雅鲁藏布蛇绿岩中的变质底板:快速俯冲起始与折返*

2024-02-20段文勇李旭平

岩石学报 2024年1期

段文勇李旭平

1.山东省沉积成矿作用实验室,山东科技大学地球科学与工程学院,青岛 266590 2.波鸿鲁尔大学地球科学学院,波鸿 44801 3.瑞士联邦理工学院地球科学系,苏黎世 8092

地球是太阳系中已知唯一具有成熟俯冲系统和板块构造的行星,俯冲起始是板块构造起源以及固体地球演化的关键,也是影响板块运动和相关构造的重要因素。因此,理解俯冲起始过程是研究板块构造理论时非常重要的组成部分。然而俯冲起始如何发生以及演化也是颇具争议的,因为通常难以直接地观察到这一过程的地质学证据。一方面由于完整的地质记录十分稀少,另一方面现代正在俯冲的区域大多位于洋底,收集相关资料的方法十分昂贵且有限。

在宝贵的地质记录中,变质底板一般被认为是俯冲起始过程中的典型产物。自Williams and Smyth (1973)首次提出变质底板的概念以来,相关研究方兴未艾,并已积累大量资料。变质底板岩性主要为俯冲板片的变质玄武岩(如基性麻粒岩和角闪岩等)以及变质沉积物(如放射虫硅质岩、泥岩和石英岩等)。在一些研究程度较高的蛇绿岩中,如阿曼蛇绿岩,变质底板厚度一般不超过500m并且变质程度随着远离上覆超基性岩而逐渐降低,从高温麻粒岩相转变为中低温角闪岩-绿片岩相(Williams and Smyth,1973; Jamieson,1986; Dewey and Casey,2013; Soretetal.,2017)。

研究变质底板也有助于理解蛇绿岩的形成以及初始侵位过程(Agardetal.,2016)。通过比较变质底板的原岩和变质年龄与上覆蛇绿岩地壳的岩浆年龄,可以区分不同类型的俯冲起始以及对应的演化过程(Robertson,2004)。变质底板的变质作用大多与上覆大洋地壳的增生同步发生(Keenanetal.,2016),但也有极少的记录显示变质底板的进变质年龄要比上覆蛇绿岩地壳更古老(Guilmetteetal.,2018),后者被认为是板片受远洋力场作用发生强迫俯冲的典型记录。此外,变质底板的变质峰期地温梯度要比成熟俯冲带中形成的变质岩要高很多。热力学和数值模拟表明,这些变质底板可能记录了扩张脊(洋中脊或弧后盆地)附近的俯冲起始过程,因为扩张脊环境可以为高温变质底板的形成提供所需要的热源(Agardetal.,2016; Keenanetal.,2016)。

最近在我国西藏南部雅鲁藏布蛇绿岩中陆续发现了变质底板,并进行了一些岩石学、热力学以及年代学的研究,但与研究成熟的蛇绿岩相比,雅鲁藏布蛇绿岩中变质底板的相关研究仍屈指可数。并且这些有限的研究在雅鲁藏布变质底板的形成环境以及变质作用等方面争议十分巨大。如Guilmetteetal.(2008,2009,2012)对雅鲁藏布蛇绿岩的变质底板开展了岩石学和角闪石Ar-Ar测年工作,结果显示变质底板经历了逆时针的P-T轨迹,并记录了123～129Ma的冷却年龄,该年龄与上覆蛇绿岩洋壳年龄一致。结合地球化学数据,认为雅鲁藏布蛇绿岩和变质底板形成于弧后环境。

Zhangetal.(2019)对日喀则拉孜地区的变质底板及其伴生未变质的基性岩进行了系统研究。其中地球化学和同位素证据表明未变质的基性洋壳起源于慢速扩张洋中脊的环境,并且变质底板与伴生的基性洋壳具有很强的地球化学亲缘性。岩浆锆石U-Pb年代学表明变质底板的原岩形成于125Ma左右。使用传统Mg-Fe交换温度计计算得到拉孜变质底板经历了最高>900℃的变质温度。结合这些证据,Zhangetal.(2019)认为雅鲁藏布蛇绿岩中的变质底板及伴生未变质基性岩在120～130Ma起源于大洋中脊环境,并提出了在120Ma以后,靠近欧亚大陆边缘的洋中脊附近的俯冲(再)启动模型。

最近,Duanetal.(2022a)对雅鲁藏布蛇绿岩白朗以及萨嘎剖面所采集到的变质底板进行了岩石学、地球化学、热力学以及年代学工作,表明变质底板原岩起源于洋中脊环境并首次构建了一条完整的顺时针P-T-t轨迹。该轨迹指示了一个高压-高温/超高温峰期变质条件,并厘定出了两组年龄,即127～133Ma的原岩年龄以及119～131Ma的(进)变质年龄。结合已发表的数据,Duanetal.(2022a)认为雅鲁藏布变质底板的俯冲起始环境大致与Zhangetal.(2019)的地质模型类似,都是发生在欧亚大陆边缘的洋中脊附近。然而,Duanetal.(2022a)认为俯冲起始发生在120～130Ma之间,而不是120Ma以后,并且在俯冲起始以后,俯冲板片脱水会导致地幔楔部分熔融,形成SSZ(supra-subduction zone)型岩浆。最终未俯冲的洋中脊岩石和随后形成的SSZ型岩石共同组成了雅鲁藏布蛇绿岩。

由此可见,对于雅鲁藏布变质底板和上覆蛇绿岩的争议主要集中以下几方面:(1)相关形成构造背景是什么?(2)变质P-T轨迹是顺时针还是逆时针?(3)俯冲起始的时间究竟在120Ma之后还是120～130Ma之间?对这些争议正本澄源有利于理解雅鲁藏布蛇绿岩的形成以及相关俯冲起始过程,并为其他地区类似蛇绿岩的研究提供参考。本文提供了日喀则白朗地区所采集到的变质底板新的岩石学、热力学和副矿物定年结果(榍石和金红石),并结合石榴石扩散以及热动力学模拟,计算了变质底板俯冲以及折返速率。这些内容可以为限制俯冲起始阶段变质作用的演化以及雅鲁藏布蛇绿岩的形成提供新的思路。

