張澤明 丁慧霞 董昕 田作林 杜瑾雪

1.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 100037 2.中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083

變質(zhì)巖形成的壓力(P)、溫度(T)條件和P-T軌跡與變質(zhì)作用發(fā)生時的構(gòu)造環(huán)境和動力學過程相關(guān)。都城秋穗(Miyashiro,1961,1972,1973)最早將變質(zhì)巖的形成條件與發(fā)生的構(gòu)造環(huán)境關(guān)聯(lián)起來，提出了變質(zhì)相系的概念。按照地溫(熱)梯度的不同，他把區(qū)域變質(zhì)作用劃分為低壓、中壓和高壓相系。低壓相系又稱低壓型，或紅柱石-矽線石型，以泥質(zhì)變質(zhì)巖中出現(xiàn)紅柱石(低級)和夕線石(高級)為特征，地溫梯度大于35℃/km。中壓相系又稱中壓型，或藍晶石-夕線石型，地溫梯度在35～25℃/km之間，相當于Barrovian(巴洛)變質(zhì)帶。高壓相系又稱高壓型，或藍閃石型，以基性巖中出現(xiàn)硬玉+石英、藍閃石和硬柱石等礦物為特征，地溫梯度于小15℃/km。Miyashiro (1961)提出了雙變質(zhì)帶(paired metamorphic belt)的概念。他發(fā)現(xiàn)在環(huán)太平洋火山弧帶高壓型和中壓型變質(zhì)帶成對出現(xiàn)，在大洋一側(cè)(俯沖板塊)出現(xiàn)高壓型變質(zhì)帶，而在火山弧或大陸一側(cè)(上板塊)出現(xiàn)中壓型變質(zhì)帶。變質(zhì)相系和雙變質(zhì)帶是通過變質(zhì)作用發(fā)生時的地溫梯度，把變質(zhì)作用P-T條件與大地構(gòu)造環(huán)境結(jié)合起來，對變質(zhì)巖石學的發(fā)展起到了重要作用。而且，它不僅為變質(zhì)地質(zhì)學理論的形成奠定了基礎(chǔ)，也為板塊構(gòu)造理論提供了巖石學證據(jù)(Miyashiro,1961,1972;Dewey and Bird,1970;Oxburgh and Turcotte,1971;Ernst,1971,1972;Katz,1972)。后來的研究多認為，低壓型變質(zhì)作用多發(fā)生在巖漿弧、洋中脊和接觸變質(zhì)暈，中壓型變質(zhì)作用發(fā)生在大陸碰撞造山帶，而高壓型變質(zhì)作用形成在俯沖帶(Dasgupta and Bhowmik,2021)。

超高壓和超高溫地殼變質(zhì)巖的發(fā)現(xiàn)不僅大大地拓展了地殼巖石變質(zhì)作用的溫度與壓力條件范圍(Chopin,1984,2003;Smith,1984;Sobolev and Shatsky,1990;O’Brienetal.,2001;Harley,1998,2008;Liuetal.,2018)，開啟了變質(zhì)巖石學與變質(zhì)地質(zhì)學研究的新時代，也發(fā)展了板塊構(gòu)造與地球動力學理論，并由此使變質(zhì)地質(zhì)學成為地球科學的重大前沿研究方向(Brown,2006,2007a,2014;Agardetal.,2009;Zhengetal.,2011;Kelsey and Hand,2015;Zheng and Chen,2016,2017;Brown and Johnson,2018,2019;Holderetal.,2019;Zheng and Zhao,2020)。但是，隨著研究的深入，我們發(fā)現(xiàn)導致變質(zhì)作用發(fā)生的構(gòu)造環(huán)境與動力學過程不僅存在多樣性，也存在明顯的時間與空間變化。因此，不能簡單地將地溫梯度或變質(zhì)相系與構(gòu)造環(huán)境關(guān)聯(lián)起來。

俯沖帶形成于匯聚板塊邊緣，由俯沖巖石圈板塊(subducting lithosphere plate)和上部(馱)巖石圈板塊(upper plate或overriding lithosphere plate)組成(圖1)。俯沖巖石圈板塊包括俯沖隧道，上部巖石圈板塊包括增生楔、火山(巖漿)弧、弧地殼和地幔楔。俯沖帶是以巖石圈的水平和垂(斜)向運動、地幔(軟流圈)對流、強烈的幔源與殼源巖漿作用、弧地殼的加厚與減薄，即以物質(zhì)(包括流體)與熱的強烈交換(循環(huán)或再循環(huán))為特征。因此，處于俯沖帶中的地殼巖石會因為強烈的溫度、壓力和流體變化而發(fā)生變質(zhì)作用和部分熔融。俯沖帶是地殼變質(zhì)作用最為強烈的構(gòu)造位置。由板塊匯聚形成的增生和碰撞造山帶核部主要由中、高級變質(zhì)巖和相關(guān)的巖漿巖組成。

圖1 俯沖帶的板塊組成、熱結(jié)構(gòu)、變質(zhì)作用與部分熔融特征俯沖帶由俯沖巖石圈板塊(subducting lithosphere plate)和上(馱)巖石圈板塊(upper plate或overriding lithosphere plate)構(gòu)成.由于巖石圈的單邊斜向俯沖，俯沖帶具有不對稱的熱結(jié)構(gòu)，俯沖板塊具有低的地溫梯度，以發(fā)生低溫、高壓藍片巖相和榴輝巖相變質(zhì)作用為特征；而上板塊具有高的地溫梯度，以發(fā)生高溫、中-高壓角閃巖相和麻粒巖相變質(zhì)作用為特征.兩個同時代、不同類型變質(zhì)帶構(gòu)成雙變質(zhì)帶.水化的地幔楔發(fā)生部分熔融形成基性巖漿，火山弧下地殼部分熔融形成花崗巖漿.圖中表示有600℃和1000℃等溫線的大致位置Fig.1 Plate architecture,thermal structure,metamorphism and partial melting of subduction zoneHP-high pressure;HT-high temperature;LT-low temperature;MP-medium pressure

以前的研究大多認為，俯沖板塊以發(fā)生低溫、高壓(超高壓)變質(zhì)作用為特征，而上板塊(巖漿弧)以發(fā)生高溫、低壓變質(zhì)作用為特征。但是，在俯沖帶的長期和復雜演化過程中，其變質(zhì)作用特征不僅存在空間上的差異性，也隨時間不斷變化。本文第一次對俯沖帶變質(zhì)作用類型進行了劃分，對俯沖板塊和上板塊變質(zhì)作用的基本特征、變質(zhì)作用P-T軌跡、部分熔融，以及變質(zhì)作用發(fā)生的構(gòu)造機制進行了初步總結(jié)。我們以前所稱的俯沖帶變質(zhì)作用實際上就是俯沖板塊的變質(zhì)作用，其一直是變質(zhì)巖石學與變質(zhì)地質(zhì)學研究的重點，為大家所熟知。與其相比，俯沖帶上板塊的變質(zhì)作用，特別是上板塊與俯沖板塊變質(zhì)作用的相互關(guān)系，研究相對較少，關(guān)注程度較低。因此，本文重點是對俯沖帶上板塊變質(zhì)作用進行總結(jié)，并探討其與俯沖帶構(gòu)造演化、大陸地殼生長和再造的關(guān)系。

1 俯沖帶變質(zhì)作用的類型劃分

俯沖帶是以一個巖石圈板塊斜向俯沖到另一個巖石圈板塊之下為特征，所以俯沖帶具有不對稱的熱結(jié)構(gòu)，即俯沖的巖石圈板塊具有低的地溫梯度，以發(fā)生藍片巖相和榴輝巖相高壓變質(zhì)作用為特征，而上部巖石圈板塊具有高的地溫梯度，出現(xiàn)角閃巖相、麻粒巖相，甚至榴輝巖相變質(zhì)巖(圖1和圖2)。在俯沖板塊形成的高壓變質(zhì)帶與在上板塊形成的中壓變質(zhì)帶可以同時存在，構(gòu)成空間上并置的雙變質(zhì)帶。因此，在俯沖帶形成的變質(zhì)巖具有雙峰式的地溫梯度特征。這被認為是地球上存在板塊構(gòu)造的重要標志(Brown,2010a,b;Brown and Johnson,2018,2019;Holderetal.,2019;Zheng,2021;Zheng and Zhao,2020)。

圖2 俯沖帶變質(zhì)相分布圖(據(jù)Winter,2014修改)從淺部到深部，俯沖洋殼發(fā)生濁沸石相、葡萄石-綠纖石相、藍片巖相到榴輝巖相變質(zhì)作用，上板塊(火山弧加厚地殼)發(fā)生濁沸石相、葡萄石-綠纖石相、綠片巖相、綠簾角閃巖相、角閃巖相、麻粒巖相和榴輝巖相變質(zhì)作用和部分熔融Fig.2 Metamorphic facies distribution of subduction zone (modified after Winter,2014)

