8.4.2.1 鄂尔多斯克拉通块体
按板块构造理论（Wyllie,1973,Bird,1979,Ringwood,1975,Condie,1982,De Paolo et al.,1977），地壳由对流地幔（或软流圈）通过局部熔融作用分离出来，留下的是亏损玄武岩组分的难熔残余地幔称为岩石圈地幔。一般来说，陆壳在垂直方向上分异成偏硅质（more silicic）的上地壳和偏镁铁质（more mafic）的下地壳，平均组成相当于安山质。从地幔向大陆的添加物主要是玄武质的，玄武岩质的熔融或分异产生花岗质的陆壳（李晓波，肖庆辉等，1993）。
地质和地球物理特征表明，华北地台西部的鄂尔多斯克拉通块体内，无活动断层，无岩浆活动，热流低，壳内速度结构的正梯度，无壳内低速层，无强地震，有效弹性岩石圈厚度大，具有典型的大陆克拉通岩石圈结构特征。在Pt1最终形成之后，至今一直没有岩浆活动，表明一直没有对流地幔物质对陆壳和地幔岩石圈的注入，因此，它的结构可作为整个华北地台岩石圈的一个重要参照。
华北克拉通是世界上最古老的陆核之一，其最老的结晶基底年龄为3.7 Ga。前寒武系花岗岩研究表明（邓晋福等，1999）：华北克拉通的形成经历了①古太古代，TT型组成的原始陆核形成，包括曹庄和鞍山；②中太古代～新太古代，陆核不断扩大，Tr GG型组成的10个微陆块形成，包括鄂尔多斯、吉辽、河淮、太华、阿拉善等中太古代陆核和胶辽、迁怀、晋冀、蒙陕和豫皖（新太古代）（伍家善等，1998）；③早元古代，以鄂尔多斯太古宙陆核与宣怀、沁水和太华太古代陆核交界部位发育的钾质花岗岩带为标志，表明具有成熟陆核的微陆块拼接形成GG型组成的华北地台（邓晋福等，1998,1999）。华北地区含铁建造以新太古代为最发育的全盛时期（沈其韩，1997），以及对包括对冀东、冀西北、山东西部及沂水、辽东、太行—五台、豫西等古陆区早前寒武纪变质岩石Sm-Nd模式年龄TDM统计分别在2700 Ma和2900 Ma左右形成两个峰值（张宗清，1997），支持华北陆壳主要形成于古太古代—新太古代或早元古代的认识，说明华北克拉通的形成过程与全球克拉通形成的过程是一致的（邓晋福等，1999）。华北地区陆壳演化阶段可概括为：1、地球形成最初期的玄武质壳→2、始太古—古太古代的T1T2型幼年期陆壳（不成熟陆壳阶段）→3、古太古—中太古代或新太古代的T1T2G1G2型青年期陆壳（半成熟阶段）→4、新太古代或早元古代的G1G2型成年期陆壳（成熟陆壳阶段）和克拉通化的完成（邓晋福等，1999）。由岩石学推导华北大陆地壳从古太古代—新太古代或早元古代，陆壳成分由TT→TTGG—GG，地壳岩石组成总体为TTG，这与地球化学求出的华北地台平均地壳成分相当于花岗闪长岩结论基本一致（鄢明才等，1997；骆庭川等，1995；汪洋，2002）。
根据地球物理探测结果（图8.22），鄂尔多斯克拉通块体的地震波速特点为壳内速度均匀，无壳内低速层，波速随深度增加的正梯度特征。
根据地表出露的岩石，定州—五台地壳断面（骆庭川等，1995）、阜平—龙泉关—五台山—繁峙和冀东（吴宗絮等，1993,1994）等地壳断面出露岩石。相当于下地壳麻粒岩相岩石的有集宁群、迁西群及阜平岩群下亚岩群下部，其中集宁岩群近年经沈其韩等（1990）研究，下亚岩群是一个麻粒岩—片麻岩—花岗岩（包括英云闪长岩）杂岩，其表壳岩的岩性大致可以和迁西岩群对比；阜平岩群下亚岩群下部，以黑云（角闪）斜长片麻岩、二辉麻粒岩为主。实验测定（骆庭川等，1995）阜平群基性麻粒岩波速6.5km/s，集宁群基性麻粒岩波速为6.93～6.94km/s，与地球物理探测的速度（6.5～6.8km/s）相当，但由于在华北地台的地热条件下（40～70 m W/m2）（马杏垣等，1991），铁镁质岩石的波速随深度增加无变化或仅略有增加，而长英质岩石波速增加明显（骆庭川等，1995），而在内蒙古南部广泛发育的长英质片麻岩、浅粒岩（形成于0.8～1.0 GPa）与北侧大青山一带广泛出露的紫苏花岗岩与TTG杂岩（约占80%），因此，鄂尔多斯地块陆壳下地壳可能以TTG片麻岩系为主体，夹部分基性麻粒岩，底部的υP为6.8km/s的高速度层，也可能是酸性榴辉岩夹部分基性麻粒岩。
