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中国科学院壳幔物质与环境重点实验室，中国科学技术大学地球和空间科学学院 导读：板块构造有3类边界，分别是离散边界（洋中脊、大陆裂谷）、汇聚边界（俯冲带、碰撞带）和转换边界（转换断层）。其中汇聚边界有一个重要特点，就是既成矿又造陆，陆壳能够较好的保存矿体又能便于开采，人类目前开发利用的矿产资源绝大部分来自于汇聚边界成矿系统。推荐学习郑永飞院士的汇聚板块边缘构造演化及其地质效应研究成果，有利于提高对地球地质构造演化和成矿作用的认识，对指导找导和开展矿床学研究会有帮助，为相关科学研究指明了方向。 ------内容提纲------ ----------- 摘要：大洋岩石圈在离散板块边界产生、在汇聚板块边界消失，海底扩张与板块俯冲一起构成地球壳层岩石圈运动的物理耦合-质量守恒关系。俯冲带是汇聚板块边缘物质和能量传输的关键带，自板块构造理论创立以来一直是地球系统科学研究的热点和前沿。就汇聚板块边缘的动力体制和地热梯度来说，在俯冲带演化的不同阶段具有不同的性质。一般来说，早期低角度俯冲导致板块界面以低地热梯度为主导的挤压构造，晚期高角度俯冲导致板块界面及其上盘以高地热梯度为主导的拉张构造；在俯冲结束之际板片回卷或者断离引起缝合带主动张裂，在俯冲之后的岩石圈去根减薄也引起缝合带主动张裂。由于汇聚板块边缘在几何结构和温压结构上的差异和变化，它们在变质作用和岩浆作用类型上可发生一系列相应的变化。俯冲地壳在弧下深度的脱水熔融是突出的，所析出的流体可以溶解不同浓度的流体活动性不相容元素。这些流体在弧下深度与地幔楔橄榄岩发生化学反应形成交代岩，成为大洋弧和大陆弧镁铁质岩浆的地幔源区。但是，这些交代岩并不是在流体交代过程中就立即发生部分熔融引发弧岩浆作用，而是直到俯冲板片回卷引起软流圈对流加热时才发生熔融。因此，认识汇聚板块不同汇聚阶段在动力体制和地热梯度上的变化，不仅可以为认识俯冲带向造山带的构造演化提供地球动力学解释，而且可以为理解不同类型变质岩和岩浆岩的形成和演化提供板块构造解释。 关键词：板块构造，大陆地质，汇聚边缘，大陆张裂，俯冲带，造山带 1 引言 板块构造理论的关键是汇聚板块边缘。汇聚板块边缘在地球刚性外壳表现为狭窄的带状构造，在岩石圈地幔深度对应于俯冲带，在地壳深度对应于造山带。虽然板块汇聚是通过板块俯冲来实现的，但是俯冲带和造山带与汇聚板块边缘之间在结构和体制上有差异性。由于板块俯冲是将地球浅表物质输送到地球内部的最有效方式，因此这个过程是地球圈层物质和能量交换的核心机制。对板块俯冲带产物物理化学变化的认识和理解，取决于我们对汇聚板块边缘结构和过程的认识和理解。只有深入剖析汇聚板块边缘岩石圈地幔和地壳物质循环和再造这两个核心问题，才能深化对俯冲带向造山带转换的机制和过程的认识和理解，才能在板块俯冲带领域，不仅针对地球浅部与深部过程之间的关系进行了一系列研究，而且采用计算地球动力学方法模拟了俯冲带几何结构与地热梯度之间的关系，显著改进了我们对汇聚板块边缘结构、过程和产物的认识。但是，由于不同学科之间的研究工作缺乏密切的协同配合，结果对于汇聚板块边缘物质的物理化学性质、壳幔相互作用机制和过程、壳源和幔源岩浆的物质来源和形成机制、深部地幔过程对浅部地壳物质在能量和物质上的影响等许多关键科学问题还存在不少认识上的误区，常常将同俯冲与俯冲后构造作用产物混为一谈。因此，俯冲带研究不仅需要确定汇聚板块边缘地壳物质再循环的机制和形式，而且需要确定俯冲带动力体制和地热梯度及其随时间的变化。这些研究内容涉及板块汇聚进行时和过去时两个时段在结构和体制上的一系列变化，已经成为进入21世纪以来板块构造研究的前沿领域。本文通过总结汇聚板块边缘构造作用、变质作用、岩浆作用和成矿作用等地质过程的各自特征和相互联系，试图为认识和理解俯冲带构造演化提供一个最新研究进展评述，并在此基础上建立一个解释汇聚板块边缘构造演化及其地质效应的基本理论框架。 2 板块俯冲与汇聚构造 根据俯冲板块和上覆板块的构造属性，一般将板块俯冲带分为三种类型（图1）：（1）一个大洋板块俯冲到另一个大洋板块之下（图1a），以西太平洋边缘马里亚纳俯冲带之上形成大洋弧为特征产物；（2）一个大洋板块俯冲到一个大陆板块之下（图1b），以东太平洋边缘安第斯俯冲带之上形成大陆弧为特征产物；（3）一个大陆板块俯冲到另一个大陆板块之下（图1d），该过程发生在大陆碰撞之后（图1c），以印度大陆与欧亚大陆之间形成喜马拉雅造山带为特征产物。当然在西太平洋边缘也有大陆弧，在东太平洋边缘也有大洋弧，但是这些只是局部现象。 
图1 不同类型板块俯冲带示意图（修改自Frisch等，2011） 大洋俯冲带的浅部是海沟（可出现不同大小的增生楔），深部是板片与地幔楔界面（发生流体交代作用）；俯冲板片在弧下深度发生变质脱水和部分熔融，所析出的流体交代上覆地幔楔，形成俯冲带岩浆的源区（Zheng，2019）。大陆板块俯冲之前首先是大洋板块俯冲，然后是大陆地壳碰撞，最后才是大陆地壳俯冲到岩石圈地幔深度（Zheng，2021c） 在这三种类型的汇聚板块边缘，可以用来标志俯冲作用的岩石类型主要有两种（Zheng和Chen，2016）：一是低T/P（温度/压力）阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相高压-超高压变质岩（图2），二是大洋弧玄武岩（图1a）和大陆弧安山岩（图1b）。在汇聚板块边缘还广泛出露有俯冲后镁铁质-长英质岩浆岩和高T/P巴肯型角闪岩-麻粒岩相高温-超高温变质岩，它们与俯冲过程的产物在时间和空间上具有叠加改造关系（Zheng和Chen，2017，2021；Zheng和Zhao，2017；Zheng和Gao，2021）。将地幔岩石通过部分熔融提取到地壳的过程称为壳幔分异，对应的就是地壳生长。将地壳镁铁质物质转变为长英质物质的过程称为壳内分异，在增生造山带通过幔源岩浆结晶分异实现，而在碰撞造山带通过地壳部分熔融实现，后者对应于地壳再造。
图2 汇聚板块边缘变质相系与地热梯度关系图解 （修改自Zheng和Chen，2017） 矿物反应或矿物相变才是标志变质相系的边界:阿尔卑斯型与巴罗型变质相系之间以钠长石分解形成硬玉和石英为界，对应的地热梯度为10~11tkm-1；巴罗型与巴肯型变质相系之间以铝硅酸盐同质多像转变为界，对应的地热梯度范围是25~35tkm-1（平均~30匸km-1）.矿物缩写:Ab，钠长石；And，红柱石；Coe，柯石英；Jd，硬玉；Ky，蓝晶石；Sil，夕线石；Qz，石英。 板块俯冲是一个岩石圈板块下沉到另一个岩石圈板块之下的过程（Stern，2002）。一般来说，不仅大洋岩石圈顶部地壳的厚度很小（一般6~7km），而且板块边缘物质的流变学强度较高（表现为刚性），这样两个大洋板块汇聚过程就是一个大洋岩石圈俯冲到另一个大洋岩石圈之下的过程（图1a），因此在大洋-大洋汇聚边缘可以形成阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相变质岩。虽然大陆岩石圈上部地壳的厚度较大（一般30~40km），但是一个大洋板块与一个大陆板块之间的汇聚也是大洋岩石圈俯冲到大陆岩石圈之下的过程（图1b），这样在大洋-大陆汇聚边缘也可以形成阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相变质岩。就两个大陆板块之间的汇聚来说，由于大陆地壳不仅厚度较大而且流变学强度较低（表现为韧性），因此一个大陆板块与另一个大陆板块之间的汇聚首先是两个大陆之间在地壳深度的碰撞加厚（图1c），然后才是一个大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下（图1d）。在大洋-大洋俯冲带上盘形成的大洋弧又称岛弧、洋内弧（Stern，2002；吴福元等，2019；徐义刚等，2020），在弧火山岩组成上玄武岩占绝对优势，只有极少量安山岩和流纹岩。在大洋-大陆俯冲带上盘形成的大陆弧火山岩在组成上以安山岩为特征（Gill，1981；徐义刚等，2020；Chen等，2021），伴有少量玄武岩和流纹岩，因此安山岩是大陆增生的特征产物（Zheng和Chen，2016；周建波，2020）。如果大洋板块俯冲将下盘大洋弧拼贴到上盘大陆边缘，那么就形成所谓的陆缘弧，也是大陆增生，但是其岩石组成是以玄武岩为主（徐义刚等，2020）。在大陆-大陆俯冲/碰撞带，下盘地壳俯冲到弧前深度形成蓝片岩-榴辉岩相高压变质岩（李继磊，2020），俯冲到弧下深度则形成榴辉岩相超高压变质岩（Zheng，2021b），两者均可以沿板块界面（俯冲隧道）发生折返（郑永飞等，2013；刘贻灿和张成伟，2020；张建新，2020）。在大洋俯冲带，虽然地壳也俯冲到弧下深度乃至地幔过渡带，但是能够折返到地壳层位并得以出露地表的超高压变质岩非常之少（张立飞和王杨，2020）。Miyashiro（1961，1973a）在环太平洋区域现代大洋俯冲带中识别出低T/P变质带和高T/P变质带近平行分布的特征，且低T/P变质带分布在靠大洋一侧、高T/P变质带分布在靠大陆一侧，据此提出了双变质带概念。大洋俯冲带在变质热梯度上的双峰式特征得到了计算地球动力学模拟的支持（Oxburgh和Turcotte，1971），为板块构造理论在建立初期就应用到地质学中发挥了重要作用。但是，对双变质带成因关系和时间顺序的正确识别一直是个难题（Miyashiro，1973b；Brown，1998，2010）。Brown（2006）将双变质带拓展到地质历史上不同时期的大陆内部，但是在前寒武纪与高T/P变质带配对的常常是巴罗型中T/P角闪岩-麻粒岩相变质带（Brown和Johnson，2019），这可能与早期板块边缘韧性地壳加厚有关（Zheng和Zhao，2020）。在构造体制上，双变质带中的低T/P和高T/P变质带分别对应于挤压和拉张；在时间顺序上，低T/P变质作用早于高T/P变质作用（Zheng和Chen，2017，2021）。因此，双变质带属于汇聚板块边缘在俯冲带发育不同阶段和位置双峰式变质作用的产物。在板块构造理论建立之初的20世纪60~70年代，一般将汇聚板块边缘分成两种类型，一是大洋俯冲带（图1a和1b），二是大陆碰撞带（图1c）。