雅魯藏布蛇綠巖中的變質底板:快速俯沖起始與折返*

段文勇 李旭平

1.山東省沉積成礦作用實驗室,山東科技大學地球科學與工程學院,青島 266590 2.波鴻魯爾大學地球科學學院,波鴻 44801 3.瑞士聯邦理工學院地球科學系,蘇黎世 8092

地球是太陽系中已知唯一具有成熟俯沖系統和板塊構造的行星,俯沖起始是板塊構造起源以及固體地球演化的關鍵,也是影響板塊運動和相關構造的重要因素。因此,理解俯沖起始過程是研究板塊構造理論時非常重要的組成部分。然而俯沖起始如何發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學證據。一方面由于完整的地質記錄十分稀少,另一方面現代正在俯沖的區域大多位于洋底,收集相關資料的方法十分昂貴且有限。

在寶貴的地質記錄中,變質底板一般被認為是俯沖起始過程中的典型產物。自Williams and Smyth (1973)首次提出變質底板的概念以來,相關研究方興未艾,并已積累大量資料。變質底板巖性主要為俯沖板片的變質玄武巖(如基性麻粒巖和角閃巖等)以及變質沉積物(如放射蟲硅質巖、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,變質底板厚度一般不超過500m并且變質程度隨著遠離上覆超基性巖而逐漸降低,從高溫麻粒巖相轉變為中低溫角閃巖-綠片巖相(Williams and Smyth,1973; Jamieson,1986; Dewey and Casey,2013; Soretetal.,2017)。

研究變質底板也有助于理解蛇綠巖的形成以及初始侵位過程(Agardetal.,2016)。通過比較變質底板的原巖和變質年齡與上覆蛇綠巖地殼的巖漿年齡,可以區分不同類型的俯沖起始以及對應的演化過程(Robertson,2004)。變質底板的變質作用大多與上覆大洋地殼的增生同步發生(Keenanetal.,2016),但也有極少的記錄顯示變質底板的進變質年齡要比上覆蛇綠巖地殼更古老(Guilmetteetal.,2018),后者被認為是板片受遠洋力場作用發生強迫俯沖的典型記錄。此外,變質底板的變質峰期地溫梯度要比成熟俯沖帶中形成的變質巖要高很多。熱力學和數值模擬表明,這些變質底板可能記錄了擴張脊(洋中脊或弧后盆地)附近的俯沖起始過程,因為擴張脊環境可以為高溫變質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發現了變質底板,并進行了一些巖石學、熱力學以及年代學的研究,但與研究成熟的蛇綠巖相比,雅魯藏布蛇綠巖中變質底板的相關研究仍屈指可數。并且這些有限的研究在雅魯藏布變質底板的形成環境以及變質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底板開展了巖石學和角閃石Ar-Ar測年工作,結果顯示變質底板經歷了逆時針的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。結合地球化學數據,認為雅魯藏布蛇綠巖和變質底板形成于弧后環境。

Zhangetal.(2019)對日喀則拉孜地區的變質底板及其伴生未變質的基性巖進行了系統研究。其中地球化學和同位素證據表明未變質的基性洋殼起源于慢速擴張洋中脊的環境,并且變質底板與伴生的基性洋殼具有很強的地球化學親緣性。巖漿鋯石U-Pb年代學表明變質底板的原巖形成于125Ma左右。使用傳統Mg-Fe交換溫度計計算得到拉孜變質底板經歷了最高>900℃的變質溫度。結合這些證據,Zhangetal.(2019)認為雅魯藏布蛇綠巖中的變質底板及伴生未變質基性巖在120～130Ma起源于大洋中脊環境,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底板進行了巖石學、地球化學、熱力學以及年代學工作,表明變質底板原巖起源于洋中脊環境并首次構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)變質年齡。結合已發表的數據,Duanetal.(2022a)認為雅魯藏布變質底板的俯沖起始環境大致與Zhangetal.(2019)的地質模型類似,都是發生在歐亞大陸邊緣的洋中脊附近。然而,Duanetal.(2022a)認為俯沖起始發生在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,對于雅魯藏布變質底板和上覆蛇綠巖的爭議主要集中以下幾方面:(1)相關形成構造背景是什么?(2)變質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俯沖起始過程,并為其他地區類似蛇綠巖的研究提供參考。本文提供了日喀則白朗地區所采集到的變質底板新的巖石學、熱力學和副礦物定年結果(榍石和金紅石),并結合石榴石擴散以及熱動力學模擬,計算了變質底板俯沖以及折返速率。這些內容可以為限制俯沖起始階段變質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的元古代火成巖基底,并被認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,經日喀則向東經郎縣延至東構造結附近,主體走向與雅魯藏布江一致(圖1)。針對雅魯藏布蛇綠巖構造背景的研究對于理解新特提斯洋的構造演化具有非常重要的意義。先前研究表明東西向斷續延伸近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簡圖和本文采樣地點(b)

