从地壳上地幔构造看大陆碰撞带岩石圈的克拉通化

杨文采， 于常青 “大地构造与动力学”

国家重点实验室、中国地质科学院地质研究所， 北京， 100037

内容提要: 本篇讨论超级大陆汇聚后逐渐变为克拉通或扩大克拉通的作用过程，即指经及大陆碰撞地体汇聚后新形成的大陆块逐渐转变为刚性克拉通的作用过程。增生大陆岩石圈的克拉通化的作用后果，包括大陆地壳密度的增加，岩石圈地幔的增厚和大地热流值的下降，使大陆岩石圈逐渐刚性强化。大陆碰撞后形成的大陆块必须经过克拉通化的过程，才能逐渐成为刚性克拉通。作用过程主要包括：① 上地壳沉积碎屑岩石结晶岩化和中地壳岩石角闪岩化； ② 下地壳岩石基性化；③ 大陆碰撞带下凹莫霍面的磨平；④ 岩石圈地幔底侵加厚形成陆根。从大陆碰撞带转变为克拉通的过程也是岩石圈地幔不断增厚而地壳缓慢变硬变冷的过程。这个过程包含以下作用：区域变质作用，交代作用和岩石圈幔源岩浆的底侵。这个过程时间尺度比碰撞造山作用大一个级次。长期的底侵作用使地壳岩石密度和强度不断加大，改变岩层的矿物成分和局部结构。当大陆岩石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方软流圈的热能供应逐渐减缓，使岩石圈地温梯度缓慢下降，最终结果会形成大陆根。由于显生宙大陆碰撞带岩石圈强度弱，大陆碰撞时更容易造成岩石圈变形，因此大陆碰撞的板内效应主要发生在大陆内的显生宙碰撞带。显生宙大陆碰撞带如果再次受到大陆碰撞板内效应的作用，其克拉通化的过程必然会推迟。

1 导言

上三篇评述中讨论了从洋陆转换到大陆碰撞作用的过程及其类型，这两种作用使岩石圈实现了大陆岩石圈板块体积上的增加(杨文采、宋海斌, 2014；杨文采，于长青，2014a，2014b)。板块构造学认为，地球岩石圈由若干个具刚性的板块组成，所谓的古板块的主体就是现今保存在大陆上的克拉通地体，它们包含有早元古代形成的陆核和克拉通化的大陆碰撞带。由于典型的大陆岩石圈构造单元为克拉通地体，显生宙大陆碰撞带内增生的岩石圈还需要经过克拉通化的作用过程，才能使岩石圈刚性提高，成为典型的大陆岩石圈。本篇评述将聚焦于各种岩石圈地质作用对显生宙大陆碰撞带岩石圈的改造，即大陆汇聚后新增生的大陆变为克拉通岩石圈使全球克拉通逐渐扩大的作用过程，这个过程乃是大陆增生的最后阶段。

地球演化总趋势为大洋生岛、由岛扩陆、大陆增生、大洋消减。从地壳演化史来看，最早的大陆岩石出现在大约4.0Ga前，这时地球表面为玄武质的"岩浆洋"所覆盖，具有花岗质的上地壳岩石虽然出现，但这种古老的花岗质岩石只代表大洋中的若干个孤岛。此后，由于岩浆分异作用，花岗质岩石岛屿逐渐增多，它们相互作用拼合成为太古宙陆核。太古代之后陆核又通过碰撞拼合陆核和花岗质岩石岛屿，逐渐扩大而形成大陆。现今，陆核形成作用成为研究地球早期演化的关键。由于形成年代久远，遗留的证据很少，地球早期克拉通化研究还需长时间资料的积累。相比之下，由于形成年代不大久远，岩石圈中遗留的证据较多，元古代以后增生大陆克拉通化的研究可能较易突破。元古宙及以后北半球增生的大陆大致位置示如图1a。其中显生宙增生大陆主要在中亚的古亚洲洋碰撞带和北美洲阿拉斯加—科迪勒拉俯冲造山带。元古代重要大陆增生期(1.9～1.6Ga)的增生大陆主要分布在中国山西、北美洲中部和西北欧。图1b为北美洲大陆岩石年龄分带示意图，表明北美大陆是由加拿大地盾为陆核向外逐渐增长的，常被人用作大陆增生的例证(James, 1989; Taylor,1989; Pakiser and Mooney , 1989; Jolivet and Hataf ， 2001； Wardle and Hall , 2002)。

图1(a)显生宙增生大陆大致位置示意图，红色为显生宙增生大陆，蓝色为中元古代1.9～1.6 Ga北半球增生大陆; (b)北美洲大陆岩石年龄分带示意图，表明北美大陆是由加拿大地盾向外逐渐增长的Fig. 1 (a) Illustration of continental accretion during Phanerozoic (red) and 1.9～1.6Ga (blue) (b) Illustration of continental rock ages in North American

全球陆壳生成年龄见图2 。由图可见，深黑色和网眼充填区域为大陆核和太古宙克拉通，北美洲和非洲南部是克拉通陆核集中分布区；中元古代(1.9～1.6Ga)北半球增生的大陆广泛分布，而红色区新元古代(1.3Ga～530Ma)增生的大陆主要分布在南半球冈瓦纳大陆区。根据古地磁测定结果可知(Randolph et al., 1991, 1992)，中国西部和华南大部分陆块在新元古代处在南半球冈瓦纳大陆东北缘，因此晚元古代登陆的洋陆转换带在中国西部和华南也广泛分布。亚洲的显生宙大陆增生的区域主要分布在古亚洲洋碰撞带和亚欧板块南部古特提斯和特提斯碰撞带。

