大陆俯冲带两类壳幔相互作用_赵子福
俯冲带研究进展与问题
构造 的判别依据 。板块构造 的判别依据有蛇绿岩
残片 、 蓝 片岩 、 榴辉岩 、 超高压变质带 、 被 动 大 陆边 缘、 古 地磁 、 转换 断层 、 岩浆 岩 地球 化 学 和 同位 素再 循 环等 一 ｏ － ｕ （ 图３ ） 。在 众多 的板块 构 造标 志 中 ， 蛇
逆冲断层型地震 。
门山俯 冲带与 川 Ｉ 西高原 的反 差可达 到 ２～３ ｋ ｍ； ３ ） 大
智 利 型 蘅
漪
篓 蓑 鬈 器
港
地 构 造 上 属 于 陆 内俯 冲 ； ４ ） 在沉积 背景方面 ， 常处
倾 角缓
于前 陆盆地沉积最厚 ， 沉 降最深 的地方 ， 沉积的陆
相地层至少要达到 ３ ｋ ｍ左右 ， 一 般 可 达 十余 公 里 ， 很少有与类似落基 山（ Ａ一 型） 俯 冲 前 缘 的 中生 代 海 相沉积 ； ５ ） 在地史演化方面 ， 发 生 于前 陆 盆地 形 成 之 后 。如 鄂 尔 多 斯 盆 地 ， 前 陆 盆 地 形 成 于 晚 三 叠 世， 而 与 之 相 关 的俯 冲发 生 在 晚 印支 期 和 燕 山期 ；
第１ 期
张
继： 俯 冲带 研 究进 展 与 问题
ｌ ９
１ 俯 冲带 分类
俯 冲作用 是指 发 生在 汇聚板 块边 缘 复杂 的地 质作
用过 程 ， 表 现 为一 个 岩 石 圈板 块 相对 于另 一个 岩 石
圈板块 下 降潜伏 的过程 。俯 冲带 即为俯 冲板 块 的俯
冲部分 ， 发生俯冲作用板块的边缘地带 ， 它是板块发 生消减３俯 冲带其 他分 类
俯 冲根 据 俯 冲 的角 度 还 可 分 为 平 坦 俯 冲 （ ｌ ｆ ａ ｔ ｓ ｕ ｂ ｄ ｕ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ） 和 陡俯 冲 （ 正常俯 冲 ［ ２ ５ ， ２ ６ ］ 。平坦俯 冲指下 插 于上覆 大 陆 板块 的 大洋 板 块呈 低 角度 （ 俯 冲角度 ＜１ ０ 。 ） 近水 平 的俯 冲 ， 据统计全 球有 １ ０ ％的俯 冲带 属 于平 坦俯 冲 。平 坦俯 冲有 如下 特殊 地 质特 点与 正 常 的陡俯 冲相 区别 ， 如 形成 宽 阔的岩浆 弧带 （ 一般 超
大陆俯冲带超高压变质岩部分熔融与壳幔相互作用研究进展
大陆俯冲带超高压变质岩部分熔融与壳幔相互作用研究进展20世纪60年代建立起来的板块构造理论是地球科学发展的一个里程碑,它极大地改变了人类对地球运作机制的认识,成为20世纪自然科学的重大进展之一(Zheng,2018)。
按照传统的板块构造理论,大陆地壳由于其密度低,不可能俯冲到高密度的地幔中(郑永飞等,2015)。
然而,上世纪80年代地球科学家分别在西阿尔卑斯和挪威西部的变质表壳岩中,发现了超高压变质矿物柯石英(Chopin,1984;Smith,1984),证明大陆地壳曾俯冲到至少80km的地幔深度并发生超高压变质作用,然后折返地表。
随着新的超高压指示矿物和特殊出溶结构的发现(如金刚石、α-PbO2结构的金红石、超硅石榴石、超硅榍石、富Si和K的单斜辉石、菱镁矿、单斜辉石中出溶斜顽辉石、斯石英假象等)(SobolevandShatsky,1990;Xuetal.,1992),大陆地壳的俯冲深度被不断刷新,从80km到300km以上。
此外,长英质片麻岩锆石中柯石英包裹体的不断发现(LiuandLiou,2011),证明大规模的低密度长英质岩石曾整体俯冲到地幔深度发生超高压变质,然后又折返回浅部地壳。
三十余年来,地球科学家相继在全球大陆碰撞造山带中发现了二十多个超高压变质地体(Liouetal.,2009;ZhengandChen,2016)。
大陆深俯冲和超高压变质作用研究不仅发展了板块构造理论,而且推进了大陆动力学研究。
俯冲到地幔深度的地壳物质不可避免地在板片-地幔界面与地幔楔发生相互作用,由此形成的超镁铁质交代岩可作为造山带镁铁质火成岩的地幔源区。
大洋板块俯冲过程中经历变质脱水甚至部分熔融,释放的熔流体交代上覆地幔楔并导致大规模岛弧岩浆活动。
与洋壳相比,陆壳具有相对古老、干和冷的特征,因而在俯冲过程中很难发生显著的脱水和熔融过程。
但是,在深俯冲陆壳折返阶段部分熔融比较普遍,产生的长英质熔体不仅可以形成同折返花岗岩,而且可以作为交代介质交代不同层位和性质的地幔。
关于俯冲带岩浆作用的认识
关于俯冲带岩浆作用的认识发布时间：2021-07-21T08:25:21.845Z 来源：《防护工程》2021年8期作者：王潇刘静远[导读] 自板块构造理论出现以来，发生在板块汇聚边缘的俯冲带在板块构造理论中扮演重要的角色，研究俯冲带演化过程是发展板块构造理论的关键。
本文通过介绍近些年来人们对板块俯冲过程中不同类型俯冲带岩浆作用的特点方面的研究成果，希望对俯冲带岩浆作用能有一个整体的认识。
王潇刘静远长安大学地球科学与资源学院陕西西安 710054摘要：自板块构造理论出现以来，发生在板块汇聚边缘的俯冲带在板块构造理论中扮演重要的角色，研究俯冲带演化过程是发展板块构造理论的关键。
本文通过介绍近些年来人们对板块俯冲过程中不同类型俯冲带岩浆作用的特点方面的研究成果，希望对俯冲带岩浆作用能有一个整体的认识。
关键词：俯冲带；岩浆作用；引言俯冲带是地球上最复杂的构造部位，地表大多数突发性地质现象均发生于此处，包括爆发性的火山活动、强地震、快速的地貌演变、深部强反差的地热体制和复杂的造山过程等。
本文旨在结合近些年来国内外学者的研究，对俯冲带岩浆作用方面进行总结，以希望对俯冲带岩浆作用能有一个整体的认识。
1 俯冲带岩浆作用俯冲带区域的岩浆作用同壳幔间的物质和能量的交换密切相关，也是全球岩浆作用研究的重要组成部分。
由于俯冲带岩浆作用具有岩浆来源多样性、复杂的岩浆形成机制以及复杂的后期改造过程等特点。
因此，该领域目前仍存在较多问题，如初始俯冲对应的俯冲带岩浆作用是怎样的？不同于大洋中脊岩浆来源相对较单一，俯冲带岩浆具有多来源的特点，地幔楔物质熔融是该区岩浆物质的主要来源，而俯冲洋壳和深海沉积物也有着重要的贡献。
绝热减压熔融过程是控制洋中脊地区地幔物质熔融的主要机制。
1.1 洋洋俯冲带及其岩浆作用洋洋俯冲带发育岛弧，根据岛弧演化的程度可进一步划分为洋内弧和陆缘弧，后者演化程度更高。
由于俯冲板片的成分和脱水熔融程度、参与交代作用的流体和熔体的比例以及被交代的地幔类型存在差异，岛弧玄武岩作为洋内俯冲过程的产物，间接地记录了洋洋俯冲带的壳幔相互作用。
俯冲带复杂的壳幔相互作用
俯冲带复杂的壳幔相互作用赵振华;王强;熊小林【期刊名称】《矿物岩石地球化学通报》【年(卷),期】2004(23)4【摘要】俯冲带除俯冲板片脱水形成的富大离子亲石元素流体、交代地幔楔形成的岛弧钙碱性玄武岩安山岩英安岩流纹岩及相应侵入岩组合外,还存在由俯冲板片熔融形成的埃达克质熔体交代地幔楔形成的埃达克岩富铌玄武岩富镁安山岩组合,从而构成了俯冲带的流体交代与熔体交代两大类壳幔相互作用体系及相应的岩石组合。
熔体交代作用的显著特点是Mg、高场强元素Nb、Ti、P等含量增加,Nd Sr值增高,而Si、K、Na及La Yb降低。
洋壳板片或洋脊俯冲、玄武质岩浆底侵使地壳增厚,或板片断离、撕裂等作用均可产生埃达克质熔体并随之产生熔体交代作用。
流体和熔体与地幔橄榄岩的相互作用构成了俯冲带复杂的地球化学体系。
【总页数】8页(P277-284)【关键词】俯冲带;交代作用;壳幔相互作用;安山岩;地幔;埃达克岩;洋壳;熔体;板片;熔融【作者】赵振华;王强;熊小林【作者单位】中国科学院广州地球化学研究所【正文语种】中文【中图分类】P588;P542【相关文献】1.中亚造山带中新生代壳幔相互作用特征与过程——新疆北部幔源岩浆岩系对比研究 [J], 郭召杰;韩宝福;张元元;陈石2.大别造山带与郯庐断裂带壳、幔结构和陆内"俯冲"的耦合效应 [J], 滕吉文;闫雅芬;王光杰;熊熊3.哀牢山成矿带壳幔相互作用与金成矿关系探讨——以元阳大坪金矿床为例 [J], 袁士松;葛良胜;路彦明;郭晓东;王美娟;王治华;邹依林4.西北太平洋俯冲带东北地区壳幔结构研究进展 [J], 张瑞青;李永华;姚雪绒5.大别造山带大陆深俯冲和折返过程中壳—幔相互作用信息——来自大理岩铅同位素的证据 [J], 刘富;周汉文因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
造山带橄榄岩记录的大陆俯冲带多期壳幔相互作用
造山带橄榄岩记录的大陆俯冲带多期壳幔相互作用大陆俯冲带是地球岩石圈内形态最复杂的部分之一。
在大陆俯冲带中，大陆板块和洋板块发生重合作用，导致了强烈的岩石变形和多期壳幔相互作用。
其中，橄榄岩是大陆俯冲带中最典型和重要的一种岩石。
本篇文章将记录大陆俯冲带多期壳幔相互作用中的橄榄岩特征和演化过程。
在大陆俯冲带的壳幔相互作用中，橄榄岩通常是沉积物质与地幔物质混合的产物。
在初期的大陆俯冲带的演化过程中，沉积物质和地幔物质被压入了地球的内部，高压和高温环境下，产生了各种变质作用。
这些变质过程中，橄榄岩开始出现在俯冲带中。
这些橄榄岩主要富含铁、钾、钠等元素，具有高的硅含量和富铝性。
随着时间的推移，大陆俯冲带的壳幔相互作用不断加剧。
在大陆俯冲带中，会发生部分熔融和岩浆贯入。
这些过程进一步改变了橄榄岩的特征。
在熔融过程中，橄榄岩中的大部分铁、钾、钠等元素被消耗，导致橄榄岩变成了镁质橄榄岩。
与此同时，熔融过程中的岩浆会侵入岩石层中，进一步改变了橄榄岩的成分和结构。
在长期的壳幔相互作用中，大陆俯冲带中的橄榄岩逐渐形成了明显的大陆俯冲带特征。
例如，橄榄岩通常是岩石带中的主要成分，具有高岛性和难熔性，伴随着熔融物的贯入，并且可以发现斑状矿物、多钠角闪石和高辉石等特征。
这些特征表明橄榄岩在大陆俯冲带的多期壳幔相互作用过程中始终扮演着重要的角色。
总之，大陆俯冲带是地球上最活跃的岩石圈部分之一。
在大陆俯冲带中，橄榄岩是形成多期壳幔相互作用的重要产物。
通过多期壳幔相互作用的过程，橄榄岩的特征和结构发生了多次变化，形成了典型的大陆俯冲带橄榄岩记录，对于理解大陆俯冲带的演化和构造背景具有非常重要的意义。
大陆俯冲过程中的流体
大陆俯冲过程中的流体李曙光;侯振辉【期刊名称】《地学前缘》【年(卷),期】2001(008)003【摘要】含水矿物矿物稳定性的实验研究和超高压岩石的同位素地球化学研究表明,大陆地壳在俯冲过程中,随着变质程度的升高和部分含水矿物的相继分解,会有流体释放出来.当俯冲深度接近50km,俯冲陆壳岩石中大量低级变质含水矿物(如绿泥石、绿帘石、阳起石)会脱水并从俯冲陆壳逸出形成流体流.这一流体流可溶解带走俯冲陆壳内已从云母类矿物逸出的放射成因Ar及部分U、Pb,并导致w(U)/w(Pb)升高.这一阶段逸出的流体有可能交代、水化仰冲壳楔,为其发生部分熔融形成同碰撞花岗岩或加速山根下地壳的榴辉岩化创造条件.在俯冲深度为50～100km,变镁铁质岩石中的角闪石相继分解并释放出H2O.由于变镁铁质岩石在陆壳中所占比例较少,因此,这一阶段释放的水不能形成大规模的流体流,因而不能使体系内的过剩Ar大量散失,但足以形成局部循环,加速变镁铁质岩石及其互层或邻近围岩的榴辉岩化变质反应.在俯冲深度＞100km的超高压变质阶段,仅有少量的含水矿物分解,而多硅白云母仍保持稳定.这时俯冲陆壳内只可能有少量粒间水存在,从而导致俯冲陆壳与周围软流圈地幔不能发生充分的相互作用.【总页数】7页(P123-129)【作者】李曙光;侯振辉【作者单位】中国科学技术大学地球和空间科学系;中国科学技术大学地球和空间科学系【正文语种】中文【中图分类】P59【相关文献】1.苏鲁造山带池庄超高压榴辉岩中变质脉:大陆俯冲带超临界流体活动的证据 [J], 田野;黄建;回迎军;肖益林2.大陆深俯冲过程中的流体-岩石相互作用——中国大陆科学钻探主孔氧同位素剖面 [J], 张泽明;肖益林;赵旭东;石超3.大陆板块俯冲和折返过程中的流体活动: 稳定同位素证据 [J], 郑永飞4.大陆板块俯冲和折返过程中的流体活动：稳定同位素证据 [J], 郑永飞5.大陆俯冲过程中上盘的俯冲剥蚀--胶北地块三叠纪独居石、金红石U-Pb年代学证据 [J], 曹汇;许志琴;李广旭;王达因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
造山带橄榄岩记录的大陆俯冲带多期壳幔相互作用
造山带橄榄岩记录的大陆俯冲带多期壳幔相互作用
随着地球漫长岁月的推移，许多大陆俯冲带在不同的时期都发生了壳幔相互作用，这种相互作用在一定程度上影响了地球的地质变化。
其中，造山带橄榄岩记录着大陆俯冲带多期壳幔相互作用的重要证据。
首先，我们要了解造山带橄榄岩的形成过程。
在大陆板块俯冲带，大量的海水被沉积到了地壳深处，这些海水随着高温和高压的作用，逐渐转化为含有丰富矿物的流体。
这些流体在地球深处不断运动，通过与岩石和矿物物质相互作用，逐渐转化为含有较高硅和镁的橄榄岩，从而形成了橄榄岩带。
随着时间的流逝，这些大陆俯冲带还会经历多期壳幔相互作用。
