2016, Vol. 32
2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037 ;
3. 西藏自治区区域地质调查大队, 堆龙德庆 851400
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China ;
3. Geology Survey of Tibet, Duilongdeqing 851400, China
大量的地质调查与研究工作揭示出在羌塘块体中部地区，发育一条东西长达700km、南北最宽达100km，以蓝片岩为代表的高压变质岩带(Hennig，1915；李才，1987；姚宗富，1988；胡克等，1995；鲍佩声等，1999；邓希光等，2000，2002；Kapp et al.，2003；李才等，2006；陆济璞等，2006；Zhang et al.，2006a；朱同兴等，2010；刘焰和吕永增，2011)，该变质岩带大体将羌塘块体一分为二，南、北羌塘即由此而来(图 1a)。前人关于这条规模巨大的高压变质杂岩带的大地构造属性、折返机制等议题存在两种截然不同的观点：一种观点认为该变质岩带系北侧金沙江洋壳南向俯冲之产物，之后蓝片岩等变质杂岩以“底辟式”的构造样式上升，刺入羌塘中部地区，因此该高压变质岩带不能做为一级构造边界的标志(Pullen and Kapp，2014)；另一种观点则正好与此相反，认为是介于南、北羌塘块体之间的古特提斯洋壳发生俯冲作用，部分俯冲洋壳再沿俯冲通道折返，因此该高压变质岩带可做为一级构造边界的标志(李才，1987；胡克等，1995；鲍佩声等，1999；Zhang et al.，2006a，b，2011；Liu et al.，2011; Zhao et al.，2014，2015)。争议产生的一个重要因素是对该变质岩带的研究还不够深入，例如，戈木日榴辉岩是该高压变质岩带的一个重要组成部分，但对该榴辉岩变质演化过程的认识就完全不同(详见刘焰和吕永增，2011)，显然，采用新方法重新认识该变质岩带的变质演化过程无疑能进一步提升对研究程度较低的藏西北地区地质构造演化过程的认识。本文因此选择戈木日榴辉岩作为研究对象，开展详细的岩相学观察，之后在P-T-lgfO2空间内开展热力学模拟计算，试图半定量评估该榴辉岩变质演化过程，以此为基础，结合区域地质调查资料，进一步揭示其地质构造演化过程，为深化研究程度较低的藏西北地区地质特征及其演化过程的认识提供新的依据。
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图 1 藏西北戈木日榴辉岩大地构造位置(a)与地质简图(b)据(李才等，2006；朱同兴等，2010；Liu et al.，2011；杨耀等，2014修改) KLS-昆仑缝合带；JS-金沙江缝合带；LS-龙木错-双湖缝合带；BNS-班公湖-怒江缝合带；IYS-雅鲁藏布缝合带；NQT-北羌塘块体；SQT-南羌塘块体 Fig. 1 Fig. 1Tectonic framework(a)and sketch geological map(b)of the Gemuri eclogite in northwestern Tibet(modified after Li et al.，2006; Zhu et al.，2010; Liu et al.，2011; Yang et al.，2014) |
尽管早在1915年，Henning(1915)首次报道了羌塘中部的蓝片岩，但由于羌塘地区自然与工作条件极为艰苦，海拔较高，因此，羌塘地体仍是西藏地质研究程度最低的区域之一。然而，该块体却是探讨古特提斯洋盆构造演化过程及其与新特提斯洋盆转换的关键区域。最近几年在羌塘中部的高压变质岩带内识别出大量典型的俯冲洋壳的岩石类型，例如红脊山地区的硬柱石蓝片岩(陆济璞等，2006)，戈木日地区的榴辉岩(Zhang et al.，2006b；李才等，2006)和荣玛地区的硬柱石榴辉岩(Liu et al.，2011)，为揭示研究程度较低的古特提斯洋盆演化过程提供了变质岩岩石学的依据。沿此高压变质岩带，还发现有蛇绿混杂岩、含放射虫的紫红色硅质岩等岩石产出(李才等，2006；翟庆国等，2006，2010；Zhai et al.，2011a)，并且沿此构造带南、北两侧的古生物面貌完 全不同，因此当前多数学者认为该构造带代表了一级构造边界，称之为龙木措-双湖缝合带(李才，1987；Zhang et al.，2006a，b，2011;Liu et al.，2011;Zhao et al.，2014，2015，图 1)。