图8.22 鄂尔多斯克拉通块体岩石学结构和化学结构
中地壳岩石有山西省的恒山杂岩（群）、阜平群、冀东的单塔子群和内蒙古的乌拉山群部分角闪岩相岩石等；岩石主要是黑云斜长（或二长）片麻岩、变粒岩、角闪岩、大理岩与云母石英片岩等（乌拉山群与二道洼群）；集宁岩群上亚岩群主要为富含石墨的片麻岩系，与印度的孔兹岩系十分相似。
上地壳绿片岩相—低角闪岩相岩石主要是云母石英片岩、板岩、变质砂砾岩等（二道洼群与冯家店群）上地壳岩石有未变质的盖层与绿片岩相岩石和花岗岩类岩石，绿片岩相岩石有山西的五台群与滹沱群，河北省冀东地区的双山子群和朱杖子群等。上、中地壳的υP值为6.0～6.3km/s，根据υP与Si O2回归方程［方程（8.7）］计算，其Si O2含量应该在67.2%～75.3%之间，由上表明上、中地壳成分主要为花岗质。
平均波速6.3km/s，由方程（8.7）和（8.2）计算的Si O2含量为67.2%,Q为25.6，相当于TTG 岩石的成分，同时与酸性或中酸性组成的花岗岩类岩石的实验υP=6.3～6.4km/s相当，所以鄂尔多斯克拉通块体的岩石组成为TTG，中酸性的TTG地壳组成与波速随深度加深稳定增加的特点一致。
根据出露岩石和地球物理波速建立的岩石学结构和化学结构示于图8.23。
8.4.2.2 燕山—太行造山带为代表的造山带型陆壳
1）造山带型陆壳。众所周知，造山带是个挤压机制，挤压收缩变形将使地壳加厚。对造山带研究表明，由于陆壳内的下地壳（≥20～25km）通常具有韧性（吴宗絮等，1994），因此，在造山带过程中地壳的加厚主要发生在下地壳（邓晋福，1994; Rudnick and Fountain,1995），而中、上地壳的厚度变化不大，燕山地区广泛出露壳幔混合型花岗岩，表明J—K时期对流地幔的物质和热大量注入岩石圈，致使原有的克拉通岩石圈结构遭受强烈改造，大量幔源玄武岩岩浆底侵（underplating）和内侵（intraplating）方式封闭在陆壳内，对陆壳加热直至熔融产生花岗质岩浆，在岩浆房内玄武质岩浆与花岗质岩浆的混合和分异作用，同时收缩变形使陆壳加厚，在壳底的陆壳岩石在榴辉岩相的压力条件下局部熔融，因此，熔出花岗岩岩浆后留下的是镁铁—超镁铁质的榴辉岩相残余，它的密度很大，将带动下伏的残留的岩石圈地幔一起拆沉通过低密度和低黏度的软流圈再循环进入更深的地幔。这样的强烈改造的结果，将发生大陆去根作用，注入大陆的对流地幔在分出玄武质岩浆后的冷却物形成新的岩石圈地幔的主体，其中可能会包裹着属于原有大陆根地幔的残留块体。陆壳成分会随着壳内分异的进行使岩石组成趋酸性，以TTG为主体的陆壳组成将改造转变为以花岗岩为主体的组成。
图8.23 燕山—太行造山带型岩石圈岩石学结构和化学结构
2）燕山—太行造山带为代表的造山带型岩石学和化学结构。近年来，Davis等（1996,2001）工作表明，云蒙山花岗岩片麻岩［锆石U-Pb年龄（142～143+2）Ma］，沙坨和五道河花岗质眼球状片麻岩［锆石U-Pb年龄分别为（151+2）Ma,（141+2） Ma］，石城辉长—闪长质片麻岩［锆石U-Pb年龄159±2 Ma），闪长质片麻岩（锆石U-Pb年龄（159+2）Ma］为J1—J2的同构造侵入体，变质程度已达角闪岩相，为中地壳深度形成的。Davis等（1996,2001）指出，闪长质片麻岩侵入体的锆石不含继承组分，尽管岩浆上升经过了太古界元古的基底和中元古的盖层，表明它们显然是从地幔中分出的新生（juvenile）物质，但是，与新生的变闪长岩不同的是，花岗质片麻岩和眼球状片麻岩的锆石则含有继承组分，其上交点范围从1.7 Ga→2.4 Ga。