西柚不是西游-
深部地质研究是第33届国际地质大会的重要内容之一，分设了7个有关岩石圈研究方面的分会场。对深部地质方面研究的重视，反映了当今地球科学多学科交叉、多技术集成、大综合的发展趋势。随着对地球内部结构了解的深入，20世纪90年代以来地质学家们普遍认识到成岩成矿作用与壳—幔相互作用，特别是下地壳、岩石圈地幔/软流圈系统变迁对其有重要的控制作用，把成岩成矿作用与大陆形成演化联系起来（邓晋福等，1999, 2001；杜建国等，2003；肖庆辉等，2003；），从壳幔相互作用和物质—能量交换传递新视角研究大陆成岩成矿作用过程已成为重要方向（邓晋福等，1999,2001；邱瑞照等， 2004;Kutina J,1991,1995；毛景文等，2003），其中岩石圈—软流圈可能是把大陆成矿作用与壳—幔相互作用、岩石圈演化等深部过程联系起来的重要纽带。本文根据近年研究进展，结合第33届国际地质大会，阐述岩石圈—软流圈边界（LAB）研究的若干进展。
一、岩石圈——软流圈边界分布
关于岩石圈与软流圈的定义有4种（邓晋福等，1996,1998）：①力学岩石圈，指弹性、高强度的、刚性岩石圈；②热学岩石圈，指保持传导热梯度的地球冷的表层，其下是一个对流的绝热梯度，叫软流圈；③地震波岩石圈，地幔浅部有一个地震波低速带，叫软流圈，位于它上面的盖层叫岩石圈；④同位素地球化学把亏损地幔（DM）储库叫软流圈，富集地幔（EM）储库叫岩石圈。美国著名地球物理学家Anderson(1995）发表文章，对岩石圈定义作了历史回顾与详细评论，提出不要再用同位素地球化学定义的岩石圈。我国学者采用岩石学途径，认为由岩浆起源反演的软流圈是达固相线的上地幔橄榄岩，含部分隙间熔浆（邓晋福等，1985）。软流圈之上是岩石圈，与地震波和热学定义的岩石圈、软流圈概念大体一致的。
1.岩石圈—软流圈特点
壳幔过渡带（界）也称为Moho界面（带），可分为3种类型，即一级速度间断面、速度梯度带和高低速相间的薄层束结构。Moho界面（带）存在冲断排列（或称“鳄鱼”状）结构。大陆和海域地区的Moho界面（带）存在介质和构造响应，即为一个厚度1～5千米，最厚可达15千米的过渡带，是与深、浅部物质交换、重力均衡补偿以及地球内部圈层耦合密切相关的地域。肖庆辉（1986）总结软流圈具有以下一些特点：①深度一般为60～250千米，各地厚薄不一。如在南帕米尔和喀喇昆仑山一带，软流圈底板深度可达300千米；②软流圈的顶、底部不是一个平整的面，而是逐渐过渡的层带。一般在大约60千米深处，地幔开始由脆性向塑性过渡，在大于250千米深处，物质又变为较坚硬的状态；③岩石处于熔融或塑性状态。很小的应力作用就能引起物质的流动，而软流圈物质的流动或对流，就会带动岩石圈的运动；④洋壳下的软流圈比陆壳下的软流圈厚。洋壳下面的软流圈底板深度为40千米，厚度约350千米；陆壳下面的软流圈顶板深度为100千米，底板为200～250千米，厚度约100～150千米；⑤软流圈物质的密度比周围地幔的密度小，因此，软流圈轻物质才能在岩石圈底部上涌，引起岩石圈的各种岩浆活动和构造运动。
加拿大大不列颠哥伦比亚大学Maya Kopylova教授认为，“岩石学意义上”的克拉通之下的岩石圈—软流圈边界（LAB）可以通过追踪源自金伯利岩的捕虏体的矿物化学、结构和产状的变化而勾勒出来。典型的LAB通过如下特征表述：①橄榄岩的矿物成分的变化：铁、钛含量增加，并且富钙；②结构年龄的变化：从变质的长期稳定结构到年轻的变形结构或岩浆非平衡性结构；③热体制的变化：从稳定状态到过渡状态和扰动状态；④从辉石岩、巨晶矿物、被剪切的橄榄岩出现来判断；⑤金刚石从橄榄岩地幔中的消失来判断。
