2013, Vol. 29
柯石英是石英的一种同质异象体。1953年，Loring Coes首先在实验室高压高温条件下人工合成了柯石英，并指出柯石英从SiO2熔体中形成的压力需大于35000个大气压，温度区间为500~800℃(Coes, 1953)。1960年, 赵景德等(Chao et al., 1960) 在美国亚利桑那州陨石坑内石英砂岩中首次发现了冲击变质形成的天然柯石英。1976年，Sobolev (1976)在金伯利岩包体中发现了柯石英。这些发现导致一种认识，即：柯石英形成于超高压条件下(P>2.5GPa, T>700℃)，是上地幔稳定的矿物，但除冲击变质作用外，不会在地壳内形成。然而，1984年，Chopin (1984)和Smith (1984)分别在西阿尔卑斯蓝片岩和挪威加里东造山带片麻岩中发现了区域变质作用形成的柯石英。这些重要发现表明，上地壳物质可以被俯冲到90km以下的地幔深处，并向人们提出了一个重要的地球动力学问题，这些超高压变质矿物和岩石是怎么从地幔深处折返回到地表的？正如Chopin (1984)指出的，“柯石英的发现使我们必须更新一些现存的地球动力学观念”。
高压-超高压变质岩的形成与折返是地球动力学过程，该过程发生在地下深处，是人眼所不能见及的。但是，可以通过变质岩石学研究，厘定超高压变质岩的P-T-t轨迹，藉以追踪其在地下的运动轨迹，揭示其在俯冲折返过程的不同时段经过的深度和运动的速率；通过沉积岩石学研究，在沉积盆地中寻找记录，约束超高压变质岩折返至地表的时间；通过构造地质学和地球物理学观测研究，剖析造山带结构构造，探讨超高压变质岩俯冲折返的地球动力学机制。笔者将以大别山造山带为切入点，归纳大别山造山带中超高压变质岩的折返过程，并探讨其折返机制。
1 大别山造山带的结构构造许志琴(Xu，1987) 首先在大别山菖蒲地区榴辉岩中发现了柯石英，其后，王小民等(Wang et al., 1989) 和Okay et al.(1989)也在大别山其他地区榴辉岩中发现了柯石英。此后，大别山变成了柯石英国际猎场，许多中外科学家在大别山不同地段都发现了柯石英，徐树桐等(Xu et al., 1992) 还在大别山榴辉岩中发现了微粒金刚石，表明大别山广泛发育了超高压变质岩。这些超高压变质岩石曾被俯冲到90~120km的地幔深处，其折返过程和机制开始受到瞩目。笔者提出，要研究大别山超高压变质岩的折返机制，必须将其放在造山带结构构造的格架中去审视(Wang and Cong, 1996；王清晨和林伟，2002)。
1.1 大别山造山带的地质结构大别山造山带被商城-麻城断裂分成东西两部分(图 1)。
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图 1 大别山造山带地质简图 构造单元：Ⅰ-北淮阳构造带，南湾构造带和八里畈混杂岩带；Ⅱ-北大别构造带；Ⅲ-南大别构造带，新县高压-超高压榴辉岩带和红安高压榴辉岩带；Ⅳ-宿松构造带和木兰山蓝片岩-绿片岩带；Ⅴ-前陆褶皱冲断带.断裂带：HF-花凉亭断裂；SBF-苏家河-百里畈断裂；SMF-商城-麻城断裂；SWF-水吼-五河断裂；TFF-桃花-封店断裂；TLF-郯城-庐江断裂；TMF-太湖-马庙断裂；XGF-襄樊-广济断裂；XHF-熊店-浒湾断裂；XMF-晓天-磨子潭断裂；XQF-宣化店-七里坪断裂. A-A′和B-B′为图 3所示两条剖面的位置；图 5的位置用方框标在图中；五星指示文中提到的重要榴辉岩露头位置 Fig. 1 Lithotectonic units of the Dabie Orogenic Belt |
尽管不同的研究者们对东大别的地质结构有不同的认识和称谓(如Wang X et al., 1990; Xu et al., 1992; Okay, 1993; Cong and Wang, 1995; Wang Q et al., 1995; Liou et al., 1997; Hacker et al., 2000; Faure et al., 2003; Wang and Cong, 2004)，但基本可识别出五个构造岩石单元，自北向南为：(1) 北淮阳构造带，由低级变质沉积岩组成，(2) 北大别构造带，由正片麻岩和混合岩组成，含变质的镁铁质和超镁铁质岩块，(3) 南大别构造带，发育大量高压-超高压变质岩，(4) 宿松构造带，发育蓝片岩等高压变质岩，(5) 前陆褶皱带，由扬子陆块的沉积盖层组成。这些构造带分别被晓天-磨子潭断裂、水吼-五河断裂、太湖-马庙断裂、襄樊-广济断裂分隔。三叠纪缝合带在北淮阳构造带北侧穿过，花凉亭断裂(石永红，2004) 分隔了Okay (1993)提出的冷、热榴辉岩地体。
