翟明國 張艷斌 李秋立,3 鄒屹 何海龍 單厚香 劉博 顏朝磊,3 劉鵬ZHAI MingGuo,ZHANG YanBin,LI QiuLi,3,ZOU Yi,HE HaiLong,SHAN HouXiang,LIU Bo,YAN ChaoLei,3 and LIU Peng

1. 中國科學院地質與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

2. 中國科學院地球科學研究院，北京 100029

3. 中國科學院大學行星與地球科學學院，北京 100049

4. 西北大學地質學系，西安 710069

1. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

2. Innovation Academy for Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

3. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

4. Department of Geology, Northwest University, Xi’an, 710069, China

雖然認為類地行星都有殼-幔-核結構，但是明確有花崗巖存在的行星，目前已知的可能只有地球。月球的陸殼是斜長巖，洋殼是隕石坑中撞擊所致月幔部分熔融的月海，斜長巖高地(月陸)形成早于月海。如果火星已經過度冷卻并因為某種原因使得原有的大氣圈、海洋(水)圈逃逸或完全破壞，那么進一步需要解決的問題是火星表層沙塵的物質組成，火星地殼能否分出大洋區(qū)和大陸區(qū)，以及大陸區(qū)是否是以花崗巖為主、平均成分為閃長巖的物質體。地球具有平均為閃長巖成分的大陸殼，其中花崗巖是最主要的巖石類型，因此在很多情況下，花崗巖成了大陸地殼的代名詞。地球上最古老的巖石推測是約4.4Ga的鈉質花崗巖，它是大洋巖石演變來的還是通過某種形式直接從地幔或是巖漿洋中分異出來的，牽扯到地球上先有洋還是先有陸的爭論。大陸的起源是世界各國白皮書中列出的首要科學前沿問題，而且在可預想到的未來，還必將是重要的科學前沿。

克拉通就是在前寒武紀形成的穩(wěn)定陸塊，形成穩(wěn)定陸塊的過程就是克拉通化。穩(wěn)定的大陸殼在克拉通化過程又分了層，例如從層位上說是分成下地殼和上地殼，從成分上說是分成輝長巖殼和花崗巖殼，從流體與賦存狀態(tài)上說是分成干地殼與濕地殼，從變質程度和地熱梯度上說是分成結晶基底與蓋層。它們的內涵是豐富的，不僅有地殼中的物質分異，還包括了物理化學條件下的相變，以及殼-幔及深部-淺部的物質、能量交換和其它相互作用。而且大陸要穩(wěn)定，地殼與地幔和其它固體圈層的耦合是最基本的條件保證。在莫霍面之上的下地殼，它的成分、結構和物理化學性質非常關鍵，是殼-幔結構穩(wěn)定的基礎。下地殼過程是克拉通化過程的核心環(huán)節(jié)。克拉通化的機制是什么？我們知道，地球早期是熱的，是處于沒有圈層的混沌狀態(tài)。在研究圈層的形成和演化時，最直接的、可以直接觀測和觸摸的研究對象就是大陸地殼。因此大陸地殼的出露狀態(tài)，隨時間在熱狀態(tài)、規(guī)模、成分、結構和性質上的演化情況，它們在后期發(fā)生的變動、變形、位移等，以及與陸殼演化相伴隨的構造作用、巖漿作用、變質作用和沉積作用等，這些都反映了地球各圈層的相互運動和轉換，特別是殼-幔和洋-陸的變遷。地球內部變化還影響著地球外部空間，控制著包括大氣、海洋、水和生物圈等表層和外部圈層的演變，涉及到環(huán)境、災害和生命的演化。目前地球的主導構造是板塊構造，該學說強調在上地幔的下部有一個軟弱的層，存在部分熔融，具有塑性流動的地幔物質。Barrel(1914年，轉引自Frischetal., 2011)最早把這層強度較小，可以緩慢運動以趨近流體靜力平衡的物質稱做“軟流圈”。它具有較低的地震波速度，但P波和S波的衰減比在上地幔和地殼中快得多。軟流圈之上的物質是相對硬的上地幔和地殼組成，叫巖石圈，是地球的堅硬“外殼”。地球發(fā)生重大的構造運動，就是在地幔對流和洋脊擴張的驅動下，開動軟流圈傳送帶，馱著地球的“外殼”巖石圈板塊“緩慢”地滑動，并發(fā)生板塊間的離散、俯沖、碰撞等一系列規(guī)定與非規(guī)定動作，伴之出現巖漿、變質、位移、變形、沉積等繽紛復雜的表演。

把克拉通、下地殼和大陸巖石圈這幾個重要的地質名詞放在一起做本文的標題，其實只是想強調一個事情，即陸殼形成和穩(wěn)定化的結果是形成大陸巖石圈。大陸巖石圈是地球圈層的基本單元，是現代板塊構造運動的核心構件和核心載體。忽視大陸巖石圈，要討論地球上大陸與大洋、地殼與地幔、地球的深部圈層和外部圈層、圈層間相互作用以及物質與能量的交換等問題都無法進行。對大陸巖石圈人們知之不多，文獻中常常在早期的小的陸殼形成，即陸核或微陸塊階段，就將其與大陸巖石圈的概念混為一談。巖石圈的形成固然是大陸形成演化的結果，但是巖石圈的物質組成、結構和物理性質等從最初形成到成熟并成為穩(wěn)定的地球獨立圈層以至足以承擔板塊構造的重任，可能經歷了不止一個階段。本文強調應對巖石圈的形成和演化給予更多的關注，并深化研究大陸形成、克拉通化對大陸巖石圈形成的貢獻。

1 克拉通與克拉通化

1.1 克拉通與克拉通化的定義

大陸由克拉通和造山帶兩個基本單元組成(圖1)?？死ㄒ辉~來源于希臘文Kratos，原意是強度，在地質詞典中(Garyetal., 1972)，指地殼中在早期就穩(wěn)定了的、并在其后長期沒有再變形的部分。為了更明確此概念的含義，一些地質學家進一步作出解釋，如根據鮑格丹諾夫(1966)和諾日金(1985)的定義(轉引自趙宗溥，1993)，“克拉通化”是指大部分地臺的基底內部的最終形成期，即地臺體制的最終形成期。Nesbitetal. (1982)把克拉通化解釋為導致硅鋁化地殼均一化、固結和加厚的過程，是一種把不成熟地殼變?yōu)槌墒斓貧さ倪^程。上述對克拉通和克拉通化的解釋都強調了地殼的形成、固化、分層及穩(wěn)定化。趙宗溥(1993)進一步明確了克拉通化過程中地殼發(fā)生的事情，認為克拉通化包括由地幔派生的原地殼發(fā)展為虧損最低熔組分而富難熔組分的麻粒巖相下地殼和富鉀及放射性元素的花崗質上地殼的地質過程。這個論述告訴我們，最早的陸殼是由地幔派生的原地殼發(fā)展來的，并分成了麻粒巖相下地殼和花崗巖上地殼，完成了物質和結構分層，在地球化學上它們分別虧損最低熔組分/富難熔組分，以及富鉀及放射性元素?？死ɑ刭|過程包括變質、深熔、殼-幔相互作用和構造應力的轉變等，內涵十分豐富。Windley (1995)論述克拉通化時指出：在太古宙末的一個特定時期，不存在造山帶活動，但是特征地存在穩(wěn)定的和寬廣的大陸，有巖墻群侵入和地臺型、克拉通邊緣型或被動陸緣型盆地沉積，代表大陸生長速率和面積、浮力都達到峰期。他列舉了一系列現象，指出克拉通化之后的基本事實就是在地球漫長的演化中，“現代規(guī)模的大陸”形成了。翟明國(2006, 2011)明確定義克拉通化就是穩(wěn)定大陸形成的過程，并總結了克拉通的地質標志：(1)形成古陸接受地臺蓋層型沉積；(2)出現廣泛的基性巖墻群；(3)廣泛的基底活化和鉀質花崗巖侵入。這些地質標志還有一個含義，就是克拉通化形成穩(wěn)定的大陸之后，地球的演化進入長達200～300Ma之久的靜止期或間斷期(unconformity, Condie, 2004; Condie and Kr?ner, 2008)，從熱體制和演化的角度告訴我們克拉通化有深厚的內涵需要挖掘。

圖1 全球克拉通與造山帶Fig.1 Global distribution of cratons and orogenic belts

大多數克拉通都形成于太古宙 (Goodwin, 1991; Windley, 1995; Kusky and Vearncombe, 1997)。或許有少數克拉通例如華南古陸可能完成于新元古代之前(>1000Ma)，但這種看法長期存在爭議(錢祥麟, 1996)?？死ㄐ纬珊笠话愣急３种鴼めｑ詈系姆€(wěn)定狀態(tài)，在自古至今大陸演化的拼合與分解歷史過程中它們構成基本陸塊組成單元(Rogers, 1996; Rogers and Santosh, 2003)。在后來的地質構造過程中，個別克拉通發(fā)生了殼幔的脫耦作用，巖石圈地幔被改造、置換、減薄，下地殼部分重熔、交代甚至可能出現拆沉，或稱克拉通破壞，其構造機制尚不明確，是大陸動力學中需要探討的前沿科學問題之一。

1.2 克拉通化的本質以及太古宙與元古宙的分界意義

國際地層委員會規(guī)定和大多數地質學家同意將太古宙和元古宙的界限定為2500Ma(現在也有將太古宙頂界劃為2450Ma或2420Ma的提案)，即太古宙是ca. 4000(或3800)～2500Ma，而元古宙是2500～542Ma。但劃界依據與顯生宙根據綜合地層剖面和金釘子不同，是以地質事件來劃分的(Windley, 2007)。全球大陸進入穩(wěn)定的時間并不一致，大致在2800Ma至2450Ma期間陸續(xù)進入全球的穩(wěn)定期，其地質涵義是從地球早期的全球活動體制到地臺-活動帶(槽)體制的轉化，是從旋回性的構造活動和變質作用到克拉通形成過程(翟明國, 2006)。這種早期的地殼構造演化體制在地質歷史上不見重復。太古宙/元古宙界面上下明顯的地球化學差異反映了地質環(huán)境的巨大變化(Condie, 1989)，也勢必暗含著分界界面前后的地球圈層性質與狀態(tài)有質的改變，同時與此相關的構造體制的變化也是巨大的。

