岩石学报  2021, Vol. 37 Issue (1): 1-23, doi: 10.18654/1000-0569/2021.01.01 |
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虽然认为类地行星都有壳-幔-核结构，但是明确有花岗岩存在的行星，目前已知的可能只有地球。月球的陆壳是斜长岩，洋壳是陨石坑中撞击所致月幔部分熔融的月海，斜长岩高地(月陆)形成早于月海。如果火星已经过度冷却并因为某种原因使得原有的大气圈、海洋(水)圈逃逸或完全破坏，那么进一步需要解决的问题是火星表层沙尘的物质组成，火星地壳能否分出大洋区和大陆区，以及大陆区是否是以花岗岩为主、平均成分为闪长岩的物质体。地球具有平均为闪长岩成分的大陆壳，其中花岗岩是最主要的岩石类型，因此在很多情况下，花岗岩成了大陆地壳的代名词。地球上最古老的岩石推测是约4.4Ga的钠质花岗岩，它是大洋岩石演变来的还是通过某种形式直接从地幔或是岩浆洋中分异出来的，牵扯到地球上先有洋还是先有陆的争论。大陆的起源是世界各国白皮书中列出的首要科学前沿问题，而且在可预想到的未来，还必将是重要的科学前沿。
克拉通就是在前寒武纪形成的稳定陆块，形成稳定陆块的过程就是克拉通化。稳定的大陆壳在克拉通化过程又分了层，例如从层位上说是分成下地壳和上地壳，从成分上说是分成辉长岩壳和花岗岩壳，从流体与赋存状态上说是分成干地壳与湿地壳，从变质程度和地热梯度上说是分成结晶基底与盖层。它们的内涵是丰富的，不仅有地壳中的物质分异，还包括了物理化学条件下的相变，以及壳-幔及深部-浅部的物质、能量交换和其它相互作用。而且大陆要稳定，地壳与地幔和其它固体圈层的耦合是最基本的条件保证。在莫霍面之上的下地壳，它的成分、结构和物理化学性质非常关键，是壳-幔结构稳定的基础。下地壳过程是克拉通化过程的核心环节。克拉通化的机制是什么？我们知道，地球早期是热的，是处于没有圈层的混沌状态。在研究圈层的形成和演化时，最直接的、可以直接观测和触摸的研究对象就是大陆地壳。因此大陆地壳的出露状态，随时间在热状态、规模、成分、结构和性质上的演化情况，它们在后期发生的变动、变形、位移等，以及与陆壳演化相伴随的构造作用、岩浆作用、变质作用和沉积作用等，这些都反映了地球各圈层的相互运动和转换，特别是壳-幔和洋-陆的变迁。地球内部变化还影响着地球外部空间，控制着包括大气、海洋、水和生物圈等表层和外部圈层的演变，涉及到环境、灾害和生命的演化。目前地球的主导构造是板块构造，该学说强调在上地幔的下部有一个软弱的层，存在部分熔融，具有塑性流动的地幔物质。Barrel(1914年，转引自Frisch et al. , 2011)最早把这层强度较小，可以缓慢运动以趋近流体静力平衡的物质称做“软流圈”。它具有较低的地震波速度，但P波和S波的衰减比在上地幔和地壳中快得多。软流圈之上的物质是相对硬的上地幔和地壳组成，叫岩石圈，是地球的坚硬“外壳”。地球发生重大的构造运动，就是在地幔对流和洋脊扩张的驱动下，开动软流圈传送带，驮着地球的“外壳”岩石圈板块“缓慢”地滑动，并发生板块间的离散、俯冲、碰撞等一系列规定与非规定动作，伴之出现岩浆、变质、位移、变形、沉积等缤纷复杂的表演。
把克拉通、下地壳和大陆岩石圈这几个重要的地质名词放在一起做本文的标题，其实只是想强调一个事情，即陆壳形成和稳定化的结果是形成大陆岩石圈。大陆岩石圈是地球圈层的基本单元，是现代板块构造运动的核心构件和核心载体。忽视大陆岩石圈，要讨论地球上大陆与大洋、地壳与地幔、地球的深部圈层和外部圈层、圈层间相互作用以及物质与能量的交换等问题都无法进行。对大陆岩石圈人们知之不多，文献中常常在早期的小的陆壳形成，即陆核或微陆块阶段，就将其与大陆岩石圈的概念混为一谈。岩石圈的形成固然是大陆形成演化的结果，但是岩石圈的物质组成、结构和物理性质等从最初形成到成熟并成为稳定的地球独立圈层以至足以承担板块构造的重任，可能经历了不止一个阶段。本文强调应对岩石圈的形成和演化给予更多的关注，并深化研究大陆形成、克拉通化对大陆岩石圈形成的贡献。
1 克拉通与克拉通化 1.1 克拉通与克拉通化的定义大陆由克拉通和造山带两个基本单元组成(图 1)。克拉通一词来源于希腊文Kratos，原意是强度，在地质词典中(Gary et al. , 1972)，指地壳中在早期就稳定了的、并在其后长期没有再变形的部分。为了更明确此概念的含义，一些地质学家进一步作出解释，如根据鲍格丹诺夫(1966)和诺日金(1985)的定义(转赵宗溥，1993)，“克拉通化”是指大部分地台的基底内部的最终形成期，即地台体制的最终形成期。Nesbit et al. (1982)把克拉通化解释为导致硅铝化地壳均一化、固结和加厚的过程，是一种把不成熟地壳变为成熟地壳的过程。上述对克拉通和克拉通化的解释都强调了地壳的形成、固化、分层及稳定化。赵宗溥(1993)进一步明确了克拉通化过程中地壳发生的事情，认为克拉通化包括由地幔派生的原地壳发展为亏损最低熔组分而富难熔组分的麻粒岩相下地壳和富钾及放射性元素的花岗质上地壳的地质过程。这个论述告诉我们，最早的陆壳是由地幔派生的原地壳发展来的，并分成了麻粒岩相下地壳和花岗岩上地壳，完成了物质和结构分层，在地球化学上它们分别亏损最低熔组分/富难熔组分，以及富钾及放射性元素。克拉通化地质过程包括变质、深熔、壳-幔相互作用和构造应力的转变等，内涵十分丰富。Windley (1995)论述克拉通化时指出：在太古宙末的一个特定时期，不存在造山带活动，但是特征地存在稳定的和宽广的大陆，有岩墙群侵入和地台型、克拉通边缘型或被动陆缘型盆地沉积，代表大陆生长速率和面积、浮力都达到峰期。他列举了一系列现象，指出克拉通化之后的基本事实就是在地球漫长的演化中，“现代规模的大陆”形成了。翟明国(2006, 2011)明确定义克拉通化就是稳定大陆形成的过程，并总结了克拉通的地质标志：(1)形成古陆接受地台盖层型沉积；(2)出现广泛的基性岩墙群；(3)广泛的基底活化和钾质花岗岩侵入。这些地质标志还有一个含义，就是克拉通化形成稳定的大陆之后，地球的演化进入长达200~300Ma之久的静止期或间断期(unconformity, Condie, 2004; Condie and Kröner, 2008)，从热体制和演化的角度告诉我们克拉通化有深厚的内涵需要挖掘。
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图 1 全球克拉通与造山带 Fig. 1 Global distribution of cratons and orogenic belts |
大多数克拉通都形成于太古宙(Goodwin, 1991; Windley, 1995; Kusky and Vearncombe, 1997)。或许有少数克拉通例如华南古陆可能完成于新元古代之前(>1000Ma)，但这种看法长期存在争议(钱祥麟, 1996)。克拉通形成后一般都保持着壳幔耦合的稳定状态，在自古至今大陆演化的拼合与分解历史过程中它们构成基本陆块组成单元(Rogers, 1996; Rogers and Santosh, 2003)。在后来的地质构造过程中，个别克拉通发生了壳幔的脱耦作用，岩石圈地幔被改造、置换、减薄，下地壳部分重熔、交代甚至可能出现拆沉，或称克拉通破坏，其构造机制尚不明确，是大陆动力学中需要探讨的前沿科学问题之一。
1.2 克拉通化的本质以及太古宙与元古宙的分界意义国际地层委员会规定和大多数地质学家同意将太古宙和元古宙的界限定为2500Ma(现在也有将太古宙顶界划为2450Ma或2420Ma的提案)，即太古宙是ca. 4000(或3800)~2500Ma，而元古宙是2500~542Ma。但划界依据与显生宙根据综合地层剖面和金钉子不同，是以地质事件来划分的(Windley, 2007)。全球大陆进入稳定的时间并不一致，大致在2800Ma至2450Ma期间陆续进入全球的稳定期，其地质涵义是从地球早期的全球活动体制到地台-活动带(槽)体制的转化，是从旋回性的构造活动和变质作用到克拉通形成过程(翟明国, 2006)。这种早期的地壳构造演化体制在地质历史上不见重复。太古宙/元古宙界面上下明显的地球化学差异反映了地质环境的巨大变化(Condie, 1989)，也势必暗含着分界界面前后的地球圈层性质与状态有质的改变，同时与此相关的构造体制的变化也是巨大的。
通过对比全球的早期地壳组成和结构、变质条件以及构造事件，对早前寒武纪地壳演化的特点至少可以总结出以下几点：(1)虽然地球的热流值从早期演化至现在逐渐降低，但太古宙末的地壳已存在一定的刚性，此时地热梯度在30~35℃/km。这个地热梯度比古太古代约50℃/km的地温梯度降低很多，但仍数倍高于古元古代25~30℃/km和新元古代出现蓝片岩的10℃/km的地温梯度(赵宗溥, 1993)。地幔的温度从3.5Ga时的1500~1600℃降低到2.5Ga时的1300℃(O'Neill et al. , 2007)。因此太古宙的研究方法与显生宙应有区别(翟明国和彭澎, 2007; Cawood et al. , 2018)。(2)除了侧(横)向构造机制之外，垂向构造运动在太古宙可能比显生宙重要的多，其中包括古老基底(下地壳)大面积出露地表所需保持的重力均衡，需要垂直增生的自下而上的大陆硅铝质岩壳的补充增生(钱祥麟, 1996; 钱祥麟等, 2005)。占太古宙岩区出露面积70%~80%的英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质岩石(TTG)和麻粒岩相变质的岩石(高级变质区)，以及普遍出现的水平韧性剪切构造是可能的证据。(3)世界上各克拉通都形成于约2500Ma前(Ashwell, 1989; Condie, 1993)，而坳拉槽的广泛发育则在1950~1650Ma期间。前寒武纪基性岩墙群可以划分为6个时代组，但最重要的是2600~2400Ma和1900~1700Ma两组(Hall et al. , 1987; Card, 1990)，分别指示新太古代和古元古代的结束。