2.岩石圈—软流圈边界（LAB）分布的普遍性
岩石圈—软流圈分界线是否为全球性的？这是美国斯克里普斯海洋研究所Catherine Rychert等在这次大会提出的质疑。一个刚性的岩石圈在一个软弱的软流圈上运动，这是大家普遍接受的一个概念。确实，面波的研究也表明，一个具有快速地震波的“盖子”覆盖在一个地震波速较慢的软流圈上，这是在区域性和全球性都已经观察到的现象。此外，最近的Ps和Sp研究已经在区域尺度上构建了这个边界的图像，其深度与面波研究所得到的结论大体相符。Ps和Sp转换提供了岩石圈—软流圈界面的高分辨率图像；在建模的地区图像显示的边界清晰，而且深度在11千米以浅。然而，这个重要界面的全球性图像的描绘却还有待进一步的研究，因为它的深度和其他属性可能会随着大地构造环境而改变。
Catherine Rychert等利用1990～2004年间由永久性地震台站记录的散射波来描绘可能是与岩石圈—软流圈分界面相关联的界面。他们认为，来自地壳结构简单、Moho面已经很好地被定义了的那些台站的大量的Ps数据以及数据的分布情况，使得人们很容易在9个震中距间隔内以接近2 Hz的频率识别各个地壳相单位。上述约束条件使得能够识别地壳相单位并进而寻找那些可能是与岩石圈—软流圈相关联的相变（波速转换？）。符合上述标准的地震台站所给出的数据表明，在60～110千米的深度范围内存在一条或者两条负的不连续面（即这里的地震波速随着深度的加大而减小），它们的波至时间介于Moho面Ps相之后、Moho面相最初的反射面之前。Sp研究的结果也基本证实了上述不连续面的存在。得出这些结论的单台站的分布虽然并不呈覆盖全球的圈带状展布，但是它们却表明，在上述深度范围内存在的这一间断面具是一个稳定的特征，这也使得勾画其全球性图像成为可能。
因此，他们处理了全部IRIS FARM数据集，目的在于寻找全球共同的特征或者是区域性的共同特征。按照震中距处理过的数据中，从Moho面、410千米以及660千米处的间断面获得的直接转换可以很清楚地看见。二次地壳反射面（Pp Ss）也可以看见；而首次地壳多重反射面（Pp Ps）则不明显。此外，与地壳多重反射面不相关的能量也见于60～110千米深度范围内，这与存在于这些深度上的速度下降是相关的。这个负极性的相与呈正极性相的首次地壳多重反射面之间的界面，可以解释这一地壳相不可预见的缺失现象。他们还认为，那些具有相近Moho面深度的台站提供的Ps数据在震中距曲线图上叠加在一起，这也使得我们易于识别Moho面相，并探测到其他的可能与稳定的间断面相关联的相。在37～43千米之间的Moho面深度范围内，从Moho面及其相关的反射面获得的直接波至时间可以清晰地看见；位于80千米左右深度的一个强的负相也是这样的。后者与地壳相不相关，有可能起源于同一深度的一个间断面。
二、岩石圈——软流圈边界（LAB）综合解释
岩石圈深部物质组成是个极富挑战性的前沿课题，它是岩石圈的基本参数和大陆动力学研究的基础，对此各国地球科学家们竞相探索。它也称为地球深部物质科学，在地球科学领域中是一个非常特殊的分支，需要把与地球深部有关的多个学科，如矿物学、矿物物理学、高压矿物物理学、岩石学、岩石力学、地质学、地球化学、地球物理学等学科的学术思想、研究成果和探测方法结合起来进行研究。
