大陆俯冲带深部流体活动的地球化学研究 郑永飞
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。
近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究进展
近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究进展一、本文概述在过去的十年中，我国非传统稳定同位素地球化学研究取得了显著的进展，不仅在理论探索上取得了重大突破，还在实际应用中发挥了重要作用。
非传统稳定同位素，如硼、锌、镁等同位素，在地球化学领域的应用逐渐受到重视，为研究地球物质循环、生态环境变化、气候变化等科学问题提供了新的视角和工具。
本文将对近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究的进展进行全面的概述和梳理。
我们将介绍非传统稳定同位素地球化学的基本概念和研究意义，阐述其在地球科学研究中的重要性。
我们将从研究方法和技术手段的角度，介绍我国在这一领域取得的创新性成果和突破。
我们还将探讨非传统稳定同位素在地球化学各个分支领域中的应用，如地壳演化、地幔动力学、海洋化学、生物地球化学等，展示其在解决实际问题中的潜力和价值。
我们将总结近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究的成果和经验，展望未来的研究方向和前景。
我们相信，随着科学技术的不断发展和研究方法的不断创新，非传统稳定同位素地球化学将在地球科学研究中发挥越来越重要的作用，为我国地球科学事业的发展做出更大的贡献。
二、非传统稳定同位素地球化学的理论基础与技术方法非传统稳定同位素地球化学作为地球科学的一个分支，主要研究非传统稳定同位素（如锂、镁、硅、铁等元素的同位素）在地球系统中的分布、行为及其变化，从而揭示地球的形成、演化及环境变迁等科学问题。
其理论基础主要建立在大质量分馏理论、同位素地球化学平衡及同位素分馏动力学之上。
大质量分馏理论是指同位素之间由于质量差异导致的物理和化学行为的差异，这是非传统稳定同位素研究的基础。
同位素地球化学平衡则是指在一定条件下，同位素之间达到动态平衡，其比值反映了地球化学过程的信息。
同位素分馏动力学则关注同位素分馏过程中速率的变化，为理解地球化学过程的机制提供了重要线索。
在技术方法上，非传统稳定同位素地球化学主要依赖于高精度的同位素分析技术，如多接收电感耦合等离子体质谱（MC-ICP-MS）和二次离子质谱（SIMS）等。
【听文献】郑永飞等：华北中生代镁铁质岩浆作用与克拉通减薄和破坏
【听文献】郑永飞等：华北中生代镁铁质岩浆作用与克拉通减薄和破坏克拉通指古老的、自形成以来一直保持稳定的大陆岩石圈构造体系。
它包括古老的大陆地壳及其下伏的岩石圈地幔，其厚度一般可高达200至300公里。
进入显生宙以来，有些克拉通的岩石圈地幔发生了显著减薄，但是其构造格架并未发生根本改变，例如印度克拉通；有些克拉通不仅发生了显著的岩石圈减薄，而且出现了大规模岩浆作用，改变了克拉通的基本构造格局，导致克拉通破坏，例如华北克拉通。
大陆岩石圈减薄在地质历史上是一个常见现象，在汇聚板块边缘尤为突出。
但是，减薄的克拉通岩石圈未必都发生了破坏，例如印度、西伯利亚和巴西克拉通。
华北克拉通是世界上最古老的陆核之一，也是中国最大的克拉通块体。
它在中生代时期经历了重大的构造再活化过程，这个过程伴随着岩石圈厚度的显著变化，表现为华北克拉通东部区域的减薄。
大量研究表明，中生代时期华北大陆岩石圈的厚度已经由大于200公里锐减为克拉通东部的60至80公里，并且古老、较冷和难熔的大陆岩石圈地幔被新生、较热和饱满的岩石圈地幔所替代。
在二十世纪末和二十一世纪初，前人对华北克拉通东部破坏的地球动力学机制提出了两类模型: 第一类，软流圈地幔底垫引起的热或化学侵蚀；第二类，大陆下地壳重力拆沉。
侵蚀模型认为，华北克拉通岩石圈的减薄是受到下伏软流圈衍生熔体的热或化学侵蚀所造成的，减薄是一个自下而上的缓慢过程。
拆沉模型认为，克拉通岩石圈的减薄是由榴辉岩化下地壳连同古老岩石圈地幔一起在重力作用下拆沉进入下伏对流地幔所致，减薄是一个自上而下的快速过程。
然而，越来越多的观察表明，华北克拉通岩石圈东薄西厚现象与古太平洋板片由东向西的俯冲方向吻合。
这个观察表明，俯冲大洋板块对大陆岩石圈地幔的物理和化学侵蚀作用可能是华北克拉通岩石圈减薄的一级构造机制，而侵蚀和拆沉过程可能只是华北克拉通破坏的二级机制。
随着研究的逐渐深入，特别是国家基金委重大研究计划“华北克拉通破坏”项目的实施，发现虽然古太平洋板块的西向俯冲是华北克拉通破坏的一级机制，但是在具体构造机制上有两种模型：一是在古太平洋板块西向俯冲过程中，首先引起华北克拉通岩石圈地幔自东向西侧向减薄，然后才发生克拉通破坏，因此是一个自上而下的缓慢过程；二是停滞在地幔过渡带的西太平洋板片脱水，结果引起上覆软流圈不稳定流动导致华北克拉通破坏，因此是一个自下而上的快速过程。
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]。
俯冲带硫的地球化学行为及硫循环
俯冲带硫的地球化学行为及硫循环摘要：随着地球化学在地球科学中的广泛应用，超净实验室的用户日益增多，包括研究人员、实验室人员、研究生、本科生等。
