原始地壳的形成和陆壳、洋壳的分化

在地核和地幔形成后，地球表层是熔融的。在距今40亿～46亿年前，表层开始冷却分异，形成全球性的原始地壳，这就是大陆地壳。在距今30亿～40亿年前，类地行星受到星子撞击，由于地球质量大、引力强，撞击作用很猛烈（有人推算，单位地表受星子撞击比月球多30%～50%，撞击坑比月球大11%～15%），星子在地表的撞击分布不均匀，在受撞击的集中区域下，造成地幔熔化，并发生玄武岩喷发，排出大量岩浆和气体，从而改变原始地壳的成分，形成原始大洋地壳。

原始大陆地壳，由于部分熔化、再次活化和岩浆侵入等作用进一步发生分异，形成由变质岩岩浆组成的下地壳和由花岗闪长岩组成的上地壳。

由于地幔对流和板块运动，原始海洋地壳在海岭处长出新地壳，并且向两侧扩张，在海沟处下沉，进入地幔而消失。

上述陆壳与洋壳的形成及其以后的变化，大大改变了固体地球的外观。沧海桑田，现在已很难看出原始外壳的痕迹了。如今，大陆地壳厚度几十千米，由近似中性的岩石组成，其岩石年龄可达37亿～38亿年；海洋地壳的厚度仅几千米，主要由玄武岩组成，岩石年龄仅几亿年。这一切现象，均可由统一的地壳形成学说得到解释。

(一)燕山期对流地幔注入华北东部大陆

华北地台东部侏罗纪-白垩纪突发性强烈火成岩活动的发育表明，燕山期对流地幔注入大陆，包括大量热能的注入和物质的注入。

1巨大的热通量(heatfluxes)从对流地幔注入大陆

众所周知，华北地台在燕山期突发性强烈火成岩活动之前是典型的克拉通，古生代华北地台金伯利岩岩浆捎带的上地幔橄榄岩包体的金刚石中矿物包裹体的热力学计算获得的地温相当于地表热流值为40～45mW/m2(郑建平，1999)。与华北地台东部相对照，鄂尔多斯黄土高原在燕山期和喜马拉雅期一直保持克拉通构造上的稳定，可作为地台东部燕山期大陆“活化”开始前的一个参照。基于上海奉贤-阿拉善左旗地学断面(国家地震局地学断面编委会，1992)提供的在鄂尔多斯中心部位的定边一带的3个热流值，计算获得的平均值为44mW/m2，它与金伯利岩喷发时反演的热流值是符合的。这样，我们可用Wyllie(1997)提供的陆壳岩石(r-T1-υ-H2O)熔融相平衡图解(图2-64)进行讨论。燕山期火成岩主要是偏铝的Ⅰ型花岗岩类，需要达到使黑云母消失(Bi-out)(图2-64)的温压条件。英云闪长岩(T1)在1GPa压力(约35km深度)下脱水熔融实验(Rutter ＆ Wyllie，1998)表明，固相线温度为825℃，在850℃～900℃温度间隔内Bi-out过程中局部岩浆数量增加快，900℃时熔浆数量可达22%，留下难熔残余为:Opx+Hb+Ga+Pl+Qz+Mt+Sp。冀东太古宙片麻岩中分布广泛的黑云母片麻岩在1GPa压力下脱水熔融实验(吴宗絮等，1995)表明，固相线温度为812℃，Bi-out为837℃，Hb-out为887℃，在812～950℃间隔内形成水不饱和的花岗质岩浆，数量为20%～30%，留下的难熔残余为Opx+Cpx+Ga+Pl+Qz+Ru(金红石)。如果我们取大陆地壳的平均值为35～40km厚和地盾地温作为燕山期最初抬升的条件的话，那么，由图6-7可知，在1GPa条件(约35km厚的壳底部)下，最初始的温度大约400℃，要使陆壳底部岩石发生≥20%的局部熔浆(partial melt)的话，必需升高温度达850℃左右，亦即要使陆壳底部岩石加热升温约450℃才行(即初始400℃+升温450℃=850℃)。

