地球物理学报编辑手中
刊名： 地球物理学报 Chinese Journal of Geophysics主办： 中国地球物理学会;中国科学院地质与地球物理研究所周期： 月刊出版地：北京市语种： 中文;英文;开本： 16开ISSN： 0001-5733CN： 11-2074/P邮发代号： 2-571历史沿革：现用刊名：地球物理学报创刊时间：1948该刊被以下数据库收录：CA 化学文摘(美)(2009)SCI 科学引文索引(美)(2009)CBST 科学技术文献速报(日)(2009)Pж(AJ) 文摘杂志(俄)(2009)中国科学引文数据库(CSCD—2008)核心期刊：中文核心期刊(2008)中文核心期刊(2004)中文核心期刊(2000)中文核心期刊(1996)中文核心期刊(1992)复合影响因子： 综合影响因子： 可以投稿，但是审稿通过率就不是自己可以控制的了。。。。可以试试
赵凤清金文山甘晓春
（天津地质矿产研究所，天津300170）
孙大中
（中国科学院广州地球化学研究所，广州510640）
摘要宁德—湖口断面东起福建省宁德市，西至江西省湖口市，穿越了华夏地块和扬子地块东南缘。华夏地块出露的最老的结晶基底为2400～2000Ma古元古代岩石，扬子地块最老的结晶基底为2200～2000Ma的古元古代岩石。这些基底岩石已遭受角闪岩相（华夏地块）或高绿片岩相—低角闪岩相（扬子地块东南缘）变质作用的改造，大体代表了断面穿越两地块的中地壳特征。火成岩的tDM和火成岩中捕获和/或继承锆石年龄变化于2750～2500Ma，有些达3100Ma，揭示了下地壳的年龄信息。华夏地块的大量花岗质岩石为S型且具负的εNd值，表明下地壳物质组成主体为长英质成分。华夏地块加里东期花岗质岩石的εNd值为—11～—8，而燕山期花岗质岩石的εNd为—6～—1，显示出随着时代的演化，华夏地块下地壳的物质组成由“富花岗质”（富集型）向“贫花岗质”（贫瘠型）方向演化，这主要是受地壳分异作用以及地幔物质添加作用的影响。扬子地块东南缘的花岗质岩石和酸性火山岩虽然主体仍以过铝S型为主，但其εNd值变化于—6～＋4之间，表明扬子地块的下地壳有较多的地幔物质加入，造成其下地壳的成分成熟度低于华夏地块。
关键词宁德—湖口断面下地壳的成分和时代华夏地块扬子地块tDM捕获锆石年龄
1引言
探讨大陆下地壳的时代和物质组成是一项十分艰难的研究工作，这主要是由于大陆地壳的形成具有十分复杂的历史和过程，同时人们也缺乏对深部地壳不均匀性的深入了解。近些年来在探讨下地壳信息方面已做了较多的尝试，如地震反射和衍射方法[4,14]、岩浆岩的深源包体的研究[12,13]以及对出露的深部地壳剖面的研究[1,2]。下地壳的物质组成和结构并不是一成不变的，往往随时代演化发生很大变化，那么怎样才能描绘这一动力学过程呢？地球化学，尤其是同位素地球化学，可以用作一种探针来剖析这个过程。本文主要通过地质、地球化学和地质年代学的综合研究来探讨宁德—湖口断面下地壳的性质。
2宁德—湖口地学断面的地震波速结构
近些年来，华南已相继完成了宁德—湖口[15]、温州—屯溪[18]、泉州—黑水[11]数条地学断面（图1），其中宁德—湖口断面东起福建的宁德，经政和、崇安、乐平，至江西的湖口，穿越了华夏地块和扬子地块两大构造单元。地震波速结构揭示出断面走廊的地壳厚度约为30km，可划分出上、中、下地壳，界限约在10km和20km。上地壳的Vp为～，密度为～，主要由沉积岩、花岗质岩石和板岩、千枚岩之类的变质岩石组成。中地壳Vp由到，密度由到，主要由角闪岩相变质的岩石组成，其中在断面的东端（政和以东）在14km至17km深度之间，存在低速层（Vp≈），很可能属滑脱构造层性质。下地壳的Vp为～，和长英质—镁铁质麻粒岩的Vp一致。下地壳的上部Vp≤，和酸性—中性麻粒岩的Vp吻合[14]，下地壳的底部Vp>，表明其成分偏镁铁质成分，指示有较强烈的地幔物质添加。