本次研究區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模最大的出露和研究較為詳細的剖面。野外觀察表明,日喀則蛇綠巖具有以下特征:(1)與超鎂鐵質地幔橄欖巖相比,鎂鐵質單元很少出現,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表現出典型的穹隆構造,與現今大洋洋中脊觀察到的洋底核雜巖結構類似(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張洋中脊構造背景下。然而,一些巖石的地球化學證據表現出俯沖相關的特征,表明相關巖石可能形成于SSZ環境中(Daietal.,2013)。根據前人年代學結果,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結果類似或略晚(Daietal.,2013; Liuetal.,2016; Zhangetal.,2016)。

本研究中的變質底板樣品(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巖等。變質底板以透鏡體形式產出,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歷了高壓變質作用(圖2b; Duanetal.,2022b)。基性麻粒巖的手標本上可以觀察到典型的“白眼圈”結構,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典結構(圖2c)。一些淺色體結構可能表明了部分熔融的發生(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 白朗地區變質底板的野外照片

2 巖石學

本次所研究的變質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雜的變質過程。其中大多數采集的樣品經歷了亞綠片巖相的交代作用(異剝鈣榴巖化作用),僅少數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作用的結構(圖3)。

圖3 白朗變質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構,粒度約為1～2mm,在一些樣品中偶爾可達4mm,一些石榴石和輝石核部或靠近幔部的區域包裹一些細粒礦物(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變質階段所形成礦物的殘留體。巖石基質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,沒有發現任何取代反應的結構,應該代表了峰期階段的產物。石榴石邊緣具有典型的后成合晶結構,由細粒的角閃石(Amp3)、單斜輝石(Cpx3)、斜長石(Pl3)和鈦鐵礦(Ilm3)組成,有時可見石英,這些礦物對應手標本上的“白眼圈”結構,可能代表了減壓或者冷卻等退變質階段(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)出現在后成合晶結構中,甚至許多樣品中未發現鈉長石。此外,先前的后成合晶結構被葡萄石(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育,導致先前的礦物包裹體被葡萄石所取代。巖石基質通常也被含葡萄石的脈體所切割(圖3h-i)。

根據上述巖石學觀察,4個階段的變質礦物組合可以被區分出來,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進行了礦物化學分析(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)做標準樣品。

表1 白朗變質底板樣品(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)在中國地質調查局天津地質調查中心使用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地質微區分析實驗室使用激光剝蝕-電感耦合等離子體質譜儀(LA-ICPMS)完成(表3、表4)。激光剝蝕平臺采用Resolution SE型193nm深紫外激光剝蝕進樣系統(Applied Spectra,美國),配備S155型雙體積樣品池。質譜儀采用Agilent 7900型電感耦合等離子體質譜儀(Agilent,美國)。金紅石和榍石樣品固定在環氧樹脂靶上,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域進行預剝蝕(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。數據處理采用Iolite程序(Patonetal.,2010)。

表3 白朗變質底板樣品(基性麻粒巖)的榍石U-Pb定年結果

表4 白朗變質底板樣品(基性麻粒巖)的金紅石U-Pb定年結果

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

4 礦物化學特征

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)。未發現進變質成分環帶(M1階段),石榴石核部的成分被認為是在峰期高溫變質階段(M2階段)再平衡的結果,由于高溫條件,麻粒巖中的進變質環帶經常被峰期變質條件改變,最終擴散至均一(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現了具有核幔邊成分環帶的石榴石,表明可能保留了進變質成分或由于高溫變質時間短導致環帶未擴散均一。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。結合巖石學觀察,該石榴石邊部應代表峰后階段減壓或冷卻變質作用。

