段文勇 李旭平

1.山東省沉積成礦作用實驗室,山東科技大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院,青島 266590 2.波鴻魯爾大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院,波鴻 44801 3.瑞士聯(lián)邦理工學(xué)院地球科學(xué)系,蘇黎世 8092

地球是太陽系中已知唯一具有成熟俯沖系統(tǒng)和板塊構(gòu)造的行星,俯沖起始是板塊構(gòu)造起源以及固體地球演化的關(guān)鍵,也是影響板塊運(yùn)動和相關(guān)構(gòu)造的重要因素。因此,理解俯沖起始過程是研究板塊構(gòu)造理論時非常重要的組成部分。然而俯沖起始如何發(fā)生以及演化也是頗具爭議的,因為通常難以直接地觀察到這一過程的地質(zhì)學(xué)證據(jù)。一方面由于完整的地質(zhì)記錄十分稀少,另一方面現(xiàn)代正在俯沖的區(qū)域大多位于洋底,收集相關(guān)資料的方法十分昂貴且有限。

在寶貴的地質(zhì)記錄中,變質(zhì)底板一般被認(rèn)為是俯沖起始過程中的典型產(chǎn)物。自Williams and Smyth (1973)首次提出變質(zhì)底板的概念以來,相關(guān)研究方興未艾,并已積累大量資料。變質(zhì)底板巖性主要為俯沖板片的變質(zhì)玄武巖(如基性麻粒巖和角閃巖等)以及變質(zhì)沉積物(如放射蟲硅質(zhì)巖、泥巖和石英巖等)。在一些研究程度較高的蛇綠巖中,如阿曼蛇綠巖,變質(zhì)底板厚度一般不超過500m并且變質(zhì)程度隨著遠(yuǎn)離上覆超基性巖而逐漸降低,從高溫麻粒巖相轉(zhuǎn)變?yōu)橹械蜏亟情W巖-綠片巖相(Williams and Smyth,1973; Jamieson,1986; Dewey and Casey,2013; Soretetal.,2017)。

研究變質(zhì)底板也有助于理解蛇綠巖的形成以及初始侵位過程(Agardetal.,2016)。通過比較變質(zhì)底板的原巖和變質(zhì)年齡與上覆蛇綠巖地殼的巖漿年齡,可以區(qū)分不同類型的俯沖起始以及對應(yīng)的演化過程(Robertson,2004)。變質(zhì)底板的變質(zhì)作用大多與上覆大洋地殼的增生同步發(fā)生(Keenanetal.,2016),但也有極少的記錄顯示變質(zhì)底板的進(jìn)變質(zhì)年齡要比上覆蛇綠巖地殼更古老(Guilmetteetal.,2018),后者被認(rèn)為是板片受遠(yuǎn)洋力場作用發(fā)生強(qiáng)迫俯沖的典型記錄。此外,變質(zhì)底板的變質(zhì)峰期地溫梯度要比成熟俯沖帶中形成的變質(zhì)巖要高很多。熱力學(xué)和數(shù)值模擬表明,這些變質(zhì)底板可能記錄了擴(kuò)張脊(洋中脊或弧后盆地)附近的俯沖起始過程,因為擴(kuò)張脊環(huán)境可以為高溫變質(zhì)底板的形成提供所需要的熱源(Agardetal.,2016; Keenanetal.,2016)。

最近在我國西藏南部雅魯藏布蛇綠巖中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了變質(zhì)底板,并進(jìn)行了一些巖石學(xué)、熱力學(xué)以及年代學(xué)的研究,但與研究成熟的蛇綠巖相比,雅魯藏布蛇綠巖中變質(zhì)底板的相關(guān)研究仍屈指可數(shù)。并且這些有限的研究在雅魯藏布變質(zhì)底板的形成環(huán)境以及變質(zhì)作用等方面爭議十分巨大。如Guilmetteetal.(2008,2009,2012)對雅魯藏布蛇綠巖的變質(zhì)底板開展了巖石學(xué)和角閃石Ar-Ar測年工作,結(jié)果顯示變質(zhì)底板經(jīng)歷了逆時針的P-T軌跡,并記錄了123～129Ma的冷卻年齡,該年齡與上覆蛇綠巖洋殼年齡一致。結(jié)合地球化學(xué)數(shù)據(jù),認(rèn)為雅魯藏布蛇綠巖和變質(zhì)底板形成于弧后環(huán)境。

Zhangetal.(2019)對日喀則拉孜地區(qū)的變質(zhì)底板及其伴生未變質(zhì)的基性巖進(jìn)行了系統(tǒng)研究。其中地球化學(xué)和同位素證據(jù)表明未變質(zhì)的基性洋殼起源于慢速擴(kuò)張洋中脊的環(huán)境,并且變質(zhì)底板與伴生的基性洋殼具有很強(qiáng)的地球化學(xué)親緣性。巖漿鋯石U-Pb年代學(xué)表明變質(zhì)底板的原巖形成于125Ma左右。使用傳統(tǒng)Mg-Fe交換溫度計計算得到拉孜變質(zhì)底板經(jīng)歷了最高>900℃的變質(zhì)溫度。結(jié)合這些證據(jù),Zhangetal.(2019)認(rèn)為雅魯藏布蛇綠巖中的變質(zhì)底板及伴生未變質(zhì)基性巖在120～130Ma起源于大洋中脊環(huán)境,并提出了在120Ma以后,靠近歐亞大陸邊緣的洋中脊附近的俯沖(再)啟動模型。

最近,Duanetal.(2022a)對雅魯藏布蛇綠巖白朗以及薩嘎剖面所采集到的變質(zhì)底板進(jìn)行了巖石學(xué)、地球化學(xué)、熱力學(xué)以及年代學(xué)工作,表明變質(zhì)底板原巖起源于洋中脊環(huán)境并首次構(gòu)建了一條完整的順時針P-T-t軌跡。該軌跡指示了一個高壓-高溫/超高溫峰期變質(zhì)條件,并厘定出了兩組年齡,即127～133Ma的原巖年齡以及119～131Ma的(進(jìn))變質(zhì)年齡。結(jié)合已發(fā)表的數(shù)據(jù),Duanetal.(2022a)認(rèn)為雅魯藏布變質(zhì)底板的俯沖起始環(huán)境大致與Zhangetal.(2019)的地質(zhì)模型類似,都是發(fā)生在歐亞大陸邊緣的洋中脊附近。然而,Duanetal.(2022a)認(rèn)為俯沖起始發(fā)生在120～130Ma之間,而不是120Ma以后,并且在俯沖起始以后,俯沖板片脫水會導(dǎo)致地幔楔部分熔融,形成SSZ(supra-subduction zone)型巖漿。最終未俯沖的洋中脊巖石和隨后形成的SSZ型巖石共同組成了雅魯藏布蛇綠巖。

由此可見,對于雅魯藏布變質(zhì)底板和上覆蛇綠巖的爭議主要集中以下幾方面:(1)相關(guān)形成構(gòu)造背景是什么?(2)變質(zhì)P-T軌跡是順時針還是逆時針?(3)俯沖起始的時間究竟在120Ma之后還是120～130Ma之間?對這些爭議正本澄源有利于理解雅魯藏布蛇綠巖的形成以及相關(guān)俯沖起始過程,并為其他地區(qū)類似蛇綠巖的研究提供參考。本文提供了日喀則白朗地區(qū)所采集到的變質(zhì)底板新的巖石學(xué)、熱力學(xué)和副礦物定年結(jié)果(榍石和金紅石),并結(jié)合石榴石擴(kuò)散以及熱動力學(xué)模擬,計算了變質(zhì)底板俯沖以及折返速率。這些內(nèi)容可以為限制俯沖起始階段變質(zhì)作用的演化以及雅魯藏布蛇綠巖的形成提供新的思路。

