楊文采， 于常青 “大地構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)”

國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室、中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京， 100037

內(nèi)容提要: 本篇討論超級(jí)大陸匯聚后逐漸變?yōu)榭死ɑ驍U(kuò)大克拉通的作用過程，即指經(jīng)及大陸碰撞地體匯聚后新形成的大陸塊逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)閯傂钥死ǖ淖饔眠^程。增生大陸巖石圈的克拉通化的作用后果，包括大陸地殼密度的增加，巖石圈地幔的增厚和大地?zé)崃髦档南陆?，使大陸巖石圈逐漸剛性強(qiáng)化。大陸碰撞后形成的大陸塊必須經(jīng)過克拉通化的過程，才能逐漸成為剛性克拉通。作用過程主要包括：① 上地殼沉積碎屑巖石結(jié)晶巖化和中地殼巖石角閃巖化； ② 下地殼巖石基性化；③ 大陸碰撞帶下凹莫霍面的磨平；④ 巖石圈地幔底侵加厚形成陸根。從大陸碰撞帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ倪^程也是巖石圈地幔不斷增厚而地殼緩慢變硬變冷的過程。這個(gè)過程包含以下作用：區(qū)域變質(zhì)作用，交代作用和巖石圈幔源巖漿的底侵。這個(gè)過程時(shí)間尺度比碰撞造山作用大一個(gè)級(jí)次。長(zhǎng)期的底侵作用使地殼巖石密度和強(qiáng)度不斷加大，改變巖層的礦物成分和局部結(jié)構(gòu)。當(dāng)大陸巖石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方軟流圈的熱能供應(yīng)逐漸減緩，使巖石圈地溫梯度緩慢下降，最終結(jié)果會(huì)形成大陸根。由于顯生宙大陸碰撞帶巖石圈強(qiáng)度弱，大陸碰撞時(shí)更容易造成巖石圈變形，因此大陸碰撞的板內(nèi)效應(yīng)主要發(fā)生在大陸內(nèi)的顯生宙碰撞帶。顯生宙大陸碰撞帶如果再次受到大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)的作用，其克拉通化的過程必然會(huì)推遲。

1 導(dǎo)言

上三篇評(píng)述中討論了從洋陸轉(zhuǎn)換到大陸碰撞作用的過程及其類型，這兩種作用使巖石圈實(shí)現(xiàn)了大陸巖石圈板塊體積上的增加(楊文采、宋海斌, 2014；楊文采，于長(zhǎng)青，2014a，2014b)。板塊構(gòu)造學(xué)認(rèn)為，地球巖石圈由若干個(gè)具剛性的板塊組成，所謂的古板塊的主體就是現(xiàn)今保存在大陸上的克拉通地體，它們包含有早元古代形成的陸核和克拉通化的大陸碰撞帶。由于典型的大陸巖石圈構(gòu)造單元為克拉通地體，顯生宙大陸碰撞帶內(nèi)增生的巖石圈還需要經(jīng)過克拉通化的作用過程，才能使巖石圈剛性提高，成為典型的大陸巖石圈。本篇評(píng)述將聚焦于各種巖石圈地質(zhì)作用對(duì)顯生宙大陸碰撞帶巖石圈的改造，即大陸匯聚后新增生的大陸變?yōu)榭死◣r石圈使全球克拉通逐漸擴(kuò)大的作用過程，這個(gè)過程乃是大陸增生的最后階段。

地球演化總趨勢(shì)為大洋生島、由島擴(kuò)陸、大陸增生、大洋消減。從地殼演化史來看，最早的大陸巖石出現(xiàn)在大約4.0Ga前，這時(shí)地球表面為玄武質(zhì)的"巖漿洋"所覆蓋，具有花崗質(zhì)的上地殼巖石雖然出現(xiàn)，但這種古老的花崗質(zhì)巖石只代表大洋中的若干個(gè)孤島。此后，由于巖漿分異作用，花崗質(zhì)巖石島嶼逐漸增多，它們相互作用拼合成為太古宙陸核。太古代之后陸核又通過碰撞拼合陸核和花崗質(zhì)巖石島嶼，逐漸擴(kuò)大而形成大陸?，F(xiàn)今，陸核形成作用成為研究地球早期演化的關(guān)鍵。由于形成年代久遠(yuǎn)，遺留的證據(jù)很少，地球早期克拉通化研究還需長(zhǎng)時(shí)間資料的積累。相比之下，由于形成年代不大久遠(yuǎn)，巖石圈中遺留的證據(jù)較多，元古代以后增生大陸克拉通化的研究可能較易突破。元古宙及以后北半球增生的大陸大致位置示如圖1a。其中顯生宙增生大陸主要在中亞的古亞洲洋碰撞帶和北美洲阿拉斯加—科迪勒拉俯沖造山帶。元古代重要大陸增生期(1.9～1.6Ga)的增生大陸主要分布在中國(guó)山西、北美洲中部和西北歐。圖1b為北美洲大陸巖石年齡分帶示意圖，表明北美大陸是由加拿大地盾為陸核向外逐漸增長(zhǎng)的，常被人用作大陸增生的例證(James, 1989; Taylor,1989; Pakiser and Mooney , 1989; Jolivet and Hataf ， 2001； Wardle and Hall , 2002)。

圖1(a)顯生宙增生大陸大致位置示意圖，紅色為顯生宙增生大陸，藍(lán)色為中元古代1.9～1.6 Ga北半球增生大陸; (b)北美洲大陸巖石年齡分帶示意圖，表明北美大陸是由加拿大地盾向外逐漸增長(zhǎng)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

全球陸殼生成年齡見圖2 。由圖可見，深黑色和網(wǎng)眼充填區(qū)域?yàn)榇箨懞撕吞胖婵死?，北美洲和非洲南部是克拉通陸核集中分布區(qū)；中元古代(1.9～1.6Ga)北半球增生的大陸廣泛分布，而紅色區(qū)新元古代(1.3Ga～530Ma)增生的大陸主要分布在南半球?qū)呒{大陸區(qū)。根據(jù)古地磁測(cè)定結(jié)果可知(Randolph et al., 1991, 1992)，中國(guó)西部和華南大部分陸塊在新元古代處在南半球?qū)呒{大陸東北緣，因此晚元古代登陸的洋陸轉(zhuǎn)換帶在中國(guó)西部和華南也廣泛分布。亞洲的顯生宙大陸增生的區(qū)域主要分布在古亞洲洋碰撞帶和亞歐板塊南部古特提斯和特提斯碰撞帶。

