郑永飞院士等：汇聚板块边缘构造演化及其地质 · 成矿效应 |
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郑永飞院士等：汇聚板块边缘构造演化及其地质 · 成矿效应
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【宣扬地学成果，传播勘查技术方法】点击上方“覆盖区找矿”，关注更精彩！汇聚板块边缘构造演化及其地质效应郑永飞，陈伊翔，陈仁旭，戴立群 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1引言2板块俯冲与汇聚构造3汇聚板块边缘构造演化的主要阶段3.1板块汇聚早期阶段3.2板块汇聚晚期阶段3.3板块汇聚结束之后4板块边缘构造演化与物质再造4.1威尔逊旋回4.2造山作用4.3变质作用4.4岩浆作用4.5成矿作用4.6大洋与大陆板块构造5前寒武纪板块边缘6结语----------- 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。3.1板块汇聚早期阶段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）。3.2 板块汇聚晚期阶段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(4。0Ga)到新元古代( 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