图1华南构造格架及地学断面位置略图
断面1、2、3分别代表温州—屯溪、宁德—湖口和泉州—黑水断面
3断面走廊的变质基底
华夏地块的变质基底包括了三大构造层（图2）：古元古代的麻源群、中元古代的马面山群和新元古代—早古生代的长汀超群（或称之为长汀浅变质岩系）。
图2宁德—湖口地学断面走廊地质略图，主要表示变质基底的分布及特点
1—古元古代地层；2—中元古代地层；3—新元古代地层；4—新元古代—早古生代地层；5—寒武纪—白垩纪地层；6—第四纪；7—花岗质岩石
麻源群主要由黑云斜长片麻岩、石榴黑云斜长片麻岩、石榴云母片岩、云母石英片岩、夹斜长角闪岩和大理岩。这套岩石已遭受角闪岩相变质作用的改造，其p=400～650MPa,T=550～680℃[7]，表明其埋深大致由16km至24km。麻源群上部的岩石流体包裹体以H2O为主，而下部则主要为CO2+H2O。麻源群地层至少遭受四期变形，前两期为韧性—塑性流变机制共轴叠加的平卧（或等斜）褶皱，大量的颗粒锆石U-Pb测年数据表明其时代为2400～2000Ma[3]。
马面山群与麻源群多呈构造接触关系，主要由变质的双峰式细碧—角斑岩（岩性为绿帘斜长角闪岩和钠长变粒岩）、十字石榴云母片岩、云母石英片岩、大理岩和石英岩。这套地层已遭受高绿片岩相—低角闪岩相变质作用的改造。同位素年龄值显示马面山群成岩时代为1400～1000Ma。
长汀超群呈构造关系和麻源群接触，为一套绿片岩相变质的岩石组合，下部岩性为斜长云母石英片岩、石英黑云片岩，上部为浅变质的粉砂岩、长石石英砂岩、板岩、千枚岩和杂砂岩。
综上所述，麻源岩的岩石组合大致反映了宁德—湖口断面东段华夏地块的中地壳的特点，长汀超群可能代表上地壳褶皱基底的特点，马面山群分布比较局限，从特点上看可能处于中地壳和上地壳的过渡带。
在扬子地块的东南缘，变质基底包括古元古代的星子群和中元古代的双桥山群（图2）。星子群出露于庐山附近，主要由十字石榴黑云片岩、石榴云母片岩、云母石英片岩和黑云斜长变粒岩组成，夹有斜长角闪岩、石英岩和不纯大理岩。岩石的变质程度为高绿片岩相—低角闪岩相，其T=530～600℃，p=400～570MPa，估计埋深大约在15～20km，由此推测星子群岩石组合反映了扬子地块东南块东南缘中地壳的特点。颗粒锆石U-Pb年龄表明其时代为2200～2000Ma。
双桥山群和星子群呈构造接触，主要由绢云母板岩、千枚状板岩、变质粉砂岩、杂砂岩和凝灰质板岩为主，夹有双峰式细碧角斑岩建造，岩石主体遭受低绿片岩相变质，局部达高绿片岩相，年龄为1700（?）～1000Ma。
4断面的下地壳时代
沿断面走廊未见麻粒岩地体出露，因此下地壳的时代主要依靠Nd的模式年龄（tDM）和火成岩的捕获锆石年龄进行示踪研究。锆石是一种硅酸岩矿物，从理论上它应从SiO2饱和—过饱和岩浆中结晶，因此岩浆岩中捕获/或继承锆石时代揭示出深部长英质基底的时代信息。基性岩的tDM可以用来粗略估计“早期造壳时代（early crust formation age）”，而长英质火成岩的tDM可以解释为源岩的地壳滞留年龄（residence age）。
华夏地块下地壳的时代
