克拉通作为大陆的主体部分，是地球上最古老、最稳定的构造单元，大多已经稳定存在数十亿年。近年来大量地震学观测发现，在莫霍面与岩石圈—软流圈边界（LAB）之间，克拉通岩石圈地幔内部普遍存在一个物性显著变化的界面，即岩石圈中部不连续面（Mid-Lithosphere Discontinuity，MLD）（Selway et al., 2015）。从浅到深跨过这一界面，剪切波速度明显降低，局部降幅可达10–15%（Chen, 2017），并可能伴随高电导率异常（Chen et al., 2009）或地震各向异性特征变化（Yuan and Romanowicz, 2010）。更值得注意的是，MLD不仅出现在古老克拉通岩石圈约70–110 km深度、600–1100 ºC的温压范围内，在年龄较大的大洋岩石圈（≥30 Ma）约50–70 km深度也识别出类似界面（图1）。MLD所代表的高速、刚性岩石圈内部的一层低速结构，究竟如何形成，又如何在长期稳定的板块内部保存，是认识岩石圈形成、稳定与再活化过程的重要科学问题。
图1 岩石圈中部不连续面（MLD）的全球分布及地震学特征。（a）MLD位置、深度及剪切波速度变化；（b）大陆岩石圈MLD深度及对应温度范围；（c-d）大洋岩石圈MLD分布及其与岩石圈—软流圈边界（LAB）的关系
围绕MLD的成因，前人提出了部分熔融、交代作用、地震各向异性以及弹性调节颗粒边界滑移（EAGBS）等多种解释（Karato et al., 2015; Rychert and Shearer, 2009; Savage and Silver, 2008）。然而，这些机制仍难以同时解释MLD显著的剪切波速度降低、长期稳定保存以及全球广泛分布等关键观测特征。针对这一难题， Liu等（2026）在 Science Advances发表最新研究，以俯冲带为研究对象，建立了耦合矿物粒径演化的热—力学数值模型，系统模拟板块变形过程中的矿物粒径演化，分析其与渗透率结构变化和流体运移之间的协同关系。模型结果揭示，在俯冲过程中，受板块挤压变形影响，俯冲板片和上覆岩石圈的脆—韧性过渡带均可发生显著应力集中，促使地幔主要矿物橄榄石和辉石发生动态重结晶（Bercovici and Mulyukova, 2021），导致晶粒细化。尽管该模型以俯冲带为典型构造背景，但其揭示的应力集中与晶粒减小机制也适用于其他构造类型的板块变形过程；在这些环境中，脆—韧性过渡带附近的应力集中同样可能导致矿物粒径减小。晶粒减小会显著降低岩石圈地幔的渗透率，并在脆—韧性过渡带形成低渗透率屏障，从而阻碍深部流体继续向上运移，并使其在细粒层下方发生一定程度的聚集。进一步的频率依赖黏弹性计算表明，在MLD对应的温压条件下，单纯晶粒减小对剪切波速度的直接影响可以忽略；而热力学计算显示，当细粒层下方仅聚集约0.2 wt%的水时，即可使剪切波速度降低约5–8%（图2），与全球MLD的地震学观测相吻合。
此外，模型还显示，LAB附近可能存在另一类由粒径演化控制的渗透率结构。由于软流圈温度较高，矿物晶粒生长占主导，在岩石圈底部形成显著的垂向粒径变化和渗透率梯度。这种由高温晶粒增长导致的渗透率变化，促进流体或熔体在LAB附近聚集，从而为LAB低速界面的形成提供一种可能机制（图2）。
图2 地球动力学数值模型结果。 (a)矿物粒径分布；（b）对应渗透率梯度分布；（c-e）大洋和大陆岩石圈矿物粒径、归一化渗透率及渗透率梯度剖面；（f-g）热力学计算的水含量变化对剪切波速度的影响
研究进一步发现，MLD的深度主要受岩石圈温度结构控制，并随构造背景呈现系统性变化。古老克拉通岩石圈通常更冷、更厚，其脆—韧性过渡带位置较深，因此MLD埋深也相对较大；相反，在较热的大陆岩石圈或大洋岩石圈中，脆—韧性过渡带位置较浅，MLD也相应变浅。在温度结构控制的基础上，位错蠕变强度主要影响脆性层下方的韧性变形区，可进一步调节脆—韧性过渡带的位置，从而对MLD的形成温度和埋深产生次级控制。
理论分析还表明，在脆—韧性过渡带的温压条件下，细粒矿物的愈合和生长过程极其缓慢，可持续数亿年。这意味着，即使形成细粒层的板块构造变形活动早已结束，该细粒层仍可长期保存，并持续作为低渗透率屏障控制流体在其下方聚集。由于MLD深度处温度相对较低，少量流体聚集并不会显著降低岩石圈的流变强度（Fu and Li, 2024），因此岩石圈整体仍可保持较高强度，阻止发生流变解耦。
然而，MLD并非始终表现为稳定结构。当地幔柱上涌、大陆裂谷活动或俯冲过程引发软流圈上涌等热扰动时，MLD所在层可迅速升温并弱化，导致其黏滞强度显著降低。这种热扰动可能促进岩石圈减薄、拆沉或局部活化变形，使MLD从长期保存的稳定界面转变为后期岩石圈失稳的优先位置（如《NG：稳定克拉通真的稳定吗？》）。因此，MLD具有双重力学属性：在冷而稳定的岩石圈地幔中，它可作为保存流体和细粒矿物结构的稳定层；而在后期热扰动作用下，它又可能成为岩石圈减薄和再活化的潜在薄弱层。这种双重行为受流体/熔体聚集、晶粒减小和温度扰动共同控制，体现了MLD在岩石圈长期演化中的动态调节作用。