图2-64 花岗岩-英云闪长岩-辉长岩-H2O熔融相平衡图解(据Wyllie，1997)

从对流地幔中分离出来的玄武质岩浆底侵注入壳底是对陆壳加热诱发局部熔融发生的最好机制(例如，Fyfe et al，1973;Bergantz，1989)。Bergantz(1989)对玄武质岩浆底侵和陆壳岩石局部熔融进行了1GPa条件下一维定量热模拟，注入的玄武质岩浆温度为1250℃，玄武质岩浆通过自身的冷却和结晶对上覆的地壳加热，岩浆房内以及热能的传送到陆壳岩石内均考虑为传导(conductive)方式，模拟的结果为，当围岩陆壳岩石为英云闪长岩(T1)及其初始温度为700℃时，产生的总局部熔浆与玄武岩岩浆结晶总量的比值为04，例如，要产生500km3的熔浆，需要有1250km3的底侵玄武质岩浆的全部冷却固结，进而500km3的熔浆总量中只有25%才能有效地从熔融区中分离出来，上升形成火成岩，所以，只能形成125km3的火成岩，亦就是说，形成火成岩总量与底侵玄武岩岩浆的比值为01。由上，如果我们只考虑厚度(即一维模型)，则形成5km厚的花岗岩岩基，就需要50km厚的玄武质岩浆的底侵，需要含局部熔浆总量为20km的陆壳熔融区供给。与模型上地幔岩(pyrolite)类似的二辉橄榄岩(KLB-1，和HK66)(其化学组成见表2-11)的1GPa压力下熔融实验(Hirose ＆ Kushiro，1993)获得1250℃玄武质岩浆的熔融程度分别为65%和179%。这样，如要取熔融程度为10%的话，则生成50km厚的玄武质岩浆需要由500km厚的对流地幔的供给(如要全部局部熔浆均可分离出来的话)。需要注意的是，上述Bergantz(1989)定量热模拟是假设陆壳的初始温度已高达700℃的情况，从燕山期开始时，约35km深度处的陆壳岩石只有400℃，亦就是说，必须先把400℃陆壳升高300℃，才能达到700℃的初始条件，可以想象，要使400℃的陆壳加热升温达700℃，这需要由大量的底侵玄武质岩浆的注入大陆才能实现。另外，燕山期还有不少玄武质火山岩和辉长岩(υ)形成，亦就是说，除了要加热使陆壳熔融，底侵玄武质岩浆全部固结(这部分岩浆无法上升形成火成岩体)之外，对流地幔中还分离出不少可上升达浅部形成火成岩体的玄武质岩浆。虽然，我们还要结合本区燕山期火成岩的性质进行定量热模拟，但是，Bergantz(1989)的热模拟已可作为一种指导(guide)，告诉我们燕山期火成岩活动需要极大量的底侵玄武岩岩浆的供给，从一维角度来看，可能需要有深度直达670km的界面的对流地幔的供给，棋盘岩发现的MgO含量高达19%的玄武科马提岩质岩浆可能是由这样的过渡地幔中分离出来的，它对上述热模拟定量结果提供了一种支持。显然，原来冷的克拉通岩石圈是无法提供如此大量的热通量注入陆壳的，或者说，从热通量的角度来考察，底侵的玄武质岩浆决不会从冷的岩石圈地幔中分离出来的，而必定是从下伏的热的对流地幔(或软流圈)中分离出来的。

2对流地幔分离出来的物质(玄武质岩浆)注入大陆

注入大陆的对流地幔物质是指从分离出来的玄武质岩浆，常称为初生(或新生)陆壳物质(juvenile crustal materials)。关于燕山期玄武质岩浆的起源常有两种不同看法，或认为来自软流圈(对流地幔)，或认为来自岩石圈地幔。