当时认为，只有镁铁质大洋地壳由于密度较高才得以俯冲到地幔深度，而长英质大陆地壳由于其密度较低只能发生碰撞加厚而不能俯冲到地幔深度（Zheng，2021b）。20世纪80年代中期，在大陆碰撞带表壳变质岩中发现柯石英（Chopin，1984；Smith，1984），20世纪90年代初期又在榴辉岩相变质岩中发现显微金刚石（Sobolev和Shatsky，1990；Xu等，1992），证明大陆地壳也可以俯冲到〉80km的地幔深度发生超高压变质作用（Chopin，2003；Liou等，2009）。因此，现在文献还是沿用过去的提法，将大陆碰撞限定在地壳深度（图1c），把大陆俯冲延伸到岩石圈地幔深度（图1d）。一般认为，大陆碰撞可使地壳加厚到70~80km，典型地区以印度大陆与亚洲大陆之间的喜马拉雅-冈底斯山脉为例。大洋俯冲带之上的大陆弧岩浆作用也可使地壳增生到70~80km的厚度，但是这个只出现在东太平洋俯冲带上盘的南美安第斯山脉。在大陆俯冲带有上盘与下盘之分，由此产生的碰撞造山带主要是由下盘地壳岩石在经受不同深度的变质作用后折返到上地壳层位组成（Zheng，2021b）。一旦将大陆俯冲带等同于大陆碰撞带，那就需要在大陆碰撞带区分上盘与下盘（Zheng，2019）。这个上盘就是大陆碰撞之前的古大洋俯冲带上盘，它既可以是古大洋俯冲带之上大陆弧为主的增生造山带，也可以是缺乏大陆弧的古大陆边缘。由此构成两种类型的大陆碰撞带，一是古老大陆边缘俯冲到新生大陆边缘之下，例如新生代喜马拉雅造山带（图3a），上盘是其北侧的属于亚洲大陆南缘的中生代冈底斯造山带；二是一个古老大陆边缘俯冲到另一个古老大陆边缘之下，例如中生代大别-苏鲁造山带（图3b），上盘是其北侧的华北克拉通东南缘。无论哪种碰撞类型，在被动大陆边缘俯冲进入海沟前后，板块表壳物质都会受到上覆大陆边缘刚性底部刮削，在上盘大陆边缘堆砌形成增生楔（Zheng等，2005；Frisch等，2011；郑永飞等，2015）。这些表壳物质不仅包括在古大洋板块表面的海底沉积物，而且包括大陆架海相沉积物，它们可以随着俯冲大陆的漂移经历长达几亿年的海相沉积。
图3 亚洲地区两类大陆俯冲带示意图(修改自郑永飞等，2015) (a)喜马拉雅俯冲带上盘是冈底斯增生造山带；(b)大别-苏鲁俯冲带上盘是华北克拉通东南缘 3 汇聚板块边缘构造演化的主要阶段 进入21世纪以来，人们将注意力转到俯冲带结构、过程和产物上来，发现俯冲带几何结构和温压结构对俯冲带过程和产物的属性具有显著影响（Kelemen等，2003；Hacker，2008；vanKeken等，2011；郑永飞等，2015；Zheng和Chen，2016，2021；Zheng和Zhao，2017；Peacock，2020）。这主要表现在对汇聚板块边缘不同类型变质作用和岩浆作用与板块汇聚进程之间在时间和空间关系上的识别。根据在俯冲带发生的各种地质过程的构造特征和相互联系，可以将汇聚板块边缘构造演化从时间上划分成俯冲早期、俯冲晚期和俯冲之后三个阶段，具体在俯冲倾角、动力体制和地热梯度以及板块之间的耦合程度等四个方面存在区别。下面主要针对显生宙时期汇聚板块边缘构造演化特点进行概括。在大洋板块汇聚的早期阶段（图4a），由于两个汇聚板块之间的密度差别最小，因此板块俯冲角度较低（＜30°），板块界面以挤压构造体制为特征，地热梯度较低（主要集中在5~10°Ckm-1），板块之间的耦合程度较高（Zheng和Chen，2016，2017，2021）。俯冲板块地壳在上覆板块底部的不同深度发生脱水变质作用（郑永飞等，2016；李继磊，2020；魏春景和郑永飞，2020），一方面形成蓝片岩-榴辉岩相高压-超高压变质岩（图5），另一方面在弧下深度析出流体交代上覆小地幔楔形成俯冲带弧岩浆的地幔源区。然而，由于板片-地幔楔界面温度较低，不会立即引发弧岩浆作用(Manning，2004；Grove等，2009；Zheng和Chen，2016)。不过，俯冲地壳在弧下深度发生脱水熔融，所产生的流体可以溶解不同浓度的流体活动性不相容元素，由此将俯冲地壳信息传递到小地幔楔。
图4 板块汇聚不同阶段在动力体制和地热梯度上的差异(修改自Zheng和Zhao，2020) (a)板块低角度俯冲，在上覆板块产生挤压动力体制，板块界面处于低的地热梯度，板片地壳在弧下深度发生超高压榴辉岩相变质脱水，水化的小地幔楔不会立即发生部分熔融，因此缺乏弧岩浆作用；(b)板块高角度俯冲，板片与地幔楔之间在弧下深度发生回卷和解耦，俯冲带地热梯度升高，在上覆板块产生拉张动力体制形成岩石圈张裂，不仅板片地壳出现脱水熔融，而且小地幔楔中的交代岩发生部分熔融 
图5 板块低角度俯冲形成阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相变质岩(修改自Zheng和Chen，2016) 阿尔卑斯型变质相系只会形成于板块俯冲早期阶段的低地热梯度条件下(Zheng和Chen，2017，2021)，此时板片在弧下深度析出流体交代小地幔楔形成弧岩浆的源区(Zheng，2019).变质相缩写：Gs，绿片岩相；Bs，蓝片岩相；Ec，榴辉岩相 海沟是现今大洋俯冲带的地表显示(Frisch等，2011；李三忠等，2020)。在大洋-大洋俯冲带，海沟沉积物基本上来自洋壳火山岩的风化剥蚀，相对较薄。在大洋-大陆俯冲带，海沟沉积物既有来自洋壳火山岩的风化剥蚀，也有来自大陆边缘地壳的风化剥蚀，在厚度上大得多。在大陆-大陆俯冲带，海沟盆地既有俯冲洋壳火山岩风化剥蚀形成的沉积物，也有被动大陆边缘沉积的海相沉积物(胡修棉等，2020)。无论是哪种来源的海沟沉积物，它们都会随板块俯冲到不同深度，其中在地壳浅部就发生折返的形成增生楔(Zheng等，2005；Frisch等，2011；周建波，2020)，而到岩石圈地幔深部才发生折返的形成超高压变质岩(郑永飞等，2013；刘贻灿和张成伟，2020；张建新，2020；张立飞和王杨，2020)。在大陆碰撞带，这些变质程度不同的岩石呈叠瓦状产出，总体上构成造山楔(Zheng，2021b)。如果沿洋中脊产生的新生大洋岩石圈水平迁移到大陆板缘，其浅部单元就会发生拆离并构造就位于大陆边缘，形成蛇绿岩(Wakabayashi和Dilek，2000；Nicolas和Boudier，2003；Dilek和Furnes，2011)。蛇绿岩的构造侵位标志着洋脊-板缘碰撞(Zheng和Chen，2016)，在时间上介于大洋板块俯冲的起始与结束之间。但是，蛇绿岩形成于洋脊-海沟转换过程(Zhao等，2021)，既保留了其原岩形成于洋中脊的岩石学层序，也含有俯冲带流体地球化学信息(Metcalf和Shervais，2008；Dilek和Furnes，2011；Zheng和Chen，2016)。在现代大洋弧和弧后盆地也发现了蛇绿岩(Ishiwatari，1994)，指示其形成涉及板块离散和汇聚两类过程，可以用来标志洋内俯冲的起始(Stern，2004)。根据蛇绿岩的岩石组合和地球化学差异，可以区分其所经历的软流圈降压熔融、俯冲板片在弧前深度变质脱水和流体交代、弧前新生地幔楔中交代岩的部分熔融、不同类型镁铁质岩浆岩在弧前位置的侵位等。例如，俯冲的蚀变洋中脊玄武岩和海底沉积物在弧前深度发生变质脱水，所析出的板片流体交代上覆地幔楔形成蛇纹石化或者绿泥石化橄榄岩，其中记录了俯冲起始的地球化学信息(Zhao等，2021)。因此，蛇绿岩研究可以恢复俯冲起始-夭折-再起始-再夭折等一系列板块边缘过程，其中既有洋脊-海沟转换，也有洋脊-板缘碰撞。如果发生俯冲再起始，这些交代岩部分熔融就有可能形成镁铁质弧岩浆岩，其中可含有玻安岩。因此，埃达克岩和弧岩浆岩与蛇绿岩之间的共生可以用来指示洋脊俯冲，而玻安岩与蛇绿岩之间的共生可以用来指示俯冲再起始。俯冲带流体根据其地球化学成分和物理化学性质可以分为富水溶液、含水熔体和超临界流体(Schmidt和Poli，2014；Zheng和Hermann，2014；郑永飞等，2016)，它们的形成和演化对地幔楔交代作用具有显著影响。由于俯冲带流体在地球化学组成上的差异(Zheng，2019；李万财和倪怀玮，2020)，其中的微量元素配分(熊小林等，2020)和氧化还原性质(王锦团等，2020)都会不同程度地通过地幔楔传递到俯冲带岩浆中(图6)。俯冲带流体中不相容元素的丰度受俯冲地壳中特定矿物稳定性的控制，例如重稀土元素（HREE）受石榴石控制，轻稀土元素（LREE）则不同程度地受到副矿物（如帘石和独居石）以及造岩矿物（如辉石和长石）的控制，大离子亲石元素（LILE）受含水矿物如云母和褐帘石的控制（Zheng等，2011）。对于高场强元素（HFSE）可以根据寄主矿物与岩石成分之间的亲和性分成两个亚类：一类是Nb、Ta和Ti等，主要受亲镁铁质组分的金红石控制；另一类是Zr和Hf等，主要受亲长英质组分的锆石控制。一般来说，大洋板片在弧下深度（80~160km）析出流体对小地幔楔的交代作用，产生了岛弧型玄武岩的地幔源区（Zheng，2012，2019；郑永飞等，2018；Zheng等，2020）。在板片继续俯冲到后弧深度（＞200km）的过程中，洋壳超高压变质岩发生部分熔融，伴有金红石的分解，所产生的板片熔体依然富集LILE和LREE、亏损HREE，但是不再亏损乃至富集Nb、Ta和Ti，由此交代软流圈成因大地幔楔，形成洋岛型玄武岩的地幔源区（Ringwood，1990；Zheng，2012，2019；郑永飞等，2018）。因此，在汇聚板块边缘（特别是增生造山带）有时会出现岛弧型与洋岛型玄武岩共存的地质现象，总是岛弧型形成在先，而洋岛型形成在后。