1.岩石圈深部物质组成方法
通常直接获得深部物质组成有两种方法：一是岩石学方法，该方法主要来自三个方面（吴宗絮等，1994；邓晋福等，1996）：①出露于地表的深部陆壳岩石（主要是前寒武纪变质岩系）；②由岩浆或构造作用带到地表的深部岩石包体或块体；③各类火成岩（火山岩与侵入岩）中包含的岩浆源区的化学与物理学信息，结合地球物理测深资料与高温高压下岩石的地震波传播速度的实验成果。通过这一方法已成功建立了华北（吴宗絮等， 1994）、青藏高原东部地区的壳—幔岩石学结构（邓晋福等，1996）。二是地球化学方法，通过对出露地表的深部陆壳岩石进行地球化学取样分析，结合地球物理测深资料与高温高压下岩石中地震波传播速度的实验成果，获得地球物质组成的化学结构。深部物质组成研究的难点在于深部地壳岩石出露范围非常有限，往往仅在克拉通、造山带地区有一定的上地壳岩石出露，而中—下地壳，尤其是地幔岩石出露地表少之又少，因此，人们对地球深部物质组成的认识受到很大的限制。间接方法主要是指各种地球物理方法对地球物质的物理性质测量结果进行的约束，如波速、地热等，这是较长时期以来了解地球深部物质的主要方法之一。在众多的地球物理性质测量方法中，由折射地震测深给出的地壳不同深度层次纵波（vp）和横波（vs）波速是对地壳成分研究最为重要的（Fountain和Christensen, 1989;Fountain等， 1992; Kern, 1993; Kern等， 1993; Christensen和 Mooney, 1995;Kern等，1996;Rudnick和Fountain,1995；高山等，1999），其中又因为目前难以获得较高精度的vs数据，现有地球物理测深工作多限于研究vp。近年来，随着技术的进步和应用高分辨率深地震测深为主的测量，大大丰富了有关地球深部物质组成和状态的信息（Kern,1993）。但是，用地球物理资料了解深部物质组成毕竟是间接的，对岩性的解释又往往具有多解性（Holbrook等，1992）。
从探测深度上看，长期以来采用多种地球物理学观测方法进行的探测深度大，通过积累的丰富资料得出了多种地壳、地幔和地核的结构模式和物理模型。采用包括矿物学、岩石学、地球化学等学科等有关物质成分的学科以及岩石探针、地球化学示踪手段，通过对地表分布的地壳、幔源岩石的研究，对地壳、岩石圈、地幔的物质组成和运动状态有了一定的了解，但由于实际采样深度的限制，其探测深度一般限于200千米以内。两种方法在探测深度上的差异就造成了地质与地球物理结合上的“瓶颈”：多种深部地球物理模型限于其“多解性”或缺乏物质内容，无法彼此检验，从而不能形成统一的认识；而较浅部的矿物学、岩石学、地球化学资料，虽然研究程度较高、精度较高，却没有足够的根据向地球深部外推（谢洪森，1997）。
无论是直接方法还是间接方法，都有各自的缺陷或局限性，高压下岩石地震波速、密度等物理性质的实验研究是约束深部地球物理资料多解性、把两者结合起来的主要途径之一（Fountain和Christensen,1989;Fountain等，1992;Kern,1993;Kern等，1993;Christensen和Mooney,1995;Kern等，1996;Rudnick和Fountain,1995；谢洪森，1997；赵志丹，1999；高山等，1999）。
2.岩石圈—软流圈边界的表面波速率和衰减模型联合解释