例如，在一些极端的环境下，地球深处的流体会迅速上升，卷入大陆板块的下降过程中，与地壳和地幔相互作用，促使造山带橄榄岩的形成速度大大加快。
这种现象在欧洲中部的阿尔卑斯山脉下方就有发生。
在不同的时期，大陆俯冲带中的流体会有所不同，例如，有些流体中含有较高的硫化物和铜等矿物物质，这些物质有助于形成含铜矿脉。
同时，流体中还常常含有大量的水，这是在形成造山带橄榄岩过程中不可或缺的因素。
在欧洲大陆中部阿尔卑斯山脉下方，存在一个广阔的造山带橄榄岩带，其长度达数百公里，其厚度达数十公里。
这条橄榄岩带记录了大陆板块多期壳幔相互作用的证据。
其中，正是这种相互作用在深处形成了橄榄岩，同时还在这些岩石之间形成了
矿物物质和金属元素的交流。
总之，通过对造山带橄榄岩的观察和研究，我们可以深入研究大陆俯冲带多期壳幔相互作用的过程，进一步探索我们地球的演化历史。
大陆碰撞造山带的两类橄榄岩——以柴北缘超高压变质带为例
大陆碰撞造山带的两类橄榄岩——以柴北缘超高压变质带为例宋述光;张立飞;牛耀龄;张贵宾【期刊名称】《地学前缘》【年(卷),期】2007(014)002【摘要】论述了大陆俯冲碰撞带中地幔橄榄岩的基本特征和成岩类型,并重点讨论柴北缘超高压变质带中不同性质的橄榄岩及其成因.根据岩石学特征,我们确定柴北缘超高压带中发育有两种类型的橄榄岩:(1)石榴橄榄岩,岩石类型包括石榴二辉橄榄岩、石榴方辉橄榄岩、纯橄岩和石榴辉石岩,是大陆型俯冲带的标志性岩石.金刚石包裹体、石榴石和橄榄石的出溶结构、温压计算等均反映其来源深度大于200 km.地球化学特征表明该橄榄岩的原岩是岛弧环境下高镁岩浆在地幔环境下堆晶的产物.(2)大洋蛇绿岩型地幔橄榄岩,与变质的堆晶杂岩(包括石榴辉石岩、蓝晶石榴辉岩)和具有大洋玄武岩特征的榴辉岩构成典型的蛇绿岩剖面,代表大洋岩石圈残片.这两类橄榄岩的确定对了解柴北缘超高压变质带的性质和构造演化过程有重要意义.【总页数】10页(P129-138)【作者】宋述光;张立飞;牛耀龄;张贵宾【作者单位】北京大学,造山带和地壳演化教育部重点实验室,地球与空间科学学院,北京,100871;北京大学,造山带和地壳演化教育部重点实验室,地球与空间科学学院,北京,100871;Department of Earth Science, Durham University, Durham, DH1 3LE, UK;北京大学,造山带和地壳演化教育部重点实验室,地球与空间科学学院,北京,100871【正文语种】中文【中图分类】P588.12;P542.5【相关文献】1.东昆仑造山带早古生代的大陆碰撞:来自榴辉岩原岩性质的证据 [J], 孟繁聪;崔美慧;贾丽辉;任玉峰;冯惠彬2.苏鲁-大别山超高压变质带迟家店和碧溪岭石榴二辉橄榄岩橄榄石组构 [J], 宋衍茹;金淑燕;叶凯3.柴北缘超高压变质带沙柳河蛇绿岩型地幔橄榄岩及其意义 [J], 张贵宾;宋述光;张立飞;牛耀龄;舒桂明4.青海都兰榴辉岩的发现及对中国中央造山带内高压-超高压变质带研究的意义 [J], 杨经绥;Marc Jolivet;许志琴;宋述光;吴才来;史仁灯;张建新;万渝生;李海兵;金小赤5.大别山超高压变质带花岗岩两期变质作用和造山带抬升的年代学证据 [J], 方中;徐士进;王汝成因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
俯冲大陆岩石圈重熔_大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩成因
中国科学 D 辑:地球科学 2009年 第39卷 第7期: 888 ~ 909 《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS俯冲大陆岩石圈重熔: 大别-苏鲁造山带中生代 岩浆岩成因赵子福*, 郑永飞中国科学院壳幔物质与环境重点实验室, 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026 * E-mail: zfzhao@收稿日期: 2009-02-14; 接受日期: 2009-05-30中国科学院知识创新工程重要方向项目(编号: KZCX2-YW-131)、国家重点基础研究发展计划(编号: 2009CB825004)和国家自然科学基金(批准号: 40673009)资助摘要 大别-苏鲁造山带是华南-华北陆块在三叠纪经过大陆碰撞形成的, 其中含有大量中生代岩浆岩, 形成时代上主要属于晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世. 晚三叠世碱性岩和晚侏罗世花岗岩仅出露在苏鲁造山带东部, 而早白垩世岩浆岩则遍布整个大别-苏鲁造山带(包括大面积的花岗岩、零星的中基性侵入岩和火山岩). 虽然时代不同, 但是它们均富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损高场强元素, 具有高的初始Sr 同位素比值、低的εNd (t )值和低的放射成因Pb 同位素组成. 晚侏罗世和早白垩世花岗岩锆石中含有新元古代和三叠纪U-Pb 年龄的继承核, 大多数早白垩世基性岩中锆石具有比正常地幔锆石低的氧同位素比值, 全岩具有比正常地幔低的碳同位素比值. 系统的元素和同位素对比研究发现, 大别-苏鲁造山带中生代花岗岩和基性岩分别与经过超高压变质的花岗片麻岩和榴辉岩具有相似性. 尤其是若干鉴定性特征的地球化学指标证明, 它们都是华南岩石圈北缘的组成部分. 由于中生代大陆深俯冲, 这些具有类似地球化学性质的岩石分别在不同时间和层位发生超高压变质和碰撞后深熔作用. 因此, 这些中生代岩浆岩的形成与华南陆块俯冲/折返之后的碰撞后造山带构造跨塌有关, 是俯冲大陆岩石圈在碰撞造山带加厚背景下部分熔融的产物.关键词大陆深俯冲 岩石圈熔融 碰撞后岩浆岩 中生代构造 超高压变质岩 大别-苏鲁大洋地壳俯冲过程中形成岛弧玄武岩和安山岩, 大陆地壳俯冲过程中则没有形成相应的岩浆岩. 但是在深俯冲陆壳折返和碰撞后加厚造山带拉张垮塌过程中, 可以形成大量的同折返和碰撞后岩浆岩. 在典型的碰撞造山带中, 广泛发育碰撞后岩浆活动[1]. 碰撞后岩浆活动是造山带岩石圈深部热状态、结构和组成的反映, 其中深俯冲大陆岩石圈有可能在上地幔顶部停滞几十乃至上百个百万年之后才发生熔融.因此, 研究造山带碰撞后岩浆岩的形成时代、岩石类型、地球化学特征、源区物质来源及其形成的地球动力学背景, 对于认识俯冲大陆岩石圈再循环和碰撞造山带的构造演化具有十分重要的意义.大别-苏鲁造山带是三叠纪华南陆块俯冲进入华北陆块之下形成的大陆碰撞型造山带[2~4]. 它不仅是世界上出露规模最大、保存最好的超高压变质地体之一[5,6], 而且也是陆-陆碰撞之后在超高压岩石折返和中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第7期889剥露过程中岩浆活动最为强烈的地区之一[7~13], 因此是研究大陆板块深俯冲和折返过程中壳幔地球化学循环的理想靶区. 然而, 与大陆深俯冲有关超高压变质岩的研究程度和取得的进展[4]相比较, 对大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩及其相关化学地球动力学问题的研究程度相对较为薄弱. 近10年来, 对大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩的研究尽管已经取得长足进展, 但在源区物质来源、形成的地球动力学背景及其与造山带演化之间的关系等方面仍存在争议. 本文在系统总结大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩的岩石学、同位素年代学、元素和同位素地球化学等方面资料的基础上, 重点探讨了这些岩浆岩的源区物质来源及其形成的地球动力学机制.1 地质背景和年代学格架大别-苏鲁造山带是华南陆块与华北陆块之间在三叠纪时期俯冲/碰撞所形成的超高压变质带, 造山带内超高压岩石的大面积分布引起了国内外地质学界的广泛关注, 成为近20年来研究超高压变质作用最为重要的靶区之一. 前人已经在超高压变质和大陆碰撞的一些重要领域取得了国际上有影响力的系列成果[4], 特别是大量的锆石U-Pb 定年得到超高压变质年龄为240~225 Ma(属中三叠世). 根据变质温度- 压力条件, 在露头尺度上可以将大别造山带划分成5个带[14], 从北向南分别为: (1) 北淮阳低温低压绿片岩相变质带, (2) 北大别高温超高压榴辉岩相带, (3) 中大别中温超高压榴辉岩相带, (4) 南大别低温超高压榴辉岩相带, (5) 宿松低温高压蓝片岩相带. 在苏鲁造山带也存在类似等级的变质相带[14,15], 只是空间分布上存在差别. 在苏鲁造山带西南部, 中温超高压变质带居中, 南部是张八岭低温高压变质带, 北部是五莲低温低压变质带. 在苏鲁造山带东北部为高温超高压带. 除了不同等级变质岩外, 在大别-苏鲁造山带的各个变质相带都有中生代岩浆岩出露(图1). 大别-苏鲁造山带中生代侵入岩主体为花岗岩, 中基性岩分布规模有限, 多表现为小的侵入体或岩墙产出(图1). 火山岩仅在局部区域有出露, 如大别造山带北淮阳浅变质带和苏鲁造山带北部的莱阳盆地[17,18]. 前人已经对大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩进行了大量的同位素年代学研究, 包括锆石U-Pb 年龄、全岩或矿物K-Ar 或Ar-Ar 年龄以及Rb-Sr 等时线年龄等. 由于锆石在岩浆演化过程中结晶相对较早, 而且性质稳定, U-Pb 体系不易受到后期地质过程的扰动, 因此锆石U-Pb 年龄能够较好地代表岩浆活动的时代. 表1汇编了大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩有代表性的锆石U-Pb 年龄和部分缺乏锆石U-Pb 年龄岩体的矿物Ar-Ar 年龄. 对于难以选出锆石的火山岩和基性岩墙, 表1一并列出了它们的K-Ar 和Ar-Ar 年龄. 如表1和图2(a)所示, 大别-苏鲁造山带中生代岩浆活动可以分为3期: 晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世. 晚三叠世碱性岩和晚侏罗世花岗岩均分布在苏鲁造山带的东部, 而早白垩世岩浆岩则遍布大别-苏鲁造山带(图1).晚三叠世侵入岩体位于苏鲁造山带东端荣城附近的石岛地区(图1). 根据侵入接触关系和岩性组成, 石岛碱性杂岩体由老到新可以划分为4个主要的岩石单元[36,46]: 刑家黑云母辉长岩、甲子山辉石正长岩、人和集石英正长岩和槎山正长花岗岩. 晚期侵位的岩体中含有大量早期岩体的包体, 另外可见晚期的基性岩墙侵位到辉石正长岩中[11]. Chen 等[36]、Yang 等[11]和郭敬辉等[35]对上述岩体进行了TIMS 和SHRIMP 锆石U-Pb 年龄以及矿物(钾长石和角闪石)Ar-Ar 年龄测定, 结果表明: 苏鲁造山带晚三叠世碱性岩形成于205~225 Ma(表1, 图2(a)). Yang 等[11]对侵位到辉石正长岩中的一基性岩墙进行了全岩Ar-Ar 年龄测定, 结果为(200.6±0.2) Ma. 除了石岛杂岩体之外, 晚三叠世岩浆活动还表现为侵入到片麻岩中的长英质岩墙. Wallis 等[47]对采自苏鲁造山带东北部的长英质岩墙中的锆石进行了SHRIMP 法U-Pb 年龄测定, 得到锆石边部的年龄为200~230 Ma, 核部残留锆石年龄为新元古代中期, 与三叠纪超高压变质火成岩原岩中的岩浆锆石U-Pb 年龄一致[48,49].晚侏罗世花岗岩位于苏鲁造山带东部, 包括垛崮山、文登和昆嵛山3个岩体(图1), 岩性为花岗闪长岩, 二长花岗岩和含石榴石淡色花岗岩[35]. 锆石 U-Pb 定年结果给出这些岩体的侵位年龄为142~161 Ma [35,37]. 此外, 这些侏罗纪花岗岩中含有大量的继承锆石[35], 其U-Pb 年龄可以分为三叠纪、新元古代和古元古代三组(图2(b)), 且三叠纪U-Pb 年龄的数据点具有较低的Th/U 比值. 部分北淮阳火山岩也具有赵子福等: 俯冲大陆岩石圈重熔890图1 大别-苏鲁造山带地质简图(a) 大别; (b) 苏鲁. 