前人对该区火成岩的同位素测年工作已发现一些大于2500Ma的年龄，朱玉磷（1985）发表的新桥花岗闪长岩的微量锆石U-Pb年龄为2713Ma，尔后，又相继报道了一些老的U-Pb年龄信息：汤湖花岗岩年龄2516Ma[9]，清湖岩体2642Ma[10]，德化花岗岩3051Ma年龄[17]。最近周新华（1992）在江绍断裂附近陈蔡群斜长角闪岩中获得了（3125±184）Ma的全岩Sm-Nd等时线年龄，这些年龄值多落在2750～2500Ma区间内，少数点达到3100Ma，揭示出华夏地块下地壳形成时代的信息。使用颗粒锆石U-Pb测年也发现华夏地块存在2415～2589Ma的年龄（表1），进一步佐证在华夏地块深部存在2750～2500Ma的长英质基底。
表1断面走廊火成岩的捕获锆石U-Pb分析
① 误差为2σ；②对空白和稀释剂已作校正；③对空白、稀释剂和初始铅已作校正。
华夏地块的花岗岩分布非常广泛，侵位时代从古元古代延续至中生代，其元素地球化学和同位素地质化学特点显示出S型花岗岩特征，表明这些花岗岩主体是由深部长英质基底深熔作用的产物。因此花岗岩可以视为一种探针来分析下地壳时代和成分。
中条期花岗质岩石（1900士100）Ma的tDM为2602～2674Ma（表2，图3），其fsm/Nd和εNd变化很小，表明其同位素组成基本上没受到后期AFC过程的明显影响，因此2600～2700Ma大致可看作中条期花岗质岩石的源岩时代。
表2华夏地块Sm、Nd同位素分析数据
加里东期花岗质岩石（400～450Ma）的tDM年龄多数落在1800～2500Ma区间内（表2，图3），这一时限和麻源群的时代大体吻合。野外证据表明加里东期花岗岩体与麻源群之间多呈侵入关系，并非麻源群分熔作用的产物，因此加里东期花岗质岩石的源岩时代应大于2500Ma。
燕山期花岗质岩石（100～120Ma）的tDM变化较大，但总体上小于2000Ma（表2，图3）。燕山期花岗质岩石具高的εNd值，暗示其源岩已遭受较强烈的地幔物质添加作用的影响，幔源物质添加作用可能是造成tDM年龄偏低的主要原因。
图3华夏地块tDM年龄直方图
1—中条期花岗岩；2—加里东期花岗岩；3—燕山期花岗岩
图4华夏地块斜长角闪岩的tDM年龄直方图（原始数据见赵凤清等，1995）
1—古元古代；2—中元古代
变质基性火山岩（斜长角闪岩）的tDM年龄已归纳于图4中，麻源群的斜长角闪岩的tDM主体在2400～2600Ma以及2000～2300Ma两个时间段内，马面山群的tDM为2000～2300Ma，揭示出华夏地块早期多期次地幔岩浆的底板垫托时代多发育在2000～2300Ma以及2400～2600Ma。
扬子地块（东南缘）下地壳的时代
扬子地块（东南缘）岩浆岩中许多捕获锆石的颗粒锆石U-Pb年龄大于（表1），大致可划分为2700～2800Ma和2200～2450Ma两个时间段内，揭示出扬子地块东南缘深部地壳长英质基底的时代信息，一些酸性火成岩的tDM年龄也佐证这一认识（表3）。
表3扬子地块赣东北火成岩的Sm、Nd同位素分析数据
① 全岩；②斜长角闪岩；③角闪石。
基性火山岩的tDM变化很大，多数变化于2000～2400Ma和1300～1700Ma两个区间内，有一些tDM达2600～2800Ma（表3），指示了扬子地块东南缘发生了深部地壳的底板垫托作用的时代。
5断面走廊下地壳的成分
火成岩的元素地球化学和同位素地球化学揭示出下地壳主体由长英质岩石组成，但成分变化十分复杂，两个地块下地壳成分存在较明显差异，在下地壳的不同深度层次成分也不尽相同，随着地质的演化下地壳的成分也发生一定程度的变化。
华夏地块下地壳的成分
中条期花岗质岩石类型为花岗闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩，主体为S型，少量为I型或I型和S型的过渡型。花岗质岩石的εNd为～值为～，表明源岩应以长英质岩石为主。