大量的研究結(jié)果顯示，俯沖帶變質(zhì)巖形成的溫度和壓力條件變化很大，可以覆蓋所有已知變質(zhì)巖的溫度與壓力條件范圍(圖3)。在溫度與壓力圖上，俯沖板塊巖石的變質(zhì)條件大多在5～15℃/km地溫梯度線之間區(qū)域，而上板塊巖石的變質(zhì)條件多在大于15℃/km地溫梯度線區(qū)域(圖3)。所以，我們將15℃/km地溫梯度線作為俯沖板塊與上板塊變質(zhì)作用條件的分界線。俯沖板塊的變質(zhì)作用主要發(fā)生在藍片巖相、高壓榴輝巖相和超高壓榴輝巖相條件下，少部分發(fā)生在低溫的綠片巖相和綠簾-角閃巖相條件下。上板塊的變質(zhì)作用主要發(fā)在角閃巖相、麻粒巖相、高壓麻粒巖相和超高溫麻粒巖相條件下，個別可達高壓榴輝巖相變質(zhì)條件(圖3)。

盡管俯沖板塊的變質(zhì)巖形成在低的地溫梯度下，但也有較大的溫度和壓力條件變化?；诂F(xiàn)有研究成果，我們以10℃/km地溫梯度線為界，可將俯沖板塊的變質(zhì)作用進一步劃分成冷俯沖板塊型(Cold subducting plate)與熱俯沖板塊型(Hot subducting plate)，分別命名為西阿爾卑斯型(Western Alpine)和古巴型(Cuban；圖3)。

圖3 俯沖帶變質(zhì)作用的類型劃分俯沖帶的變質(zhì)作用可劃分俯沖板塊和上板塊兩個大類.俯沖板塊的變質(zhì)作用可進一步劃分為冷俯沖板塊與熱俯沖板塊型，即西阿爾卑斯型(Western Alpine)和古巴型(Cuban).上板塊的變質(zhì)作用可進一步劃分為冷地殼型(Cold crust)與熱地殼型(Hot crust)，統(tǒng)稱為科迪勒拉型(Cordilleran).俯沖板塊變質(zhì)巖的形成條件來自于Penniston-Dorland et al.,2015;上板塊變質(zhì)巖的形成條件據(jù)Pickett and Saleeby,1993;Searle et al.,1989;Yoshino et al.,1998;Daczko et al.,2001;Rolland et al.,2001,2006;Kidder et al.,2003;Valley et al.,2003;Yoshino and Okudaira,2004;Hacker et al.,2008,2011a;De Paoli et al.,2009;Miller and Snoke,2009;Scott et al.,2009;王金麗等,2009;Stowell and Crawford,2000;Stowell et al.,2010,2014;Zhang et al.,2010a,b,2013,2014a,2015a;Chapman et al.,2012,2021;Dong et al.,2010,2014,2018b;董昕等,2012;Gordon et al.,2012;Otamendi et al.,2012;Tibaldi et al.,2013;Guo et al.,2012a,2013;Palin et al.,2012,2014;Pownall et al.,2014;康東艷等,2019;牛志祥等,2019;秦圣凱等,2019;Cipar et al.,2020;Ma et al.,2021;Ganade et al.,2021;江媛媛等,2020;Jiang et al.,2021;Wang et al.,2021aFig.3 Classification of metamorphic type in subduction zonesWBS-wet basalt solidus;Metamorphic facies abbreviations:A-amphibolite facies,BS-Blueschist facies,EA-epidote-amphibolite facies,G-granulite facies;GS-greenschist facies,HP-E-high-pressure eclogite facies,HP-G-high-pressure granulite facies,PP-prehnite-pumpellyite facies,UHP-E-ultrahigh-pressure eclogite facies,UHT-G-ultrahigh-temperature granulite facies,Z-zeolite facies

俯沖帶上板塊的中、高級變質(zhì)作用主要發(fā)生在正?；蚣雍竦南碌貧?圖1和圖2)。無論是在增生，還是在碰撞造山過程中，上板塊構(gòu)造體制、幔源巖漿作用和巖石圈厚度的變化等都會導致地殼的熱結(jié)構(gòu)發(fā)生明顯變化。我們將上板塊的變質(zhì)作用進一步劃分成冷地殼型(Cold crust)和熱地殼型(Hot crust；圖3)。冷地殼型具有相對較低的地溫梯度(15～25℃/km)，發(fā)生在構(gòu)造擠壓和逆沖推覆導致的加厚地殼體制，缺少強烈的幔源巖漿作用，加厚下地殼以發(fā)生高溫、高壓麻粒巖相和榴輝巖相變質(zhì)作用為特征(圖2和圖3)。熱地殼型變質(zhì)作用發(fā)生在伸展導致的正?；驕p薄弧地殼體制，具有高的地溫梯度(25～50℃/km)，其下地殼以發(fā)生高溫或超高溫、中壓變質(zhì)作用為特征，形成角閃巖相、麻粒巖相或超高溫麻粒巖相變質(zhì)巖(圖3)。俯沖帶上板塊形成的各種變質(zhì)巖在南美和北美板塊西部的中、新生代科迪勒拉造山帶廣泛分布，因此，我們將這種類型的變質(zhì)作用統(tǒng)稱為科迪勒拉型(Cordilleran；圖3)。在俯沖帶上板塊巖漿弧地殼淺部，巖漿侵入導致的高溫、低壓變質(zhì)作用為Buchan(巴肯)型變質(zhì)作用，在正常下地殼發(fā)生的高溫、中壓變質(zhì)作用為Barrovian型變質(zhì)作用。

2 俯沖板塊的變質(zhì)作用

由于俯沖板塊的變質(zhì)作用具有重要的構(gòu)造意義，一直是主要研究對象，為大家所熟知，這里只做簡單介紹。冷俯沖板塊(西阿爾卑斯型)的變質(zhì)作用發(fā)生在低于10℃/km地溫梯度條件下，有的甚至接近5℃/km的變質(zhì)作用地溫梯度極限。這種在極低溫、高壓和超高壓條件下發(fā)生的變質(zhì)作用是顯生宙成熟板塊構(gòu)造體制的標志，以大洋和大陸地殼深俯沖到地幔形成含柯石英或含金剛石的超高壓變質(zhì)巖為特征。自從1984年發(fā)現(xiàn)含柯石英榴輝巖以來，超高壓變質(zhì)巖已經(jīng)被廣泛發(fā)現(xiàn)在顯生宙的大陸俯沖/碰撞造山帶中(Liouetal.,2009)。但是，由洋殼深俯沖形成的超高壓變質(zhì)巖僅在西阿爾卑斯造山帶、西南天山和西天山造山帶有發(fā)現(xiàn)(Reinecke,1991,1998;Tagirietal.,1995;Zhangetal.,2002,2005a;Lüetal.,2008;Weietal.,2009)。新生代的西阿爾卑斯造山帶即發(fā)育有陸殼物質(zhì)，也發(fā)育有洋殼物質(zhì)深俯沖形成的超高壓變質(zhì)巖，所以我們將冷俯沖板塊的變質(zhì)作用稱之為西阿爾卑斯型。大洋巖石圈冷俯沖是以俯沖的洋殼基性巖變質(zhì)形成含硬柱石的藍片巖和榴輝巖為特征(Chenetal.,2013;Zhangetal.,2019)。如中國的晚古生代祁連山造山帶普遍出現(xiàn)含硬柱石的高壓變質(zhì)巖，其峰期變質(zhì)壓力可達26kbar，而溫度<550℃(Songetal.,2007;Zhangetal.,2007,2009a)。