修改自Jahn 等[7]和Tang 等[16]中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第7期891表1 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩同位素年龄数据汇编位置/岩体 岩性 年龄/Ma 定年方法 参考文献大别造山带 北淮阳 安山岩 147.5±2.3 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 安山岩 148.8±2.5 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 粗面岩 146.8±2.3 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 基性岩脉 140.7±2.2 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 粗面岩 146.5±2.3 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 粗安岩 144.8±2.3 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 粗面岩 138.3±2.2 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 安山岩 130.4±2.1 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 玄武岩 116.2±1.8 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 安山岩 132.2±2.1 全岩K-Ar 文献[19] 北淮阳 玄武岩 130±2 SIMS 锆石U-Pb 文献[20] 北淮阳 安山岩 133±3 SIMS 锆石U-Pb 文献[20] 古碑 花岗闪长岩 125±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[21] 主簿源 英云闪长岩 131±2 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[22] 主簿源北 花岗闪长岩 125.6±0.3 TIMS 锆石U-Pb 文献[23] 天堂寨 花岗岩 142±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[24] 天堂寨 花岗岩 143±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[24] 天堂寨 花岗岩 129±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[24] 石鼓尖 角闪石英二长岩 132.8±4.3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[25] 天堂寨 斑状二长花岗岩 132.3±1 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[25] 天堂寨 钾长花岗岩 127.9±0.8 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[25] 主簿源 花岗岩 128±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[8] 主簿源 花岗岩 126±5 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[8] 主簿源 花岗岩 127±3 LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[26] 主簿源 花岗岩 128±2 LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[26] 天柱山 花岗岩 129±20 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[8] 天柱山 花岗岩 132±2 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[8] 白马尖 花岗岩 124±10 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[10] 漆柱山 辉长岩 122.9±0.6 TIMS 锆石U-Pb 文献[27] 椒子岩 辉长岩 112.9±7.5 TIMS 锆石U-Pb 文献[28] 小河口 闪长岩 127±6 TIMS 锆石U-Pb 文献[28] 小河口 辉石岩 125.3±0.8 TIMS 锆石U-Pb 文献[28] 祝家铺 闪长岩 130.2±1.4 TIMS 锆石U-Pb 文献[28] 沙村 辉长岩 128.1±2.0 TIMS 锆石U-Pb 文献[29] 沙村 辉长岩 125±2 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[9] 沙村 辉石岩 125±3SHRIMP 锆石U-Pb 文献[9] 椒子岩 辉长岩 127±3TIMS 锆石U-Pb 文献[9] 沙村 粗面岩 136.4±2.2 全岩K-Ar 文献[30] 沙村 粗面岩 144.2±2.3 全岩K-Ar 文献[30] 沙村 粗面岩 142.7±2.3全岩K-Ar 文献[30] 北大别 辉绿岩脉 128.3±0.1 全岩Ar-Ar 文献[31] 北大别 煌斑岩 128.2±0.2 全岩Ar-Ar 文献[31] 北大别 煌斑岩 129.6±0.2 全岩Ar-Ar 文献[31] 北大别 辉绿岩脉 131.8±0.3 全岩Ar-Ar 文献[31] 北大别 辉绿岩脉 127.6±0.2 全岩Ar-Ar 文献[31] 司空山 花岗岩 125.8±1.9 黑云母Ar-Ar 文献[32] 司空山 花岗闪长岩 129.1±0.5 角闪石Ar-Ar 文献[32] 团岭 英云闪长岩 134±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[22] 雷家店 片麻状花岗岩 133±2SHRIMP 锆石U-Pb 文献[22] 刘家洼 花岗岩 135.4±2.7 TIMS 锆石U-Pb 文献[33] 团岭 二长闪长岩 130±10 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[10] 赤土岭 闪长岩 131±3 SHRIMP 锆石U-Pb 文献[34] 梅川花岗岩 115.8±0.4黑云母Ar-Ar 文献[32]赵子福等: 俯冲大陆岩石圈重熔892续表1位置/岩体岩性年龄/Ma 定年方法参考文献苏鲁造山带石岛 辉石正长岩 211.9±1.5 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 石岛 辉石正长岩 209.0±6.5 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 石岛 碱性辉长岩 211±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 石岛 碱性辉长岩 213±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 石岛 正长花岗岩 205.7±1.4 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 石岛 辉石正长岩 225.3±1.9 TIMS锆石U-Pb 文献[36] 石岛 石英正长岩 211.0±0.9 TIMS锆石U-Pb 文献[36] 石岛 花岗岩 205.2±4.5 TIMS锆石U-Pb 文献[36] 石岛 石英正长岩 215±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[11] 石岛 辉石正长岩 214.4±0.3 钾长石Ar-Ar文献[11] 石岛 辉石正长岩 214.6±0.6 角闪石Ar-Ar文献[11] 石岛 基性岩墙 200.6±0.2 全岩Ar-Ar文献[11] 垛崮山花岗闪长岩 161±1SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 文登二长花岗岩 157±5 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 文登二长花岗岩 160±3SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 昆嵛山含石榴石花岗岩 142±3 SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 昆嵛山黑云二长花岗岩 144±3 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 昆嵛山二长花岗岩160±3 SHRIMP锆石U-Pb 文献[37] 六度寺辉石闪长岩 114.5±0.8 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 泰薄顶钾长斑状花岗岩 114±1 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 三佛山钾长斑状花岗岩 113±1 SHRIMP锆石U-Pb 文献[35] 伟德山钾长斑状花岗岩 108±2 TIMS锆石U-Pb 文献[35] 莒南石英二长岩 123.2±1.8SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 大店石英二长岩 122.1±2.1SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 莒县花岗岩 126.9±1.9SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 五莲花岗岩 125.0±1.1SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 胶南石英二长岩 120.3±2.1SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 莒南辉绿岩 120.2±1.9SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 莒县辉绿岩 119.0±1.7SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 宫家辉长闪长岩 113±2LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[39] 宫家辉长岩 114±1LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[40] 宫家辉长岩 111±1LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[40] 宫家闪长岩 112±1LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[40]三家金矿煌斑岩 126.7±2.0 全岩K-Ar 文献[41]三家金矿煌斑岩 122.2±1.8 全岩K-Ar 文献[41] 哑子煌斑岩 126.0±2.0 全岩K-Ar 文献[41] 王格庄煌斑岩 123.5±2.3 全岩K-Ar 文献[41] 日照二长花岗岩 127±2SHRIMP锆石U-Pb 文献[12] 日照基性包体 124±3SHRIMP锆石U-Pb 文献[12] 五莲二长闪长岩 122±2SHRIMP锆石U-Pb 文献[12] 五莲二长岩 122±2SHRIMP锆石U-Pb 文献[12] 日照二长花岗岩 123.5±0.4 角闪石Ar-Ar 文献[12] 日照基性包体 124.2±0.4 角闪石Ar-Ar 文献[12] 日照基性岩墙 111.2±0.1 全岩Ar-Ar 文献[12] 五莲角闪二长花岗岩 123±4 TIMS锆石U-Pb 文献[42] 五莲晶洞花岗岩 116±4 TIMS锆石U-Pb 文献[42] 五莲辉石二长岩 126±3 TIMS锆石U-Pb 文献[42] 五莲二长花岗岩 115±1 TIMS锆石U-Pb 文献[42] 海阳二长花岗岩 114.5±1.6SHRIMP锆石U-Pb 文献[43] 李埝二长花岗岩 122.1±5.1LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[44] 抗日山花岗闪长岩 118.5±2.3LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[44] 五莲花岗岩125±4 SHRIMP锆石U-Pb 文献[13] 五莲花岗岩121±3 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] 五莲花岗岩118±2 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] 五莲花岗岩118±2 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13]中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第7期893图2 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩年龄(a)和继承锆石U-Pb 年龄(b)统计图(a)中的数据来源见表1, (b)中的数据引自文献[8, 10, 12, 13, 24, 25,35, 38, 45]晚侏罗世的全岩K-Ar 年龄[27](表1), 但鉴于该地区大多数火山岩和大别造山带侵入岩的形成年龄均为早白垩世, 因此在下文中将这部分火山岩与早白垩世岩浆岩一起讨论.