西大别又称“红安地块”，被分为六个构造岩石单元(Zhou et al., 1993; Liu, 1993; Liou et al., 1996; Eide and Liou, 2000; Liu et al., 2004)，自北向南为：(1) 南湾构造带，由低级变质沉积岩组成，(2) 八里畈混杂岩带，由片岩、眼球状片麻岩、长英质糜棱岩组成，杂以众多角闪岩和辉长岩岩块，(3) 浒湾高压榴辉岩带，(4) 新县高压-超高压榴辉岩带，(5) 红安高压榴辉岩带，(6) 木兰山蓝片岩-绿片岩带。西大别南湾和八里畈构造岩石单元的构造位置与东大别的北淮阳带相当，南侧为苏家河-百里畈断裂，新县高压-超高压榴辉岩带为熊店-浒湾断裂，与浒湾高压榴辉岩带相当，而南侧为宣化店-七里坪断裂，与红安高压榴辉岩带相邻。这三个榴辉岩带构成一个穹隆，南侧为桃花-封店断裂。三叠纪缝合带在南湾构造带北侧穿过。由于商城-麻城断裂的错断和差异性剥蚀，西大别表现出受白垩纪构造-热活动较弱，而东大别则发育了混合岩。
国内外构造地质学家们已经对大别山各构造单元及其边界断裂进行了大量的构造几何学和运动学观测(Faure et al., 1999, 2003; Hacker et al., 2000; Ratschbacher et al., 2000; 林伟等, 2005)，识别出了至少4个变形阶段(图 2)。第1变形阶段只在北淮阳带三叠纪缝合带附近有记录，以上盘向南运动的线理为标志，代表了俯冲阶段的变形。第2变形阶段也被记录在北淮阳带，以上盘向北运动的线理为标志。这些初期折返标志在其他几个构造单元由于后期的构造叠加很难被识别出来。第3变形阶段以角闪岩相变质条件下形成的线理为标志，运动学指向为上盘向北西。其他运动学标志(如压力影、σ、δ等矿物旋转构造、石英光轴定向等) 也都指示了相同的运动学方向(林伟等, 2005)。这一变形阶段留下的记录最多，在大别山分布广泛，因此称为主变形阶段，标志着高压和超高压岩片向南东方向的挤出折返。第4变形阶段以重力滑动为特征，在混合岩穹隆的边坡上可以观察到。
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图 2 大别山造山带东部的构造变形要素(据林伟等，2005) 图中断层缩写同图 1 Fig. 2 Kinematics of the Dabie Orogenic Belt (modified after Lin et al., 2005) |
上述4个变形阶段的划分是建立在变形构造的截切、改造等空间几何关系基础上的，迄今尚无准确的变形年代学资料，仅在北淮阳带测得~218Ma的变形年龄(Hacker et al., 1998; Li et al., 2004), 代表了第2变形阶段(初期折返) 的年代。第3变形阶段与榴辉岩经历的角闪岩相退变质作用相随，反映了榴辉岩折返至中地壳深度的时间，其年龄值可由榴辉岩的退变质年龄代表，双河榴辉岩的退变质矿物组合“角闪石+榍石+磷灰石”给出的Sm-Nd等时线年龄为200±23Ma，多硅白云母给出的Rb-Sr法冷却年龄为219±6.6Ma (Li et al., 2000)。不过，大别山榴辉岩的退变质年龄有很大的年龄变化区间，这可能反映了这些榴辉岩并非同时到达中地壳深度，而是有的早，有的晚。这种年龄差异本文后面还会谈及。关于第4变形阶段(重力滑动) 的年代，可参考大别山广泛发育的花岗岩侵入和混合岩化的形成时间(马昌前等，1999；Ratschbacher et al., 2000)，这些花岗岩侵位于已经折返到中地壳深度的超高压变质岩中，使它们受到再加热过程，而混合岩化作用与热穹隆和正断层发育相伴生，因此，可判断与重力滑动发生的时间为145~120Ma。