通過對比全球的早期地殼組成和結構、變質條件以及構造事件，對早前寒武紀地殼演化的特點至少可以總結出以下幾點：(1)雖然地球的熱流值從早期演化至現在逐漸降低，但太古宙末的地殼已存在一定的剛性，此時地熱梯度在30～35℃/km。這個地熱梯度比古太古代約50℃/km的地溫梯度降低很多，但仍數倍高于古元古代25～30℃/km和新元古代出現藍片巖的10℃/km的地溫梯度(趙宗溥, 1993)。地幔的溫度從3.5Ga時的1500～1600℃降低到2.5Ga時的1300℃(O’Neilletal., 2007)。 因此太古宙的研究方法與顯生宙應有區(qū)別(翟明國和彭澎, 2007; Cawoodetal., 2018)。(2)除了側(橫)向構造機制之外，垂向構造運動在太古宙可能比顯生宙重要的多，其中包括古老基底(下地殼)大面積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陸硅鋁質巖殼的補充增生(錢祥麟, 1996; 錢祥麟等, 2005)。占太古宙巖區(qū)出露面積70%～80%的英云閃長質-奧長花崗質-花崗閃長質巖石(TTG)和麻粒巖相變質的巖石(高級變質區(qū))，以及普遍出現的水平韌性剪切構造是可能的證據。(3)世界上各克拉通都形成于約2500Ma前(Ashwell, 1989; Condie, 1993)，而坳拉槽的廣泛發(fā)育則在1950～1650Ma期間。前寒武紀基性巖墻群可以劃分為6個時代組，但最重要的是2600～2400Ma和1900～1700Ma兩組(Halletal., 1987; Card, 1990)，分別指示新太古代和古元古代的結束。

Windley (1995)假設在新太古代末形成一個超大陸，而后從2400～2300Ma的某一時期起跟隨有一個大陸的裂解事件。Rogers and Santosh (2003)推測～2.5Ga新太古代超大陸與盤古(潘吉亞)大陸的面積相當(圖2)，后來的地質過程是古老克拉通的重新拼合以及邊緣的循環(huán)改造。換言之，此后雖然有洋陸相互作用與轉化、以及殼幔作用，但大陸地殼總質量沒有顯著的變化。在元古宙的某一個時期和顯生宙，大陸地殼(和其下的巖石圈地幔)由于密度較低，可以漂浮在軟流圈之上并形成穩(wěn)定的大陸巖石圈，而得以保存；另一方面，在匯聚板塊邊界，消減作用使大陸物質返回地幔(包括沉積物再循環(huán)和下地殼俯沖侵蝕)，而弧巖漿活動、弧-陸碰撞以及活動大陸邊緣增生楔的發(fā)育又不斷形成新的大陸地殼物質。因此太古宙與元古宙分界的本質，就是大陸狀態(tài)的改變，太古宙是以陸殼的形成和生長為主，到元古宙之前告別了一個大陸形成的歷史時代，又開啟了一個大陸改造和演化的新時代?？死ɑ慕Y果，就是大陸在規(guī)模上大到足夠能在橫向上與大洋、垂向上與地幔相抗衡，在物質上基本成熟化，在結構上形成上、下穩(wěn)定的地殼圈層，并與地幔和地表圈層耦合。可以說，克拉通化是地球演化歷史上最偉大的事件，甚至可以沒有“之一”。地殼穩(wěn)定圈層的形成可能是地球各固體圈層中最晚和最難實現的圈層分異(翟明國, 2011)，并記錄在由地表沉積巖石代表的地質環(huán)境、以及相應的生命演化事件中。

圖2 2.5Ga超級克拉通(據Rogers and Santosh, 2003)Fig.2 ～2.5Ga supercraton (after Rogers and Santosh, 2003)

1.3 華北的克拉通化及全球對比

克拉通化是如何實現的，有垂向構造和橫向構造多個模式。華北在統一的克拉通形成之前存在若干個成因聯系緊密的微陸塊，這些微陸塊的形成演化歷史差別不大(鄧晉福等, 1999; Gengetal., 2012; Wanetal., 2016; Zhangetal., 2015)，或者原來就是一塊，后來由裂谷事件破裂成若干微陸塊(白瑾等, 1993)。在2000年之前的研究，多用垂直構造來解釋華北克拉通的統一過程(翟明國等, 2020)。在2000年之后的研究，多用橫向構造來解釋，提出了不同的板塊構造模式(Zhaoetal., 2001, 2005; Kuskyetal., 2001, 2018; Santoshetal., 2016)。作者等(Zhai, 2004; Zhai and Santosh, 2011)改變了他們自己之前提出的太古宙島弧連續(xù)增生的看法(Zhai and Windley, 1990)，提出古老微陸塊(高級區(qū))在ca. 2.6～2.5Ga拼合并形成由綠巖帶焊接的穹隆-龍骨構造樣式，主要驅動力不是洋脊擴張和地幔對流，而是含條帶狀鐵建造(BIF)的表殼巖的重力造成綠巖帶向微陸塊有限俯沖，但并未達到地幔深度，具有橫向與垂向結合的運動方式(Zhai and Peng, 2020)。魏春景(2018)、Liu and Wei (2020)在解釋變質作用時，認為～2.5Ga時由鎂鐵質-超鎂鐵質巖的重力引起垂落構造(sagduction)，仍然是垂向構造為主的動力學機制。

華北克拉通在2.5Ga的拼合可能不是孤立的事件，而是與瑞芬(西北歐)、北美、印度以及其它相鄰大陸克拉通相關的更大規(guī)模的形成～2.5Ga超級克拉通的拼合事件(Windley, 1995; Condie, 2004; Rogers and Santosh, 2003; Pengetal., 2019)。有資料表明，在2.7～2.5Ga期間，上述克拉通都發(fā)育有強烈的火山-巖漿活動，這些火山-巖漿活動是有關聯的(Passchieretal., 1990; Goodwin, 1991; 錢祥麟, 1996)。還有資料表明在新太古代火山-巖漿事件之后，上述克拉通還有大面積的基性侵入體和巖墻群形成，例如加拿大Watachewan基性巖墻群(2450～2500Ma)和蘇格蘭Scourie基性巖墻群(2418Ma)，以及波羅的海東部基性侵入巖和西伯利亞Aldan的基性巖墻(2440～2500Ma)，說明華北克拉通和上述克拉通在新太古代末的演化歷史是相同或相近的。

新太古代末-古元古代初的靜寂期可能持續(xù)了整個成鐵紀(Siderian)。而后在古元古代的層侵紀(Rhyacian)和成山紀(Orogirian)，該期沉積的蘇必利爾型鐵礦曾被視為形成于克拉通內裂谷。裂谷拉開的洋盆有多大，是否造成了陸塊的分裂與漂移，以及是否形成了新的大洋，似乎沒有太多的證據。華北的古元古代火山-沉積建造沒有見到明確的大洋(深海)沉積，BIF多被認為代表深海硅質巖建造，但是巨厚的碳酸鹽建造似乎表明是淺海甚至是瀉湖沉積(Chen and Tang, 2016)。在成山紀出現的俯沖和碰撞被很多研究者討論，高壓麻粒巖的發(fā)現將這個研究推向高潮(Guoetal., 2012; Liuetal., 2013)。這些研究已經被總結為全球性的古元古代造山作用和超大陸事件(Rogers, 1996; Zhaoetal., 2002)。像～2.5Ga的新太古代末的超級克拉通形成一樣，奴那(哥倫比亞)超大陸拼合之后，又出現了全球規(guī)模的地球靜止期，只是這個時期持續(xù)的時間更長，達1.0Ga之多，而且期間全球性的地幔隆起和裂谷-裂陷槽事件至少有4期，出現各大洲可以對比的中-新元古代的沉積蓋層。因此2.5Ga的太古宙和元古宙的界限應該不是等同于板塊構造起始的界限，現代的板塊構造的威爾遜旋回更像是從新元古代南華裂谷拉開時開始啟動。

2 大陸下地殼

現今大陸地殼的體積約70億立方千米，占地球表面的近40%。最古老大陸地殼巖石為加拿大40億年Acasta鈉質花崗片麻巖(TTG)，出露面積僅有約20km2?！?8億年的TTG片麻巖的陸殼巖石保存數量較少，但在世界各地較普遍分布，還發(fā)現有38億年的沉積巖。大陸地殼主體在30～25億年期間快速形成，到25億年形成較為穩(wěn)定的陸塊。古老的克拉通占了大陸面積的70%以上。由于人類技術還未能直接獲取深部地殼的巖石樣品，傳統上根據地殼巖石的波速和其它物性，推測大陸地殼的物質成分為偏基性(輝長質)的下地殼和偏酸性(花崗質)的上地殼，總體為中性的安山質成分。也有研究認為上、下地殼的物性變化，主要受控于地殼不同深度的變質相的變化，物質成分的分層表現沒有原來想象的那樣明顯，“干”的麻粒巖相的花崗質巖石也具有與輝長巖相當的波速。當然大陸地殼的厚度與結構存在變化，特別是穩(wěn)定的古老大陸和造山帶的核部差別更大。

2.1 下地殼定義及組成

2.1.1 下地殼定義

大陸下地殼一般指變質程度達到角閃巖相(20～25km)和麻粒巖相(>25～45km)的深部地殼單元，它的下部是上地幔，它的上部的地殼統稱為上地殼，或再二分為中地殼(綠片巖相)和上地殼(未變質)。地幔與地殼的結合部顯示出地震波速的不連續(xù)，稱為莫霍面。下地殼對于大陸穩(wěn)定起著彌足輕重的作用，它上與中、上地殼穩(wěn)定平衡，下與上地幔穩(wěn)定平衡。

實際上，平衡與穩(wěn)定是相對的。各種界面之間的相互能量傳遞、構造運動等造成地震甚至是火山、巖漿活動等，界面之上，特別是莫霍面之上的地質結構對人類生存、生產的環(huán)境造成巨大影響。例如，地震可按照震源深度分為淺源地震、中源地震和深源地震。震源深度在60km范圍內的地震，叫做淺源地震，這個深度一般都大于下地殼。人們常常使用的“深部過程與淺部響應”概念涉及的深度至少要達到下地殼以至莫霍面。

大陸下地殼還可以分為克拉通型下地殼和造山帶型下地殼兩大類，在中國都有很好的出露。兩類下地殼在大陸的穩(wěn)定、構造活動、巖漿、火山、地震以及物質循環(huán)、能源和礦產資源的形成和保存等方面表現出很大差異，對于下地殼狀態(tài)和性質，人們了解的并不多，它們是上述地質、災害和資源問題的關鍵控制因素。

2.1.2 下地殼組成

大陸下地殼的代表性巖石類型是麻粒巖，麻粒巖在不少文獻中是下地殼的同義詞(Chapman and Forlong, 1992; 沈其韓, 1992; 趙宗溥, 1993; Rudnick and Fountain, 1995; 翟明國和劉文軍, 2001; Zhaietal., 2001; Rudnick and Gao, 2004)，不僅反映了下地殼的巖石類型，還反映了下地殼的熱狀態(tài)和蠕變性質。