Windley (1995)假设在新太古代末形成一个超大陆，而后从2400~2300Ma的某一时期起跟随有一个大陆的裂解事件。Rogers and Santosh (2003)推测~2.5Ga新太古代超大陆与盘古(潘吉亚)大陆的面积相当(图 2)，后来的地质过程是古老克拉通的重新拼合以及边缘的循环改造。换言之，此后虽然有洋陆相互作用与转化、以及壳幔作用，但大陆地壳总质量没有显著的变化。在元古宙的某一个时期和显生宙，大陆地壳(和其下的岩石圈地幔)由于密度较低，可以漂浮在软流圈之上并形成稳定的大陆岩石圈，而得以保存；另一方面，在汇聚板块边界，消减作用使大陆物质返回地幔(包括沉积物再循环和下地壳俯冲侵蚀)，而弧岩浆活动、弧-陆碰撞以及活动大陆边缘增生楔的发育又不断形成新的大陆地壳物质。因此太古宙与元古宙分界的本质，就是大陆状态的改变，太古宙是以陆壳的形成和生长为主，到元古宙之前告别了一个大陆形成的历史时代，又开启了一个大陆改造和演化的新时代。克拉通化的结果，就是大陆在规模上大到足够能在横向上与大洋、垂向上与地幔相抗衡，在物质上基本成熟化，在结构上形成上、下稳定的地壳圈层，并与地幔和地表圈层耦合。可以说，克拉通化是地球演化历史上最伟大的事件，甚至可以没有“之一”。地壳稳定圈层的形成可能是地球各固体圈层中最晚和最难实现的圈层分异(翟明国, 2011)，并记录在由地表沉积岩石代表的地质环境、以及相应的生命演化事件中。
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图 2 2.5Ga超级克拉通(据Rogers and Santosh, 2003) Fig. 2 ~2.5Ga supercraton (after Rogers and Santosh, 2003) |
克拉通化是如何实现的，有垂向构造和横向构造多个模式。华北在统一的克拉通形成之前存在若干个成因联系紧密的微陆块，这些微陆块的形成演化历史差别不大(邓晋福等, 1999; Geng et al. , 2012; Wan et al. , 2016; Zhang et al. , 2015)，或者原来就是一块，后来由裂谷事件破裂成若干微陆块(白瑾等, 1993)。在2000年之前的研究，多用垂直构造来解释华北克拉通的统一过程(翟明国等, 2020)。在2000年之后的研究，多用横向构造来解释，提出了不同的板块构造模式(Zhao et al. , 2001, 2005; Kusky et al. , 2001, 2018; Santosh et al. , 2016)。作者等(Zhai, 2004; Zhai and Santosh, 2011)改变了他们自己之前提出的太古宙岛弧连续增生的看法(Zhai and Windley, 1990)，提出古老微陆块(高级区)在ca. 2.6~2.5Ga拼合并形成由绿岩带焊接的穹隆-龙骨构造样式，主要驱动力不是洋脊扩张和地幔对流，而是含条带状铁建造(BIF)的表壳岩的重力造成绿岩带向微陆块有限俯冲，但并未达到地幔深度，具有横向与垂向结合的运动方式(Zhai and Peng, 2020)。魏春景(2018)、Liu and Wei (2020)在解释变质作用时，认为~2.5Ga时由镁铁质-超镁铁质岩的重力引起垂落构造(sagduction)，仍然是垂向构造为主的动力学机制。
华北克拉通在2.5Ga的拼合可能不是孤立的事件，而是与瑞芬(西北欧)、北美、印度以及其它相邻大陆克拉通相关的更大规模的形成~2.5Ga超级克拉通的拼合事件(Windley, 1995; Condie, 2004; Rogers and Santosh, 2003; Peng et al. , 2019)。有资料表明，在2.7~2.5Ga期间，上述克拉通都发育有强烈的火山-岩浆活动，这些火山-岩浆活动是有关联的(Passchier et al. , 1990; Goodwin, 1991; 钱祥麟, 1996)。还有资料表明在新太古代火山-岩浆事件之后，上述克拉通还有大面积的基性侵入体和岩墙群形成，例如加拿大Watachewan基性岩墙群(2450~2500Ma)和苏格兰Scourie基性岩墙群(2418Ma)，以及波罗的海东部基性侵入岩和西伯利亚Aldan的基性岩墙(2440~2500Ma)，说明华北克拉通和上述克拉通在新太古代末的演化历史是相同或相近的。
新太古代末-古元古代初的静寂期可能持续了整个成铁纪(Siderian)。而后在古元古代的层侵纪(Rhyacian)和成山纪(Orogirian)，该期沉积的苏必利尔型铁矿曾被视为形成于克拉通内裂谷。裂谷拉开的洋盆有多大，是否造成了陆块的分裂与漂移，以及是否形成了新的大洋，似乎没有太多的证据。华北的古元古代火山-沉积建造没有见到明确的大洋(深海)沉积，BIF多被认为代表深海硅质岩建造，但是巨厚的碳酸盐建造似乎表明是浅海甚至是泻湖沉积(Chen and Tang, 2016)。在成山纪出现的俯冲和碰撞被很多研究者讨论，高压麻粒岩的发现将这个研究推向高潮(Guo et al. , 2012; Liu et al. , 2013)。这些研究已经被总结为全球性的古元古代造山作用和超大陆事件(Rogers, 1996; Zhao et al. , 2002)。像~2.5Ga的新太古代末的超级克拉通形成一样，奴那(哥伦比亚)超大陆拼合之后，又出现了全球规模的地球静止期，只是这个时期持续的时间更长，达1.0Ga之多，而且期间全球性的地幔隆起和裂谷-裂陷槽事件至少有4期，出现各大洲可以对比的中-新元古代的沉积盖层。因此2.5Ga的太古宙和元古宙的界限应该不是等同于板块构造起始的界限，现代的板块构造的威尔逊旋回更像是从新元古代南华裂谷拉开时开始启动。
2 大陆下地壳现今大陆地壳的体积约70亿立方千米，占地球表面的近40%。最古老大陆地壳岩石为加拿大40亿年Acasta钠质花岗片麻岩(TTG)，出露面积仅有约20km2。≥38亿年的TTG片麻岩的陆壳岩石保存数量较少，但在世界各地较普遍分布，还发现有38亿年的沉积岩。大陆地壳主体在30~25亿年期间快速形成，到25亿年形成较为稳定的陆块。古老的克拉通占了大陆面积的70%以上。由于人类技术还未能直接获取深部地壳的岩石样品，传统上根据地壳岩石的波速和其它物性，推测大陆地壳的物质成分为偏基性(辉长质)的下地壳和偏酸性(花岗质)的上地壳，总体为中性的安山质成分。也有研究认为上、下地壳的物性变化，主要受控于地壳不同深度的变质相的变化，物质成分的分层表现没有原来想象的那样明显，“干”的麻粒岩相的花岗质岩石也具有与辉长岩相当的波速。当然大陆地壳的厚度与结构存在变化，特别是稳定的古老大陆和造山带的核部差别更大。
2.1 下地壳定义及组成 2.1.1 下地壳定义大陆下地壳一般指变质程度达到角闪岩相(20~25km)和麻粒岩相(>25~45km)的深部地壳单元，它的下部是上地幔，它的上部的地壳统称为上地壳，或再二分为中地壳(绿片岩相)和上地壳(未变质)。地幔与地壳的结合部显示出地震波速的不连续，称为莫霍面。下地壳对于大陆稳定起着弥足轻重的作用，它上与中、上地壳稳定平衡，下与上地幔稳定平衡。
实际上，平衡与稳定是相对的。各种界面之间的相互能量传递、构造运动等造成地震甚至是火山、岩浆活动等，界面之上，特别是莫霍面之上的地质结构对人类生存、生产的环境造成巨大影响。例如，地震可按照震源深度分为浅源地震、中源地震和深源地震。震源深度在60km范围内的地震，叫做浅源地震，这个深度一般都大于下地壳。人们常常使用的“深部过程与浅部响应”概念涉及的深度至少要达到下地壳以至莫霍面。
大陆下地壳还可以分为克拉通型下地壳和造山带型下地壳两大类，在中国都有很好的出露。两类下地壳在大陆的稳定、构造活动、岩浆、火山、地震以及物质循环、能源和矿产资源的形成和保存等方面表现出很大差异，对于下地壳状态和性质，人们了解的并不多，它们是上述地质、灾害和资源问题的关键控制因素。
2.1.2 下地壳组成大陆下地壳的代表性岩石类型是麻粒岩，麻粒岩在不少文献中是下地壳的同义词(Chapman and Forlong, 1992; 沈其韩, 1992; 赵宗溥, 1993; Rudnick and Fountain, 1995; 翟明国和刘文军, 2001; Zhai et al. , 2001; Rudnick and Gao, 2004)，不仅反映了下地壳的岩石类型，还反映了下地壳的热状态和蠕变性质。
由于大陆下地壳深埋于地表 15~17km以下，难以直接观察，对于它的物质组成和结构多是用地球物理资料推断的，少量的下地壳的岩石包体给了直接的证据。如果按照大陆地壳具有双层结构的看法，上层为花岗岩层，主要岩石为花岗岩、花岗闪长岩和变质或未变质的沉积-火山岩、以及约10%的基性或超基性火成岩的混合物。对下部地壳(lower crust)的成分有争论，一种意见认为是是辉长岩质，其中最下部地壳(lowermost crust)由含石榴石的基性麻粒岩组成(Christensen and Mooney, 1995; Zandt and Ammon, 1995)。另一种意见认为，下地壳下层不是仅由辉长岩组成，可能包括了大量的奥长花岗岩在内的平均成分为石英闪长岩的高角闪岩相-麻粒岩相岩石(Bohlen and Mazger, 1989; Gao et al. , 2004)，比较“干”的麻粒岩相的奥长花岗岩也具有与辉长岩相似的波速。Rudnick and Fountain (1995)主张地壳应三分，即上部地壳(upper crust, < 10~15km)、中部地壳(middle crust, 10~15km和20~25km之间)、下部地壳(lower crust, > 20~25km)。中部地壳由角闪岩相岩石组成，而下部地壳由麻粒岩相岩石组成。这些认识的地质依据主要有两个，就是被称为大陆下地壳窗口的暴露于地表的下地壳剖面和出露于金伯利岩和碱性玄武岩中的下地壳捕虏体的获得(Rudnick and Presper, 1990; Percival et al. , 1992)。
