張澤明 丁慧霞 董昕 田作林

1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 1000372.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

俯沖帶形成在兩個(gè)巖石圈板塊相向運(yùn)動(dòng)過(guò)程中，通過(guò)俯沖作用，一個(gè)巖石圈沉降到另一個(gè)巖石圈之下。因此，俯沖帶是巖石圈不對(duì)稱沉進(jìn)地幔的三維區(qū)域，是地球上約55000km長(zhǎng)的匯聚板塊邊緣的深部表現(xiàn)形式，它從地表一直延伸到深地幔，甚至核-幔邊界(圖1、圖2;Stern,2002;Zheng and Chen,2016)。一般情況下，僅大洋巖石圈可以俯沖到地幔深度，并重新結(jié)合進(jìn)地幔。而大陸地殼物質(zhì)由于密度較小，通常不能俯沖到很大深度。在俯沖帶，巖石圈的下沉提供了板塊運(yùn)動(dòng)所需要的主要牽引力，并引起上覆地幔楔對(duì)流和洋中脊擴(kuò)張。地球上的許多重要地質(zhì)作用發(fā)生在俯沖帶，如地殼物質(zhì)和揮發(fā)份再循環(huán)進(jìn)地幔、火山鏈和許多大型礦床的形成、新生地殼和大陸的產(chǎn)生、地球上最強(qiáng)烈的地震等。

圖1 全球俯沖帶位置圖(據(jù)Stern,2002；Frisch et al.,2011)全球匯聚板塊邊緣長(zhǎng)約55000km，略短于大洋中脊長(zhǎng)度(60000km).匯聚板塊邊緣包括正常的俯沖帶和大陸碰撞帶(Atlas,Alps,Zagros和Himalaya)Fig.1 Subduction zones and convergent plate margins (after Stern,2002;Frisch et al.,2011)

圖2 俯沖帶上部150km簡(jiǎn)化剖面圖(據(jù)Frisch et al.,2011修改)俯沖帶是地幔中的一個(gè)區(qū)域，在這里大洋巖石圈下沉，并伴生有地震、變質(zhì)作用、流體釋放、誘發(fā)的地幔對(duì)流、部分熔融和弧巖漿作用Fig.2 Schematic section through the upper 150km of a subduction zone (modified after Frisch et al.,2011)

俯沖帶最重要的特征之一就是強(qiáng)烈的巖漿作用，現(xiàn)今地球上的火山作用大多發(fā)生在大洋巖石圈(太平洋板塊)俯沖帶。俯沖板片含水礦物釋放的含水流體在俯沖帶巖漿形成過(guò)程中起到了關(guān)鍵作用，因?yàn)樗梢源蟠蠼档蛶r漿源區(qū)的固相線溫度。關(guān)于俯沖帶巖漿巖的形成機(jī)制還存在爭(zhēng)議。一種可能的機(jī)制是俯沖洋殼中的玄武質(zhì)洋殼發(fā)生含水部分熔融(Nicholls and Ringwood,1972;Kay,1980;Wyllie and Sekine,1982)。含水玄武質(zhì)體系的熔融實(shí)驗(yàn)表明，玄武質(zhì)地殼的含水熔融主要形成酸性巖漿，并具有英云閃長(zhǎng)巖或埃達(dá)克巖成分特征(Beard and Lofgren,1991;Rushmer,1991;Wolf and Wyllie,1994;Rapp and Watson,1995)。有關(guān)俯沖帶熱結(jié)構(gòu)的分析與數(shù)值模擬結(jié)果表明，只有相對(duì)年輕的、熱的大洋巖石圈俯沖才能發(fā)生部分熔融，而老于20Ma的俯沖洋殼不可能在弧下深度發(fā)生部分熔融(Drummond and Defant,1990;Molnar and England,1995;Bourdonetal.,2002)。另一種機(jī)制是俯沖板片脫流體反應(yīng)釋放的流體誘發(fā)地幔楔含水部分熔融(McBirney,1969;Tatsumietal.,1983)。這被認(rèn)為是更可能的機(jī)制，因?yàn)榇罅康牡厍蛭锢?、地震學(xué)、巖石學(xué)和熱力學(xué)模擬均表明，正常的俯沖帶是冷的，具有比上覆地幔楔明顯低的溫度。所以，在地殼巖石俯沖過(guò)程中會(huì)經(jīng)歷低地?zé)崽荻认碌母邏旱匠邏鹤冑|(zhì)作用和伴生的連續(xù)脫水過(guò)程。即使是在板片俯沖到>80km的弧下深度時(shí)，脫水的地殼巖石也達(dá)不到部分熔融溫度。

盡管大多數(shù)研究認(rèn)為，形成在俯沖帶(匯聚板塊邊緣)的巖漿巖大多起源于受俯沖板片流體交代的地幔楔。但是，當(dāng)年輕的和熱的大洋巖石圈發(fā)生俯沖時(shí)、擴(kuò)張的洋中脊發(fā)生俯沖時(shí)、俯沖板片受到流體交代時(shí)，俯沖的地殼巖石也會(huì)發(fā)生部分熔融。俯沖板片是否發(fā)生部分熔融取決于俯沖帶的熱結(jié)構(gòu)和含水性。本文在對(duì)俯沖帶基本類型、熱結(jié)構(gòu)與含水性進(jìn)行概述的基礎(chǔ)上，對(duì)俯沖板片部分熔融作用與動(dòng)力學(xué)機(jī)制進(jìn)行了全面總結(jié)。

1 俯沖帶的基本類型

地球上存在四種類型的匯聚板塊邊緣(Frischetal.,2011)。第一種類型為洋內(nèi)俯沖帶，即一個(gè)大洋巖石圈俯沖到另一個(gè)大洋巖石圈之下，由此形成一個(gè)發(fā)育在洋殼之上的火山弧系統(tǒng)，即硅鎂層上的島弧。如位于太平洋板塊西緣的馬里亞納群島弧，大西洋的小安得列斯群島弧(圖3a)。第二種類型是大洋巖石圈俯沖到大陸巖石圈之下，形成一個(gè)發(fā)育在大陸地殼之上的島弧，即硅鋁層之上的島弧。這樣的島弧系統(tǒng)與大陸之間被弧后盆地分隔，如日本島弧和東圣達(dá)弧(圖3b)。第三種類型匯聚邊緣是活動(dòng)大陸邊緣，即大洋巖石圈俯沖到大陸巖石圈之下，所形成的巖漿弧位于大陸邊緣，弧與陸之間沒(méi)有大洋盆地，如安第斯、阿拉斯加和爪哇巖漿弧等(圖3c)。第四種類型為大陸碰撞帶。當(dāng)兩個(gè)大陸在俯沖過(guò)程中發(fā)生碰撞，它們最終將融合到一起。兩個(gè)板塊之間的強(qiáng)烈擠壓和俯沖大陸的浮力會(huì)導(dǎo)致碰撞帶俯沖作用的停滯。在大陸碰撞過(guò)程中，大洋巖石圈部分將發(fā)生撕裂并繼續(xù)下沉，即板塊斷離作用(圖3d)。陸-陸碰撞最終會(huì)導(dǎo)致巨型山脈的形成，如喜馬拉雅和阿爾卑斯山。

圖3 地球上不同類型的俯沖帶和匯聚板塊邊緣(據(jù)Frisch et al.,2011修改)(a)馬里亞納島弧形成在洋殼之上；(b)日本島弧形成大陸地殼之上；(c)安第斯火山帶形成在南美大陸之上(活動(dòng)大陸邊緣)；(d)兩個(gè)大陸碰撞形成山脈，如喜馬拉雅山，隨著俯沖結(jié)束，板塊斷離Fig.3 Examples of different types of plate margins with subduction zones (modified after Frisch et al.,2011)

環(huán)太平洋俯沖帶是研究俯沖帶巖漿作用、變質(zhì)作用和成礦作用的典型地區(qū)，可以劃分為兩種端元類型(圖4;Stern,2002;Zheng and Zhao,2017)。一種是馬里亞納型，位于太平洋板塊西北邊緣，其俯沖的大洋巖石圈具有古老、厚、冷和密度大的特征。這樣的巖石圈易發(fā)生快速俯沖，形成陡的冷俯沖帶(圖4a)；另一種類型是智利或安底斯型，位于南美板塊邊緣，俯沖的大洋巖石圈具有年輕、薄、熱和輕的特征。這樣的巖石圈不易俯沖，所以形成速度較慢的、低角度的平緩俯沖帶。這樣的俯沖帶具有較高的溫度，是暖俯沖帶(圖4b)。從構(gòu)造變形角度來(lái)說(shuō)，智利型俯沖帶之上的巖漿弧處于擠壓構(gòu)造環(huán)境，俯沖板片與地幔之間是強(qiáng)烈耦合的，弧地殼明顯加厚；而馬里亞納型俯沖帶之上的巖漿弧處于強(qiáng)烈伸展環(huán)境，俯沖板片與地幔楔之間是弱耦合的，弧地殼減薄，并形成弧后盆地。Peacock and Wang (1999)和Peacock (2003)的研究表明，在老的、冷的板片俯沖過(guò)程中，俯沖板片不發(fā)生部分熔融，但其脫水所形成的流體誘發(fā)地幔楔部分熔融，形成正常的弧巖漿巖；而在年輕的、熱的板片俯沖過(guò)程，俯沖洋殼有可能發(fā)生部分熔融，形成埃達(dá)克巖。

圖4 環(huán)太平洋俯沖帶的兩種端元類型(據(jù)Frisch et al.,2011修改)(a)馬里亞納(Mariana)型；(b)智利(Chilean)型.在馬里亞納型俯沖帶，俯沖作用很容易發(fā)生，古老且密度大的巖石圈易發(fā)生回轉(zhuǎn)(插圖).在智利型俯沖帶，年輕的且密度低的巖石圈向上運(yùn)動(dòng)，被迫發(fā)生俯沖作用Fig.4 Two types of subduction zones in circum-Pacific plate (modified after Frisch et al.,2011)

2 俯沖帶的熱結(jié)構(gòu)和含水性

研究表明，俯沖帶熱結(jié)構(gòu)的影響因素包括：俯沖速率和角度、上覆板片的運(yùn)動(dòng)速度和厚度、俯沖板片的年齡、厚度和寬度以及俯沖板片與地幔的耦合程度(Zheng and Chen,2016)。匯聚速率是控制俯沖帶熱結(jié)構(gòu)的重要因素，匯聚速率降低，俯沖板片與上覆地幔界面的溫度增加，匯聚速率加快，板片與地幔界面的溫度降低。一般情況下，大陸俯沖帶是冷體制，而大洋俯沖帶可以是冷的，也可以是熱體制。從構(gòu)造上說(shuō)，如果俯沖板片與地幔楔是耦合的，俯沖板片表面將會(huì)保持較低溫度，如果板片與地幔楔之間是解耦的，俯沖板片表面將會(huì)具有較高的溫度。因此，俯沖帶的熱結(jié)構(gòu)是變化的，可以從俯沖早期的冷體制，變化到晚期的暖體制，甚至熱體制。總體上，俯沖板片具有比兩邊地幔明顯低的溫度，對(duì)于冷俯沖帶來(lái)說(shuō)，在60～100km的深度，俯沖板片與地幔楔界面的溫度為550～650℃。

