殼內熔融與大陸造山
——中山大學地質學系成立90周年暨陳國達院士誕辰102周年紀念

陳國能, 陳 震, 陳 雄, 丁汝鑫 彭卓倫 Rodney Grapes張 珂 王岳軍 婁 峰 沈文杰 鄭 義張俊浩 邱 惟 許清燕 王 勇

(1.中山大學 地球科學與地質工程學院, 廣東 廣州510275； 2.Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3.吉林大學 地球科學學院, 吉林 長春130061)

殼內熔融與大陸造山
——中山大學地質學系成立90周年暨陳國達院士誕辰102周年紀念

陳國能1,2, 陳 震1,3, 陳 雄1,2, 丁汝鑫1, 彭卓倫1, Rodney Grapes1,張 珂1, 王岳軍1, 婁 峰1, 沈文杰1, 鄭 義1,張俊浩1, 邱 惟1, 許清燕1, 王 勇1

(1.中山大學 地球科學與地質工程學院, 廣東 廣州510275； 2.Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3.吉林大學 地球科學學院, 吉林 長春130061)

本文將造山作用分為地槽褶皺造山和地臺(克拉通)活化造山兩種類型, 并認為兩者均起因于板塊的匯聚過程。地槽造山是洋殼向陸殼的轉換過程, 其標志是地槽沉積物初次熔融形成的、以TTG為主的“不成熟花崗巖”產生。板塊俯沖過程的能量轉換, 導致大陸巖石圈內能升高, 包括TTG在內的基底地槽構造層的再次熔融(重熔), 產生再生或重熔巖漿形成活化造山期的“成熟花崗巖”； 殼內重熔巖漿層形成和增厚最終導致大陸克拉通發生大規模壓縮變形(活化造山)。造山作用的多幕性和花崗巖活動多期性, 以及上老下新的花崗巖“層序”, 被認為主要與板塊俯沖過程的能量轉換速度有關。

褶皺造山； 活化造山； 殼內熔融； 花崗巖； 板塊匯聚； 熔融大地構造

0 引 言

“造山”(Orogeny)是大陸地殼變形和大陸面積增長的主要形式(陳國能, 2011)。造山作用可分為兩種基本類型, 一是地槽沉積物褶皺造山(Folding Orogeny), 二是地臺活化造山(Reactivating Orogeny) (陳國達, 1958, 1986； Chen et al., 2012)。前者標志洋殼向陸殼轉化, 其結果是大陸面積增長(大陸擴張)；后者標志克拉通內部活化, 其結果是大陸面積縮減(大陸壓縮與增厚)。

上述兩種類型造山均伴隨大量花崗巖類巖石的形成?；◢弾r起源于硅鋁質陸殼部分熔融的認識雖已得到學界普遍認同(Brown, 2001； Vanderhaeghe and Teyssier, 2001； Chen and Grapes, 2007), 但對其與造山作用的內在關聯, 特別是活化造山的機理及其熱動力來源等問題, 尚存在諸多爭論。就中山大學地質學系(先后更名為地球科學系、地球科學與地質工程學院)成立90周年暨校友陳國達院士誕辰102周年, 以及廣東地質學會“陳國達學術思想與大地構造理論研究會”成立1周年之際, 本文試圖結合作者等在花崗巖成因及華南地殼演化方面的研究(陳國能, 1987, 2011； Wang et al., 2013； 丁汝鑫和周祖翼, 2011), 就大陸造山作用與殼內熔融和花崗巖形成等問題, 闡述作者的初步認識。

1 地槽褶皺造山與TTG花崗巖

威爾遜旋回(Wilson, 1966； Dewey and Burke,1974)成功地將地槽的構造地貌演化納入了板塊的框架, 同時也顛覆了傳統的“地槽”概念, 即“地槽”是整個大洋盆地而不是局限于由陸架、島弧、陸坡和海溝等組成的狹長構造單元； 從地槽(大洋)盆地到褶皺山脈, 反映了一個大洋從誕生(大陸裂谷)到消亡(碰撞造山)的整個生命歷程(陳國能和張珂, 1994)。