图6 俯冲板片在阿尔卑斯型变质条件下析出流体交代地幔楔示意图(修改自Zheng，2019) 俯冲板片在弧前到弧下深度变质脱水和部分熔融，分别产生富水溶液和含水熔体，对上覆地幔楔橄榄岩进行化学交代作用 在一个大洋板块俯冲到另一个大洋板块之下的早期阶段，汇聚大洋板块边缘岩石圈表现为刚性，在俯冲过程中发生堆砌加厚。在一个大洋板块俯冲到一个大陆板块之下的早期阶段，由于俯冲大洋边缘处于刚性状态，在其进入大陆边缘之下时依然发生堆砌加厚。不过，位于大陆边缘的俯冲洋壳可以被大量海底沉积物覆盖，在俯冲时受到上覆大陆板块的刚性底部刮削，部分经受低级变质作用和不同程度的变形作用，最后在大陆前缘堆积起来形成增生楔（Frisch等，2011；周建波，2020；Zheng，2021b），构成主动大陆边缘的构造混杂岩，成为大陆增生的第三种方式。作为地壳低角度冷俯冲的产物，蓝片岩是典型的低温/高压变质岩，稳定于低地温梯度环境（图5），是识别现代板块构造的主要标志之一（Stern，2005；李继磊，2020）。因此，蓝片岩研究对确定俯冲带地热梯度、解译地壳俯冲和折返机制、限定俯冲起始时间和动力学演化、探讨现代板块构造启动等具有重要意义。如果是一个大陆板块与另一个大陆板块之间发生汇聚，虽然汇聚大陆边缘的岩石圈地幔依然表现为刚性，但是其地壳表现为韧性。因此，首先是双边地壳在地壳深度发生碰撞挤压导致加厚（图1c），在中等地热梯度下发生巴罗型中压-高压角闪岩-麻粒岩相变质作用（图2）；然后才有一个大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下发生堆砌加厚（图1d），俯冲地壳在低地热梯度下发生阿尔卑斯型高压-超高压榴辉岩相变质作用（图2）。在大陆板块俯冲的早期阶段，俯冲大陆地壳的沉积物盖层受到上覆大陆底部岩石的刮削，在上覆大陆前缘也可以逐渐堆积形成增生楔（Zheng等，2005；郑永飞等，2015）。不过，这个刮削过程可以从地壳浅部延伸到深部，导致地壳与下伏岩石圈在不同深度发生拆离，然后沿俯冲隧道折返到板块界面的不同深度形成造山楔（Zheng，2021b）。一般来说，在〉80km弧下深度拆离折返的是超高压变质岩，在35~80km弧前深度拆离折返的是高压变质岩，而在＜10km弧前深度拆离折返的是沉积岩和低级变质岩。不过，在大陆碰撞带常见巴罗型角闪岩-麻粒岩相变质岩的出露，指示在大陆深俯冲之前的地壳碰撞加厚非常普遍。无论是在大洋俯冲带还是大陆俯冲带，俯冲隧道都是地壳岩石俯冲和折返的基本路径（郑永飞等，2013；刘贻灿和张成伟，2020；张建新，2020）。作为汇聚板块之间的界面空隙，俯冲隧道的宽度变化很大，可以小到几厘米、大到几十公里。它的产生从板块开始俯冲一直延续到结束。虽然俯冲隧道模型是前人基于计算地球动力学模拟得到的，但是可以用来解释汇聚板块边缘出露的蓝片岩-榴辉岩相系列变质岩及其对应的低级变质产物（Zheng等，2005；Frisch等，2011）。识别古俯冲隧道过程的变质产物，认识大洋与大陆俯冲隧道的异同点，是正确应用俯冲隧道模型研究俯冲界面相互作用的关键（郑永飞等，2013；张建新，2020）。在大洋板块汇聚的晚期阶段，两个汇聚板块之间的密度差别增大，虽然汇聚板块边缘岩石圈继续堆砌加厚，但是俯冲板片在重力作用下发生回卷，板块俯冲角度升高（图4b），板块界面以拉张构造体制为特征，地热梯度升高（主要集中在11~30Ckm-1），板块之间的耦合程度较低（Zheng和Chen，2021）。在这个时期，一方面俯冲到弧下深度的地壳岩石沿俯冲隧道折返到地壳不同深度（郑永飞等，2013；张建新，2020），另一方面小地幔楔中的交代岩受到软流圈侧向对流加热发生部分熔融引起俯冲带岩浆作用（Zheng，2019）。在大洋玄武岩微量元素分布图解上（图7），相对于洋中脊玄武岩(MORB)，在大洋俯冲带上盘形成的岛弧玄武岩(IAB)富集LILE和LREE等流体活动性不相容元素、亏损HFSE和HREE等熔体活动性不相容元素，而通常作为板内岩浆作用产物的洋岛玄武岩(OIB)富集LILE(但是亏损Pb)和LREE、不亏损甚至富集Nb-Ta和HREE。由此将这两种类型的微量元素分布型式分别称为岛弧型和洋岛型(郑永飞等，2018)。虽然大陆弧安山岩比大洋弧玄武岩富集硅和铝，但是两者在微量元素组成上具有相似性，它们的岩浆源区都是俯冲洋壳衍生流体交代小地幔楔形成的(Chen和Zhao，2017；Zheng等，2020；Chen等，2021)。
图7 岛弧玄武岩和洋岛玄武岩相对于洋中脊玄武岩微量元素分布图(修改自Zheng，2019) 以大洋弧玄武岩和大陆弧安山岩为代表的俯冲带岩浆作用产物，是20世纪60年代末70年代初板块构造理论应用到地质学研究的早期范例(Hamilton，1969；Dewey和Bird，1970)。虽然镁铁质弧火山岩是大洋俯冲带构造作用的典型产物，但是并非只要有大洋板块俯冲就会发生弧火山作用，具体取决于俯冲带动力体制和温压结构(Zheng，2019)。如果板块俯冲到弧下深度后没有发生回卷，或者发生回卷后软流圈热流进入小地幔楔后不足以引起交代岩部分熔融，或者交代岩部分熔融产生的熔体没有上升至地表，结果都不会在大洋俯冲带上盘发生弧火山喷发。但是，没有弧火山喷发不等于俯冲板片未析出流体交代地幔楔。无论是俯冲板片析出流体的数量和性质，还是地幔楔是否部分熔融，都受俯冲带几何结构和温压结构控制(Zheng和Chen，2016；Zheng，2019)。俯冲大洋板片在弧下深度的回卷引起软流圈对流，由此加热小地幔楔使得其中的交代岩发生部分熔融，这才是弧岩浆得以产生的关键。此外，板片回卷还引起上覆板块边缘进入拉张构造体制，这样弧岩浆才能上升至地表发生火山喷发。因此，上覆板块边缘进入拉张体制是弧岩浆得以产生和侵位的关键要素。如果俯冲大洋板片在弧下深度进入拉张体制后继续发生回卷，那么其效应有两种：一是板片脱水熔融产生熔体交代上覆地幔楔，形成镁铁质弧岩浆的地幔源区(Zheng，2019；Zheng等，2020)；二是在弧后岩石圈之下引起软流圈上涌，引起弧后岩石圈减薄乃至张裂形成弧后盆地(Garfunkel等，1986；Tatsumi和Kimura，1991；Honza，1995；Nakakuki和Mura，2013)。如果弧后岩石圈发生裂解则引起软流圈降压熔融，那么所形成的弧后盆地玄武岩就具有与洋中脊玄武岩相似的地球化学成分。不过，由于俯冲板片回卷常常与海沟后撤联系在一起，俯冲板片回卷引起的上覆板块张裂的位置会向海沟方向移动到火山弧之下，因此在软流圈降压熔融之前受到俯冲板片衍生流体交代的岩石圈地幔会首先发生加热熔融，形成具有岛弧型微量元素组成的玄武岩。如果在弧下深度发生岩石圈减薄甚至裂解形成弧后盆地，那么就在大洋弧的基础上发育洋脊型玄武岩，从而出现岛弧型与洋脊型玄武岩在弧后盆地共存的现象(Taylor和Martinez，2003；Pearce和Stern，2006)，其中岛弧型玄武岩喷发在先，而洋脊型玄武岩喷发在后。如果俯冲大洋板片未在弧下深度发生回卷，而是继续低角度俯冲到弧后深度才发生回卷，那么就在大洋弧尚未发育的情况下先形成弧后盆地，然后随着俯冲板片继续回卷才形成大洋弧。在这种情况下，也会出现洋脊型与岛弧型玄武岩在弧后盆地共存的现象，不过洋脊型玄武岩喷发在先，而岛弧型玄武岩喷发在后。无论弧后张裂发生在什么位置，弧后盆地双峰式玄武岩的形成标志着大洋俯冲带的发育进入成熟阶段。不同于大洋俯冲带，在大陆板块俯冲的晚期阶段，板块俯冲角度依然较低(<30°)，板块界面仍然以挤压构造体制为特征，地热梯度也依然较低(主要集中在5~10°Ckm-1)。俯冲大陆地壳在上覆大陆岩石圈地幔深度发生脱水变质作用，一方面形成榴辉岩相超高压变质岩，另一方面在弧下深度析出流体交代上覆小地幔楔，形成岛弧型镁铁质岩浆的地幔源区，但是由于温度较低没有发生弧岩浆作用(Manning，2004；Grove等，2009；郑永飞等，2016)，这也是大陆俯冲带的基本特点(Zheng和Chen，2016)。由于大陆地壳较厚(一般30~40km)且在温度压力升高的条件下表现为韧性性质，汇聚大陆边缘地壳发生缩短加厚(可达70~80km)，而岩石圈地幔则发生堆砌加厚，结果在大陆碰撞带形成加厚的造山带岩石圈(Zheng，2021b)。深俯冲地壳岩石的折返一直是大陆动力学研究的前沿和热点。一般来说，俯冲到岩石圈地幔深度的地壳岩石在经受超高压变质作用的同时发生拆离，然后沿着俯冲隧道折返(郑永飞等，2013；刘贻灿和张成伟，2020；张建新，2020)。在这个过程中，浮力是超高压变质岩在岩石圈地幔深度折返的基本动力(Ernst等，1997)。在进入壳幔边界的莫霍深度之后，超高压变质岩与大陆下地壳之间的密度差消失，大部分岩石只能折返到莫霍面附近，只有少部分岩石得以继续折返到大陆上地壳深度。因此，深俯冲地壳折返至少经历两个阶段(Zheng，2021c)，第一阶段是拆离地壳以岩片逆冲方式沿俯冲隧道折返到下地壳底部(图8a)，并且折返隧道与俯冲隧道一致(刘贻灿和张成伟，2020)，变质岩从阿尔卑斯型相系转变成巴罗型相系(Zheng和Chen，2021)；第二阶段是位于下地壳的岩石发生深熔变质作用，巴罗型变质相系在地热梯度升高的条件下变成巴肯型变质相系(Zheng和Chen，2021)。一旦地壳深熔变质作用所产生的长英质熔体达到一定的体积，那么这些熔体就可以在浮力作用下裹带源区变质岩一起向上(图8b)，以穹窿抬升方式折返到上地壳形成由花岗岩-混合岩-麻粒岩组成的变质核杂岩(Zheng和Chen，2021；Zheng和Gao，2021)。因此，第一阶段折返地壳变质岩形成于较低的地热梯度下，而第二阶段折返地壳变质岩形成于较高的地热梯度下(Zheng，2021c)。
图8 汇聚板块边缘超高压变质地体两阶段折返示意图(修改自Zheng，2021c) 超高压变质岩折返的第一阶段是以岩片逆冲方式从弧下深度沿俯冲隧道低角度抬升，在到达莫霍深度后受到巴罗型高压麻粒岩相变质叠加.第二阶段则是位于下地壳深度的高压变质地体受到下伏软流圈加热后发生部分熔融，所产生的长英质熔体将其从莫霍深度以穹窿侵出方式裹带上升到地壳浅部，对应于高温-超高温变质岩的折返 就俯冲带高压-超高压变质岩来说，折返起始标志着汇聚板块边缘在地热梯度上由冷变暖(vanKeken等，2018；Zheng和Chen，2021)，在动力体制上由挤压转换为拉张(Zheng和Chen，2021)。如果这两类转变与矿物中元素扩散封闭原理相联系，那么俯冲带高压-超高压变质矿物同位素定年给出的就是折返起始(脱离峰期变质条件)的年龄而不是俯冲进入峰期变质条件的年龄。在深俯冲地壳折返初期，俯冲隧道内的地热梯度显著升高，变质地热梯度可以从先前的阿尔卑斯型(5~10°Ckm-1)提高到巴罗型(11~30°Ckm-1)，因此超高压变质岩片的逆冲折返是以等温降压过程来实现的(Zheng，2021b；Zheng和Chen，2021)。俯冲到岩石圈地幔深度经受超高压变质的地壳岩石会沿俯冲隧道折返到不同地壳深度(图8a)，在折返初期的降压作用会引起超高压变质岩部分熔融(Zheng等，2011；Wang等，2014；Chen等，2017；Zhou等，2020)，局部可形成同折返岩浆作用(Zhao等，2012，2017a)。在大洋板块俯冲结束之际，两个板块界面之间的挤压与拉张构造作用达到动态平衡，汇聚板块边缘岩石圈不再堆砌加厚。这时，俯冲板片在重力作用下发生进一步回卷(图9a)甚至断离(图9b)，板块之间的耦合程度最低，板块界面在软流圈深度的拉张体制传递到岩石圈深度，形成俯冲相关的大陆张裂。在这个大陆张裂阶段，汇聚板块边缘岩石圈中的易熔岩石受到软流圈垂向对流加热发生部分熔融，引起镁铁质乃至长英质岩浆作用。文献上一般将这个阶段的岩浆作用称为板片回卷或者板片断离岩浆作用(Chung等，2005；Hildebrand等，2018)，实际上属于张裂夭折岩浆作用(Zheng和Chen，2021；Zheng和Gao，2021)。在这个阶段还伴有张裂变质作用，其中典型的就是超高压变质岩受到超高温变质叠加(但是依然处于高压乃至超高压条件)。