加里东期花岗岩为高钾的钙碱性钾长花岗岩、碱长花岗岩和花岗闪长岩，主体以S型花岗岩为主。花岗质岩石具负的εNd值（-11～-8）和低的147Sm/144Nd值（～），表明它们应来源于“花岗质富集”的源岩。
燕山期花岗质岩石包括碱长花岗岩、钾长花岗岩以及二长花岗岩，在燕山晚期出现碱性花岗岩，元素地球化学显示这期花岗质岩石主体仍以S型为主，但较之前两期花岗岩其A型和I型相对于S型的比例增生。燕山期花岗岩的εNd为-6～-1，也明显高于前两期花岗岩。碱性花岗岩的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值类似燕山期其它类型的花岗岩[20]，表明它们的源岩是相似的，应来源于古老的地壳岩石的分熔作用，碱性花岗岩具有较高εNd，意味着有较强烈的地幔物质添加。
图5表示的是εNd随时代的演化过程，由此反映出中条期的下地壳成分演化程度要高于中条期（前者更富长英质），加里东期下地壳成分演化程度要高于燕山期。加里东期花岗岩的εNd值的特点表明其源岩基本上没受到地幔物质添加，因此由中条期至加里东期下地壳成分变化可能是受地壳分异作用影响的结果。燕山期花岗质岩石具较高的εNd值，其源岩很可能是地壳和受地幔物质添加的混合体，表明由加里东期至燕山期下地壳成分变化是受地幔物质添加的影响。
图5华夏地块花岗岩的εNd—t图解
反映εNd随时代演化特点
扬子地块下地壳的组成
扬子地块东南缘晋宁期花岗质岩石（900Ga±500Ma）主要为钙碱性岩浆岩，岩石类型包括二长花岗岩、花岗岩、花岗闪长岩和钾长花岗岩，在有些岩体中含有富铝矿物（堇青石、石榴子石、黑云母）包体以及夕线片岩岩石包体[25]。地球化学特点也显示出S型特点。晋宁期花岗岩具较高的εNd值（-6～+4）（图6）和低的87Sr/86Sr值，表明其源岩中有大量的地幔物质加入。此外在扬子地块和华夏地块结合带，出露有M型花岗岩，也佐证扬子地块东南缘较之华夏地块在物质组成上更偏基性。
新元古代的流纹岩（800～900Ma）从矿物组成和地球化学特征上也具有S型特征，然而其εNd值为～+，显示出与晋宁期花岗岩相似的地球化学特征。
6结论
通过对宁德—湖口地学断面的地质、地球化学和地质年代学研究，可能获取到断面走廊下地壳性质的一些信息，将其归纳为：
① 花岗质岩石和酸性火山岩的元素和同位素地球化学特征表明华夏地块下地壳的成分主体由长英质组成，尤其是在地壳形成的早期阶段。地球物理资料也显示出同样的信息，宁德—湖口断面的地震波速结构反映下地壳除在局部地段的底部外，主体上Vp＜,这一特征和酸性—中性麻粒岩的Vp值范围吻合。
图6扬子地块岩浆岩的εNd—t图解
② 两个地块下地壳的物质组成存在较大差异，扬子地块下地壳在物质成分上较之华夏地块演化程度较差，表明扬子地块的下地壳有更为强烈的地幔物质加入。
③ 同位素地球化学示踪研究结果显示出下地壳的成分随着地质演化发生较大的变化，总体的演化趋势由“富花岗质”向“贫花岗质”方向转化，其原因可能是受地壳分异作用以及地幔物质添加作用改造的结果。
④ 通过对火成岩的tDM年龄和捕获锆石的年龄详细研究，断面走廊下地壳可能形成于2750～2500Ma，有些于3100～3000Ma已形成。尔后，地幔物质添加（以底板垫托方式为主）比较发育，华夏地块的时限为2400～2600Ma和2200～2300Ma，扬子地块则发生于2000～2400Ma和1300～1600Ma两个时间段内。
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邓晋福吴宗絮赵海玲罗照华曹永清
（中国地质大学，北京100083）