Weaver and Tarney (1983)总结了不同深度的下地壳岩石的岩石学、地球化学和变质作用特征，下地壳自上而下是：(1)具正常化学成分的角闪岩相片麻岩层；(2)交代和混合的角闪岩相片麻岩层；(3)交代和混合的麻粒岩相片麻岩层；(4)生热元素亏损的麻粒岩相片麻岩层。这个表述虽然较早，但是地质含义是很深刻的，至今被关注和继续研究的工作并不多。变质作用一般认为是地球化学的封闭系统。如果把克拉通下地壳过程看成一个封闭系统，那么Weaver and Tarney (1983)的下地壳的四个层，揭示的就是在变质过程中伴有变质分异、相变分异和深熔作用的结果。富水的流体带着易活动组分(生热元素)向上迁移，耐熔组分在最下部富集，相对的干湿矿物组合就表现为四个层。混合岩化的麻粒岩相片麻岩层与混合岩化的角闪岩相片麻岩层说明了深熔作用的出现，以及最下部的干的麻粒岩层还或多或少具有熔融残留的特征。作者等(翟明国等, 1996; Zhai et al. , 2001)注意到高压基性麻粒岩/退变榴辉岩在华北克拉通下地壳中的出现，代表的深度在45~50km，可能与Zingg (1990)描述的Ivrea型造山带的石榴石辉长岩可以对比。He et al. (2021)的研究关注斜长岩在克拉通下地壳的作用，至少说明岩浆底垫以及岩浆在壳-幔附近的某种分异作用在克拉通下地壳形成中的意义，可以补充Weaver and Tarney (1983)的下地壳分层。当然，岩浆作用以及构造置换的重要强度和方式与造山带不同。造山带下地壳的垮塌、岩浆上涌和下地壳的熔融，已经有不少论述，而且不同造山带差别很大，这里不再描述，而将有关的组成和结构对比在下文中给予简要补充。
2.2 下地壳剖面除了地球物理和地球化学模拟的下地壳剖面外，由于构造作用而出露于地表的完整下地壳剖面对于研究地球的结构以及大陆的生长是极其重要的。
Fountain and Salisbury (1981)、Fountain et al. (1990)对下地壳剖面所作的定义是：“下地壳剖面应包括下列特征：递增的变质度，通常是绿片岩相到麻粒岩相(图 3a)；它们的古压力(paleopressure)应在15~30km深度；与此相应的有一个由上而下的由长英质、中性到镁铁质(或斜长质)的成分变化；密度和地震波的相应变化；化学特征包括生热元素的变化；以及表壳岩数量的递减和以岩浆岩为主的物质组成”。这是建立大陆下地壳剖面的基本原则，其中最主要的是有麻粒岩相到依次变低的变质岩系出露、变质压力达到至少15~30km的深度压力和越向下岩浆岩数量越多三个基本原则。其余地震波、密度、地化特征等也会随之出现规律性变化。波速和泊松比(图 3b)表示，同类的岩石中，前寒武纪岩石参数值最高，依次是裂谷和显生宙的岩石，似乎表明前寒武纪下地壳的深度更大些(Holbrook et al. , 1992)。图中还表示了不同的岩石类型，其中纯橄岩、橄榄岩和辉石岩可能属于地幔岩，它们与榴辉岩一起具有最高的波速，> 7.6km/s甚至可达7.8~8.0km/s以上。克拉通下地壳剖面中没有或罕见榴辉岩，少量的榴辉岩出现在华北克拉通或Dharwar克拉通，属于榴辉岩-麻粒岩转换类型，波速不大于7.6km/s(祝治平等, 1997; 樊祺诚等, 2002)，也没有或罕见地幔岩石。下地壳剖面中物质成分有从长英质-中性-镁铁质的变化，这是一个理想化的指标，但是在被视为典型的下地壳剖面中，大多没有发现镁铁质部分(Newton, 1990)。石榴基性麻粒岩被推测为是最下部大陆地壳(Bohlen, 1987)，也有一些研究者认为大陆下地壳中存在一个石榴石基性麻粒岩层几乎是不可能的(Gao et al. , 2004)。
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图 3 下地壳变质相示意图(a, 据Fountain et al. , 1990)和野外与实验室泊松比与P波速关系图(b, 据Holbrook et al. , 1992) 图 3b 中：PC-前寒武纪，R-裂谷，Pz-显生宙，2-长英质角闪片麻岩，3-长英质麻粒岩，，5-中性麻粒岩，6-斜长岩，7-镁铁质麻粒岩，8-斜长角闪岩，9-变泥质(麻粒岩)岩，10-辉石岩，11-榴辉岩，12-纯橄岩/橄榄岩(引用文章原文中有：1-石英岩, 4-石英云母片岩，都是中地壳的岩石，没有包含在图 3b中的下地壳岩石中. 为了读者查阅原文方便，本图中的各类岩石仍然保持原序号) Fig. 3 Sketch diagram showing layers of metamorphic phases in lower crust (a, after Fountain et al., 1990) and Poisson ratio vs. P-velocity diagram (b, after Holbrook et al., 1992) |
大陆下地壳剖面还被划分为四种构造成因类型(Percival et al. , 1992)：(1)挤压抬升型(compressional uplift)，如意大利Ivrea带、日本日高带、加拿大太古宙Kapuskasing带等。特点是剖面中有镁铁质或斜长质部分，或者莫霍面及上地幔岩石有少量出露。(2)宽缓的扭压掀斜型(wide, oblique transitions)，如印度的太古宙Dharwar带和澳大利亚的Yilgarn带等，特点是缺乏镁铁质部分。Dharwar带由麻粒岩相的二辉紫苏花岗岩到角闪岩相的灰色片麻岩，再到绿片岩相的表壳岩组成。(3)撞击抬升型(Impactogenic uplift)即认为与陨石撞击有关的类型。(4)转变压力抬升型(transpressional uplift)。以前两种更具有代表性。据报道，所有典型下地壳剖面的不同岩石单元之间均为断层接触。对挤压抬升型下地壳的地质分析，认为它们是形成于活动大陆边缘或岛弧环境的岩石组合(Weber and Mezger, 1990)。第二种下地壳与第一种相似，并推断有相似的成因(Newton, 1990)。
以上下地壳剖面类型的划分，没有强调克拉通下地壳与造山带下地壳的差别。下地壳若要抬升到地表(见图 3)，一定需要有构造的作用才有可能将它们掀翻到地表。但早前寒武纪特别是太古宙，构造体制与动力学机制可能是完全不同的(Cawood et al. , 2018)。图 4a是代表性的下地壳剖面示意图(Zhai et al. , 2001)。三个克拉通型的下地壳剖面是加拿大的Kapuskasing、印度的Dharwar、华北的山西省应县白马石-河北怀安县蔓菁沟。它们都具有从镁铁质麻粒岩(辉长岩)、长英质麻粒岩(TTG)、泥质(表壳)麻粒岩的稳定层位，然后向上有混合岩化的角闪岩相的表壳岩层构成的下地壳，最下部的岩层中可有少量麻粒岩-榴辉岩转换相的岩石。相比之下，华北克拉通的下地壳见到镁铁质麻粒岩(辉长岩)层，但缺少斜长岩-辉长岩层。三条克拉通型下地壳剖面与造山带型的Ivrea下地壳剖面比较，明确的缺少完整的榴辉岩层，也没有确切的上地幔岩石被掀翻到地表。克拉通型的下地壳剖面中，高级区内的岩石组合代表下地壳，相邻的绿岩带如果代表上地壳，二者之间除断层分隔外，尚有巨大的“层位差异”。高级区与绿岩带的关系争执了半个多世纪，克拉通下地壳形成之后，作为连接岩石圈地幔和上地壳的“纽带”，稳定存在几十亿年，同时它们在结构与组成上仍有别于造山带下地壳。加拿大的Kapuskasing克拉通型下地壳剖面，被认为是陆内的巨大的基底逆掩推到地表的(Lin, 2005; Lin et al. , 2013)，不是造山作用的结果，下地壳剖面的两侧出露完全相同的岩石。图 4b是阿尔卑斯造山带剖面，可以看到Ivrea是欧洲板块与亚德里亚板块碰撞后抬升到地表的下地壳，这个过程由一系列的推覆体和构造线表达，造山过程以及相关的地壳加厚、造山、垮塌、岩浆活动和变质作用叠加在一起，Ivrea并不能代表亚德里亚板块的基底。Ivrea的大比例尺下地壳剖面的构造也有专门文章介绍，描述剖面不同单元的变质作用、相关的岩浆活动和构造变形，表明造山带型下地壳剖面的形成与就位是与大陆碰撞造山过程紧密相关的。
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图 4 下地壳柱状示意剖面对比图(a, 据Zhai et al. , 2001)和简化的阿尔卑斯剖面(b, 据Fountain et al. , 1990) (a) Gs-绿片岩相，A-角闪岩相，Gr-麻粒岩相，E-榴辉岩相，M-地幔残片, 其它花纹符号表示岩性；(b) E-External地块，Be-Bemhard推覆体，MR-Monte Rosa推覆体，DB-Dent Blanche推覆体，Se-Sesia带，Iv-Ivrea带，SC-Strona-Ceneri带，IL-Insubric线，PL-PoGallo线，CL-Cremosina线；Adriatic plate-亚德里亚板块 Fig. 4 Contrast diagram of schematic columnar sections (a, after Zhai et al., 2001) and simplified Ivrea section across the Alps (b, after Fountain et al., 1990) |
