大陆俯冲带深部流体活动的地球化学研究 郑永飞共52页
俯冲地壳的化学变化与差异折返深..
项目名称：深俯冲地壳的化学变化与差异折返首席科学家：郑永飞中国科学技术大学起止年限：2009.1至2013.8依托部门：中国科学院一、研究内容1. 总体设想以俯冲带深部流体活动与地壳折返为主线，以深俯冲地壳的化学分异与拆离解耦为切入点，通过地质学和地球化学综合研究出露在我国中部东西向5000km 长造山带范围内的典型大洋型和大陆型超高压变质岩及其有关岩石，认识典型超高压变质带的结构和组成，揭示陆壳与洋壳深俯冲和折返之间的差异和转换过程，恢复深俯冲地壳的原岩性质及其形成的大地构造背景，认识洋壳和陆壳俯冲带深部流体活动差异及其动力学效应的关系，深入探讨下列深层次科学问题，为建立大陆深俯冲和折返的理论体系提供关键科学依据：(1) 深俯冲陆壳的多岩板差异折返与发生机制；(2) 深俯冲地壳性质对流体活动和元素迁移的制约；(3) 深俯冲地壳对邻区岩石圈及上地幔的影响；(4) 洋壳与陆壳深俯冲的时空转换与动力学联系。
2. 拟解决的关键科学问题大陆和大洋地壳俯冲到地幔深部，导致了超高压变质岩的形成。
国际学术界越来越意识到，应充分重视地壳俯冲和折返过程中的解耦和差异折返，特别是俯冲和折返过程中的流体活动与化学分异。
根据我国超高压变质岩的具体地质条件和国内外研究现状，本项目将“俯冲带深部流体活动与地壳折返”作为核心科学问题，试图解决：(1) 超高压变质岩在地幔深部形成后是如何折返回到地壳浅部的？(2) 高压/超高压矿物脱水和熔融如何支配俯冲带深部流体的形成和演化？(3) 洋壳与陆壳深俯冲和折返过程中的流体活动和化学变异有何差异？(4) 俯冲带深部流体活动是如何支配元素和同位素分异以及交代周围岩片的？3. 主要研究内容(1) 深俯冲陆壳的多岩板差异折返与发生机制在认识大别-苏鲁等超高压造山带内部主要构造岩片的组成及其在造山带中分布的基础上，通过对其中有代表性的构造岩片进行深入研究，阐明深俯冲大陆岩板的非均衡演化机理，重建深俯冲陆壳内的拆离解耦和差异折返过程，探讨大陆碰撞过程与上述重要构造事件之间的内在成因联系。
郑永飞：心在中国,眼望世界
郑永飞：心在中国，眼望世界作者：余玮来源：《留学生·上旬刊》2015年第04期人物简介郑永飞著名地球化学家，中国科学院院士，美国矿物学会会士。
中国科学技术大学地球和空间科学学院副院长、中国科学院壳幔物质与环境重点实验室主任。
历任中国科学技术大学副教授、教授、博士生导师、化学地球动力学研究实验室主任、地球和空间科学系主任等职。
他多年来潜心研究同位素地球化学与化学地球动力学基础理论，攻克“矿物氧同位素分馏系数理论计算”这一世界难题，破解“大陆俯冲带超高压变质岩氧同位素异常保存”之谜，最终成果得到国际同行认可。
依据ISI统计，过去10年所检索的世界前2000名地球科学家所发表署名论文的被引次数，他排在中国大陆科学家第一位，进入世界地球化学科学家前50名。
中国青年科学家奖、国家自然科学奖二等奖、何梁何利科学与技术进步奖、长江学者成就奖……荣誉的背后是骄人的科研成果。
多年的勤奋积累和严格要求，使郑永飞院士换来了累累硕果。
走近他，会发现他的思想之睿智、事业之挚爱、工作之勤奋、处世之低调与他的科研成果之丰硕，有着难了的渊源。
从南京大学地质系到哥廷根大学地球化学研究所在一代青年献出自己青春年华的特定年代，那一段魂萦梦绕的蹉跎岁月，已成为刻骨铭心的记忆。
郑永飞曾在安徽长丰县土山乡农村度过了两年半的青春时光，当过村里的广播员，做过民办教师。
郑永飞说，我们这些当年“在广阔天地里抛洒过青春激情的人，有一个共同的感受——决不后悔”。
1978年，郑永飞考入南京大学地质学系。
“很多人问我为什么会选择地质学这个又冷门又艰苦的专业，我只能告诉大家，与其说是我选择了地质学，不如说是命运选择了我进入这个领域。
”郑永飞说，那时候处于恢复高考前后，谈不上兴趣和爱好，只觉得能进大学、有个学习机会，就应该好好学习，学出好成绩来。
大学期间，得益于民办教师的经历，他掌握了一套很好的学习方法，成绩一直名列前茅。
“上课时，我好好记笔记。
下课后，我及时整理笔记，并找来参考书，把笔记补充更完善。
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。
安徽省地质学会副理事长郑永飞教授当选为美国矿物学会会士
安徽省地质学会副理事长郑永飞教授当选为美国矿物学会会士佚名
【期刊名称】《安徽地质》
【年(卷),期】2005(15)4
【摘要】近日，美国矿物学会致信我会副理事长、中国科学技术大学地球空间科学学院教授郑永飞，祝贺他当选为美国矿物学会会士。
美国矿物学会的会士每年遴选一次，表彰那些对矿物学、结晶学、地球化学和岩石学领域研究进展作出显著贡献的科学家，新当选会士人数不超过美国矿物学会全体会员的千分之五。
美国矿物学会目前已有264名会士，郑永飞是第一个获此殊荣的中国大陆学者。
【总页数】1页(P259-259)
【关键词】地质学会;副理事长;矿物学;美国;教授;安徽省;中国科学技术大学;地球化学;空间科学;中国大陆
【正文语种】中文
【中图分类】P5;TH-26
【相关文献】
1.中科大郑永飞教授当选美国矿物学会会士 [J], 刘纯友
2.中国畜牧兽医学会选举产生新一届常务理事会——陈焕春当选为新一届学会理事长，阎汉平当选为副理事长兼秘书长，李英等当选为副理事长 [J], 李桂军; 颛锡良
3.中国地质科学院杨经绥研究员被选为美国地质学会会士和美国矿物学会会士 [J], 本刊编辑部
4.王涌天教授当选为国际光学工程学会会士 [J],
5.茜平一教授当选为广东省地质学会副理事长 [J],
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跨世纪国际地球科学研究前沿——地壳中流体作用的地球化学研究
跨世纪国际地球科学研究前沿——地壳中流体作用的地球化学研究郑永飞【期刊名称】《世界科技研究与发展》【年(卷),期】1996(18)6【摘要】流体决定了地壳中的物质和能量的运动与交换,因而它在很大程度上又直接影响和控着地壳内部的岩浆作用、变质作用、构造作用和成矿作用等重要地质作用过程及其化学地球动力学机制。
流体地球化学研究意义在于:(1)发展板块构造理论,建立地球动力学模式;(2)重新认识地壳中发生的各种作用过程,检验和发展当代地球化学理论;(3)为解决资源、环境和灾害问题提供新的地球化学知识。
流体地球化学研究拟解决的关键问题有:(1)地壳流体的数量、通道和来源;(2)流体大规模运移的机理;(3)热、化学、力学与流体之间的耦合作用;(4)流体对变质作用和成矿作用的效应;(5)造山作用、花岗岩化与流体;(6)流体在地壳变形中的作用。
【总页数】8页(P32-39)【关键词】地球科学;地壳;流体作用;地球化学【作者】郑永飞【作者单位】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.国际地球化学研究现状与发展前沿——国际地球化学大会Goldschmidt2011印象 [J], 罗立强2.喜马拉雅造山带新生代花岗岩中两类石榴石的地球化学特征及其在地壳深熔作用中的意义 [J], 高利娥;曾令森;石卫刚;陈振宇;胡明月;孙东阳3.鄂尔多斯盆地砂岩型铀成矿中两种流体系统相互作用——地球化学证据和流体动力学模拟 [J], 薛春纪;池国祥;薛伟4.地球物质科学研究的新进展——第13届V.M.Goldschmidt国际地球化学会议一瞥 [J], 游振东5.国际前沿与国家需求结合海洋科学研究的典范——评《中国近海生物地球化学》[J], 赵一阳因版权原因，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
【相关文献】
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
3.峨眉山玄武岩区两类玄武岩的地球化学:地幔柱-岩石圈相互作用的证据 [J], 张招崇;王福生
4.峨眉地幔柱-岩石圈的相互作用:来自低钛和高钛玄武岩的Sr-Nd和O同位素证据 [J], 肖龙;徐义刚;何斌
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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变质流体地球化学:从静态定性“流”向动态定量
变质流体地球化学：从静态定性“流”向动态定量
郑永飞;傅斌;魏春生
【期刊名称】《岩石学报》
【年(卷),期】1999(015)004
【摘要】对变质岩的矿物学演化研究使岩石学家和地球化学家认识到，流体流动在变质作用过程中发挥着重要的作用，根据变质矿物共生组合，化学和同位素数据能够鉴别流体在变质体中所流经的区域，确定流体的数量，相对于温度和压力梯度以及岩石接触带的流体流动方向，并确定流体活动的时代，仅在特殊的矿物组合，流体成分，温度和压力条件下，流体可能沿矿物颗粒缝隙的网状交叉的显微通道流动，变质流体流动于研究地壳的热和质量传输及变形机制
【总页数】12页(P564-575)
【作者】郑永飞;傅斌;魏春生
【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】P597.2
【相关文献】
1.轴向流作用下柔性简支梁静态与动态稳定性分析 [J], 王建伟;徐晖;马宁
2.变质过程中的流体运移和稀土元素活动--庐山星子群变质脉体的微量元素地球化学 [J], 唐红峰;刘丛强
3.大洋岩石圈俯冲过程中流体活动的岩石地球化学记录:以中国西南天山(超)高压变质带为例 [J], 王栋; 肖媛媛; 牛耀龄
4.赣中变质岩带变质流体地球化学特征与流体来源 [J], 胡恭任;刘丛强;陈培荣;唐红峰
5.变质流体作用的元素地球化学研究 [J], 唐红峰;刘丛强
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深俯冲大陆板块折返过程中的流体活动_郑永飞
前沿第49卷第10期 2004年5月深俯冲大陆板块折返过程中的流体活动郑永飞(中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥230026. E-mail: yfzheng@)摘要与洋壳俯冲过程中释放大量流体引起同俯冲岛弧岩浆作用、形成石英脉和变质矿床等现象相比, 陆壳俯冲过程以相对缺乏流体为特征. 但是在深俯冲陆壳的折返过程中, 含水矿物分解、原生包裹体爆裂和结构羟基出溶能够产生可观的含水流体, 成为碰撞造山带变质作用、岩浆作用乃至成矿作用研究的重要目标之一. 根据对大别-苏鲁造山带超高压变质岩中流体活动程度和总量的研究, 发现深俯冲陆壳折返过程中的流体活动具有如下效应: (1) 弥散式流体流动导致广泛的角闪岩相退变质; (2) 隧道式流体流动在榴辉岩内部形成高压石英脉; (3) 聚集式流体流动引起上覆岩石部分熔融, 在造山带内部形成同折返岩浆岩. 由超高压矿物降压释放羟基所形成的含水流体以低盐度为特征, 并且能够形成弥散式或隧道式流体流动. 因此, 研究超高压岩石折返过程中的流体活动, 不仅对于认识陆陆碰撞造山带的地球动力学过程, 而且对理解壳幔物质再循环及其有关的岩浆作用具有重要意义.关键词大陆板块 超高压变质 降压折返 流体活动 结构羟基 稳定同位素板块俯冲和折返过程中的流体活动是碰撞造山带变质作用、岩浆作用乃至成矿作用研究的重要内容之一. 流体活动程度和总量多少不仅影响造山带的地球动力学过程, 而且对壳幔物质再循环及其有关的弧岩浆具有重要意义. 通过对洋壳俯冲形成的高压和超高压变质岩中流体成分和流动性质的大量研究, 前人已经对与洋壳俯冲和折返过程中的流体活动获得了充分的认识(参见综述文献[1~6]), 并对陆壳俯冲变质过程中的流体活动给予了初步关注[7~11], 但是对板块折返过程中流体来源的认识还很初步[5,12], 有时将其简单地归因为外部流体渗滤而忽视了内部流体出溶. 随着近年来对陆壳深俯冲形成的高压和超高压变质岩稳定同位素、流体包裹体和岩石学相平衡研究的不断深入, 人们逐渐认识到在板块俯冲和折返过程中, 陆壳与洋壳在自身性质上的差异决定了它们的变质产物在流体活动性和数量上的显著差别, 必须予以关注.众所周知, 在大洋板块俯冲过程中, 蚀变的洋壳玄武岩及其上覆沉积物随着俯冲带温度和压力的升高, 能够释放出大量的富水流体, 不仅引起了大规模的同俯冲岛弧岩浆作用[13], 而且在高压和超高压变质岩内部形成了丰富的同俯冲石英脉和变质矿床[14]. 