戈木日榴辉岩即产出于龙木措-双湖缝合带内(图 1b)，其南侧是南羌塘上寒武-下奥陶统浅变质石英砂岩，被认为代表了南羌塘块体的基底(Pullen and Kapp，2014; 杨耀等，2014)，该基底之中发育了大量的基性岩脉。该榴辉岩北侧的果干加年山，发育了一套变形较强的蛇绿岩套岩石组合，被上三叠统紫红色磨拉石不整合覆盖(李才等，2006，图 1)。果干加年山之北，则为北羌塘块体的沉积盖层(图 1b)。榴辉岩呈深色透镜体产出于浅色(石榴子石)白云母石英片岩内(图 2)，透镜体长轴近似平行于浅色白云母石英片岩的拉伸线理方向，长可达200m，宽约20m(图 2)。
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图 2 戈木日榴辉岩呈深色透镜体产出于浅色(石榴子石)白云母石英片岩中 Fig. 2 Gemuri eclogite as dark lenes in the light color(garnet)muscovite quartz schists |
利用带正交偏光的光学显微镜、配备50mm2牛津能谱仪的Nano 450扫描电镜和配备五道波谱仪的CAMECA SX100电子探针开展岩相学研究工作。扫描电镜工作条件为：加速电压30kV，工作距离4.7mm，spot size为5。电子探针工作条件为：Ti、Cr、Mn三元素波峰和背景的测量时间各为60s，其他元素峰与背景的测量时间各为20s，运用天然和人工合成的标样校正波谱仪，采用电子束逐步扫描方式获取矿物的面成分图，扫描时间为每步100ms，扫描步长为1μm。代表性矿物成分见表 1，除特殊标注外，本文矿物缩写代码据Whitney and Evans(2010)。
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表 1 戈木日榴辉岩代表性矿物成分(wt%) Table 1 Representative mineral compositions of Gemuri eclogite(wt%) |
戈木日榴辉岩较为新鲜，粒状变晶结构，主要包括石榴子石、绿辉石、角闪石、绿帘石族矿物、金红石、榍石、钠云母、石英、钠长石、绿泥石等矿物(图 3、图 4)。
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图 3 显微照片展现戈木日榴辉岩岩相学特征 (a)戈木日榴辉岩主要由石榴子石、绿辉石和角闪石组成；(b)大颗粒石榴子石内部含有大量的矿物包体；(c)弱定向排列的他形绿辉石，其边缘发育后成合晶；(d)戈木日榴辉岩中的钠云母，未发现多硅白云母 Fig. 3 Microphotos showing petrography of the Gemuri eclogite |
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图 4 戈木日榴辉岩代表性BSE图像 (a)榴辉岩细粒石榴子石和他形绿辉石；(b、c)BSE图像示意石榴子石变斑晶内的矿物包体；(d)石榴子石变斑晶内部的早期石榴子石和石英包体 Fig. 4 Representative BSE images showing the garnet and omphacite of the Gemuri eclogite |
石榴子石有两种产状，一种呈变斑晶产出于基质之中，粒径多介于0.1~0.3mm之间(图 3a，b、图 4a)；另一种则呈细小颗粒产出于基质之中或被其它矿物所包裹(图 3c)，粒径多小于0.1mm。颗粒较大的石榴子石多含有丰富的矿物包体(图 3b、图 4b，c)，借助扫描电镜和能谱分析，已识别出钙钠闪石、金红石、石英、磷灰石、锆石、帘石族矿物、绿泥石、黄铁矿、黄铜矿等矿物呈包体产出于粒径较大的石榴子石中(图 4b，c)。在石榴子石变斑晶内部还发现有细小石榴子石包体，又被石英所包裹(图 4d)，推测其可能为早期石榴子石。绿辉石多呈他形产出，可见针状绿辉石具定向排列(图 3a，c)。需要指出的是，戈木日榴辉岩中的白云母为钠云母，未发现多硅白云母(图 3d)。