1 地质背景

雅鲁藏布缝合带是青藏高原南端最年轻的缝合带(Yin and Harrison,2000),由北向南包括以下4个构造单元:(1)冈底斯弧;(2)日喀则弧前盆地;(3)雅鲁藏布蛇绿岩带(含混杂岩带);以及(4)增生楔(图1)。雅鲁藏布缝合带以南是特提斯喜马拉雅,代表印度大陆的北缘。冈底斯弧位于拉萨地块南部,包括冈底斯岩基和相关的元古代火成岩基底,并被认为是新特提斯洋中的一块微大陆(Zhuetal.,2011)。日喀则弧前盆地东西向分布在冈底斯弧和雅鲁藏布蛇绿岩之间(图1)。沿着雅鲁藏布缝合带分布的蛇绿岩是新特提斯洋的残留,是我国出露规模最大也是研究程度最高的蛇绿岩带之一。它西起狮泉河以南,经日喀则向东经郎县延至东构造结附近,主体走向与雅鲁藏布江一致(图1)。针对雅鲁藏布蛇绿岩构造背景的研究对于理解新特提斯洋的构造演化具有非常重要的意义。先前研究表明东西向断续延伸近2000km的雅鲁藏布蛇绿岩具有非常相似的岩石组合和同位素年龄(Hébertetal.,2012; 吴福元等,2014)。雅鲁藏布蛇绿岩带整体上可分为三段,即东段(曲水-墨脱)、中段(昂仁-仁布)和西段(萨嘎以西至中印边境)。

图1 雅鲁藏布蛇绿岩沿缝合带分布的位置(a)及雅鲁藏布蛇绿岩的地质简图和本文采样地点(b)

本次研究区白朗位于雅鲁藏布缝合带中段的日喀则蛇绿岩(图1)。日喀则蛇绿岩代表雅鲁藏布蛇绿岩中段新特提斯规模最大的出露和研究较为详细的剖面。野外观察表明,日喀则蛇绿岩具有以下特征:(1)与超镁铁质地幔橄榄岩相比,镁铁质单元很少出现,并且堆晶辉长岩出露极其有限,这可能反映了蛇绿岩形成过程中缺乏岩浆房;(2)辉绿岩、辉长岩以岩脉的形式侵入地幔橄榄岩;(3)大多数超基性岩被蛇纹岩化,并包含丰富的异剥钙榴岩;(4)一些剖面如路曲地区表现出典型的穹隆构造,与现今大洋洋中脊观察到的洋底核杂岩结构类似(Nicolasetal.,1981; 吴福元等,2014; Lietal.,2017; Duanetal.,2021,2022b)。这些特征表明日喀则蛇绿岩很可能形成于慢速扩张洋中脊构造背景下。然而,一些岩石的地球化学证据表现出俯冲相关的特征,表明相关岩石可能形成于SSZ环境中(Daietal.,2013)。根据前人年代学结果,日喀则蛇绿岩形成时代主要为120～130Ma,与雅鲁藏布蛇绿岩东段和西段年代学结果类似或略晚(Daietal.,2013; Liuetal.,2016; Zhangetal.,2016)。

本研究中的变质底板样品(基性麻粒岩)采自日喀则蛇绿岩白朗县东部的蛇绿混杂岩中(N29°08′、E89°19.5′)(图1、图2)。白朗剖面的蛇绿混杂岩平行于主要岩性带边界出露,呈NEE-SWW延伸,它平均宽度约400m,长度约8.8km。白朗蛇绿混杂岩主要由蛇纹岩或强烈蛇纹岩化的橄榄岩组成,并包含不同形状和尺寸的岩块,包括角闪岩、麻粒岩、角闪辉石岩、辉长岩和放射虫硅质岩等。变质底板以透镜体形式产出,并与蛇纹岩围岩的叶理平行或近似平行(图2a-c),一些变质底板透镜体与片理化异剥钙榴岩相伴生,这些异剥钙榴岩被证明经历了高压变质作用(图2b; Duanetal.,2022b)。基性麻粒岩的手标本上可以观察到典型的“白眼圈”结构,也就是石榴石被周围后成合晶所包围,代表了减压过程的经典结构(图2c)。一些浅色体结构可能表明了部分熔融的发生(图2c-d)。本文中的矿物缩写引用自Whitney and Evans (2010):Grt-石榴石;Grs-钙铝榴石;Cpx-单斜辉石;Di-透辉石;Pmp-绿纤石;Amp-角闪石;Hbl-普通角闪石;Act-阳起石;Tr-透闪石;Rt-金红石;Pl-斜长石;Ab-钠长石;Ttn-榍石;Ilm-钛铁矿;Prh-葡萄石;Chl-绿泥石;Ep-绿帘石;Czo-黝帘石。

图2 白朗地区变质底板的野外照片

2 岩石学

本次所研究的变质底板样品为含石榴石基性麻粒岩,这些麻粒岩记录了比伴生角闪岩更复杂的变质过程。其中大多数采集的样品经历了亚绿片岩相的交代作用(异剥钙榴岩化作用),仅少数样品保持新鲜未受交代作用影响,并保留了峰期以及退变质作用的结构(图3)。

图3 白朗变质底板的显微照片下照片

新鲜的基性麻粒岩通常包含30%～40%的角闪石、10%～20%的斜长石、5%～20%的石榴石、10%～15%的单斜辉石以及～5%其他矿物,包括钛铁矿、金红石、榍石、石英以及磷灰石等矿物(图3a-g)。石榴石(Grt1-3)一般具有斑状变晶结构,粒度约为1～2mm,在一些样品中偶尔可达4mm,一些石榴石和辉石核部或靠近幔部的区域包裹一些细粒矿物(图3a,b),如角闪石(Amp1)、单斜辉石(Cpx1)、金红石(Rt1),有时可见斜长石(Pl1)和榍石(Ttn)。这些包裹体可能代表进变质阶段所形成矿物的残留体。岩石基质主要由大到中等颗粒的单斜辉石(Cpx2)、角闪石(Amp2)、斜长石(Pl2)以及小颗粒的金红石(Rt2)组成(图3a-g)。这些矿物紧密接触,没有发现任何取代反应的结构,应该代表了峰期阶段的产物。石榴石边缘具有典型的后成合晶结构,由细粒的角闪石(Amp3)、单斜辉石(Cpx3)、斜长石(Pl3)和钛铁矿(Ilm3)组成,有时可见石英,这些矿物对应手标本上的“白眼圈”结构,可能代表了减压或者冷却等退变质阶段(图3d-g)。