从岩石学组成来看，岩石圈地幔是对流地幔(或软流圈)分离出玄武质岩浆后的难熔残余，主要为方辉橄榄岩，软流圈则为丰满的地幔橄榄岩(含有丰富的玄武质组成)，接近原始地幔组成，Ringwood(1975)据此提出Pyrolite模型(上地幔岩模型)(表2-10)。

表2-10 Pyrolite模型

(据Ringwood，1975)

表2-10中，大洋拉斑玄武岩与方辉橄榄岩是一对互补产物，17%的拉斑玄武岩加83%的方辉橄榄岩就代表在互补物分离之前母体的组成，Ringwood用辉石和橄榄石的英文名称的字头(pyr和ol)加上构成岩石时常用的字尾(ite)构成一个人造的岩石，叫pyrolite，以代表原始上地幔岩石学组成的一个模型，它与自然界二辉橄榄岩组成大体相当。反过来说，当从pyrolite中分离出17%的玄武质岩浆之后，留下的83%为难熔的方辉橄榄岩残余。与pyrolite相比，残留的harz富MgO，贫Al2O3，CaO，和FeO，表2-10中FeO重量百分数几乎无变化，但MgO与FeO比值变化大，表明FeO的相对贫乏，而MgO的相对富化。Al2O3，CaO，和FeO为易熔组分，进入玄武质岩浆分离走了，MgO为难熔组分，留在橄榄岩中，它与残余中Cpx消失和橄榄岩中FeO组分增高的矿物学特征相适应。可以推测，如要方辉橄榄岩再一次遭受熔融作用，那么，发生熔融作用的温度一定更高，熔出的熔浆组成一定不同于常见的玄武质岩浆(如表2-10)。

高温高压下，二辉橄榄岩和方辉橄榄岩局部熔融熔出的岩浆组成是不同的(Hirose＆ Kushiro，1993;Kushiro，1990;Falloon ＆ Danyushevsky，2000)，选择典型样品列于表2-11，某些氧化物关系见图2-62。

表2-11 橄榄岩源岩及选择的一些熔浆组成(均无水100%)

从表2-11与表2-10对比，以及图2-65可以看出，高温高压实验所用的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩源岩与Ringwood模型中pyrolite和方辉橄榄岩是类似的，相对于二辉橄榄岩来说，方辉橄榄岩富MgO，贫Al2O3，FeO，CaO，亦就是说，它是原始地幔橄榄岩分离出玄武质低熔组分后的难熔残余。由表2-10和图2-62可以看出:①在相同的高MgO含量时，方辉橄榄岩熔出的熔浆SiO2更高;在相同SiO2含量条件下，方辉橄榄岩熔出的熔浆MgO更高(图2-65a);②在相同的高MgO含量条件下，方辉橄榄岩熔出的熔浆贫FeO，相同FeO含量下，方辉橄榄岩熔出的熔浆富MgO(图2-65b);③总体上看，方辉橄榄岩熔出的熔浆Al2O3低，在相同的高MgO条件下，方辉橄榄岩熔出的熔浆则Al2O3高(图2-65c);④在相同的高MgO条件下，方辉橄榄岩熔出的熔浆低CaO(图2-65d)。

自然界大部分岩浆来自二辉橄榄岩源，少量(如汤加，Troodos)则来自方辉橄榄岩源(表2-12，图2-66)。

华北东部燕山期火山岩中MgO高的玄武岩和玄武安山岩大多亦是进化的岩浆，如要加入被分离走的橄榄石(Ol)的话，则MgO会更高，同时SiO2会有所减小，它们将会进入源区为二辉橄榄岩局部熔浆范围内(表2-12，图2-66);一部分辉长岩侵入体的化学组成，如棋盘岩和上庄岩体，MgO高相当于科马提岩-苦橄岩-玄武岩的组成，在图2-66上均相当于源区为二辉橄榄岩的局部熔融范围(表2-12，图2-66)。这样，燕山期幔源岩浆的源区不是太古宙形成的以方辉橄榄岩为主的地幔岩石圈，而是丰满的二辉橄榄岩为主的对流地幔或软流圈。