圖4 石榴石彩色BSE圖解顯示核邊結構(a)以及對應的成分剖面(b)

角閃石 根據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,是亞綠片巖相變質作用下的產物(圖3,Duanetal.,2022b)。

單斜輝石 根據巖石學觀察,基性麻粒巖中發育有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)。基質中峰期斜長石(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成分(表1)。鈦鐵礦僅作為麻粒巖M3礦物組合的一部分出現,榍石出現在包裹體或者巖石基質中,應代表早期變質礦物。

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熱力學數據庫來自于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是受到全巖分析結果以及T-Fe3+/Fetot視剖面共同約束。P-T視剖面圖無法預測后期交代階段(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,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所穩定的溫壓條件區間。

在0.5～2GPa和600～1100℃的P-T范圍內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,并且各個端員成分隨著P-T條件變化表現出不同的趨勢。鎂鋁榴石和鐵鋁榴石在大多數情況下與溫度相關,隨著溫度升高,鎂鋁榴石成分不斷增加,相反,鐵鋁榴石表現出不斷降低的趨勢。錳鋁榴石和鈣鋁榴石則大多與壓力相關,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,觀察到的進變質礦物組合(M1)在0.8～1.7GPa以及<850℃的條件下穩定,然而由于石榴石進變質核部受到峰期高溫擴散影響,無法準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條件下穩定。由于石榴石已在峰期階段達到了再平衡,此時核部成分可以代表峰期變質條件,根據石榴石核部的四個端員組分,限定了峰期變質階段為1.6～1.7GPa和829～863℃的P-T條件。此外在高溫變質條件下,斜長石的Ca以及角閃石的Ti由于具有較慢的擴散速率,也可以記錄峰期變質作用(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值表現出高溫或減壓趨勢。根據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顯示了一個減壓趨勢。根據觀察到的礦物組合,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生的溫壓條件(圖6)。在圖6中,觀察到的特征變質礦物葡萄石穩定在<0.3GPa以及<325℃的區域內。進一步根據礦物之間的反應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,據此可以進一步推斷交代組合所穩定的P-T條件為<0.3GPa/306～324℃(圖6中黃色區域)。

6 榍石和金紅石定年結果

由于變質底板中的金紅石和榍石多在變質過程中形成,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,榍石多為半自形結構,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構的榍石,即生長在金紅石邊部的榍石顆粒,因此推斷榍石形成于進變質過程中,而非金紅石后期退變的產物。金紅石具有半自形到自形結構,顆粒直徑在100～250μm之間,一些金紅石顆粒出熔鈦鐵礦條紋,或邊部退變為鈦鐵礦(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定年結果

圖8 基性麻粒巖中金紅石的U-Pb定年結果

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)。對應的加權平均年齡計算結果也非常相似,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(圖3),應為進變質過程中形成,因此使用1GPa進行計算,得到760～840℃的溫度區間。

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的協和年齡(誤差為±2σ)。這些結果與加權平均年齡(分別為131.9±3.1Ma和125.3±6.5Ma;誤差為±2σ)在誤差范圍內一致。巖石學觀察表明樣品中的大多數金紅石形成于峰期,并在退變質過程中轉變為鈦鐵礦,因此使用峰期壓力1.6GPa對金紅石的形成溫度進行計算。金紅石鋯溫度計計算結果表明這些金紅石形成于800～875℃(Tomkinsetal.,2007)。

7 討論

7.1 雅魯藏布變質底板的變質P-T軌跡

先前一些學者對雅魯藏布變質底板的P-T軌跡進行了研究。如Guilmetteetal.(2008)對雅魯藏布蛇綠巖中布瑪和白朗地區的變質底板開展了詳細的P-T軌跡重建工作,并認為這些變質底板在經歷了高地熱梯度的俯沖之后,達到了>1.2GPa/850℃的條件,隨后沿著相對低的地熱梯度繼續俯沖,進而又經歷了更深的埋藏作用,達到的最大深度對應了2.6GPa/600℃的低溫榴輝巖相條件,并隨即發生折返,從而得出雅魯藏布變質底板記錄了一個逆時針變質軌跡的結論。然而該變質軌跡的判斷可能存在問題,一方面Guilmetteetal.(2008)所研究的變質底板樣品遭到了非常嚴重的晚期交代作用,導致先前的變質結構均被抹除;另一方面,該逆時針變質軌跡中進一步埋藏階段的判斷依據是作者認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。在絕大多數高壓麻粒巖相變質作用中,“白眼圈”后成合晶結構一般指示減壓過程,如果是升壓過程,相關結構中石榴石應該繼續生長(圖5f),但并沒有觀察到對應現象。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現高Na輝石端員。因此,雅魯藏布變質底板的P-T軌跡需要重新判定。