管理不当会对实验室环境和实验操作人员的安全造成很大影响。
因此，必须对超净实验室进行有效的管理，实验人员必须遵守相应的行为规范，尤其是对学生的管理和培养。
针对操作人员、样品和环境的安全，探讨了地球化学超净实验室应遵守的安全行为规范，促进高校此类实验室的规范化管理。
关键词：俯冲带；硫循环；高压-超高压变质岩；板片流体引言钒铝合金、放射性同位素示踪剂和激光晶体由于其优异的物理化学特性，被广泛用作制造新的高技术产品的次要添加剂，在许多高技术领域，例如新材料、新能源和由于大自然的大部分元素分散在不同类型的矿藏中，使其更难富集、分离和开采，从而限制了世界资源的发质能力，供应不稳定，价格高昂。
随着新兴技术产业的不断进步和发展，世界各地的发胶资源越来越稀少，美国、欧洲联盟、日本和中国等世界主要经济体现在被视为对国家安全和经济发展具有重大影响的关键战略金属之一。
尽管它经常被划为稀土元素和钍，但由于其离子半径极低，其地球化学特性与其他稀土元素大不相同。
因此，需要进一步研究基本形成理论、资源类型以及勘探和开发技术，以进一步提高钒资源的勘探和综合利用水平。
1大洋俯冲板片的硫结构俯冲带包括洋壳俯冲的大洋俯冲带和陆壳俯冲的大陆俯冲带(郑永飞等，2016)，本文研究的俯冲带S循环仅限于具有普适意义的大洋俯冲带。
要想理解俯冲带深部S的地球化学特征和元素循环，首先对进入俯冲带之前大洋板片携带的S特征要有深入认识。
新生洋壳的初始S(含量500×10－6～1000×10－6)多以还原性的岩浆硫化物(磁黄铁矿、黄铜矿、镍黄铁矿等)的形式存在(Pattenetal．，2012;TomkinsandEvans，2015)。
含硫酸盐海水参与的洋底蚀变会造成洋壳上层岩石中含硫相氧化，如磁黄铁矿转化成黄铁矿，以及硬石膏沉淀(Alt，1995;TomkinsandEvans，2015)。
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。
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随着温度压力升高 矿物相继发生分解
俯冲带深部流体活动
洋壳俯冲带: 对高压蓝片岩向高压榴 辉岩转变过程的流体活动已有了一定 研究，但高压榴辉岩向超高压榴辉岩 转变过程的流体活动认识甚少。
陆壳俯冲带: 与洋壳相比，陆壳本身 含水较少，因此俯冲过程释放流体较 少。但是，深俯冲陆壳折返过程中流 体活动相对活跃。
金刚石>120公里: Sobolev et al. (1990) Science; Xu et al. (1992) Science
大陆地壳俯冲到100-200km深度 后，是否发生了部分熔融？
柯石英 >80km 金刚石 >120km 镁铁铝石榴石 >200 km (Ye et al., 2000, Nature ) 斯石英 >350 km (Liu et al., 2007, EPSL)
板块构造理论的一场革命 地幔楔 大陆岩石圈
柯石英 >80km 金刚石 >120km
高温高压实验相图
超高压变质岩的全球地理分布
中国6个/全球22超高压地体 集中在大陆板块汇聚边界
中国超高压变质岩(6个带)
洋壳俯冲
西南天山 北秦岭
大别 阿尔金 柴北缘
CCSD
陆壳俯冲
苏鲁
广泛分布在中国中部东西向5000km范围内
Mineral 18O (%o)
变质流体活动
CO2
H2O
Liu & Xu (2004) CSB
Fu B et al. (2001) JMG
Fluid inclusions in garnet and epidote of eclogite
TEM
Su W et al. (2002) Geology
Wan YS et al. (2005) GCA Hacker et al. (2006) Tect Liu DY et al. (2006) EPSL Wu YB et al. (2006) GCA
UHPM Timescale 15±2 Ma
Liu et al. (2004) Lithos
SHRIMP U-Pb Dating of Coesite-bearing Zircons
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
锆石学 结构 & 外部 形态) 微量元素 U-Pb定年 Lu-Hf同位素 O同位素
Comparison of diffusion coefficients for elements Th, U, Hf, Sm, Dy, Yb Pb and O in zircon
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
A Protracted Period of UHP-HP Metamorphism 40-50 Myr
10-20 Myr
超高压变质岩原岩性质
Modern meteoric water Seawater Mantle Sulu eclogite Dabie eclogite Kokchetav eclogite Alps eclogite Norway eclogite -12 -10 -8 -6 -4 -2 18 0 2 4 6 8 10