图2-65 方辉橄榄岩与二辉橄榄岩熔融产物对比图

表2-12 选择的自然界幔源岩浆组成(均为无水100%，P2O5未列)

续表

注:郁建华等，1989，北京地区辉长岩深成作用及成因演化。

图2-66 方辉橄榄岩与二辉橄榄岩熔融产物对比图

这样，从燕山期火成岩形成的需要的热通量和幔源岩浆的注入的2个侧面来看，燕山期对流地幔注入大陆是导致华北克拉通东部大陆“活化”的驱动力。

(二)壳幔相互作用:混合、分异、与拆沉

1岩浆混合作用:壳幔物质混合的主要机制

1)Zartman ＆ Doe(1981)铅(探测)构造(plumbotectonics)模型(第2版)。铅(探测)构造模型试图模拟在主要地球储库之间U、Th和Pb的地球化学习性(图2-67，图2-68)。图2-67强调了地球内的三个长期演化的储库，包括地幔，下地壳和上地壳，和一个短期的在造山带环境下上述三个储库输入造山带的动力学相互作用(dynamic interac-tion)形成造山带新地壳(图2-67的带黑点的柱)。图2-68展示铅(探测)构造模型预示的三个长期储库以及它们短期输入形成的造山带新储库的铅同位素演化曲线，它们的端点表示这4个储库的现代同位素组成。这样，造山带新地壳的形成是地幔注入的物质与先存的老的陆壳物质混合的结果。

图2-67 地幔、上地壳、下地壳和造山带铅同位素分配储库结构图(据Zartman ＆ Doe，1981)

图2-68 铅构造模型试图模拟在主要地球储库之间U、Th和Pb的地球化学习性图解(据Zartman ＆ Doe，1981)

2)燕山造山带火成岩的铅同位素组成。燕山造山带火成岩(SiO2从45%左右的玄武质→76%左右的花岗质)的铅同位素组成明显低于Zartman ＆ Doe铅(探测)构造模型(1981)中的4个储库的值(参见图2-67～图2-69)和表2-13，图2-69。

图2-69 铅构造模型试图模拟在主要地球储库之间U、Th和Pb的地球化学习性图解(据Zartman ＆ Doe，1981)

表2-13 Pb同位素组成的比较

由表2-13和图2-70看出，①幔源的棋盘岩科马提岩质辉长岩的Pb同位素显然低于地幔，甚至低于全球下地壳，表明它已与同位素低值的下地壳发生强烈的混合作用;②燕山期火成岩Pb同位素的低值区低于冀北-辽北亚省下地壳，表明下地壳源区的Pb同位素比张理刚(1995)提出的要更低，我们用变质结晶基底9个长石铅计算的Pb同位素值代表下地壳源区可能更合理些，它与地幔Pb同位素的混合可更合理地解释火成岩Pb同位素组成;③燕山期火成岩Pb同位素组成记录了岩浆混合作用和壳幔混合作用;④总的看来，似有一种趋势，J1和J2的火成岩Pb同位素组成大于J3和K1的火成岩，有可能预示J1和J2时期的岩浆活动中地幔的贡献大于J3和K1，这似乎与热模拟预示的J3和K1时地壳温度高于J1和J2符合，亦与J3和K1时期岩石圈面型拆沉和面型岩浆活动符合，由于资料仍较少(共23件)，还需要进一步积累更多资料，检验和修正;⑤对于同一个时期形成的杂岩体来说，例如薛家石梁杂岩体(除黑熊山花岗岩之外)，同位素演化范围更窄，大体上随SiO2含量的升高，同位素的比值略减小(图2-69)，符合了岩浆混合作用和壳幔物质混合作用的模型，黑熊山花岗岩的明显低值以及Sr同位素的明显的高值表明它来自另一个源区。