与此相反, 由古老的结晶基底及其上覆沉积岩组成的大陆板块本身含水较少, 并且在大陆板块俯冲过程中由于俯冲速率较快[9], 少量的含水流体主要以结构羟基(OH)的形式进入在超高压变质条件下依然稳定的含水矿物(例如多硅白云母、黝帘石、钠闪石和硬柱石)和名义上的无水矿物(例如绿辉石、石榴石、金红石)中, 因此难以释放出充分的流体交代上覆地幔楔形成岛弧岩浆岩. 不过, 在超高压板片折返过程中, 由于压力突然降低, 含水(H2O和OH)的各种矿物会发生分解或羟基出熔, 能够引起角闪岩相退变质、形成榴辉岩内部石英脉甚至同折返岩浆岩等重要现象. 超高压变质岩中名义上无水矿物的羟基含量测定, 已经成为板块俯冲和折返过程中流体活动研究的前沿领域[15,16]. 就变质流体来源来说, 则只有稳定同位素分析才能提供最直接的制约[9]. 本文以大别-苏鲁造山带超高压变质岩中的流体研究为例, 通过讨论退变质现象及其流体来源、石英脉形成机制与流体来源, 论述了深俯冲陆壳折返过程中的流体活动性质及其效应.1退变质作用在大别-苏鲁造山带(图1)的超高压榴辉岩中, 不同等级的变质作用在时间和空间上的发育存在一定差异(图2), 但是角闪岩相退变质现象非常普遍. 常见的退变质反应包括透辉石后成合晶、黑云母替换多硅白云母、浅闪石/韭闪石的形成[18~23]. 驱动这类水解作用的流体渗滤过程表现为峰期后变质矿物中存在丰富的流体包裹体、含OH矿物(如角闪石和层状硅酸盐)和碳酸盐, 以及在地幔深度下名义上无水矿物中的结构羟基. 因此, 退变质流体的来源包括图第49卷 第10期 2004年5月前 沿图1 大别-苏鲁造山带地质简图图2 大别-苏鲁造山带超高压变质岩两阶段差异性折返的P -T -t 轨迹据Zheng 等人[9]并按着刘福来等人[17]含柯石英锆石U-Pb 定年结果予以修改流体包裹体中的水和名义上无水矿物释放的结构羟基. 由于角闪岩相退变质的发育非常普遍, 指示退变质流体的流动以弥散式为特征. 在板片折返过程中, 沿断裂构造带循环的地表水有可能被加热并参与退化蚀变, 但是其作用深度和温度是非常有限的. 矿物内部氢氧同位素组成的变化及矿物之间的同位素不平衡可以很好地用来指示退变质作用及流体的参与.大别-苏鲁造山带中的一些超高压榴辉岩矿物与退变质流体之间存在差异性氢和氧同位素交换[21,24~30]. 众所周知, 含羟基矿物之间的氢同位素交换速率比同一体系下的氧同位素交换速率快得多. 这表现为榴辉岩中多硅白云母与黝帘石之间的氢同位素不平衡(图3), 以及榴辉岩中绿辉石与石榴石之间的氧同位素不平衡(图4). 在中大别UHP/MT 带双河地区的两类片麻岩中, 还发现了黑云母与绿帘石之间的氢图3 大别-苏鲁造山带榴辉岩中多硅白云母与黝帘石之间的氢同位素分馏不平衡数据取自Zheng 等人[25]前 沿第49卷 第10期 2004年5月图4 大别-苏鲁造山带榴辉岩中石榴石与绿辉石之间的氧同位素分馏数据取自Yui 等人[20]、Zheng 等人[21,25,26]和Rumble 等人[27]同位素不平衡(图5). 超高压变质过程中流体流动的尺度基本上没有越过不同的岩相界限[25,31].在大别-苏鲁造山带的一些超高压岩石样品中, 依然能够观察到石英与其他矿物之间存在氧同位素平衡[21,25~28,30,32]. 这表明, 从未经历过强烈退化变质蚀变的榴辉岩中, 能够找到达到并保存氧同位素平衡分馏的矿物. 在经历过角闪岩相叠加的退变质榴辉岩中, 没有发现显著的氧同位素漂移现象[21,29,30]. 即使有外来流体参与退变质作用, 它也与榴辉岩矿物达到或者接近同位素平衡. 换句话说, 退变质流体在氧同位素组成上已被内部缓冲, 局域同位素组成取决于原岩组成, 总体上继承了变质前原岩受大气降水高温热液蚀变的性质[20,21,25~30].Xiao 等人[24]对大别山变质岩中的石榴石进行了激光原位分析. 结果发现, 在北大别HP/HT 带燕子河的长英质麻粒岩中(图6(a)), 大小为 5.8 mm × 5.2 mm 的大颗粒石榴石具有陡峭δ 18O 梯度的蚀变结构,图5 大别造山带双河片麻岩中黑云母与绿帘石之间的氢同位素分馏不平衡(数据取自Fu 等人[28]) 从沿着已愈合裂隙的＋6.8‰ ~7.4‰变化到大面积石榴石的+8.9‰~+9.3‰. 周围石英的δ 18O 值为+10.8‰~11.2‰. 当对这些新鲜石榴石-石英矿物对进行平衡温度计算时, 得到的温度是840℃. 然而, 当用石榴石与石英的平均值来计算时, 就得到一个明显较低的温度730 . 退变质作用是引起矿物δ 18O 环带的主要原因, 且退变质流体与岩石之间尚未达到同位素再平衡. 在南大别HP/LT 带北缘李杜的低温榴辉岩中(图6(b)), 石榴石的δ 18O 值呈中心式环带. 尽管石榴石的核和边都显著亏损18O, 但是存在稍微富集18O 的幔部环带. 这种分带型式可能反映了进变质过程中流体成分或者温度的变化.由于氢在绿帘石中的扩散速率比在云母中要快得多, 因此绿帘石与云母之间的氢同位素不平衡是由氢扩散速率的差异引起的. 而绿辉石与石榴石之间的氧同位素不平衡可由以下过程引起: (1) 榴辉岩化过程中岩浆矿物的继承, 例如由辉长岩转变成榴辉岩; (2) 在绿辉石和/或石榴石中存在副矿物包裹体(例如金红石); (3) 退化蚀变作用, 例如绿辉石的后成合晶替代, 并与退变流体发生不同程度的同位素交换. 如果榴辉岩中发育角闪石和/或黑云母, 氧同位素不平衡明显是由于退变质反应引起的, 例如角闪石后成合晶替换绿辉石, 黑云母替换多硅白云母, 以及浅闪石/韭闪石的形成.如图4所示, 绿辉石与石榴石之间氧同位素分馏的不平衡程度随着石榴石δ 18O 值的增加而稍微增大. 这可能指示18O 亏损程度越小, 退变质反应程度越大, 特别是那些具有类似地幔δ 18O 特征的榴辉岩. 在一些露头中, 发现角闪岩/副片麻岩与榴辉岩夹层之间的接触带存在矿物学梯度[30], 表明退变质反应发生在折返过程中, 是由于沿着断层带或岩层的外来流体渗滤而导致榴辉岩变成角闪岩/副片麻岩的. 不过, 退变质流体在氧同位素组成上是内部缓冲的(即岩石缓冲体系), 因此可能是源自先前存在的超高压含水相的出溶. 因此, Baker 等人[29]将大别造山带榴闪岩中石榴石的负δ 18O 值归因于榴辉岩受到外来流体蚀变是成问题的. 退变质反应不可能引起大别-苏鲁造山带中石榴石的δ 18O 值出现从−10‰到+10‰的巨大变化[21].2 石英脉脉是变质岩中最容易识别的结构之一, 它是由第49卷第10期 2004年5月前沿图6 大别山变质石榴石氧同位素激光原位分析(引自Xiao等人[24])(a)北大别燕子河麻粒岩; (b)南大别李杜榴辉岩从溶液中沉淀出来并且填充裂隙的矿物所组成. 石英脉记录了沿着温度降低方向出现裂隙流动的变质流体体系. 详细的岩石学、流体包裹体和稳定同位素研究表明, 在某些情况下石英脉是从原地产生的局域流体中沉淀的[33~35], 而在某些地方流体可能源自外部[36~38]. 沿着具有不同初始同位素组成的岩石单元之间的接触带, 变质流体的对流与扩散迁移可从一个岩石单元到另一个岩石单元产生同位素前锋. 榴辉岩中石英脉的存在之所以具有特殊的价值, 是因为它有助于人们理解超高压变质峰期及期后流体的性质与数量. 当应用石英脉作为流体流动的证据时, 一个重要问题是确定它们与变质作用之间在地质年代上的先后关系[38].大别-苏鲁造山带的榴辉岩中存在大量的石英前 沿第49卷 第10期 2004年5月脉[34,35,37,39,40]. 在野外经常观察到榴辉岩往往被几毫米到几厘米宽的石英脉所切割. 进一步的观察发现, 这些超高压榴辉岩中的大量石英脉具有以下4个重要岩石学特征: (1) 位于石英脉边缘的矿物组合和石英含量与远离石英脉的矿物组合和含量基本相同; (2) 石英脉与寄主榴辉岩之间存在明显的界线; (3) 在石英脉的矿物中尚未发现超高压标志矿物; (4) 即 使寄主榴辉岩在多种情况下受到变形, 石英脉中的矿物基本上未受到变形作用. 这些都证明石英脉未经历过峰期超高压变质作用, 而是在板块折返过程中界于超高压与高压榴辉岩相之间的某一P -T 条件下形成的(图2). 它们明显是在高压榴辉岩相重结晶作用之前形成的, 因此属于高压变质而不是超高压变质.结合石英脉和寄主岩石的结构和岩石学特征, 同位素研究结果显示, 石英脉在时间序列上可分为以下3组: (1) 同变质脉, 不仅脉石英与围岩榴辉岩的氧同位素组成接近, 而且脉中矿物对氧同位素温度与榴辉岩相峰变质温度一致, 因此成脉流体源自寄主榴辉岩, 形成于超高压榴辉岩从地幔深度折返到地壳深度过程中的高压榴辉岩相重结晶之前; (2) 早期退变质脉, 形成于高压榴辉岩相重结晶之后的板块折返第二阶段, 成脉流体仍然与寄主榴辉岩有关; (3) 晚期退变质脉, 形成于榴辉岩从深部地壳到浅部地壳的晚期折返阶段, 脉体石英与寄主榴辉岩之间的氧同位素分馏偏离平衡值, 并且成脉流体主要来自榴辉岩的围岩花岗质正片麻岩.根据大别-苏鲁造山带中石英脉和寄主榴辉岩(或片麻岩)的单矿物氧同位素分析[34,35,37], 发现脉体石英的δ 18O 值从−5.3‰变化到+13.9‰, 对应地寄主岩石的全岩δ 18O 值出现同步变化为−7‰~+9.3‰. 大多数样品中脉体石英与寄主岩石之间存在氧同位素平衡分馏. 不仅在大多数露头中石英脉的石英-矿物对氧同位素温度与寄主榴辉岩的重结晶温度一致(图7), 而且大多数脉体石英与寄主榴辉岩之间基本处于氧同位素平衡(图8). 脉体石英与寄主岩石的δ 18O 值之间可观察到明显的正相关趋势(图9), 指示两者之间具有成因联系. 因此, 大多数石英脉明显是从原地寄主岩石的内部缓冲流体中沉淀出来的.Franz 等人[40]对南大别HP/LT 带北缘低温榴辉岩中石英脉的金红石进行U-Pb 定年, 得到一个范围为207~221 Ma 的206Pb/238U 表面年龄(取决于普通铅图7 大别-苏鲁造山带榴辉岩内石英脉中石英与矿物之间氧同位素测温数据取自李一良等人[35,37]图8 大别-苏鲁造山带超高压变质岩中脉石英与围岩榴辉岩之间氧同位素分馏相对于围岩榴辉岩δ 18O 值之间的 变化关系(数据取自Zheng 等人[34]和李一良等人[35,37])直线分别为500℃和800℃条件下石英与榴辉岩/片麻岩之间氧同位素平衡分馏的等温线校正量的大小), 与晚三叠世高压榴辉岩相重结晶之前石英脉的形成时间相对应. 事实上, 在峰期超高压变质的强烈挤压作用过程中, 不可能形成变质石英脉. 王登红等人[41]对苏鲁UHP/MT 带东南部苏北东海踢球山榴辉岩中的水晶石英进行了流体包裹体Rb-Sr 等时线定年, 得到一个年龄208±22 Ma, 代表了SiO 2从热液流体中结晶出巨晶石英的时间. 这个年龄与王银喜等人[42]对踢球山榴辉岩本身的矿物第49卷 第10期 2004年5月前 沿图9 大别-苏鲁造山带超高压变质岩中脉石英与围岩榴辉岩之间的氧同位素分馏关系(数据取自Zheng 等人[34]和李一良等人[35,37])直线分别为700℃条件下石英与榴辉岩和片麻岩之间氧同位素平衡分馏的等温线Sm-Nd 等时线年龄214±9 ~222±8 Ma 相比要年轻, 但是与榴辉岩矿物Rb-Sr 等时线年龄201±21 Ma 相比在分析误差范围内基本一致. 因此, 水晶石英脉的形成稍微晚于高压榴辉岩相重结晶时间, 属于早期退变质脉. 王松山等人[43]研究了中大别UHP/MT 带石马地区榴辉岩中宽度为4 cm 的石英脉. 这个石英脉切过榴辉岩透镜体与相邻的片麻岩中, 并在微裂隙中发育白云母. 在离石英脉大约10 m 的大理岩中有一个榴辉岩透镜体, 其中多硅白云母的Ar-Ar 坪年龄和等时线年龄分别为213.7±0.6和214.5±0.4 Ma, 对应于榴辉岩折返到下/中部地壳某一位置的过程中多硅白云母中Ar 停止扩散的时间. 对石英脉矿物进行的同位素定年得到, 石英-白云母的Rb-Sr 等时线年龄为180.9±3.6 Ma, 白云母的K-Ar 年龄为179±4.1 Ma. 李一良等人[37]对石英脉矿物的氧同位素分析得到, 石英的δ 18O 值为+0.5‰, 白云母为−2.8‰. 石英与白云母之间的氧同位素分馏值为+3.3‰, 对应的氧同位素平衡温度为475℃. 这个温度不仅与本地区寄主榴辉岩的角闪岩相退变质温度500℃一致, 而且与白云母中Sr 扩散的封闭温度500℃一致. 如果采用白云母中Ar 扩散的封闭温度350℃, 计算的石英脉冷却速度高达150℃/Ma. 如此高的冷却速率要求石英 脉在180 Ma 之前已经折返到这一地壳深度. 显然,同位素定年与氧同位素分析表明, 石英脉的形成远远晚于晚三叠世高压榴辉岩相的重结晶作用, 因此属于晚期退变质石英脉.野外观察表明, 大别-苏鲁造山带榴辉岩中的同变质石英脉具有两个重要的岩石学特征: (1) 位于石英脉边缘与远离石英脉的榴辉岩在矿物共生组合和石英含量上基本相同; (2) 石英脉与寄主榴辉岩之间具有明显的边界, 并且沿着石英脉边缘蚀变一般较少. 