俯冲带地壳岩石的相关系

浅层地温梯度分布特征~

首先确定恒温带的深度和温度。参考有关文献，将恒温带的深度定为20m，恒温带温度定为14.5℃。如某一深度（Z）的地温为（T），则该测温点的地温梯度（G）可用下面的公式来确定：

华北南部油气地质条件

式中参量的物理意义在上面已有说明。
依据式（5-1）对试油测温数据进行计算，结果见表5-3。
表5-3 部分试油测温井的地温梯度值


对于系统测温资料，不同单位和研究者采用的地温梯度计算方法存在差异，本书采用最小二乘线性回归法，计算结果表示在表5-1和图5-11中。
1.地温梯度的平面分布特征
南华北地区现今地温梯度变化范围为13.0～39.9℃/km，多数地区在20～32℃/km 之间，平均为25.3℃/km，在区域上低于邻区的渤海湾盆地（34.7℃/km；龚育龄，2003a,b）和苏北盆地（30.0℃/km；王良书，1989），也低于华北块体上的其他盆地，如鄂尔多斯（28.0℃/km）、泌水盆地（26.2℃/km；任战利，1997,1999）。这个地温梯度，甚至低于全球平均地温梯度30℃/km。按照中国油气盆地地热分区标准（表5-4；武守诚，1993），南华北地区属于“温盆”。
南华北地区地温梯度等值线（图5-11）揭示了地温场的整体轮廓，主体呈NW—NWW向，其次是NE—NNE向，与这里的基底构造线分布一致，显然受到地质构造格局的控制。
表5-4 中国油气盆地地热分区标准



图5-11 南华北地区地温梯度（℃/km）分布图

开封坳陷平均地温梯度为24.7℃/km，其中，济源凹陷西部在30℃/km 以上，中牟、黄口、民权各凹陷地温梯度和全区平均值接近，为24～30℃/km。周口坳陷平均地温梯度为25.1℃/km，在分布上存在着南北差异，南部凹陷带梯度明显低于中部和北部，只有16～24℃/km；中部地温梯度较高，在平顶山凸起和郸城凸起有两处高梯度区，地温梯度在30℃/km 以上；谭庄－沈丘凹陷和倪丘集凹陷地温梯度在22～28℃/km 之间。北部地温梯度在22～28℃/km 之间，其中鹿邑凹陷存在低于22℃/km的低梯度区；合肥坳陷只有安参1井进行了系统测温，所得地温梯度为21.7℃/km，因此地温梯度等值线图难以准确地反映合肥坳陷的地温梯度分布特征。
此外，太康隆起和徐淮隆起平均地温梯度为25.7℃/km，略高于坳陷的平均地温梯度24.9℃/km，其中还有几处地温梯度高于30℃/km的高地温区。
2.地温梯度的垂向分布特征
在各系统测温井的每100m 深度间隔上计算地温梯度值，便可绘出各井的井深－地温梯度变化曲线。参照各系统测温井的井深－地温梯度变化曲线（图5-12至图5-14），以及各井的地层分层数据（表5-5），可以了解南华北地区地温梯度垂向变化特征。
从图5-12至图5-14中可以看出，在中、新生界中随井深的增加，地温梯度变化不大，无明显规律性，但总体上随深度增加呈下降趋势，至3000m 以下又突然升高。这一状况在华北地区具有普遍性（王钧等，1983；陈墨香，1988），只是在不同地区的表现有所不同，推测与基岩及盖层的热导率、区域的水文地质条件及构造活动性差别有关。在我国南方地区，也有一些沉积盆地，例如江汉盆地和四川盆地等有这种地温梯度变化特点（图5-15）。
表5-5 南华北地区部分测井地层分层数据