圖2 全球陸殼生成年齡略圖；深黑色為大陸核，紅色為新元古代新生陸殼Fig. 2 Illustration of continental rock ages worldwide, black shows continental cores, red shows accretion continents during Neoproterozoic

大陸是如何增生的？從物理學(xué)的角度看，大陸增生指的是大陸克拉通巖石圈結(jié)構(gòu)的形成和體積的增加。從化學(xué)的角度看，大陸增生指的是大陸花崗質(zhì)地殼成分相對(duì)大洋地殼的增加，即大洋物質(zhì)或地幔物質(zhì)向大陸成分的地殼物質(zhì)的轉(zhuǎn)化。大陸成分以富硅花崗閃長(zhǎng)巖類為主，大洋以富鈣、鎂(玄武質(zhì))巖石為主。表1為大陸和大洋地殼成分的體積含量(Taylor and Mclennan, 1995)。大陸增生作用的化學(xué)問題是地殼中硅與鉀如何增加，而鈣、鎂與鐵錳又如何減少的。大陸成分的物質(zhì)運(yùn)動(dòng)并匯聚成為相當(dāng)規(guī)模的巖石圈層，涉及一系列大地構(gòu)造作用。除上三篇評(píng)述中已經(jīng)討論的洋陸轉(zhuǎn)換和大陸碰撞之外，還包括大陸匯聚后新增生的大陸碰撞帶巖石圈變?yōu)榭死◣r石圈，從而使全球克拉通逐漸擴(kuò)大的作用過程。

2 增生大陸巖石圈的克拉通化

本節(jié)討論增生大陸碰撞帶巖石圈的克拉通化的作用，包括大陸地殼密度的增加，巖石圈地幔的增厚和大地?zé)崃髦档南陆?，使大陸巖石圈剛性強(qiáng)化的作用過程。反之，增生大陸巖石圈的去克拉通化就是大陸巖石圈剛性弱化，最典型的就是大陸裂谷作用，具體內(nèi)容將在下篇評(píng)述中討論。

表1 大陸和大洋地殼成分的體積含量 Table 1 Volume composition percentage of continental and oceanic crus

經(jīng)典大地構(gòu)造學(xué)最早把大陸分為地臺(tái)和地槽，后來演化為克拉通和造山帶兩大構(gòu)造單元，其中克拉通指大陸上含有陸核的穩(wěn)定的大地構(gòu)造單元，造山帶指構(gòu)造活動(dòng)區(qū)。這種劃分不僅過于粗略，而且沒有包含構(gòu)造活動(dòng)時(shí)代信息(James, 1989; Durrheim and Mooney, 1991; Moores and Twiss,1995; 楊文采，1998，2009；Richards et al., 2000; Wardle and Hall, 2002; Rogers, 2004; Fowler, 2005; Leeder and Perez-Arlucea, 2006)。后來不少學(xué)者試圖把大陸構(gòu)造分區(qū)細(xì)化，例如: 王鴻禎(1990，1996)將克拉通構(gòu)造單元按形成年代細(xì)分為三個(gè)級(jí)別：陸核形成于太古宙(>2800Ma)，原地臺(tái)形成于新太古代與古元古代(>1800Ma)，地臺(tái)形成于中新元古代(>800Ma)。陳國(guó)達(dá)(1977)注意到大陸內(nèi)部不僅有克拉通化的作用，還有與此相反的“活化”作用，提出了大陸活化區(qū)的概念。筆者趨向于根據(jù)大陸克拉通化的程度和形成年代將大陸構(gòu)造單元分為四類：克拉通，元古宙構(gòu)造活動(dòng)區(qū)，顯生宙大陸增生帶和顯生宙大陸裂陷省。克拉通仍指大陸上含有陸核的穩(wěn)定的大地構(gòu)造單元，陸核形成于太古宙。元古宙構(gòu)造活動(dòng)帶形成于元古宙，屬于尚未完全成熟的克拉通，包括元古宙登陸的洋陸轉(zhuǎn)換帶、大陸碰撞造山帶和大陸裂谷帶。顯生宙大陸增生帶包括未克拉通化但已登陸的洋陸轉(zhuǎn)換帶、大陸碰撞帶和安第斯型俯沖造山帶；巖石圈以擠壓應(yīng)力作用下地殼增厚為特征。顯生宙大陸裂陷省指去克拉通化的大陸裂谷帶，以拉伸應(yīng)力作用下地殼減薄為特征。根據(jù)克拉通化的程度和形成年代對(duì)大陸構(gòu)造單元的劃分見表2。

表2 根據(jù)克拉通化的程度和形成年代對(duì)大陸構(gòu)造單元的劃分Table 2 Continental tectonic unites based on degrees of cratonization and formation ages.

圖3 (a) 中國(guó)巖石圈等效粘滯系數(shù)分布圖，深度40km; (b)巖石圈等效粘滯系數(shù)分布圖，深度80km (來源：孫立軍等，2013); (c)青藏高原中地殼密度擾動(dòng)圖，深度約為38km, 色標(biāo)單位為：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

克拉通作為古老而且穩(wěn)定的大陸構(gòu)造單元，具有以下三個(gè)特點(diǎn)：① 巖石圈地幔的厚度大，典型者在100km以上。因?yàn)榇箨憥r石圈地幔最堅(jiān)硬，所以克拉通剛性強(qiáng)、構(gòu)造穩(wěn)定; ② 克拉通地殼經(jīng)過長(zhǎng)期的巖漿底侵和變質(zhì)作用，物質(zhì)分異比較徹底，上地殼和下地殼層密度加大，而中地殼層減薄、活動(dòng)特征減弱；③ 非大陸裂谷區(qū)的克拉通巖石圈地?zé)崃髅芏葴p小，一般在30～60mW/m2范圍內(nèi)。典型者如塔里木盆地，最低為25mW/m2。大陸碰撞后形成的大陸巖石圈是非常不均勻的，必須經(jīng)過克拉通化的過程，才能逐漸成為成熟的克拉通。從大陸碰撞帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ倪^程也是巖石圈地幔不斷增厚而地殼緩慢變硬變冷的過程。這個(gè)過程是非常緩慢的，時(shí)間尺度約1.0Ga，比碰撞造山作用時(shí)間大一個(gè)級(jí)次左右，下面看青藏高原和華北克拉通的例子。

