俯冲带变质脱水作用与流体性质

李继磊12

(1.中国科学院 地质与地球物理研究所 矿产资源研究院重点实验室，北京 100029; 2.中国科学院 地球科学研究院，北京 100029)

俯冲带(本研究指大洋俯冲带)是地表物质向地球内部传输的纽带，也是板块构造理论的核心环节之一。蚀变的大洋地壳，连同上覆沉积物及下伏水化的岩石圈地幔，构成俯冲板片的主体由海沟处进入俯冲带。随着温度和压力的增加，进入俯冲带的板片会经历高压-超高压变质作用，发生一系列的岩石相变、变质反应和流体作用。这些变质反应控制了俯冲板片的浮力和向下拖拽机制，并可以解释流体的形成、释放和运移过程，来自俯冲板片的流体交代上覆地幔楔橄榄岩，最终导致复杂的岛弧岩浆作用[1-2]。俯冲板片的变质脱水作用是俯冲带物质循环的关键环节，其形成的流体也是物质迁移的主要介质。俯冲带变质脱水与流体作用一直是俯冲带研究的前沿和热点，前人[3-7]就其已有了较为系统的总结。Schmidt和Poli[3-4]对洋壳俯冲过程的脱水作用进行了系统阐述；Zheng等[5]主要关注了俯冲带中水的迁移机理；Wei等[6]通过相平衡模拟对俯冲带脱水过程、P-T条件及其诱导的弧岩浆作用进行了总结；Li等[7]重点探讨了板片流体中C、N、S等关键挥发分元素的地球化学行为及氧逸度、酸度对流体行为的控制作用。本研究在回顾大洋俯冲板片的脱水机制和流体作用的基础上，重点对流体的地球化学行为和俯冲带流体的研究前景进行展望。

1 俯冲板片的脱水机制及流体作用

俯冲板片由上至下包括沉积物、大洋地壳和岩石圈地幔。沉积物包含前陆及远洋的陆源、硅质和碳酸盐质沉积物；俯冲洋壳是俯冲板片中最重要的部分，包含上部的大洋中脊玄武岩以及下部的席状岩墙和辉长岩；洋壳之下是蛇纹石化的岩石圈地幔。由于孔隙水在俯冲带浅部基本被压实挤出，俯冲带流体作用主要指板片中结构水的释放。俯冲板片的基本单元因成分的差异可以形成不同的含水矿物，因此含水矿物随着温压变化而发生变质分解是板片脱水的基本内涵。

1.1 俯冲带含水矿物的稳定域

俯冲板片的物质组成是决定脱水作用的内部因素。基性岩是俯冲洋壳主要组成部分，其变质作用及脱水反应对理解俯冲带流体作用非常关键。基性岩在俯冲带低地温梯度条件下一般经历沸石相、葡萄石-绿纤石相、绿片岩相、蓝片岩相、到榴辉岩相，岩石相变由一系列的脱水反应所控制[3-6]。在前两个阶段，沸石、绿纤石和葡萄石是主要含水矿物，全岩含水量为8%～9%[8]。从绿片岩相开始，高温高压实验研究显示，变质基性岩中主要含水矿物包括绿泥石、绿帘石、硬柱石、角闪石、硬绿泥石和白云母等(图1)。绿泥石的水含量很高(达12%)，在温度超过600 ℃时，绿泥石完全分解转变成石榴石(图1)。硬柱石的水含量也很高(达11%)，稳定于高压低温部分(图1)。变质基性岩中角闪石的温度上限受全岩成分影响很大，压力上限为～2.4 GPa(图1)。绿帘石稳定于3 GPa以下的400～750 ℃的中温区域(图1)。白云母的稳定域很大，其压力上限可达到9 GPa以上的斯石英稳定域[6](图1)。俯冲带变质沉积物中含水矿物除了上述角闪石、硬柱石和白云母，还含有叶腊石、绿泥石、硬绿泥石、纤柱石、十字石和黑云母等[6]。对于泥质岩成分体系，叶腊石仅出现于非常富铝泥质岩中，温度上限低于450 ℃。硬绿泥石的稳定上限也主要受温度控制(图1)，最高不超过600 ℃。绿泥石在1.5 GPa以下，主要受温度控制，温度上限约为650 ℃；而在1.5 GPa以上，绿泥石的稳定上限明显受压力控制，可达到3 GPa。黑云母为低压矿物，随着压力升高会转化为白云母[9]。俯冲的蛇纹石化橄榄岩中主要含水矿物为蛇纹石(或叶蛇纹石)、绿泥石、滑石，高压时出现A相、10Å相、E相、斜硅镁石和含水瓦兹利石[6]。叶蛇纹石温度上限<700 ℃，升温可转变为绿泥石(<5 GPa)和10Å相(5～7 GPa)；压力上限不高于7 GPa，升压可转变为A相和10Å相[2]。绿泥石的压力上限为5 GPa，温度上限为780 ℃；角闪石的稳定域在3 GPa和600～1 100 ℃以内[10]。滑石稳定于低压中温条件，介于叶蛇纹石与角闪石之间，压力<1.5 GPa[2]；但在单矿物滑石脉中，滑石可稳定至4.5～5.0 GPa[11]。