石榴子石变斑晶常具成分环带：核部富Mn、贫Mg，幔部则富Mg、贫Mn，沿其边部或裂隙处，常发育不规则状的富Fe、贫Mg和Ca的石榴子石(表 1、图 5)。
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图 5 戈木日榴辉岩中石榴子石变斑晶BSE图像(a)与能谱面成分扫描图(b-e)示意石榴子石变斑晶成分环带特征 核部以富集锰元素，幔部以富镁元素，边部则以富集铁元素为特征 Fig. 5 BSE image(a)and X-ray maps(b-e)by EDS showing chemical zonation of garnet in the Gemuri eclogite |
大颗粒绿辉石常含有矿物包体，主要为金红石、榍石、钠云母、磷灰石和细小石榴子石等(图 6a，b)。在他形绿辉石颗粒和石榴子石变斑晶之间，可见他形的钠长石+石英+富Fe的钙钠闪石+榍石组合产出(图 7)，细小他形的石榴子石产出于含Fe钙钠闪石、钠长石与石英之间(图 7)。绿辉石成分比较均匀，以贫Fe为特征(表 1、图 7c)，常包裹含Fe3+的钙钠角闪石。
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图 6 戈木日榴辉岩代表性BSE图像示意绿辉石中的包裹体 包体主要为金红石、榍石、磷灰石、钠云母、石英、褐帘石和细小石榴子石等矿物 Fig. 6 Representative BSE images showing inclusions in the omphacite within the Gemuri eclogite |
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图 7 戈木日榴辉岩的电子探针波谱面成分扫描图 示意富铁钙钠闪石+钠长石+石英+榍石产出于绿辉石与石榴子石变斑晶之间，他形细小石榴子石产出在钙钠闪石、钠长石与石英等矿物之间 Fig. 7 X-ray maps by EPMS illustrating the petrography of the Gemuri eclogite Ca-Na amphibole+albite+quartz+sphene occurred between the omphacite and garnet. Fine grained garnet occurred among the Ca-Na amphibole，albite and quartz |
角闪石可细分为两类，第一类为含Fe3+的钙钠闪石(表 1)，具两种产状：(1)多呈包体产出于石榴子石、金红石等矿物颗粒内，常与细粒、他形的褐帘石、石英、钠长石、榍石、钠云母共生(图 4b，c、图 8a，b)；(2)作为变斑晶产出(图 4a)。与绿辉石相比，钙钠闪石富集Mg和Fe，贫Na和Ca元素(表 1、图 7)。第二类角闪石则以富Mg贫Fe的阳起石为主，产出于绿辉石、含Fe3+钙钠闪石的边缘，与钠长石构成细粒后成合晶(图 8c，d)，或呈毛发状产出于钙钠闪石的裂隙及边缘处。可见钙质闪石沿裂隙交代早期的钙钠闪石(图 8e，f)、绿辉石等矿物。
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图 8 戈木日榴辉岩代表性BSE图像 (a、b)金红石中的包体，主要为钙钠角闪石、钠云母、帘石族矿物、石英及细小的榍石；(c、d)绿辉石和钙钠闪石边缘发育由晚期钙质闪石(阳起石)和钠长石组成的后成合晶；(e、f)晚期钙质闪石(阳起石)沿裂隙交代早期钙钠闪石 Fig. 8 Representative BSE images showing the petrolography of the Gemuri eclogite |