图2 全球陆壳生成年龄略图；深黑色为大陆核，红色为新元古代新生陆壳Fig. 2 Illustration of continental rock ages worldwide, black shows continental cores, red shows accretion continents during Neoproterozoic

大陆是如何增生的？从物理学的角度看，大陆增生指的是大陆克拉通岩石圈结构的形成和体积的增加。从化学的角度看，大陆增生指的是大陆花岗质地壳成分相对大洋地壳的增加，即大洋物质或地幔物质向大陆成分的地壳物质的转化。大陆成分以富硅花岗闪长岩类为主，大洋以富钙、镁(玄武质)岩石为主。表1为大陆和大洋地壳成分的体积含量(Taylor and Mclennan, 1995)。大陆增生作用的化学问题是地壳中硅与钾如何增加，而钙、镁与铁锰又如何减少的。大陆成分的物质运动并汇聚成为相当规模的岩石圈层，涉及一系列大地构造作用。除上三篇评述中已经讨论的洋陆转换和大陆碰撞之外，还包括大陆汇聚后新增生的大陆碰撞带岩石圈变为克拉通岩石圈，从而使全球克拉通逐渐扩大的作用过程。

2 增生大陆岩石圈的克拉通化

本节讨论增生大陆碰撞带岩石圈的克拉通化的作用，包括大陆地壳密度的增加，岩石圈地幔的增厚和大地热流值的下降，使大陆岩石圈刚性强化的作用过程。反之，增生大陆岩石圈的去克拉通化就是大陆岩石圈刚性弱化，最典型的就是大陆裂谷作用，具体内容将在下篇评述中讨论。

表1 大陆和大洋地壳成分的体积含量 Table 1 Volume composition percentage of continental and oceanic crus

经典大地构造学最早把大陆分为地台和地槽，后来演化为克拉通和造山带两大构造单元，其中克拉通指大陆上含有陆核的稳定的大地构造单元，造山带指构造活动区。这种划分不仅过于粗略，而且没有包含构造活动时代信息(James, 1989; Durrheim and Mooney, 1991; Moores and Twiss,1995; 杨文采，1998，2009；Richards et al., 2000; Wardle and Hall, 2002; Rogers, 2004; Fowler, 2005; Leeder and Perez-Arlucea, 2006)。后来不少学者试图把大陆构造分区细化，例如: 王鸿祯(1990，1996)将克拉通构造单元按形成年代细分为三个级别：陆核形成于太古宙(>2800Ma)，原地台形成于新太古代与古元古代(>1800Ma)，地台形成于中新元古代(>800Ma)。陈国达(1977)注意到大陆内部不仅有克拉通化的作用，还有与此相反的“活化”作用，提出了大陆活化区的概念。笔者趋向于根据大陆克拉通化的程度和形成年代将大陆构造单元分为四类：克拉通，元古宙构造活动区，显生宙大陆增生带和显生宙大陆裂陷省。克拉通仍指大陆上含有陆核的稳定的大地构造单元，陆核形成于太古宙。元古宙构造活动带形成于元古宙，属于尚未完全成熟的克拉通，包括元古宙登陆的洋陆转换带、大陆碰撞造山带和大陆裂谷带。显生宙大陆增生带包括未克拉通化但已登陆的洋陆转换带、大陆碰撞带和安第斯型俯冲造山带；岩石圈以挤压应力作用下地壳增厚为特征。显生宙大陆裂陷省指去克拉通化的大陆裂谷带，以拉伸应力作用下地壳减薄为特征。根据克拉通化的程度和形成年代对大陆构造单元的划分见表2。

表2 根据克拉通化的程度和形成年代对大陆构造单元的划分Table 2 Continental tectonic unites based on degrees of cratonization and formation ages.

图3 (a) 中国岩石圈等效粘滞系数分布图，深度40km; (b)岩石圈等效粘滞系数分布图，深度80km (来源：孙立军等，2013); (c)青藏高原中地壳密度扰动图，深度约为38km, 色标单位为：mg/cm3 Fig. 3 (a)、(b) The effective viscosity coefficient of Chinese lithosphere at depth of 40km (left) and 80km (right), source: Sun Lijun et al., 2013; (c) Density disturbance of Xizang(Tibetan) lithosphere at depth of 38km, unit in color is mg/cm3

克拉通作为古老而且稳定的大陆构造单元，具有以下三个特点：① 岩石圈地幔的厚度大，典型者在100km以上。因为大陆岩石圈地幔最坚硬，所以克拉通刚性强、构造稳定; ② 克拉通地壳经过长期的岩浆底侵和变质作用，物质分异比较彻底，上地壳和下地壳层密度加大，而中地壳层减薄、活动特征减弱；③ 非大陆裂谷区的克拉通岩石圈地热流密度减小，一般在30～60mW/m2范围内。典型者如塔里木盆地，最低为25mW/m2。大陆碰撞后形成的大陆岩石圈是非常不均匀的，必须经过克拉通化的过程，才能逐渐成为成熟的克拉通。从大陆碰撞带转变为克拉通的过程也是岩石圈地幔不断增厚而地壳缓慢变硬变冷的过程。这个过程是非常缓慢的，时间尺度约1.0Ga，比碰撞造山作用时间大一个级次左右，下面看青藏高原和华北克拉通的例子。