大别-苏鲁造山带出露面积最广的是早白垩世岩浆岩, 它们在各个变质相带均有出露(图1). 早白垩世岩浆岩包括零星分布的基性岩和大面积出露的中酸性岩, 其中前者包括辉石岩-辉长岩侵入体、基性岩墙/脉(辉绿岩, 煌斑岩)和基性火山岩[7,9,17~19,31,41,50], 后者包括少量的闪长岩和中酸性火山岩[13,17,18,34]和大面积出露的花岗岩[8,10,12,13,26,38,51~53]. 大量的年代学结果表明(表1), 早白垩世岩浆岩形成于111~143 Ma, 峰期在125~130 Ma(图2(a)). 锆石SHRIMP U-Pb 年龄分析发现, 在部分花岗岩中存在老的继承锆石, 除了一个~2.8 Ga 的晚太古代和一个~2.3 Ga 的古元古代年龄之外, 其他继承锆石主要为新元古代中期(~750 Ma)以及少量的三叠纪(~230 Ma)和约1.8~2.0 Ga 的古元古代中期年龄(图2(b)). 其中三叠纪年龄的分析点均具有低的Th/U 比值, 表明为变质成因锆石.根据对大别-苏鲁造山带超高压变质岩原岩地球化学性质的详细研究, 三叠纪时期深俯冲进入地幔的是华南大陆岩石圈地幔和地壳[4], 它们主要由新元古代岩浆岩、少量古元古代-太古代变质岩以及少量新元古代-古生代沉积岩组成[14,49,54]. 在大地构造背景上, 华南扬子陆核周边在新元古代早期是罗迪尼亚超大陆聚合所形成的弧陆碰撞造山带[55~59], 在新元古代中期由于罗迪尼亚超大陆裂解使弧陆碰撞造山带发生构造跨塌[58], 引起的裂谷岩浆活动和高温水岩反应[48,60~64], 形成大面积亏损18O 的大花岗岩省[59]. 由这些岩石经过超高压变质所形成的各种榴辉岩和片麻岩, 在大别-苏鲁造山带构成了世界上出露面积最大的超高压变质地体[4]. 根据锆石Hf 同位素研究, 华南陆块新元古代中期岩浆岩的源岩主要由两期新生地壳组成[59,60,65], 一是中元古代晚期至新元古代早期, 二是古元古代中期. 此外, 还有少量太古代年龄地壳, 主要出露在三峡崆岭地区[66,67]. 迄今为止, 尚未在华北陆块发现新元古代中期岩浆活 动[68]. 因此, 新元古代中期岩浆锆石在华南陆块的产出, 是区分华南与华北陆块的首要标志[66]. 其次是亏损18O 岩浆岩在大别-苏鲁造山带超高压变质岩中的产出, 这也是华南陆块北缘所特有的[4].不过, 华南岩石圈在放射同位素组成上存在横向和垂向不均一性. 锆石U-Pb 定年和Hf-O 同位素研究证明[65], 大别造山带地壳呈现三层化学结构, 中温超高压变质岩在上, 高温超高压变质岩居中, 早白垩世岩浆岩源区物质在下. 中大别超高压变质火成岩原岩锆石相对亏损Hf 同位素, 具有中元古代晚期-新元古代早期Hf 模式年龄; 北大别超高压变质火成岩原岩锆石相对富集Hf 同位素, 具有古元古代中期Hf 模式年龄. 这种造山带岩石圈结构是华南岩石圈垂向不均一性的构造显示. 就华南岩石圈横向不均一性来说, 总体可划分出两个大的区域: (1) 华南Ⅰ, 主要分布在华南陆块西缘(康滇构造带)、东部(江南造山带东段)和中部 (长江中下游及其以南地区), 新生地壳时代为中元古代晚期至新元古代早期(罗迪尼亚赵子福等: 俯冲大陆岩石圈重熔894超大陆聚合/裂解过程中壳幔分异的产物), 由此衍生的显生宙岩浆岩表现出相对亏损的放射成因同位素组成; (2) 华南Ⅱ, 主要分布在华南陆块南部(江南造山带西段)和北缘(大别-苏鲁造山带), 新生地壳时代为古元古代中期(哥伦比亚超大陆聚合/裂解过程中壳幔分异的产物), 由此衍生的显生宙岩浆岩表现出相对富集的放射成因同位素组成. 正是由于这些横向和垂向不均一性, 导致华南不同地区显生宙岩浆岩在放射同位素组成上出现明显差别.2 地球化学特征2.1 元素地球化学苏鲁造山带晚三叠世碱性岩具有较大的成分变化范围, 从基性辉长岩到酸性正长花岗岩都有产出, 且成分呈连续演化的特征, SiO 2含量从46.6%变化到75.0%[11,46,47]. 所有岩石类型均富钾, 它们具有高的Na 2O ＋K 2O 含量(图3(a)), 在K 2O-SiO 2图解上所有样品几乎都分布在橄榄安粗岩系列区域内(图3(b)), 是典型的富钾系列侵入岩. 它们明显富集轻稀土元素, 早期的辉长岩和辉石正长岩无明显的Eu 异常, 而晚期的石英正长岩和正长花岗岩具有明显的Eu 负异常(图4(a)). 在微量元素蛛网图上(图5(a)), 所有岩石类型均具有明显的Nb, Ta, Ti 等高场强元素负异常和Pb 正异常, 辉长岩和辉石正长岩富集大离子亲石元素(如, Rb, Sr, Ba), 而石英正长岩和正长花岗岩具有Ba 和Sr 的负异常[11].苏鲁造山带晚侏罗世花岗岩具有较小的成分变化范围[77,78], 其中SiO 2含量为66.4%~74.6%, Al 2O 3含量为13.6%~17.2%, 富碱, 贫Fe, Mg 和Ca(表2). 岩石地球化学特征表明它们为亚碱性岩石(图3(a)), 在K 2O-SiO 2图解上分布在钙碱性和高钾钙碱性系列区域内(图3(b)). A/CNK 值为0.88~1.13, 属准铝质到弱过铝质(图3(c)). 晚侏罗世花岗岩富集轻稀土元素, 亏损重稀土元素, 无明显的Eu 异常(图4(b)); 富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素(图5(b)), 具有较高的Sr/Y 和(La/Yb)N 比值(表2), 在Sr/Y-Y 和(La/Yb)N - Yb N 图解上分布在埃达克岩区域(图6), 但是微量元素组成总体上具有弧型岩浆岩特点.大别-苏鲁造山带早白垩世基性岩具有相对较高的碱含量(图3(a)), 在K 2O-SiO 2图解上分布在高钾钙碱性和橄榄安粗岩系列区域内(图3(b)); 辉石岩具有高的Mg, Fe 和Ca 含量, 低的Al 和碱以及大离子亲石元素含量[50,82] (图3(a), (b)和5(c)). 这些基性岩和辉石岩表现出高度的轻稀土富集(图4(c)), 高场强元素(Nb, Ta, Zr 和Ti)负异常以及Pb 正异常(图5(c)). 中图3(a) 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩硅碱图(分类据文献[69, 70]), (b) K 2O-SiO 2图(分界线据文献[71]), (c) A/NK-A/CNK 图. 数据来源见表2中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第7期895表2 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩地球化学特征汇编a)早白垩世成分晚三叠世碱性岩晚侏罗世花岗岩基性岩 中酸性岩主量元素/%SiO 2 46.60~74.97 66.37~74.62 40.12~55.4 56.01~78.65TiO 2 0.02~1.32 0.06~0.4 0.08~3.230.04~1.33 Al 2O 3 8.37~18.79 13.58~17.21 2.97~19.63 11.41~19.17FeO T 0.31~9.181.23~3.03 5.39~16.12 0.36~7.15 MnO 0.01~0.16 0.02~0.2 0.10~0.34 0.01~0.25 MgO 0.02~12.44 0.02~1.383.08~28.96 0.04~5.02 CaO 0.48~14.99 1.07~3.81 2.23~15.06 0.33~6.65 Na 2O 1.34~5.33 2.76~4.83 0.45~4.51 2.19~7.05K 2O 3.07~9.132.11~6.18 0.10~5.49 1.85~7.28 P 2O 5 0.01~2.92 0.03~0.34 0.03~1.34 0.01~0.80 微量元素/µg ·g −1La 57.47~240.5 7.71~69.11 5.4~99.1 5.07~138 Ce 96.35~457.7 12.97~108.64 13.2~197.3 8.18~245.7 Pr 9.34~48.42 1.71~12.53 2.2~21.0 0.97~27.73 Nd 26.17~154.4 5.25~37.02 9.8~87.2 3.4~102.6 Sm 3.5~23.48 1.24~5.68 2.2~14.1 0.53~17.79 Eu 0.63~5.75 0.35~1.36 0.64~3.8 0.16~3.12 Gd 2.21~16.09 0.84~3.84 2.0~12.3 0.29~11.35 Tb 0.32~2.24 0.19~0.69 0.29~1.73 0.031~1.53 Dy 1.72~10.89 0.39~3.43 0.88~8.7 0.11~8.31 Ho 0.32~1.99 0.08~0.7 0.31~1.52 0.014~1.61 Er 0.98~5.71 0.19~2.03 0.79~4.07 0.037~4.34 Tm 0.17~0.84 0.04~0.31 0.11~0.54 0.005~0.758 Yb 1.25~5.07 0.18~1.96 0.66~2.94 0.033~4.42 Lu 0.19~0.72 0.03~0.3 0.1~0.4 0.005~0.637 Rb 79~268 47~134 1~162 33.1~936 Ba 86~103700 808~3652 50~7634 53.3~3477 Th 3.8~59.8 4.1~22.3 0.48~14.3 0.41~55.9 U 0.7~15.2 0.086~14.2 0.09~14.85 Nb 5.8~64.4 2.52~17.70 2~61 1.01~45 Ta 0.5~5.54 0.2~6.0 0.1~4.43 0.023~3.5 Pb 17.8~298 2.24~25.2 8~67.23 Sr 55~3832 294~1114 75~1686 15.8~1373 Zr 19~1422 62~196 25~381 31.2~526 Hf 1.8~31.4 3.7~5.5 1.2~9.5 0.36~10.23 Y 10.05~53.7 1.88~16.5 7.08~90 0.45~45.76 A/CNK 0.25~1.28 0.88~1.13 0.11~1.06 0.61~1.17Mg # 7~7510.5~53.4 43~88 12~66 Eu/Eu* 0.39~1.34 0.74~2.25 0.74~1.32 0.18~3.17 Sr/Y 2~126 43~465 3~83 1~1303(La/Yb)N19~64 9~84 3~45 7~302 (87Sr/86Sr)i0.7041~0.7073 0.7061~0.7113 0.7054~0.7113 εNd (t ) −16.6~−13.8 −20.1~−2.3 −27.9~−11.7(206Pb/204Pb)i16.289~16.568 15.906~18.115 15.531~17.78 (207Pb/204Pb)i 15.241~15.44215.078~15.68 15.17~15.618 (208Pb/204Pb)i 36.536~37.101 36.528~38.449 36.376~38.248 δ18O 锆石/‰ 3.85~8.57 3.19~6.43 δ13C/‰ −27.0~−5.8a) 数据来源: 文献[7~13, 17, 18, 21, 24, 25, 31, 34, 38~41, 45~47, 50~53, 77~93]赵子福等: 俯冲大陆岩石圈重熔896图4 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩、三叠纪榴辉岩和花岗片麻岩稀土元素球粒陨石标准化图球粒陨石稀土元素含量引自文献[72], 岩浆岩数据来源见表2, 榴辉岩和片麻岩数据引自文献[45, 73~76]酸性岩具有较大的成分变化范围(表2), 碱含量较高(图3(a)), 在K 2O-SiO 2图解上主要分布在高钾钙碱性和橄榄安粗岩系列区域内(图3(b)), 为准铝质到弱过铝质, A/CNK 值为0.61~1.17(图3(c)). 