综上所述，将下地壳划分为克拉通型和造山带型两大类比较稳妥。稳定存在的大陆“克拉通下地壳”和以活动带方式存在的“造山带下地壳”，它们的形成时代和机制不同，结构和组成不同，在现存的大陆地壳的稳定性上发挥的作用、以及受后期造山过程的影响也存在差异。对它们的成因、稳定、改造的控制因素和运动规律的研究，不仅对认识大陆地壳形成和演化具有重要的理论意义，而且也是理解地球深部过程、地质灾害、地球环境的关键之一。
2.3 下地壳过程下地壳过程是一个重要的地质作用，目前的研究程度很低。作者等曾试图对克拉通形成和破坏的下地壳过程进行探讨(翟明国和刘文军, 2001; Zhai et al. , 2001, 2007; 翟明国等, 2005)，但进展甚微，认识十分肤浅。
下地壳在地球圈层中处于关键部位，是地壳与地幔稳定的支撑点，是地热梯度、密度、刚性、塑性状态和粘滞度突变的结合部，是地壳与地幔的能量交换最活跃的部位。上地幔的熔融与底侵、下地壳的部分熔融与拆沉等，还直接导致物质的交换、循环与重组，这些可以称为下地壳作用。下地壳作用不仅是对地幔的，还是对上地壳的，地壳内部的物质分异和能量转换最主要的表现是基底活化，其中最难解的问题是超大体积的花岗岩的形成。花岗岩是下地壳部分熔融的产物，这是地质界的共同认识，它的成分、能量、空间、就位等方式和机制的争论从来没有停止过。
2.3.1 下地壳的形成对于克拉通化的过程，核心问题是下地壳的形成以及与地幔的耦合。大陆壳总体的分异过程是元素迁移、流体活动、相变、深熔作用导致的。陆壳是从地幔派生的“原(镁铁质)地壳发展”的产物，是二次熔融所形成的长英质岩浆，然后所有的地壳物质，包括熔出的和残留的，进一步分成了富难熔组分的麻粒岩相下地壳和富钾及放射性元素的花岗质上地壳，完成了物质和结构分层。这个过程有多少熔融残留通过拆沉或者其它方式进入地幔的，没有明确的答案。地壳的分异成层过程最终把不成熟地壳变为成熟地壳，完成了克拉通的稳定化。这个过程无疑有地幔提供能量，除此之外其它似乎都可以通过地壳内部的调整来实现。然而通过对比克拉通下地壳(图 5)，可以看到斜长岩在克拉通下地壳中是十分重要的岩石类型(Ashwal and Bybee, 2017)，而且基本是处在最下部地壳(lowermost crust)中。同时通过印度南部麻粒岩带的研究(Brandt et al. , 2014)，还可以观察到大量的基性麻粒岩(变质辉长岩)和紫苏花岗岩，它们与斜长岩有着一致的成岩年龄以及变质年龄，处在富斜长岩的最下部地壳的上部。因此地幔来源的辉长质岩浆可以直接参与下地壳稳定过程、并经过分异成为下地壳的组成部分，这是克拉通化一个不可缺少的环节，也是对以往克拉通化下地壳形成过程理解不足的重要补充。
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图 5 斜长岩在克拉通下地壳剖面中的位置示意图(据He et al. , unpublished data) Fig. 5 Position of anorthosites in lower crust columnar sections (after He et al., unpublished data) |
研究表明斜长岩体的形成与幔源岩浆在下地壳底部的演化过程有关(He et al. , 2021)：(1)岩体型斜长岩主要由粗粒斜长石和少量的巨晶斜方辉石组成，粗粒斜长石内部分布有钾长石出溶条纹，为反条纹长石；巨晶斜方辉石出溶斜长石条纹，出溶前Al2O3含量可高达7%~11%(Ashwal, 1993; 解广轰, 2005; Zhao et al. , 2009)。实验岩石学和辉石Al温度计研究均证明这种斜长石和高Al的斜方辉石结晶于下地壳的深度(10~15kbar, Longhi et al. , 1992)。(2)全球岩体型斜长岩具有介于下地壳和亏损地幔之间的主量元素、微量元素和同位素地球化学特征，暗示其母岩浆在下地壳经历了复杂的壳幔相互作用(Taylor et al. , 1984; Ashwal and Bybee, 2017; He et al. , 2021)。He et al. (2021)提出在克拉通化过程中，镁铁质矿物与斜长石在某种机制下发生了分离，绝大多数的超镁铁质岩石并未成为克拉通下地壳的一部分。辉长岩形成于斜长石大规模结晶后的残余岩浆，导致辉长岩中的矿物继承了明显的负Eu异常，并富集稀土元素和高场强元素。斜长岩具有较小的密度(~2.7g/cm3)，不会发生拆沉；高钙斜长岩具有基性岩的成分特征(SiO2：~46%)，与下地壳中TTGs片麻岩相比，不易受后期岩浆活动或热事件熔融。斜长岩在克拉通化过程中，添加到下地壳底部，并成为克拉通下地壳的重要组成部分，促成了上地幔与麻粒岩下地壳的平衡，这个过程有可能是壳幔耦合的关键。最新研究提供的岩相学、变质作用、地球化学、Re-Os同位素组成及年龄等对这个假说提供了支持。
斜长岩的研究加深了对下地壳形成过程的理解，可以简单归纳为：在克拉通化过程中，地壳的分层是地球热体制发生重要变化的表现和必然结果。大陆地壳层次内的变质作用和深熔作用是造成富难熔组分/贫最易熔组分的麻粒岩下地壳和富钾质及生热元素的花岗岩上地壳分层的根本原因，地幔提供的热量是必要的。地幔对克拉通化的贡献并不仅限于提供热量，而且还提供了物质，即底垫于下地壳底部的镁铁质岩浆参与和提供了上下地壳耦合、以及与上地幔平衡的物质组分。岩浆过程是壳-幔分异的重要机制，在许多元素的含量和非传统同位素组成分布中可以得到证明并用来推导可能的地质过程(Doucet et al. , 2020)。斜长岩的分异和就位是物质在重力、密度、粘滞度和温度与压力条件均衡的结果，是下地壳稳定结构形成的标志之一。
造山带下地壳的形成机制可能与上述的非常不同，用造山-后造山过程的解释已经很多，但是也很复杂，至今全球已经识别并确认了十余个典型的造山带下地壳剖面，对其形成过程有一例一说的趋势。如阿尔卑斯的Ivrea被认为是碰撞造山带根带的代表，西喜马拉雅的Kohistan被认为是被掀翻到地表的岛弧根带，也有些碰撞造山带经历了垮塌和大规模抬升，造成了造山带加厚下地壳的大量出露，如属于华力西造山带的波西米亚地块。
2.3.2 下地壳的破坏克拉通保持长期稳定意味着下地壳是长期稳定的。但是华北克拉通的下地壳在中生代发生了大规模的重熔，形成很多花岗岩，这个现象引起人们的注意。继翁文灏(Wong, 1927)提出“燕山运动”后，Fan et al. (2000)明确提出华北克拉通在中生代曾发生岩石圈减薄，后来的陆续研究认为华北在中生代发生过克拉通破坏(Zhu et al. , 2015)。新生代火山岩中的下地壳和上地幔包体的研究证实，华北存在过2.7~2.5Ga太古宙和2.0~1.8Ga古元古宙地幔和下地壳，并且现在还部分保存着(Zhang et al. , 2004)。华北克拉通地表的古元古代-古生代的地层都有较好的保存(Zhai et al. , 2007)，地球物理剖面(图 6)也证实在华北中西部的莫霍面和下地壳基本保持古老的状态(刘昌铨等, 1991; 祝治平等, 1997)，而东部表现出岩石圈地幔和下地壳的厚度不均一(Kern et al. , 1996)，这说明华北克拉通的破坏是自下而上的。虽然存在争议，但是岩石圈地幔减薄的原因很可能是流体对岩石圈地幔的改造，它致使80~120km厚的地幔成分变得饱满而显示软流圈地幔的性质(张宏福等, 2006; Zhang et al. , 2009)。
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图 6 浑源-阳原-怀安-汉诺坝剖面(a, 据祝治平等, 1997)和大别山-燕山剖面(b)和郯庐断裂-鄂尔多斯剖面(c)的上地幔-地壳构造与速度结构图(b, c, 据孙继源等, 1992) Fig. 6 Sketch wave velocity diagrams of upper mantle-crust structure along Hunyuan-Yangyuan-Huaian-Hannuoba profile (a, after Zhu et al., 1997) and Daieshan-Yanshan profile (b) and Tanlu Fault-Erdos profile (c) (b, c, after Sun et al., 1992) |
翟明国等(2005)强调华北克拉通的岩石圈减薄，不仅是岩石圈地幔的减薄，下地壳也同时发生了减薄，其结构和成分都发生了变化(Zhai et al. , 2007, 2016; Zhai and Santosh, 2011)，其中最主要的表现就是克拉通换底(翟明国等, 2005)。也就是说，中生代岩石圈大规模减薄及其强烈的地幔改造交代和壳幔作用，致使部分地区最下部地壳被改造和置换，成为无古老“底”的克拉通，而上地壳和地表的面貌除了被很多中生代花岗岩侵入外则基本得以保留。下地壳的破坏主要的表现为：(1)在华北东部一些地区，地壳厚度从古元古代的45~50km(Zhao et al. , 2015; Zou et al. , 2020)减薄到~30km；(2)最下部的岩石组成从原来的以TTG为主，同时含有一些麻粒岩相变质的辉长质岩石和含泥质麻粒岩的沉积岩岩片或透镜体(Zhou et al. , 2017)，变成以辉长质岩石为主，并且很可能有含石榴石辉石岩的薄层(Zhang et al. , 2004)；(3)与下地壳变化相对应的是消耗下地壳并熔出大量花岗岩，它们侵入到上地壳，也出现少量带有大陆裂谷性质的拉分盆地。中生代期间，华北克拉通东部是一个热的穹隆，伴之岩浆活动以及与地壳围岩的相互作用，这使得华北东部形成了以胶东为核心的中生代金成矿域。