综合岩石学和构造运动学资料可知，大别山造山带的空间结构以岩片堆叠为特征(图 3)。这些堆叠的岩片已经弯曲形成穹隆构造。在东大别，这些堆叠岩片的边界多被白垩纪构造-热事件的改造破坏了。最近，冀文斌等(2011)通过详细的构造填图，进一步指出大别山中部的穹隆在早白垩世具有变质核杂岩性质，Eide et al.(1994)和Chen et al.(1995)曾对该穹隆出露的岩石在早白垩世冷却史做过测定，约为3~4℃/Ma，按典型造山带的地温梯度4℃/100m计算，相当于0.1km/Ma。
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图 3 以堆叠岩片为特征的大别山造山带空间结构剖面 剖面位置见图 1; 构造单元代号I-V和断层缩写同图 1 Fig. 3 Architecture of the Dabie Orogenic Belt showing stacked slices The locations of profiles A-A′ and B-B′ are indicated in Fig. 1. For lithotectonic unit numbers I-V and abbreviations of faults, see Fig. 1 |
探讨大别山造山带的形成演化和高压-超高压变质岩折返问题，离不开对大别山造山带深部构造的认识。1994年，王椿镛等测制了穿越大别山的宽角反射-折射地震测深剖面，北起安徽庄墓(117°07.7E，32°23.6N)，南至江西张公渡(115°39.1E，29°09.1N)，全长400km，揭示出大别山的三层地壳结构和晓天-磨子潭断裂之下的莫霍面断口(Wang et al., 1997, 2000)。1997年，为准备大陆科学钻探在超高压变质地体的超深钻选址，中德科学家合作在大别山东部测制了一条20km长的深地震反射剖面，东起横中村西至潜山县城，揭示出超高压变质岩片叠覆在扬子陆块的中下地壳之上(Schulze et al., 1998; Schmid et al., 2001)。有2条深地震反射剖面清楚地揭示了大别山造山带的深部构造，一条北起北淮阳构造带以北的六安(116°31′E，31°44′N)，南至大别山前陆褶皱冲断带的黄石(115°04′E，30°07′N)，长224km，由袁学诚等测制并于2003年发表(Yuan et al., 2003)；另一条北起宿松构造带的株林(115°32′E，30°17′N)，南至大别山前陆褶皱冲断带以南的幕府山(114°58′E，29°30′N)，长140km，由董树文等测制并于2004年发表(Dong et al., 2004)。这两条剖面都穿越了襄樊-广济断裂，并在宿松构造带和前陆褶皱冲断带有少量重叠。如果以襄樊-广济断裂为标志，可以把两条剖面很好地连接起来(Wang et al., 2008)。在剖面北部(图 4)，晓天-磨子潭断裂之下的莫霍面发生错断(莫霍面断口I)，被认为是扬子陆块表壳物质深俯冲和超高压变质岩折返的通道(Yuan et al., 2003)。在剖面的中部，大别山超高压变质岩下方的中地壳发育一个穹隆构造，底部为一强反射层，是扬子陆块的下地壳(Yuan et al., 2003)。穹隆之下的莫霍面向北倾斜，并被向南逆冲的襄樊-广济断裂错断，南侧莫霍面下降了6km (莫霍面断口II)，被认为是扬子陆块在碰撞后继续下插的标志(Dong et al., 2004)。
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图 4 大别山造山带深地震反射剖面(a) 及其解释(b) 该剖面由两段构成, 北段(0~180km) 据Yuan et al. (2003)，南段(180~300km) 据Dong et al. (2004). LC-Yz-扬子陆块下地壳；LC-NC-华北陆块下地壳；其它构造单元及断层代号同图 1 Fig. 4 Deep seismic reflection profile of the Dabie Orogenic Belt (a) and its explanation (b) |