由于大陸下地殼深埋于地表15～17km以下，難以直接觀察，對于它的物質組成和結構多是用地球物理資料推斷的，少量的下地殼的巖石包體給了直接的證據。如果按照大陸地殼具有雙層結構的看法，上層為花崗巖層，主要巖石為花崗巖、花崗閃長巖和變質或未變質的沉積-火山巖、以及約10%的基性或超基性火成巖的混合物。對下部地殼(lower crust)的成分有爭論，一種意見認為是是輝長巖質，其中最下部地殼(lowermost crust)由含石榴石的基性麻粒巖組成(Christensen and Mooney, 1995; Zandt and Ammon, 1995)。另一種意見認為，下地殼下層不是僅由輝長巖組成，可能包括了大量的奧長花崗巖在內的平均成分為石英閃長巖的高角閃巖相-麻粒巖相巖石(Bohlen and Mazger, 1989; Gaoetal., 2004)，比較“干”的麻粒巖相的奧長花崗巖也具有與輝長巖相似的波速。Rudnick and Fountain (1995)主張地殼應三分，即上部地殼(upper crust, <10～15km)、中部地殼(middle crust, 10～15km和20～25km之間)、下部地殼(lower crust,>20～25km)。中部地殼由角閃巖相巖石組成，而下部地殼由麻粒巖相巖石組成。這些認識的地質依據主要有兩個，就是被稱為大陸下地殼窗口的暴露于地表的下地殼剖面和出露于金伯利巖和堿性玄武巖中的下地殼捕虜體的獲得(Rudnick and Presper, 1990; Percivaletal., 1992)。

Weaver and Tarney (1983)總結了不同深度的下地殼巖石的巖石學、地球化學和變質作用特征，下地殼自上而下是：(1)具正?；瘜W成分的角閃巖相片麻巖層；(2)交代和混合的角閃巖相片麻巖層；(3)交代和混合的麻粒巖相片麻巖層；(4)生熱元素虧損的麻粒巖相片麻巖層。這個表述雖然較早，但是地質含義是很深刻的，至今被關注和繼續(xù)研究的工作并不多。變質作用一般認為是地球化學的封閉系統。如果把克拉通下地殼過程看成一個封閉系統，那么Weaver and Tarney (1983)的下地殼的四個層，揭示的就是在變質過程中伴有變質分異、相變分異和深熔作用的結果。富水的流體帶著易活動組分(生熱元素)向上遷移，耐熔組分在最下部富集，相對的干濕礦物組合就表現為四個層?；旌蠋r化的麻粒巖相片麻巖層與混合巖化的角閃巖相片麻巖層說明了深熔作用的出現，以及最下部的干的麻粒巖層還或多或少具有熔融殘留的特征。作者等(翟明國等, 1996; Zhaietal., 2001)注意到高壓基性麻粒巖/退變榴輝巖在華北克拉通下地殼中的出現，代表的深度在45～50km，可能與Zingg (1990)描述的Ivrea型造山帶的石榴石輝長巖可以對比。Heetal. (2021)的研究關注斜長巖在克拉通下地殼的作用，至少說明巖漿底墊以及巖漿在殼-幔附近的某種分異作用在克拉通下地殼形成中的意義，可以補充Weaver and Tarney (1983)的下地殼分層。當然，巖漿作用以及構造置換的重要強度和方式與造山帶不同。造山帶下地殼的垮塌、巖漿上涌和下地殼的熔融，已經有不少論述，而且不同造山帶差別很大，這里不再描述，而將有關的組成和結構對比在下文中給予簡要補充。

2.2 下地殼剖面

除了地球物理和地球化學模擬的下地殼剖面外，由于構造作用而出露于地表的完整下地殼剖面對于研究地球的結構以及大陸的生長是極其重要的。

Fountain and Salisbury (1981)、Fountainetal. (1990)對下地殼剖面所作的定義是：“下地殼剖面應包括下列特征：遞增的變質度，通常是綠片巖相到麻粒巖相(圖3a)；它們的古壓力(paleopressure)應在15～30km深度；與此相應的有一個由上而下的由長英質、中性到鎂鐵質(或斜長質)的成分變化；密度和地震波的相應變化；化學特征包括生熱元素的變化；以及表殼巖數量的遞減和以巖漿巖為主的物質組成”。這是建立大陸下地殼剖面的基本原則，其中最主要的是有麻粒巖相到依次變低的變質巖系出露、變質壓力達到至少15～30km的深度壓力和越向下巖漿巖數量越多三個基本原則。其余地震波、密度、地化特征等也會隨之出現規(guī)律性變化。波速和泊松比(圖3b)表示，同類的巖石中，前寒武紀巖石參數值最高，依次是裂谷和顯生宙的巖石，似乎表明前寒武紀下地殼的深度更大些(Holbrooketal., 1992)。圖中還表示了不同的巖石類型，其中純橄巖、橄欖巖和輝石巖可能屬于地幔巖，它們與榴輝巖一起具有最高的波速，>7.6km/s甚至可達7.8～8.0km/s以上?？死ㄏ碌貧て拭嬷袥]有或罕見榴輝巖，少量的榴輝巖出現在華北克拉通或Dharwar克拉通，屬于榴輝巖-麻粒巖轉換類型，波速不大于7.6km/s(祝治平等, 1997; 樊祺誠等, 2002)，也沒有或罕見地幔巖石。下地殼剖面中物質成分有從長英質-中性-鎂鐵質的變化，這是一個理想化的指標，但是在被視為典型的下地殼剖面中，大多沒有發(fā)現鎂鐵質部分(Newton, 1990)。石榴基性麻粒巖被推測為是最下部大陸地殼(Bohlen, 1987)，也有一些研究者認為大陸下地殼中存在一個石榴石基性麻粒巖層幾乎是不可能的(Gaoetal., 2004)。

圖3 下地殼變質相示意圖(a,據Fountain et al., 1990)和野外與實驗室泊松比與P波速關系圖(b,據Holbrook et al., 1992)圖3b中：PC-前寒武紀，R-裂谷，Pz-顯生宙，2-長英質角閃片麻巖，3-長英質麻粒巖，，5-中性麻粒巖，6-斜長巖，7-鎂鐵質麻粒巖，8-斜長角閃巖，9-變泥質(麻粒巖)巖，10-輝石巖，11-榴輝巖，12-純橄巖/橄欖巖(引用文章原文中有：1-石英巖,4-石英云母片巖，都是中地殼的巖石，沒有包含在圖3b中的下地殼巖石中. 為了讀者查閱原文方便，本圖中的各類巖石仍然保持原序號)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)

大陸下地殼剖面還被劃分為四種構造成因類型(Percivaletal., 1992)：(1)擠壓抬升型(compressional uplift)，如意大利Ivrea帶、日本日高帶、加拿大太古宙Kapuskasing帶等。特點是剖面中有鎂鐵質或斜長質部分，或者莫霍面及上地幔巖石有少量出露。(2)寬緩的扭壓掀斜型(wide, oblique transitions)，如印度的太古宙Dharwar帶和澳大利亞的Yilgarn帶等，特點是缺乏鎂鐵質部分。Dharwar帶由麻粒巖相的二輝紫蘇花崗巖到角閃巖相的灰色片麻巖，再到綠片巖相的表殼巖組成。(3)撞擊抬升型(Impactogenic uplift)即認為與隕石撞擊有關的類型。(4)轉變壓力抬升型(transpressional uplift)。以前兩種更具有代表性。據報道，所有典型下地殼剖面的不同巖石單元之間均為斷層接觸。對擠壓抬升型下地殼的地質分析，認為它們是形成于活動大陸邊緣或島弧環(huán)境的巖石組合(Weber and Mezger, 1990)。第二種下地殼與第一種相似，并推斷有相似的成因(Newton, 1990)。

以上下地殼剖面類型的劃分，沒有強調克拉通下地殼與造山帶下地殼的差別。下地殼若要抬升到地表(見圖3)，一定需要有構造的作用才有可能將它們掀翻到地表。但早前寒武紀特別是太古宙，構造體制與動力學機制可能是完全不同的(Cawoodetal., 2018)。圖4a是代表性的下地殼剖面示意圖(Zhaietal., 2001)。三個克拉通型的下地殼剖面是加拿大的Kapuskasing、印度的Dharwar、華北的山西省應縣白馬石-河北懷安縣蔓菁溝。它們都具有從鎂鐵質麻粒巖(輝長巖)、長英質麻粒巖(TTG)、泥質(表殼)麻粒巖的穩(wěn)定層位，然后向上有混合巖化的角閃巖相的表殼巖層構成的下地殼，最下部的巖層中可有少量麻粒巖-榴輝巖轉換相的巖石。相比之下，華北克拉通的下地殼見到鎂鐵質麻粒巖(輝長巖)層，但缺少斜長巖-輝長巖層。三條克拉通型下地殼剖面與造山帶型的Ivrea下地殼剖面比較，明確的缺少完整的榴輝巖層，也沒有確切的上地幔巖石被掀翻到地表?？死ㄐ偷南碌貧て拭嬷校呒墔^(qū)內的巖石組合代表下地殼，相鄰的綠巖帶如果代表上地殼，二者之間除斷層分隔外，尚有巨大的“層位差異”。高級區(qū)與綠巖帶的關系爭執(zhí)了半個多世紀，克拉通下地殼形成之后，作為連接巖石圈地幔和上地殼的“紐帶”，穩(wěn)定存在幾十億年，同時它們在結構與組成上仍有別于造山帶下地殼。加拿大的Kapuskasing克拉通型下地殼剖面，被認為是陸內的巨大的基底逆掩推到地表的(Lin, 2005; Linetal., 2013)，不是造山作用的結果，下地殼剖面的兩側出露完全相同的巖石。圖4b是阿爾卑斯造山帶剖面，可以看到Ivrea是歐洲板塊與亞德里亞板塊碰撞后抬升到地表的下地殼，這個過程由一系列的推覆體和構造線表達，造山過程以及相關的地殼加厚、造山、垮塌、巖漿活動和變質作用疊加在一起，Ivrea并不能代表亞德里亞板塊的基底。Ivrea的大比例尺下地殼剖面的構造也有專門文章介紹，描述剖面不同單元的變質作用、相關的巖漿活動和構造變形，表明造山帶型下地殼剖面的形成與就位是與大陸碰撞造山過程緊密相關的。

圖4 下地殼柱狀示意剖面對比圖(a,據Zhai et al., 2001)和簡化的阿爾卑斯剖面(b,據Fountain et al., 1990)(a) Gs-綠片巖相，A-角閃巖相，Gr-麻粒巖相，E-榴輝巖相，M-地幔殘片,其它花紋符號表示巖性；(b) E-External地塊，Be-Bemhard推覆體，MR-Monte Rosa推覆體，DB-Dent Blanche推覆體，Se-Sesia帶，Iv-Ivrea帶，SC-Strona-Ceneri帶，IL-Insubric線，PL-PoGallo線，CL-Cremosina線；Adriatic plate-亞德里亞板塊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)