地槽造山表面上是從海盆(洋盆)到山脈的“滄海桑田”的地貌變化, 實質則是造山帶地殼發生從洋殼到陸殼的性質轉換, 標志是此前所沒有的花崗巖類巖石在造山階段的誕生(圖1a), 亦即此前只有“兩塊石頭”(沉積巖和鐵鎂質巖漿巖)的大洋地殼, 通過造山作用變成了具有“三塊石頭”(沉積巖、花崗巖和鐵鎂質巖漿巖)的大陸地殼(陳國能, 2011)。這一現象最早由Daly和Kossmat 在20世紀初發現(Knopf, 1948)。黃汲清等(1980)從多旋回說的角度, 對此做過系統的歸納(圖1a)。地槽褶皺造山形成的新陸殼(Juvenile crust)附貼在早期的大陸邊緣(或于兩個大陸之間)(圖1b), 由此造成大陸面積逐漸增大(大陸擴張或增生)(黃汲清等, 1980； 陳國能, 2011)。

圖1 地槽多旋回巖漿建造特征(a, 據黃汲清等, 1980 改編)及地槽演化與大陸擴張關系模型(b、c, 據陳國能, 2011改編)Fig.1 Diagram showing igneous formation during poly-cycle orogeny (a), and a model for evolution of geosyncline and accretion of continent (b, c)

地槽造山過程形成以TTG為主的“不成熟花崗巖”(圖1a, Johannes and Holz, 1996； 馮艷芳等, 2011),這可能與地槽沉積物初次熔融和巖漿層的低分異度有關(Makitie et al., 2012； Chen and Grapes, 2007)。殼內熔融過程中, 富鐵鎂的殘余熔渣由于密度差必向巖漿層下方運動, 鐵鎂組分因而在巖漿層下部匯聚(Chen et al., 2007； 彭卓倫等, 2011), 而富硅、堿的熔出物則相反, 從而造成殼內巖漿層內部的成分分異,即總體呈現上部偏酸性、下部偏基性的分層特征(Chen and Grapes, 2007)。圖2是俄羅斯遠東2-DV地學斷面, 可見其內花崗巖層由兩部分組成: 上部(鮮紅色)波速為6.0～6.4 km/s, 屬典型花崗巖。該層內部尚有不少孤立和大小不等的、可能為沉積變質巖捕虜體的低速塊體(綠色)； 下部(暗紅色)為6.4～6.8 km/s, 被認為是中(–偏基)性巖； 上述兩者界線(6.4 km/s等值線)極不規則, 合理的解釋是該巖漿層的分異作用尚未完成, 即大部分富鐵鎂熔渣還在向下運動過程中, 巖漿已開始固結。

2-DV地學斷面長度超過1200 km, 穿過多個造山單元； 它不但證實基底地槽封閉過程中伴隨花崗質陸殼的形成, 同時揭示花崗巖在地殼中是呈層狀,而非呈氣球狀、樹枝狀、透鏡狀、蘑菇狀等所謂“侵入體”的形態產出。殼內花崗巖層在不同造山單元間未見明顯分界的事實, 支持花崗巖起源于殼內巖石原地熔融(重熔)的認識(Chen and Grapes, 2007), 因為只有殼內物質在熔融狀態下, 才有可能使不同造山過程形成的花崗巖在橫向上“無縫焊接”。

2 地臺活化造山與重熔花崗巖

圖2 俄羅斯遠東2-DV地學斷面(據Kuznetsov et al., 2008改編)Fig.2 2-DV geotraverse of East Russia

地臺活化、地洼活動、克拉通破壞等術語, 其實是對同一過程的不同表述, 陳國達最早研究這一現象, 并據此創立了大地構造理論體系中的地洼學說(陳國達, 1956, 1959)。最近十多年來, 我國在華北地臺活化或稱華北克拉通破壞的研究上, 取得了諸多進展(朱日祥等, 2012)。

地臺活化造山是陸內造山(崔盛芹, 1999； 張元慶等, 2002； 張國偉等, 2011)。包括整個中國東部在內的東亞大陸的中生代造山作用, 除個別地區(如臺灣縱谷), 基本上屬活化造山(陳國達, 1958, 1986)或陸內造山(崔盛芹, 1999)。以華南為例, 華南地臺活化始于中三疊世末的印支運動, 其后又經歷燕山旋回的多個造山幕或構造幕(圖3a-d)。地臺活化造山使地臺蓋層發生強烈的褶皺變形(圖3e), 指示大陸面積的縮減, 與此同時, 伴隨有大量花崗巖產出(圖3)。