形成在俯沖帶的高壓和超高壓變質(zhì)巖可以為揭示俯沖帶的深部組成與熱結(jié)構(gòu)特征提供直接證據(jù)。近幾年來(lái)，有許多學(xué)者對(duì)變質(zhì)巖在峰壓力下的P-T條件(Pmax-T)和進(jìn)變質(zhì)P-T軌跡與動(dòng)力學(xué)模擬預(yù)測(cè)的俯沖帶P-T軌跡進(jìn)行了比較研究(Penniston-Dorlandetal.,2015)。對(duì)比結(jié)果表明，盡管模擬的俯沖帶熱結(jié)構(gòu)范圍包括了從大多數(shù)變質(zhì)巖中得到的Pmax-T條件，但模擬預(yù)測(cè)的平均溫度要比變質(zhì)巖記錄的低(圖5)。當(dāng)Pmax<20kbar時(shí)，二者的偏差較大，僅少量溫度最高的模擬軌跡與巖石學(xué)結(jié)果吻合，模擬的平均溫度比巖石記錄的低100～300℃(圖5)。相關(guān)研究者認(rèn)為二者之間的明顯差異很可能是由于最近的俯沖帶熱模擬沒(méi)有考慮到可能存在的其它重要熱源，如俯沖板片與地幔楔界面之間的剪切熱。

圖5 高壓和超高壓變質(zhì)巖形成條件與模擬預(yù)測(cè)的俯沖帶平均P-T條件對(duì)比圖(據(jù)Penniston-Dorland et al.,2015)圖中紅線表示Gerya et al.(2002)的模擬結(jié)果，紫線為Syracuse et al.(2010)的模擬結(jié)果.在P>25kbar，模擬預(yù)測(cè)的和變質(zhì)巖估算的P-T條件吻合較好；但在較淺深度(<20kbar)，變質(zhì)巖所記錄的P-T條件要比模擬預(yù)測(cè)的更熱(多大于200℃)Fig.5 Comparison of P-T conditions estimated by high-pressure and ultrahigh-pressure metamorphic rocks to average model P-T predictions (after Penniston-Dorland et al.,2015)

巖石學(xué)研究表明，在大洋板塊俯沖過(guò)程中，以水為主的流體會(huì)逐漸從巖石中脫離出去。也就是說(shuō)，俯沖帶中的流體隨著俯沖作用的進(jìn)行會(huì)逐漸減少。在較淺部，巖石中的孔隙流體通過(guò)壓實(shí)作用被逐漸排出，在較深部的脫水是通過(guò)含水礦物的分解作用。在大洋巖石圈俯沖過(guò)程中，隨著壓力和溫度增加，含水礦物角閃石、黝簾石、硬綠泥石、綠簾石、蛇紋石、硬柱石和多硅白云母依次發(fā)生脫水(圖6;Schmidt and Poli,1998;Scambelluri and Philippot,2001;Groveetal.,2012)。黝簾石和硬綠泥石的脫水深度在100～120km，大致與巖漿弧下深度相當(dāng)，而硬柱石和多硅白云母的脫水深度可達(dá)300km。這表明，盡管俯沖洋殼會(huì)在弧下或更淺部發(fā)生明顯脫水，失去巖石中的大部分水，但也有一部分水通過(guò)含水礦物或以名義上無(wú)水礦物中的結(jié)構(gòu)水形式被帶入到深部地幔。Hacker (2008)的相平衡模擬與計(jì)算表明，在冷俯沖帶，MORB、輝長(zhǎng)巖、粘土巖、沉積巖和泥質(zhì)巖可以將2.5%～5.2%的水?dāng)y帶到約40kbar的深度，橄長(zhǎng)巖和蝕變的虧損地?？梢詳y帶～8%-12%的H2O到40kbar的深度，而硅質(zhì)巖和花崗質(zhì)片麻巖只能將少量(<1%)的水帶到40kbar的深度(圖7)；在熱俯沖帶，MORB、輝長(zhǎng)巖、橄長(zhǎng)巖和虧損地幔俯沖到40kbar深度時(shí)，幾乎失去全部水，而粘土巖、沉積巖、泥質(zhì)巖和花崗質(zhì)片麻巖可將少量(0.5%～1.5%)的水帶入到40kbar的深度(圖7)。在冷俯沖帶，變質(zhì)交代的洋殼、大洋火山巖、大洋沉積巖和大陸地殼中的泥質(zhì)巖石都可以將相當(dāng)多的水帶入到超過(guò)弧下深度的更深地幔中。

圖6 俯沖大洋巖石圈流體釋放示意圖(據(jù)Frisch et al.,2011修改)在俯沖帶，橄欖巖和上覆基性地殼的脫水是通過(guò)含水礦物的分解從地表至300km深度連續(xù)發(fā)生.白色箭頭指示流體流動(dòng)方向.圖中表示有綠泥石(綠色虛線)和蛇紋石(黑色虛線)在俯沖帶中的穩(wěn)定域，以及角閃石(Amp)、綠簾石(Zo)、硬綠泥石(Cld)、硬柱石(Law)和多硅白云母(Phe)在俯沖洋殼中的分解位置Fig.6 Model for fluid release from the subducting lithosphere (modified after Frisch et al.,2011)

圖7 俯沖巖石的P-T相圖和水含量關(guān)系圖(據(jù)Hacker,2008)(a) MORB；(b)輝長(zhǎng)巖；(c)橄長(zhǎng)巖；(d)礈?zhǔn)瘞r；(e)粘土巖；(f)沉積巖；(g)蝕變的虧損地幔；(h)泥質(zhì)巖；(i)花崗質(zhì)片麻巖.圖中顯示有冷、熱俯沖帶的P-T軌跡，相應(yīng)巖石的飽和水固相線(虛線)與脫水熔融固相線(實(shí)線)Fig.7 Phase diagrams for unmetasomatized oceanic crust,oceanic sediments,oceanic mantle and continental rocks,showing P-T paths of the cold and hot subduction zones and changes of water contents (after Hacker,2008)

3 正常大洋巖石圈俯沖帶的部分熔融

20世紀(jì)80年代以來(lái)，地球化學(xué)與巖石學(xué)家大多認(rèn)為，在現(xiàn)代巖漿弧，俯沖物質(zhì)的部分熔融應(yīng)該是比較少見(jiàn)的，或不會(huì)發(fā)生。這主要基于以下三方面證據(jù)，第一，很少有弧巖漿巖顯示出強(qiáng)烈的HREE/MREE虧損。這樣的虧損應(yīng)該是俯沖帶榴輝巖或石榴角閃巖部分熔融所形成熔體的特征(Gill,1974,1978;Rappetal.,1999;Kelemenetal.,2003a)。此外，如果俯沖物質(zhì)發(fā)生部分熔融，所形成的熔體很可能是花崗質(zhì)的(Nicholsetal.,1994;Rapp and Watson,1995;Rappetal.,1999;Johnson and Plank,1999)，在30kbar或更高壓力下熔體應(yīng)該是水飽和的，含有近25%～50%的H2O(Dixon and Stolper,1995;Dixonetal.,1995;Kawamoto and Holloway,1997;Mysen and Wheeler,2000)。但是，沒(méi)有弧巖漿巖具有在榴輝巖相條件下沉積巖或玄武巖部分熔融形成的流體飽和特征。第二，在俯沖板片中，大多數(shù)脫水反應(yīng)很可能在20kbar就已經(jīng)完成，因此，俯沖板片難以發(fā)生流體飽和熔融(Davies and Stevenson,1992;Peacocketal.,1994;Rapp and Watson,1995)。第三，從1980到2002年之間發(fā)表的熱數(shù)值模擬結(jié)果均表明，正常洋殼俯沖帶(匯聚速率>0.03m/y，俯沖洋殼年齡>20Ma)頂部的溫度不會(huì)高于變質(zhì)玄武巖或變質(zhì)沉積巖的飽和流體固相線溫度(Peacocketal.,1994;Peacock,1996,2003;Kelemenetal.,2003b)。

但是，上述三個(gè)俯沖板片不能發(fā)生部分熔融的證據(jù)都不斷受到質(zhì)疑。第一，榴輝巖相玄武巖和沉積巖熔融形成的虧損HREE熔體與地幔橄欖巖之間的反應(yīng)模擬表明，在熔體/巖石比率<～0.1時(shí)，熔體中的HREE豐度可以上升到與尖晶橄欖巖平衡的水平，而LREE和其它高度不相容元素幾乎不受影響(Kelemenetal.,1993,2003b)。因此，具有平的MREE和HREE模式，低的MREE和HREE豐度，LREE富集的原始弧熔巖，很可能是俯沖物質(zhì)所形成的熔體與上覆地幔楔之間反應(yīng)的產(chǎn)物(Kelemen,1986,1990,1995;Kelemenetal.,1993,2003b;Groveetal.,2002,2003)。第二，變質(zhì)沉積巖和洋殼中的含水相，如綠泥石、角閃石、硬柱石、硬綠泥石、多硅白云母和黝簾石是在不同的壓力下脫水，可以形成少量、但近連續(xù)的流體源區(qū)(圖6)。這樣的流體來(lái)源從淺部一直到>250km都會(huì)存在。此外，俯沖板片上部地幔中的含水礦物蛇紋石和滑石可以穩(wěn)定到很高的壓力下，它們的脫水反應(yīng)可以持續(xù)到～200km的深度。正如上面描述的，在冷俯沖帶(正常俯沖帶)，變質(zhì)交代的洋殼、虧損地幔、大洋火山巖和沉積巖都可以將相當(dāng)多的水帶入到弧下深度。因此，含水流體在<200～300km深度是存在的，可以導(dǎo)致俯沖板片發(fā)生注水熔融。第三，最近的動(dòng)力學(xué)模擬預(yù)測(cè)的地幔楔和俯沖板片頂部的溫度高于玄武巖和沉積巖流體飽和固相線溫度，也高于部分含水礦物的脫水反應(yīng)溫度(Lambert and Wyllie,1972;Stern and Wyllie,1973;Nicholsetal.,1994;Schmidt and Poli,1998;Johnson and Plank,1999;van Kekenetal.,2002;Kelemenetal.,2003a;Syracuseetal.,2010;Cooperetal.,2012;Spandler and Pirard,2013)。這表明俯沖的地殼巖石可經(jīng)歷在弧下深度的脫水熔融和注水熔融。

