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壳幔混合成因-概述说明以及解释1.引言1.1 概述概述壳幔混合成因是地球科学领域的一个重要研究课题。
它涉及到地球内部的壳层和地幔层之间的相互作用和交换过程。
壳幔混合成因的研究在地质学、地球化学和地球物理学等多个学科领域都有广泛的应用和意义。
地球是由不同层次组成的，其中最外层是地壳，下面是地幔。
地壳是我们生活的地方，它包含了岩石、土壤和水等。
地幔则是地球内部最大的层次，占据了地球半径的大部分。
由于地壳和地幔在性质和组成上存在差异，它们之间的相互作用会对地球的演化和动力学过程产生重要影响。
壳幔混合成因的现象主要发生在地壳板块俯冲带和拆沉带等地球构造活动的区域。
在这些区域中，地壳板块在俯冲或拆沉过程中与地幔发生相互作用，导致地壳物质与地幔物质的混合。
这种混合作用使得地壳物质中富含地幔物质的成分，同时也使得地幔物质中富含地壳物质的成分。
壳幔混合成因的研究有助于我们理解地球内部的物质循环和岩石循环过程。
它对地球内部的物质分异、地球表面的地质过程和构造演化等都具有重要意义。
通过分析和研究壳幔混合成因的过程，我们可以揭示地球内部的动力学机制和地球表层的构造变化。
这对于预测地震、地质灾害等自然灾害具有重大意义。
综上所述，壳幔混合成因是一个涉及地球内部物质交换和相互作用的重要研究领域。
通过深入研究壳幔混合成因的过程和机制，我们可以更好地理解地球的演化过程和构造变化，为地球科学的发展做出贡献。
1.2文章结构文章结构部分的内容可以编写如下：文章结构部分旨在介绍整篇长文的组织架构，让读者对文章的脉络有一个清晰的认识。
本文分为引言、正文和结论三个部分。
引言部分包括概述、文章结构和目的三个小节。
首先，我们会对壳幔混合成因这一主题进行概述，简要介绍其背景和重要性。
接着，我们会详细说明文章的组织结构，包括各个部分的主要内容和章节的逻辑顺序。
最后，我们会明确文章的目的，即通过分析壳幔混合成因的要点，提供读者对这一问题更深入的理解。
造山带造山带，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义，包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
1概述造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义。
包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
2①造山带是地壳的缩短带。
造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生；②造山带广泛发育塑性流动、韧性剪切、褶皱、冲断和/或剪压构造带。
早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一；③造山带有广泛的变质作用发生，岩石组构发生改变。
④造山带有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与；⑤造山带沉积以非史密斯地层为主。
较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在；⑥地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。
3增生型造山带特征①具有很宽的增生楔，增生楔中的复理石基质向着海沟后退方向时代逐渐变新；②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的；③增生型造山带中有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代也向着海沟后退方向变低角度俯冲模式。
收稿日期:2001-07-05基金项目:国家重点基础研究发展规划项目(G 1999075506);国家自然科学基金项目(N o.49794041,40073005).桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构钟增球,索书田,张宏飞,周汉文(中国地质大学地球科学学院,湖北武汉430074)摘要:桐柏-大别碰撞造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.在组成上,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,主要包括核部杂岩单元、超高压单元、高压单元、绿帘-蓝片岩单元和沉积盖层单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体残留或侵入其中.桐柏-大别碰撞造山带的整体结构样式类似于北美西部的变质核杂岩带,即以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征,构成了以罗田和桐柏山为核部的两个穹隆.超高压单元、高压单元和绿帘蓝片岩单元作为不同的岩片夹持于核部杂岩和沉积盖层之间,其分布格局受碰撞期后伸展构造格架所制约.关键词:碰撞造山带;组成;结构;桐柏-大别.中图分类号:P313;P542+.2 文献标识码:A 文章编号:1000-2383(2001)06-0560-08作者简介:钟增球(1947-),男,教授,1982年毕业于武汉地质学院研究生院,获硕士学位,现主要从事变质岩、变质构造及岩石圈流变学方面的教学和研究. 桐柏-大别碰撞造山带介于中朝克拉通与扬子克拉通之间,向西与秦岭造山带相连,向东与苏鲁超高压带乃至朝鲜半岛的临津江带相通.至今,关于大别超高压变质岩形成的构造动力学背景,已有趋于一致的认识,即将超高压变质岩理解为是扬子克拉通与中朝克拉通于印支期斜向碰撞的产物[1～13].近年来研究表明,在桐柏-大别地块内,现今所观察到的构造几何学样式,类似于北美西部的变质核杂岩带,以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征[12,14].现在所看到的高压、超高压变质岩及非高压岩石的分布是由碰撞期后伸展构造格架控制的,各构造岩石单元间由多层伸展拆离带分隔[12].桐柏-大别碰撞造山带具有长期的构造-热历史,其中,桐柏、大别核部杂岩内表壳岩系的多期变形,晋宁期广泛的硅铝壳部分熔融和再造作用,是印支期陆陆碰撞前的主要地质事件[15,16].中生代大规模的岩浆岩体就位、陆内变形及伸展塌陷构造等,则是印支期陆陆碰撞后的热-构造事件[15,16].研究桐柏-大别碰撞造山带的组成,不仅不能按传统的地层方法划分,也不能仅考虑组成物质在二维空间的变化,而必须结合造山带的结构和演化,从三维空间予以厘定.研究表明,桐柏-大别造山带的组成与演化,与扬子克拉通的关系更为密切一些[12],不过,现今桐柏-大别造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.所以,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,桐柏-大别碰撞造山带的基本组成主要包括核部杂岩(CC )单元、超高压(UHP )单元、高压(HP )单元、绿帘-蓝片岩(E B )单元和沉积盖层(SC )单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体,各构造岩石单元间分别由下伸展拆离带、中伸展拆离带、上伸展拆离带和顶伸展拆离带所分隔(图1).1 基本组成1.1 核部杂岩单元核部杂岩单元主要分布于大别造山带的中部和北部及桐柏造山带的核部.它主要由桐柏杂岩和大别杂岩组成,包括变质表壳岩系、变质镁铁质岩石和变质花岗岩.其中变质表壳岩系和变质镁铁质岩石主要包括斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩及磁铁石英岩、夕线榴片麻岩、基性及酸性麻粒岩和大理第26卷第6期地球科学———中国地质大学学报V ol .26 N o.62001年11月Earth Science —Journal of China University of G eosciencesN ov. 2001图1 桐柏-大别山三叠纪碰撞期后构造简图Fig.1T ectonic sketch map of post T riassic collision in T ongbai2 Dabieshan1.边界断裂;2.构造缝合带;3.下伸展滑脱带;4.中伸展滑脱带;5.上伸展滑脱带;6.顶伸展滑脱带.QHF.确山-合肥断裂;XFF.信阳-肥西断裂;JMF.军马河-马蹄湾断裂;G MF.