图3a、b 为中国岩石圈等效粘滞系数分布图(孙立军等，2013)，深度40km主要反映下地壳的强度; 深度80km等效粘滞系数分布主要反映岩石圈地幔的强度。由图可见青藏高原岩石圈的粘滞系数(强度)比克拉通地区低两个级次左右。可见青藏高原作为显生宙洋—陆转换带加中—新生代大陆碰撞带，具有尚未克拉通化的大陆岩石圈 (Harrison et al.，1992; 许志琴等，1997; 肖序常等, 2000，2007; 杨文采，2009)。图3c 为青藏高原密度扰动图，深度40km主要反映中地壳的物质密度和强度，资料的取得与反演方法见侯遵泽，杨文采等(1997，1998，2001, 2011)文献。对比图3a 和图3 c 可见，青藏高原大陆岩石圈不但粘滞系数低，而且中地壳的密度也比克拉通地区低一些，这是未克拉通化的标志。

对比已经克拉通化的华北克拉通和尚未克拉通化的青藏高原大陆岩石圈结构，对于研究克拉通化作用过程有益。华北克拉通是中国最古老的克拉通，冀东迁西群和辽宁鞍山群有3.8～ 4Ga的同位素年龄数据(池际尚，1988；伍家善等，1998；李四光，孙殿卿等，1999；任纪舜等．1992；杨文采，2009； 翟明国，2012)。约2.5Ga前的阜平运动，2.3Ga前的五台运动和1.8Ga前的中条(吕梁)运动分别形成了克拉通基底的三个组成部分，其中山西太行山—吕梁山这部分乃是古元古代构造活动带，克拉通基底约形成在1600Ma。图4a 为华北克拉通中地壳密度扰动图，深度约为17km。图4b为华北克拉通大地构造略图，图4c 太行山—吕梁山古元古代活动带演化模式(翟明国，2012)。

图4b、c表明，太行山—吕梁山构造活动带属于古元古代的大陆增生区，而且还发育过大陆裂谷作用。华北克拉通中元古代以来的沉积盖层都未经变质。古生代是华北克拉通最稳定的时期，寒武纪—中奥陶世主要为从南向北超覆的浅海相碳酸盐岩沉积，晚奥陶世—早石炭世地台整体抬升、沉积缺失，中石炭世—中三叠世为一套从滨海沼泽相和陆相煤系沉积到红层的碎屑岩系。晚三叠世开始华北克拉通解体，大致以太行山为界，其东部受伊佐奈畸大洋板块俯冲的影响，晚中生代时有强烈的火山喷发和幔源岩浆活动，地层发生褶皱并伴有逆冲推覆构造。西部的鄂尔多斯地区仍保持稳定状态，中生代的湖相地层至今仍保持近水平产状。中生代末华北东部转化为伸展拉张环境，渤海、华北平原等盆地就是这时形成的。

由图4a可见，华北克拉通中地壳密度扰动幅度为35mg/cm3。在华北克拉通中部山西太行山—吕梁山部分中地壳密度比东西两侧都低，它的位置正好与古元古代地壳活动带对应(图4b)。低密度带说明在古元古代的构造活动带尚未完全克拉通化，在1600Ma形成的克拉通基底的根还不够致密。由此可见，即使是元古宙的构造活动带，它的地壳也还没有致密到典型克拉通的程度，克拉通化的确是一个长期和缓慢的大地构造作用过程。华北克拉通(图4a)与青藏高原(图3c)对比可见，整个青藏高原的中地壳的密度都比较低，扰动幅度大，为125mg/cm3。说明新生代大陆碰撞带结构远不如克拉通致密。克拉通化的含义之一就是使新生的大陆变得像典型克拉通那样致密。

图4 (a) 华北克拉通中地壳密度扰动图，深度约为17km, 色标单位为：mg/cm3; (b)华北克拉通大地构造略图; (c) 华北克拉通古元古代活动带演化模式，引自翟明国(2013)Fig. 4 (a) Density disturbance of the lithosphere at depth of 17km in North China craton; (b) tectonic map of North China craton showing distribution of Paleoproterozoic active belts; (c) an evolution model of the active belts (source: Zhai Mingguo, 2013)

对比了地壳密度结构之后，再来了解大陆克拉通化前后岩石圈地震速度结构有那些差别。典型大陆构造单元地震P波速度柱状图对比见图5(杨文采等，1989, 2011)。由此可见，新生的碰撞造山带和典型克拉通地震速度结构的差别是巨大的:① 碰撞造山带的地壳厚度比克拉通大很多，尤其在上中地壳。青藏高原上地壳厚度比加拿大地盾地壳厚度还大; ② 碰撞造山带的上中地壳含有低速层，说明它比较稀松，不如克拉通那么致密; ③ 碰撞造山带的下地壳波速比克拉通下地壳高，有时可达7.3km/s，暗示它可能含有仰冲海洋板块残骸，或者有地幔物质上涌，即发生岩浆底侵; ④ 克拉通岩石圈地幔厚度比地壳厚度大很多，一般都在2倍以上。碰撞造山带的岩石圈地幔厚度通常不比地壳厚度大，因此克拉通岩石圈总厚度比碰撞造山带的岩石圈厚度大。

