俯沖侵蝕的研究歷史、現狀與展望*

黃彤宇 王強,2 楊宗永

俯沖侵蝕(subduction erosion)是指在板塊俯沖過程中,俯沖的下伏板塊通過構造作用移走俯沖上盤的物質并將其帶到深部地幔的過程(Clift and Vannucchi, 2004; von Hueneetal., 2004)。俯沖侵蝕是現代板塊匯聚邊界十分普遍且非常重要的地質過程,并且與俯沖帶的深源地震和海嘯地震的發生密切相關(Wellsetal., 2003; Bilek, 2010; Cubas, 2017)。目前對于俯沖侵蝕的研究主要集中在新生代的洋-陸俯沖帶(如:環太平洋的中-南美洲和日本等地區)(Stern, 2011, 2020; Straubetal., 2020),并且強調遭受侵蝕的必須是上覆陸殼(或弧前地殼)的物質,包括陸殼基底(或弧前基底)以及陸源斜坡沉積物(von Huene and Scholl, 1991)。同時也有一些學者的研究涉及洋-洋俯沖(Miuraetal., 2004; Tonarinietal., 2011)以及陸-陸俯沖碰撞過程中的構造侵蝕過程(Yinetal., 2007; 鄭永飛, 2008; Luetal., 2018),并特別指出侵蝕的物質主要來自于上覆板片。板塊構造理論提出以來,俯沖侵蝕的研究在近幾十年受到了廣泛的關注,并成為當前國際地質研究的熱點之一。本文系統總結了國內外關于俯沖侵蝕的研究歷史和現狀,并介紹了作者近年來關于青藏高原中南部晚中生代俯沖侵蝕識別的研究實例,最后提出存在的前沿科學問題和研究展望。

1 早期研究歷史

對俯沖侵蝕所引起的地質現象的描述和記錄最早可以追溯到20世紀60年代,那時海底擴張理論剛提出不久,普遍認為洋殼擴張并俯沖至大陸地殼之下時,洋殼之上的沉積物會被鏟刮下來,繼而堆積在海溝處,并且隨著洋殼持續俯沖,這些海溝沉積物會經歷不同程度的擠壓變形。然而在秘魯-智利俯沖帶,3條近東西向剖面的地震波反射數據顯示,北部剖面缺失海溝沉積物,南部兩條剖面的海溝沉積物沒有預期中的變形,并保持著近水平的層理(Scholletal., 1968)。Scholletal.(1968)將上述的異?，F象解釋為:(1)海溝沉積物沉積過程中洋殼停止擴張;(2)洋殼并不是在海溝的位置俯沖,而是在海溝之前的某個未知的位置向下俯沖,或者洋殼的橫向移動在到達海溝前被洋殼自身的變形所吸收,因此洋殼擴張并沒有影響海溝沉積物使其變形;(3)南美洲大陸沿著洋殼擴張的方向向東漂移。這是最早關于俯沖侵蝕現象的文獻記錄,隨后的一些學者也相繼發現海溝沉積物缺失或洋殼擴張過程中海溝沉積物未發生變形的現象(Lomnitz, 1969; Seyfert, 1969; Scholletal., 1970),但由于時代的局限性,他們并沒有給出合理的解釋。

直到70年代初,Rutland (1971)發現智利中北部緊靠海岸線分布著一條中生代的巖漿弧,自中生代開始巖漿活動逐漸向東遷移,目前最年輕的巖漿弧位于安第斯山脈,大約距離現今海岸線220km,距離海溝325km,中生代以來海溝和海岸線的位置向大陸一側后退了近200km,這期間伴隨著大量的陸殼消失。因此,Rutland (1971)首次提出大陸邊緣陸殼俯沖(subduction of marginal continental crust)這個概念,并將洋殼擴張過程中海溝不發育沉積物或者沉積物未發生變形的現象解釋為海溝靠大陸一側的快速剝蝕,這是俯沖侵蝕理論的雛形。幾乎同時,Miller (1970a, b)和Murauchi (1971)分別發現智利中部陸殼東西向的縮短以及日本本州島北部古老大陸基底的縮短,并暗示上述現象與陸殼的侵蝕有關。整個70年代,陸續有學者提出證據證明活動陸緣的縮短、沉降以及陸殼物質的消失(Hussongetal., 1976; Scholletal., 1977)。直至1980年,Scholletal.(1980)正式提出俯沖侵蝕(subduction erosion)的概念,將其定義為構造侵蝕(tectonic erosion)的一種,指示在洋殼俯沖的驅動下,上盤的陸緣物質經歷剝蝕垮塌,機械搬運,并最終表現為俯沖邊界的減薄以及海溝向陸的后退(Scholletal., 1980)。整個80年代,隨著深海鉆探計劃的開展,多通道地震反射數據采集和處理技術的進步,人們對匯聚板塊邊界有了更直觀的認識,俯沖侵蝕理論得到了進一步的發展。來自環太平洋(秘魯、智利以及日本等地)的鉆探巖芯均揭示了這些地區的活動陸緣曾經歷了不同程度的沉降,陸殼經歷了規模不一的減薄(Hussong and Uyeda, 1982; von Hueneetal., 1982; von Huene and Suess, 1988)。盡管少數人認為活動大陸邊緣的沉降可能涉及俯沖侵蝕之外的構造過程(Karigetal., 1976; Langsethetal., 1981),但是絕大多數學者認為數千米甚至更大規模的沉降是由侵蝕作用引起的。至此,俯沖侵蝕過程才被研究地球科學的學者們廣泛接受(Scholletal., 1980; Hussong and Uyeda, 1982; von Hueneetal., 1982; von Huene and Suess, 1988; Scholl, 1987; Cloos and Shreve, 1988a, b)。20世紀90年代以來,地球物理技術的快速發展可以直接觀測正在發生的俯沖侵蝕作用(von Huene and Lallemand, 1990; Ranero and von Huene, 2000; von Hueneetal., 2004)。同時,越來越多的巖石學家也開始關注俯沖侵蝕與弧巖漿之間的關系(Stern, 1990, 1991; Kayetal., 1991, 2005, 2013; Guiveletal., 1999; Kay and Mpodozis, 2002; Kay, 2003, 2006; Cliftetal., 2005; Goss and Kay, 2006, 2009; Sternetal., 2010; Tonarinietal., 2011; Gossetal., 2013; Holmetal., 2014; Straubetal., 2014, 2015, 2020; Jicha and Kay, 2018; 王強等, 2020b; Yangetal., 2021; Huangetal., 2022),以及俯沖侵蝕對俯沖帶成礦作用的影響(Sternetal., 2010, 2011, 2019; Cawood and Hawkesworth, 2015; Spenceretal., 2017; 王強等, 2020b)。

圖1 活動陸緣的兩種基本類型——增生型(a)和侵蝕型(b)(據Clift and Vannucchi, 2004修改)Fig.1 Schematic cartoons showing the two basic types of active margin: Accretionary (a) and erosive (b) (modified after Clift and Vannucchi, 2004)

回顧早期研究歷史,人們對匯聚板塊邊界的認識逐漸系統和完善。早期認為匯聚板塊邊界是沉積物增生的主要場所的觀點也被逐漸拋棄,越來越多的研究表明沉積物增生并不是匯聚板塊邊界的普遍特征,并將匯聚板塊邊界劃分為增生型和侵蝕型兩種類型(圖1, von Huene and Scholl, 1991; Clift and Vannucchi, 2004)。早期的觀點將增生型邊界定義為發育厚層的增生楔,而侵蝕型邊界的增生楔規模很小甚至不具有增生楔(von Huene and Scholl, 1991)。后來也有學者提出,如果考慮俯沖帶的整個弧前區域(包括海溝),匯聚板塊邊界的類型則取決于一段時間內弧前區域物質的凈增生量(Clift and Vannucchi, 2004)。同時指出增生型邊界不一定發育增生楔,俯沖的沉積物可以通過底辟或底侵作用增生在上覆板片的底部,關鍵在于上覆板片有物質的凈增生;而侵蝕型邊界也可以發育海溝沉積(增生楔),上覆板片的基底可以被侵蝕從而造成凈負增生(Clift and Vannucchi, 2004)。俯沖侵蝕作用可以出現在全球幾乎所有的俯沖帶中(Stern, 2011),即使是典型的增生型邊界(例如日本的Nankai海槽),海山的俯沖也能引起弧前增生楔的侵蝕(Bangsetal., 2006)。對于現今的俯沖帶而言,增生型和侵蝕型邊界的劃分通常依據距今5～10個百萬年內弧前物質凈增生量累積的平均結果。最新的定量化分析結果顯示,目前全球超過60%以上的匯聚板塊邊界具有侵蝕性質,而不具有增生性質(Clift and Vannucchi, 2004; Cliftetal., 2009; Straubetal., 2020)(圖2)。