熱俯沖板塊變質(zhì)作用的地溫梯度多在10～15℃/km之間(圖3)，所形成的古巴型高壓變質(zhì)巖在俯沖增生雜巖和蛇綠混雜巖中廣泛產(chǎn)出。如在古巴的Sierra del Covento和La Corea(García-Cascoetal.,2007;Blanco-Quinteroetal.,2010,2011)，美國的Catalina(García-Cascoetal.,2007;Blanco-Quinteroetal.,2010)，新卡里多尼亞的Pam半島(Fitzherbertetal.,2003)，日本Osayama(Tsujimori and Liou,2005)，多米尼加的Samaná半島(Escuder-Virueteetal.,2011)，東阿爾卑斯的Koralpe(Tenczer and Stüwe,2003)和印度的Nagland(Bhowmik and Ao,2016)。這種類型的變質(zhì)巖是古巴La Corea蛇綠混雜巖的主要組成，其形成在原加勒比海(大西洋)巖石圈向加勒比板塊之下的初始俯沖過程中。由洋中脊玄武巖變質(zhì)形成的高壓角閃巖記錄了580～700℃和14～16kbar的變質(zhì)條件，以及在熱俯沖帶隧道中經(jīng)歷的多期埋藏與折返過程(Blanco-Quinteroetal.,2010,2011)。這種類型的變質(zhì)巖也是智利晚古生代至早中生代俯沖增生雜巖的重要組成。該雜巖形成在岡瓦納大陸西南緣大洋巖石圈的初始俯沖過程中，在智利中北部產(chǎn)出長達1200km(Katoetal.,2008;Hyppolitoetal.,2014)。該雜巖由東、西兩部分組成，東部為低壓變質(zhì)的陸緣沉積巖，而西部為高溫、高壓變質(zhì)巖，包括陸緣的變質(zhì)沉積巖和由洋殼變質(zhì)形成的高壓藍片巖(Willneretal.,2004,2005;Willner,2005;Katoetal.,2008;Hyppolitoetal.,2014)。這兩個部分構(gòu)成了一個典型的雙變質(zhì)帶(Willner,2005;Willneretal.,2005;Hyppolitoetal.,2014)。

現(xiàn)代的環(huán)太平洋俯沖帶可以劃分為兩個端元類型，即馬里亞納型和智利型(Stern,2002;Zheng and Zhao,2017)。馬里亞納型位于太平洋板塊西北邊緣，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，俯沖板塊具有陡的俯沖角度和極低的地溫梯度，發(fā)生西阿爾卑斯型的低溫、高壓或超高壓變質(zhì)作用。智利型俯沖帶位于南美板塊邊緣，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，板塊以較慢的速度和低的角度發(fā)生平緩俯沖，因此具有較高的地溫梯度，在俯沖帶深部發(fā)生高溫和高壓變質(zhì)作用。

古巴型變質(zhì)作用不僅可以發(fā)生在年輕板塊的俯沖過程中，也可以發(fā)生在太古代熱板塊陡俯沖、古老板塊平緩俯沖，以及大洋巖石圈初始俯沖過程中。有研究表明，在古元古代的洋殼正常俯沖過程中也可以形成具有熱俯沖板塊特征的超高溫高壓變質(zhì)巖(Otaetal.,2004;Wanetal.,2015)。近年來的研究揭示，大洋巖石圈板塊從初始俯沖到成熟(穩(wěn)定)俯沖期，地溫梯度會發(fā)生由高到低的變化(圖4;Hyppolitoetal.,2014;Agardetal.,2018,2020)。在初始俯沖期(<2Myr)，俯沖板塊發(fā)生高溫變質(zhì)作用，形成變質(zhì)底板(Metamorphic sole)。這些高溫變質(zhì)巖形成在角閃巖相和麻粒巖相變質(zhì)條件下，具有大于20℃/km的地溫梯度；當俯沖持續(xù)到2～5Myr，俯沖板塊發(fā)生高溫、高壓榴輝巖相變質(zhì)巖作用，其地溫梯度降低到10～20℃/km之間；當俯沖時間超過5Myr，俯沖板塊發(fā)生低溫、高壓或超高壓榴輝巖相變質(zhì)作用，其地溫梯度降低到10℃/km以下，進入到穩(wěn)定的成熟俯沖階段(圖4;Agardetal.,2018,2020)。

圖4 俯沖板片變質(zhì)條件與俯沖時間關(guān)系圖(據(jù)Agard et al.,2018修改)在大洋板塊俯沖初始期(<2Myr)形成的變質(zhì)底板發(fā)生高溫角閃相和麻粒巖相變質(zhì)作用，當俯沖持續(xù)到2～5Myr形成高溫榴輝巖，當俯沖持續(xù)到>5Myr形成低溫榴輝巖.圖中的圈越大表示相應(yīng)變質(zhì)巖的形成時間(距俯沖開始的時間)越長.總體上看，隨著俯沖作用的進行，俯沖板塊的地溫梯度變低Fig.4 Metamorphic conditions and times of subducting plate rocks (modified after Agard et al.,2018)

在一個長期持續(xù)的俯沖帶，無論是俯沖板塊，還是上板塊的熱結(jié)構(gòu)都會是變化的，而且這種變化不僅僅發(fā)生在初始俯沖過程中。當活動(擴張)的洋中脊發(fā)生俯沖時，軟流圈沿板片窗上涌，俯沖板塊邊緣和上板塊都具有高的地溫梯度，因此，發(fā)生高溫，甚至超高溫變質(zhì)作用(Breitsprecheretal.,2003;Cole and Stewart,2009;Zhangetal.,2010a;Xiangetal.,2012;Thorkelson,2021)。此外，當大規(guī)模的洋底高原發(fā)生俯沖時，大洋巖石圈會發(fā)生平緩俯沖，俯沖板塊具有高的地溫梯度，進而發(fā)生高溫和高壓變質(zhì)作用(Gutscheretal.,2000)。

俯沖帶的熱結(jié)構(gòu)受多種因素影響，如俯沖速率和角度、俯沖板片的年齡、厚度和寬度、上板塊的運動速度和厚度，以及俯沖板片與地幔的耦合程度(Syracuseetal.,2010;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，俯沖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。有研究認為，在一個長期持續(xù)的俯沖帶，板塊的俯沖角度是周期性變化的，即平緩俯沖與陡俯沖交替進行(Collins,2002)。因此，俯沖板塊的地溫梯度也可能是交替變化的，熱俯沖和冷俯沖板塊型變質(zhì)巖交替出現(xiàn)。

喜馬拉雅造山帶中東段是典型的大陸碰撞造山帶，碰撞導致加厚下地殼形成了高壓麻粒巖和高壓榴輝巖。這些高壓變質(zhì)巖具有與熱俯沖板塊和冷地殼型變質(zhì)作用相當?shù)牡販靥荻?，在它們的折返過程普遍疊加了中壓、高溫或超高溫麻粒巖相退變質(zhì)作用(Groppoetal.,2007;Guilmetteetal.,2011;Zhangetal.,2015a,2018,2021;Wangetal.,2017a,2021b;Lietal.,2019;Kangetal.,2020)。在某些碰撞造山帶，高壓和中壓型變質(zhì)巖共存，如古元古的華北中央造山帶(Zhaoetal.,2001)，東南極的晚中元古至早新元古、晚新元古至寒武紀碰撞造山帶(Liuetal.,2013,2014a)，以及古生代的敦煌造山帶(Wangetal.,2016)。這有可能說明，碰撞造山帶的不同構(gòu)造層次具有不同的地溫梯度。

3 俯沖帶上板塊的變質(zhì)作用

研究表明，在洋-陸巖石圈匯聚邊緣，俯沖帶上板塊的構(gòu)造體制和熱結(jié)構(gòu)受俯沖板片的俯沖角度、俯沖速率和幔源巖漿巖作用等因素控制(Stern,2002;Duceaetal.,2015)。當古老的大洋巖石圈發(fā)生正常(陡)俯沖時，上板塊處于伸展構(gòu)造環(huán)境，軟流圈上涌，巖漿弧地殼減薄，并形成弧后盆地(圖5a)。在這樣的構(gòu)造體制下，被俯沖洋殼和地幔脫水交代的上板塊地幔楔(包括軟流圈)發(fā)生強烈部分熔融，導致大體積基性巖漿增生到巖漿弧中下地殼，或噴出到地表形成火山巖盆地(圖5a)。因此，減薄的巖漿弧下地殼具有很高的地溫梯度(25～50℃/km)，進而發(fā)生高溫，甚至超高溫、中壓變質(zhì)作用，即熱地殼型變質(zhì)作用(圖3和圖5a)。相反，當年輕的大洋巖石圈或大洋高原俯沖時，板塊發(fā)生低角度或平俯沖，上板塊地殼(巖漿弧)處于擠壓環(huán)境，地殼加厚(圖5b)。在這種構(gòu)造體制下，俯沖板塊與上板塊之間的地幔楔(包括軟流圈)變小，甚至消失，幔源巖漿活動變?nèi)趸蛲Ｖ埂Ｒ虼?，加厚的下地殼具有相對低的地溫梯?15～25℃/km)，進而發(fā)生高溫和高壓變質(zhì)作用，即冷地殼型變質(zhì)作用(圖3和圖5b)。由圖5b可以看出，在板塊平緩俯沖導致巖漿弧地殼強烈加厚環(huán)境下，加厚的弧下地殼可以發(fā)生高溫和高壓變質(zhì)作用與部分熔融，這與同等深度下俯沖板塊的變質(zhì)作用條件相近。這表明，在巖石圈平緩俯沖和地殼加厚環(huán)境下，在俯沖帶形成的變質(zhì)巖并不具有明顯的雙峰式地溫梯度特征。