波士顿大学的Ulrich Faul等通过表面波速率和衰减模型对岩石圈—软流圈边界进行了解释，他们认为地震波速和衰减模式的综合解译可以为研究上地幔的物理状态提供一个强有力的工具。在他们的研究中，考虑了Kustowski等（2006）提出的全球剪切速度模式和Dalton等（2007）提出的全球剪切衰减模式。速度模式包括了放射状各向异性的剪切波速的三维变化，并且是从由表面波的相位异常、长周期波形和体波走时构成的大数据集来构建的。衰减模式是从大于30000个周期为50～250秒的基本型的瑞利波震幅测量中演算得来的。震幅同时被反演为三维衰减模式的系数和为每个震源和接受机所用的频率校正因子。弹性非均质性导致的聚焦效应在联合确定的相位速度图上也予以了考虑。
在指定深度上的衰减（1/Q)—速度图上，模式数据形成明显的趋势。我们将这些以地震学手段确定的趋势与拟合的实验剪切模量以及由Faul和Jackson(2005）提出的衰减数据作了对比。在100千米深度上，从地震学手段获取的数据与实验拟合线相斜交。当地震学数据被分成陆相区域和海相区域时，在150千米和200千米深度上，海相数据形成的趋势接近于实验预测值；而陆相数据形成的趋势仍旧与实验拟合的数据相斜交。在250千米深度上，两者都接近于实验拟合趋势。在地震趋势与实验拟合相斜交的那些深度上，相对于实验拟合趋势，海相速度对于给定的衰减值总体上是较慢的；而陆相速度对于给定的衰减值总体上是较快的。由于实验拟合趋势描述的是1000℃以上温度时的橄榄石的非弹性行为，地震数据相对于实验拟合的斜交趋势就暗示了速度和衰减的非热贡献，例如，成分（主要元素和痕量元素）变化和熔融体的变化等。在地震数据与实验拟合一致的那些深度上，速度和衰减大多数情况下可以描述为横向上的温度变化。因此，看起来似是而非的是，坡度发生变化的那些深度数据暗示了岩石圈—软流圈边界的平均深度。
3.岩石圈—岩石圈的热模式和成分模式
西班牙学者Juan Carlos Afonso总结了最近10年来多学科研究岩石圈/岩石圈上地幔系统的进展，认为在上地幔的热结构和成分结构的确定上取得了很多有意义的进展。地球物理学、岩石学、矿物物理学以及地球化学领域的进步和综合，已经能够提出多个自洽模式；这些模式为研究岩石圈与岩石圈上地幔之间的力学相互关系和化学相互关系开辟了新的富有前景的途径。同时，这些模式也为研究岩石圈与次岩石圈上地幔体系的演化模式提供了必要的地球物理学—地质学的信息关联。
Juan Carlos Afonso等在回顾最近的地球物理学和岩石学的交叉科学研究成果及其数据综合解释意义的基础上，评价了最近的地震学模式及其在区分热信号和成分信号领域的能力，首先，他们介绍了关于利用地震波速度在识别热体制和成分各向异性研究中的效果的一项系统研究成果；在研究中，他们利用了①热力学自洽性方法和混合性方法；②最新的矿物物理学数据库；③在不同的地震频率条件下，对橄榄石集合体新近进行的非弹性模量测量结果。其次，他们介绍了多个建立在自洽性的、综合了岩石学、矿物物理学和地球物理学信息基础之上的二维和三维正演模式、反演模式和动态模式。通过这一途径，获得了岩石圈—岩石圈的热模式和成分模式；它们很好地拟合了所有观测到的地球物理和岩石学数据；这将大大减少这些观测数据单独和成对模拟时出现的不确定性。最后，他们还讨论了未来拓展对于岩石圈—岩石圈上地幔体系的认识可能需要的技术手段和观测手段。
三、岩石圈—软流圈边界（LAB）的作用