图5-12 济参1井、邓5井井深－地温梯度变化图

虚线为温度曲线，单位为℃

图5-13 商1井、开深1井井深-地温梯度变化图

虚线为温度曲线，单位为℃

图5-14 周参6井、周参11井井深-地温梯度变化图

虚线为温度曲线，单位为℃

图5-15 江汉、四川盆地地温梯度与深度的关系

（据王钧，1986）
3.地温场特征的影响因素分析
盆地地温场的影响因素很多。一般地说，一个地区的地温场状况，主要受这个地区的深部地壳结构、大地构造特征及构造－岩浆热事件、沉积盖层的岩性岩相特征和厚度、地下热流体动力学条件及烃类运聚、构造－岩浆活动等因素的控制，同时也受到周边地区的地温场影响。
（1）深部地壳结构对南华北地区地温场的影响
深部地壳结构对大区域地温分布的控制是十分明显的。这种控制作用主要体现在：①地壳厚度与大区域地温分布有着密切关系，一般地说，地壳薄地温高，地壳厚地温低，地壳与地温呈镜像关系；②在全球板块碰撞或俯冲带，由于地壳岩石的重熔或幔源物质的上涌并侵入地壳浅部或形成火山喷发，常形成高地温带和众多类型的地热异常显示。
华北板块在古生代是一个稳定而古老的克拉通，自中新生代以来构造活动加强，北部岩石圈减薄、地幔上隆，导致那里的地温较高。而南部的南华北地区在中、新生代时期地壳活动较北部弱，深部幔源物质侵入较北部少，仍处于较稳定的升降运动状态中。由于深部幔源物质侵入较少，莫霍面起伏较小，南华北地区具有较北部各盆地地温偏低的地质背景。
（2）区域大地构造对南华北地区地温场的影响
区域地质构造是该区地质历史发展和现今所处构造环境的集中体现，宏观地控制着地温分布的特点。区域地质构造单元通常以深大断裂及巨型构造带为分界线，相互间的地质结构有很大差异，因此在交界处常有地温陡变带出现。在同一构造单元内部，亦有凸起、凹陷及其间的断裂分布，其组合特征常常影响深部热量的传导、积累和散失，制约着大地热流的变化。特别是大断裂带和深断裂带，常常可以成为地下热流体的对流通道，形成较高地温的分布区。
南华北地区的构造线主体呈NW—SE、NWW—SEE向，其次是NE—SW、NNE—SSW向。两组方向的构造线及其所控制的基底隆起（或凸起）和坳陷（或凹陷）的分布，与上述地温场的空间分布特点相一致，反映基底构造与盆地地温场之间有着某种内在联系。研究结果证实，研究区基底埋深与地温梯度和地表温度均呈负相关关系，即随着基岩埋深变浅，地温梯度和地表温度均增大（图5-11，图5-6至图5-9）。换言之，在基底浅埋深小、沉积盖层厚度小的隆起（或凸起）区形成高温区；而在基底埋深大、沉积盖层厚度大的坳陷（或凹陷）区形成低地温区。例如，在太康隆起和徐淮隆起分布着几处高地温梯度区和高地温区，位于周口坳陷内的平顶山凸起和郸城凸起的地温梯度也较高。凸起区的平均地温梯度为25.7℃/km，高于凹陷的平均地温梯度24.9℃/km。
在中－新生代盆地中，基底埋深与地温场的相关关系，也已经为国内外大量实际测温资料所证实。这种相关关系是由沉积盖层的热导率低于基底岩系热导率造成的。基底岩系的热导率高，其顶面在坳陷（或凹陷）区与在隆起（或凸起）区尽管埋深大小不同，但温度近于均衡；沉积盖层的热导率低，在沉积盖层相对较厚的坳陷（或凹陷）区，必然造成地温梯度小且地表温度也低，而在沉积盖层相对较薄的隆起（或凸起）区，必然造成地温梯度大且地表温度也高。结果在坳陷（或凹陷）区内部形成低温区，而在隆起（或凸起）区及其周围的斜坡带形成高温区。
由于研究区内的隆坳或凸凹相间的格局，主要定型于新生代的构造运动中，因此，新生代构造－热事件对南华北地区的地温场分布具有重要影响。
（3）岩石性质对南华北地区地温场的影响
地温随深度加大而增高，地温梯度又因地质构造、地层岩性的变化而不同。在同一地层中，地温梯度与热导率成反比关系。在热流为定值的情况下，热导率越大，地温梯度越小。岩石的矿物组成、结构和温度、压力等都直接影响着岩石的热导率，金属矿物和结晶岩盐、膏岩及石英等都具有高的热传导能力，坚硬致密的岩石（灰岩、花岗岩、变质石英岩、石英岩等）同样也有较高的导热性，而煤炭、粘土、泥岩、页岩、粉砂质岩类等则具有较低的导热性。
这些岩石的不同组合在不同的地区可形成不同的导热结构，进而造成不同的地温场空间分布特征。例如，在盆地内部，由于低热导率的岩石覆于高热导的基底隆起之上，将出现较高的地热梯度和较高的地温分布；在隆起带上，由于高热导率的岩石直接出露地表，热散失较快而导致出现较低的地温梯度和较低的地温分布。此外，岩石中放射性元素含量也可能对地温场产生一定的影响。例如，当地层中的U、Th、40K的含量大大超过正常含量时，其蜕变产生的热量将使地温升高，但其定量评价方法和标准尚待进一步研究和完善。
南华北地区各钻井3000m 以浅的地温梯度在总体上随深度增加而降低，3000m 以深又随深度增加而变大。前一种情况说明了盆地上部中－新生代盖层的导热性差，而盆地下部沉积盖层的压实及成岩具有较高的导热性。但其地温梯度随深度变化的幅度，较华北板块上的其他盆地要小，可能与该区特殊的盖层岩性垂向变化有关。后一种情况说明了那里再度出现显著的低导热性岩层——很可能是三叠系和侏罗系的烃源岩，需要具体分析该处的沉积物特征。
（4）地下热流体动力学条件对南华北地区地温场的影响
地下热流体或地下水的补给、排泄是影响地温场分布、形成地温偏高或偏低的重要原因。在地下热流体强烈活动和地下水强径流区，对围岩所起的加热和冷却作用，往往导致出现地温异常分布。在盆地内部，由于分割次级凹陷和凸起的基底断裂，往往能导引深部热流体上涌，形成高地温分布区；在盆地边缘，常有深大断裂存在，再加上地形高差大，易受地下水强烈径流影响，形成低地温分布区。南华北地区靠近秦岭褶皱带形成的低地温异常区，可能与此有关。
（5）构造－岩浆活动对南华北地区地温场的影响
随着研究的深入，人们认识到不仅岩浆活动对地温场有严重影响，而且构造活动对地温场也有重要影响。例如，已经证实，岩席的滑覆与逆冲推覆，将使其上、下盘岩层产生较大的地热增温。构造－岩浆活动对地温场影响的程度，与构造－岩浆活动的时代、规模和强度有关。一般地说，构造－岩浆活动时间越晚、规模和强度越大，对地温场影响就越强烈。在中－新生代，随着秦岭－大别造山带的隆升，南华北地区曾有多期次的滑覆、逆冲推覆、走滑裂陷和岩浆活动。在进行古地热场研究时，不能不考虑这些附加地热场问题（吴冲龙等，1997）。由于这些构造－岩浆热事件都发生在古近纪以前，时间久远而热量已散失殆尽，在现代地温分布上没有表现。