1 地質(zhì)背景

雅魯藏布縫合帶是青藏高原南端最年輕的縫合帶(Yin and Harrison,2000),由北向南包括以下4個構(gòu)造單元:(1)岡底斯弧;(2)日喀則弧前盆地;(3)雅魯藏布蛇綠巖帶(含混雜巖帶);以及(4)增生楔(圖1)。雅魯藏布縫合帶以南是特提斯喜馬拉雅,代表印度大陸的北緣。岡底斯弧位于拉薩地塊南部,包括岡底斯巖基和相關(guān)的元古代火成巖基底,并被認(rèn)為是新特提斯洋中的一塊微大陸(Zhuetal.,2011)。日喀則弧前盆地東西向分布在岡底斯弧和雅魯藏布蛇綠巖之間(圖1)。沿著雅魯藏布縫合帶分布的蛇綠巖是新特提斯洋的殘留,是我國出露規(guī)模最大也是研究程度最高的蛇綠巖帶之一。它西起獅泉河以南,經(jīng)日喀則向東經(jīng)郎縣延至東構(gòu)造結(jié)附近,主體走向與雅魯藏布江一致(圖1)。針對雅魯藏布蛇綠巖構(gòu)造背景的研究對于理解新特提斯洋的構(gòu)造演化具有非常重要的意義。先前研究表明東西向斷續(xù)延伸近2000km的雅魯藏布蛇綠巖具有非常相似的巖石組合和同位素年齡(Hébertetal.,2012; 吳福元等,2014)。雅魯藏布蛇綠巖帶整體上可分為三段,即東段(曲水-墨脫)、中段(昂仁-仁布)和西段(薩嘎以西至中印邊境)。

圖1 雅魯藏布蛇綠巖沿縫合帶分布的位置(a)及雅魯藏布蛇綠巖的地質(zhì)簡圖和本文采樣地點(b)

本次研究區(qū)白朗位于雅魯藏布縫合帶中段的日喀則蛇綠巖(圖1)。日喀則蛇綠巖代表雅魯藏布蛇綠巖中段新特提斯規(guī)模最大的出露和研究較為詳細(xì)的剖面。野外觀察表明,日喀則蛇綠巖具有以下特征:(1)與超鎂鐵質(zhì)地幔橄欖巖相比,鎂鐵質(zhì)單元很少出現(xiàn),并且堆晶輝長巖出露極其有限,這可能反映了蛇綠巖形成過程中缺乏巖漿房;(2)輝綠巖、輝長巖以巖脈的形式侵入地幔橄欖巖;(3)大多數(shù)超基性巖被蛇紋巖化,并包含豐富的異剝鈣榴巖;(4)一些剖面如路曲地區(qū)表現(xiàn)出典型的穹隆構(gòu)造,與現(xiàn)今大洋洋中脊觀察到的洋底核雜巖結(jié)構(gòu)類似(Nicolasetal.,1981; 吳福元等,2014; Lietal.,2017; Duanetal.,2021,2022b)。這些特征表明日喀則蛇綠巖很可能形成于慢速擴(kuò)張洋中脊構(gòu)造背景下。然而,一些巖石的地球化學(xué)證據(jù)表現(xiàn)出俯沖相關(guān)的特征,表明相關(guān)巖石可能形成于SSZ環(huán)境中(Daietal.,2013)。根據(jù)前人年代學(xué)結(jié)果,日喀則蛇綠巖形成時代主要為120～130Ma,與雅魯藏布蛇綠巖東段和西段年代學(xué)結(jié)果類似或略晚(Daietal.,2013; Liuetal.,2016; Zhangetal.,2016)。

本研究中的變質(zhì)底板樣品(基性麻粒巖)采自日喀則蛇綠巖白朗縣東部的蛇綠混雜巖中(N29°08′、E89°19.5′)(圖1、圖2)。白朗剖面的蛇綠混雜巖平行于主要巖性帶邊界出露,呈NEE-SWW延伸,它平均寬度約400m,長度約8.8km。白朗蛇綠混雜巖主要由蛇紋巖或強(qiáng)烈蛇紋巖化的橄欖巖組成,并包含不同形狀和尺寸的巖塊,包括角閃巖、麻粒巖、角閃輝石巖、輝長巖和放射蟲硅質(zhì)巖等。變質(zhì)底板以透鏡體形式產(chǎn)出,并與蛇紋巖圍巖的葉理平行或近似平行(圖2a-c),一些變質(zhì)底板透鏡體與片理化異剝鈣榴巖相伴生,這些異剝鈣榴巖被證明經(jīng)歷了高壓變質(zhì)作用(圖2b; Duanetal.,2022b)?；月榱r的手標(biāo)本上可以觀察到典型的“白眼圈”結(jié)構(gòu),也就是石榴石被周圍后成合晶所包圍,代表了減壓過程的經(jīng)典結(jié)構(gòu)(圖2c)。一些淺色體結(jié)構(gòu)可能表明了部分熔融的發(fā)生(圖2c-d)。本文中的礦物縮寫引用自Whitney and Evans (2010):Grt-石榴石;Grs-鈣鋁榴石;Cpx-單斜輝石;Di-透輝石;Pmp-綠纖石;Amp-角閃石;Hbl-普通角閃石;Act-陽起石;Tr-透閃石;Rt-金紅石;Pl-斜長石;Ab-鈉長石;Ttn-榍石;Ilm-鈦鐵礦;Prh-葡萄石;Chl-綠泥石;Ep-綠簾石;Czo-黝簾石。

圖2 白朗地區(qū)變質(zhì)底板的野外照片

2 巖石學(xué)

本次所研究的變質(zhì)底板樣品為含石榴石基性麻粒巖,這些麻粒巖記錄了比伴生角閃巖更復(fù)雜的變質(zhì)過程。其中大多數(shù)采集的樣品經(jīng)歷了亞綠片巖相的交代作用(異剝鈣榴巖化作用),僅少數(shù)樣品保持新鮮未受交代作用影響,并保留了峰期以及退變質(zhì)作用的結(jié)構(gòu)(圖3)。

圖3 白朗變質(zhì)底板的顯微照片下照片

新鮮的基性麻粒巖通常包含30%～40%的角閃石、10%～20%的斜長石、5%～20%的石榴石、10%～15%的單斜輝石以及～5%其他礦物,包括鈦鐵礦、金紅石、榍石、石英以及磷灰石等礦物(圖3a-g)。石榴石(Grt1-3)一般具有斑狀變晶結(jié)構(gòu),粒度約為1～2mm,在一些樣品中偶爾可達(dá)4mm,一些石榴石和輝石核部或靠近幔部的區(qū)域包裹一些細(xì)粒礦物(圖3a,b),如角閃石(Amp1)、單斜輝石(Cpx1)、金紅石(Rt1),有時可見斜長石(Pl1)和榍石(Ttn)。這些包裹體可能代表進(jìn)變質(zhì)階段所形成礦物的殘留體。巖石基質(zhì)主要由大到中等顆粒的單斜輝石(Cpx2)、角閃石(Amp2)、斜長石(Pl2)以及小顆粒的金紅石(Rt2)組成(圖3a-g)。這些礦物緊密接觸,沒有發(fā)現(xiàn)任何取代反應(yīng)的結(jié)構(gòu),應(yīng)該代表了峰期階段的產(chǎn)物。石榴石邊緣具有典型的后成合晶結(jié)構(gòu),由細(xì)粒的角閃石(Amp3)、單斜輝石(Cpx3)、斜長石(Pl3)和鈦鐵礦(Ilm3)組成,有時可見石英,這些礦物對應(yīng)手標(biāo)本上的“白眼圈”結(jié)構(gòu),可能代表了減壓或者冷卻等退變質(zhì)階段(圖3d-g)。

被交代的基性麻粒巖通常由40%～50%的角閃石、5%～20%的石榴石、15%～20%的單斜輝石以及10%～15%的其他礦物組成,包括綠泥石、葡萄石、黝簾石、鈦鐵礦、金紅石、榍石、方解石以及磷灰石等礦物(圖3h-i)。斜長石僅偶爾作為鈉長石(Pl4)出現(xiàn)在后成合晶結(jié)構(gòu)中,甚至許多樣品中未發(fā)現(xiàn)鈉長石。此外,先前的后成合晶結(jié)構(gòu)被葡萄石(Prh4)以及綠泥石(Chl4)等組成的礦物組合所取代(圖3h-i)。一些石榴石斑晶裂隙非常發(fā)育,導(dǎo)致先前的礦物包裹體被葡萄石所取代。巖石基質(zhì)通常也被含葡萄石的脈體所切割(圖3h-i)。

根據(jù)上述巖石學(xué)觀察,4個階段的變質(zhì)礦物組合可以被區(qū)分出來,包括:Grt1+Cpx1+Amp1±Rt1±Pl1±Ttn1(M1);Grt2+Cpx2+Amp2+Pl2+Rt2(M2);Grt3+Cpx3+Amp3+Pl3+Ilm3±Ttn3(M3)以及交代樣品中的亞綠片巖相礦物組合Chl4+Prh4+Cpx4±Act4±Czo4±Ab4(M4)。