Anderson(1993）认为软流圈代表了一个高热梯度区；Karato(1989）则强调水在低速带形成中的重要性。岩石学家和地球化学家所说的软流圈几乎全部指枯竭（不相容元素含量低，87Sr/86Sr含量低等）软流圈或对流地幔（Anderson,1995）。各种物理和地质过程表明，大多数岩石圈下的浅层地幔接近于或高于固相线，可能是地球内部最大规模的岩浆源区。
加拿大大不列颠哥伦比亚大学Maya Kopylova等通过对加拿大Slave克拉通的岩石圈—软流圈边界的研究，认为该区是地幔岩浆作用发育的地带。岩石圈—软流圈边界，正如从橄榄岩捕虏体中观察到的那样，与氧化—还原状态的变化并无关联。橄榄岩质地幔中的氧逸度随着深度的加大而逐渐降低；到了石榴子石橄榄岩（170～210千米）则已经从AQFM为—3降低到—4.5；并且在LAB上没有明显的表征，尽管在热体制和矿物化学上有明显的变化。
加拿大Slave克拉通的岩石学意义上的LAB的最小深度在南北方向上的成分清楚、倾向北东的岩石圈地体之间变化悬殊。Slave克拉通的东南部的岩石圈深度至少在220～250千米，并且比中部（200千米）和北部（160～190千米）要厚。东南部岩石圈的加厚得到远源地震方法的证实：Slave北部的一个地震波不连续面位于深度175千米；到Slave中部该不连续面下延至190千米；而到了Slave东南部，其深度变为210千米。Slave克拉通的中部位置下的“电性”LAB经过大地电磁法测量为210千米。笔者的研究表明，“电性”LAB某些地区与地幔岩石的结构和物理状态相关联而与橄榄岩的矿物学特征无关。
按照地球物理学上的准则，LAB必须将岩石圈与其下伏的以较低的地震波速度、较高的vp/vs（纵横波速度比）、较高的电导率，以及较低的绝热梯度为特征的地幔区分开。相比而言，岩石学上的LAB区分岩石圈和地幔采用的是较高的地热梯度，该地热梯度不能代表软流圈，而且在时空上也不具备持久意义。克拉通底下的岩石学意义上的LAB可能是地球物理意义上的岩石圈基部的一个狭窄的异常带；它位于形成金伯利岩之前的相对年轻的辉石岩熔融体岩浆房的紧挨着的上部。Maya Kopylova的研究认为，岩石学意义上的LAB可能是从金伯利岩熔融体中以相平衡的方式结晶出巨晶的部位。对Jericho金伯利岩的富铬巨晶的地球化学研究表明，巨晶与金伯利岩的直接的成生联系存在两个方面的证据：①它们具有相似的铪和钕同位素组成；②它们具有相似的与巨晶斜方辉石、石榴子石以及金伯利岩相平衡的熔融体的REE配分型式。还需要进一步研究才能揭示相对年轻的岩浆作用带与LAB在时空上的一致性。
在运动学上，板块的汇聚作用、挤入作用、弧后扩张作用，以及造山环带的收缩作用之间的相互联系可能只有通过相关的软流圈来实现，如位于俯冲岩石圈板片之上的软流圈常呈蘑菇状，其流变学和密度差异所产生的力在浅部能够驱使山脉的运动；由于大陆演化的地球动力学过程不仅发生在整个岩石圈尺度，它深达上地幔内部数百千米，岩石圈地幔刚性强度大的地球物理背景区，可能阻碍深部幔源物质的运移，而不同岩石圈之间的不连续则可能是幔源物质的良好通道。 近年还有人提出软流圈造山的概念（肖庆辉等， 2006），可见软流圈在大陆动力学演化过程中起着重要作用。
四、岩石圈地幔成分的变化及其与岩石圈—软流圈界线深度的相互关系
岩石圈地幔成分的变化及其与岩石圈—软流圈界线深度的相互关系是个极其复杂的问题，以下介绍澳大利亚麦考瑞大学学者Suzanne O"Reilly在这方面的研究。