这些都暗示石英脉附近的寄主榴辉岩不亏损成脉物质, 并且石英脉的形成没有导致附近围岩发生显著的交代蚀变. 实际上, 在压力>1 GPa 的情况下, 流体的迁移主要表现为颗粒尺度上的流动, 毫米到厘米尺度的小石英脉是由小尺度的局域流体迁移和扩散所产生的[44,45]. 然而, 脉体石英与寄主榴辉岩之间出现氧同位素分馏不平衡, 可能是由于沿着温度梯度的大尺度流体流动, 或者由于流体至少部分来自不同的岩石类型. 产生退变质石英脉的流体可能来自退变质脱水反应, 这个过程提供了一个很大的流体储库. 石英脉与寄主岩石之间的局部不平衡表明, 在压力<1 GPa 的情况下, 流体主要沿着裂隙流动[33,45].高压变质石英脉与寄主榴辉岩之间已经达到或者接近氧同位素交换平衡(图8). 石英脉和附近的榴辉岩具有相似的矿物共生组合, 指示石英脉形成于高压榴辉岩相重结晶作用之前的降压过程中, 即板块从地幔深度折返到中地壳的过程中. 在这种情况下, 板块折返早期阶段的压力梯度比温度梯度更为显著, 因此高压榴辉岩相重结晶之前的流体流动可能主要沿着压力梯度出现. 高压石英脉的氧同位素数据进一步证明, 大别-苏鲁造山带超高压变质作用期间流体流动以隧道式为特征, 并且高压变质流体是由在板块俯冲之前原岩经历过大气降水热液蚀变的超高压榴辉岩和片麻岩中衍生而来的. 流体在氧同位素组成上是不均一的, 具体取决于寄主榴辉岩的特征. 由于在进变质、峰期变质和退变质作用过程中矿物都存在结构水, 因此不能排除流体的流动存在于峰期变质阶段, 不过流体的流量是很小的.3 退变质流体的来源退变质流体的来源可以从矿物学、流体包裹体及稳定同位素特征上得到解释． 在大别-苏鲁造山带 超高压岩石中, 产出有一些含OH 和/或含CO 2矿物,前沿第49卷第10期 2004年5月例如多硅白云母、黝/绿帘石、蓝闪石、滑石、菱镁矿和白云石等. 由于它们在超高压条件下的稳定性,可以认为超高压变质岩中少量水都被束缚在这些矿物晶格中而不能析离出来形成粒间水. Liou等人[46,47]由此认为, 与洋壳俯冲相比, 陆壳在发生超高压变质时相对缺乏流体. 因此, 陆壳俯冲超过50 km深以上就不可能大规模析出流体交代仰冲地幔楔和上覆地壳, 由此可解释大别-苏鲁造山带为什么缺乏同俯冲岩浆活动. 但是在超高压岩石折返过程中,这些含水矿物有时会发生分解, 因此能够提供一定数量的退变质流体来源.对大别-苏鲁造山带榴辉岩中流体包裹体的研究表明[24,48~58], 尽管在折返过程中受到扰动, 部分早期进变质及峰变质流体仍然得以保存下来. 流体包裹体可分为含水和非极性流体(如N2, CO2, CH4)两大类, 常见于石榴石、绿辉石和黝帘石, 以及由这些矿物所包裹的石英中. 含水流体占绝大多数, 既有高盐度类型(W1), 也有低盐度类型(W2), 并且后者在榴辉岩中普遍存在(图10). N2和CO2分别产出在弱变形和强变形榴辉岩中. N2和高盐度流体包裹体的原生特征, 指示它们是残存的超高压变质流体, 而且可能来源于原岩沉积物中的空隙流体. 应用TEM和FTIR技术, 还在中大别UHP/MT带菖蒲地区超高压榴辉岩的石榴石中检测到与羟基共存的水分子基图10 大别山双河榴辉岩中流体包裹体数据解释的P-T演化轨迹(据Fu等人[50]修改)团[54], 在双河硬玉石英岩的石英中发现纳米至亚微米大小的流体包裹体[58]. 不过, 超高压变质过程中流体的活动仅限于晶体大小的微尺度上[50]. 峰期超高压变质阶段存在局部化学再平衡, 在退变质早期存在密度再平衡, 但是变质前流体的来源依然是可示踪的. 尽管在峰期变质阶段存在少量流体, 但是由于榴辉岩中的流体活动性太小, 因此不能达到区域尺度上的化学和同位素均一化. 但是在深俯冲板块的折返过程中, 压力突然降低有可能引起部分流体包裹体爆裂, 不仅在动力学上引起超高压矿物的分解, 而且能够产生一定量的退变质流体.在榴辉岩折返过程中, 硬柱石分解成蓝晶石+黝帘石/斜黝帘石+石英/柯石英, 或者硬柱石+钠长石/硬玉分解成钠云母+黝帘石/斜黝帘石+石英/柯石英, 这些过程也会释放出可观数量的水(图11). 硬柱石是一种重要的含水矿物, 可保存11.2‰的水并且在超高压条件下稳定[59,60]. 尽管硬柱石尚未在大别-苏鲁超高压岩石中发现, 但是已经发现含柯石英榴辉岩分解产物的矿物共生组合(如苏鲁西南端UHP/MT带的青龙山)和榴辉岩中脉集合体(如南大别HP/LT带北缘的黄镇), 指示了降压过程中含水流体的释放. 在黄镇和青龙山低δ 18O值(分别是−4‰和−10‰)榴辉岩中, 黝帘石及其包裹的石英依然保存图11 板块俯冲和折返过程中榴辉岩水化或脱水反应的P-T轨迹A, B, C和D代表不同等级的变质阶段第49卷 第10期 2004年5月前 沿有原生低盐度流体包裹体[53], 并且这些低盐度流体包裹体中偶尔含有金红石、锆石、磷灰石和方解石等矿物, 因此是超高压岩石折返早期硬柱石分解过程中黝帘石形成期间所捕获的含水流体, 在本质上类似于变质前古大气降水的残余. 这也为高压榴辉岩相成脉作用和角闪岩相叠加蚀变提供了退变质流体的来源.赋存有H 2O 和/或OH 的深部地壳和地幔矿物, 可以是从冰到含水矿物到名义上不含水的矿物. 蓝闪石、亚蓝闪石、角闪石、白云母和黑云母都是榴辉岩形成之前矿物集合体中的重要含水相. 然而, 它们在典型的深俯冲带条件下会发生脱水反应, 超高压条件下只有多硅白云母能够稳定存在[6]. 不过, 以往在大别-苏鲁造山带的一些含柯石英的岩石中发现作为基质相或矿物包裹体产出的多硅白云母、钠闪石(蓝闪石/nyboeite)、绿帘石/黝帘石、滑石、Ti-斜硅镁石以及羟基型黄玉[46,61,62], 表明这些含OH 矿物在超高压条件下依然稳定, 因此可在上地幔深度仍然保存来自变质前原岩中的大量H 2O. 业已表明, 在地幔压力条件下, 榴辉岩中的辉石、石榴石和金红石能够保存一定量的H 2O(从几十到几百甚至到几千µg/g), 这些水以晶格内部的结构羟基形式存在[63,64]. 绿辉石一般可含有600 ~1300 µg/g 以结构羟基形式存在的H 2O, 在Kokchetav 超高压含金刚石榴辉岩中的绿辉石可含高达3020 µg/g 的水[65], 使绿辉石成为板块俯冲过程中进入地幔或者折返过程中回到地壳深度而实施水循环的最重要矿物.超高压变质岩中的名义上无水矿物一般包含一定量的、可被Fourier 变换红外光谱(FTIR)检测到的羟基. 对大别造山带碧溪岭和双河榴辉岩的分析得到[66], 绿辉石含115~200 µg/g H 2O, 金红石中含4300~9600 µg/g H 2O. 对碧溪岭榴辉岩的进一步分析发现[67], 其中石榴石结构羟基的含量变化范围较大, 为164~2034 µg/g H 2O, 其中多数在500 µg/g 以上. 对大别造山带硬玉石英岩中硬玉的分析表明[16], 其核部羟基含量较高(1200~3894 µg/g H 2O), 而幔部和壳部较低(212~1422 µg/g H 2O). 对苏鲁造山带毛北榴辉岩分析得到[15], 绿辉石含1000~1300 µg/g H 2O, 金红石中含6000~8000 µg/g H 2O. 对哈萨克斯坦Kokchetav 超高压榴辉岩的FTIR 分析表明[65], 单斜辉石中OH 的含量随着压力的增加而增加, 例如含石英榴辉岩中为1110 ~1030 µg/g, 含柯石英榴辉岩中为2430~1690 µg/g, 含金刚石榴辉岩中达3020µg/g(图12). 大量的实验研究证明, 名义上无水矿物中羟基的溶解度一般随着压力的降低而减小[68~72]. 可以预料, 在超高压板片折返初期, 随着压力突然降低, 名义上无水矿物中羟基的溶解度会迅速减小, 从而释放出可观的含水流体. 因此上述水量只是对地幔深度矿物溶解羟基的最小估计, 因为在榴辉岩折返过程中的压力降低会使大量的羟基从超高压矿物中释放出来. 由这些释放羟基所形成的含水流体能够形成弥散式或隧道式流体流动, 并且由于羟基本身不含盐而则以低盐度为特征(对应于图10中的W2型流体包裹体).Fu 等人[50]对大别山双河地区两种不同δ 18O 值榴辉岩的流体包裹体研究发现, 低δ 18O 值(<2‰)榴辉岩以富含高盐度流体包裹体为特征, 而高δ 18O 值(>5.5‰)榴辉岩相对富含低盐度流体包裹体. Zhang 等人[30]对这些高δ 18O 值榴辉岩及其围岩榴闪岩和片麻岩的岩石学研究表明, 两者之间为退变质成因关系, 即超高压榴辉岩通过角闪岩相退变质原地转化成榴闪岩和片麻岩. 超高压岩石折返过程中羟基的降压出溶提供了这种弥散式角闪岩相退变质所需要图12 哈萨克斯坦Kokchetav 超高压榴辉岩的单斜辉石中OH 含量与变质压力之间的关系数据引自Katayama 等人[65]。
俯冲带中的水迁移
中国科学: 地球科学2016年 第46卷 第3期: 253 ~ 286SCIENTIA SINICA Terrae 中文引用格式: 郑永飞, 陈仁旭, 徐峥, 张少兵. 2016. 俯冲带中的水迁移. 中国科学: 地球科学, 46: 253–286, doi: 10.1360/N072015-00493英文引用格式: Zheng Y F, Chen R X, Xu Z, Zhang S B. 2016. The transport of water in subduction zones. Science China Earth Sciences, 59: 651–681, doi:10.1007/s11430-015-5258-4 © 2016《中国科学》杂志社《中国科学》杂志社SCIENCE CHINA PRESS 评 述 地球内部水专题俯冲带中的水迁移郑永飞*, 陈仁旭, 徐峥, 张少兵中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026* E-mail: yfzheng@收稿日期: 2015-10-11; 接受日期: 2015-12-21国家自然科学基金项目(批准号: 41590620)和国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2015CB856100)资助摘要 水从俯冲地壳迁移到地幔主要受地壳中含水矿物的稳定性支配, 而俯冲带的热结构是决定俯冲地壳在哪个深度发生脱水的关键. 大洋俯冲带的地温梯度变化很大, 既有冷俯冲带也有热俯冲带, 但是地震活动和弧火山作用在冷俯冲带相对突出. 大陆俯冲带的地温梯度较低, 地壳岩石总是在冷俯冲带发生变质作用, 但是缺乏同俯冲弧火山作用. 超冷俯冲带地温梯度很低(≤5℃/km), 俯冲地壳中的硬柱石可以把水带到≤300km 的深度. 热俯冲带地温梯度很高(>25℃/km), 俯冲地壳在浅部就大量脱水, 在<80km 的深度会产生长英质熔体. 由于水大量溶解在这种熔体中, 结果只有少量的水会运移到80~160km 的弧下深度. 在这两种脱水方式之外还存在大量介于两者之间的方式, 使得俯冲带表现出多种水迁移现象. 在暖俯冲带, 低温/低压含水矿物在俯冲到60~80km 的弧前深度时就发生分解, 释放出大量的水. 在冷俯冲带, 低温/低压含水矿物随俯冲深度增加转变成低温/高压含水矿物, 允许大量的水被迁移到弧下深度. 无论在何种情况下, 俯冲地壳的脱水不仅启动了地震活动, 而且引起了地幔楔的水化. 不过, 总有少量水被超高压含水矿物和名义上无水矿物带至更深部地幔. 俯冲板片之上的地幔楔并没有因为水的加入而立即发生部分熔融引起弧火山作用, 而是首先在板片-地幔界面上发生水化. 由于这里温度最低, 比水化橄榄岩的湿固相线要低几百度, 结果直到水化橄榄岩受到加热之后才能发生部分熔融. 因此, 弧火山作用一般发生在地幔楔被流体交代之后的某个时间.关键词 俯冲带, 洋壳, 地幔楔, 热结构, 含水矿物, 水迁移, 弧岩浆作用1 引言俯冲带中的岩石和矿物中都含有一定量的水, 存在形式可能是水分子或者结构羟基(Zheng 和Hermann, 2014). 俯冲带水迁移是水进入地球内部的主要方式, 这一过程不仅显著影响了地幔的若干物理化学性质, 例如密度、弹性和传输特性, 而且显著改变了地幔的熔融温度和流变学性质(例如, Mei 和Kohlstedt, 2000a, 2000b; Karato 和Jung, 2003). 许多关于地球内部水的研究不仅聚焦于含水矿物稳定性极限和分解机制, 而且聚焦于水在名义上无水矿物中的溶解度极限和溶解机制. 根据水在名义上无水矿郑永飞等: 俯冲带中的水迁移254物的储存能力研究, 业已发现水在地幔矿物中的总和达到大洋水总量的2~8倍(例如, Bolfan-Casanova, 2005; Inoue 等, 2010). 