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。