1、中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期: 253 286 SCIENTIA SINICATerrae 中文引用格式: 郑永飞, 陈仁旭, 徐峥, 张少兵. 2016. 俯冲带中的水迁移. 中国科学: 地球科学, 46: 253286, doi: 10.1360/N072015-00493 英文引用格式: Zheng Y F, Chen R X, Xu Z, Zhang S B. 2016. The transport of water in subduction zones. Science China Earth Sciences, 59: 651681, doi: 10.10
2、07/s11430-015-5258-4 2016中国科学杂志社 中国科学杂志社SCIENCE CHINA PRESS评 述 地球内部水专题 俯冲带中的水迁移 郑永飞*, 陈仁旭, 徐峥, 张少兵 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026 * E-mail: 收稿日期: 2015-10-11; 接受日期: 2015-12-21 国家自然科学基金项目(批准号: 41590620)和国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2015CB856100)资助 摘要 水从俯冲地壳迁移到地幔主要受地壳中含水矿物的稳定性支配 , 而俯冲带的热结构是决定俯冲地壳在哪个深度发生脱水的关键 . 大
3、洋俯冲带的地温梯度变化很大 , 既有冷俯冲带也有热俯冲带 , 但是地震活动和弧火山作用在冷俯冲带相对突出 . 大陆俯冲带的地温梯度较低 , 地壳岩石总是在冷俯冲带发生变质作用 , 但是缺乏同俯冲弧火山作用 . 超冷俯冲带地温梯度很低 (5/km), 俯冲地壳中的硬柱石可以把水带到 300km 的深度 . 热俯冲带地温梯度很高 (25 /km), 俯冲地壳在浅部就大量脱水 , 在 150km), 在古老克拉通地区更厚(250km), 这样弧前和弧下地幔楔完全由大陆岩石圈地幔组成, 俯冲的大陆板片在100km的弧下深度就不会遇到软流圈地幔. 此外, 大洋与大陆岩石圈地幔在成分上也存在显著差别. 大
4、洋板块镁铁质火成岩一般是由软流圈地幔在洋中脊降压熔融形成, 由于部分熔融过程中的地球化学分异和玄武质熔体的提取(Hofmann, 1988), 因此大洋岩石圈地幔的上部相对于下部一般更亏损水和熔体活动性不相容微量元素, 在主要元素组成上具有相对高MgO低FeO、CaO和Al2O3的特点结果上部比下部难熔. 与此相反, 大陆板块镁铁质火成岩一般是由地幔楔下部水化或者交代岩在弧下深度部分熔融产生(郑永飞等, 2015). 由于在这个部分熔融过程中同样发生地球化学分异和镁铁质熔体的提取, 因此大陆岩石圈地幔的下部相对于上部亏损水和熔体活动性不相容微量元素, 在主要元素组成上相对高MgO低FeO、Ca
5、O和Al2O3, 结果下部比上部难熔. 由于地幔熔融将水和铁等重元素提取到部分熔体中, 因此大陆岩石圈根部不仅难熔而且处于漂浮状态. 根据俯冲角度大小, 可将俯冲带分成低角度(平)俯冲(70)三种类型. 在板块俯冲的不同阶段, 俯冲角度可以发生变化. 一般来说, 早期阶段具有中等角度, 属于正常俯冲. 一旦板片进入软流圈地幔顶部, 郑永飞等: 俯冲带中的水迁移 256 俯冲角度有可能发生变化, 或者由正常俯冲变成陡俯冲(图1a), 或者由正常俯冲变成平俯冲(图1b). 在俯冲角度变大之前, 汇聚板块之间存在高程度耦合, 岩石圈之下由软流圈组成的地幔楔内出现由板片俯冲所导致的热梯度. 一旦俯冲角
6、度变大, 俯冲板片后撤, 汇聚板块之间的耦合程度降低甚至解耦, 软流圈地幔就会侧向流动进入地幔楔与后撤板片之间的空间. 另一方面, 对于在岩石圈底部发生平俯冲的板片, 板片表面温度受上覆岩石圈厚度控制, 岩石圈厚度越大, 温度越低. 在自然界现代汇聚板块边缘, 大多数大洋俯冲带都是正常和陡俯冲带, 只有大约10%属于平俯冲带, 基本上位于太平洋周边(Gutscher等, 2000a, 2010b; Lallemand等, 2005). 大洋板片平俯冲在前寒武纪较为常见, 特别是在古元古代和太古代, 导致了地球历史早期阶段的大陆生长(Abbott等, 1994). 不过, 由于大陆地壳具有漂浮特