2 俯沖侵蝕的基本模型與控制因素

俯沖侵蝕既可以出現在弧前楔的最前端,也可以發生在弧前楔的底部,前者稱為前緣侵蝕(frontal erosion),后者稱為基底侵蝕(basal erosion)(von Huene and Lallemand, 1990; von Huene and Scholl, 1991)。早期的觀點認為俯沖侵蝕的發生受控于兩種機制:(1)板塊間在高應力條件下的物理磨蝕作用(physical abrasion);(2)低應力下的流體輔助磨蝕作用(fluid-assisted abrasion)。前者是指俯沖的大洋巖石圈板塊在下潛進入海溝前,在轉折端的位置發生彎曲和斷裂,形成一系列的地塹與地壘,這些洋殼表面鋸齒狀的構造在進入俯沖帶后會增加與上覆板片底部的摩擦力,引發基底侵蝕(Hilde, 1983)。后者則認為進入俯沖隧道的沉積物和巖石碎片富含孔隙流體,隨著俯沖深度的增加,流體大量且快速排出并向上遷移至上覆板片的底部,一旦流體壓力超過巖石的靜巖壓力,巖石就會破碎,引發頂蝕作用(stoping)和水裂作用(hydrofracturing)(Murauchi and Ludwig, 1980; Pichonetal., 1993),這也屬于基底侵蝕的一種。結合前人的觀點,von Hueneetal.(2004)提出了俯沖侵蝕的基本模型(圖3):持續的俯沖作用使得海溝處不發育以大洋沉積物為主的增生楔,取而代之的是以弧前斜坡沉積物為主的前緣柱(frontal prism)以及由解體的上覆板塊基底組成的后擋板(backstop)。前緣柱的存在有利于海溝沉積物更有效地進入俯沖隧道,同時減小板片間的物理磨蝕。沿著板塊界面發育活動逆沖斷裂并發生劇烈的水裂作用,上盤板片的基底物質以脫落的碎片形式被帶入俯沖隧道,結果導致板塊界面的活動逆沖斷裂不斷向上遷移,上覆板塊的減薄以及中間斜坡的沉降。

圖2 環太平洋域增生型與侵蝕型匯聚板塊邊界的分布(據Straub et al., 2020;孫衛東等, 2010修改)Fig.2 Map showing the distribution of accretionary margins versus erosive margins around the Pacific Rim (modified after Straub et al., 2020; Sun et al., 2010)

圖3 俯沖侵蝕的基本模型(據von Huene et al., 2004修改)Fig.3 Subduction-erosion model (modified after von Huene et al., 2004)

圖4 海山的俯沖對弧前地形地貌的影響(據von Huene et al., 2004;Dominguez et al., 1998修改)(a)多波束測深觀察到哥斯達黎加地區海山的俯沖:a-俯沖的海山破壞了前緣柱;b-斜坡沉積物的填充使得前緣柱的缺口逐漸愈合;c-已經愈合的前緣柱即將被第二次的海山俯沖所破壞;(b)沙箱實驗模擬的海山俯沖:過程①～②對應a;過程③對應b;過程④對應cFig.4 The subduction of seamounts and its impact on forearc topography (modified after von Huene et al., 2004; Dominguez et al., 1998)(a) perspective of multibeam bathymetry off central Costa Rica showing the subducting seamounts: a-subducting seamount has breached prism; b-breach is healing; c-healed prism is modified by secondary seafloor features; (b) seamount subduction seamount modeled by sandbox experiments: Processes ①～② correspond to a; Process ③ corresponds to b; Process ④ corresponds to c

洋殼表面異常的高地形是引起俯沖侵蝕另一個主要的原因。地球物理觀測以及實驗模擬的結果均表明,海山的俯沖能同時引起前緣侵蝕和基底侵蝕(von Huene and Lallemand, 1990; Dominguezetal., 1998, 2000; Ranero and von Huene, 2000; von Hueneetal., 2004; Kukowski and Oncken, 2006)。海山的俯沖會破壞前緣柱,持續向下俯沖還會侵蝕上覆板塊的基底,陸緣斜坡發生強烈的沉降(圖4),垮塌至海溝的物質以及破碎的基底巖石一并沿俯沖隧道向下俯沖。海山的俯沖還會加寬俯沖通道,從而加快海溝物質的俯沖速率和基底巖石的侵蝕速率(Stern, 2011)。單個海山或相對獨立的數個海山引起的俯沖侵蝕是局部且短期的,而數百千米長的海山鏈、洋中脊、無震海嶺甚至是數千平方千米的洋底高原發生俯沖,可以導致大規模的俯沖侵蝕,并且這個過程持續的時間更長。從全球尺度來看,幾乎所有的侵蝕型邊界都與海山鏈和無震海嶺(或洋中脊)的俯沖密切相關(圖2)。例如中美洲與Cocos Ridge、Coiba Rigde和Quepos Plateau;秘魯與Carnegie Rigde,智利與Nazca Ridge、Iquique Ridge、Juan Fernandez Ridge和Chile Ridge;日本西南部與Kyushu-Palau Ridge;Izu-Bonin弧與Ogasawara Plateau;Mariana弧與西太平洋海山群;西南太平洋與Ontong-Java Plateau;湯加海溝與Louisville Ridge(Ballanceetal., 1989; Lallemand, 1998; Clift and MacLeod, 1999);堪察加半島與皇帝海嶺(Geist and Scholl, 1994; Klaeschenetal., 1994; Wellsetal., 2003)。即使是在一些增生型邊界,海山或無震海嶺的俯沖也能引起一定規模的侵蝕作用,例如爪哇海溝與90度海嶺和Roo Rise(Koppetal., 2006);阿拉斯加灣與Kodiak-Bowie seamount chain(Smoot, 1985; Harris and Chapman, 1994);小安德列斯與Barracuda Ridge和Tiburon Ridge(Bouysse and Westercamp, 1990)等。

俯沖侵蝕的發生還與上覆板片的抗破碎強度、板片的匯聚速率以及俯沖角度密切相關。數值模擬的結果顯示,減小俯沖角度或者增加板塊間的匯聚速率,會增加上覆板片的剪切牽引力,有利于俯沖侵蝕的發生(Keppieetal., 2009; van Dintheretal., 2012)。從全球統計結果來看,目前侵蝕型邊界的板塊匯聚速率一般大于6±0.1cm/yr,增生型邊界均小于7.6cm/yr(Clift and Vannucchi, 2004)。俯沖角度會影響侵蝕作用的類型(Frischetal., 2011),小角度俯沖或者平俯沖會導致弧前擠壓,板片間的強烈耦合引起前緣侵蝕(例如南美洲俯沖帶);而高角度向下俯沖的大洋板片在轉折端會形成大型的塹壘構造,與正常角度俯沖所形成塹壘構造相比規模更大,產生的摩擦阻力更強,會觸發有效的基底侵蝕(例如馬里亞納俯沖帶)。

3 俯沖侵蝕的地質效應與識別

俯沖帶的增生和侵蝕是兩個相對的過程,前者有明確的物質記錄,可以發育大型的增生楔,后者則很難直接觀測和量化,通常只能通過俯沖侵蝕引起的二次效應進行推斷和識別?？偨Y前人的研究成果可以發現,俯沖侵蝕會普遍導致弧前地殼的構造變形與沉降,大規模的侵蝕會引起弧地殼的截切,海溝和海岸線向陸一側后退、年輕的火山弧朝著大陸內部遷移甚至引起古老的巖漿弧“消失”。侵蝕的物質向深部俯沖,還會進入弧巖漿源區,參與弧巖漿的形成。

3.1 弧前地殼的變形與沉降

俯沖侵蝕通常發生在板塊間強烈耦合的區域,一般會引起弧前區域劇烈的構造變形。海山的俯沖通常會破壞弧前斜坡的地形地貌,斜坡中上部首先會經歷短暫的擠壓和抬升,周圍的物質(以斜坡沉積物為主)垮塌進入海溝,填補早先形成的前緣柱缺口,隨著海山持續向前俯沖,基底巖石開始遭受侵蝕,原先隆起的部位發生沉降(圖4)(Ranero and von Huene, 2000; von Hueneetal., 2004),這是俯沖侵蝕導致弧前地殼變薄的結果。地球物理和構造地質學的證據表明,基底侵蝕會導致陸緣斜坡的垮塌,并在俯沖上盤的弧前地區形成大量的正斷層(von Huene and Ranero, 2003; Sageetal., 2006)。例如智利西海岸的安托法加斯塔地區,伊基克海嶺的俯沖會在弧前形成兩種類型的正斷層。一種是向陸傾斜的正斷層,與基底巖石被侵蝕有關;另一種是向海傾斜的高角度正斷層,可能與重力垮塌作用有關(von Huene and Ranero, 2003)。