盡管目前，我們還不能確定大多數(shù)俯沖板片頂部的溫度在弧下深度是否超過(guò)流體飽和的固相線溫度，但是，現(xiàn)有的熱模擬也不能排除俯沖巖石可以發(fā)生在榴輝巖相條件下的部分熔融?？傊?，基于上述各種理由，利用地球動(dòng)力學(xué)模擬排除沉積巖、玄武巖、下地殼輝長(zhǎng)巖在弧下深部發(fā)生部分熔融是沒(méi)有充分依據(jù)的。另一方面，如果俯沖的沉積巖、玄武巖和(或)輝長(zhǎng)巖形成的熔體作為將不相容元素從俯沖板片遷移到地幔楔的介質(zhì)，可以更好地解釋原生弧熔巖的地球化學(xué)特征。如，Spandler and Pirard (2013)的研究表明，蛇紋巖化巖石圈地幔脫水會(huì)導(dǎo)致板片注水熔融，并將俯沖板片中的元素遷移到地幔楔(圖8)。俯沖巖石圈水化后的蛇紋巖，或弧前地幔楔水化后的蛇綠混雜巖(通過(guò)俯沖剝蝕成為俯沖板片的一部分)在弧下深度會(huì)發(fā)生脫揮發(fā)份反應(yīng)，由此形成的流體導(dǎo)致板片頂部的含柯石英多硅白云母榴輝巖發(fā)生部分熔融，所形成的熔體遷移進(jìn)地幔楔，并最終貢獻(xiàn)給弧巖漿巖。在這種情況下，盡管蛇紋巖和(或)蛇綠混雜巖是水和某些元素(如B,Cl,As,Sb)的初始源區(qū)，但含水板片熔體將控制元素從板片到弧巖漿的遷移。這一研究結(jié)果與藍(lán)片巖和榴輝巖相變質(zhì)地體的地質(zhì)學(xué)特征，以及弧熔巖的關(guān)鍵地球化學(xué)和同位素特征總體上是一致的。

圖8 蛇紋巖化超基性巖和蛇綠混雜巖脫水導(dǎo)致俯沖板片部分熔融的成因模型(據(jù)Spandler and Pirard,2013)情形1：蛇紋巖化巖石圈脫水形成的流體導(dǎo)致板片熔融；情形2，板片頂部蛇綠混雜巖脫水導(dǎo)致板片熔融.左邊兩個(gè)圖為模式圖，右邊兩個(gè)圖為流體與板片相互作用的P-T圖.多硅白云母柯石英榴輝巖(代表俯沖的沉積巖和蝕變的洋殼，AOC)的熔融反應(yīng)線據(jù)Hermann and Spandler (2008).板片的地?zé)崽荻仁堑湫偷难髢?nèi)弧梯度(據(jù)Syracuse et al.,2010)，含水礦物穩(wěn)定關(guān)系據(jù)Spandler et al.(2008)Fig.8 Petrogenetic models for slab melting via fluid derived from dehydrating serpentinised lithosphere (Scenario 1) or dehydrating top-slab mélange (Scenario 2) (after Spandler and Pirard,2013)

按照含水礦物脫水反應(yīng)引起俯沖板片地震和脫水脆變假說(shuō)，Kogisoetal.(2009)基于熱動(dòng)力學(xué)計(jì)算確定的橄欖巖和玄武巖體系含水相關(guān)系，以及日本東北弧最新地震資料揭示的地震結(jié)構(gòu)，建立了俯沖帶巖漿作用的巖石學(xué)模型(圖9)。他們認(rèn)為俯沖洋殼和下覆地幔的脫水必然導(dǎo)致俯沖板片發(fā)生熔融，俯沖板片中的玄武質(zhì)地殼部分熔融是含水大洋巖石圈俯沖的必然結(jié)果。而且，俯沖板片釋放的流體也可以引起地幔楔的廣泛部分熔融。此外，他們還認(rèn)為地幔楔中的含水礦物僅能穩(wěn)定到<120km的較淺部區(qū)域(圖9a)，火山弧前緣的位置并不受俯沖板片脫水反應(yīng)控制，而是受地幔楔流動(dòng)動(dòng)力學(xué)控制。此外，在超高壓變質(zhì)條件下(>110km)，俯沖板片和地幔楔部分熔融形成的是超臨界流體，在較淺部條件下，地幔楔部分熔融形成的是硅酸鹽熔體(圖9b)。

圖9 基于俯沖溫度變化估算的含水礦物和熔體穩(wěn)定域(a)和俯沖帶水流體、硅酸巖熔體和超臨界流體分布區(qū)域(b) (據(jù)Kogiso et al.,2009)黑色和紅色箭頭分別指示含水流體和硅酸巖熔體的移動(dòng)方向.粗虛線為臨界線邊界，其下的含水流體和熔體以超臨界流體形式存在.Bs-藍(lán)片巖；EpEc-綠簾石榴輝巖；AmEc-角閃石榴輝巖.礦物代號(hào)：br-brucite;chl-chlorite;srp-serpentine (antigorite);tlc-talcFig.9 Stability fields of hydrous minerals and partial melt (a) and estimated possible distribution of aqueous fluid,silicate melt,and supercritical liquid (b) (after Kogiso et al.,2009)

基于上述模型，俯沖洋殼頂部的變質(zhì)沉積巖也應(yīng)該發(fā)生水化和部分熔融。較早期的實(shí)驗(yàn)研究已經(jīng)表明，俯沖洋殼基性巖的脫水與俯沖沉積巖的部分熔融發(fā)生在相同的溫度條件下(Nicholsetal.,1994)。此外，Duggenetal.(2007)的研究揭示，在約100km深度以上的俯沖帶，變質(zhì)沉積巖是以脫水為特征，而在100～130km深度，水化的變質(zhì)沉積巖發(fā)生熔融。俯沖帶流體由含水流體轉(zhuǎn)變成熔體導(dǎo)致了堪察加半島南部俯沖帶弧前和后弧地區(qū)熔巖地球化學(xué)特征的劇烈變化。Georgeetal.(2005)基于湯加-Kermadec弧變質(zhì)沉積巖的P-T軌跡研究，認(rèn)為變質(zhì)沉積巖在(800℃和80km深度發(fā)生了部分熔融，所形成的熔體添加到地幔楔源區(qū)，導(dǎo)致弧熔巖具有高的10Be濃度。這被認(rèn)為是俯沖板片物質(zhì)貢獻(xiàn)給弧巖漿源區(qū)的明確指示(Morrisetal.,1990)。Johnson and Plank (1999)通過(guò)熔融實(shí)驗(yàn)揭示，俯沖沉積巖部分熔融是將Th和Be等關(guān)鍵性元素遷移進(jìn)弧巖漿源區(qū)的有效方式。Sr-Nd-Pb-Hf同位素研究也表明，日本西南部Setouchi火山巖帶的高鎂安山巖是俯沖的沉積巖與蝕變洋殼部分熔融的熔體與地幔楔相互作用的產(chǎn)物(Tatsumi and Hanyu,2003)。

4 大洋巖石圈熱俯沖帶的部分熔融

俯沖帶是產(chǎn)生構(gòu)成大陸地殼富硅巖漿巖的關(guān)鍵位置，但是，俯沖帶之上地幔楔的部分熔融不能直接形成花崗巖。因此，弧地殼中花崗巖的成因或認(rèn)為是來(lái)自地幔楔原始母巖漿分離結(jié)晶作用的產(chǎn)物，或認(rèn)為是先前結(jié)晶的原始熔體再熔融的產(chǎn)物。但是，在異常的熱俯沖體制下，如年輕板片俯沖過(guò)程中俯沖洋殼的含水熔融(飽和水熔融)或缺水熔融(脫水熔融)也可以發(fā)生，由此形成富Na-Al的中性熔體。這樣的巖漿作用有可能是形成大陸地殼的重要機(jī)制。

4.1 年輕洋殼俯沖帶的部分熔融

據(jù)Martin (1999)總結(jié)，在典型的現(xiàn)代俯沖帶，俯沖巖石圈年齡>20Ma，俯沖板片是冷的，具有低的地?zé)崽荻?，俯沖的洋殼在其達(dá)到含水基性巖固相線之前發(fā)生脫水，因此，當(dāng)其俯沖到弧下深度時(shí)并不能發(fā)生熔融(圖10)。但俯沖洋殼所釋放的富集大離子親石元素(LILE)的流體上升到地幔楔，導(dǎo)致地幔楔發(fā)生變質(zhì)交代和部分熔融。部分熔融的殘留體由橄欖石+單斜輝石+斜方輝石組成，所形成的熔體富集HREE，具有低的La/Yb和Sr/Y比值。但是，當(dāng)年輕的(<20Ma)和熱的大洋巖石圈發(fā)生俯沖時(shí)，俯沖板片具有高的地?zé)崽荻?，在大量脫水前就?huì)達(dá)到含水基性巖的固相線溫度，在弧下深度發(fā)生部分熔融(圖10)。在這樣的條件下，石榴石和角閃石是主要的殘留相，由此形成虧損HREE的巖漿(高La/Yb比)。殘余斜長(zhǎng)石的缺失導(dǎo)致巖漿富Sr(高Sr/Y比)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)表明，在這樣的俯沖帶P-T條件下拉斑玄武質(zhì)巖石熔融形成的熔體具有埃達(dá)克質(zhì)成分特征。較早期的研究也表明，在年輕的(<20Ma)和熱的洋殼發(fā)生俯沖時(shí)，是俯沖的洋殼，而不是地幔楔橄欖巖發(fā)生部分熔融，由此形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿(Kay,1978;Defant and Drummond,1990;Rapp and Watson,1995)。如在智利南部，智利洋脊發(fā)生俯沖形成埃達(dá)克質(zhì)熔巖，這與俯沖的大洋巖石圈具有年輕的年齡是一致的。

圖10 俯沖帶的P-T圖(上)與剖面圖(下)及弧巖漿成因(據(jù)Martin,1999)(1)沿俯沖板片表面(Benioff面)的地溫梯度很高，俯沖板片在淺部發(fā)生熔融，斜長(zhǎng)石作為殘留相.由于地幔楔的厚度較小，溫度較低，巖漿與地幔之間的相互作用有限或缺失.太古代的TTG很可能形成在這樣的俯沖帶環(huán)境；(2)沿俯沖板片表面的溫度較高，可以使俯沖板片在較大深度下發(fā)生熔融，并且斜長(zhǎng)石不是殘留相.地幔楔是厚的和熱的，巖漿與地幔之間發(fā)生相互作用.這種條件在稀少的情況下(年經(jīng)的熱洋殼俯沖)可以實(shí)現(xiàn)，形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖；(3)沿著俯沖板片表面的地溫梯度低，俯沖板片在它開(kāi)始熔融之前發(fā)生脫水.脫水反應(yīng)釋放的含水流體上升進(jìn)入地幔楔，促使地幔楔發(fā)生變質(zhì)交代和熔融，形成典型的弧型鈣堿性巖漿巖.這樣的條件在現(xiàn)代俯沖帶廣泛存在.P-T圖中干的和含5%水的固相線分別據(jù)Wyllie (1971) 和Green (1982).大洋巖石圈主要脫水反應(yīng)是：H=hornblende-out；A=anthophyllite-out；C=chlorite-out；Ta=talc-out；Tr=tremolite-out；Z=zoisite-out.石榴石和斜長(zhǎng)石的穩(wěn)定線分別用G和P表示.圖中的粉紅色P-T域?yàn)楹咝鋷r部分熔融形成的、與含角閃石和石榴石殘留體共生的巖漿液體區(qū)域.太古代的俯沖帶俯沖板片表面地?zé)崽荻?1)據(jù)Martin (1986)，現(xiàn)代俯沖帶板片表面地?zé)崽荻?2)和(3)分別據(jù)Toks?v et al.(1971)和Peacock et al.(1994).剖面圖中O.C.=洋殼，C.C.=大陸地殼，m.s.=含水地幔的固相線；紅色區(qū)域=巖漿，綠色區(qū)域=流體Fig.10 P-T diagram (upper) and synthetic cross-section (lower) of subduction zones,showing the conditions of genesis of arc magmas (after Martin,1999)