圖3a、b 為中國(guó)巖石圈等效粘滯系數(shù)分布圖(孫立軍等，2013)，深度40km主要反映下地殼的強(qiáng)度; 深度80km等效粘滯系數(shù)分布主要反映巖石圈地幔的強(qiáng)度。由圖可見青藏高原巖石圈的粘滯系數(shù)(強(qiáng)度)比克拉通地區(qū)低兩個(gè)級(jí)次左右?？梢娗嗖馗咴鳛轱@生宙洋—陸轉(zhuǎn)換帶加中—新生代大陸碰撞帶，具有尚未克拉通化的大陸巖石圈 (Harrison et al.，1992; 許志琴等，1997; 肖序常等, 2000，2007; 楊文采，2009)。圖3c 為青藏高原密度擾動(dòng)圖，深度40km主要反映中地殼的物質(zhì)密度和強(qiáng)度，資料的取得與反演方法見侯遵澤，楊文采等(1997，1998，2001, 2011)文獻(xiàn)。對(duì)比圖3a 和圖3 c 可見，青藏高原大陸巖石圈不但粘滯系數(shù)低，而且中地殼的密度也比克拉通地區(qū)低一些，這是未克拉通化的標(biāo)志。

對(duì)比已經(jīng)克拉通化的華北克拉通和尚未克拉通化的青藏高原大陸巖石圈結(jié)構(gòu)，對(duì)于研究克拉通化作用過程有益。華北克拉通是中國(guó)最古老的克拉通，冀東遷西群和遼寧鞍山群有3.8～ 4Ga的同位素年齡數(shù)據(jù)(池際尚，1988；伍家善等，1998；李四光，孫殿卿等，1999；任紀(jì)舜等．1992；楊文采，2009； 翟明國(guó)，2012)。約2.5Ga前的阜平運(yùn)動(dòng)，2.3Ga前的五臺(tái)運(yùn)動(dòng)和1.8Ga前的中條(呂梁)運(yùn)動(dòng)分別形成了克拉通基底的三個(gè)組成部分，其中山西太行山—呂梁山這部分乃是古元古代構(gòu)造活動(dòng)帶，克拉通基底約形成在1600Ma。圖4a 為華北克拉通中地殼密度擾動(dòng)圖，深度約為17km。圖4b為華北克拉通大地構(gòu)造略圖，圖4c 太行山—呂梁山古元古代活動(dòng)帶演化模式(翟明國(guó)，2012)。

圖4b、c表明，太行山—呂梁山構(gòu)造活動(dòng)帶屬于古元古代的大陸增生區(qū)，而且還發(fā)育過大陸裂谷作用。華北克拉通中元古代以來的沉積蓋層都未經(jīng)變質(zhì)。古生代是華北克拉通最穩(wěn)定的時(shí)期，寒武紀(jì)—中奧陶世主要為從南向北超覆的淺海相碳酸鹽巖沉積，晚奧陶世—早石炭世地臺(tái)整體抬升、沉積缺失，中石炭世—中三疊世為一套從濱海沼澤相和陸相煤系沉積到紅層的碎屑巖系。晚三疊世開始華北克拉通解體，大致以太行山為界，其東部受伊佐奈畸大洋板塊俯沖的影響，晚中生代時(shí)有強(qiáng)烈的火山噴發(fā)和幔源巖漿活動(dòng)，地層發(fā)生褶皺并伴有逆沖推覆構(gòu)造。西部的鄂爾多斯地區(qū)仍保持穩(wěn)定狀態(tài)，中生代的湖相地層至今仍保持近水平產(chǎn)狀。中生代末華北東部轉(zhuǎn)化為伸展拉張環(huán)境，渤海、華北平原等盆地就是這時(shí)形成的。

由圖4a可見，華北克拉通中地殼密度擾動(dòng)幅度為35mg/cm3。在華北克拉通中部山西太行山—呂梁山部分中地殼密度比東西兩側(cè)都低，它的位置正好與古元古代地殼活動(dòng)帶對(duì)應(yīng)(圖4b)。低密度帶說明在古元古代的構(gòu)造活動(dòng)帶尚未完全克拉通化，在1600Ma形成的克拉通基底的根還不夠致密。由此可見，即使是元古宙的構(gòu)造活動(dòng)帶，它的地殼也還沒有致密到典型克拉通的程度，克拉通化的確是一個(gè)長(zhǎng)期和緩慢的大地構(gòu)造作用過程。華北克拉通(圖4a)與青藏高原(圖3c)對(duì)比可見，整個(gè)青藏高原的中地殼的密度都比較低，擾動(dòng)幅度大，為125mg/cm3。說明新生代大陸碰撞帶結(jié)構(gòu)遠(yuǎn)不如克拉通致密。克拉通化的含義之一就是使新生的大陸變得像典型克拉通那樣致密。

圖4 (a) 華北克拉通中地殼密度擾動(dòng)圖，深度約為17km, 色標(biāo)單位為：mg/cm3; (b)華北克拉通大地構(gòu)造略圖; (c) 華北克拉通古元古代活動(dòng)帶演化模式，引自翟明國(guó)(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)

對(duì)比了地殼密度結(jié)構(gòu)之后，再來了解大陸克拉通化前后巖石圈地震速度結(jié)構(gòu)有那些差別。典型大陸構(gòu)造單元地震P波速度柱狀圖對(duì)比見圖5(楊文采等，1989, 2011)。由此可見，新生的碰撞造山帶和典型克拉通地震速度結(jié)構(gòu)的差別是巨大的:① 碰撞造山帶的地殼厚度比克拉通大很多，尤其在上中地殼。青藏高原上地殼厚度比加拿大地盾地殼厚度還大; ② 碰撞造山帶的上中地殼含有低速層，說明它比較稀松，不如克拉通那么致密; ③ 碰撞造山帶的下地殼波速比克拉通下地殼高，有時(shí)可達(dá)7.3km/s，暗示它可能含有仰沖海洋板塊殘骸，或者有地幔物質(zhì)上涌，即發(fā)生巖漿底侵; ④ 克拉通巖石圈地幔厚度比地殼厚度大很多，一般都在2倍以上。碰撞造山帶的巖石圈地幔厚度通常不比地殼厚度大，因此克拉通巖石圈總厚度比碰撞造山帶的巖石圈厚度大。