地臺活化過程的花崗巖, 是來自地槽造山階段已經形成的、以TTG為主體的花崗巖層及其上覆蓋層的熔融或重熔(Chen and Grapes, 2007； 馮艷芳等, 2011)。多次熔融(重熔)意味著地殼經歷多次分異,故地臺活化過程形成的花崗巖主要為淡色的“成熟花崗巖”。在華南地臺活化階段形成的花崗巖中, 黑云母–白云母花崗巖的出露面積約占全部花崗巖出露面積的86%, 且有時代越新, 巖石顏色越淺, 化學成分向偏酸偏堿方向發展的趨勢(莫柱孫等, 1980),甚至可出現富堿或“無水”的“A型”花崗巖。后者是因為多次熔融導致硅堿組分在巖漿房頂部富集, 且每次巖漿結晶過程, 均會將多余的水排出系統, 因而造成后期巖漿系統富堿或“無水”(Chen and Grapes, 2007)。

3 殼內熔融與活化造山的機制問題

陸緣和陸間地槽造山起因于板塊匯聚已是地學界的共識。東亞大陸中生代的活化造山與相應花崗巖的形成, 同樣與板塊的匯聚作用有關(Chen et al., 2003)。從圖3a～d可見, 華南地臺中生代活化造山的強度表現為東強西弱, 即同一造山幕造成的地層接觸關系, 自東向西總體有從角度不整合→平行不整合→整合的變化趨勢, 表明地臺活化的構造動力是來自太平洋方向的側壓力(陳國能, 1987), 這與大多數研究認為西太平洋帶中生代的構造巖漿活動源于板塊匯聚的認識是一致的(崔盛芹, 1999； 朱日祥等, 2012)。

中生代不同時期花崗巖均分布于相應造山幕的不整合區內(圖3a～d), 揭示兩者存在成因上的聯系,即熱和動力應為同一來源, 均與太平洋板塊的俯沖作用有關(Chen et al., 2003； Chen and Grapes, 2007)。邏輯上, Pangea大陸的裂解就是太平洋板塊俯沖(或加速俯沖)的開始。據全球克拉通地區的平均地殼厚度, 華南地臺晚古生代的地殼厚度估計為40～42 km左右。假設上陸殼厚度為25 km, 余者為下陸殼, 當時殼內平均地溫梯度為26 ℃/km(低于現代平均地溫梯度30 ℃/km)。那么在板塊俯沖作用之前, 上陸殼底部(25 km深度處)的溫度應已達到硅鋁質巖石在有水條件下的初熔溫度(約600～650 ℃)。

對于俯沖板塊而言, 俯沖過程意味系統的勢能降低, 因而這一過程必須伴隨能量轉換。據熱力學第一定律, 大陸系統從俯沖過程獲得的能量(Q)應等于其內能增量(ΔU)和系統對外界做功量(W)之和,亦即Q=ΔU+W。在大陸地殼(巖石圈)變形(造山運動)發生前, 系統對外做功量W為零, 故Q=ΔU, 即系統獲得的熱全部轉變為內能, 從而導致系統內部溫度升高, 使得本已接近初熔溫度的上陸殼底部巖石發生部分熔融(圖4a)。

圖3 華南地臺中生代活化造山旋回的主要造山幕范圍、花崗巖分布及地層變形特征Fig.3 Distribution of ranges, granite occurrence and deformation characteristics of the dominant orogenic episodes of the Mesozoic in SE China

側向熱傳導是俯沖帶上覆地殼(巖石圈)等溫面向大陸內部傾斜的原因。據Springer (1999)的研究,俯沖過程造成大陸巖石圈內部熱擾動的范圍, 可到達離俯沖帶800 km遠的大陸內部。

隨著加速俯沖作用的進行, 殼內溫度升高, 熔區范圍擴大, 其內巖石的融熔程度增加, 對流巖漿層逐步形成(圖4b), Chen and Grapes (2007)、陳國能(2011)對此已做過系統闡述。另一方面, 由于殼內巖漿層上界面, 即重熔界面(MI, 熔融–固結過程中殼內的固、熔二相界面)隨著等溫面升高而向上移動,導致巖漿層逐漸增厚, 固態地殼相應減??； 同時,熔區上、下方的未熔巖石也因高溫而剛性減弱。一旦固態陸殼減薄和變弱至無法抵抗俯沖板塊施加的側壓力時, 均衡即被打破, 大規模壓縮變形(造山運動)隨之發生(圖4c)。