埃達(dá)克巖是一種中-酸性巖石，具有高的Na2O含量，K2O/Na2O=0.5，高的Sr含量(>300×10-6，甚至2000×10-6)，具有分異的REE模式，非常低的HREE含量(Yb≤1.8×10-6,Y≤18×10-6)。因此，高的Sr/Y和La/Yb比是埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖的典型判別特征。這表明在基性巖熔融過(guò)程中石榴石和(或)角閃石是殘留相。埃達(dá)克巖具有比正常鈣堿性巖漿巖更高的Mg值(0.5)，Ni(20×10-6～40×10-6)和Cr(30×10-6～50×10-6)含量。這可以用俯沖板片產(chǎn)生的埃達(dá)克質(zhì)巖漿在上升過(guò)程中與地幔楔發(fā)生相互作用來(lái)解釋。

目前世界上已有幾個(gè)俯沖洋殼發(fā)生部分熔融形成奧長(zhǎng)花崗巖-英云閃長(zhǎng)巖的報(bào)道，如Catalina(Sorensen and Barton,1987)、古巴(García-Cascoetal.,2008;Lázaro and García-Casco,2008)、伊朗北部(Rossettietal.,2010)和智利Patagonia(Angiboustetal.,2017)。這些已知的含熔體的俯沖洋殼都相當(dāng)于沿進(jìn)變質(zhì)P-T軌跡發(fā)生變質(zhì)和熔融形成的淺俯沖巖石，表明年輕的大洋巖石圈俯沖過(guò)程中可以發(fā)生部分熔融(Angiboustetal.,2017)。García-Cascoetal.(2008)研究表明，在古巴的Sierra del Convento蛇綠混雜巖中，由MORB變質(zhì)形成的綠簾石石榴石角閃巖與過(guò)鋁質(zhì)的奧長(zhǎng)花崗質(zhì)-英云閃長(zhǎng)質(zhì)巖石伴生。野外關(guān)系、主量元素成分、礦物組合、峰變質(zhì)條件(～750℃、14～16kbar)和實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)證據(jù)都表明，奧長(zhǎng)花崗質(zhì)-英云閃長(zhǎng)質(zhì)巖石是俯沖洋殼變質(zhì)形成的角閃巖濕熔融的產(chǎn)物。奧長(zhǎng)花崗質(zhì)-英云閃長(zhǎng)質(zhì)巖漿巖的礦物組合包括斜長(zhǎng)石、石英、綠簾石、鈉云母、韭閃石和藍(lán)晶石，是在深部(14～15kbar)結(jié)晶形成的。這樣的俯沖洋殼部分熔融發(fā)生在一個(gè)年輕的大洋巖石圈初始俯沖構(gòu)造背景。

Bouilholetal.(2015)通過(guò)對(duì)熱俯沖帶脫水和熔融之間的復(fù)雜相互作用模擬表明，即使是在非常年輕的俯沖帶，俯沖板片的總體脫水都要在其熔融前發(fā)生，只有當(dāng)水化的下覆板片地幔脫出的流體經(jīng)過(guò)干的榴輝巖時(shí)，才能實(shí)現(xiàn)大洋地殼的顯著熔融。而且，他們還認(rèn)為，即使是洋殼在這樣的特殊條件下發(fā)生了熔融，俯沖板片的早期脫水也會(huì)導(dǎo)致地幔楔的強(qiáng)烈熔融，這種熔融發(fā)生在比冷板片熔融更低的壓力下。顯著的地幔楔熔融意味著，即使是在熱的俯沖帶，大多數(shù)弧巖漿巖也是來(lái)自地幔源區(qū)。

4.2 太古代熱俯沖帶的部分熔融

太古代是否存在板塊構(gòu)造還存在較大爭(zhēng)議，但多數(shù)人認(rèn)為是存在的。相關(guān)證據(jù)包括：太古代的各種巖漿巖具有與俯沖相關(guān)的弧巖漿特征(說(shuō)明表殼物質(zhì)被埋藏到了50～100km深度)，構(gòu)造逆沖、傾斜地震反射面和雙變質(zhì)帶。van Hunen and Moyen (2012)認(rèn)為，太古代的俯沖作用很可能是慕式的、間歇性的板塊運(yùn)動(dòng)。由于太古代的地幔比現(xiàn)代地幔更熱，所以太古代的俯沖帶應(yīng)該是熱俯沖帶(Herzbergetal.,2010)。

大多數(shù)太古代火成巖具有LILE富集，HFSE虧損特征，因此，被認(rèn)為是與弧巖漿作用有關(guān)的，或者是受到了弧的影響。很多研究認(rèn)為，構(gòu)成太古地殼主要組成的TTG(tonalite-trondhjemite-granodiorite)系列形成在與俯沖有關(guān)的構(gòu)造環(huán)境(Moyen,2011;Laurie and Stevens,2012;Laurieetal.,2013)。這類非常有意義的巖石具有高的SiO2(可達(dá)64%)和Na2O(3.0%18～20kbar，這要求玄武質(zhì)巖石從地殼被埋藏到地幔深度，否則難以實(shí)現(xiàn)，因此被認(rèn)為是太古代存在俯沖帶的有利證據(jù)(Moyen,2011;Moyen andMartin,2012)。

由于太古代的熱地?？梢愿淖兇笱髱r石圈的浮力，降低巖石圈與軟流圈之間的粘度差，這會(huì)使得板塊的深俯沖作用不可能發(fā)生，進(jìn)而提出>2.5Ga的陸殼生長(zhǎng)主要是通過(guò)平俯沖作用實(shí)現(xiàn)的(Smithiesetal.,2003;Van Hunen and Moyen,2012;Fischer and Gerya,2016)。最近，Palinetal.(2016)的相平衡模擬結(jié)果表明，盡管石榴石、斜長(zhǎng)石和金紅石的穩(wěn)定區(qū)與壓力相關(guān)，但也與溫度相關(guān)。要產(chǎn)生高壓TTG的微量元素特征，并不一定要求基性巖的部分熔融必須發(fā)生在高壓下(如20kbar)，高壓TTG的特征也可以在中壓(12～18kbar)下獲得。如洋殼平緩俯沖到40～45km厚的大洋高原之下進(jìn)變質(zhì)加熱到T>900℃發(fā)生部分熔融可以形成高壓型TTG(圖11)。

圖11 太古代TTG巖漿成因模式圖(據(jù)Palin et al.,2016)Fig.11 Schematic geodynamic settings for Archaean TTG magma genesis,subduction-related slab melting at a convergent plate boundary at shallow dip angle (after Palin et al.,2016)

Ganadeetal.(2017)認(rèn)為巴西東北部Tróia地塊存在兩種類型的TTG巖石。一種沒(méi)有顯示任何地幔物質(zhì)貢獻(xiàn)的證據(jù)；另一種顯示有地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)。他們認(rèn)為前一種TTG是平俯沖洋殼部分熔融的產(chǎn)物，由于俯沖板片與上覆板片之間沒(méi)有地幔楔存在，所生成的TTG熔體沒(méi)有與地幔楔發(fā)生相互作用(圖12a)。隨著俯沖洋殼的部分熔融、熔體釋放和榴輝巖化，平俯沖的洋殼變重，導(dǎo)致其俯沖角度變陡，以及地幔楔的形成，上升的板片熔體與地幔楔橄欖巖相互作用形成了另一種顯示有地幔物質(zhì)貢獻(xiàn)的TTG(圖12b)。

圖12 巴西東北部Tróia地塊太古代TTG成因模式圖(據(jù)Ganade et al.,2017)(a)洋殼平俯沖到大洋高原之下發(fā)生部分熔融形成TTG和富石榴石的殘留體；(b)由于部分熔融和榴輝巖化，俯沖洋殼密度增加，俯沖角度變陡，地幔楔形成.起源于俯沖板片的TTG熔體與地幔楔相互作用Fig.12 Schematic geodynamic setting illustrating the origin of two types of TTG in Tróia Massif (after Ganade et al.,2017)

4.3 大洋高原平俯沖與部分熔融

許多研究認(rèn)為，新生代埃達(dá)克巖是俯沖的年輕(<5Ma)板片部分熔融的產(chǎn)物。但是，世界上已知的20個(gè)埃達(dá)克巖產(chǎn)地中僅有5個(gè)是產(chǎn)出在上新世至第四系擴(kuò)張中心與海溝的三聯(lián)點(diǎn)附近，在這些地方年輕的大洋巖石圈剛完成或正在俯沖。而其余的新生代埃達(dá)克巖與較老的(10～45Ma)巖石圈俯沖有關(guān)，這樣的巖石圈在正常俯沖帶的溫度與壓力條件下不會(huì)發(fā)生熔融。Gutscheretal.(2000)認(rèn)為相對(duì)較老的大洋高原的平俯沖和部分熔融導(dǎo)致了這些埃達(dá)克巖的形成。研究表明，世界上已知的10個(gè)平板俯沖區(qū)有8個(gè)發(fā)育有現(xiàn)代或年輕的(<6Ma)埃達(dá)克巖(圖13)。模擬和計(jì)算結(jié)果表明，與正常俯沖帶板片表面具有較低的溫度不同，當(dāng)較老的板片平緩俯沖時(shí)，其P-T-t軌跡會(huì)在20kbar時(shí)變平，并在700℃和25kbar條件下與板片熔融區(qū)域交叉，由此發(fā)生部分熔融形成埃達(dá)克巖漿(圖14)。世界上有～10%的匯聚邊緣正在發(fā)生大洋高原的平俯沖作用，那里可以出現(xiàn)導(dǎo)致相對(duì)較老的洋殼發(fā)生部分熔融所需要的溫、壓條件。基于對(duì)智利、厄瓜多爾和哥斯達(dá)黎加等平緩俯沖帶的研究，Gutscheretal.(2000)提出大洋高原平俯沖帶巖漿作用三個(gè)階段模式(圖15)：(1)早期的陡俯沖形成一個(gè)狹窄的在軟流圈之上的鈣堿性巖漿弧，距海溝～300km(圖15a)；(2)大洋高原到達(dá)，平俯沖開(kāi)始，俯沖板片在近于相同的深度前進(jìn)幾百千米，有相當(dāng)長(zhǎng)的平俯沖板片處在熔融條件下，因此，形成埃達(dá)克巖漿(圖15b,c)；(3)平俯沖持續(xù)幾百萬(wàn)年，軟流圈楔消失，巖漿活動(dòng)停止(圖15d)，如在現(xiàn)代的智利中部和秘魯。這一模型將熱模擬與地球化學(xué)很好地結(jié)合在一起，為揭示弧巖漿作用和匯聚板塊邊緣的熱演化提供了重要信息。

圖13 平板俯沖帶與埃達(dá)克巖全球分布圖(據(jù)Gutscher et al.,2000)填充紅色的星號(hào)為現(xiàn)代的埃達(dá)克巖產(chǎn)地，填充白色的星號(hào)為1～6Ma形成的埃達(dá)克巖.標(biāo)數(shù)字的綠色區(qū)域?yàn)槠桨甯_帶，灰色區(qū)域?yàn)榇笱蟾咴蜔狳c(diǎn)Fig.13 Global distribution of flat slab regions and adakitic magmas (after Gutscher et al.,2000)