图9 汇聚板块边缘俯冲大洋板片回卷或者断离引起大陆张裂作用示意图（修改自Chung等，2005） 俯冲大洋板片在软流圈深度的过程传递到岩石圈深度形成俯冲相关的大陆张裂，在上盘引起不同类型的双峰式岩浆作用，其中在大洋-大陆俯冲带之上形成长英质岩浆岩为主、镁铁质岩浆岩为辅的共生组合，而在大洋-大洋俯冲带之上形成洋脊型与岛弧型玄武岩之间呈不同顺序的共生组合 在板块汇聚结束之后，板块之间不再发生俯冲作用，又称为俯冲后或者碰撞后阶段。在这个阶段，汇聚板块边缘加厚的岩石圈根部或者由于重力不稳定性发生拆沉减薄(Bird，1979)，或者由于软流圈侧向对流侵蚀而减薄(Houseman等，1981)。无论哪种机制，都最终导致加厚岩石圈的根部发生丢失(图10)，引起软流圈上涌加热减薄后的岩石圈，使其拉张形成俯冲无关的大陆张裂(Zheng和Chen，2017，2021)。这不仅使岩石圈地幔中的镁铁质-超镁铁质交代岩发生部分熔融形成玄武质-安山质岩浆，而且将高的热流传递到上覆加厚地壳使其发生变质脱水和部分熔融(即深熔变质作用)，对应的也是张裂变质作用和张裂夭折岩浆作用(Zheng和Chen，2017；Zheng和Gao，2021)。
图10 汇聚板块边缘岩石圈减薄引起大陆张裂作用示意图(修改自Zheng和Chen，2017) (a)加厚岩石圈地幔部分拆沉，(b)下地壳连同下伏岩石圈地幔一起拆沉.无论哪种情况，岩石圈拆沉后的软流圈上涌引起俯冲无关的大陆张裂作用，导致古缝合带地壳部分熔融产生长英质熔体，由此上升侵位形成花岗岩和变质核杂岩(Zheng和Chen，2021；Zheng和Gao，2021) 汇聚板块边缘在俯冲结束之后的岩浆作用在成分上具有继承性（Zhao等，2017b；Zheng等，2019a）。无论在增生造山带还是在大陆碰撞带，其上盘岩石圈地幔在板块俯冲阶段都受到过板片流体的交代作用，所形成的交代岩虽然在板块汇聚阶段没有发生部分熔融，但是在板块汇聚结束之后由于岩石圈去根减薄，引起软流圈上涌加热这些地幔交代岩发生部分熔融，由此形成的俯冲后镁铁质岩浆与同俯冲弧岩浆在地球化学成分上具有相似性（Zhao等，2013；许文良等，2020）。与此同时，在汇聚带岩石圈减薄后出现的大陆张裂引起加厚地壳部分熔融（图11），所形成的花岗岩-混合岩-麻粒岩组合与缝合带地壳在地球化学成分上具有相似性（赵子福等，2015；Zhao等，2017b；Zheng等，2019a）。
图11 岩石圈厚度对变质脱水和地壳深熔影响的三阶段模型(修改自Zheng和Gao，2021) (a)大陆碰撞作用导致造山带岩石圈加厚；(b)造山带岩石圈地幔减薄，软流圈地幔上涌，导致主动张裂作用，引起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，大陆岩石圈进入稳定阶段 在这个俯冲结束之后的大陆张裂阶段，构造体制已经从挤压-拉张的动态平衡状态变成拉张状态（图4b），地热梯度已经从巴罗型中值（11~30Ckm-1）变成巴肯型高值（＞30Ckm-1）。在这个高的地热梯度下，位于减薄岩石圈地幔之上不同深度的加厚地壳岩石发生巴肯型变质作用（图2）乃至深熔变质作用，主要是通过脱水熔融引发水化熔融（图11b），这两种机制在空间和时间上耦合在一起，表现出自下而上的关系（Zheng和Chen，2017；Zheng和Gao，2021）。所产生的长英质熔体上升聚集侵位形成花岗岩体，残留的岩石成为混合岩和麻粒岩；如果长英质熔体裹带混合岩和麻粒岩向上侵位，就会形成以片麻岩穹窿为特征的变质核杂岩（Zheng和Chen，2021；Zheng和Gao，2021）。4 板块边缘构造演化与物质再造 威尔逊旋回构成了板块构造理论的基本框架（Wilson，1966，1968；Dewey和Burke，1974；Dewey和Spall，1975）。虽然不同学者对其演化阶段数目的划分有所差异，但是海底扩张、大洋俯冲和大陆碰撞是三个主要阶段（Cawood等，2009；Zheng和Chen，2017；Wilson等，2019）。在海底扩张之前是大陆裂解，对应于大陆成功张裂，这在超大陆循环中属于特例。大量的大陆张裂处于夭折状态，虽然没有发育成功，但是在古缝合带引起了张裂造山作用，导致了增生和碰撞造山带岩石圈的再活化，因此成为威尔逊旋回的一个重要阶段（Zheng和Chen，2017）。如果将大陆裂解和海底扩张形成新生大洋岩石圈作为威尔逊旋回的第一阶段（图12a），那么其第二、第三和第四阶段分别是形成增生造山带（图12b）、碰撞造山带（图12c）和张裂造山带（图12d）。
图12 威尔逊旋回在板块构造演化不同阶段的理论模型(修改自Zheng和Chen，2021) (a)超大陆裂解导致海底扩张，(b)大洋板块俯冲引起弧岩浆作用，(c)大陆碰撞导致超大陆聚合，(d)缝合带加厚岩石圈减薄引起主动张裂.超大陆裂解是成功的显性张裂，大陆张裂但未裂解是夭折的张裂，在表现形式上既可以是显性的也可以是隐性的 地球外壳作为一个球面系统，与板块俯冲同时期运行的就是海底扩张。在板块构造理论的威尔逊旋回模型中（图12），大陆裂解引起海底扩张属于成功张裂（图12a），而夭折张裂未能导致大陆裂解（图12d）。无论是成功张裂还是夭折张裂，都与古缝合带的再活化有关（Zheng和Chen，2017，2021；Zheng和Gao，2021）。既然有夭折的张裂，也就有夭折的俯冲。虽然夭折张裂没有像成功张裂那样形成以洋中脊玄武岩为代表的火山岩，但是这个过程对古缝合带岩石圈的改造是突出的，产生了高T/P巴肯型变质相系以及相关的花岗岩-混合岩-麻粒岩组合（Zheng和Chen，2021）。另一方面，夭折俯冲在大陆碰撞带最为常见，那里大陆板块俯冲到软流圈顶部后就难以继续俯冲下去，俯冲的地壳岩石在岩石圈地幔深度就发生拆离折返（Zheng，2021c）。威尔逊旋回聚焦大洋盆地的打开和关闭，分别对应于大洋地壳在离散板块边缘的产生和在汇聚板块边缘的消失(Wilson，1966，1968；Wilson等，2019)。虽然不同学者对其演化阶段数目的划分有所差异，但是海底扩张、大洋俯冲和大陆碰撞是三个主要阶段(Cawood等，2009；Zheng和Chen，2017；Wilson等，2019)。超大陆旋回聚焦大陆块体的聚合和裂解，与威尔逊旋回之间的构造联系主要体现在下列三个方面(Cawood等，2016；Zheng和Chen，2021)：(1)单个超大陆的存留时间；(2)从上一个到下一个超大陆聚合所经历的时间长度；(3)超大陆聚合和裂解的地球动力学机制。虽然地质历史时期超大陆的个数有限(凯诺兰、哥伦比亚、罗迪尼亚、潘基亚)，但是这些超大陆的存留时间主要集中在5~7亿年；尽管每个超大陆聚合持续的时间较长，但是前后两个超大陆在聚合时间上的差别都集中在7~9亿年(Murphy和Nance，2013；Pastor-Galan等，2019)。就超大陆聚合和裂解的地球动力学机制来说，主要有板块俯冲和地幔柱两种假说(Cawood等，2016)，分别强调岩石圈层次的聚合和裂解与软流圈层次的板片扰动和地幔柱作用。这两类地球动力学过程在时间和空间上的差别分别表现为质量和能量在自上而下和自下而上两个方向上的传输。虽然大陆板块碰撞以大洋板块俯冲为先导，但是超大陆聚合既可以通过大洋板块俯冲形成增生造山带(图12b)来实现，也可以通过大陆板块俯冲形成碰撞造山带(图12c)来实现。一旦超大陆形成，下伏软流圈顶部热量聚焦，古缝合带岩石圈根部稳定性降低，一旦发生去根减薄就会引起软流圈上涌，从而在拉张构造体制下再活化形成大陆主动张裂(Zheng和Chen，2021)。这些张裂既可以夭折形成陆内张裂造山带(图12d)，也可以成功导致超大陆裂解和海底扩张(图12a)。总体来说，超大陆旋回与威尔逊旋回之间在构造事件的顺序上呈互补关系。在20世纪60年代末板块构造理论建立之初，Dewey和Bird(1970)就注意到板块汇聚与造山带形成之间的关系。但是，对大陆边缘和内部造山带的分类经历了悠久的历史，可以回溯至到Zwart(1967，1969)以变质岩和岩浆岩类型为基础对造山带类型的三分法(图13)：⑴科迪勒拉型(Cordillerotype)，⑵阿尔卑斯型(Alpi-notype)，(3)海西型(Hercynotype)。Dewey和Bird(1970)将汇聚板块边缘变形作用与造山带形成相联系，认识到两种类型的造山带：一是增生型(accretionary)，以北美科迪勒拉山脉最为典型，以出现双变质带为特征，通过太平洋板块东向俯冲到北美大陆之下产生钙碱性和镁铁质岩浆，由此上升到地表形成科迪勒拉造山带；另一是碰撞型(collisional)，其中弧陆碰撞成因的山脉较小，陆陆碰撞成因的山脉较大；以南亚喜马拉雅山脉最为典型，是由印度大陆与亚洲大陆之间的碰撞所形成，以表壳单元单向逆冲和同造山沉积物迁移形成喜马拉雅造山带为特征，缺乏双变质带。