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

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條件重合,進一步表明相關條件為基性麻粒巖所經歷的峰值。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底板的峰期條件相對較熱。根據Duanetal.(2022a)以及本文的計算,雅魯藏布變質底板的峰期溫壓為1.4～1.7GPa以及830～970℃;對應深度為47.6～57.8km,如考慮巖石靜壓力的影響(20%,Petrini and Podladchikov,2000),對應深度為38.0～46.2km。

巖石學觀察以及熱力學計算表明,雅魯藏布變質底板在峰期之后經歷了減壓過程,而非升壓埋藏作用。除之前提到的證據,還包括:(1)基性麻粒巖發育典型的“白眼圈”結構,對應薄片下的后成合晶組合(Pl+Hbl+Cpx+Ilm),并被認為代表了麻粒巖的減壓結果;(2)在相圖中,金紅石發生相變形成鈦鐵礦的反應是由減壓作用所驅動的;(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。本研究中熱力學計算表明,變質底板的M3階段穩定在0.1～1.1GPa和823～923℃的P-T條件下,與先前研究的計算結果相似(Duanetal.,2022a)。

對晚期交代作用發生的P-T條件進行了半定量估計。根據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果相似(Duanetal.,2021,2022b)。盡管如此,兩者可能并不是形成于同一環境,因為野外觀察及地球化學和熱力學研究表明,雅魯藏布含葡萄石異剝鈣榴巖并沒有發生俯沖,而是形成于洋底環境,而變質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,雅魯藏布變質底板記錄了一條順時針而非逆時針的變質P-T軌跡。該P-T軌跡可以與世界上其他地區的變質底板順時針軌跡進行類比。巖石峰期和峰后階段為高溫到超高溫條件,表明變質底板經歷了較高地熱梯度的俯沖和折返作用。

7.2 變質底板的年代學記錄

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。鋯溫度計結果表明,所有的榍石形成于760～840℃的溫度區間,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象,應不是后期冷卻產物,而是形成于進變質階段,結合榍石的Pb封閉溫度為750～830℃(Garberetal.,2020),榍石記錄的應為進變質階段的年齡。

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聯性,則要明確金紅石中Zr的擴散速率及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的協和年齡。相平衡模擬以及金紅石鋯溫度計計算結果表明,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測年結果常常被用來解釋變質巖的冷卻年齡,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,但該區間遠遠低于金紅石形成的溫度,因此本文認為金紅石U-Pb年齡是后期冷卻階段的記錄。

圖9總結了已發表的雅魯藏布變質底板的所有年代學數據,大致可以分為三組,即:原巖年齡,、進變質年齡以及冷卻年齡。原巖年齡大部分是由變質底板中的鋯石U-Pb測年所確定。Zhangetal.(2019)對1個石榴輝石巖和2個角閃巖樣品進行了鋯石年代學分析,認為相關樣品中的鋯石沒有經歷變質重結晶作用,并且一些鋯石顆粒顯示出弱的振蕩環帶結構以及較高的Th/U比,因此認為分離出來的鋯石為原巖巖漿鋯石,并得到～125Ma的年齡。Duanetal.(2022a)對薩嘎和白朗地區所采集的基性麻粒巖中分離出來的鋯石和磷灰石進行了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帶結構以及陡峭的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底板的年齡分布圖

雅魯藏布變質底板進變質年代首先由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,這表明相關鋯石為變質起源。使用鋯石鈦溫度計計算,相關鋯石形成溫度小于770℃,說明鋯石可能與進變質過程或冷卻階段的石榴石所平衡。進一步的石榴石-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。因此確定了進變質年齡為131～119Ma。本文中榍石定年結果在不確定度內與Duanetal.(2022a)中鋯石定年結果一致,表明變質底板在原巖形成后不久就發生了俯沖。Guilmetteetal.(2009,2012)對雅魯藏布變質底板中的角閃石進行了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,相關年齡被解釋為冷卻年齡,與本文金紅石測年結果重疊。