圖14 俯沖板片年齡和角度與俯沖板片表面P-T-t軌跡關(guān)系圖(據(jù)Gutscher et al.,2000)(a)不同年齡的巖石圈以27°俯沖角俯沖的P-T-t軌跡(綠色實(shí)線)和在約70km深度以下平板俯沖的P-T-t軌跡(紅色虛線).對(duì)于10～50Ma老的俯沖板片，其平俯沖后的P-T軌跡變平，并在700℃和25kbar條件下與板片熔融區(qū)域交叉；(b)陡(圓圈)和平(菱形和方形)俯沖板片表面的P-T-t軌跡.相應(yīng)的P-T點(diǎn)是基于圖15中的地溫梯度線，在陡(圓圈)和平(菱形和方形)俯沖板片表面每隔50km取一個(gè)點(diǎn)得出.圖中的粉紅色P-T域?yàn)榕c含角閃石(Hb)和石榴石(Grt)殘留體共生的巖漿液體區(qū)域.Ec-榴輝巖；Am-角閃石巖Fig.14 Relationship diagrams among subducted slab age,angle and P-T-t path of surface of subducted slab (after Gutscher et al.,2000)

圖15 大洋高原俯沖方式與弧巖漿作用模式圖(據(jù)Gutscher et al.,2000)(a)陡俯沖或正常俯沖(俯沖角>30°)，板片脫水和上覆軟流圈地幔部分熔融形成狹窄的鈣堿性巖漿弧，其距海溝～300km；(b)平俯沖早期的巖漿作用，俯沖洋殼在～80km深(距海溝300～400km)穿過(guò)700℃地溫線，形成一個(gè)寬的埃達(dá)克質(zhì)巖漿??；(c)平俯沖晚期的巖漿作用，舌形軟流圈冷卻和后退，部分熔融發(fā)生在距離海溝更遠(yuǎn)(ca.450～600km)的區(qū)域，為最后的巖漿脈沖期；(d)長(zhǎng)期的無(wú)巖漿平俯沖期，俯沖的洋殼冷卻到600℃以下，軟流圈楔消失，沒(méi)有部分熔融發(fā)生，火山作用停止Fig.15 Tectonic model of subduction styles of oceanic plateau and arc magmatism (after Gutscher et al.,2000)

正像前面描述的，一般認(rèn)為由TTG組成的太古代地殼是由類似MORB的玄武巖在熱俯沖帶環(huán)境下部分熔融形成的，即俯沖洋殼高壓部分熔融形成了TTG和含石榴石的角閃巖或榴輝巖殘留體。但是，地球化學(xué)模擬和玄武巖熔融實(shí)驗(yàn)均排除了MORB是TTG的源區(qū)，因?yàn)樾纬蒚TG需要一個(gè)LILE富集的、類似于大洋高原玄武巖的源區(qū)(Moyen and Stevens,2006;Martinetal.,2014)。而且，地球上的俯沖作用是一個(gè)連續(xù)過(guò)程，而大陸地殼生長(zhǎng)是幕式作用，幾次超級(jí)地殼生長(zhǎng)事件分別發(fā)生在～4.2Ga、～3.8Ga、～3.2Ga、～2.7Ga、～1.8Ga、～1.1Ga和～0.5Ga。為了解釋地殼生長(zhǎng)的幕式特征，有學(xué)者認(rèn)為俯沖下沉的殘余板片堆積在660km深的地震不連續(xù)面，當(dāng)貯存的洋殼超過(guò)一個(gè)物質(zhì)臨界值時(shí)，就會(huì)像雪崩一樣迅速沉進(jìn)更深地幔，由此導(dǎo)致的地幔柱作用產(chǎn)生的大量巖漿形成了厚的大洋高原，大洋高原底部的熔融形成了TTG(Condie,1998,2005)。另外，Martinetal.(2014)提出TTG很可能是俯沖的大洋高原部分熔融形成的。大洋高原具有比周圍洋殼更年輕的年齡，更大的厚度，不容易發(fā)生冷卻，因此其具有更高的溫度。大洋高原俯沖可以導(dǎo)致一個(gè)熱俯沖帶的形成，俯沖的洋殼可以發(fā)生部分熔融。而且，太古代的大洋高原比現(xiàn)代的高原更熱、更厚(40～45km,Nair and Chacko,2008)，俯沖的高原洋殼更容易發(fā)生熔融。許多研究表明，在厄瓜多爾，由Galapagos熱點(diǎn)活動(dòng)形成的大洋高原(Carnegie脊)正在向南美板塊之下俯沖。這不僅導(dǎo)致了埃達(dá)克質(zhì)(類TTG)成分巖漿的形成，而且形成比安底斯弧其它地區(qū)更大體積的火山巖(Bourdonetal.,2002,2003;Samaniegoetal.,2002,2005;Hidalgoetal.,2007)。Bourdonetal.(2003)提出年輕的(<5Ma)、熱的Carnegie脊(大洋高原)會(huì)發(fā)生平俯沖，這會(huì)使俯沖洋殼逐漸加熱，進(jìn)而發(fā)生部分熔融，形成埃達(dá)克巖。Martinetal.(2014)認(rèn)為在整個(gè)地球歷史中，大洋高原在某些時(shí)期發(fā)生的俯沖形成了巨量的TTG，由此導(dǎo)致了大陸地殼的幕式生長(zhǎng)。

5 擴(kuò)張洋中脊俯沖與板片部分熔融

擴(kuò)張洋中脊俯沖是板塊構(gòu)造的必然結(jié)果，在北美和南美板塊西部正在經(jīng)歷擴(kuò)張洋中脊的俯沖作用(圖16)。同時(shí)，在許多古老造山帶也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了洋中脊俯沖的地質(zhì)作用證據(jù)(Brown,1998;Kinoshita,2002;Windleyetal.,2007;Sunetal.,2007;Yinetal.,2010;Tangetal.,2010;Zhangetal.,2010)。

圖16 北美板塊西緣新生代洋脊俯沖與近海溝火山巖和淺層侵入體分布再造圖(據(jù)Cole and Stewart,2009)(a)晚古新世，顯示擴(kuò)張脊-海溝交點(diǎn)在南阿拉斯加和西北太平洋(Washington造山帶)；(b)中中始新世，顯示擴(kuò)張脊-海溝交點(diǎn)在西北太平洋(加拿大西岸)，這時(shí)Resurrection與Kula之間的擴(kuò)張脊到達(dá)大陸邊緣；(c)晚漸新世到早中新世，顯示擴(kuò)張脊-海溝交點(diǎn)在加里福尼亞西部.近海溝火山巖和淺層侵入體分布位置為擴(kuò)張脊俯沖位置Fig.16 Tectonic reconstruction maps showing sites of Cenozoic spreading ridge-trench encounters and the generalized locations of near-trench,arc,and back arc igneous rocks along western North America (after Cole and Stewart,2009)

大量研究表明，在匯聚板塊邊緣，當(dāng)洋中脊發(fā)生俯沖、擴(kuò)張的洋中脊插入俯沖帶時(shí)，會(huì)導(dǎo)致強(qiáng)烈的弧巖漿作用(Aguillón-Roblesetal.,2001;Thorkelson and Breitsprecher,2005;Cole and Stewart,2009)。這是由于當(dāng)擴(kuò)張洋中脊發(fā)生俯沖時(shí)，大洋板片會(huì)在擴(kuò)張脊處發(fā)生分離，形成板片窗，俯沖大洋板塊的地幔就會(huì)直接與上覆板片接觸(圖17;Dickinson and Snyder,1979;Thorkelson and Taylor,1989;Thorkelson,1996;Cole and Stewart,2009)。在這種情況下，俯沖洋殼之下(下板片)的地?；蜍浟魅?huì)沿板片窗上涌，形成一個(gè)高熱流環(huán)境，由此導(dǎo)致上覆的地殼巖石發(fā)生熔融形成中酸性巖漿(DeLongetal.,1979;Bradleyetal.,2003)，在板片窗邊緣的洋殼發(fā)生部分熔融形成埃達(dá)克巖(Yogodzinskietal.,2001;Kinoshita,2002;Thorkelson and Breitsprecher,2005;Zhangetal.,2010)，上覆基性地殼發(fā)生部分熔融形成埃達(dá)克質(zhì)巖石(Coleetal.,2006)，上涌的地幔發(fā)生降壓熔融形成基性巖漿。除了巖漿作用強(qiáng)度發(fā)生明顯變化外，擴(kuò)張脊沿大陸邊緣俯沖的其它標(biāo)志還有高溫變質(zhì)作用(Sissonetal.,1989;Underwoodetal.,1999;Iwamori,2000)、板塊運(yùn)動(dòng)學(xué)和變形的變化(Hibbard and Karig,1990;Pavlis and Sisson,1995;Lagabrielleetal.,2000;Ramos,2005;Wilsonetal.,2005)、增加的礦化作用(Haeussleretal.,1995)以及沉積盆地的變化(Grahametal.,1984;Flintetal.,1994;Dostaletal.,2001;Tropetal.,2003;Wilsonetal.,2005)。所以，擴(kuò)張洋脊俯沖和板片窗的形成被認(rèn)為是活動(dòng)大陸邊緣巖漿、變質(zhì)和構(gòu)造作用變化的主要原因(Dickinson and Snyder,1979;Johnson and O’Neil,1984;Forsythe and Nelson,1985;Thorkelson and Taylor,1989;Sissonetal.,1994,2003;Thorkelson,1996)。

圖17 擴(kuò)張脊俯沖、板片窗和大陸邊緣巖漿作用模型(據(jù)Cole and Stewart,2009)Fig.17 Conceptual model for continental margin magmatism above a depleted mantle slab window following an episode of spreading ridge subduction (after Cole and Stewart,2009)

6 大陸俯沖帶的部分熔融

柯石英和金剛石在表殼巖石中的發(fā)現(xiàn)表明，大陸地殼可以被俯沖到>80km的地幔深度，然后又返回到地球表面。大陸深俯沖和超高壓變質(zhì)作用已經(jīng)成為地球科學(xué)的前沿課題(Chopin,2003;Zhengetal.,2011;Hermann and Rubatto,2014)。深俯沖大陸地殼的部分熔融是俯沖帶元素循環(huán)和地球化學(xué)分異的主要作用(Hermann and Rubatto,2014)。

研究表明，相對(duì)大洋地殼，大陸地殼是較古老且具有較低的地溫梯度和水含量。如果俯沖板片與地幔楔是耦合的，大陸俯沖帶也是冷的(Lietal.,2011;Li,2014)。巖石學(xué)和計(jì)算結(jié)果表明，與大洋巖石圈在俯沖過(guò)程中會(huì)不斷發(fā)生脫水并可以將相當(dāng)多的水帶入到弧下深度完全不同，主要由花崗質(zhì)片麻巖組成的大陸地殼具有很低的水含量，而且在其俯沖過(guò)程中，不論是冷的，還是熱的俯沖帶，都基本不會(huì)發(fā)生脫水反應(yīng)(Hacker,2008;圖7)。這很可能是大陸俯沖帶不發(fā)育同俯沖巖漿作用的根本原因。現(xiàn)有研究表明，俯沖大陸地殼的部分熔融主要是發(fā)生在高壓-超高壓變質(zhì)巖折返過(guò)程中的脫水熔融，而很少有俯沖過(guò)程中部分熔融的證據(jù)(Princeetal.,2001;Liuetal.,2010,2012;Ferreroetal.,2015;Dengetal.,2018)。