图13 汇聚板块边缘造山带分类及其对应的构造过程(修改自Zheng和Zhao，2017) 在大洋板块俯冲阶段，主动大陆边缘通过增生楔、陆缘弧和大陆弧发生增生造山作用；俯冲板片在汇聚结束之际发生回卷引起大陆张裂，导致新生镁铁质地壳部分熔融产生长英质熔体.在大陆碰撞阶段，被动大陆边缘一是与上覆大陆边缘之间通过压缩和堆砌加厚引起碰撞造山作用，二是俯冲地壳在不同深度拆离直到俯冲结束之际得以大规模折返引起碰撞造山作用.在板块不再俯冲之后，汇聚边缘由于俯冲板片断离或岩石圈去根减薄引起软流圈上涌产生大陆张裂，在缝合带导致张裂造山作用.因此，张裂造山作用可以叠加在陆内增生或者碰撞造山带之上 在进入21世纪之前，虽然对科迪勒拉型和阿尔卑斯型这两类造山带形成与板块汇聚之间的关系有了明确认识，但是对海西型造山带的认识分歧较大，曾经提出过陆内型、拉张型、超热型乃至克拉通内部型等术语(Dewey，1988；Cawood等，2009；Zheng和Chen，2017)。对于产出在大陆内部的海西型造山带，它们具有下列共同特点：(1)出现在不再汇聚的板块边缘；(2)叠加在前两类造山带之上；(3)出现花岗岩-混合岩-麻粒岩组合；(4)有变质核杂岩侵位；(5)出现大陆拆离体系和滑脱构造。根据汇聚板块边缘极端变质作用与俯冲带岩浆作用之间的时空关系，Zheng和Chen(2017)建议采用张裂型(rifting)来命名海西型造山带，提出张裂造山带是加厚造山带岩石圈在去根减薄之后软流圈上涌导致大陆张裂作用的结果，其中长英质岩浆上升侵位导致山脉形成，可以称为张裂造山作用(riftingorogeny)。通过大陆裂解和海底扩张沿离散板块边缘形成的洋中脊，作为大规模的海底山脉出露在海面之下甚至之上，成为大洋内部造山作用的典型产物。在洋中脊也发现高温低压变质岩(Manning等，1996，2000；Nico-las等，2003；Bosch等，2004)，在弧后盆地和大陆张裂带则发现大量巴肯型变质相系(Zheng和Chen，2017，2021)。由于这三个构造带都是地球上异常高热流出现的地区(图14)，因此板块边缘构造张裂是引起巴肯型变质作用的基本机制。对于正在汇聚的板块边缘，俯冲板片回卷或者断离都可以引起软流圈上涌产生大陆张裂(图9)；对于不再汇聚的板块边缘，加厚岩石圈去根减薄引起软流圈上涌产生大陆张裂(图10)。这些深部过程的浅部响应就是在活动或者不活动的缝合带发生张裂变质作用和张裂夭折岩浆作用(Zheng和Chen，2017，2021；Zheng和Gao，2021)。洋中脊在海底造山的基本原因是玄武质岩浆的水下喷发，大陆张裂带造山的基本原因是长英质岩浆的上升侵位(Zheng和Chen，2017)。虽然这两种过程不是发生在正在汇聚的板块边缘，但是它们都是从古缝合带(不再汇聚的板块边缘)发展起来的。洋中脊形成于海底扩张带，对应的是沿古缝合带发育的大陆成功张裂。沿大陆内部古缝合带发育的夭折张裂导致岩石圈再造，形成双峰式岩浆岩组合以及由花岗岩-混合岩-麻粒岩组合为主导的变质核杂岩(Zheng和Chen，2021；Zheng和Gao，2021)。由于这些岩石在结构和成分上都不同程度地继承了板块边缘构造过程产物的特点，因此研究陆内造山带的前世今生是认识大陆地壳形成和演化的关键。
图14 地壳高热流区分布示意图(修改自Bucher和Grapes，2011) 由于岩石圈伸展带如洋中脊、弧后盆地和大陆张裂带是典型的高热流区，因此是巴肯型变质作用发生的常见位置(Zheng和Chen，2021) 虽然出露在汇聚板块边缘的变质岩可以根据变质T/P比值大小分成三类(图2)，但是出露在大陆碰撞带的变质岩主要是中等T/P比值的巴罗型变质相系。一般来说，当地壳厚度达到岩石圈厚度的三分之一时，两个板块之间汇聚所引起的地壳加厚可以通过下列两种方式来实现：(1)地壳岩片逆冲推覆叠置加厚；(2)地壳均一缩短加厚。逆冲加厚一般发生在碰撞早期阶段，主要是通过韧性盖层从刚性基底的拆离来实现，出现绿片岩相到低压角闪岩相变质作用。在碰撞晚期阶段，岩石圈上部地壳总体进入韧性状态，从而在挤压应力下发生水平收缩，结果在地壳加厚的同时出现中压角闪岩相-高压麻粒岩相变质作用；而下部岩石圈地幔依然处于刚性状态，在挤压应力下发生垂向弯曲甚至俯冲叠置而不是缩短加厚。由于大陆地壳的平均地热梯度为~15°Ckm-1(Stuwe，2007)，因此在地壳碰撞挤压缩短加厚阶段以形成巴罗型角闪岩-麻粒岩相变质岩为特征(图2)。不过，地壳地热梯度会随着碰撞加厚速率而变化。一般来说，加厚速率越大，地热梯度越低，这样大陆碰撞带地壳地热梯度在11~30Ckm-1变化。一旦一个大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下，地热梯度就会降低到5~10Ckm-1，从而形成阿尔卑斯型榴辉岩相高压-超高压变质岩(图2)。在造山带的极端变质作用只有两类(Zheng和Chen，2017，2021)：一类是低T/P超高压榴辉岩相变质，在显生宙时期较为常见；另一类是高T/P超高温麻粒岩相变质，在前寒武纪时期较为常见。尽管巴罗型角闪岩-麻粒岩相变质岩在汇聚板块边缘广泛出露，但是从成因机制上来说属于地壳碰撞加厚产物，因此不能用来标志俯冲。虽然对超高温变质作用的识别可以回溯到板块构造理论建立之初(Dallwitz，1968)，但是由于对这种极端地质过程的热源存在争议，导致其与板块构造过程之间的成因关系一直没有解决(Kelsey和Hand，2015；Harley，2021)。作为内部热源，地壳内部放射性热产元素积累是主导因素，但是这个热源能否导致超高温变质作用一直存在争议(Clark等，2011；Kelsey和Hand，2015；Zheng和Chen，2017)。外部热源来自深部地幔及其衍生岩浆，所涉及的地球动力学机制包括俯冲板片回卷、俯冲板片断离、洋脊俯冲与板片窗、造山带岩石圈拆沉、大陆张裂、地幔柱等(Hyndman等，2005；Kelsey和Hand，2015；Brown和Johnson，2019；Harley，2021)。总体来说，这些机制发生的动力体制属于拉张而不是挤压(Zheng和Chen，2017，2021)；它们都具有相同的来自深部地幔的热源，它们的浅部效应就是两类大陆张裂(图9和10)。弧后张裂是超高温变质作用的可能机制之一，这在俯冲带构造上对应于岩石圈减薄后软流圈上涌引起的主动张裂（Tatsumi和Kimura，1991；Heuret和Lalle-mand，2005；Nakakuki和Mura，2013）。由于弧后张裂只能出现在大洋俯冲带的上盘，对应的是正在汇聚的上覆板块边缘，因此在此受到超高温变质的原岩是火山弧及其弧后地壳，超高温变质作用发生在大洋俯冲带发育的成熟阶段。对于出露在大陆内部的超高温变质岩来说，尽管汇聚板块边界受到后期地质事件的扰动，有时难以区分上盘与下盘地壳原岩，但是弧后张裂不会出现在不再汇聚的板块边缘（Zheng和Chen，2017，2021）。无论如何，能够引起古缝合带超高温变质作用的最可能机制就是汇聚板块边缘发生的两类大陆张裂，即俯冲相关的（图9）和俯冲无关的（图10）。就汇聚板块边缘双变质带的形成和演化来说，尽管它们由于后期构造运动而发生变化，但是其中低T/P阿尔卑斯型变质相系原岩属于俯冲盘地壳（图4a）这个属性不会改变。高T/P巴肯型变质相系的原岩受板缘构造位置控制（图4b）：在大洋俯冲带之上的弧后张裂区（St-Onge和King，1987；Hyndman等，2005；Harley，2021），变质前原岩属于上盘主动大陆边缘地壳；在古缝合带的大陆张裂区（Wickham和Oxburgh，1985；§en-gor，2013；Zheng和Chen，2017，2021；He等，2018；Cipar等，2020），变质前原岩可以是上盘或者下盘大陆地壳，其中俯冲盘地壳可经历阿尔卑斯型或者巴罗型变质作用，而仰冲盘则只会经历巴罗型而不会经历阿尔卑斯型变质作用（图2）。许多研究简单地将巴肯型高温-超高温变质岩成因与弧后张裂高热流联系起来（Brown，2006，2010；Brown和Johnson，2019；Harley，2021），既没有检查是否存在同时期俯冲大洋板片的回卷，也没有排除古缝合带大陆张裂作用的可能性。在进行这个联系之前，需要从板块汇聚角度进行判断：岩石所在位置究竟属于俯冲带上盘还是下盘，在形成时间上属于大洋俯冲阶段还是俯冲之后阶段。就变质作用与超大陆动力学之间的关系来说，可以从变质作用发生的动力体制来判断（图9和10）。阿尔卑斯型和前进巴罗型变质相系形成于板块汇聚引起的构造挤压环境，可以用来标志超大陆聚合时间（Zheng和Chen，2021）。巴肯型和退化巴罗型变质相系都形成于汇聚板块边缘的拉张环境，但是只有俯冲相关的大陆张裂（图9）引起的变质作用与超大陆聚合结束同步，而沿古缝合带发育的、俯冲无关的大陆张裂（图10）所引起的变质作用既不对应超大陆聚合也不对应超大陆裂解。对于极端变质作用产物来说，超高压变质岩的形成标志着大陆地壳已经俯冲到岩石圈地幔深度，通过俯冲相关的大陆张裂形成的超高温变质岩指示汇聚板块边缘由挤压体制转变为拉张体制（图9），因此两者都对应于超大陆聚合结束之际。虽然超高温变质岩可以形成于俯冲无关的大陆张裂作用（图10），但是属于夭折张裂而不是成功张裂，对应的是超大陆试图裂解。在大陆内部造山带常见巴罗型变质相系，指示大陆汇聚过程中地壳加厚最为常见。在汇聚板块边缘，地壳可以发生生长、再造和再循环三类过程（图15）。地壳生长是地幔部分熔融产生镁铁质熔体的过程，其中大洋地壳主要通过洋中脊玄武质岩浆作用产生，其次是通过大洋弧玄武质岩浆作用产生，而通过洋岛、海山和大洋高原产生的玄武岩洋壳比例很小（Stern，2002，2011；Cawood等，2009；Clift等，2009；Kelemen等，2014）。大陆地壳主要是通过大陆弧岩浆作用垂向增生，其次是通过陆缘弧和增生楔的侧向增生，正是这三种构造机制导致大洋俯冲带之上主动大陆边缘增生造山带的形成。