圖5 俯沖侵蝕引起的弧前沉降、海溝和海岸線的后退以及火山弧的遷移(據Frisch et al., 2011修改)Fig.5 Forearc subsidence, retreat of coastline and trench are caused by subduction erosion (modified after Frisch et al., 2011)

長期的俯沖侵蝕作用會導致弧前區域的持續沉降,從而引起弧前盆地沉積的連續更新(圖5)。尤其是海洋鉆探計劃DSDP(Deep Sea Drilling Program)、ODP(Ocean Drilling Program)和IODP(Integrated Ocean Drilling Program)的鉆井巖芯所獲得的古水深標志(底棲有孔蟲地層學和其他沉積相標志),顯示了一些板塊匯聚邊緣弧前區域的大尺度沉降,這些地區的沉降歷史可以很好地反演曾經發生的俯沖侵蝕過程。沿著日本東北部的陸緣斜坡,DSDP 438/439號鉆井揭示漸新統海濱沉積不整合于晚白堊世增生雜巖之上,巖芯中的地層年齡遞減而沉積深度卻不斷增加,目前不整合面位于海平面以下2750m(von Hueneetal., 1982),通過重建新近紀早期日本東北部活動陸緣的形態,可以計算出過去20Ma陸殼的侵蝕速率約為50km3/km/Myr(von Huene and Lallemand, 1990)。ODP 112航次的鉆探結果反演了秘魯弧前區域新近紀以來的兩次沉降事件,并夾帶著一期短暫的抬升(von Huene and Suess, 1988; Suess and von Huene, 1988)。區域上來看,后一期的沉降與Nazca Ridge的俯沖時間吻合,而且短期的抬升事件很可能是Nazca Ridge的初始俯沖引起的。陸緣重建計算結果表明,Nazca Ridge未俯沖之前,20～8Ma間的侵蝕速率約為20km3/km/Myr,而8Ma以來的侵蝕速率增加至46km3/km/Myr(von Huene and Suess, 1988; von Huene and Lallemand, 1990; von Huene and Scholl, 1991),可見無震海嶺的俯沖明顯加快了俯沖侵蝕的速率。海洋鉆探所揭示的弧前沉降現象普遍出現在中美洲的哥斯達黎加和危地馬拉、湯加以及馬里亞納等地區(Hussong and Uyeda, 1982; Kimuraetal., 1997; Clift and MacLeod, 1999; Meschedeetal., 1999, 2002; Vannucchietal., 2004; Schindlbecketal., 2016)。尤其是哥斯達黎加的西海岸自中新世(17Ma)以來經歷了數次復雜的沉降歷史(Vannucchietal., 2001, 2003, 2013)。晚中新世之后弧前地區發生了連續沉積,6.5個百萬年間超過750km3的上盤物質被侵蝕,侵蝕速率超過115km3/km/Myr(Vannucchietal., 2003)?？拷麿sa半島的陸緣斜坡,IODP“U1379”號鉆孔揭示了其3Ma來復雜的沉降歷史:(1)2.5～2.3Ma,早期形成的弧前盆地從近800m深的半深海環境快速抬升至到近岸環境;(2)2.3～2Ma,快速沉降至海平面之下約1200m;(3)約1.9Ma至今,又相對隆升約1000m,短時期內快速的沉降與隆升與Cocos Ridge的俯沖密切相關(Vannucchietal., 2013)。

近年來,高分辨率地震反射層析成像更直觀地反映上述現象。例如日本東北部地區的弧前沉降主要集中在斜坡的中段和上段,淺部沉積的地層甚至朝大陸傾斜,并且發育切穿地層(甚至基底)的高角度正斷層(Araietal., 2014; Bostonetal., 2017)。智利中北部大陸斜坡的下段與中段之間存在地震波速不連續界面就是前緣侵蝕導致斜坡最前端大規模沉降引起的(Contreras-Reyesetal., 2014)。

3.2 弧地殼的截切

俯沖侵蝕會引起大規?；∏暗貧さ娜笔?從結果上看主要表現為弧地殼的截切。例如智利南部Taitao Peninsula半島的海岸線附近出露的一套石英閃長巖-花崗閃長巖體(CRP),研究表明其起源于俯沖板片熔融,形成深度>35km,而目前巖體與下部俯沖洋殼的豎直距離不足14km(Bourgoisetal., 1996);另一英安巖巖體與上述巖體成因相似,巖漿起源深度為25～45km,而目前卻出露于海溝附近(Guiveletal., 2003)。這是上覆板塊遭受侵蝕導致弧前地殼縮短的結果(圖6a, b),而俯沖侵蝕的發生與智利擴張脊的俯沖密切相關(Bourgoisetal., 1996; Guiveletal., 2003)。類似的現象還出現在Izu-Bonin弧,位于弧前斜坡的Hahajima Seamount本是一個起源于弧下地幔楔的蛇紋巖海山,而現在卻是一個“無根”的飛地,這是因為太平洋板塊上的Ogasawara Plateau(一個比正常洋殼厚2～3km的大海山)俯沖期間,被“削”去了山根(圖6c)(Miuraetal., 2004)。

伴隨著弧前地殼被截切,海溝和海岸線的位置相對于俯沖侵蝕前發生明顯的向陸一側后退(圖5),這種現象在全球典型的侵蝕型板塊匯聚邊界十分普遍。統計前人對海溝后退速率的定量計算結果可以發現(表1),不同俯沖帶的海溝后退速率具有明顯的差異,這可能與俯沖侵蝕的類型有關。即使是同一條俯沖帶,在不同的地質歷史時期具有不同的海溝后退速率。例如智利中部不同區域海溝后退速率的差異與Juan Fernandez Ridge的俯沖位置有關(Kayetal., 2005),秘魯10Ma前后海溝后退速率的差異與Nazca Ridge的俯沖密切相關(Cliftetal., 2003)。

大量的弧前地殼被截切,導致古老的巖漿弧結晶基底暴露在現今的海岸線以及近海的區域,這種現象很早就被發現并被認為與俯沖侵蝕作用有關。例如智利西海岸的中北部(Rutland, 1971; Ziegleretal., 1981; Stern, 1991; Peterson, 1999)、日本本州島北部(Murauchi, 1971)以及墨西哥的西南部(Schaafetal., 1995; Morán-Zentenoetal., 2018)。持續的俯沖侵蝕甚至可以截切整個古老的弧地殼,導致弧的“消失”,表現為一些古老的俯沖帶缺失某一段(或幾段)時期弧巖漿巖的記錄。例如日本弧缺失早古生代和早中生代巖漿巖的記錄并不是巖漿間歇引起的,上三疊統和更老的沉積巖中發現了大量520～400Ma的碎屑鋯石,而下侏羅統及之后的沉積巖中卻未見早古生代的碎屑鋯石。因此Isozakietal.(2010)提出早古生代的巖漿弧因為俯沖侵蝕而“消失”,并且侵蝕作用發生在晚三疊世-早侏羅世期間。同理也可以推斷早中生代巖漿弧的侵蝕大致發生在晚白堊世(Isozakietal., 2010; Aokietal., 2012)。類似的現象還出現在我國西藏的南羌塘地塊,與班公湖-怒江特提斯洋俯沖相關的弧巖漿在170～145Ma期間廣泛發育,但明顯缺失早-中侏羅世(170Ma以前的晚中生代)弧巖漿巖(Yangetal., 2021)。南羌塘靠近縫合帶的侏羅紀沉積巖中的碎屑鋯石顯示～175Ma和～154Ma兩個主要年齡峰,而白堊紀沉積物中這些物質占比卻低于5%。這反映了至少部分的早-中侏羅世巖漿弧可能被俯沖侵蝕作用截切而破壞,使得其在白堊紀時期不再作為主要沉積碎屑物源提供者(Yangetal., 2021)。碎屑鋯石年代學證據同樣揭示了北美西南部以及阿拉斯加州南部的俯沖侵蝕過程(Groveetal., 2008; Amato and Pavlis, 2010; Jacobsonetal., 2011; Chapmanetal., 2016)。