图2-70 燕山地区中生代火成岩SiO2-206Pb/204Pb图解(A)、SiO2-208Pb/204Pb图解(B)

图2-71 岩浆混合作用时元素和同位素交换的解耦(据Leisher，1990)

3)岩浆混合作用时元素与同位素交换的解耦。Leisher(1990)通过基性和酸性熔浆的实验研究，提出岩浆混合作用时元素和同位素交换的解耦，同位素的交换和混合明显地快于元素的交换和混合(图2-71)。从图2-71还可看出，不相容元素的交换和混合作用要快于主元素。

Leisher(1990)的实验成果是与自然界见到的岩浆混合作用符合的。在野外露头上我们见到的花岗质岩浆中含有微晶闪长岩的包体(MME)是岩浆混合作用的直接证据(莫宣学等，2002)。一般认为，含微晶闪长岩包体的花岗质侵入体的岩浆混合作用主要是物理混合(或机械混合)(magma mingling)，还没达到化学混合，它对包体与寄主岩之间的岩石学组成和主元素化学组成而言是正确的，因为包体常常是闪长质的，寄主岩则常常是花岗质的，同时，常常认为微晶(粒)包体预示它的快速冷凝固结，阻止化学混合作用的进行。然而，包体与寄主岩的Sm-Nd同位素研究(Pin，1991)表明，包体的εNd(－32→－41)和寄主花岗岩的εNd(－35→－41)是相同的，它表明同位素已经充分的交换并达到平衡，虽然主元素和岩石学组成仍有大的差异。由图2-67和图2-68可以看出，虽然SiO2含量的变化大，但Pb，Sr，Nd同位素变化范围小，特别是同一个杂岩体中岩浆混合作用形成的组合(如薛家石梁杂岩体中υ-δ-η-ξ)中同位素组成已有较充分的交换和混合，薛家石梁杂岩体中的黑熊山花岗岩不属于上述混合作用的系统，所以其同位素组成有大的差异(图2-72)。这样，火成岩中同位素不仅可以示踪和识别不同的岩浆系统，而且可以更好的示踪壳幔物质混合作用及其相对贡献的大小。如果基于质量平衡原理，按表6-7对206Pb/204Pb分别在地幔为1801和17616，陆壳结晶基底14576，和燕山期火成岩16369，则地幔与下地壳在混合作用时的分别贡献为522%和478%。

图2-72 薛家石梁环状岩体铅同位素组成图解

如果用143Nd/144Nd来估算，取宁芜地区燕山期蒋庙和阳湖堂辉长岩2个平均值05126385(εNd=+135)，华北陆壳结晶基底值0511796(郭敬辉，2000)和燕山期火成岩0511927，则估算的地幔和下地壳的分别贡献为155%和846%。

4)燕山期火成岩构造组合。燕山期火成岩组合为，玄武岩-钾质粗面玄武岩-钾玄岩-安粗岩-粗面岩和粗面英安岩-流纹岩的火山岩组合，和相应的辉长岩-二长辉长岩-二长闪长岩-二长岩-正长岩和石英二长岩-花岗岩的侵入岩组合(见本章第三节)。以火山岩组合为例，如图2-73所示，按SiO2含量分类，构成正态分布(或单峰式)，以安山质(A)为峰值，如按TAS分类，研究区的安山质(A)应为粗安岩;按SiO2-K2O分类，研究区火山岩主要为HKCA系列，这样，它们是典型的造山带火成岩组合;与安第斯比较则缺乏MKCA系列及其重要成员的安山岩(闪长岩)和英安岩(花岗闪长岩)而发育HKCA系列的安粗岩(二长岩)和粗面岩(正长岩)和粗面英安岩(石英二长岩)(邓晋福，刘厚祥等，1996)。