圖5 俯沖帶的兩個端元類型和它們的變質(zhì)作用與部分熔融特征(a)大洋巖石圈正常(陡)俯沖，俯沖洋殼發(fā)生低溫、高壓變質(zhì)作用；上板塊伸展，地殼減薄，軟流圈上涌，幔源基性巖漿增生形成新生地殼，新生下地殼發(fā)生高溫、超高溫/中壓變質(zhì)和部分熔融，形成上地殼的花崗巖；(b)大洋巖石圈平緩俯沖，上板塊擠壓，地殼加厚，俯沖的洋殼和加厚的新生下地殼發(fā)生高溫、高壓變質(zhì)與部分熔融，形成在上地殼產(chǎn)出的埃達克質(zhì)花崗巖，新生地殼組成與化學成分發(fā)生分異Fig.5 Two types of subduction zones,and their metamorphic and anatectic characteristics MP-medium pressure,UHT-ultrahigh temperature

北美科迪勒拉造山帶，F(xiàn)arallon大洋板塊在Laramide造山期(80～40Ma)平俯沖到美洲大陸板塊之下，導致上板塊地殼明顯加厚，并形成高原?；谕瑫r期巖漿巖的地球化學研究，當時的地殼厚度在45～72km之間，平均57km(Chapmanetal.,2018,2019,2020)。加厚的中、下地殼經(jīng)歷了高溫變質(zhì)和部分熔融，形成了中、高壓變質(zhì)的角閃巖相至麻粒巖相混合巖。在40～15Ma，平俯沖的Farallon板塊回轉(zhuǎn)和陡俯沖，導致上板塊地殼伸展減薄，早期形成的變質(zhì)巖被部分剝露到地表(Chapmanetal.,2018)。這些變質(zhì)巖(片麻巖和混合巖)呈穹窿狀分布，構(gòu)成了一條長達3000km的變質(zhì)核雜巖帶(Coney and Harms,1984;Dickinson,2004;Chapmanetal.,2018,2021)。

美北科迪勒拉造山帶地殼加厚的直接證據(jù)是大型巖基底部形成的石榴石輝石巖，以及在晚漸新世玄武巖中捕獲的石榴石輝石巖包體(Saleeby,1990;Saleebyetal.,2003;Ducea and Saleeby,1996;Leeetal.,2006;Lee and Anderson,2015;Butcheretal.,2017)。這些石榴石輝石巖也被稱之為弧榴輝巖(Arclogite)，主要由單斜輝石-石榴石-角閃石-鐵鈦氧化物組成，其形成在800～1000℃和10～20kbar條件下，代表巖漿弧加厚地殼的最下部，即弧根物質(zhì)(Leeetal.,2006;Lee and Anderson,2015;Butcheretal.,2017;Duceaetal.,2021a,b)。這些弧榴輝巖或者是幔源基性巖漿在高壓下分離結(jié)晶形成的堆晶巖，或是基性巖漿巖在加厚下地殼高壓條件下發(fā)生再熔融的殘余(Ducea and Saleeby,1998;Ducea,2001,2002;Duceaetal.,2021a)。在南美科迪勒拉造山帶，Nazca板塊中大洋高原(洋脊)向南美大陸板塊之下的平俯沖導致現(xiàn)在的安底斯巖漿弧具有 60～70km的厚地殼。這些地區(qū)正在發(fā)生高溫、高壓麻粒巖相或榴輝巖相變質(zhì)作用。另外，弧榴輝巖具有比下覆地幔更大的密度，可以拆沉到地幔中去，導致深地幔的成分不均性，很可能是某些板內(nèi)熱點巖漿巖的源區(qū)(Currieetal.,2015;Erdmanetal.,2016;Leeetal.,2000;Lee and Anderson,2015;Duceaetal.,2021a,b)。

許多研究表明，巖漿弧會經(jīng)歷周期性的巖漿-變質(zhì)-構(gòu)造演化(Collins,2002;DeCellesetal.,2009,2015;Duceaetal.,2015)。如圖6所示，北美科迪勒拉造山帶經(jīng)歷了一個以25～50Myr為周期的演化過程(DeCellesetal.,2009)。大洋板塊的平緩俯沖和大體積的幔源巖漿增生導致巖漿弧地殼加厚，加厚的下地殼發(fā)生高溫、高壓變質(zhì)作用，形成高密度的石榴石輝石巖或榴輝巖(圖6a,b)。高密度的榴輝巖拆沉進地幔，并導致軟流圈上涌和強烈的幔源巖漿作用，弧地殼伸展和減薄，下地殼發(fā)生高溫、超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用和部分熔融(圖6c)。大洋板塊的又一期平俯沖導致弧地殼再次加厚，以及加厚下地殼的高壓變質(zhì)和榴輝巖的形成(圖6d)。俯沖板片再次發(fā)生回轉(zhuǎn)、榴輝巖質(zhì)下地殼拆沉和軟流圈上涌，又一期的地殼伸展與減薄、強烈幔源巖漿作用，以及下地殼的高溫或超高溫變質(zhì)作用(圖6e)。

圖6 北美科迪勒拉造山帶的周期性構(gòu)造演化(據(jù)DeCelles et al.,2009修改)從(a)到(e)為北美科迪勒拉造山帶兩個周期性的構(gòu)造演化過程:(a)板塊平緩俯沖、地殼逆沖加厚；(b)加厚新生下地殼高溫高壓變質(zhì)，榴輝巖化和部分熔融；(c)地殼伸展，榴輝巖拆沉，軟流圈上涌，下地殼高溫、超高溫變質(zhì)和部分熔融；(d)板塊平俯沖，地殼加厚，加厚下地殼高溫和高壓變質(zhì)，榴輝巖化和部分熔融；(e)俯沖板塊回轉(zhuǎn)，榴輝巖拆沉，軟流圈上涌，地殼伸展減薄，高溫、超高溫變質(zhì)和部分熔融Fig.6 Cyclical tectonic evolution of Cordilleran orogen (modified after DeCelles et al.,2009)Ec-eclogite,HFE-high-flux magmatic episode

除了板塊平緩俯沖引起上板塊地殼擠壓縮短外，大體積幔源巖漿的底墊和增生也是弧地殼加厚和加厚下地殼高壓變質(zhì)的重要機制(Brown,1996;Karlstrometal.,2014)。Caoetal.(2016)認為幔源巖漿增生和地殼縮短導致Sierra Nevada巖基根曾經(jīng)深到～85km。位于喜馬拉雅造山帶西構(gòu)造結(jié)的Kohistan弧形成在新特提斯大洋巖石圈匯聚的島弧環(huán)境，幔源巖漿的不斷增生形成了一個近50km厚的新生地殼。該地殼上部為中、酸性巖漿巖，中部為基性巖漿巖，下部由高壓麻粒巖相變質(zhì)的基性巖組成，是一個完整的大陸地殼剖面(Garridoetal.,2006;Jagoutz,2014;Jagoutz and Kelemen,2015)。在新西蘭Fiordland，形成在活動大陸邊緣的早白堊紀弧地殼主要由幔源巖漿巖組成，其具有60km的古深度。這個新生地殼剖面的下部主要由麻粒巖相變質(zhì)的中、基性巖漿巖(也被稱之為正片麻巖)組成，含少量變質(zhì)表殼巖。剖面的最下部(弧根)由高壓榴輝巖和含綠輝石的高壓麻粒巖組成，形成在850～920℃和15～18kbar條件下(Clarkeetal.,2000,2013;Hollisetal.,2003,2004;De Paolietal.,2009;Stowelletal.,2010,2014)。Ganadeetal.(2021)對非洲多哥新元古代(670～620Ma)巖漿弧的研究顯示，蛇紋巖化地幔俯沖過程中的強烈脫水引發(fā)了強烈的幔源巖漿作用，大體積基性巖漿的底墊和增生導致弧地殼加厚到65～70km(圖7)。而且，加厚的下地殼經(jīng)歷了近同侵入期(～620Ma)的高溫(800～900℃)和高壓(15～20kbar)麻粒巖相至榴輝巖相變質(zhì)作用。相關(guān)的其他研究也表明，主要由幔源基性巖組成的巖漿弧下地殼大多經(jīng)歷了近同侵入期或稍晚期的角閃巖相到麻粒巖相變質(zhì)作用，進一步證明大體積幔源巖漿巖的增生是弧地殼加厚的重要機制之一(Ducea,2002;Yoshinoetal.,1998;Yoshino and Okudaira,2004;Bergeretal.,2009;Stowelletal.,2010;Zhangetal.,2014a)。