造山運動發生標志系統對外做功, 此時W≠0(≥0),故ΔU=Q–W, 系統內能(溫度)下降, 巖漿層開始自上而下固結——此為花崗巖活動與構造運動大體同步發生的根本原因(圖3)。

4 多次熔融–造山機理與活化區的地殼結構

圖4 熔融大地構造模型(據陳國能, 2011修編), 示板塊俯沖與殼內熔融和地臺活化造山的關系Fig.4 Model of melting tectonics, illustrating the relationship between plate subduction, crustal melting and cratonic activating orogeny

造山過程導致陸殼系統內能(溫度)降低, 巖漿固結。如果此后系統的溫度再度升高, 將再次重復上述過程。華南中生代活化造山的多幕性和花崗巖活動的多期性(圖5), 即為這一認識的證據。從圖5A可見巖漿期和構造幕, 反映的只是該區中生代殼內溫度次級波動； 而連結同位素年齡曲線波谷的背景線, 則是地殼溫度整體變化的趨勢曲線: 殼內溫度自中生代初開始升高, 晚侏羅世到達極值, 此后逐漸下降, 中生代末或新生代又回到原位附近, 構成一個完整的構造巖漿旋回。

圖5B是解釋圖5A中花崗巖活動多期性與構造運動多幕性的地質模型, 可見殼內巖漿層上界面(重熔界面——MI)的位置, 是系統能量輸入/輸出關系的函數: 能量輸入＞輸出, 界面上升、巖石熔融； 輸入＜輸出, 界面下降, 巖漿固結； 其原理就如湖面冰層之下液面的位置與溫度變化的關系一樣。晚期重熔界面位置一定要低于早期的重熔界面, 早期形成的花崗巖才能得以保留。因此, 只要存在多期花崗巖,新的花崗巖必然在老的花崗巖之下。換言之, 花崗巖在地殼中不但是成層的, 而且具有上老下新的層序,單層如此, 多層也如此(Chen and Grapes, 2007)。

華南中生代不同期次花崗巖具有明顯的區域分帶性, 表現為花崗巖年齡總體有自北西向南東變新的趨勢: 三疊紀(印支期)巖體主要出露于研究區西部, 白堊紀巖體主要出露于東部沿海地區, 兩者之間主要為侏羅紀巖體出露區(圖5C)。從圖5D可見,重熔界面向大陸內部傾斜(原理見圖4)和花崗巖層上老下新的層序(見圖5B), 是造成平面上花崗巖帶“遷移”的根本原因。圖6是根據上述認識, 對臺灣–阿爾泰地學斷面廈門–邵陽段上陸殼地質結構的重新解譯。

值得一提的是, 萬天豐和趙慶樂(2012)認為,上述華南花崗巖年齡自北西向南東變新的現象不支持作者(陳國能, 2011)提出的熔融大地構造模型(圖4), 因為模型指示殼內熔融首先發生在靠俯沖帶一側, 故花崗巖的年齡應自海向陸變新。顯而易見, 這一認識是混淆了巖石熔融與巖漿結晶的區別。熔融是自下而上, 結晶是自上而下。同位素測年給出的是巖漿結晶年齡而不是巖石熔融年齡。此外, 用巖石初熔溫度曲線證明“減壓熔融”過程(萬天豐和趙慶樂, 2012)同樣是誤區, 因為巖石熔融實驗P-T圖上的變量是溫度與壓力, 而初熔曲線是等容線, 其上任意一點的熔體量和熔體組分均為常量, 否則就不是“初熔”。

圖5 華南中生代構造巖漿活動的時空特征及地質模型Fig.5 Temporal-spacial distribution of tectonomagmatic activities in Mesozoic in SE China and related geological models

圖6 福建廈門至湖南邵陽地學斷面上陸殼的地質解譯(據Chen and Grapes, 2007修改)Fig.6 Geological interpretation of the GET geophysical traverse from Xiamen to Shaoyan, SE China

5 總 結

大陸造山包括兩種類型: 陸緣或陸間地槽的褶皺造山和穩定克拉通或地臺的活化造山, 兩者均與板塊的匯聚過程有關。造山作用不僅僅是地面起伏度變化和地層巖石變形, 更重要的是造山過程伴隨有一類新巖石, 即花崗巖類巖石的誕生, 指示造山系統內部存在溫度場的激烈擾動。因而, 應該從熱動力學、而非僅從運動學和力學的角度研究造山過程。