摘要基于岩石学途径，结合地球物理模型、岩石Vp和Vs实验或计算资料，本文提出中国三个大地构造单元的壳幔岩石学结构。从洋壳经大陆边缘到大陆碰撞带，随陆壳厚度的快速增加，下地壳的矿物相从正常的火成岩或绿片岩相经角闪岩相和麻粒岩相到榴辉岩相，与此相应的是，其组成从玄武质经安山质到花岗质，这一组成趋势称为“花岗岩化作用”。这是由于玄武质榴辉岩壳再循环回到地幔的结果。然而，从大陆碰撞带到克拉通或经大陆裂谷作用到洋壳，地壳厚度、下地壳的矿物相和组成呈相反方向的发展，这一组成趋势称为“基性化作用”。这是由于来自地幔的玄武岩岩浆底侵进入下地壳的结果。
关键词下地壳壳幔交换岩石学结构花岗岩化作用基性化作用
1引言
一般认为，新的洋壳在洋中脊形成，它常由三层构成，即层1——薄的沉积盖层，层2——玄武质熔岩，层3——辉长岩或辉绿岩。大陆壳则认为主要是伴随陆核与克拉通的生成，形成于前寒武纪。显生宙新生的陆壳形成于岛弧和活动大陆边缘。然而，与大陆地壳，特别是下地壳的性质和形成有关的某些问题仍无定论：①大陆地壳双层结构模型已被三层结构模型[15]取代，大陆壳的三层结构模型主要是基于厚度30～40km的正常或减薄陆壳地区的研究而获得的，三层结构模型能否适用于厚度达70～80km的加厚陆壳区，如青藏高原；②陆壳总组成类似于安山质或英安质[3,21,23]，然而从地幔分出的新生陆壳物质是玄武质组成，如何解释这一差异；③一般认为上、下陆壳分别为花岗质和辉长质（或闪长质）组成，然而剥露于加拿大地盾的上、下地壳（平均的麻粒岩相地区）在组成上是相似的，为花岗质或英安质组成，那么在组成上，下地壳与上地壳是类似的还是有区别的；④不同构造环境的地区，其陆壳组成是类似的还是有差异的；⑤在陆壳加厚或减薄的过程中，陆壳岩石学是否发生改变；⑥什么样的作用过程控制下地壳的性质；⑦什么地方得以实现壳幔之间的交换，以及如何实现壳幔交换。我们试图讨论这些问题，下地壳的性质和壳幔交换，将以中国大陆作为实例，然后，把陆壳与洋壳、岛弧地壳进行比较。
2研究壳幔岩石学结构的途径
与P波结构和密度结构类似，岩石学结构（petrological structure）的提出[27]，是为了强调采用岩石学手段研究地壳和地幔。研究地壳和地幔结构的岩石学途径主要来自三个方面：①剥露的深部地壳岩石，甚至是地壳断面的剥露，主要是前寒武纪变质岩；②被岩浆或构造作用带到地表的壳、幔捕虏体或碎块；③岩浆源区的化学和物理学信息。大约70%～90%的现存大陆壳物质形成于约25亿年前[21]。太古宙变质岩形成之后，大陆壳物质及其结构常常被后期岩浆和构造事件改造和变异，这在建立岩石学结构时是必须考虑的。上述途径的综合研究可建立壳幔岩石学结构，其中，岩石学相平衡、地质温压计以及矿物—硅酸盐熔体平衡热力学研究是建立岩石学结构模型的关键[9]。
地球物理学途径主要包括Vp和Vs资料。矿物与岩石的Vp和Vs的实验测定是岩石学与地球物理学途径之间的纽带。岩石学途径与地球物理学途径的联合可对壳幔岩石学结构提出更好的约束[15,8,24]。
3壳幔岩石学结构
与岩石圈尺度的大地构造分区[14]相适应，中国大陆的壳幔岩石学结构可分出三个类型：中国东部大陆裂谷型；中国中部克拉通型；和青藏喜马拉雅陆内造山型，列于表1和表2。
Fountain的陆壳三层结构模型[15]，主要基于Vp和岩石学研究，获得了广泛的接受[16,24]，即上、中、下陆壳分别由绿片岩相、角闪岩相和麻粒岩相岩石构成。陆壳三层结构可分出两个类型，大陆裂谷型和克拉通型，见表1[27]。最近的研究表明，青藏—喜马拉雅陆内造山带的陆壳有4层结构（表2）[12,13]。为了与三层结构模型进行比较，我们把包括山根在内的加厚的下地壳称为第4层。
表1壳幔岩石学结构模型
注：为莫霍面，L/A为岩石圈/软流圈界面。