在地幔过渡带矿物中观察到高的水含量, 表明这个层位在控制全球水循环中发挥了重要作用(Karato, 2011). 然而, 不论水是在浅部循环、停留时间很短, 还是俯冲到很深、停留时间很长, 或者在地幔内局部富集形成水化区域, 都会导致地球动力学、热演化和物质分异方面出现很大的差别(Faccenda, 2014). 而这些又受到俯冲带性质的控制, 因为俯冲带是水循环的重要通道, 它通过限制或者促进水进入地幔来影响随后的一系列过程.人们很早就认识到水在俯冲带岩浆活动中的作用(例如, Gill, 1981; Tatsumi 等, 1986; Wyllie, 1988), 近年来又发现俯冲带脱水作用与地震活动之间存在成因关系(Peacock 和Wang, 1999; Hacker 等, 2003; Abers 等, 2006). 脱水作用一般被认为是在俯冲进入弧下深度时发生的, 由于角闪岩相向榴辉岩相转变时角闪石分解而释放出水, 这些水引发了上覆地幔楔的部分熔融. 随后的实验岩石学研究表明, 以硬柱石、硬绿泥石、多硅白云母、黝帘石-斜黝帘石为代表的含水矿物在弧下深度是稳定的(Poli 和Schmidt, 2002), 能够把可观的水通过俯冲地壳迁移到超过角闪石稳定深度的地幔. 根据对超高压变质地体的研究, 这些含水矿物在柯石英和金刚石稳定域都是稳定的(例如, Chopin, 2003; Liou 等, 2009; Zheng, 2012). 热力学计算进一步约束了超高压条件下泥质岩和基性岩中含水矿物的稳定性及其与地壳俯冲/折返过程中温度-压力变化的关系(Clarke 等, 2006; Wei 等, 2009, 2010, 2013, 2015; Wei 和Clarke, 2011). 通过含水矿物分解, 俯冲地壳发生脱水作用释放出水, 导致俯冲地壳本身或者上覆地幔楔发生部分熔融. 因此, 确定俯冲地壳矿物脱水的深度和水迁移到地幔楔中的机理, 是理解俯冲带岩浆作用的关键因素.本文综述了水从俯冲板片迁移到地幔的机理, 重点关注俯冲带热结构对俯冲到不同深度板片脱水作用和部分熔融的影响. Hermann 和Rubatto(2014)总结了大陆地壳深俯冲的化学变化, Zheng 和Hermann(2014)综述了大陆俯冲带流体的地球化学性质, 本文则主要强调大洋俯冲带中水的来源、行为及其影响. 为此, 我们首先概述了俯冲带类型和热结构, 从而建立起理解水在不同地幔深度行为的基础.俯冲洋壳主要由海底沉积物、蚀变玄武岩和下伏辉长岩组成, 海底沉积物和蚀变玄武岩中含有空隙自由水和含水矿物中的结构水(Stern, 2002; Bebout, 2007). 大洋俯冲带岩石地球化学已经由Bebout(2014)所总结, 俯冲沉积物地球化学则在Plank(2014)一文中已有综述.2 俯冲带类型俯冲带不仅是地壳物质循环和挥发分进入地幔的关键区, 而且是熔体抽取、新生地壳生长并最终形成大陆地壳这一系列过程的起点(Turcotte 和Schubert, 2014). 大洋岩石圈的俯冲通常是由于水平“脊推”和/或垂直“板片下拉”这两种汇聚力量所导致, 并牵引大陆岩石圈向下俯冲. 实际上, 板块俯冲是壳幔之间物质循环的基础. 我们对俯冲带过程的理解不仅基于对活动俯冲带和古俯冲带的野外观察, 也来自于室内的理论计算和实验模拟(Schellart 和Rawlinson, 2010; 李忠海, 2014). 对海底地壳物质和活动俯冲带中弧火山岩的岩石学研究, 为我们认识可能进入和离开俯冲体系的组分提供了重要信息. 而地球物理研究, 尤其是地震层析成像研究则限定了俯冲带的几何形态, 提供了俯冲体系中物质分布的一级图像. 计算机地球动力学模拟发展出一些概念模型, 可以用于检验我们对俯冲带结构和过程的认识.根据俯冲板片的性质不同, 可以将俯冲带分为两大类: (1) 大洋俯冲带(图1), (2) 大陆俯冲带(图2). 大洋俯冲带可以进一步分为两种. 一种是洋-洋俯冲带(图1a), 为一个大洋板片俯冲到另一个大洋板片之下, 产生大洋弧火山作用(例如西太平洋边缘的马里亚纳群岛). 另一种是洋-陆俯冲带(图1b), 为大洋板片俯冲到大陆之下, 产生大陆弧火山岩(例如东太平洋边缘的安第斯山脉). 大陆俯冲带也可以分成两种. 一种是大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下(例如三叠纪华南陆块俯冲到华北陆块之下, 在中国中东部所形成的大别-苏鲁造山带(图2a), 另一种是大陆岩石圈俯冲到大陆边缘弧地体(例如新生代印度陆块俯冲到亚洲大陆边缘弧之下, 在南亚所形成的喜马拉雅造山带(图2b). 大洋俯冲带广泛发育弧火山作用, 大陆俯冲带则不发育. 另一方面, 大陆俯冲带发育有超高压变质岩, 但是在大洋俯冲带相对缺乏中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期255图1 环太平洋地区两类大洋俯冲带示意图图2 亚洲地区两类大陆俯冲带示意图(Liou 等, 2009). 高压变质岩在大陆和大洋俯冲带都很常见.一旦板块俯冲到地幔深度, 在俯冲板片和上覆地壳之间就形成了地幔楔. 地幔楔上部由岩石圈地幔组成, 下部由软流圈地幔组成, 总体呈三角形产状, 在成分上有所变化, 具体取决于上覆岩石圈的性质. 文献中有时将地幔楔定义为俯冲板片与岩石圈地幔之间的三角部分, 忽视了弧前地幔楔的存在(Hyndman 和Peacock, 2003). 在大洋-大洋俯冲带(图1a), 由于大洋岩石圈厚度一般是80~120km(Fischer 等, 2010), 因此弧前深度(<60~80km)地幔楔完全由大洋岩石圈地幔组成, 而弧下深度(80~160km)地幔楔则主要由软流圈地幔组成. 在大洋-大陆俯冲带(图1b), 上覆大陆岩石圈的厚度一般是≥100km, 弧前地幔楔也完全由大陆岩石圈地幔组成, 而弧下地幔楔则主要由软流圈地幔组成. 因此, 俯冲的大洋板片在≥100km 的弧下深度就会遇到软流圈地幔. 在大陆俯冲带(图2), 上覆的大陆岩石圈一般厚度较大(>150km), 在古老克拉通地区更厚(≥250km), 这样弧前和弧下地幔楔完全由大陆岩石圈地幔组成, 俯冲的大陆板片在>100km 的弧下深度就不会遇到软流圈地幔. 此外, 大洋与大陆岩石圈地幔在成分上也存在显著差别. 大洋板块镁铁质火成岩一般是由软流圈地幔在洋中脊降压熔融形成, 由于部分熔融过程中的地球化学分异和玄武质熔体的提取(Hofmann, 1988), 因此大洋岩石圈地幔的上部相对于下部一般更亏损水和熔体活动性不相容微量元素, 在主要元素组成上具有相对高MgO 低FeO 、CaO 和Al 2O 3的特点结果上部比下部难熔. 与此相反, 大陆板块镁铁质火成岩一般是由地幔楔下部水化或者交代岩在弧下深度部分熔融产生(郑永飞等, 2015). 由于在这个部分熔融过程中同样发生地球化学分异和镁铁质熔体的提取, 因此大陆岩石圈地幔的下部相对于上部亏损水和熔体活动性不相容微量元素, 在主要元素组成上相对高MgO 低FeO 、CaO 和Al 2O 3, 结果下部比上部难熔. 由于地幔熔融将水和铁等重元素提取到部分熔体中, 因此大陆岩石圈根部不仅难熔而且处于漂浮状态.根据俯冲角度大小, 可将俯冲带分成低角度(平)俯冲(<30︒)、中角度(正常)俯冲(40︒~50︒)和高角度(陡)俯冲(>70︒)三种类型. 在板块俯冲的不同阶段, 俯冲角度可以发生变化. 一般来说, 早期阶段具有中等角度, 属于正常俯冲. 一旦板片进入软流圈地幔顶部,郑永飞等: 俯冲带中的水迁移256俯冲角度有可能发生变化, 或者由正常俯冲变成陡俯冲(图1a), 或者由正常俯冲变成平俯冲(图1b). 在俯冲角度变大之前, 汇聚板块之间存在高程度耦合, 岩石圈之下由软流圈组成的地幔楔内出现由板片俯冲所导致的热梯度. 一旦俯冲角度变大, 俯冲板片后撤, 汇聚板块之间的耦合程度降低甚至解耦, 软流圈地幔就会侧向流动进入地幔楔与后撤板片之间的空间. 另一方面, 对于在岩石圈底部发生平俯冲的板片, 板片表面温度受上覆岩石圈厚度控制, 岩石圈厚度越大, 温度越低. 在自然界现代汇聚板块边缘, 大多数大洋俯冲带都是正常和陡俯冲带, 只有大约10%属于平俯冲带, 基本上位于太平洋周边(Gutscher 等, 2000a, 2010b; Lallemand 等, 2005). 大洋板片平俯冲在前寒武纪较为常见, 特别是在古元古代和太古代, 导致了地球历史早期阶段的大陆生长(Abbott 等, 1994). 不过, 由于大陆地壳具有漂浮特性, 大陆岩石圈总是以平俯冲出现(图2). 已有很多研究讨论为什么大陆岩石圈之下的大洋板片会发生平俯冲, 所提出的机理包括: 板块边缘的曲线化、板块之间静水压力吸收、在玄武岩向榴辉岩转变过程中的动力学延迟、浮力异常体(大洋高地、洋中脊、海台等)的俯冲、上覆板块的绝对快速运动等(Gutscher 等, 2000a, 2010b; van Hunen 等, 2002, 2004; Mann 和Taira, 2004; Espurt 等, 2008). 通过对计算地球动力学结果的分析, van Hunen 等(2004)指出, 大洋板片平俯冲并不一定意味着俯冲板片的漂浮, 而可能是由于上覆大陆板块朝海沟方向的运动速率大于俯冲大洋板片, 否则的话俯冲大洋板片将会重力下沉而变成正常到陡俯冲.根据俯冲带地温梯度的不同, 可以将俯冲带分为四种类型: (1) 超冷俯冲带( 5℃/km), (2) 冷俯冲带(5~10℃/km), (3) 暖俯冲带(15~20℃/km), (4) 热俯冲带(>25℃/km). 这一分类可在地壳岩石的变质相图上得到体现(图3). 沿着5~10℃/km 的低地温梯度俯冲就会形成冷的或者超冷的俯冲带, 对应的进变质相在P-T 轨迹上从蓝片岩相到榴辉岩相, 常见的含水矿物是硬柱石、多硅白云母和黝帘石. 而沿地温梯度>15℃/km 俯冲的都是暖至热俯冲带, 对应的进变质相在P-T 轨迹上从绿片岩相到角闪岩相甚至麻粒岩相, 常见的含水矿物为绿泥石、绿帘石和角闪石. 大量的岩石学研究表明, 大陆深俯冲沿着低的地温梯度进行, 属于冷俯冲(Liou 等, 2009; Zheng, 2012). 另图3 俯冲带条件下变质相和含水矿物稳定域在柯石英/石英转换线以上深灰绿色区的变质作用称为超高压变质, 在柯石英/石英转换线以下浅灰绿色区的变质作用称为高压变质. 虚线对应的俯冲带地温梯度分别为5、10、20和30℃/km一方面, 大洋俯冲则显示出从冷俯冲到热俯冲的变化, 具有非常大的地温梯度差异(Peacock 和Wang, 1999; van Keken 等, 2011). 板片平俯冲可以出现在不同地温梯度的俯冲带, 主要受上覆岩石圈厚度控制. 如果岩石圈厚度小达50~60km, 平俯冲就会出现在热俯冲带; 如果上覆岩石圈厚度是100~120km, 平俯冲可以出现在暖俯冲带; 如果上覆岩石圈厚度大达200~300km, 平俯冲则出现在冷俯冲带. 由于俯冲带地温梯度的不同, 俯冲地壳不仅在脱水速率和脱水总量上不同, 而且在脱水作用和流体活动过程中发生的水岩反应性质也存在差别.当两个板块发生相对汇聚时, 一个高密度板块会俯冲到低密度板块之下(Uyeda 和Kanamori, 1979). 在俯冲初始阶段, 俯冲板片与上覆板块之间处于耦合状态. 随着俯冲的进行, 如果两个板块之间的汇聚速率较高, 导致俯冲板片的重力下沉速率慢于上覆板块的仰冲速率, 结果俯冲板片与上覆板块之间就会保持耦合, 上覆板片受到构造挤压. 如果两个板块之间的汇聚速率相对较低, 俯冲板片的重力下沉速率快于上覆板块的仰冲速率, 俯冲板片与上覆板块之间就会出现解耦, 俯冲板片将发生后撤, 上覆板块出现构造拉张. 因此, 快的汇聚速率导致低角度俯冲中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期257和海沟正向前进, 而慢的汇聚速率导致高角度俯冲和海沟反向后退(例如, van Hunen 等, 2000, 2004; Arcay 等, 2008; Gerya 和Meilick, 2011). 低角度俯冲在东太平洋俯冲带非常明显, 那里自大西洋从中生代打开以来美洲大陆的西向漂移的速率快于东太平洋板片的东向俯冲速率, 结果导致太平洋中脊东向迁移到美洲大陆边缘(Doglioni 等, 2009). 相反, 高角度俯冲在西太平洋俯冲带比较明显, 那里自大西洋从中生代打开以来欧亚大陆的东向漂移速率慢于西太平洋板片的西向俯冲速率, 结果导致俯冲的西太平洋板片东向后撤、海沟东向迁移, 太平洋中脊远离欧亚大陆边缘. 低角度俯冲为俯冲板片变质脱水和部分熔融提供了适当的温度压力条件, 产生了同俯冲弧火山岩的水化和交代地幔源区. 