稀土模式表现出明显的轻稀土富集, 其中中性岩Eu 负异常不明显, 部分样品表现出弱的Eu 负异常, 而花岗岩表现出明显的Eu 负异常(图4(c)). 在微量元素原始地幔标准化图解上(图5(c)), 中酸性岩明显富集大离子亲石元素,亏损高场强元素(Nb, Ta 和Ti), 具有典型的弧型岩浆岩组成.图5 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩、三叠纪榴辉岩和花岗片麻岩微量元素原始地幔标准化图原始地幔微量元素含量引自文献[72], 岩浆岩数据来源见表2, 榴辉岩和片麻岩数据引自文献[45, 73~76]进一步, 大别山早白垩世岩浆活动从侵位时间上可分为早晚两期: (1) 早期岩浆岩侵位时间集中在130~143 Ma [24,25,34,45], 存在不同程度的构造变形; (2) 晚期岩浆岩侵位时间集中在120~130 Ma [7~10,26,45], 缺乏构造变形. 部分花岗岩和闪长岩明显亏损HREE 元素, 具有高的Sr 含量, 无Eu 异常或Eu 正异常, 低的Yb 和Y 含量, 在Sr/Y-Y 和(La/Yb)N -Yb N 图解上分布在埃达克岩区域(图6).2.2 同位素地球化学苏鲁造山带晚三叠世碱性岩不同岩石类型的中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第7期897图6(a) 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩Sr/Y-Y 图解[94]; (b) (La/Yb)N -Yb N 图解[95]. 图中不同区域用于区分埃达克岩(Adakite)和岛弧安山岩-英安岩-流纹岩(ADR). 数据来源见表2Sr-Nd 同位素组成较为类似, 具有相对富集的初始Sr 同位素比值(0.7041~0.7073)和明显富集的低εNd (t )值(−16.6~−13.8)[11,46](表2). 它们具有较低的放射成因Pb 同位素组成, 其中(206Pb/204Pb)i 为16.289~16.568, (207Pb/204Pb)i 为15.241~15.442, (208Pb/204Pb)i 为36.536~37.101[46,96].大别-苏鲁造山带早白垩世基性岩和辉石岩具有较高的初始Sr 同位素比值(0.7061~0.7113)和低的εNd (t )值(−20.1~−2.3)(表2), 其中绝大多数样品的εNd (t )值介于−10~−20之间(图7). 它们具有较低的放射成因Pb 同位素组成, 其中(206Pb/204Pb)i 为15.906~18.115, (207Pb/204Pb)i 为15.078~15.68, (208Pb/204Pb)i 为36.528~ 38.449(表2, 图8). Zhao 等[9]对大别山沙村和椒子岩辉石岩和辉长岩进行了C-O 同位素分析, 发现全岩图7 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩(87Sr/86Sr)i -εNd (t )相关图数据来源见表2. 为了便于比较, 图中同时标示出了华南Ⅰ(由长江中下游及其以南地区岩石为代表)和华北陆块(太行、鲁中和鲁 西-胶北)中生代基性岩浆岩以及大别-苏鲁造山带超高压榴辉岩、华南Ⅱ(以北大别花岗片麻岩为代表)和崆岭片麻岩(校正到t =130 Ma)的Sr-Nd 同位素组成变化范围. 数据引自文献[73, 75, 81, 83,92, 97~117]图8 大别-苏鲁造山带中生代岩浆岩初始Pb 同位素组成数据来源见表2. 为了便于比较, 图中同时标示出了华南Ⅰ(以长江中下游及其以南地区岩石为代表)和华北陆块(太行和鲁西-胶北)中生代基性岩浆岩以及华南Ⅱ(以大别-苏鲁造山带超高压榴辉岩和片麻岩为代表, 校正到t =130 Ma)的初始Pb 同位素组成变化范围. 数据引自文献[53, 92, 98, 100, 105, 106, 112~114, 117~121].(207Pb/204Pb)NHRL =0.1084×(206Pb/204Pb)i +13.491, (208Pb/204Pb)NHRL =1.209×(206Pb/204Pb)i +15.627, 据文献[122]898和单矿物氧同位素比值变化较大, 部分样品矿物对之间保存了氧同位素平衡分馏, 而部分样品则表现出明显的氧同位素不平衡分馏, 指示它们受到了岩浆期后亚固相水岩反应的扰动. 而锆石氧同位素组成由于不受岩浆期后亚固相水岩交换的影响, 可以示踪源区物质来源[48,123]. 大别山辉石岩-辉长岩锆石δ 18O 值为3.85‰~8.57‰[9,87], 大多数锆石具有与正常地幔锆石δ 18O 值5.3‰ ± 0.3‰[123]不同的δ 18O 值(图9).全岩碳含量和碳同位素组成具有较大的变化范围, 其中碳含量为0.03%~0.18%, δ 13C 值为−27.0‰~ −5.8‰, 绝大多数样品均具有低于正常地幔的δ 13C 值−5‰ ± 2‰(图10).大别-苏鲁造山带早白垩世中酸性岩具有较高的初始Sr 同位素比值(0.7054~0.7113)和非常低的εNd (t )值(−27.9~−11.7)(表2). 它们具有与基性岩类似的Pb 同位素组成, 其中(206Pb/204Pb)i 为15.531~17.78, (207Pb/204Pb)i 为15.17~15.618, (208Pb/204Pb)i 为36.376~ 38.248(表2). 对大别-苏鲁造山带早白垩世花岗岩O 同位素分析表明[8,10,13,91], 全岩和单矿物O 同位素组成具有较大的变化范围, 其中锆石δ 18O 值为4.14‰~图9 大别-苏鲁造山带早白垩世岩浆岩锆石δ 18O 值统计直方图数据来源见表2图10 大别-苏鲁造山带早白垩世岩浆岩和超高压榴辉岩-片麻岩锆石氧同位素组成(a)以及全岩和磷灰石碳同位素组成(b)比较图解数据引自文献[8~10, 13, 48, 49, 64, 87, 91, 124~126]6.43‰, 绝大多数样品与正常地幔锆石值一致(图9).3 源区物质来源尽管苏鲁造山带晚三叠世侵入岩具有大的化学成分变化范围和不同岩石类型, 但它们具有较为类似的Sr-Nd-Pb 同位素组成(表2), 因此岩浆源区为富集的岩石圈地幔和下地壳. 鉴于石岛碱性杂岩体形成于超高压变质峰期之后的板块折返阶段, Chen 等[36]根据Davies 和von Blanckenburg [127]的板片断离模型, 推测这些碱性岩的源区物质为华北大陆岩石圈地幔. Yang 等[11,128]根据Sr-Nd 地球化学研究, 认为这些晚三叠世碱性岩来源于华南大陆岩石圈的部分熔融. 高天山等[46]和Xie 等[96]根据全岩和长石Pb 同位素组成, 认为这些碱性岩岩浆源区为华北岩石圈. 尽管这些碱性岩具有明显的富集型Sr-Nd 同位素组成, 但是在富集岩石圈地幔的大地构造归属上, 仍然存在很大争议. 事实上, 这些碱性岩不但具有与大别-苏鲁造山带花岗片麻岩相似的弧型稀土和微量元素分布模式(图4(a)和5(a)), 而且Sr-Nd-Pb 同位素组成也基本落入花岗片麻岩和榴辉岩的变化范围之内, 但是。
中国东部壳-幔、岩石圈-软流圈之间的相互作用带:特征及转换时限
中国东部壳-幔、岩石圈-软流圈之间的相互作用带：特征及转换时限路凤香;郑建平;侯青叶;李方林【期刊名称】《中国地质》【年(卷),期】2006(33)4【摘要】中国东部中-新生代,下部岩石圈存在壳与幔、岩石圈与软流圈两个相互作用带,它们是重要的岩浆源区,在层圈相互作用中,热和物质的交换及其动力学过程是引起中、新生代岩石圈内部层圈间的厚度调整、岩石圈不均匀减薄以及区域构造-岩浆-成矿作用的重要机理.大陆内部的壳-幔作用有3种类型:地幔来源的底侵熔体与下地壳的作用;下地壳拆沉进入弱化(weakening)了的岩石圈地幔二者发生的作用以及陆-陆碰撞深俯冲带的壳-幔相互作用.它们形成的火山岩组合有一定的差别,但源区都含有地壳组分.岩石圈-软流圈的作用带也是重要的岩浆源区,源区是以软流圈地幔为主,基本不含地壳组分.东部岩石圈的减薄时间大体与出现大规模软流圈来源的玄武岩喷发的时间一致,也与上述两类层圈作用转换的时间一致,大约在100 Ma以后.【总页数】9页(P773-781)【作者】路凤香;郑建平;侯青叶;李方林【作者单位】中国地质大学,湖北,武汉,430074;中国地质大学,湖北,武汉,430074;中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083;中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083;中国地质大学,湖北,武汉,430074【正文语种】中文【中图分类】P5【相关文献】1.中国东部陆壳洋幔型岩石圈及其形成机制 [J], 万天丰;卢海峰2.中国东部地区的壳-幔过渡带结构 [J], 孙伟家;符力耘;魏伟;林羿;唐清雅3.中国大陆岩石圈壳幔韧性剪切带系统 [J], 蔡学林;曹家敏;朱介寿;程先琼4.南北构造带中段的壳幔结构与岩石圈动力学特征 [J], 刘晓华5.岩石圈伸展的壳/幔拆离模型(Parallel Extension Tectonics):华北克拉通东部早白垩世岩石圈减薄与破坏机理 [J], 刘俊来;倪金龙;陈小宇;Craddock JP;郑媛媛;孙彦琪;季雷因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
地球大陆边缘构造与板块俯冲带（3）
地球大陆边缘构造与板块俯冲带（3）地球大陆边缘构造与板块俯冲带（3）胡经国第三节B型俯冲与A型俯冲一、B型俯冲与A型俯冲概述1、B型俯冲与A型俯冲的概念⑴、B型俯冲根据海底扩张和地幔对流理论，大洋板块从洋中脊运动到深海沟以后，便沿着贝尼奥夫带，在岛弧外侧的海沟中向大陆板块下俯冲消减，而大陆板块则相应地向大洋板块仰冲，这种发生在大洋板块与大陆板块之间的俯冲消减作用称为B型俯冲（B-Subduction）。
它是为了纪念H.Benioff（H·贝尼奥夫）而命名的。
B型俯冲典型实例是西太平洋边缘太平洋板块向欧亚大陆板块下俯冲消减，导致形成了一系列向大洋板块逆冲的逆冲推覆体带。
⑵、A型俯冲根据地壳变形和地球物理研究，板块之间在碰撞以后，板块运动并没有终止，而以陆内俯冲方式继续；褶皱造山带向前陆盆地逆冲推覆，而前陆盆地所在的岩石圈则发生基底拆离，向褶皱造山带之下俯冲，这种发生在大陆岩石圈内部的俯冲作用称为A型俯冲（A-Subduction）。
它是为了纪念1906年首次提出这种俯冲的O.Ampferer而命名的。
A型俯冲也就是大陆板块内的地台向褶皱造山带俯冲，表现为褶皱造山带向前陆逆冲。
A型俯冲表现为大陆岩石圈基底滑脱（拆离）和褶皱逆冲构造。
北美科迪勒拉造山带向北美地台的逆冲以及阿巴拉契亚造山带向北美地台的逆冲均属这一俯冲作用类型。
2、俯冲类型的划分⑴、洋壳向洋壳岛弧俯冲（岛弧－海沟型）属于洋－洋汇聚边缘。
主要特点：岛弧和火山活动，大规模的变质作用，岩浆侵入较少。
⑵、洋壳向大陆俯冲（山弧－海沟型）属于洋－陆汇聚边缘主要过程：增生楔变形；大陆边缘变形成为岛山带；山根的高温高压变质作用；下行板片上覆地幔部分熔融，导致岩浆分异作用形成安山质或更酸性的岩浆，火山活动普遍。
造山带深部花岗质岩基和变质沉积岩发育。
例如，安第斯山。
⑶、大陆向大陆俯冲/碰撞例如，珠穆朗玛峰。
二、B型俯冲特征B型俯冲发生在大洋板块前缘深海沟部位。
壳幔相互作用深部过程的(精)
二、秦岭商丹古会聚带洋壳俯冲与壳幔再 循环论证
（一）研究基础：
1 会聚带共存着能代表古洋岩石圈残留的松树沟蛇绿 岩片（构造侵位时代为983 ±140 Ma)与形成于洋内岛 弧的丹凤群以玄武岩为主的火山岩系（984 ±36 Ma)， 它们的岩石可提供古洋岩石圈及岛弧岩浆的化学组成 信息，为研究设置本区域壳幔的具体约束； 2 古洋岩石圈特征：
图3 丹凤群基性火山岩 Ti/1000(×10-6) 对 Mg(%) 图解, 显示岩浆的演化趋 势
a: 岩浆A; b: 岩浆B; c: 混合 岩浆 C. 演化线 a 起点处的断 线圈代表早期结晶岩石的包 体; 演化线 b起点处的实线圈 代表具有接近 N-MORB 化学 成分的镁铁质岩石包体.
图4 丹凤群和二郎坪群基性火山岩Y/Tb-Y图解
图1 丹凤群玄武 岩εNd-Nb/Th、 εNd-La/Nb和 εNd-Ba/Nb图解 (据李曙光, 1994) 基础数据引自张 旗等(1995).
图2 丹凤群变玄武岩的Th/Yb-Ta/Yb图解（Pearce,1983) (引自张旗等，1995） DM: 亏损地幔；MORB：洋脊玄武岩（N型）；OIB：洋岛玄武岩； TH：拉斑玄武岩； CAB：钙碱性玄武岩；SHO：钾玄岩。空圈为 三十里铺玄武岩；黑圆点为郭家沟玄武岩；×：LREE亏损型玄武岩.
