樊銀龍 張立飛** 李忠海 焦淑娟 王楊 鄒雷

Harley (1998)將超高溫變質(zhì)作用定義為地殼巖石在極高溫度條件下的麻粒巖相變質(zhì)作用,其峰期變質(zhì)溫度在900～1100℃之間,壓力介于0.7～1.3GPa之間。超高溫變質(zhì)作用的識(shí)別主要基于一系列的超高溫特征礦物組合,原巖為富Al的泥質(zhì)巖變質(zhì)形成的假藍(lán)寶石+石英是最早被發(fā)現(xiàn)并且被認(rèn)為是最典型的超高溫礦物組合(Dallwitz, 1968)。Brown (2007)從地溫梯度的角度進(jìn)一步限定了超高溫變質(zhì)作用的溫壓范圍,認(rèn)為超高溫變質(zhì)作用通常發(fā)生在大于20℃/km的高地溫梯度條件下,位于夕線石穩(wěn)定域內(nèi)。因此,超高溫變質(zhì)作用被限定在溫度大于900℃和藍(lán)晶石-夕線石轉(zhuǎn)變線以下的區(qū)域。然而,正常的地殼很難達(dá)到如此極端高的溫度,目前關(guān)于超高溫變質(zhì)作用的熱源及其形成的構(gòu)造背景還存在著巨大爭(zhēng)議,解決這一問題對(duì)于理解大陸地殼內(nèi)部分異過程、殼幔相互作用和地球動(dòng)力學(xué)機(jī)制有著重要的科學(xué)意義 (張立飛,2007; Kelsey and Hand, 2015; Brown and Johnson, 2018; Zheng and Chen, 2021; Jiaoetal., 2023)。

Jiaoetal.(2023)系統(tǒng)地梳理了全球110余個(gè)超高溫變質(zhì)巖的變質(zhì)P-T-t軌跡特征,通過地質(zhì)數(shù)據(jù)與地球物理資料、數(shù)值模擬結(jié)果的對(duì)比,總結(jié)出超高溫變質(zhì)作用可以形成于多種構(gòu)造環(huán)境。值得注意的是,超高溫變質(zhì)巖可出露在不同地質(zhì)歷史時(shí)期的大陸中,其中大部分超高溫變質(zhì)地體出露于碰撞造山帶中并且與地質(zhì)歷史時(shí)期超大陸的匯聚密切相關(guān)(Harley, 2016; Jiaoetal., 2023)。目前對(duì)于碰撞造山帶中超高溫變質(zhì)作用的熱源仍存在爭(zhēng)議,一種觀點(diǎn)認(rèn)為超高溫變質(zhì)作用形成于大陸碰撞擠壓過程中,且其熱源以加厚地殼內(nèi)部的放射性生熱為主(Jamiesonetal., 2007; Clarketal., 2011; Harley, 2016);而另一種觀點(diǎn)則認(rèn)為超高溫變質(zhì)作用發(fā)生在大陸碰撞之后的伸展階段,即主要熱源為巖石圈地幔發(fā)生減薄(重力拆沉或者熱侵蝕)導(dǎo)致出現(xiàn)異常高的地幔熱流(鄭永飛等,2022)。然而,變質(zhì)巖石學(xué)研究得到的超高溫變質(zhì)軌跡大多反映了巖石從超高溫峰期條件退變質(zhì)過程中的P-T-t演化,由于大部分巖石學(xué)樣品受到超高溫變質(zhì)作用疊加,其進(jìn)變質(zhì)階段的P-T軌跡不易保留,因此對(duì)于其形成的構(gòu)造背景不易限定。相比之下,正演的數(shù)值模擬方法可以得到從進(jìn)變質(zhì)到退變質(zhì)過程中完整的P-T-t軌跡。通過模擬的結(jié)果與自然觀測(cè)的對(duì)比,可為我們提供更為豐富的造山帶演化的信息。