龟山-梅山断裂;BMXF.八里畈-晓天-磨子潭断裂;XG F.襄樊-广济断裂;T LF.郯城-庐江断裂;CC.核部杂岩单元;UHP.超高压单元; HP.高压单元;E B.绿帘蓝片岩单元;SC.沉积盖层.岩等.它们的原岩多是前寒武纪的表壳岩和侵入其中的基性、超基性岩体,具有麻粒岩相-高角闪岩相变质作用及多期褶皱变形特征,并经历了强烈的部分熔融和混合岩化作用.它们多作为大小不一的残块包裹于变质的花岗质岩石之中(图2),在大别杂岩中所占的比例很少,在桐柏杂岩中所占的比例更少.核部杂岩单元中变质花岗质岩石以花岗闪长质片麻岩和花岗质片麻岩为主,还有少量的英云闪长质片麻岩,其w(SiO2)为63.34%～75.36%.研究表明,桐柏杂岩和大别杂岩中变质花岗质岩石的地球化学特征是一致的或相似的,具有可对比性[17],它们主要是古老地壳在晋宁期受到强烈再造和部分熔融的产物[15,18～20].此外,核部杂岩中还有大量的燕山期花岗质和镁铁质-超镁铁质岩体就位,因此,真正的古老结晶基底变质岩石保留很少,仅以大别山的木子店和黄土岭等地保存较好(图2).在核部杂岩分布范围内,至今尚未发现典型超高压-高压岩石.1.2 超高压单元超高压单元主要分布于大别造山带南部的潜山、太湖、岳西和英山一带,西部的麻城—新县一带图2 湖北麻城木子店地区地质图Fig.2G eological map of Muzidian region,M acheng C ounty, Hubei Province1.黑云斜长片麻岩;2.石榴夕线石片麻岩;3.角闪石榴二辉岩;4.斜长角闪岩;5.磁铁石英岩;6.中酸性麻粒岩;7.剪切带;8.面理化二长花岗岩;9.面理;10.线理以及北部的桐城一带,位于核部杂岩单元与高压单元之间.主要岩石组合为英云闪长质片麻岩、面理化(含榴)花岗岩和榴辉岩,还有少量的大理岩、硬玉石英岩及镁铁质岩石等.超高压榴辉岩以含柯石英为特征,多以透镜状、扁豆状或团块状产于片麻岩中,少量产于大理岩中,其形成温压条件为t=750～800℃,p>2.8G Pa[21].据矿物组合和岩石结构构造特点,榴辉岩大体可分为两种类型,即块状榴辉岩和面理化榴辉岩.前者的峰期变质矿物组合主要为石榴石+绿辉石+金红石,块状或具弱面理;后者的矿物组合上除了石榴石、绿辉石和金红石外,一般还含有蓝晶石、多硅白云母、黝帘石或滑石等,并发育明显的面理和线理组构.含榴辉岩透镜体的大理岩经研究证实曾经历过超高压变质作用[3].榴辉岩的围岩英云闪长质片麻岩主要为黑云斜长片麻岩(俗称“超高压片麻岩”),含不等量的角闪石、绿帘石和石榴石、在化学成分上主要相当于英云闪长岩[22](图3),与桐柏、大别核部杂岩中的花岗质片麻岩在化学成分上有明显区别,后者主要相当于花岗闪长岩和花岗岩(图3).英云闪长质片麻岩中常含有具超高压矿物组合的榴辉岩或退变质榴辉岩的残块及阴影状残余,且榴辉岩与英云闪长质片麻岩呈渐变关系.超高压单元中面理化(含榴)花岗岩广泛出露,在新县165 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构图3 超高压(UHP )单元和核部杂岩(CC )单元中片麻岩及面理化花岗岩的w (An )-w (Ab )-w (Or )及w (K 2O )-w (Na 2O )-w (CaO )图解Fig.3Diagrams of w (An )2w (Ab )2w (Or )and w (K 2O )2w (Na 2O )2w (CaO )of gneiss and foliated granites in ultra 2high 2pressure andcore com plex units田铺、麻城福田河、四道河、英山东冲河、潜山双河、三祖寺、岳西碧溪岭以及桐城桃冲等地都可见及,在整个单元中占有很大的比例.这些面理化含榴花岗岩常常包容各种英云闪长质片麻岩乃至榴辉岩和退变榴辉岩,或穿插于它们之中[22].在一些条带状或面理化榴辉岩或退变榴辉岩中,花岗质细脉或条带穿插其中,并与其寄主岩一起褶皱;而在一些块状榴辉岩或榴辉质斜长角闪岩中,这些脉体或条带常呈枝状贯入,显示了部分熔融的迹象.面理化(含榴)花岗岩的主要矿物组合为钠-奥长石+微斜长石+角闪石+黑云母+白云母+石英+绿帘石+石榴石,在化学成分上相当于奥长花岗岩和花岗岩[18](图3).在超高压单元中,从片麻岩到面理化花岗岩,呈现出奥长花岗岩的演化趋势[22],与核部杂岩中花岗质岩石的演化趋势(钙碱性演化趋势)形成鲜明的对照(图3).面理化花岗岩中常含有榴辉岩、退变榴辉岩和片麻岩的包体.无论是片麻岩还是面理化花岗岩,都具有统一的缓倾斜区域性面理,是伸展流动作用下形成的面理,表现为由含榴辉岩或退变榴辉岩透镜体的片麻岩成分层堆垛成“假单斜”,而榴辉岩体的最大扁平面平行区域性缓倾斜面理并在垂向上堆垛.超高压单元内榴辉岩体常显示不同程度的退变质,转变为榴辉岩质斜长角闪岩和榴辉岩质片麻岩.在榴辉岩的围岩片麻岩的副矿物中发现绿辉石[23],以及在锆石中发现柯石英及绿辉石等都是明证[24,25].在有些较大榴辉岩体产出地可追索出从榴辉岩-角闪石化榴辉岩-榴辉岩质斜长角闪岩-斜长角闪岩(有时可保留角闪石+斜长石的后成合晶)-(含榴)黑云角闪斜长片麻岩(所谓的超高压片麻岩)的逐渐过渡,而且这几种岩石的稀土模式具有一定的相似性和继承性,暗示了它们之间的演化关系.除了超高压榴辉岩以外,超高压单元中还产有少量的超高压镁铁质岩石.它们主要是一些经历了超高压变质的超基性岩,以变质的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩等为主,如大别北部的饶钹寨和中部的碧溪岭及石马等地所见.这些超高压镁铁质岩石常常与超高压榴辉岩共生,或将超高压榴辉岩包于其中.此外,超高压单元中还可见到硬玉石英岩(如在双河地区)和蓝晶石石英岩(如在新县田铺地区),它们主要以透镜状产在英云闪长质片麻岩和奥长花岗质片麻岩中,并与榴辉岩或含榴辉岩的大理岩共生.超高压榴辉岩及退变质榴辉岩透镜体一般成群分布,它们在垂向上平行堆垛,其三维空间上的排列格式及组合特征,主要取决于与包围它们的围岩间的流变性(或强度)差及应变体制(纯剪、单剪或一般剪切).流变性差明显的,如大理岩内的榴辉岩块体,其形体一般较小,与大理岩构成残斑-基质流变学格式[12];流变性差较小的,如黑云角闪片麻岩内的榴辉岩或退变质榴辉岩块体,其形体一般较大,长轴较长,与围岩构成布丁-基质流变学型式[12].其中,榴辉岩及退变质榴辉岩体起着强相的角色.当流变性差很小或应变很大时,局部会出现围岩与榴辉岩构成假层理或条带的现象.265地球科学———中国地质大学学报第26卷图4 安徽岳西大别山北部地质简图Fig.4G eological sketch map of northern Dabieshan in Y uexi, Anhui Province1.边界断裂;2.滑脱带;3.花岗岩;4.镁铁质-超镁铁质侵入岩;5.变形橄榄岩;6.榴辉岩.CC.核部杂岩;UHP.超高压变质单元; BMXF.八里畈-晓天-磨子潭断裂;T LF.郯庐断裂值得指出的是,在“北大别”也有超高压-高压变质岩石的分布.魏春景等[26]和徐树桐等[27]在桐城西部大麻岩及百丈岩等地区发现了超高压-高压榴辉岩及其退变质产物.最近,笔者自岳西县水吼岭开始,经龙井关、桃冲、牯牛背水库向北追索,分别在罗家冲、胡湾及舒城、桐城和潜山三县交界地区的百丈岩一带,观察和发现较多的榴辉岩及分布几百平方千米的超高压单位和/或高压单元岩石组合(图4).除此之外,于岳西县北部黄尾地区及霍山县饶钹寨地区,也观察到变形的方辉橄榄岩与榴辉岩相岩石特有的空间组合关系,其特征与太湖毛屋及与苏鲁地区的基本一致,只是后期高温变质叠加更为强烈一些,保留了麻粒岩相的退变质组合.大别山北部罗家冲及百丈岩地区的榴辉岩主要由石榴子石+绿辉石+金红石组成,矿物变质反应结构、塑性变形及形组构发育,代表超高压-高压韧性剪切带的残余形迹.综上所述,超高压单元主要由经过超高压变质作用的大陆壳及幔源超镁铁质岩石、退变质的超高压变质岩石及减压退变质和部分熔融作用形成的片麻岩及面理化含榴花岗岩组成,构成一个8～10km 厚的楔状岩片,在核部杂岩的南部和北部均有出露.它们与下伏的主要由高温变质的大别杂岩构成的核部杂岩带之间,以下滑脱带相隔.在有些区段,因地壳薄化及伸展拆离作用影响,缺失超高压单元岩石,以致由高压单元岩石直接覆于核部杂岩单位之上[12].1.3 高压单元高压单元夹于超高压单元和蓝闪绿片岩单元之间,在大别山主要分布于河南罗山、湖北大悟、红安和安徽宿松等地,大致相当于原来所划的宿松群、红安群和苏家河群浒湾组所在的范围;在桐柏地区主要分布于桐柏山的两侧.在大别山,该单元主要由白云钠长片麻岩、钠长绿帘角闪岩及以透镜状产于其中的榴辉岩组成,还有大量的面理化(含榴)花岗岩和少量的变质磷块岩和大理岩.