笔者根据对地表构造的观测，对连接起来的剖面做了进一步解释(Wang et al., 2008)，指出大别山的深部构造可视为三个岩片的堆叠，顶部岩片对应于宿松构造带，底部岩片对应于南大别构造带的主体，而中间岩片对应于被太湖-马庙断裂和花凉亭断裂围限的南大别构造带的南部高压-超高压岩石及其相应的北大别高压岩石。这些岩片长约150km，厚约10km，垂向堆叠在一起，弯曲成穹隆构造，北侧以晓天-磨子潭断裂为界，南侧以襄樊-广济断裂为界。这两条断裂都深插至下地壳，并与莫霍面的错断相对应。晓天-磨子潭断裂之下的莫霍面断口是深俯冲和折返通道，襄樊-广济断裂之下的莫霍面断口标志着碰撞后的挤压应力状态，造成了大别山的穹隆构造。
2 大别山超高压变质岩俯冲-折返的P-T轨迹国内外科学家在大别山发现含柯石英和金刚石的超高压变质岩，这为其变质P-T-t轨迹研究开辟了广阔天地。P-T-t轨迹一方面可以揭示这些超高压变质岩在俯冲-折返过程所经过的深度和运动的速率，另一方面，其在区域上的明显差异还可以指示变质板片的边界所在(Okay，1993；Liu et al., 2004)。
2.1 大别山超高压变质岩的变质阶段众所周知，基性岩和泥质岩对变质作用的响应最为灵敏，记录最为详细。榴辉岩是大别山超高压变质岩的典型岩石。精细的矿物学和岩石学研究表明，在大别山超高压变质榴辉岩中一般均能识别出三期变质矿物组合，按形成时间顺序可分为前榴辉岩相阶段、峰期变质阶段和退变质阶段，各阶段的变质矿物组合因地而异(表 1)。在大别山中部的菖蒲、双河、石马等地发现的含金刚石和柯石英的榴辉岩属超高压变质产物(Wang et al., 1989; Okay et al., 1989; Xu et al., 1992; Cong et al., 1995)，在大别山南部的朱家冲、黄镇和北部黄尾河等地发现的榴辉岩不含柯石英，属高压变质产物(Wang et al., 1989; Okay，1993；Xu et al., 2000; 王清晨和从柏林，1998)。前榴辉岩阶段的变质矿物组合多在高压榴辉岩的石榴石中作为包体出现，为含蓝闪石的蓝片岩相。在超高压榴辉岩中，由于变质温度超过700℃，前榴辉岩相矿物包体因石榴石内部成分的均一化而消失。退变质阶段的变质矿物组合多为角闪岩相和绿片岩相产物(前者以钠长石+角闪石+绿帘石为代表，后者以含绿泥石为特征)，但在大别山北部的榴辉岩经历了麻粒岩相叠加变质(Xu et al., 2000)。
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表 1 大别山超高压变质岩各变质阶段的典型矿物组合 Table 1 Assemblages in various metamorphic stages of high pressure-ultrahigh pressure rocks from the Dabie Mountains |
大别山的超高压变质岩曾被认为是一个连续的“南大别变质地体”(Wang et al., 1990)，然而，Okay (1993)在该地体南部发现了冷榴辉岩，认为和超高压变质的“南大别变质地体”不属于同一块体。石永红等(石永红, 2004; 石永红和王清晨，2004) 在安徽太湖县花凉亭水库附近进行了详细的填图(图 5)，揭示出太湖地区发育了三个堆叠在一起的变质岩片，最下面是超高压岩片，由含榴辉岩的绿帘石-黑云母片麻岩构成，中间是高压-超高压岩片，由含高压-超高压榴辉岩的黑云母片麻岩和花岗片麻岩构成，顶层是宿松高压岩片，由含石榴角闪岩的二云母片麻岩构成。
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图 5 花凉亭水库附近地质简图 右下插图中矿物缩写：Coe-柯石英；Dmd-金刚石；Gr-石墨；Qtz-石英.实心点为出露在花凉亭断裂北侧的榴辉岩样品，实心五星及误差线表示其变质压力和温度的平均值；空心圈和空心方框为出露在花凉亭断裂南侧的榴辉岩样品，实心三角和实心方框及误差线分别表示其变质压力和温度的平均值 Fig. 5 Simplified geological map near the Hualiangting Reservoir |