綜上所述，將下地殼劃分為克拉通型和造山帶型兩大類比較穩(wěn)妥。穩(wěn)定存在的大陸“克拉通下地殼”和以活動帶方式存在的“造山帶下地殼”，它們的形成時代和機制不同，結構和組成不同，在現存的大陸地殼的穩(wěn)定性上發(fā)揮的作用、以及受后期造山過程的影響也存在差異。對它們的成因、穩(wěn)定、改造的控制因素和運動規(guī)律的研究，不僅對認識大陸地殼形成和演化具有重要的理論意義，而且也是理解地球深部過程、地質災害、地球環(huán)境的關鍵之一。

2.3 下地殼過程

下地殼過程是一個重要的地質作用，目前的研究程度很低。作者等曾試圖對克拉通形成和破壞的下地殼過程進行探討(翟明國和劉文軍, 2001; Zhaietal., 2001, 2007; 翟明國等, 2005)，但進展甚微，認識十分膚淺。

下地殼在地球圈層中處于關鍵部位，是地殼與地幔穩(wěn)定的支撐點，是地熱梯度、密度、剛性、塑性狀態(tài)和粘滯度突變的結合部，是地殼與地幔的能量交換最活躍的部位。上地幔的熔融與底侵、下地殼的部分熔融與拆沉等，還直接導致物質的交換、循環(huán)與重組，這些可以稱為下地殼作用。下地殼作用不僅是對地幔的，還是對上地殼的，地殼內部的物質分異和能量轉換最主要的表現是基底活化，其中最難解的問題是超大體積的花崗巖的形成。花崗巖是下地殼部分熔融的產物，這是地質界的共同認識，它的成分、能量、空間、就位等方式和機制的爭論從來沒有停止過。

2.3.1 下地殼的形成

對于克拉通化的過程，核心問題是下地殼的形成以及與地幔的耦合。大陸殼總體的分異過程是元素遷移、流體活動、相變、深熔作用導致的。陸殼是從地幔派生的“原(鎂鐵質)地殼發(fā)展”的產物，是二次熔融所形成的長英質巖漿，然后所有的地殼物質，包括熔出的和殘留的，進一步分成了富難熔組分的麻粒巖相下地殼和富鉀及放射性元素的花崗質上地殼，完成了物質和結構分層。這個過程有多少熔融殘留通過拆沉或者其它方式進入地幔的，沒有明確的答案。地殼的分異成層過程最終把不成熟地殼變?yōu)槌墒斓貧?，完成了克拉通的穩(wěn)定化。這個過程無疑有地幔提供能量，除此之外其它似乎都可以通過地殼內部的調整來實現。然而通過對比克拉通下地殼(圖5)，可以看到斜長巖在克拉通下地殼中是十分重要的巖石類型(Ashwal and Bybee, 2017)，而且基本是處在最下部地殼(lowermost crust)中。同時通過印度南部麻粒巖帶的研究(Brandtetal., 2014)，還可以觀察到大量的基性麻粒巖(變質輝長巖)和紫蘇花崗巖，它們與斜長巖有著一致的成巖年齡以及變質年齡，處在富斜長巖的最下部地殼的上部。因此地幔來源的輝長質巖漿可以直接參與下地殼穩(wěn)定過程、并經過分異成為下地殼的組成部分，這是克拉通化一個不可缺少的環(huán)節(jié)，也是對以往克拉通化下地殼形成過程理解不足的重要補充。

圖5 斜長巖在克拉通下地殼剖面中的位置示意圖(據He et al., unpublished data)Fig.5 Position of anorthosites in lower crust columnar sections (after He et al., unpublished data)

研究表明斜長巖體的形成與幔源巖漿在下地殼底部的演化過程有關(Heetal., 2021)：(1)巖體型斜長巖主要由粗粒斜長石和少量的巨晶斜方輝石組成，粗粒斜長石內部分布有鉀長石出溶條紋，為反條紋長石；巨晶斜方輝石出溶斜長石條紋，出溶前Al2O3含量可高達7%～11%(Ashwal, 1993; 解廣轟, 2005; Zhaoetal., 2009)。實驗巖石學和輝石Al溫度計研究均證明這種斜長石和高Al的斜方輝石結晶于下地殼的深度(10～15kbar, Longhietal., 1992)。(2)全球巖體型斜長巖具有介于下地殼和虧損地幔之間的主量元素、微量元素和同位素地球化學特征，暗示其母巖漿在下地殼經歷了復雜的殼幔相互作用(Tayloretal., 1984; Ashwal and Bybee, 2017; Heetal., 2019)。Heetal. (2021)提出在克拉通化過程中，鎂鐵質礦物與斜長石在某種機制下發(fā)生了分離，絕大多數的超鎂鐵質巖石并未成為克拉通下地殼的一部分。輝長巖形成于斜長石大規(guī)模結晶后的殘余巖漿，導致輝長巖中的礦物繼承了明顯的負Eu異常，并富集稀土元素和高場強元素。斜長巖具有較小的密度(～2.7g/cm3)，不會發(fā)生拆沉；高鈣斜長巖具有基性巖的成分特征 (SiO2：～46%)，與下地殼中TTGs片麻巖相比，不易受后期巖漿活動或熱事件熔融。斜長巖在克拉通化過程中，添加到下地殼底部，并成為克拉通下地殼的重要組成部分，促成了上地幔與麻粒巖下地殼的平衡，這個過程有可能是殼幔耦合的關鍵。最新研究提供的巖相學、變質作用、地球化學、Re-Os同位素組成及年齡等對這個假說提供了支持。

斜長巖的研究加深了對下地殼形成過程的理解，可以簡單歸納為：在克拉通化過程中，地殼的分層是地球熱體制發(fā)生重要變化的表現和必然結果。大陸地殼層次內的變質作用和深熔作用是造成富難熔組分/貧最易熔組分的麻粒巖下地殼和富鉀質及生熱元素的花崗巖上地殼分層的根本原因，地幔提供的熱量是必要的。地幔對克拉通化的貢獻并不僅限于提供熱量，而且還提供了物質，即底墊于下地殼底部的鎂鐵質巖漿參與和提供了上下地殼耦合、以及與上地幔平衡的物質組分。巖漿過程是殼-幔分異的重要機制，在許多元素的含量和非傳統同位素組成分布中可以得到證明并用來推導可能的地質過程(Doucetetal., 2020)。斜長巖的分異和就位是物質在重力、密度、粘滯度和溫度與壓力條件均衡的結果，是下地殼穩(wěn)定結構形成的標志之一。

造山帶下地殼的形成機制可能與上述的非常不同，用造山-后造山過程的解釋已經很多，但是也很復雜，至今全球已經識別并確認了十余個典型的造山帶下地殼剖面，對其形成過程有一例一說的趨勢。如阿爾卑斯的Ivrea被認為是碰撞造山帶根帶的代表，西喜馬拉雅的Kohistan被認為是被掀翻到地表的島弧根帶，也有些碰撞造山帶經歷了垮塌和大規(guī)模抬升，造成了造山帶加厚下地殼的大量出露，如屬于華力西造山帶的波西米亞地塊。

2.3.2 下地殼的破壞

克拉通保持長期穩(wěn)定意味著下地殼是長期穩(wěn)定的。但是華北克拉通的下地殼在中生代發(fā)生了大規(guī)模的重熔，形成很多花崗巖，這個現象引起人們的注意。繼翁文灝(Wong, 1927)提出“燕山運動”后，Fanetal. (2000)明確提出華北克拉通在中生代曾發(fā)生巖石圈減薄，后來的陸續(xù)研究認為華北在中生代發(fā)生過克拉通破壞(Zhuetal., 2015)。新生代火山巖中的下地殼和上地幔包體的研究證實，華北存在過2.7～2.5Ga太古宙和2.0～1.8Ga古元古宙地幔和下地殼，并且現在還部分保存著(Zhangetal., 2004)。華北克拉通地表的古元古代-古生代的地層都有較好的保存(Zhaietal., 2007)，地球物理剖面(圖6)也證實在華北中西部的莫霍面和下地殼基本保持古老的狀態(tài)(劉昌銓等, 1991; 祝治平等, 1997)，而東部表現出巖石圈地幔和下地殼的厚度不均一(Kernetal., 1996)，這說明華北克拉通的破壞是自下而上的。雖然存在爭議，但是巖石圈地幔減薄的原因很可能是流體對巖石圈地幔的改造，它致使80～120km厚的地幔成分變得飽滿而顯示軟流圈地幔的性質(張宏福等, 2006; Zhangetal., 2009)。

圖6 渾源-陽原-懷安-漢諾壩剖面(a, 據祝治平等, 1997)和大別山-燕山剖面(b)和郯廬斷裂-鄂爾多斯剖面(c)的上地幔-地殼構造與速度結構圖(b, c, 據孫繼源等, 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)

翟明國等(2005)強調華北克拉通的巖石圈減薄，不僅是巖石圈地幔的減薄，下地殼也同時發(fā)生了減薄，其結構和成分都發(fā)生了變化 (Zhaietal., 2007, 2016; Zhai and Santosh, 2011)，其中最主要的表現就是克拉通換底(翟明國等, 2005)。也就是說，中生代巖石圈大規(guī)模減薄及其強烈的地幔改造交代和殼幔作用，致使部分地區(qū)最下部地殼被改造和置換，成為無古老“底”的克拉通，而上地殼和地表的面貌除了被很多中生代花崗巖侵入外則基本得以保留。下地殼的破壞主要的表現為：(1)在華北東部一些地區(qū)，地殼厚度從古元古代的45～50km(Zhaoetal., 2015; Zouetal., 2020)減薄到～30km；(2)最下部的巖石組成從原來的以TTG為主，同時含有一些麻粒巖相變質的輝長質巖石和含泥質麻粒巖的沉積巖巖片或透鏡體(Zhouetal., 2017)，變成以輝長質巖石為主，并且很可能有含石榴石輝石巖的薄層(Zhangetal., 2004)；(3)與下地殼變化相對應的是消耗下地殼并熔出大量花崗巖，它們侵入到上地殼，也出現少量帶有大陸裂谷性質的拉分盆地。中生代期間，華北克拉通東部是一個熱的穹隆，伴之巖漿活動以及與地殼圍巖的相互作用，這使得華北東部形成了以膠東為核心的中生代金成礦域。

