汇聚板块边缘地壳深熔成因花岗岩

论文简介：Zheng, Y.-F., Gao, P., 2021. The production of granitic magmas through crustal anatexis at convergent plate boundaries. Lithos, the 9th Hutton special volume, https:///10.1016/j.lithos.2021.106232

花岗岩是大陆地壳的重要组分，代表壳幔分异的最终产物。花岗岩主要产出在汇聚板块边缘，通过部分熔融和分离结晶这两个主要过程形成。花岗岩的成分具有多样性，与源区性质、部分熔融过程和条件、转熔-残留矿物携带过程、岩浆分离结晶过程及岩浆混合过程等有关。虽然对大陆花岗岩起源的研究源远流长，但对其成因仍存在争议，包括源区、岩浆过程、动力学体制等诸多方面。而解决这些争议的关键在于区分出花岗岩浆形成时不同的物质和能量来源，以及汇聚板块边缘挤压和伸展这两种动力体制的差别。

针对汇聚板块边缘地壳部分熔融形成花岗岩浆的问题，中国科学技术大学郑永飞院士和中山大学高彭副教授通过全盘审视和细致分析花岗岩的成分和形成条件，在2021年5月18号上线的《Lithos》上对以下七个方面进行了评述。

（1）地壳深熔的物理化学机制：脱水熔融和水化熔融是产生花岗岩浆的两种基本机制，熔体与源区之间的密度差是熔体得以漂浮上升的关键。高水含量熔体因密度较低，比低水含量熔体更易于上升迁移。在地壳深熔区域，两种熔融机制可在不同区域同时发生，也可在同一区域相互转换（图1）。

图1. 泥质岩在10 kb下的T-H₂O关系图。蓝色实线：熔体含量（vol%），其中标有“0”值的线代表固相线；黑色虚线：熔体中水的含量（wt%）；黑色实线：体系中自由水出现线。当水含量<1.7 wt%，部分熔融方式为脱水熔融；当水含量>9.0 wt%，在模拟的温度范围内，部分熔融方式为水化熔融；在水含量为1.7–9.0 wt%之间，部分熔融方式从低温条件下的水化熔融转化为高温条件下的脱水熔融，二者以水的出现线为界。

（2）花岗岩中的锆石：花岗岩中的锆石成因多样，包括残留锆石、变质锆石、深熔锆石、转熔锆石和岩浆锆石（图2）。变质锆石是通过变质反应形成的，转熔锆石是通过转熔反应形成的，深熔锆石从低分异岩浆中结晶的，岩浆锆石是从高分异岩浆中结晶的；由于它们形成于变质作用、深熔作用和岩浆作用的不同阶段和不同条件，因此记录了不同的岩石学信息。就花岗岩中的岩浆锆石来说，其ε_Hf(t)值高低反映的是新生与古老地壳物质的相对贡献，其δ¹⁸O值高低反映是的岩浆源区是否与地表水发生过交换以及交换反应的温度条件。锆石ε_Hf(t)正值未必代表幔源岩浆的加入，而更可能是新生地壳的再造。

图2. 汇聚板块边缘地壳深熔作用产生的花岗岩中不同种类锆石的成因。内部和外部轨迹分别代表固相线之下和固相线之上的锆石行为。

（3）花岗岩浆作用与深熔变质作用：花岗岩-混合岩-麻粒岩通常在造山带构成高温岩石组合，它们是深熔变质作用的产物，形成于俯冲之后大陆张裂作用下产生的伸展条件。在这一背景下，软流圈地幔上涌既能够引起深部地壳发生脱水熔融，也能够引起上覆地壳发生水化熔融，结果脱水与水化之间构成源与汇的关系（图3）。在大陆张裂背景下，形成于深部地壳的变质核杂岩由于受到低密度花岗质熔体的裹带，可通过穹隆的方式上升到浅部地壳。

图3. 造山带地壳在主动型张裂作用条件下因软流圈地幔上涌加热导致的脱水和水化熔融模式图。脱水熔融发生的外部热量来源于因造山带山根沉降所产生的软流圈地幔上涌，而水化熔融是由下伏地壳受热脱水产生的外来流体所诱发。

（4）花岗岩中的地壳和地幔组分：就花岗岩初始Nd同位素组成来说，其ε_Nd(t)值高低反映的是新生与古老地壳物质的相对贡献正，正ε_Nd(t)值未必代表幔源岩浆的加入，而更可能是新生地壳的再造。由于温度、密度和粘滞度上的差异，花岗质岩浆与玄武质岩浆间的大规模混合作用不太现实，但不排除花岗岩浆中混入少量的镁铁质岩浆，这需要有力的岩石学证据予以证明。对花岗岩形成更普遍的混合作用是长英质岩浆之间的混合：从同位素地球化学角度来说，可发生不同性质地壳岩石来源的长英质岩浆之间的混合；而从岩石学角度来说，花岗质熔体与地壳熔融残余物质及转熔矿物之间不同比例的混合。值得注意的是，由于岩浆过程的影响，先前存在的残留矿物和转熔矿物可能会被花岗质熔体进行不同程度的改造，从而被岩浆矿物所取代。