7、性, 大陆岩石圈总是以平俯冲出现(图2). 已有很多研究讨论为什么大陆岩石圈之下的大洋板片会发生平俯冲, 所提出的机理包括: 板块边缘的曲线化、板块之间静水压力吸收、在玄武岩向榴辉岩转变过程中的动力学延迟、浮力异常体(大洋高地、洋中脊、海台等)的俯冲、上覆板块的绝对快速运动等(Gutscher等, 2000a, 2010b; van Hunen等, 2002, 2004; Mann和Taira, 2004; Espurt等, 2008). 通过对计算地球动力学结果的分析, van Hunen等(2004)指出, 大洋板片平俯冲并不一定意味着俯冲板片的漂浮, 而可能是由于上覆大陆板块朝海沟方向的
8、运动速率大于俯冲大洋板片, 否则的话俯冲大洋板片将会重力下沉而变成正常到陡俯冲. 根据俯冲带地温梯度的不同, 可以将俯冲带分为四种类型: (1) 超冷俯冲带(5/km), (2) 冷俯冲带(510/km), (3) 暖俯冲带(1520/km), (4) 热俯冲带(25/km). 这一分类可在地壳岩石的变质相图上得到体现(图3). 沿着510/km的低地温梯度俯冲就会形成冷的或者超冷的俯冲带, 对应的进变质相在P-T轨迹上从蓝片岩相到榴辉岩相, 常见的含水矿物是硬柱石、多硅白云母和黝帘石. 而沿地温梯度15/km俯冲的都是暖至热俯冲带, 对应的进变质相在P-T轨迹上从绿片岩相到角闪岩相甚至麻粒岩
9、相, 常见的含水矿物为绿泥石、绿帘石和角闪石. 大量的岩石学研究表明, 大陆深俯冲沿着低的地温梯度进行, 属于冷俯冲(Liou等, 2009; Zheng, 2012). 另 图3 俯冲带条件下变质相和含水矿物稳定域 在柯石英/石英转换线以上深灰绿色区的变质作用称为超高压变质, 在柯石英/石英转换线以下浅灰绿色区的变质作用称为高压变质. 虚线对应的俯冲带地温梯度分别为5、10、20和30/km 一方面, 大洋俯冲则显示出从冷俯冲到热俯冲的变化, 具有非常大的地温梯度差异(Peacock和Wang, 1999; van Keken等, 2011). 板片平俯冲可以出现在不同地温梯度的俯冲带, 主
10、要受上覆岩石圈厚度控制. 如果岩石圈厚度小达5060km, 平俯冲就会出现在热俯冲带; 如果上覆岩石圈厚度是100120km, 平俯冲可以出现在暖俯冲带; 如果上覆岩石圈厚度大达200300km, 平俯冲则出现在冷俯冲带. 由于俯冲带地温梯度的不同, 俯冲地壳不仅在脱水速率和脱水总量上不同, 而且在脱水作用和流体活动过程中发生的水岩反应性质也存在差别. 当两个板块发生相对汇聚时, 一个高密度板块会俯冲到低密度板块之下(Uyeda和Kanamori, 1979). 在俯冲初始阶段, 俯冲板片与上覆板块之间处于耦合状态. 随着俯冲的进行, 如果两个板块之间的汇聚速率较高, 导致俯冲板片的重力下沉速
11、率慢于上覆板块的仰冲速率, 结果俯冲板片与上覆板块之间就会保持耦合, 上覆板片受到构造挤压. 如果两个板块之间的汇聚速率相对较低, 俯冲板片的重力下沉速率快于上覆板块的仰冲速率, 俯冲板片与上覆板块之间就会出现解耦, 俯冲板片将发生后撤, 上覆板块出现构造拉张. 因此, 快的汇聚速率导致低角度俯冲中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期 257 和海沟正向前进, 而慢的汇聚速率导致高角度俯冲和海沟反向后退(例如, van Hunen等, 2000, 2004; Arcay等, 2008; Gerya和Meilick, 2011). 低角度俯冲在东太平洋俯冲带非常明显, 那里自大西洋从
12、中生代打开以来美洲大陆的西向漂移的速率快于东太平洋板片的东向俯冲速率, 结果导致太平洋中脊东向迁移到美洲大陆边缘(Doglioni等, 2009). 相反, 高角度俯冲在西太平洋俯冲带比较明显, 那里自大西洋从中生代打开以来欧亚大陆的东向漂移速率慢于西太平洋板片的西向俯冲速率, 结果导致俯冲的西太平洋板片东向后撤、海沟东向迁移, 太平洋中脊远离欧亚大陆边缘. 低角度俯冲为俯冲板片变质脱水和部分熔融提供了适当的温度压力条件, 产生了同俯冲弧火山岩的水化和交代地幔源区. 另一方面, 高角度俯冲为后撤板片部分熔融提供了合适的温度压力条件, 产生了俯冲后板内火山岩的交代地幔源区. 3 俯冲带热结构 俯