1.2 俯冲带的流体作用

俯冲带热结构是控制板片脱水和流体性质的关键外部因素。不同地温梯度下，俯冲洋壳脱水量在不同深度有显著差别(图1)。在暖-热俯冲带(地温梯度≥15 ℃/km)中，完全水化的洋壳岩石在弧前深度(<60 km)丢失了大概2/3的水；而在冷(5～10 ℃/km)和非常冷(≤5 ℃/km)的俯冲带中，弧前深度脱水量大概只有1/3。在弧下深度(>75 km)，暖到热俯冲带中洋壳大概有1.0%的水；而在冷到超冷的俯冲带中有大约4.0%的水储存在含水矿物硬柱石、黝帘石、硬绿泥石、滑石和多硅白云母中[3]。主要含水矿物硬柱石在弧下深度的分解造成冷洋壳在这个范围内的脱水量非常可观，强烈的脱水造成上覆地幔楔的大规模水化，最终导致弧岩浆作用[1-2](图2)。在硬柱石消失之后，变质基性岩中的含水矿物只有多硅白云母(图1)，由于大多数基性岩贫K，其含水量很少(<0.1%)；遭受过洋底蚀变的基性洋壳K含量较高，因此蚀变洋壳可以携带更多的水到地幔深部。但即使体系里面不存在多硅变云母，在超高压条件下，名义上的无水矿物中还可以含有一定量的水[3]。变质沉积物中K含量很高，在温度升至550～600 ℃时，绿泥石和硬绿泥石先后发生脱水后，大量的多硅白云母还保存有大量的水，对平均成分泥质岩来说含水量可达到1.85%(质量分数)[6]。超基性岩在俯冲带中的流体行为取决于其初始蛇纹石化程度。对于低蛇纹石化超基性岩(<25%)，体系水含量尚未达到饱和状态，基本不会在弧前俯冲阶段发生明显脱水[12]；对于完全蛇纹石化的超基性岩，鉴于蛇纹石的稳定温压范围，其脱水主要发生在150～200 km的弧下到弧后深度[13]，甚至有研究认为超基性岩在持续俯冲至地幔过渡带前不会发生明显脱水[6]。

黑色斜体数字为蚀变洋壳的水含量(wt%)，修改自文献[2,7]

2 俯冲带流体性质及其地球化学行为

俯冲带流体不仅控制着地幔楔交代和部分熔融、岛弧岩浆作用，还对板片-岛弧体系物质迁移与聚集和全球化学元素循环等地质过程有着重要的意义(图2)，因此流体性质和地球化学行为是俯冲带流体研究最重要的部分，也是理解壳幔相互作用和元素循环的关键钥匙[14]。