華北克拉通中生代下地殼的破壞是殼幔相互作用的結果。某種構造作用下的地幔熱隆升，導致下地殼大量熔融，形成類埃達克質的花崗巖，而幔源巖漿的底侵又進一步加強了下地殼的熔融并部分填補下地殼熔融的遺留空間，同時熔融殘留形成的某些高密度的巖片則拆沉進入地幔。因此，基底熔融、巖漿底侵和下地殼拆沉這三種作用是造成下地殼破壞的主要方式(翟明國等, 2005; Zhaietal., 2007)。通過漢諾壩地區(qū)的殼-幔結構示意剖面(圖7)和地震剖面(圖6a)能對現今華北的下地殼結構有一個大致的推斷。早前寒武紀地體中酸性麻粒巖和基性麻粒巖的Vp為6.57～7.0km/s，下地殼捕虜體基性麻粒巖的Vp為7.17～7.29km/s，榴輝巖相的石榴輝石巖的Vp為7.31～7.78km/s, 其變化范圍處于基性麻粒巖與殼-幔過渡帶或榴輝巖(6.8～8.1km/s)之間(Rudnick and Fountain, 1995; Holbrooketal., 1992)。由此推斷白馬石-蔓菁溝下地殼剖面所代表的古下地殼是由Vp在6.57～7.0km/s的高壓基性麻粒巖到中酸性麻粒巖構成的，而現今漢諾壩下地殼捕虜體代表的是Vp在7.07～8.0km/s的基性-超鎂鐵質麻粒巖，具有下地殼-殼幔過渡帶的結構特征。從北京-懷來-豐鎮(zhèn)地震剖面和渾源-漢諾壩地震剖面(圖6a)來看，存在一個平直的速度界面，其P波波速大致在6.9～7.0km/s，深度大約41～42km。如果地球普遍存在一個鎂鐵質層狀下地殼(Bohlen, 1987)，那么它們的波速應在7.0～7.5km/s之間。可從華北的地震剖面來看，6.5～6.9km/s是一個穩(wěn)定和較厚的層，深度為32～41km左右，它們在成分上以中酸性麻粒巖為主(可以夾著基性麻粒巖層，但是不存在一個穩(wěn)定的鎂鐵質麻粒巖成分的最下部地殼層)。此外，波速為7.0～8.0km/s的層也普遍存在，而且厚度也有一定幅度的起伏變化。以上與巖石學和地球化學所揭示的一致，即華北現存的下地殼可以分為三層：上部下地殼(25～33km)，主要由中酸性麻粒巖組成；下部下地殼(33～40km)，主要由基性麻粒巖與中酸性麻粒巖互層組成；殼幔過渡帶(40～45km)，主要由榴輝巖相石榴輝石巖、輝石巖和尖晶石二輝橄欖巖等組成。其中，下部下地殼和殼幔過渡帶構成了一個由中生代形成的鎂鐵質麻粒巖-榴輝巖相(石榴)輝石巖-橄欖巖組成的巖層，就是P波速7.0～8.0km/s的層，之下是上地幔。上部下地殼則主要是早前寒武紀的中酸性麻粒巖夾著基性麻粒巖的古老下地殼(圖7)。因此，41～42km表現出來的速度界面，代表的不是殼-幔分界的莫霍面，而是依然保存的古老的下地殼(現今的上部下地殼)與現今存在的鎂鐵質下部下地殼-殼幔過渡帶之間的界面。殼幔過渡帶可能代表了巖石學莫霍面，但是它不是一個截然的界面，而是由基性-超基性巖漿底侵作用形成的過渡帶(Fountain and Salisbury, 1981; 樊祺誠等, 2002)

圖7 漢諾壩地區(qū)殼-幔組成與結構圖(據翟明國等, 2005)Fig.7 Sketch diagram for composition and structure of crust-mantle in Hanruoba area (after Zhai et al., 2005)

華北克拉通的中生代花崗巖可以概述如下(Zhaietal., 2016)：花崗巖類在印支期表現為碰撞后的特點，主要分布在克拉通的南、北緣；160～140Ma的侏羅紀花崗巖，顯示高Sr-Ba的類埃達克巖的地化性質，表明來自較厚的下地殼；而130～120Ma的早白堊世花崗巖以鈣堿性和高鉀為特點，源區(qū)深度相對變淺。火山巖類及侵入的輝長巖也有類似特點，在晚三疊世末，主要是造山期后殼源巖漿的侵入，指示厚的陸殼部分熔融，基本不顯示幔源物質的明顯加入，說明仍保留了中生代前的地質構造格局；晚侏羅世-早白堊世則為幔源+殼源+殼?；旌蠋r漿(指示了地幔物質-能量上涌，并與上覆地殼發(fā)生相互作用)，侵入巖和火山巖均發(fā)育，且在克拉通邊緣和內部均很發(fā)育。這些現象與巖石圈快速減薄、下地殼基底大規(guī)模置換密切耦合，主要受地幔深部因素的制約。到了晚白堊世末-第三紀，巖石圈減薄已經停止，表現為來自虧損地幔源區(qū)、帶有軟流圈特征的單一的大陸玄武巖發(fā)育。在華北克拉通的內部，拆沉作用的影響是難以識別的。大規(guī)模花崗巖熔出的殘留物可能是榴輝巖和石榴角閃巖，它們可能會有一些因為密度大而下沉到巖石圈地幔甚至軟流圈地幔，但并不明顯影響地幔的成分變化。從目前的研究來看，其規(guī)模有限，不可能形成一個巨大的榴輝巖層，并拖帶巖石圈地幔一起下沉到軟流圈。造成下地殼破壞的三種主要形式中，巖漿底侵很可能最為重要，它與新的下地殼的形成和對古老下地殼的置換都有重要聯系。

克拉通破壞不是普遍現象。為什么華北克拉通在中生代會發(fā)生破壞，對其大地構造背景和機制有很多不同的說法。例如Zhuetal. (2012, 2015)和吳福元等(2014)提出早白堊世西太平洋板塊俯沖是導致華北克拉通破壞的控制因素和驅動力，Zhaietal. (2011, 2016)和董樹文等(2019)認為華北周邊其它板塊的圍限和相互作用的影響不可小視，某種目前板塊構造未能完滿解決的大陸動力學問題很可能孕育其中。

3 大陸巖石圈

3.1 巖石圈定義

對于板塊構造理論而言，巖石圈和軟流圈是兩個最基本的概念。軟流圈位于巖石圈下面，在上地幔中有一個明顯的地震波的低速層，它存在部分熔融并具有一定程度的塑性，是具有塑性流動的地幔物質。巖石圈就是軟流圈上部堅硬的圈層，不僅包括地殼，還包括厚達150km甚至更深的上地幔頂部剛性層，由于這兩部分都是由巖石組成的，所以地質學家們把它們統稱為巖石圈(圖8a)。雖然巖石圈是地球各圈層中最堅硬的，但是地球物理結構剖面顯示，巖石圈并不是完整的均一的巖層(Frischetal., 2011)。從屬性來看，巖石圈可以分為大洋巖石圈和大陸巖石圈，它們的厚度差別很大。大洋巖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；大陸巖石圈厚一些，大都在100～400km之間。大洋巖石圈和大陸巖石圈也都不是鐵板一塊，它們又都分成了很多塊，分割的界限都是深達軟流圈的巨大斷層，依照性質，主要是離散邊界(洋中脊，以及一些陸內的深大裂谷帶)，擠壓帶(俯沖帶，以及碰撞帶)和轉換斷層。這樣形成的大洋巖石圈和大陸巖石圈以不同的方式相連接和相互運動。

圖8 地球的圈層(a)和俯沖增生模式圖(b)(據Frisch et al., 2011)Fig.8 Spheres of the Earth (a) and lithosphere subduction (b) (after Frisch et al., 2011)

3.2 巖石圈結構和隨時代的變化

巖石圈厚度和地球的半徑比較，幾乎可以忽略不計，但是目前人們能夠觀察、探測、采樣、分析的樣品和對象幾乎都來自巖石圈。地球動力學的研究，特別是洋-陸和殼-幔的相互作用和轉化(圖8b)、構造變動和物質循環(huán)，也大都是與巖石圈相關。盤古超大陸是以板塊構造作為基礎的大陸漂移學說的核心假說，用綜合的方法進行古板塊重建，設想在約～250Ma之前幾乎所有的大陸都是聯系在一起的，不知那時的大陸巖石圈是否是一個整體。大洋巖石圈的主要觀測和研究是通過地球物理方法進行的，現在大洋樣品的采集，包括大洋鉆探，獲得的資料越來越多。研究表明現在的大洋殼，以及大洋地幔也是不均一的，因此大洋巖石圈的結構并不是簡單的垂向分為大洋地幔和洋殼兩部分，在橫向和垂向上，它們既有物質的差別，又有溫度、磁性及其它物理性質的差別。洋殼的壽命只有2億多年，更古老大洋的物質組成、結構等的研究還沒有找到更好的辦法，所以我們研究地球的演化重點放在大陸巖石圈。大陸巖石圈保留的時間長，組成更為復雜。陸殼是由穩(wěn)定的克拉通陸塊和陸塊之間的造山帶構成的，這樣的組成已經表明每個大陸都有復雜的演化歷史，現存的巖石圈結構肯定是或多或少被改造過的，而且彼此之間的差別也是很大的。

巖石圈的狀態(tài)和結構，應該是巖石圈板塊之間相互運動的基礎條件之一。如果大陸地殼確實是從大洋地殼的熔融過程中形成和生長的，至少可以設想，當發(fā)生俯沖時，大陸巖石圈需要有一定的規(guī)模，才可以使得它們與大洋巖石圈可以相抗衡，能夠在軟流圈之上進行俯沖和碰撞等構造活動?，F在的研究一般認為，地球從巖漿洋之后形成了一個全球性的大洋殼，洋殼(洋底高原)在內部的橫向擠壓運動或者地幔柱構造的作用下部分熔融，形成最初的TTG質的巖石并發(fā)育成陸核。由圖9(Kr?ner and Layer, 1992)的模式可以推測早期的洋殼在地幔柱構造的主導下，負浮力和對流剪切應力引起sagduction(以垂直構造為主)，致使一些洋殼斷裂下沉進入地幔，促使一些火山活動和早期的沉積盆地的形成，并產生雙峰式火山巖和鈣堿性的花崗質巖石。Zhai and Peng (2020)提出洋殼向洋底高原的殼內俯沖形成最早的陸核。洋殼環(huán)繞洋底高原的持續(xù)殼內俯沖使陸核長大成微陸塊。綠巖帶是微陸塊之間的靠近洋底高原的淺?；蜻吘壓?，沉積物是含BIF的火山-沉積巖建造。這樣的模式也能夠解決用洋殼俯沖難以解釋陸殼圍繞陸核環(huán)狀生長的矛盾(Windley, 1995)。Moyen and Laurent (2018)認為對太古宙和現代的地幔源區(qū)的火成巖進行對比研究對于理解TTG成因是有幫助的。他們的研究表明，太古宙鎂鐵質-超鎂鐵質巖石的源區(qū)集中在一個“中間位置”、地幔沒有那么虧損、俯沖記錄罕見、洋底高原與洋中脊的差別沒有那么大，垂向與橫向構造相結合的方式可以形成陸殼巖石。不管用哪種模式解釋陸殼生長，有兩點是可以肯定的：一是ca. 2.8～2.7Ga是陸殼生長的高峰時期；二是在ca. 2.6～2.5Ga時期，全球完成克拉通化，并形成了超級克拉通(Dewey and Windley, 1981; Rogers and Santosh, 2003; Condie and Kr?ner, 2008; Condie, 2008)。超級克拉通的形成應該是已有的各個克拉通陸塊拼合在一起。拼合可以是板塊構造的俯沖拼合(Condie, 2004)，也可以是其它的模式如重力垂落、穹隆構造等(Linetal., 2013)。Zhai and Peng (2020)認為在太古宙晚期的2.7～2.5Ga期間，陸殼大規(guī)模形成之后，微陸塊通過圍繞它們的綠巖帶焊接(weld)形成超級克拉通或克拉通群。造成洋殼有限下沉的原因是BIF相對于微陸塊具有較高的密度和負浮力，華北南緣的新太古代BIF的密度達3.6～3.8g/cm3，可高于大別山柯石英榴輝巖(李一良，個人交流)。綠巖帶的下沉機制是受BIF的拖拽，綠巖帶經歷了淺-中級變質，具有順時針型P-T軌跡；微陸塊邊緣也被拖拽下沉，經受逆掩推覆和板底墊托，有逆時針和順時針型兩種P-T軌跡，并普遍經歷高溫甚至超高溫變質作用。下地殼有廣泛的部分熔融，大量鉀質(鈣堿質)花崗巖熔出，形成穩(wěn)定的克拉通。這個構造被稱為始板塊構造(Eo-plate tectonics)，以期與古元古代早期板塊構造(Early plate tectonics)和新元古代之后的現代板塊構造(Modern plate tectonics)區(qū)別。