表1 全球不同地區俯沖帶海溝后退速率以及俯沖侵蝕速率統計

3.3 俯沖侵蝕與弧巖漿作用

3.3.1 巖漿弧的遷移

絕大多數的巖漿弧呈線狀并且平行于海溝分布,一般位于俯沖板片之上100～125km(Stern, 2002; Groveetal., 2012),而弧巖漿形成的深度是由軟流圈地幔楔在含水條件下的固相線所決定(Hackeretal., 2003; Gaetani and Grove, 1998)。隨著上覆板片的物質不斷被侵蝕,海溝持續后退以及俯沖板片的位置不斷向前移動,軟流圈地幔楔的熔融區域同時沿俯沖方向前進,這就造成新的巖漿弧向著大陸內部的方向遷移(圖5)。智利中北部新生代的巖漿弧相對于侏羅紀的巖漿弧向東遷移超過250km(Rutland, 1971; Ziegleretal., 1981; Stern, 1991; Peterson, 1999),并且北部地區漸新世以來的火山弧前鋒向東遷移了近50km(Gossetal., 2013),中部地區19Ma以來經歷了兩次遷移,遷移距離分別為35km和50km,后一期的遷移事件是Juan Fernandez Ridge俯沖引起的(Kayetal., 2005)。日本西南部早中新世的巖漿弧相對晚白堊世的巖基向西遷移了近150km(Isozakietal., 2010)。始新世晚期以來,阿留申群島中部的火山前鋒向北移動了30～60km(Jicha and Kay, 2018)。巖漿間歇期與火山弧的遷移時間密切相關,而且不同時期的遷移速率存在變化。始新世晚期到中新世中期遷移速率較小(約0.6～1.2km/Myr),但隨后遷移速率開始加快,在5Ma達到峰值(2～5km/Myr)并遷移到如今的位置,遷移速率的突然增加可能與中新世末期庫拉脊的俯沖有關(Jicha and Kay, 2018)。

3.3.2 特征的弧巖漿巖

除了洋殼和大洋沉積物,通過俯沖侵蝕進入俯沖帶的物質(包括上覆陸殼物質和陸源沉積物)可能通過兩種方式參與弧巖漿的形成(Stern, 2011):(1)脫水/部分熔融產生的富水流體/熔體交代上覆地幔楔;(2)部分熔融產生埃達克質巖漿,該巖漿在上升過程中可能混合其他幔源巖漿或與地幔楔橄欖巖反應。

圖6 俯沖侵蝕引起弧地殼截切的實例(a、b)智利南部弧前地殼的截切(據Bourgois et al., 1996; Guivel et al., 2003修改);(c)西太平洋Izu-Bonin弧前地殼的截切(據Miura et al., 2004修改). CRP(Cabo Raper pluton):石英閃長巖-花崗閃長巖體Fig.6 The truncation of forearc crust by subduction erosion(a, b) the truncation of forearc crust in southern Chile (modified after Bourgois et al., 1996 and Guivel et al., 2003); (c) the truncation of forearc crust on the southern Izu-Bonin forearc (modified after Miura et al., 2004). CRP: Cabo Raper pluton

圖7 安第斯地區俯沖侵蝕引起的弧巖漿遷移與弧巖漿源區富集相耦合(a)中生代以來弧巖漿逐漸向東遷移(據Haschke et al., 2002修改);(b)安第斯CVZ帶弧巖漿巖Sr-Nd同位素隨時間的變化趨勢(據Stern, 1990修改);(c)安第斯SVZ帶漸新世以來的幔源巖漿Sr-Nd同位素變化趨勢,其中晚中新世以來的巖漿與El Teniente銅鉬礦密切伴生(據Stern et al., 2010修改)Fig.7 A coupling of magmatic arc migration toward the continent interior with a marked incompatible enrichment of sub-arc mantle magma sources in the Andean area(a) eastern migration of the magmatic arc front during the Mesozoic (modified after Haschke et al., 2002); (b) the Sr-Nd isotopic variation for arc magmatic rocks of different ages from the CVZ (Central Volcanic Zone) in the Andes (modified after Stern, 1990); (c) the Sr-Nd isotopic variation of mantle-derived magma of Andean Southern Volcanic Zone (SVZ) since the Oligocene, with magmatism closely associated with the El Teniente Cu-Mo deposit since the Late Miocene (modified after Stern et al., 2010)

中-南美洲西海岸是俯沖侵蝕研究的典型地區,Rogers and Hawkesworth (1989)最早發現智利北部侏羅紀至第四紀的巖漿弧向東遷移,且伴隨著弧巖漿巖的87Sr/86Sr比值和Sr含量逐漸升高以及εNd(t)值逐漸降低,起初認為這種現象是靠近大陸內部古老的元古代巖石圈地幔的活化引起的(Rogers and Hawkesworth, 1989)。進一步的研究表明,除了安第斯地區的CVZ(Central Volcanic Zone)火山帶,包括整個SVZ(Southern Volcanic Zone)普遍存在俯沖侵蝕引起的構造活動-巖漿作用耦合現象(圖7),因此一些學者提出這是俯沖侵蝕的陸殼物質混染弧下地幔源區的結果(Stern, 1990, 1991; Kayetal., 1991)。尤其是在智利中部,僅從漸新世至今,區域上弧巖漿(特別是基性巖漿)的Sr、Nd、Pb同位素組成隨著年齡的降低逐漸變得富集(圖7c),并且同一時期的酸性-基性巖石具有大致相同的同位素組成(Kayetal., 2005; Sternetal., 2010, 2011)。Holmetal.(2014)對SVZ帶的第四紀中基性火山巖進行了詳細的地球化學分析,結果顯示這些火山巖所代表的中北部弧下地幔源區受到不同程度(2%～5%)的熔體混染,該熔體具有大陸上地殼的地球化學特征并且明顯區別于海溝沉積物。早期認為墨西哥TMVB(Trans-Mexican Volcanic Belt)的火山熔巖(玄武巖-流紋巖系列)是幔源巖漿結晶分異和地殼混染的產物(Márquezetal., 1999; Verma, 1999; Agustín-Floresetal., 2011)。最近的研究發現這些火山巖中普遍存在原始巖漿早期結晶的高Ni橄欖石斑晶,橄欖石具有類似地幔的高的3He/4He比值(3He/4He=7～8Ra)且不隨SiO2的含量變化。并且通過橄欖石斑晶氧同位素推算得到的平衡熔體的δ18Omelt值很高(δ18Omelt=+6.3‰～+8.5‰),暗示這些橄欖石的寄主巖漿接近原始巖漿,但是地幔源區受到了地殼物質的混染。俯沖侵蝕進入地幔源區的弧前花崗閃長巖控制著弧巖漿高-中度不相容元素的含量,Nd-Hf同位素組成,Nd/Hf比值,以及混合模擬計算表明循環的地殼端元主要是弧前花崗閃長巖基而非海溝沉積物(Straubetal., 2014, 2015)。TMVB東部全新世火山熔巖的鋯石核部具有古元古代到中新世的年齡,同樣揭示了古老的弧前地殼物質經歷埋藏、侵蝕、俯沖以及底辟上升穿過熱的地幔楔,最終作為鋯石捕虜晶重新出現在弧巖漿中的整個過程(Gómez-Tuenaetal., 2018)。

弧巖漿中的埃達克巖并不及島弧玄武巖(IAB)常見,但它們的出現往往可以反映一些短暫的特殊事件(Gutscheretal., 2000a; 王強等, 2020a)。在侵蝕型板塊邊界常出現具有埃達克質特征的弧巖漿,并且這些巖石在時空上與巖漿弧遷移、海山或無震海嶺的俯沖相吻合(王強等, 2020b)。智利北部中新世晚期(7～3Ma)的安山巖被認為是俯沖侵蝕的弧前陸殼部分熔融的產物(Goss and Kay, 2009; Gossetal., 2013; Kayetal., 2013)。這些安山巖與區域內的其他火山巖相比具有明顯的埃達克質特征(高Sr和高Sr/Yb比值)和富集的同位素組成,其高的Mg#(50～61)、Cr(100×10-6～350×10-6)、Ni(40×10-6～70×10-6)是熔體上升過程中與地幔橄欖巖反應造成的(Gossetal., 2013)。哥斯達黎加南部和巴拿馬中部的埃達克巖(～4Ma)被認為是俯沖侵蝕的弧前蛇綠混雜巖部分熔融的產物(Goss and Kay, 2006)。日本西南部埃達克質高鎂安山巖(15～13Ma)的地球化學特征與陸源海溝沉積物吻合,可能是俯沖的陸源沉積物熔體在上升過程中與地幔橄欖巖反應所形成(Shimodaetal., 1998)。阿留申群島的埃達克巖通常認為是俯沖的玄武質洋殼在榴輝巖相條件下部分熔融的產物(Kay, 1978; Yogodzinskietal., 1995, 2015),然而最近一些學者提出用俯沖侵蝕的弧前地殼物質部分熔融來解釋這些埃達克巖的成因(Kay, 2003, 2006; Jicha and Kay, 2018)。