王焰和张旗（2001）提供了八达岭岩基中εNd（t）值，辉长岩和闪长岩为－8.1→－11.3，石英二长岩和花岗岩为－13→－20.2，表明从地幔中分出的新生岩浆在上升定位过程中有壳源组分的干扰，壳源的岩浆中有地幔组分的干扰，另外，八达岭杂岩有保存完好的岩浆结构和构造，表明是在上地壳深度形成的。樊祺诚等（1998,2001）发现的汉诺坝玄武岩中麻粒岩相斜长辉石岩（120～140 Ma）和榴辉岩相石榴辉石岩，表明J—K时期有新形成的下地壳麻粒岩相岩石，榴辉岩相岩石，表明曾有山根存在，这与燕山期加厚陆壳的模型（邓晋福等，1996）是吻合的。
另外，燕山期的火山岩随时间在组成上的演化，类似于岩浆弧的演化趋势，从J1的玄武岩和玄武安山岩为主→J2的安山岩占优势→J3的粗面岩和流纹岩为主→K1的玄武岩安山岩—安山岩为主（刘厚祥，1995；邓晋福等，1996），同样表明，从地幔中分出玄武质岩浆注入大陆开始，诱发古老陆壳的再熔融作用，随时间陆壳熔融带逐渐增厚，并由下地壳向中上地壳发展，直至形成以花岗质陆壳端元为主的过程，K1则表示对流地幔和新生陆壳的冷却，陆壳熔融带向下地壳后退的最终过程。与岩浆弧演化不同的是，华北燕山造山带在J—K对流地幔注入时，已经存在有古老陆壳，而没有洋壳的直接贡献，因此，从地幔中分出的新生岩浆必然通过壳幔相互作用带有古老陆壳的贡献，可能就是燕山造山带缺乏T1T2和γδ极少以及整体上为HKCA系列的真正原因。
从地球物理揭示太行、燕山地区的地壳速度结构相似，其中最重要的一个特征就是在上地壳下部（16～20km）和下地壳壳幔过渡带（32～40km）分别存在二个低速体。根据υP与Si O2方程（8.7）以及燕山地区的燕山期长园辉长－闪长质片麻岩、八达岭岩基岩石化学分析的Si O2含量为64.72%～66.13%，可以计算得到的υP值为6.3～6.4km/s；太行地区晚侏罗世侵入岩体主要为酸性岩，由正长岩类构成的洪山超单元平均Si O2为58%（罗照华等，2000），对应的υP值为6.48km/s，与该区下地壳低速体υP为6.4km/s相一致，因此，下地壳壳幔过渡带（32～40km）存在的低速体相当于闪长岩、正长岩类。燕山地区云蒙山花岗岩体与长园、八达岭岩体不同，为具有高的Si O2（达71.87%）、K2O>Na2O的酸性岩体，计算的υP值为6.13km/s，与上地壳下部低速体（υP为6.1km/s）大致相当。因此可以推测，燕山—太行地区下、中地壳的低速体分别相当于花岗闪长岩或正长岩与花岗岩。石城辉长闪长岩体的平均Si O2为53.52%，计算得到υP值为6.81km/s，与壳底底侵的玄武岩高速层相当，可能代表了从地幔中分出的新生陆壳。
燕山地区的岩浆活动主要发生在燕山期，花岗岩面积占侵入岩出露总面积的73.32%，中性岩只占23.74%（表8.14）。广泛出露壳源花岗岩表明，造山带过程中下地壳加厚的同时，可能伴随对流地幔的物质和热大量注入岩石圈，致使原有的克拉通岩石圈结构遭受强烈改造，其过程可能是伴随地幔物质注入，下地壳增厚并发生壳内分异，TTG成分的地壳发生熔融形成大量花岗岩侵入中上地壳，使原有的华北克拉通岩石圈结构在燕山期时遭受了花岗岩化的“酸性化”改造，熔出花岗岩岩浆后留下的是基性的榴辉岩残余，将带动残留的岩石圈地幔一起拆沉，使原有的大陆根被彻底破坏，岩石圈根带的大量丢失，≥100km的岩石圈被软流圈取代，导致大量对流地幔注入大陆诱发大规模岩浆活动。随着造山作用和壳内分异的进行，使陆壳成分由以TTG为主转变为以花岗岩为主体的组成。如果把按地球化学方法求出的华北地区中上地壳Si O2为60%～65%（骆庭川等，1995；鄢明才等，1997）作为华北克拉通的中上地壳平均成分，用方程（8.7）计算其相应的υP=6.38～6.54km/s，而燕山地区按基底、盖层及侵入岩和按侵入岩比例计算的υP分别为6.0（表8.11）和6.28（表8.12），与地球物理探测的平均值一致（平均速度6.2～6.3km/s），反映成分为花岗质，也不同于鄂尔多斯（平均速度6.3km/s）的花岗闪长质，说明该区经历燕山造山过程使地壳成分酸性化。