地壳是指地球的固体外壳。是地球最外的一个固体层，即位于地面与莫霍面之间的部分。由岩石组成，其岩石的密度在3.0克/立方厘米左右，而整个地球平均密度是5.52克/立方厘米，可见组成地壳的物质是比较轻的。但地壳又是岩石圈的组成部分。
为了说明地壳和岩石圈的关系和区别，分别对其厚度、成分、结构等特征加以分析。地壳在全球的厚度和成分极不相同，结构也不一样。就厚度看，大陆地壳较厚，平均为33千米，高山地区厚度更大。例如青藏高原的厚度在70千米以上，是地壳最厚的部分。大洋地壳较薄，一般厚度在5~8千米，例如太平洋的最薄处还不到5千米，该洋中部是世界上地壳最薄的地方，说明地壳下界面（即莫霍面）也是起伏不平的。就成分和结构看，根据地壳化学组成的差异和地震波传播速度的变化，在大陆地壳深度为22千米左右处存在有一个较为明显的间断面，即康拉德不连续面，把地壳分为上下两层，即硅镁层和硅铝层。
岩石圈则是包括地壳和软流层以上的上地幔顶部，由岩石所组成。在莫霍面到1000千米深处的上地幔的上部（地面下约60~250千米之间），放射性元素大量集中，蜕变生热，温度很高，使岩石接近物质熔点处于塑性状态，叫软流层。一般认为这里可能是岩浆的主要发源地之一。此层也是个显著的地震波低速层。人们把软流层以上的上地幔顶部划入岩石圈的范围。可见地壳仅是岩石圈的一部分。