被交代的基性麻粒岩通常由40%～50%的角闪石、5%～20%的石榴石、15%～20%的单斜辉石以及10%～15%的其他矿物组成,包括绿泥石、葡萄石、黝帘石、钛铁矿、金红石、榍石、方解石以及磷灰石等矿物(图3h-i)。斜长石仅偶尔作为钠长石(Pl4)出现在后成合晶结构中,甚至许多样品中未发现钠长石。此外,先前的后成合晶结构被葡萄石(Prh4)以及绿泥石(Chl4)等组成的矿物组合所取代(图3h-i)。一些石榴石斑晶裂隙非常发育,导致先前的矿物包裹体被葡萄石所取代。岩石基质通常也被含葡萄石的脉体所切割(图3h-i)。

根据上述岩石学观察,4个阶段的变质矿物组合可以被区分出来,包括:Grt1+Cpx1+Amp1±Rt1±Pl1±Ttn1(M1);Grt2+Cpx2+Amp2+Pl2+Rt2(M2);Grt3+Cpx3+Amp3+Pl3+Ilm3±Ttn3(M3)以及交代样品中的亚绿片岩相矿物组合Chl4+Prh4+Cpx4±Act4±Czo4±Ab4(M4)。

3 分析方法

对新鲜的样品18BG12进行了矿物化学分析(表1)。矿物的电子探针分析是在德国Ruhr University Bochum 探针实验室使用Cameca Sx50电子探针仪器完成测试;仪器在15kV的加速电压下运行,束流15nA。使用天然矿物硬玉(Si)、镁橄榄石(Mg)、铁铝榴石(Fe)、钠长石(Na和Al)、金红石(Ti)、锰铝榴石(Mn)、透长石(K)以及Cr2O3(Cr)做标准样品。

表1 白朗变质底板样品(基性麻粒岩)的代表性矿物电子探针成分(wt%)

用于相平衡模拟的主量元素(18BG12)在中国地质调查局天津地质调查中心使用Rigaku ZSX100e型号X射线荧光仪分析测试(表2)。通过电位法分析全岩FeO,然后通过差值(Fe2O3T-FeO×1.1113)计算全岩Fe2O3含量。

表2 白朗变质底板样品(基性麻粒岩)相平衡模拟所使用的全岩成分(mol/mol)

金红石和榍石单矿物颗粒在廊坊宇能公司挑选并制靶,U-Pb定年及微量元素分析在南京宏创地质微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成(表3、表4)。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193nm深紫外激光剥蚀进样系统(Applied Spectra,美国),配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪(Agilent,美国)。金红石和榍石样品固定在环氧树脂靶上,抛光后在超纯水中超声清洗,分析前用分析级甲醇擦拭样品表面。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3μm),以去除样品表面可能的污染。在束斑直径30μm、剥蚀频率5Hz、能量密度2J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序(Patonetal.,2010)。

表3 白朗变质底板样品(基性麻粒岩)的榍石U-Pb定年结果

表4 白朗变质底板样品(基性麻粒岩)的金红石U-Pb定年结果

金红石分析每隔10～12个样品点插入2个RMGJ-1标样及一个JG-1标样。榍石分析每隔10～12个样品点插入2个BLR-1标样及2个OLT-1标样。通常采集20s的气体空白,35～40s的信号区间进行数据处理,按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal.,2010)。

4 矿物化学特征

石榴石如图4所示,所分析的石榴石剖面在成分上可分为核部和边部两个部分,核部含有最低的XFe(=Fe2+/Fe2++Ca+Mg; 0.43～0.45)、XMg(=Mg/Fe2++Ca+Mg; 0.28～0.29)和最高的XCa(=Ca/Fe2++Ca+Mg; 0.26～0.28)。未发现进变质成分环带(M1阶段),石榴石核部的成分被认为是在峰期高温变质阶段(M2阶段)再平衡的结果,由于高温条件,麻粒岩中的进变质环带经常被峰期变质条件改变,最终扩散至均一(邹屹等,2022)。值得注意的是,Duanetal.(2022a)在相邻露头上取得的基性麻粒岩样品中发现了具有核幔边成分环带的石榴石,表明可能保留了进变质成分或由于高温变质时间短导致环带未扩散均一。石榴石成分从核部到边部显示XFe和XMg逐渐升高的趋势,相反,XCa显示逐渐降低的趋势,而XMn(=Mn/Fe2++Ca+Mg)则基本保持不变。结合岩石学观察,该石榴石边部应代表峰后阶段减压或冷却变质作用。

图4 石榴石彩色BSE图解显示核边结构(a)以及对应的成分剖面(b)

角闪石根据Hawthorneetal.(2012)的分类,基性麻粒岩中的角闪石都属于钙角闪石序列(Ti<0.5和CaB>1.5a.p.f.u.),具体可以划分为4个世代。Amp1(M1)含有较低的Ti 0.10～0.12(a.p.f.u.);Amp2(M2)中具有更高的Ti 0.14～0.19;Amp3(M3)包含最高的Ti 0.19～0.27。M1至M3阶段的大多数角闪石为韭闪石,少量为浅闪石(Duanetal.,2022a)。在一些交代样品中,阳起石(Act/Amp4)与绿泥石、方解石、葡萄石等共生,是亚绿片岩相变质作用下的产物(图3,Duanetal.,2022b)。

单斜辉石根据岩石学观察,基性麻粒岩中发育有3个世代的单斜辉石。但在成分上,所有单斜辉石均为低铬透辉石端员,Al2O3含量约为4.57%～5.7%,TiO2含量约为0.54%～0.66%(表1)。

斜长石斜长石分为4个世代,且成分差异较大。石榴石中的斜长石包裹体(Pl1)具有相对较低的钙长石端员(Duanetal.,2022a)。基质中峰期斜长石(Pl2)的XAn具有升高的趋势(0.15～0.20)。作为后成合晶的一部分,退变的斜长石(Pl3)具有最高的XAn值,约为0.42～0.65。晚期亚绿片岩相的斜长石接近纯的钠长石端员,仅存在于一些受交代作用影响的样品中(Duanetal.,2022a)。

含钛矿物 M1和M2阶段形成的两种金红石具有相似的化学成分(表1)。钛铁矿仅作为麻粒岩M3矿物组合的一部分出现,榍石出现在包裹体或者岩石基质中,应代表早期变质矿物。

