俯冲板片的脱水反应

板块构造环境中的岩石分布~

板块构造学说是20世纪60年代中期兴起的全球构造理论，它与地幔柱构造的结合，构建了全球构造体系。按照板块构造学说，地球的最外部分被分隔成若干刚性的板块，它漂浮在更稠密但较软且流动的物质上。板块沿三种边界（相对背离的离散边缘、相对碰撞挤压的汇聚边缘和相对错动的转换断层）运动，就造就了不同的构造环境（图1－6），形成了不同的岩石－构造组合（图1－7）。识别不同类型的构造环境和与之相关的岩石组合，是揭示复杂地区地质演化的关键，也是理解有关岩石形成演化过程的前提。
在三种板块边界中，扩张边缘（或离散板块边缘）和汇聚板块边缘（俯冲带）是岩浆活动最强烈的地带，今天全世界90％的火山活动出现在这两个板块边缘。其中，环太平洋与俯冲有关的火山活动形成了一个长达400 00km的巨大的 “火环” 或 “安山岩线”，沿“火环” 分布了452座活火山（占全球活火山的75％），并构成了一个巨大的地震带（全世界90％的地震出现在这个带上）。与板块边缘不同，沿转换断层的岩浆活动不太发育。

图1－6 地球的主要板块及板块边缘构造（据Raymond，1995，修改）


图1－7 不同板块部位的岩石组合图解（转引自路凤香和桑隆康，2002；据Raymond，1995）

（一）扩张边缘（spreading or divergent boundary）
◎洋中脊和海底：洋中脊是地幔部分熔融产生的岩浆上涌并导致大洋地壳产生的部位。大洋岩石圈主要由超镁铁岩类组成，上地幔之上就是洋壳，主要岩石包括辉长岩、基性岩墙群和洋中脊玄武岩（MORB），而玄武岩之上是深海沉积物，包括条带燧石、远洋钙质灰泥和红色粘土软泥等。近年来对大洋核杂岩的研究表明，由于海水与岩石的相互作用，在洋底出露了低到中级变质火山岩和蛇纹岩。如果现在大陆上见到的 “蛇绿岩套” 确是洋底碎片的话，通过蛇绿岩套的观察，就能深入认识古洋壳的特征和形成过程。
随着新的地壳增生，洋中脊会不断扩张，玄武岩、辉长岩和橄榄岩就不断向两侧运移。因此，从洋中脊向两侧，洋壳年龄变老。随着洋壳年龄变老，覆盖在玄武岩之上的薄层深海远洋沉积物会不断加厚。这是由于离洋中脊越远，海底年龄越大，从而为沉积物提供了更长的堆积时间。
◎大陆裂谷：在大陆裂谷环境中，广阔的裂谷中常有岩墙的注入和碱性火山锥的生长。在很多情况下，裂谷环境中的早期沉积物有长石砂岩、红层和蒸发岩。在位于亚丁湾、红海和东非裂谷交汇处的阿法尔三角区（AFAR）这样的初始裂谷环境中，早期的玄武岩为碱性，并与区域上隆作用有关。随着进一步扩张或大陆断块的完全裂开，便形成大量的拉斑玄武岩，如亚丁湾和红海裂谷就存在这种情况。与大陆环境裂谷作用有关的产物还包括巨量的大陆溢流玄武岩，有时还发育有双峰式的流纹岩和玄武岩套。在有些情况下，如在美国新墨西哥和科罗拉多州的里奥格兰德（Rio Grande）裂谷中，部分岩石明显为碱性，并与断块作用和裂谷的形成有关。但在有的地区，如美国西部的哥伦比亚河高原玄武岩区，有人认为与黄石地幔柱有关，而黄石地幔柱的产生，可能是俯冲板片残余触发地幔岩石熔融的产物。
（二）汇聚边缘（convergentboundary）
由于地球的总表面积保持不变，因此，如果地壳在某个地方不断生长，那么，就会在另外的地方消亡，即发生大洋板块的俯冲和碰撞作用。俯冲带包括大洋－大陆和大洋－大洋之间的两种类型，现代的俯冲带以发育海沟和地震活动倾斜带（称为毕鸟夫带）为标志。根据对马里亚纳弧和秘鲁－智利弧仰冲板块的板内震源机制的分析，推断存在两种不同的俯冲环境：一种为智利型，火山弧和弧后区为压应力环境；另一种为马里亚纳型，岛弧和弧后区为张应力环境。两种环境的构造样式和岩石组合有所不同。