华北克拉通中生代下地壳的破坏是壳幔相互作用的结果。某种构造作用下的地幔热隆升，导致下地壳大量熔融，形成类埃达克质的花岗岩，而幔源岩浆的底侵又进一步加强了下地壳的熔融并部分填补下地壳熔融的遗留空间，同时熔融残留形成的某些高密度的岩片则拆沉进入地幔。因此，基底熔融、岩浆底侵和下地壳拆沉这三种作用是造成下地壳破坏的主要方式(翟明国等, 2005; Zhai et al. , 2007)。通过汉诺坝地区的壳-幔结构示意剖面(图 7)和地震剖面(图 6a)能对现今华北的下地壳结构有一个大致的推断。早前寒武纪地体中酸性麻粒岩和基性麻粒岩的Vp为6.57~7.0km/s，下地壳捕虏体基性麻粒岩的Vp为7.17~7.29km/s，榴辉岩相的石榴辉石岩的Vp为7.31~7.78km/s, 其变化范围处于基性麻粒岩与壳-幔过渡带或榴辉岩(6.8~8.1km/s)之间(Rudnick and Fountain, 1995; Holbrook et al. , 1992)。由此推断白马石-蔓菁沟下地壳剖面所代表的古下地壳是由Vp在6.57~7.0km/s的高压基性麻粒岩到中酸性麻粒岩构成的，而现今汉诺坝下地壳捕虏体代表的是Vp在7.07~8.0km/s的基性-超镁铁质麻粒岩，具有下地壳-壳幔过渡带的结构特征。从北京-怀来-丰镇地震剖面和浑源-汉诺坝地震剖面(图 6a)来看，存在一个平直的速度界面，其P波波速大致在6.9~7.0km/s，深度大约41~42km。如果地球普遍存在一个镁铁质层状下地壳(Bohlen, 1987)，
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图 7 汉诺坝地区壳-幔组成与结构图(据翟明国等, 2005) Fig. 7 Sketch diagram for composition and structure of crust-mantle in Hanruoba area (after Zhai et al., 2005) |
那么它们的波速应在7.0~7.5km/s之间。可从华北的地震剖面来看，6.5~6.9km/s是一个稳定和较厚的层，深度为32~41km左右，它们在成分上以中酸性麻粒岩为主(可以夹着基性麻粒岩层，但是不存在一个稳定的镁铁质麻粒岩成分的最下部地壳层)。此外，波速为7.0~8.0km/s的层也普遍存在，而且厚度也有一定幅度的起伏变化。以上与岩石学和地球化学所揭示的一致，即华北现存的下地壳可以分为三层：上部下地壳(25~33km)，主要由中酸性麻粒岩组成；下部下地壳(33~40km)，主要由基性麻粒岩与中酸性麻粒岩互层组成；壳幔过渡带(40~45km)，主要由榴辉岩相石榴辉石岩、辉石岩和尖晶石二辉橄榄岩等组成。其中，下部下地壳和壳幔过渡带构成了一个由中生代形成的镁铁质麻粒岩-榴辉岩相(石榴)辉石岩-橄榄岩组成的岩层，就是P波速7.0~8.0km/s的层，之下是上地幔。上部下地壳则主要是早前寒武纪的中酸性麻粒岩夹着基性麻粒岩的古老下地壳(图 7)。因此，41~42km表现出来的速度界面，代表的不是壳-幔分界的莫霍面，而是依然保存的古老的下地壳(现今的上部下地壳)与现今存在的镁铁质下部下地壳-壳幔过渡带之间的界面。壳幔过渡带可能代表了岩石学莫霍面，但是它不是一个截然的界面，而是由基性-超基性岩浆底侵作用形成的过渡带(Fountain and Salisbury, 1981; 樊祺诚等, 2002)
华北克拉通的中生代花岗岩可以概述如下(Zhai et al. , 2016)：花岗岩类在印支期表现为碰撞后的特点，主要分布在克拉通的南、北缘；160~140Ma的侏罗纪花岗岩，显示高Sr-Ba的类埃达克岩的地化性质，表明来自较厚的下地壳；而130~120Ma的早白垩世花岗岩以钙碱性和高钾为特点，源区深度相对变浅。火山岩类及侵入的辉长岩也有类似特点，在晚三叠世末，主要是造山期后壳源岩浆的侵入，指示厚的陆壳部分熔融，基本不显示幔源物质的明显加入，说明仍保留了中生代前的地质构造格局；晚侏罗世-早白垩世则为幔源+壳源+壳幔混合岩浆(指示了地幔物质-能量上涌，并与上覆地壳发生相互作用)，侵入岩和火山岩均发育，且在克拉通边缘和内部均很发育。这些现象与岩石圈快速减薄、下地壳基底大规模置换密切耦合，主要受地幔深部因素的制约。到了晚白垩世末-第三纪，岩石圈减薄已经停止，表现为来自亏损地幔源区、带有软流圈特征的单一的大陆玄武岩发育。在华北克拉通的内部，拆沉作用的影响是难以识别的。大规模花岗岩熔出的残留物可能是榴辉岩和石榴角闪岩，它们可能会有一些因为密度大而下沉到岩石圈地幔甚至软流圈地幔，但并不明显影响地幔的成分变化。从目前的研究来看，其规模有限，不可能形成一个巨大的榴辉岩层，并拖带岩石圈地幔一起下沉到软流圈。造成下地壳破坏的三种主要形式中，岩浆底侵很可能最为重要，它与新的下地壳的形成和对古老下地壳的置换都有重要联系。
克拉通破坏不是普遍现象。为什么华北克拉通在中生代会发生破坏，对其大地构造背景和机制有很多不同的说法。例如Zhu et al. (2012, 2015)和吴福元等(2014)提出早白垩世西太平洋板块俯冲是导致华北克拉通破坏的控制因素和驱动力，Zhai et al. (2011, 2016)和董树文等(2019)认为华北周边其它板块的围限和相互作用的影响不可小视，某种目前板块构造未能完满解决的大陆动力学问题很可能孕育其中。
3 大陆岩石圈 3.1 岩石圈定义对于板块构造理论而言，岩石圈和软流圈是两个最基本的概念。软流圈位于岩石圈下面，在上地幔中有一个明显的地震波的低速层，它存在部分熔融并具有一定程度的塑性，是具有塑性流动的地幔物质。岩石圈就是软流圈上部坚硬的圈层，不仅包括地壳，还包括厚达150km甚至更深的上地幔顶部刚性层，由于这两部分都是由岩石组成的，所以地质学家们把它们统称为岩石圈(图 8a)。虽然岩石圈是地球各圈层中最坚硬的，但是地球物理结构剖面显示，岩石圈并不是完整的均一的岩层(Frisch et al. , 2011)。从属性来看，岩石圈可以分为大洋岩石圈和大陆岩石圈，它们的厚度差别很大。大洋岩石圈在在洋中脊的最新部分只有6~8km，最厚的部分也只有100km；大陆岩石圈厚一些，大都在100~400km之间。大洋岩石圈和大陆岩石圈也都不是铁板一块，它们又都分成了很多块，分割的界限都是深达软流圈的巨大断层，依照性质，主要是离散边界(洋中脊，以及一些陆内的深大裂谷带)，挤压带(俯冲带，以及碰撞带)和转换断层。这样形成的大洋岩石圈和大陆岩石圈以不同的方式相连接和相互运动。
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图 8 地球的圈层(a)和俯冲增生模式图(b)(据Frisch et al. , 2011) Fig. 8 Spheres of the Earth (a) and lithosphere subduction (b) (after Frisch et al., 2011) |
岩石圈厚度和地球的半径比较，几乎可以忽略不计，但是目前人们能够观察、探测、采样、分析的样品和对象几乎都来自岩石圈。地球动力学的研究，特别是洋-陆和壳-幔的相互作用和转化(图 8b)、构造变动和物质循环，也大都是与岩石圈相关。盘古超大陆是以板块构造作为基础的大陆漂移学说的核心假说，用综合的方法进行古板块重建，设想在约~250Ma之前几乎所有的大陆都是联系在一起的，不知那时的大陆岩石圈是否是一个整体。大洋岩石圈的主要观测和研究是通过地球物理方法进行的，现在大洋样品的采集，包括大洋钻探，获得的资料越来越多。研究表明现在的大洋壳，以及大洋地幔也是不均一的，因此大洋岩石圈的结构并不是简单的垂向分为大洋地幔和洋壳两部分，在横向和垂向上，它们既有物质的差别，又有温度、磁性及其它物理性质的差别。洋壳的寿命只有2亿多年，更古老大洋的物质组成、结构等的研究还没有找到更好的办法，所以我们研究地球的演化重点放在大陆岩石圈。大陆岩石圈保留的时间长，组成更为复杂。陆壳是由稳定的克拉通陆块和陆块之间的造山带构成的，这样的组成已经表明每个大陆都有复杂的演化历史，现存的岩石圈结构肯定是或多或少被改造过的，而且彼此之间的差别也是很大的。
岩石圈的状态和结构，应该是岩石圈板块之间相互运动的基础条件之一。如果大陆地壳确实是从大洋地壳的熔融过程中形成和生长的，至少可以设想，当发生俯冲时，大陆岩石圈需要有一定的规模，才可以使得它们与大洋岩石圈可以相抗衡，能够在软流圈之上进行俯冲和碰撞等构造活动。现在的研究一般认为，地球从岩浆洋之后形成了一个全球性的大洋壳，洋壳(洋底高原)在内部的横向挤压运动或者地幔柱构造的作用下部分熔融，形成最初的TTG质的岩石并发育成陆核。由图 9(Kröner and Layer, 1992)的模式可以推测早期的洋壳在地幔柱构造的主导下，负浮力和对流剪切应力引起sagduction(以垂直构造为主)，致使一些洋壳断裂下沉进入地幔，促使一些火山活动和早期的沉积盆地的形成，并产生双峰式火山岩和钙碱性的花岗质岩石。Zhai and Peng (2020)提出洋壳向洋底高原的壳内俯冲形成最早的陆核。洋壳环绕洋底高原的持续壳内俯冲使陆核长大成微陆块。绿岩带是微陆块之间的靠近洋底高原的浅海或边缘海，沉积物是含BIF的火山-沉积岩建造。这样的模式也能够解决用洋壳俯冲难以解释陆壳围绕陆核环状生长的矛盾(Windley, 1995)。Moyen and Laurent (2018)认为对太古宙和现代的地幔源区的火成岩进行对比研究对于理解TTG成因是有帮助的。他们的研究表明，太古宙镁铁质-超镁铁质岩石的源区集中在一个“中间位置”、地幔没有那么亏损、俯冲记录罕见、洋底高原与洋中脊的差别没有那么大，垂向与横向构造相结合的方式可以形成陆壳岩石。不管用哪种模式解释陆壳生长，有两点是可以肯定的：一是ca. 2.8~2.7Ga是陆壳生长的高峰时期；二是在ca. 2.6~2.5Ga时期，全球完成克拉通化，并形成了超级克拉通(Dewey and Windley, 1981; Rogers and Santosh, 2003; Condie and Kröner, 2008; Condie, 2008)。超级克拉通的形成应该是已有的各个克拉通陆块拼合在一起。拼合可以是板块构造的俯冲拼合(Condie, 2004)，也可以是其它的模式如重力垂落、穹隆构造等(Lin et al. , 2013)。Zhai and Peng (2020)认为在太古宙晚期的2.7~2.5Ga期间，陆壳大规模形成之后，微陆块通过围绕它们的绿岩带焊接(weld)形成超级克拉通或克拉通群。造成洋壳有限下沉的原因是BIF相对于微陆块具有较高的密度和负浮力，华北南缘的新太古代BIF的密度达3.6~3.8g/cm3，可高于大别山柯石英榴辉岩(李一良，个人交流)。绿岩带的下沉机制是受BIF的拖拽，绿岩带经历了浅-中级变质，具有顺时针型P-T轨迹；微陆块边缘也被拖拽下沉，经受逆掩推覆和板底垫托，有逆时针和顺时针型两种P-T轨迹，并普遍经历高温甚至超高温变质作用。下地壳有广泛的部分熔融，大量钾质(钙碱质)花岗岩熔出，形成稳定的克拉通。这个构造被称为始板块构造(Eo-plate tectonics)，以期与古元古代早期板块构造(Early plate tectonics)和新元古代之后的现代板块构造(Modern plate tectonics)区别。