圖8 全球一些典型弧火山巖的Nd-Hf同位素變化趨勢(據Straub et al., 2020修改)插圖中曲線A代表地幔和海溝沉積物的二元模擬混合線,直線B代表地幔和地殼的二元模擬混合線Fig.8 Nd-Hf isotopic variations of global arcs (modified after Straub et al., 2020)Insert figure: Curved (A) trends resulting from mixing of endmember between mantle and trench sediment, straight (B) trends resulting from mixing of endmember between mantle and crust

從全球尺度來看,弧巖漿的放射成因同位素比值(87Sr/86Sr、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb、143Nd/144Nd和176Hf/177Hf)通常在虧損的上地幔和富集的大陸地殼之間變化(Plank and Langmuir, 1993)。因此,有學者用原始弧巖漿的εNd(t)值來簡單刻畫弧巖漿中再循環大陸地殼物質(侵蝕的陸殼為主+少量海溝沉積物)參與的比例,低εNd(t)值的弧巖漿暗示其源區可能包含更多侵蝕的再循環地殼物質(Cliftetal., 2009)。在Nd-Hf同位素體系中,如果僅考慮虧損地幔和弧前地殼、海溝沉積物兩個端元(地幔與地殼的Nd/Hf比值:～5;富黏土的海溝沉積物Nd/Hf比值:～17),全球大多數弧巖漿落在虧損地幔和侵蝕地殼的混合線上,僅有少量的弧巖漿(例如巽他弧、班達群島和小安德列斯群島)落在虧損地幔和海溝沉積物的混合線上(圖8)。即使考慮到弧巖漿在上升過程中經歷輕微的地殼混染,侵蝕的地殼物質對弧巖漿源區的交代作用依然占據主導(Straubetal., 2020)。

4 俯沖侵蝕的研究意義

4.1 俯沖侵蝕與金屬成礦

環太平洋地區是世界上探明的大型-超大型斑巖銅金礦聚集的地區,尤其是在中-南美洲的西海岸,一些新生代銅金礦化與無震海嶺的俯沖、俯沖侵蝕作用具有密切的時空聯系(圖2),如:(1)Cocos Ridge向中美洲哥斯達黎加-巴拿馬弧俯沖, 形成了Cerro Colorado銅金礦床(Cookeetal., 2005);(2)Carngie Ridge向厄瓜多爾島弧俯沖,形成了Chaucha銅鉬礦床(Cookeetal., 2005);(3)Iquique ridge向智利北部俯沖,形成Chuquicamata(0.66億t)和Radomiro Tomic(0.2億t)兩個世界級礦床(曹明堅等, 2011);(4)Juan Fernandez Ridge向智利中部之下俯沖,同時伴隨El Teniente(0.94億t)、Rio Blanco(0.57億t)、Los Pelambres(0.27億t)等超大型銅礦床的形成(Cookeetal., 2005; Rosenbaumetal., 2005),它們分別是位居世界上第1、第3、第9位的銅礦床,探明銅金屬總儲量超過1.5億t(孫衛東等, 2010)。

南美洲安第斯斑巖礦床根據時間跨度可劃分為白堊紀到上新世5個成礦帶,并呈現出南北向平行展布、由西向東遷移的趨勢,而這些地區正好對應Juan Fernandez Ridge和Iquique Ridge的俯沖(Camus and Dilles, 2001; 曹明堅等, 2011)。智利中部晚中新世(～14Ma)以來,由于Juan Ferandez Ridge的俯沖,減小了俯沖角度并且加快了俯沖侵蝕的速率(Kayetal., 2005),與El Teniente銅鉬礦密切伴生的幔源巖漿向東遷移且Sr-Nd-Hf同位素逐漸富集,表明俯沖侵蝕的陸殼物質對地幔源區的混染程度逐漸增加(圖7c)。因此一些學者提出俯沖侵蝕與大型-超大型斑巖礦床之間可能存在直接的成因聯系(Sternetal., 2010, 2011, 2019)。然而兩者之間究竟存在怎樣的內在聯系目前還不清楚。通常認為擠壓構造環境對形成斑巖礦床具有重要的意義(Sillitoe, 1998; Kerrichetal., 2000; Cookeetal., 2005),而俯沖侵蝕一般發生在低角度俯沖或平板俯沖的地區(以南美安第斯為典型代表),并可能出現弧火山作用的寂靜期(Gutscher, 2002),因此未噴發至地表的淺部巖漿房在擠壓背景下可以經歷長時間的演化,有利于巖漿-熱液礦床的形成(Sillitoe, 1998; 曹明堅等, 2011)。其次,一些學者提出俯沖侵蝕的物質可以引起弧下地幔的持續富水,并且具有高氧逸度的幔源富水巖漿(例如煌斑巖)可能與俯沖帶銅、金礦床的成因密切相關(Sternetal., 2010, 2011, 2019)。

圖9 地殼增生和消亡的方式以及對地殼增生和消亡速率的估算(據Stern and Scholl, 2010; Clift et al., 2009修改)Fig.9 Different estimates of global rates of crustal losses and additions (modified after Stern and Scholl, 2010; Clift et al., 2009)

4.2 俯沖侵蝕與大陸地殼

大陸地殼的形成與演化一直以來都是地球科學研究的核心問題,而俯沖帶不僅是大陸地殼增生的主要場所,俯沖作用也是大陸地殼再循環進入地幔最重要的驅動機制之一。陸殼物質可以通過沉積于海溝的陸源沉積物的俯沖(Coats, 1962; von Huene and Scholl, 1991)、洋殼俯沖引起的構造侵蝕作用(Clift and Vannucchi, 2004; von Hueneetal., 2004; Cliftetal., 2009; Stern, 2011; Spenceretal., 2017)、下地殼的拆沉(Kay and Mahlburg-Kay, 1991; Jagoutz and Behn, 2013; Lee, 2014)以及碰撞造山帶的大陸深俯沖(Yinetal., 2007; 鄭永飛, 2008; Luetal., 2018)等方式進入地幔(圖9)。不同學者計算的長期的(距今150百萬年以來)陸殼體積平均消亡速率大致為4.9～5.25AU(1AU=1km3/yr),其中俯沖侵蝕的速率為1.3～1.7AU(Stern and Scholl, 2010; Cliftetal., 2009; Scholl and von Huene, 2009; Stern, 2011)。如果將陸緣海溝沉積物俯沖也定義為廣義俯沖侵蝕的一種,那么俯沖侵蝕所占的比例最大從而成為引起大陸地殼破壞和消亡最主要的方式。俯沖侵蝕的大部分陸殼物質會進入地幔深部,只有少部分會底侵(underplating)到弧前基地底部(Clift and Hartley, 2007; Groveetal., 2008; Jacobsonetal., 2011; Chapmanetal., 2016)或者刮墊(relamination)到弧下地殼的底部(Hackeretal., 2011, 2015; Jagoutz and kelemen, 2015; Kelemen and Behn, 2016)。前文提到侵蝕的陸殼物質和沉積物會通過弧巖漿的方式重新回到大陸地殼,除了少部分地區例如哥斯達黎加有超過70%的侵蝕物質轉換成為弧巖漿,從全球尺度來看,這部分物質的比例不會超過10%(Cliftetal., 2009; Scholl and von Huene, 2009; Stern, 2011)。以上三種方式都屬于陸殼的自循環,不涉及陸殼的凈生長。大量俯沖侵蝕的物質最終將停滯在地幔轉換帶或者核幔邊界,形成地幔中的“陸殼儲庫”(Lay and Garnero, 2011; Kawaietal., 2013; Zhaoetal., 2015; Maetal., 2016; Garneroetal., 2016)。俯沖侵蝕的陸殼物質長期賦存于地幔中,會引起地幔的不均一性,體現在一些OIB所代表的富集地幔端元(EMⅠ和EMⅡ)(Willbold and Stracke, 2006; Jacksonetal., 2007; Workmanetal., 2008; White, 2010)。陸殼物質高度富集K、U、Th等放射性元素,對地幔柱或超級地幔柱的形成起到至關重要的作用(Senshuetal., 2009; Stern, 2011)。

圖10 大陸地殼生長和循環的不同假說和模式(據Spencer et al., 2017修改)Fig.10 Different hypotheses and models of continental crust growth and recycling (modified after Spencer et al., 2017)