图5 全球大陆典型构造单元地震P波速度柱状对比图，速度单位为km/sFig. 5 Comparison of crustal P-wave velocity structures among typical continental tectonic unites

图6 青藏高原北部地震P波速度扰动剖面图(引自许志琴等, 1997)Fig. 6 A P-wave seismic velocity disturbance profile across northern Xizang(Tibet) plateau(after Xu Zhiqin et al., 1997)

地球探测资料还表明，从碰撞造山带转变为克拉通，岩石圈的厚度有可能经历从厚变薄，然后又从薄变厚的复杂过程。现今青藏高原处于碰撞晚期作用阶段，图6 是青藏高原北部地震P波速度扰动剖面图，负速度扰动表明存在软流圈上拱和岩石圈变薄。这一点也从青藏高原大地电磁法的电阻率剖面图上得到证明，即青藏高原中部地壳下方存在低阻异常区。图7 为过青藏高原北部大地电磁电阻率剖面图，色标表示电阻率，单位为103Ω·m。拉萨—冈底斯地体的下地壳和上地幔，处于大地电磁法低阻异常区，推测是为地幔岩浆底侵使地温升高所致，地幔岩浆底侵常与软流圈上拱有关，低阻异常区深达300km。

根据上述地球探测资料，从碰撞造山带转变为克拉通的复杂过程可以用图8说明。图8a为从碰撞造山带到克拉通岩石圈结构变化示意图(Kirby and Kronenbegr, 1987)。新碰撞造山带岩石圈厚度较大，岩石圈地幔厚度和地壳厚度差不多。后碰撞造山带岩石圈厚度明显减少，地壳厚度也明显减少。克拉通化之后，岩石圈地幔厚度增长1～2倍，而地壳厚度不增大或者只有略微增长(图8b)。碰撞造山带水平挤压力很强，岩石圈下部垂直地应力主要为重力和固体弹性力，作用方向向下。克拉通岩石圈下部垂直地应力主要为来自软流圈流体的浮力和热力，作用方向向上。

大地热流密度调查资料表明，大陆上裂谷带地热流密度最大，在80～120mW/m2范围内。新碰撞造山带地热流密度较大，在60～80mW/m2范围内,岩石圈地幔厚度和地壳厚度差不多。克拉通化之后，岩石圈地热流密度减小，在30～60mW/m2范围内。因此，从碰撞造山带转变为克拉通的过程也是地壳缓慢变冷的过程。地壳变冷后岩石圈强度增加，可以用图8c说明。如图可知，岩石圈变冷后流变性减弱，强度增加，中地壳和岩石圈地幔加厚。由此可见，克拉通化的前阶段可能是岩石圈逐渐变热，后阶段应该是岩石圈逐渐变冷。

图7 过青藏高原大地电磁电阻率剖面图，色标表示电阻率，103Ω·m (据魏文博,2009)Fig. 7 A magnetotelluric resistivity profile across Qinghai—Xizang(Tibet) Plateau(after Wei Wenbo, 2009)

图8 从碰撞造山带到克拉通岩石圈结构变化示意图: (a)碰撞造山带到克拉通岩石圈剖面变化，单箭头为垂直地应力作用方向，双箭头示水平挤压力; (b)碰撞造山带到克拉通岩石圈结构变化柱状图; (c) 从热到冷的克拉通岩石圈强度变化示意图(引自Kirby and Kronenbeg, 1987)Fig. 8 Illustration of lithosphere structure changes from a collision belt to a craton: (a) section changes; (b) litho-column changes; and (c) strength changes from hot to cold lithosphere (source: Kirby and Kronenbegr, 1987)

未经克拉通化的大陆岩石圈因为刚性差而易受变形。因此显生宙大陆碰撞带位于现今岩石圈变形区。图9 为现今全球大陆岩石圈变形区分类与位置图，红色为大陆挤压变形区，紫色为大陆拉伸变形区，白色箭头示地应力方向与强度级别。对比图2与图9 可见，现今显生宙大陆增生带位于现今大陆岩石圈变形区。

根据现今大陆动力学的研究可以认为，显生宙大陆碰撞带克拉通化逐渐转变为刚性克拉通的作用过程主要包括以下五个：

(1) 区域变质作用——上地壳沉积碎屑岩岩石重结晶为坚硬的结晶岩石；

(2) 岩石圈逐渐变热, 下地壳岩石基性化，主要为麻粒岩化 ；

(3) 大陆碰撞带下凹地壳的橄榄岩化和莫霍面的磨平；

图9 现今全球大陆和海洋岩石圈变形区分类与位置，红色为大陆挤压变形区， 紫色为大陆拉伸变形区，白色箭头示地应力方向与强度级别Fig. 9 Illustration of worldwide deformation areas, red shows continental compression areas, purple shows continent extension areas, arrows show stress direction and strength