岩石圈地幔（SCLM）的成分随着覆盖其上的地壳所经历过的末次主要的构造热事件的年代不同而有很大的区别。太古宙的大陆岩石圈地幔高度亏损，显生宙的地体基本上都被成分复杂的地幔所垫托，而大部分元古宙的大陆岩石圈地幔是中性成分的。大陆岩石圈地幔的这种长期的演化暗示了地壳及其地幔根部是准同生的建造（或改造）。就全球范围而言，在岩石圈成分与岩石圈的厚度之间存在很强的关联性，这被解释为形成大陆岩石圈地幔过程的演化。
在大多数地球物理和地球化学建模中所使用的经典的太古宙地幔的成分是石榴子石—铬尖晶石（主要选自Kaapvaal克拉通西南的金伯利岩中的橄榄岩捕虏体）。然而，大多数这样的捕虏体表现出多回次的交代变质作用的特征，体现为从纯橄榄岩/方辉橄榄岩到先亏损后衍生的铬尖晶石的进积性的交代变质作用。类似的衍生作用可以在原地的橄榄岩地块中开展研究（例如，挪威西部的Lherz地区）。此类亏损的岩石在捕虏体记录中很少见；这种亏损偏向性虽然部分地是由于为了研究p-t轨迹的便利而收集岩石样品造成的，但同时也是由于有地质背景的。
太古宙克拉通的地震层析成像技术表明，高速块体被低速区域所包围、截切。详细地说，金伯利岩偏向性地选取低速区域，使得地幔偏向性地选取交代变质作用的产物。低速的部分可以采用经典的铬尖晶石成分模拟，但是高速块体需要强亏损的纯橄榄岩/方辉橄榄岩；而后者显然大多数都下伏在深度为150千米左右的太古宙克拉通之下，并且很难被金伯利岩所选取。有些此类“根部”延伸至深度300～400千米，而地球化学所定义的LAB即位于其中。这些“根部”代表了什么？在这些地幔域中LAB在哪里？是如何表现的？
残余的大陆岩石圈地幔在海洋区域的浅层（0～150千米）成像中也表现为高速纵波（vp）的点区；提供了一个海洋岛屿玄武岩“循环的”地球化学信息的源头，同时也是洞察大陆解体机制的窗口。在这样的一个海洋性上地幔域中，LAB的特征是怎样的呢？锆石铪同位素数据表明，很多元古宙地壳，特别是地盾地区的元古宙地壳具有太古宙的原岩。这令人想起其下伏的大陆岩石圈地幔就是原来的太古宙岩石。很多元古宙的大陆岩石圈地幔的中性成分可能反映了太古宙大陆岩石圈地幔在软流圈的熔化过程中经历的进积性的交代变质作用，而不是自太古宙以来的岩石圈形成过程中特征的改变。这一衍生作用可能在漫长的时间长河中将LAB（定义为亏损的大陆岩石圈地幔的基线）向上移动了；这也有助于解释大陆岩石圈地幔成分与LAB深度之间的关联性。
衍生的显生宙大陆岩石圈地幔会冷却至蔓延开来的等温层，并最后趋向于薄层化；上涌软流圈的增生将产生新的衍生大陆岩石圈地幔，并也将最终转变为薄层化的等温层。这一循环的过程将确保衍生的大陆岩石圈地幔就是薄层的大陆岩石圈地幔。
对中国大陆岩石圈研究（邱瑞照等，2006）表明，根据岩石圈的动力学性质，中国大陆可以划分出克拉通、造山带、裂谷、边缘海洋壳和岛弧等五大岩石圈类型。
（1）克拉通型岩石圈具有稳定的特点，根据壳—幔演化模型，克拉通TTG陆壳与以方辉橄榄岩为主的强亏损地幔岩石圈岩石组成是对流地幔分异的互补产物，在壳—幔物质、结构形成时间上应该一致。以华北的鄂尔多斯块体为例，已有的地质资料证据表明华北地台陆壳形成于古太古代—古元古代（程裕淇，1994；邓晋福等，1999；张宗清，1998；沈其韩，1998；邱瑞照等，2006），复县金伯利岩中的地幔岩包体铼—锇测定的TRD模式年龄26亿年和28亿年（高山等，2003）与陆壳时代一致，说明鄂尔多斯克拉通型岩石圈地幔与陆壳确实是同时形成的。