最近一篇新發表的論文報道了雅魯藏布變質底板新的石榴石Lu-Hf年齡,其結果表明變質底板石榴石生長年齡為140～144Ma(Guilmetteetal.,2023),明顯老于其他定年結果。然而,仔細分析后就會發現,該年齡非常可能是Lu擴散后的重置年齡,并不具有任何實際地質意義。由于變質底板經歷了非常高的變質溫度,并高于Lu-Hf同位素體系的封閉溫度,此時Lu元素極容易發生擴散,Guilmetteetal.(2023)中展示的Lu元素濃度圖也證明了所測試的絕大多數雅魯藏布變質底板中的石榴石經歷了非常嚴重擴散,并導致Lu元素均一化,這會進一步升高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,即使根據不同的礦物化學特征以及測年體系,可以區分出三組年齡,但是所有年齡非常相似,集中在119～133Ma這一區間,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就完成,導致年代學結果無法在不確定度內將不同階段有效區分。

7.3 雅魯藏布變質底板的快速俯沖及折返

如上所述,對于非常快的地質過程,同位素年代學分析可能無法區分不同事件,正如雅魯藏布變質底板的情況。相比之下,對礦物的擴散進行模擬,可以更好的限定短暫地質事件的持續時間(鄒屹等,2022)。例如在變質地質學中,石榴石Ca-Mn-Mg-Fe擴散可以記錄持續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擴散模擬獲得變質底板俯沖以及折返的持續時間。本研究中的石榴石在峰期達到了再平衡,單靠擴散方法很難恢復進變質過程的持續時間。然而可以使用熱動力學數值模擬手段,得到進變質以及峰期增生的時間,將相關時間疊加到石榴石擴散模擬中,并最終使熱動力學模擬、擴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變質時間。

使用Agardetal.(2016)的方法構建了一個俯沖起始熱動力學模型,模擬俯沖板塊為新生板塊,年齡為3Ma,這符合雅魯藏布變質底板的年代學記錄。俯沖傾角為30°,匯聚速率為3cm/yr,其余詳細參數設置見Agardetal.(2016)。圖10給出了俯沖起始2.75Myr后進入俯沖帶的板片在不同時間下的溫度以及深度變化趨勢。可以看到,對應的板片(粗實線)在1.8～2Myr的較短時間內就可以俯沖到>40km的深度,并達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,可能是由于相關樣品更早進入俯沖帶(圖10b)。

圖10 俯沖起始的數值模擬結果(據Agard et al.,2016)

根據相平衡的模擬以及巖相學觀察結果,假定石榴石在625℃/0.9GPa開始生長,可以看到石榴石在～0.9Myr之后達到峰期條件,并在此增生(圖10b)。Agardetal.(2016)通過計算表明變質底板的增生時間通常<0.3～0.4Myr。因此本研究將變質底板的增生時間設定為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)對石榴石進行擴散模擬,擴散模型來自于Carlson (2006)。CZGM代碼可以結合相平衡模擬結果以及石榴石的多組分擴散模型,用以尋找變質過程中的最佳P-T-t軌跡。根據巖相學觀察,所測量的石榴石為薄片中較大的石榴石,因此選用了0.8(區間為0～1)的相對半徑(圖11a),構建了進變質P-T軌跡,石榴石沿此軌跡生長,相關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歷成分擴散的生長剖面。將數值模擬中提取的時間疊加在構建的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 石榴石進變質生長軌跡

圖12為石榴石生長以及擴散模擬結果。可以看到,隨著俯沖不斷進行,石榴石最初的生長環帶發生嚴重的擴散,所有四個端員組分都有變平坦的趨勢,這主要是由于進變質過程中不斷升高的溫度所造成。在巖石剛剛達到峰期條件時,四個端員接近平坦,經過0.2Myr的增生作用,石榴石剖面已經完全平坦(圖12b)。將測量的石榴石核部成分與模擬剖面進行對比,四個端員擬合良好,因此構建的進變質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時已經擴散均勻,但考慮到雅魯藏布變質底板中的許多石榴石記錄了生長或擴散不均一環帶,且粒度小于本研究中的石榴石,進而推斷進變質以及增生時間應小于本研究所模擬的時間尺度(Duanetal.,2022a)。因此,結合相平衡,熱動力學模擬以及石榴石擴散計算結果,我們認為雅魯藏布變質底板中石榴石生長以及隨后巖石增生的時間應為1.1Myr左右。