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图 9 最早陆壳的起源和生长的示意与推测模式(据Kröner and Layer, 1992 and Layer, 1992) Fig. 9 Schematic and speculative model for the origin and growth of the earliest continental crust (after Kröner and Layer, 1992 and Layer, 1992) |
克拉通陆块拼合需要的另一个条件，就是古老的陆块“热”状态要变凉，具备一定的刚性。这个问题已经引起一些研究者的注意，并通过Hf同位素组成和其它研究进行了讨论(Durrheim and Mooney, 1994; Griffin et al. , 2000; Glorie et al. , 2014)。在太古宙末，大陆地壳的地热梯度可能已经从早期的50℃/km降到约30℃/km，这标志着陆壳的刚性程度已经有所提高。Gerya (2014)和Sleep (2015)认为地质时代越早，温度越高，出现俯冲的频率越高，规模越小。类大洋或类大陆岩石圈由于高的莫霍面温度(>800℃)，造成粘滞度弱、地幔的温度高于现代约175~250℃，这将阻碍稳定岩石圈板块的俯冲深度。在600~800Ma时期，地幔温度发生转变，比现代高80~150℃，可能允许大陆俯冲更稳定，从而导致超高压(UHP)岩石在前寒武纪有限地发育。然而这个推测与对早期大陆岩石圈的厚度的计算似乎有矛盾，因为图 10a(Artemieva and Mooney, 2001)所示的岩石圈厚度是随着时代越老变得越厚。中-新生代形成的岩石圈厚度多在70~120km，而太古宙的岩石圈厚度跨度很大，分成两个区，一个在150~300km，与古元古代的岩石圈厚度相当，一个在300~400km，是中-新元古代(100~200km)的2倍，是中-新生代的3~6倍。新太古代末期的地热梯度仍然是高的，估算的地壳或岩石圈的厚度比现代厚。Moyen and van Hunen (2012)也指出，新太古代地热梯度高，估计的地幔和地壳的地热梯度都比现代高，地壳比现代厚，岩石圈结构和状态与现代差别巨大，它们在后来的演化中不断做进一步调整。越厚的岩石圈应该负浮力越大，粘滞度越高，刚性程度越低，越不利于板块的俯冲。
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图 10 岩石圈厚度与年龄的关系(a, 据Artemieva and Mooney, 2001)以及估计的华北克拉通岩石圈厚度随时间的变化(b) (a) Ⅰa和Ⅰb：>2.5Ga的太古宙大陆岩石圈厚度；Ⅱ：2.5~1.8Ga的大陆岩石圈厚度；Ⅲ：< 1.8Ga~>0.5Ga的大陆岩石圈厚度；Ⅳ：显生宙的岩石圈厚度；(b) 是华北克拉通岩石圈随时间的变化 Fig. 10 Lithospheric thermal thickness versus geologic ages (a, after Artemieva and Mooney, 2001) and supposed lithospheric thermal thickness of the NCC versus geologic ages (b) |
讨论岩石圈的演化，有两个主要的岩石圈调整期是必须要研究的，即新太古代末-古元古代早期和中元古代-新元古代早期，我们在2018年基金委重大项目的申请书中称之为关键期，国外一些研究者也已经关注到，如Brown et al. (2020)称它们为岩浆-构造转折期(HL)和超大陆支配期，Cawood (2020)称它们为两个transit periods。
3.3.1 新太古代末-古元古代初的岩石圈大陆的主要生长期在新太古代，几乎大陆的一半或更多是在2.8~2.7Ga之间形成的(Condie and Kröner, 2008)，并且这个时期绿岩带的活动也很活跃，有大量的科马提岩喷出，其中玄武质科马提岩数量很多，也有相当多的钙碱性火山岩，这个建造与古太古代的橄榄质科马提岩-重稀土亏损型(F1)英安岩双峰式建造有很大差别。科马提岩特别是橄榄质科马提岩比玄武岩的熔出温度高、地幔熔融比例大，F1型英安岩的成分与TTG或埃达克岩相同或类似，表示源区的岩石是镁铁质并且熔融深度较大，很可能有石榴石作为熔融残留，它们组成的双峰式组合表明了古太古代有高的地热梯度以及厚的地壳。到了新太古代，玄武质科马提岩指示地幔温度仍较高但比橄榄质科马提岩熔出的温度略低，钙碱性的中酸性火山岩表明源区地壳的深度不需要那么大、成分也不需要是镁铁质，有明显的陆壳物质参与熔融，明确地展现了从钠质陆壳向钾质陆壳的演化趋势。但是科马提岩作为绿岩带的主要火山岩类型，仍说明地幔岩浆的温度达到1500~1600℃，比现代高150~250℃(Herzberg et al. , 2010)。早期的陆壳岩石主要由TTG岩石组成，它们在新太古代演化中出现活化和部分熔融的现象，出现独立的黑云母花岗岩岩席和岩体。Moyen and van Hunen (2012)从地热梯度考虑，认为此时新太古代末岩石圈厚度和现代相比是巨大的。多数学者将此期的构造机制解释为地幔柱(Condie, 2004; Zhao et al. , 2005; Moyen and Laurent, 2018)。
从物质成分来看，~2.5Ga广泛的基底重熔和钾质花岗岩(属钙碱性花岗岩系)侵入，形成全球的成熟化花岗质上地壳(Geng et al. , 2012; Wan et al. , 2014; Liu et al. , 2019)。华北早期陆壳岩石主要由TTG岩石组成，它们在后期演化中出现活化和部分熔融的现象，钾长石交代并形成不同类型混合岩的现象普遍存在，黑云母花岗岩成为标志性岩石，有人用红(~2.5Ga)白(~2.7Ga)分明来描述这个变化(Jahn, 1990)。正片麻岩类的长石分类图解和锆石εHf(t)对207Pb/206Pb年龄的图解体现出这种演化趋势(图 11a-c)。近来华北克拉通南缘和东缘的研究表明(Shan et al. , 2015, 2016, 2019; Jia et al. , 2019; Zhou et al. , 2021)，与2.8~2.7Ga以及之前相比，~2.5Ga的TTG片麻岩明显减少，钾质花岗岩不仅侵入到高级区片麻岩中，也侵入到绿岩带地层中，混合岩化强烈，伟晶岩和细晶岩脉与围岩共同经受韧性变形，形成穿透性片麻理和片理以及不同类型的褶皱构造和穹隆构造(Geng et al. , 2012; Liu and Wei, 2020)。花岗岩的围岩是变质沉积岩以及先存在的TTG和花岗质片麻岩。部分片麻状花岗岩经历了麻粒岩相变质作用，代表性矿物组合是：Qz(石英)+Per(条纹长石)+Grt(石榴石)+Bi(黑云母, 棕色)+Pl (斜长石)+不透明矿物(Opa)。少量同期的TTG质片麻岩与花岗岩共生，对此的解释是受控于原岩的不同，TTG是镁铁质岩(洋壳？)，熔融的深度可能也大些，而钙碱性花岗岩是沉积岩或片麻岩(陆壳)熔融产生的，偶有高镁的赞岐岩的报道(Ma et al. , 2013)，认为是地幔熔融的产物或者是受源区物质成分的影响。华北克拉通的新太古代末地壳活化和钾质花岗岩侵入与~2.5Ga的变质作用在时代上十分相似，有些研究称它们为~2.5Ga岩浆-变质事件(Zhai et al. , 2021)。高级区的岩石多经历麻粒岩相变质，绿岩带岩石多经历角闪岩相-绿片岩相变质。最近的研究认为高级区的变质并不是以往认为的中压麻粒岩相，多数岩石的变质压力都 > 10~14kbar，而且也有很多基性麻粒岩和泥质麻粒岩被证明变质温度达ca. 950~1000℃，并发现峰期共生矿物组合与花岗岩质熔体共生的现象，说明深熔现象的普遍性(魏春景, 2018; Liu and Wei, 2020; Lu et al. , 2017, 2020)。冀东蒌子山、桑园、曹庄脑峪门等地的~2.5Ga的紫苏花岗岩就是与麻粒岩相变质相关的深熔花岗岩(Zhai and Peng, 2020)。变质作用和深熔作用的深度推测在ca. 40~50km。