图3 模型结果与地震学观测对比及MLD形成机制示意图。（a-c）大陆岩石圈模型结果与华北克拉通、坦桑尼亚克拉通地震学观测结果对比；（d-e）大洋岩石圈模型结果与约129 Ma俯冲太平洋板片地震学观测结果对比；（f）大洋岩石圈和大陆岩石圈中MLD形成机制示意图
该研究建立了“矿物粒径减小—渗透率屏障形成—流体聚集—岩石圈中部不连续面形成”之间的物理联系，揭示了微观矿物粒径演化如何通过热—流变反馈影响百公里尺度的岩石圈内部结构，为解释全球MLD处地震波速降低、电导率异常等多种地球物理观测提供了新的物理机制。其模型结果为认识古老岩石圈的长期稳定性及深部动力学过程提供了新的理论框架，也为理解大陆与大洋岩石圈演化和再活化机制提供了新的科学视角。
主要参考文献
Bercovici D, Mulyukova E. Evolution and demise of passive margins through grain mixing and damage[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2021, 118(4): e2011247118.
Chen L. Layering of subcontinental lithospheric mantle[J]. Science Bulletin, 2017, 62(14): 1030-1034.
Chen C W, Rondenay S, Evans R L, et al. Geophysical detection of relict metasomatism from an Archean (~ 3.5 Ga) subduction zone[J]. Science, 2009, 326(5956): 1089-1091.
Fu H Y, Li Z H. Roles of continental mid‐lithosphere discontinuity in the craton instability under variable tectonic regimes[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2024, 129(1): e2023JB028022.
Liu M, Gerya T V, Li Z H, et al. Deciphering grain-size reduction as a driver of mid-lithosphere discontinuity formation[J]. Science Advances, 2026, 12(17): eaed4229.（原文链接）
Karato S, Olugboji T, Park J. Mechanisms and geologic significance of the mid-lithosphere discontinuity in the continents[J]. Nature geoscience, 2015, 8(7): 509-514.
Rychert C A, Shearer P M. A global view of the lithosphere-asthenosphere boundary[J]. Science, 2009, 324(5926): 495-498.
Savage B, Silver P G. Evidence for a compositional boundary within the lithospheric mantle beneath the Kalahari craton from S receiver functions[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 272(3-4): 600-609.
Selway K, Ford H, Kelemen P. The seismic mid-lithosphere discontinuity[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 414: 45-57.
Yuan H, Romanowicz B. Lithospheric layering in the North American craton[J]. Nature, 2010, 466(7310): 1063-1068.
(撰稿：刘明启/法国巴黎高师；陈凌/岩石圈演化学科中心)