（5）花岗岩浆的源区性质：变沉积岩和变火成岩是壳源花岗岩的主要源岩，二者的熔融产物分别对应S型花岗岩和I型花岗岩。若沉积岩为古老地壳的风化产物，则相应的S型花岗岩具有高的δ¹⁸O值和负的ε_Nd(t)和ε_Hf(t)值；若沉积岩为新生地壳的风化产物，则相应的S型花岗岩具有高的δ¹⁸O值和正的ε_Nd(t)和ε_Hf(t)值；若火成岩为古老地壳，则相应的I型花岗岩具有负的ε_Nd(t)和ε_Hf(t)值；若火成岩为新生地壳，则相应的I型花岗岩具有正的ε_Nd(t)和ε_Hf(t)值。而I型花岗岩δ¹⁸O值高低与其源区是否经历地表水岩反应和反应温度有关：若经历低温水岩反应，则δ¹⁸O值高于地幔值；若经历高温水岩反应，则δ¹⁸O值低于地幔值。以上是两种极端情况，许多花岗岩的源区可能经历了中温热液蚀变，结果其δ¹⁸O值依然在地幔值附近。

（6）地壳深熔与造山作用：根据汇聚板块边缘造山体系构造性质的转换可划分出增生型、碰撞型和张裂型三种造山带。以往认为在大陆碰撞过程中形成的花岗岩，实际上不是形成于同碰撞阶段，而是形成于大陆碰撞的晚期和碰撞后阶段。在同碰撞阶段（图4A），汇聚板块边缘处于挤压构造体制，以发育蓝片岩和榴辉岩等低热梯度变质岩为特征，难以产生地壳深熔和岩浆作用。在大陆碰撞的晚期和碰撞后这两个阶段（图4B），地壳处于伸展构造体制，可以发生部分熔融。在大陆碰撞的晚期阶段，俯冲地壳物质发生降压折返，引发地壳岩石低程度部分熔融形成碱性花岗岩；在碰撞后阶段，由于碰撞加厚岩石圈地幔减薄诱发软流圈地幔上涌，导致地壳岩石高程度部分熔融形成钙碱性花岗岩。碰撞后阶段的张裂造山作用以发育高温-超高温麻粒岩等高热梯度岩石为特征，所形成的长英质熔体与变质核杂岩一起上升侵位，产生滑脱断层等伸展构造。

图4. 碰撞造山作用两阶段构造演化模式图。（A）早期阶段：大陆俯冲导致挤压体制和地壳加厚，此时俯冲板片与地幔楔保持耦合，地壳变质作用发生在低热梯度下；（B）晚期阶段：俯冲板片回卷导致俯冲板片与地幔楔间解耦，深俯冲地壳折返甚至减压熔融，此时处于高热梯度和伸展条件。

（7）地壳深熔的岩石圈厚度效应：虽然本文是篇评述论文，但是在系统梳理已有研究成果的基础上，作者提出了一个岩石圈厚度效应模型（图5）来解释汇聚板块边缘地壳深熔与花岗质岩浆作用之间的关系。通过碰撞造山作用，岩石圈厚度（对应于岩石圈地幔-软流圈地幔界面）可被加厚至150–200 km（图5A）。此时，软流圈地幔的热量无法隔着厚的岩石圈地幔有效传递到地壳，结果地壳深熔作用较为罕见。经过一段时间之后，厚的岩石圈地幔会因重力不稳定或软流圈地幔对流侵蚀而发生拆沉减薄，使得岩石圈厚度从150–200 km减薄至80–100 km，这时会发生软流圈地幔的上涌甚至降压熔融，从而为减薄的岩石圈带来大量的外来热量，导致仍处于较厚状态地壳发生部分熔融（图5B），产生大量的花岗质岩浆，并伴随有混合岩和麻粒岩的形成。随后，通过地表剥蚀作用使加厚地壳减薄至正常状态（图5C），从而形成稳定的大陆岩石圈结构。

图5. 岩石圈厚度对变质脱水和地壳深熔的影响。（A）碰撞造山作用导致造山带岩石圈被加厚；（B）造山带岩石圈地幔减薄，软流圈地幔上涌，导致主动型张裂作用，加厚地壳发生大规模部分熔融，形成花岗岩-混合岩-麻粒岩组合；（C）加厚地壳经剥蚀作用而减薄，恢复至正常厚度，大陆岩石圈进入成熟阶段。

本文评述的主要是地壳岩石部分熔融形成I型和S型花岗岩，它们主要出现在被动大陆边缘物质构成的碰撞造山带，在野外常构成花岗岩-混合岩-麻粒岩组合，成为变质核杂岩的重要组成部分，显示了地壳岩石在拉张体制下的部分熔融。在活动大陆边缘物质构成的增生造山带，还有大量通过幔源镁铁质岩浆分离结晶作用形成的M型花岗岩以及镁铁质火成岩部分熔融形成的I型花岗岩，它们也是地幔或者地壳岩石在拉张体制下的部分熔融产物。一般来说，I-S型系列花岗岩形成于在大陆碰撞后背景，而M-I型系列花岗岩形成于成熟的大洋俯冲带背景。虽然这两个系列花岗岩都出现在汇聚板块边缘，但是它们在岩石共生组合和地球化学特征上存在许多差异。

论文作者：郑永飞、高彭