當大陸地殼的生長速率和破壞速率達到平衡,可以保持整體體積的相對穩定(Clift and Vannucchi, 2004; Cliftetal., 2009; Stern and Scholl, 2010; Spenceretal., 2017)。定量計算表明墨西哥西部的俯沖帶在距今1個百萬年內達到了陸殼生長和破壞的平衡(Parolarietal., 2018)。然而從地球長期的演化歷史來看,大陸地殼的生長模式存在諸多模型和爭議(圖10)。大陸地殼的生長和破壞可能并不保持長期的平衡,尤其是在超大陸循環的不同階段:大陸地殼的消亡速率在超大陸聚合期間達到最大值,這是因為沿著匯聚板塊邊界發生廣泛的俯沖侵蝕作用;而巖漿作用爆發使得大陸地殼的生長速率在超大陸裂解期間達到峰值(Stern and Scholl, 2010; Collinsetal., 2011; Gardineretal., 2016; Spenceretal., 2017)。因此一些學者提出自板塊構造啟動以來,大陸地殼的體積雖然波動變化但整體表現為凈負生長的趨勢,即侵蝕的速率大于增生的速率(Stern and Scholl, 2010; Spenceretal., 2017)。

大陸地殼整體具有安山質的平均成分(SiO2=57%～65%; Mg#=44～55),而微量元素表現為現今弧巖漿的特征,因此被認為主要形成于與俯沖作用相關或相似的弧環境(Rudnick, 1995; Jagoutz and Kelemen, 2015)。對于安山質陸殼和玄武質弧巖漿之間的成分矛盾,早期用巖漿弧根的拆沉作用(delamination)來解釋(Kay and Mahlburg-Kay, 1991; Jagoutz and Behn, 2013; Lee, 2014)。近些年來,一些學者提出俯沖侵蝕的上地殼物質通過刮墊作用(relamination)補充到弧地殼的底部,可以更好地解釋整體大陸地殼的組成(Hackeretal., 2011, 2015; Castroetal., 2013; Kelemen and Behn, 2016)。此外,通過俯沖侵蝕進入俯沖隧道的陸殼物質可以與沉積物和少量地幔楔物質形成混雜巖,這些混雜巖具有富硅和低密度的特征,可以底辟上升至巖石圈地幔底部,隨后發生熔融或者與地幔反應直接形成中性的弧巖漿,即“混雜巖底辟”(melange diapirs)模型(Marschall and Schumacher, 2012; Haoetal., 2016; Nielsen and Marschall, 2017; Straubetal., 2020; Parolarietal., 2021)。

5 國內的研究現狀與研究實例

5.1 國內研究現狀

國內的學者對于俯沖侵蝕作用的研究起步相對較晚,相關研究最早出現在中文期刊可以追溯到20世紀80年代初。李永植(1982)用大陸巖石圈向大洋巖石圈仰沖過程中的“滾卷”來解釋日本弧前的逆掩褶皺和斷陷沉降。隨后葉尚夫(1987)引入“俯沖侵蝕”這個概念,并認為我國臺灣以東海域在中生代后期至新生代早期以俯沖侵蝕為主,導致褶皺造山帶的下沉消失,大陸邊緣后退到大南澳群變質巖帶。在這之后國內很少有學者開展與俯沖侵蝕相關的研究,直到進入21世紀尤其是近幾年來又重新引起了國內學者的關注。在蘇魯超高壓變質帶內部根據碎屑鋯石研究發現了華北陸塊來源的構造巖片(Zhouetal., 2008), 說明在大陸碰撞過程中存在俯沖板片對仰沖陸塊沉積蓋層的前鋒侵蝕(鄭永飛, 2008)。在黑龍江雜巖帶中的變沉積巖同樣記錄了晚中生代牡丹江洋向松遼板塊之下俯沖時的構造侵蝕過程(Aouizeratetal., 2020; Jingetal., 2022)。在中國東部,中生代華北克拉通的破壞和大陸巖石圈的減薄可能與太平洋板塊的低角度俯沖或洋脊俯沖引起的物理侵蝕有關(Zhangetal., 2009; Zheng and Wu, 2009; Lingetal., 2013; Luoetal., 2018)。也有學者提出板塊俯沖作用引起軟流圈物質的擾動和上涌,是導致中國東部大陸巖石圈侵蝕和有效減薄的外在有利因素(鄭建平, 2020)。除了變質巖石學方面的研究,國內的一些學者利用地球物理和地球化學的手段也相繼識別出了南海東部馬尼拉俯沖帶和雅浦島弧的俯沖侵蝕現象(Zhuetal., 2013b; 張正一等, 2017; 朱俊江等, 2017; Zhangetal., 2019; Liuetal., 2023)。

青藏高原是橫跨歐亞大陸的特提斯構造域的重要組成部分,它記錄了一系列裂解自岡瓦納大陸北緣的塊體或者微陸塊逐漸拼貼到歐亞大陸南緣的歷史,同時也經歷了與多階段造山相關的洋盆擴張和大洋俯沖等動力學過程(Yin and Harrison, 2000; 許志琴等, 2006; Zhuetal., 2013a; 吳福元等, 2020)。在青藏高原北部的柴北緣和北祁連地區相繼發現了俯沖折返后剝露的高壓-超高壓變質巖石,并識別出了早古生代大陸俯沖和洋殼俯沖過程中對俯沖上盤的侵蝕作用(Zhangetal., 2012; Luetal., 2018)。羌塘中部發現了二疊紀低溫高壓變質巖,折返于大洋俯沖階段,可能與洋島或海山的俯沖及引發的俯沖侵蝕作用相關(Zhangetal., 2017; 張修政等, 2018)。來自青藏高原中部的退變質榴輝巖揭示了安多微陸塊向羌塘地塊南緣拼貼過程中的俯沖侵蝕過程(Pengetal., 2022)。最近一些學者在青藏高原北部發現了一條長約3000km的二疊紀-三疊紀榴輝巖帶,并識別出同期的俯沖侵蝕作用(Wuetal., 2023)。然而截止目前為止,從巖漿作用的角度探討俯沖侵蝕作用的研究還比較少。接下來簡單介紹本文作者近些年關于南羌塘和岡底斯帶俯沖侵蝕識別的工作。

5.2 通過巖漿作用研究特提斯構造域俯沖侵蝕的實例

5.2.1 南羌塘俯沖侵蝕作用

羌塘地塊位于青藏高原中北部的腹地內,其南緣以班公湖-怒江縫合帶為界與拉薩地塊接壤。最新的沉積、構造和古地磁等研究結果表明,班公湖-怒江縫合帶所代表的洋盆閉合時間不早于早白堊世(Kappetal., 2007; Zhuetal., 2016; Haoetal., 2019)。尼瑪縣東部距離班公湖-怒江縫合帶僅～20km康瓊埃達克巖形成于～155Ma,為大洋板塊俯沖階段巖漿活動產物。這些巖石具有典型弧巖漿巖的微量元素特征,還具有高Mg#、富鈉、高Sr/Y、弱-無顯著Eu負異常的特征,類似于俯沖環境的埃達克質巖(Drummondetal., 1996)。它們還具有富集的Sr-Nd同位素、正常幔源巖漿鋯石O同位素和偏低的全巖Zr飽和溫度(700～800℃)。詳細的巖石成因討論表明康瓊埃達克巖不可能由俯沖玄武質洋殼直接熔融、也不是由加厚地殼熔融、巖漿分離結晶或巖漿混合作用形成。這些埃達克巖富Na、高Th/Ce和Th/La比值以及類似正常地幔的鋯石O同位素也不支持沉積物熔融的成因模式。玄武質巖石脫水熔融所要求的溫度顯著高于其Zr飽和溫度,指示玄武質巖石的水致熔融。富H2O熔融時,斜長石不穩定而分解,使得形成的熔體具有弱的負Eu異常和高的Sr含量特征。此外,這些埃達克質巖的Pb同位素與南羌塘下地殼大致相似(Lietal., 2016),這要求俯沖帶上盤的物質被帶入其源區參與巖漿形成。俯沖板片在弧前區域脫去其攜帶的絕大部分H2O,這使得弧前區俯沖板片之上的上盤地殼被水化、甚至發生水壓致裂作用。綜上所述,康瓊埃達克質巖的地球化學特征指示上覆板塊(南羌塘)地殼組分被俯沖破碎,并被帶入弧下地幔1.5～2.5GPa壓力范圍發生水致熔融(Yangetal., 2021)。

