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大地构造学读书报告

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题目：

大别山超高压变质作用研究综述

目录

引言3

地质背景4

大别山超高压变质岩形成的机制6

超高压变质作用力学模型6

大陆地壳俯冲过程8

大陆地壳的快速折返过程12

大陆碰撞过程中的岩浆作用15

参考文献16

大别山超高压变质作用研究综述

引言

随着世界上22条变质带中的柯石英、金刚石和其他超高压变质矿物和矿物组合相继被发现，证明密度相对较小的大陆地壳曾俯冲到至少80km深的地幔内部,然后折返回地表。

这些发现在全球引发了超高压变质和大陆深俯冲研究的热潮。

在我国东部的大别山造山带榴辉岩矿物中发现柯石英和金刚石以来，国内外科学家针对大别—苏鲁造山带超高压变质岩的分布范围和形成条件进行了广泛的研究.结果证明,大别-苏鲁造山带由华南陆块俯冲进入华北陆块之下所形成的大陆碰撞型造山带（图1），出露有世界上规模最大（30000km2）、保存最好的超高压变质地体之一。

图1华南陆块-华北陆块碰撞造山结构演化示意图

（据郑永飞等[1]）

地质背景

大别造山带（图2）位于扬子克拉通与中-朝克拉通之间,是秦岭造山带的东延部分。

其中，大别地块主要由大别杂岩、红安（宿松）群、随县群及耀岭河群等不同的构造岩石单位组成,它们分别经历过区域麻粒岩相-高角闪岩相、绿帘-角闪岩相和绿片岩相变质作用,根据已有同位素年龄资料，原岩时代分别属于新太古-古元古、中-新元古及新元古代。

大别地块南缘被扬子克拉通型上震旦系-古生界沉积盖层覆盖,北缘以晓天-磨子潭断裂与北淮阳构造带为界.超高压（UHP）变质岩石主要分布在大别杂岩内,高压（HP）变质岩石分布于红安（宿松）群内,含青铝闪石、镁钠闪石、红帘石等矿物的蓝片岩组合,主要是新元古代随县群􀀁耀岭河群的特征.大别地块东部被郯-庐断裂切割,断裂东侧相应的古老杂岩及超高压-高压变质地体向北东位移,在苏鲁地区均有出露.它们共同构成延长1000多公里的世界上规模最大、出露最为良好的超高压-高压变质带。

大别地块具有长期的构造-热历史,其中,大别杂岩内表壳岩系的多期变形、晋宁期的广泛硅铝壳部分熔融作用和构造再造作用,是印支期陆-陆碰撞前的主要地质事件。

强大的中生代（134~118Ma）岩浆就位、陆内变形及伸展坍陷构造,则是改造超高压-高压变质岩构造的后期热􀀁构造事件,并最终导致超高压-高压岩石裸露地表。

现今大别造山带的地壳组成及结构,主要是印支期碰撞造山及超高压变质期后伸展构造和中-新生代构造阶段地球动力学演化过程的结果,并具双侧造山带的结构特征。

图2大别地块超高压-高压变质期后伸展构造格架

（据索书田等[2]）

GMF为龟梅断裂,XMF为晓天-磨子潭断裂,XGF为襄樊-广济断裂,TLF为郯庐断裂,QOB为秦岭造山带,DM为大别地块,SL为苏鲁区,NHY为北淮阳构造带,CM为核杂带,UHP为超高压单位,HP为高压单位,EB为绿帘-蓝片岩带,DC为沉积盖层.

大别山超高压变质岩形成的机制

现今观察到的大别地块内部超高压变质地体的区域构造样式,主要是在印支期（240~210Ma）扬子与中-朝克拉通陆-陆碰撞及超高压变质作用期后形成的[2],具有变质核杂岩和多层伸展拆离带的组合格局。