13、冲带的热结构控制了俯冲岩石中含水矿物的稳定性, 进而也决定了板片脱水的位置. 俯冲带热结构还决定了俯冲板片-地幔界面的温度, 进而影响了俯冲带中水的最终命运. 无论是地壳岩石还是地幔岩石, 其物理化学性质都受到温度的影响, 因此温度无疑是非常重要的. 对地幔楔水化作用相关的地球物理数据的解释, 需要区分温度效应和水化作用的影响. 过去几十年来, 计算地球动力学模拟给出了俯冲带多种不同的热结构模型(例如, Peacock和Wang, 1999; Gerya等, 2002; Gorman等, 2006; Sycaruse等, 2010; van Keken等, 2011; Magni等, 2014
14、). 虽然这些模型中板片-地幔界面中P-T轨迹差别很大, 但所有的模拟结果都发现, 俯冲带的热结构主要由以下参数决定(图4): (1) 板片的年龄, (2) 板片汇聚速率, (3) 俯冲带几何结构(特别是俯冲角度), (4) 俯冲带中的剪切加热速率, (5) 地幔楔的性质. 一般来说, 板片年龄越大, 俯冲带温度越低; 板片年龄越小, 俯冲带温度越高. 汇聚速率越大, 俯冲带温度越低; 汇聚速率越小, 俯冲带温度越高. 俯冲角度越大, 俯冲带温度越低; 俯冲角度越小, 俯冲带温度越高. 一个俯冲板片的热状态可由板片热参数来表征(Kirby等, 1991; England等, 2004), 可以
15、将其定义为板片年龄、汇聚速 图4 俯冲带热结构控制参数示意图 (修改自Peacock, 1996) 率和俯冲角度正弦函数之间的乘积(Mc-Kenzie, 1969; Molnar等, 1979). 随着计算地球动力学的发展, 我们对俯冲带热结构的认识越来越深入(冷伟和毛伟, 2015). 对全球各大洋俯冲带地温梯度的研究(Sycaruse等, 2010; van Keken等, 2011)显示, 板片热参数在低角度热俯冲带(例如Cascadia)较小, 而在高角度冷俯冲带(例如Tonga和Mariana)较大. 在弧前深度, 俯冲板片表面温度主要受上覆岩石圈厚度控制. 一般来说, 岩石圈底部位
16、于1200等温线的深度, 对应的岩石圈厚度可以是100150 km(Stuwe, 2007). 由于岩石圈的温度低于软流圈的温度, 因此冷俯冲一般出现在热边界层之上, 而热俯冲则出现在热边界层之下. 随着俯冲板片进入软流圈地幔, 板片表面温度不仅决定于板片热参数, 而且受地幔楔性质影响. 如果俯冲板片与地幔楔之间处于耦合状态, 俯冲界面温度主要受板片热参数控制. 俯冲板片与上覆地幔楔之间的耦合程度主要受板块汇聚速率控制. 汇聚速率降低将引起俯冲角度变大, 结果削弱这种耦合; 而汇聚速率升高将引起俯冲角度变小, 结果是加强这种耦合. 因此, 慢的汇聚速率导致高角度俯冲, 结果陡俯冲板片与地幔楔之
17、间的耦合程度较低; 而快的汇聚速率导致低角度俯冲, 结果平俯冲板片与地幔楔之间的耦合程度较高. 一旦俯冲板片与上覆地幔楔发生解耦, 板片表面温度就会受到来自下伏或上覆地幔对流的影响. 在一个板片俯冲的早期阶段, 这个板片可能以低角度俯冲到大陆岩石圈之下(图5a). 随着俯冲进行板片发生后撤(图5b), 引起软流圈地幔侧向充填进入地幔楔与后撤板片之间的空间. 由于软流圈地幔具有较高的温度, 它不仅加热上覆地幔楔底部(板下作用)而且加热下 郑永飞等: 俯冲带中的水迁移 258 图5 板片俯冲角度与地幔楔之间耦合程度关系示意图 (a) 大陆岩石圈之下板片平俯冲, 俯冲板片发生变质脱水(乃至部分熔融)
18、; (b) 俯冲板片后撤引起软流圈地幔侧向充填, 引起上覆地幔楔底部的板下作用和后撤板片表面的板上作用 伏板片顶部(板上作用). 这些加热作用对俯冲带岩浆作用具有重要意义. 俯冲板片的温度总是低于地幔楔的温度. 在板块俯冲之前, 地幔楔内部存在自上而下逐渐升高的温度梯度, 其顶部温度约500600, 底部温度约13001400. 在板块俯冲过程中, 俯冲板片与地幔楔之间发生耦合作用, 结果地幔楔底部开始变冷, 地幔楔内部出现向上和向下温度逐渐降低的垂向地温梯度, 地幔楔中心的温度最高, 弧前拐角处的温度最低. 随着俯冲的进行, 地幔楔底部与俯冲板片顶部之间的温度差别越来越小, 最终在弧下深度达