3 分析方法

對新鮮的樣品18BG12進(jìn)行了礦物化學(xué)分析(表1)。礦物的電子探針分析是在德國Ruhr University Bochum 探針實驗室使用Cameca Sx50電子探針儀器完成測試;儀器在15kV的加速電壓下運(yùn)行,束流15nA。使用天然礦物硬玉(Si)、鎂橄欖石(Mg)、鐵鋁榴石(Fe)、鈉長石(Na和Al)、金紅石(Ti)、錳鋁榴石(Mn)、透長石(K)以及Cr2O3(Cr)做標(biāo)準(zhǔn)樣品。

表1 白朗變質(zhì)底板樣品(基性麻粒巖)的代表性礦物電子探針成分(wt%)

用于相平衡模擬的主量元素(18BG12)在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心使用Rigaku ZSX100e型號X射線熒光儀分析測試(表2)。通過電位法分析全巖FeO,然后通過差值(Fe2O3T-FeO×1.1113)計算全巖Fe2O3含量。

表2 白朗變質(zhì)底板樣品(基性麻粒巖)相平衡模擬所使用的全巖成分(mol/mol)

金紅石和榍石單礦物顆粒在廊坊宇能公司挑選并制靶,U-Pb定年及微量元素分析在南京宏創(chuàng)地質(zhì)微區(qū)分析實驗室使用激光剝蝕-電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)完成(表3、表4)。激光剝蝕平臺采用Resolution SE型193nm深紫外激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)(Applied Spectra,美國),配備S155型雙體積樣品池。質(zhì)譜儀采用Agilent 7900型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Agilent,美國)。金紅石和榍石樣品固定在環(huán)氧樹脂靶上,拋光后在超純水中超聲清洗,分析前用分析級甲醇擦拭樣品表面。采用5個激光脈沖對每個剝蝕區(qū)域進(jìn)行預(yù)剝蝕(剝蝕深度～0.3μm),以去除樣品表面可能的污染。在束斑直徑30μm、剝蝕頻率5Hz、能量密度2J/cm2的激光條件下分析樣品。數(shù)據(jù)處理采用Iolite程序(Patonetal.,2010)。

表3 白朗變質(zhì)底板樣品(基性麻粒巖)的榍石U-Pb定年結(jié)果

表4 白朗變質(zhì)底板樣品(基性麻粒巖)的金紅石U-Pb定年結(jié)果

金紅石分析每隔10～12個樣品點插入2個RMGJ-1標(biāo)樣及一個JG-1標(biāo)樣。榍石分析每隔10～12個樣品點插入2個BLR-1標(biāo)樣及2個OLT-1標(biāo)樣。通常采集20s的氣體空白,35～40s的信號區(qū)間進(jìn)行數(shù)據(jù)處理,按指數(shù)方程進(jìn)行深度分餾校正(Patonetal.,2010)。

4 礦物化學(xué)特征

石榴石 如圖4所示,所分析的石榴石剖面在成分上可分為核部和邊部兩個部分,核部含有最低的XFe(=Fe2+/Fe2++Ca+Mg; 0.43～0.45)、XMg(=Mg/Fe2++Ca+Mg; 0.28～0.29)和最高的XCa(=Ca/Fe2++Ca+Mg; 0.26～0.28)。未發(fā)現(xiàn)進(jìn)變質(zhì)成分環(huán)帶(M1階段),石榴石核部的成分被認(rèn)為是在峰期高溫變質(zhì)階段(M2階段)再平衡的結(jié)果,由于高溫條件,麻粒巖中的進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶經(jīng)常被峰期變質(zhì)條件改變,最終擴(kuò)散至均一(鄒屹等,2022)。值得注意的是,Duanetal.(2022a)在相鄰露頭上取得的基性麻粒巖樣品中發(fā)現(xiàn)了具有核幔邊成分環(huán)帶的石榴石,表明可能保留了進(jìn)變質(zhì)成分或由于高溫變質(zhì)時間短導(dǎo)致環(huán)帶未擴(kuò)散均一。石榴石成分從核部到邊部顯示XFe和XMg逐漸升高的趨勢,相反,XCa顯示逐漸降低的趨勢,而XMn(=Mn/Fe2++Ca+Mg)則基本保持不變。結(jié)合巖石學(xué)觀察,該石榴石邊部應(yīng)代表峰后階段減壓或冷卻變質(zhì)作用。

圖4 石榴石彩色BSE圖解顯示核邊結(jié)構(gòu)(a)以及對應(yīng)的成分剖面(b)

角閃石 根據(jù)Hawthorneetal.(2012)的分類,基性麻粒巖中的角閃石都屬于鈣角閃石序列(Ti<0.5和CaB>1.5a.p.f.u.),具體可以劃分為4個世代。Amp1(M1)含有較低的Ti 0.10～0.12(a.p.f.u.);Amp2(M2)中具有更高的Ti 0.14～0.19;Amp3(M3)包含最高的Ti 0.19～0.27。M1至M3階段的大多數(shù)角閃石為韭閃石,少量為淺閃石(Duanetal.,2022a)。在一些交代樣品中,陽起石(Act/Amp4)與綠泥石、方解石、葡萄石等共生,是亞綠片巖相變質(zhì)作用下的產(chǎn)物(圖3,Duanetal.,2022b)。

單斜輝石 根據(jù)巖石學(xué)觀察,基性麻粒巖中發(fā)育有3個世代的單斜輝石。但在成分上,所有單斜輝石均為低鉻透輝石端員,Al2O3含量約為4.57%～5.7%,TiO2含量約為0.54%～0.66%(表1)。

斜長石 斜長石分為4個世代,且成分差異較大。石榴石中的斜長石包裹體(Pl1)具有相對較低的鈣長石端員(Duanetal.,2022a)?；|(zhì)中峰期斜長石(Pl2)的XAn具有升高的趨勢(0.15～0.20)。作為后成合晶的一部分,退變的斜長石(Pl3)具有最高的XAn值,約為0.42～0.65。晚期亞綠片巖相的斜長石接近純的鈉長石端員,僅存在于一些受交代作用影響的樣品中(Duanetal.,2022a)。

含鈦礦物 M1和M2階段形成的兩種金紅石具有相似的化學(xué)成分(表1)。鈦鐵礦僅作為麻粒巖M3礦物組合的一部分出現(xiàn),榍石出現(xiàn)在包裹體或者巖石基質(zhì)中,應(yīng)代表早期變質(zhì)礦物。

5 相平衡模擬

P-T視剖面圖是使用Perple_X 6.9.1版本在Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O-O體系下計算,所使用的ds62熱力學(xué)數(shù)據(jù)庫來自于Holland and Powell (2011)。石榴石、黑云母和斜方輝石的固溶體模型來自于Whiteetal.(2014);角閃石、單斜輝石以及熔體模型來自于Greenetal.(2016);斜長石模型引自Holland and Powell (2003);綠簾石模型來自Holland and Powell (2011)以及鈦鐵礦使用的是Whiteetal.(2000)中的模型。石英、榍石、金紅石等礦物使用的是純端員。模擬時使用的是新鮮的、未被交代的麻粒巖樣品(18BG12; 表2)。由于磷未被用于模擬,磷灰石中相應(yīng)的鈣被從全巖成分中扣除(Palinetal.,2016)。在最終模擬之前,H2O含量由T-M(H2O)視剖面確定,從而使得固相線恰好穿過最終礦物組合(M3階段)(Korhoneetal.,2011,2013)。所使用的全巖Fe3+/Fetot是受到全巖分析結(jié)果以及T-Fe3+/Fetot視剖面共同約束。P-T視剖面圖無法預(yù)測后期交代階段(異剝鈣榴巖化作用)的溫壓條件,因為該階段大部分礦物為隱晶質(zhì),很難估算有效全巖。因此繪制了在CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O體系下的P-T投影圖用以估計交代反應(yīng)所穩(wěn)定的溫壓條件區(qū)間。