另一方面, 高角度俯冲为后撤板片部分熔融提供了合适的温度压力条件, 产生了俯冲后板内火山岩的交代地幔源区.3 俯冲带热结构俯冲带的热结构控制了俯冲岩石中含水矿物的稳定性, 进而也决定了板片脱水的位置. 俯冲带热结构还决定了俯冲板片-地幔界面的温度, 进而影响了俯冲带中水的最终命运. 无论是地壳岩石还是地幔岩石, 其物理化学性质都受到温度的影响, 因此温度无疑是非常重要的. 对地幔楔水化作用相关的地球物理数据的解释, 需要区分温度效应和水化作用的影响.过去几十年来, 计算地球动力学模拟给出了俯冲带多种不同的热结构模型(例如, Peacock 和Wang, 1999; Gerya 等, 2002; Gorman 等, 2006; Sycaruse 等, 2010; van Keken 等, 2011; Magni 等, 2014). 虽然这些模型中板片-地幔界面中P-T 轨迹差别很大, 但所有的模拟结果都发现, 俯冲带的热结构主要由以下参数决定(图4): (1) 板片的年龄, (2) 板片汇聚速率, (3) 俯冲带几何结构(特别是俯冲角度), (4) 俯冲带中的剪切加热速率, (5) 地幔楔的性质. 一般来说, 板片年龄越大, 俯冲带温度越低; 板片年龄越小, 俯冲带温度越高. 汇聚速率越大, 俯冲带温度越低; 汇聚速率越小, 俯冲带温度越高. 俯冲角度越大, 俯冲带温度越低; 俯冲角度越小, 俯冲带温度越高. 一个俯冲板片的热状态可由板片热参数来表征(Kirby 等, 1991; England 等, 2004), 可以将其定义为板片年龄、汇聚速图4 俯冲带热结构控制参数示意图(修改自Peacock, 1996)率和俯冲角度正弦函数之间的乘积(Mc-Kenzie, 1969; Molnar 等, 1979). 随着计算地球动力学的发展, 我们对俯冲带热结构的认识越来越深入(冷伟和毛伟, 2015). 对全球各大洋俯冲带地温梯度的研究(Sycaruse 等, 2010; van Keken 等, 2011)显示, 板片热参数在低角度热俯冲带(例如Cascadia)较小, 而在高角度冷俯冲带(例如Tonga 和Mariana)较大.在弧前深度, 俯冲板片表面温度主要受上覆岩石圈厚度控制. 一般来说, 岩石圈底部位于~1200℃等温线的深度, 对应的岩石圈厚度可以是100~150 km(Stuwe, 2007). 由于岩石圈的温度低于软流圈的温度, 因此冷俯冲一般出现在热边界层之上, 而热俯冲则出现在热边界层之下. 随着俯冲板片进入软流圈地幔, 板片表面温度不仅决定于板片热参数, 而且受地幔楔性质影响. 如果俯冲板片与地幔楔之间处于耦合状态, 俯冲界面温度主要受板片热参数控制. 俯冲板片与上覆地幔楔之间的耦合程度主要受板块汇聚速率控制. 汇聚速率降低将引起俯冲角度变大, 结果削弱这种耦合; 而汇聚速率升高将引起俯冲角度变小, 结果是加强这种耦合. 因此, 慢的汇聚速率导致高角度俯冲, 结果陡俯冲板片与地幔楔之间的耦合程度较低; 而快的汇聚速率导致低角度俯冲, 结果平俯冲板片与地幔楔之间的耦合程度较高. 一旦俯冲板片与上覆地幔楔发生解耦, 板片表面温度就会受到来自下伏或上覆地幔对流的影响. 在一个板片俯冲的早期阶段, 这个板片可能以低角度俯冲到大陆岩石圈之下(图5a). 随着俯冲进行板片发生后撤(图5b), 引起软流圈地幔侧向充填进入地幔楔与后撤板片之间的空间. 由于软流圈地幔具有较高的温度, 它不仅加热上覆地幔楔底部(板下作用)而且加热下郑永飞等: 俯冲带中的水迁移258图5 板片俯冲角度与地幔楔之间耦合程度关系示意图(a) 大陆岩石圈之下板片平俯冲, 俯冲板片发生变质脱水(乃至部分熔融); (b) 俯冲板片后撤引起软流圈地幔侧向充填, 引起上覆地幔楔底部的板下作用和后撤板片表面的板上作用伏板片顶部(板上作用). 这些加热作用对俯冲带岩浆作用具有重要意义.俯冲板片的温度总是低于地幔楔的温度. 在板块俯冲之前, 地幔楔内部存在自上而下逐渐升高的温度梯度, 其顶部温度约500~600℃, 底部温度约1300~1400℃. 在板块俯冲过程中, 俯冲板片与地幔楔之间发生耦合作用, 结果地幔楔底部开始变冷, 地幔楔内部出现向上和向下温度逐渐降低的垂向地温梯度, 地幔楔中心的温度最高, 弧前拐角处的温度最低. 随着俯冲的进行, 地幔楔底部与俯冲板片顶部之间的温度差别越来越小, 最终在弧下深度达到相同的温度(图6). 这个最低温度比地幔楔中心温度要低 一百乃至几百度, 地幔楔的性质是影响这个温度差别的决定因素. 无论是俯冲继续进行还是停滞不前, 弧后地幔都可能会对弧下深度地幔楔进行侧向加热, 最终导致地幔楔内部对流重新启动, 并把热量带到地幔楔底部乃至俯冲板片顶部. 数值模拟结果表明, 更新的热对流会导致地幔楔底部温度上升几百度. 根据Peacock 等(1994)的估计, 更新的热对流可使俯冲到100km 深度的板片表面温度从450℃升高到750℃. 因此, 地幔楔底部和俯冲板片表面都会被加热而发生变质脱水和部分熔融.由于俯冲板片与地幔楔之间存在黏性耦合作用, 在它们的界面会产生数百兆帕的剪切应力, 这会导致板片-地幔楔界面发生剪切加热. 数值模拟结果表明, 这个剪切应力可能引起俯冲剪切带100km 深度的温度迅速升高到1000℃以上(例如, Toksöz 等, 1971; Turcotte 和Schubert, 1973). 但是, 对俯冲带中剪切应力的估计结果差别很大, 从100MPa(Honda, 1985; Scholz, 1990; Molnar 和England, 1990)到几十MPa (Bird, 1978; van den Beukel 和Wortel, 1988; Peacock, 1992; Titchelaar 和Ruff, 1993), 甚至接近0MPa (Hyndman 和Wang, 1993). 由于俯冲板片和上覆地幔楔在弧下深度时可能仍然耦合在一起, 剪切应力在超过这个深度时不可以忽略不计. 不过, 剪切产生的热量可能会被俯冲板片的脱水反应所吸收(Anderson图6 大洋俯冲带热结构示意图在达到热平衡后, 地幔楔底部温度降低至与俯冲板片表面相同值中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期259等, 1976, 1978; Delany 和Helgeson, 1978). 水的存在也会降低岩石的强度, 在深部通过降低摩擦阻力来减小剪切应力. 虽然目前还难以估计剪切应力的 大小, 实际可能小于几百MPa. 因此, 目前一般假定俯冲带的P-T 条件主要由汇聚板片年龄和汇聚速率来控制.不同的热力学模拟都给出相似的地幔楔和俯冲板片的温度分布特征. 但是, 不同模型得到的俯冲板片-地幔楔界面的温度差别很大. 现代大洋板块平均年龄大约为100Ma, 最老年龄是200Ma. 如果只考虑俯冲板片的年龄作为唯一的变量, 它对俯冲带热结构的影响可以进行定量估计. 如果板片年龄是50Ma, 板片表面温度在100km 深度约为500℃. 如果板片年龄小于2Ma, 即使汇聚速率高达100mm/a, 板片表面都能达到部分熔融的温度, 在100km 深度温度为750~1050℃. 如果俯冲大洋板片的年龄超过50Ma, 并且剪切应力可以忽略不计, 俯冲板片的顶部会在25~60km 深度发生蓝片岩相变质, 并随后转变为硬柱石榴辉岩相变质.在缺乏剪切加热的情况下, 汇聚速率越快, 俯冲带就越冷. 在70~100km 的深度, 俯冲较快的板片温度比俯冲较慢的板片温度低. 在100km 深度, 不同的汇聚速率(V )对板片表面温度没有明显影响, 如果V =100mm/a, 板片表面温度T =450℃, 而如果V =10 mm/a, 板片表面温度T=550℃(Peacock, 1993). 在缺乏剪切加热的情况下, 俯冲带在100km 深度的温度大概可以在450~750℃之间变化. 模拟计算得出较低的温度是因为假设地幔楔是刚性的, 这在地幔楔被俯冲板片冷却的冷俯冲带的确如此.4 俯冲带中含水矿物的稳定域4.1 大洋俯冲中的相变洋中脊玄武岩(MORB)是俯冲洋壳中最重要的岩石类型之一, 实验岩石学对它在俯冲过程中的变质行为已经有了很好的研究. 图7显示了水饱和的洋中脊玄武岩体系中含水矿物的稳定性. 硬柱石在较高压力下的稳定性对水进入地幔深度具有非常重要的意义. 当温度低于900℃时, 硬柱石的稳定域达到10GPa(Poli 和Schmidt, 1995; Okamoto 和Maruyama, 1999). 硬柱石榴辉岩相的边界是由硬柱石的稳定域图7 玄武岩-水体系中主要矿物相的稳定域(修改自Schmidt 和Poli, 2014)数字给出了含水矿物所储存的水含量(wt.%). 黄色区域代表Arcay 等(2007)的平均冷俯冲和暖俯冲的P-T 轨迹, 橙色区域代表Syracuse 等(2010)的暖W1300模型. 虚线对应的俯冲带地温梯度分别为5和10℃/km来限定的, 这包括一系列连续反应, 温度压力由低到高, 石榴石成分逐渐向钙铝榴石端元变化. 榴辉岩相可以细分为五个相(图3): (1) 没有含水矿物的名义上无水的榴辉岩相, P-T 范围最广, 其P-T 边界在压力超过10GPa 时, 由(2) 硬玉榴辉岩相和石榴石岩相来限定, 高温那一侧的边界是干的固相线; (3) 硬柱石榴辉岩相, 其低压的边界是由(4) 黝帘石-榴辉岩相限定, 在2~3GPa 的反应具有较低的正斜率, 黝帘石-榴辉岩相在低温低压与蓝片岩相的边界是由一个具有负的Clapeyron 斜率的反应限定; (5) 角闪石-榴辉岩相, 其稳定域低于黝帘石-榴辉岩相, 最低可以到1.0GPa. 黝帘石-榴辉岩相和角闪石-榴辉岩相在温度超过650℃时, 都被湿固相线截断.4.1.1 弧前深度的脱水作用在洋壳俯冲的早期阶段, 其大部分孔隙都因为。
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。
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。
地球化学科学前沿-俯冲带地球化学：Subduction Zone俯冲带
partially molten hydrated crustal and mantle rocks. (b) Model by Richard and Bercovici (2009), section across the floating slab in the transition zone is modeled, note negative temperature anomaly associated with chemically buoyant water-rich plumes rising from the slab.
Subduction Zone 俯冲带
I. Subduction modelling II. The fate of subducting slabs III. Elements mobility IV. Nb paradox
Plate Boundaries
板块理论的两大基石: 俯冲带和洋中脊 板块俯冲是地球上最重要的化学分异过程，对于大陆地壳的形成、 地幔的演化、地幔柱的形成等都起着极其重要的作用。
2）高温高压实验模拟：通过确定各种温压条件下元素在矿物和流 体间的分配系数来研究各种元素在板块俯冲过程中的活动性。与实 际俯冲过程有一定的差异
3）通过研究蓝片岩、榴辉岩等俯冲产物，揭示元素和同位素地球 化学分异现象。并不是板块俯冲的最终产物
1, Subduction modeling
• Subduction initiation. • Fluid and melt transport in subduction zones. • Subduction channel processes and histories of high-pressure rocks during subduction. • Small-scale convection and thermal–chemical plumes in the mantle wedge. • Crustal growth and magmatic arc development. • Overriding plate dynamics. • Deep subduction and slab bending processes. • Termination of subduction and slab break-off. • Subduction in the early Earth. • Lateral variability of subduction processes in 3D.