这三个岩片是前述大别山造山带构造几何学形态(图 4) 的一个缩影，在区域上，底部的超高压岩片可向北延伸到双河、碧溪岭等地，被称为“金河桥-双河-碧溪岭岩片”(Wang et al., 2008)，中部的高压-超高压岩片与北大别构造带的黄尾河榴辉岩相连，被称为“黄镇-黄尾河岩片”(Wang et al., 2008)。三个岩片间被花凉亭断裂和太湖-马庙断裂分隔开。岩石学研究表明，花凉亭断裂南北两侧的峰期变质P-T条件存在着明显的间断，北侧平均变质压力为3.55±0.35GPa，温度为840±69℃，而南侧为P=2.36±0.45GPa，T=672±70℃，而太湖-马庙断裂以南高压岩片的峰期变质压力只有1.0GPa，变质温度低于600℃(Wang and Cong, 1999; 石永红, 2004)。
2.3 大别山高压-超高压变质岩的P-T轨迹高压-超高压变质岩的P-T轨迹揭示了其俯冲-折返的路径。对高压-超高压变质岩而言，其俯冲变质时的地温梯度要低于一个地区正常的稳定地温梯度(Grasemann et al., 1998)，理论上，其折返P-T轨迹可出现三种情况(图 6a)：1) 冷折返(CE)，出现发卡状降温降压型P-T轨迹，指示了折返发生在俯冲隧道内，那里由于冷物质的持续俯冲而保持着低地温梯度；2) 等温折返(ITE)，出现近等温型P-T轨迹，指示了较快速折返，地温梯度尚未没来得及回升；3) 热折返(HE)，出现增温型P-T轨迹，指示俯冲停止后的缓慢折返，这些岩石的变质温度峰期的出现晚于变质压力峰期。所有这三种折返P-T轨迹最终都将汇入一个地区的稳定地温梯度。
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图 6 大别山高压-超高压变质岩折返的P-T轨迹 (a)-三类不同的折返P-T轨迹(见正文).(b)-大别山不同地点榴辉岩的P-T轨迹：CH-菖蒲(Xu et al., 1992)；SH-双河(Liou et al., 1997)；ZH-朱家冲(Castelli et al., 1998)；TH-太湖(Rolfo et al., 2000)；HZ-黄镇(Franz et al., 2001)；WM-五庙(Rolfo et al., 2004)；SM-石马(Liou et al., 1997)；HW-黄尾河(Xu et al., 2000). (c)-图 5所示花凉亭水库附件榴辉岩的P-T轨迹；JH-金河桥榴辉岩，Dam-大坝附近榴辉岩；ZH-朱家冲高压榴辉岩；SS-宿松岩片中的石榴角闪岩.图b和图c中的变质相缩写：PPF-葡萄石-绿纤石相；ZF-浊沸石相；GF-绿片岩相；BF-绿片岩相；EAF-绿帘角闪岩相；AF-角闪岩相；EF-榴辉岩相；GRF-麻粒岩相.(d)-根据P-T轨迹绘制的折返轨迹 Fig. 6 P-T paths showing various exhumation trajectories of the high pressure and ultrahigh pressure metamorphic rocks from the Dabie Mountains |
已经发表的大别山高压-超高压变质岩的P-T轨迹均为顺时针方向，它们排列到一起呈帚状(图 6b, c)。其中，大别山的大多数榴辉岩都表现为近等温P-T轨迹(如Carswell et al., 1997; Liou et al., 1997; Castelli et al., 1998; Rolfo et al., 2000, 2004; Franz et al., 2001)，只有金河桥榴辉岩记录了发卡状降温降压型P-T轨迹段(图 6c)，由P=3.50Gpa、T=797℃降到P=2.72GPa、T=667℃，然后就表现为近等温P-T轨迹(石永红和王清晨，2004)。增温型P-T轨迹主要出现在大别山南部(图 6b, c)，朱家冲榴辉岩记录了由P=2.0GPa、T=650℃至P=1.65GPa、T=700℃的P-T轨迹(Wang and Cong, 1999; 石永红和王清晨，2004)。北大别黄尾河榴辉岩也记录增温型P-T轨迹(Xu et al., 2000)，那里的榴辉岩只经历了高压变质作用(P=2.0GPa、T=780℃)，但其后叠加了麻粒岩相变质作用(P=1.2GPa、T=900℃)。