大陆碰撞造山作用包括大陆地壳俯冲和折返两个过程[1],在动力学机制上分别对应于被动和主动运动。

一方面,大陆岩石圈由于高密度大洋岩石圈的牵引发生俯冲,最终达80~120km以上的地幔深度导致柯石英和金刚石相超高压变质作用。

另一方面,超高压变质板片由于低密度大陆地壳的浮力而发生幕式上升和侵蚀（折返——将先前深埋的岩石带到近地表）。

大陆深俯冲一般以低的地温梯度为特征,只存在有限的脱水作用。

与此相反,超高压板片的折返则常常是在高的地温梯度下进行,伴有幕式脱水作用。

超高压变质作用力学模型

超高压变质作用是在超高压条件下发生的一种区域变质作用。

它与陆陆碰撞过程中的大陆俯冲和快速折返过程密切相关，是陆壳碰撞造山带中特有的一种变质作用。

其明显的标志是存在着柯石英、微粒金刚石和其他的超高压变质矿物和矿物组合。

超高压变质作用的压力包括静压力和动压力。

静压力是指地块的上覆静岩载荷压力。

在绝大多数地区它仍然是最主要的压力来源,从地表到地核,压力随深度变化曲线是复杂的;但在岩石圈深度内,压力与深度的关系近似为线性关系,压力梯度近似为0.033GPa/km[3]。

动压力主要是指除静压力以外的其它压力来源，如构造应力、体系内部相变压力等。

胡宝群等[3]认为在超高压变质作用的力学模型中，只有结合超高压变质作用过程中广泛存在的各种相变、化学反应等实际情况,分析相态和物质成分、地温等因素对压力的贡献建立一个压力组成模式,才能充分反映超高压变质过程中各种因素对压力的影响。

于是，他们通过研究矿物中结构水、结合水在岩石圈深部相态的变化，岩石是否能在莫霍面附近保持良好的弹性以及构造增压（岩石相态变化）等因素对超高压变质作用压力来源的贡献。

最后提出，在建立超高压变质作用压力模型时不考虑压力的释放,并假定体系性质为封闭体系。

基于上述分析,静岩载荷压力、岩石圈实际力学状态偏离静岩载荷压力计算时力的平衡状态所产生的构造超（P超）,岩石圈实际相态组成偏离静岩载荷压力（P静）计算时的成分均匀和相态不变等条件所产生的相变增压（P相）之和即为体系内总压力（P总），即为如下公式：

P总=P静+P超+P相

P总=P静+P超+（aP气+bP液+cP固）

式中a、b、c为体系中气相、液相、固相总摩尔数百分比,a+b+c=1;P气、P液、P固分别为多相体系中气相、液相、固相压力减去静岩载荷压力后的压力增量。

大陆地壳俯冲过程

密度低的地壳物质如何进入密度大，刚性强的地幔中。

现今主要有两种观点，一种是深俯冲观点，基于实验岩石学和静岩压力环境的恢复，目前该观点占主流地；另一种是构造超压观点，认为俯冲碰撞带强大剪切作用和地壳物质偏应力等可以产生附加的构造超压,地壳岩石不需要俯冲到地慢深度就可以产生超高压变质作用（England,1984;Mancktelow,1993.1995;Smith,1993）。

石耀霖等[4]认为大别-苏鲁大规模超高压变质形成构造条件是大洋板块拖曳窄条陆壳俯冲的结果。

他们通过分析新西兰南岛北端，推出俯冲大洋板块能携带宽度达150km左右的窄条陆壳克服浮力达到超高压变质深度，而大陆板块碰撞的主体则浮在岩石圈上形成走滑断层的结果（图3）。

于是，他们又猜想这种模式同时也存在于大别-苏鲁（图4）：

苏鲁西侧俯冲海洋板片首先拖曳苏鲁陆壳俯冲到超高压变质深度；随后大别以西俯冲大洋板片拖曳大别至超高压变质深度,而陆壳浮力导致苏鲁陆壳停止俯冲,飘浮的陆壳被北推而形成郊庐断裂-秦岭陆陆碰撞造山后大别超高压陆壳也折返；秦岭作为典型造山带,虽然不排除零星超高压变质的可能,但不具备大规模超高压变质的条件。

图3俯冲大洋板片拖曳陆壳窄条俯冲到超高压变质深度模型示意图

a—现今状况b—未来状况

（据石耀霖等）

图4苏鲁-大别超高压变质带形成过程示意图

（据石耀霖等）

（a）扬子地块洋壳向华北地块下俯冲,苏鲁陆壳（深色）开始与扬子碰撞;（b）苏鲁及部分东大别大陆窄条在其西部俯冲海洋板片拖曳下俯冲到超高压变质深度;（c）大别陆壳在侧面海洋板片拖曳下俯冲;苏鲁陆壳职浮在岩石圈上随扬子地块北移形成郯庐断裂;苏鲁超高压变质岩折返;（d）秦岭陆陆碰撞造山,大别陆壳俯冲停止而开始折返