2.据吴宗絮等[27]简化。
表2青藏—喜马拉雅陆内造山带壳幔岩石学结构模型
注：为莫霍面，L/A为软流圈/岩石圈界面。
2.据邓晋福等[14]简化。
基于麻粒岩相与榴辉岩相的相转换边界的温压条件[4,17,28]，以及青藏—喜马拉雅造山带某些地区的地温[19,20]，可以推测，在约35～40km深度，斜方辉石消失，高压麻粒岩相（HPGF）形成，在约45～60km深度，斜长石消失，榴辉岩相形成。因此，我们提出加厚大陆壳的4层结构模型，而不是Fountain的三层结构模型。大约40km以下的第4层称为加厚的下地壳，一般来说，如果深度大于45～60km和达到榴辉岩相[]，它就包含山根在内。
众所周知，大陆壳主要由石英和长石构成。实验测定[1,2]表明，石英Vp较小但Vs较大，然而，长石相反，Vp较大Vs较小。因此，为了建立更好的模型，我们引入矿物的Vp和Vs。由矿物的Vp和Vs数据可计算出岩石的Vp和Vs[13,14]，一般来说，它与实验测定值是吻合的[1,2,15,18,25]。
通过地球物理模型（表2）、计算和实验测定的Vp和Vs之间的比较，可以推测包含山根在内的加厚下地壳成分为花岗质。
由表1可以看出，克拉通块体（鄂尔多斯）在约80km深度出现较低的Vs值，但那个深度上Vp并不减小。上地幔内较低的Vs常被某些地质学家看作软流圈的指示，但Vp并没有指示软流圈的存在。基于矿物Vp和Vs数值的简单的计算，表明：当从尖晶石相向石榴子石相橄榄岩相转变时，△Vp=+，△Vs＝—，由此可以认为，约80km深度处较低的Vs和较高的Vp是由于相转变引起的[27]。
4下地壳的性质
表1显示，克拉通块体与大陆裂谷带的下地壳在岩石学与Vp和Vs上有大的差异。大陆裂谷带的下地壳岩石学组成是闪长质，壳底为玄武质。克拉通块体下地壳由花岗闪长质组成。中国东部大陆裂谷带广泛分布含上地幔橄榄岩包体的新生代玄武质火山作用[6,5,11]。岩石学研究与矿物—硅酸盐熔体平衡热力学计算表明，单斜辉石、歪长石和石榴子石巨晶在新生代玄武岩中广泛分布，从位于壳底的岩浆房中形成了单斜辉石—歪长石—石榴子石堆晶岩[7,8]。玄武质组成的基性麻粒岩和单斜辉石—歪长石—石榴子石堆晶岩是与壳底的高Vp符合的。这样，我们可以推测，东部大陆裂谷带的壳底的基性组成是由于玄武岩岩浆的底侵（underplating）而形成。与克拉通块体下地壳的花岗质组成比较，中国东部下地壳组成显示了大陆壳的“基性化作用”（“basification”），它是由于大陆裂谷作用时期玄武质岩浆底侵作用的结果。
青藏—喜马拉雅造山带的壳幔岩石学结构可分出两个亚类型：巴颜喀拉和冈底斯有岩浆底侵作用；祁连和喜马拉雅无岩浆底侵作用（表2），前者有具较高Vp的山根，它与新生代以来在地表有钾玄质（shoshonitic）或安山质系列的火山喷发相符合；后者有花岗质组成的山根，因而祁连山地表无新生代火山喷发，喜马拉雅山新生代只有与陆内俯冲作用有关的白云母或二云母花岗岩活动，而没有来自地幔的岩浆底侵作用[14]。从表2可清楚看出，陆壳平均组成是花岗质的，不管是否有岩浆底侵作用，山根都不是玄武质组成的。然而，地质研究表明，在碰撞造山以前，壳内含有玄武质岩石，新生代钾玄质或安山质系列火山喷发暗示新生代时期有来自地幔的玄武质底侵作用。因此，产生了这样一个问题，玄武质的物质从地壳中跑到哪里去了？这又是一个什么样的机制？