图15 汇聚板块边缘地壳生长、再造和再循环过程和机制镁铁质新生地壳通过大洋弧和大陆弧岩浆作用生长，在成为长英质大陆地壳后陈化.新生和古老地壳通过大陆张裂发生再造，使其成分朝长英质方向演化.不同成分和年龄的地壳通过岩石圈俯冲或者大陆下地壳拆沉进入地幔，然后以俯冲带液体或者固体形式返回地壳实现再循环. 一般将再造定义为地壳内部岩石通过深熔变质作用发生改造的过程，将再循环定义为地壳组分进入地幔又返回地壳的过程（Zheng和Zhao，2017）。地壳再造虽然在板块俯冲晚期阶段和结束之际都会出现，但是主要出现在板块汇聚之后；不仅出现在大陆碰撞带，而且出现在增生造山带。地壳再循环主要通过岩石圈俯冲实现，俯冲地壳在不同深度发生变质脱水和部分熔融，析出流体以富水溶液、含水熔体或超临界流体的形式交代地幔楔（Zheng等，2011；Schmidt和Poli，2014；Zheng和Hermann，2014；郑永飞等，2016），将地壳组分传输到地幔楔形成交代岩，而后这些交代岩部分熔融产生镁铁质熔体，由此上升侵位到地壳层位完成再循环过程（Zheng，2012，2019）。如果汇聚板块边缘加厚岩石圈地幔发生去根减薄（图10a），那么会引起大陆张裂岩浆作用。如果其中的镁铁质下地壳在榴辉岩化之后发生重力驱动下的拆沉（图10b），那么也是地壳再循环的构造机制之一（Kay和Kay，1993；Ducea和Saleeby，1998）。但是，如何区分岩浆作用产物中的下地壳拆沉组分与缝合带地壳组分的贡献，还有待进一步研究。自从Defant和Drummond（1990）在环太平洋俯冲带岩浆岩中识别出埃达克岩以来，人们对大陆边缘的埃达克岩和大陆内部的埃达克质岩进行了大量研究（Chung等，2003；Wang等，2007；He等，2011；王强等，2020a）。在新生代大洋俯冲带，埃达克岩出现在大洋弧、大陆弧和陆缘弧。在大陆碰撞带，埃达克质岩石既可以出现在上盘主动大陆边缘也可以出现在下盘的被动大陆边缘。尽管埃达克质岩石在汇聚板块边缘只有微量出露，但是人们对其成因与俯冲带和造山带演化之间的关系赋予了重要含义（王强等，2020a）。通过对不同类型汇聚板块边缘埃达克质岩石在时空分布、岩石组合、岩石成因及其与成矿关系的检查和对比，发现埃达克质岩浆的源区主要为汇聚板块边缘的加厚地壳，其形成机制主要有两种（图16）：一是在暖的大洋俯冲带，本身已经加厚的韧性洋壳在此发生碰撞得到进一步加厚（图16a）；二是在大陆碰撞带，本身就厚的韧性陆壳在大陆碰撞过程中得到进一步加厚（图16b）。不论哪种情况，韧性地壳厚度在此由原来的30~40km加厚到70~80km（Zheng，2021b）。一旦加厚岩石圈地幔发生减薄（图10a），上覆加厚地壳都会发生张裂变质作用和张裂夭折岩浆作用（图11b），导致长英质岩浆侵位引起张裂造山作用（Zheng和Chen，2017）。
图16 汇聚板块边缘地壳加厚的两种构造机制 （修改自Zheng和Chen，2016） （a）大洋板块俯冲引起增生造山带地壳加厚；（b）大陆板块俯冲引起大陆碰撞带地壳加厚.虽然地壳在这两类汇聚板块边缘的加厚机制不同，但是加厚地壳之下的岩石圈地幔在一段时间后都会由于重力不稳定而发生去根减薄，引起软流圈上涌形成大陆主动张裂，使得上覆加厚地壳发生脱水熔融和水化熔融（Zheng和Chen，2017；Zheng和Gao，2021） 经受部分熔融的加厚地壳性质决定了埃达克岩浆的成分（郑永飞等，2015）。如果是俯冲洋壳（图16a），所形成的埃达克岩具有主量元素上相对富钠贫钾、在放射成因同位素上相对低锶高钕同位素比值的特点。如果是增生造山带的新生大陆下地壳，所形成的埃达克质岩石具有主量元素上没那么富钠贫钾，但是在放射成因同位素上依然相对低锶高钕同位素比值的特点。如果是碰撞造山带的古老大陆下地壳（图16b），那么所形成的埃达克质岩石具有主量元素上相对富钾贫钠、在放射成因同位素上相对高锶低钕同位素比值的特点。尽管埃达克质熔体的结晶分异也会影响岩石成分（王强等，2020a），但是上述特点可以为认识汇聚板块边缘埃达克质岩浆起源提供地球化学制约出露在汇聚板块边缘的长英质岩浆岩在成因上可以分成两种（Moyen等，2021；Zheng等，2021）：一是在增生造山带由大陆弧镁铁质岩浆结晶分异形成，二是在大陆碰撞带由先存地壳部分熔融形成。对于这样一个两分法，Pitcher（1979）在研究造山带花岗岩成因时就已经注意到，并将这两类造山带分别冠名为安第斯型和海西型。对于汇聚大陆之间的古增生造山带（例如中亚造山带和冈底斯造山带），既有古大洋俯冲晚期阶段镁铁质岩浆结晶分异形成的长英质岩石，也有在俯冲结束之后阶段镁铁质地壳部分熔融形成的长英质岩石。前者涉及俯冲大洋板片在晚期阶段和结束之际的回卷（图9a）乃至断离（图9b），后者涉及大陆聚合之后缝合带岩石圈去根减薄（图10）。无论哪种原因，这些发生在岩石圈之下软流圈顶部的深部过程都有一个共同效应，那就是引起软流圈上涌导致大陆主动张裂，在拉张构造体制下形成张裂夭折岩浆作用。虽然板片回卷、板片断离和岩石圈去根之间在时间上有明确的先后关系，但是在岩浆作用产物成分上具有一定的相似性，因此在岩石大地构造研究中要将三者区分开来，否则可能会对岩石成因的地球动力学机制发生误判。就岩浆作用与超大陆动力学之间的关系来说，也要从岩浆作用发生的动力体制来判断。对于镁铁质岩浆作用，大陆弧形成于大洋板块俯冲的晚期阶段（图4b），对应于增生造山作用；虽然弧岩浆作用本身受俯冲板片回卷引起的主动板块边缘张裂控制，但是总体上对应于超大陆聚合结束时间。在板块汇聚的晚期和结束之际，俯冲大洋板片回卷（图9a）或者板片断离（图9b）都可以引起俯冲相关的大陆张裂，从而产生双峰式岩浆作用，也是对应于超大陆聚合结束时间。对于长英质岩浆作用，由于在汇聚板块边缘所发生的时间不同，对应的地球动力学背景也有差别（图9和10）。在大陆碰撞过程中，由于缝合带地热梯度较低，地壳难以部分熔融，因此在碰撞边缘基本上缺乏同碰撞岩浆作用（Zheng和Chen，2017）；直到大陆碰撞结束之际，陆缘构造拉张才产生少量同折返岩浆作用（Zheng和Gao，2021）。碰撞后岩浆作用在缝合带广泛出现，是大陆碰撞带岩石圈减薄（图10）引起的俯冲无关的大陆张裂作用产物，对应的时间既不是大陆聚合也不是大陆裂解。对于夹持于两个大陆之间的增生造山带，其中的长英质岩浆作用很可能是板块汇聚之后夭折张裂作用的产物，既不对应大陆聚合也不对应大陆裂解。碱性岩浆作用是张裂夭折岩浆作用的晚期产物，对应于缝合带稳定化，显著晚于大陆聚合时间，但是早于大陆裂解时间。在大陆内部造山带常见长英质岩浆岩，指示古缝合带拉张再活化是深熔变质作用发生的基本机制（Zheng和Chen，2017，2021）。因此，张裂夭折岩浆作用产物在古缝合带非常常见。环太平洋俯冲带成矿作用与同俯冲岩浆作用之间在时间和空间上都存在密切联系，斑岩型铜矿床是大洋-大陆俯冲带最具代表性的成矿类型（Sawkins，1990；Groves等，2021）。目前，对成矿金属元素从地幔楔深部岩浆起源到地壳浅部热液成矿的多阶段过程有了一定的认识（Hronsky等，2012；Zheng等，2019b；Groves和Santosh，2021）。此外，成矿元素富集还受镁铁质岩浆通过结晶分异作用形成长英质熔体的影响（陈华勇和吴超，2020）。在增生造山带，成矿作用主要发生在大洋板块俯冲的晚期阶段乃至结束之际（Bierlein等，2009；Hronsky等，2012；陈华勇和吴超，2020）。但是，在不再汇聚的大洋板块边缘也产出很多热液矿床，它们的成因机制一直是矿床学研究的难点（Richards，2009；张洪瑞和侯增谦，2018；Zheng等，2019b；Groves和Santosh，2021）。特提斯成矿域是全球瞩目的三大成矿域之一（Richards，2015；张洪瑞和侯增谦，2018；王瑞等，2020），成矿源区的形成和演化主要受控于原特提斯-古特提斯-新特提斯洋闭合之前大洋板片俯冲阶段析出流体对上覆地幔楔的交代作用、地幔楔中交代岩的部分熔融以及幔源熔体的结晶分异作用等过程，而斑岩成矿过程可分为大洋俯冲、大陆碰撞和碰撞后再造三个阶段（Zheng等，2019b；王瑞等，2020）。因此，无论是在大洋俯冲带还是在大陆碰撞带，能够引起地壳分异导致热液成矿的最可能位置是主动板块边缘，能够引起地壳部分熔融和成矿元素聚集的最可能机制是两类大陆张裂，即俯冲相关的（图9）和俯冲无关的（图10）。不论是现今的还是过去的大洋俯冲带，成矿元素通过俯冲地壳的脱水熔融在流体中得到初步富集（图17a），在流体进入地幔楔之后通过交代岩部分熔融和镁铁质熔体结晶分异得到进一步富集（图17b）。这些镁铁质弧熔体既可以在大洋板块俯冲的晚期阶段通过结晶分异形成长英质熔体进而使元素聚集成矿（陈华勇和吴超，2020），也可以首先侵入俯冲带上盘成为岩体，然后在大洋板块俯冲之后的大陆碰撞和碰撞后阶段发生部分熔融产生长英质熔体并结晶分异使元素聚集成矿(图17c)。无论如何，成矿作用出现在大洋俯冲带的上盘，对应于大陆碰撞带的上盘(Zheng等，2019b)。因此，不仅大陆内部的古缝合带是热液成矿的常见位置，而且识别俯冲带上盘对指导找矿具有重要意义。
图17 汇聚板块边缘热液金属元素迁移富集成矿之三阶段模型(修改自Zheng等，2019b) 20世纪70年代之前对大洋板块的研究为发展板块构造理论作出了突出贡献(LePichon等，1973；Cox和Hart，1986；Frisch等，2011)。大洋板块构造主要着眼于新生大洋岩石圈在海底扩张带的形成以及相对陈化的大洋岩石圈在大洋俯冲带的消亡(Crameri等，2019)，两者在球形地球表面构成质量和动量守恒关系。因此，大洋地壳的产生和消失是威尔逊旋回关注的要点。在研究古大洋关闭与古大陆再造时，需要从全球岩石圈角度来把握这个守恒关系，否则会对大洋与大陆岩石圈之间在形成和演化上的耦合关系失去制约(Zheng，2021a)。对于正在扩张的洋中脊，有的会迁移进入俯冲带，导致俯冲板块发生撕裂形成板片窗(Thorkelson，1996，2021)。由于活动洋中脊具有较高的温度，一方面俯冲洋脊地壳本身会发生部分熔融形成埃达克质岩浆，另一方面洋脊俯冲会加热地幔楔使其部分熔融产生镁铁质弧岩浆(Groome和Thorkelson，2009；Windley和Xiao，2018；王强等，2020b)。不过，在此之前已经有洋中脊玄武岩沿离散板块边缘形成，在板片窗形成之时洋中脊浅部地壳地幔岩石会发生构造侵位，形成蛇绿岩(Bradley等，2003；Sisson等，2003；Zheng和Chen，2016)。许多研究假设活动洋脊高热流通过俯冲传递到大陆边缘之下，因此将增生和碰撞造山带形成之后的岩浆岩成因解释为洋脊俯冲(Windley和Xiao，2018；王强等，2020b)。在进行这个解释之前，需要检查洋脊俯冲与造山带走向之间属于平行还是垂直关系、岩浆作用时间属于大洋俯冲阶段还是俯冲之后阶段。因此，鉴定埃达克岩和弧岩浆岩与蛇绿岩之间在空间上的共存关系和在时间上的先后关系，是判断古洋脊俯冲是否出现的关键。