大陸碰撞造山帶作為大陸板塊運(yùn)動(dòng)的最終產(chǎn)物,能夠記錄從大陸俯沖到大陸碰撞以及碰撞后的熱演化過程(鄭永飛等, 2015; Zheng and Zhao, 2020)。就兩個(gè)大陸板塊之間的匯聚來說,由于大陸地殼不僅厚度較大而且流變學(xué)強(qiáng)度較低,因此一個(gè)大陸板塊與另一個(gè)大陸板塊之間的匯聚首先是兩個(gè)大陸之間在地殼深度的碰撞加厚,然后是一個(gè)大陸巖石圈俯沖到另一個(gè)大陸巖石圈之下(鄭永飛等, 2022)。前人研究大多強(qiáng)調(diào)大陸板塊的流變強(qiáng)度以及熱狀態(tài)的差異會(huì)導(dǎo)致碰撞造山帶的構(gòu)造變形和變質(zhì)具有明顯的不同(李忠海, 2014; Zheng and Chen, 2017; Zheng and Zhao, 2020)。然而,很少有數(shù)值模擬研究關(guān)注到大陸巖石圈地幔的地球化學(xué)屬性對(duì)碰撞造山帶形成的影響。根據(jù)板塊構(gòu)造理論,地球的外殼是由一系列大小不一的剛性板塊構(gòu)成,這些剛性板塊又可以分為大洋板塊和大陸板塊。形成于太古宙和古元古代的大陸板塊被定義為克拉通(Pearsonetal., 2021; Zhuetal., 2021)。與顯生宙大陸和大洋巖石圈地幔相比,古老的克拉通巖石圈地幔有許多不同之處,如高度難熔、厚度巨大、密度較小且地溫梯度低。傳統(tǒng)理論認(rèn)為古老的克拉通巖石圈地幔是地球演化的早期階段經(jīng)過殼幔分異事件之后形成的,即由原始地幔(二輝橄欖巖)經(jīng)過高程度部分熔融,大量玄武質(zhì)熔體被抽取之后殘余的難熔組分(方輝橄欖巖)組成,因此古老的克拉通巖石圈地幔具有明顯的富Mg、貧Fe且厚度巨大的特征(Pearsonetal., 1995)。玄武質(zhì)熔體被大量抽取之后,古老的克拉通巖石圈地幔的密度顯著小于軟流圈密度,因此產(chǎn)生了巖石圈地幔密度虧損(Δρ=ρ軟流圈地幔-ρ巖石圈地幔),大陸巖石圈地幔的密度虧損程度可以在10～100kg/m3之間變化(Zhuetal., 2021)。但是近年來的研究表明,古老的克拉通并非是一成不變的,其巖石圈地幔的密度結(jié)構(gòu)和熱流變性質(zhì)會(huì)由于外部物質(zhì)與能量的改造和破壞而發(fā)生改變(Zhuetal., 2021)。超大陸的裂解與聚合通常伴隨著板塊俯沖、大火成巖省噴發(fā)等重大構(gòu)造熱事件 (Zhaoetal., 2002)。這些構(gòu)造熱事件可能會(huì)導(dǎo)致虧損的克拉通巖石圈地幔重新發(fā)生富集,例如華北克拉通破壞引起的巖石圈密度結(jié)構(gòu)和熱狀態(tài)改變(朱日祥等, 2011)。因此,現(xiàn)今板塊構(gòu)造體制下的大陸板塊的密度結(jié)構(gòu)和虧損程度可能會(huì)受不同的構(gòu)造機(jī)制影響而呈現(xiàn)不同的模式(圖1)。Griffinetal.(2009)收集的全球地幔捕虜體的地球化學(xué)數(shù)據(jù)的表明:大陸巖石圈地幔的平均成分與其構(gòu)造熱年齡相關(guān),形成時(shí)間越老其虧損程度越高,其密度也相對(duì)較小,厚度越大(表1),顯生宙大陸巖石圈地幔性質(zhì)與大洋巖石圈相似。

表1 不同時(shí)代大陸板塊物理化學(xué)性質(zhì)參數(shù)

圖1 由不同機(jī)制形成的現(xiàn)今大陸巖石圈地幔年齡與虧損結(jié)構(gòu)(據(jù)Wang et al., 2022b修改)

因此,本文在充分考慮了大陸巖石圈地幔的密度結(jié)構(gòu)不均一性的情況下,利用熱-動(dòng)力學(xué)模擬的方法分析了大陸地殼放射性生熱率、大陸巖石圈地幔密度、大陸匯聚速率等因素對(duì)大陸碰撞造山帶中超高溫變質(zhì)熱源的影響。并在模擬結(jié)果的基礎(chǔ)上,通過與地質(zhì)和地球物理觀測(cè)的對(duì)比,對(duì)現(xiàn)今板塊構(gòu)造體制下大陸碰撞造山帶熱結(jié)構(gòu)的主要類型、超高溫變質(zhì)作用有利發(fā)育條件以及碰撞造山帶動(dòng)力學(xué)演化過程進(jìn)行了深入探討。

1 數(shù)值模擬方法

本研究的動(dòng)力學(xué)模擬使用了“I2VIS”程序,主要運(yùn)用有限差分法和活動(dòng)粒子法對(duì)三組控制方程進(jìn)行求解,包括斯托克斯流體動(dòng)力學(xué)方程、物質(zhì)守恒方程以及能量守恒方程,詳細(xì)算法見Gerya and Yuen (2003, 2007)。

1.1 控制方程

1.1.1 斯托克斯流體動(dòng)力學(xué)方程

(1)

1.1.2 不可壓縮流體物質(zhì)守恒方程

(2)

其中,vi表示速度矢量的分量。

1.1.3 能量守恒方程

(3)

其中,DT/Dt表示溫度對(duì)時(shí)間的物質(zhì)導(dǎo)數(shù);Cp是等壓熱容;qi代表了水平方向和垂直方向的熱流值。H代表了各種熱源之和(例如放射性生熱Hr、剪切生熱Hs、絕熱變壓生熱Ha和熔融潛熱HL)。

1.2 流變模型

偏應(yīng)力張量和應(yīng)變率張量采用粘塑性本構(gòu)方程,對(duì)于不可壓縮的粘性變形可表示為:

(4)

本研究采用了粘-塑性流變律,通過韌性流變和莫爾-庫(kù)倫屈服準(zhǔn)則相結(jié)合來描述流變。 韌性流變的粘滯系數(shù)是一個(gè)與溫度、壓力、物質(zhì)成分、應(yīng)變率和熔融程度相關(guān),可表示為:

(5)

塑性流變采用了Mohr-Coulomb屈服準(zhǔn)則,可表示為:

(6)

式中,σyield表示屈服應(yīng)力;C0表示巖石的內(nèi)聚強(qiáng)度;φeff表示巖石的有效內(nèi)摩擦系數(shù),與巖石的內(nèi)摩擦角和孔隙流體系數(shù)有關(guān)。

最終的粘-塑性流變關(guān)系的最終粘滯系數(shù)可以定義為韌性和塑性粘滯系數(shù)中的最小者:

ηcreeep=min(ηductile,ηplastic)

(7)

1.3 部分熔融設(shè)置

在巖石部分熔融過程中,我們利用實(shí)驗(yàn)獲得的濕固相線和干液相線來解釋各種巖石的部分熔融現(xiàn)象,并假設(shè)熔融的體積分?jǐn)?shù)M隨著溫度的升高線性增加,其函數(shù)關(guān)系如下:

(8)

在該式中,Tsolidus和Tliquidus分別表示特定巖性的濕固相線和干液相線的溫度-壓力曲線。

熔融巖石的有效粘度通過以下方程得到(Bittner and Schmeling,1995):

(9)