19、到相同的温度(图6). 这个最低温度比地幔楔中心温度要低 一百乃至几百度, 地幔楔的性质是影响这个温度差别的决定因素. 无论是俯冲继续进行还是停滞不前, 弧后地幔都可能会对弧下深度地幔楔进行侧向加热, 最终导致地幔楔内部对流重新启动, 并把热量带到地幔楔底部乃至俯冲板片顶部. 数值模拟结果表明, 更新的热对流会导致地幔楔底部温度上升几百度. 根据Peacock等(1994)的估计, 更新的热对流可使俯冲到100km深度的板片表面温度从450升高到750. 因此, 地幔楔底部和俯冲板片表面都会被加热而发生变质脱水和部分熔融. 由于俯冲板片与地幔楔之间存在黏性耦合作用, 在它们的界面会产生数百兆帕
20、的剪切应力, 这会导致板片-地幔楔界面发生剪切加热. 数值模拟结果表明, 这个剪切应力可能引起俯冲剪切带100km深度的温度迅速升高到1000以上(例如, Toksz等, 1971; Turcotte和Schubert, 1973). 但是, 对俯冲带中剪切应力的估计结果差别很大, 从100MPa(Honda, 1985; Scholz, 1990; Molnar和England, 1990)到几十MPa (Bird, 1978; van den Beukel和Wortel, 1988; Peacock, 1992; Titchelaar和Ruff, 1993), 甚至接近0MPa (Hynd
21、man和Wang, 1993). 由于俯冲板片和上覆地幔楔在弧下深度时可能仍然耦合在一起, 剪切应力在超过这个深度时不可以忽略不计. 不过, 剪切产生的热量可能会被俯冲板片的脱水反应所吸收(Anderson图6 大洋俯冲带热结构示意图 在达到热平衡后, 地幔楔底部温度降低至与俯冲板片表面相同值 中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期 259 等, 1976, 1978; Delany和Helgeson, 1978). 水的存在也会降低岩石的强度, 在深部通过降低摩擦阻力来减小剪切应力. 虽然目前还难以估计剪切应力的 大小, 实际可能小于几百MPa. 因此, 目前一般假定俯冲带的P-
22、T条件主要由汇聚板片年龄和汇聚速率来控制. 不同的热力学模拟都给出相似的地幔楔和俯冲板片的温度分布特征. 但是, 不同模型得到的俯冲板片-地幔楔界面的温度差别很大. 现代大洋板块平均年龄大约为100Ma, 最老年龄是200Ma. 如果只考虑俯冲板片的年龄作为唯一的变量, 它对俯冲带热结构的影响可以进行定量估计. 如果板片年龄是50Ma, 板片表面温度在100km深度约为500. 如果板片年龄小于2Ma, 即使汇聚速率高达100mm/a, 板片表面都能达到部分熔融的温度, 在100km深度温度为7501050. 如果俯冲大洋板片的年龄超过50Ma, 并且剪切应力可以忽略不计, 俯冲板片的顶部会在
23、2560km深度发生蓝片岩相变质, 并随后转变为硬柱石榴辉岩相变质. 在缺乏剪切加热的情况下, 汇聚速率越快, 俯冲带就越冷. 在70100km的深度, 俯冲较快的板片温度比俯冲较慢的板片温度低. 在100km深度, 不同的汇聚速率(V)对板片表面温度没有明显影响, 如果V=100mm/a, 板片表面温度T=450, 而如果V=10 mm/a, 板片表面温度T=550(Peacock, 1993). 在缺乏剪切加热的情况下, 俯冲带在100km深度的温度大概可以在450750之间变化. 模拟计算得出较低的温度是因为假设地幔楔是刚性的, 这在地幔楔被俯冲板片冷却的冷俯冲带的确如此. 4 俯冲带中
24、含水矿物的稳定域 4.1 大洋俯冲中的相变 洋中脊玄武岩(MORB)是俯冲洋壳中最重要的岩石类型之一, 实验岩石学对它在俯冲过程中的变质行为已经有了很好的研究. 图7显示了水饱和的洋中脊玄武岩体系中含水矿物的稳定性. 硬柱石在较高压力下的稳定性对水进入地幔深度具有非常重要的意义. 当温度低于900时, 硬柱石的稳定域达到10GPa(Poli和Schmidt, 1995; Okamoto和Maruyama, 1999). 硬柱石榴辉岩相的边界是由硬柱石的稳定域 图7 玄武岩-水体系中主要矿物相的稳定域 (修改自Schmidt和Poli, 2014) 数字给出了含水矿物所储存的水含量(wt.%).