圖5 全球大陸典型構(gòu)造單元地震P波速度柱狀對(duì)比圖，速度單位為km/sFig. 5 Comparison of crustal P-wave velocity structures among typical continental tectonic unites

圖6 青藏高原北部地震P波速度擾動(dòng)剖面圖(引自許志琴等, 1997)Fig. 6 A P-wave seismic velocity disturbance profile across northern Xizang(Tibet) plateau(after Xu Zhiqin et al., 1997)

地球探測(cè)資料還表明，從碰撞造山帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǎ瑤r石圈的厚度有可能經(jīng)歷從厚變薄，然后又從薄變厚的復(fù)雜過程。現(xiàn)今青藏高原處于碰撞晚期作用階段，圖6 是青藏高原北部地震P波速度擾動(dòng)剖面圖，負(fù)速度擾動(dòng)表明存在軟流圈上拱和巖石圈變薄。這一點(diǎn)也從青藏高原大地電磁法的電阻率剖面圖上得到證明，即青藏高原中部地殼下方存在低阻異常區(qū)。圖7 為過青藏高原北部大地電磁電阻率剖面圖，色標(biāo)表示電阻率，單位為103Ω·m。拉薩—岡底斯地體的下地殼和上地幔，處于大地電磁法低阻異常區(qū)，推測(cè)是為地幔巖漿底侵使地溫升高所致，地幔巖漿底侵常與軟流圈上拱有關(guān)，低阻異常區(qū)深達(dá)300km。

根據(jù)上述地球探測(cè)資料，從碰撞造山帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ膹?fù)雜過程可以用圖8說明。圖8a為從碰撞造山帶到克拉通巖石圈結(jié)構(gòu)變化示意圖(Kirby and Kronenbegr, 1987)。新碰撞造山帶巖石圈厚度較大，巖石圈地幔厚度和地殼厚度差不多。后碰撞造山帶巖石圈厚度明顯減少，地殼厚度也明顯減少?？死ɑ?，巖石圈地幔厚度增長(zhǎng)1～2倍，而地殼厚度不增大或者只有略微增長(zhǎng)(圖8b)。碰撞造山帶水平擠壓力很強(qiáng)，巖石圈下部垂直地應(yīng)力主要為重力和固體彈性力，作用方向向下。克拉通巖石圈下部垂直地應(yīng)力主要為來自軟流圈流體的浮力和熱力，作用方向向上。

大地?zé)崃髅芏日{(diào)查資料表明，大陸上裂谷帶地?zé)崃髅芏茸畲?，?0～120mW/m2范圍內(nèi)。新碰撞造山帶地?zé)崃髅芏容^大，在60～80mW/m2范圍內(nèi),巖石圈地幔厚度和地殼厚度差不多?？死ɑ螅瑤r石圈地?zé)崃髅芏葴p小，在30～60mW/m2范圍內(nèi)。因此，從碰撞造山帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ倪^程也是地殼緩慢變冷的過程。地殼變冷后巖石圈強(qiáng)度增加，可以用圖8c說明。如圖可知，巖石圈變冷后流變性減弱，強(qiáng)度增加，中地殼和巖石圈地幔加厚。由此可見，克拉通化的前階段可能是巖石圈逐漸變熱，后階段應(yīng)該是巖石圈逐漸變冷。

圖7 過青藏高原大地電磁電阻率剖面圖，色標(biāo)表示電阻率，103Ω·m (據(jù)魏文博,2009)Fig. 7 A magnetotelluric resistivity profile across Qinghai—Xizang(Tibet) Plateau(after Wei Wenbo, 2009)

圖8 從碰撞造山帶到克拉通巖石圈結(jié)構(gòu)變化示意圖: (a)碰撞造山帶到克拉通巖石圈剖面變化，單箭頭為垂直地應(yīng)力作用方向，雙箭頭示水平擠壓力; (b)碰撞造山帶到克拉通巖石圈結(jié)構(gòu)變化柱狀圖; (c) 從熱到冷的克拉通巖石圈強(qiáng)度變化示意圖(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)

未經(jīng)克拉通化的大陸巖石圈因?yàn)閯傂圆疃资茏冃?。因此顯生宙大陸碰撞帶位于現(xiàn)今巖石圈變形區(qū)。圖9 為現(xiàn)今全球大陸巖石圈變形區(qū)分類與位置圖，紅色為大陸擠壓變形區(qū)，紫色為大陸拉伸變形區(qū)，白色箭頭示地應(yīng)力方向與強(qiáng)度級(jí)別。對(duì)比圖2與圖9 可見，現(xiàn)今顯生宙大陸增生帶位于現(xiàn)今大陸巖石圈變形區(qū)。

根據(jù)現(xiàn)今大陸動(dòng)力學(xué)的研究可以認(rèn)為，顯生宙大陸碰撞帶克拉通化逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)閯傂钥死ǖ淖饔眠^程主要包括以下五個(gè)：

(1) 區(qū)域變質(zhì)作用——上地殼沉積碎屑巖巖石重結(jié)晶為堅(jiān)硬的結(jié)晶巖石；

(2) 巖石圈逐漸變熱, 下地殼巖石基性化，主要為麻粒巖化 ；

(3) 大陸碰撞帶下凹地殼的橄欖巖化和莫霍面的磨平；

圖9 現(xiàn)今全球大陸和海洋巖石圈變形區(qū)分類與位置，紅色為大陸擠壓變形區(qū)， 紫色為大陸拉伸變形區(qū)，白色箭頭示地應(yīng)力方向與強(qiáng)度級(jí)別Fig. 9 Illustration of worldwide deformation areas, red shows continental compression areas, purple shows continent extension areas, arrows show stress direction and strength