式中:η0是一個(gè)依賴于巖石成分的經(jīng)驗(yàn)參數(shù):對(duì)于部分熔融鎂鐵質(zhì)巖石,η0=1013Pa·s;對(duì)于部分熔融的長(zhǎng)英質(zhì)巖石,η0=5×1014Pa·s。

1.4 地形演化

在該模型中,地形演化利用模型頂部8～10km厚的低粘度層作為自由表面進(jìn)行動(dòng)態(tài)計(jì)算,其成分要么是“空氣”,要么是“水”。該層與海洋/大陸地殼頂部的界面被視為一個(gè)內(nèi)部侵蝕/沉積表面,在模型計(jì)算中根據(jù)時(shí)間步長(zhǎng)求解輸運(yùn)方程,這個(gè)方程可以被表示為:

(10)

式中,yes是侵蝕面的垂直位置,它是水平距離x的函數(shù);vs和ve分別是地表的沉積速率和侵蝕速率。并可以表示為:

vs=0mm/yr,ve=ve0, when:yes<6km

vs=vs0,ve=0mm/yr, when:yes>10km

式中,ve0和vs0分別為施加在侵蝕面的大尺度侵蝕速率和沉積速率。

2 邊界條件與初始模型設(shè)計(jì)

該模型尺度為4000km×670km,由699×134個(gè)矩形網(wǎng)格組成,這些網(wǎng)格是非均勻的,分辨率從研究的俯沖碰撞區(qū)域的2km×2km向遠(yuǎn)離俯沖區(qū)域變?yōu)?0km×30km。在模型中一共有約七百萬個(gè)有效的Lagrangian示蹤點(diǎn),這些示蹤點(diǎn)用來傳輸物質(zhì)的熱力學(xué)性質(zhì)。除過底部邊界外,該模型的所有的邊界都是自由滑動(dòng)邊界,在該模型中的底部邊界設(shè)置了類似無限的質(zhì)量守恒邊界(Lietal., 2016)。模型的頂部邊界被設(shè)計(jì)為代表空氣和水的內(nèi)部自由邊界,厚度為10～12km,粘度為1018Pa·s,有利于模型頂部形成有效的滑動(dòng)表面。

初始模型設(shè)計(jì)如圖2所示,模型由三個(gè)部分組成:(1)俯沖的大陸板塊;(2)大洋板塊;(3)固定的大陸板塊。大陸板塊由35km厚的大陸地殼(包括20km厚的長(zhǎng)英質(zhì)上地殼和15km厚的鎂鐵質(zhì)下地殼)和115km厚的巖石圈地幔組成。大洋板塊由8km厚的大洋地殼和92km厚的巖石圈地幔組成。在該模型中考慮了鎂鐵質(zhì)巖石的榴輝巖化,對(duì)于大陸下地殼和大洋地殼,當(dāng)其進(jìn)入榴輝巖化相變的P-T區(qū)域內(nèi),其密度增加了300kg/m3。在初始模型設(shè)置中,軟流圈密度保持3370kg/m3,但是大陸巖石圈的參考密度也會(huì)隨著其虧損程度的增大而減小0～70kg/m3(Zhuetal., 2021)。所有的巖石圈地幔都采用了干橄欖巖流變律。在初始設(shè)置中,在大洋板塊和上覆大陸板塊之間設(shè)計(jì)了一個(gè)流變薄弱帶,代表先存的大洋俯沖隧道,該薄弱帶具有濕橄欖巖的流變學(xué)特征,模型中具體的流變參數(shù)見表2。關(guān)于模型的初始熱邊界條件,大洋板塊從頂部邊界為固定的0℃到底部邊界溫度為1350℃線性變化(Turcotte and Schubert, 2002)。大陸板塊初始熱結(jié)構(gòu)為:頂部邊界為0℃,對(duì)于不同的模型,Moho面溫度隨大陸地殼的放射性生熱率在400～700℃之間變化(Jaupartetal., 2016),大陸巖石圈底部150km處溫度為1350℃。模型的兩側(cè)邊界為零熱流,底部邊界垂直方向上溫度梯度為零,軟流圈地幔中的地溫梯度為0.5℃/km。俯沖的大陸板塊由固定位置的恒定向右的速度(1～3cm/yr)來推動(dòng),各個(gè)模型具體物質(zhì)參數(shù)見表3。

表2 模型采用的粘滯性流變參數(shù)

表3 模型中的主要物質(zhì)參數(shù)

圖2 初始模型設(shè)置

3 數(shù)值模擬結(jié)果

以大陸巖石圈地幔密度虧損程度、大陸地殼放射性生熱率以及大陸匯聚速率為考察參數(shù),共設(shè)計(jì)建立了52個(gè)模型。根據(jù)所有模型結(jié)果中形成超高溫變質(zhì)作用的主要熱源及俯沖大陸巖石圈的俯沖模式,可將其分為兩類:“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用和“淺俯沖-折返” 型超高溫變質(zhì)作用。下文將對(duì)這兩類碰撞造山帶的演化過程進(jìn)行詳細(xì)闡述。