当大洋板块因俯冲完全进入地幔之中，由大洋分隔的两个大陆就会发生碰撞造山作用，出现大陆－大陆碰撞带（如喜马拉雅碰撞带）。俯冲带在发生大洋地壳再循环进入地幔的同时，会通过大规模的岩浆作用发生大陆地壳的生长，而大陆碰撞带会导致地壳的剧烈加厚、山脉隆升和高原的形成。
◎大洋－大陆俯冲带：冷的较高密度的大洋岩石圈沉入热的低密度的大陆岩石圈（活动大陆边缘）之下的地方，也是大洋板块发生俯冲的位置，也称为大陆弧。随着俯冲的进行与温度的升高，俯冲板片会脱水甚至发生部分熔融。所产生的流体（熔体）会交代上覆地幔，甚至引起地幔楔的部分熔融。这种岩浆作用就形成了火山弧中的钙碱性玄武岩－安山岩－流纹岩组合。在深部，巨量的花岗岩浆侵入古大陆边缘之上加积的岩石中，固结后形成岩基。而侵位在地壳浅处几千米内的花岗岩类侵入体，其周围形成狭窄的接触变质带；侵位在较深处（如10～20km）的侵入体周围，则形成巨大的低到高级区域变质片岩和片麻岩晕圈和混合岩带。伴随着变质作用，就出现强烈的变形，发育面状组构或片理，或有新生的高温矿物出现。
在火山弧和海沟之间出现弧沟间隙，又称为加积柱－弧前地体。这里，主要出现蛇绿岩片和由火山弧派生的碎屑岩组合。在某些地区，剖面中可看到橄榄岩、蛇纹岩、辉长岩、变玄武岩及伴生的远洋沉积物组成的蛇绿岩（ophiolite），这些剖面看起来很像洋壳和上地幔的组成部分。在其他许多地区，则不显示典型的蛇绿岩套的层序，有关的岩石可能还与安山质岛弧火山岩共生。
由于俯冲带物质的快速深埋，在火山弧和海沟之间的加积棱柱体内，将发生高压低温区域变质作用，出现蓝片岩甚至榴辉岩的岩块。在空间上，这些变质岩通常与大洋岩石圈中常见到的橄榄岩、蛇纹岩或它们的过渡物相伴生。
双变质带：在加积棱柱体中出现高压低温变质作用，而岛弧区出现高温低压区域变质作用。高压变质带形成之后不久，就会因构造作用而剥露出来，但岛弧区的高温变质岩和核部的深成岩只有当造山带隆升和强烈剥蚀后才能暴露出来。
火山弧之后是弧后或边缘盆地。在弧后地区，通常在火山弧活动停止之后，在相对稳定的环境中喷发各种碱性火成岩。这些岩石尽管数量不多，但分布广泛，化学成分和矿物成分变化很大。
◎大洋－大洋俯冲带：在有些地区，俯冲带全部在大洋内。古老而冷的高密度岩石圈在远离洋中脊的位置沉入到热的较低密度的大洋岩石圈之下，称为大洋弧，马里亚纳弧是典型代表。这里，岩浆通过仰冲板块上升，形成玄武质火山弧，其中安山岩和流纹岩等中酸性岩石所占的比例比大陆弧中的小。
◎大陆－大陆碰撞带：以一个大陆板块仰冲到另一个之上为特征。仰冲板块的上隆使深部大陆壳的岩石暴露出来，例如，麻粒岩相变质岩、糜棱岩和少量花岗岩等。地壳底部的岩石多呈粒状，缺乏含水矿物和低熔点矿物成分，富含镁铁质岩块。如果没有大陆的碰撞，只通过地表剥蚀，则陆壳深部形成的麻粒岩相等高温区域变质岩就很难暴露出来。喜马拉雅山的形成就被认为与陆－陆碰撞造山作用有关。
（三）转换断层（transformfault）
有关转换断层内的岩浆活动，目前仅有太平洋内的少数几个实例，包括Siqueiros，Raitt和Garrett等转换断层区。这种环境多产出MORB型玄武岩和苦橄玄武岩，斜长石和橄榄石的斑晶或巨晶含量远高于周围的洋中脊玄岩，化学成分上亏损不相容微量元素，K/Ti和La/Sm比值低，具有接近原生岩浆成分的Mg值（9.5％～10.6％ MgO）。
（四）板块内部（intraplate）
◎大洋板块内部：像夏威夷这样的洋岛是大洋板块内部环境的典型实例，主要产出洋岛拉斑玄武岩、过渡玄武岩和碱性玄武岩，一般认为与热点型岩浆作用有关。海山（seamount）代表了大洋板内的大火成岩省，其中的熔岩占大洋壳体积的5％ ～25％（Wilson，1989）。
◎大陆板块内部：金伯利岩等岩石是大陆板块内部岩浆作用的典型产物。