高压榴辉岩主要有石榴石和绿辉石组成,常见蓝闪石和多硅白云母,其形成温压条件为t=450～680℃,p=1.2～1.5 G Pa[21,28].高压榴辉岩也经历了不同程度的退变质作用,可见到由榴辉岩-榴闪岩石榴角闪岩-绿帘角闪岩、钠长绿帘角闪岩乃至蓝闪绿片岩和绿片岩的连续退变质系列.在高压单元中,可较清楚地辨认高压榴辉岩与(钠长)绿帘角闪岩之间的演化关系,但高压榴辉岩与白云钠长片麻岩间的关系还有待进一步研究.不过,从高压单元中面理化含榴花岗岩的不断识别和其中榴辉岩残留体的发现(如红安河口地区及苏家河地区),已为此提供了有意义的启示.与大别造山带的高压单元类似,桐柏地区的高压单元也主要由4部分岩石组合构成:(1)榴辉岩或退变质榴辉岩,局部伴有变形的蛇纹岩化橄榄岩;(2)经受高压变质的沉积岩及火山岩,如白云石大理岩、石墨片岩、石英岩及白云钠长片麻岩等;(3)由榴辉岩强烈退变质及剪切变形而成的含榴二云石英片岩、含榴绿帘斜长角闪片岩、片麻岩等;(4)面理化含榴或不含榴的花岗岩.地质部门在新近的1∶5万地质测量过程中,分别称作为肖家庙岩组、马鞍山岩组、鸿仪河岩组及丘沟岩组等.其实,它们在岩石组合、变质变形特征方面都是一致的,在三维空间上都是相互联通的.经过区域上的追索和观察证明,桐柏地区的高压单元,向东与大别地区出露的高压变质单位是衔接的,其构造边界也可逐一连接和对比;向西被南襄盆地的陆相盆地沉积掩盖,但据钻孔及地球物理资料,陆相沉积物基底岩石及主要构造边界,均可与盆地东西两侧山区的岩石及构造对比,因而,桐柏山区的高压单元,有越过南襄盆地向西延展的趋势.1.4 绿帘蓝片岩单元绿帘蓝片岩单元是形成压力最低的一个高压变质带,分布于桐柏-大别碰撞造山带的南侧,主要由绿帘蓝闪片岩(变质基性火山岩)、蓝闪白云钠长片岩(变质酸性火山岩)、蓝闪白云石英片岩(变质泥质岩)和蓝闪大理岩(变质碳酸盐岩)以及绿片岩、白云365 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构钠长片岩及白云石英片岩等组成.大致包括了原来所划分的张八岭群、随县群、耀岭河群及武当山群所在的范围.从绿帘蓝片岩带的绿帘蓝闪片岩和蓝闪白云钠长片岩等的矿物组合变化及矿物环带等的特征说明,该带至少经历了3期变质作用演化,即从低绿片岩相→绿帘蓝闪片岩相的进变质作用→绿片岩相、低绿片岩相的退变质作用过程.其峰期变质作用的温压条件为t=350～450℃,p>0.7G Pa[17].特别应引起注意的是,在绿帘蓝片岩带中还可见有少量残留的榴辉岩透镜体.同样,在部分高压榴辉岩中仍可见到绿帘蓝片岩相退变质作用的叠加,表现为在榴辉岩中有蓝闪石和绿帘石变斑晶的形成,而且在这两个矿物中含有石榴石和绿辉石的包体.这些都暗示了高压榴辉岩与绿帘蓝片岩间的转化关系.1.5 沉积盖层大别碰撞造山带内所保存的盖层岩系(SC),由于构造揭顶作用及侵蚀破坏,仅在造山带的南缘有残留露头,另在上述各单元的顶部也偶见出露.这些沉积盖层由晚震旦纪至三叠纪沉积岩组成.据古地理分析资料,震旦纪至中三叠世阶段,整个大别和苏鲁地区,都曾有沉积作用记录,该阶段还不存在大面积的古陆[29].沉积岩(局部夹火山岩)的特征与扬子克拉通盖层有亲缘性.据有限的盖层露头构造研究,其内部变形比较复杂,具褶皱逆冲带性质,以顶拆离带分别与下覆的高压或绿帘蓝片岩单元的岩石接触,底部可见缺层现象,压溶现象发育.运动学标志指示沿着顶拆离带,曾发生过大规模的正向滑脱运动[12].盖层只经历成岩和低级-极低级变质,未卷入超高压和高压变质作用,不属于超高压和高压变质带,但盖层确是超高压和高压峰期变质作用后形成的伸展构造框架的重要要素之一,对认识超高压和高压变质岩石的形成与折返动力学过程有重要的参考坐标意义.1.6 镁铁质及超镁铁质岩石大别碰撞造山带内,尤其是大别山北部广泛分布大小不一的镁铁质及超镁铁质岩石块体(图4).依据它们的矿物组合、变形变质特点及与围岩的接触关系,可分为两大类:一类是饶钹寨、碧溪岭和石马等地的变形的方辉橄榄岩、纯橄榄岩组合为代表,如前所述,它们与榴辉岩相岩石有相同的变形变质及几何学特征.如饶钹寨两个垂向上叠置的方辉橄榄岩扁平透镜体的长轴平行区域拉伸线理,与区域上榴辉岩透镜体形态及堆垛格式一致.地球化学研究表明[30],这些超镁铁质岩的稀土模式为LREE富集型,不同于大洋地幔,其w(87Rb)/w(86Rb) (0.7068～0.7104)和ε(Nd)值(+1.2～-7.1)表明不是来自亏损的地幔源区.另一类镁铁质岩石是辉石岩、角闪辉石岩及辉长岩组合,多为宏观上未变形的侵入体,与围岩有清楚的侵入接触关系,并含有围岩捕虏体,如岳西小河口岩体及霍山祝家铺岩体等.同位素年代学资料表明后一类镁铁质-超镁铁质岩体是燕山期就位的[31].这些镁铁质及超镁铁质的岩石地球化学特征[32]及野外地质体间几何关系、变形行为,均不具变质蛇绿混杂岩的特征,因而,不能作为三叠纪碰撞时期古缝合线的标志.尽管大别碰撞造山带内不存在变质蛇绿混杂岩带,但熊店、苏家河及浒湾一带榴辉岩中所显示的加里东期同位素年代学数据及ε(Nd)值(可达-20)表明,在大别山很可能保存有在加里东时期华北与扬子地块对接时被消减的古洋盆的残片.除了上述主要构造岩石单元外,桐柏-大别碰撞造山带中还有很多燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物,在此不再赘述.但应提及的是,中生代燕山期大规模的岩浆岩体就位,是印支期陆陆碰撞后重要热-构造事件的反映,它在桐柏-大别碰撞造山带留下了深刻的烙印,这在大别山东部尤为显著.同位素示踪和地球化学研究表明,大别山内的燕山期花岗岩,不管是产出于核部杂岩,还是产出于超高压或高压单元中,其源区都来自于核部杂岩[33],这也从另一侧面证明核部杂岩在空间上是位于高压、超高压单元之下的.据Wang等[34]对深反射地震剖面的解析,大别超高压岩石主要集中于9km以上的地壳.2 基本结构总体观之,桐柏-大别碰撞造山带的基本结构格局类似于一个大型的北美科迪勒拉型变质核杂岩(metam orphic core com plex)[21].主要结构要素包括核(杂岩)带、大型伸展拆离带及夹持的构造岩片和沉积盖层三部分[17].现今在桐柏-大别碰撞造山带观察到的区域构造几何图像,主要是由角闪岩相变质条件下形成的透入性成分层(具S-L组构)区域性几何学控制的.在大别山地区,成分层及其面理迹线勾绘成以罗田465地球科学———中国地质大学学报第26卷为中心的大型不对称穹窿构造,成分层及面理向周围缓倾斜,但拉伸线理则分别向北西及南东方向倾伏.穹窿的核部由大别变质杂岩组成,顶部及翼部由超高压和高压变质岩组成,由于中生代岩体的侵入及断裂的切错破坏,穹窿构造受到肢解,但基本几何学图像仍很清晰.在超高压、高压及绿帘蓝片岩单元中,榴辉岩及退变质榴辉岩体、变形超镁铁质-镁铁质岩体最大扁平面以及各种平卧及斜卧无根褶皱轴面、剑鞘褶皱的xy面等,都是与成分层平行的.利用对称布丁、共轭韧性剪切条带及脉体变形特征等应变及运动学标志估算,片麻岩及花岗质岩石垂向压扁量多为70%～80%,榴辉岩及退变质榴辉岩体垂向压扁量仅为50%,区域上具纯剪(共轴)及一般剪切应变体制.在桐柏地区,区域上形成一NWW-SEE向延长的短轴背形构造,在背形两翼,面理分别向北东及南西倾斜,倾角一般在20°～35°之间.在背形转折端,如太白顶一带,面理近水平.背形的东南和北西倾伏端,面理分别向南东及北西倾斜.矿物及拉伸线理特,趋向NWW及SEE,倾伏角多在5°～25°之间.总之,桐柏地区的区域构造样式与大别地区的区域构造样式非常相似,都具有一个变质核杂岩的特征.其几何形态为开阔的短轴背形,结构上其核部单位由桐柏杂岩构成,沉积盖层只遭受极低级变质作用,高压变质单元界于下、中复合拆离带与上拆离带之间.总体是在垂向缩短及NWW-SEE方向近水平的伸展体制下形成的.3 讨论与结论现今桐柏-大别碰撞造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.在组成上,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,主要包括核部杂岩单元、超高压单元、高压单元、绿帘-蓝片岩单元和沉积盖层单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体残留或侵入其中.各构造岩石单元间由多层伸展拆离带分隔.前人将大别碰撞造山带划分为“南大别”和“北大别”,在组成和结构的内涵上都不够确切.从三维空间看,经历过超高压和高压变质作用的超高压单元、高压单元和绿帘蓝片岩单元作为不同的岩片夹持于核部杂岩和沉积盖层之中,即超高压、高压和绿帘蓝片岩单元在空间上都位于核部杂岩之上,而位于沉积盖层之下,其分布格局受碰撞期后伸展构造格架所制约.