3.1 端元模型結(jié)果

3.1.1 “深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用

由于大陸匯聚速率通常比大洋俯沖速率慢,因此當(dāng)大陸匯聚速率為1cm/yr,并且大陸巖石圈密度虧損(Δρ=ρ軟流圈地幔-ρ巖石圈地幔)為10kg/m3時(shí),形成“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用。 該模型的演化結(jié)果如圖3所示。由于大陸地殼在俯沖過程中不同部分加熱程度是不同的,因此在該模型中我們選取溫度最高的大陸地殼示蹤點(diǎn)來反映該造山帶是否能達(dá)到超高溫變質(zhì)條件。在大陸匯聚過程中,大陸巖石圈首先發(fā)生高角度的陡俯沖,并將大量的地殼物質(zhì)帶入俯沖通道,大陸發(fā)生初始碰撞(圖3a1)。大陸地殼示蹤點(diǎn)的P-T軌跡表明,大陸地殼首先發(fā)生了典型的超高壓榴輝巖相變質(zhì)作用,其溫壓條件為650～800℃、3GPa左右(圖3a3)。在匯聚速率較低的條件下,隨著大陸巖石圈自身負(fù)浮力的增大,大陸巖石圈地幔發(fā)生顯著回撤,俯沖通道不斷擴(kuò)大。與此同時(shí),俯沖的大陸地殼受到軟流圈地幔的劇烈加熱而發(fā)生部分熔融,隨后折返并底墊于未發(fā)生俯沖的大陸地殼底部(圖3c1),最終形成“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用。模型的粘度場(chǎng)顯示大陸巖石圈后撤過程中,上覆的大陸巖石圈在模型演化過程中未發(fā)生明顯的變形,部分熔融僅導(dǎo)致俯沖的大陸地殼粘度降低(圖3c2)。

圖3 “深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用演化結(jié)果該模型主要參數(shù)包括: 匯聚速率為1cm/yr,大陸地殼的放射性生熱為1μW/m3,大陸巖石圈地幔參考密度為3360kg/m3,軟流圈參考密度為3370kg/m3; 物質(zhì)場(chǎng)圖中白色線條為起始于100℃且間距為400℃的等溫線. 示蹤點(diǎn)P-T軌跡圖中的顏色與物質(zhì)場(chǎng)圖中的示蹤點(diǎn)相對(duì)應(yīng). 圖中的時(shí)間(Myr)表示自數(shù)值模型開始運(yùn)行的時(shí)間

3.1.2 “淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用

在該類模型中,大陸板塊呈平板俯沖模式,該模型的初始設(shè)置為:大陸地殼放射性生熱率為3μW/m3,并且大陸巖石圈密度虧損(Δρ=ρ軟流圈地幔-ρ巖石圈地幔)為50kg/m3。 “淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的動(dòng)力學(xué)模型演化如圖4所示。在大洋板塊的拖拽之下,大陸板塊首先發(fā)生高角度的陡俯沖(圖4a1)。在大洋板塊斷離之后,大陸板塊沿著低角度俯沖隧道進(jìn)行平俯沖,同時(shí)在加厚的造山楔內(nèi)部形成一系列前陸逆沖斷層,加厚的地殼隨后經(jīng)歷了高壓麻粒巖相變質(zhì)作用,高壓麻粒巖相峰期溫度在600～800℃之間,峰期壓力約為2.0GPa(圖4b3)。數(shù)值模型在運(yùn)行52Myr之后,大部分的地殼由于發(fā)生部分熔融導(dǎo)致流變強(qiáng)度和密度降低而開始向上折返,并在造山帶的核部形成了“穹隆”構(gòu)造(圖4c1),等溫線不斷向造山帶的穹隆內(nèi)部移動(dòng),導(dǎo)致造山帶的核部經(jīng)歷了溫度大于900℃的“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用(圖4c3)。隨著俯沖地殼的部分熔融程度增加,在加厚地殼內(nèi)部形成流變強(qiáng)度較低的“隧道流”,其溫度大于900℃,最終受地表剝蝕作用而折返到地表。此外,隨著俯沖地殼的持續(xù)加厚,上覆大陸端部也在擠壓應(yīng)力下發(fā)生向上的撓曲變形。該變形端部阻止部分熔融的隧道流向大陸內(nèi)部遷移(圖4c2)。

圖4 “淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用模型演化結(jié)果該模型主要參數(shù)包括: 匯聚速率3cm/yr,大陸地殼的放射性生熱為3μW/m3,大陸巖石圈地幔參考密度為3320kg/m3,軟流圈參考密度為3370kg/m3. 物質(zhì)場(chǎng)圖中白色線條為起始于100℃且間距為400℃的等溫線; 示蹤點(diǎn)P-T軌跡圖中的顏色與物質(zhì)場(chǎng)圖中的示蹤點(diǎn)相對(duì)應(yīng). 圖中的時(shí)間(Myr)表示自數(shù)值模型開始運(yùn)行的時(shí)間

3.2 大陸巖石圈密度結(jié)構(gòu)的影響

大陸板塊的浮力是由相對(duì)于軟流圈地幔密度虧損的巖石圈地幔和密度較低的長(zhǎng)英質(zhì)地殼共同導(dǎo)致的(Zhuetal., 2021)。在大陸俯沖過程中,大部分長(zhǎng)英質(zhì)地殼由于相對(duì)于軟流圈地幔密度較低和較低的流變強(qiáng)度而堆積在造山楔中,因此大陸巖石圈的密度可以顯著的影響大陸碰撞造山的動(dòng)力學(xué)過程。大部分大陸巖石圈地幔都因受到強(qiáng)烈的熔融抽取而發(fā)生不同程度的虧損(Griffinetal., 2009; Pearsonetal., 2021; Zhuetal., 2021)?？紤]到大陸巖石圈因?yàn)槿垠w抽取而導(dǎo)致的密度降低,我們?cè)谀Ｐ蛯?shí)驗(yàn)中設(shè)計(jì)了三種不同程度的單層大陸巖石圈密度虧損(10kg/m3、30kg/m3、50kg/m3)。模型結(jié)果顯示(圖5),隨著大陸巖石圈密度虧損(Δρ=ρ軟流圈地幔-ρ巖石圈地幔)程度的增加,俯沖的巖石圈板塊與上覆巖石圈的耦合程度加深,受軟流圈地幔上涌加熱的影響減小。造成這種趨勢(shì)的原因是:在大陸匯聚速率較低的情況下,隨著俯沖的進(jìn)行,大陸巖石圈地幔的虧損程度不足以抵消由于俯沖而導(dǎo)致的密度增加。大陸板塊發(fā)生后撤而導(dǎo)致溫度較高的舌型軟流圈地幔與造山楔長(zhǎng)英質(zhì)地殼直接接觸(圖5b1),形成了寬度為200km的碰撞造山帶,由于軟流圈上涌導(dǎo)致較高的地幔熱流值,最終導(dǎo)致“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用。而當(dāng)大陸巖石圈地幔密度虧損程度大于30kg/m3時(shí),巖石圈地幔的化學(xué)組分虧損導(dǎo)致的正浮力較大,不能發(fā)生回卷后撤,因此溫度較高的舌型軟流圈地幔無法與造山楔直接接觸,造山楔只能經(jīng)歷峰期溫度為700～800℃的高溫麻粒巖相變質(zhì)作用(圖5c1)。