地槽造山是洋殼向陸殼的轉變過程。TTG巖類的產生應主要起因于沉積層的初次熔融, 不一定要幔源物質加入?？死ɑ虻嘏_活化造山產生的花崗巖, 多是在地槽花崗巖或地槽構造層基礎上的再次熔融(重熔), 即很大程度上是一種再生或重熔巖漿。地殼熔融或重熔的次數增多, 巖漿層上方的物質向偏酸偏堿性方向發展。換言之, 不同類型花崗巖在化學組成和同位素組成方面的差異, 除了與卷入熔融的原始巖石有關之外, 還與地殼熔融次數和巖漿層的分異程度有關。如果地球化學和同位素“示蹤”研究不能排除上述因素, 有關巖漿源的各種模型的可信性是值得懷疑的。

花崗巖在地殼中是呈層狀, 而非呈氣球狀、蘑菇狀、透鏡狀、樹枝狀等孤立“侵入體”的形式產出?；◢弾r的層序與沉積巖相反, 表現為上老下新。這意味著上陸殼中最古老的巖石是位于花崗巖層與上伏沉積變質蓋層的接觸界面(重熔界面)兩側, 向上和向下均變新。這一認識對于尋找前寒武紀古老巖石的研究應該是有意義的。

陳國達. 1956. 中國地臺“活化區”的實例并著重討論“華夏古陸”問題. 地質學報, 36(3): 239–271.

陳國達. 1958. 華夏型地臺活化的進行過程. 科學通報, 3(9): 279–280.

陳國達. 1959. 地殼的第三基本構造單元——地洼區. 科學通報, 4(3): 91–95.

陳國達. 1979. 南北地洼區及其與中國地殼演化分異和青藏高原隆起原因的關系. 大地構造與成礦學, 3(1): 1–10.

陳國能. 1987. 論東南地洼區中生代構造運動. 大地構造與成礦學, 11(1): 65–73.

陳國能. 2011. 巖石成因與巖石圈演化思考. 地學前緣, 18(1): 1–8.

陳國能, 張珂. 1994. 大地構造學原理簡明教程. 廣州:中山大學出版社: 1–90.

崔盛芹. 1999. 論全球性中–新生代陸內造山作用與造山帶. 地學前緣, 6(4): 283–293.

丁汝鑫, 周祖翼. 2011. 大別山–蘇魯造山帶、華南晚中生代花崗巖時空分布及應力場對比. 地學前緣, 18(1): 9–14.

馮艷芳, 鄧晉福, 肖慶輝, 邢光福, 蘇尚國, 崔顯岳, 公凡影. 2011. TTG巖類的識別: 討論與建議. 高校地質學報, 17(3): 406–414.

福建省地質礦產局. 1985. 福建省區域地質志. 北京: 地質出版社: 1–385.

黃汲清, 任紀舜, 姜春發, 張正坤, 秦德余. 1980. 中國大地構造及其演化. 北京: 科學出版社: 1–150.

莫柱孫, 葉伯丹, 潘維祖, 汪紹年, 莊錦良, 高秉璋, 劉金全, 劉文章. 1980. 南嶺花崗巖地質學. 北京: 地質出版社: 1–341.

彭卓倫, Rodney Grapes, 莊文明, 張獻河. 2011. 華南花崗巖暗色微粒包體成因研究. 地學前緣, 18(1): 82–88.

萬天豐, 趙慶樂. 2012. 中國東部構造–巖漿作用的成因.中國科學(D輯), 42(2): 155–163.

張國偉, 郭安林, 董云鵬, 姚平安. 2011. 大陸地質與大陸構造和大陸動力學. 地學前緣, 18(3): 1–12.

張元慶, 錢祥麟, 李江海. 2002. 造山作用概念和分類.地質論評, 48(2): 193–197.

朱日祥, 徐義剛, 朱光, 張宏福, 夏群科, 鄭天愉. 2012.華北克拉通破壞. 中國科學(D輯), 42(8): 1135–1159.

Brown M. 2001. Crustal melting and granite magmatism: Key issues. Physics and Chemistry of the Earth (Part A) Solid Earth and Geodesy, 26(4–5): 201–212.