壳幔相互作用深部过程的 地球化学论证
以古洋壳和陆壳俯冲-再循环为例
张本仁 欧阳建平 张宏飞 赵志丹 凌文黎
一、引 言
壳幔相互作用是推动大陆发展的直接动力， 是整个地球动力学系统的重要组成部分。 壳幔物质再循环是壳幔相互作用的重要表现， 揭示壳幔物质再循环是探讨壳幔作用及其动 力学的必经途径。 已提出的壳幔再循环类型有： 1 板块会聚带与B型俯冲有关的壳幔再循环； 2 岩石圈的底侵和拆沉； 3 陆壳俯冲有关的超高压变质岩的形成和折返。
大陆深俯冲过程中的流体-岩石相互作用——中国大陆科学钻探主孔氧同位素剖面
大陆深俯冲过程中的流体-岩石相互作用——中国大陆科学钻探主孔氧同位素剖面张泽明;肖益林;赵旭东;石超【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2006(022)007【摘要】中国大陆科学钻探工程主孔深5158m,位于苏鲁超高压变质带南部.该钻孔钻进了一个超高压变质岩片,其主要榴辉岩、片麻岩、超基性岩和少量石英和片岩组成.基于连续样品的详细氧同位素分析可得出下列认识:(1)各种变质矿物的氧同位素成分具有很大的变化,其中石榴石为-7.4～+6.2‰,绿辉石为-5.2～+6.5‰,白云母为-4.4～+7.1‰,斜长石为-3.1～+7.6‰,钾长石为4.8～8.3‰,石英为-2.8～+9.6‰.(2)整个钻孔剖面的氧同位素成分是连续和逐渐的变化的,而且与岩石类型无关,氧同位素亏损岩石产出的最大深度为3320m.这个深度之下的岩石均具有正常变质岩的氧同位素值.(3)氧同位素明显亏损的变质岩大多出现在正、副片麻岩及其与榴辉岩的互层带.(4)榴辉岩矿物大多具有平衡的氧同位素分异,大多数高压和低压石英脉体具有与它们的围岩类似的氧同位素成分.(5)利用石英-石榴石氧同位素温度计,所获得的榴辉岩变质温度为598～909℃,片麻岩的变质温度为550～786℃.基于这些事实,并结合氧同位素亏损变质岩在地表和浅钻孔中的广泛分布,可以得出以下重要结论:(1)在苏鲁造山带,有大量的表壳岩石与巨量的寒冷气候下的大气降水发生过交换作用,这为新元古代全球冰期的存在提供了重要证据.(2)许多呈厚层产出的花岗质片麻岩具有正常变质岩的氧同位素成分,并缺少超高压变质作用证据.(3)在大陆深俯冲和折返过程中,只存在通道式的水-岩相作用和非常有限的流体活动,与高压退变质有关的流体是原地形成的.(4)新元古代Rodinia超大陆裂解环境下形成的双峰式岩浆活动为大气降水与表壳岩之间的热液蚀变提供了热源.【总页数】11页(P1941-1951)【作者】张泽明;肖益林;赵旭东;石超【作者单位】中国地质科学院地质研究所,北京,100037;德国哥廷根大学地学研究中心,哥廷根,D-37077;中国地质科学院地质研究所,北京,100037;中国地质科学院地质研究所,北京,100037【正文语种】中文【中图分类】P5【相关文献】1.榴辉岩组构运动学与大陆深俯冲——中国大陆科学钻探主孔榴辉岩的EBSD研究 [J], 许志琴;王勤;陈方远;梁凤华;唐哲民2.苏鲁超高压变质带的岩浆型超镁铁原岩:来自中国大陆科学钻探主孔的亏损氧同位素证据 [J], Douglas Rumble3.中国大陆科学钻探主孔100～2000m岩石热导率及其各向异性:对研究俯冲带热结构的启示 [J], 欧新功;金振民;王璐;徐海军;金淑燕4.中国大陆科学钻探主孔0～2000米流体剖面及流体地球化学研究 [J], 罗立强;孙青;詹秀春5.超高压变质作用过程中的流体-岩石相互作用--中国大陆科学钻探工程主孔(0～2050 m)岩心的氧同位素证据 [J], 张泽明;肖益林;Jochen HOEFS;高勇军因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
壳幔作用与成矿关系研究进展
壳幔作用与成矿关系研究进展
朝银银;王美娟;张岱;李杰美
【期刊名称】《矿床地质》
【年(卷),期】2010(0)S1
【摘要】地球内部的俯冲、底侵、拆沉和地幔柱等壳幔作用与区域成矿必然有不同程度的因果关系。
这几种作用方式并不是单独作用的,往往是复合作用或叠加作用,这样区域成矿类型在地表表现就变的更加复杂和无序起来。
壳幔成矿,核心内容是大陆壳幔多圈层相互作用与成矿关系,而壳幔成矿学研究的主要支撑技术是"岩石探针"分析(杜杨松,1999)。
1洋壳俯冲过程的壳幔相互作用与成矿大陆边缘板块俯冲带或碰撞造山带是壳幔相互作用最复杂的地区之一。
【总页数】2页(P1073-1074)
【关键词】壳幔相互作用;壳幔作用;地幔柱;成矿关系;部分熔融;拆沉作用;成矿类型;成矿元素;区域成矿;成矿物质
【作者】朝银银;王美娟;张岱;李杰美
【作者单位】中国地质大学地球科学与资源学院;武警黄金地质研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P612
【相关文献】
1.福建境内壳幔成分和岩石圈构造的演化与成矿作用的关系 [J], 王绍雄
2.哀牢山成矿带壳幔相互作用与金成矿关系探讨——以元阳大坪金矿床为例 [J],
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3.红河成矿带壳幔演化与成矿作用的年代学研究 [J], 邹日; 朱炳泉
4.红河成矿带壳幔演化与成矿作用的年代学研究 [J], 韦刚健; 李献华; 李惠民; 聂宝符; 梁美桃; 孙敏
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小兴安岭构造带早侏罗世两期俯冲事件：镁铁质侵入岩的锆石年代学、元素地球化学及Ｓｒ-Ｎｄ-Ｌｉ同位素制
２０２３／０３９（１２）：３７１７ ３７３３ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２３．１２．１２冯光英，刘飞，牛晓露等．２０２３．小兴安岭构造带早侏罗世两期俯冲事件：镁铁质侵入岩的锆石年代学、元素地球化学及Ｓｒ Ｎｄ Ｌｉ同位素制约．岩石学报，３９（１２）：３７１７－３７３３，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００－０５６９／２０２３．１２．１２小兴安岭构造带早侏罗世两期俯冲事件：镁铁质侵入岩的锆石年代学、元素地球化学及Ｓｒ Ｎｄ Ｌｉ同位素制约冯光英１ 刘飞１ 牛晓露１ 杨经绥１，２ＦＥＮＧＧｕａｎｇＹｉｎｇ１，ＬＩＵＦｅｉ１，ＮＩＵＸｉａｏＬｕ１ａｎｄＹＡＮＧＪｉｎｇＳｕｉ１，２１ 地幔研究中心，自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 １０００３７２ 南京大学地球科学与工程学院，南京 ２１００２３１ ＣｅｎｔｅｒｆｏｒＡｄｖａｎｃｅｄＲｅｓｅａｒｃｈｏｎＭａｎｔｌｅ（ＣＡＲＭＡ），ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＤｅｅｐ ＥａｒｔｈＤｙｎａｍｉｃｓｏｆＭｉｎｉｓｔｒｙｏｆＮａｔｕｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００３７，Ｃｈｉｎａ２ ＳｃｈｏｏｌｏｆＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓａｎｄＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ，ＮａｎｊｉｎｇＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎａｎｊｉｎｇ２１００２３，Ｃｈｉｎａ２０２３ ０６ ０１收稿，２０２３ ０８ ３０改回ＦｅｎｇＧＹ，ＬｉｕＦ，ＮｉｕＸＬａｎｄＹａｎｇＪＳ ２０２３ ＴｗｏｓｔａｇｅｓｏｆＥａｒｌｙ ＪｕｒａｓｓｉｃｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｉｎｔｈｅＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅ：Ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓｆｒｏｍｔｈｅｚｉｒｃｏｎｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ，ｅｌｅｍｅｎｔａｌｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙａｎｄＳｒ Ｎｄ Ｌｉｉｓｏｔｏｐｅｓｏｆｔｈｅｍａｆｉｃｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ．ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，３９（１２）：３７１７－３７３３，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２３．１２．１２Ａｂｓｔｒａｃｔ ＴｈｅＥｒｌｏｎｇｓｈａｎｏｌｉｖｉｎｅｇａｂｂｒｏａｎｄｔｈｅＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏａｒｅｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅ，ｔｈｅｙｙｉｅｌｄｅｄｃｒｙｓｔａｌｌｉｚａｔｉｏｎａｇｅｓｏｆ２０１±１Ｍａａｎｄ１８６±１Ｍａ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ Ｔｈｅｙｈａｖｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｅｔｒｏｇｒａｐｈｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ，ｔｈｅＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏｃｏｎｔａｉｎｓｍｏｒｅｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｓ ＴｈｅｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｍａｊｏｒａｎｄｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｓｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅＥｒｌｏｎｇｓｈａｎｏｌｉｖｉｎｅｇａｂｂｒｏｅｘｐｅｒｉｅｎｃｅｄｏｌｉｖｉｎｅａｎｄｃｌｉｎｏｐｙｒｏｘｅｎｅｆｒａｃｔｉｏｎａｔｉｏｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅｍａｇｍａｔｉｃｅｖｏｌｕｔｉｏｎ，ｗｈｉｌｅｏｎｌｙｔｈｅｆｒａｃｔｉｏｎａｔｉｏｎｏｆｏｌｉｖｉｎｅｐｌａｙｓａｎｉｍｐｏｒｔａｎｔｒｏｌｅｄｕｒｉｎｇｔｈｅｍａｇｍａｔｉｃｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏ Ｍｏｒｅｏｖｅｒ，ｂｏｔｈｏｆｔｈｅｍａｒｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｗｉｔｈｓｔｒｏｎｇＳｒｐｏｓｉｔｉｖｅａｎｏｍａｌｉｅｓａｎｄｃｅｒｔａｉｎｄｅｇｒｅｅｓｏｆＥｕｐｏｓｉｔｉｖｅａｎｏｍａｌｉｅｓ（１ ０７～１ ３８），ｓｕｇｇｅｓｔｉｎｇｏｂｖｉｏｕｓｌｙｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅｃｕｍｕｌａｔｅ Ｔｈｅｒｅｓｕｌｔｓｏｆｐａｒｅｎｔｍａｇｍａｒｅｃａｌｃｕｌａｔｉｏｎｒｅｖｅａｌｔｈａｔ，ｂｏｔｈｏｆｔｈｅｍｅｘｈｉｂｉｔａｒｃ ｌｉｋｅｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｐａｔｔｅｒｓ，ｅｎｒｉｃｈｅｄｉｎＬＩＬＥａｎｄＬＲＥＥｂｕｔｄｅｐｌｅｔｅｄｉｎＨＦＳＥ（ＮｂａｎｄＴａ）．