圖5 數(shù)值模型在不同大陸巖石圈密度虧損(Δρ=ρ軟流圈地幔-ρ巖石圈地幔)程度下的演化結(jié)果

按照傳統(tǒng)認(rèn)識(shí),早期地球較高的地幔溫度導(dǎo)致地幔具有較高的熔融程度,因此形成了巨厚的單層克拉通巖石圈地幔(Pearsonetal., 2021)。但是大洋板塊俯沖、地幔柱的熱侵蝕都可能導(dǎo)致克拉通巖石圈地幔底部的物質(zhì)組成發(fā)生變化(Liuetal., 2021; Zhuetal., 2021)。近年來,大量的地震學(xué)證據(jù)表明:克拉通巖石圈地幔具有垂向分層結(jié)構(gòu),尤其在90～120km處存在一個(gè)明顯的低速帶(MLD)(Yuan and Romanowicz, 2010; Chen, 2017),但其對(duì)克拉通穩(wěn)定性的作用存在較大爭(zhēng)議(Fu and Li, 2024)。地球動(dòng)力學(xué)研究進(jìn)一步指出,該低速帶很可能代表一個(gè)低粘度層和垂向密度分界面,即在MLD之下,大陸巖石圈的巖性以富石榴石的橄欖巖為主,其密度往往高于周圍軟流圈地幔(高出近1.2%)。這種高密度的大陸巖石圈地幔通常更容易導(dǎo)致大規(guī)模拆沉的發(fā)生(Wangetal., 2023)。為了測(cè)試大陸巖石圈地幔這種雙層密度結(jié)構(gòu)對(duì)俯沖大陸板塊的影響,我們對(duì)比了不同密度結(jié)構(gòu)的數(shù)值模型,其結(jié)果表明:大陸巖石圈底部的高密度層對(duì)碰撞造山帶的熱結(jié)構(gòu)影響很小,而對(duì)造山帶幾何結(jié)構(gòu)影響較大。相比于單層密度結(jié)構(gòu)的大陸巖石圈,大陸巖石圈底部的高密度層會(huì)導(dǎo)致俯沖大陸巖石圈地幔的負(fù)浮力增大,從而導(dǎo)致大陸板塊發(fā)生平板俯沖的距離縮短,并不會(huì)導(dǎo)致俯沖板塊整體角度的變化(圖6)。值得注意的是,在大陸巖石圈雙層密度結(jié)構(gòu)下,大洋板塊更難發(fā)生斷離,并且俯沖的富集巖石圈地幔通常會(huì)發(fā)生滴落(dripping)。

圖6 數(shù)值模型在不同大陸巖石圈密度結(jié)構(gòu)下的演化結(jié)果

3.3 大陸地殼性質(zhì)的影響

地球內(nèi)部的熱主要由3種產(chǎn)熱元素的4種天然同位素(40K、232Th、235U、238U)的放射性衰變熱提供(Bea, 2012)。 這3種生熱元素在地幔巖石的部分熔融過程中高度不相容,因此,在巖石圈演化過程中逐漸富集到大陸地殼中,Rudnick and Gao (2003)的研究表明現(xiàn)今平均大陸上地殼的放射性生熱率為2μW/m3,下地殼的平均產(chǎn)熱率約為0.5μW/m3。然而,大陸地殼的放射性生熱率隨著大陸地殼經(jīng)歷的變質(zhì)作用和巖漿作用而變化,其典型的放射性生熱率在0.1～10μW/m3之間(Vilàetal., 2010)。在穩(wěn)態(tài)條件下,大陸地殼地表熱流值Q0可以表示為:Q0=QM+ΔQR(Jaupartetal., 2016),QM代表了在莫霍面處的地幔熱流值,ΔQR=A·H代表了厚度為H、生熱率為A的地殼中放射性衰變產(chǎn)生的熱流值。因此地殼莫霍面溫度可以表示為:

(11)

通過計(jì)算可以得到:地殼莫霍面的溫度可以隨著地殼放射性生熱率A不同在400～700℃之間變化。

因此我們通過改變地殼的放射性生熱率來研究其對(duì)超高溫變質(zhì)作用的影響。具有較低放射性生熱率(1μW/m3)的大陸碰撞造山帶熱結(jié)構(gòu)如圖7所示,在持續(xù)的匯聚作用下,由于具有較低的莫霍面溫度,因此地殼的流變強(qiáng)度較高,大陸地殼具有冷的造山楔。當(dāng)大陸地殼放射性生熱率為2μW/m3時(shí),大陸地殼的流變強(qiáng)度降低,大陸上地殼物質(zhì)幾乎全部被剝離并堆積于造山楔內(nèi)部。但由于沒有軟流圈地幔的加熱,造山楔僅靠正常的放射性生熱率僅能達(dá)到高溫麻粒巖相變質(zhì)作用。當(dāng)大陸地殼放射性生熱率增加到4μW/m3時(shí),以放射性生熱為主的熱源可以使造山帶升溫到超高溫變質(zhì)作用條件。通過對(duì)所有模型結(jié)果的系統(tǒng)對(duì)比發(fā)現(xiàn),當(dāng)大陸發(fā)生平板俯沖,且沒有受到軟流圈地幔上涌導(dǎo)致的異常高熱流加熱的情況下,較高的大陸地殼放射性生熱率(>3μW/m3)是“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)發(fā)生的前提條件。