圖7 多哥新元古代巖漿弧地殼加厚和弧根高壓變質(zhì)機制圖(據(jù)Ganade et al.,2021修改)新元古代(670～620Ma)基性巖漿巖的不斷底墊導致巖漿弧地殼的生長與加厚，加厚的基性下地殼(弧根)發(fā)生了近同侵入期(620Ma)的高壓榴輝巖相變質(zhì)作用Fig.7 Crustal thickening and high-pressure eclogite-facies metamorphism in the Neoproterozoic magmatic arc of the Kabyé massif,Togo (modified after Ganade et al.,2021)

在大陸與大陸巖石圈匯聚過程中，板塊的俯沖/碰撞可以導致俯沖帶上板塊地殼強烈加厚。青藏高原是印度與亞洲大陸巖石圈在新生代俯沖/碰撞作用的產(chǎn)物，具有60～80km的巨厚地殼(圖8)。晚新生代幔源火山巖捕獲的地殼巖石包體可以揭示青藏高原巨厚地殼的熱結(jié)構(gòu)和變質(zhì)作用特征(Hackeretal.,2000;Duceaetal.,2003;Gordonetal.,2012)。青藏高原中部北羌塘地區(qū)～3Ma火山巖中的地殼包體為麻粒巖相變質(zhì)巖，變質(zhì)溫度在800～1000℃，壓力為7～14kbar，相應(yīng)的地溫梯度為～17℃/km(Hackeretal.,2000)。在青藏高原西緣帕米爾地區(qū)，漸新世火山巖中的殼源包體有高壓麻粒巖相和榴輝巖相變質(zhì)巖，其變質(zhì)溫度為810～1050℃，壓力為18～22kbar，地溫梯度為約12～13℃/km(Hackeretal.,2005;Gordonetal.,2012)。這些結(jié)果表明，盡管青藏高原的加厚下地殼正在經(jīng)歷高溫、超高溫和高壓變質(zhì)作用，但其總體上具有與冷地殼，甚至與冷俯沖板塊相當?shù)妮^低地溫梯度。以前的研究普遍認為青藏高原是典型的大型熱造山帶(Beaumontetal.,2006,2010)，但較低的地溫梯度與其是大型熱造山帶的結(jié)論并不一致。張建新等(2009)對中國西部南阿爾金、柴北緣及中部北秦嶺造山帶的研究表明，大陸俯沖/碰撞導致俯沖帶之上增厚的大陸地殼根部發(fā)生了高壓麻粒巖相變質(zhì)作用，而且這些高壓麻粒巖與形成在俯沖帶中的榴輝巖同時出現(xiàn)，構(gòu)成了碰撞造山帶的雙變質(zhì)帶。

圖8 青藏高原和喜馬拉雅造山帶巖石圈結(jié)構(gòu)圖(據(jù)Faccenna et al.,2021;Guillot and Replumaz,2013修改)Fig.8 Lithospheric architecture of the Tibetan Plateau and Himalayan orogen (modified after Faccenna et al.,2021;Guillot and Replumaz,2013)

巖漿弧的正?；驕p薄下地殼是熱地殼，具有較高的地溫梯度，以高溫，甚至超高溫麻粒巖相變質(zhì)為特征(圖3)。除了幔源巖漿的底侵可以提供熱源以外，加厚巖漿弧根和巖石圈地幔的拆沉，俯沖板塊回轉(zhuǎn)或斷離、活動洋中脊俯沖所導致的軟流圈上涌也可以為弧地殼高溫、超高溫變質(zhì)提供熱源。因此，有板塊構(gòu)造以來發(fā)生的超高溫變質(zhì)巖很可能大多形成在巖漿弧下地殼。如Dumondetal.(2017)研究顯示，加拿大西部新太古代Athabasca地體中的超高溫榴輝巖(或超高溫、高壓麻粒巖)是弧后盆地的沉積巖和基性火山巖被構(gòu)造埋藏到巖漿弧根部變質(zhì)作用的產(chǎn)物。在北美科迪勒拉造山帶，Ciparetal.(2020)對Rio Grande裂谷帶火山巖捕獲的中、下地殼和上地幔巖包體的研究表明，30Ma以來形成的下地殼麻粒巖經(jīng)歷了870～960℃和8～10kbar變質(zhì)作用，表明巖漿弧地殼的最下部(～33km)經(jīng)歷了超高溫變質(zhì)作用。這期事件發(fā)生在科迪勒拉造山帶的構(gòu)造伸展期，先期加厚的巖石圈地幔的拆沉(或重力垮塌)導致了巖石圈變薄和軟流圈上涌，弧地殼根部因此發(fā)生了超高溫變質(zhì)作用。東昆侖造山帶的超高溫麻粒巖也是形成在先期加厚的弧地殼發(fā)生伸展和強烈基性巖漿底墊的構(gòu)造環(huán)境(Bietal.,2021)。上述兩個地區(qū)的超高溫麻粒巖都具有順時針型P-T軌跡，并以升溫降壓退變質(zhì)為特征(圖9)?；趲r漿弧超高溫麻粒巖與其它超高溫麻粒巖在變質(zhì)作用P-T軌跡上的相似性，Ciparetal.(2020)認為加厚弧巖石圈的垮塌是形成大規(guī)模超高溫麻粒巖的構(gòu)造機制。研究表明，華北克拉通的古元古代超高溫麻粒巖也經(jīng)歷了減壓升溫退變質(zhì)過程，早期的構(gòu)造擠壓導致了地殼加厚和加厚下地殼的高溫、高壓變質(zhì)，隨后的巖石圈伸展和軟流圈上涌導致高壓變質(zhì)巖疊加了超高溫變質(zhì)作用(Guoetal.,2012b;Jiaoetal.,2017;Jiao and Guo,2020)。因此，華北克拉通的古元古代超高溫麻粒巖有可能形成在巖漿弧構(gòu)造環(huán)境。Collins (2002)和Clarketal.(2011)認為，許多麻粒巖地體具有很高的變質(zhì)溫度和地溫梯度，不太可能是形成在具有較低地溫梯度的碰撞造山帶，而是形成在巖漿弧地殼的伸展過程中。如上所述，碰撞造山形成的青藏高原巨厚地殼的地溫梯度是12～17℃/km，只有在加厚下地殼的底部(>60km)才有能可發(fā)生超高溫(>900℃)變質(zhì)作用。我們認為，大洋巖石圈陡俯沖或斷離導致的上板塊伸展、軟流圈上涌和強烈幔源巖漿作用是巖漿弧下地殼發(fā)生超高溫變質(zhì)作用的最有利環(huán)境(圖5a和圖6c,d)。

圖9 俯沖帶巖石變質(zhì)作用P-T軌跡Fig.9 Metamorphic P-T paths of subduction zone rocksCold subducting plate:1,Sulu,Eastern China,Zhang et al.,2009b;2,Dora Maira,Western Alps,Hermann and Rubatto,2014;3,Western Himalaya,Palin et al.,2017;4,Western Tianshan,Zhang et al.,2019;5,Western Alps,Le Bayon et al.,2006;Hot subducting plate:6,Naga Hills,India,Chatterjee and Ghose,2010;7,Zagros,Agard et al.,2006;8,Taiwan,China,Keyser et al.,2016;9,Nagaland,India,Ao and Bhowmik,2014;10,Chilenia terrane,Hyppolito et al.,2014;11,La Corea,Cuba,Blanco-Quintero et al.,2010;12,Central Himalaya,Wang et al.,2021b;13,Eastern Himalaya,Zhang et al.,2015a;14,Hainan Island,Southern China,Liu et al.,2020;15,South Altyn Tagh,China,Zhang et al.,2005b,2014b;16,North China Craton,Wan et al.,2015;Cold crust:17,Fiordland,New Zealand,Daczko et al.,2002,Klepeis et al.,2004;18,North American Cordillera,Chapman et al.,2021;19,Athabasca granulite terrane,Canadia,Dumond et al.,2017;Hot crust:20,East Kunlun,Western China,Bi et al.,2021;21,NW Argerntina,Gallien et al.,2010;22,Hidaka,Japan,Kemp et al.,2007