上述火成岩构造组合表明，壳幔物质的混合作用形成以安粗岩为峰值的HKCA系列，如要说太古宙陆壳以T1T2G1G2构成的话，则燕山期由于对流地幔物质(以玄武质岩浆的形式)的注入，使当时的陆壳“基性化”了，因此，往SiO2含量偏低的安粗岩方向移动，同时又相对高K2O(高碱)了，这是因为太古宙陆壳的以MKCA系列为主为低K2O(低碱)的T1T2G1G2经历局部熔融分离出大量高K2O(高碱)的花岗质-正长岩质岩浆有关。从TAS图和SiO2-K2O(图2-46)关系看，从对流地幔中分离出来的原生岩浆或近似原生岩浆来说，它们属MKCA系列，K2O和碱并不高，因此，使整个火成岩系列主体进入HKCA系列，和K2O、碱的升高主要和陆壳熔融有关。

2壳幔物质分异的主要机制:局部熔融与AFC模型

1)局部熔融作用(partialmelting):不管是原先存在的太古宙T1T2G1G2和基性镁铁质变质岩，还是在燕山期先期底侵玄武质岩浆或是与陆壳混合之后形成的长英质岩浆固结成岩之后，遭受后期的加热均可发生局部熔融作用，此过程在形成岩浆的同时必留下互补的难熔残余物，因此导致壳幔物质的分异和演化。如要局部熔融程度和源岩类似，但压力不同，则产生的岩浆及其残留物的矿物组合将是不同的。

图2-73 青藏高原大陆碰撞火山岩、东燕山期火山岩与安第斯弧火山岩的对比

图2-74为玄武质组成的角闪岩熔融相图及残余矿物组合(Wyllie et al，1997);图2-75为长英质岩石局部熔融形成粗面质(正长岩质)岩浆的与液相线平衡的矿物组合，后者即残余矿物组合(Deng et al，1998);图2-76为奥长花岗岩(T2)熔融实验时，与液相线平衡的矿物组合，后者同样代表残余矿物组合(Laan ＆ Wyllie，1992)。

图2-74～图2-76的一个共同特点为，当陆壳岩石发生局部熔融时留下的残余矿物组合，在较低压力下(<14～17GPa)为含斜长石的麻粒岩相组合，在高压下(≥14～17GPa，约≥55km厚的陆壳)则为无斜长石的榴辉岩相组合，温度相对低时常有Hb，温度高时则只有石榴子石。

2)同化分离作用(assimilation-fractionational crystallization，AFC)模型:底侵的高温玄武质岩浆在对陆壳加温、同化陆壳岩石或者与陆壳局部熔融产生岩浆混合时，玄武质岩浆自身必须要发生强烈的结晶作用。燕山期火成岩的化学特征，包括AFM图解(图2-47)，SiO2-K2O图解(图2-46)，TAS图解(图2-45)和SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(图2-48)均表明AFC模型是岩浆分异演化的一个主要机制之一，即从对流地幔分离出的原生玄武质岩浆是富MgO、低钾、亚碱、CA(按Peacock的碱-钙指数的分类)的特征，而陆壳源的长英质岩浆相对富FeO、高钾、富碱、AC(按Peacock的碱-钙指数的分类)的特征，通过AFC机制形成了总体上FeO/MgO比值变化很少、高钾(HKCA)、相对富碱和AC(按Peacock的碱-钙指数的分类)的火成岩系列，同样可按图2-74～图2-76推测，结晶分离出来的矿物组合在低压下为麻粒岩相组合，高压下为榴辉岩相组合。

图2-74 角闪岩脱水熔融相图(据Wyllie等，1997)

图2-75 H2O不饱和的安山岩液相线面(据PJWyllie，1976，转引自邓晋福，1987)

图2-76 H2O饱和的Nuke片麻岩液相线面(据PJWyllie，1992)