很遗憾，前人在应用洋脊俯冲模型解释造山带岩浆岩成因时，既没有发现共生的蛇绿岩，也没有对上述两类关系进行识别。实际上，对那些被解释为洋脊俯冲效应产物的岩浆岩组合，可以采用古缝合带的大陆张裂机制进行解释(Zheng和Zhao，2017，2020；Zheng和Gao，2021)，即属于张裂夭折岩浆作用产物。大洋弧和大陆弧岩浆携带有可检测的地壳地球化学信息，为认识俯冲带地壳物质再循环提供了关键机制。但是，通过俯冲带流体及其溶解的活动性元素所传递的地壳组分相对于岩石整体来说，还是相对较少的(Zheng，2019)。已有研究根据计算地球动力学模拟结果提出，俯冲地壳物质以岩石形式进入小地幔楔能够解释弧火山岩的地球化学成分(Marschall和Schumacher，2012；Nielsen和Marschall，2017)。但是，在镁铁质弧岩浆作用产物中如何区分以液体与固体形式再循环的地壳，依然是俯冲带物质循环研究的前沿和热点。增生杂岩是板块汇聚过程中地壳增生的关键记录，是研究大洋板块俯冲与大陆地壳生长之间关系的重要窗口(周建波，2020)。大陆地壳以何种方式生长一直是大陆板块构造研究的热点和前沿(Hawkesworth等，2019)。由于大陆弧安山岩在成分上与平均大陆地壳成分相似，因此大陆弧岩浆作用引起的地壳生长一直是大陆地质研究的焦点(Rudnick和Gao，2014)。大陆弧岩浆作用是大洋板块俯冲到大陆板块边缘之下小地幔楔部分熔融的产物，由此引起的地壳生长成为定义增生造山作用的基础(Cawood等，2009；Zheng，2021b)。除此之外，在大陆边缘的地壳增生还可以通过构造混杂岩组成的增生楔和玄武岩为主导的陆缘弧拼贴来实现(徐义刚等，2020；周建波，2020)。在大陆地区，既有大洋板块俯冲引起的增生造山带，也有大陆板块俯冲引起的碰撞造山带，它们的形成在时间和空间上都与超大陆聚合有关(Murphy和Nance，2013；Cawood等，2016)。无论如何，加厚的大陆岩石圈在去根减薄后就会引起软流圈上涌，导致古缝合带在拉张构造体制下再活化形成大陆张裂，一旦张裂成功就会发展成为超大陆裂解和海底扩张(Zheng和Chen，2017，2021)。因此，大陆块体的聚集和分散是超大陆旋回关注的要点，而大陆地壳的生长和再造是大陆板块构造研究的前沿。增生造山带岩浆岩在岩石组成上虽然是以安山岩为特征，但是也有相当数量的玄武岩和流纹岩。通常采用玄武质岩浆结晶分异和地壳混染来解释其中的安山岩和流纹岩的形成，成岩模型涉及同化-分异-结晶(AFC)机制(DePaolo，1981)或者混合-同化-储存-均一(MASH)机制(Hildreth和Moorbath，1988)，假定小地幔楔部分熔融产生的只是玄武质熔体。在这类大洋-大陆俯冲带，俯冲大洋板片可以将大量的海沟沉积物携带到弧下深度形成超高压榴辉岩相变质沉积岩，通过俯冲板片回卷引起这些变质沉积岩部分熔融，所产生的长英质熔体交代小地幔楔橄榄岩形成玄武质成分的交代岩(主要是富硅辉石岩和角闪石岩)，由此部分熔融就可以形成原生安山质熔体(Chen和Zhao，2017；Chen等，2021)。因此，在研究镁铁质岩浆作用对大陆生长的贡献时，需要考虑造山带小地幔楔中交代岩部分熔融直接产生新生地壳的可能性(Zheng等，2020)。5 前寒武纪板块边缘 在前寒武纪时期，软流圈在洋中脊降压熔融形成的新生洋壳厚度变化很大，可以从显生宙时期的<10km到太古宙时期的>30km。在太古宙时期，由于地幔温度最高(Herzberg等，2010)，因此所形成的洋壳厚度最大，一般可达30~40km(Herzberg和Rudnick，2012)，占大洋岩石圈厚度的1/3~1/2。由于这样高的地幔温度，太古宙俯冲带的地热梯度较高(11~30°Ckm-1)，这样汇聚板块边缘岩石的流变学强度较低(表现为韧性)。因此，太古宙时期两个大洋板块汇聚过程就像显生宙时期两个大陆板块汇聚一样，首先是在加厚地壳层次发生碰撞加厚，然后才是一个大洋岩石圈俯冲到另一个大洋岩石圈之下。通过与大陆碰撞带地壳加厚类比，Zheng(2021b)假设太古宙汇聚板块边缘洋壳可进一步加厚到70~80km。这个假设已经得到Ning等(2022)对华北克拉通中央造山带北部新太古代石榴辉石岩形成温压条件研究的证实。在太古宙时期，由于汇聚大洋地壳的厚度较大、流变学强度较小，在板块汇聚这样的挤压构造体制下，洋壳之间发生进一步碰撞加厚(Zheng，2021b)，在中等地热梯度下发生巴罗型变质作用，形成高压麻粒岩和石榴辉石岩(Zheng和Chen，2021)。一旦洋壳俯冲进入大洋岩石圈地幔深度，不仅在上覆板块底部发生巴罗型变质作用，而且析出流体交代上覆小地幔楔。由于这种暖俯冲带具有相对较高的温度，小地幔楔中的交代岩在形成后可能立即发生部分熔融，所形成的镁铁质弧岩浆上升侵位形成早期大洋弧(Zheng和Zhao，2020)。随着大洋板块的汇聚，位于俯冲板块上的岛弧将被迁移到上覆板块边缘，在那里发生拼贴形成板缘弧，阻碍了大洋板块的继续俯冲，在汇聚板块边缘形成加厚洋壳及其下伏堆砌加厚的岩石圈地幔。一旦这种加厚岩石圈地幔发生去根减薄，上覆加厚洋壳就会部分熔融形成长英质岩浆(Tang等，2016)，由此侵位形成早期大陆地壳(Johnson等，2017)。在这个过程中，低密度长英质熔体裹带混合岩上升形成片麻岩穹窿，而高密度绿岩带相对下降，由此形成太古宙时期特有的穹窿-龙骨构造(Zheng和Zhao，2020；Yu等，2022)，其成因类似于显生宙时期以片麻岩穹窿为特征的变质核杂岩(Zheng和Chen，2017，2021；Zheng和Gao，2021)。就整个前寒武纪时期来说，汇聚板块边缘在流变学上只是局部表现为刚性，在俯冲带地热梯度上只是局部较低(冷俯冲)，因此阿尔卑斯型变质相系可以在古元古代和新元古代时期局部产生(Zheng和Zhao，2020)，但是巴罗型变质相系才是前寒武纪俯冲带变质岩主要组成(图18)。特别是在太古宙时期，由于地幔温度总体较高(Herzberg等，2010)，汇聚边缘加厚洋壳通过碰撞挤压缩短得到进一步加厚(Zheng，2021b)，加厚洋壳在中等地热梯度下发生巴罗型变质作用；即使进入俯冲阶段也是出现在相对温暖的条件下，因此真正的阿尔卑斯型变质相系难以形成。
图18 变质年龄和地热梯度与变质相系之间的关系(修改自Zheng和Zhao，2020) 变质温压数据引自Brown和Johnson(2019)，变质相系的地热梯度边界引自Zheng和Chen(2017) 通过部分熔融形成显生宙埃达克岩的地壳主要有两种(图16)：一是大洋俯冲带加厚洋壳(Defant和Drummond，1990)，二是大陆碰撞带加厚下地壳(Chung等，2003；Wang等，2007)。Zheng(2021b)将这两种机制相结合来解释太古宙英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)岩石成因，提出太古宙时期不仅大洋地壳本身较厚，而且在大洋板块汇聚时加厚洋壳的流变学性质与显生宙陆壳相似，在太古宙大洋板块汇聚时首先形成碰撞加厚地壳，然后才是一个大洋岩石圈俯冲到另一个大洋岩石圈之下。一旦这个太古宙汇聚大洋板块边缘的加厚岩石圈发生去根减薄(图10)，也会像显生宙汇聚大陆边缘一样发生大陆张裂引起加厚下地壳部分熔融(图11b)，产生富钠贫钾的TTG岩浆。这个推测得到了Li等(2021)和Wang等(2022)对太古宙TTG岩石地球化学研究的验证。俯冲构造何时出现以及如何随时间演化是板块构造理论研究中两个最基本也最具挑战的科学问题(Hawkesworth和Brown，2018；Stern和Gerya，2018；Zheng和Zhao，2020；王孝磊等，2020)。就板块构造在地球上出现的时间来说，虽然存在很大争论，在时间跨度上可以从冥古宙(>4。0Ga)到新元古代(<1。0Ga)，但是在如何判断板块构造的问题上，不同学者采用了不同的标志(Stern，2005；Brown，2006；Cawood等，2018；Kusky等，2018；Windley等，2021)。就现代板块构造出现的时间，Stern(2005)强调以蓝片岩相和超高压榴辉岩相变质岩的广泛出现在新元古代为标志，其中蓝片岩相变质的地热梯度可提高到14°Ckm-1(Palin和White，2016)，这在新元古代之前或许出现过，但是所有地质记录已经遭到破坏。对于榴辉岩相变质作用的地热梯度范围，由于其组成矿物绿辉石和石榴石稳定域受体系成分(包括水含量)控制，有的可提高到11~12Ckm-1，有的在进入巴罗型变质相系温压条件后还可以亚稳定存在(Zheng和Chen，2021)。无论是在新元古代还是在古元古代，真正属于阿尔卑斯型榴辉岩相变质岩的前寒武纪产地屈指可数，指示冷俯冲在这个时期具有局域性而不是区域性(Zheng和Zhao，2020)。超高压榴辉岩相变质发生在低地热梯度(5~11Ckm-1)条件下，但是其矿物集合体在降压折返进入高压麻粒岩相条件后可以亚稳定存在一段时间(Zheng和Chen，2021)。另一方面，在太古宙时期就已经出现中地热梯度(11~30Ckm-1)条件下形成的巴罗型变质相系(图18)，它们与形成于高地热梯度(30~60Ckm-1)条件下的巴肯型变质相系一起构成前寒武纪的双变质带(Zheng和Zhao，2020)。Holder等(2019)等采用统计学方法来定量评估这个变化，发现变质T/P分布的宽度随时间演化越来越大，指示汇聚板块边缘的地热梯度逐渐由暖变冷，与高T/P巴肯型变质相系配对的中T/P巴罗型变质相系到显生宙才演变为低T/P阿尔卑斯型变质相系。巴罗型变质相系的形成可追溯到始太古代(图18)，指示那时汇聚板块边缘洋壳在中等地热梯度下已经得到显著加厚，为后来加厚岩石圈去根减薄导致大陆张裂，进而引起加厚地壳部分熔融产生TTG岩浆，为形成早期大陆地壳奠定了物质基础。在前寒武纪时期，汇聚大洋板块边缘加厚地壳在流变学上表现为韧性，在俯冲带地热梯度上主要是中等（暖俯冲），与显生宙时期大洋板块的构造行为（刚性板块边缘和冷俯冲）显著不同。结合汇聚板块边缘变质T/P比值随时间的变化（Brown和Johnson，2019），Zheng和Zhao（2020）认识到：正是由于软流圈温度在显生宙与太古宙之间的差异，导致以阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相高压-超高压变质岩为代表的冷（低地热梯度）俯冲作用在前寒武纪很少出现，而以巴罗型角闪岩-麻粒岩相中压-高压变质岩为代表的暖（中地热梯度）俯冲/碰撞作用在前寒武纪较为常见。因此，Zheng和Zhao（2020）将板块构造区分为现代与古代两类（图19），提出以冷俯冲为特征的现代板块构造在显生宙为主导，而以暖俯冲为特征的古代板块构造在前寒武纪较为突出。Ning等（2022）在华北克拉通中央造山带北部发现的新太古代石榴辉石岩，其峰期变质温压比值为372~400CGPa-1，对应的变质地热梯度为11。2~12。0Ckm-1。这在已知的太古宙巴罗型变质相系中是最低的（图18），虽然尚未进入阿尔卑斯型变质相系，但是已经处于古代板块构造向现代板块构造转换的过渡阶段。