25、 黄色区域代表Arcay等(2007)的平均冷俯冲和暖俯冲的P-T轨迹, 橙色区域代表Syracuse等(2010)的暖W1300模型. 虚线对应的俯冲带地温梯度分别为5和10/km 来限定的, 这包括一系列连续反应, 温度压力由低到高, 石榴石成分逐渐向钙铝榴石端元变化. 榴辉岩相可以细分为五个相(图3): (1) 没有含水矿物的名义上无水的榴辉岩相, P-T范围最广, 其P-T边界在压力超过10GPa时, 由(2) 硬玉榴辉岩相和石榴石岩相来限定, 高温那一侧的边界是干的固相线; (3) 硬柱石榴辉岩相, 其低压的边界是由(4) 黝帘石-榴辉岩相限定, 在23GPa的反应具有较低的正斜率,
26、 黝帘石-榴辉岩相在低温低压与蓝片岩相的边界是由一个具有负的Clapeyron斜率的反应限定; (5) 角闪石-榴辉岩相, 其稳定域低于黝帘石-榴辉岩相, 最低可以到1.0GPa. 黝帘石-榴辉岩相和角闪石-榴辉岩相在温度超过650时, 都被湿固相线截断. 4.1.1 弧前深度的脱水作用 在洋壳俯冲的早期阶段, 其大部分孔隙都因为郑永飞等: 俯冲带中的水迁移 260 压实作用而消失, 孔隙流体在最浅的深度就被排出了. 在这个阶段, 沸石、绿纤石和葡萄石是主要含水矿物, 全岩含水量为89%(Peacock, 1993). 当深度超过10km, 洋壳进入绿片岩相, 主要含水矿物变成绿泥石；随着俯冲
27、深度增加, 在低地温梯度下出现富Na贫Ca的角闪石(蓝闪石到冻蓝闪石)、多硅白云母、硬柱石、黝帘石和钠云母. 刚进入绿片岩相时的总水含量大约是6%(图7). 随着地温梯度的降低, 产生越来越多的富Na角闪石、多硅白云母、硬柱石、黝帘石和钠云母, 进入蓝片岩相. 俯冲洋壳在绿片岩相/蓝片岩相阶段的全岩水含量在6%左右. 绿泥石水含量很高(达12%), 在绿片岩相阶段非常普遍, 但其在经过温度600、压力2.0GPa条件下的变质反应后就完全分解了(图7). 硬柱石水含量也很高(达11%), 在蓝片岩相变质开始时其最大体积含量可以达到25%, 到角闪石消失反应之后降低到10%. 名义上无水矿物的体积
28、含量在510km深度和100左右可能达到525%(例如, Okay, 1980; Thurston, 1985), 到角闪石消失反应之前含量可以达到50%, 压力超过角闪石稳定域之后增加到70%以上. 因此, 暖俯冲带和热俯冲带中弧前深度的脱水量非常可观, 完全水化的洋中脊玄武岩在弧前深度经过绿片岩相时会丢失46%的水. 对角闪石稳定域的认识主要来自对天然样品的观察和实验岩石学结果. 洋中脊玄武岩中角闪石的最大稳定压力是2.22.4GPa(6570km), 在这个深度脱水反应非常剧烈, 在P-T图上一般都斜交于典型的俯冲P-T轨迹, 导致大多数P-T轨迹都会有较大的脱水速率. 在相对富铁-铝的
29、玄武质成分中, 温度为600650时, 蓝闪石的最高稳定压力是2.83.0GPa (Forneris和Holloway, 2003, 2004). 如果角闪石在体系中体积含量小于10%, 它可能在2.6GPa和650还是稳定的, 说明对弧下地幔楔最深处的脱水反应影响有限. 但是, 如果考虑角闪石固溶体, 现在对玄武岩-水体系的热力学模拟还存在问题, 无论是计算得到的角闪石量还是角闪石的稳定域, 都与自然样品和实验结果中观察到的结果不符(Schmidt和Poli, 2014). 例如, 对洋中脊玄武岩-水体系计算得到的角闪石稳定域在550条件下是2.33.0GPa. 这个差别可能不仅与活度模型有
30、关, 而且与全岩成分和具体变质温度有密切关系. 在暖-热俯冲带中, 完全水化的洋壳岩石在压力小于2.0GPa时丢失了大概2/3的水, 留下约2.0%的水继续俯冲. 另一方面, 在冷和非常冷的俯冲带中, 在相同的压力下, 只有大概1/3的水丢失了. 在弧前深度释放出来的一部分水会进入上覆地幔楔, 另一部分则沿着俯冲隧道向上进入增生楔(Fryer等, 1999). 弧前深度释放出的大量流体会导致地幔楔中的橄榄岩发生非常强烈的蛇纹岩化、绿泥石化乃至角闪石化. 4.1.2 弧下深度的脱水作用 直到20世纪80年代, 一般都认为在角闪石因为压力升高而分解之后, 洋壳就完全脱水了. 但是, 实验岩石学和野
