结构层，也是重要热源，与相邻层位相比，其物质组成密度低、地震波速低，电导率高、温度高，是壳幔之中突出的高温层位。壳内低速层在断陷区尤为发育，它位于中地壳中，埋深12～15km，厚约3～10km，厚度变化与地壳厚、薄和上地幔的隆、拗密切相关，并受深部构造控制．地壳薄的上地幔隆起区，壳内低速高导层发育，且厚度较大，温度可达500～600℃，反之则小。

上地幔低速高导层在断陷区和外围山区均有分布，其埋深变化很大，可由断陷区的几十公里至外围山区的上百公里，如海中隆起埋深45km, 济阳拗陷、黄骅拗陷50～60km,冀中拗陷50～70km, 埕宁隆起和沧州隆起80～90km，而外围山区则可达150～200km。在断陷区内部，断陷区埋深小于隆起区，其起伏变化与上地幔隆起、拗陷相一致。有资料表明断陷区上地幔低速高导层中部分熔融物质可达15%，温度可达1000～1300℃。

4.3活动区地热异常梯度高

华北地区的地热异常除与盆地内、外及壳、幔低速高导层的分布有关外，还与区内构造活动性明显相关。很显然，华北断陷区的构造活动最为强烈，地温异常也最高。在总体地温高异常的背景中，又与具体构造形迹有关，受断裂构造控制。华北断陷内又可划分出一系列二、三级构造单元。二级单元如冀中拗陷、沧县隆起、黄骅拗陷、埕宁隆起、济阳拗陷、临清拗陷、内黄隆起等。三级单元近百个，共同组成二级隆、拗，三级凹凸相间排列的构造格局。

同温度实测地温梯度亦以活动强烈区为高，盆地边缘及山区地温梯度最低，钻孔平均地温梯度＜3.0℃/100m，深度1000m地温＜30℃; 盆地内拗陷、凹陷区较低,钻孔平均地温梯度3.0～3.5℃/100m，深度1000m地温30～45℃；隆起、凸起区较高，钻孔平均地温梯度一般为3.5～6℃/100m，个别达到12.6℃/100m，深度1000m地温一般45～60℃, 局部高达80℃。高、低地温梯度和地温的平面展布特征与基底隆起、拗陷、凸起、凹拗构造分布相一致。总体上有自周缘山区向断陷中心，断陷从浅至深，同深度温度、梯度逐渐增高的特点。

5 基本认识

纵观华北（尤其是东部盆岭）区的地质特征，地幔热柱多级演化应该是华北东部盆岭区地质演化过程的主导性动力学机制，并成为构造演化、岩浆活动、沉积作用、成矿作用的主要控制因素。

华北断陷外围的一系列幔枝构造同华北断陷一起构成了华北东部盆－岭体系，它们是地幔热柱－幔枝构造在岩石圈浅部的综合地质表现。

华北东部盆岭区的形成是中生代以来，华北地幔热柱作用的结果，地幔热柱形成的初期，主要表现为东部的强烈上隆（高原），随着地幔亚热柱的不断上涌，隆起发生热减薄、裂解断陷，并进一步发育成规模巨大的裂谷型断陷盆地。

地幔热柱上升的地幔岩在岩石圈底部受阻，向外围拆离滑脱的地幔物质被区域性陡倾韧性剪切带所切割，造成减压释荷而形成深熔岩浆。岩浆上侵形成构造岩浆带，并进而发育成幔枝构造。华北地幔热柱外围太行、燕山、胶辽、大别等即为典型的幔枝构造，它们间有很好的可比性。

正因为华北地幔亚热柱的强烈隆升,在其影响下中地壳、 上地幔低速高导层的活动, 以及沿二级堑、垒界面、断裂交汇部位等火山 (岩浆) 底辟,并提供了源源不断的热源,使华北断陷区成为巨大的地热异常盆地(牛树银等,2018).

地幔热柱多级演化研究表明，地球的成圈作用与地幔热柱的多级演化是地球物质重力分异作用与热力膨胀作用这对矛盾对立统一的表现形式，两者互为依存，共同控制着地球幔壳运动。

参 考 文 献

陈墨香,汪集旸,汪缉安,等.华北断陷盆地热场特征及其形成机制.地质学报，1990，（1）：80－91.

邓晋福,莫宣学,赵海岭,等. 中国东部燕山期岩石圈-软流圈系统大灾变与成矿环境. 矿床地质,1999,18(4): 309－315.

冯福闿,宋立珩.幔流底辟构造——环太平洋盆地热热动力学分析。地球科学，1996，21（4）：383－394.

李红阳,侯增谦,王国富.试论华北地台中生代超变质作用与地幔热柱作用.地球学报,1996,17(4):376-392.

刘亮明,彭省临.核-幔相互作用及其地球动力学意义.高校地质学报, 1997,3(4):438－444.

罗定国.地幔喷流柱构造和脉动构造.国外地质科技,1994,(5):1-10.

牛树银,孙爱群,白文吉.造山带与相邻盆地间物质的横向迁移. 地学前缘,1995,2(1-2):43－53.

牛树银,孙爱群,王宝德.地幔热柱与资源环境.北京:地质出版社,2007,P264.

牛树银,陈  超,孙爱群,等.河北幔枝构造及其成矿控矿找矿.地质出版社,2018,P520.

任纪舜,牛宝贵,刘志刚.软碰撞、叠覆造山和多旋回缝合作用.地学前缘,1999,6(3)85-93.

宋晓东.地球内核与地球深部动力学. 地学前缘, 1998 5(1):1－9.

王登红.热点研究评述. 地质科技情报, 1995,14(1):9－15.

滕吉文. 地球内部物质、能量交换与资源和灾害. 地学前缘, 2001, 8(3):1－8.

滕吉文,杨立强,姚敬全,等. 金属矿产资源的深部找矿、勘探与成矿的深层动力过程. 地球物理学进展. 2007,22(2):317－334.

邢作云,邢集善,赵斌.华北地区深部构造特征. 地质科技情报, 2006,25(6):17－36.

周瑶琪,宋晓东.地幔动力系统与演化最新进展评述. 地学前缘,1998,5(增刊)11－31.

张旗,钱青,王二七,等.燕山中晚期的中国东部高原:埃达克岩的启示.地质科学,2001,36(2):248-255.

Anderson,D.L. Chemical plume in the mantle. Geol, Soc.Am.Bull.,1975,86:1593－1600.

Davies,G.F. Mantle plumes,mantle stirring and hotspot geochemistre. Earth Planet Sci.Lett,1990,94－109.

Fukao,Y.; Maruyama,S.; Inoue,H. Geologic implication of the whole mantle P-wave tomography. J.Geol.Soc.Japan 1994,100(1):4－23.

Maruyama,S. Plume tectonics. J. Geol. Soc. Japan, 1994, 100(1):24－49.

Morgan W J. Plate motions and deep mantle convection.Geol,Soc.Am,Mem.,1972,132:7－22.

Wilson,J.T. A possible origin of the Hawaiian island. Can.J.Phys. 1963,41:863－870.