吕古贤等[5]通过构造附加静水压力研究与含柯石英榴辉岩成岩深度测算，认为超高压变质岩可由壳内构造挤压作用引起的构造超压形成,并估算大别山柯石英榴辉岩的形成深度稍>32.106km。

然而，王清晨[6]等却认为差应力引起的构造超压严格受到岩石强度的限制,由于岩石本身力学性质、应变速率及温度的影响,它们在变形前所能承受的差应力不会超过1GPa.这一数值代表了构造超压的值域的上限，同时,这一差应力仅引起岩石的变形,不会引起超高压变质作用。

与此同时，董树文等[7]基于对中国大别山碰撞造山带高压-超高压岩石研究成果,并对比喜马拉雅造山带,提出第三种模式——陆-陆点碰撞与超高压岩石形成模式（图5）。

点碰撞模式是从陆一陆碰撞的特殊方式和作用力边界条件上来探讨产生超高压作用的可能,是大陆深俯冲与超高压变质作用机理的一种新诊释。

图5华北地块与扬子地块碰撞过程示意图（据董树文等）

综上所述，我认为相对于其它两种模式，石耀霖等提出的大洋板块拖曳窄条陆壳俯冲模式更加合理。

虽然其他两种模式都很好地从力学模型去解释了大陆地壳俯冲，但是他们并未考虑到诸如从大别山超高压变质岩岩石、矿物的年龄、形成深度、地球化学、构造变形等现有的证据。

在董树文等提出的点碰撞模式中还未考虑到地块之间的洋壳的影响。

大陆地壳的快速折返过程

大别山这些形成于100km以下岩石圈地幔深处原岩以陆壳为主的变质岩石,是如何迅速折返到地壳上部并剥露于地表的,尚众说纷纭。

关于折返作用的动力学机制,目前已提出的模式主要包括：

剥蚀与浮力的联合作用模式（Platt,1993）;剥蚀与低角度正断层伸展的联合模式（Harrison,1992）;陆内冲断、加楔和剥蚀的联合作用（Cuthbertetal.,1983;Okayetal..1989;Hsu,1991;Avigad,1992;Dongetal.,1998）;上地壳拆离带单剪伸展断层和塑性变形的下地壳纯剪垂直缩短作用的联合（Ardersonetal.,1990;Ballevreetal.,1990;Blakeetal.,1990;Hackereral.,1995;Maruyamaetal.,1998）;角流、浮力一垂直挤出一热隆伸展联合作用（Congetal.,1995）;山根拆沉模式等。

薛怀明等[8]通过同位素年代学，P—T—t轨迹，变质岩（带）的空间分布规律、构造要素及其空间配置等所提供的信息以及考虑到郯庐断裂、斜向俯冲的影响。

他们认为大别山超高压变质杂岩的折返过程可分为5个阶段：

扬子板块剪扭性斜向俯冲到中朝板块之下（大约230Ma年前的中-晚三叠世）——原岩在岩石圈不同深度发生超高压变质作用，俯冲地壳部分断裂（230Ma~220Ma）——在浮力驱动下变质杂岩快速折返（200Ma~180Ma）——超高压岩石折返到地表，浮力消失，板块俯冲停止（约180Ma年前）——超高压岩石被抬升，穹窿发育（133Ma~122Ma）。

图6大别地块超高压变质岩石折返过程示意图

（据索书田等）

（a）在角闪岩相条件下地壳薄化、伸展拆离,超高压岩石抬升到中上地壳;（b）增厚岩石圈拆沉、超高压岩石迅速折返至中下地壳;（c）超高压变质岩石的形成阶段.1示榴辉岩透镜体,2示被剪切带分隔的榴辉岩体,3示花岗岩及变形花岗岩,4示基性􀀁超基性杂岩,5示逆冲剪切带,6示正向剪切带、断层及拆离带

与此同时，针对于大别山超高压变质杂岩的折返，索书田[2]等依据现有同位素年代学、岩石学、构造学资料及其地质意义的进一步分析，以及通过对大别山区域性伸展作用前的超高压剪切带和退变质剪切带的深入研究，提出另一个与挤出楔模式相吻合的3阶段模式（图6）：