2.1 俯冲带流体的类型及性质

在热俯冲带，当板片温度穿过洋壳岩石的湿固相线时，洋壳岩石在水饱和条件下发生熔融，形成含水熔体，最低熔融温度约为650 ℃(图1)。含水熔体比富水流体密度高，一般含有1%～15%的水，而在水不饱和条件下，角闪石和黑云母最高可稳定至约900 ℃和2.5 GPa，超过则发生脱水熔融；多硅白云母在更高的温压条件下发生脱水熔融。低于1 GPa压力下，洋壳熔融产生富钠的长英质熔体，而在高于3 GPa压力下则产生富钾的熔体[2]。一些天然超高压岩石样品中的多相固体包裹体和熔体包裹体，被认为是含水熔体的岩石学记录[15]。这些多相固体包裹体和熔体包裹体显示与岛弧岩浆类似的微量元素特征，即大离子亲石元素和轻稀土元素富集，高场强元素亏损。

在弧下深度，当温压条件超过俯冲岩石体系的第二临界点时，流体中硅酸盐或硅酸盐组分和硅酸盐熔体中水的溶解度逐渐增加，形成溶质含量在30%～70%的、介于富水流体和含水熔体之间的超临界流体[16](图1、图2)。对于俯冲带流体来说，超临界流体被用于描述富水溶液与含水熔体的完全混溶相，其形成会导致在先前相中不溶的许多组分具有更大的溶解度，大大提高了流体运移溶质的能力。

图2 俯冲板片界面流体迁移形式及流体诱导俯冲带元素循环示意图(修改自[20])

2.2 俯冲带流-岩相互作用及元素迁移

岛弧岩浆岩和交代地幔岩的地球化学特征指示板片来源的俯冲带流体携带大量溶质组分，如大离子亲石元素(large ionic lithophile elements，LILE)进入了地幔楔[21-22]。然而，相当多的研究发现俯冲板片中含水矿物(如硬柱石和蓝闪石)脱水分解释放的初始流体具有非常低的溶质组分含量。流体在运移过程中会与流经的俯冲隧道内各类岩石发生一系列的溶解-沉淀作用，进行物质交换，从而不断改变岩石和流体自身的化学组成(图2)。这表明俯冲板片释放的低溶质组分水流体在迁移上升过程中与周围岩石发生了水/岩相互作用，导致大量组分从围岩进入流体，并伴随这些俯冲带流体最终迁移进入岛弧地幔源区[19]。高压-超高压变质岩石中发育的高压变质脉体代表了俯冲带流体曾经的运移通道和部分结晶产物，而脉体与其寄主岩石之间的反应带则记录了成脉流体与岩石相互作用的直接信息[23-25]。不同类型脉体及相关主岩的详细地球化学研究证实洋壳俯冲释放的流体主量元素成分富Si、Na和Ca；而微量元素成分复杂多样，既有富LILE、亏高场强元素(high field strength elements，HFSE)流体，也有富HFSE(Ti-Nb-Ta)流体[26]。俯冲带流体不仅可以迁移易溶于水的大离子亲石元素(如Ce、Rb、K、Ba、Sr、Pb和Th等)，也可以运移重稀土元素(heavy rare earth elements，HREE)、高场强元素(如Nb、Ta、Zr、Hf和Ti)和过渡族金属元素(如Cu、Fe、Co和Ni)等[26-27](图2)。实验岩石学表明，一些挥发性组分(如卤素F和Cl、轻元素B以及CO2等)的加入可能会明显提高重稀土元素、高场强元素和过渡族金属元素在熔/流体中的溶解度和活动性[24]，但板片流体对这些传统上“不活动”元素的运移能力和距离尚不清楚。此外，自然界高压-超高压脉体中含有碳酸盐矿物、硫化物、磷灰石、云母等矿物，说明流体中含有大量的C、N、S和卤族元素等挥发分(图2)，俯冲带流体对挥发分元素的运移在解析俯冲板片-岛弧物质循环方面扮演着重要的角色[25]。