6.1 大陸地殼深俯沖過(guò)程中的部分熔融

目前，在大陸碰撞帶的超高壓變質(zhì)地體中還少有地殼巖石在俯沖過(guò)程中，即在進(jìn)變質(zhì)和峰期變質(zhì)過(guò)程中發(fā)生部分熔融的報(bào)道。哈薩克斯坦的Kokchetav地塊和中歐的Erzgebirge地塊中產(chǎn)出的含金剛石的長(zhǎng)英質(zhì)巖石被認(rèn)為是記錄了在地幔深度超高壓變質(zhì)條件下的部分熔融作用。Massonne and Fockenberg (2012)進(jìn)行了超高壓條件下的實(shí)驗(yàn)研究和熱力學(xué)計(jì)算，其結(jié)果表明，上述兩個(gè)地區(qū)的含金剛石巖石在30kbar和50kbar下的固相線接近1000℃和1100℃。白云母脫水熔融形成的初始熔體具有鉀質(zhì)至超鉀質(zhì)的地球化學(xué)特征，相應(yīng)的熔融反應(yīng)是：多硅白云母+富鈉單斜輝石+柯石英=熔體+石榴石+藍(lán)晶石。在固相線之上～200℃，單斜輝石從殘余礦物組合中消失，共生的熔體是花崗質(zhì)的。由石榴石+柯石英±藍(lán)晶石組成的殘留體可穩(wěn)定到接近液相線溫度(固相線溫之上～350℃)?；谠搶?shí)驗(yàn)結(jié)果，研究者認(rèn)為Erzgebirge地塊中含金剛石長(zhǎng)英質(zhì)熔體的結(jié)晶溫度高達(dá)1400℃，而Kokchetav地塊的至少達(dá)到1200℃。有人認(rèn)為這樣的超高壓和超高溫變質(zhì)與部分熔融發(fā)生在俯沖帶，也有人認(rèn)為是俯沖的沉積巖底辟到地幔楔中之后發(fā)生的部分熔融(Massonne and Fockenberg,2012)，因?yàn)閿?shù)值模擬表明，這樣的溫度明顯高于類似壓力下俯沖板片表面的溫度。Behnetal.(2011)認(rèn)為深俯沖沉積巖在500～850℃溫度下將從俯沖板片拆離，形成具有浮力的底辟體。底辟體上升經(jīng)過(guò)熱的地幔楔，當(dāng)溫度超過(guò)1000℃時(shí)發(fā)生了脫水熔融。

Stepanovetal.(2016)對(duì)哈薩克斯坦Kokchetav地塊中含金剛石副片麻巖石榴石中的多相固體包體進(jìn)行了高溫高壓實(shí)驗(yàn)研究。結(jié)果表明，多相包體可分兩種類型，一種為產(chǎn)于中色體石榴石變斑晶中的M型包體，相應(yīng)的熔體形成在950～1000℃和45～65kbar條件下，其以LREE、U和Th富集為特征，具有與青藏高原南部超鉀質(zhì)巖石類似的成分；第二種為產(chǎn)于淺色體石榴石中的L型包體，為晚期熔體，代表超高壓變質(zhì)巖在折返過(guò)程中，在地殼壓力和650～750℃條件下形成的大規(guī)模熔體，其以低的LREE和Nb，高U為特征。這樣的微量元素特征表明，超高壓條件下產(chǎn)生的熔體具有與弧巖漿不同的地球化學(xué)組分。因此，他們認(rèn)為超高壓熔體沒(méi)并參與像底辟模式建議的弧巖漿作用。相反，熔體包體高的LREE含量，LREE與HREE分異，富集LILE和鉀質(zhì)特征都與鉀玄質(zhì)巖漿類似。變質(zhì)沉積巖在超高壓條件下熔融產(chǎn)生的熔體與地幔橄欖巖相互作用可以產(chǎn)生具有不同主量元素成分的巖漿，但可以保持高的不相容元素含量。這樣的作用可以形成在碰撞或后碰撞構(gòu)造環(huán)境下常見(jiàn)的鉀玄質(zhì)巖漿(Campbelletal.,2014)。

大陸俯沖帶的超高壓變質(zhì)巖是否發(fā)生部分熔融取決于它們的變質(zhì)條件和P-T軌跡。如圖18所示，對(duì)于像大別-蘇魯和Kokchetav地塊的超高壓變質(zhì)巖來(lái)說(shuō)，其進(jìn)變質(zhì)和峰期變質(zhì)P-T軌跡部分位于含水熔體區(qū)域，如果有水存在就會(huì)發(fā)生熔融。對(duì)于中性和長(zhǎng)英質(zhì)超高壓變質(zhì)巖來(lái)說(shuō)，其最常見(jiàn)的礦物組合是多硅白云母、鉀長(zhǎng)石、柯石英、藍(lán)晶石、石榴石和單斜輝石，多硅白云母是唯一的含水礦物。而多硅白云母在進(jìn)變質(zhì)到峰期過(guò)程中的穩(wěn)定存在會(huì)阻礙巖石發(fā)生部分熔融。此外，對(duì)俯沖地殼中的大部分巖石來(lái)說(shuō)水是不飽和的，在部分熔融發(fā)生之前，流體將通過(guò)形成含水相被消耗(如，鉀長(zhǎng)石+水=多硅白云母)。所以，進(jìn)變質(zhì)到峰期變質(zhì)過(guò)程中，超高壓巖石部分熔融僅可能發(fā)生在脫水反應(yīng)可以提供水的特殊條件下。在富鈣的中性巖中，黝簾石脫水發(fā)生在接近石英-柯石英相轉(zhuǎn)變的P-T條件下(Poli and Schmidt,2002)，由此釋放的流體有可能導(dǎo)致超高壓變質(zhì)作用早期發(fā)生熔融(Patio Douce,2005)。另外，綠泥石和滑石片巖脫水也可以提供流體(Fumagalli and Poli,2005)，會(huì)導(dǎo)致在俯沖地殼的局部存在富流體環(huán)境。總之，對(duì)于主要由長(zhǎng)英質(zhì)巖石組成的大陸地殼來(lái)說(shuō)，其深俯沖過(guò)程中應(yīng)該是缺少自由流體相的，不可能發(fā)生飽和水部分熔融，這是其與大洋俯沖帶的重要差別。

圖18 典型超高壓變質(zhì)巖的P-T軌跡與主要脫水熔融反應(yīng)(據(jù)Hermann and Rubbatto,2014修改)圖中顯示，在中、高溫超高壓變質(zhì)巖折返過(guò)程中可以發(fā)生與多硅白云母部分或全部分解相關(guān)的部分熔融.WG-Western Gneiss Region;DM-Dora Maira;Su-Sulu;Ko-KokchetavFig.18 Metamorphic P-T paths of UHP rocks and major dehydration melting reactions (modified after Hermann and Rubbatto,2014)

6.2 深俯沖大陸地殼折返過(guò)程中的部分熔融

越來(lái)越多的研究表明，在許多超高壓變質(zhì)地體中，超高壓變質(zhì)巖的部分熔融主要發(fā)生在其折返過(guò)程中，如，中國(guó)的大別-蘇魯造山帶(Wallisetal.,2005;Zhaoetal.,2007;Xiaetal.,2008;Zengetal.,2009;Liuetal.,2010,2012,2014;Gaoetal.,2012a;Wangetal.,2014)，中國(guó)柴北緣超高壓變質(zhì)帶(Songetal.,2014,2015;Zhangetal.,2015a)，哈薩克斯坦Kokchetav地塊(Hermann and Green,2001;Dobretsov and Shatsky,2004;Ragozinetal.,2009;Stepanovetal.,2014,2016)，挪威西部片麻巖區(qū)(Labrousseetal.,2011;Gordonetal.,2013)及其在格棱蘭延伸部分(Lang and Gilotti,2007)，巴布亞新幾內(nèi)亞D’Entrecasteaux島(Gordonetal.,2012)等。

盡管在中、高溫超高壓變質(zhì)巖俯沖(從進(jìn)變質(zhì)到壓力峰期)過(guò)程中發(fā)生部分熔融的可能性有限，但在其折返過(guò)程中，由于經(jīng)歷了近等溫、或增溫降壓退變質(zhì)作用，其P-T軌跡均處在水流體相區(qū)域，勢(shì)必經(jīng)歷了與含水礦物脫水伴生的部分熔融(圖18)。如前文所述，多硅白云母為超高壓地殼變質(zhì)巖的主要含水礦物，與其相關(guān)的三個(gè)脫水熔融反應(yīng)是：(1)多硅白云母+單斜輝石+柯石英=石榴石+熔體±藍(lán)晶石±鉀長(zhǎng)石(Hermann and Green,2001;Schmidtetal.,2004)，在Erzgebirge和Kokchetav地塊超高溫和超高壓變質(zhì)巖降壓過(guò)程中可以發(fā)生這樣的脫水熔融反應(yīng)。(2)多硅白云母+單斜輝石+柯石英=石榴石+黑云母+斜長(zhǎng)石+熔體(Auzanneauetal.,2006)。由于這個(gè)反應(yīng)具有很緩的斜率，在形成溫度>750℃的超高壓變質(zhì)巖折返過(guò)程中都不可避免地通過(guò)這個(gè)反應(yīng)發(fā)生熔融，所形成的石榴石具有較高的鈣鋁榴石組分，所以環(huán)帶狀石榴石的出現(xiàn)可以是降壓過(guò)程中部分熔融的指示性標(biāo)志(Auzanneauetal.,2006)。(3)多硅白云母+石英=藍(lán)晶石+鉀長(zhǎng)石+熔體±黑云母(Vielzeuf and Holloway,1988)，這是超高壓變質(zhì)巖進(jìn)一步降壓發(fā)生的與多硅白云母分解相關(guān)的部分熔融反應(yīng)。另外，如果降壓發(fā)生在>800℃高溫下，英云閃長(zhǎng)質(zhì)和雜砂質(zhì)的巖石有可能發(fā)生黑云母脫水熔融(Patio Douce,2005;Vielzeuf and Holloway,1988)。Auzanneauetal.(2006)的實(shí)驗(yàn)研究表明，超高壓變質(zhì)巖(變質(zhì)雜砂巖)折返早期的熔融主要表現(xiàn)為無(wú)水礦物，如石榴石、石英/柯石英和單斜輝石的分解，因此可稱之為降壓熔融。