5 相平衡模拟

P-T视剖面图是使用Perple_X 6.9.1版本在Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O-O体系下计算,所使用的ds62热力学数据库来自于Holland and Powell (2011)。石榴石、黑云母和斜方辉石的固溶体模型来自于Whiteetal.(2014);角闪石、单斜辉石以及熔体模型来自于Greenetal.(2016);斜长石模型引自Holland and Powell (2003);绿帘石模型来自Holland and Powell (2011)以及钛铁矿使用的是Whiteetal.(2000)中的模型。石英、榍石、金红石等矿物使用的是纯端员。模拟时使用的是新鲜的、未被交代的麻粒岩样品(18BG12; 表2)。由于磷未被用于模拟,磷灰石中相应的钙被从全岩成分中扣除(Palinetal.,2016)。在最终模拟之前,H2O含量由T-M(H2O)视剖面确定,从而使得固相线恰好穿过最终矿物组合(M3阶段)(Korhoneetal.,2011,2013)。所使用的全岩Fe3+/Fetot是受到全岩分析结果以及T-Fe3+/Fetot视剖面共同约束。P-T视剖面图无法预测后期交代阶段(异剥钙榴岩化作用)的温压条件,因为该阶段大部分矿物为隐晶质,很难估算有效全岩。因此绘制了在CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O体系下的P-T投影图用以估计交代反应所稳定的温压条件区间。

在0.5～2GPa和600～1100℃的P-T范围内计算了白朗基性麻粒岩样品18BG12的P-T视剖面图,以及绘制了对应的石榴石端员和体积变化趋势的图解(图5)。石榴石的生长主要与压力有关,并且各个端员成分随着P-T条件变化表现出不同的趋势。镁铝榴石和铁铝榴石在大多数情况下与温度相关,随着温度升高,镁铝榴石成分不断增加,相反,铁铝榴石表现出不断降低的趋势。锰铝榴石和钙铝榴石则大多与压力相关,沿着压力升高方向,锰铝榴石逐渐减少,钙铝榴石则逐渐增加。在图5中,观察到的进变质矿物组合(M1)在0.8～1.7GPa以及<850℃的条件下稳定,然而由于石榴石进变质核部受到峰期高温扩散影响,无法准确给出形成时的温压信息。峰期矿物组合(Cpx+Grt+Hbl+Rt+L±Qz)位于固相线以上,并在>1.1～1.3GPa和>755～845℃的P-T条件下稳定。由于石榴石已在峰期阶段达到了再平衡,此时核部成分可以代表峰期变质条件,根据石榴石核部的四个端员组分,限定了峰期变质阶段为1.6～1.7GPa和829～863℃的P-T条件。此外在高温变质条件下,斜长石的Ca以及角闪石的Ti由于具有较慢的扩散速率,也可以记录峰期变质作用(Li and Wei,2018; Liaoetal.,2021)。在相图中,角闪石的Ti主要随着温度升高而增加,而斜长石中的An值表现出高温或减压趋势。根据测得的峰期角闪石的Ti以及斜长石的Ca也可以限定一个相似的峰期温压条件(图5a)。石榴石边部钙铝榴石的减少以及钛铁矿的出现显示了一个减压趋势。根据观察到的矿物组合,石榴石边部的成分以及后成合晶中角闪石的Ti,限定了减压阶段的P-T条件为0.9～1.1GPa和823～923℃(图5a)。

图5 使用变质底板全岩成分在NCKFMASHTO体系下计算的P-T视剖面图

在0.1～0.4GPa和250～350℃的P-T范围内绘制了CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O体系下的P-T投影图,用来评估晚期交代作用所发生的温压条件(图6)。在图6中,观察到的特征变质矿物葡萄石稳定在<0.3GPa以及<325℃的区域内。进一步根据矿物之间的反应线可以确定不同的矿物组合,由于薄片下没有观察到与晚期交代作用组合相平衡的石榴石(即纯钙铝榴石)和绿纤石,据此可以进一步推断交代组合所稳定的P-T条件为<0.3GPa/306～324℃(图6中黄色区域)。

6 榍石和金红石定年结果

由于变质底板中的金红石和榍石多在变质过程中形成,因此分别在2个新鲜样品中选取了榍石和金红石用以U-Pb定年。在岩相学观察中,榍石多以包裹体形式存在于石榴石或者大颗粒辉石中,并且在BSE图片中,榍石多为半自形结构,粒径在50～200μm之间,且颗粒比较纯净(图7)。在2个样品中均未观察到退变结构的榍石,即生长在金红石边部的榍石颗粒,因此推断榍石形成于进变质过程中,而非金红石后期退变的产物。金红石具有半自形到自形结构,颗粒直径在100～250μm之间,一些金红石颗粒出熔钛铁矿条纹,或边部退变为钛铁矿(图8)。U-Pb定年分析选择的是晶型较好且没有裂隙的榍石和金红石颗粒。

图7 基性麻粒岩中榍石的U-Pb定年结果

图8 基性麻粒岩中金红石的U-Pb定年结果

样品18BG12中分离的11个榍石颗粒和样品18BG01中分离的17个榍石颗粒分别给出了133.9±5.9Ma和132.4±4.8Ma的下交点年龄(误差为±2σ)。对应的加权平均年龄计算结果也非常相似,分别为132.4±3.2Ma 和 125.9±6Ma(误差为±2σ)。使用榍石锆温度计对定年分析的榍石进行计算(Haydenetal.,2008),考虑到榍石在薄片观察中多以包裹体形式出现(图3),应为进变质过程中形成,因此使用1GPa进行计算,得到760～840℃的温度区间。

分别分析了样品18BG12中的26个金红石颗粒以及样品18BG01中的22个金红石颗粒,2个样品中的金红石分析分别给出了132.3±3.1Ma和126.5±6.1Ma的协和年龄(误差为±2σ)。这些结果与加权平均年龄(分别为131.9±3.1Ma和125.3±6.5Ma;误差为±2σ)在误差范围内一致。岩石学观察表明样品中的大多数金红石形成于峰期,并在退变质过程中转变为钛铁矿,因此使用峰期压力1.6GPa对金红石的形成温度进行计算。金红石锆温度计计算结果表明这些金红石形成于800～875℃(Tomkinsetal.,2007)。

7 讨论

7.1 雅鲁藏布变质底板的变质P-T轨迹

先前一些学者对雅鲁藏布变质底板的P-T轨迹进行了研究。如Guilmetteetal.(2008)对雅鲁藏布蛇绿岩中布玛和白朗地区的变质底板开展了详细的P-T轨迹重建工作,并认为这些变质底板在经历了高地热梯度的俯冲之后,达到了>1.2GPa/850℃的条件,随后沿着相对低的地热梯度继续俯冲,进而又经历了更深的埋藏作用,达到的最大深度对应了2.6GPa/600℃的低温榴辉岩相条件,并随即发生折返,从而得出雅鲁藏布变质底板记录了一个逆时针变质轨迹的结论。然而该变质轨迹的判断可能存在问题,一方面Guilmetteetal.(2008)所研究的变质底板样品遭到了非常严重的晚期交代作用,导致先前的变质结构均被抹除;另一方面,该逆时针变质轨迹中进一步埋藏阶段的判断依据是作者认为石榴石边缘的后成合晶是在升压降温过程中形成的,这非常不合理。在绝大多数高压麻粒岩相变质作用中,“白眼圈”后成合晶结构一般指示减压过程,如果是升压过程,相关结构中石榴石应该继续生长(图5f),但并没有观察到对应现象。另外,所有角闪石成分都显示了高温趋势,未显示高压趋势,单斜辉石中也没有发现高Na辉石端员。因此,雅鲁藏布变质底板的P-T轨迹需要重新判定。