31、外观察发现在角闪石消失之后, 榴辉岩中仍有一些含水矿物, 例如绿帘石/黝帘石、硬柱石、滑石、硬绿泥石、多硅白云母、富OH的黄玉以及许多其他的含水矿物. 这意味着直到压力超过2.4GPa都会持续发生脱水作用. 含水榴辉岩中柯石英和金刚石的发现, 更是证明这些含水矿物在压力超过2.8GPa时大多还是稳定的. 含水榴辉岩中柯石英和金刚石的天然产出地包括意大利的阿尔卑斯、挪威的西片麻岩省、中国东部的大别-苏鲁、哈萨克斯坦的Kokchetav(Liou等, 1998; Rumble等, 2003; Zheng, 2012; Hermann和Rubatto, 2014). 柯石英在硬柱石榴辉岩中也有报道(
32、Tsujimori等, 2006). 当压力超过2.4GPa时, 在暖到热俯冲带中洋壳火成岩中大概只有1.0%的水还储存在含水矿物中. 而在冷到超冷的俯冲带中, 还有大约4.0%的水储存在含水矿物中. 主要含水矿物有硬柱石、黝帘石、硬绿泥石、滑石和多硅白云母. 其中, 硬柱石是最富水的相, 它可能存储了俯冲洋壳中超过一半的水. 但是, 它的稳定域限定在相对较低的温度内(图7). 黝帘石直到3.3GPa都还是稳定的, 且在压力低于3.0GPa时的湿固相线处仍存在. 滑石在变玄武岩中的量非常少, 但如果全岩成分富Mg(例如富Mg辉长岩)就会有大量的滑石. 无论全岩成分如何, 多硅白云母在压力低于5
33、.0GPa时几乎携带了俯冲洋壳的全部K2O(Schmidt, 1996). 超过这个压力, 钾就开始进入单斜辉石中(Okamoto和Maruyama, 1998; Schmidt和Poli, 1998). 在多硅白云母、单斜辉石和共存流体中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期 261 中分别溶解有多少钾, 取决于钾的溶解量及其溶解速率. 在2.4GPa以上的压力下, 主要发生的是一系列连续反应, 只有少数是不连续反应, 大部分反应(包括湿固相线)与冷俯冲P-T轨迹基本平行. 所以对某些特定的岩石而言, 它在很大的深度范围内会经过绝大多数反应. 因此, 在2.43.3GPa压力范围内
34、的脱水总量会非常可观. 这一脱水过程所处的温压范围对应着弧下深度的主要范围(图7). 由于很多反应都与典型的俯冲过程P-T轨迹平行, 有效水含量、矿物组合和矿物成分都对温度非常敏感. 不含K2O的洋中脊玄武岩在600650、100km时有1%的水储存在硬柱石和硬绿泥石中, 到200km深度时有0.4%的水储存在硬柱石中. 当温度为700时, 进入到100km深度会导致最后的含水相(黝帘石)消失, 榴辉岩也已经是名义上不含水的了. 而如果温度是750, 变玄武岩到达100km深度就已经超过 其湿固相线, 只要有流体从下面注入就会发生部分熔融. 4.2 地幔橄榄岩蚀变过程中的相变 在不同的P-T条
35、件下, 俯冲洋壳会释放出水到上覆的地幔楔中. 这些释放出的水与橄榄岩反应就形成了蛇纹石、绿泥石和角闪石等含水矿物, 并逐步伴有从低压到高压到超高压相的进变质相变. 由于俯冲侵蚀作用, 地幔楔底部受到俯冲板片的刮削(Zheng, 2012), 结果把水化橄榄岩带到更深的地幔中. 俯冲地壳释放出来的水的命运主要由地幔楔中含水矿物的稳定关系控制(Poli和Schmidt, 2002). 在冷到超冷的俯冲带, 地幔楔中的含水矿物稳定, 从俯冲洋壳中释放的水会被上覆地幔楔所吸收. 然而在高的地温梯度下, 含水矿物会分解, 释放出来的水以孔隙流体向上运移, 因此不会被带到更深处. 在地壳岩石湿固相线上下发
36、生的脱水作用, 会导致部分水分别进入含水熔体和富水溶液. 我们可以根据水饱和橄榄岩体系的相图来讨论地幔楔中含水矿物的稳定域(图8). 许多实验岩石学结果限定了超基性岩中含水矿物的稳定关系(例如, Bose和Ganguly, 1995; Ulmer和Trommsdorff, 1995; Kawamoto和Holloway, 1997; Grove等, 2006; Till等, 2012). 图8中给出了蛇纹石、绿泥石、角闪石和其他含水矿物的相平衡关系. 虽然角闪石、绿泥石和蛇纹石在200km深度以内都是稳定的, 但是它们的稳定域是不同的. 角闪石的稳定域在3GPa和1000以内, 绿泥石在5GP
37、a和800以内, 蛇纹石(叶蛇纹石)在6.5GPa和680以内. 随着压力升高到6.5GPa, 含水矿物的最高稳定温度从1000降低到500600(图8). 压力继续升高, 含水硅酸盐矿物的稳定温度会升高. 含水的硅酸盐矿物诸如相A和相E、名义上无水矿物诸如瓦兹利石(橄榄石)和林伍德石(橄榄石)等在压力超过6.5GPa时含有少量的水. 这些相的最大稳定域从6.5GPa的600升高到13GPa的1500. 在P-T图上相A的稳定域边界比冷俯冲P-T轨迹要平缓一些, 这样沿着非常冷的P-T轨迹向下迁移的蛇纹岩化橄 榄岩一直到地幔过渡带都不会脱水. 含水的橄榄石在12GPa的压力下, 在温度超过11