(4) 岩石圈地热流密度减小，逐渐变冷；

(5) 岩石圈地幔加厚和陆根的形成。

岩石圈克拉通化主要包括区域变质作用和交代作用，岩石圈地幔岩浆的底侵和软流圈流体的侵入作用。下面分别进行讨论。

3 克拉通化作用

图10 变质相随时间和深度的变化示意图Fig. 10 Metamorphic phases of crustal rocks related with time and depth

由大陆动力学的研究(James, 1989; Durrheim and Mooney, 1991; Moores and Twiss,1995; Richards et al., 2000; Wardle and Hall, 2002; Rogers, 2004) 可知，以下三种作用可造成岩石圈的克拉通化：区域变质作用、交代作用和岩石圈幔源岩浆的底侵。变质作用和交代作用在地质学中早有详细的描述，其实交代作用也常被视为变质作用的一种。变质作用主要指岩石在较高温度、压力的作用下矿物重结晶，相转变或变成新矿物，岩石不发生部分熔融，物质化学成分不改变。交代作用主要指岩石在较高温度、压力的作用下其中有的矿物不仅发生重结晶、相转变或变成新矿物，而且还受流体或部分熔融熔体的作用使物质化学成分发生局部变化。岩石圈内高温高压下的变质作用和交代作用的趋势是提高岩石的密度与刚性，但都不会造成岩层明显的相对运动和变形，即只改变岩层的矿物成分而不改变岩层的结构。

在正常的温压条件下，上地壳沉积碎屑岩石重结晶为坚硬的结晶岩石，如片麻岩，属于区域变质作用。常见的序列是，随温度升高砂页岩变质为板岩、片岩、副片麻岩。在较低的温度和较高的压力条件下，地壳玄武岩重结晶为蓝片岩或者榴辉岩。区域变质作用一般是缓慢的，随作用时期长短会发生相变，详见图10。图10 为变质相随时间和深度的变化示意图。由图可见，由于下地壳玄武岩含量大，它们常在10 Ma的时间尺度内变质为榴辉岩，榴辉岩又在50 Ma的时间尺度内变质为基性麻粒岩。在中地壳各种片岩也可在10 Ma的时间尺度内变质为角闪岩，最后变为麻粒岩。大陆碰撞带地壳的克拉通化，包括沉积碎屑岩石重结晶为坚硬的结晶岩石、中地壳岩石角闪岩化和下地壳岩石麻粒岩化。结晶岩化、角闪岩化和麻粒岩化的结果使地壳岩层更加均一，刚性提高。

图11 降温时地壳矿物的结晶序列和岩石循环示意图。蓝色箭头标志交代作用出现的大致位置Fig. 11 Crystallization sequence and rock cycle of crustal rocks, blue arrows show corresponding metasomatism point

在温度较高的情况下，区域变质作用同时还可能有部分熔融介入，这种变质作用叫混合岩化作用(migmatization)，也有人称为超变质作用。它是介于变质作用和典型岩浆作用之间的一种造岩作用。由外来的花岗质岩浆注入变质岩能形成混合岩，由来自地壳深部的富含碱金属和二氧化硅的流体与变质岩发生交代作用也能形成混合岩，由原来的变质岩在高温下发生选择性重熔也能形成混合岩。

交代作用(metasomatism) 指在变质作用和混合岩化作用过程中有物质成分加入和带出的一种作用，它是岩石的物质成分在温度、压力和溶液浓度发生变化时的一种置换作用，既可发生在岩石圈上部，也可发生在岩石圈底部。岩石圈上部岩石在较高温度作用下其中矿物不仅发生重结晶，而且还受流体或部分熔融熔体作用而使物质成分发生局部变化。图11b蓝色箭头标志交代作用在岩石相变图中出现的大致位置，即从变质作用开始向熔融转变的过渡区。岩石在升温时少量地壳矿物会去结晶，去结晶序列可参考示意图11a。交代的典型例子如硅化木，沉积层中的大树干沉降到中下地壳后，有机质为渗入的硅质热液充填交代，变为硅化木化石。这类作用不造成硅化木化石变形，属于典型的交代。大陆碰撞造山带地壳的克拉通化，要求20～40km深度的岩石逐渐基性岩化，岩石物质成分中铁镁含量增加，仅仅重结晶是不够的，还必须有交代作用，在下地壳岩石基性麻粒岩化过程中，交代作用有重要贡献。不过，对下地壳和岩石圈克拉通化更加直接的岩浆底侵作用，它也与交代作用关联。交代作用的一种方式叫渗透交代作用(infiltration metasomatism)。在这种作用下，岩石中的组分随着孔隙和裂隙中的溶液而变动, 组分的变动主要决定于压力差，大范围岩层被交代一般是通过这种方式进行的。在岩石圈底部软流圈的底辟也可以通过渗透交代作用造成岩石圈加厚，这种过程属于岩浆底侵作用中的一类。除区域变质作用和交代作用之外，传统地质学中还有深熔作用，指形成岩浆房或岩基的一种地质作用。表3 比较了岩石圈与岩浆作用有关的四种形式的区别。