（2）造山带型岩石圈形成于挤压机制，岩石物理性质决定了在造山带过程中地壳的加厚主要发生在下地壳，从造山带岩石圈演化加厚—拆沉—再加厚的过程看，造山带岩石圈根具有保留时间短、不稳定（活动）的特点，其岩石圈—软流圈边界（LAB）是伴随造山过程变化的。
（3）大陆裂谷型岩石圈形成于岩石圈伸展环境，往往与岩石圈伸展、地幔热柱等事件对应，岩石圈—软流圈边界（LAB）总体上向上移动，如中国东部的松辽平原、华北平原、闽粤桂沿海、江汉平原、沿海大陆架区等地。
（4）洋壳型岩石圈是大陆裂谷型岩石圈进一步发展的结果，如中国南海。
（5）岛弧型岩石圈形成于俯冲挤压的洋—陆岩石圈相互作用环境，地球物理探测显示为不对称的俯冲岩石圈结构，实例如台湾。现今地球物理探测获得的岩石圈Moho面、岩石圈—软流圈边界（LAB）深度和形态、物质结构、热状态等是伴随中国大陆动力学场而变化的，并不能简单地直接运用或看作某一地区成矿作用时的状态，需要结合具体地区的地质演化过程、岩浆起源和演化机理等来反演成矿作用发生时的Moho面和L/A的深度和形态、岩石圈结构、物质结构、热状态等，才能获得比较准确的成矿作用发生时的深部成矿背景，从而为更好地识别岩石圈不连续、判别壳幔物质结构代表的时代、辨析成矿作用发生时的深部背景和所经历深部过程提供有用信息。
五、展望
地球内部圈层结构和构造是20世纪以来固体地球物理学最为重要的理论基础及研究成果（滕吉文，2003）。通过1957年的国际地球物理年计划，60年代的国际地壳上地幔计划、70年代的地球动力学计划，80年代的大陆岩石圈计划和国际日地物理计划与日地能量计划等，地球物理学资料的积累，使球科学研究逐渐从地表转入地球内部，（陈运泰等，2001；滕吉文，2003），并对全球范围内重要构造地域的沉积建造，地壳、Moho边界带、地幔盖层、软流层的分布特征、介质的基本物理属性和结构有了一个较全面的认识。
20世纪90年代以来，发展起来的大陆构造与大陆动力学新理论，将为无法用板块构造来解释的大陆地区巨型矿集区的形成提供理论框架，从而发展出与大陆构造/大陆动力学相适应的大陆成矿理论，以便更好地指导成矿预测与找矿。各国的重大计划和国际研究动态及发展趋势表明，从地幔和陆壳深部去寻找成矿作用的根源已成为关键的科学问题之一。目前，地质学家们认识到成岩成矿作用是地球动力学过程的一部分，受壳—幔相互作用控制，特别是下地壳、岩石圈地幔、软流圈上涌等对成岩成矿作用的控制，认识到成岩成矿作用实际上是壳—幔演化过程中的一种作用，花岗岩、矿产是这一过程中的产物，因此，加强岩石圈研究不仅具有重要的理论意义，而且是当代地球科学的重要发展方向之一。
中国的岩石圈有它独特的地方，拥有像青藏高原、南北构造带（川西、滇东南）、典型造山带与盆地和西太平洋边缘海域那样独特的岩石圈结构与板内构造，为我国地质地球物理学家们提供了广阔的天然实验室；青藏高原的巨厚地壳和面积之大是世界上独一无二的；中国大陆岩石圈的东部减薄、西部加厚也是别的国家所没有的现象，齐全的岩石圈类型表明中国大陆及其邻近海域是亚洲乃至全球大陆动力学研究的最佳场所之一。从实际应用来看，矿产资源的勘查、地质环境的评价和地质灾害的监测等，都需要科学理论的指导。因此，我国需要在总结以往成果和经验基础上，加强岩石圈的研究力度，为地球科学发展作出新贡献。
（邱瑞照执笔）
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