根据上述地球内部原岩部分熔融形成岩浆的三个基本条件，再对照地球上板块构造的不同单元的温度、压力和可能的流体加入的条件，不难发现，在大洋和大陆岩石圈内部，岩石部分熔融的发生都可以归因于上述条件（Best,2003）。
在大洋岩石圈内部，广泛存在减压部分熔融作用，主要发生在洋中脊下部软流圈上涌的减压部分熔融、俯冲带弧后盆地的软流圈减压部分熔融，以及大洋板块内部由于地幔柱头部减压部分熔融形成的岛链和海山（如夏威夷群岛）。大洋岩石圈之间发生的洋－洋俯冲作用中，俯冲的大洋岩石圈板片覆盖的大洋沉积物和含水的大洋玄武质洋壳脱水产生的流体交代其上覆的楔形地幔，会发生部分熔融，产生岛弧岩浆作用。在俯冲板片的下部，向下俯冲的大洋岩石圈或者玄武质的大洋地壳，到达一定深度受热提高温度，也可以产生部分熔融（图3-3）。
在大陆岩石圈内部和周边地区，大洋岩石圈向大陆岩石圈的俯冲，在大陆边缘形成大陆岛弧岩浆岩带的主要成因机制是俯冲洋壳的脱水交代楔楔形地幔的部分熔融，形成的基性或者中基性的岩浆，向上迁移进入下地壳，其热量又可以导致中－下地壳物质的热致部分熔融，同时俯冲到深部的大洋岩石圈也可以因吸收热量而产生部分熔融。环太平洋是大洋－大陆相互作用最典型地区，太平洋板块以及广义太平洋板块包括的小板块，向周边大陆之下俯冲，形成规模巨大的岛弧岩浆岩带，如在南美洲西部形成了安第斯山。在大陆岩石圈内部发育的裂谷带，如东非大裂谷，岩石圈明显减薄、软流圈上涌，类似于洋中脊的软流圈物质减压部分熔融形成基性岩浆，基性岩浆上侵进入地壳又可以导致中下部地壳因加温而部分熔融形成酸性岩浆，因此裂谷地区可以具有基性成分和酸性成分同时出现、缺少中性岩浆作用的“双峰式”或“双模式”岩浆作用。在大陆造山带地区，如印度与亚洲大陆发生碰撞与俯冲的青藏高原，由于地壳厚度增加可能出现深部岩石圈的增温部分熔融（图3-3）。但是，实际情况是，加厚的地壳和岩石圈不利于岩浆作用的形成，而一个发生了拆沉作用（delamination）、岩石圈减薄后的造山带，才是出现岩浆作用的重要条件。

图3-3 不同构造环境产生部分熔融的条件总结

（据Best,2003）

根据板块构造理论，大洋板块形成于扩张中心，并向着远离洋中脊的方向运动，最后在俯冲带再循环进入地幔，甚至可以到达核幔边界 ( 许志琴等，2003，2006) 。在洋中脊形成的大洋板块逐渐远离热中心的过程中，大洋板块会逐渐冷却并增厚，也可能遭受热点或地幔柱的影响，可以接受一定量的远洋沉积。因此，尽管其基本结构与洋中脊处形成时大体类似，无论是结构、化学组成、厚度还是物理性质都发生了很大的变化 ( 图 4 -1) 。

图 4 -1 影响弧岩浆成分的过程模型( 据 Pearce et al.，1995，经重绘)

1. 大洋玄武质岩石

受热地幔在洋中脊下面上涌，在穿过地幔岩固相线时开始发生部分熔融形成玄武质岩浆。由于在这个深度水平上液体的密度小于固体，体积膨胀导致地幔源区以更快的速度上升，熔融程度增加。当部分熔融形成的熔浆汇聚在一起并最终脱离源区上升时，所形成的岩浆是整个熔融柱熔浆的混合物 ( Langmuir et al.，1992) 。观察表明，大洋玄武岩的成分相对均一，这表明了以下几种可能性: ① 洋中脊玄武质岩浆是在大致相同的深度水平上与源区分离的，② 大洋玄武质岩浆具有大致相同的熔融程度，③ 不同深度条件下形成的玄武质岩浆发生了高度混合作用。远离扩张脊轴部带，熔融柱越来越短，熔浆与源区岩石分离的深度越来越大，熔融程度越来越小，火山岩成分与洋中脊轴部带有很大差别。尽管如此，由于它们的体积比洋中脊轴部带小得多，洋中脊玄武岩总体上成分变化不大。因此，洋中脊玄武岩实际上也是在俯冲带发生俯冲的大洋板片的主要成分。