绿帘石族矿物是该榴辉岩最为特殊的一类矿物，具有明显的成分环带，据此将该矿物分为三期：第一期产出于该矿物核部，为褐帘石，以富含稀土、Th和U等微量元素为特征(表 1、图 9)，该矿物的La2O3、Ce2O3、Nd2O3等稀土元素氧化物含量分别高达2.3%、5.0%、3.0%，ThO2的含量也高达约0.6%(表 1)。从核部向边部则渐变为自形、不含微量元素的黝帘石，在自形黝帘石的边部，还发育薄层、不含微量元素的绿帘石(表 1、图 9)。
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图 9 戈木日榴辉岩帘石族矿物的BSE图像(a)和能谱面成分扫描图(b-d) 示意三期帘石族矿物：早期为富含轻稀土、三价铁、钍和铀的褐帘石，幔部为不含微量元素的黝帘石，边部又有新生成的不含微量元素的绿帘石 Fig. 9 BSE image(a)and X-ray maps(b-d)by EDS showing zoisite series minerals in the Gemuri eclogite |
该榴辉岩富集金红石，金红石常包裹细粒钙钠闪石、褐帘石、钠云母、石英、早期榍石等包体，其边部常被榍石所环绕(图 8，ba)，金红石内部常发育细长针状的钛铁矿(图 10a)。基质中可见黄铁矿被磁铁矿所交代(图 10b)。
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图 10 戈木日榴辉岩代表性BSE图像 (a)金红石内部发育细长针状钛铁矿；(b)基质中的黄铁矿被磁铁矿交代 Fig. 10 Representative BSE images showing the fourth-stage mineral assemblages of the Gemuri eclogite |
根据上述岩相学观察，可将戈木日榴辉岩矿物组合分为四个阶段(表 2)。
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表 2 戈木日榴辉岩变质阶段划分表 Table 2 Metamorphic stages of Gemuri eclogite |
(1) 第一阶段(亚蓝片岩相阶段)
该阶段矿物组合包括含Fe3+的钙钠闪石、钠云母、钠长石、富含稀土元素、Th与U的褐帘石、石英、绿泥石、榍石，以及(富锰的石榴子石核部。该期矿物组合包括较多含水矿物，如绿泥石等矿物，介于传统的蓝片岩相与绿片岩相矿物组合之间，因此本文称其为亚蓝片岩相变质矿物组合，其中矿物Fe3+的含量较高，如钙钠闪石、褐帘石等，充分反映了该期矿物形成于较高氧逸度条件之下。
(2) 第二阶段(榴辉岩相阶段)
此阶段矿物组合以不含水或水含量不高的矿物为主，如富镁的石榴子石、贫铁的绿辉石、金红石、钠云母、不含微量元素的黝帘石、黄铁矿、石英等。该期矿物Fe3+的含量明显偏低，形成于低氧逸度、高变质温、压的环境之下，是典型的榴辉岩相矿物组合。
(3) 第三阶段(退变质阶段)
构成该阶段的矿物组合，如阳起石、钠长石构成的后成合晶，沿后期裂隙生长的阳起石、绿泥石，以及围绕金红石生长的榍石。该期的矿物组合充分反映了岩石遭受了水化作用。
(4) 第四阶段(退变质氧化阶段)
该阶段矿物组合包括交代基质黄铁矿的磁铁矿、围绕自形黝帘石边部产出的绿帘石、石榴子石边部的富Fe石榴子石以及呈针状产出的钛铁矿(图 10a)。这些矿物均含有较多的Fe3+含量，反映它们形成于氧逸度较高的环境之下。从第一阶段至第四阶段，岩石遭受脱水作用，氧逸度先随变质作用的进行而下降，但在折返阶段岩石经历了水化作用，氧逸度再次升高。