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图 11 华北克拉通部分古老岩石的锆石Hf同位素对年龄图解(a-d)和岩石化学图解(e、f) (a)华北古老正片麻岩的锆石εHf(t)-207Pb/206Pb年龄图解；(b)华北古老玄武质表壳岩的锆石εHf(t)-U-Pb年龄图解(Zhai and Santosh, 2011)；(c)小秦岭太华杂岩的锆石εHf(t)-U-Pb年龄图解(Jia et al., 2019)；(d)华北南缘钾质花岗岩的锆石εHf(t)-U-Pb年龄图解(Zhou et al., 2021)；(e、f)华北南缘钾质花岗岩的硅-碱图解和R1-R2图解(Zhou et al., 2021) Fig. 11 Diagrams of isotopic ages versus Hf isotope (a-d) and chemical compositions (e, f) from ancient rocks in the NCC |
新太古代克拉通化的岩石圈可能保持了约200~300Ma的“静寂期”之后，像其它一些克拉通一样，华北出现了花岗岩的活动(图 11d)。在华北南缘熊耳山地区，有些碱性花岗岩的侵入体，锆石U-Pb年龄在2.32~2.29Ga，它们的岩石学和地球化学特征(图 11e, f)(Zhou et al. , 2021)很像是伸展构造下的花岗岩，形成在裂谷环境，应该是胶辽吉裂谷伸展时期的产物，没有记录古元古代休伦冰期或大氧化事件的气候环境痕迹。陈斌等(2016)则认为在辽东半岛出现的~2.2Ga的花岗岩是与俯冲有关的岛弧花岗岩，推测胶辽吉活动带在~2.2Ga已经开始俯冲。华北南缘古元古代早期的地壳活化和混合岩化事件很强(Diwu et al. , 2014)。Jia et al. (2019)把华北南缘的太古代末-古元古代初的花岗岩特别是混合岩分成两组，一组是ca. 2.55~2.45Ga，它们属于新太古代末克拉通化的地壳活化与钾质花岗岩事件，与克拉通化相联系；另一组是2.35~2.2Ga，它们代表了古元古代的一期混合岩化事件，与古元古代的裂谷事件相关。从花岗岩的类型、组成、源区特征和熔融深度来看，这两组岩浆与混合岩化事件很雷同，有理由认为这时华北的岩石圈与新太古代末的岩石圈在结构和组成以及物理性质上没有大的差别。但是这个初步耦合的全球化大陆岩石圈并没有达到完全稳定，热量还在变化，壳幔作用随着休伦裂谷的发育仍在进行。成山纪的全球性活动带事件是地球圈层进一步调整的构造表现。古元古代带的超级克拉通裂解和再拼合，形成新的超级大陆-奴那(哥伦比亚)标志着地球另一个重要的大陆演化事件。
用变质作用方法限定的新太古代末-古元古代初的陆壳厚度在60km甚至更大，主要依据是高级区麻粒岩变质压力可达12~14kbar、伴随深熔作用、掀翻的下地壳剖面上没有见到石榴石辉石麻粒岩层出现，估计最下部地壳没有出露地表。我们通过下面三点：由地球物理测量确定的现代岩石圈中地壳和岩石圈地幔的厚度比例；新太古代末地幔的温度更高的事实；地壳与岩石圈地幔平衡的原理，推测华北克拉通新太古代末的岩石圈厚度大致在180~220km(图 10b)，并延续到古元古代约2.0~1.8Ga之前，是始板块构造(元古代活动带-哥伦比亚超大陆事件)启动的岩石圈基础。这与通过地球物理S波和P波的反演，估算的华北克拉通新太古代末的岩石圈厚度是在200km、局部或可达300~400km的推论(Chen, 2009; 陈凌等, 2010; 娄辛辉等, 2017)基本一致。
3.3.2 中元古代-新元古代初的岩石圈中元古代-新元古代初的岩石圈在地球上存在的时间长达1.0Gyr(Cawood and Hawkesworth, 2004)。这个关键期的岩石圈状态很重要，但是对它的了解似乎更少，人们或多或少把注意力更多地放在地球环境剧变、早期生命大爆发以及沉积作用与油气资源上，这些命题更加夺人眼球和激动人心。Ca. 2.0~1.8Ga时期是华北克拉通构造活动的重要一幕，传统上称之为滹沱运动或吕梁运动。翟明国(2004)强调这个时期的故事不能混为一谈，应该进行解体，分为ca. 2.2~2.0 (1.95)Ga和ca. 2.0 (1.95)~1.8Ga两个事件。第一个事件可能会联系到全球的休伦裂谷事件，据国外学者的研究，休伦裂谷最早或许发生在ca. 2.3~2.35Ga之前，而且演化成全球的大火山岩事件，CO2等气体的大量喷发导致了一次大冰期的形成。大约在~2.2Ga的某一个时间起，发生了氧的急剧变化，并在ca. 2.1~1.9Ga时实现较为富氧的飞跃。这是地球历史上著名的大氧化事件(Holland, 2006)，以苏必利尔型BIF、红层、碳质沉积、碳酸盐省等特殊沉积建造为代表，促使地球在生命演化史上演出划时代的一幕(Schidlowski, 2001; Lyons and Reinhard, 2009)。华北大氧化事件期间的地质研究相对薄弱，但是胶辽吉、晋豫(中部)和丰镇-二道洼三个古元古代活动带中的火山沉积岩系下部层位已经与休伦裂谷的国外层位进行了对比研究(Tang and Chen, 2013; Chen and Tang, 2016; Peng et al. , 2017)。在休伦裂谷基础上超级克拉通的破裂(层侵纪Rhyacian)导致了新太古代超级克拉通的裂解，而后发生的活动带事件被众多研究者解释为全球性的造山事件，并由此形成了奴那或哥伦比亚超大陆(Rogers and Santosh, 2003; Zhao et al. , 2005)。对华北克拉通胶辽吉、晋豫(中部)和丰镇-二道洼三个活动带的火山岩以及沉积建造的研究表明，它们曾有很大的拉张深度。张秋生(1984)曾将辽吉地区的辽河群分为冒地槽沉积和优地槽沉积，认为裂谷已经拉成较深的海盆。但是目前仍没有华北克拉通曾已完全裂解成大洋并被分割成不同大陆的证据，被三个活动带分开的陆块似乎仍是原来华北克拉通的几个部分。但是从ca. 2.1~2.0Ga起，三个活动带陆续出现了由伸展向挤压的转变，出现一些类似岛弧的岩石和变质作用。陆-陆碰撞的变质时代在ca. 2.0~1.95Ga时为高峰，而后经历了中压麻粒岩相和角闪岩相两次退变质作用，记录了下部地壳的折返抬升。虽然模式不同，但是对古元古代时期的高温高压麻粒岩相变质作用和超高温变质作用，多数研究都同意是代表了高温的陆-陆碰撞事件(Zhao et al. , 2005; Guo et al. , 2002, 2012; Santosh et al. , 2007; Liu et al. , 2013; Jiao et al. , 2013)。在高级麻粒岩的两个退变质阶段，都伴随着减压引起的部分熔融(张华锋等, 2013; Wu et al. , 2016; Wang et al. , 2016; Zou et al. , 2018)，野外露头上可以观察到几厘米至数米长的初始熔融的花岗岩的团块，也可形成岩脉、岩床和小的岩体。在内蒙的土贵乌拉-凉城一带，成规模的石榴石花岗岩大面积出露，它们可以包裹大小不一的泥质麻粒岩团块或岩层，也可和泥质麻粒岩呈渐变关系，没有岩性边界。石榴石花岗岩和泥质麻粒岩的比例可高达1 : 3，常伴随成群的麻粒岩相变质的辉长岩墙或小岩体出露，花岗岩的分布受韧性剪切带控制(陈亚平等, 1990)。花岗岩的钾长石斑晶很发育，局部可形成直径数厘米的巨大斑晶，具有原地或半原地熔融特征。其中泥质麻粒岩熔出的花岗岩多是含石榴石的钾质花岗岩，偶含夕线石或堇青石。基性麻粒岩的部分熔融形成富钠质-富钾质的紫苏花岗岩，呈岩脉或岩体状，这与在印度和其它克拉通看到的现象相似(Wang et al. , 2020)。在土贵乌拉较小的露头上可以同时看到基性麻粒岩、紫苏花岗岩和熔融残留的石榴石岩，除石榴石外，后者还含有辉石、堇青石等难熔矿物，三种岩石的稀土(REE)和其它元素的地球化学特征符合部分熔融的元素分离模式(翟明国等, 1996; 郭敬辉等, 1999; Zhou et al. , 2017)。泥质麻粒岩在~1.8Ga发生角闪岩相退变质，表现出华北克拉通全区的混合岩化，成群的伟晶岩脉和富钾的钙碱性花岗岩的侵入是很典型的现象。
高温高压的基性麻粒岩和超高温的泥质麻粒岩的峰期变质压力在10~14kbar之间(Zhou et al. , 2017)，局部达到榴辉岩-麻粒岩转换相，压力~16kbar，少数研究者报道它们计算的结果达18kbar。但是高级麻粒岩相的总体矿物组合是中压麻粒岩相的，峰期矿物组合多是变质残留，有些只是在石榴石中的矿物包裹体。角闪岩相退变质虽然强烈，但也大多是以交代矿物出现在中压麻粒岩相矿物的边部。以此判断在古元古代活动带裂谷-俯冲-碰撞事件之后，下地壳的深度在45~40km左右，局部在45km或35km。张宏福等(2006)报道的汉诺坝新时代玄武岩中的~1.9Ga的下地壳和地幔包体，与上述特征类似。综合地球物理观测和岩石学、变质作用研究估算的大约1.8Ga之后华北克拉通的岩石圈厚度在160~220km，局部可能略深到240km或浅到140km(图 10b)。
中元古代以来，像世界其它克拉通一样，华北克拉通基本是平静的，没有造山运动、没有被动大陆边缘、没有造山型矿产、没有BIF沉积，反之发育斜长岩-奥长环斑花岗岩为代表的非造山岩浆组合和陆内矿产等，这个过程延续直至华南裂谷出现以及随之而来的雪球地球事件。长达10亿年的地球平静期内部并不平静，深部仍有汹涌澎湃的地幔活动以及壳幔的相互作用。华北克拉通自1.8Ga以来，与裂谷和地台型沉积作用相伴随，有四期重要的岩浆事件，它们是~1.78Ga的基性岩墙群-熊耳火山岩事件、ca. 1.7~1.6Ga的非造山岩浆作用、~1.35Ga辉绿岩席群、~0.9Ga的基性岩墙群。Ca. 1.7~1.6Ga的非造山侵入岩未见与含石榴石的辉长岩伴生，推测就位深度比印度南部的含斜长岩的下地壳浅的多。~1.35Ga辉绿岩席群形成在大陆岩石圈内部的伸展环境，并可能与哥伦比亚超大陆裂解有关(Zhang et al. , 2012)。~0.9Ga的岩床(墙)群分布很广，从华北克拉通的中西部到朝鲜半岛，地球化学性质指示它们并不是来自古老的岩石圈地幔，而是源于相对年轻的地幔，推测在新元古代初期或之前，岩石圈地幔曾经受到过改造(Peng et al. , 2011)。四期地幔活动对华北的岩石圈结构与状态肯定会有调整，Zhai et al. (2015)认为中-新元古代(1.0Ga)就是地球岩石圈的调整期，虽然对岩石圈厚度、结构和成分的具体变化目前还没有明确的了解。