3 俯冲带变质流体的未来研究展望

3.1 俯冲带流体的氧化还原性质

俯冲带流体的氧化还原性质制约了岛弧高氧逸度的来源，同时对弧岩浆演化、流体出溶以及岛弧斑岩矿床的形成具有重要的决定性意义。然而，目前对俯冲带流体的氧化还原性质方面呈现出的俯冲板片深部释放的是氧化性的流体[28]和还原性流体[27]两种截然不同的观点。该分歧反映了俯冲带的复杂性，板片流体的氧化还原性质的差异可能在陆壳俯冲带和洋壳俯冲带有着本质的区别，俯冲板片的性质(比如沉积物类型/厚度、洋中脊扩张速率、岩石圈地幔蛇纹石化程度等)、脱水深度也可能对板片流体的性质具有决定性的影响[29]。因此，系统厘清俯冲板片流体氧逸度的基本性质和关键控制因素，进而推导出较有普适性的俯冲带流体氧化还原状态，是研究俯冲带-岛弧体系氧化还原物质传输、弧下地幔氧逸度演化的重要方向。

3.2 俯冲带流体活动的时间尺度

俯冲带是地球上流体活动最为活跃的场所之一。流体-岩石相互作用在各地质过程中扮演着重要角色，地质流体通过将化学反应、物质转移、能量转移以及大规模的构造变形联系起来，从根本上控制着地球岩石圈的物理化学性质。尽管流体-岩石相互作用对地壳的动态演化至关重要，但是由于缺乏合适的计时器，且传统的放射成因测年技术提供了绝对年龄(且误差较大)而不是持续时间，无法捕捉快速和短暂的地质过程，所以流体-岩石相互作用的时间尺度基本上没有受到精确的约束。近年来模拟的流-岩反应的时间非常短暂，只有短短的几十年到几百年的尺度[23,30]，这对于传统的以Ma计的地质事件来说短暂的让人难以置信。因此俯冲带流体活动时间尺度问题尚需进一步的限定，此外，实验室模拟流体-岩石相互作用过程仍然是一个难题。

3.3 超临界流体的特征及自然界存在形式

高温高压实验和理论模拟研究都显示俯冲带变质岩P-T路径可以通过体系的湿固相线，可以在第二临界端点之上的压力下形成超临界流体[31-32](图1)。虽然在天然样品中观察到一些可能暗示超临界流体作用的现象[33]，但是目前确切的超临界流体的岩石学记录依然比较少见，大洋俯冲带岩石中尚未发现能够指示超临界流体的证据；另外，能确切指示超临界地质流体存在的地球化学证据也很缺乏[34]，尚未建立超临界地质流体存在的鉴别性地球化学识别指标[16]。

3.4 俯冲带流体中C、N、S等挥发分的地球化学行为

地球上的挥发分对地球形成与圈层分异、岩浆演化与氧化还原状态、金属成矿元素富集以及全球气候变化等诸多地质过程都扮演着极其重要的角色。大洋俯冲板片可以携带大量的C、N、S等挥发分进入地幔深度，而岛弧喷气过程中释放了大量的CO2、N2、SO2、H2S等气体，暗示俯冲板片可能释放了大量的C、N、S等挥发分并通过弧岩浆作用的方式又循环回地表(图2)。厘定这些温室气体的释放通量对理解大气圈演化、提高人类宜居性具有重要作用。板片脱挥发分与脱水过程密切相关，俯冲带流体也是将这些挥发分聚集、迁移的主要媒介之一，但是目前对这些挥发分在俯冲流体中的存在形式、溶解度、控制因素的认识还非常有限。要厘清俯冲带对C、N、S等挥发分的循环机制，首先要对俯冲带流体中这些元素的地球化学行为开展基础性研究。