大别碰撞造山带的整体结构样式类似于北美西部的变质核杂岩带,即以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征,构成了以罗田和桐柏山为核部的两个穹隆.至今,关于三叠纪中-朝与扬子克拉通间碰撞缝合线的位置有几种不同的意见.在大别地区,有些学者主张水吼-五河断裂带是UHP变质地体的顶部边界,并以此为构造边界,划分出北大别弧杂岩及南大别碰撞杂岩等岩石构造单位[35,36].徐树桐等[37]认为,大别地块北部的镁铁质和超镁铁质岩带,是变质的蛇绿混杂岩,代表消减了的洋壳残余及古缝合线的位置.最近,Hacker等[38]则认为,中-朝与扬子克拉通间的缝合线,可能是北淮阳构造带内泥盆纪南湾组的北界接触带.桐柏-大别碰撞造山带的组成和结构的研究表明,水吼-五河断裂带只是下伸展拆离带的一部分,而镁铁质-超镁铁质岩带内岩石是由含榴辉岩包体的变形的方辉橄榄岩、纯橄榄岩组合及未变形的辉石岩、角闪辉石岩和辉长岩等年轻侵入体两部分构成的,地球化学资料及地质体间几何关系、变形行为,都不具备变质蛇绿混杂岩的典型特征,因而,不能看作为三叠纪时期古缝合线.依据超高压和高压变质岩石的空间分布,构造岩石单位间几何学关系,以及变质相的构造配置[39]等分析资料,笔者认为大别地块北缘的八里畈-磨子潭-晓天断裂带以及苏鲁地区的五莲-烟台断裂带,是被强烈改造了的三叠纪碰撞缝合线.在桐柏山地区,高压变质岩石分布的北限是娘娘庙剪切带,它向东与大别地区的八里畈-晓天-磨子潭剪切带相连.位于八里畈-磨子潭-晓天缝合线以北20km 的龟山-梅山断裂带,是商丹俯冲消减带的东延部分,主要代表古生代阶段的缝合线.参考文献:[1]从柏林,王清晨.大别山-苏鲁超高压变质带研究的最新进展[J].科学通报,1999,44(11):1127-1141.[2]从柏林,王清晨.中国高压变质岩评述[J].科学通报,1994,39(24):2214-2218.[3]王清晨,从柏林.大别山超高压变质岩的地球动力学意义[J].中国科学(D辑),1996,26:271-276.[4]王清晨,从柏林.大别山超高压变质带的大地构造框架[J].岩石学报,1998,14:481-492.[5]李曙光,Jag outz E,肖益林,等.大别山-苏鲁地体超高压变质年代学:Ⅰ.Sm-Nd同位素体系[J].中国科学(D565 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构。
安徽省大别造山带大地构造相划分及其特征柳丙全;王利民;黄蒙;赵先超【摘要】Tectonic facies reflect petrotectonic assemblages formed in specific evolutional stages and tectonic settings dur-ing evolving processof a continental block and orogenic system (zone), and represent a comprehensive product of conti-nental lithospheric plate through dynamic and geotectonic processes such as separation, convergence, collision and oro-genesis. The Dabie Mt, Anhui Province is a complete orogenic system that embodies plate junction, arc-basin system and massif megafacies. Different facies and sub-facies represent different sedimentary rock formation association, and volcanic, intrusive, metamorphic petrotectonic association and features of big deformational structures, being of deci-sive significance to mineralization and ore control.%大地构造相是反映陆块区和造山系（带）形成演变过程中，在特定演化阶段、特定大地构造环境中，形成的一套岩石构造组合，是表达大陆岩石圈板块经历离散、聚合、碰撞、造山等动力学和地质构造作用过程而形成的综合产物。
板块构造学说的创立，在二十世纪引发了一场旷古未有、规模空前的地球科学大革命，将它与由相对论和量子力学引发的现代物理学大革命相比毫不逊色。
但是，任何科学理论的发展和进步都是永无止境的，这是一个川流不息、万古常新的辩证法过程，作为现代地球科学基本内核的板块构造学说，理所当然也不能例外。
板块构造学说已经完成了它的历史使命，已经做到了它所应该做到的一切，一个个比它更新颖、更先进、更完善的地球科学新理论必将登上科学的历史大舞台。
板块构造学说的错误之一：非洲板块的东、南、西三面分别被印度洋中脊、大西洋中脊包围，北面与欧亚板块碰撞，非洲板块四面都受水平挤压力作用，本应形成褶皱山系，为什么反而分裂了，出现6500千米长的东非大裂谷、马达加斯加岛也不断向东漂移？如果我们把一张报纸从四面向中心挤压，这张报纸不但不发生褶皱，反而从中间撕裂开了，你们信吗？板块构造学说的错误之二：根据地幔对流模型，由于在大洋中脊下面的地幔中可能存在放射性物质富集现象，地幔上升岩流的位置是固定不变的，大洋中脊必须固定在地幔上升岩流的上方。
而根据海底扩张说，南极洲板块的面积是不断扩大的，原先环绕在南极洲大陆边缘的大洋中脊圈，已经随着海底扩张不断变大并且向北迁移到现在的这个位置。
如果大洋中脊圈不断扩大并且向北迁移，而地幔上升岩流的位置只能固定在放射性物质富集的地方保持不变，如此一来，大洋中脊圈就不能长期固定在地幔上升岩流的上方了，地幔对流系统就不可避免地遭到破坏。
实际上，纵贯全球的大洋中脊并不一定与地幔上升岩流存在长期的对应关系，而是在自由移动着，那么，地幔对流又是如何驱动板块运动的呢？板块构造学说的错误之三：地幔对流产生的力，既然能使具有双层结构(上有硅铝层下有硅镁层)的厚达几十千米（如青藏高原厚达70千米）的大陆型地壳强烈褶皱，为什么具有单层结构（只有硅镁层）的仅有几千米厚(大洋地壳平均厚度仅有6千米)的大洋型地壳反而做只能传力不能褶皱的刚体运动？即使从整个岩石圈来看，也是大陆岩石圈普遍厚于大洋岩石圈。
大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化的关系的报告，800字本文将介绍大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化之间的关系，并对相关论述进行简要的总结。
大别造山带历史上的演化可以用地层学的手段进行大致分析，在大别造山带演化史中，根据地层学和构造学特征，可以划分为三个阶段：大裂谷期（Paleoeogene）、逆冲期（Neogene）和抬升期（Quaternary）。
在大别造山带中，生代花岗岩类主要分布在大裂谷期，也就是花岗岩活动期，期间出露大量花岗岩，其成分可分为老花岗岩系（Paleoeogene Granites）、新花岗岩系（Neogene Granites）和现代花岗岩系（Quaternary Granite）。
老花岗岩系主要分布在新汪（Neo-Wang）、碛桂（Qinggui）和新洪（Neo-Hong）地区，其特征是具有A系（A-type ）特征，如高钾、低钙；其产地特征是具有节理、断层和构造背景，可以认为是在构造背景下发生节理成岩作用的产物。
新花岗岩系则主要分布在大别造山带东部，其特征是具有I系（I-type）特征，如中钙、低钾、低镁、低钆等；其产地特征是具有节理和断层，可以认为是受构造背景影响的岩浆活动的产物。
最后，现代花岗岩系则主要分布在大别造山带的西部，其特征是具有S系（S-type）特征，如高钙、低镁、低钾、低钆等；其产地特征是存在着大量的断层和大型的构造背景，因而可以断定是受伴随构造活动的岩浆活动的产物。
综上所述，大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化之间存在着一定的关联性。
多方面的地质特征表明，大别造山带正处于构造背景下的节理式成岩作用和岩浆活动的演化过程之中，而生代花岗岩类成分就是在这一演化过程中产生的特征成分，其时空分布可以作为验证造山带演化的有力依据。
本文对大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化的关系进行了简要阐述。