圖12 石榴石生長以及增生時的成分擴散趨勢(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生再平衡,因此將石榴石核部成分設定為初始剖面,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行擴散。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/)進行球形模式下的擴散模擬,為與進變質擴散模擬結果相結合,同樣使用來自于Carlson (2006)的擴散模型。

結果表明在0.6Myr的較短退變質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),說明變質底板從最大深度發生折返的速率非常快,在對應俯沖傾角為30°的情況下,達到了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、熱動力學模型以及石榴石的多組分擴散,本研究認為雅魯藏布變質底板從俯沖到初步折返(既近等溫減壓過程)非常快,總持續時間僅為2.6～2.8Myr(圖10-圖13)。其中板片進入俯沖帶并到達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),隨后發生了非常快的等溫折返,持續時間為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記錄(400～550℃)表明后期冷卻也在極為短暫的時間尺度內完成(圖9)。

7.4 雅魯藏布變質底板與蛇綠巖的形成

先前研究已經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年代學數據,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)。盡管經過了四十多年的研究,雅魯藏布蛇綠巖的形成環境仍頗具爭議,并大致分為兩個假說,即形成于慢速擴張洋中脊環境(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為該蛇綠巖形成于大洋中脊環境(Nicolasetal.,1981),該假說隨后得到了發展并認為“Chapman拆離模型”(即廣泛存在于慢速-超慢速擴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)。以下證據支持該洋中脊模型:Zhangetal.(2016)認為,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構的作用(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)中所有的鎂鐵質樣品均未顯示出明顯的Nb-Ta負異常,REE也具有N-MORB特征,地球化學判別圖還表明,相關基性巖與全球大洋中脊玄武巖的地球化學特征最為相似(Duanetal.,2022b)。野外觀察表明路曲剖面發現了保存完好的穹隆構造,與沿慢速擴張洋中脊發育的大洋核雜巖類似(李源等,2016)。基于相關模型,Zhangetal.(2019)認為雅魯藏布蛇綠巖中的變質底板原巖及伴生洋殼在120～130Ma起源于洋中脊環境,并在120Ma以后發生了俯沖(再)啟動。

在慢速擴張洋中脊模型之后,俯沖帶之上模型被提出并開始流行。一些研究認為,雅魯藏布鎂鐵質巖石的REE具有輕稀土虧損的N-MORB特征,并且顯示輕微Nb-Ta負異常,表明了俯沖成分的影響,而且巖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弧后環境,類似于現代大洋中的Lau盆地(Hébertetal.,2012; Guilmetteetal.,2009,2012)。然而該模型已經被大量證據所反對。首先變質底板的地球化學和同位素證據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表明沿著雅魯藏布縫合帶存在一個稍老的洋內島弧,可以形成相關的弧后盆地,相反,蛇綠巖在構造上應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,且沉積地質學的證據指示雅魯藏布蛇綠巖應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證據支持(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俯沖系統中弧前玄武巖和玻安巖之間的地球化學相似性。此外,雅魯藏布蛇綠巖中部和西部陸續發現玻安質巖脈(陳根文等,2003; Malpasetal.,2003; Dubois-Ctéetal.,2005; Zhongetal.,2019)。盡管這些玻安質巖石并不典型,但相對于雅魯藏布MORB型巖石,許多120～130Ma的基性巖顯示出SSZ的地球化學性質。如,Daietal.(2021)區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,大洋核雜巖結構的發育,以及變質底板原巖MORB型地球化學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,年代學證據表明變質底板的俯沖變質作用也發生于120～130Ma之間,而不是120Ma之后(本文; Duanetal.,2022a; Guilmetteetal.,2009,2012)。并且當俯沖起始以后,在極短的時間內,上覆地幔必定會受到俯沖板片脫水影響,如在Izu-Bonin-Mariana俯沖系統中,具有SSZ地球化學特征的巖漿在俯沖起始后<1Myr的時間尺度內就可以形成(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)。因此當俯沖起始發生在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型巖石都出現在雅魯藏布蛇綠巖中的現象,但是很難解釋變質底板相關的問題。例如雅魯藏布變質底板的原巖年齡與上覆蛇綠巖年齡一致,且具有MORB型地球化學特征并與一些上覆洋殼具有很強的親緣性(Duanetal.,2022a; Zhangetal.,2019)。如果是弧前模式,俯沖板片的原巖應老于上覆蛇綠巖的年齡,而不是一致,兩者地球化學特征可能也會不同。正如Keenanetal.(2016)總結的一樣,當變質底板原巖年齡明顯大于變質年齡以及上覆蛇綠巖的年齡時,表明發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)。當變質底板原巖年齡與變質年齡以及上覆蛇綠巖年齡相近時,說明俯沖發生的位置位于大洋擴張中心軸附近,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底板的記錄一致。此外,相比于洋中脊環境,弧前環境的俯沖起始很難解釋變質底板的高溫條件(Agardetal.,2016)。