图19 板块构造体制随地球热状态演化的时间分布示意图（修改自Cawood，2020） 太古宙以来俯冲带热状态随时间的变化可以分成暖和冷两大阶段，分别对应韧性和刚性汇聚板块边缘（Zheng和Zhao，2020） 此外，古代板块构造以大洋俯冲带出现TTG岩浆作用为特征，而现代板块构造则以主动大陆边缘出现玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩岩浆作用为特征（Moreira等，2020）。因此，这两种类型板块构造的显著区别在于广泛TTG岩浆活动和加厚大洋地壳在古代型的存在而在现代型的缺乏。虽然镁铁质岩浆成分的多样性主要是由俯冲带流体与地幔楔之间的交代反应决定的（Zheng，2019；Zheng等，2020），但是交代剂中陆源沉积物的含量在前寒武纪比显生宙要少得多（Moreira等，2020）。对于太古宙板块构造，其特征就是既缺乏阿尔卑斯型变质作用（冷俯冲），也少有陆源沉积物组分进入镁铁质岩浆的地幔源区，但是存在加厚的大洋地壳和超厚洋壳部分熔融产生的TTG。大洋板块构造聚焦大洋岩石圈的产生和消亡（Crameri等，2019），分别通过在离散板块边缘洋中脊玄武岩浆上升的自下而上运动和在汇聚板块边缘岩石圈俯冲的自上而下运动来实现（图19）。在停滞层盖构造（又称单板块构造）体制下，虽然地球深部起源的地幔柱活动（属于自下而上构造）和地球浅部起源的岩石圈去根作用（属于自上而下构造）在岩石圈之下的软流圈上部非常活跃（Stern等，2018），但是尚无岩石圈裂解（自下而上）引起板块俯冲（自上而下）。一旦岩石圈裂解引起板块俯冲，板块构造体制受地球热状态影响，相继出现以暖俯冲为主导的古代板块构造和以冷俯冲为主导的现代板块构造（Zheng和Zhao，2020；Windley等，2021)。由于太古宙时期地幔温度最高(Herzberg等，2010)，在洋中脊生长的大洋地壳经历了两阶段加厚过程：一是软流圈在离散板块边缘降压熔融，形成30~40km厚的加厚洋壳(Herzberg和Rudnick，2012)；二是厚的洋壳在汇聚板块边缘通过暖俯冲体制下碰撞进一步加厚到70~80km(Zheng，2021b)。此外，大洋高原或者板缘弧在太古宙新生洋壳中占有重要比例，这些本身就厚的洋壳在俯冲带得到进一步加厚，成为TTG岩浆的重要源区(Martin等，2014；Johnson等，2017)。一旦汇聚边缘岩石圈地幔在去根减薄后导致软流圈地幔上涌，就会加热上覆加厚洋壳使其部分熔融形成TTG岩石(Li等，2021；Zheng，2021b；Wang等，2022)。因此，以TTG岩浆作用为主导的太古宙大陆地壳生长主要由两个步骤组成：一是加厚洋壳在洋中脊、大洋高原或者边缘弧的形成，二是进一步加厚洋壳在俯冲带部分熔融。无论如何，以TTG岩石为代表的早期大陆地壳形成于汇聚板块边缘(Zheng，2021b)。类似于显生宙埃达克质岩石，这些TTG源岩也形成于不同的构造背景。由于它们在源岩成分和熔融条件两个方面的差异，太古宙TTG岩石在成分上表现出一系列差别(Moyen，2020；Li等，2021；Wang等，2022)。尽管古代板块构造从始太古代就开始运作(Kusky等，2018；Zheng和Zhao，2020；Windley等，2021)，但是太古宙时期的岩石圈以大洋属性占主导，出露海面的地壳也多具有大洋属性，主要由玄武岩构成的大洋岛弧和陆核边缘弧相对普遍，而以安山岩为特征的大陆弧相对稀少。从太古宙到元古宙，板块构造在运作方式上发生过波动性变化(王孝磊等，2020；Zheng和Zhao，2020)。典型的是在元古宙时期，俯冲带地热梯度在古元古代和新元古代分别发生过短暂的降低，分别形成了阿尔卑斯型变质岩，直到显生宙才变得相对稳定(Brown等，2020)。不过，古缝合带地热梯度在元古宙时期的不同阶段都发生过显著升高，伴有大陆夭折张裂及其岩浆作用，指示在整个元古宙时期都出现过以张裂夭折岩浆作用为代表的板块构造。在中元古代时期，区域变质岩形成的峰期温度/压力比值较高(图18)，对应的岩石圈地热梯度较高。此外，在这个时期被动大陆边缘稀少，增生造山带丰富，A型花岗岩和斜长岩丰富，缺乏蛇绿岩，缺乏现代俯冲带变质产物如蓝片岩和超高压变质岩，看上去好像处于停滞层盖(单板块)构造阶段(Roberts，2013；Stern，2020)。对这个时期板块构造是否运作以及各种地质过程的地球动力学机制还存在较大争论(Roberts，2013；Stern，2020；Condie，2021；Dewey等，2021；Spencer等，2021)。在这个时期，虽然早期有哥伦比亚超大陆裂解，但是新生被动大陆边缘的缺乏指示，超大陆沿古缝合带裂解可能是以转换断层而不是海底扩张来实现的，只是引起了板缘地壳多阶段部分熔融和熔体提取，从而形成丰富的A型花岗岩和斜长岩。虽然晚期有罗迪尼亚超大陆聚合，但是蛇绿岩缺乏指示没有形成洋脊-陆缘碰撞构造。虽然有少量巴罗型变质相系产出，但是缺乏阿尔卑斯型变质相系(图18)，指示板缘变质发生在中地热梯度下(Zheng和Chen，2021)。因此，中元古代时期的构造背景很可能是哥伦比亚超大陆以转换断层形式发生裂解，没有形成以洋中脊为标志的离散板块边缘；罗迪尼亚超大陆以大洋板块暖碰撞/俯冲的方式聚合(外部而不是内部增生)，形成以增生造山带为标志的汇聚板块边缘。6 结语 板块边缘在物质运动方向上有“自下而上”与“自上而下”之分，在能量传输方式上有“从热到冷”与“从冷到热”之分。在离散板块边缘，软流圈发生降压熔融，将热的玄武岩浆传输到大洋地壳表面，导致地球内部热量散失到外部。在汇聚板块边缘，冷的岩石圈俯冲进入热的软流圈，地球内部发生冷却。总体来说，板块离散过程与大陆裂解和海底扩张同步，板块汇聚与大洋板块俯冲或者大陆板块碰撞同步。阿尔卑斯型蓝片岩-榴辉岩相高压-超高压变质相系的形成标志着汇聚岩石圈之间在低地热梯度下的俯冲，巴罗型中压角闪岩相到高压麻粒岩相变质岩的形成标志着汇聚地壳之间在中等地热梯度下的挤压缩短加厚。在俯冲带向张裂带转化的过程中，首先是汇聚板块边缘加厚岩石圈的去根减薄，然后是软流圈上涌填补减薄的空间，从而将高的深部地幔热流传递到浅部地壳，引起地热梯度的显著升高，导致加厚地壳岩石发生巴肯型高角闪岩相-麻粒岩相深熔变质作用。由于俯冲和张裂是地球圈层物质和能量交换的两种关键机制，因此鉴定和区别这两种构造机制在汇聚板块边缘形成和演化过程中的作用将是地球系统科学研究的前沿和重点。从大洋俯冲带的增生造山到大陆俯冲带的碰撞造山，汇聚板块边缘在几何结构和温压结构上发生了一系列变化。在板块汇聚过程中，虽然板块界面是以挤压构造体制为主导，但是如果俯冲板片发生回卷，其上盘岩石圈就会出现拉张构造体制形成弧后张裂。在板块汇聚之后，缝合带的挤压构造已经停止，拉张构造会在加厚岩石圈去根之后启动，导致大陆张裂。这两类大陆张裂都会导致区域变质作用和岩石圈部分熔融，所形成的变质岩和岩浆岩与俯冲带过程经典产物显著不同。因此，俯冲带构造演化不仅涉及动力体制的变化，而且涉及地热梯度的变化。有关研究已经发现，汇聚边缘地热梯度有低与高之分，对应的热状态有冷与暖之分；应力体制有挤压与拉张之分，动力来源有重力与浮力之分，对应的物质运动有自上而下与自下而上之分；地壳再循环形式有流体与固体之分，板片再循环机制有整体断离与局部拆沉之分，时空演化上有进行时与过去时之分。认识和区分这些不同类型的物理化学性质及其变化，确定古板块边缘的物理结构和化学成分及其与俯冲带构造演化之间的时空关系，理解造山带岩石圈在时间上和空间上如何受软流圈对流的影响，将是今后一个时期汇聚板块边缘研究的前沿。汇聚板块边缘在结构和成分上的差异及其动力学决定了地震灾害和火山喷发以及资源和能源聚集和出露。解决俯冲带在物理结构、化学成分、能量传输、物质运动、地壳形成和再造等方面的重大科学问题，是揭示过去板块边缘各种岩石和矿床形成和演化的前提，也是研究地球内部系统保持动态演化对人类宜居环境影响的基础与保障。受限于俯冲带系统的复杂性以及单学科手段的局限性，目前很难利用单一手段揭示过去板块边缘的结构和成分及其动力学。例如，地球物理学探测现今板块边缘的几何结构，地质学约束过去板块边缘的性质和演化，地球化学研究古今板块边缘的物质组成及其形成，地球动力学模拟各种板块边缘的形成机制和演化轨迹。唯有多学科的交叉融合，才能获得现今和过去汇聚板块边缘结构和成分及其动力学方面的系统认识，才能发展大陆板块构造理论。致谢 板块俯冲带学科发展战略调研项目先后得到中国科学院基金(2015~2016)和国家自然科学基金委-中国科学院联合基金(2018~2019)支持，充分彰显了板块俯冲带研究在重大科学基础前沿和国家战略需求方面的重要性。为了有效完成调研任务、保证调研质量，我们先后邀请国内多个单位50余位相关领域的专家参与调研，召开多次学术研讨会讨论板块俯冲带学科发展战略，凝练板块俯冲带领域的重大前沿科学问题。在此基础上，我们组织专家总结调研成果并撰写综述文章，于2020年在《中国科学：地球科学》上出版了“板块俯冲带与汇聚边缘”专辑。本文着重就板块俯冲带构造演化及其地质效应进行集成和概括，以期促进汇聚板块边缘地球系统科学研究。参考文献：略 来源：郑永飞，陈伊翔，陈仁旭，戴立群. 2022. 汇聚板块边缘构造演化及其地质效应.中国科学：地球科学，52(7)：1213-1242.
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