（一）合成材料的模拟实验

Hermann等（2001）在K₂O-CaO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O系统中利用合成材料模拟被俯冲的地壳岩石的相变和熔化关系，集中研究富集H₂O和LILE的黑云母和多硅白云母在俯冲带中的稳定性以及它们在俯冲带岩浆形成中所起的作用。在合成的初始材料中添加（100～350）×10^-6的微量元素，以测定“岩石/熔体”的分配关系。该系统产生的高压相为多硅白云母（Phe）、柯石英（Cs）、石榴子石（Grt）、单斜辉石（Cpx）和蓝晶石（Ky）。各个相的稳定范围见图7-1。从图7-1可以看出石榴子石出现在高压、高温区，石榴子石、单斜辉石的含量比随压力、温度的增加而增加。在1080℃、4.2GPa时已无单斜辉石残留。黑云母稳定到900℃、3.0GPa，多硅白云母在3.0GPa压力下可出现在较低的温度下。在3.0GPa压力以上，多硅白云母的稳定温度可达1000℃，压力上限在该研究中还未达到。斜方辉石出现在黑云母、石榴子石稳定范围之间的狭小范围里。在掺和微量元素的所有实验中出现褐帘石（allanite）。图7-2左边为含1.2%过量水的系统、右边为无过量水系统可能出现的反应关系。高压之下的反应可以使单斜辉石完全消耗：

实验及理论岩石学

实验产物中的熔体总是处于柯石英、单斜辉石和多硅白云母的接触点上，这表明了多硅白云母的熔化反应：

实验及理论岩石学

因为存在少量过量水，上述反应可写成

实验及理论岩石学

在该实验条件下蒸汽和熔体已没有什么区别，因而上式可表达为

实验及理论岩石学

图7-1 俯冲的地壳岩石中矿物相稳定的范围

在3.0GPa以下，黑云母较多硅白云母更稳定，与多硅白云母相似，黑云母的消失是通过下面的反应：

实验及理论岩石学

黑云母向多硅白云母转换的反应为

实验及理论岩石学

无水时，斜方辉石向石榴子石转换的反应是

实验及理论岩石学

如反应（7-2c）继续进行，多硅白云母被消耗，形成K-长石，其中所含的水进入熔体：

图7-2 K₂O-CaO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O系统的反应关系

实验及理论岩石学

在3.0 GPa以下多硅白云母的熔化反应为

实验及理论岩石学

黑云母的熔化反应为

实验及理论岩石学

这些反应关系在图7-2中都反映出来（Hermann et al.，2001）。

该实验表明，①在被俯冲的地壳岩石中，黑云母及多硅白云母的稳定性使它们能把H₂O和大离子亲石元素（LILE）传输到地幔深处。在约950℃和3.0GPa压力下，存在一个与黑云母和多硅白云母熔化有关的不变点（图7-2右边）。在较低的压力之下，黑云母熔化（反应7-8）的温度较多硅白云母熔化（反应7-7）的温度高。根据反应7-7，多硅白云母熔化产生黑云母，因此含水相黑云母和多硅白云母在流体缺乏的熔化过程中存在转熔关系（peritectic relationship）。固相线下黑云母向多硅白云母的转换（反应7-4）储集了流体、K和LILE，并保留到p＞3.0GPa压力下，直到多硅白云母通过反应7-6而熔化。反应7-6左边的反应物集合体（Phe+Cpx+Cs）在很宽的p-t范围内、在俯冲的不同成分的地壳岩中是稳定的。因此，在俯冲的所有地壳岩石中，在榴辉岩相地质条件下，反应7-6是多硅白云母分解的基本反应。多硅白云母的熔化曲线具有正的斜率，在800℃时压力为2.0 GPa，在1000℃时压力为5.5 GPa。在8 GPa处也没有达到多硅白云母稳定的压力上限。如果俯冲板片中超基性岩层的蛇纹石或基性岩层的硬柱石脱水，在有流体存在时，可以发生多硅白云母的部分分解，形成熔体（反应7-2c），形成熔体的体积随温度的增加而增加，多硅白云母消耗的量完全取决于可利用的水量。因为多硅白云母在高压、高温下具稳定性，所以在正常地热梯度下，在俯冲带中缺乏流体时，不可能通过被俯冲岩石的熔融来释放出 LILE和H₂O，一些 LILE可能被带到至少300 km的深度。然而，当某些俯冲带温度较高时，会导致多硅白云母在流体缺乏的情况下熔融，使LILE析出。如板片俯冲的角度平缓，俯冲带的温度可高于2.8～4.5 GPa压力范围内多硅白云母及黑云母的稳定温度，这时，在80～150 km的深度上黑云母与多硅白云母的熔化能释放出相当量的LILE。在300 km以下的深度上，多硅白云母会分解为K-锰钡矿（K-hollandite），这样也可释放出LILE。②俯冲过程中地壳岩石特性发生变化。花岗质熔体从地壳岩石中抽取后，残留体的化学成分发生了根本的变化，对本实验的总成分来说，熔体抽取30%以后，残留体的SiO₂从60%变化到55%，残留体为“蓝晶石榴辉岩”，与从基性岩产生的榴辉岩矿物成分相同。③反应7-2c和7-6使微量元素再分配，大多数LILE进入了熔体，重稀土元素（HREE）仍保留在残留的石榴子石中。当实验中加进（200～300）×10 ^-6的 La和Ce，将出现褐帘石。在多硅白云母熔化的情况下，轻稀土元素（LREE）仍相容于残留体中，表明存在一个高度容留LREE的相，这就是褐帘石（allanite）。少量的褐帘石在残留体中就能使LREE从不相容到相容。褐帘石是一种可能影响部分熔化过程中元素析出的重要高压副矿物。因而，在俯冲带的地壳岩石中含褐帘石时，从中抽出的含水熔体可能富集LILE，但其LREE不高（Hermann et al.，2001）。