幔源岩浆底侵作用早在1973年已被提出(Fyfe and Leonardos, 1973; Furlong and Fountain, 1986)，指的是上地幔局部熔融产生的基性岩浆侵入到下地壳底部，导致下地壳岩石强烈的变质和交代，造成下地壳岩石基性化。1980年代地球物理学家提出了一些地球物理判据，对岩浆底侵作用的内涵和判识作了描述。此后，不少学者对这一作用进行了深入的研究，使岩浆底侵作用得到了广泛的认同。由于地壳岩石的热导率普遍低于上地幔岩石，来自地幔的热流可以在Moho面下方聚集而诱导局部熔融，而高温的幔源岩浆的底侵，将使地壳升温变质并使其中角闪岩类熔融，在地壳内部产生少量I型花岗岩类。由此可见，克拉通化的底侵作用是研究壳幔物质交换与大陆增生演化的重要途径之一。

表3 岩石圈与四种岩浆作用形式的比较Table 3 Comparison of four types of lithospheric magma processes

图12 过波罗的克拉通的反射地震剖面，显示下地壳强反射(引自Furlong et al.,1989)Fig. 12 Deep seismic profile across Baltic craton, showing strong reflectors in the lower crust (source: Furlong et al.,1989)

图12和图13示出岩浆底侵作用的地球物理的典型剖面。由图12可见， 过波罗的克拉通的反射地震剖面上显示出下地壳存在许多的强反射体。由图13可见到类似的情况，东西向穿过北苏格兰海滨的反射地震剖面显示大量下地壳强反射体，以及插入上地幔的反射体，它对应地质图中的Flannan逆掩断层。类似的现象在北美加拿大地盾上也观测到。下地壳存在许多强反射体可用图14 的模型解释。图14a表示碰撞带地壳底部热流在Moho面下方聚集而诱导局部熔融，形成高温的幔源岩浆；图14b表示局部熔融产生的基性岩浆侵入到下地壳底部；图14c 表示下地壳岩石强烈的变质和交代，造成下地壳岩石基性化，同时形成大量下地壳强反射体。长期的底侵作用使地壳岩石密度和强度不断加大，最终形成克拉通化地壳。

图13 东西向穿过北苏格兰海滨的反射地震剖面，显示下地壳强反射， 以及插入上地幔的反射体(引自Klemperer等,1989)Fig. 13 Deep seismic profile across northern Scotland and North Sea, showing strong reflectors in the lower crust (source: Klemperer et al.,1989)

克拉通化的岩浆底侵作用使碰撞造山带克拉通化的速率有多快？这是一个很有意义的问题。笔者曾用莫霍面反射体的厚度估算过岩浆底侵作用的速率，详见图15 (杨文采等,1999, 2002, 2005; 汪集旸等, 2002)。图15为过苏北东海县南的深反射地震剖面，与岩浆底侵作用有关的强反射地震层出现在9～10s之间，具有从南东向北西逐渐变薄的趋势。这个反射层的底面深度在30～33km之间(对应双程走时为10s)，反映的正是Moho面的深度，在Moho面之上的强反射层，被认为是壳幔过渡层的标志。这种强反射的壳幔过渡带，可以用下地壳底部的基性麻粒岩与超基性岩(或榴辉岩)的互层来解释。在东海县科学钻探靶区，我们用大量露头样品或岩芯测得榴辉岩的密度均值为3.53g/cm3，P波速度平均为7520m/s；石榴子石二辉橄榄岩密度为3.5g/cm3，VP为7830m/s。在常温常压之下，基性麻粒岩密度为3.1g/cm3，VP为7170m/s。因此，麻粒岩与橄榄岩(或榴辉岩)之间有明显的波阻抗差异，它们的互层将产生强反射带。由反演求出对应层波速为7600m/s(见图14b)，也证明它是岩浆底侵作用形成壳幔过渡层。

图14 解释下地壳存在许多强反射体的模型；(a) 形成高温的幔源岩浆; (b) 侵入到下地壳底部；(c) 变质与交代造成下地壳岩石基性化Fig. 14 A model to illustrate formation of strong reflectors in the lower crust: (a) creation of magma under the Moho; (b) underplating of the magma to the lower crust; and (c)metasomatism and metamorphism of rocks induced by the magma underplating in the lower crust

图15 过苏北东海县南部的深反射地震剖面(左)及波速—推测岩性柱状图(右)(Yang, 2002)Fig. 15 Deep seismic profile in Sulu orogenic belt at North Jiangsu province (left), and corresponding P-wave velocity and petrology column (Yang, 2002)

Moho面是上地幔与下地壳之间一个十分活跃的开放边界，地幔岩浆可通过它添加到地壳之中，使地壳增生。Cox指出(1980)，当苦橄质岩浆底侵到下地壳时，由于其密度大于地壳麻粒岩，此岩浆会囤积在地壳底部并发生分异作用，分异成为下部的富橄榄石加辉石的堆积岩及上部的辉长岩及斜长岩，这种作用如果多次发生，就将产生对应Moho面过渡带的深反射夹层。高温的幔源岩浆底侵的加热效应，还可使地壳内角闪岩类熔融而产生少量的I型花岗岩类，而苏鲁地区这种燕山晚期的花岗岩也广泛分布。