大陆板块俯冲和折返的同位素地球动力学
大陆板块俯冲和折返的同位素地球动力学郑永飞;傅斌;龚冰【期刊名称】《高校地质学报》【年(卷),期】2002(008)004【摘要】大别-苏鲁造山带是扬子大陆板块与华北大陆板块之间在三叠纪时期俯冲-碰撞所形成的超高压变质带.对该带超高压变质岩的稳定同位素研究发现,不仅含柯石英榴辉岩出现局部氧同位素负异常(δ18O=-10‰),而且区域上存在氧同位素分布的不均一性(δ18O=-10‰～+10‰).前者要求榴辉岩原岩在变质前经历过大气降水热液蚀变,说明俯冲板块具有大陆地壳特点;后者反映扬子板块具有快速俯冲变质的特征,否则将达到同位素均一化.榴辉岩氧同位素负异常的保存显示,这些超高压变质岩与地幔之间没有发生显著的化学相互作用.因此,载有榴辉岩原岩的板块俯冲到200多公里深的地幔内部时,超高压岩石形成后在地幔中的滞留时间很短(<10Ma),致使它们与地幔之间的氧同位素交换没有达到再平衡.榴辉岩中不同矿物对氧同位素测温不仅给出了相互一致的结果(650～750℃),而且这些温度与阳离子交换温度计的结果 (600～800℃) 相一致.因此,在榴辉岩相变质温度下共生矿物之间的氧同位素平衡已被"冻结",岩石冷却过程中的氧同位素交换再平衡没有发生,从而证明超高压榴辉岩在变质作用后经历了快速降压/冷却过程,对应于板块的快速抬升.这些结果首次从地球化学角度证明了大陆板块俯冲-超高压变质-折返过程的"油炸冰淇淋模型",一个完整循环的时间尺度总共约为10～20Ma.【总页数】15页(P365-379)【作者】郑永飞;傅斌;龚冰【作者单位】中国科学技术大学,地球和空间科学学院,合肥,230026;中国科学技术大学,地球和空间科学学院,合肥,230026;中国科学技术大学,地球和空间科学学院,合肥,230026【正文语种】中文【中图分类】P597.2【相关文献】1.华北克拉通南缘张士英岩体大陆动力学背景:来自地球化学、锆石U-Pb年龄和Hf同位素的证据 [J], 段友强;张正伟;杨晓勇2.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.大陆板片多重性俯冲与折返的动力学模式--苏鲁高压-超高压变质地体的折返年龄限定 [J], 许志琴;曾令森;梁凤华;戚学祥5.浅变质岩在示踪大别—苏鲁造山带大陆板块俯冲与折返过程中的意义 [J], 周建波;程日辉;刘鹏举;刘建辉因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
大陆俯冲带深部流体活动的地球化学研究 郑永飞
Water solubility in NAMs decreases with decreasing pressure
超高压岩片内部 变质流体的来源
含水矿物(角闪石、云母、帘石)
结构羟基(在名义上无水矿物如 辉石、石榴石、长石、石英等中)
分子水(流体包裹体)
假定风化剥蚀 掉 的 低 18O 岩 石体积能够补 偿 18O 亏损在垂 向和横向上的 不连续性
25 years of continental deep subduction
地壳深俯冲过程中流体活动
陆壳深俯冲 洋壳深俯冲
H2O? CO2?
大洋地壳: 富水, 释放流体交代上 覆地幔楔⇒引起岛弧岩浆作用
大陆地壳: 相对缺水, 但是存在流体活动, 发挥了什么作用?
洋壳俯冲带含水矿物稳定性与流体活动
233±2 Ma
241±2 Ma
UHPM Timescale 15±2 Ma
大陆地壳俯冲和折返的P-T-t轨迹
Metamorphic Event ↔ Fluid Action
Zircon U-Pb dating
Effect of fluid availability on zircon growth Metamorphic dehydration and melting during continental collision
Zhao et al. (2007)
Geochim. Cosmochim. Acta
225-215 Ma
深俯冲大陆折返过程中 的流体作用
交代上覆板片岩石产生同折返岩浆作用 在超高压岩片内部流动形成未变形的石 英脉 超高压岩石自身广泛的角闪岩相退变质 作用
锆石学 Zirconology
与地球亲密接触的郑永飞院士
与地球亲密接触的郑永飞院士
吴志菲
【期刊名称】《神州》
【年(卷),期】2010(000)005
【摘要】他多年来潜心研究同位素地球化学与化学地球动力学基础理论，攻克“矿物氧同位素分馏系数理论计算”这一世界难题，破解“大陆俯冲带超高压变质岩氧同位素异常保存”之谜，最终成果得到国际同行认可。
依据ISI统计，过去10年所检索的世界前2000名地球科学家所发表署名论文的被引次数，他排在中国大陆科学家第一位，进入世界地球化学科学家前50名。
【总页数】5页(P51-55)
【作者】吴志菲
【作者单位】不详
【正文语种】中文
【中图分类】G316
【相关文献】
1.郑永飞:地球科学家的世界视野 [J], 余玮
2.郑永飞与地球的“亲密接触” [J], 骆瀚
3.永向新高度起飞--走近青年科学家郑永飞(下) [J], 高飞
4.地球科学家的世界视野郑永飞 [J], 余玮;博文;
5.贺本刊编委郑永飞、莫宣学、翟明国先生2009年当选中国科学院院士 [J],
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大陆俯冲带流体体制与化学地球动力学-教育部科技发展中心
推荐国家自然科学奖项目公示项目名称大陆俯冲带流体体制与化学地球动力学推荐单位教育部推荐单位意见：我单位认真审阅了该项目推荐书及附件材料，确认全部材料真实有效，相关栏目均符合国家科学技术奖励工作办公室的填写要求。
该项目历时近二十年，系统地研究了大陆俯冲带超高压变质岩的同位素地球化学，不仅与国际上同时发现苏鲁造山带超高压榴辉岩具有氧同位素负异常，而且在此基础上对大别-苏鲁造山带超高压变质岩进行了系统深入的同位素地球化学研究，厘定了氧同位素异常分布的范围和保存机制，并将研究内容拓展到矿物氢同位素和水含量、矿物Sm-Nd和Rb-Sr等时线定年、锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素示踪。
研究结果不仅对认识大陆俯冲带流体体制和化学地球动力学提供了制约，而且对变质矿物氧同位素平衡及其对地质年代学的制约提供了重要判据。
该项目在国际地学SCI刊物发表的8篇代表性论文SCI他引1348次，单篇论文最高引用447次，6篇论文为ESI 引用率Top 1% paper。
研究成果得到国内外同行的广泛引用和评述，并得到《Reviews in Mineralogy and Geochemistry》、《Treatise on Geochemistry》和《Stable Isotope Geochemistry》等有关书刊的正面评价。
这些成果对于发展板块构造理论、理解俯冲带流体体制和化学地球动力学具有重要意义。
对照国家自然科学奖授奖条件，推荐该项目申报2017年度国家自然科学奖二等奖。
项目简介：大陆漂移、海底扩张、板块俯冲是板块构造理论的三个主要组成部分。
板块构造理论建立之初，认为只有大洋板块可以俯冲进入地幔，而大陆板块不能俯冲到地幔深度。
二十世纪末地质学家在欧洲大陆地壳变质岩中分别发现柯石英和金刚石，认识到低密度大陆地壳也能俯冲到地幔深度，导致了板块构造理论的一场革命。
与此同时，地质学家也在中国东部的大别-苏鲁造山带榴辉岩中分别发现柯石英和金刚石，为中国科学家提供了一个天然实验室研究大陆深俯冲和超高压变质作用。
超高压变质与大陆碰撞研究进展_以大别-苏鲁造山带为例
2008年 第53卷 第18期: 2129 ~ 2152 2129《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS专 题超高压变质与大陆碰撞研究进展: 以大别-苏鲁造山带为例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: yfzheng@ 2008-04-03收稿, 2008-07-01接受中国科学院知识创新工程重要方向性项目(批准号: KZCX2-YW-131)和国家自然科学基金项目(批准号: 40573011)资助摘要 大陆深俯冲研究已经成为21世纪发展板块构造理论的前沿和核心课题. 大别-苏鲁造山带出露有世界上最大的超高压变质构造单元, 地球科学家以此作为天然实验室, 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. 本文概括了其中12个方面的突出进展, 主要包括超高压变质岩的空间分布范围、超高压变质作用的年龄、超高压变质作用的持续时间、深俯冲陆壳的原岩性质、大陆碰撞过程中的俯冲侵蚀和地壳拆离、大陆地壳俯冲的可能深度、大陆俯冲带深部流体活动、大陆碰撞过程中的部分熔融、大陆俯冲带深部元素活动性、俯冲大陆地壳物质再循环、碰撞后岩浆作用的地球动力学机制、碰撞造山带岩石圈结构等. 对今后研究的问题和方向也提出了建议.关键词 大陆岩石圈 地壳深俯冲 超高压变质 板片折返 化学变异 流体活动近十几年来大陆动力学研究最重要的进展之一, 是对超高压变质岩和大陆深俯冲作用的认识. 按照传统的板块构造学说, 大陆地壳由于其密度低, 不可能俯冲到高密度的地幔中. 然而, Chopin [1]和Smith [2]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, 证明大陆地壳曾俯冲到至少80 km 深的地幔内部, 然后折返回地表. 这些发现在全球引发了超高压变质和大陆深俯冲研究的热潮[3~7]. 在随后的20余年中, 科学家相继在全球22条变质带中发现了柯石英、金刚石和其他超高压变质矿物和矿物组合(图1), 进一步证明低密度陆壳曾俯冲到地幔80~200 km 深. 特别是片麻岩锆石中柯石英和金刚石包体的不断发现, 证明大规模的低密度长英质岩石曾整体俯冲到深部地幔发生超高压变质, 然后又折返到浅部地壳. 现在超高压与非超高压变质岩沿着汇聚大陆边缘出露, 形成了大陆碰撞造山带的基本构造格局.大陆碰撞造山作用包括大陆地壳俯冲和折返两个过程[3~7], 在动力学机制上分别对应于被动和主动运动. 一方面, 大陆岩石圈由于高密度大洋岩石圈的牵引发生俯冲, 最终达到80~120 km 以上的地幔深度导致柯石英和金刚石相超高压变质作用. 另一方面, 超高压变质板片由于低密度大陆地壳的浮力而发生幕式上升和侵蚀(折返——将先前深埋的岩石带到近地表). 大陆深俯冲一般以低的地温梯度为特征, 只存在有限的脱水作用. 与此相反, 超高压板片的折返则常常是在高的地温梯度下进行, 伴有幕式脱水作用. 认识和理解大陆俯冲和折返过程中的变质作用, 能够确定大陆碰撞导致岩石圈加厚的时间、超高压变质矿物形成条件、大陆俯冲带地壳演化的热历史等. 超高压板片从地幔深度折返到地壳层位的过程可能是幕式进行的, 并且具有不同的速率. 这会影响超高压变质矿物脱水和水化的热力学和动力学, 进而涉及超高压板片内部的部分熔融和流体活动乃至超高压指示矿物的保存性.自从在我国东部的大别造山带榴辉岩矿物中发2008年9月 第53卷 第18期2130现柯石英[9,10]和金刚石[11]以来, 大别-苏鲁造山带已经成为国际上超高压变质研究的典型地区[3~7,12~14].图1 超高压变质地体的全球分布(其中大多数出露在欧亚大陆)[8]地点旁边的数字代表变质年龄(单位: Ma)本文从第一手观测资料本身及其解释的创新性出发, 阐述了地球科学家通过研究大别-苏鲁造山带变质岩和岩浆岩对发展大陆动力学的突出贡献, 其中涉及的构造过程从大陆地壳的俯冲和折返到碰撞造山带的构造跨塌. 在这个基础上, 作者试图将陆内造山作用发展进入板块构造理论. 因此, 对近十年来大别-苏鲁造山带研究中所取得的重要进展从12个方面进行了概括, 并对今后的工作提出了建议.1 岩石构造概况自从在我国东部的大别造山带榴辉岩矿物中发现柯石英[9,10]和金刚石[11]以来, 国内外科学家针对大别-苏鲁造山带(图2)超高压变质岩的分布范围和形成条件进行了广泛的研究. 结果证明, 大别-苏鲁造山带由华南陆块俯冲进入华北陆块之下所形成的大陆碰撞型造山带(图3), 出露有世界上规模最大(30000 km 2)、保存最好的超高压变质地体之一[5,14]. 在大别-苏鲁超高压变质岩中产有3个重要的地球化学异常: 过剩氩[15]、氧同位素负异常[16,17]、钕同位素正异常[18]. 近年来还发现了一些形成于200~300 km深的出溶矿物相[19,20]. 就氧同位素负异常来说, 以极端亏损重氧同位素为特征的寒冷气候大气降水信息不仅出现在超高压榴辉岩、花岗片麻岩和石英片岩的变质矿物中[21~24], 而且出现在花岗岩矿物石榴石[25]图2 大别-苏鲁造山带地质简图[12]图3 华南陆块-华北陆块碰撞造山结构演化示意图(修改自Ernst [13])由于重力不稳定性和俯冲拆离, 正在俯冲的大陆地壳与下沉的岩石圈之间发生断离而折返, 并在超高压变质岩内部发生部分熔融和锆石[26]中. 它们的负δ18O值大小达到4个世界之最: 变质矿物中最负[12,27]、侵入岩矿物中最负[25]、岩浆成因锆石中最负[26,28,29]、变质成因锆石中最负[29]. 这些为我们研究大陆地壳深俯冲和折返过程中的物理-化学变化提供了天然实验室.