4 俯沖帶變質(zhì)作用的P-T軌跡

板塊俯沖形成的變質(zhì)巖是造山帶核部的主要組成，其變質(zhì)作用P-T軌跡已經(jīng)進行了廣泛研究?，F(xiàn)有結(jié)果表明，冷俯沖板塊變質(zhì)作用的P-T軌跡多為順時針型，其進變質(zhì)P-T軌跡處于低地溫梯度下(<10℃/km)，但退變質(zhì)P-T軌跡多以近等溫降壓，甚至升溫降壓為特征(圖9)。因此，這些形成在低、中溫和高壓、超高壓條件下的變質(zhì)巖經(jīng)常疊加中壓條件下的綠簾角閃巖相、角閃巖相或麻粒巖相退變質(zhì)作用(圖9)。如在西阿爾卑斯、阿爾金、柴北緣、秦嶺、蘇魯和西喜馬拉雅造山帶的超高壓變質(zhì)巖都具有順時針型P-T軌跡，退變質(zhì)過程中疊加了角閃巖相或麻粒巖相變質(zhì)作用(Zhangetal.,2009b,2017;Hermann and Rubbatto,2014;Liuetal.,2016;Palinetal.,2017)。

熱俯沖板塊形成的高壓變質(zhì)巖可具有順時針型P-T軌跡(圖9)。如在伊朗Zagros造山帶的藍片巖、中國臺灣玉里帶的藍片巖相變質(zhì)巖石和中國敦煌地體的高壓麻粒巖都具有順時針型P-T軌跡(Agardetal.,2006;Keyseretal.,2016;Wangetal.,2017b)。在大陸碰撞造山帶形成的中、高壓變質(zhì)巖普遍發(fā)育順時針型的P-T軌跡，而且大多記錄一個近等溫或升溫、降壓退變質(zhì)作用過程(圖9;Zhaoetal.,2001;Liuetal.,2013,2014a,2020;Zhangetal.,2015a,2021;Wangetal.,2021b)。

板塊初始俯沖期形成的高壓變質(zhì)巖具有逆時針型P-T軌跡(Hyppolitoetal.,2014;Bhowmik and Ao,2016)。這是由于在初始俯沖期，俯沖板塊具有較高的溫度，但隨著俯沖作用的進行，俯沖板塊變冷，地溫梯度降低，由熱俯沖轉(zhuǎn)變成冷俯沖。在南美智利地體，中生代(～340Ma)的高壓變質(zhì)巖形成在初始俯沖期，其具有逆時針型的變質(zhì)作用P-T軌跡，退變質(zhì)作用早期為近等壓降溫過程，晚期是近等溫降壓過程(圖9;Willneretal.,2004;Willner,2005;Katoetal.,2008;Hyppolitoetal.,2014)。

板片俯沖形成的高壓變質(zhì)巖也可以具有發(fā)卡狀的P-T軌跡，即進變質(zhì)與退變質(zhì)P-T軌跡近于平行(圖9;Ernst,1988;Krebsetal.,2011;Chatterjee and Ghose,2010;Bhowmik and Ao,2016)。這很可能是由于高壓變質(zhì)巖的俯沖和折返發(fā)生在成熟的俯沖隧道中，在相同深度下的地溫梯度基本保持不變。

以前的研究多認為，俯沖帶上板塊的巖漿弧以幔源巖漿增生和伴隨的地殼加厚，以及后期的巖漿結(jié)晶冷卻為特征。所以，形成在巖漿弧環(huán)境的高溫變質(zhì)巖具有逆時針型的P-T軌跡(Bohlen,1987,1991;Zhaoetal.,2001)。在新西蘭的Fiordland巖漿弧，加厚下地殼形成的高壓麻粒巖具有逆時針型P-T軌跡(圖9;Daczkoetal.,2002;Klepeisetal.,2004)，其構(gòu)造機制是：約126～120Ma的幔源巖漿增生導致地殼加厚，加厚下地殼發(fā)生麻粒巖相變質(zhì)，約120～105Ma降溫過程，約105～90Ma的地殼伸展和降壓抬升。阿根廷西北部的古生代混合巖化片麻巖形成在巖漿弧環(huán)境，大體積幔源巖漿的增生導致其經(jīng)歷了一個快速升溫變質(zhì)過程，以及隨著巖漿結(jié)晶而發(fā)生的近等壓冷卻過程，因此具有發(fā)卡狀的逆時針型P-T軌跡(Gallienetal.,2010)。Dumondetal.(2017)研究表明，加拿大地盾新太古代麻粒巖的原巖是形成在弧后盆地的玄武巖，弧地殼的強烈縮短和加厚導致玄武巖被埋藏到巖漿弧根，經(jīng)歷了>950℃和>14kbar的超高溫、高壓變質(zhì)作用，然后經(jīng)歷了明顯降溫過程，其總體上具有逆時針型P-T軌跡(圖9)。

實際上，俯沖帶上板塊的變質(zhì)作用P-T軌跡比較復雜。在巖漿弧下地殼形成的變質(zhì)巖也可以具有順時針型P-T軌跡。如日本Hidaka的早中新世麻粒巖形成于弧地殼伸展導致的強烈幔源巖漿增生環(huán)境，先期埋藏到下地殼的表殼巖經(jīng)歷了近等壓和增溫條件下的麻粒巖相變質(zhì)作用，然后經(jīng)歷了緩慢的抬升過程，因此具有順時針型P-T軌跡(Kempetal.,2007)。在北美科迪勒拉造山帶，由于弧地殼構(gòu)造加厚，被埋藏的表殼巖經(jīng)歷了高壓麻粒巖相變質(zhì)作用，之后的地殼伸展使這些高級變質(zhì)巖剝露到上地殼形成變質(zhì)核雜巖。這種形成在地殼擠壓加厚和后續(xù)伸展減薄環(huán)境下的高級變質(zhì)巖普遍具有順時針型P-T軌跡(圖9;Chapmanetal.,2021)。

俯沖帶變質(zhì)巖石可以經(jīng)歷多期變質(zhì)作用，其整個P-T軌跡并不是簡單的順時針或逆時針型(圖10)。西阿爾卑斯Gran Paradiso地體中的石榴石硬綠泥石云母片巖形成在大陸碰撞造山環(huán)境，其經(jīng)歷了兩期變質(zhì)作用，記錄了兩個順時針型P-T軌跡。第一期為發(fā)生在前阿爾卑斯期相對高地溫梯度條件下的中壓變質(zhì)作用，第二期為發(fā)生在阿爾卑斯期低地溫梯度下的高壓進變質(zhì)和中壓退變質(zhì)作用(圖10;Le Bayonetal.,2006)。日本Sanbagawa榴輝巖經(jīng)歷了三期變質(zhì)作用，第一期發(fā)生在117～116Ma的熱俯沖過程中，具有一個逆時針型P-T軌跡，第二期發(fā)生在116～89Ma的冷俯沖過程中，所形成的低溫、高壓榴輝巖具有一個順時針型P-T軌跡，第三期發(fā)生在89～85Ma的熱俯沖過程中，使高壓榴輝巖疊加了高地溫梯度條件下的退變質(zhì)作用。三期變質(zhì)作用的P-T軌跡連在一起似“8”字型(圖10;Endoetal.,2012)。奧地利東阿爾卑斯Saualpe榴輝巖經(jīng)歷了兩期變質(zhì)作用，記錄了兩個順時針型的變質(zhì)作用P-T軌跡，第一期為石炭至二疊紀(>320～250Ma)的中壓變質(zhì)作用(峰期條件為650℃和6～8kbar)，第二期為白堊紀(>104～86Ma)的高壓變質(zhì)作用(峰期條件為750℃和14kbar；圖10;Schulz,2017)。

圖10 俯沖板片巖石多期變質(zhì)作用P-T軌跡Fig.10 P-T paths of polyphase metamorphism of subducting plate rocksP-T paths:1,Gran Paradiso nappe,Western Alps,Le Bayon et al.,2006;2,Sanbagawa,Japan,Endo et al.,2012;3,Eastern Alps,Austria,Schulz,2017;4,Nagaland,India,Bhowmik and Ao (2016);5,Eastern Cuba,Blanco-Quintero et al.,2011

俯沖隧道中的變質(zhì)巖可經(jīng)歷多次埋藏與折返，具有復雜的螺旋狀P-T軌跡(Blanco-Quinteroetal.,2011;Rubattoetal.,2011;Lietal.,2016)。如印度Nagaland蛇綠巖中的角閃巖(角閃石榴輝巖)在新特提斯洋俯沖隧道中經(jīng)歷了反復的俯沖與折返。在初始俯沖期，角閃石榴輝巖記錄了第一個具有熱俯沖板片特征的逆時針P-T軌跡，而后來的再埋藏和折返，使其記錄了第二個具有成熟冷俯沖板片特征的逆時針型P-T軌跡(圖10;Bhowmik and Ao,2016)。另外，俯沖隧道中的變質(zhì)巖石可以具有不同的變質(zhì)條件，變質(zhì)時間和P-T軌跡(Federicoetal.,2007;Zhengetal.,2013;Lietal.,2015;Zhang,2020)。