5 热力学模拟计算 5.1 模拟计算采用的有效全岩成分在前述岩相学观察的基础之上，开展热力学模拟工作，试图通过半定量模拟，进一步探讨该榴辉岩的变质演化过程。本文主要模拟具有成分环带石榴子石变斑晶(图 5)的生长历史。大量研究工作表明，石榴子石变斑晶生长过程，锰元素常常选择性地优先进入石榴子石核部，导致了体系化学成分发生了分馏(Marmo et al.，2002; Groppo et al.，2009)。已有研究表明俯冲洋壳在进变质期间，处于开放环境，其全岩成分常发生较大的改变(Groppo and Castelli，2010; Liu et al.，2016)，因此有效全岩成分是开展俯冲洋壳热力学模拟的重要前提条件。为获得合理的有效全岩成分，利用牛津能谱仪自带的矿物含量统计软件，分别统计薄片中不同变质阶段造岩矿物的百分含量，再与其矿物成分(详见表 1)的乘积之和作为本文模拟工作的有效全岩成分。对石榴子石核部的模拟，矿物相及其百分含量(括号内小数)为：石榴子石核部(0.10)、褐帘石(0.10)、含Fe3+的钙钠闪石(0.47)、石英(0.10)、金红石(0.03)、钠云母(0.10)和钠长石(0.10)，该矿物组合与第一阶段的矿物组合基本相同(表 2)。有效全岩成分为：SiO2(50.10)、TiO2(3.31)、Al2O3(17.52)、FeO(9.14)、MnO(0.17)、MgO(5.49)、CaO(6.73)、Na2O(4.18)和K2O(0.31)。对石榴子石幔部的模拟，矿物相及其百分含量(括号内小数)为：石榴子石幔部(0.20)、黝帘石(0.05)、绿辉石(0.40)、含Fe3+的钙钠闪石(0.23)、钠云母(0.02)、石英(0.07)和金红石(0.03)，该矿物组合与第二阶段的矿物组合相同(表 2)。有效全岩成分为：SiO2(50.40)、TiO2(3.22)、Al2O3(14.38)、FeO(9.82)、MnO(0.12)、MgO(6.83)、CaO(10.54)、Na2O(3.73)和K2O(0.13)。对钠长石、石英和金红石，采用理想矿物成分，其余矿物成分据表 1。从石榴子石核部至幔部，有效全岩成分的Al2O3、Na2O和K2O的含量明显下降，而MgO和CaO的含量明显升高，同样反映戈木日榴辉岩在进变质阶段属开放体系，全岩成分发生了较大的变化。
5.2 视剖面计算过程采用最近更新的Perple_x计算程序(Connolly，2009，2015年11月更新，版本6.7.2)开展本文的视剖面计算。在P-T-lgfO2三维空间，模拟体系为K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O。流体相假定为饱和的纯水，计算方程式为改进的Redlich-Kwong流体状态方程(Holland and Powell，1991，1998)，采用Holland and Powell(1998，2003改进)提出的内部一致性热力学数据进行模拟计算。本文所采用的矿物固溶体活度模型如下：绿辉石(Green et al.，2007)、石榴子石(White et al.，2007)、钠云母(Coggon and Holland，2002)、角闪石(Diener et al.，2007)、钛铁矿(Andersen and Lindsley，1988)、绿帘石族矿物(Holland and Powell，1998)。石英、金红石、榍石为纯端员组分，其中石榴子石、绿辉石与角闪石的活度模型均充分考虑了Fe3+的作用，是当前适合于P-T-lgfO2空间内模拟计算的活度模型。
5.3 视剖面计算结果先固定氧逸度数值，计算P-T空间内的视剖面以及石榴子石的各端员组分、绿帘石成分，然后再让氧逸度的数值发生变化，变化的步长以0.1 lg为单位，再计算此氧逸度下视剖面和不同温度、压力条件下石榴子石、绿帘石等矿物成分，从而获得一系列不同氧逸度条件下的视剖面和石榴子石、绿帘石等矿物形成温度与压力的信息，再与戈木日榴辉岩相关矿物成分进行对比。分两步进行搜寻，第一步为低分辨搜寻，在550~750℃、10~20kbar范围内初步寻找与本文石榴子石、绿帘石成分相似的视剖面，然后，再采用高分辨的方式计算小区域视剖面图。最终，在lgfO2=-16.3、-16.4的视剖面图上，找到了与本文石榴子石核部成分相似(表 1)的石榴子石，其XFe=54、XCa=30、XMg=10和XMn=4相交于一点(图 11a)，此处的平衡共生矿物为钙钠闪石、绿帘石、黝帘石、金红石、石英、钠云母、金云母、石榴子石、钠长石(图 11b)，与岩相学观察结果基本相符，充分反映了戈木日榴辉岩的石榴子石核部应形成的条件为：T=644℃，P=13.0kbar，lgfO2=-16.3~-16.4。