但是，洋壳生成以后向海沟方向运移的过程中会受到各种因素的改变。首先是温度的改变，作为固体地球的一个热边界层，大洋岩石圈的不断冷却加厚导致以热传导为主的洋壳温度越来越低，因而密度增大; 洋壳也会发生水化作用或/和埋藏变质作用，含水矿物含量逐渐增加，从而改变洋壳的力学性质; 受热点或地幔柱的影响，洋壳中还经常会有深部岩浆物质的注入，或形成洋岛和大洋高原。因此，出现在俯冲带附近的洋壳的性质已经大大不同于洋中脊附近的洋壳。

据 Johnson et al. ( 2003) 估计，洋壳可以含有全球海水总体积的近 2%，相当于河流注入量的20%。因此，大洋板块发生俯冲时，洋壳的脱水反应对于部分熔融具有重要的意义，例如蛇纹石的脱水反应可能导致脱水熔融或改变上覆岩石圈的固相线温度; 洋底的地貌形态则对俯冲作用的力学机制产生重要影响，如洋岛或大洋高原可能阻碍大洋板片的俯冲消减。后者可以明显减缓大洋板片的俯冲过程，导致俯冲带的热松弛，从而使更耐熔的含水矿物发生分解。如图 4 -1 所示，大洋板片俯冲进程的不同阶段可以引起不同含水矿物的分解，并因此产生大量的流体，导致上覆岩石或岩石圈本身发生部分熔融或改造。

洋壳形成时边缘岩浆房中的岩浆过程、特别是分离结晶作用对洋壳的性质也有重要影响，表明洋壳的性质并不是像我们想象的那样简单均一。因此，在同样的热体制下洋壳的不同部分可能具有不同的流变学响应，结果导致板内变形甚至发展为板内俯冲作用。但是，不管怎样，学者们似乎对大洋板片俯冲可以产生大量流体这一点已经取得共识，在各种内生成矿作用模型中，大洋板片的俯冲过程都被赋予了极为重要的意义 ( Richards，2003) 。

2. 大洋沉积物

此外，大洋壳上面还可以有沉积物堆积，尽管一般认为大洋盆地属于饥饿盆地，沉积物的厚度有限。但是，长期 ( 如200Ma) 的沉积积累可以形成很有特色的沉积层，如有孔虫软泥。在大陆边缘，陆源沉积物的巨量加载甚至可以明显改变板块的力学性质，是大洋板块发生俯冲的主要动力之一。如果是这样，被俯冲板片带入俯冲带的沉积物就可能包括两类: 远洋沉积和陆源沉积。大洋岛屿和大洋高原的水下风化作用也可能为大洋沉积物增添新的物质，但其意义尚不是特别清楚。

大洋板片的俯冲常常被解释为玄武质岩石因榴辉岩化而获得了负的浮力。因此，密度小得多的沉积物是否也能进入俯冲带就成了一个疑问。但是，大量的地球化学研究表明弧岩浆中确实有大洋沉积物的贡献。因此，学者们提出了一种猜想: 如果俯冲大洋板片可以形成锯齿状裂隙，大洋沉积物有可能被嵌入在这些裂隙中，密度小的大洋沉积物可能有更多的机会被带入地幔中 ( 图 4 - 2) 。如果这种解释成立，由于沉积物中含有大量挥发分，虽然密度较小的沉积物被带入俯冲带的数量不会很多，它们对俯冲带的熔融体制可能有重要影响，同时也有能力释放更多的流体。

图 4 -2 大洋沉积物被带入地幔的可能方式( 据 von Huene et al.，1993)

3. 地幔楔

俯冲带之上的地幔部分呈楔形，常称为地幔楔 ( 见图 4 -1) 。这部分地幔的性质与远离俯冲带的地幔有很大差别，特别是俯冲带流体和熔浆对其物理性质和化学性质具有重要影响。自从角流 ( corner flow) 被发现以后，人们对地幔楔的认识发生了很大的变化，认为板片的俯冲可以拖拽地幔楔向下运动。将这种运动与后面讨论的名义无水矿物联系起来，地幔楔中的对流对于流体的释放也是很重要的。与俯冲板片相比，地幔楔的高温与深部流体的结合将导致其力学性质的弱化和固相线温度明显降低。因此，地幔楔是注水熔融的典型区域，也是地幔岩因膨胀而导致重力不稳定的区域，许多地震层析结果都表明地幔楔是一个非常活跃的构造单元。

由此可见，俯冲板片的脱水熔融是有可能获得大量流体的。但是，脱水熔融形成的流体立刻被溶解在熔浆中，其数量仍然取决于挥发分在熔浆中的溶解度，除非熔浆处于挥发分过饱和状态。当深部流体大量汇聚在小体积岩浆之下时，出现这种情况是可能的。然而，板块内部并没有这样的流体条件，特别是像中国大陆这样远离汇聚板块边界的地方，岩浆活动及其相关的成矿作用未必与板块俯冲有关(罗照华等，2007d)。

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