首先，概述了大别造山带演化的过程；其次，分析了大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布；最后，总结了生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化之间的关联性。
高中地理-地球内部结构知识点汇总地球内部结构是地理学中的一个重要内容，主要包括地球的内部层次、地壳构造和板块运动等知识点。
下面是地球内部结构知识点的汇总：1. 地球的层次结构地球内部可以分为地壳、地幔、外核和内核四个层次。
其中，地壳是最外层的固体壳体，包括陆地地壳和海洋地壳；地幔是介于地壳和核心之间的可塑性硬壳；外核是由液态铁和镍组成的液态层；内核是地球的中心部分，主要由固态铁和镍组成。
2. 地壳构造地球地壳是由大量的板块构成的。
板块是地壳的大块分片，常常发生在板块之间的相互运动和碰撞。
地壳构造包括以下几种类型：- 造山带：由于两个板块的相互碰撞，形成山脉和褶皱。
- 地震带：板块运动引起的地震集中的地带。
- 火山带：由于板块运动，形成了地球上的火山分布带。
3. 板块运动地球板块的运动是地壳构造演化的主要表现形式。
板块运动包括以下几种类型：- 拉伸运动：板块之间发生拉伸，形成裂谷和断层。
- 挤压运动：两个板块碰撞，形成造山带和褶皱。
- 滑移运动：板块沿着断层面上下滑动。
4. 地质构造地质构造是指地壳内部的各种构造形态。
地质构造包括以下几种类型：- 褶皱：地壳受到挤压力，发生的折叠变形。
- 断层：地壳发生断裂，形成的裂缝。
- 地堑：地壳受到拉伸力，形成的地表下沉。
- 地脊：地壳的隆起部分，形成山脊。
以上就是地球内部结构的知识点汇总，相信可以帮助你更好地理解和研究地理课程中的重要内容。
参考文献：- 张荣祖，李富兰. 地理课本（高中地理选修1）[M]. 北京：人民教育出版社，2020年.- 高师文化岳春风. 高中地理教学大纲与教学思苦讲义. 高师文化 , 2018, 2.注意：以上知识点仅作为参考，具体内容请参考教材为准。
地球的内外部结构与地貌演化地球是我们居住的星球，也是我们所熟悉的生命的摇篮。
地球的内外部结构与地貌演化是地球形成和发展的重要因素。
地球的内部结构包括地核、地幔和地壳。
地核是地球的最内部部分，由固态铁镍合金组成。
地幔是地核和地壳之间的厚度约为2900公里的层，主要由硅酸盐矿物组成。
地壳是地球的最外部部分，包括洲际壳和海洋壳，地壳最厚约70公里。
地球的外部结构是指地球的表面特征，也就是我们常说的地貌。
地貌是地球表面的形状、地势和地表覆盖，是由地质、气候和人类活动等因素共同作用形成的。
地壳是地球最薄的一层，它包括洲际壳和海洋壳。
洲际壳位于大陆之上，属于地壳的一部分。
洲际壳主要由花岗岩和大理石等硬质岩石组成，厚度不等，一般约为30-50公里左右。
洲际壳地势高，地形复杂多样，包括山脉、高原、盆地和平原等。
海洋壳是地壳的另一部分，位于海洋底部。
海洋壳主要由玄武岩和炳烧岩等较软的火山岩组成，厚度相对较小，一般约为5-10公里左右。
海洋壳地势低，主要是海底平原和海脊等特征。
地幔是地球内部结构的主要组成部分，包括上地幔和下地幔。
地幔是地壳和地核之间的层，主要由硅酸盐矿物和铁镁矿物组成。
地幔的物理性质与地壳有很大的差异，因此在地壳运动和地震等地质活动中扮演着重要的角色。
地核是地球的最内层，主要由固态铁镍合金组成。
地核的温度非常高，可以达到几千摄氏度。
地核的运动产生了地磁场，保护地球免受太阳风暴和辐射的影响。
地球的地貌演化是地壳运动和风化侵蚀等自然过程的结果。
地壳运动包括构造运动和地震，是地球表面形成和改变的主要因素。
构造运动主要包括地壳的隆起和下沉等活动，形成了山脉、断裂带和地震带等特征。
地震是地壳运动的一种表现，由地壳内部的断裂和滑动引起。
风化侵蚀是地壳表面物质受大气和水等自然力作用退化和破坏的过程。
风化包括物理风化和化学风化两种形式。
物理风化是指由于温度变化、冻融作用和植物根系等因素引起的岩石的破裂和碎化。
化学风化是指由于水和大气中的物质使岩石发生化学反应和溶解。
大别造山带岩石学结构和热结构及其地质意义
邓晋福;戴圣潜;吴宗絮;赵海玲;杜建国;罗照华
【期刊名称】《地质学报》
【年(卷),期】2000(74)3
【摘要】岩石学结构和热结构表明大别碰撞造山带是由两个不同岩石-构造单元叠置形成,代表两个深部地壳物质剖面.本文通过对高压、超高压岩石形成过程中岩石物理(密度)性质分析,指出大陆长英质地壳自身在特定岩石学结构情况下可以俯冲至地幔深度.低温、快速折返是缺乏同碰撞和碰撞后花岗岩类的主要原因."浮沉子效应"是超高压岩石形成和折返的力学机制.
【总页数】10页(P206-215)
【作者】邓晋福;戴圣潜;吴宗絮;赵海玲;杜建国;罗照华
【作者单位】中国地质大学,北京,100083;中国地质大学,北京,100083;安徽省地质调查研究院,合肥,230001;中国地震局地质研究所,北京,100029;中国地质大学,北京,100083;安徽省地质调查研究院,合肥,230001;中国地质大学,北京,100083【正文语种】中文
【中图分类】P3
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5.中国东部上地幔热结构——由岩石学模型推导 [J], 邓晋福;赵海玲
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西北大学学报(自然科学版)2009年6月,第39卷第3期,Jun.,2009,Vol.39,No.3Journal of North west University(Natural Science Editi on) 收稿日期:2009203210 基金项目:国家自然科学基金资助项目(40372097,40772131);中石化南方海相基础研究基金资助项目(20060902) 作者简介:宋传中,男,安徽阜阳人,合肥工业大学教授,博士,从事构造地质学研究。
秦岭—大别造山带中几条重要构造带的特征及其意义宋传中1,张国伟2,任升莲1,李加好1,黄文成1(1.合肥工业大学资源与环境学院,安徽合肥 230009;2.西北大学大陆动力学国家重点实验室,陕西西安 710069)摘要:目的 研究秦岭—大别造山带内几条重要构造带的构造变形特征,以探讨其动力学过程。
方法 通过该造山带中各构造带的几何学、运动学特征研究,分析板块构造体系向陆内构造体系转换和大陆动力学体系演化等地质过程。
结果 ①洛栾构造带是二郎坪弧后盆地与华北板块南缘的陆内构造拼合带,形成于365Ma±,挤压方向为240→60°;②商丹断裂带在260Ma±形成,挤压方向为220→40°,以压扁作用为主,正花状构造,显示出板块碰撞带的构造特征;③襄广断裂带是扬子板块在220Ma±,由185→5°方向与大别造山带斜向汇聚的结果;④殷马断裂带为一条右行平移的韧性剪切带;⑤武穴构造对接带是大别造山带南缘与扬子板块北缘的构造复合带,是在140Ma±扬子板块总体由S→N挤压所致;⑥宜鲁构造带是东秦岭造山带北界,为S→N逆冲的叠瓦状推覆构造,上地壳缩短率为52%;⑦郯庐断裂带是秦岭—大别造山带东端的一条多期活动的剪切带。
结论 秦岭—大别造山带经历了不同构造体制转换、板块构造系统发展、板块构造体系向陆内构造体系转换以及大陆动力学体系发展演化等地质过程;显示出古生代以来逆时针“转动挤压”到“三面围限”的动力学过程。
各类沉积盆地形成的大地构造环境盆地是地壳表面三度空间上的凹地，沉积盆地的概念不完全相同，首先被厚层沉积物充填的盆地才能称为沉积盆地。
沉积盆地的另一层含义是：它是地球历史上长期处于沉降的地区，或是未经造山隆起的沉降地区，这与造山带之前的盆地区分开来。
根据沉积盆地的成因类型将盆地分为伸展型、挠曲型和走滑型三大类。
伸展型盆地是指在岩石圈伸展背景下发育的盆地，一般以地壳变薄、负布格重力异常为其主要特征，主要包括裂谷型盆地，被动陆缘盆地，陆内伸展盆地，克拉通盆地。
伸展盆地虽然多表现出断、挠相结合的构造样式，但因初始原因不同，进一步可将伸展盆地分为裂谷型和一般伸展盆地。
前者起因于热力驱动，多由地幔热柱上涌导致。
而一般伸展盆地起因于重力滑动，常表现为向一个方向伸展量不断增大的斜坡状凹陷，通常指被动陆缘盆地。
挠曲型盆地是地壳挠曲变形所形成的盆地，不仅仅发生在前陆地区，大洋盆地也是地热沉降导致上层挠曲变形的结果。
挠曲型盆地又分为前陆盆地，山前凹陷盆地，多发育于前陆与山前凹陷地带，受上覆载荷作用挠曲而成。
走滑型盆地即是与大型走滑活动有关的盆地。