38、00时可以与熔体共存. 在水饱和条件下橄榄岩会发生部分熔融, 这是大洋俯冲带上弧岩浆活动的关键机制(Grove等, 2012). 因此, 许多实验岩石学研究都致力于研究橄榄岩-水体系，但是缺乏对超高压水化橄榄岩的直接 图8 橄榄岩-水体系中主要矿物相的稳定域 (修改自Schmidt和Poli, 2014) 数字表示方辉橄榄岩和二辉橄榄岩中含水矿物储存的水含量(%). 红色曲线代表不同研究给出的湿固相线, 绿线代表角闪石稳定限, 粉色线代表绿泥石稳定限. 虚线对应的俯冲带地温梯度分别为5和10/km. 数据来源: F09, Fumagalli等(2009); G06, Grove等(2006);
39、 G73, Green (1973); G10, Green等(2010); K68, Kushiro等(1968); K70, Kushiro (1970); KH97, Kawamoto和Holloway (1997); M74, Millholen等(1974); MB75, Mysen和Boettcher (1975); NG99, Niida和Green (1999); T12, Till等(2012) 郑永飞等: 俯冲带中的水迁移 262 实验研究. 此外, 不同研究得到的橄榄岩湿固相线温度差别很大. 在2.03.5GPa下, 不同湿固相线的温度差别达到300(Kushiro等,
40、1968; Kushiro, 1970; Green, 1973; Millhollen等, 1974; Mysen和Boettcher, 1975; Kawamoto和Holloway, 1997; Grove等, 2006; Fumagalli等, 2009; Green等, 2010). 这一差别与韭闪石的稳定压力有关, Grove等(2006)的结果是1.8GPa, Niida和Green(1999)以及Fumagalli等(2009)的结果是3.0GPa. 更高压力下的差别更大. 在6.0GPa, Till等(2012)给出的橄榄岩湿固相线温度是810, 而Green等(2010)给
41、出的湿固相线温度是1370. 前一个温度是如此之低, 以至于只有达到水的过饱和才能引起橄榄岩部分熔融. 后一个温度是如此之高, 以至于不需要加水正常地幔橄榄岩也会发生降压熔融. Green等(2014)认为, 这些差别可能与实验中加入的水的多少、分配到流体中钠的多少以及对实验中非晶质淬火相的不同解释有关. 有些人把这个淬火相解释成熔体, 有的则解释成从富溶质的高压流体中沉淀出来的. 但是, 根据对富水熔体或者富溶质流体中空隙间淬火产物的结构, 目前尚难以确定流体的物理化学状态是含水熔体还是富水流体, 或者两者都有, 或者是超临界流体. 如果含水橄榄岩固相线温度的确很低, 这对弧岩浆的成因具有重
42、要意义. 由于这个湿固相线在弧下深度与绿泥石稳定域相交, 因此地幔楔加水熔融有可能是形成弧岩浆的机制(Grove等, 2006). 如果绿泥石出现在湿固相线, 肯定会出现绿泥石的脱水熔融. 目前为止, 无论是在自然界还是在MgO-Al2O3- SiO2-H2O(MASH)实验体系中都没有观察到这样的证据. Bouihol等(2015)的热力学计算也没有能够再现这个绿泥石-熔体相关系. 不过, 如果将CaO或者FeO加入到体系中, 会改变固相线位置, 从而在CaO-FeO- MgO-Al2O3-SiO2-H2O(CFMASH)体系中与绿泥石+单斜辉石/斜方辉石稳定域相交. 另一方面, 如果含水橄
43、榄岩的湿固相线低达800, 造山带橄榄岩在加热到麻粒岩相并有水的时候会发生部分熔融形成镁铁质火成岩, 伴有同时期长英质岩浆岩. 在碰撞造山带 出现的双峰式岩浆岩是否属于这类种部分熔融的结果有待进一步检查. 二辉橄榄岩的水饱和固相线温度从1.5GPa下的最小值970变化到6.0GPa下的1375(Green等, 2014). 然而, 橄榄岩在水不饱和条件下脱水熔融的固相线温度在压力直到3.0GPa时仍然近似为常数值1100, 然后随压力升高突然降低到1010(Green, 2015). 显然, 先前的实验岩石学研究在淬火产物的鉴定上存在问题(Green等, 2014). 因此, 解决湿固相线的分