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图 11 K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O 体系下，lgfO2=-16.3~-16.4时的P-T视剖面图，示意石榴子石核部形成条件 Fig. 11 P-T pseudosection at the system of K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O and lgfO2=-16.3~-16.4，showing the formation conditions of garnet core portions |
同样方式可获得与本文幔部石榴子石成分相似的石榴子石：XFe=51，XCa=27.5，XMg=21(图 12a)，石榴子石幔部形成的条件为：T=695℃，P=16.6kbar，lgfO2=-19.0~-19.5(图 12b)。在该条件下，绿辉石中霓辉石组分的含量接近于零，帘石族矿物为黝帘石，褐帘石完全消失。此外，P=16.6kbar条件下，传统石榴子石-单斜辉石地质温压计(Ravna，2000)给出了石榴子石幔部和绿辉石的形成温度为684℃。采用两种不同的温压计算方法得出了非常类似的结果，表明本文温度和压力条件的估计是可靠的。
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图 12 K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O体系下，lgfO2=-19.0~-19.5时的P-T视剖面图，示意石榴子石幔部形成条件 Fig. 12 P-T pseudosection at the system of K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-MnO-Al2O3-TiO2-SiO2-H2O and lgfO2=-19.0~-19.5，showing the formation conditions of garnet mantle |
从核部至幔部，温度升高了50℃，压强增大约3.6kbar，但氧逸度却下降了2.7个lg单位，表明岩石在进变质时，还经历了一个还原过程，早期含水矿物，如绿泥石、褐帘石等含水矿物消失，含Fe3+的钙钠闪石部分消失，转变为石榴子石、贫铁的绿辉石和黝帘石等矿物(图 11、图 12)，本文的热力学模拟计算结果基本再现了本文前述岩相学的观察结果(表 2)。
需要指出的是，本文的石榴子石模拟结果与实测值还存在少许的偏差，例如，石榴子石核部的钙铝榴石端员组分含量低了2%，而锰铝榴石端员组分含量则高了1%(表 1、图 11)。推测这种偏差产生的主要原因是当前最好的含Fe3+的石榴子石和绿帘石矿物的活度模型还不够完美。当前最好的含Fe3+的石榴子石活度模型是基于泥质岩的高温高压实验数据拟合出来(White et al.，2007)，该模型很可能就不适用于基性岩的热力学模拟工作(Groppo and Castelli，2010; Liu et al.，2016)。绿帘石活度模型可能存在更多的问题，目前只有一种简单的、多年前提出的绿帘石活度模型(Holland and Powell，1998)，它很可能不适合于模拟成分复杂的褐帘石。期待今后发展出更好的石榴子石和绿帘石族矿物的活度模型。
6 讨论 6.1 俯冲洋壳的地温梯度本文开展了榴辉岩金红石锆微量元素的电子探针测试工作，按不同学者提出的金红石锆温度计给出了戈木日榴辉岩形成温度估计值(表 3)，该估计结果与本文视剖面模拟计算结果非常相似(表 3、图 11、图 12)。采用完全不同的地质温压估算方法，却得到相似的结果，表明本文变质温压估计结果较合理地反映了戈木日榴辉岩的形成条件：介于620~700℃和14~16kbar之间，既不同于冷洋壳俯冲所形成的冷榴辉岩(Liu et al.，2011，2016；张立飞等，2000；张建新和孟繁聪，2006；吕增等，2007)，也不同于热洋壳俯冲所形成的麻粒岩(苑婷媛等，2015)，而是介于这两者之间，因此本文称其为中温榴辉岩，其岩相学特征是以出现钠云母，而不是出现多硅白云母为特点(图 3d)。通常认为，榴辉岩多系蓝片岩脱水而来(Peacock，1993; Schmidt and Poli，1998; Ernst，1999)，本文却提供了另外一个榴辉岩形成的案例，通过进变质和还原作用，将亚蓝片岩相变质岩转变为榴辉岩。