圖9 最早陸殼的起源和生長的示意與推測模式(據Kr?ner and Layer, 1992)Fig.9 Schematic and speculative model for the origin and growth of the earliest continental crust (after Kr?ner and Layer, 1992)

克拉通陸塊拼合需要的另一個條件，就是古老的陸塊“熱”狀態(tài)要變涼，具備一定的剛性。這個問題已經引起一些研究者的注意，并通過Hf同位素組成和其它研究進行了討論(Durrheim and Mooney, 1994; Griffinetal., 2000; Glorieetal., 2014)。在太古宙末，大陸地殼的地熱梯度可能已經從早期的50℃/km降到約30℃/km，這標志著陸殼的剛性程度已經有所提高。Gerya (2014)和Sleep (2015)認為地質時代越早，溫度越高，出現俯沖的頻率越高，規(guī)模越小。類大洋或類大陸巖石圈由于高的莫霍面溫度(>800℃)，造成粘滯度弱、地幔的溫度高于現代約175～250℃，這將阻礙穩(wěn)定巖石圈板塊的俯沖深度。在600～800Ma時期，地幔溫度發(fā)生轉變，比現代高80～150℃，可能允許大陸俯沖更穩(wěn)定，從而導致超高壓(UHP)巖石在前寒武紀有限地發(fā)育。然而這個推測與對早期大陸巖石圈的厚度的計算似乎有矛盾，因為圖10a(Artemieva and Mooney, 2001)所示的巖石圈厚度是隨著時代越老變得越厚。中-新生代形成的巖石圈厚度多在70～120km，而太古宙的巖石圈厚度跨度很大，分成兩個區(qū)，一個在150～300km，與古元古代的巖石圈厚度相當，一個在300～400km，是中-新元古代(100～200km)的2倍，是中-新生代的3～6倍。新太古代末期的地熱梯度仍然是高的，估算的地殼或巖石圈的厚度比現代厚。Moyen and van Hunen (2012)也指出，新太古代地熱梯度高，估計的地幔和地殼的地熱梯度都比現代高，地殼比現代厚，巖石圈結構和狀態(tài)與現代差別巨大，它們在后來的演化中不斷做進一步調整。越厚的巖石圈應該負浮力越大，粘滯度越高，剛性程度越低，越不利于板塊的俯沖。

圖10 巖石圈厚度與年齡的關系(a,據Artemieva and Mooney, 2001)以及估計的華北克拉通巖石圈厚度隨時間的變化(b)(a) Ⅰa和Ⅰb：>2.5Ga的太古宙大陸巖石圈厚度；Ⅱ：2.5～1.8Ga的大陸巖石圈厚度；Ⅲ：<1.8Ga～>0.5Ga的大陸巖石圈厚度；IV：顯生宙的巖石圈厚度；(b) 是華北克拉通巖石圈隨時間的變化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)

3.3 巖石圈演化關鍵期

討論巖石圈的演化，有兩個主要的巖石圈調整期是必須要研究的，即新太古代末-古元古代早期和中元古代-新元古代早期，我們在2018年基金委重大項目的申請書中稱之為關鍵期，國外一些研究者也已經關注到，如Brownetal. (2020)稱它們?yōu)閹r漿-構造轉折期(HL)和超大陸支配期，Cawood (2020)稱它們?yōu)閮蓚€transit periods。

3.3.1 新太古代末-古元古代初的巖石圈

大陸的主要生長期在新太古代，幾乎大陸的一半或更多是在2.8～2.7Ga之間形成的(Condie and Kr?ner, 2008)，并且這個時期綠巖帶的活動也很活躍，有大量的科馬提巖噴出，其中玄武質科馬提巖數量很多，也有相當多的鈣堿性火山巖，這個建造與古太古代的橄欖質科馬提巖-重稀土虧損型(F1)英安巖雙峰式建造有很大差別?？岂R提巖特別是橄欖質科馬提巖比玄武巖的熔出溫度高、地幔熔融比例大，F1型英安巖的成分與TTG或埃達克巖相同或類似，表示源區(qū)的巖石是鎂鐵質并且熔融深度較大，很可能有石榴石作為熔融殘留，它們組成的雙峰式組合表明了古太古代有高的地熱梯度以及厚的地殼。到了新太古代，玄武質科馬提巖指示地幔溫度仍較高但比橄欖質科馬提巖熔出的溫度略低，鈣堿性的中酸性火山巖表明源區(qū)地殼的深度不需要那么大、成分也不需要是鎂鐵質，有明顯的陸殼物質參與熔融，明確地展現了從鈉質陸殼向鉀質陸殼的演化趨勢。但是科馬提巖作為綠巖帶的主要火山巖類型，仍說明地幔巖漿的溫度達到1500～1600℃，比現代高150～250℃(Herzbergetal., 2010)。早期的陸殼巖石主要由TTG巖石組成，它們在新太古代演化中出現活化和部分熔融的現象，出現獨立的黑云母花崗巖巖席和巖體。Moyen and van Hunen (2012)從地熱梯度考慮，認為此時新太古代末巖石圈厚度和現代相比是巨大的。多數學者將此期的構造機制解釋為地幔柱(Condie, 2004; Zhaoetal., 2005; Moyen and Laurent, 2018)。

從物質成分來看，～2.5Ga廣泛的基底重熔和鉀質花崗巖(屬鈣堿性花崗巖系)侵入，形成全球的成熟化花崗質上地殼(Gengetal., 2012; Wanetal., 2014; Liuetal., 2019)。華北早期陸殼巖石主要由TTG巖石組成，它們在后期演化中出現活化和部分熔融的現象，鉀長石交代并形成不同類型混合巖的現象普遍存在，黑云母花崗巖成為標志性巖石，有人用紅(～2.5Ga)白(～2.7Ga)分明來描述這個變化(Jahn, 1990)。正片麻巖類的長石分類圖解和鋯石εHf(t)對207Pb/206Pb年齡的圖解體現出這種演化趨勢(圖11a-c)。近來華北克拉通南緣和東緣的研究表明(Shanetal., 2015, 2016, 2019; Jiaetal., 2019; Zhouetal., 2021)，與2.8～2.7Ga以及之前相比，～2.5Ga的TTG片麻巖明顯減少，鉀質花崗巖不僅侵入到高級區(qū)片麻巖中，也侵入到綠巖帶地層中，混合巖化強烈，偉晶巖和細晶巖脈與圍巖共同經受韌性變形，形成穿透性片麻理和片理以及不同類型的褶皺構造和穹隆構造(Gengetal., 2012; Liu and Wei, 2020)?；◢弾r的圍巖是變質沉積巖以及先存在的TTG和花崗質片麻巖。部分片麻狀花崗巖經歷了麻粒巖相變質作用，代表性礦物組合是：Qz(石英)+Per(條紋長石)+Grt(石榴石)+Bi(黑云母, 棕色)+Pl (斜長石)+不透明礦物(Opa)。少量同期的TTG質片麻巖與花崗巖共生，對此的解釋是受控于原巖的不同，TTG是鎂鐵質巖(洋殼？)，熔融的深度可能也大些，而鈣堿性花崗巖是沉積巖或片麻巖(陸殼)熔融產生的，偶有高鎂的贊岐巖的報道(Maetal., 2013)，認為是地幔熔融的產物或者是受源區(qū)物質成分的影響。華北克拉通的新太古代末地殼活化和鉀質花崗巖侵入與～2.5Ga的變質作用在時代上十分相似，有些研究稱它們?yōu)椤?.5Ga巖漿-變質事件(Zhaietal., 2021)。高級區(qū)的巖石多經歷麻粒巖相變質，綠巖帶巖石多經歷角閃巖相-綠片巖相變質。最近的研究認為高級區(qū)的變質并不是以往認為的中壓麻粒巖相，多數巖石的變質壓力都>10～14kbar，而且也有很多基性麻粒巖和泥質麻粒巖被證明變質溫度達ca. 950～1000℃，并發(fā)現峰期共生礦物組合與花崗巖質熔體共生的現象，說明深熔現象的普遍性(魏春景, 2018; Liu and Wei, 2020; Luetal., 2017, 2020)。冀東蔞子山、桑園、曹莊腦峪門等地的～2.5Ga的紫蘇花崗巖就是與麻粒巖相變質相關的深熔花崗巖(Zhai and Peng, 2020)。變質作用和深熔作用的深度推測在ca. 40～50km。