大別-蘇魯超高壓變質(zhì)帶的研究表明，脫水熔融是超高壓變質(zhì)巖從地幔深度向上折返過(guò)程中發(fā)生熔融的主要機(jī)制(Lang and Gilotti,2007;Xiaetal.,2008;Zhengetal.,2011;Gaoetal.,2012a,2013,2014;Chenetal.,2013a,b,2014,2017;Liuetal.,2013;Wangetal.,2014)。這種熔融可以通過(guò)含水礦物(如多硅白云母和黝簾石)的分解，即通過(guò)地殼巖石濕固相線上的各種轉(zhuǎn)熔反應(yīng)實(shí)現(xiàn)(Xiaetal.,2008;Zhengetal.,2011;Liuetal.,2013)。超高壓變質(zhì)巖折返過(guò)程中易于發(fā)生脫水和降壓熔融，很可能是深俯沖大陸地殼超高壓變質(zhì)作用特征難以保存的主要原因。

在高級(jí)變質(zhì)和深熔巖石中，轉(zhuǎn)熔礦物中的多相長(zhǎng)英質(zhì)包體，或稱納米花崗巖包體，為地殼巖石部分熔融提供了關(guān)鍵性證據(jù)(Cesareetal.,2009,2015;Ferreroetal.,2012;Barichetal.,2014;Bartolietal.,2013,2014,2016)。這樣的包體多在幾微米大小，主要由石英、長(zhǎng)石和云母組成，或是玻璃質(zhì)的，其全化學(xué)成分是花崗質(zhì)的，因此常被認(rèn)為是先前的熔體包體(Cesareetal.,2015;Bartolietal.,2016)。目前在大別-蘇魯造山帶基性和長(zhǎng)英質(zhì)的超高壓變質(zhì)巖中均發(fā)現(xiàn)了多相長(zhǎng)英質(zhì)包體，這些包體很可能是先前的含水熔體或不混熔的含水和碳酸鹽質(zhì)熔體(Zengetal.,2009;Gaoetal.,2012a,2013,2014,2017a;Liuetal.,2013,2014;Chenetal.,2014;Wangetal.,2014;Lietal.,2016)。值得注意的是，柯石英和金剛石可以出現(xiàn)在多相包體中，這表明部分熔融發(fā)生在超高壓變質(zhì)條件下(Hwangetal.,2001,2006;Chenetal.,2013a,b;Stepanovetal.,2014,2016)。

超高壓變質(zhì)巖在地幔中的深熔對(duì)匯聚板塊邊緣的地殼內(nèi)部分異作用、構(gòu)造熱演化，以及殼-幔相互作用都具有重要意義(Wallisetal.,2005;Jamiesonetal.,2011;Labrousseetal.,2011,2015;Zhengetal.,2011;Zheng and Chen,2016)。很明顯，超高壓峰變質(zhì)條件下的部分熔融是具有地殼特征的含水熔體進(jìn)入地幔的最有效作用。超高壓變質(zhì)巖發(fā)生低程度部分熔融后的殘留體將比其原巖(上地殼巖石)更重，而比地幔要輕。這些巖石將在浮力作用下上升到殼-幔邊界。超高壓變質(zhì)巖在大陸地殼底部的底侵被稱之為“加層作用”(relamination;Hackeretal.,2011,2015;Kelemen and Behn,2016)。

6.3 大陸碰撞造山帶加厚下地殼的部分熔融

喜馬拉雅造山帶是印度和亞洲大陸在新生代碰撞作用的產(chǎn)物，是世界上最典型的碰撞造山帶。喜馬拉雅造山帶核部由壯觀的變質(zhì)巖系和淡色花崗巖構(gòu)成。這些淡色花崗巖是由印度大陸地殼組成的造山帶加厚下地殼部分熔融的產(chǎn)物，是典型的S型花崗巖(Le Fort,1975,1981;Harris and Massey,1994;Patio Douce and Harris,1998;Zengetal.,2011,2012;Guo and Wilson,2012;吳福元等,2015;Gaoetal.,2016,2017b;Gouetal.,2016;Weinberg,2016;曾令森和高利娥,2017;張澤明等,2018)。因此，喜馬拉雅造山帶是研究碰撞造山帶地殼巖石部分熔融與花崗巖成因的天然實(shí)驗(yàn)室。本部分以此為例，總結(jié)碰撞造山帶加厚下地殼的部分熔融作用。

在喜馬拉雅造山帶西段的Tso Morari(印度西北部)和Kaghan(巴基斯坦北部)地區(qū)，緊鄰新特提斯洋縫合帶產(chǎn)出有以含柯石英榴輝巖為代表的超高壓變質(zhì)巖(O’Brienetal.,2001;Sachanetal.,2004;St-Ongeetal.,2013)。這些超高壓變質(zhì)巖具有～47Ma的峰期變質(zhì)年齡和～40Ma的早期退變質(zhì)年齡，是印度大陸西北緣快速陡俯沖到地幔深處經(jīng)歷超高壓變質(zhì)作用后又快速折返回來(lái)的地殼巖石(Guillotetal.,2008)。這些巖石具有相對(duì)低的峰期變質(zhì)和退變質(zhì)溫度，在其俯沖和折返過(guò)程中沒(méi)有或很少發(fā)生部分熔融。

在喜馬拉雅造山帶中-東段，大陸碰撞后，印度大陸平緩俯沖(underthrusting)到亞洲大陸之下，導(dǎo)致造山帶地殼顯著加厚，加厚下地殼經(jīng)歷了高壓麻粒巖-榴輝巖相變質(zhì)作用(圖3d;Lombardo and Rolfo,2000;Groppoetal.,2007,2012;Corrieetal.,2010;Kalietal.,2010;Guilmetteetal.,2011;劉鳳林和張立飛,2014;Regisetal.,2014;Sorcaretal.,2014;Iaccarinoetal.,2015;Zhangetal.,2015b,2017a,b;Tianetal.,2016,2020;田作林等,2017;Wangetal.,2017a)。盡管現(xiàn)有研究所給出的變質(zhì)條件有所不同，但是，所獲得的P-T軌跡均為順時(shí)針型，其進(jìn)變質(zhì)作用是以增溫和增壓為特征，早期退變質(zhì)作用是以近等溫或者弱升溫減壓為特征，晚期退變質(zhì)作用為近等壓降溫過(guò)程(圖19)。

圖19 喜馬拉雅造山帶中-東段高壓泥質(zhì)麻粒巖變質(zhì)作用P-T-t軌跡和脫水熔融與熔體結(jié)晶時(shí)間與持續(xù)過(guò)程(據(jù)張澤明等,2018)Fig.19 Metamorphic P-T-t path,and timing and duration of dehydration melting and melt crystallization of high-pressure pelitic granulites in the east-central Himalayan orogen (after Zhang et al.,2018)

野外和巖石學(xué)觀察表明，喜馬拉雅造山帶中-東段高喜馬拉雅巖系中的各種巖石，包括基性、長(zhǎng)英質(zhì)和泥質(zhì)變質(zhì)巖都發(fā)生了部分熔融和混合巖化。但是，對(duì)高喜馬拉雅巖系的熔融方式存在較大爭(zhēng)議。較早期的研究多認(rèn)為，高喜馬拉雅巖系的部分熔融發(fā)生在減壓退變質(zhì)過(guò)程中，即近等溫或升溫過(guò)程中的減壓導(dǎo)致了白云母和黑云母的脫水熔融(Pognante and Benna,1993;Harris and Massey,1994;Harrisetal.,1995,2004;Harrisonetal.,1998;Patio Douce and Harris,1998;Searle,1999;Zhangetal.,2004;Viskupicetal.,2005;Kingetal.,2011)。得出這一結(jié)論的主要理由是，巖石在最高壓力下的變質(zhì)溫度低于含水礦物的脫水熔融溫度，但在降壓過(guò)程中，特別是在伴隨有加熱的降壓過(guò)程中，巖石的P-T軌跡要穿過(guò)具有正斜率的礦物脫水熔融反應(yīng)線，由此導(dǎo)致脫水熔融。但是，這在很大程度上是由于以前的研究高估了白云母和黑云母的脫水熔融溫度，低估了巖石在最高壓力下的變質(zhì)溫度。此外，由于淡色花崗巖多在高喜馬拉雅巖系頂部沿藏南拆離系分布，從大多淡色花崗巖中獲得的鋯石結(jié)晶年齡與藏南拆離系的活動(dòng)時(shí)間相似，所以，以前的研究多認(rèn)為，藏南拆離系的活動(dòng)導(dǎo)致了高喜馬拉雅巖系的降壓折返，誘發(fā)了其巖石的部分熔融(Cottleetal.,2009a,b)。

最近的研究表明，泥質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)巖石中白云母脫水熔融的溫度在650～700℃(Rubattoetal.,2013;Wangetal.,2013,2016,2017b;Iaccarinoetal.,2015;Zhangetal.,2015b)，變基性巖中角閃石的脫水熔融溫度類似或略高(Greenetal.,2016;Palinetal.,2016;田作林等,2017;Kangetal.,2020)。盡管現(xiàn)有研究獲得的高喜馬拉雅巖系的變質(zhì)溫度有較大差別(720～900℃)，但在最高壓力下的變質(zhì)溫度都不同程度地超過(guò)了白云母脫水熔融溫度(圖19)，表明其在增溫和增壓的進(jìn)變質(zhì)過(guò)程中就可以發(fā)生部分熔融(Godinetal.,2001;Princeetal.,2001;Viskupic and Hodges,2001;Zhangetal.,2004,2015b,2017a,b;Lee and Whitehouse,2007;Cottleetal.,2009a;Streuleetal.,2010;Guilmetteetal.,2011;Imayamaetal.,2012;Rubattoetal.,2013;向華等,2013;Finchetal.,2014;Regisetal.,2014)。Groppoetal.(2010,2012)研究揭示，喜馬拉雅造山帶中段尼泊爾地區(qū)的長(zhǎng)英質(zhì)高壓麻粒巖的部分熔融為白云母和黑云母脫水熔融，熔融主要發(fā)生在加熱條件下，可以有也可以沒(méi)有降壓熔融的貢獻(xiàn)。Rubattoetal.(2013)認(rèn)為，錫金地區(qū)的泥質(zhì)麻粒巖在進(jìn)變質(zhì)(增溫)過(guò)程中先后發(fā)生了白云母和黑云母脫水熔融。Gouetal.(2016)和張澤明等(2017,2018)認(rèn)為，在印度大陸地殼俯沖過(guò)程中，變泥質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)巖石經(jīng)歷了增溫和增壓進(jìn)變質(zhì)作用，當(dāng)變質(zhì)溫度達(dá)到～650℃，首先發(fā)生以白云母為主的脫水熔融，在進(jìn)一步增壓增溫(達(dá)到峰壓力)和降壓增溫(達(dá)到峰溫度)過(guò)程中主要發(fā)生黑云母脫水熔融(圖19)。最近，在東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)長(zhǎng)英質(zhì)高壓麻粒巖的轉(zhuǎn)熔石榴石中發(fā)現(xiàn)了原生的微粒花崗巖(Nanogranite)包體(Carosietal.,2015;Iaccarinoetal.,2015)。這種多固相包體是石榴石生長(zhǎng)過(guò)程中捕獲的熔體包體，為高壓麻粒巖進(jìn)變質(zhì)過(guò)程中發(fā)生部分熔融提供了重要的證據(jù)。此外，許多研究也表明高喜馬拉雅巖系的部分熔融主要發(fā)生在高壓變質(zhì)條件下。許多泥質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)混合巖的淺色體中含高壓礦物藍(lán)晶石，為加厚下地殼發(fā)生部分熔融提供了確切證據(jù)(Carosietal.,2015;Iaccarinoetal.,2015)。而且，基于地球化學(xué)研究，喜馬拉雅造山帶北部的始新世埃達(dá)克質(zhì)(高Sr/Y比)花崗巖被認(rèn)為是造山帶加厚下地殼基性巖部分熔融的產(chǎn)物(Zengetal.,2011;Houetal.,2012)，進(jìn)一步證實(shí)加厚下地殼發(fā)生了部分熔融。