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表 3 采用金红石锆温度计估计的戈木日榴辉岩的变质温度 Table 3 Metamorphic temperature estimated by zircon-in-rutile thermometer of Gemuri eclogite |
俯冲洋壳的变质演化过程可以反推俯冲洋壳的初始地温梯度：冷俯冲洋壳多形成冷榴辉岩，而热俯冲洋壳则常形成(高压)麻粒岩(Peacock and Wang，1999; Jarrard，2003; 苑婷媛等，2015)。最近的地质调查与研究工作揭示出龙木错-双湖变质增生杂岩带比较复杂，既有典型的高压低温变质岩，如硬柱石蓝片岩(陆济璞等，2006)、石榴子石蓝片岩(Liu et al.，2011)等代表性冷俯冲洋壳岩石的产出，也有本文报道的中温榴辉岩产出，表明介于南北羌塘块体之间的古特提斯洋盆较复杂，既有典型的冷洋壳俯冲，也有温度较高的中温俯冲，反映了该区的古特提斯洋盆很可能包含多个不同规模的洋盆，其中应该存在规模相对较小的洋盆，在这个小洋盆中，新生洋壳很快就进入了洋壳俯冲通道，形成了本文报道的中温榴辉岩。
6.2 俯冲洋壳中元素的活化与迁移陆缘弧岩浆岩具有富集轻稀土、Th与U的地球化学特征，早期学者通过地表附近岩浆岩的研究工作，推测其系俯冲洋板片脱水，诱发上述微量元素从俯冲洋壳中释放出来，随流体进入上覆地幔楔中，导致地幔楔发生部分熔融，形成具有上述地球化学特征的弧火成岩(Gill，1981；Tatsumi et al.，1986； Morris et al.，1990；Plank and Langmuir，1993；Becker et al.，2000)。最近的研究工作表明，单纯的俯冲洋壳的脱水，难以导致俯冲板片轻稀土、Th、U等元素发生大规模的活化与迁移(El Korh et al.，2009；Xiao et al.，2014)，因此单纯的俯冲板片脱水可能还难以解释陆缘弧岩浆富集轻稀土、Th与U等微量元素的原因，有必要寻找新的机制解释岛弧火山岩浆的形成过程。
戈木日榴辉岩研究为重新探讨该问题提供了新的思路，早期形成于较高氧逸度之下的富含轻稀土元素、Th、U等元素的褐帘石，以及含Fe3+的钙钠闪石在俯冲通道深部脱水期间被还原，释放出大量的以轻稀土、Th、U、Ba等为代表的微量元素和流体，需要指出的是，尽管在折返阶段，绿泥石、绿帘石、角闪石(阳起石)等矿物再次出现，但这些矿物并不含有轻稀土、Th、U和Ba等元素(表 1、图 8、图 9)，因此可以认为早期矿物所释放的微量元素并没有重新进入俯冲板片，它们只能随流体进入了上覆地幔楔内，导致后者发生了水致部分熔融作用(fluxed melting)，因此，进变质作用与还原反应共同促进了微量元素从俯冲板片的活化与迁移，最终导致了富集轻稀土、Th、U、Ba等微量元素的岛弧岩浆岩的形成。
需要强调的是，最近苑婷媛等(2015)报道了在热洋壳俯冲过程中，石榴子石麻粒岩中的角闪石矿物在部分熔融期间被还原，生成了具高氧逸度的埃达克质岩浆，该岩浆更有利于成矿元素从俯冲洋壳中活化与迁移；Liu et al.(2016)发现在冷洋壳的俯冲过程中，俯冲板片同样被还原，在俯冲通道内生成了富含H2S、CO2、H2O的流体，这些高氧逸度、硫逸度的流体随后交代上覆地幔楔，为弧火山岩浆提供了碳、硫等物质的来源。因此，结合本文报道的中温洋壳俯冲所经历的还原作用，可以认为俯冲洋壳在进变质过程中常伴随还原反应，共同促进了俯冲板片中物质的活化与迁移至上覆地幔楔内，这有助于理解物质在地球表层与深层的双向交换过程。