岩石学观察表明本研究中未受交代的样品记录了三期变质作用。石榴石中的包裹体组合记录了峰前变质作用,然而遗憾的是,由于高温作用下成分的扩散作用,石榴石原始核部成分在峰期阶段达到重新平衡,从而丢失了峰前变质条件的记录。尽管如此,来自相邻剖面中的一些样品可能保留了进变质环带,例如Duanetal.(2022a)中的白朗地区样品记录了690～750℃/1～1.1GPa的峰前变质条件。

P-T视剖面很好地约束了本文研究中基性麻粒岩的峰期变质条件。石榴石核部的四个端员组分可以很好地平衡在1.6～1.7GPa和829～863℃的P-T条件下,表明该条件为最佳峰期条件,另外基质矿物组合中斜长石的XAn以及角闪石的Ti含量与石榴石成分所限定的峰期变质条件重合,进一步表明相关条件为基性麻粒岩所经历的峰值。Guilmetteetal.(2008,2012) 以及张鑫等(2016)也报道了和本研究相似的P-T条件范围,然而Duanetal.(2022a)中的样品记录了相似的峰期压力但更高的温度条件(>900℃),并得到了多种温压计的支持。尽管不同研究中样品所记录的P-T条件略有不同,这些研究都表明雅鲁藏布变质底板的峰期条件相对较热。根据Duanetal.(2022a)以及本文的计算,雅鲁藏布变质底板的峰期温压为1.4～1.7GPa以及830～970℃;对应深度为47.6～57.8km,如考虑岩石静压力的影响(20%,Petrini and Podladchikov,2000),对应深度为38.0～46.2km。

岩石学观察以及热力学计算表明,雅鲁藏布变质底板在峰期之后经历了减压过程,而非升压埋藏作用。除之前提到的证据,还包括:(1)基性麻粒岩发育典型的“白眼圈”结构,对应薄片下的后成合晶组合(Pl+Hbl+Cpx+Ilm),并被认为代表了麻粒岩的减压结果;(2)在相图中,金红石发生相变形成钛铁矿的反应是由减压作用所驱动的;(3)更重要的是,矿物成分,例如石榴石中钙铝榴石端员由核部到边部逐渐减少,表明了减压趋势。此外Duanetal.(2022a)使用石榴石-单斜辉石REE温压计计算表明,M3阶段的压力小于峰期M2阶段的压力。本研究中热力学计算表明,变质底板的M3阶段稳定在0.1～1.1GPa和823～923℃的P-T条件下,与先前研究的计算结果相似(Duanetal.,2022a)。

对晚期交代作用发生的P-T条件进行了半定量估计。根据观察到的矿物组合得到了306～324℃/<0.3GPa的条件,该条件与雅鲁藏布蛇绿岩中含葡萄石的异剥钙榴岩所记录的结果相似(Duanetal.,2021,2022b)。尽管如此,两者可能并不是形成于同一环境,因为野外观察及地球化学和热力学研究表明,雅鲁藏布含葡萄石异剥钙榴岩并没有发生俯冲,而是形成于洋底环境,而变质底板的晚期交代作用则是俯冲折返过程中形成(Duanetal.,2021,2022b)。

综上,雅鲁藏布变质底板记录了一条顺时针而非逆时针的变质P-T轨迹。该P-T轨迹可以与世界上其他地区的变质底板顺时针轨迹进行类比。岩石峰期和峰后阶段为高温到超高温条件,表明变质底板经历了较高地热梯度的俯冲和折返作用。

7.2 变质底板的年代学记录

2个基性麻粒岩中分离的榍石限定了非常相似的下交点年龄,分别给出了132.4±4.8Ma和133.9±5.9Ma的年代信息。锆温度计结果表明,所有的榍石形成于760～840℃的温度区间,且薄片观察下为包裹体形式存在,并且在所研究的样品中均未观察到围绕金红石颗粒后期生长的现象,应不是后期冷却产物,而是形成于进变质阶段,结合榍石的Pb封闭温度为750～830℃(Garberetal.,2020),榍石记录的应为进变质阶段的年龄。

理论上金红石也可以同时提供温度和年代信息。但要解释金红石所给出的温度和年代之间是否具有关联性,则要明确金红石中Zr的扩散速率及U-Pb体系的封闭温度。金红石测年分析分别给出了126.8±6.2Ma和132.3±3.1Ma的协和年龄。相平衡模拟以及金红石锆温度计计算结果表明,金红石形成于较高的温度条件,这是由于Zr在金红石中具有较慢的扩散速率,因此可以记录形成时的温度(Tomkinsetal.,2007)。然而,金红石的U-Pb测年结果常常被用来解释变质岩的冷却年龄,这是由于金红石中U-Pb体系的封闭温度通常非常低,仅仅为400～550℃(Kooijmanetal.,2010)。尽管封闭温度也取决于金红石本身的粒度以及冷却速率,但该区间远远低于金红石形成的温度,因此本文认为金红石U-Pb年龄是后期冷却阶段的记录。

图9总结了已发表的雅鲁藏布变质底板的所有年代学数据,大致可以分为三组,即:原岩年龄,、进变质年龄以及冷却年龄。原岩年龄大部分是由变质底板中的锆石U-Pb测年所确定。Zhangetal.(2019)对1个石榴辉石岩和2个角闪岩样品进行了锆石年代学分析,认为相关样品中的锆石没有经历变质重结晶作用,并且一些锆石颗粒显示出弱的振荡环带结构以及较高的Th/U比,因此认为分离出来的锆石为原岩岩浆锆石,并得到～125Ma的年龄。Duanetal.(2022a)对萨嘎和白朗地区所采集的基性麻粒岩中分离出来的锆石和磷灰石进行了U-Pb定年以及微量元素分析。所有麻粒岩样品中的锆石可以分为两组,其中第一组锆石具有振荡环带结构以及陡峭的HREE模式,并且记录了133～127Ma的年龄,该年龄被解释为原岩年龄。此外磷灰石的REE模式与火成岩相似,表明了岩浆起源,而不是在低级或高级变质作用中形成的,并记录了133～132Ma的年龄。