圖11 華北克拉通部分古老巖石的鋯石Hf同位素對年齡圖解(a-d)和巖石化學圖解(e、f)(a)華北古老正片麻巖的鋯石εHf(t)-207Pb/206Pb年齡圖解；(b)華北古老玄武質表殼巖的鋯石εHf(t)-U-Pb年齡圖解(Zhai and Santosh, 2011)；(c)小秦嶺太華雜巖的鋯石εHf(t)-U-Pb年齡圖解(Jia et al., 2019)；(d)華北南緣鉀質花崗巖的鋯石εHf(t)-U-Pb年齡圖解(Zhou et al., 2021)；(e、f)華北南緣鉀質花崗巖的硅-堿圖解和R1-R2圖解(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巖石圈可能保持了約200～300Ma的“靜寂期”之后，像其它一些克拉通一樣，華北出現了花崗巖的活動(圖11d)。在華北南緣熊耳山地區(qū)，有些堿性花崗巖的侵入體，鋯石U-Pb年齡在2.32～2.29Ga，它們的巖石學和地球化學特征(圖11e, f)(Zhouetal., 2021)很像是伸展構造下的花崗巖，形成在裂谷環(huán)境，應該是膠遼吉裂谷伸展時期的產物，沒有記錄古元古代休倫冰期或大氧化事件的氣候環(huán)境痕跡。陳斌等(2016)則認為在遼東半島出現的 ～2.2Ga的花崗巖是與俯沖有關的島弧花崗巖，推測膠遼吉活動帶在～2.2Ga已經開始俯沖。華北南緣古元古代早期的地殼活化和混合巖化事件很強(Diwuetal., 2014)。Jiaetal.(2019)把華北南緣的太古代末-古元古代初的花崗巖特別是混合巖分成兩組，一組是ca. 2.55～2.45Ga，它們屬于新太古代末克拉通化的地殼活化與鉀質花崗巖事件，與克拉通化相聯系；另一組是2.35～2.2Ga，它們代表了古元古代的一期混合巖化事件，與古元古代的裂谷事件相關。從花崗巖的類型、組成、源區(qū)特征和熔融深度來看，這兩組巖漿與混合巖化事件很雷同，有理由認為這時華北的巖石圈與新太古代末的巖石圈在結構和組成以及物理性質上沒有大的差別。但是這個初步耦合的全球化大陸巖石圈并沒有達到完全穩(wěn)定，熱量還在變化，殼幔作用隨著休倫裂谷的發(fā)育仍在進行。成山紀的全球性活動帶事件是地球圈層進一步調整的構造表現。古元古代帶的超級克拉通裂解和再拼合，形成新的超級大陸-奴那(哥倫比亞)標志著地球另一個重要的大陸演化事件。

用變質作用方法限定的新太古代末-古元古代初的陸殼厚度在60km甚至更大，主要依據是高級區(qū)麻粒巖變質壓力可達12～14kbar、伴隨深熔作用、掀翻的下地殼剖面上沒有見到石榴石輝石麻粒巖層出現，估計最下部地殼沒有出露地表。我們通過下面三點：由地球物理測量確定的現代巖石圈中地殼和巖石圈地幔的厚度比例；新太古代末地幔的溫度更高的事實；地殼與巖石圈地幔平衡的原理，推測華北克拉通新太古代末的巖石圈厚度大致在180～220km(圖10b)，并延續(xù)到古元古代約2.0～1.8Ga之前，是始板塊構造(元古代活動帶-哥倫比亞超大陸事件)啟動的巖石圈基礎。這與通過地球物理S波和P波的反演，估算的華北克拉通新太古代末的巖石圈厚度是在200km、局部或可達300～400km的推論(Chen, 2009; 陳凌等, 2010; 婁辛輝等, 2017)基本一致。

3.3.2 中元古代-新元古代初的巖石圈

中元古代-新元古代初的巖石圈在地球上存在的時間長達1.0Gyr(Cawood and Hawkesworth, 2004)。這個關鍵期的巖石圈狀態(tài)很重要，但是對它的了解似乎更少，人們或多或少把注意力更多地放在地球環(huán)境劇變、早期生命大爆發(fā)以及沉積作用與油氣資源上，這些命題更加奪人眼球和激動人心。Ca. 2.0～1.8Ga時期是華北克拉通構造活動的重要一幕，傳統上稱之為滹沱運動或呂梁運動。翟明國(2004)強調這個時期的故事不能混為一談，應該進行解體，分為ca. 2.2～2.0 (1.95)Ga和ca. 2.0 (1.95)～1.8Ga兩個事件。第一個事件可能會聯系到全球的休倫裂谷事件，據國外學者的研究，休倫裂谷最早或許發(fā)生在ca. 2.3～2.35Ga之前，而且演化成全球的大火山巖事件，CO2等氣體的大量噴發(fā)導致了一次大冰期的形成。大約在～2.2Ga的某一個時間起，發(fā)生了氧的急劇變化，并在ca. 2.1～1.9Ga時實現較為富氧的飛躍。這是地球歷史上著名的大氧化事件(Holland, 2006)，以蘇必利爾型BIF、紅層、碳質沉積、碳酸鹽省等特殊沉積建造為代表，促使地球在生命演化史上演出劃時代的一幕(Schidlowski, 2001; Lyons and Reinhard, 2009)。華北大氧化事件期間的地質研究相對薄弱，但是膠遼吉、晉豫(中部)和豐鎮(zhèn)-二道洼三個古元古代活動帶中的火山沉積巖系下部層位已經與休倫裂谷的國外層位進行了對比研究(Tang and Chen, 2013; Chen and Tang, 2016; Pengetal., 2017)。在休倫裂谷基礎上超級克拉通的破裂(層侵紀Rhyacian)導致了新太古代超級克拉通的裂解，而后發(fā)生的活動帶事件被眾多研究者解釋為全球性的造山事件，并由此形成了奴那或哥倫比亞超大陸(Rogers and Santosh, 2003; Zhaoetal., 2005)。對華北克拉通膠遼吉、晉豫(中部)和豐鎮(zhèn)-二道洼三個活動帶的火山巖以及沉積建造的研究表明，它們曾有很大的拉張深度。張秋生(1984)曾將遼吉地區(qū)的遼河群分為冒地槽沉積和優(yōu)地槽沉積，認為裂谷已經拉成較深的海盆。但是目前仍沒有華北克拉通曾已完全裂解成大洋并被分割成不同大陸的證據，被三個活動帶分開的陸塊似乎仍是原來華北克拉通的幾個部分。但是從ca. 2.1～2.0Ga起，三個活動帶陸續(xù)出現了由伸展向擠壓的轉變，出現一些類似島弧的巖石和變質作用。陸-陸碰撞的變質時代在ca. 2.0～1.95Ga時為高峰，而后經歷了中壓麻粒巖相和角閃巖相兩次退變質作用，記錄了下部地殼的折返抬升。雖然模式不同，但是對古元古代時期的高溫高壓麻粒巖相變質作用和超高溫變質作用，多數研究都同意是代表了高溫的陸-陸碰撞事件(Zhaoetal., 2005; Guoetal., 2002, 2012; Santoshetal., 2007; Liuetal., 2013; Jiaoetal., 2013)。在高級麻粒巖的兩個退變質階段，都伴隨著減壓引起的部分熔融(張華鋒等, 2013; Wuetal., 2016; Wangetal., 2016; Zouetal., 2018)，野外露頭上可以觀察到幾厘米至數米長的初始熔融的花崗巖的團塊，也可形成巖脈、巖床和小的巖體。在內蒙的土貴烏拉-涼城一帶，成規(guī)模的石榴石花崗巖大面積出露，它們可以包裹大小不一的泥質麻粒巖團塊或巖層，也可和泥質麻粒巖呈漸變關系，沒有巖性邊界。石榴石花崗巖和泥質麻粒巖的比例可高達1:3，常伴隨成群的麻粒巖相變質的輝長巖墻或小巖體出露，花崗巖的分布受韌性剪切帶控制(陳亞平等, 1990)。花崗巖的鉀長石斑晶很發(fā)育，局部可形成直徑數厘米的巨大斑晶，具有原地或半原地熔融特征。其中泥質麻粒巖熔出的花崗巖多是含石榴石的鉀質花崗巖，偶含夕線石或堇青石?；月榱r的部分熔融形成富鈉質-富鉀質的紫蘇花崗巖，呈巖脈或巖體狀，這與在印度和其它克拉通看到的現象相似(Wangetal., 2020)。在土貴烏拉較小的露頭上可以同時看到基性麻粒巖、紫蘇花崗巖和熔融殘留的石榴石巖，除石榴石外，后者還含有輝石、堇青石等難熔礦物，三種巖石的稀土(REE)和其它元素的地球化學特征符合部分熔融的元素分離模式(翟明國等, 1996; 郭敬輝等, 1999; Zhouetal., 2017)。泥質麻粒巖在～1.8Ga發(fā)生角閃巖相退變質，表現出華北克拉通全區(qū)的混合巖化，成群的偉晶巖脈和富鉀的鈣堿性花崗巖的侵入是很典型的現象。

高溫高壓的基性麻粒巖和超高溫的泥質麻粒巖的峰期變質壓力在10～14kbar之間(Zhouetal., 2017)，局部達到榴輝巖-麻粒巖轉換相，壓力～16kbar，少數研究者報道它們計算的結果達18kbar。但是高級麻粒巖相的總體礦物組合是中壓麻粒巖相的，峰期礦物組合多是變質殘留，有些只是在石榴石中的礦物包裹體。角閃巖相退變質雖然強烈，但也大多是以交代礦物出現在中壓麻粒巖相礦物的邊部。以此判斷在古元古代活動帶裂谷-俯沖-碰撞事件之后，下地殼的深度在45～40km左右，局部在45km或35km。張宏福等(2006)報道的漢諾壩新時代玄武巖中的～1.9Ga的下地殼和地幔包體，與上述特征類似。綜合地球物理觀測和巖石學、變質作用研究估算的大約1.8Ga之后華北克拉通的巖石圈厚度在160～220km，局部可能略深到240km或淺到140km(圖10b)。

中元古代以來，像世界其它克拉通一樣，華北克拉通基本是平靜的，沒有造山運動、沒有被動大陸邊緣、沒有造山型礦產、沒有BIF沉積，反之發(fā)育斜長巖-奧長環(huán)斑花崗巖為代表的非造山巖漿組合和陸內礦產等，這個過程延續(xù)直至華南裂谷出現以及隨之而來的雪球地球事件。長達10億年的地球平靜期內部并不平靜，深部仍有洶涌澎湃的地幔活動以及殼幔的相互作用。華北克拉通自1.8Ga以來，與裂谷和地臺型沉積作用相伴隨，有四期重要的巖漿事件，它們是～1.78Ga的基性巖墻群-熊耳火山巖事件、ca. 1.7～1.6Ga的非造山巖漿作用、～1.35Ga輝綠巖席群、～0.9Ga的基性巖墻群。Ca. 1.7～1.6Ga的非造山侵入巖未見與含石榴石的輝長巖伴生，推測就位深度比印度南部的含斜長巖的下地殼淺的多?！?.35Ga輝綠巖席群形成在大陸巖石圈內部的伸展環(huán)境，并可能與哥倫比亞超大陸裂解有關(Zhangetal., 2012)?！?.9Ga的巖床(墻)群分布很廣，從華北克拉通的中西部到朝鮮半島，地球化學性質指示它們并不是來自古老的巖石圈地幔，而是源于相對年輕的地幔，推測在新元古代初期或之前，巖石圈地幔曾經受到過改造(Pengetal., 2011)。四期地?；顒訉θA北的巖石圈結構與狀態(tài)肯定會有調整，Zhaietal. (2015)認為中-新元古代(1.0Ga)就是地球巖石圈的調整期，雖然對巖石圈厚度、結構和成分的具體變化目前還沒有明確的了解。