在0.5～2GPa和600～1100℃的P-T范圍內(nèi)計算了白朗基性麻粒巖樣品18BG12的P-T視剖面圖,以及繪制了對應(yīng)的石榴石端員和體積變化趨勢的圖解(圖5)。石榴石的生長主要與壓力有關(guān),并且各個端員成分隨著P-T條件變化表現(xiàn)出不同的趨勢。鎂鋁榴石和鐵鋁榴石在大多數(shù)情況下與溫度相關(guān),隨著溫度升高,鎂鋁榴石成分不斷增加,相反,鐵鋁榴石表現(xiàn)出不斷降低的趨勢。錳鋁榴石和鈣鋁榴石則大多與壓力相關(guān),沿著壓力升高方向,錳鋁榴石逐漸減少,鈣鋁榴石則逐漸增加。在圖5中,觀察到的進(jìn)變質(zhì)礦物組合(M1)在0.8～1.7GPa以及<850℃的條件下穩(wěn)定,然而由于石榴石進(jìn)變質(zhì)核部受到峰期高溫擴(kuò)散影響,無法準(zhǔn)確給出形成時的溫壓信息。峰期礦物組合(Cpx+Grt+Hbl+Rt+L±Qz)位于固相線以上,并在>1.1～1.3GPa和>755～845℃的P-T條件下穩(wěn)定。由于石榴石已在峰期階段達(dá)到了再平衡,此時核部成分可以代表峰期變質(zhì)條件,根據(jù)石榴石核部的四個端員組分,限定了峰期變質(zhì)階段為1.6～1.7GPa和829～863℃的P-T條件。此外在高溫變質(zhì)條件下,斜長石的Ca以及角閃石的Ti由于具有較慢的擴(kuò)散速率,也可以記錄峰期變質(zhì)作用(Li and Wei,2018; Liaoetal.,2021)。在相圖中,角閃石的Ti主要隨著溫度升高而增加,而斜長石中的An值表現(xiàn)出高溫或減壓趨勢。根據(jù)測得的峰期角閃石的Ti以及斜長石的Ca也可以限定一個相似的峰期溫壓條件(圖5a)。石榴石邊部鈣鋁榴石的減少以及鈦鐵礦的出現(xiàn)顯示了一個減壓趨勢。根據(jù)觀察到的礦物組合,石榴石邊部的成分以及后成合晶中角閃石的Ti,限定了減壓階段的P-T條件為0.9～1.1GPa和823～923℃(圖5a)。

圖5 使用變質(zhì)底板全巖成分在NCKFMASHTO體系下計算的P-T視剖面圖

在0.1～0.4GPa和250～350℃的P-T范圍內(nèi)繪制了CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O體系下的P-T投影圖,用來評估晚期交代作用所發(fā)生的溫壓條件(圖6)。在圖6中,觀察到的特征變質(zhì)礦物葡萄石穩(wěn)定在<0.3GPa以及<325℃的區(qū)域內(nèi)。進(jìn)一步根據(jù)礦物之間的反應(yīng)線可以確定不同的礦物組合,由于薄片下沒有觀察到與晚期交代作用組合相平衡的石榴石(即純鈣鋁榴石)和綠纖石,據(jù)此可以進(jìn)一步推斷交代組合所穩(wěn)定的P-T條件為<0.3GPa/306～324℃(圖6中黃色區(qū)域)。

6 榍石和金紅石定年結(jié)果

由于變質(zhì)底板中的金紅石和榍石多在變質(zhì)過程中形成,因此分別在2個新鮮樣品中選取了榍石和金紅石用以U-Pb定年。在巖相學(xué)觀察中,榍石多以包裹體形式存在于石榴石或者大顆粒輝石中,并且在BSE圖片中,榍石多為半自形結(jié)構(gòu),粒徑在50～200μm之間,且顆粒比較純凈(圖7)。在2個樣品中均未觀察到退變結(jié)構(gòu)的榍石,即生長在金紅石邊部的榍石顆粒,因此推斷榍石形成于進(jìn)變質(zhì)過程中,而非金紅石后期退變的產(chǎn)物。金紅石具有半自形到自形結(jié)構(gòu),顆粒直徑在100～250μm之間,一些金紅石顆粒出熔鈦鐵礦條紋,或邊部退變?yōu)殁佽F礦(圖8)。U-Pb定年分析選擇的是晶型較好且沒有裂隙的榍石和金紅石顆粒。

圖7 基性麻粒巖中榍石的U-Pb定年結(jié)果

圖8 基性麻粒巖中金紅石的U-Pb定年結(jié)果

樣品18BG12中分離的11個榍石顆粒和樣品18BG01中分離的17個榍石顆粒分別給出了133.9±5.9Ma和132.4±4.8Ma的下交點年齡(誤差為±2σ)。對應(yīng)的加權(quán)平均年齡計算結(jié)果也非常相似,分別為132.4±3.2Ma 和 125.9±6Ma(誤差為±2σ)。使用榍石鋯溫度計對定年分析的榍石進(jìn)行計算(Haydenetal.,2008),考慮到榍石在薄片觀察中多以包裹體形式出現(xiàn)(圖3),應(yīng)為進(jìn)變質(zhì)過程中形成,因此使用1GPa進(jìn)行計算,得到760～840℃的溫度區(qū)間。

分別分析了樣品18BG12中的26個金紅石顆粒以及樣品18BG01中的22個金紅石顆粒,2個樣品中的金紅石分析分別給出了132.3±3.1Ma和126.5±6.1Ma的協(xié)和年齡(誤差為±2σ)。這些結(jié)果與加權(quán)平均年齡(分別為131.9±3.1Ma和125.3±6.5Ma;誤差為±2σ)在誤差范圍內(nèi)一致。巖石學(xué)觀察表明樣品中的大多數(shù)金紅石形成于峰期,并在退變質(zhì)過程中轉(zhuǎn)變?yōu)殁佽F礦,因此使用峰期壓力1.6GPa對金紅石的形成溫度進(jìn)行計算。金紅石鋯溫度計計算結(jié)果表明這些金紅石形成于800～875℃(Tomkinsetal.,2007)。

7 討論

7.1 雅魯藏布變質(zhì)底板的變質(zhì)P-T軌跡

先前一些學(xué)者對雅魯藏布變質(zhì)底板的P-T軌跡進(jìn)行了研究。如Guilmetteetal.(2008)對雅魯藏布蛇綠巖中布瑪和白朗地區(qū)的變質(zhì)底板開展了詳細(xì)的P-T軌跡重建工作,并認(rèn)為這些變質(zhì)底板在經(jīng)歷了高地?zé)崽荻鹊母_之后,達(dá)到了>1.2GPa/850℃的條件,隨后沿著相對低的地?zé)崽荻壤^續(xù)俯沖,進(jìn)而又經(jīng)歷了更深的埋藏作用,達(dá)到的最大深度對應(yīng)了2.6GPa/600℃的低溫榴輝巖相條件,并隨即發(fā)生折返,從而得出雅魯藏布變質(zhì)底板記錄了一個逆時針變質(zhì)軌跡的結(jié)論。然而該變質(zhì)軌跡的判斷可能存在問題,一方面Guilmetteetal.(2008)所研究的變質(zhì)底板樣品遭到了非常嚴(yán)重的晚期交代作用,導(dǎo)致先前的變質(zhì)結(jié)構(gòu)均被抹除;另一方面,該逆時針變質(zhì)軌跡中進(jìn)一步埋藏階段的判斷依據(jù)是作者認(rèn)為石榴石邊緣的后成合晶是在升壓降溫過程中形成的,這非常不合理。在絕大多數(shù)高壓麻粒巖相變質(zhì)作用中,“白眼圈”后成合晶結(jié)構(gòu)一般指示減壓過程,如果是升壓過程,相關(guān)結(jié)構(gòu)中石榴石應(yīng)該繼續(xù)生長(圖5f),但并沒有觀察到對應(yīng)現(xiàn)象。另外,所有角閃石成分都顯示了高溫趨勢,未顯示高壓趨勢,單斜輝石中也沒有發(fā)現(xiàn)高Na輝石端員。因此,雅魯藏布變質(zhì)底板的P-T軌跡需要重新判定。

巖石學(xué)觀察表明本研究中未受交代的樣品記錄了三期變質(zhì)作用。石榴石中的包裹體組合記錄了峰前變質(zhì)作用,然而遺憾的是,由于高溫作用下成分的擴(kuò)散作用,石榴石原始核部成分在峰期階段達(dá)到重新平衡,從而丟失了峰前變質(zhì)條件的記錄。盡管如此,來自相鄰剖面中的一些樣品可能保留了進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶,例如Duanetal.(2022a)中的白朗地區(qū)樣品記錄了690～750℃/1～1.1GPa的峰前變質(zhì)條件。