(4) 巖石圈地?zé)崃髅芏葴p小，逐漸變冷；

(5) 巖石圈地幔加厚和陸根的形成。

巖石圈克拉通化主要包括區(qū)域變質(zhì)作用和交代作用，巖石圈地幔巖漿的底侵和軟流圈流體的侵入作用。下面分別進(jìn)行討論。

3 克拉通化作用

圖10 變質(zhì)相隨時(shí)間和深度的變化示意圖Fig. 10 Metamorphic phases of crustal rocks related with time and depth

由大陸動(dòng)力學(xué)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，以下三種作用可造成巖石圈的克拉通化：區(qū)域變質(zhì)作用、交代作用和巖石圈幔源巖漿的底侵。變質(zhì)作用和交代作用在地質(zhì)學(xué)中早有詳細(xì)的描述，其實(shí)交代作用也常被視為變質(zhì)作用的一種。變質(zhì)作用主要指巖石在較高溫度、壓力的作用下礦物重結(jié)晶，相轉(zhuǎn)變或變成新礦物，巖石不發(fā)生部分熔融，物質(zhì)化學(xué)成分不改變。交代作用主要指巖石在較高溫度、壓力的作用下其中有的礦物不僅發(fā)生重結(jié)晶、相轉(zhuǎn)變或變成新礦物，而且還受流體或部分熔融熔體的作用使物質(zhì)化學(xué)成分發(fā)生局部變化。巖石圈內(nèi)高溫高壓下的變質(zhì)作用和交代作用的趨勢(shì)是提高巖石的密度與剛性，但都不會(huì)造成巖層明顯的相對(duì)運(yùn)動(dòng)和變形，即只改變巖層的礦物成分而不改變巖層的結(jié)構(gòu)。

在正常的溫壓條件下，上地殼沉積碎屑巖石重結(jié)晶為堅(jiān)硬的結(jié)晶巖石，如片麻巖，屬于區(qū)域變質(zhì)作用。常見的序列是，隨溫度升高砂頁(yè)巖變質(zhì)為板巖、片巖、副片麻巖。在較低的溫度和較高的壓力條件下，地殼玄武巖重結(jié)晶為藍(lán)片巖或者榴輝巖。區(qū)域變質(zhì)作用一般是緩慢的，隨作用時(shí)期長(zhǎng)短會(huì)發(fā)生相變，詳見圖10。圖10 為變質(zhì)相隨時(shí)間和深度的變化示意圖。由圖可見，由于下地殼玄武巖含量大，它們常在10 Ma的時(shí)間尺度內(nèi)變質(zhì)為榴輝巖，榴輝巖又在50 Ma的時(shí)間尺度內(nèi)變質(zhì)為基性麻粒巖。在中地殼各種片巖也可在10 Ma的時(shí)間尺度內(nèi)變質(zhì)為角閃巖，最后變?yōu)槁榱r。大陸碰撞帶地殼的克拉通化，包括沉積碎屑巖石重結(jié)晶為堅(jiān)硬的結(jié)晶巖石、中地殼巖石角閃巖化和下地殼巖石麻粒巖化。結(jié)晶巖化、角閃巖化和麻粒巖化的結(jié)果使地殼巖層更加均一，剛性提高。

圖11 降溫時(shí)地殼礦物的結(jié)晶序列和巖石循環(huán)示意圖。藍(lán)色箭頭標(biāo)志交代作用出現(xiàn)的大致位置Fig. 11 Crystallization sequence and rock cycle of crustal rocks, blue arrows show corresponding metasomatism point

在溫度較高的情況下，區(qū)域變質(zhì)作用同時(shí)還可能有部分熔融介入，這種變質(zhì)作用叫混合巖化作用(migmatization)，也有人稱為超變質(zhì)作用。它是介于變質(zhì)作用和典型巖漿作用之間的一種造巖作用。由外來的花崗質(zhì)巖漿注入變質(zhì)巖能形成混合巖，由來自地殼深部的富含堿金屬和二氧化硅的流體與變質(zhì)巖發(fā)生交代作用也能形成混合巖，由原來的變質(zhì)巖在高溫下發(fā)生選擇性重熔也能形成混合巖。

交代作用(metasomatism) 指在變質(zhì)作用和混合巖化作用過程中有物質(zhì)成分加入和帶出的一種作用，它是巖石的物質(zhì)成分在溫度、壓力和溶液濃度發(fā)生變化時(shí)的一種置換作用，既可發(fā)生在巖石圈上部，也可發(fā)生在巖石圈底部。巖石圈上部巖石在較高溫度作用下其中礦物不僅發(fā)生重結(jié)晶，而且還受流體或部分熔融熔體作用而使物質(zhì)成分發(fā)生局部變化。圖11b藍(lán)色箭頭標(biāo)志交代作用在巖石相變圖中出現(xiàn)的大致位置，即從變質(zhì)作用開始向熔融轉(zhuǎn)變的過渡區(qū)。巖石在升溫時(shí)少量地殼礦物會(huì)去結(jié)晶，去結(jié)晶序列可參考示意圖11a。交代的典型例子如硅化木，沉積層中的大樹干沉降到中下地殼后，有機(jī)質(zhì)為滲入的硅質(zhì)熱液充填交代，變?yōu)楣杌净?。這類作用不造成硅化木化石變形，屬于典型的交代。大陸碰撞造山帶地殼的克拉通化，要求20～40km深度的巖石逐漸基性巖化，巖石物質(zhì)成分中鐵鎂含量增加，僅僅重結(jié)晶是不夠的，還必須有交代作用，在下地殼巖石基性麻粒巖化過程中，交代作用有重要貢獻(xiàn)。不過，對(duì)下地殼和巖石圈克拉通化更加直接的巖漿底侵作用，它也與交代作用關(guān)聯(lián)。交代作用的一種方式叫滲透交代作用(infiltration metasomatism)。在這種作用下，巖石中的組分隨著孔隙和裂隙中的溶液而變動(dòng), 組分的變動(dòng)主要決定于壓力差，大范圍巖層被交代一般是通過這種方式進(jìn)行的。在巖石圈底部軟流圈的底辟也可以通過滲透交代作用造成巖石圈加厚，這種過程屬于巖漿底侵作用中的一類。除區(qū)域變質(zhì)作用和交代作用之外，傳統(tǒng)地質(zhì)學(xué)中還有深熔作用，指形成巖漿房或巖基的一種地質(zhì)作用。表3 比較了巖石圈與巖漿作用有關(guān)的四種形式的區(qū)別。