虽然作者等(翟明国, 2009; Zhai and Peng, 2020)预测现代板块构造起始于新元古代，并假设南华裂谷是威尔逊旋回的洋壳开张的起始，但是最近的研究发现在新元古代的超高温变质作用比以往想象的还要强，在南亚的记录似乎指示有两期超高温变质作用，粗略的估计发生在大约520~580Ma和620~750Ma，精确的时代和具体过程的研究亟待深入，但这时地球急迫地释放热量，为此后的板块聚合提供必要的刚性、重力和负浮力的事实提供了研究的紧迫性。
3.3.3 显生宙的岩石圈华北克拉通古生代的岩石圈深度是通过含金刚石的金伯利岩确定的，表明该区古生代时存在一个冷的厚达200km的岩石圈，而且金刚石中固态矿物包体的研究表明古生代该区岩石圈地幔为典型的大陆克拉通型岩石圈地幔(Menzies et al. , 1993; Meyer et al. , 1994; Harris et al. , 1994)。新生代火山岩的研究表明它被新的大洋型地幔所代替(Fan et al. , 2000)，并在厚度上减薄了80~120km(支霞臣和秦协, 2004)。地球物理资料已经大致勾画出华北克拉通的岩石圈厚度(Ai and Zheng, 2003; Chen, 2009)，与岩石学研究的结果类似(图 10b)。太行山重力梯度带以东地区，目前的岩石圈厚度要 < 140km，在太行山和阴山南部约为130km，在郯卢断裂以东的盆地只有60~70km，比世界上大多数典型的古元古代克拉通薄至少40km。这种情况与北美克拉通西部的盆岭地区的状况有可比之处，那里的岩石圈厚度约70km(Silver and Holt, 2002)，已被假设在新生代发生了重要的构造作用，造成了岩石圈的减薄。华北的地震资料同时还显示出目前克拉通东部的岩石圈厚度是不均匀的，与某些研究者提出的蘑菇云状模式(袁学诚, 1996; Zheng et al. , 2003)有相似之处(图 6b)。
研究认为华北克拉通的岩石圈减薄发生在中生代，ca. 135~120Ma前后是峰期，那时的岩石圈最薄也最热，新生代后已经逐渐变冷，厚度也略有增加(Zhang et al. , 2009)。图 12显示华北克拉通的中-东部在现在仍表现为一个“热”穹隆。根据已有的地热资料，从龙口-莱州一带的胶北隆起到济阳凹陷的42个测量点得到的地热数据，地热梯度在14~49℃/km之间，平均在27~29℃/km，比大陆壳的平均值25℃/km仍然热不少，与古元古代的地热梯度相似，这对于理解华北克拉通岩石圈的现状以及演化过程很重要。
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图 12 华北克拉通Pn速度结果图(从不包括Pn各向异性项的反演得到的结果)(据Liang et al. , 2004) Fig. 12 Results for Pn velocity from an inversion that does not include the Pn anisottropic terms (after Liang et al. , 2004) |
克拉通是大陆的基本单元，它承载和记录了大陆的形成和演化。大陆壳在克拉通化过程中分成下地壳和上地壳，由此实现了壳幔的耦合与稳定。下地壳在地球圈层中处于关键部位，是地壳与地幔稳定的支撑点，是地热梯度、密度、刚性、塑性状态和粘滞度突变的结合部，是地壳与地幔的能量交换最活跃的部位。上地幔的熔融与底侵、下地壳的部分熔融与拆沉等，还直接导致物质的交换、循环与重组，这些可以称为下地壳作用，它是克拉通化过程的核心环节。克拉通化前后的陆壳在规模、结构和刚性状态等方面都有变化和差异，是否也出现了构造机制和动力学的重要转变？大陆岩石圈是特别值得关注的问题。有了陆壳岩石、形成了陆核和微陆块，都不等同于形成了岩石圈，岩石圈是如何形成和如何成为稳定的，使之能够在软流圈上滑移和完成板块间的拼合与离散，人们知之甚少，甚至出现将陆壳岩石与大陆岩石圈等同的误解。岩石圈的形成固然是大陆形成演化的结果，但是岩石圈的物质组成、结构和物理性质等从最初形成到成熟并成为稳定的地球独立圈层，以至足以承担板块构造的重任，可能经历了不止一个阶段。
4.2 大陆岩石圈问题陆块、陆壳、大陆岩石、岩石标本都不能代替岩石圈，岩石圈是更大尺度的圈层，它的重要性甚至超出了地壳和地幔(Frisch et al. , 2011)，因为它们被洋中脊、俯冲带和转换断层分割才有板块，板块之间有差别才有运动，板块之间的运动是在软流圈的软弱-润滑层之上的。所以简单的样品研究是不能替代岩石圈研究的。岩石圈是有成分、物质、结构、刚性状态以及其它重要性质的，加之可深达一百至几百千米，研究起来非常难。大陆壳从最初的陆核形成到生长成若干微陆块，再到最后的克拉通化或形成超级克拉通，标志着大陆具有了相当的规模(不少研究者推测与盘古超大陆相当)。此时地热梯度已经有一定程度的降低即陆块具有一定的刚性，这时全球性的岩石圈层已经形成，并与软流圈和其它深部圈层达到一定程度的耦合。但是可以想象，这个时期的固体圈层间的耦合仍受较高热体制的影响，大陆岩石圈的结构和状态在地球历史上还在调整和变化，例如古元古代的成山纪(Orosirian)前后以及中元古代直至新元古代成冰纪，可能都是大陆岩石圈重要的调整期。重要的大陆岩石圈形成期和调整期与之对应的构造体制、地球环境(如大氧化事件、雪球事件、生命大爆发)等重大地质事件的研究，是非常前沿的科学难题。
对于前寒武纪的岩石圈，有三个阶段非常重要。第一是新太古代至古元古代早期(ca. 2.8~2.3Ga)。2.8~2.5Ga的陆壳快速生长和克拉通化，基本形成了新太古代末期的岩石圈，这个岩石圈至少稳定了几亿年，直到成铁纪(Siderian)结束，我们称之为早期地球演化关键期。2.8~2.5Ga期间陆壳的成熟化迅速升高，~2.5Ga的大陆基底的活化，促进了下地壳的物质成分和变质相分层。地幔的活动包括辉长岩底侵和辉绿岩墙群侵位，改变下地壳的物质成分并促进了下地壳的变质和深熔。在ca. 2.5~2.3Ga期间的岩石圈仍然保持着基本稳定，直到全球性的裂谷事件发生。Ca. 2.3~2.2Ga时期的钾质花岗岩具有S型、A型和I型花岗岩的过渡性质，形成于陆内环境(Zhou et al. , 2021)，不知是否预示着休伦裂谷的开始。不同岩类，特别是被掀斜抬升地表的下地壳剖面，是难得的研究对象。通过对岩浆源区的深度、温度和性质、变质结构和变质矿物组合的综合研究，对不同岩性样品的物理参数、地球化学性质的测定和对比，以及地球探测剖面、精细的年代构造格架等，并在构造变形和区域地质构造的配合下，有可能揭示地球关键期的岩石圈状态。另外两个主要的岩石圈，一个是古元古代哥伦比亚或奴那超大陆的岩石圈，有长达1.0Ga的稳定期和调整期；另一个是南华裂谷期发生裂解的罗迪尼亚超大陆，它们在稳定之前有广泛发育的超高温变质作用和深熔作用，形成了与现代相同或相近的岩石圈。
4.3 克拉通化机制研究全球各古老岩石出露区的克拉通化时代不完全一致，但大多都发生在新太古代。太古宙末即~2.5Ga的克拉通化事件是全球的，已经提前稳定化的古老大陆也有这个事件的记录，主要的地质记录是~2.5Ga的变质作用、钾质花岗岩和基性岩墙，因此有理由认为全球的克拉通化包含有微陆块的拼合和超级克拉通(群)的形成。克拉通化的机制和动力仍然需要进一步讨论和研究。其中太古宙绿岩带的研究相对薄弱，太古宙大洋壳的问题依然是未解的。Kusky and Zhai (2012)的文章中曾有这样的表述：“Kusky相信能找到太古宙大洋的证据，Zhai考虑太古宙大洋的组成和结构是否与现代有差异”，他们目前的想法或许可能会有改变。但是在太古宙地球上应该存在大洋，克拉通化和超级克拉通过程应该包含了壳-幔和洋-陆的相互作用与转换，现存的大陆地壳中应该有残留的大洋以及它们的熔融残留物的保存。早期大洋的问题还关系到先有陆还是先有洋的争论，特别是关系到最早的陆壳岩石(TTG)的成因、陆核是环状生长还是线状生长、高级区与绿岩带以及穹隆与龙骨构造的动力学机制等难题。
4.4 克拉通与造山带下地壳对比克拉通化的最直接结果，是大陆地壳有了明确的分层(成分、结构、变质相/热梯度、流体以及相应的物理性质)，并且下地壳和上地幔在结构、能量和物理化学性质上达到了某种平衡。下地壳过程是一个重要的地质过程，有地壳的变质、物质-结构的分异，也有与地幔之间的能量与物质的交换，需要认真的深化，包括岩石学、地球化学、岩石物性的实验室分析，野外的探测与观测，还要有实验与数字模拟。克拉通下地壳、造山带下地壳、克拉通破坏地区的下地壳以及深源的下地壳-上地幔包体的对比研究是很有意思的研究方向，希望能给予关注。
多学科的交叉，避免同位素年代学和地球化学示踪在前寒武纪研究中一家独大，避免变质作用研究拘泥于小的露头和岩石矿物样品，要强调综合研究，强调地质挂帅和野外第一，这不是遵循守旧，而是地质科学的特点所决定的。目前有关研究进展很大，得益于岩石学和地球化学，但研究中也有一些不足甚至瑕疵，归咎于综合地质研究的不足以及被轻视。最后的这段话也是沈其韩先生倡导的研究理念和工作方法。我谨以此文庆贺先生百年华诞，感谢先生多年的教诲与指导，并祝地质事业发达昌盛。
致谢 本文得到国家自然科学基金重大项目“大陆地壳演化与早期板块构造”(41890834)、重点项目(41530208)和中国科学院前沿重点项目(QYZDY-SSW-DQC017)联合资助。得到项目组全体成员和学生的帮助，以及范宏瑞研究员、庞忠和研究员和赵平研究员提供资料和进行有益的讨论。特别感谢在成文过程中万渝生研究员的精心审阅和帮助。
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