雖然作者等(翟明國, 2009; Zhai and Peng, 2020)預測現代板塊構造起始于新元古代，并假設南華裂谷是威爾遜旋回的洋殼開張的起始，但是最近的研究發(fā)現在新元古代的超高溫變質作用比以往想象的還要強，在南亞的記錄似乎指示有兩期超高溫變質作用，粗略的估計發(fā)生在大約520～580Ma和620～750Ma，精確的時代和具體過程的研究亟待深入，但這時地球急迫地釋放熱量，為此后的板塊聚合提供必要的剛性、重力和負浮力的事實提供了研究的緊迫性。

3.3.3 顯生宙的巖石圈

華北克拉通古生代的巖石圈深度是通過含金剛石的金伯利巖確定的，表明該區(qū)古生代時存在一個冷的厚達200km的巖石圈，而且金剛石中固態(tài)礦物包體的研究表明古生代該區(qū)巖石圈地幔為典型的大陸克拉通型巖石圈地幔(Menziesetal., 1993; Meyeretal., 1994; Harrisetal., 1994)。新生代火山巖的研究表明它被新的大洋型地幔所代替(Fanetal., 2000)，并在厚度上減薄了80～120km(支霞臣和秦協, 2004)。地球物理資料已經大致勾畫出華北克拉通的巖石圈厚度(Ai and Zheng, 2003; Chen, 2009)，與巖石學研究的結果類似(圖10b)。太行山重力梯度帶以東地區(qū)，目前的巖石圈厚度要<140km，在太行山和陰山南部約為130km，在郯盧斷裂以東的盆地只有60～70km，比世界上大多數典型的古元古代克拉通薄至少40km。這種情況與北美克拉通西部的盆嶺地區(qū)的狀況有可比之處，那里的巖石圈厚度約70km(Silver and Holt, 2002)，已被假設在新生代發(fā)生了重要的構造作用，造成了巖石圈的減薄。華北的地震資料同時還顯示出目前克拉通東部的巖石圈厚度是不均勻的，與某些研究者提出的蘑菇云狀模式(袁學誠, 1996; Zhengetal., 2003)有相似之處(圖6b)。

研究認為華北克拉通的巖石圈減薄發(fā)生在中生代，ca. 135～120Ma前后是峰期，那時的巖石圈最薄也最熱，新生代后已經逐漸變冷，厚度也略有增加(Zhangetal., 2009)。圖12顯示華北克拉通的中-東部在現在仍表現為一個“熱”穹隆。根據已有的地熱資料，從龍口-萊州一帶的膠北隆起到濟陽凹陷的42個測量點得到的地熱數據，地熱梯度在14～49℃/km之間，平均在27～29℃/km，比大陸殼的平均值25℃/km仍然熱不少，與古元古代的地熱梯度相似，這對于理解華北克拉通巖石圈的現狀以及演化過程很重要。

圖12 華北克拉通Pn速度結果圖(從不包括Pn各向異性項的反演得到的結果)(據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)

4 討論與展望

4.1 小結

克拉通是大陸的基本單元，它承載和記錄了大陸的形成和演化。大陸殼在克拉通化過程中分成下地殼和上地殼，由此實現了殼幔的耦合與穩(wěn)定。下地殼在地球圈層中處于關鍵部位，是地殼與地幔穩(wěn)定的支撐點，是地熱梯度、密度、剛性、塑性狀態(tài)和粘滯度突變的結合部，是地殼與地幔的能量交換最活躍的部位。上地幔的熔融與底侵、下地殼的部分熔融與拆沉等，還直接導致物質的交換、循環(huán)與重組，這些可以稱為下地殼作用，它是克拉通化過程的核心環(huán)節(jié)?？死ɑ昂蟮年憵ぴ谝?guī)模、結構和剛性狀態(tài)等方面都有變化和差異，是否也出現了構造機制和動力學的重要轉變？大陸巖石圈是特別值得關注的問題。有了陸殼巖石、形成了陸核和微陸塊，都不等同于形成了巖石圈，巖石圈是如何形成和如何成為穩(wěn)定的，使之能夠在軟流圈上滑移和完成板塊間的拼合與離散，人們知之甚少，甚至出現將陸殼巖石與大陸巖石圈等同的誤解。巖石圈的形成固然是大陸形成演化的結果，但是巖石圈的物質組成、結構和物理性質等從最初形成到成熟并成為穩(wěn)定的地球獨立圈層，以至足以承擔板塊構造的重任，可能經歷了不止一個階段。

4.2 大陸巖石圈問題

陸塊、陸殼、大陸巖石、巖石標本都不能代替巖石圈，巖石圈是更大尺度的圈層，它的重要性甚至超出了地殼和地幔(Frischetal., 2011)，因為它們被洋中脊、俯沖帶和轉換斷層分割才有板塊，板塊之間有差別才有運動，板塊之間的運動是在軟流圈的軟弱-潤滑層之上的。所以簡單的樣品研究是不能替代巖石圈研究的。巖石圈是有成分、物質、結構、剛性狀態(tài)以及其它重要性質的，加之可深達一百至幾百千米，研究起來非常難。大陸殼從最初的陸核形成到生長成若干微陸塊，再到最后的克拉通化或形成超級克拉通，標志著大陸具有了相當的規(guī)模(不少研究者推測與盤古超大陸相當)。此時地熱梯度已經有一定程度的降低即陸塊具有一定的剛性，這時全球性的巖石圈層已經形成，并與軟流圈和其它深部圈層達到一定程度的耦合。但是可以想象，這個時期的固體圈層間的耦合仍受較高熱體制的影響，大陸巖石圈的結構和狀態(tài)在地球歷史上還在調整和變化，例如古元古代的成山紀(Orosirian)前后以及中元古代直至新元古代成冰紀，可能都是大陸巖石圈重要的調整期。重要的大陸巖石圈形成期和調整期與之對應的構造體制、地球環(huán)境(如大氧化事件、雪球事件、生命大爆發(fā))等重大地質事件的研究，是非常前沿的科學難題。

對于前寒武紀的巖石圈，有三個階段非常重要。第一是新太古代至古元古代早期(ca. 2.8～2.3Ga)。2.8～2.5Ga的陸殼快速生長和克拉通化，基本形成了新太古代末期的巖石圈，這個巖石圈至少穩(wěn)定了幾億年，直到成鐵紀(Siderian)結束，我們稱之為早期地球演化關鍵期。2.8～2.5Ga期間陸殼的成熟化迅速升高，～2.5Ga的大陸基底的活化，促進了下地殼的物質成分和變質相分層。地幔的活動包括輝長巖底侵和輝綠巖墻群侵位，改變下地殼的物質成分并促進了下地殼的變質和深熔。在ca. 2.5～2.3Ga期間的巖石圈仍然保持著基本穩(wěn)定，直到全球性的裂谷事件發(fā)生。Ca. 2.3～2.2Ga時期的鉀質花崗巖具有S型、A型和I型花崗巖的過渡性質，形成于陸內環(huán)境(Zhouetal., 2021)，不知是否預示著休倫裂谷的開始。不同巖類，特別是被掀斜抬升地表的下地殼剖面，是難得的研究對象。通過對巖漿源區(qū)的深度、溫度和性質、變質結構和變質礦物組合的綜合研究，對不同巖性樣品的物理參數、地球化學性質的測定和對比，以及地球探測剖面、精細的年代構造格架等，并在構造變形和區(qū)域地質構造的配合下，有可能揭示地球關鍵期的巖石圈狀態(tài)。另外兩個主要的巖石圈，一個是古元古代哥倫比亞或奴那超大陸的巖石圈，有長達1.0Ga的穩(wěn)定期和調整期；另一個是南華裂谷期發(fā)生裂解的羅迪尼亞超大陸，它們在穩(wěn)定之前有廣泛發(fā)育的超高溫變質作用和深熔作用，形成了與現代相同或相近的巖石圈。

4.3 克拉通化機制研究

全球各古老巖石出露區(qū)的克拉通化時代不完全一致，但大多都發(fā)生在新太古代。太古宙末即～2.5Ga的克拉通化事件是全球的，已經提前穩(wěn)定化的古老大陸也有這個事件的記錄，主要的地質記錄是～2.5Ga的變質作用、鉀質花崗巖和基性巖墻，因此有理由認為全球的克拉通化包含有微陸塊的拼合和超級克拉通(群)的形成?？死ɑ臋C制和動力仍然需要進一步討論和研究。其中太古宙綠巖帶的研究相對薄弱，太古宙大洋殼的問題依然是未解的。Kusky and Zhai (2012)的文章中曾有這樣的表述：“Kusky相信能找到太古宙大洋的證據，Zhai考慮太古宙大洋的組成和結構是否與現代有差異”，他們目前的想法或許可能會有改變。但是在太古宙地球上應該存在大洋，克拉通化和超級克拉通過程應該包含了殼-幔和洋-陸的相互作用與轉換，現存的大陸地殼中應該有殘留的大洋以及它們的熔融殘留物的保存。早期大洋的問題還關系到先有陸還是先有洋的爭論，特別是關系到最早的陸殼巖石(TTG)的成因、陸核是環(huán)狀生長還是線狀生長、高級區(qū)與綠巖帶以及穹隆與龍骨構造的動力學機制等難題。

4.4 克拉通與造山帶下地殼對比

克拉通化的最直接結果，是大陸地殼有了明確的分層(成分、結構、變質相/熱梯度、流體以及相應的物理性質)，并且下地殼和上地幔在結構、能量和物理化學性質上達到了某種平衡。下地殼過程是一個重要的地質過程，有地殼的變質、物質-結構的分異，也有與地幔之間的能量與物質的交換，需要認真的深化，包括巖石學、地球化學、巖石物性的實驗室分析，野外的探測與觀測，還要有實驗與數字模擬。克拉通下地殼、造山帶下地殼、克拉通破壞地區(qū)的下地殼以及深源的下地殼-上地幔包體的對比研究是很有意思的研究方向，希望能給予關注。

多學科的交叉，避免同位素年代學和地球化學示蹤在前寒武紀研究中一家獨大，避免變質作用研究拘泥于小的露頭和巖石礦物樣品，要強調綜合研究，強調地質掛帥和野外第一，這不是遵循守舊，而是地質科學的特點所決定的。目前有關研究進展很大，得益于巖石學和地球化學，但研究中也有一些不足甚至瑕疵，歸咎于綜合地質研究的不足以及被輕視。最后的這段話也是沈其韓先生倡導的研究理念和工作方法。我謹以此文慶賀先生百年華誕，感謝先生多年的教誨與指導，并祝地質事業(yè)發(fā)達昌盛。

致謝本文得到國家自然科學基金重大項目“大陸地殼演化與早期板塊構造”(41890834)、重點項目(41530208)和中國科學院前沿重點項目(QYZDY-SSW-DQC017)聯合資助。得到項目組全體成員和學生的幫助，以及范宏瑞研究員、龐忠和研究員和趙平研究員提供資料和進行有益的討論。特別感謝在成文過程中萬渝生研究員的精心審閱和幫助。