超高压岩石部分熔融: 实验岩石学可能性
Thermodynamic Stability of hydrous minerals
CCSD榴辉岩中部分熔融: 长英质脉体
Zhao et al. (2007) Geochim. Cosmochim. Acta 02-I5A 02-II1(2)A
04B-5A
Analytical spot size versus
Discordance of elements and isotopes in zircon
Technical details
SHRIMP Zircon U-Pb Dating of UHP Metamorphism
227±2 Ma 242±2 Ma
02-I4A
CCSD不同岩相过渡带元素分布
部分熔融引起SiO2和LILE迁移
Zhao et al. (2007) Geochim. Cosmochim. Acta
大别花岗片麻岩中部分熔融: 长英质脉体
Xia et al. (2008) Chem. Geol.
超高压岩片内部发生部分熔融!
陆壳俯冲带深部脱水和熔融
大陆深俯冲研究新趋势
俯冲陆壳性质：
什么学成分大陆地壳能够发生深俯冲?
俯冲带深部流/熔体：
俯冲和折返过程中脱水和熔融的规模?
地球化学变化：
俯冲带深部熔/流体活动与元素迁移？
大别-苏鲁造山带: 陆壳深俯冲产物 North China Block 出露规模最大 岩石种类最多 国际科研基地！
South China Block
中国地质学会 2009.10.23-25
大陆俯冲带深部流体活动 的地球化学研究 郑永飞
中国科学技术大学 地球和空间科学学院
在大陆地壳岩石中发现超高压变质指示矿物
柯石英: Chopin (1984) CMP; Smith (1984) Science 金刚石: Sobolev et al. (1990) Science; Xu et al. (1992) Science
Omphacite
Garnet
Katayama et al. (2006) Lithos
-60
-70
Garnet Omphacite
Mineral D (%o)
-80
-90
-100
CCSD-MH Eclogite
-110 0 500 1000 1500 2000 2500
Mineral H2O (ppm)
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
大别-苏鲁造山带构造地质简图
Subduction and exhumation of continental crust
A natural laboratory
to study fluid action
during continental collision
研究方法: 现代岩石学
岩相学(光学显微镜观察)研究的前提 下，对矿物进行各种元素和同位素 原位分析： 岩石学：采用电子探针、 BSE 、 CL 、 SEM 、 FTIR 等方法进行主要元素分 析和矿物形态识别， 地 球 化 学 ： 采 用 LA-ICPMS 、 LAMC-ICPMS 、 SIMS 等方法进行微量 元素和放射成因同位素分析。
Growth from aqueous fluid Growth from hydrous melt
(Chen RX et al., 2009; Xia QX et al., 2009; Zheng, 2009)
HP→UHP Transition
Episode I Zircon growth at 2422 Ma
226±2 Ma
Liu & Xu (2004) CSB Liu FL et al. (2004) JMG Liu FL et al. (2004) Lithos Liu FL et al. (2005) AM Liu FL et al. (2006) JMG Liu FL et al. (2008) GCA
Metamorphic zirconology
Metamorphic recrystallization
Solid-state recrystallization Replacement recrystallization Dissolution recrystallization
Metamorphic growth
O (‰ )
Oxygen Isotope Compositions of Eclogites
0
-30
Mineral D (%o)
Garnet Omphacite MWL BHY-NAMs
Mantle
-60
-90
-120 Water-rock interaction -150 -20 -15 -10 -5 0 5 10
Rutile
TiO2(II)
Orthopyroxene
OH content of Clinopyroxene in Eclogite from Kokchetav
Katayama & Nakashima (2003) AM
Pressure dependence of water content in eclogite minerals
不同岩性和相同岩性之间氧同位素 不均一性的尺度为20-50cm 对应于大陆碰撞过程中流体活动的 最大尺度为20-50cm