44、歧对认识岛弧玄武岩乃至碰撞造山带弧型镁铁质火成岩的成因具有重要意义. 5 俯冲带中水的迁移机制 与俯冲带水迁移有关的过程主要是变质脱水和部分熔融. 随着俯冲深度增加, 温度压力升高, 俯冲地壳发生低级变质作用, 不仅释放出自由水, 而且将沉积成岩矿物和热液蚀变矿物变成低级变质矿物(其中既有含水矿物也有名义上无水矿物). 随着俯冲深度加大, 温度压力进一步升高, 低级变质矿物变成高级变质矿物, 同样伴有脱水作用. 因此, 俯冲带变质过程主要是低级变质矿物变成高级变质矿物的过程(图3), 脱水反应可以表示为: A+BC+D+H2O, 其中A和B是反应物, C和D是产物. 如果在一个变质岩中既存在C
45、和D也存在A和B, 这时C和D属于变质矿物, 而A和B属于残留矿物(受变质矿物), 两者一般处于不平衡状态. 随着俯冲深度进一步加大, 温度压力可以达到甚至超过岩石的湿固相线(图3), 这时变质矿物(既有含水矿物也有名义上无水矿物)将会发生部分熔融, 导致混合岩化, 又称超变质作用. 在俯冲带高级变质岩发生部分熔融的过程中, 变质矿物发生转熔反应: C+DE+F+熔体, 这时C和D是反应物, E和F是产物. 通过这类转熔反应所形成的熔体称为深熔熔体, 在物理化学性质上既不同于变质流体, 也不同于岩浆熔体(Zheng和Hermann, 2014). 如果在一个混合岩中既存在E和F也存在C和D,
46、这时E和F属于转熔矿物, 而C和D属于残留矿物, 两者一般处于不平衡状态. 在部分熔融过程中水具有高度不相容性质, 优先配分进入熔体, 因此部分熔融是深俯冲地壳岩石发生脱水作用的有效途径. 通过把物质溶解到水中, 形成了各种各样的流体, 包括富水流体、含水熔体和超临界流体(Manning, 2004; Hermann等, 2006; Zheng等, 2011). 地幔楔下面的俯冲板片释放出大量的流体(例如, Hacker, 2008; van Keken等, 2011; Magni等, 2014), 其典型产物就是中国科学: 地球科学 2016年 第46卷 第3期 263 大洋俯冲带之上的弧火
47、山活动(例如, Gill, 1981; McCulloch和Gamble, 1991; Tatsumi和Engins, 1995). 在板块汇聚过程中, 自由水于1020km以内的浅部由于俯冲地壳岩石的压缩作用和孔隙的垮塌而被排出. 在从2030km到至少300km以内的更深部, 含水矿物的分解(例如, Poli和Schmidt, 2002; Maruyama和Okamoto, 2007; Schmidt和Poli, 2014)和结构羟基、水分子从名义上无水矿物中出溶(Zheng, 2009), 导致变质脱水和部分熔融, 形成不同类型的流体. 俯冲地壳岩石中副矿物的稳定性是支配板片来源流体微量
48、元素组成的关键(Hermann和Rubatto, 2009; Zheng等, 2011). 在火山岩捕虏体橄榄岩的橄榄石中发现流体包裹体(Kawamoto等, 2013), 指示地幔楔橄榄岩在经受流体交代后又发生了脱水作用. 水在俯冲带中的行为可由俯冲带变质作用及其相关脱水/转熔反应中的矿物学变化所制约. 与俯冲带岩石类型相关的实验岩石学研究为理解俯冲带条件下不同过程中水的作用(在不同形式下)奠定了理论基础. 这些研究提供了对大部分常见矿物稳定域和水含量的岩石学制约的相图(图7和8). 即使不同深度下存在脱水过程, 俯冲带中几乎所有的变质相都可以迁移大量的水. 以洋壳为例, 其平均水含量可以从
49、沸石相的7%变至榴辉岩相的0.9%. 因此, 总会有少量水通过板块俯冲进入软流圈地幔. 许多蓝片岩相矿物含有大量的Fe3+, 意味着在蚀变洋壳中发生了氧化作用. 这导致相图中又增加了一个成分变量, 使P-T图中的反应有所改变(例如绿帘石/黝帘石, Poli和Schmidt, 2004), 使变价元素(例如U)的地球化学行为变得更加复杂. 通常在俯冲带变质作用初期, Fe3+/Fetot比值最高, 随着变质级别的增加而降低(Groppo和Castelli, 2010). 5.1 俯冲洋壳的脱水 一般来说, 俯冲洋壳包括厚度和成分不定的沉积物层、300m厚的上部火山岩层、300m厚的下部火山岩层、1.4km厚的岩墙和5km厚的辉长岩(Hacker, 2008). 在俯冲过程中, 下行板片在不同的深度释放出不同量的水. 虽然随着深度增大, 脱水作用通常是变弱的, 但所释放水的多少, 实际上是由很多因素控制的, 包括板块汇聚速率、俯冲板片年龄、俯冲带几何性质等(Peacock和