一是走滑拉分盆地，可出现在任意类型的构造环境中，主要与一组离散型走滑断裂有关；二是滑脱型盆地，指因滑脱而导致的拉张断陷，主要出现在造山带中华北地台构造演化史一、华北地台大地构造演化概述1）早前寒武纪（太古代-古元古代）基底形成演化阶段(Ap-m陆核孕育阶段; An初始克拉通化; Pt1结晶基底形成)；2）晚前寒武纪（中—新元古代）—三叠纪地台稳定发展阶段(Pt2-3大陆裂陷阶段; Pz稳定盖层沉积阶段)；3）中－新生代：主要是侏罗纪——新生代陆内构造阶段(或“地台活化”阶段/西太平洋构造带活动阶段)二、基底构造演化四个阶段①古陆核形成迁西期(Ae-Ap)经历了3.2-3.0 Ga迁西运动,并伴随大规模钠质花岗岩(奥长花岗岩)侵入，在冀东、辽北形成一些以绿岩-花岗岩地体为核心的古陆核。
天山造山带壳幔速度结构及深部构造过程综述崔冉;崔清辉;周元泽【期刊名称】《地球与行星物理论评（中英文）》【年(卷),期】2024(55)4【摘要】天山作为陆内造山带的典型地区,其深部构造一直是国内外地学界关注的热点问题.天山造山带下方速度异常结构的分布特征,是天山造山带深部构造过程响应的深刻体现,对深入理解其活化机制具有重要的指示作用.本文系统总结了天山不同区段的壳幔速度异常结构研究结果,讨论了天山造山带下方不同速度异常结构的形成机制以及天山隆升变形的动力学演化过程.天山造山带不同区段的层析成像结果以及接收函数图像等多种地震学探测与GPS观测研究成果显示,区域速度异常结构分布特征与天山造山带及周边地区的地质构造特点、动力学演化过程具有相关性:天山造山带下方高速异常结构的倾斜方向、形态、位置,凸显了天山地区独特的陆内俯冲机制;不同区域的低速异常结构表明,存在软流圈热物质上涌形成的小地幔柱或小尺度地幔对流,以及岩浆底侵作用导致壳内物质发生部分熔融.相关研究结果对进一步理解天山陆内俯冲、地壳缩短变形、岩石圈拆沉和软流圈热物质上涌等动力学过程具有重要意义,并对深入研究天山地区地震活动性分布规律提供有利的参考依据.【总页数】18页(P381-398)【作者】崔冉;崔清辉;周元泽【作者单位】中国科学院大学地球与行星科学学院中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国地震局地震预测研究所地震预测重点实验室【正文语种】中文【中图分类】P315【相关文献】1.中亚造山带中新生代壳幔相互作用特征与过程——新疆北部幔源岩浆岩系对比研究2.秦岭造山带与邻域华北克拉通和扬子克拉通的壳、幔精细速度结构与深层过程3.大别造山带与郯庐断裂带壳、幔结构和陆内"俯冲"的耦合效应4.大同—阳高震区及其邻区壳幔速度结构与深部构造5.天山造山带壳幔结构与陆内变形机制研究进展因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
名词解释大地构造学：研究地壳的组成、地壳构造、地壳运动和地壳的发展的学科；岩石圈：岩石圈从地面向下延伸到低速带，它包括了整个地壳及上地幔的上部，它是软流圈之上的一个刚性的圈层，厚度约20―150km。
是地球坚硬的外层，在力学性质上表现为脆性体，岩石圈也称为构造圈。
软流圈：岩石圈之下50--250 km深处，这里地震波速度不随深度增高，相反是下降了，出现了一个低速层。
低速层是一个柔软的塑性体，它温度较高，接近于地幔在那个深度压力下的熔点，并可能发生部分熔融。
低速层就是一个柔软塑性体，在构造上把它叫软流圈。
也叫低速层。
克拉通：地台的前寒武系基底和地盾一起称为克拉通，是大陆壳最稳定的构造单元，约占陆壳板块面积的70％。
地槽:地槽在发展早期是一个不断强烈坳陷和接受沉积的沉降地带，后期褶皱成山系。
地槽旋回：地槽从形成坳陷开始，经造山运动形成褶皱带，到最后成为稳定的克拉通，是一个完整的演化过程，施蒂勒称之为地槽旋回。
地台:地台是地壳上稳定的，自形成以后不再遭受褶皱变形的地区。
一般定义为：地台是地壳上相对稳定的构造单元。
构造运动:构造运动又称地壳运动，分为狭义和广义狭义的地壳运动：由于地球内部动力引起的地壳变形变位，都是地壳机械运动的产物。
广义的地壳运动：地壳物质运动的形式不只是指地理景观的变化以及地壳的机械变形方面，而且还应该包括地壳一切物理、化学形式的物质运动，如地热流、地电流、地磁流的变化；岩浆的形成、分异、运移；变质作用中各种元素的化合、分解等等。
褶皱幕:褶皱幕又称造山幕，褶皱幕实际上是地壳在相对短期内发生的一次造山运动。
在构造上表现为岩层的褶皱和断裂，地层之间以角度不整合为标志。
构造旋回:一般来讲，从一个平静期开始到一个褶皱期结束称为一个构造旋回，因此在地质历史时期中可以分出若干个构造旋回。
板块:1968年，勒皮雄认为地球的岩石层并不是整体一块，而是为一些构造活动带（洋中脊、现代造山带、岛弧构造、转换断层）所割裂，形成几个不连续的单位，叫做板块。
304 中国科学 D 辑 地球科学 2005, 35 (4): 304~313大别造山带壳幔界面的断错结构和壳内低速体*刘启元①**Rainer Kind ②陈九辉①Yuan Xiaohui ②李顺成①郭 飚①Kurt Wylegalla ② 赖院根①(① 中国地震局地质研究所 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029; ② GeoForschungZentrum Potsdam,Telegrafenburg A17, Potsdam, D-14473, Germany)摘要 2001年4月~2002年3月, 北起河南兰考附近的崔林(34°40′N, 114°49′E), 南到江西大冶附近的大箕铺(30°20′N, 115°03′E), 横跨大别造山带, 布设了总长度约500 km, 由34台宽频带流动地震仪组成的二维地震台阵观测剖面. 台站采用不等间距布设. 在大别造山带范围内, 台站间距为3~8 km, 其他地区为15~20 km. 利用台阵记录的远震P 波波形数据和接收函数方法, 获得了横穿大别造山带的接收函数剖面和各台站下方100 km 深度范围内地壳上地幔的Ｓ波速度结构. 研究结果表明: 大别造山带地壳在垂直山体走向的方向上具有明显的非对称分块结构; 地壳最大厚度为42 km; 壳幔界面具有与地壳分块结构相应的断错结构, 最大断距达到8 km; 在造山带核部, 存在壳内横波低速体; 壳内低速体分为两部分, 分别对应南大别和北大别; 在垂向上两者可能曾有差异运动; 其下方地壳速度具有随深度增加的梯度结构, 上地幔顶部直到70 km 深度范围内速度异常偏低, 而其下方70~100 km 的深度上有高速异常体. 关键词 接收函数 壳内低速体 壳幔界面 大别山 碰撞造山带2003-08-18收稿, 2004-08-18收修改稿* 国家自然科学基金(批准号: 40074009)和德国科学基金会(DFG )联合资助项目 ** E-mail: qyliu@大别山地处我国南北重要地质分界线秦岭-大别造山带的东端. 20世纪80年代, 由于超高压变质岩, 特别是柯石英和微金刚石包裹体的发现, 东大别造山带(以下简称大别山造山带)超高压变质岩及其折返机制成为国内外地学界研究的一个热点[1,2]. 相关的研究涉及了构造地质, 岩石学, 年代学等若干领域, 极大地推进了大别山造山带动力学及其演化的研 究[3~8]. 但是, 迄今为止, 超高压变质岩的形成及其折返机理仍然是有待进一步深入研究的问题. 对于柯石英等超高压矿物形成的深度以及大别山地区扬子与华北陆块间缝合带的具体位置仍有不同的见 解[9~13].为了解决上述问题, 在大别山造山带开展了包括大地电磁, 地震走时层析, 人工地震测深等主动源和被动源的多种地球物理探测研究[14~19]. 探测结果为揭示大别造山带地壳上地幔构造环境的基本特征第4期刘启元等: 大别造山带壳幔界面的断错结构和壳内低速体305做出了重要贡献. 但是, 存在的主要问题是它们的空间分辨率或探测深度不足以揭示不同陆块之间的接触变形关系, 甚至在同一剖面给出了可能导致不同动力学模型的地壳结构.最近, 袁学诚等进行了横跨大别山造山带的近垂直反射探测研究[20]. 这是横跨大别山超高压变质带的第一个反射剖面, 并揭示了大别山造山带地壳的结构细节. 但是, 迄今为止, 仍然缺乏对大别山造山带地壳上地幔S波速度结构的高分辨率探测研究, 而S波速度结构的研究对于深入理解地壳上地幔的构造物理环境将具有不同于P波速度结构的意义和价值.近年来, 地震学领域的一个重要进展是接收函数方法在探测地壳上地幔横波速度结构方面的广泛应用[21~24]. 所谓接收函数即接收区结构对入射远震P 波的脉冲响应. 由于远震P波在接收区地壳近乎垂直入射, 接收函数方法对于探测地壳上地幔速度结构的横向非均匀变化具有独特的作用. 利用接收函数方法和密集台阵观测记录的远震波形数据可以对台阵下方地壳上地幔速度结构进行高分辨率的成像[25,26].2001年4月~2002年3月, 中国地震局地质研究所和德国波茨坦地学研究中心, 横跨大别山造山带, 进行了高分辨率流动宽频带地震台阵观测. 