根据大陆科学钻探的测定，该区地表热流值为76mW/m2，属高热流值大陆地区(胡圣标等，2000；汪集旸等, 2001；何丽娟等，2006)。中侏罗世以来在苏鲁地区的主要地壳热事件可以从区域地质图上找到依据, 这就是早白垩世的火山岩与古近纪的玄武岩群。东海县南安峰山就是由玄武岩组成的山峰, 池际尚等根据岩石地球化学资料计算得出古近纪苏北玄武岩的上地幔源区深度为66km,即现今岩石圈的底部(图16)；火山作用大约从65Ma开始, 于32.8Ma左右结束，总共经历了约32.2Ma。由于壳幔过渡层的最大厚度为3km左右(见图15下方箭头所示)，可知本区由岩浆底侵作用造成大陆地壳增厚的最大平均速率不大于0.12mm/a，属于非常缓慢的岩石圈地质作用。从大陆碰撞带转变为克拉通的过程也是岩石圈地幔不断增厚而地壳缓慢变硬变冷的过程。这个过程是非常缓慢的，时间尺度约1.0Ga，比碰撞造山作用时间大一个级次。由此可知，地球上的超级大陆很难完成整体的克拉通化，因为大陆裂谷作用的周期小于克拉通化周期，因此在克拉通化的中途被裂解的概率较大。

图16 中国岩石圈厚度等值线图，由上地幔P波低速层顶面深度估算(引自袁学诚等，1997)Fig. 16 Lithospheric thickness map of China obtained based on seismic data(source:Yuan Xuecheng et al，1997)

起源于岩石圈底部的岩浆底侵的加热效应，能够一直维持下去吗？回答可能是否定的。岩石圈地幔岩石中的主要矿物成分为橄榄石和辉石, 辉石的熔点比橄榄石低，而且含有结晶水。因此，当岩石圈地温梯度升高时，辉石首先熔融形成玄武质岩浆。玄武质岩浆向上渗透并在莫霍面下方汇聚，一方面促成岩浆底侵，另一方面又使岩石圈底部失去辉石而逐渐橄榄岩化。玄武质岩浆形成、向上渗透和橄榄岩化都需要吸收大量热能，因此起源于岩石圈底部的岩浆底侵作用取决于下方软流圈的热能供应。当大陆岩石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方软流圈的热能供应逐渐减缓，岩浆底侵作用便会由强转弱，同时使岩石圈地温梯度缓慢下降。岩石圈底部温度下降的最终结果会使下方紧邻的部分软流圈变为刚性的岩石圈地幔，这就是所谓的“大陆根”。本来岩石圈地幔和软流圈在组成矿物成分上没有多大区别的，不同的只是部分熔融的程度和流变特性，而且决定于温度的变化。

图17 东亚P波地震层析成像图，深度300km(引自: Chang Li et al.，2006 )Fig. 17 Seismic P-wave tomographic image of East Asia, depth 300km (source: Chang Li et al.，2006 )

“大陆根”指古老克拉通岩石圈向下方软流圈突出部位。在北美加拿大地盾区首先发现大陆根，最深达400 km(杨文采，1998)。在中国，鄂尔多斯和四川分别是未经破坏的华北与扬子克拉通。图16为中国岩石圈厚度等值线图，由上地幔P波低速层顶面深度估算(袁学诚等，1997)。由此可见，塔里木、鄂尔多斯和四川都是岩石圈厚度大的克拉通地体，岩石圈最厚达200km，反映有大陆根的存在。中国东部在侏罗纪岩石圈遭受减薄，因此华北及扬子克拉通岩石圈厚度东部较小。图17为深度300km处的东亚P波地震层析成像图(Chang Li et al.，2006)。由此可见，西伯利亚克拉通、鄂尔多斯和四川都呈现块状的低速异常区，反映了大陆根的存在。

4 大陆碰撞的板内效应

图19 东亚地区5级以上不同深度地震震中分布图(据马宗晋等，2010)Fig. 19 Distribution of earthquakes in East Asia(source: Ma Zongjin et al., 2010)

早先，板块构造学曾认为板块内部很少发生动力学作用，此作用主要发生在板块之间的边界两侧。大陆岩石圈调查表明，大陆板块碰撞的作用范围可深入板块内部几千千米。例如，图18是东亚地区莫霍面深度分布图(Milshteyn et al., 2012; 杨文采，2014)，深度在50 km以上的区域显示在黑框内的棕色和深棕色区。如图可见，大陆板块碰撞造成的大洋封闭和地壳物质增厚范围从雅鲁藏布江一直深入到亚欧板块内部的蒙古。天山、阿尔泰和秦岭等古生代碰撞造山带的山根本应该被磨平，但是又为印度的碰撞挤压而新生出来。图19为东亚地区5级以上不同深度地震震中分布图(马宗晋等，2010)。在板块构造学中，地震带是板块边界的标志之一，在板内本应该少有。但是在图19中，5级以上不同深度的地震震中分布也从雅鲁藏布江一直深入到亚欧板块内部的贝加尔地区，向北逐渐稀疏散布。可见，大陆碰撞的板块内部效应是不可忽略的。分析图18和图19可知，新生代印度对亚欧大陆板块的碰撞在大陆内主要影响的区域为显生宙大陆碰撞带，而对坚硬的克拉通地体内部影响不大。例如，这次碰撞对塔里木克拉通地体影响不大，而对更远离印度的天山、阿尔泰、蒙古—鄂霍茨克拼合带都有巨大影响。这一现象表明，由于显生宙大陆碰撞带岩石圈在未克拉通化时强度弱，大陆碰撞时更容易造成岩石圈变形，因此大陆碰撞板内效应主要发生在大陆内的显生宙碰撞带。显生宙大陆碰撞带如果再次受到大陆碰撞板内效应的作用，其克拉通化的过程必然会减缓。大陆碰撞板内效应虽然会推迟显生宙大陆碰撞带的克拉通化过程，增加了区域构造演化的复杂性，但有利于区域成矿作用的发生。