圖7 數(shù)值模型在不同大陸上地殼放射性生熱率條件下的演化結(jié)果

大陸地殼放射性生熱不僅跟生熱率有關(guān),還與大陸上地殼的厚度緊密相關(guān)。圖8顯示了在大陸上地殼放射性生熱率為1μW/m3的條件下,不同大陸上地殼厚度對(duì)“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的影響。數(shù)值模型結(jié)果顯示:大陸平板俯沖更有利于地殼增厚,形成更厚的山根,在一定程度上可能會(huì)抵消地殼生熱率不足帶來的影響。例如,當(dāng)大陸上地殼放射性生熱率為1μW/m3時(shí),相比于初始上地殼厚度為15km,初始上地殼厚度為25km造山帶的峰期溫度明顯升高,但仍沒有達(dá)到超高溫變質(zhì)條件。此外,因?yàn)楦竦某跏忌系貧ず穸葘?dǎo)致造山帶溫度升高的同時(shí)也會(huì)引起加厚地殼的流變強(qiáng)度降低,最終導(dǎo)致造山帶寬度的增加。 因此,較高的初始大陸上地殼厚度也是“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)形成的有利條件。

圖8 數(shù)值模型在不同大陸初始地殼厚度下的演化結(jié)果

3.4 大陸匯聚速率的影響

大陸持續(xù)俯沖是在多重驅(qū)動(dòng)力的作用下(俯沖板塊的拉力、洋中脊推力、地幔流牽引力)共同維持的,其中任何一個(gè)作用力的減少或消失都可能導(dǎo)致總的驅(qū)動(dòng)力無法平衡俯沖過程產(chǎn)生的阻力而停止俯沖(李忠海等,2023)。此外,經(jīng)典的觀點(diǎn)認(rèn)為大陸碰撞造山帶的超高溫變質(zhì)作用是在大陸碰撞停止后巖石圈減薄的伸展階段形成(鄭永飛等,2022)。為了驗(yàn)證碰撞造山帶伸展階段能否產(chǎn)生超高溫變質(zhì)作用,我們對(duì)不同密度結(jié)構(gòu)的大陸巖石圈俯沖進(jìn)行了測(cè)試。如圖9所示,對(duì)于巖石圈地幔密度虧損程度較低(10kg/m3)的大陸而言,當(dāng)施加在大陸巖石圈上的驅(qū)動(dòng)力消失后,俯沖的大陸巖石圈可以依靠自身的密度差產(chǎn)生的負(fù)浮力而持續(xù)俯沖,并且伴隨著大陸巖石圈減薄和軟流圈上涌,可導(dǎo)致超高溫變質(zhì)作用的發(fā)生。然而,對(duì)于巖石圈地幔密度虧損程度較高(70kg/m3)的大陸而言,大陸碰撞造山帶則具有不同的命運(yùn)。當(dāng)施加在大陸巖石圈上的驅(qū)動(dòng)力消失后,俯沖的大陸巖石圈并不會(huì)繼續(xù)俯沖,而是依靠自身巖石圈地幔密度虧損產(chǎn)生的正浮力而快速折返,形成較厚的大陸巖石圈。此時(shí)巖石圈地幔無法減薄并且軟流圈地幔無法上涌,因此無法形成超高溫變質(zhì)作用,最終碰撞造山帶以巖石圈演化至穩(wěn)態(tài)而結(jié)束(圖10)。由此可見,大陸巖石圈地幔的密度虧損也會(huì)對(duì)碰撞造山帶伸展階段的熱結(jié)構(gòu)和動(dòng)力學(xué)演化產(chǎn)生重要影響。

圖9 巖石圈地幔密度虧損10kg/m3的大陸匯聚終止的模型演化

圖10 巖石圈地幔密度虧損70kg/m3的大陸匯聚終止的模型演化

4 討論

4.1 不同超高溫變質(zhì)作用的時(shí)間特征及主控因素

圖11顯示了碰撞造山帶背景下超高溫變質(zhì)作用的主要熱源與大陸匯聚速率及上覆大陸巖石圈地幔的虧損程度、大陸地殼放射性生熱率以及大陸匯聚速率之間的關(guān)系。模型結(jié)果揭示出形成超高溫變質(zhì)作用可分為兩類:“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用和“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用。“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的主要特征是:在大陸碰撞過程中,俯沖大陸板塊發(fā)生回撤,進(jìn)而軟流圈地幔加熱板塊導(dǎo)致俯沖大陸地殼升溫。該超高溫變質(zhì)作用通常是疊加在超高壓變質(zhì)作用之后,具有較快的升溫速率,從正常的莫霍面溫度400℃升高到超高溫條件僅需要5～10Myr (圖12a)。而“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的主要特征是,俯沖大陸巖石圈以低角度呈平板俯沖,該俯沖模式有利于地殼加厚,當(dāng)?shù)貧し派湫陨鸁崧食^3μw/m3時(shí),地殼首先經(jīng)歷高壓麻粒巖相變質(zhì)作用隨后疊加以地殼放射性生熱為主的超高溫變質(zhì)作用。該超高溫變質(zhì)作用從400℃升溫到900℃需要30～35Myr (圖12b)。同時(shí),這種平板俯沖模式的折返深度相對(duì)較淺,一般難以達(dá)到超高壓變質(zhì)條件(Lietal., 2011), 因此“淺俯沖-折返”型和“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)模式具有顯著差異的P-T軌跡,主要區(qū)別是后者在超高溫之前存在超高壓變質(zhì)。

圖11 數(shù)值模型結(jié)果總結(jié)