P-T視剖面很好地約束了本文研究中基性麻粒巖的峰期變質(zhì)條件。石榴石核部的四個端員組分可以很好地平衡在1.6～1.7GPa和829～863℃的P-T條件下,表明該條件為最佳峰期條件,另外基質(zhì)礦物組合中斜長石的XAn以及角閃石的Ti含量與石榴石成分所限定的峰期變質(zhì)條件重合,進(jìn)一步表明相關(guān)條件為基性麻粒巖所經(jīng)歷的峰值。Guilmetteetal.(2008,2012) 以及張鑫等(2016)也報道了和本研究相似的P-T條件范圍,然而Duanetal.(2022a)中的樣品記錄了相似的峰期壓力但更高的溫度條件(>900℃),并得到了多種溫壓計的支持。盡管不同研究中樣品所記錄的P-T條件略有不同,這些研究都表明雅魯藏布變質(zhì)底板的峰期條件相對較熱。根據(jù)Duanetal.(2022a)以及本文的計算,雅魯藏布變質(zhì)底板的峰期溫壓為1.4～1.7GPa以及830～970℃;對應(yīng)深度為47.6～57.8km,如考慮巖石靜壓力的影響(20%,Petrini and Podladchikov,2000),對應(yīng)深度為38.0～46.2km。

巖石學(xué)觀察以及熱力學(xué)計算表明,雅魯藏布變質(zhì)底板在峰期之后經(jīng)歷了減壓過程,而非升壓埋藏作用。除之前提到的證據(jù),還包括:(1)基性麻粒巖發(fā)育典型的“白眼圈”結(jié)構(gòu),對應(yīng)薄片下的后成合晶組合(Pl+Hbl+Cpx+Ilm),并被認(rèn)為代表了麻粒巖的減壓結(jié)果;(2)在相圖中,金紅石發(fā)生相變形成鈦鐵礦的反應(yīng)是由減壓作用所驅(qū)動的;(3)更重要的是,礦物成分,例如石榴石中鈣鋁榴石端員由核部到邊部逐漸減少,表明了減壓趨勢。此外Duanetal.(2022a)使用石榴石-單斜輝石REE溫壓計計算表明,M3階段的壓力小于峰期M2階段的壓力。本研究中熱力學(xué)計算表明,變質(zhì)底板的M3階段穩(wěn)定在0.1～1.1GPa和823～923℃的P-T條件下,與先前研究的計算結(jié)果相似(Duanetal.,2022a)。

對晚期交代作用發(fā)生的P-T條件進(jìn)行了半定量估計。根據(jù)觀察到的礦物組合得到了306～324℃/<0.3GPa的條件,該條件與雅魯藏布蛇綠巖中含葡萄石的異剝鈣榴巖所記錄的結(jié)果相似(Duanetal.,2021,2022b)。盡管如此,兩者可能并不是形成于同一環(huán)境,因為野外觀察及地球化學(xué)和熱力學(xué)研究表明,雅魯藏布含葡萄石異剝鈣榴巖并沒有發(fā)生俯沖,而是形成于洋底環(huán)境,而變質(zhì)底板的晚期交代作用則是俯沖折返過程中形成(Duanetal.,2021,2022b)。

綜上,雅魯藏布變質(zhì)底板記錄了一條順時針而非逆時針的變質(zhì)P-T軌跡。該P(yáng)-T軌跡可以與世界上其他地區(qū)的變質(zhì)底板順時針軌跡進(jìn)行類比。巖石峰期和峰后階段為高溫到超高溫條件,表明變質(zhì)底板經(jīng)歷了較高地?zé)崽荻鹊母_和折返作用。

7.2 變質(zhì)底板的年代學(xué)記錄

2個基性麻粒巖中分離的榍石限定了非常相似的下交點年齡,分別給出了132.4±4.8Ma和133.9±5.9Ma的年代信息。鋯溫度計結(jié)果表明,所有的榍石形成于760～840℃的溫度區(qū)間,且薄片觀察下為包裹體形式存在,并且在所研究的樣品中均未觀察到圍繞金紅石顆粒后期生長的現(xiàn)象,應(yīng)不是后期冷卻產(chǎn)物,而是形成于進(jìn)變質(zhì)階段,結(jié)合榍石的Pb封閉溫度為750～830℃(Garberetal.,2020),榍石記錄的應(yīng)為進(jìn)變質(zhì)階段的年齡。

理論上金紅石也可以同時提供溫度和年代信息。但要解釋金紅石所給出的溫度和年代之間是否具有關(guān)聯(lián)性,則要明確金紅石中Zr的擴(kuò)散速率及U-Pb體系的封閉溫度。金紅石測年分析分別給出了126.8±6.2Ma和132.3±3.1Ma的協(xié)和年齡。相平衡模擬以及金紅石鋯溫度計計算結(jié)果表明,金紅石形成于較高的溫度條件,這是由于Zr在金紅石中具有較慢的擴(kuò)散速率,因此可以記錄形成時的溫度(Tomkinsetal.,2007)。然而,金紅石的U-Pb測年結(jié)果常常被用來解釋變質(zhì)巖的冷卻年齡,這是由于金紅石中U-Pb體系的封閉溫度通常非常低,僅僅為400～550℃(Kooijmanetal.,2010)。盡管封閉溫度也取決于金紅石本身的粒度以及冷卻速率,但該區(qū)間遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于金紅石形成的溫度,因此本文認(rèn)為金紅石U-Pb年齡是后期冷卻階段的記錄。

圖9總結(jié)了已發(fā)表的雅魯藏布變質(zhì)底板的所有年代學(xué)數(shù)據(jù),大致可以分為三組,即:原巖年齡,、進(jìn)變質(zhì)年齡以及冷卻年齡。原巖年齡大部分是由變質(zhì)底板中的鋯石U-Pb測年所確定。Zhangetal.(2019)對1個石榴輝石巖和2個角閃巖樣品進(jìn)行了鋯石年代學(xué)分析,認(rèn)為相關(guān)樣品中的鋯石沒有經(jīng)歷變質(zhì)重結(jié)晶作用,并且一些鋯石顆粒顯示出弱的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)以及較高的Th/U比,因此認(rèn)為分離出來的鋯石為原巖巖漿鋯石,并得到～125Ma的年齡。Duanetal.(2022a)對薩嘎和白朗地區(qū)所采集的基性麻粒巖中分離出來的鋯石和磷灰石進(jìn)行了U-Pb定年以及微量元素分析。所有麻粒巖樣品中的鋯石可以分為兩組,其中第一組鋯石具有振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)以及陡峭的HREE模式,并且記錄了133～127Ma的年齡,該年齡被解釋為原巖年齡。此外磷灰石的REE模式與火成巖相似,表明了巖漿起源,而不是在低級或高級變質(zhì)作用中形成的,并記錄了133～132Ma的年齡。

圖9 雅魯藏布蛇綠巖中變質(zhì)底板的年齡分布圖

雅魯藏布變質(zhì)底板進(jìn)變質(zhì)年代首先由Duanetal.(2022a)所報道,兩組鋯石中的第二組鋯石顯示出平坦的HREE趨勢,這表明相關(guān)鋯石為變質(zhì)起源。使用鋯石鈦溫度計計算,相關(guān)鋯石形成溫度小于770℃,說明鋯石可能與進(jìn)變質(zhì)過程或冷卻階段的石榴石所平衡。進(jìn)一步的石榴石-鋯石REE平衡計算顯示鋯石與石榴石核部平衡,但與幔部和邊部不平衡。因此確定了進(jìn)變質(zhì)年齡為131～119Ma。本文中榍石定年結(jié)果在不確定度內(nèi)與Duanetal.(2022a)中鋯石定年結(jié)果一致,表明變質(zhì)底板在原巖形成后不久就發(fā)生了俯沖。Guilmetteetal.(2009,2012)對雅魯藏布變質(zhì)底板中的角閃石進(jìn)行了Ar-Ar定年分析,并得到了123～129Ma的年齡,基于角閃石Ar-Ar體系較低的封閉溫度,相關(guān)年齡被解釋為冷卻年齡,與本文金紅石測年結(jié)果重疊。