大别-苏鲁造山带超高压变质岩主体由花岗片麻岩组成, 其他岩石类型所占比例相对较小并且主要呈透镜体或岩片出现在区域花岗片麻岩中[30~34]. 它们具有如下特征: (1) 柯石英及其假象作为矿物包裹体不仅广泛出现在有名无实的无水矿物石榴石、绿辉石、锆石、蓝晶石和白云石中, 而且出现在含水矿物黝帘石和绿帘石中; (2) 在榴辉岩和石榴橄榄岩中发现的微量金刚石包裹体主要产在石榴石中, 极少量产在锆石中; (3) 在榴辉岩和石榴橄榄岩中发现丰富的超高压矿物出溶结构, 其中有的推断为镁铁铝石榴石; (4) 常见的超高压变质矿物记录主要出现在榴辉岩、橄榄岩、大理岩、硬玉石英岩和副片麻岩中, 在区域花岗片麻岩中只有锆石内部存在显微柯石英;(5) 在超高压榴辉岩中存在像多硅白云母、黝帘石/绿帘石、滑石等含水矿物; (6) 出露在陆壳上的超高压单元主要为薄的呈亚水平状分布的板片, 其上盘为正断层, 下盘为逆断层, 周围是高压或低级变质单元; (7) 大多数岩石在总体成分上具有大陆亲和性, 矿物明显亏损重氧同位素18O; (8) 缺乏同时期岛弧岩浆岩, 但是常见碰撞后或同折返花岗岩. 在苏鲁造山带发现有晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世等3个时代侵位的岩浆岩, 而在大别造山带只发现早白垩世侵位岩浆岩和侏罗纪(~180 Ma)隐性构造热事件. 为什么出现这个差别有待研究.根据野外地质产状和围岩组合, 大别-苏鲁造山带可区分3种类型的榴辉岩[32]: (a) G型, 主要被包裹在区域花岗质正片麻岩中, 少量与黑云母副片麻岩互层; (b) M型, 与大理岩互层或被包裹在其中; (c) P 型, 与超镁铁岩(橄榄岩或辉石岩)共生. 那些与超高压榴辉岩共生的石榴橄榄岩在元素和同位素成分上存在较大变化, 但是从成因上可划分为幔源型和壳源型[33,8]. 幔源型指大陆俯冲和折返过程中从上覆地幔楔刮削裹带上来的, 而壳源型则是镁铁-超镁铁质原岩组合于俯冲前一起侵入大陆地壳. 近十年来, 国内外地球科学家对该造山带中高压-超高压变质岩在构造地质学、岩石学、同位素年代学和地球化学等方面开展了大量研究[12,27,30,34~38], 已经在大陆碰撞和超高压变质研究领域取得了许多重要成果, 为理解汇聚大陆板块边界的地球动力学过程作出了突出贡献.2突出研究进展2.1超高压变质岩的空间分布范围先前在大别-苏鲁造山带发现的含柯石英包体的岩石限于榴辉岩、大理岩、硬玉石英岩和黑云母副片麻岩[39~42], 但是对广泛分布的区域花岗片麻岩是否存在相同的超高压变质矿物则没有报道. 因此, 这些超高压变质岩与围岩花岗片麻岩之间的关系成为20世纪90年代关注的焦点, 引发了“异地”与“原位”之争. 在“异地”关系的情况下, 超高压岩石作为外来岩块或岩片通过折返过程中的构造侵位进入区域花岗片麻岩之中, 因此只是少量大陆地壳物质深俯冲进入地幔深度发生超高压变质. 在“原位”关系的情况下, 含有柯石英的岩石与其周围的花岗片麻岩一起经历了地幔深度的超高压变质作用, 两者所经历的温度压力条件是一致的, 因此存在巨量大陆地壳物质俯冲进入地幔深度发生超高压变质. 确定区域花岗片麻岩是否经历了超高压变质作用及其矿物学标志, 不仅有助于解决上述地学焦点问题, 同时对大陆板块俯冲与折返的机制也具有重要的理论意义.由于退变质作用是诱导花岗片麻岩中柯石英转化为石英的最可能因素, 而包裹柯石英的矿物性质是决定这种转化存在与否的关键, 因此寻找能够保存柯石英的特殊矿物进行研究成为解决“异地”与“原位”之争的突破口. 通过努力, 在榴辉岩的围岩花岗片麻岩的锆石中发现了许多柯石英包体[43~47], 结合先前在围岩副片麻岩和大理岩中发现的柯石英包体,证明榴辉岩与围岩区域片麻岩一起经历了超高压变质作用. 在北大别发现了榴辉岩残片和麻粒岩相叠加变质榴辉岩[48~50], 并在榴辉岩中发现微粒金刚石[51~53],在南大别低温榴辉岩中也发现柯石英假象和硬柱石假象[54], 显著扩大了超高压变质带的分布范围和温压类型. 在中国大陆科学钻探5158 m深度岩心样品中依然发现有柯石英(图4). 结合大别-苏鲁造山带地表露头柯石英产出面积, 证明大陆碰撞过程中大规模的长英质陆壳岩石整体经历了深俯冲作用.2.2超高压变质作用的年龄确定大别-苏鲁造山带超高压变质发生的时间,21312008年9月 第53卷第18期2132是认识大陆地壳深俯冲过程的关键. 对此在20世纪90年代存在新元古代、早古生代和早中生代3种观图4 超高压指示矿物柯石英在中国大陆科学钻探5158 m 深度岩心样品中的分布[55]点. Li 等人[56,15]最早根据榴辉岩相变质矿物Sm-Nd 内部等时线方法确定出超高压变质年龄为三叠纪. Ames 等人[57,58]对部分榴辉岩和片麻岩中锆石进行TIMS 法U-Pb 定年得到的结果也是三叠纪. 但是, 国内有些单位对榴辉岩相变质矿物进行的Sm-Nd 内部等时线定年给出奥陶纪年龄, 对有些榴辉岩中锆石进行SHRIMP 法U-Pb 定年得到的结果是奥陶纪或新元古代. 为了检验榴辉岩矿物Sm-Nd 内部等时线定年结果的正确性, Zheng 等人[59,60]对用于Sm-Nd 定年的榴辉岩矿物进行激光氟化氧同位素分析, 判断矿物之间是否达到并保存O 和Sm-Nd 同位素体系的热力学平衡, 结果证实三叠纪的Sm-Nd 内部等时线年龄代表超高压变质年龄. 尽管石榴石流体包裹体Ar-Ar 定年给出了448~461 Ma 的结果[61,62], 但是由于石榴石未必完全形成于超高压榴辉岩相变质条件下[63], 这个年龄代表的可能是早古生代华北陆块与华南陆块之间弧陆碰撞过程中石榴石形成时间[64].在三叠纪发生超高压变质这个结论之下, 还有早三叠世与晚三叠世之争. Hacker 等人[65]根据花岗片麻岩中SHRIMP 锆石U-Pb 定年结果, 将超高压变质时间定在~245 Ma. 这个定年的对象虽然是变质成因锆石, 但是由于其在大陆俯冲和折返过程中的多期次生长, 因此部分锆石未必形成于超高压条件下. Li 等人[66]根据榴辉岩矿物Sm-Nd 等时线定年结果, 认为超高压变质时间为(226 ± 2) Ma. 由于高压与超高压榴辉岩相变质作用均能引起矿物Sm-Nd 同位素体系满足定年要求, 因此采用榴辉岩矿物Sm-Nd 等时线方法确定的年龄有时可能对应于折返初期高压榴辉岩相重结晶时间. 对含柯石英的变质生长锆石进行离子探针原位U-Pb 定年, 是测定超高压变质年龄的直接途径[64]. 对含柯石英的锆石幔部进行SHRIMP 法U-Pb 定年[67~73], 确定出大别-苏鲁造山带超高压变质事件的确切年龄为240~225 Ma (图5), 属于中三叠世. 这个年龄范围的确定, 说明超高压变质年龄是一个范围而不是一个点, 因此也化解了三叠纪变质事件的早晚之争. 结合对大别山花岗片麻岩2133中榍石-绿帘石U-Pb 等时线定年结果(238 ± 1) Ma [74], 本文假设达到金刚石稳定域的峰期超高压变质事件可能发生在238~235 Ma. 此外,峰期超高压变质时间在大别造山带与苏鲁造山带的超高压变质岩之间没有图5 大别-苏鲁造山带超高压变质岩形成和演化的P -T -t 轨迹和锆石U-Pb 年代学制约根据文中提及的有关岩石学和同位素年代学研究结果综合绘制发现差别, 先前推测的差别是由于不充分定年的结果. 2.3 超高压变质作用的持续时间大别-苏鲁造山带超高压榴辉岩矿物中极端负δ18O 值的发现[16,17], 证明其原岩经受过高温大气降水热液蚀变, 因此具有表壳岩性质[12]. 对这种氧同位素负异常的解释存在截然不同的看法. 一种认为, 极端负δ18O 值的保存指示, 大陆地壳未俯冲到地幔深度, 否则由于同位素交换会将这种大气降水氧同位素信息抹去; 另一种看法认为, 由于柯石英和金刚石在极端负δ18O 值榴辉岩中的产出已经明确证明了大陆地壳俯冲到地幔深度并经受超高压变质作用, 因此这种氧同位素负异常的保存指示, 大陆地壳在地幔深部居留时间太短未能发生充分的同位素交换, 因此未能将这种大气降水氧同位素信息抹去. 前一种解释强调了地球化学反应的热力学驱动, 而后一种解释强调了地球化学过程的动力学限制. 这给地球化学家提出了挑战: 表壳岩石在地幔深部居留多长才能形成含柯石英或金刚石的榴辉岩相变质岩而又没有达到氧同位素均一化?将榴辉岩矿物氧同位素负异常现象作为一个天然实验室, 根据实验确定的矿物之间氧同位素交换动力学参数, Zheng 等人[22]认为地壳岩石在地幔深度经受超高压变质作用的时间相对较短, 进而估计出地幔居留时间大约为10~20 Ma (图6), 并将具有不同氧扩散速率的榴辉岩矿物之间高温氧同位素温度的保存解释为相对快速降压折返的结果. 对不同成因类型 变质锆石的微区U-Pb 定年证实, 柯石英稳定场条件下的总体超高压变质时间尺度为(15 ± 2) Ma [75~77]. 根据露头尺度榴辉岩矿物在氧同位素组成上的显著差异, Zheng 等人[23]认为陆壳俯冲速率相对较快, 因而没有来得及发生相对均一化. 通过进一步考察榴辉岩矿物中氧同位素平衡和不均一性保存的原因以及超高压变质条件下矿物氧扩散迁移的动力学, Zheng 等人[12]提出“油炸冰淇淋”模型, 认为大陆地壳的深俯冲和折返以“快进”和“快出”为特点, 在地幔深度的居留时间很短. 因此, 尽管陆壳俯冲到80~120 km的图6 大别-苏鲁造山带大陆俯冲/折返引起的超高压/高压变质作用的持续时间据Zheng 等人[22,23,12]有关矿物氧同位素交换动力学并结合图5的P-T-t 轨迹绘制2008年9月 第53卷 第18期2134地幔深部并进入实验岩石学确定的部分熔融温压范围, 但是由于动力学限制未能发生显著熔融.假设峰期金刚石相超高压变质事件出现在238~ 235 Ma, 由此可以推测, 在柯石英-金刚石-柯石英转变过程中压力升高和压力降低的超高压变质作用分别持续了大约10 Ma. 假定发生在120 km 地幔深度的峰期变质时间为~236 Ma, 发生在80 km 地幔深度的柯石英相超高压变质结束时间为~226 Ma), 由此可估计出初始折返的速率约为4 mm/a. 将锆石U-Pb 定年与岩相学研究相结合, 业已确定出超高压岩片折返过程中的高压榴辉岩相重结晶年龄为225~215 Ma [78,76,73], 角闪岩相退变质年龄为215~205 Ma [68,73]. 由此可估计出第2阶段的折返速率约为2 mm/a(由80 km 上升到40 km). 如果假设峰期超高压变质发生在~245 Ma[65],从~120 km 的地幔深度简单上升到~30 km 的地壳层位对应的折返速率为2~3 mm/a. 即使假设峰期超高压变质发生在~226 Ma [66], 从~120 km 深度上升到~30 km 层位也要求折返速率为4~5 mm/a. 无论如何, 大别-苏鲁超高压岩石在高压-超高压体制下经历了相对较长的折返过程(<5 mm/a). 2.4 深俯冲陆壳的原岩性质发生超高压变质的岩石具有洋壳还是陆壳属性, 是区别洋壳还是陆壳深俯冲的关键. 大洋地壳俯冲的常见产物是同俯冲岛弧岩浆岩, 进入俯冲带变质的洋壳岩石为MORB 型玄武岩及其上覆沉积物. 大陆地壳俯冲带缺乏同俯冲岛弧岩浆岩, 进入俯冲带变质的陆壳岩石是大陆型岩浆岩或变质岩结晶基底及其上覆盖层. 大别-苏鲁造山带含金刚石的榴辉岩产于大理岩中[11], 含柯石英的榴辉岩常与陆源变沉积岩共生[9,10,39~42], 从岩石学上来说这些超高压变质岩的原岩具有大陆地壳属性. 各种类型榴辉岩的微量元素和Sr-Nd 同位素组成与MORB 型玄武岩存在显著差别[34], 从地球化学证实不属于洋壳俯冲变质产物. 在榴辉岩围岩花岗片麻岩的锆石中普遍发现有柯石英包体[44~47], 并且这些榴辉岩和花岗片麻岩中岩浆锆石不仅亏损18O 而且其U-Pb 年龄是新元古代(图7), 进一步证明俯冲进入地幔深度的是大陆地壳而不是大洋地壳. 因此, 大别-苏鲁造山带超高压 变质岩是由大陆地壳深俯冲形成. 根据岩石学和地球化学研究, 超高压变质火成岩原岩具有双重双峰式组成[79,81,82], 即在化学成分上分别为镁铁质和长英质, 在岩浆源区属性上分别为亏损地幔和富集地幔.图7 大别-苏鲁造山带超高压变质岩中锆石氧同位素与原岩U-Pb 年龄之间的关系数据引自Zheng 等人[29,79]和Tang 等人[26,80]判断俯冲的陆壳具有华南还是华北属性, 不仅对于确定大陆碰撞缝合线的位置, 而且对于甄别是否发生双向俯冲都具有指示意义. 大量锆石U-Pb 定年研究得到, 超高压变质岩原岩主要为扬子陆块北缘新元古代中期(780~740 Ma)裂谷岩浆活动产物[12,29,58,65,80,83], 其中少量榴辉岩原岩可能是高度分异的层状侵入体[84~87]. 也有超高压变质岩原岩具有太古代和古元古代年龄[54,80,88], 但是它们的出露面积非常有限. 锆石Hf-O 同位素研究[26,79,81,89]发现, 俯冲陆壳主要由中元古代晚期新生地壳和古元古代中期古老地壳组成(图8), 总体上亏损重氧同位素18O. 对中国大陆科学钻探主孔100~5000 m 超高压变质岩矿物的系统氧图8 大别-苏鲁造山带超高压变质岩中原岩锆石Lu-Hf同位素体系图解数据引自Zheng 等人[79,89]; Chen 等人[81]; Tang 等人[26]同位素分析发现, 18O亏损深度达3300 m[90,91]. 