圖12 不同類型超高溫變質(zhì)作用形成過程中溫度與時(shí)間的關(guān)系

總體而言,低匯聚速率及巖石圈地幔密度虧損程度較低(<30kg/m3)有利于“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的發(fā)育,在此背景下形成超高溫變質(zhì)作用的主要熱源為軟流圈地幔上涌導(dǎo)致的高地幔熱流。而俯沖大陸巖石圈地幔密度虧損程度較高(>30kg/m3)則能促進(jìn)大陸平板俯沖的形成,在此類碰撞造山帶中,當(dāng)大陸地殼放射性生熱率較高時(shí)(>3μW/m3)有利于形成主要熱源為地殼內(nèi)放射性生熱的超高溫變質(zhì)作用。此外,大陸匯聚速率對(duì)超高溫變質(zhì)作用的形成也有重要影響,如圖11所示:對(duì)于巖石圈地幔密度虧損大于30kg/m3的大陸巖石圈來說,固定匯聚速率不會(huì)影響大陸巖石圈的俯沖角度。然而,對(duì)于巖石圈地幔密度虧損小于30kg/m3的大陸巖石圈來說,較低的匯聚速率才能引起俯沖的大陸巖石圈地幔后撤,為軟流圈地幔上涌提供空間,從而導(dǎo)致“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的形成。

4.2 俯沖大陸巖石圈的力學(xué)分析

當(dāng)大陸地殼俯沖進(jìn)入柯石英-斯石英相變深度時(shí),由于大陸地殼中的密度增加可產(chǎn)生巨大的拉力(Wangetal., 2022a)。然而,大部分大陸地殼很難俯沖至柯石英-斯石英相變的深度,因此對(duì)于俯沖至上地幔深度沒有到達(dá)地幔轉(zhuǎn)換帶深度的大陸巖石圈地幔而言,其與大洋板塊的受力特征相似(Lietal., 2019)。俯沖大陸巖石圈的簡(jiǎn)單受力分析如圖13所示,其受力可以分為驅(qū)動(dòng)力和阻力,驅(qū)動(dòng)力可能來自大陸遠(yuǎn)端由于洋中脊擴(kuò)張和地幔柱引起的遠(yuǎn)端推力FP(van Hinsbergenetal., 2021)。

圖13 俯沖大陸巖石圈的力學(xué)分析

俯沖大陸巖石圈的阻力主要包括自身克服彎曲產(chǎn)生的阻力Fb,地幔剪切阻力Fr等。這些力可以分別表示為:

Fr∝η0·v

(12)

(13)

Fd∝Δρ·g·H·L

(14)

通過受力平衡可以得到:

(15)

Δρ=Δρc[1-α(T-T0)][1+β(P-P0)]

(16)

式中,v是俯沖大陸巖石圈的速度,規(guī)定向下為正方向,η1是大陸巖石圈的粘度系數(shù),η0是軟流圈的粘度系數(shù),Δρ是由熱效應(yīng)和化學(xué)虧損效應(yīng)共同導(dǎo)致的密度差,Δρc是由化學(xué)組分虧損導(dǎo)致的密度差。由上式可以看出,大陸巖石圈的速度方向主要由密度差引起的浮力與遠(yuǎn)端推力的相對(duì)大小所決定。當(dāng)遠(yuǎn)端推力一定,并且大洋板塊已經(jīng)斷離時(shí),較低的大陸巖石圈密度虧損無法抵消冷的巖石圈地幔與周圍軟流圈地幔溫度差所引起的密度增加,因此Δρ為正值,大陸巖石圈板塊的速度為正值,從而向下運(yùn)動(dòng)并可能引起大陸巖石圈后撤,為軟流圈上涌提供空間,導(dǎo)致“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的形成。當(dāng)大陸巖石圈密度虧損較大時(shí),ΔρgHL為負(fù)值且其絕對(duì)值大于FPsinθ,此時(shí)v為負(fù)值,向上運(yùn)動(dòng),從而導(dǎo)致大陸板塊向上運(yùn)動(dòng)。大陸的平板俯沖使得造山楔底部熱的軟流圈被冷的大陸巖石圈所置換,地幔熱流值降低,因此造山帶的升溫主要依靠大陸地殼內(nèi)部的放射性生熱,當(dāng)大陸地殼的放射性生熱率大于3μW/m3時(shí),有利于“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的形成。此外,大洋巖石圈的拖拽力對(duì)大陸巖石圈的俯沖角度也具有很大的影響,對(duì)于巖石圈地幔密度虧損程度較低的大陸,大洋巖石圈不容易發(fā)生板塊斷離,在大洋巖石圈的拖拽下,大陸巖石圈更容易發(fā)生后撤,為“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)提供有利條件。對(duì)于巖石圈地幔密度虧損程度較高的大陸而言,在大洋巖石圈和大陸巖石圈之間存在顯著的密度差,因此大洋巖石圈更容易發(fā)生斷離,從而有利于“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的形成。