为了回答上述问题，我们提出了一个模型[13]，示于图1。依p-T条件，玄武质组成的榴辉岩比花岗质组成的榴辉岩形成的深度要浅。在主要由花岗质物质构成的陆壳内，500℃等温面，一般地符合于塑性与脆性变形的边界，这一边界大致位于约20～25km深度[26]。在陆壳环境下，当花岗质下地壳呈塑性状态时，下地壳的玄武质仍保持比较脆性的习性。在地壳加厚的作用过程中，位于中地壳底面之下的花岗质壳可形成一个塑性流，而玄武质岩石可能碎裂，并与花岗质塑性流一起往更深处流动（图1a），同时，在不同深度上，花岗质与玄武质物质通过高压麻粒岩转变为榴辉岩。当挤压应力减弱，玄武质榴辉岩碎块必定从花岗质塑性流中分离，并下沉堆积在古莫霍面之上，这是因为玄武质榴辉岩的密度大于花岗质高压麻粒岩和榴辉岩的原因（图16）。因为，玄武质榴辉岩与上地幔橄榄岩之间的密度差异远小于玄武质榴辉岩与花岗质榴辉岩（或称榴辉岩相的花岗质岩石）之间的密度差异，地震波速和密度的突然变化的界面必定转移到玄武质榴辉岩堆积体与花岗质榴辉岩或高压花岗质麻粒岩之间的界面处，因此，新的莫霍面形成于山根带的花岗质或闪长质榴辉岩与上地幔最顶部的玄武质榴辉岩顶盖之间（图1b）。这样，我们可以说，在造山作用过程中，陆壳发生“花岗岩化作用”（“granitization”），这是由于玄武质榴辉岩地壳再循环返回地幔的结果。
图1地壳深部物质的分异作用（a），和新莫霍面的形成（b）[13]
1—中地壳底界；2—古莫霍面；3—玄武质组成的榴辉岩；4—花岗质组成的榴辉岩和高压麻粒岩；5—橄榄岩；6—新莫霍面
用克拉通壳幔岩石学结构作为一个参照系统（表1），可清楚地看出，对于中国的三个构造单元来说，上地壳和中地壳的厚度是类似的（表1、2），但是下地壳，包括加厚的下地壳和山根带的厚度差异很大。由拉伸应力造成的东部大陆裂谷带是一个减薄的下地壳，而挤压应力造成的青藏—喜马拉雅造山带是一个加厚的下地壳，由此，可以推测，大陆下地壳，包括加厚下地壳和山根带具有塑性性质。大陆地震的震源主要集中于10～20km的深度，它暗示浅部陆壳的脆性和刚性性质以及深部陆壳的韧性和塑性性质。实验资料表明，对花岗质岩石来说，脆性与韧性的边界大约在500℃等温面处，以及在大陆地壳内地震震源位于500°C等温面之上，同样暗示，浅部与深部陆壳分别具有脆性和韧性性质。
由上，我们可以得出一个结论，构造环境是控制陆壳矿物和岩石学组成、性质与厚度的基本因素。
5壳幔交换与地壳演化
可以认为，邻近壳幔界面（莫霍面）的地带是壳幔交换的一个最佳和主要场所：在这里，源于地幔的玄武质岩浆底侵进入地壳；玄武质榴辉岩在这里从地壳再循环返回地幔。大洋俯冲和陆内俯冲作用分别被看作为浅部地壳再循环返回地幔和深部地壳的主要机制。大陆内深部地壳的塑性物质流，可看作为固态下地壳物质重力分异的一个最佳环境。在大陆壳底的底侵岩浆池（或海）可看作为壳幔之间物质和热交换的最佳场所，亦是壳幔岩浆混合、结晶分异和重力分异的最佳场所。导源于岩浆底侵作用的壳底高Vp、高Vs层的厚度在中国东部约7～8km，巴颜喀拉和冈底斯约20km（表1、2）。由此可以推测，从地幔产生的新生地壳物质对总地壳厚度的贡献约为20%～25%。从地质时间尺度来看，新生代以来这么一个短暂时间内，如此大量的地幔物质加入到地壳中，足以表明岩石圈减薄作用作为构造活动的动力源的巨大影响。
岩石学相平衡和实验表明，玄武质和花岗质岩浆可分别看作上地幔和地壳物质系统的低熔组分（minimum-melt composition）。众所周知，玄武质物质是导源于上地幔的新生地壳，花岗质物质是源于玄武质或闪长质地壳物质的再生地壳。我们可以把花岗质地壳看作壳幔物质系统分异作用的最终产物，把玄武质地壳看作壳幔物质系统分异作用的初始产物。