其目的在于获得观测区域地壳上地幔的S波速度结构. 本文将利用该流动地震台阵记录的远震体波波形数据和接收函数方法, 研究大别山造山带100 km深度范围内地壳上地幔的S波速度结构. 本文的结果弥补了以往研究的不足, 揭示了大别山造山带的壳内低速体及其壳幔边界的断错结构, 为大别造山带动力学及其演化研究提供了新的观测证据.1 地质背景和野外观测图1(a)给出了大别山及其邻区的地貌特征以及在该区域布设的流动宽频带地震台阵剖面. 由图1(a)可知, 该观测剖面北起河南兰考附近的崔林(台站代码CLN, 地理坐标为34°40′N, 114°49′E), 南到江西大冶附近的大箕铺(台站代码DJP, 地理坐标为30°20′N, 115°03′E). 观测剖面横穿大别造山带及其扬子和华北陆块, 总长度约500 km. 观测剖面共由34台宽频带数字地震仪组成, 观测台站采用不等间隔布设. 在大别山及其邻近地区, 台站间距为3~8 km, 其他地图1 大别山流动宽频带地震台阵剖面和记录的远震事件(a) 观测台站位置; (b) 远震事件分布306中国科学D辑地球科学第35卷区为15~20 km. 观测仪器采用EDAS-24型24位数采便携式宽频带数字地震仪. 观测系统动态范围优于120 dB. 观测频带为0.05~20 Hz. 观测方式采用连续记录. 在近1年的观测时间里, 共记录各类地震事件670多个. 图1(b)给出了观测台阵记录的震中距大于25°的远震事件分布.关于大别造山带及其邻近区域的地质背景, 众多文献中均有论述[12,27]. 图2是依据文献[27]给出的大别山造山带主要地质构造单元及主要岩性分布. 为了便于我们的讨论, 图2同时给出了区域内观测台站的位置. 由图2可见, 我们的台站布设可以有效地控制观测区域的主要构造边界.2 方法现今采用的接收函数方法一般可分为两类: 接收函数反演[21,22]和接收函数偏移叠加[23,24]. 前者利用线性或非线性波形反演方法, 由接收函数的径向分量获得台站下方地壳上地幔S波速度结构; 后者引入地震勘探中的偏移叠加原理, 进行接收函数的地壳上地幔一级间断面成像. 就其研究目标, 两者可分别类比于人工地震的折射法和反射法. 鉴于远震P波的优势频率在 1 Hz左右, 利用接收函数反演得到的地图2 大别山造山带地质构造单元划分及台站分布据文献[27], 本文作了简化. 1. 正断层; 2. 逆断层; 3.城市; 4. 台站; 5. 花岗岩; 6. 榴辉岩. (1) 六安断裂; (2) 磨子潭断裂; (3) 四望断裂; (4) 广济-襄樊断裂; (5) 郯城-庐江断裂; (6) 商城-麻城断裂. I. 北淮阳地块; II. 岳西地块; III. 四望地块; NDB: 北大别; SDB: 南大别; XSH: 浠水地块第4期刘启元等: 大别造山带壳幔界面的断错结构和壳内低速体307壳结构可有1~2 km垂向分辨率, 而其横向分辨率则主要取决于观测台站的间隔.由于本文的主要目的在于研究大别山造山带的地壳及上地幔的S波速度结构, 我们采用文献[22]和[26]给出的接收函数非线性反演和叠加技术. 对此仅作如下必要的说明:(1) 分离接收函数利用多道最大或然性反迭积方法, 从各台站记录的远震P波波形数据分别得到相应的复谱域和时间域的接收函数, 同时得到时间域接收函数垂向和径向的初至振幅比, 它对接收函数的反演是一个重要约束.(2) 接收函数叠加不同方位接收函数的径向分量依照垂直分量初至对齐的原则进行时域叠加. 由于远震在接收区地壳近乎垂直入射, 壳内界面上转换波和反射波相对于初至P波的时间延迟主要取决于相应的界面深度, 基本不随震中距改变或变化很小, 其振幅大小则主要与界面结构有关. 文献[28]给出了根据转换震相的延迟时间估计界面深度的方法.(3) 接收函数反演本文采用非线性复谱域接收函数反演方法, 包含了0.05~1.5 Hz频率分量, 并假定介质的P波与S波速度比在壳内为1.732, 地幔区域内为1.80. 我们不是反演单个远震事件的接收函数, 而是反演不同方位接收函数的叠加结果. 反演结果相应于不同方位接收区地壳结构的平均估计.(4) 接收区地壳速度结构成像利用横向切片和插值方法可以把各台站下方一维接收区速度模型转换成相应的二维地壳上地幔速度结构图像. 其结果可描述观测台阵下方地壳上地幔速度结构的非均匀特征.3 结果3.1 壳幔界面的断错结构图3给出了台站DJP—CLN的接收函数剖面. 图3中的零时刻相应于接收函数垂直分量上P波的初至到时. 图3中包含了各台站按照方位角大小排列的不同方位的接收函数. 因此, 其结果不但反映地壳结构沿剖面的横向变化, 而且反映了各台站下方接收区结构不同方位上的差异.图3中零时刻附近的震相为入射P波在径向分量图3 横跨大别山造山带和华北地台的接收函数剖面数据按照台站分组, 顶部字符表示台站代码308中国科学D辑地球科学第35卷上的投影或在结晶基底面上形成的Ps转换波. 其延迟时间取决于基底面的埋深. 图3中4~6 s左右可连续追踪的震相为壳幔界面上的Ps转换波, 其延迟时间主要取决于地壳的厚度. 根据图3中壳幔界面Ps 转换波的时间延迟可以推断壳幔界面沿观测剖面的起伏变化, 而相邻台站间, 它们的突然变化则是界面可能存在断错(不连续的变化)的一种标志. 因此, 由图3我们可以推断, 华北地台区与大别山造山带的地壳结构明显不同, 且大别山造山带的壳幔界面可能存在若干断错.为了更清楚地揭示沿观测剖面的地壳结构图像, 图4(a)给出了沿经度方向投影的接收函数时间叠加剖面. 与图3不同的是, 图4(a)所示的大别山造山带及其邻区(台站DJP—ZLF)的叠加剖面由方位120°~140°的接收函数得到. 这意味着其相应的入射波方位与观测剖面近于垂直, 并假定沿山体走向的地壳变形应明显小于与其正交方向上的变形. 这样处理的目的在于可以使叠加接收函数主要反映沿观测剖面方向的壳幔界面横向变化.由图4(a)可见, 以台站ZLF为界, 叠加接收函数剖面分为明显不同的两部分. 它们分别相应于大别山造山带和华北地块. 台站下方壳幔界面转换震相的时间延迟显示了地壳厚度的变化特征和壳幔界面沿纬度方向的阶梯状断错结构. 在10~25 s的区间,图4(a) 横跨大别山造山带和华北地块的接收函数叠加剖面; (b) 横跨大别山造山带和华北地块的地壳上地幔S波速度结构. 顶部字符表示台站代码;NCP: 华北地块; NHY: 北淮阳地块; NDB: 北大别; SDB: 南大别; XSH: 浠水地块; 白色实线: 壳幔界面第4期刘启元等: 大别造山带壳幔界面的断错结构和壳内低速体309台站DJP—ZLF的叠加接收函数显示了可追踪的多次波震相. 白色箭头分别标出了相应的多次波震相和可能的断错位置. 实际上, 经过壳内多次反射, 多次波相对于入射P波的时间延迟被进一步放大. 因而, 多次反射波可以更加清楚地揭示壳幔界面深度的横向变化. 尽管如此, 由于壳内速度结构的非均匀性, 这些断错的最终确定仍有赖于接收函数反演给出的速度结构.图4(a)给出的结果表明, 在垂直山体走向上, 大别山造山带的地壳具有明显的非对称结构, 在台站QNS以南的壳幔界面向北倾斜. 这意味着, 在扬子板块的推挤作用下, 大别山造山带的地壳向北下插并增厚. 另外, 图4(a)表明, 华北地块基底面的转换震相有较大的时间延迟, 它标志华北地台区域内近地表有较厚沉积盖层, 其最大厚度可能达到1公里左右. 由于盖层的影响, 叠加接收函数的波形特征已发生了较大的变化. 3.2 接收函数反演与壳内低速体上述结果为利用接收函数反演确定台站下方100 km深度范围内地壳上地幔的S波速度结构奠定了基础. 图5给出了34个台站(DJP—CLN)由反演得到的接收函数波形拟合结果. 图4(b)给出了利用非线性接收函数反演方法得到的横跨大别山造山带和华北地块的二维地壳上地幔S波速度结构. 图4(b)中同时标出了根据反演结果确定的壳幔界面, 并用白色箭头标出了其断错的位置. 图4(b)给出的结果不但进一步证明了大别山造山带壳幔界面的断错结构, 而且揭示了大别山造山带地壳的横向分块特征. 我们的结果表明, 它们与图2给出的地表地质分区有较好的对应关系.台站DJP—NHE段: 该段相应于地表的浠水地块. 该区段的主要特征是壳幔界面的向上隆起. 在台站MAL下方, 地壳厚度仅30 km. 这与图4(a)显示的结果是一致的. 此外, 中上地壳的速度结构也显示了图5 理论与观测接收函数的波形拟合粗实线为理论预测波形, 细实线为观测结果, 左边的字符为台站代码310中国科学D辑地球科学第35卷横向分块的变化. 在台站MAL和台站LVY之间, 中上地壳的S波平均速度偏低. 在20 km左右的深度附近存在北倾的层状结构. 