Chen G N and Rodney Grapes. 2007. Granite genesis: In-situ melting and crustal evolution. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg-Dordrecht: 1–228.

Chen G N, Chen Z, Peng Z L and Lou F. 2012. Syn-melting Orogeny: On Relationship of In-situ Melting and Crustal Deformation. Brisbane, Australia: Abstract of 34thIGC: 3381.

Chen G N, Rodney Grapes and Chen Z. 2014. Granite formation and crustal evolution related to plate convergence: Tethys-Tibet. LAGR Conference Series, 18: 115–116.

Chen G N, Rodney Grapes and Zhang K. 2003. A model for Mesozoic crustal melting and tectonic deformation inSoutheast China. International Geological Review, 45: 948–957.

David A F, Carl S, Christopher M F and Donald W H. 2001. Relationships between crustal partial melting, plutonism, orogeny, and exhumation: Idaho-Bitterroot batholiths. Tectonophysics, 342: 313–350.

Dewey J F and Burke K 1974. Hot spots and continental break-up: Implications for collisional orogeny. Geology, 2: 57–60.

Johannes W and Holz F. 1996. Petrogenesis and Experimental Petrology of Granitic Rocks. Berlin: Springer-Verlag: 1–188.

Knopf A. 1948. The geosynclinals theory. Bulletin of the Geological Society of America, 59: 649–670.

Kuznetsov V L, Salnikov A S, Markov V M and Titavenko V V. 2008. Earth crust structural features and forecast of oil-gas platform areas of Siberia on the basis of depth criteria. Oslo: Contribution to the 33thInternational Geological Conference: GEP09631P.

Makitie H, Sipilia P, Kujala H, Lindberg A and Kotilainen A. 2012. Formation mechanism of Vaasa batholith in the Fennoscandian shielf: Petrographic and geochemical constraints. Bulletin of Geological Society of Finland, 84: 114–166.

Springer M. 1999. Interpretation of heat-flow density in the central Andes. Tectonophysics, 306: 377–395.

Vanderhaeghe O and Teyssier C. 2001. Partial melting and flow of orogens. Tectonophysics, 342: 451–472.

Wang Y J, Fan W M, Zhang G W and Zhang Y H. 2013. Phanerozoic tectonics of the South China Block: Key observations and controversies. Gondwana Research, 23: 1273–1305.

Wilson J T. 1966. Did the Atlantic close and then re-open? Nature, 211: 676–681.

Crustal Melting and its Relationship with Continental Orogeny

CHEN Guoneng1,2, CHEN Zhen1,3, CHEN Xiong1,2, DING Ruxin1, PENG Zhuolun1, Rodney Grapes1, ZHANG Ke1, WANG Yuejun1, LOU Feng1, SHEN Wenjie1, ZHENG Yi1, ZHANG Junhao1, QIU Wei1, XU Qingyan1and WANG Yong1
(1. Scholl of Earth Sciences and Geological Engineering, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China； 2. Ecom Institute of Earth Sciences, CA91724, California, USA； 3. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China)

Orogeny is classified into two types in this paper: folding orogeny of geosynclines and reactivating orogeny of cratons, both of which are related to plate-convergence. The conversion of oceanic crust to continent during geosynclinal orogeny is marked by the appearance of TTG rocks. The TTG series is commonly referred to as ‘immature granite’ generated from first-time melting of geosynclinal sediments. The increase of the temperature of continental crust, due to energy transformation during subduction, results in melting or remelting of sialic rocks in the uppermiddle crust of continent that includes the TTG rocks formed in geosynclinal orogeny. The melting processes lead to the formation of the ‘mature’ undertint- or leuco-granites. The formation and accumulation of the intra-crustal magma layer will ultimately cause a large-scaled crustal deformation of continent, i.e. cratonic reactivating orogeny. Both poly-phase of orogeny and poly-episode of granite activity are explained as the products of multiple crustal melting that also generates granite-layers with progressively younger ages.

folding orogeny； reactivating orogeny； crustal melting； granite； plate-convergence； melting tectonics

P581； P542

A

1001-1552(2015)03-0383-008

2014-10-12； 改回日期： 2014-12-24

項目資助： 國家自然科學基金項目(41372223)資助。

陳國能(1952–), 男, 教授, 主要從事花崗巖成因與成礦學、大地構造學等方面研究。Email: chengn@mail.sysu.edu.cn