最近一篇新發(fā)表的論文報道了雅魯藏布變質(zhì)底板新的石榴石Lu-Hf年齡,其結(jié)果表明變質(zhì)底板石榴石生長年齡為140～144Ma(Guilmetteetal.,2023),明顯老于其他定年結(jié)果。然而,仔細(xì)分析后就會發(fā)現(xiàn),該年齡非常可能是Lu擴(kuò)散后的重置年齡,并不具有任何實際地質(zhì)意義。由于變質(zhì)底板經(jīng)歷了非常高的變質(zhì)溫度,并高于Lu-Hf同位素體系的封閉溫度,此時Lu元素極容易發(fā)生擴(kuò)散,Guilmetteetal.(2023)中展示的Lu元素濃度圖也證明了所測試的絕大多數(shù)雅魯藏布變質(zhì)底板中的石榴石經(jīng)歷了非常嚴(yán)重擴(kuò)散,并導(dǎo)致Lu元素均一化,這會進(jìn)一步升高Lu-Hf等時線斜率,獲得一個錯誤的、不具有任何實際意義的,而且比石榴石生長時間更老的表觀年齡(Kohn,2009)。因此該140～144Ma的石榴石生長年齡的真實性有待商榷。

可以看出,即使根據(jù)不同的礦物化學(xué)特征以及測年體系,可以區(qū)分出三組年齡,但是所有年齡非常相似,集中在119～133Ma這一區(qū)間,表明從原巖形成到俯沖以及后期折返冷卻過程非常迅速,可能在幾個百萬年內(nèi)就完成,導(dǎo)致年代學(xué)結(jié)果無法在不確定度內(nèi)將不同階段有效區(qū)分。

7.3 雅魯藏布變質(zhì)底板的快速俯沖及折返

如上所述,對于非?？斓牡刭|(zhì)過程,同位素年代學(xué)分析可能無法區(qū)分不同事件,正如雅魯藏布變質(zhì)底板的情況。相比之下,對礦物的擴(kuò)散進(jìn)行模擬,可以更好的限定短暫地質(zhì)事件的持續(xù)時間(鄒屹等,2022)。例如在變質(zhì)地質(zhì)學(xué)中,石榴石Ca-Mn-Mg-Fe擴(kuò)散可以記錄持續(xù)時間為幾個百萬年的造山或者熱事件(Chakraborty,2008; Faryad and Je?ek,2019; Chu and Ague,2015; Zouetal.,2021)。因此可以使用石榴石Ca-Mn-Mg-Fe擴(kuò)散模擬獲得變質(zhì)底板俯沖以及折返的持續(xù)時間。本研究中的石榴石在峰期達(dá)到了再平衡,單靠擴(kuò)散方法很難恢復(fù)進(jìn)變質(zhì)過程的持續(xù)時間。然而可以使用熱動力學(xué)數(shù)值模擬手段,得到進(jìn)變質(zhì)以及峰期增生的時間,將相關(guān)時間疊加到石榴石擴(kuò)散模擬中,并最終使熱動力學(xué)模擬、擴(kuò)散模擬以及測量石榴石成分相耦合,即可以得到一個合理的進(jìn)變質(zhì)時間。

使用Agardetal.(2016)的方法構(gòu)建了一個俯沖起始熱動力學(xué)模型,模擬俯沖板塊為新生板塊,年齡為3Ma,這符合雅魯藏布變質(zhì)底板的年代學(xué)記錄。俯沖傾角為30°,匯聚速率為3cm/yr,其余詳細(xì)參數(shù)設(shè)置見Agardetal.(2016)。圖10給出了俯沖起始2.75Myr后進(jìn)入俯沖帶的板片在不同時間下的溫度以及深度變化趨勢?？梢钥吹?對應(yīng)的板片(粗實線)在1.8～2Myr的較短時間內(nèi)就可以俯沖到>40km的深度,并達(dá)到本研究中記錄的峰期溫度條件(圖10b)。Duanetal.(2022a)中記錄了相同深度下的更高峰期溫度,可能是由于相關(guān)樣品更早進(jìn)入俯沖帶(圖10b)。

圖10 俯沖起始的數(shù)值模擬結(jié)果(據(jù)Agard et al.,2016)

根據(jù)相平衡的模擬以及巖相學(xué)觀察結(jié)果,假定石榴石在625℃/0.9GPa開始生長,可以看到石榴石在～0.9Myr之后達(dá)到峰期條件,并在此增生(圖10b)。Agardetal.(2016)通過計算表明變質(zhì)底板的增生時間通常<0.3～0.4Myr。因此本研究將變質(zhì)底板的增生時間設(shè)定為0.2Myr,即石榴石從開始生長到最大深度(0.9Myr)并在此增生(0.2Myr)的時間為1.1Myr。

使用CZGM代碼(Faryad and Je?ek,2019)對石榴石進(jìn)行擴(kuò)散模擬,擴(kuò)散模型來自于Carlson (2006)。CZGM代碼可以結(jié)合相平衡模擬結(jié)果以及石榴石的多組分?jǐn)U散模型,用以尋找變質(zhì)過程中的最佳P-T-t軌跡。根據(jù)巖相學(xué)觀察,所測量的石榴石為薄片中較大的石榴石,因此選用了0.8(區(qū)間為0～1)的相對半徑(圖11a),構(gòu)建了進(jìn)變質(zhì)P-T軌跡,石榴石沿此軌跡生長,相關(guān)半徑以及體積增加趨勢見圖11c-d。圖11e給出了不同大小的石榴石顆粒未經(jīng)歷成分?jǐn)U散的生長剖面。將數(shù)值模擬中提取的時間疊加在構(gòu)建的P-T軌跡上,可以得到溫度(壓力)隨時間的變化趨勢,例如圖11f中溫度-時間軌跡所示。

圖11 石榴石進(jìn)變質(zhì)生長軌跡

圖12為石榴石生長以及擴(kuò)散模擬結(jié)果?？梢钥吹?隨著俯沖不斷進(jìn)行,石榴石最初的生長環(huán)帶發(fā)生嚴(yán)重的擴(kuò)散,所有四個端員組分都有變平坦的趨勢,這主要是由于進(jìn)變質(zhì)過程中不斷升高的溫度所造成。在巖石剛剛達(dá)到峰期條件時,四個端員接近平坦,經(jīng)過0.2Myr的增生作用,石榴石剖面已經(jīng)完全平坦(圖12b)。將測量的石榴石核部成分與模擬剖面進(jìn)行對比,四個端員擬合良好,因此構(gòu)建的進(jìn)變質(zhì)P-T-t軌跡相對合理(圖12c)。盡管時間尺度大于1.1Myr時,模擬剖面和測量剖面也可以擬合良好,因為成分在1.1Myr時已經(jīng)擴(kuò)散均勻,但考慮到雅魯藏布變質(zhì)底板中的許多石榴石記錄了生長或擴(kuò)散不均一環(huán)帶,且粒度小于本研究中的石榴石,進(jìn)而推斷進(jìn)變質(zhì)以及增生時間應(yīng)小于本研究所模擬的時間尺度(Duanetal.,2022a)。因此,結(jié)合相平衡,熱動力學(xué)模擬以及石榴石擴(kuò)散計算結(jié)果,我們認(rèn)為雅魯藏布變質(zhì)底板中石榴石生長以及隨后巖石增生的時間應(yīng)為1.1Myr左右。

圖12 石榴石生長以及增生時的成分?jǐn)U散趨勢(a)、石榴石初始、生長以及增生后的成分剖面(b)及最終模擬成分剖面與實測峰期剖面(c)

相平衡計算表明石榴石邊部記錄了減壓過程,并且在該減壓趨勢下,石榴石不再生長(圖5),因此石榴石邊部成分反映了減壓過程中的擴(kuò)散作用,可以用于計算折返時間以及速率。由于石榴石在峰期發(fā)生再平衡,因此將石榴石核部成分設(shè)定為初始剖面,并使用相圖中得到的M2(1.6GPa/845℃)以及M3(1GPa/860℃)階段的P-T條件作為平衡邊界條件進(jìn)行擴(kuò)散。石榴石邊部的Mn沒有增加的趨勢,說明在此過程中石榴石沒有再吸收Mn(Carlson,2006)。使用DIFFUSUP軟件(http://diffusup.org/)進(jìn)行球形模式下的擴(kuò)散模擬,為與進(jìn)變質(zhì)擴(kuò)散模擬結(jié)果相結(jié)合,同樣使用來自于Carlson (2006)的擴(kuò)散模型。