图9 雅鲁藏布蛇绿岩中变质底板的年龄分布图

雅鲁藏布变质底板进变质年代首先由Duanetal.(2022a)所报道,两组锆石中的第二组锆石显示出平坦的HREE趋势,这表明相关锆石为变质起源。使用锆石钛温度计计算,相关锆石形成温度小于770℃,说明锆石可能与进变质过程或冷却阶段的石榴石所平衡。进一步的石榴石-锆石REE平衡计算显示锆石与石榴石核部平衡,但与幔部和边部不平衡。因此确定了进变质年龄为131～119Ma。本文中榍石定年结果在不确定度内与Duanetal.(2022a)中锆石定年结果一致,表明变质底板在原岩形成后不久就发生了俯冲。Guilmetteetal.(2009,2012)对雅鲁藏布变质底板中的角闪石进行了Ar-Ar定年分析,并得到了123～129Ma的年龄,基于角闪石Ar-Ar体系较低的封闭温度,相关年龄被解释为冷却年龄,与本文金红石测年结果重叠。

最近一篇新发表的论文报道了雅鲁藏布变质底板新的石榴石Lu-Hf年龄,其结果表明变质底板石榴石生长年龄为140～144Ma(Guilmetteetal.,2023),明显老于其他定年结果。然而,仔细分析后就会发现,该年龄非常可能是Lu扩散后的重置年龄,并不具有任何实际地质意义。由于变质底板经历了非常高的变质温度,并高于Lu-Hf同位素体系的封闭温度,此时Lu元素极容易发生扩散,Guilmetteetal.(2023)中展示的Lu元素浓度图也证明了所测试的绝大多数雅鲁藏布变质底板中的石榴石经历了非常严重扩散,并导致Lu元素均一化,这会进一步升高Lu-Hf等时线斜率,获得一个错误的、不具有任何实际意义的,而且比石榴石生长时间更老的表观年龄(Kohn,2009)。因此该140～144Ma的石榴石生长年龄的真实性有待商榷。

可以看出,即使根据不同的矿物化学特征以及测年体系,可以区分出三组年龄,但是所有年龄非常相似,集中在119～133Ma这一区间,表明从原岩形成到俯冲以及后期折返冷却过程非常迅速,可能在几个百万年内就完成,导致年代学结果无法在不确定度内将不同阶段有效区分。

7.3 雅鲁藏布变质底板的快速俯冲及折返

如上所述,对于非常快的地质过程,同位素年代学分析可能无法区分不同事件,正如雅鲁藏布变质底板的情况。相比之下,对矿物的扩散进行模拟,可以更好的限定短暂地质事件的持续时间(邹屹等,2022)。例如在变质地质学中,石榴石Ca-Mn-Mg-Fe扩散可以记录持续时间为几个百万年的造山或者热事件(Chakraborty,2008; Faryad and Ježek,2019; Chu and Ague,2015; Zouetal.,2021)。因此可以使用石榴石Ca-Mn-Mg-Fe扩散模拟获得变质底板俯冲以及折返的持续时间。本研究中的石榴石在峰期达到了再平衡,单靠扩散方法很难恢复进变质过程的持续时间。然而可以使用热动力学数值模拟手段,得到进变质以及峰期增生的时间,将相关时间叠加到石榴石扩散模拟中,并最终使热动力学模拟、扩散模拟以及测量石榴石成分相耦合,即可以得到一个合理的进变质时间。

使用Agardetal.(2016)的方法构建了一个俯冲起始热动力学模型,模拟俯冲板块为新生板块,年龄为3Ma,这符合雅鲁藏布变质底板的年代学记录。俯冲倾角为30°,汇聚速率为3cm/yr,其余详细参数设置见Agardetal.(2016)。图10给出了俯冲起始2.75Myr后进入俯冲带的板片在不同时间下的温度以及深度变化趋势。可以看到,对应的板片(粗实线)在1.8～2Myr的较短时间内就可以俯冲到>40km的深度,并达到本研究中记录的峰期温度条件(图10b)。Duanetal.(2022a)中记录了相同深度下的更高峰期温度,可能是由于相关样品更早进入俯冲带(图10b)。

图10 俯冲起始的数值模拟结果(据Agard et al.,2016)

根据相平衡的模拟以及岩相学观察结果,假定石榴石在625℃/0.9GPa开始生长,可以看到石榴石在～0.9Myr之后达到峰期条件,并在此增生(图10b)。Agardetal.(2016)通过计算表明变质底板的增生时间通常<0.3～0.4Myr。因此本研究将变质底板的增生时间设定为0.2Myr,即石榴石从开始生长到最大深度(0.9Myr)并在此增生(0.2Myr)的时间为1.1Myr。

使用CZGM代码(Faryad and Ježek,2019)对石榴石进行扩散模拟,扩散模型来自于Carlson (2006)。CZGM代码可以结合相平衡模拟结果以及石榴石的多组分扩散模型,用以寻找变质过程中的最佳P-T-t轨迹。根据岩相学观察,所测量的石榴石为薄片中较大的石榴石,因此选用了0.8(区间为0～1)的相对半径(图11a),构建了进变质P-T轨迹,石榴石沿此轨迹生长,相关半径以及体积增加趋势见图11c-d。图11e给出了不同大小的石榴石颗粒未经历成分扩散的生长剖面。将数值模拟中提取的时间叠加在构建的P-T轨迹上,可以得到温度(压力)随时间的变化趋势,例如图11f中温度-时间轨迹所示。

图11 石榴石进变质生长轨迹

图12为石榴石生长以及扩散模拟结果。可以看到,随着俯冲不断进行,石榴石最初的生长环带发生严重的扩散,所有四个端员组分都有变平坦的趋势,这主要是由于进变质过程中不断升高的温度所造成。在岩石刚刚达到峰期条件时,四个端员接近平坦,经过0.2Myr的增生作用,石榴石剖面已经完全平坦(图12b)。将测量的石榴石核部成分与模拟剖面进行对比,四个端员拟合良好,因此构建的进变质P-T-t轨迹相对合理(图12c)。尽管时间尺度大于1.1Myr时,模拟剖面和测量剖面也可以拟合良好,因为成分在1.1Myr时已经扩散均匀,但考虑到雅鲁藏布变质底板中的许多石榴石记录了生长或扩散不均一环带,且粒度小于本研究中的石榴石,进而推断进变质以及增生时间应小于本研究所模拟的时间尺度(Duanetal.,2022a)。因此,结合相平衡,热动力学模拟以及石榴石扩散计算结果,我们认为雅鲁藏布变质底板中石榴石生长以及随后岩石增生的时间应为1.1Myr左右。