幔源巖漿底侵作用早在1973年已被提出(Fyfe and Leonardos, 1973; Furlong and Fountain, 1986)，指的是上地幔局部熔融產(chǎn)生的基性巖漿侵入到下地殼底部，導(dǎo)致下地殼巖石強(qiáng)烈的變質(zhì)和交代，造成下地殼巖石基性化。1980年代地球物理學(xué)家提出了一些地球物理判據(jù)，對(duì)巖漿底侵作用的內(nèi)涵和判識(shí)作了描述。此后，不少學(xué)者對(duì)這一作用進(jìn)行了深入的研究，使巖漿底侵作用得到了廣泛的認(rèn)同。由于地殼巖石的熱導(dǎo)率普遍低于上地幔巖石，來自地幔的熱流可以在Moho面下方聚集而誘導(dǎo)局部熔融，而高溫的幔源巖漿的底侵，將使地殼升溫變質(zhì)并使其中角閃巖類熔融，在地殼內(nèi)部產(chǎn)生少量I型花崗巖類。由此可見，克拉通化的底侵作用是研究殼幔物質(zhì)交換與大陸增生演化的重要途徑之一。

表3 巖石圈與四種巖漿作用形式的比較Table 3 Comparison of four types of lithospheric magma processes

圖12 過波羅的克拉通的反射地震剖面，顯示下地殼強(qiáng)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)

圖12和圖13示出巖漿底侵作用的地球物理的典型剖面。由圖12可見， 過波羅的克拉通的反射地震剖面上顯示出下地殼存在許多的強(qiáng)反射體。由圖13可見到類似的情況，東西向穿過北蘇格蘭海濱的反射地震剖面顯示大量下地殼強(qiáng)反射體，以及插入上地幔的反射體，它對(duì)應(yīng)地質(zhì)圖中的Flannan逆掩斷層。類似的現(xiàn)象在北美加拿大地盾上也觀測(cè)到。下地殼存在許多強(qiáng)反射體可用圖14 的模型解釋。圖14a表示碰撞帶地殼底部熱流在Moho面下方聚集而誘導(dǎo)局部熔融，形成高溫的幔源巖漿；圖14b表示局部熔融產(chǎn)生的基性巖漿侵入到下地殼底部；圖14c 表示下地殼巖石強(qiáng)烈的變質(zhì)和交代，造成下地殼巖石基性化，同時(shí)形成大量下地殼強(qiáng)反射體。長(zhǎng)期的底侵作用使地殼巖石密度和強(qiáng)度不斷加大，最終形成克拉通化地殼。

圖13 東西向穿過北蘇格蘭海濱的反射地震剖面，顯示下地殼強(qiáng)反射， 以及插入上地幔的反射體(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)

克拉通化的巖漿底侵作用使碰撞造山帶克拉通化的速率有多快？這是一個(gè)很有意義的問題。筆者曾用莫霍面反射體的厚度估算過巖漿底侵作用的速率，詳見圖15 (楊文采等,1999, 2002, 2005; 汪集旸等, 2002)。圖15為過蘇北東?？h南的深反射地震剖面，與巖漿底侵作用有關(guān)的強(qiáng)反射地震層出現(xiàn)在9～10s之間，具有從南東向北西逐漸變薄的趨勢(shì)。這個(gè)反射層的底面深度在30～33km之間(對(duì)應(yīng)雙程走時(shí)為10s)，反映的正是Moho面的深度，在Moho面之上的強(qiáng)反射層，被認(rèn)為是殼幔過渡層的標(biāo)志。這種強(qiáng)反射的殼幔過渡帶，可以用下地殼底部的基性麻粒巖與超基性巖(或榴輝巖)的互層來解釋。在東?？h科學(xué)鉆探靶區(qū)，我們用大量露頭樣品或巖芯測(cè)得榴輝巖的密度均值為3.53g/cm3，P波速度平均為7520m/s；石榴子石二輝橄欖巖密度為3.5g/cm3，VP為7830m/s。在常溫常壓之下，基性麻粒巖密度為3.1g/cm3，VP為7170m/s。因此，麻粒巖與橄欖巖(或榴輝巖)之間有明顯的波阻抗差異，它們的互層將產(chǎn)生強(qiáng)反射帶。由反演求出對(duì)應(yīng)層波速為7600m/s(見圖14b)，也證明它是巖漿底侵作用形成殼幔過渡層。

圖14 解釋下地殼存在許多強(qiáng)反射體的模型；(a) 形成高溫的幔源巖漿; (b) 侵入到下地殼底部；(c) 變質(zhì)與交代造成下地殼巖石基性化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

圖15 過蘇北東?？h南部的深反射地震剖面(左)及波速—推測(cè)巖性柱狀圖(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面是上地幔與下地殼之間一個(gè)十分活躍的開放邊界，地幔巖漿可通過它添加到地殼之中，使地殼增生。Cox指出(1980)，當(dāng)苦橄質(zhì)巖漿底侵到下地殼時(shí)，由于其密度大于地殼麻粒巖，此巖漿會(huì)囤積在地殼底部并發(fā)生分異作用，分異成為下部的富橄欖石加輝石的堆積巖及上部的輝長(zhǎng)巖及斜長(zhǎng)巖，這種作用如果多次發(fā)生，就將產(chǎn)生對(duì)應(yīng)Moho面過渡帶的深反射夾層。高溫的幔源巖漿底侵的加熱效應(yīng)，還可使地殼內(nèi)角閃巖類熔融而產(chǎn)生少量的I型花崗巖類，而蘇魯?shù)貐^(qū)這種燕山晚期的花崗巖也廣泛分布。