結(jié)果表明在0.6Myr的較短退變質(zhì)時間尺度下獲得的模擬剖面與實際的石榴石剖面擬合良好(圖13),說明變質(zhì)底板從最大深度發(fā)生折返的速率非?？?在對應(yīng)俯沖傾角為30°的情況下,達(dá)到了6.7cm/yr的速率。

圖13 石榴石減壓過程中的模擬成分剖面與實測成分剖面

綜合相平衡模擬、熱動力學(xué)模型以及石榴石的多組分?jǐn)U散,本研究認(rèn)為雅魯藏布變質(zhì)底板從俯沖到初步折返(既近等溫減壓過程)非?？?總持續(xù)時間僅為2.6～2.8Myr(圖10-圖13)。其中板片進(jìn)入俯沖帶并到達(dá)最大深度的時間尺度在1.8～2Myr之間(圖10)。石榴石實測剖面與模擬剖面的最佳擬合曲線表明石榴石生長并在峰期增生的時間為～1.1Myr(圖12),隨后發(fā)生了非?？斓牡葴卣鄯?持續(xù)時間為0.6Myr(圖13)。盡管石榴石沒有記錄后期冷卻信息,然而本文及先前研究中的低溫年代學(xué)記錄(400～550℃)表明后期冷卻也在極為短暫的時間尺度內(nèi)完成(圖9)。

7.4 雅魯藏布變質(zhì)底板與蛇綠巖的形成

先前研究已經(jīng)從雅魯藏布蛇綠巖中的輝綠巖、輝長巖、斜長花崗巖以及異剝鈣榴巖中獲得了大量鋯石U-Pb年代學(xué)數(shù)據(jù),這些年齡顯示雅魯藏布蛇綠巖形成于119～133Ma之間(Daietal.,2013,2021; Liuetal.,2016; Zhangetal.,2016)。盡管經(jīng)過了四十多年的研究,雅魯藏布蛇綠巖的形成環(huán)境仍頗具爭議,并大致分為兩個假說,即形成于慢速擴(kuò)張洋中脊環(huán)境(Nicolasetal.,1981; Girardeauetal.,1985; Girardeau and Mercier,1988; Agrinieretal.,1988; Liuetal.,2014,2016,2022; Zhangetal.,2016,2017,2019)以及形成于俯沖帶之上(SSZ)環(huán)境(Daietal.,2011,2013,2021; Guilmetteetal.,2008,2009,2012; Hébertetal.,2003,2012; Xiongetal.,2016)。

對雅魯藏布蛇綠巖最早的研究認(rèn)為該蛇綠巖形成于大洋中脊環(huán)境(Nicolasetal.,1981),該假說隨后得到了發(fā)展并認(rèn)為“Chapman拆離模型”(即廣泛存在于慢速-超慢速擴(kuò)張洋中脊的大型拆離斷層)可以解釋雅魯藏布蛇綠巖的形成(Liuetal.,2014,2016; Zhangetal.,2016,2019)。以下證據(jù)支持該洋中脊模型:Zhangetal.(2016)認(rèn)為,雅魯藏布蛇綠巖中的玄武巖是典型的正常洋中脊玄武巖(N-MORB),其Sr-Nd-Hf同位素不受俯沖相關(guān)流體的影響;日喀則蛇綠巖中輝長巖和地幔橄欖巖的快速剝露是由于大洋拆離斷層結(jié)構(gòu)的作用(Liuetal.,2016);洋中脊蝕變地幔橄欖巖中高硅和富水熔體的堆積形成了雅魯藏布蛇綠巖西段的普蘭輝長巖(Liuetal.,2014)。此外也有其他證據(jù)支持雅魯藏布蛇綠巖中存在洋中脊巖石。如,Duanetal.(2022b)中所有的鎂鐵質(zhì)樣品均未顯示出明顯的Nb-Ta負(fù)異常,REE也具有N-MORB特征,地球化學(xué)判別圖還表明,相關(guān)基性巖與全球大洋中脊玄武巖的地球化學(xué)特征最為相似(Duanetal.,2022b)。野外觀察表明路曲剖面發(fā)現(xiàn)了保存完好的穹隆構(gòu)造,與沿慢速擴(kuò)張洋中脊發(fā)育的大洋核雜巖類似(李源等,2016)?；谙嚓P(guān)模型,Zhangetal.(2019)認(rèn)為雅魯藏布蛇綠巖中的變質(zhì)底板原巖及伴生洋殼在120～130Ma起源于洋中脊環(huán)境,并在120Ma以后發(fā)生了俯沖(再)啟動。

在慢速擴(kuò)張洋中脊模型之后,俯沖帶之上模型被提出并開始流行。一些研究認(rèn)為,雅魯藏布鎂鐵質(zhì)巖石的REE具有輕稀土虧損的N-MORB特征,并且顯示輕微Nb-Ta負(fù)異常,表明了俯沖成分的影響,而且?guī)r石中的不相容元素豐度具有弧后盆地玄武巖的特征,因此將雅魯藏布蛇綠巖的形成歸因為洋內(nèi)弧后環(huán)境,類似于現(xiàn)代大洋中的Lau盆地(Hébertetal.,2012; Guilmetteetal.,2009,2012)。然而該模型已經(jīng)被大量證據(jù)所反對。首先變質(zhì)底板的地球化學(xué)和同位素證據(jù)表明所有的樣品都是MORB起源,而不是弧后盆地(Duanetal.,2022a; Zhangetal.,2019)。更重要的是沒有任何證據(jù)表明沿著雅魯藏布縫合帶存在一個稍老的洋內(nèi)島弧,可以形成相關(guān)的弧后盆地,相反,蛇綠巖在構(gòu)造上應(yīng)與北部的岡底斯弧相近,中間間隔了日喀則弧前盆地(吳福元等,2014)。一些研究也表明雅魯藏布蛇綠巖是日喀則弧前盆地的基底,且沉積地質(zhì)學(xué)的證據(jù)指示雅魯藏布蛇綠巖應(yīng)形成于亞洲大陸邊緣附近(Huangetal.,2015)。

另一些研究提出了弧前模型來解釋雅魯藏布蛇綠巖的形成,并得到了一些地球化學(xué)證據(jù)支持(陳根文等,2003; Daietal.,2011,2013,2021; Xiongetal.,2016)。如,Daietal.(2013)報告了雅魯藏布蛇綠巖的基性巖與Izu-Bonin-Mariana俯沖系統(tǒng)中弧前玄武巖和玻安巖之間的地球化學(xué)相似性。此外,雅魯藏布蛇綠巖中部和西部陸續(xù)發(fā)現(xiàn)玻安質(zhì)巖脈(陳根文等,2003; Malpasetal.,2003; Dubois-Ctéetal.,2005; Zhongetal.,2019)。盡管這些玻安質(zhì)巖石并不典型,但相對于雅魯藏布MORB型巖石,許多120～130Ma的基性巖顯示出SSZ的地球化學(xué)性質(zhì)。如,Daietal.(2021)區(qū)分了雅魯藏布蛇綠巖中的2次巖漿事件:早期形成了MORB型洋殼,可能受俯沖流體影響較小;晚期形成了侵入蛇綠巖并具有島弧地球化學(xué)特征的巖石脈體。兩期巖漿都形成于120～130Ma。

不難看出,MORB型和SSZ型巖石都出現(xiàn)在雅魯藏布蛇綠巖中。使用洋中脊或弧前等單一模型只能部分解釋雅魯藏布蛇綠巖中存在的現(xiàn)象。例如洋中脊模型可以解釋雅魯藏布蛇綠巖中MORB型巖石的出現(xiàn),大洋核雜巖結(jié)構(gòu)的發(fā)育,以及變質(zhì)底板原巖MORB型地球化學(xué)特征和巖漿鋯石年齡,但無法與俯沖起始的時間相耦合,并且無法解釋120～130Ma之間SSZ型巖石的形成。具體來說,年代學(xué)證據(jù)表明變質(zhì)底板的俯沖變質(zhì)作用也發(fā)生于120～130Ma之間,而不是120Ma之后(本文; Duanetal.,2022a; Guilmetteetal.,2009,2012)。并且當(dāng)俯沖起始以后,在極短的時間內(nèi),上覆地幔必定會受到俯沖板片脫水影響,如在Izu-Bonin-Mariana俯沖系統(tǒng)中,具有SSZ地球化學(xué)特征的巖漿在俯沖起始后<1Myr的時間尺度內(nèi)就可以形成(Reaganetal.,2019),雅魯藏布蛇綠巖地幔橄欖巖也被觀察到受俯沖流體的改造(Xiongetal.,2016; Liuetal.,2022)。因此當(dāng)俯沖起始發(fā)生在120～130Ma之間時,蛇綠巖中很難全部都是MORB型巖石。