ＴｈｅＥｒｌｏｎｇｓｈａｎｏｌｉｖｉｎｅｇａｂｂｒｏｂｅｌｏｎｇｓｔｏｃａｌｃ ａｌｋａｌｉｎｅｔｏｈｉｇｈ ｐｏｔａｓｓｉｕｍｃａｌｃ ａｌｋａｌｉｎｅｍａｇｍａｔｉｃｒｏｃｋｓ，ｗｈｉｌｅｔｈｅＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏｂｅｌｏｎｇｓｔｏｓｈｏｓｈｏｎｉｔｅｓｅｒｉｅｓ，ｂｏｔｈｏｆｔｈｅｍｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｍａｎｔｌｅｗｅｄｇｅｍｅｔａｓｏｍａｔｉｚｅｄｂｙｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙｍｅｌｔａｎｄｆｌｕｉｄ ＴｈｅＥｒｌｏｎｇｓｈａｎｏｌｉｖｉｎｅｇａｂｂｒｏａｎｄｔｈｅＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏｈａｖｅｒｅｌａｔｉｖｅｌｙｓｉｍｉｌａｒＬｉｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ，δ７ＬｉｉｓｃｏｎｓｉｓｔｅｎｔｗｉｔｈｏｒｓｌｉｇｈｔｌｙｌｏｗｅｒｔｈａｎｔｈｅＭＯＲＢａｎｄｉｓｌａｎｄ ａｒｃｂａｓａｌｔｓ，ｆｕｒｔｈｅｒｄｅｆｉｎｅｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｍｅｔａｓｏｍａｔｉｃｍａｔｅｒｉａｌａｓｔｅｒｒｉｇｅｎｏｕｓｓｅｄｉｍｅｎｔ ＴｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｏｆＳｒ Ｎｄｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｔｗｏｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈａｔｍａｎｔｌｅｈｅｔｅｒｏｇｅｎｅｉｔｙｅｘｉｓｔｓｉｎｔｈｅｅａｓｔ ｗｅｓｔｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅ ＴｈｅｏｃｃｕｒｒｅｎｃｅｏｆＸｉｎｇｈｕｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅｇａｂｂｒｏｉｎｔｈｅｗｅｓｔｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅｗａｓｒｅｌａｔｅｄｔｏｔｈｅｂａｃｋ ａｒｃｓｔｒｅｔｃｈｉｎｇｃａｕｓｅｄｂｙｔｈｅｐａｌａｅｏ ＰａｃｉｆｉｃｓｌａｂｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇＷ ＮＷｂｅｎｅａｔｈＥａｓｔＡｓｉａ ＷｈｉｌｅｔｈｅＥｒｌｏｎｇｓｈａｎｏｌｉｖｉｎｅｇａｂｂｒｏｉｎｔｈｅｅａｓｔｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅ，ｔｏｇｅｔｈｅｒｗｉｔｈｔｈｅ２０９～２０２ＭａｍａｆｉｃｍａｇｍａｔｉｃｂｅｌｔｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｅｒｎＺｈａｎｇｇｕａｎｇｃａｉＲａｎｇｅ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＭｕｄａｎｊｉａｎｇｏｃｅａｎｏｃｃｕｒｒｅｄｄｕｒｉｎｇ２０９～２０１Ｍａ，ａｎｄｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｓｔａｒｔｅｄｓｌｉｇｈｔｌｙｅａｒｌｉｅｒｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｔｈａｎｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈ Ｋｅｙｗｏｒｄｓ ＬｅｓｓｅｒＸｉｎｇ’ａｎＲａｎｇｅ；Ｍａｆｉｃｍａｇｍａｔｉｃ；ＳｕｂｄｕｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＭｕｄａｎｊｉａｎｇＯｃｅａｎ；Ｅａｒｌｙ Ｊｕｒａｓｓｉｃ；Ｌｉｉｓｏｔｏｐｅ摘 要 位于小兴安岭构造带北缘的二龙山橄榄辉长岩及星火角闪辉长岩，锆石ＬＡ ＩＣＰ ＭＳ定年结果分别为２０１±１Ｍａ和１８６±１Ｍａ。
地质学中的壳幔相互作用
地质学中的壳幔相互作用地质学是一门研究地球物质、地球构造和地球历史的学科，而壳幔相互作用就是在这门学科里重要的一个概念。
壳幔相互作用是指地球外核以下的地球圆球上，岩石圈和上地幔之间的相互作用。
这个过程不仅对地球的构造和演化有着重要的影响，也对我们研究地球上的振荡、岩浆和火山等现象提供了重要的依据。
一、壳幔相互作用的定义壳幔相互作用所涉及的岩石圈是地球表面由岩石组成的薄层，而上地幔则是岩石圈下方井底下方达到660千米厚度的岩石层。
壳幔相互作用是指岩石圈和上地幔之间的相互作用，在这个交界处存在着一系列的物理和化学变化。
这个过程对地球的构造和演化有着重要的影响。
二、壳幔相互作用的基本过程壳幔相互作用是一个复杂的过程，它包括地球的内部物质流动、岩石的变形以及物质的交换等多个方面。
然而，基本的过程包括岩石的上升和下沉、岩浆的运动等。
地球内部物质的流动是动力学驱动的，也就是说，内部地球物质的热量和动量会导致物质的运动。
岩石的上升和下沉也是由于物理和化学因素的影响，例如，温度、压力、成分等，这些因素的变化可以导致岩石的流动。
此外，岩浆的运动也是壳幔相互作用的一种形式，岩浆的运动是由于地球内部物质的热量和压力的影响而产生的。
三、壳幔相互作用对地球的影响壳幔相互作用是地球内部物质流动和交换的基本过程之一，它不仅塑造了地球的演化历史，也对地表的构造和变化发挥了重要的影响。
例如，岩石圈的扰动和碎裂是由于上地幔物质的向上运动所导致的。
此外，岩浆的运动也是壳幔相互作用的一种形式，它是由于地球内部物质的热量和压力的影响而产生的。
四、结论壳幔相互作用是地球内部物质流动和交换的基本过程之一，它对地球的演化历史和地表构造的变化都有重要的影响。
通过研究壳幔相互作用的基本过程，我们可以更好地理解地球的内部结构和演化历史，对地球上的各种地质现象也能够得出更加合理的解释。
尽管研究壳幔相互作用是一项复杂而艰巨的任务，但如果我们能够深入地了解壳幔相互作用的本质，我们就能够更好地应对地球内部的挑战。
俯冲带复杂的壳幔相互作用_赵振华
矿物岩石地球化学通报·研究成果·Bulletin of Min eralogy ,Petrol ogy and GeochemistryVol .23No .4,2004Oct . 收稿日期:2004-06-03收到,07-15改回基金项目:国家自然科学基金项目(40373017)和国家重点基础研究发展规划项目(2001CB409803)资助第一作者简介:赵振华(1941—),男,研究员,地球化学专业.俯冲带复杂的壳幔相互作用赵振华,王 强,熊小林中国科学院广州地球化学研究所,广州510640摘 要:俯冲带除俯冲板片脱水形成的富大离子亲石元素流体、交代地幔楔形成的岛弧钙碱性玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩及相应侵入岩组合外,还存在由俯冲板片熔融形成的埃达克质熔体交代地幔楔形成的埃达克岩-富铌玄武岩-富镁安山岩组合,从而构成了俯冲带的流体交代与熔体交代两大类壳幔相互作用体系及相应的岩石组合。
熔体交代作用的显著特点是Mg 、高场强元素Nb 、Ti 、P 等含量增加,Nd Sr 值增高,而Si 、K 、Na 及La Yb 降低。
洋壳板片或洋脊俯冲、玄武质岩浆底侵使地壳增厚,或板片断离、撕裂等作用均可产生埃达克质熔体并随之产生熔体交代作用。
流体和熔体与地幔橄榄岩的相互作用构成了俯冲带复杂的地球化学体系。
关 键 词:俯冲带;熔体交代作用;埃达克岩;富铌玄武岩;富镁安山岩中图分类号:P594 文献标识码:A 文章编号:1007-2802(2004)04-0277-08 板块俯冲带是壳幔相互作用最复杂的地区之一,多种火成岩组合及规律性展布,硅、碱金属,特别是微量元素含量及组合的空间规律性分布-成分极性,以及丰富、强烈的成矿作用,使俯冲带成为地球动力学研究的重点地区之一。
板块的俯冲、拼合过程使俯冲带成为一座“工厂”[1,2]。
其“原料”、“产品”及“副产品”构成了俯冲带复杂的地球化学体系:原料即洋壳、深海沉积物及地幔楔,产品为岛弧岩浆与新生陆壳,副产品为与俯冲过程相关的脱水作用及地幔交代作用所形成的各种地幔端员,如EM Ⅰ、E M Ⅱ型富集地幔、HI MU 及FOZO 地幔端员。
大陆深俯冲的最大深度--来自数值模拟实验的结果
大陆深俯冲的最大深度--来自数值模拟实验的结果张可丰;方之楚;徐备;何金有【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2005(021)004【摘要】采用粘弹性材料8块体有限元模型并设定温度场后进行的大陆深俯冲二维数值模拟表明,在组合载荷(负浮力、洋中脊推力从上到下10～30 MPa和地幔对流拖曳力100MPa)作用下,陆壳俯冲实际垂向位移可达117km,最终俯冲深度达到147km,而洋壳实际垂向位移约162km,最终俯冲深度达到231km;在洋壳、陆壳俯冲到一定深度以前,它们的俯冲速度基本保持不变,表现为洋壳、陆壳底端的位移-时间曲线近似为直线;当俯冲时间超过9Ma,洋壳、陆壳分别达到167km、96km深度后,俯冲速度会越来越慢.【总页数】5页(P1311-1315)【作者】张可丰;方之楚;徐备;何金有【作者单位】上海交通大学工程力学系,上海,200030;上海交通大学工程力学系,上海,200030;造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京大学地球与空间科学学院,北京,100871;造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京大学地球与空间科学学院,北京,100871【正文语种】中文【中图分类】P541;P542.4【相关文献】1.再论"大陆深俯冲和折返动力学":来自中国大陆科学群钻及苏鲁超高压变质带的制约 [J], 许志琴;梁凤华;杨经绥;张泽明;唐哲民2.对日本俯冲带与IBM俯冲带俯冲特征的地球物理研究:来自重力与震源分布数据的启示 [J], 邢健;郝天珧;胡立天;SUH Man-cheol;KIM Kwang-hee3.华北东部印支期变形特征:对大陆深俯冲极性的启示 [J], 兰浩圆;刘博;郭润华;李三忠;李玺瑶;郭玲莉;索艳慧;李瑾;王鹏程;赵淑娟;于胜尧4.柴北缘东段奥陶纪埃达克岩-富Nb玄武岩:对大陆深俯冲之前大洋俯冲及地壳增生的启示 [J], 路增龙;张建新;毛小红;周桂生;滕霞;武亚威5.大别造山带大陆深俯冲和折返过程中壳—幔相互作用信息——来自大理岩铅同位素的证据 [J], 刘富;周汉文因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
皖东新生代玄武岩成因:洋壳-大陆岩石圈地幔相互作用的地球化学证据
皖东新生代玄武岩成因：洋壳-大陆岩石圈地幔相互作用的地
球化学证据
张君君;郑永飞;赵子福
【期刊名称】《矿物岩石地球化学通报》
【年(卷),期】2007()z1
【摘要】尽管前人对中国东部新生代大陆玄武岩已经开展了大量的地质地球化学研究,提出了不同地幔源区组分的存在,但就其成因机制来说仍然存在严重分歧.……【总页数】1页(P72)
【关键词】新生代玄武岩;微量元素;同位素;洋壳;热液蚀变;大陆岩石圈地幔
【作者】张君君;郑永飞;赵子福
【作者单位】中国科学技术大学,地球与空间科学学院,合肥,230026 中国科学技术大学,地球与空间科学学院,合肥,230026 中国科学技术大学,地球与空间科学学院,合肥,230026
【正文语种】中文
【中图分类】P59
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1.山西繁峙新生代玄武岩地幔源区及成因探讨:元素及Sr-Nd-Pb-Hf同位素地球化学证据 [J], 叶蕾;刘金菊;牛耀龄;郭鹏远;孙普;崔慧霞
2.雷琼地区晚新生代玄武岩地球化学:EM2成分来源及大陆岩石圈地幔的贡献 [J], 韩江伟;熊小林;朱照宇
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5.华北岩石圈地幔的多次组成转化过程:橄榄岩与不同来源熔体间的相互作用——来自地幔橄榄岩捕虏体的岩石学和Li、Fe等同位素地球化学证据 [J], 张宏福;英基丰;汤艳杰;张瑾;赵新苗;杨岳衡;肖燕
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西北太平洋俯冲带东北地区壳幔结构研究进展
西北太平洋俯冲带东北地区壳幔结构研究进展
张瑞青;李永华;姚雪绒
【期刊名称】《地球物理学进展》
【年(卷),期】2006(21)4
【摘要】总结了近年来西北太平洋俯冲前端东北地区地壳的精细结构和上地幔间
断面410和660km的研究成果．认为；该区莫霍面深约为30～39km．410km
的间断面有30km的深度异常，这种异常是否在过渡带正常或含水相变展布厚度
的内，还是于谊区俯冲带的后退有关，还需做进一步的研究论证．在中国东北地区，日本海俯冲带向西倾斜，在660km的间断面上近似水平停滞汇集被大多数层析成像、接收函数、波形拟和以及深震研究所认同．然而，俯冲带具体的形式、大小范围，向下渗透到多深以厦在局部地区表现的横向不连续性的看法并不一致．由此带来的动力学模式什么力来支撑着停滞的板片，在板片最终下沉到下地幔以前，有多少俯冲的板片能停滞在间断面之上，这些问题都还需要更合理的解释．