6.3 俯冲洋壳的折返机制长期以来，龙木错-双湖变质增生杂岩带的折返机制一直存在较大争议。Kapp et al.(2003)认为金沙江带洋壳低角度南向俯冲到羌塘地体之下，同时俯冲带杂岩也被带入到羌塘基底下面，随后的俯冲板片后退导致了其上部的伸展，在羌塘地体内部形成了一个岩石圈尺度的变质核杂岩，即底辟作用，并伴随有蓝片岩的折返和中酸性岩浆岩的侵位。另一种观点则认为，羌塘内部的高压变质岩形成于古特提斯洋壳北向俯冲到北羌塘地体之下，在俯冲的晚期，由于南北羌塘微陆块的拼合和俯冲板片的拆离导致高压变质岩的折返(Zhang et al.，2006b; Zhai et al.，2011a，b)。
底辟折返模式常伴随有大规模的拆离正断层(Kapp et al.，2003)，其所预测的蓝片岩片应位于羌塘结晶基底之下，并经历了相似的变质作用(Pullen and Kapp，2014)。该区详细的野外调查工作未发现大规模的正断层(Liang et al.，2012; Zhao et al.，2014，2015)，相反却发现，高压变质岩逆冲于羌塘结晶基底之上，而不是位于羌塘结晶基底之下(Zhao et al.，2014，2015)，与其接触的围岩未发生变质作用(Zhai et al.，2011a；Zhao et al.，2014，2015)。因此，运用底辟-折返模式来解释戈木日榴辉岩的折返机制还存在许多问题。
原地俯冲折返模式系对该区地质单元及其相互关系的一个初步的解释，但未详细描述其可能的折返过程(Zhang et al.，2006b; Zhai et al.，2011a，b)。通常认为，岛弧岩浆岩多产出于俯冲带的上盘，然而该区大规模花岗岩基却产出于北向俯冲增生楔的南部区域(图 1b)，即位于俯冲带的下盘，因此，该模式无法解释该花岗岩的产出，也未能准确厘定缝合线的边界(Pullen and Kapp，2014)。同时原位俯冲折返模式还需要快速的剥蚀速率(Warren et al.，2008)，这暗示着羌塘内部应存在一个大型盆地来储存被剥蚀的巨量物质，然而目前在羌塘内部还未发现与之相对应的大型沉积盆地(Pullen and Kapp，2014)，因此，原地俯冲折返模式也不能完美解释戈木日榴辉岩的折返。
Zhao et al.(2015)根据1:5万区域地质调查资料提出了一个新的折返模式：双向俯冲-折返模式。该模式可以较好地解释俯冲高压变质杂岩构造叠置在羌塘结晶基底之上和大规模花岗岩体产出于俯冲增生楔的南部(Zhao et al.，2014)。双向俯冲-折返模式(Zhao et al.，2015)强调在俯冲晚期发生强烈的岩浆作用(Soesoo et al.，1997)，并且高压变质杂岩经历了温度升高的进变质过程等事件。Zhang et al.(2011)报道了该区的岩浆活动，该岩浆活动稍晚于区域高压变质作用事件，这为该模式提供了证据。综上所述，双向俯冲折返模式(Zhao et al.，2015)可以较好地解释羌塘中部高压变质岩的折返过程。
7 结论进变质与还原作用主导了物质从俯冲洋壳中的活化、迁移至上覆地幔楔的过程，这有助于理解具有独特地球化学特征的岛弧岩浆的形成。本文提供了一个由亚蓝片岩相变质岩转变为榴辉岩的案例，其形成于T=695℃，P=16.6kbar，lgfO2=-19.0~-19.5条件之下，属中温榴辉岩，而不是前人所言的冷榴辉岩，充分反映了羌塘中部古特提斯洋盆的构造演化历史比较复杂，既有冷俯冲的洋壳，也有中温俯冲的洋壳。
致谢 在德国斯图加特大学完成了电子探针分析工作，得到了H.J. Massonne教授、Thomas Theye博士和李波涛博士的帮助;瑞士苏黎士理工学院J.A.D. Connolly教授指导了本文的热力学模拟工作;扫描电镜的分析工作得到了施彬博士的帮助;审稿人的评论和修改进一步促进了作者的思考，提高了本文;在此一并表示衷心的感谢。| [] | Andersen DJ, Lindsley DH. 1988. Internally consistent solution models for Fe-Mg-Mn-Ti oxides: Fe-Ti oxides. American Mineralogist , 73 (7-8) :714–726. |
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