在朱家冲以南是宿松高压变质岩带，其中的石榴角闪岩也记录了增温型P-T轨迹，由P=1.0GPa、T=390℃增温至P=1.0GPa、T=590℃(Wang and Cong, 1999; 石永红，2004)。不同的P-T轨迹暗示了不同的折返轨迹。例如，太湖附近发现的堆叠岩片具有不同的折返历史(图 6c, d)，其中底部岩片金河桥榴辉岩经历了两个不同的折返阶段，先是由降温降压P-T轨迹段代表的同俯冲折返，后是由等温P-T轨迹段代表的快速折返。顶部岩片石榴角闪岩的增温P-T轨迹指示其经历了缓慢的折返。位于二者间的岩片则记录了等温P-T轨迹，指示其经历了快速折返。如果知道了每一条P-T轨迹发生的时间，就可以依据这些P-T轨迹勾勒出大别山超高压岩石的折返历史。
3 大别山超高压变质岩的折返时间 3.1 大别山超高压变质岩折返的T-t轨迹李曙光等(Li et al., 1989) 首先报道了大别山榴辉岩的变质年代为243.9Ma。其后，国内外科学家们应用U-Pb、Sm-Nd、Rb-Sr、40Ar/39Ar等多种同位素年代学方法对大别山高压-超高压变质岩的峰期变质和退变质年代进行了较详细的年代学研究(如Eide et al., 1994; Ames et al., 1996; Chavagnac and Jahn, 1996; Hacker and Wang, 1995; Hacker et al., 1998; Li et al., 1997, 1999, 2000, 2001a, 2003; Ayers et al., 2002; Sun et al., 2002)。基于上述不同同位素体系在变质矿物中的封闭温度，可以建立高压-超高压变质岩在折返过程中经历的T (温度)-t(年代) 轨迹，揭示其冷却历史，进而讨论其折返过程。Eide et al.(1994)较早发表了大别山高压-超高压变质岩的T-t轨迹，但该T-t轨迹是归纳大别山多处变质岩的变质年代学和P-T轨迹绘制的。依据当时不多的年代学资料，Eide et al.(1994)划分出了两段冷却T-t轨迹，即180 Ma之前的早期快速冷却(~10℃/Ma) 和其后至~120Ma时晚期慢速冷却(3℃/Ma)。Chavagnac and Jahn (1996)较早发表了对大别山碧溪岭榴辉岩变质历史进行实测的T-t轨迹，表明这些榴辉岩经历了两阶段冷却历史，先是219~210Ma间的快速冷却(~40℃/Ma)，再是210~180Ma间的缓慢的冷却(~7℃/Ma)。他们指出，这表明碧溪岭榴辉岩首先从地幔深处迅速折返到中地壳，然后缓慢折返至上地壳。Li et al.(2000)对大别山双河榴辉岩的T-t轨迹进行了精细测定，给出了三阶段冷却的T-t轨迹：226~219Ma间的快速冷却(~40℃/Ma)，219~174Ma间的缓慢冷却阶段(~1℃/Ma) 和174~172Ma间第二次快速冷却(~75℃/Ma)。他们认为，双河榴辉岩首先从地幔深处折返至中地壳，在那里停留一段时间后，又迅速折返至上地壳。在区域上，碧溪岭榴辉岩和双河榴辉岩都属于超高压岩片的一部分，但一个在南、一个在北，二者折返历程的差异可归因于超高压岩片折返至中地壳时具有向南的极性，双河榴辉岩在南，先折返至中地壳(226~219Ma)，而碧溪岭榴辉岩在北，后折返至中地壳(219~210Ma)。其后，在180~170Ma间，这一超高压岩片被折返至上地壳，其折返速率为~3km/Ma (Chavagnac and Jahn, 1996)。
随着年代学资料的增多，可以把这些年代学数据和超高压变质岩的变质P-T轨迹结合起来，综合得到更多的T-t轨迹，甚至绘制P-T-t轨迹，以揭示超高压变质岩的折返历程。例如，金河桥榴辉岩的金红石U-Pb年龄(Li et al., 2003) 表明其于220Ma左右已经折返至中地壳。金河桥榴辉岩与石马榴辉岩相邻，而其峰期变质年龄应与石马榴辉岩相近，为221~236Ma (Ames et al., 1996; Li et al., 1997)。这不仅印证了榴辉岩从地幔深处向中地壳的快速折返，而且进一步指示了超高压岩片的向南折返的极性(图 3)。经Li et al.