图7-3 水饱和的洋中脊玄武岩相关系

（二）天然岩石的模拟实验

1.洋中脊玄武岩的相关系

与Hermann等（2001）不同，Schmidt等（1998）用天然岩石作初始材料，研究俯冲的地壳岩石的相关系，总结了俯冲带330km深度以上含水的洋中脊玄武岩（MORB）及250km深度以上含水橄榄岩的相关系，计算了俯冲带岩石中天然含水矿物集合体的含水量。俯冲带内洋中脊玄武岩的相关系见图7-3。水饱和洋中脊玄武岩的最大含水量见图7-4。变质的含K玄武岩中出现多硅白云母或K-锰钡矿（K-hollandite）。还出现榴辉岩相的石榴子石、绿辉石。如处于角闪石的稳定压力范围之上，存在的含水相包括硬柱石、黝帘石、硬绿泥石，偶尔有滑石、十字石。另外出现蓝片岩相的变质集合体“硬柱石-蓝闪石-绿泥石-钠长石/硬玉±多硅白云母”（图7-4中G、K区）。相变过程中，随着温度增加，硬柱石反应形成绿帘石/黝帘石（图7-4中F、I、J区）。绿泥石的分解主要形成石榴子石（图7-4中E、H区）。温度在600℃以上，压力在15～22kbar时，形成角闪石榴辉岩（图7-4中E区）。压力在22～24kbar时，当温度低于660℃，角闪石分解形成硬绿泥石（图7-4中B和D区），蓝片岩转化为硬柱石-榴辉岩（图7-4中A和B区）、角闪石榴辉岩和黝帘石榴辉岩（图7-4中C和D区）。大约在30kbar时，黝帘石达到变质玄武岩（f_O=NNO）中最大稳定范围，压力大于30kbar、温度在700℃时黝帘石的分解形成近乎干的榴辉岩（图7-4中O区）。在低温下，在84kbar、830℃时硬柱石达到其最高的稳定温度边界（图7-4中A区）。另外，钠云母形成于12～16kbar、500～650℃，并在22kbar、500～700℃时分解（图7-4中E和部分F区）。