4.3 數(shù)值模型結(jié)果與地質(zhì)觀測(cè)對(duì)比

本文的數(shù)值模擬研究探討的是理想的固定匯聚速率條件下碰撞造山帶發(fā)育不同類型的超高溫變質(zhì)作用,但是模型結(jié)果仍然可以應(yīng)用到現(xiàn)今板塊構(gòu)造體制下的碰撞造山帶中。以特提斯構(gòu)造域?yàn)槔?前人大量的研究表明:特提斯構(gòu)造域是不斷向北漂移的、從岡瓦納大陸北緣裂解出來的具有不同屬性的大陸板塊與歐亞大陸碰撞的結(jié)果(吳福元等, 2020;朱日祥等, 2022)。雖然地球物理探測(cè)很難確定俯沖的大陸巖石圈地幔的地球化學(xué)屬性。但是,根據(jù)地塊古生代和中生代動(dòng)力學(xué)演化歷史及地層結(jié)構(gòu),我們?nèi)匀豢梢詫?duì)特提斯構(gòu)造域的地塊屬性進(jìn)行一級(jí)結(jié)構(gòu)劃分(Yin and Harrison, 2000)。在金沙江以北的地塊都含有新元古代的結(jié)晶基底,其上覆蓋泛非期變質(zhì)巖、巖漿巖以及古生代海相地層(Zhuetal., 2013; Wuetal., 2016)。由于新元古代以來的大陸巖石圈地幔密度虧損程度較低(Griffinetal., 2009),因此可以推測(cè),這些大陸巖石圈在碰撞過程中呈現(xiàn)深俯沖的形式,碰撞后的拉張階段受到軟流圈地幔的加熱而形成超高溫變質(zhì)作用。根據(jù)超高溫變質(zhì)巖的P-T軌跡可以推測(cè)南阿爾金造山帶和東昆侖造山帶是“深俯沖-折返”型碰撞造山帶,該造山帶發(fā)育的超高溫變質(zhì)作用主要依賴于異常高的地幔熱流加熱(圖14a),這些超高溫變質(zhì)作用之前也經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用 (Dongetal., 2018, 2019; Bietal., 2021)。然而,正在俯沖的印度大陸具有典型的克拉通巖石圈地幔(Boonmaetal., 2019; Dessai and Griffin, 2021),地球物理觀測(cè)資料表明,在藏南印度大陸巖石圈攜帶部分榴輝巖化下地殼直接底墊于亞洲大陸之下(Náběleketal., 2009; Chenetal., 2017)。在喜馬拉雅造山帶西端有含柯石英超高壓榴輝巖峰期變質(zhì)年齡約為53～46Ma (Kanekoetal., 2003;Donaldsonetal., 2013),其可能代表了大印度巖石圈在碰撞初始階段受大洋板塊拖拽發(fā)生深俯沖-折返而形成的超高壓變質(zhì)巖,當(dāng)俯沖的新特提斯大洋巖石圈斷離之后,巖石圈密度虧損程度較高的大陸可能以平板俯沖的模式繼續(xù)俯沖(圖14b),而喜馬拉雅造山帶大量的地質(zhì)記錄也印證了這一模式(Chenetal., 2022)。因此,我們推測(cè)現(xiàn)今具有較厚地殼的中喜馬拉雅造山帶可能經(jīng)歷了巖石圈地幔平俯沖導(dǎo)致的“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用,即印度大陸上地殼先經(jīng)歷了高壓榴輝巖相變質(zhì)作用,隨后在折返過程中形成以加厚地殼放射性生熱為主要熱源的超高溫變質(zhì)作用(Jamiesonetal., 2004; Fanetal., 2024)。

圖14 不同類型超高溫變質(zhì)作用的動(dòng)力學(xué)模式圖

考慮到大陸巖石圈地幔自身就具有很大的不均一性,對(duì)于同一個(gè)造山帶,其不同部位及不同的演化階段存在著明顯的不同。造山帶的演化受到多種因素的影響,因此簡(jiǎn)化的數(shù)值模擬結(jié)果難以與真實(shí)的造山帶熱結(jié)構(gòu)完全吻合,本文研究提供了兩種碰撞造山帶熱結(jié)構(gòu)的端元模式及影響超高溫變質(zhì)作用形成的一級(jí)控制因素。值得注意的是兩種端元模式并不矛盾,對(duì)于大多數(shù)造山帶來說,會(huì)同時(shí)受到放射性生熱和軟流圈地幔加熱兩種熱源的共同影響,在不同的碰撞造山帶中這兩種加熱機(jī)制對(duì)升溫的相對(duì)貢獻(xiàn)可能不一樣。此外,超高溫變質(zhì)作用并不僅僅出現(xiàn)在大陸碰撞過程中,譬如大陸巖石圈拆沉(Housemanetal., 1981; Lietal., 2016)也可能產(chǎn)生短暫的超高溫的變質(zhì)條件,但是其加熱機(jī)制和相應(yīng)的P-T-t軌跡特征還需要進(jìn)一步數(shù)值模擬和地質(zhì)樣品的驗(yàn)證。

5 結(jié)論

(1)根據(jù)不同熱源對(duì)造山帶熱結(jié)構(gòu)的影響可以將大陸碰撞過程中出現(xiàn)的超高溫變質(zhì)作用分為 “深俯沖-折返”型和“淺俯沖-折返”型兩類,“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的主要熱源為軟流圈地幔加熱,而“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的主要熱源為加厚地殼的放射性生熱。

(2)超高溫變質(zhì)作用既可以形成于大陸碰撞擠壓階段,也可以形成于大陸碰撞后的伸展階段。在大陸碰撞造山后的伸展階段,密度虧損程度小于30kg/m3的大陸巖石圈俯沖形成的造山帶可導(dǎo)致出現(xiàn)“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用,而密度虧損程度大于50kg/m3的大陸巖石圈無法發(fā)生巖石圈減薄,很難形成超高溫變質(zhì)巖石。

(3)大陸碰撞擠壓階段的超高溫變質(zhì)作用的主要熱源由多種因素共同控制,其中大陸巖石圈地幔虧損程度和大陸地殼放射性生熱率屬于一級(jí)控制因素,大陸巖石圈密度虧損程度小于30kg/m3的條件有利于發(fā)生“深俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用,而大陸巖石圈密度虧損程度大于50kg/m3且大陸地殼放射性生熱率3μW/m3是出現(xiàn)“淺俯沖-折返”型超高溫變質(zhì)作用的有利條件。

致謝衷心感謝兩位審稿人提出的寶貴意見,提高了文章質(zhì)量;另外,感謝胡晗、許鑫、蘭春元博士的幫助。感謝北京超級(jí)云計(jì)算中心提供計(jì)算平臺(tái)。