(2004)测定，黄镇榴辉岩峰期变质的U-Pb法年龄为242Ma，Sm-Nd法年龄为236Ma，而其退变质的锆石U-Pb法SHRIMP年龄为222Ma，多硅白云母Rb-Sr法年龄为230Ma，指示黄镇高压榴辉岩在240~230 Ma期间从60km深处(变质压力约2.0GPa) 迅速折返至中地壳。黄尾河榴辉岩峰期变质的U-Pb锆石年龄为230Ma (Liu et al., 2000)，而其麻粒岩相叠加变质的年龄为Sm-Nd法年龄为210Ma (刘贻灿等，2001)，指示黄尾河榴辉岩在230~210Ma期间从60km深处(变质压力约2.0GPa) 折返至中地壳。这些资料表明，黄镇-黄尾河岩片的折返稍早于金河桥-双河-碧溪岭岩片，但同样具有向南的折返极性(图 7)。目前尚无顶部宿松高压岩片的T-t轨迹，但其中石榴角闪岩的P-T轨迹(图 6中的SS) 属增温型，记录了缓慢的折返过程。
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图 7 大别山高压-超高压变质岩的折返极性 各岩片由地幔深处开始折返时间(Ⅰ) 和到达至中地壳时间(Ⅱ) 的早晚关系表明它们向南的快速折返 Fig. 7 Southward-directed exhumation implied from geochronological data that indicates the initial exhumation time (I) from the mantle and arrival time (II) at the middle crust level |
综合上述P-T和T-t资料，可以估算出大别山高压-超高压变质岩折返到中地壳的速率。超高压岩片俯冲到100km以下(>3.0GPa)，而高压岩片则俯冲到约60km (~2.0GPa) 深处，中地壳的深度约~30km (500℃)。由此估算，金河桥-双河-碧溪岭超高压岩片的由地幔深处折返至中地壳的速率为~10km/Ma，而黄镇-黄尾河高压-超高压岩片由60km深处折返至中地壳的速率为~3km/Ma。
3.2 超高压变质岩折返在沉积盆地中的记录上述P-T-t轨迹可提供大别山高压-超高压变质岩折返的深度和时间参数，而关于这些岩石何时折返至地表的信息却只保留在沉积盆地中。大别山北侧合肥盆地侏罗系砾岩中榴辉岩砾石的发现(王道轩等，2001；李双应等，2002; Wang et al., 2003) 为界定高压-超高压变质岩折返至地表的准确时间提供了重要约束条件。
合肥盆地是在大别山隆起过程中形成的(Wang et al., 1997)，其中最早充填的的侏罗系属冲积环境产物。基于韩树棻和王永奉(1996)的划分方案，李忠等(1999)把霍山地区侏罗系自下而上分为防虎山组、三尖铺组、凤凰台组和毛坦厂组。这些地层的年代主要是依据非海相化石确定的，包括早、中侏罗世的双壳类化石Ferganoconcha-Sibireconcha和晚侏罗世的叶肢介化石Eosestheria。后来，王道轩等(2000)对三尖铺组顶部泥质岩中的伊利石进行40Ar/39Ar法定年，获得157~160Ma的年龄值，指示其形成时代为中侏罗世晚期至晚侏罗世早期。这样，凤凰台组的时代被提升为晚侏罗世。对毛坦厂组的时代尚存争议，其中Xishanoconcha (西山蚌)-Probaicalia(前贝加尔螺)-Eosesthera (东方叶肢介) 化石组合代表晚侏罗世后期产物(李双应等，2002)，但Wang et al.(2002)等对其中的火山岩进行K-Ar法定年，获得149~138Ma的年龄值(图 8)，认为其形成时代跨越晚侏罗世至早白垩世。
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图 8 合肥盆地榴辉岩砾石中多硅白云母及碎屑多硅白云母Si含量在地层中的变化 Fig. 8 Si contents in detrial phengite and phengite from eclogite pebbles |