圖11 南羌塘晚中生代俯沖侵蝕模式圖(據Yang et al., 2021修改)(a)中侏羅世巖漿弧的形成,俯沖板片上的高地形隆起可能是引起后續俯沖侵蝕的主要原因;(b)弧前物質被侵蝕并參與弧巖漿的形成,伴隨著弧前地殼的截切以及巖漿弧向內陸方向遷移;(c)目前觀察到如此短的弧與縫合帶的距離是俯沖侵蝕的結果. BNS:班公湖-怒江縫合帶Fig.11 Cartoons of the subduction erosion model in the southern Qiangtang terrane during the Late Mesozoic (modified after Yang et al., 2021)(a) Generation of Middle Jurassic arc; positive topographic relief on the incoming slab could be a cause of later subduction erosion; (b) Forearc materials removed from the toe of the upper plate have been involved in arc source melting, which was accompanied by forearc crust truncation and frontal-arc migration toward the hinterland; (c) Observed short arc-suture distance could be a consequence of subduction erosion. BNS: Bangong-Nujiang suture

區域上,更早時期的巖漿活動前鋒具有隨侵位年齡降低而發生向北側遷移的規律,稍早時期的殘留弧前碎屑沉積記錄了快速的沉降事件。在現代活動俯沖帶,即使在高角度俯沖環境下,弧巖漿與海溝之間的距離依然大于150km(Dziermaetal., 2011)。構造與沉積資料顯示(Kappetal., 2007),在康瓊埃達克質巖侵位至今,板塊碰撞導致的班怒帶區域的地殼縮短量僅約90km,這都不足以解釋該巖體與班公湖-怒江縫合帶之間極短的空間距離,這更可能反映了部分弧前地殼被俯沖侵蝕截切。區域上約145～125Ma的巖漿間歇期也可能是因為板片以低角度俯沖,使得地幔楔逐漸減小而不能繼續發生熔融形成弧巖漿巖。南羌塘靠近班怒帶的侏羅紀地層中大量的～175Ma的碎屑鋯石記錄了強烈的同期巖漿活動,但它們在白堊紀地層中明顯缺乏,且區域上出露極少的早-中侏羅世巖漿巖。這些現象指示,早-中侏羅世巖漿弧可能被俯沖侵蝕破壞,并被卷入俯沖帶搬運至弧下地幔深度。研究還表明,班怒帶侏羅紀以來至少存在兩次大洋高原或無震海嶺的俯沖(Zhangetal., 2017; Haoetal., 2019; Sunetal., 2020),其與弧巖漿的遷移、巖漿間歇以及俯沖侵蝕密切相關(圖11)。綜合以上資料認為,羌塘南緣的康瓊埃達克巖記錄了侏羅紀時期的俯沖侵蝕,這為前新生代消亡俯沖帶曾發生的俯沖侵蝕作用提供了首個巖石學證據(Yangetal., 2021)。

圖12 岡底斯弧晚中生代弧巖漿的遷移與弧下地幔源區富集相耦合(a)定年樣品與俯沖帶的距離隨年齡變化;(b)基性巖全巖Nd同位素值隨年齡變化;(c)基性巖鋯石Hf同位素值隨年齡變化Fig.12 The spatial differences and temporal changes in the isotopic composition of Mesozoic Gangdese arc magmatism(a) plot ofarc rock ages against the distance to the suture; (b) plot of mantle-derived magma ages against whole-rock Nd isotope; (c) plot of mantle-derived rock ages against zircon Hf isotope

5.2.2 岡底斯俯沖侵蝕作用

青藏高原南部的岡底斯弧是新特提斯洋向歐亞大陸南緣俯沖形成的大陸邊緣弧,其在規模以及性質上可以與美洲的科迪勒拉弧和安第斯弧相媲美(紀偉強等, 2009)。前人的研究指出岡底斯中生代巖漿巖普遍具有虧損的Nd-Hf同位素組成,表明岡底斯弧在該時期經歷了長期且顯著的新生地殼的生長(Chuetal., 2006; Jietal., 2009; Zhuetal., 2011)。然而該時期歐亞大陸南緣的俯沖增生或侵蝕過程并沒有得到很好的約束,同時也限制了岡底斯弧地殼凈生長的定量計算。

岡底斯弧中東段中生代巖漿活動發育,尤其是在澤當地區,縫合帶兩側的地質構造單元完整,從南到北依次包括特提斯喜馬拉雅地層、澤當蛇綠混雜巖、澤當巖體以及北部的岡底斯巖基。與岡底斯西段的日喀則地區不同,澤當地區的蛇綠巖與弧巖漿之間并不存在弧前盆地,晚侏羅世巖漿弧(J3)與南部的蛇綠巖(130～120Ma)直接斷層接觸在一起,缺失了增生楔和弧前雜巖。在考慮到印度-歐亞大陸碰撞縮短量與原始的日喀則弧前盆地的寬度的基礎上,反演得到的晚中生代弧-溝距離(60～90km)遠小于正常的弧-溝距離(>150km)(Zhuetal., 2019)。因此弧前地殼的截切以及縮短的弧-溝距離最有可能是俯沖侵蝕引起的,而與新生代以來的陸-陸碰撞過程無關。兩條近南北向的實測剖面以及統計的年齡數據顯示,從晚侏羅世到白堊紀末期,隨著弧巖漿年齡的逐漸年輕,巖漿活動向北遷移,并且伴隨著基性巖所代表的幔源巖漿全巖Nd同位素和鋯石Hf同位素的逐漸富集,三者具有很好的耦合關系(圖12),這與中南美洲俯沖侵蝕引起的構造-巖漿耦合現象高度相似(Stern, 1991; Sternetal., 2011; Parolarietal., 2018),是俯沖侵蝕的、較富集的弧前陸殼物質交代弧下地幔源區的結果。岡底斯中東部大量出露的晚白堊世(～90Ma)埃達克巖具有與俯沖板片相關的埃達克巖特征(高Mg#值、Cr和Ni含量),與晚白堊世之前形成的板片熔體成因埃達克巖相比,前者具有更高的K2O含量和K2O/Na2O比值、Th含量和Th/La比值,以及更加富集的Sr-Nd同位素和鋯石Hf同位素特征。同位素二元混合模擬顯示絕大多數晚白堊世埃達克巖落在MORB與陸殼的混合線上而非MORB與沉積物的混合線,這表明其源區可能包括洋殼和俯沖侵蝕的陸殼物質,類似產出于新生代弧環境的一些和俯沖侵蝕相關的埃達克巖(Goss and Kay, 2006, 2009; Gossetal., 2013)。

岡底斯中東部存在一個明顯的巖漿間歇期(130～110Ma)并在之后發生了弧巖漿向內陸的遷移,該巖漿間歇期代表大規模俯沖侵蝕發生的時間,并且俯沖侵蝕的觸發與新特提斯洋殼上的海山鏈、無震海嶺、大洋高原甚至擴張洋脊的俯沖密切相關(圖13)(Huangetal., 2022)。綜合以上資料,作者首次提出中東部拉薩地塊的南緣在晚中生代是一個典型的侵蝕型板塊匯聚邊界,該時期的岡底斯弧地殼不僅存在長期且明顯的垂向生長,同時也有大量陸殼通過側向侵蝕循環進入地幔,岡底斯弧在這期間可能并沒有地殼的凈生長(Huangetal., 2022)。

圖13 岡底斯弧晚中生代俯沖侵蝕模式圖(a)早白堊世以前,新特提斯殼正常俯沖形成岡底斯弧巖漿;(b)洋殼上的高地形(例如海山和大洋高原等)俯沖導致上盤的弧前地殼觸發大規模的構造侵蝕,并導致弧巖漿活動暫時停止;(c)侵蝕的弧前陸殼物質參與弧巖漿的形成,并伴隨弧前鋒向內陸遷移;(d)現今觀察到弧地殼的截切以及縫合帶兩側構造單元的分布. IYZSZ:雅魯藏布江縫合帶Fig.13 Cartoons of the subduction erosion model in the Gangdese during the Late Mesozoic(a) generation of pre-Early-Cretaceous arc; (b) positive topographic relief on the incoming slab triggered extensive subduction erosion, following a period of magmatic lull; (c) forearc materials removed from the upper plate have been involved in arc source melting, which was accompanied by forearc crust truncation and frontal-arc migration toward the hinterland; (d) the present distribution of geologic features on both sides of the Yarlung-Zangbo suture zone could be a consequence of subduction erosion. IYZSZ: Indus-Yarlung Zangbo Suture Zone