从洋壳经过岛弧和大陆边缘弧到大陆碰撞造山带，地壳厚度快速增加。下地壳的矿物相从正常火成岩或绿片岩相经过角闪岩相和麻粒岩相转变为榴辉岩相，与此相适应，其组成从玄武质经过闪长质转变为花岗质，这个演化趋势代表壳幔物质系统的分异作用过程。然而，当地壳减薄时，从陆内造山带的崩塌（collapse）开始，往两个方向演化，一是形成正常厚度的地壳，并转变为构造上稳定的克拉通；另一个方向是地壳继续减薄，形成大陆裂谷，以至于边缘海和洋壳的形成。随地壳的减薄，矿物相和岩石学组成均呈相反的演化趋势，从花岗质经过安山质（花岗质＋玄武质）转变为玄武质地壳，这是一个地壳“基性化作用”的过程，代表源于地幔分异作用的新生物质加入到地壳中的结果。
一般来说，从玄武质到花岗质的壳幔物质分异过程可比喻为，把玄武质组成分裂为两个端元组分：长英质（felsic）端元（花岗质）留在地壳内；而超镁铁质（ultramafic）端元再循环返回地幔。因此，陆壳的“花岗岩化作用”可看作为由于地壳的超镁铁质和镁铁质物质重新返回地幔的再循环作用过程。相反，地壳的“基性化作用”是一个地幔物质添加到地壳的过程，对于大陆地壳来说这是一个物质混合作用的过程，它是与物质分异作用过程相反的一个作用过程。图2展示了上述作用过程和陆壳演化。
图2地壳演化示意图
1—玄武质；2—安山质；3—花岗质
地球自板块构造机制有效以来，通过局部熔融作用玄武质岩浆从地幔中分出并上升，或沿洋中脊形成洋壳，或进入大陆，底侵于壳底。然后，通过俯冲作用，洋壳再循环返回地幔。在造山作用过程中，在陆壳底的底侵玄武质岩浆房内，通过结晶分离作用镁铁质组分可再循环返回地幔，花岗质或闪长质组分留在地壳内；或者固态玄武质物质通过榴辉岩化再循环进入地幔，导致大陆壳的“花岗岩化作用”。太古宙陆壳形成的方式可能不同于显生宙，但物质分异作用的趋势是相同的，即太古宙的英云闪长岩—奥长花岗岩陆壳（一般地，与安山质符合）演化为元古宙的花岗闪长岩—花岗岩陆壳（与花岗岩符合）。
看来，随着壳幔物质系统的前进式（progressive）分异作用，大陆花岗质端元形成愈来愈多，陆壳组成离地幔组成愈来愈远。随着壳幔物质的混合作用过程，最终形成洋壳，地壳组成靠近地幔组成。通过壳幔物质的分异作用与混合作用两种机制，壳幔交换以螺旋循环（spiral cycling）而发展，然而，随时间推移，花岗质大陆的增加可能是一个总趋势。
致谢这一工作由中国国家自然科学基金和中国地质矿产部基础研究项目共同资助。
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地球环境学报编辑部
原因：汶川地震发生后，许多地震引发的滑坡在降雨的作用下转化为泥石流，造成二次灾害。对于强震诱发的滑坡，其层间碎块石土体强度低，滑坡体内部裂隙发育，在强降雨作用下容易转化为泥石流；滑坡转化为坡面泥石流的过程为岩土体沿基岩面下滑→撞击→强碎屑化→流动→快速停积；滑坡转化为沟道泥石流的过程为滑坡体崩滑→弱碎屑化→水流掺混→掏蚀沟道→流动堆积；滑坡转化为坡面泥石流后，起始速度较快，但没有沟道限制和水力作用，因此运动阻力较大，冲出距离远小于沟道泥石流。泥石流是一种介于滑坡和高含沙水流之间的固液两相流体，具有暴发突然、运动速度快、短历时等特点。滑坡在强降雨作用下，从原来位置以滑动、坠落、滚动等方式在缓坡上或沟道中运动，随着颗粒碎屑化和水的参与，往往会转化为泥石流。这种运动兼具有滑坡和泥石流的运动特点，称为“滑坡型泥石流”。来源：地球科学与环境学报
《地球科学与环境学报》创刊于1979年，报道内容主要包括：基础地质、矿床地质、水文地质、工程地质、环境地质（含生态地质和灾害地质）、资源勘查、测绘工程、地理信息系统等及地学领域的边缘学科,重点反映“西部大开发”中资源勘查、生态地质环境保护和基础设施工程地质等重大地质科技问题。
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