5 俯沖帶的部分熔融

匯聚板塊邊緣是以強烈的巖漿作用為特征。在大洋巖石圈的正常俯沖過程中，俯沖板塊具有較陡的俯沖角度和低的溫度，是冷俯沖。俯沖的地殼巖石經(jīng)歷低溫、高壓到超高壓變質(zhì)作用和逐漸脫水，但不發(fā)生部分熔融。俯沖板塊脫出的水(流體)會交代上板塊地幔楔的超基性巖，使其發(fā)生部分熔融，形成廣泛分布的弧巖漿巖。但是，對于熱俯沖板塊，即當年輕和熱的大洋巖石圈發(fā)生俯沖時、擴張的洋中脊發(fā)生俯沖時，深俯沖的地殼巖石會具有超過飽和水固相線的變質(zhì)溫度，可以發(fā)生部分熔融(圖3;張澤明等，2020)。

在年輕的(<20Ma)大洋巖石圈俯沖過程中，俯沖的洋殼具有相對高的溫度和地溫梯度，俯沖到弧前和弧下深度時發(fā)生脫水熔融(Peacocketal.,1994;Martin,1999)。在這樣的高壓條件下，石榴石和角閃石是部分熔融的主要殘留相，所形成的熔體具有虧損重稀土元素、高La/Yb比和高Sr/Y比的埃達克巖成分(Kay,1978;Defant and Drummond,1990;Rapp and Watson,1995)。目前世界上有多個年輕洋殼俯沖過程中發(fā)生部分熔融形成埃達克巖的報道(Sorensen and Barton,1987;García-Cascoetal.,2007;Lázaro and García-Casco,2008;Blanco-Quinteroetal.,2010,2011;Lázaroetal.,2011;Rossettietal.,2010,2014;Angiboustetal.,2017)。

太古代是否存在板塊構(gòu)造還存在爭議，但組成太古代大陸地殼的TTG巖石具有與弧巖漿巖相似的地球化學特征。由于太古代的地幔比現(xiàn)在的地幔更熱，如果存在板塊構(gòu)造，太古代的俯沖帶應(yīng)該是熱俯沖帶(Herzbergetal.,2010)。此外，太古代的板塊很可能發(fā)生平緩俯沖(Smithiesetal.,2003;Van Hunen and Moyen,2012;Fischer and Gerya,2016)，熱的俯沖洋殼更容易發(fā)生部分熔融形成TTG巖石(Palinetal.,2016;Ganadeetal.,2017)。

盡管新生代的埃達克巖可形成于俯沖的年輕板片部分熔融。但是，世界上已知的某些新生代埃達克巖卻是形成在較古老(>20Ma)大洋巖石圈板塊的俯沖過程中。Gutscheretal.(2000)認為平俯沖大洋高原的部分熔融形成了這些新生代埃達克巖。模擬結(jié)果表明，與正常俯沖板片表面具有較低的溫度不同，當較老的板片平緩俯沖時，在弧下深度會經(jīng)歷了一個近等壓升溫過程，由冷俯沖變成熱俯沖，由此發(fā)生部分熔融形成埃達克質(zhì)巖漿。在現(xiàn)代的環(huán)太平洋俯沖帶，有約10%的區(qū)域正在發(fā)生大洋高原的平俯沖作用，在相應(yīng)的上板塊巖漿弧區(qū)大多有同時代的埃達克巖形成(Gutscheretal.,2000)。有研究認為，俯沖的大洋高原部分熔融有可能在較短的地質(zhì)時期內(nèi)形成大量的TTG巖石，這與大陸地殼的幕式生長特征相一致(Condie,1998,2005;Martinetal.,2014)。

在大洋巖石圈板塊俯沖和消亡過程中必然發(fā)生擴張洋中脊的俯沖，而活動的洋中脊發(fā)生俯沖會導致強烈的弧巖漿作用。這是由于活動的洋中脊發(fā)生俯沖時軟流圈沿板片窗上涌，形成一個高熱流環(huán)境(Thorkelson,2021)。在這樣的條件下，上板塊的地殼與地幔楔、俯沖洋殼的邊緣，以及上涌的軟流圈都會發(fā)生部分熔融，形成多種不同成分的巖漿巖(Breitsprecheretal.,2003;Cole and Stewart,2009;Zhangetal.,2010a;Thorkelson,2021)。

大陸巖石圈可以被俯沖到>80km的地幔深處，但與大洋巖石圈相比，大陸巖石圈更古老和更冷，且具有較低的水含量。因此，深俯沖的大陸地殼難以發(fā)生部分熔融。目前，只有Kokchetav和Erzgebirge地塊中的含金剛石長英質(zhì)超高壓變質(zhì)巖有可能在深俯沖過程中發(fā)生過部分熔融(Massonne and Fockenberg,2012;Stepanovetal.,2016)。但是，在陸殼超高壓變質(zhì)巖的折返過程中，由于經(jīng)歷了近等溫或增溫降壓變質(zhì)作用，可以發(fā)生含水礦物(多硅白云母等)脫水導致的部分熔融(Wallisetal.,2005;Xiaetal.,2008;Liuetal.,2012,2014b;Gaoetal.,2012;Wangetal.,2014;Songetal.,2014,2015;Zhangetal.,2015b;Chenetal.,2017)。在南阿爾金碰撞造山帶，深俯沖的大陸地殼巖石經(jīng)歷了超高壓和超高溫(約950～1050℃)變質(zhì)作用，但這些巖石的部分熔融也只發(fā)生在近等溫降壓過程中(Dongetal.,2018a,2019,2021)。

大陸板塊碰撞形成的青藏高原巨厚地殼經(jīng)歷了新生代的高溫、高壓變質(zhì)和部分熔融(圖8)。在青藏高原南緣的喜馬拉雅造山帶，構(gòu)成造山帶加厚下地殼的印度大陸地殼巖石經(jīng)歷了從中始新世到漸新世(45～15Ma)的長期部分熔融，形成了多期不同成分的花崗巖，構(gòu)成了一條近2500km長的殼源花崗巖帶(Yin and Harrison,2000;Kohn,2014;吳福元等,2015;Dingetal.,2021a,b;Zhangetal.,2021)。大多數(shù)花崗巖為片巖和片麻巖部分熔融形成的過鋁質(zhì)淡色花崗巖，而少量埃達克質(zhì)花崗巖起源于加厚下地殼基性巖的部分熔融(Guo and Wilson,2012;Houetal.,2012;Zengetal.,2011;Gouetal.,2016;Gaoetal.,2017;張澤明等,2017,2018;Zhangetal.,2018;曾令森和高利娥,2017;Wuetal.,2020)。同樣，在柴北緣碰撞造山帶，輝長巖在加厚下地殼發(fā)生了高壓、高溫至超高溫條件下的部分熔融，形成了埃達克質(zhì)花崗巖(Yuetal.,2019)。

俯沖帶上板塊的巖漿弧是以長期和幕式的幔源基性巖漿作用為特征，但是，在巖漿弧廣泛分布的卻是花崗巖。這些花崗巖主要有兩種成因：即形成于幔源巖漿的分離結(jié)晶，或新生基性下地殼的部分熔融(再熔融;Brown and Rushmer,2006;Brown,2007b,2010a;Hackeretal.,2011b;Jagoutzetal.,2013;Jagoutz,2014;Jagoutz and Kelemen,2015)。研究表明，巖漿弧根部大多是由高溫、超高溫變質(zhì)和深熔的基性麻粒巖或榴輝巖組成(Schr?teretal.,2004;Otamendietal.,2009;Gordonetal.,2010;Zhangetal.,2014a,2020;Duceaetal.,2015;Schwindinger and Weinberg,2017;Wolframetal.,2019;Bietal.,2021;Chapmanetal.,2021)。這說明巖漿弧的新生下地殼發(fā)生了部分熔融，而且，所形成的長英質(zhì)熔體上升到中、上地殼，基性殘留體保留在下地殼。這不僅形成了大體積的花崗巖，也導致了巖漿弧地殼組成和化學成分的分異。例如，在馬里Amalaoulaou的新元古代弧島塊體中，弧根輝長巖經(jīng)歷了1050℃和>10kbar條件下的部分熔融，形成了在上地殼的英云閃長巖和殘留在弧根的含金紅石石榴石輝石巖(Bergeretal.,2009)。這是島弧地殼成熟化和早期大陸地殼生長的典型實例。