如Izu-Bonin-Mariana弧系統(tǒng)所記錄的那樣,弧前模式可以很好地解釋MORB型和SSZ型巖石都出現(xiàn)在雅魯藏布蛇綠巖中的現(xiàn)象,但是很難解釋變質(zhì)底板相關(guān)的問題。例如雅魯藏布變質(zhì)底板的原巖年齡與上覆蛇綠巖年齡一致,且具有MORB型地球化學(xué)特征并與一些上覆洋殼具有很強(qiáng)的親緣性(Duanetal.,2022a; Zhangetal.,2019)。如果是弧前模式,俯沖板片的原巖應(yīng)老于上覆蛇綠巖的年齡,而不是一致,兩者地球化學(xué)特征可能也會不同。正如Keenanetal.(2016)總結(jié)的一樣,當(dāng)變質(zhì)底板原巖年齡明顯大于變質(zhì)年齡以及上覆蛇綠巖的年齡時,表明發(fā)生俯沖的板片是相對冷且老的巖石圈。如在Izu-Bonin-Mariana俯沖帶中,俯沖板片要比上覆板片老(Reaganetal.,2019)。當(dāng)變質(zhì)底板原巖年齡與變質(zhì)年齡以及上覆蛇綠巖年齡相近時,說明俯沖發(fā)生的位置位于大洋擴(kuò)張中心軸附近,可能是平行于或者垂直于洋中脊,這種情況與雅魯藏布蛇綠巖以及變質(zhì)底板的記錄一致。此外,相比于洋中脊環(huán)境,弧前環(huán)境的俯沖起始很難解釋變質(zhì)底板的高溫條件(Agardetal.,2016)。

針對這些問題,Duanetal.(2022a)提出了一個新的地質(zhì)模型來耦合所有觀察到的現(xiàn)象,該模型在本研究中得到發(fā)展。如圖14a所示,由于新特提斯先前俯沖停止并消亡(大洋俯沖I),岡底斯弧在120～140Ma出現(xiàn)了巖漿間歇期,此時洋中脊來到歐亞大陸前緣并在此擴(kuò)張(Zhangetal.,2019),導(dǎo)致～130Ma的變質(zhì)底板MORB型原巖和MORB型蛇綠巖同時形成(圖14b)。由于慢速擴(kuò)張洋中脊附近發(fā)育大量拆離斷層,可以作為薄弱帶為俯沖起始(大洋俯沖Ⅱ)提供一個理想的位置(Maffioneetal.,2015; Beaussieretal.,2019),并且洋中脊附近的俯沖起始可以為變質(zhì)底板的形成創(chuàng)造有力的高溫條件(Agardetal.,2016)。

圖14 雅魯藏布縫合帶中的年代學(xué)記錄(a,據(jù)Yang et al.,2020修改)及雅魯藏布蛇綠巖和變質(zhì)底板演化的地球動力學(xué)模型(b-e,據(jù)Duan et al.,2022a修改)

變質(zhì)底板的年代學(xué)記錄表明,在原巖形成后不久,俯沖起始事件就已經(jīng)發(fā)生。與先前消亡的俯沖相比,新的俯沖起始位置發(fā)生了躍遷,導(dǎo)致一部分MORB型蛇綠巖未被俯沖從而得以保存(圖14c-e)。發(fā)生俯沖的變質(zhì)底板很快就會達(dá)到峰期條件,這也與本研究中的年代學(xué)、熱動力學(xué)模型以及擴(kuò)散模擬結(jié)果(<2Myr)一致。變質(zhì)底板俯沖脫水觸發(fā)了地幔楔部分熔融,并被雅魯藏布蛇綠巖中的地幔橄欖巖所記錄(Xiongetal.,2016; Liuetal.,2022),隨后產(chǎn)生了120～130Ma且具有SSZ特征的巖漿(Daietal.,2021)。需要注意的是,盡管雅魯藏布蛇綠巖中沒有十分典型的玻安巖發(fā)現(xiàn),但玻安巖不一定是俯沖起始的必要產(chǎn)物(Yuetal.,2020)。本研究計算結(jié)果表明,變質(zhì)底板在峰期經(jīng)歷了較短時間的增生隨后發(fā)生快速折返。根據(jù)野外地質(zhì)特征,雅魯藏布變質(zhì)底板大多以透鏡體形式包裹在蛇紋巖中,折返方式應(yīng)不是van Hinsbergenetal.(2015)提出的焊接折返模式,而是由于與地幔楔粘度相似從而導(dǎo)致單個塊體從俯沖板片剝離并隨后折返(Agardetal.,2016)。焊接模式應(yīng)該具有一系列變質(zhì)程度不等的變質(zhì)巖一同被折返,而不是以單個包裹體形式折返。

總之,Duanetal.(2022a)和本研究提出的地質(zhì)模型強(qiáng)調(diào)了俯沖起始前已經(jīng)形成的MORB的不同發(fā)展,其中一些玄武巖參與了深俯沖循環(huán)、SSZ熔體及巖石的形成。這些SSZ型巖石與未俯沖的MORB一起形成了實際的雅魯藏布蛇綠巖。在一定意義上,該模型可以耦合雅魯藏布蛇綠巖中的所有觀察結(jié)果,包括將變質(zhì)底板與上覆蛇綠巖相聯(lián)系,并對解決雅魯藏布蛇綠巖成因提供一些見解。

8 結(jié)論

本文對藏南雅魯藏布蛇綠巖中的變質(zhì)底板(基性麻粒巖)進(jìn)行了詳細(xì)的巖石學(xué)、相平衡-熱動力學(xué)模擬以及榍石-金紅石年代學(xué)研究,主要得出以下幾點認(rèn)識:

(1)雅魯藏布變質(zhì)底板記錄了一條順時針變質(zhì)P-T軌跡,巖石峰期和峰后階段為高溫到超高溫條件,表明變質(zhì)底板經(jīng)歷了較高地?zé)崽荻鹊母_和折返作用。

(2)地質(zhì)年代學(xué)結(jié)果表明榍石記錄了變質(zhì)底板132.4～133.9Ma的進(jìn)變質(zhì)年齡,金紅石則記錄了126.8～132.3Ma的冷卻年齡,結(jié)合先前報道的年代學(xué)數(shù)據(jù),認(rèn)為變質(zhì)底板從原巖形成到俯沖以及后期折返冷卻過程非常迅速,可能在幾個百萬年內(nèi)就完成。

(3)相平衡模擬、熱動力學(xué)模型以及石榴石的多組分?jǐn)U散的進(jìn)一步限定結(jié)果表明雅魯藏布變質(zhì)底板從俯沖到初步折返的持續(xù)時間非常短暫,僅為2.6～2.8Myr。

(4)提出了新的地質(zhì)模型來解釋雅魯藏布蛇綠巖的形成,該模型強(qiáng)調(diào)雅魯藏布蛇綠巖可能不是形成于單一的洋中脊環(huán)境或俯沖帶相關(guān)環(huán)境,一些先前形成的洋中脊巖石在俯沖起始以后參與了深俯沖循環(huán)并很快導(dǎo)致俯沖相關(guān)的巖石形成,這些俯沖相關(guān)巖石與那些未俯沖的洋中脊巖石一起形成了現(xiàn)今的雅魯藏布蛇綠巖。

致謝作者就石榴石擴(kuò)散相關(guān)問題與Sumit Chakraborty 教授、Shah Wali Faryad 教授、毛亞晶副研究員以及陳俊行博士進(jìn)行了有益討論;熱動力學(xué)模擬相關(guān)問題得到了Philippe Agard 教授的詳細(xì)解答;兩位審稿人的意見讓本文有了很大提升;在此一并表示感謝。