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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。
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]。
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。
第5卷第4期1998年10月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )Vol.5No.4Oct.1998 收稿日期:1998204207 修改稿收到日期:1998206206作者简介:李曙光,男,1941年生,教授,博士生导师,地球化学专业。
本研究受国家自然科学基金项目(编号:48770188,49070165,49132040,49472144,49573190,49794042)资助。
大陆俯冲化学地球动力学李曙光(中国科学技术大学地球及空间科学系,合肥,230026)摘 要 碰撞造山带陆壳岩石中柯石英和金刚石的发现证明在碰撞造山过程中,一侧陆壳可俯冲到地幔深度。
在这一俯冲过程中,压力的升高,俯冲陆壳岩石必然会发生一系列地球化学变化,并会与周围的地幔物质发生不同形式和程度的相互作用。
认识这些地球化学变化及相互作用,并以此制约大陆壳俯冲的动力学过程是陆壳俯冲化学地球动力学的主要研究内容和目标。
文中以大别山陆壳俯冲为例,总结了陆壳俯冲化学地球动力学研究的主要进展。
已有的研究表明在大别山造山带,扬子陆块是在二叠纪末—三叠纪初开始向华北陆块下俯冲,并在230～218Ma 达到峰期超高压变质作用。
该俯冲板块可能在200～190Ma 断离,从而使陆壳俯冲终止。
伴有超高压变质作用的陆壳深俯冲作用可能仅在两个较大陆块碰撞时才发生。
超高压岩石的折返至少经历了两次快速抬升。
最初一次是在陆壳俯冲时期(228～210Ma ),超高压岩石由逆冲构造推至中地壳并构造就位于角闪岩相围岩中;第二次是在俯冲板块断离之后(200～190Ma )由浮力推动超高压岩石与其围岩一起快速抬升。
在俯冲过程中,俯冲陆壳可以析出流体交代改造上覆楔形地幔。
该富集地幔在俯冲陆壳断离之后可发生部分熔融,产生具有Nb ,Zr ,Ti 亏损及EMI Sr ,Nb 同位素特征的同碰撞镁铁超镁铁岩。
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。