图12 石榴石生长以及增生时的成分扩散趋势(a)、石榴石初始、生长以及增生后的成分剖面(b)及最终模拟成分剖面与实测峰期剖面(c)

相平衡计算表明石榴石边部记录了减压过程,并且在该减压趋势下,石榴石不再生长(图5),因此石榴石边部成分反映了减压过程中的扩散作用,可以用于计算折返时间以及速率。由于石榴石在峰期发生再平衡,因此将石榴石核部成分设定为初始剖面,并使用相图中得到的M2(1.6GPa/845℃)以及M3(1GPa/860℃)阶段的P-T条件作为平衡边界条件进行扩散。石榴石边部的Mn没有增加的趋势,说明在此过程中石榴石没有再吸收Mn(Carlson,2006)。使用DIFFUSUP软件(http://diffusup.org/)进行球形模式下的扩散模拟,为与进变质扩散模拟结果相结合,同样使用来自于Carlson (2006)的扩散模型。

结果表明在0.6Myr的较短退变质时间尺度下获得的模拟剖面与实际的石榴石剖面拟合良好(图13),说明变质底板从最大深度发生折返的速率非常快,在对应俯冲倾角为30°的情况下,达到了6.7cm/yr的速率。

图13 石榴石减压过程中的模拟成分剖面与实测成分剖面

综合相平衡模拟、热动力学模型以及石榴石的多组分扩散,本研究认为雅鲁藏布变质底板从俯冲到初步折返(既近等温减压过程)非常快,总持续时间仅为2.6～2.8Myr(图10-图13)。其中板片进入俯冲带并到达最大深度的时间尺度在1.8～2Myr之间(图10)。石榴石实测剖面与模拟剖面的最佳拟合曲线表明石榴石生长并在峰期增生的时间为～1.1Myr(图12),随后发生了非常快的等温折返,持续时间为0.6Myr(图13)。尽管石榴石没有记录后期冷却信息,然而本文及先前研究中的低温年代学记录(400～550℃)表明后期冷却也在极为短暂的时间尺度内完成(图9)。

7.4 雅鲁藏布变质底板与蛇绿岩的形成

先前研究已经从雅鲁藏布蛇绿岩中的辉绿岩、辉长岩、斜长花岗岩以及异剥钙榴岩中获得了大量锆石U-Pb年代学数据,这些年龄显示雅鲁藏布蛇绿岩形成于119～133Ma之间(Daietal.,2013,2021; Liuetal.,2016; Zhangetal.,2016)。尽管经过了四十多年的研究,雅鲁藏布蛇绿岩的形成环境仍颇具争议,并大致分为两个假说,即形成于慢速扩张洋中脊环境(Nicolasetal.,1981; Girardeauetal.,1985; Girardeau and Mercier,1988; Agrinieretal.,1988; Liuetal.,2014,2016,2022; Zhangetal.,2016,2017,2019)以及形成于俯冲带之上(SSZ)环境(Daietal.,2011,2013,2021; Guilmetteetal.,2008,2009,2012; Hébertetal.,2003,2012; Xiongetal.,2016)。

对雅鲁藏布蛇绿岩最早的研究认为该蛇绿岩形成于大洋中脊环境(Nicolasetal.,1981),该假说随后得到了发展并认为“Chapman拆离模型”(即广泛存在于慢速-超慢速扩张洋中脊的大型拆离断层)可以解释雅鲁藏布蛇绿岩的形成(Liuetal.,2014,2016; Zhangetal.,2016,2019)。以下证据支持该洋中脊模型:Zhangetal.(2016)认为,雅鲁藏布蛇绿岩中的玄武岩是典型的正常洋中脊玄武岩(N-MORB),其Sr-Nd-Hf同位素不受俯冲相关流体的影响;日喀则蛇绿岩中辉长岩和地幔橄榄岩的快速剥露是由于大洋拆离断层结构的作用(Liuetal.,2016);洋中脊蚀变地幔橄榄岩中高硅和富水熔体的堆积形成了雅鲁藏布蛇绿岩西段的普兰辉长岩(Liuetal.,2014)。此外也有其他证据支持雅鲁藏布蛇绿岩中存在洋中脊岩石。如,Duanetal.(2022b)中所有的镁铁质样品均未显示出明显的Nb-Ta负异常,REE也具有N-MORB特征,地球化学判别图还表明,相关基性岩与全球大洋中脊玄武岩的地球化学特征最为相似(Duanetal.,2022b)。野外观察表明路曲剖面发现了保存完好的穹隆构造,与沿慢速扩张洋中脊发育的大洋核杂岩类似(李源等,2016)。基于相关模型,Zhangetal.(2019)认为雅鲁藏布蛇绿岩中的变质底板原岩及伴生洋壳在120～130Ma起源于洋中脊环境,并在120Ma以后发生了俯冲(再)启动。

在慢速扩张洋中脊模型之后,俯冲带之上模型被提出并开始流行。一些研究认为,雅鲁藏布镁铁质岩石的REE具有轻稀土亏损的N-MORB特征,并且显示轻微Nb-Ta负异常,表明了俯冲成分的影响,而且岩石中的不相容元素丰度具有弧后盆地玄武岩的特征,因此将雅鲁藏布蛇绿岩的形成归因为洋内弧后环境,类似于现代大洋中的Lau盆地(Hébertetal.,2012; Guilmetteetal.,2009,2012)。然而该模型已经被大量证据所反对。首先变质底板的地球化学和同位素证据表明所有的样品都是MORB起源,而不是弧后盆地(Duanetal.,2022a; Zhangetal.,2019)。更重要的是没有任何证据表明沿着雅鲁藏布缝合带存在一个稍老的洋内岛弧,可以形成相关的弧后盆地,相反,蛇绿岩在构造上应与北部的冈底斯弧相近,中间间隔了日喀则弧前盆地(吴福元等,2014)。一些研究也表明雅鲁藏布蛇绿岩是日喀则弧前盆地的基底,且沉积地质学的证据指示雅鲁藏布蛇绿岩应形成于亚洲大陆边缘附近(Huangetal.,2015)。