根據(jù)大陸科學(xué)鉆探的測(cè)定，該區(qū)地表熱流值為76mW/m2，屬高熱流值大陸地區(qū)(胡圣標(biāo)等，2000；汪集旸等, 2001；何麗娟等，2006)。中侏羅世以來在蘇魯?shù)貐^(qū)的主要地殼熱事件可以從區(qū)域地質(zhì)圖上找到依據(jù), 這就是早白堊世的火山巖與古近紀(jì)的玄武巖群。東?？h南安峰山就是由玄武巖組成的山峰, 池際尚等根據(jù)巖石地球化學(xué)資料計(jì)算得出古近紀(jì)蘇北玄武巖的上地幔源區(qū)深度為66km,即現(xiàn)今巖石圈的底部(圖16)；火山作用大約從65Ma開始, 于32.8Ma左右結(jié)束，總共經(jīng)歷了約32.2Ma。由于殼幔過渡層的最大厚度為3km左右(見圖15下方箭頭所示)，可知本區(qū)由巖漿底侵作用造成大陸地殼增厚的最大平均速率不大于0.12mm/a，屬于非常緩慢的巖石圈地質(zhì)作用。從大陸碰撞帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ倪^程也是巖石圈地幔不斷增厚而地殼緩慢變硬變冷的過程。這個(gè)過程是非常緩慢的，時(shí)間尺度約1.0Ga，比碰撞造山作用時(shí)間大一個(gè)級(jí)次。由此可知，地球上的超級(jí)大陸很難完成整體的克拉通化，因?yàn)榇箨懥压茸饔玫闹芷谛∮诳死ɑ芷?，因此在克拉通化的中途被裂解的概率較大。

圖16 中國(guó)巖石圈厚度等值線圖，由上地幔P波低速層頂面深度估算(引自袁學(xué)誠(chéng)等，1997)Fig. 16 Lithospheric thickness map of China obtained based on seismic data(source:Yuan Xuecheng et al，1997)

起源于巖石圈底部的巖漿底侵的加熱效應(yīng)，能夠一直維持下去嗎？回答可能是否定的。巖石圈地幔巖石中的主要礦物成分為橄欖石和輝石, 輝石的熔點(diǎn)比橄欖石低，而且含有結(jié)晶水。因此，當(dāng)巖石圈地溫梯度升高時(shí)，輝石首先熔融形成玄武質(zhì)巖漿。玄武質(zhì)巖漿向上滲透并在莫霍面下方匯聚，一方面促成巖漿底侵，另一方面又使巖石圈底部失去輝石而逐漸橄欖巖化。玄武質(zhì)巖漿形成、向上滲透和橄欖巖化都需要吸收大量熱能，因此起源于巖石圈底部的巖漿底侵作用取決于下方軟流圈的熱能供應(yīng)。當(dāng)大陸巖石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方軟流圈的熱能供應(yīng)逐漸減緩，巖漿底侵作用便會(huì)由強(qiáng)轉(zhuǎn)弱，同時(shí)使巖石圈地溫梯度緩慢下降。巖石圈底部溫度下降的最終結(jié)果會(huì)使下方緊鄰的部分軟流圈變?yōu)閯傂缘膸r石圈地幔，這就是所謂的“大陸根”。本來巖石圈地幔和軟流圈在組成礦物成分上沒有多大區(qū)別的，不同的只是部分熔融的程度和流變特性，而且決定于溫度的變化。

圖17 東亞P波地震層析成像圖，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 )

“大陸根”指古老克拉通巖石圈向下方軟流圈突出部位。在北美加拿大地盾區(qū)首先發(fā)現(xiàn)大陸根，最深達(dá)400 km(楊文采，1998)。在中國(guó)，鄂爾多斯和四川分別是未經(jīng)破壞的華北與揚(yáng)子克拉通。圖16為中國(guó)巖石圈厚度等值線圖，由上地幔P波低速層頂面深度估算(袁學(xué)誠(chéng)等，1997)。由此可見，塔里木、鄂爾多斯和四川都是巖石圈厚度大的克拉通地體，巖石圈最厚達(dá)200km，反映有大陸根的存在。中國(guó)東部在侏羅紀(jì)巖石圈遭受減薄，因此華北及揚(yáng)子克拉通巖石圈厚度東部較小。圖17為深度300km處的東亞P波地震層析成像圖(Chang Li et al.，2006)。由此可見，西伯利亞克拉通、鄂爾多斯和四川都呈現(xiàn)塊狀的低速異常區(qū)，反映了大陸根的存在。

4 大陸碰撞的板內(nèi)效應(yīng)

圖19 東亞地區(qū)5級(jí)以上不同深度地震震中分布圖(據(jù)馬宗晉等，2010)Fig. 19 Distribution of earthquakes in East Asia(source: Ma Zongjin et al., 2010)

早先，板塊構(gòu)造學(xué)曾認(rèn)為板塊內(nèi)部很少發(fā)生動(dòng)力學(xué)作用，此作用主要發(fā)生在板塊之間的邊界兩側(cè)。大陸巖石圈調(diào)查表明，大陸板塊碰撞的作用范圍可深入板塊內(nèi)部幾千千米。例如，圖18是東亞地區(qū)莫霍面深度分布圖(Milshteyn et al., 2012; 楊文采，2014)，深度在50 km以上的區(qū)域顯示在黑框內(nèi)的棕色和深棕色區(qū)。如圖可見，大陸板塊碰撞造成的大洋封閉和地殼物質(zhì)增厚范圍從雅魯藏布江一直深入到亞歐板塊內(nèi)部的蒙古。天山、阿爾泰和秦嶺等古生代碰撞造山帶的山根本應(yīng)該被磨平，但是又為印度的碰撞擠壓而新生出來。圖19為東亞地區(qū)5級(jí)以上不同深度地震震中分布圖(馬宗晉等，2010)。在板塊構(gòu)造學(xué)中，地震帶是板塊邊界的標(biāo)志之一，在板內(nèi)本應(yīng)該少有。但是在圖19中，5級(jí)以上不同深度的地震震中分布也從雅魯藏布江一直深入到亞歐板塊內(nèi)部的貝加爾地區(qū)，向北逐漸稀疏散布?？梢?，大陸碰撞的板塊內(nèi)部效應(yīng)是不可忽略的。分析圖18和圖19可知，新生代印度對(duì)亞歐大陸板塊的碰撞在大陸內(nèi)主要影響的區(qū)域?yàn)轱@生宙大陸碰撞帶，而對(duì)堅(jiān)硬的克拉通地體內(nèi)部影響不大。例如，這次碰撞對(duì)塔里木克拉通地體影響不大，而對(duì)更遠(yuǎn)離印度的天山、阿爾泰、蒙古—鄂霍茨克拼合帶都有巨大影響。這一現(xiàn)象表明，由于顯生宙大陸碰撞帶巖石圈在未克拉通化時(shí)強(qiáng)度弱，大陸碰撞時(shí)更容易造成巖石圈變形，因此大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)主要發(fā)生在大陸內(nèi)的顯生宙碰撞帶。顯生宙大陸碰撞帶如果再次受到大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)的作用，其克拉通化的過程必然會(huì)減緩。大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)雖然會(huì)推遲顯生宙大陸碰撞帶的克拉通化過程，增加了區(qū)域構(gòu)造演化的復(fù)雜性，但有利于區(qū)域成礦作用的發(fā)生。