结合大别-苏鲁造山带地表露头岩石达30000 km2的18O亏损[21~26,29,80,92,93], 表明扬子陆块北缘曾发生三维空间巨量物质(~100000 km3)的18O亏损. 低δ18O锆石的原位U-Pb定年得到, ~780和~750 Ma两期幕式事件引起了裂谷构造带高温大气降水热液蚀变和低δ18O岩浆作用[25,29,93], 导致了这种大规模18O亏损. 此外, 在中国大陆科学钻探岩心靠近花岗片麻岩层位置存在3个最低δ18O值深度[90,91], 第一个在900~1100 m 处, 第二个在2500~2600 m处, 第三个在~2900 m处, 可能代表新元古代岩浆岩原岩内部的3个岩相学界面或者古断层面.低δ18O新元古代岩浆岩在大别-苏鲁造山带分布范围的确定, 为确定华南陆块与华北陆块三叠纪碰撞缝合线位置提供了关键证据. 结果表明, 苏鲁造山带的缝合线位于烟台-五莲断裂[31,80,92~95], 大别造山带的缝合线位于晓天-磨子潭断裂[31]. 苏鲁造山带北部的胶北地体具有华北陆块岩石构造属性[96,97], 但是在三叠纪大陆碰撞过程中受到挤压变形, 从而表现为微陆块属性[96].2.5 大陆碰撞过程中的俯冲侵蚀和地壳拆离大洋板块俯冲过程中, 在汇聚板块边缘由于沉积盖层与基底之间的构造拆离, 出现由构造变形沉积物组成的加积楔[98,99]. 加积楔内既有从俯冲洋壳上被刮削下来的沉积物(增生楔), 也有从仰冲洋壳前缘被侵蚀的沉积物(俯冲侵蚀); 俯冲侵蚀又可进一步区分出前锋侵蚀和底部侵蚀[100~102]. 就大陆俯冲带来说, 在俯冲陆壳前缘是否形成了由大陆架沉积盖层组成的增生楔? 俯冲陆壳是否对仰冲陆壳前缘的沉积物发生侵蚀作用? 俯冲岩石圈是否对仰冲岩石圈地幔楔发生底部侵蚀作用? 大陆俯冲过程中是否发生过不同层次的地壳拆离? 在大陆碰撞造山带识别这些现象, 对于理解造山带内部和缝合线两侧低级变质岩的产出以及超高压岩片的折返机制具有重要意义.在苏鲁超高压变质带内部根据碎屑锆石研究发现了华北陆块来源的构造岩片[103], 说明在大陆碰撞过程中存在俯冲板片对仰冲陆块沉积盖层的前锋侵蚀. 在大别-苏鲁超高压变质带北缘和内部发现浅变质的新元古代岩浆岩[29,92~95,104~107], 在华北陆块南缘发现原岩为新元古代火山碎屑沉积但是经历了三叠纪高级变质的大理岩[108], 指示在大陆地壳俯冲过程中上地壳内部(主要是沉积盖层与结晶基底)出现的浅层构造拆离[31,95,108], 在碰撞缝合带形成构造楔(图9). 大陆碰撞带构造楔模型的提出, 化解了关于大别山超高压变质带内部存在所谓“曾经俯冲到地幔深度但是未产生超高压变质记录的浅变质火山岩”的推测[109]. 对不同变质温度压力超高压变质岩的同位素定年得到, 随着变质温度升高, 峰期变质年龄逐渐年轻化[53,54,66], 指示在大陆地壳俯冲过程中上、下地壳之间出现的深部拆离和差异折返[38,53]. 因此, 在大陆碰撞过程中存在不同层次的地壳拆离和不同时间的多岩板折返, 而不是先前假设的整个俯冲陆壳与下伏岩石圈地幔之间发生拆离解耦并整体折返[36].大别-苏鲁造山带存在少量超高压变质岩, 锆石U-Pb定年指示它们原岩为古元古代-太古代[54,80,88].有人认为这些超高压变质岩的原岩属于华北陆块,由此推测在华南-华北大陆碰撞过程中存在双向俯冲.苏鲁造山带内部存在一些与超高压榴辉岩共生的幔源型石榴橄榄岩, 一般认为它们来自华北陆下岩石圈地幔[33,8]. 如果能够证明这些古元古代-太古代年龄原岩的超高压变质岩以及幔源型石榴橄榄岩的确来自华北岩石圈, 这将为证明华南陆块向华北陆块俯冲过程中出现双向俯冲乃至底部侵蚀提供证据,结果和有关推论将成为大陆深俯冲研究的重要突破之一. 就大别-苏鲁造山带来说, 一个可能的区分标志就是它们是否来自古元古代中期新生岩石圈(由新生地壳及其对应的陆下岩石圈地幔组成). 在古元古代中期, 华北陆块处于弧陆碰撞、地壳再造背景, 缺乏同时期新生岩石圈[96,110]; 而华南陆块则存在古元古代中期新生岩石圈[79,81,111~113]. 苏鲁造山带超高压变质岩中具有古元古代中期年龄的原岩在Nd同位素组成上与同时期新生地壳相当[80], 指示其具有华南陆块属性. 全岩Re-Os同位素研究显示[114], 那些被分类为幔源型的石榴橄榄岩属于古元古代中期从软流圈地幔分离的产物, 并不源自俯冲带上盘的华北陆块岩石圈地幔. 因此, 目前获得的资料并不支持双向俯冲假设, 幔源型石榴橄榄岩并不是大陆碰撞过程中俯冲板片对仰冲岩石圈地幔楔底部侵蚀的产物.2.6 大陆地壳俯冲的可能深度地壳俯冲深度的确定通常是根据石英/柯石英或石墨/金刚石发生相变的岩石圈静压力来估计的. 对于以低地温梯度为特征的大陆深俯冲来说, 柯石英2135。
大陆俯冲带流体活动:超高压变质岩矿物水含量和稳定同位素制约
大陆俯冲带流体活动：超高压变质岩矿物水含量和稳定同位素制约陈仁旭;郑永飞;龚冰【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2011(027)002【摘要】对超高压变质岩中含水矿物和名义上无水矿物的地球化学研究,极大地深化了我们对大陆碰撞带地壳俯冲和折返过程中流体体制的认识.就流体体制和化学地球动力学来说,有关研究在大别-苏鲁造山带进行的最为详细,因此已经成为研究大陆俯冲带变质的典型地区.本文以大别-苏鲁造山带为对象,从矿物水含量的角度,结合稳定同位素论述了大陆俯冲带流体活动.超高压变质岩中名义上无水矿物含有大量的水,以结构羟基和分子水形式存在.名义上无水矿物中结构羟基和分子水出溶与含水矿物分解共同构成了折返过程中退变质流体的主要来源.名义上无水矿物所释放的水以富集轻的氢氧同位素为特征,而含水矿物分解则提供了富集D的流体来源.折返过程中,名义上无水矿物降压脱水存在亏损D的分子水的优先丢失和不同形式水之间的相互转化.不同岩性的水含量差异导致了它们在折返过程中不同的流体活动行为.大陆板块俯冲和折返过程中,在不同矿物、不同岩性以及板片不同部位之间存在水的再分配;板片的一部分作为富水流体的源,而另一部分可能作为汇.%Much of our understanding of fluid regime during subduction and exhumation in continental deep-subdurtion zones has been recently deduced from various records in hydrous and nominally anhydrous minerals from ultrahigh-pressure ( UHP) metamorphic rocks. The Dabie-Sulu orogenic belt has been a type locality for the study of not only fluid regime but alsochemical geodynamics in continental subduction zones. Hence the UHP metamorphic rocks from this belt are the main focus of this review. Sources of metamorphic fluid can be deduced from study of hydrous minerals, structural hydroxyl and molecular water in nominally anhydrous minerals ( NAMs). The decomposition of hydrous minerals and the exsolution of molecular water and structural hydroxyl during exhumation are responsible for the origin of retrograde fluid during exhumation of the deeply subducted continental crust Aqueous fluid released by the exsolution of molecular water and structural hydroxyl from UHP nominally anhydrous minerals is characterized by light hydrogen and oxygen isotope compositions, whereas the decomposition of hydrous minerals may provide a source of D-rich fluid. D-poor molecular water was preferential loss from the NAMs by diffusion relative to structural OH during exhumation. The difference of water contents between different lithologies dictates their different behaviors of fluid activity during exhumation. During plate subduction and exhumation, water was reallocated between different minerals, different lithologies and different parts of the subducted plate. One part of the UHP slab is a source of aqueous fluid, whereas another part is a sink.【总页数】18页(P451-468)【作者】陈仁旭;郑永飞;龚冰【作者单位】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;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;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【正文语种】中文【中图分类】P588.34;P597.2【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.缅甸硬玉岩锆石U-Pb年龄及其对新特提斯洋俯冲带流体活动的制约 [J], 祁敏;向华;张泽明;钟增球3.中国大陆科学钻探(CCSD)主孔超高压变质岩副矿物锆石中的流体包裹体研究 [J], 沈昆;张泽明;黄太岭;赵旭东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], 郑永飞因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
俯冲带流体作用的地球化学示踪
俯冲带流体作用的地球化学示踪黄德志;高俊;戴塔根【期刊名称】《地学前缘》【年(卷),期】2001(008)003【摘要】俯冲带流体包括俯冲带岩石脱水形成的水流体和熔融作用产生的熔体.俯冲带流体循环及伴随的化学作用是壳幔演化和物质交换的重要机制.岛弧火山岩地球化学研究可以示踪流体的性质、成分.造山带变质岩内高压脉是俯冲带流体活动的直接记录.通过高压脉及其主岩地球化学研究,可以示踪流体成分和来源.俯冲带水流体成分与流体释放深度有关,俯冲带深处(>50km)形成的水流体内溶质相当可观.水流体流动方式有大规模沟道式和小规模弥散式,与其相应的流体来源分别为外来的和内部的.俯冲带流体组分、流动方式、物质交换机制与俯冲带深度、热状态、物质结构的定量关系,以及矿物/水流体间元素分配系数的高压实验可能将是俯冲带流体今后研究的重要课题.中国西天山高压变质带榴辉岩及蓝片岩中广泛发育高压脉,根据脉的矿物组合,高压脉可分成4种类型.高压脉氧同位素研究表明,脉体与流体间氧同位素交换宏观与局部平衡,流体活动为大规模的;流体活动方式既有沟道式,又有渗透式;流体的δ18O值为+10.8‰左右,流体来源于主岩经过海水低温蚀变的大洋玄武岩.西天山广泛发育的高压脉(尤其是蓝片岩中的高压脉的发现目前在世界范围尚属首例),是研究古俯冲带流体作用良好的野外天然实验室.【总页数】10页(P131-140)【作者】黄德志;高俊;戴塔根【作者单位】中南大学资源环境与建筑工程学院;中国科学院地质与地球物理研究所;中南大学资源环境与建筑工程学院【正文语种】中文【中图分类】P594+.1【相关文献】1.新疆西天山异剥钙榴岩地球化学特征及其对俯冲带流体的指示意义 [J], 申婷婷;张立飞;李旭平2.西藏岗巴地区晚白垩世冷泉碳酸盐岩地球化学特征及其对流体来源及沉积环境的示踪 [J], 张文进;王钦贤;陈多福3.成矿流体活动信息示踪：流体地球化学研究的新趋势 [J], 倪师军;张成江4.羌塘盆地南坳陷中侏罗统布曲组白云岩储层成因流体同位素地球化学示踪 [J], 万友利; 王剑; 付修根; 王东5.新西兰Hikurangi俯冲带沉积物成岩作用示踪研究:来自孔隙流体Sr同位素证据[J], 孔丽茹;罗敏;陈多福因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。