針對這些問題,Duanetal.(2022a)提出了一個新的地質模型來耦合所有觀察到的現象,該模型在本研究中得到發展。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出現了巖漿間歇期,此時洋中脊來到歐亞大陸前緣并在此擴張(Zhangetal.,2019),導致～130Ma的變質底板MORB型原巖和MORB型蛇綠巖同時形成(圖14b)。由于慢速擴張洋中脊附近發育大量拆離斷層,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底板的形成創造有力的高溫條件(Agardetal.,2016)。

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

變質底板的年代學記錄表明,在原巖形成后不久,俯沖起始事件就已經發生。與先前消亡的俯沖相比,新的俯沖起始位置發生了躍遷,導致一部分MORB型蛇綠巖未被俯沖從而得以保存(圖14c-e)。發生俯沖的變質底板很快就會達到峰期條件,這也與本研究中的年代學、熱動力學模型以及擴散模擬結果(<2Myr)一致。變質底板俯沖脫水觸發了地幔楔部分熔融,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現,但玻安巖不一定是俯沖起始的必要產物(Yuetal.,2020)。本研究計算結果表明,變質底板在峰期經歷了較短時間的增生隨后發生快速折返。根據野外地質特征,雅魯藏布變質底板大多以透鏡體形式包裹在蛇紋巖中,折返方式應不是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致單個塊體從俯沖板片剝離并隨后折返(Agardetal.,2016)。焊接模式應該具有一系列變質程度不等的變質巖一同被折返,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模型強調了俯沖起始前已經形成的MORB的不同發展,其中一些玄武巖參與了深俯沖循環、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果,包括將變質底板與上覆蛇綠巖相聯系,并對解決雅魯藏布蛇綠巖成因提供一些見解。

8 結論

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

(1)雅魯藏布變質底板記錄了一條順時針變質P-T軌跡,巖石峰期和峰后階段為高溫到超高溫條件,表明變質底板經歷了較高地熱梯度的俯沖和折返作用。

(2)地質年代學結果表明榍石記錄了變質底板132.4～133.9Ma的進變質年齡,金紅石則記錄了126.8～132.3Ma的冷卻年齡,結合先前報道的年代學數據,認為變質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就完成。

(3)相平衡模擬、熱動力學模型以及石榴石的多組分擴散的進一步限定結果表明雅魯藏布變質底板從俯沖到初步折返的持續時間非常短暫,僅為2.6～2.8Myr。

(4)提出了新的地質模型來解釋雅魯藏布蛇綠巖的形成,該模型強調雅魯藏布蛇綠巖可能不是形成于單一的洋中脊環境或俯沖帶相關環境,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并很快導致俯沖相關的巖石形成,這些俯沖相關巖石與那些未俯沖的洋中脊巖石一起形成了現今的雅魯藏布蛇綠巖。

致謝作者就石榴石擴散相關問題與Sumit Chakraborty 教授、Shah Wali Faryad 教授、毛亞晶副研究員以及陳俊行博士進行了有益討論;熱動力學模擬相關問題得到了Philippe Agard 教授的詳細解答;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。