对比图2可知, 该区段内的速度分块结构与地表的断层密切相关.台站DFH—QNS段: 该区段相应于地表的岳西地块. 其地壳结构的一个明显特征是在10~30 km左右深度上存在的壳内低速区. 以台站STS为界, 该低速区分成了两个不同的部分. 在地表上, 它们恰好分别对应着南大别和北大别. 南侧部分结构看起来比较完整, 而北侧的低速区结构较为破碎. 相对于北侧部分, 其南侧部分的介质具有较低的平均速度, 且其底部边界较北侧深2~4 km. 与此相应, 台站ZJL和台站STS之间的壳幔界面发生错断. 据此, 我们推断低速区两部分之间可能曾发生过垂向上的差异运动, 其南侧低速体相对北侧低速体下沉. 在台站STS北侧的低速体下方, 壳幔界面向北倾斜. 这与图4(a)显示的结果是一致的.我们的结果还表明, 低速区下方上地幔顶部直到大约70 km深度范围内的S波速度明显低于其两侧, 并可观察到高速与低速介质相互穿插的形态. 这表明, 大别山造山带下方上地幔深度上, 不同地块可能存在并非简单的接触关系. 在图4(b)中, 我们分别用黑色和黄色箭头标出了可能存在的壳幔物质在下地壳和上地幔的运移方向.台站YDN—ZLF段: 该段在地表相应于北淮阳地块. 其北部边界相应于地表的六安断裂, 而其南侧边界相应于晓天-磨子潭断裂. 该区段的主要特征是中上地壳的向北倾斜的中低速条带(黄色区域). 它呈现出受到南侧地壳强烈挤压的变形特征. 董树文等认为[14], 磨子潭断裂的产状具有犁形特征, 并在地下10 km左右的深度上逐渐变缓. 我们的结果支持他们的推断.台站YAJ—CLN段: 该区段属于华北陆块(NCP). 图4(b)给出的结果表明, 华北陆块的地壳结构与大别造山带的明显不同. 除了近地表的低速盖层之外, 该区段地壳结构最主要的特征是中上地壳普遍存在的低速层结构. 这种地壳结构特征在华北陆块的其他区域同样存在[25].3.3 大别造山带地壳山地幔的S波速度模型为了更确切地说明我们的上述观察, 图6给出了接收函数反演得到的台站DJP—ZLF下方100 km深度范围内的S波速度模型. 由图6可见, 各台站下方的地壳上地幔速度结构具有较好的可追踪性. 这对本文接收函数反演的结果是一个有力的支持. 此外, 图6表明, 大别山造山带核部及其邻近区域(台站NHE—QNS)下地壳呈现随深度增加的梯度结构, 壳幔界面上下两侧的速度对比度较小, 其S波速度低于全球模型IASPEI91给出的4.47 km/s. 图6给出的结果还表明, 在台站HGS—HAT的下方80 km深度以下的上地幔存在接近5.0 km/s的高速异常区. 其速度值比全球速度模型IASPEI91高出大约10%. 这意味着大别山造山带下方的上地幔可能具有相对较低的温度.表1给出了图6各台站下方的地壳厚度. 其估计误差为2 km. 由表1可见, 大别山造山带的地壳厚度表1 大别造山带及其邻近区域壳幔界面的深度台站东经/(°) 北纬/(°) 深度/km 台站东经/(°) 北纬/(°) 深度/kmDJP 115.05 30.02 38 TOC 115.77 30.99 42 WRN 115.14 30.18 32 ZJZ 115.82 31.04 40 MAL 115.19 30.31 30 ZJL 115.90 31.10 42 LDP 115.29 30.37 30 STS 115.97 31.13 36 TSW 115.37 30.48 34 DSC 116.04 31.23 38 LVY 115.54 30.53 34 YZH 115.95 31.29 38 NHE 115.62 30.59 42 HAT 115.93 31.34 38 DFH 115.65 30.68 42 QNS 115.93 31.45 42 HGS 115.65 30.76 42 YDN 115.98 31.55 34 SGD 115.64 30.85 42 JDN 115.92 31.69 34 LGZ 115.66 30.92 42 CLZ 115.89 31.83 32 LNT 115.71 30.96 38 ZLF 115.75 32.05 30第4期刘启元等: 大别造山带壳幔界面的断错结构和壳内低速体 311图6 大别造山带及其邻近区域地壳上地幔S 波速度模型Moho 表示壳幔界面, 字符表示台站代码最大为42 km. 根据表1和图6, 我们可以进一步推断: 在台站LVY 和台站NHE, 台站ZJL 和台站STS , 台站QNS 和YDN 之间, 大别山造山带的壳幔界面发生了断错. 它们的错距分别达到大约8, 6和8 km. 其中, 台站QNS 和YDN 之间壳幔界面断错位于晓天-磨子潭断裂下方附近.王椿镛等[17]根据其人工地震测深的结果认为, 大别山造山带及其邻区的地壳厚度由扬子地块的35km 增加到晓天-磨子潭断裂下方的41.5 km, 并首先发现在晓天-磨子潭断裂下方壳幔界面存在4.5 km 的断错. Yuan 等[20]的反射勘探结果表明, 大别山造山带及其邻区的地壳厚度由扬子地块的34 km 增加到晓天-磨子潭断裂下方的45 km, 在晓天-磨子潭断裂下方壳幔界面存在7~8 km 的断距. 本文给出的地壳厚度变化在总体趋势上与上述人工地震探测的结果基本一致. 本文观测到的晓天-磨子潭断裂下方的壳幔断距与人工地震反射勘探的结果基本一致. 不同的是, 我们的结果表明, 横跨大别山造山带及其邻区的壳幔界面存在更为复杂的形态. 与此类似, 董树文等[16]给出的人工地震探测结果也显示了该地区壳幔界面具有较为明显的起伏变化.4 结论与讨论根据本文给出的结果, 我们可以到以下的结论: (1) 大别造山带地壳具有非对称的碰撞结构 本文的结果表明, 在垂直山体走向的方向上, 大别山造山带的地壳结构具有明显的非对称碰撞结构. 地壳的最大厚度达到42 km. 这与前人的研究结果基本312中国科学D辑地球科学第35卷一致[16,17,20]. 我们的结果还表明, 大别山造山带的地壳结构完全不同于华北陆块. 上述结果意味着扬子陆块与中朝陆块碰撞过程中, 扬子陆块应为主动地块. 这与前人的认识是一致的[13].(2) 大别造山带地壳具有横向分块的结构由南向北, 大别山造山带的地壳可分为4块. 它们分别为浠水地块(台站DJP—NHE), 南大别地块(台站DFH —ZJL), 北大别地块(台站STS—QNS)和北淮阳地块(台站YDN—ZLF). 虽然对大别造山带所作的上述分块主要依据的是地壳速度结构的整体特征, 而不是地表构造, 但我们的结果与地表地质有很好的对应关系[27]. 需要指出的是, 人工地震近垂直反射勘探剖面实际上也有类似的显示[20].(3) 大别造山带壳幔界面具有断错结构大别造山带下方的壳幔界面存在3处较大的错断. 壳幔界面的断错结构与大别造山带地壳分块特征密切向关. 这意味着大别山造山带不同块体之间下发生过强烈的垂向差异运动. 这可能是大别山造山过程中扬子板块与华北板块的强烈碰撞和地壳挤出造成的结果. 这个推断有待于数值模拟的进一步检验.(4) 大别造山带的壳内存在横波低速体本文的研究结果揭示了大别山造山带的壳内S波低速体. 多个台站可追踪对比的接收函数反演结果是支持本文结论的有力证据. 壳内低速体下方的地壳具有随深度增加的梯度变化, 40～70 km深度范围的上地幔S波速度明显低于其两侧的介质. 这意味着地壳增厚的影响至少达到了70 km的深度. 但是, 我们的研究结果并没有发现更大深度上的地壳深俯冲证据.根据本文的结果, 我们推断造山带核部的S波低速体可能曾经发生过垂向上的相对运动, 它与下地壳及上地幔物质运移构成了一个统一的体系. 这表明在扬子地块与华北克拉通碰撞拼接的过程中, 由于扬子地块的推挤作用, 在地壳增厚的同时, 可能还有不同陆块之间壳幔物质的相互挤入, 并在扬子陆块地壳下插的同时, 造成了上地幔物质的向上挤出. 如果上述推断合理, 那么本文的结果或许有助于进一步研究确定扬子和华北地块缝合带的位置, 同时也有助于进一步研究超高压矿物折返的机理.需要指出的是, 人工地震研究并未揭示与本文壳内S波低速体相应的P波低速体. 但是, 近垂直反射剖面显示了与本文低速体相应的强反射[20]. 为了进一步确认大别山造山带的壳内S波低速体, 有必要开展地壳介质泊松比的研究. 另外, 壳内S波低速体的成因尚不清楚. 或许, 它可以归结为扬子和华北陆块强烈碰撞后的遗迹. 尽管如此, 由于南大别下方的壳内低速体在地表上相应于广泛出露超高压矿物的区域, 它们之间是否存在某种联系也是值得我们进一步关注的问题.致谢作者感谢审者提出的修改意见和建议, 并感谢中国地质科学院高锐, 董树文研究员给予有益的讨论和建议.参考文献1 Xu Zhi-qin. 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