圖20 過北天山深反射地震剖面圖(據(jù)劉保金等, 2007); 北天山下方地殼反射體RA和RC， 莫霍面反射體RM，紅箭頭表示上地殼逆沖方向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)

圖21 過龍門山和四川盆地西緣深反射地震剖面圖 (于常青提供); MWF、BYF、AGF為逆沖斷裂，圓圈中字母D和F為地殼拆離斷裂Fig. 21 Deep seismic profile across Longmenshan; MWF, BYF and AGF show thrust faults

大陸地殼上地幔的不均勻性比大洋區(qū)嚴(yán)重，顯生宙大陸碰撞帶巖石圈低強(qiáng)度高流變地區(qū)在外力作用下，會(huì)首先產(chǎn)生形變和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)，這就是大陸板塊內(nèi)部也會(huì)發(fā)生大規(guī)模構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的原因。大陸碰撞是最劇烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)之一，它雖然發(fā)生在板塊邊界，而沖擊力傳遞到大陸板塊內(nèi)部后，在大陸板塊內(nèi)部低強(qiáng)度高流變地區(qū)產(chǎn)生響應(yīng)，產(chǎn)生形變和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)，這就是大陸碰撞的板內(nèi)效應(yīng)。

中國(guó)西部是發(fā)生印度—亞歐板塊大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)的主要地區(qū)。碰撞時(shí)前方亞歐板塊中低強(qiáng)度青藏高原巖石圈形變破裂，形成沿薩彥嶺到貝加爾湖的走滑拉伸斷裂帶。碰撞使青藏高原和中北亞大面積地殼縮短增厚、顯生宙碰撞造山帶的再次隆升、巖石圈走滑變形調(diào)整。此外，青藏高原內(nèi)部地震頻繁發(fā)生，說明青藏高原內(nèi)部還處于大陸碰撞后期地塊相互作用的調(diào)整階段。正交于印度—亞歐板塊大陸碰撞作用力方向的顯生宙碰撞造山帶，如天山、祁連山和秦嶺，在大陸碰撞之后由于地殼縮短再次發(fā)生隆升。圖20為過北天山深反射地震剖面圖。由圖可見，北天山下方中地殼有反映地殼拆離的反射體RA，北天山上地殼向北逆沖，造成天山隆升和前方昌吉盆地下陷。青藏高原下地殼物質(zhì)向東和東南方向的蠕動(dòng)還可促成巴顏喀拉地塊的上地殼拆離和向東逆沖，結(jié)果使龍門山隆升。圖21為過龍門山和四川盆地西緣深反射地震剖面圖。由圖可見，龍門山下方中地殼有反映地殼拆離斷裂的多組反射體，龍門山上地殼向東逆沖，造成龍門山隆升和前方成都盆地下陷。地殼拆離在龍門山向上轉(zhuǎn)變?yōu)槟鏇_斷層組MWF等，下方12km處正是2008年汶川大地震發(fā)生之處。

5 結(jié)論

(1) 克拉通化指大陸碰撞地體匯聚后新形成的大陸塊逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)閯傂钥死ǖ伢w的作用過程。增生大陸巖石圈的克拉通化的作用后果，包括大陸地殼密度的增加，巖石圈地幔的增厚和大地?zé)崃髦档南陆?，都使大陸巖石圈剛性強(qiáng)化。

(2) 大陸碰撞后形成的大陸塊內(nèi)部巖石圈是非常不均勻的，其中的古洋陸轉(zhuǎn)換帶必須經(jīng)過克拉通化的過程，才能逐漸成為剛性化的克拉通地體。作用過程主要包括：① 上地殼沉積碎屑巖石結(jié)晶巖化和中地殼巖石角閃巖化; ② 下地殼巖石基性化; ③ 大陸碰撞帶下凹莫霍面的磨平; ④ 巖石圈地幔底侵加厚形成陸根。

(3) 從大陸碰撞帶轉(zhuǎn)變?yōu)榭死ǖ倪^程也是巖石圈地幔不斷增厚而地殼緩慢變硬變冷的過程。這個(gè)過程包含以下作用：區(qū)域變質(zhì)作用，交代作用和巖石圈幔源巖漿的底侵。這個(gè)過程時(shí)間尺度比碰撞造山作用大一個(gè)級(jí)次。

(4) 巖漿底侵作用是巖石圈地幔中局部熔融產(chǎn)生的基性巖漿侵入到下地殼底部，并使下地殼巖石產(chǎn)生強(qiáng)烈的變質(zhì)與交代，造成下地殼巖石基性化。克拉通化的巖漿底侵作用屬于緩慢的巖石圈地質(zhì)作用。長(zhǎng)期的底侵作用使地殼巖石密度和強(qiáng)度不斷加大，改變巖層的礦物成分和局部結(jié)構(gòu)。

(5) 當(dāng)大陸巖石圈克拉通化到一定程度之后，由于下方軟流圈的熱能供應(yīng)逐漸減緩，使巖石圈地溫梯度緩慢下降。巖石圈底部溫度下降的最終結(jié)果會(huì)使下方緊鄰的部分軟流圈變?yōu)閯傂缘膸r石圈地幔，這就是所謂的“大陸根”。

(6) 由于顯生宙大陸碰撞帶巖石圈強(qiáng)度弱，大陸碰撞時(shí)更容易造成巖石圈變形，因此大陸碰撞的板內(nèi)效應(yīng)主要發(fā)生在大陸內(nèi)的顯生宙碰撞帶。顯生宙大陸碰撞帶如果再次受到大陸碰撞板內(nèi)效應(yīng)的作用，其克拉通化的過程必然會(huì)推遲。