由上，壳幔物质的相互作用是通过岩浆作用一方面发生物质的混合，另一方面发生物质的分异和分离。

3玄武质榴辉岩诱发岩石圈拆沉作用

美国大陆动力学研究的国家计划(肖庆辉等，1993)指出，在岛弧中形成的新地壳物质，总体成分相当于玄武岩，但大陆的速度结构则表明，现存的陆壳平均成分更接近于安山岩。也许在过去已在岛弧中形成了稍偏硅铝质的地壳，也许是某些作用长期以来把高密度的成分从陆壳中消除出去了。有关碰撞期间一部分大陆的下地壳和岩石圈地幔的拆沉作用，已被人们认为是值得研究的一种解释。如果这种作用经常出现，那么它对于了解大陆的结构和组成就具有深远意义。

上面的讨论告诉我们，①对流地幔物质的注入大陆是给大陆地壳增添大量物质的作用，由于大量玄武质岩浆的加入，必使原有的太古宙长英质陆壳向更镁铁质方向演化;②壳幔物质的混合同时，通过岩浆作用(如局部熔融作用，AFC过程等)壳幔物质又发生分异和分离，总体上分异出更富长英质的岩浆，分离留下更富镁铁质的矿物组合残余。但是，现今地球物理探测表明，鄂尔多斯块体陆壳平均vP为63km/s，太行和燕山造山带则为62～63km/s(嘉世旭，2003，未刊，内部报告)前者大体上相当于花岗闪长质(G1)组成(平均SiO2为65%)，后者大体上相当于花岗质(G2)组成(平均SiO2为70%)。鄂尔多斯块体自太古宙地壳形成以来一直保持构造上稳定的地台(克拉通)性质，因此，陆壳的组成可作为华北地台东部燕山期“大陆活化”之前原有陆壳组成的一个参照。燕山造山带基本上没有新生代玄武岩的分布，可总体上看作新生代没有地幔物质的添加作用，除了地壳厚度可能被减薄之外，其陆壳总体可看作为燕山运动造成的产物。因此可以看出，燕山运动使陆壳“酸性化”了，这与大量玄武质岩浆的添加使陆壳“基性化”形成了明显的矛盾，它必然要求相当部分的镁铁质又返回地幔，拆沉作用可能使最好的一种解释。

使陆壳“酸性化”的下地壳加地幔岩石圈的拆沉作用必须满足下述条件:①拆沉的下地壳(+地幔岩石圈)的密度必须大于下伏软流圈，对燕山造山带来说，还有一个特殊问题是，原有的太古宇岩石圈地幔是低密度的(以方辉橄榄岩为主);②拆沉的下地壳主体上应是镁铁质和超镁铁质的。能同时满足这两个条件的最佳对象是榴辉岩的大量出现。

前面已讨论，在壳幔相互作用的演化过程中，不断形成长英质岩浆的同时分离出镁铁质和超镁铁质矿物组合。造山带早期演化(J1和J2)的这部分镁铁质和超镁铁质残余矿物组分在J1晚期和J2晚期二次收缩构造驱动的陆壳加厚条件下，可能转变为榴辉岩相岩石，加上早期底侵的玄武质岩浆可能在使冷的陆壳加热过程中大部分冷却固结为岩石，他们在陆壳加厚条件下，亦会转化为榴辉岩相。J3和K11火成岩组合中出现没有或弱负Eu异常和高Sr/Y比值以及K2O高的安粗岩(二长岩)-粗面岩(正长岩，石英二长岩)表明，那时已是加厚的陆壳(≥55km)，底侵的玄武质岩浆的固结和分离出来的残余矿物组合应为榴辉岩相岩石。J1和J2的线性分布的火成岩和J3和K11面型分布火成岩表明，J3开始时堆积在加厚下地壳和岩石圈地幔内部的榴辉岩相岩石的体积已足够大(或已达一个临界值)，致使岩石圈发生大面积的拆沉作用。