如上所述，俯沖帶上板塊的下地殼，無論是在伸展，還是在擠壓構(gòu)造環(huán)境下，都具有高的地溫梯度，所形成的變質(zhì)巖都可以具有超過基性巖飽和水固相線的變質(zhì)溫度，都可以發(fā)生部分熔融，形成廣泛分布的殼源花崗巖(圖3和圖5)。在減薄的下地殼，高溫、超高溫條件下的部分熔融形成正常的花崗質(zhì)巖石(圖5a)。而在加厚的下地殼，高溫和高壓條件下的部分熔融形成埃達克質(zhì)花崗巖(圖5b)。此外，部分熔融形成的高密度殘留體可以拆沉進地幔，由此改變新生地殼的組成和化學成分，使其從總體上的基性成分轉(zhuǎn)變成中性成分(Zandtetal.,2004;Hackeretal.,2011b,2015;Jagoutz and Behn,2013;Jagoutz and Schmidt,2013)。因此，巖漿弧下地殼的部分熔融可以導致新生地殼的再造，是大陸地殼生長的重要機制(Hackeretal.,2011b,2015)。

北美科迪勒拉造山帶經(jīng)歷了從侏羅紀到早始新世的多期巖漿作用，形成了Idaho、Sierra Nevada、Coast Mountains和Peninsular Range巖基。這些巖基主要由幔源巖漿巖組成，但也含有下地殼深熔形成的殼源花崗巖。如Peninsular Range巖基由早白堊世(130～100Ma)低Sr/Y比的輝長石-閃長巖-花崗巖和晚白堊世(100～85Ma)高Sr/Y比的花崗巖組成。這些高Sr/Y花崗巖是基性巖漿巖在加厚下地殼(高壓麻粒巖相)條件下部分熔融的產(chǎn)物(Tulloch and Kimbrough,2003;Collinsetal.,2016)?？频侠绽焐綆Оl(fā)育一條近3000km長的深熔帶，其由晚白堊世到始新世(90～40Ma)下地殼深熔形成的侵入巖和混合巖構(gòu)成(Hallett and Spear,2014,2015;Chapmanetal.,2021)。這些侵入巖主要是白云母脫水熔融形成的過鋁質(zhì)淡色花崗巖。在深熔帶的南段，深熔作用時間與造山帶地殼加厚的時間一致。因此，地殼深熔發(fā)生在地殼加厚引起的高溫和高壓變質(zhì)過程中。而在科迪勒拉深熔帶的北段，深熔作用與加厚地殼的伸展同時發(fā)生，表明深熔作用發(fā)生在高溫和高壓變質(zhì)巖的折返過程中，即部分熔融發(fā)生在近等溫降壓過程中。此外，Ciparetal.(2020)認為科迪勒拉造山帶30Ma以來的構(gòu)造伸展導致減薄的下地殼發(fā)生了高溫、超高溫麻粒巖相變質(zhì)和部分熔融，由此導致了造山帶地殼組成與化學成分的分異。

新西蘭Fiordland巖漿弧的新生下地殼經(jīng)歷了高溫和高壓條件下的部分熔融(Daczkoetal.,2001;Schr?teretal.,2004;Clarkeetal.,2005;Flowersetal.,2005;Stowelletal.,2014;Stuartetal.,2017)。所以，該巖漿弧不僅發(fā)育三疊世至早白堊世(230～135Ma)的弧巖漿巖，也廣泛發(fā)育有加厚的新生下地殼部分熔融形成的早白堊世(128～105Ma)埃達克質(zhì)花崗巖(Tulloch and Kimbrough,2003;Stevensonetal.,2005;Schwartzetal.,2017)。這是部分熔融導致新生地殼再造的又一個實例。

青藏高原南部的岡底斯巖漿弧形成在中生代的新特提斯洋巖石圈俯沖過程中，并在新生代疊加了碰撞造山作用(Yin and Harrison,2000;Dingetal.,2003;Chungetal.,2005,2009;Guoetal.,2011;Zhuetal.,2011,2018;張澤明等,2019)。岡底斯弧廣泛發(fā)育中生代和早新生代的幔源和俯沖洋殼起源的巖漿巖，導致了大體積新生地殼的生長(Moetal.,2007,2008;Jietal.,2009;Zhuetal.,2011;Niuetal.,2013;Houetal.,2015a;Zhangetal.,2020)。岡底斯弧在晚中生代經(jīng)歷了地殼加厚，加厚的新生地殼發(fā)生了高壓麻粒巖相條件下的部分熔融，形成了高Sr/Y比花崗巖(Jietal.,2014;Tangetal.,2020)。岡底斯弧下地殼也經(jīng)歷了早新生代的高溫變質(zhì)和深熔，形成了廣泛分布I型和S型花崗巖。而且，岡底斯弧在漸新世發(fā)生了明顯的地殼加厚，新生的基性下地殼部分熔融形成了可含銅、金礦的埃達克質(zhì)斑巖(Chungetal.,2003;Houetal.,2004,2015b;Guoetal.,2007;Chenetal.,2011;Zhangetal.,2015c)。岡底斯巖漿弧具有從俯沖到碰撞的完整演化歷史，發(fā)生在增生和碰撞造山過程中的多期深熔再造已經(jīng)使新生的弧地殼轉(zhuǎn)變成了成熟的大陸地殼(Zhangetal.,2020)。

6 主要認識

(1)俯沖帶的變質(zhì)作用可劃分為兩個大的類型，即俯沖板塊型和上板塊型。俯沖板塊具有低的地溫梯度(5～15℃/km地溫梯度)，可進一步劃分為冷俯沖板塊型(5～10℃/km)和熱俯沖板塊型(10～15℃/km)。俯沖帶上板塊具有熱的地溫梯度(15～50℃/km)，可進一步劃為冷地殼型(15～25℃/km)和熱地殼型(25～50℃/km)。

(2)冷俯沖板塊的變質(zhì)作用是以大洋和大陸地殼巖石深俯沖到地幔，發(fā)生超高壓變質(zhì)作用為特征。所形成的超高壓變質(zhì)巖具有順時針型P-T軌跡，在其折返過程中疊加近等溫或升溫和降壓變質(zhì)作用，并發(fā)生脫水熔融。

(3)熱俯沖板片型變質(zhì)作用發(fā)生在年輕板塊的正常俯沖和古老板塊的平緩俯沖過程中。從大洋巖石圈初始俯沖到成熟俯沖，俯沖板塊的地溫梯度由高到低，由熱俯沖型轉(zhuǎn)變成冷俯沖型變質(zhì)作用。熱俯沖板塊的變質(zhì)巖可具有順時針型和逆時針型P-T軌跡，可以在高溫和高壓下發(fā)生部分熔融形成埃達克質(zhì)巖漿巖。

(4)冷地殼型變質(zhì)作用發(fā)生在上板塊構(gòu)造擠壓導致的加厚地殼環(huán)境。加厚的下地殼發(fā)生高溫、高壓麻粒巖相和榴輝巖相變質(zhì)作用和部分熔融，形成埃達克質(zhì)巖漿巖和高密度的弧榴輝巖殘留體。高溫和高壓變質(zhì)巖可具有順時針和逆時針型P-T軌跡。

(5)熱地殼型變質(zhì)作用發(fā)生在上板塊構(gòu)造伸展導致的減薄地殼環(huán)境。由于幔源巖漿增生和軟流圈上涌，下地殼發(fā)生高溫或超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用和部分熔融形成花崗巖。高溫或超高溫變質(zhì)巖可具有順時針型或逆時針型P-T軌跡。在巖漿弧加厚地殼的伸展過程中，先期形成的高溫和高壓變質(zhì)巖可以疊加超高溫變質(zhì)作用。巖漿弧可能是超高溫變質(zhì)巖形成的最主要構(gòu)造環(huán)境。

(6)俯沖帶上板塊除了發(fā)育強烈的幔源巖漿作用外，其加厚和減薄下地殼都可以部分熔融形成大體積的花崗巖。由此導致新生地殼組成和成分的分異，是大陸地殼生長和成熟的重要機制。

(7)大陸碰撞造山帶的加厚下地殼具有較低的地溫梯度，可以發(fā)生高壓麻粒巖和榴輝巖相變質(zhì)作用。這些高壓變質(zhì)巖具有順時針型P-T軌跡，在其折返過程中可以疊加中壓和高溫，甚至超高溫變質(zhì)作用。碰撞造山帶下地殼可經(jīng)歷長期部分熔融形成不同成分的殼源花崗巖。

俯沖帶變質(zhì)作用研究具有重要的構(gòu)造意義，是國際地質(zhì)學界的研究焦點，取得了許多重要成果。由于作者水平有限，難以全面總結(jié)取得的重要進展，不當之處在所難免，敬請批評指正！

致謝感謝趙國春院士的指導！感謝張建新研究員和張貴賓教授審閱全文，并提出了重要的修改意見。