與中東段不同的是,雅魯藏布江縫合帶西段的部分地區不僅具有弧前盆地,而且還保存了弧前的增生楔沉積。沉積學的研究發現增生楔中缺少從洋殼鏟刮下來的海溝沉積,因此一些學者提出碰撞前的岡底斯弧南緣雖然發育小增生楔,但仍以侵蝕為主(Anetal., 2017)。東西段的差異不僅體現在構造單元組成的不同,Hf同位素填圖顯示岡底斯中東段大部分地區中生代巖漿巖中的鋯石具有較高的εHf(t)值(0～+14),并且具有更加年輕的地殼Hf模式年齡(圖14),表明這些地區主要由新生地殼組成且幔源物質的貢獻多,而西段則具有相反的特征(Houetal., 2015)。這種現象可能暗示著中東段的俯沖侵蝕強烈,地殼(或巖石圈地幔)經歷較高程度的改造和置換,而西段的古老地殼或巖石圈地幔則更多地被保留,然而造成這種差異的深層動力學機制還需要更加深入的研究,將是以后工作的方向。

6 科學問題與展望

6.1 俯沖侵蝕與平坦俯沖的關系

中-南美洲是俯沖侵蝕研究最早且研究程度最高的地區,同時也是研究平坦俯沖的典型區域(Gutscheretal., 1999, 2000a, b)。通常認為異常厚的洋殼(大洋高原、無震海嶺或者海山)是形成平坦俯沖的一種可能機制(曹明堅等, 2011),并且平坦俯沖同樣會造成弧巖漿作用往大陸方向發生遷移,形成異常寬闊的巖漿弧帶(Kay and Abbruzzi, 1996)。隨著俯沖洋殼以低角度近水平的俯沖,最終導致俯沖平板之下軟流圈地幔消失,造成弧巖漿寂靜期(Gutscher, 2002; Kay and Mpodozis, 2002),這與俯沖侵蝕的特征和表現形式非常相似。最新的數值模擬研究表明平坦俯沖通常與弧前的俯沖侵蝕相伴生,并且平板俯沖能從上覆板片的底部鏟刮20～50km厚的大陸巖石圈地幔(Axenetal., 2018; Gutscher, 2018),這是一種更深尺度下的俯沖侵蝕作用。平坦俯沖通常會經歷(1)正常俯沖階段;(2)平坦俯沖轉變與發展階段以及(3)平坦俯沖巖漿寂靜期三階段演化過程(Gutscheretal., 2000a),然而俯沖侵蝕出現在平坦俯沖的哪一階段目前并不清楚,并且俯沖侵蝕與平坦俯沖之間存在怎樣的成因聯系還需要進行更加深入的研究。

6.2 前新生代俯沖侵蝕的識別

圖14 拉薩地塊中生代巖漿巖鋯石εHf(t)值的空間變化(據Hou et al., 2015修改)地殼模式年齡;BNSZ:班公湖-怒江縫合帶;IYZSZ:雅魯藏布江縫合帶Fig.14 Hf isotope contour map showing the spatial variation of zircon εHf(t) values for the Late Mesozoic magmatic rocks in the Lhasa terrane (modified after Hou et al., 2015) crustal Hf model ages; BNSZ: Bangong-Nujiang suture zone; IYZSZ: Indus-Yarlung-Tsangpo suture zone

對于前新生代俯沖侵蝕的識別一直是個難點,特別是在洋盆已經閉合的俯沖帶,這是因為相比于正在活動的俯沖系統,前新生代的俯沖帶(或者縫合帶)中進入俯沖帶的俯沖板片年齡和俯沖板片的地形特征信息幾乎是完全缺失的;另一方面,由俯沖侵蝕引起的弧前沉降、地殼的構造變形等現象會在長期的俯沖以及后續的閉合-碰撞過程中被破壞。目前變質巖石學方面的研究為我們識別縫合帶中的俯沖侵蝕提供了很好的視角(Zhangetal., 2012, 2017; Luetal., 2018),但是對于變質原巖的物源分析仍然是個難點。與俯沖侵蝕相關的巖漿活動記錄在俯沖帶閉合的過程中能夠得以保留,但是利用弧巖漿作用反演俯沖侵蝕過程時通常要綜合考慮區域上沉積學和構造地質學的證據(Yangetal., 2021; Huangetal., 2022)。近年來,隨著地球化學分析測試技術的發展,一些非傳統穩定同位素開始應用于俯沖帶侵蝕作用的研究。例如South Sandwich島弧火山巖異常重的B同位素組成(δ11B=+12‰～+18‰)揭示了俯沖侵蝕的弧前地幔楔蛇紋巖進入弧下深度并脫水,可以交代弧下地幔產生富11B的巖漿(Tonarinietal., 2011)。呂宋島具有重Mo同位素組成(δ98/95Mo:-0.18‰～0)的埃達克巖指示了弧前的俯沖侵蝕作用(Liuetal., 2023)。在未來的研究中,一些新的地球化學示蹤劑對與俯沖侵蝕有關的弧巖漿可能有巨大的研究潛力,例如238U/235U(Andersenetal., 2015; Freymuthetal., 2019)、205Tl/203Tl(Nielsenetal., 2016)和138Ce/142Ce(Bellotetal., 2015)等。研究過程中還需要充分考慮與俯沖作用有關的各端元儲庫組成,包括海溝沉積物、弧前和弧地殼、弧后巖漿以及弧下地幔楔。此外,俯沖侵蝕的弧前地殼物質參與弧巖漿作用的方式也值得進一步的關注。

6.3 俯沖侵蝕速率的定量計算

大陸地殼的生長速率是研究大陸地殼演化的關鍵并且至今仍有爭論(Spenceretal., 2017)。計算大陸地殼的生長速率(這里特指凈生長),不僅要厘定陸殼增生的速率,還要弄清陸殼的侵蝕量以及侵蝕速率。目前對俯沖侵蝕速率的計算主要建立在對弧前地殼缺失體積大致估計的基礎之上,通常需要考慮弧前地殼的厚度,弧前沉降程度和持續時間,以及海溝后退的速率(Vannucchietal., 2003; Clift and Vannucchi, 2004; Scholl and von Huene, 2007)。即使如此,對于同一個俯沖帶同一時期內的俯沖侵蝕速率,不同學者的計算結果存在較大的差異(表1)?；谠絹碓蕉嗟刭|數據的累積,目前最新的全球平均俯沖侵蝕速率的估算結果為～66±34km3/km/Myr(Straubetal., 2020),明顯高于早期的估計(～23km3/km/Myr)(von Huene and Scholl, 1991)。然而,精確計算俯沖侵蝕的速率仍然是一個極具挑戰性的難題。俯沖侵蝕的速率與俯沖帶環境的動態變化密切相關,例如板塊匯聚速率的變化、洋殼俯沖角度以及俯沖隧道的寬度等。此外,侵蝕的陸殼物質并不會全部進入深部地幔,一部分會底侵到弧前基底底部或者刮墊到弧下地殼的底部,或者通過弧巖漿重新回到地殼。因此在定量化計算陸殼的侵蝕速率時需要充分考慮上述因素。

6.4 俯沖侵蝕與板塊構造的啟動

板塊運動是什么時候開始的一直是地學界爭論的熱點問題(Korenaga, 2013)?，F今地球上沒有發現冥古宙的巖石而且也僅存在少量太古宙的巖石,在地球形成早期是否存在原始的大陸地殼一直存在爭議。一些學者提出可能存在古老的原始大陸地殼,但是因為俯沖作用而消失,甚至提出地球形成早期就出現板塊構造,并伴隨出現早期的俯沖侵蝕作用(Ichikawaetal., 2013, 2017; Azumaetal., 2017)。4Ga至今,累計循環進入地幔的陸殼物質約1010km3,超過了現存大陸地殼的總體積(Ichikawaetal., 2013),其中俯沖侵蝕可能是重要的機制之一(Azumaetal., 2017)。其次,一些顯生宙的島弧鈣堿性巖石的地球化學特征與太古宙TTG巖系十分相似(Kimbrough and Grove, 2006; Groveetal., 2008),這些巖石可能由俯沖侵蝕的陸殼物質部分熔融形成。而在熱梯度更高的太古代和元古代早期,俯沖侵蝕可能更普遍,弧巖漿主要以TTG的形式循環回到地殼(Stern, 2011)。很多學者認為太古宙甚至冥古宙就已經出現板塊運動(Dhuimeetal., 2015; Turneretal., 2020),并認為大陸地殼的快速生長與板塊俯沖密切相關(Dhuimeetal., 2012)。而俯沖侵蝕會抑制大陸的快速生長,那么伴隨著板塊運動的開始是否有俯沖侵蝕的發生?如果有,與現今剛性的板塊俯沖相比,早期的俯沖侵蝕是怎樣的發生機制與表現形式?這是未來研究中值得思考的問題。

致謝本文在寫作過程中受到張修政研究員、郝露露副研究員以及王軍博士的啟發和幫助。副主編王孝磊教授和兩位審稿專家認真細致地評審了本文,并就論文的修改提出了許多建設性意見,在此一并致謝。