这里要提及硬柱石及多硅白云母的稳定特性。①在黝帘石稳定区以上的压力范围内，硬柱石通过一个反应发生分解：

实验及理论岩石学

这里，石榴子石2较石榴子石1更富钙铝榴石和镁铝榴石组分。在柯石英稳定区这个反应有正的ΔV和正的dp/dt斜率，斜率并随压力增加而增加。当与斯石英交代柯石英的反应线相交时，反应的ΔV变负。因此，压力大于80kbar时，反应（7-9）的 dp/dt斜率为负，这就限制了硬柱石在俯冲带稳定的最大压力范围为80～90 kbar。②多硅白云母是蓝片岩和榴辉岩中的主要含K矿物，通过反应而分解。压力在40 kbar以上时，单斜辉石中能溶解较多的K，多硅白云母分解形成“KAlSi₂O₆-Cpx+顽火辉石+柯石英+富K流体”。这个反应从40 kbar压力时开始，反应连续进行到多硅白云母的最大稳定压力100 kbar。在这样的高压下，多硅白云母分解形成“K-锰钡矿（KAlSi₃O₈）+单斜辉石+富 K流体”（Schmidt et al.，1998）。

图7-4 水饱和洋中脊玄武岩的最大含水量

2.地幔橄榄岩的相关系

图7-5是被俯冲的水饱和地幔橄榄岩的相图，同时给出了各种橄榄岩的最大水含量。当压力在80 kbar以下时，水饱和的橄榄岩的主要含水相有蛇纹石，A相，绿泥石，滑石和角闪石。其中含水12.3%的蛇纹石与含水13.0%的绿泥石是重要含水相，它们共同制约了150 km深度以上的含水橄榄岩中水的平衡。不同的含水矿物具有不同的稳定范围，通过不同的脱水反应而脱水：①在天然橄榄岩中，蛇纹石形成于低级水化过程中，最大稳定温度在21 kbar（图7-5 中不变点3）时是720℃。叶蛇纹石在小于21 kbar时分解为“滑石+橄榄石+H₂O”；在21～62 kbar时分解为“斜方辉石+橄榄石+H₂O”；在更高的压力下（图 7-5 中不变点 4）分解为“A相+斜方辉石+H₂O”。②“滑石（含水4.7%）+橄榄石”稳定范围小于100℃，在690℃、10 kbar与720℃、20 kbar范围内分解为“顽火辉石+H₂O”，这些都是脱水反应。③在俯冲的橄榄岩中，含水11.8%的A相（Mg₇Si₂O₈（OH）₆）在60～70kbar压力下通过水储集反应（water-conserving reaction）交代蛇纹石，尽管在较低压力下通过反应“橄榄石+H₂O=A相+蛇纹石”也可以形成A相，但这个反应需要的自由水在俯冲的橄榄岩中不可能获得。在62 kbar压力之上，随着温度的增加，“A相+斜方辉石”分解为“橄榄石+H₂O”释放水，这个反应具有中等的正斜率。④在天然的橄榄岩中绿泥石接近斜绿泥石，压力在3 和21 kbar之间时，斜绿泥石分解为“橄榄石+斜方辉石+尖晶石+H₂O”，最高稳定温度为870℃，压力在21 kbar以上时，出现反应“绿泥石+斜方辉石=橄榄石+石榴子石+H₂O”，这是脱水反应，实验测定的这个反应最大压力为40 kbar，“绿泥石+斜方辉石”的最大稳定范围不超过50 kbar。⑤角闪石在压力为20～30 kbar时分解。在方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和富集的地幔岩中，钙质角闪石分解的压力分别为22、25～28 和28～30 kbar。角闪石稳定的高压上限位于角闪石消失线与橄榄岩固相线交切处，即22～30 kbar之间（65～90 km深处），当温度降低时，稳定压力降低数个kbar。当流体中含其他组分时，反应向低压移动，因而总成分为水饱和时，所形成的角闪石稳定压力最高。图7-5不变点2～5之间的反应（角闪石+橄榄石+H₂O=绿泥石+斜方辉石+单斜辉石），及低温下绿泥石、蛇纹石稳定区的反应（角闪石+橄榄石+H₂O=蛇纹石+绿泥石+单斜辉石）并不释放水。在下插板片中，角闪石通过水储集反应，如“角闪石+橄榄石=斜方辉石+单斜辉石+石榴子石+绿泥石”，又如“角闪石+橄榄石+蛇纹石=斜方辉石+单斜辉石+绿泥石”而分解。因而，只有温度高于绿泥石稳定温度时，例如在图7-5的不变点5-6之间，角闪石的分解才能释放水（Schmidt et al.，1998）。