(三)燕山期造山带陆壳的形成

现今剥露于地表的岩石，除少量新生代沉积岩之外，绝大部分是燕山期形成的火成岩(包括火山岩和侵入岩)、变质岩和沉积岩，以及卷入燕山运动的被改造的前侏罗纪岩石。不少大的以花岗质为主的岩基，如八达岭、大河南岩基，是剥露于地表的上地壳中下部的代表。云蒙山花岗质片麻岩岩基，沙坨子眼球状片麻岩体，五道河花岗质眼球状片麻岩体，石城闪长质片麻岩体，长园闪长质片麻岩体和源岩为长城-蓟县系的四合堂角闪岩相变质岩则是剥露于地表的造山带根带岩石，代表造山带中地壳岩石(Davis et al，2001;北京市地质志，1991)。Davis et al(2001)指出，奇怪的是闪长质片麻岩侵入体的锆石不含继承组分，但是，与新生的闪长质岩不同的是，花岗质片麻岩和眼球状片麻岩的锆石则含有继承组分，其上交点范围为17～24Ga。本项目的SHRIMP研究支持Davis等的结论，闪长质片麻岩侵入体无继承性锆石，而云蒙山花岗质片麻岩侵入体则有继承锆石(24Ga)。除此之外，新生代汉诺贝玄武岩中发现的麻粒岩相斜长辉石岩包体(120～140Ma)，和榴辉岩相石榴辉石岩(具堆晶结构)(樊祺诚等，1998，2001)，表明J-K时期确有新形成的下地壳麻粒岩相岩石和在山根带形成的榴辉岩相岩石，支持了燕山期曾有一个加厚陆壳和玄武质岩浆底侵的模型(邓晋福等，1996)。岩浆上升经过了太古宙和古元古代盖层。表明它们显然是从地幔中分出的新生物。

燕山期造山带陆壳的形成过程大致可归纳如下:

1)对流地幔的热和物质的注入，是大陆地壳生长和古老陆壳强烈改造的驱动力，注入的机制主要是幔源玄武质岩浆的底侵作用(basalticmagmaunderplating)。

2)大陆地壳的形成和改造主要通过火成作用实现，岩浆的形成和演化、运移和定位是大陆地壳生长的基本过程。

3)壳幔相互作用是大陆形成和演化的关键机制，岩浆过程是实施壳幔相互作用的主要机制，它包括壳幔岩浆的混合作用，岩浆的分异及其与残余的镁铁质矿物组合的分离过程，以及镁铁质和超镁铁质榴辉岩相岩石的拆沉过程。

4)造山带收缩构造驱动的加厚陆壳的形成是形成大量榴辉岩相岩石的必需，是下地壳和岩石圈地幔拆沉的必需。

5)大陆地壳的形成和改造，不仅有对流地幔物质的添加作用，同时亦有地壳和岩石圈物质的返回对流地幔，这两种机制是实现大陆地壳成熟化，最终形成以花岗质为主的成熟陆壳的必需。

6)岩浆构造事件序列以及火成岩构造组合是追踪对流地幔注入大陆直至形成成熟陆壳过程的关键记录。

7)Pb同位素和Nd-Sr同位素组成的联合约束是大陆地壳生长改造的最好示踪记录，它不仅可能鉴别完全新生的陆壳(以太古宙TTG为代表)，还是对流地幔再次注入的改造型陆壳(以燕山期G为代表)，还可能反演改造型陆壳中地幔与原有古老陆壳的相对贡献大小。所以强调同位素组成是因为，①火成岩的岩石学与主元素，由于相当部分的玄武质榴辉岩的拆沉返回地幔，陆壳的组成总体上只相当于对流地幔注入改造后留下来的以长英质为主的那部分组成;②在壳幔相互作用中，同位素的交换速率比主元素、痕量元素快得多，可能代表壳幔物质混合作用中的相对贡献;③相对于主元素和痕量元素来说，壳幔物质的端元成员的同位素比值的参考值容易确定，因而计算它们的相对贡献更为合理，可操作性强。