图20 过北天山深反射地震剖面图(据刘保金等, 2007); 北天山下方地壳反射体RA和RC， 莫霍面反射体RM，红箭头表示上地壳逆冲方向Fig. 20 Deep seismic profile across northern Tianshan orogen; RA and RC show strong reflectors in the crust , RM the Moho discontinuity, the red arrow shows moving direction above the thrust RA (source: Liu Baojin et al.,2007)

图21 过龙门山和四川盆地西缘深反射地震剖面图 (于常青提供); MWF、BYF、AGF为逆冲断裂，圆圈中字母D和F为地壳拆离断裂Fig. 21 Deep seismic profile across Longmenshan; MWF, BYF and AGF show thrust faults

大陆地壳上地幔的不均匀性比大洋区严重，显生宙大陆碰撞带岩石圈低强度高流变地区在外力作用下，会首先产生形变和物质运动，这就是大陆板块内部也会发生大规模构造运动的原因。大陆碰撞是最剧烈的构造运动之一，它虽然发生在板块边界，而冲击力传递到大陆板块内部后，在大陆板块内部低强度高流变地区产生响应，产生形变和物质运动，这就是大陆碰撞的板内效应。

中国西部是发生印度—亚欧板块大陆碰撞板内效应的主要地区。碰撞时前方亚欧板块中低强度青藏高原岩石圈形变破裂，形成沿萨彦岭到贝加尔湖的走滑拉伸断裂带。碰撞使青藏高原和中北亚大面积地壳缩短增厚、显生宙碰撞造山带的再次隆升、岩石圈走滑变形调整。此外，青藏高原内部地震频繁发生，说明青藏高原内部还处于大陆碰撞后期地块相互作用的调整阶段。正交于印度—亚欧板块大陆碰撞作用力方向的显生宙碰撞造山带，如天山、祁连山和秦岭，在大陆碰撞之后由于地壳缩短再次发生隆升。图20为过北天山深反射地震剖面图。由图可见，北天山下方中地壳有反映地壳拆离的反射体RA，北天山上地壳向北逆冲，造成天山隆升和前方昌吉盆地下陷。青藏高原下地壳物质向东和东南方向的蠕动还可促成巴颜喀拉地块的上地壳拆离和向东逆冲，结果使龙门山隆升。图21为过龙门山和四川盆地西缘深反射地震剖面图。由图可见，龙门山下方中地壳有反映地壳拆离断裂的多组反射体，龙门山上地壳向东逆冲，造成龙门山隆升和前方成都盆地下陷。地壳拆离在龙门山向上转变为逆冲断层组MWF等，下方12km处正是2008年汶川大地震发生之处。

5 结论

(1) 克拉通化指大陆碰撞地体汇聚后新形成的大陆块逐渐转变为刚性克拉通地体的作用过程。增生大陆岩石圈的克拉通化的作用后果，包括大陆地壳密度的增加，岩石圈地幔的增厚和大地热流值的下降，都使大陆岩石圈刚性强化。

(2) 大陆碰撞后形成的大陆块内部岩石圈是非常不均匀的，其中的古洋陆转换带必须经过克拉通化的过程，才能逐渐成为刚性化的克拉通地体。作用过程主要包括：① 上地壳沉积碎屑岩石结晶岩化和中地壳岩石角闪岩化; ② 下地壳岩石基性化; ③ 大陆碰撞带下凹莫霍面的磨平; ④ 岩石圈地幔底侵加厚形成陆根。

(3) 从大陆碰撞带转变为克拉通的过程也是岩石圈地幔不断增厚而地壳缓慢变硬变冷的过程。这个过程包含以下作用：区域变质作用，交代作用和岩石圈幔源岩浆的底侵。这个过程时间尺度比碰撞造山作用大一个级次。

(4) 岩浆底侵作用是岩石圈地幔中局部熔融产生的基性岩浆侵入到下地壳底部，并使下地壳岩石产生强烈的变质与交代，造成下地壳岩石基性化。克拉通化的岩浆底侵作用属于缓慢的岩石圈地质作用。长期的底侵作用使地壳岩石密度和强度不断加大，改变岩层的矿物成分和局部结构。

(5) 当大陆岩石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方软流圈的热能供应逐渐减缓，使岩石圈地温梯度缓慢下降。岩石圈底部温度下降的最终结果会使下方紧邻的部分软流圈变为刚性的岩石圈地幔，这就是所谓的“大陆根”。

(6) 由于显生宙大陆碰撞带岩石圈强度弱，大陆碰撞时更容易造成岩石圈变形，因此大陆碰撞的板内效应主要发生在大陆内的显生宙碰撞带。显生宙大陆碰撞带如果再次受到大陆碰撞板内效应的作用，其克拉通化的过程必然会推迟。