另一些研究提出了弧前模型来解释雅鲁藏布蛇绿岩的形成,并得到了一些地球化学证据支持(陈根文等,2003; Daietal.,2011,2013,2021; Xiongetal.,2016)。如,Daietal.(2013)报告了雅鲁藏布蛇绿岩的基性岩与Izu-Bonin-Mariana俯冲系统中弧前玄武岩和玻安岩之间的地球化学相似性。此外,雅鲁藏布蛇绿岩中部和西部陆续发现玻安质岩脉(陈根文等,2003; Malpasetal.,2003; Dubois-Ctéetal.,2005; Zhongetal.,2019)。尽管这些玻安质岩石并不典型,但相对于雅鲁藏布MORB型岩石,许多120～130Ma的基性岩显示出SSZ的地球化学性质。如,Daietal.(2021)区分了雅鲁藏布蛇绿岩中的2次岩浆事件:早期形成了MORB型洋壳,可能受俯冲流体影响较小;晚期形成了侵入蛇绿岩并具有岛弧地球化学特征的岩石脉体。两期岩浆都形成于120～130Ma。

不难看出,MORB型和SSZ型岩石都出现在雅鲁藏布蛇绿岩中。使用洋中脊或弧前等单一模型只能部分解释雅鲁藏布蛇绿岩中存在的现象。例如洋中脊模型可以解释雅鲁藏布蛇绿岩中MORB型岩石的出现,大洋核杂岩结构的发育,以及变质底板原岩MORB型地球化学特征和岩浆锆石年龄,但无法与俯冲起始的时间相耦合,并且无法解释120～130Ma之间SSZ型岩石的形成。具体来说,年代学证据表明变质底板的俯冲变质作用也发生于120～130Ma之间,而不是120Ma之后(本文; Duanetal.,2022a; Guilmetteetal.,2009,2012)。并且当俯冲起始以后,在极短的时间内,上覆地幔必定会受到俯冲板片脱水影响,如在Izu-Bonin-Mariana俯冲系统中,具有SSZ地球化学特征的岩浆在俯冲起始后<1Myr的时间尺度内就可以形成(Reaganetal.,2019),雅鲁藏布蛇绿岩地幔橄榄岩也被观察到受俯冲流体的改造(Xiongetal.,2016; Liuetal.,2022)。因此当俯冲起始发生在120～130Ma之间时,蛇绿岩中很难全部都是MORB型岩石。

如Izu-Bonin-Mariana弧系统所记录的那样,弧前模式可以很好地解释MORB型和SSZ型岩石都出现在雅鲁藏布蛇绿岩中的现象,但是很难解释变质底板相关的问题。例如雅鲁藏布变质底板的原岩年龄与上覆蛇绿岩年龄一致,且具有MORB型地球化学特征并与一些上覆洋壳具有很强的亲缘性(Duanetal.,2022a; Zhangetal.,2019)。如果是弧前模式,俯冲板片的原岩应老于上覆蛇绿岩的年龄,而不是一致,两者地球化学特征可能也会不同。正如Keenanetal.(2016)总结的一样,当变质底板原岩年龄明显大于变质年龄以及上覆蛇绿岩的年龄时,表明发生俯冲的板片是相对冷且老的岩石圈。如在Izu-Bonin-Mariana俯冲带中,俯冲板片要比上覆板片老(Reaganetal.,2019)。当变质底板原岩年龄与变质年龄以及上覆蛇绿岩年龄相近时,说明俯冲发生的位置位于大洋扩张中心轴附近,可能是平行于或者垂直于洋中脊,这种情况与雅鲁藏布蛇绿岩以及变质底板的记录一致。此外,相比于洋中脊环境,弧前环境的俯冲起始很难解释变质底板的高温条件(Agardetal.,2016)。

针对这些问题,Duanetal.(2022a)提出了一个新的地质模型来耦合所有观察到的现象,该模型在本研究中得到发展。如图14a所示,由于新特提斯先前俯冲停止并消亡(大洋俯冲I),冈底斯弧在120～140Ma出现了岩浆间歇期,此时洋中脊来到欧亚大陆前缘并在此扩张(Zhangetal.,2019),导致～130Ma的变质底板MORB型原岩和MORB型蛇绿岩同时形成(图14b)。由于慢速扩张洋中脊附近发育大量拆离断层,可以作为薄弱带为俯冲起始(大洋俯冲Ⅱ)提供一个理想的位置(Maffioneetal.,2015; Beaussieretal.,2019),并且洋中脊附近的俯冲起始可以为变质底板的形成创造有力的高温条件(Agardetal.,2016)。

图14 雅鲁藏布缝合带中的年代学记录(a,据Yang et al.,2020修改)及雅鲁藏布蛇绿岩和变质底板演化的地球动力学模型(b-e,据Duan et al.,2022a修改)

变质底板的年代学记录表明,在原岩形成后不久,俯冲起始事件就已经发生。与先前消亡的俯冲相比,新的俯冲起始位置发生了跃迁,导致一部分MORB型蛇绿岩未被俯冲从而得以保存(图14c-e)。发生俯冲的变质底板很快就会达到峰期条件,这也与本研究中的年代学、热动力学模型以及扩散模拟结果(<2Myr)一致。变质底板俯冲脱水触发了地幔楔部分熔融,并被雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩所记录(Xiongetal.,2016; Liuetal.,2022),随后产生了120～130Ma且具有SSZ特征的岩浆(Daietal.,2021)。需要注意的是,尽管雅鲁藏布蛇绿岩中没有十分典型的玻安岩发现,但玻安岩不一定是俯冲起始的必要产物(Yuetal.,2020)。本研究计算结果表明,变质底板在峰期经历了较短时间的增生随后发生快速折返。根据野外地质特征,雅鲁藏布变质底板大多以透镜体形式包裹在蛇纹岩中,折返方式应不是van Hinsbergenetal.(2015)提出的焊接折返模式,而是由于与地幔楔粘度相似从而导致单个块体从俯冲板片剥离并随后折返(Agardetal.,2016)。焊接模式应该具有一系列变质程度不等的变质岩一同被折返,而不是以单个包裹体形式折返。

总之,Duanetal.(2022a)和本研究提出的地质模型强调了俯冲起始前已经形成的MORB的不同发展,其中一些玄武岩参与了深俯冲循环、SSZ熔体及岩石的形成。这些SSZ型岩石与未俯冲的MORB一起形成了实际的雅鲁藏布蛇绿岩。在一定意义上,该模型可以耦合雅鲁藏布蛇绿岩中的所有观察结果,包括将变质底板与上覆蛇绿岩相联系,并对解决雅鲁藏布蛇绿岩成因提供一些见解。