图7-5 水饱和地幔橄榄岩的相图和橄榄岩的最大含水量

3.俯冲洋壳玄武岩及橄榄岩中的水含量

与图7-4相似，图7-5给出了通过质量平衡计算得到的“水化橄榄岩”的水含量。在高压下的蛇纹石和A相稳定区，不同橄榄岩的水含量为9.1%～10.6%。在较低压力下，当蛇纹石反应形成滑石时，二辉橄榄岩中的水含量从5.1%降到2.5%。在较高温度下，绿泥石与角闪石是稳定的含水相时，二辉橄榄岩中的水含量降到1.1%（在方辉橄榄岩中为0.5%）。如前所述，只有温度在800～850℃和橄榄岩固相线温度（约1000℃）之间时，角闪石的分解才能产生水。在二辉橄榄岩中角闪石的最大含量为19%（在方辉橄榄岩中为9%），但角闪石贡献出的水最大为0.5%（在方辉橄榄岩中为0.2%）。高压下出现的A相虽然与弧火山作用没有直接关系，但通过图7-5中的不变点4，它把水传输到更深处（Schmidt et al.，1998）。

图7-6表达了现代环太平洋俯冲带热结构的两种模型（Schmidt et al.，1998），图7-6A中俯冲洋壳上覆地幔楔橄榄岩的温度高，是“热俯冲带”；而图7-6B中洋壳上覆橄榄岩的温度低，是“冷俯冲带”，存在一个低温“角落”。计算表明：①在俯冲带浅部（10～20 km深），洋壳玄武岩变质形成的蓝片岩可结合水5%～6%。假设一个7 km厚的镁铁质洋壳由等量的玄武岩和辉长岩组成，玄武岩层含水（0.5～0.6）×10⁹gm^-2，部分水化的辉长岩层含水为0.18×10⁹gm^-2，俯冲沉积物（200～400m厚）含水（0.01～0.02）×10⁹gm^-2。在20～70km深度的1m²的垂直断面上，每公里脱水（0.8±0.2）×10⁷g。②总的状况是，大洋岩石圈20km深度内含水（0.71～1.1）×10⁹gm^-2，在冷的俯冲带（图7-6B），从洋壳产生（0.12～0.18）×10⁹gm^-2的水，从洋壳下面的橄榄岩层产生（0.06～0.16）×10⁹gm^-2的水。在中等热和热的俯冲带（图7-6A），从洋壳产生0.1×10⁹ gm^-2的水，从洋壳下的橄榄岩产生（0.1～0.3）×10⁹gm^-2的水。这些水用以形成弧岩浆。因此俯冲的大洋岩石圈所含（0.71～1.1）×10⁹gm^-2水的18%～37%用以形成弧岩浆，这部分水将上升到80～150km深度的地幔楔。其余的30～70%或者是（0.25～0.7）×10⁹g m^-2的水将释放到蛇纹石稳定的地幔楔的冷的区域（Schmidt et al.，1998）。

图7-6 具有现代环太平洋俯冲带热结构的俯冲带中含水相的稳定性

图7-7 火山前锋形成的模型

从实验得到的水平衡资料可以推测火山前锋的形成（图7-7）。角闪石的分解不可能形成火山前锋下流体的源。前已述及，蛇纹石和绿泥石是重要的脱水矿物。在冷的俯冲带中（图7-6B），在62kbar压力下，岩石圈中橄榄岩可以冷得低于600℃，蛇纹石将反应为A相，还有硬柱石和多硅白云母将把水带到俯冲带深处。相岩石学资料表明，在约150～200km的任何深度上都出现橄榄岩和洋壳内几种含水相的脱水过程，来自板片的流体水化了上覆地幔楔的一部分。地热使这种水化的地幔楔发生部分熔融，形成岩浆。火山前峰到底形成于何处?地幔楔发生部分熔融的地方应该就是火山前锋所在。这里主要讨论地幔楔的熔融，不讨论俯冲板片来的熔体，火山前锋下的地幔楔中形成熔体的温度可以从原始弧岩浆进行计算，最原始的弧岩浆是玄武质到苦橄玄武质的，弧岩浆及实验资料表明地幔楔形成岩浆的温度在1300～1350℃，弧岩浆分布的广泛性表明弧岩浆能机械分离的温度是1300～1350℃。因而火山前锋的位置决定于1300℃地热等温线的位置以及俯冲带的热结构。这个模型与天然地质实例观察的结果是比较一致的（Schmidt et al.，1998）。

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