大量研究表明，高喜馬拉雅巖系經(jīng)歷了～20Myr的持續(xù)高溫變質(zhì)與部分熔融過(guò)程(Cottleetal.,2009a;Kellettetal.,2013;Rubattoetal.,2013;Wangetal.,2013,2016;Carosietal.,2015;Iaccarinoetal.,2015;Zhangetal.,2015b,2017a,b)。基于現(xiàn)有研究成果，張澤明等(2017,2018)認(rèn)為高喜馬拉雅巖系的高溫變質(zhì)和部分熔融很可能在～45Ma就已經(jīng)開(kāi)始，并持續(xù)到～25Ma的峰期，之后是近等溫降壓退變質(zhì)和持續(xù)的部分熔融。在ca.15～7Ma，巖石經(jīng)歷了近等壓降溫退變質(zhì)和熔體結(jié)晶過(guò)程(圖19)。

盡管喜馬拉雅淡色花崗巖經(jīng)常獲得早-中中新世的鋯石結(jié)晶年齡(Guo and Wilson,2012;吳福元等,2015)，但也獲得了許多35～25Ma的鋯石結(jié)晶年齡(Godinetal.,2001;Princeetal.,2001;Viskupic and Hodges,2001;Zhangetal.,2004;Lee and Whitehouse,2007;Cottleetal,2009a;Groppoetal.,2010;Imayamaetal.,2012;Rubattoetal.,2013;Liuetal.,2016)，甚至中始新世的鋯石結(jié)晶年齡(Aikmanetal.,2008,2012;戚學(xué)祥等,2008;Zengetal.,2011;Gaoetal.,2012b;Houetal.,2012)。這充分說(shuō)明，高喜馬拉雅巖系的部分熔融在其折返開(kāi)始之前(～25Ma)就已經(jīng)發(fā)生，并不像以往認(rèn)為的高喜馬拉雅巖系在折返過(guò)程中的明顯降壓導(dǎo)致了部分熔融。事實(shí)上，對(duì)單個(gè)淡色花崗巖樣品中的鋯石和獨(dú)居石進(jìn)行定年，常常會(huì)獲得很大的年齡范圍，或幾組不同的年齡(Cottleetal.,2007,2009b;Lee and Whitehouse,2007;Langilleetal.,2012;Zengetal.,2012;Zhangetal.,2012;Ledereretal.,2013)。對(duì)此有兩種不同的解釋，一種是認(rèn)為這些可變的年齡表明巖漿是通過(guò)多階段部分熔融形成的，另一種是認(rèn)為巖漿經(jīng)歷了長(zhǎng)時(shí)間持續(xù)結(jié)晶過(guò)程。值得注意的是，從具有巖漿結(jié)晶特征的鋯石和獨(dú)居石中獲得的年齡僅代表它們的結(jié)晶年齡。這個(gè)年齡可以等于或老于巖體的最后就位時(shí)間，但很可能晚于源區(qū)部分熔融的時(shí)間。在高喜馬拉雅巖系長(zhǎng)期的熔融過(guò)程中，如果所形成的熔體分批次抽離，并快速上升就位，就會(huì)形成不同時(shí)代的淡色花崗巖，巖石中的鋯石或獨(dú)居石會(huì)給出較一致的結(jié)晶年齡。如果所形成的熔體較長(zhǎng)時(shí)間保留在源區(qū)，或慢速上升，所形成的淡色花崗巖中的鋯石或獨(dú)居石會(huì)獲得不同的結(jié)晶年齡。正如上文描述的，變質(zhì)巖石學(xué)和巖石年代學(xué)研究結(jié)果表明，高喜馬拉雅巖系經(jīng)歷了長(zhǎng)期持續(xù)的部分熔融過(guò)程(45～15Ma)，這使形成具有不同鋯石或獨(dú)居石結(jié)晶年齡的淡色花崗巖成為可能。

7 主要認(rèn)識(shí)

(1)俯沖帶的熱結(jié)構(gòu) 俯沖帶是巖石圈不對(duì)稱沉入地幔的三維區(qū)域，由于俯沖的巖石圈具有較低的溫度，所以俯沖帶相對(duì)于周圍的地幔是冷的。板片的年齡、厚度、寬度、俯沖速率、俯沖角度以及俯沖板片與地幔的耦合程度是控制俯沖帶熱結(jié)構(gòu)的重要因素。總的來(lái)說(shuō)，大陸俯沖帶是冷體制，而大洋俯沖帶可以是冷體制，也可以是熱體制。大洋巖石圈俯沖帶包括兩個(gè)端元類型，一個(gè)是智利(Chilean)型，為年輕的、薄的、熱的和輕的大洋巖石圈發(fā)生低角度緩慢俯沖，俯沖板片表面具有較高的溫度，是暖俯沖帶；另一種類型是馬里亞納(Mariana)型，為老的、厚的、冷的和重的大洋巖石圈發(fā)生高角度快速俯沖，俯沖板片表面具有低的溫度，是冷俯沖帶。

(2)俯沖帶的含水性 在大洋巖石圈俯沖過(guò)程中，水化的洋殼和下覆地幔中的含水礦物會(huì)隨溫度與壓力的增加逐漸發(fā)生脫水，導(dǎo)致俯沖板片，特別是地幔楔發(fā)生部分熔融。在冷俯沖帶，俯沖的大洋板片也會(huì)將一部分水通過(guò)新形成的超高壓含水礦物或以名義上無(wú)水礦物中的結(jié)構(gòu)水形式帶入到更深地幔。主要由花崗質(zhì)片麻巖組成的大陸地殼具有很低的水含量，而且在其俯沖過(guò)程中很少發(fā)生脫水作用，所以大陸巖石圈俯沖帶相對(duì)較干，只能將少量水帶入地幔。這也許正是大陸俯沖帶巖漿作用不發(fā)育的主要原因。

(3)正常大洋巖石圈俯沖帶的部分熔融 在正常俯沖帶的弧下深度，俯沖大洋板片的表面溫度會(huì)達(dá)到某些含水礦物的脫水條件，并超過(guò)水飽和的長(zhǎng)英質(zhì)或基性巖的固相線。因此，俯沖的大洋板片可以發(fā)生部分熔融，如蝕變的基性巖脫水導(dǎo)致俯沖的變質(zhì)沉積巖發(fā)生部分熔融，蝕變的超基性巖脫水導(dǎo)致俯沖的洋殼發(fā)生熔融。起源于變質(zhì)沉積巖的熔體是將俯沖板片組分遷移進(jìn)地幔楔弧巖漿源區(qū)的最有效方式。

(4)大洋巖石圈熱俯沖帶的部分熔融 當(dāng)年輕的、薄的、熱的和輕的大洋巖石圈發(fā)生低角度緩慢俯沖時(shí)，俯沖板片表面具有較高的溫度，在弧下深部可以發(fā)生飽和水或脫水熔融，形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖。太古代的俯沖帶很可能具有與年輕洋殼俯沖帶類似的熱結(jié)構(gòu)，俯沖的洋殼板片部分熔融可以形成與埃達(dá)克巖成分類似的TTG。俯沖大洋板片的部分熔融很可能是形成大陸地殼的直接方式之一。

(5)大洋高原平俯沖帶的部分熔融 大洋高原相對(duì)于周圍的洋殼具有更大的厚度、更小的年齡和更高的溫度，這使得大洋高原易發(fā)生平俯沖作用，并形成熱的俯沖帶。因此，俯沖大洋高原的基性巖可以發(fā)生部分熔融產(chǎn)生埃達(dá)克巖。環(huán)太平洋俯沖帶分布的許多埃達(dá)克巖是平俯沖大洋高原(或洋脊)的部分熔融產(chǎn)物。在整個(gè)地球歷史中，某些特定時(shí)期發(fā)生的大洋高原俯沖和部分熔融可以解釋大陸地殼生長(zhǎng)的幕式特征。

(6)擴(kuò)張洋中脊俯沖與板片部分熔融 擴(kuò)張洋中脊俯沖是大洋巖石圈俯沖消亡的必然結(jié)果。在匯聚板塊邊緣，當(dāng)擴(kuò)張洋中脊插入俯沖帶時(shí)會(huì)形成一個(gè)板片窗，俯沖洋殼之下的地?；蜍浟魅ρ匕迤吧嫌啃纬梢粋€(gè)高熱流環(huán)境，由此導(dǎo)致板片窗邊緣的洋殼和上覆的基性地殼發(fā)生部分熔融形成埃達(dá)克巖，上涌的地幔發(fā)生降壓熔融形成基性巖漿巖。

(7)大陸俯沖帶的部分熔融 大陸地殼具有很低的含水量，在其深俯沖過(guò)程中很難發(fā)生部分熔融。哈薩克斯坦Kokchetav和中歐Erzgebirge地塊中的含金剛石長(zhǎng)英質(zhì)巖石被認(rèn)為是在超高壓和超高壓溫條件下白云母脫水熔融的產(chǎn)物。有人認(rèn)為這樣的部分熔融發(fā)生在俯沖帶，但也有人認(rèn)為是俯沖的沉積巖底辟到地幔楔中后發(fā)生的。超高壓變質(zhì)巖在地幔深部熔融形成的熔體與地幔發(fā)生相互作用是形成碰撞后鉀質(zhì)至超鉀質(zhì)火山巖的可能機(jī)制。

與大陸地殼深俯沖過(guò)程中難以發(fā)生部分熔融相反，在中-高溫、超高壓變質(zhì)巖折返過(guò)程中，由于經(jīng)歷了近等溫、或增溫降壓退變質(zhì)作用，會(huì)發(fā)生廣泛的部分熔融。超高壓變質(zhì)巖部分熔融后的殘留體比原巖更重，比地幔要輕，將在浮力作用下加層(relamination)到大陸地殼底部。這可能是大陸地殼生長(zhǎng)與再造的重要途徑。

(8)大陸碰撞帶的部分熔融 在世界上最典型的碰撞造山帶——喜馬拉雅造山帶的中-東段，大陸碰撞后印度大陸地殼平緩俯沖到亞洲大陸之下，構(gòu)成造山帶的加厚下地殼，并經(jīng)歷高壓麻粒巖-榴輝巖相變質(zhì)作用。高溫、高壓變質(zhì)的泥質(zhì)、長(zhǎng)英質(zhì)和基性巖在進(jìn)變質(zhì)過(guò)程中經(jīng)歷了持續(xù)的飽和水熔融和脫水熔融，形成了典型的S型花崗巖和埃達(dá)克質(zhì)花崗巖。

致謝本文的部分內(nèi)容曾在鄭永飛院士組織的“板塊俯沖帶”研討會(huì)上交流。感謝張建新研究員和宋述光教授審閱全文，并提出了重要修改意見(jiàn)。