【总页数】6页(P1080-1085)
【关键词】上地幔间断面;西北太平洋俯冲带;俯冲板片
【作者】张瑞青;李永华;姚雪绒
【作者单位】中国地震局地球物理研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P313
【相关文献】
1.大别造山带与郯庐断裂带壳、幔结构和陆内"俯冲"的耦合效应 [J], 滕吉文;闫雅芬;王光杰;熊熊
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3.俯冲带复杂的壳幔相互作用 [J], 赵振华;王强;熊小林
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5.华北北部及东北地区壳幔结构研究 [J], 杨峰
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中国科学: 地球科学
2015 年
第 45 卷
第7期
Pirard, 2013), 或者通过熔体-橄榄岩反应成为大陆玄 武岩的地幔源区(例如, Zhang 等, 2009; Wang 等, 2011; Xu 等, 2012a, 2014a), 由此与在俯冲带开始的地壳物 质再循环一起形成完整的过程. 除洋壳俯冲外 , 大陆地壳也可以俯冲到地幔深 度 (Chopin, 2003). 按照传统的板块构造理论 , 大陆 地壳因为其密度低, 不可能俯冲到地幔深度 (McKenzie, 1969; Le Pichon 等, 1973). 然而, 20 世纪 末期随着柯石英和金刚石等超高压变质矿物在大陆 表壳岩石中的发现(例如, Chopin, 1984; Smith, 1984; Sobolev 和 Shatsky, 1990; Xu 等, 1992), 证明大规模 的低密度长英质陆壳岩石曾整体俯冲到大陆上地幔 顶部并发生超高压变质, 然后又折返到浅部地壳. 传 统板块构造学说认为 , 只有洋壳俯冲带才是壳幔相 互作用最为活跃的地区(例如, Allegre, 1982; Zindler 和 Hart, 1986; Ringwood, 1990; Tatsumi 和 Eggins, 1995). 鉴于大陆地壳物质与地幔物质之间在地球化 学组成上的巨大差异 , 大陆地壳的深俯冲和折返必 然会对上覆大陆岩石圈和汇聚大陆板块边缘的结构、 组成、变形和演化进程造成显著影响 (Chopin, 2003; Zheng, 2012). 大陆深俯冲过程不但会产生超高压变 质岩 , 还会发生壳幔相互作用从而对地幔产生影响 . 因此, 深俯冲大陆地壳也可能再循环进入地幔, 俯冲 带壳幔相互作用目前已经从大洋俯冲带拓展到大陆 俯冲带(Bebout, 2007; Zheng, 2012). 随着化学地球动力学研究的深入 , 人们已不满 足 “ 地壳物质再循环引起地幔化学不均一性 ” 这种框 架性的认识 , 对相关构造过程的深入和细化研究是 目前俯冲带壳幔相互作用研究的发展趋势 (Zheng 和 Hermann, 2014). 俯冲带幔源镁铁质火成岩携带了 大量的地幔信息 , 是研究地幔地球化学的重要载体 . 尽管在大陆俯冲带之上缺乏与弧型火山岩相对应的 同俯冲岩浆岩 , 但是在大陆碰撞造山带内部和上覆 陆块边缘普遍发育有大量的碰撞后岩浆岩(例如, Chung 等 , 2005; Dilek 和 Altunkaynak, 2007; 赵子福 和郑永飞 , 2009; Eyal 等 , 2010). 这些岩石 , 特别是 镁铁质火成岩 , 为我们研究大陆碰撞过程中的壳幔 相互作用提供了很好的研究对象 . 对这些幔源岩石 进行详细研究 , 可以示踪大陆俯冲带深部不同类型 壳幔相互作用 , 认识古洋壳 /大陆地壳在大陆碰撞造 山带的地球化学传输和地壳物质再循环过程 (Zheng, 2012; Spandler 和 Pirard, 2013). 本文系统总结了红
摘要
板块俯冲作用是实现地壳与地幔之间物质和能量转换的重要机制, 俯冲带岩
浆岩是研究地壳物质再循环及其壳幔相互作用的重要载体. 本文通过对红安-大别-苏鲁 造山带和华北东南缘碰撞后镁铁质岩浆岩的同位素年代学和地球化学的系统总结, 概 括出两种类型的大陆俯冲带壳幔相互作用, 对应于两类地球化学性质截然不同的镁铁 质火成岩. 第一类岩石显示弧型微量元素分布特征(富集 LILE, LREE 和 Pb, 亏损 HFSE) 和相对富集的放射成因 Sr-Nd 同位素组成, 而第二类具有 OIB 型微量元素分布特征(富 集 LILE 和 LREE, HFSE 不亏损)和相对亏损的放射成因 Sr-Nd 同位素组成. 它们都具有 变化的且不同于正常地幔的锆石 O 同位素组成, 含有残留的地壳锆石. 这些地球化学特 征表明, 这两类镁铁质火成岩来源于不同地球化学性质的地幔源区, 其中第二类岩石的 地幔源区是先前俯冲古洋壳来源的熔体与上覆新生岩石圈地幔反应形成的, 而第一类 岩石的地幔源区是随后俯冲的华南陆壳来源的长英质熔体与上覆华北古老岩石圈地幔 反应形成的. 因此, 在大陆俯冲带存在两种类型的壳幔相互作用, 碰撞后镁铁质岩浆岩 为大陆碰撞造山带不同类型的板片-地幔相互作用提供了岩石学和地球化学记录.
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赵子福, 戴立群, 郑永飞. 2015. 大陆俯冲带两类壳幔相互作用. 中国科学: 地球科学, 45: 900–915 Zhao Z F, Dai L Q, Zheng Y F. 2015. Two types of the crust-mantle interaction in continental subduction zones. Science China: Earth Sciences, 58: 1269–1283, doi: 10.1007/s11430-015-5136-0
安 - 大别 - 苏鲁造山带和华北东南缘碰撞后镁铁质火 成岩的年代学和地球化学特征 , 倡导对主要元素、 微量元素和放射成因同位素地球化学数据进行综合 解释才能限定造山带火成岩的地幔源区性质 . 在此 基础上我们识别出大陆俯冲带存在两种类型的壳幔 相互作用 .
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俯冲隧道壳幔相互作用
壳幔相互作用可以以不同的方式进行 , 并发生
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赵子福等: 大陆俯冲带两类壳幔相互作用
发生脱水作用而形成富水流体、 含水熔体甚至超临界 流体 . 在弧下深度 (80~130 km) 脱水形成的流体相对 富集水溶性元素如大离子亲石元素 (LILE) 和轻稀土 元 素 (LREE) 、 亏 损 水 不 溶 性 元 素 如 高 场 强 元 素 (HFSE). 这些流体交代上覆地幔楔形成蚀变橄榄岩 (蛇纹石化和绿泥石化橄榄岩), 由该地幔源区部分熔 融形成的大洋弧和大陆弧玄武岩就具有弧型的微量 元素分布特征(例如, Hawkesworth 等, 1991; Peacock, 1993; Tatsumi 和 Eggins, 1995). 当 洋 壳 俯 冲 到 100~300 km 时, 变玄武岩和变沉积岩的部分熔融显 著 , 结 果 形 成 不 同 成 分 的 长 英 质 熔 体 (Ringwood, 1990; Zheng, 2012). 这些熔体在微量元素上通常表 现为富集 LILE 和 LREE、不亏损 HFSE(如 Nb 和 Ta, 部分熔融过程中金红石不稳定分解), 具有 Pb 负异常 (经历过弧前和弧下深度的脱水丢失); 在放射成因同 位素特征上 , 由玄武岩部分熔融形成的埃达克质熔 体表现为相对亏损 , 而由沉积物部分熔融产生的花 岗质熔体表现为相对富集; 在稳定同位素组成上, 由 于俯冲前不同温度条件下的水 - 岩相互作用 , 洋壳玄 武岩及其上覆海底沉积物均具有不同于正常地幔的 H-O 同位素组成, 加之变质脱水对 H 同位素组成的巨 大影响, 这些熔体因此具有异常的 H-O 同位素组成. 这些熔体与上覆地幔楔橄榄岩发生反应 , 就会形成 富含辉石或者角闪石的地幔交代岩 . 这些地幔交代 岩可以在岩石圈地幔中经历长时间居留后才发生部 分熔融, 形成微量元素分布上类似 OIB 的镁铁质岩 浆岩 , 它们在放射成因同位素组成上表现为相对亏 损、在稳定同位素组成上则具有不同于正常地幔的 H-O 同位素组成(Zheng, 2012; Dai 等, 2014, 2015a, 2015b; Xu 等, 2014a, 2014b). 除洋壳俯冲外 , 大规模的低密度大陆地壳也可 以俯冲到至少 80 km, 甚至达到 200 km 的地幔深度 (Ye 等, 2000; Liu 和 Liou, 2011). 与洋壳相对富水不 同 , 由上部沉积盖层和下部结晶基底组成的陆壳相 对较 “ 干 ”, 因此在陆壳俯冲过程中难以释放出充分 的流体交代上覆地幔楔形成同俯冲弧型岩浆岩(Ernst 和 Liou, 1995; Liou 等, 1997; Zheng 等, 2003; Zheng, 2009). 但是近年来的研究发现 , 大陆地壳俯冲 / 折返 过程中存在显著的熔/流体活动(例如, Zheng 等, 2003, 2011; Zhang 等 , 2008a; Chen 等 , 2013a, 2013b; Hermann 等, 2013). 这意味着, 在这类“冷”的大陆俯 冲带, 俯冲地壳岩石可能在浅部(<80 km)没有发生显
中国科学: 地球科学
2015 年
第 45 卷
第 7 期: 900 ~ 915
《中国科学》杂志社
SCIENCE CHINA PRESS
专题: 大陆俯冲带
论 文
大陆俯冲带两类壳幔相互作用
赵子福*, 戴立群, 郑永飞
中国科学院壳幔物质与环境重点实验室, 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026 * E-mail: zfzhao@ustc.eபைடு நூலகம் 收稿日期: 2014-12-17; 接受日期: 2015-05-27; 网络版发表日期: 2015-06-17 国家重点基础研究发展计划项目 (编号 : 2015CB856100)和国家自然科学基金项目 (批准号 : 41125012, 41221062)资助
在不同的构造背景之中 (Allegre 和 Turcotte, 1986; Ringwood, 1990; Anderson, 2007; Zheng, 2012). 板块 俯冲是地壳物质进入地幔的重要地球动力学机制 , 俯冲带是壳幔相互作用最强烈的地区之一 . 俯冲带 深部不同类型壳幔相互作用及其岩石学和地球化学 记录是俯冲带化学地球动力学研究的核心问题之一 . 前人在对大洋俯冲带研究的基础上提出了俯冲隧道 这一概念(Cloos 和 Shreve, 1988a, 1988b), 为解释大 洋 俯 冲 带 浅部 到 深 部 的构 造 地 质 提供 了 参 考 模 型 (Beaumont 等, 1999; Gerya 等, 2002; Guillot 等, 2009). 近年来大陆深俯冲的一个重要研究进展是将大洋俯 冲隧道模型拓展到大陆俯冲带 , 可以很好地解释大 陆碰撞过程中发生构造变形、高压 /超高压变质、壳 幔物质物理混合和化学反应以及俯冲地壳的拆离解 耦和差异折返等(Beaumont 等, 2009; Guillot 等, 2009; Zheng, 2012; 郑永飞等, 2013). 俯冲隧道是指汇聚板 块边缘的上下板片之间的剪切带 (Cloos 和 Shreve, 1988a, 1988b), 它是发生俯冲带壳幔相互作用的理想 场所(Armstrong, 1981; Ringwood, 1990; Zheng, 2012). 在板块俯冲 /折返过程中 , 俯冲隧道内的岩石经历了 变形、变质作用, 甚至发生部分熔融. 俯冲/折返的地 壳岩石可以释放出富水流体或含水熔体甚至超临界 流体 , 蚀变或交代上覆地幔楔橄榄岩而形成富化的 和富集的地幔交代岩(Zheng 和 Hermann, 2014), 成为 俯冲带之上各种镁铁质岩浆岩的地幔源区 . 对这些 地幔交代岩及其衍生的镁铁质岩浆岩 , 其岩石成因 可 以 采 用 板 片 - 地 幔 相 互 作 用 模 型 来 解 释 (Zheng, 2012; Zhao 等, 2013; Chen 等, 2014; Dai 等, 2014, 2015a, 2015b). 俯冲隧道中的壳幔相互作用体系包括流体蚀变 作用和熔体交代作用. 在洋壳俯冲过程中, 随着深度 增加和温度 /压力升高 , 蚀变玄武岩及其上覆沉积物