第1阶段（210~200Ma）由扬子克拉通与中-朝克拉通碰撞增厚的岩石圈地幔拆沉作用，驱动超高压变质岩石迅速折返（挤出）到中下地壳（图6b）；第2阶段（200~170Ma）,可能延续到130Ma,在伸展体制下,超高压岩石缓慢向中上地壳抬升（图6c）；第3阶段（130Ma~现在）,伴随着大别地块的断块状不均一隆升、伸展坍陷和侵蚀作用,超高压岩石逐渐暴露于地表.麻城等红色盆地内沉积物的观察证明,至少自晚白垩世（97.5Ma）,部分超高压岩石就已裸露于侵蚀面。

Hacker等[9]认为对不同变质温度压力超高压变质岩的同位素定年得到,随着变质温度升高,峰期变质年龄逐渐年轻化，指示在大陆地壳俯冲过程中上、下地壳之间出现的深部拆离和差异折返。

因此，在大陆碰撞过程中存在不同层次的地壳拆离和不同时间的多岩板折返,而不是先前假设的整个俯冲陆壳与下伏岩石圈地幔之间发生拆离解耦并整体折返。

综上所述，大陆地壳的快速拆返是一个相当复杂过程。

只有岩石学、矿物学、同位素年代学、变质作用P—T—t轨迹、构造学等的发展成熟，我们才可能更好地去探索出引起超高压变质作用折返的驱动机制。

大陆碰撞过程中的岩浆作用

大陆碰撞过程存在岩石的部分熔融。

锆石U-Pb定年发现苏鲁造山带东部存在晚三叠世富钾花岗岩[10]和长英质岩墙[11]，指示深俯冲板片在地幔深部断离后出现同折返岩浆作用[12]。

同时，苏鲁造山带高温/超高压榴辉岩和花岗质片麻岩中部分熔融产物的存在,得到了中国大陆科学钻探工程主孔岩芯样品岩相学观察。

如一些榴辉岩和片麻岩样品中多硅白云母周围出现黑云母+斜长石冠状体,指示了多硅白云母分解导致的熔体产生；一些片麻岩中花岗质矿物如石英、长石和黑云母的聚集,指示了含水花岗质熔体的存在;一些榴辉岩和片麻岩中长英质脉体的出现。

许多超高压地体在俯冲带深部似乎只经历了少量的部分熔融,不仅表明大陆地壳深俯冲过程以较低的地热梯度（5~10℃/km）为特征,而且要求超高压岩石从地幔向地壳的折返过程具有相对较快的速率（>20mm/a）.与此相比,大别-苏鲁超高压变质岩中出现明显的部分熔融,说明它们或者具有相对较慢的折返速率（<5mm/a）,或者折返过程中在固相线之上P-T区间的滞留时间较长。

综述，大别山超高压变质岩带作为世界上最大、保存最为完整的天然实验室，对地质学科的研究发展起着重要作用。

超高压变质作用在陆-陆碰撞过程中，因为原岩在陆壳俯冲作用下进入深部岩石圈，此时岩石所处环境的压力、温度等因素发生很大的改变。

由于地壳下部的熔融断裂，在浮力的驱动多用下，部分超高压变质岩快速折返到大地表，同时遭受风化剥蚀，大陆碰撞结束。

在岩浆的作用下，穹窿发育，造山带形成，地壳处于一种伸展的环境。

参考文献

[1]郑永飞，2008，超高压变质与大陆碰撞研究进展:

以大别-苏鲁造山带为例，科学通报，53（18）2129~2152

[2]索书田,钟增球,游振东,2000，大别地块超高压变质期后伸展变形及超高压变质岩石折返过程,中国科学（D辑）,30

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[3]胡宝群,王方正,肖龙,2000，超高压变质作用压力模型的思考，地质力学学报，6（3）63~68

[4]石耀霖,范桃园,2002,大洋板块拖曳窄条陆壳俯冲一大规模超高压变质形成的构造条件,地质学报，76

（1）78~82

[5]吕古贤,陈晶,李晓波等.构造附加静水压力研究与含柯石英榴辉岩成岩深度测算.科学通报,1998,43（24）:

2590~

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[6]王清晨,刘景波,1999,构造超压能引起超高压变质作用吗,科学通报，44（21）2346~2350

[7]董树文,武红岭,刘晓春,薛怀民,2002,陆一陆点碰撞与超高压变质作用,地质学报，76

（2）163~172

[8]薛怀民,董树文,金振民,刘晓春,1999,大别山超高压变质杂岩的折返,火山地质与矿产，20

（1）23~34

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