由于在新生代时期主体没有玄武岩喷发和岩体侵入，表明无对流地幔的注入和重熔作用发生，因此，从陆壳岩石组成和化学组成上，现今地球物理反映的陆壳组成基本上代表了燕山期形成的造山带型陆壳。根据上述讨论以及利用υP与Si O2（方程8.7）、Q、Q+FP、DI、密度ρ关系计算，可获得造山带型岩石学结构和化学结构如图8.23。
综上，我们可以推测，在J—K时期，由于地幔物质和热的注入华北大陆，使燕山造山带的原有的太古宙—古元古陆壳遭受强烈改变，形成新的陆壳，它们是从地幔中分出的新生物质（辉长岩和闪长质）与太古宙－古元古陆壳再熔融产生的再生花岗质岩浆混合的产物，也就是说，J—K形成的新陆壳既有从地幔中分出的新生陆壳的贡献，也有原有古老陆壳再熔融产生的再生陆壳的贡献。
8.4.2.3 华北平原为代表的大陆裂谷盆地
由图8.21反映的燕山期花岗岩分布可以看出，除华北地台中部现今的燕山、太行山岭为燕山造山带外，在燕山期花岗岩分布时自西向东呈现增强趋势（图8.21）说明燕山造山运动对华北中东部的地壳成分都有强烈的改造作用（表8.14），反之，华北东部新生代喜马拉雅期的裂谷作用是在燕山造山带型陆壳基础上进行的。因此，燕山—太行造山带型陆壳是认识华北平原裂谷型陆壳的重要参照。
1）大陆裂谷盆地型陆壳。新生代喜马拉雅期是大陆伸展构造发育的环境，以古近纪和新近纪—第四纪两个旋回的幔源的玄武岩浆喷溢为主。岩石类型以碱性橄榄玄武岩和拉斑玄武岩为主，并含有大量的尖晶石二辉橄榄岩等包体，属于典型的大陆裂谷火山作用（邓晋福等，1985; Deng et al.,1984）。侵入岩很少，因此，表明华北平原为代表的裂谷盆地有对流地幔的注入，而缺乏陆壳岩石的熔融作用。
需要强调指出的是，虽然燕山期的挤压收缩构造环境于早白垩纪晚期转变为伸展构造环境，但是，它与喜马拉雅期的伸展构造环境是两种不同性质、不同类型的伸展构造环境。从岩石圈—软流圈动力学系统的形成和演化来看，早白垩纪晚期的伸展构造属于挤压收缩构造造山带演化末期的造山后过程，是由构造上活动性强烈时期转变为构造上稳定时期的标志。而喜马拉雅期的伸展构造环境则是一个新的岩石圈—软流圈动力学系统，其形成和演化的过程是由中生代末期—新生代初期一个构造上相对已稳定的系统，又重新“活化”转变为构造上活动性的过程。因此，燕山期末期和喜马拉雅期初期的伸展构造环境不是一个连续过程的两个部分，而是喜马拉雅期的新系统又一次对燕山期的岩石圈—软流圈系统进行了强烈的改造。
2）华北平原为代表的大陆裂谷型陆壳的岩石学和化学结构。地球物理显示，华北东部裂陷盆地壳结构复杂，各不同的次级块体单元其结构差异较大，可进一步分为鲁西隆起，冀中坳陷、沧县隆起、唐山震区等不同的次级块体（图8.24），按速度结构可分为两类：一类是裂陷盆地拗陷区（图8.24F），结晶基底界面不清，壳内介质以低速为主，并在上、下地壳出现高、低速互层等结构，显示了张裂伸展形成纵向减薄、横向伸展、松散、低速的新生地壳结构（嘉世旭等，2001），υP平均速度低于隆起区，可能归因于伸展作用强烈，以及低温高，致使陆壳岩石的密度减小。另一类是地垒式隆起，如沧县、鲁西隆起区（图8.24D,E），它们的地壳速度模型与鄂尔多斯块体的相似，表现为波速递增，但不同的是：①鲁西隆起（32～34km）和沧县隆起（40～42km）的陆壳厚度较薄，而鄂尔多斯（40～42km）；其次是②上地壳波速低于鄂尔多斯，而与燕山—太行造山带型的上地壳波速类似；③鲁西隆起的下地壳的速度较高，在壳幔过渡带呈现一强速度梯度层（6.6～7.2km/s）。其中较薄的地壳厚度可能反映了新生代Moho上隆地壳伸展条件下遭受的纵向减薄，上地壳波速与燕山—太行造山带型的上地壳波速类似，以及鲁西隆起出露大量的燕山期花岗岩，说明是属于被改造了的燕山期造山带型陆壳。鲁西隆起壳底的强速度梯度层是新生代时期玄武岩底侵的反映。
图8.24 燕山—太行造山带型岩石圈岩石学结构和化学结构
从平均波速来看，相对于燕山—太行造山带来说，鲁西隆起的平均υP的增加，即陆壳平均组成相当于γδ质，因此，如果把燕山—太行造山带作为燕山期参照的话，则鲁西隆起从燕山期的平均组成为γ，在喜马拉雅期时变为平均组成为γδ，亦即陆壳被“基性化”了，这是大陆裂谷作用形成过程中对流地幔注入大陆的结果（邓晋福等，1996）。
据研究（吴宗絮等，1994）冀东地区与大同一带太古宙麻粒岩形成的最大压力可达1.2～1.4 GPa，表明华北大陆太古宙陆壳厚约45～50km，类似现今的鄂尔多斯地块的陆壳厚度。但是，现今河北平原陆壳的平均厚度只有35km，表明陆壳被强烈减薄，中生代时期是挤压造山时期，陆壳不可能减薄，因此，新生代大陆裂谷作用发育是陆壳被强烈拉伸而减薄的时期。前面提到，燕山期挤压造山带加厚的主要是下地壳，以鲁西隆起为例（图8.25），现今的下地壳厚只有约12km，因此，新生代被强烈减薄的也主要是下地壳。鲁西地区花岗岩发育，出露面积比例（88%）高于燕山地区（73%），中性岩占9.8%，说明鲁西地区的中上地壳结构在中生代也曾受到构造－岩浆事件的强烈改造，按基底、盖层及侵入岩和按侵入岩比例计算的υP分别为6.23（表8.11）和6.17（表8.12），说明该区中上地壳成分曾因花岗岩大量侵入而被酸性化，其具有较高的平均速度（约6.3km/s）显然是受到新生代玄武岩底侵影响的结果。所以以华北平原为代表的裂谷盆地岩石圈经历了复杂的演化过程，中生代造山作用形成类似燕山—太行的增厚的造山带岩石圈；新生代以来强烈的玄武岩喷发，表明再一次对流地幔的注入，使J—K时期的造山带岩石圈遭受强烈改造，并以强烈减薄为特征，其地壳成分经历了完全不同的过程，J—K时期形成的造山带岩石圈伴随花岗岩的大量侵入，地壳成分被酸性化，而新生代以来强烈的玄武岩喷发为特征的对流地幔物质注入，又使地壳成分被基性化。
根据上述分析和地震波速与成分关系回归方程计算，获得岩石学和化学结构如图8.25 。
8.4.2.4 典型剖面解译
诸城—定县—托克托DSS剖面为研究区内的典型剖面，该剖面东起鲁西隆起西南，经东明坳陷、内黄隆起、汤阴地堑，终止于太行南部长治，全长约350km；包含上述3类陆壳，其岩石学和化学结构示于图8.26。
图8.25 华北平原鲁西隆起岩石圈岩石学结构和化学结构
（图例同图8.24）
图8.26 诸城－定县－托克托DSS剖面岩石结构和化学结构
表8.15 华北中段地壳产热元素及计算参数
8.4.2.5 生热元素
岩石圈内温度分布控制着岩石圈许多物理和化学性质与过程，岩石密度、地震波速、电性、磁性和流变性质以及化学反应速率等均与温度有关，这些性质和过程最终在很大程度上决定了岩石圈的性质和动力学演化，因此，尽可能可靠地获得岩石圈内温度分布状况是至关重要的。热流（q）—产热率（A）之间存在的线性关系（Lachenbruch,1968;Roy et al.,1968）,q=qr+AD是壳内温度计算的基础。其中qr为剩余热流或幔流，D为表征地壳产热层的特征厚度。
表8.15为华北中段地壳产热元素及热结构计算参数，华北区域地表热流主要范围为40～70 m W/m2（马杏垣等，1991），据计算所对应于地表热流贡献为40%～70%（骆庭川等，1995）。
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