砾石样品采自产于合肥盆地南缘的三尖铺组和凤凰台组(图 8)，那里缺失下侏罗统，中侏罗统三尖铺组砾岩直接覆盖在佛子岭群片岩上。最下部层位的砾岩成分主要为次棱角状的片岩砾石，而上部层位的砾岩多为圆至次圆状，平均砾径在10cm左右，指示了较远距离的搬运。古流测量表明，盆地中的碎屑物来自盆地的南东方向(Li et al., 2001b)。换言之，这些砾石是从大别山剥蚀搬运到合肥盆地的。
笔者等(Wang et al., 2003) 对榴辉岩砾石进行了详细的岩石学研究，指出这些榴辉岩砾石可分为2类：A类榴辉岩砾石可识别出三个变质阶段，进变质阶段的变质压力-温度为1.0±0.2GPa和450±50℃，峰期变质阶段的变质压力-温度为2.3±0.2GPa和550±50℃，退变质阶段的变质压力-温度为0.4GPa和560℃；B类榴辉岩峰期变质阶段的变质压力-温度为2.8~3.3GPa和700~750℃，退变质阶段的变质压力-温度为0.4~0.6GPa和570~610℃。
笔者等(Wang et al., 2003) 还采集了7件砂岩样品(图 8)，对其中的碎屑白云母进行了成分分析，其Si含量介于3.1~3.6pfu间。与A、B两类榴辉岩中的多硅白云母成分进行比较可知，高压变质榴辉岩中多硅白云母Si含量不大于3.45pfu，而超高压变质榴辉岩中多硅白云母Si含量多为3.5~3.6pfu。因此，可把Si含量大于3.50pfu的多硅白云母归为超高压变质产物，而3.35~3.50pfu的多硅白云母为高压变质产物。
把上述榴辉岩砾石和碎屑白云母成分按其所在地层层位排列可以看到，榴辉岩砾石出现的最低层位在凤凰台组中部(图 8)。Si含量大于3.50pfu的超高压变质多硅白云母在凤凰台组底部开始出现，而3.35~3.50pfu的高压变质多硅白云母在三尖铺组下部就已出现。这表明，大别山的高压-超高压变质岩在三尖铺组沉积早期(中侏罗世) 就已经折返至地表先后遭受剥蚀。
4 讨论与结论：大别山高压-超高压变质岩的多阶段折返过程归纳上述各节的资料，可对认识大别山高压-超高压变质岩的折返提供如下约束条件：
(1) 俯冲-折返通道。深地震反射地球物理剖面揭示出，在晓天-磨子潭断裂之下存在一个莫霍面断口，那里对应着扬子陆块和华北陆块的边界所在，因此被解释为俯冲通道。而这一通道也是高压-超高压变质岩折返的唯一可能通道。
(2) 折返形成的地壳结构。地质和地球物理观测表明，大别山的主体可分为三个堆叠的岩片，自上而下为宿松高压岩片、黄镇-黄尾河高压-超高压岩片和金河桥-双河-碧溪岭超高压岩片。它们被弯曲成穹隆形状，并向南逆冲到扬子陆块上。这一穹隆北侧以晓天-磨子潭断裂为界，其下为俯冲-折返通道，南侧以襄樊-广济断裂为界，其下为另一莫霍面断口，是扬子陆块和华北陆块碰撞后继续挤压的记录。这一结构暗示了扬子陆块向北俯冲和华北陆块的阻挡作用形成了大别山的挤压穹隆。
(3) 折返极性。构成大别山主体的三个堆叠岩片具有向南的折返极性。前述P-T-t资料已经表明，岩片的南端先从地幔深处折返至中地壳，然后才是其北端。考虑到折返通道的位置，这些岩片正是从晓天-磨子潭断裂之下莫霍面断口那里由北向南由深向浅折返的。
(4) 折返时间和折返速率。P-T-t资料表明，高压-超高压岩石并不是同时从地幔深处折返至中地壳的。黄镇-黄尾河岩片的折返要稍早于金河桥-双河-碧溪岭岩片，当黄镇-黄尾河岩片南端折返达到中地壳时(~230Ma)，金河桥-双河-碧溪岭岩片才开始折返(~228Ma)，不过，此时黄镇-黄尾河岩片的北端也刚刚开始折返。两个岩片到达中地壳的时间是210Ma左右，折返速率分别~10km/Ma和~3km/Ma。这些岩片在中地壳停滞一段时间后，于180Ma左右开始第二阶段的折返，以~3km/Ma的折返速率进入上地壳，并于中侏罗世时出露地表遭受剥蚀。这些岩石在晚侏罗世至早白垩世间经历第三阶段折返，但折返速率极慢，只有0.1km/Ma左右。
根据上述约束条件，可重建大别山高压-超高压变质岩的折返过程(图 9)。
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图 9 大别山高压-超高压变质岩的折返过程 XGF-襄樊广济断裂；XMF-晓天-磨子潭断裂 Fig. 9 Exhumation of the HP-UHP rocks in the Dabie Orogenic Belt |
扬子陆块在三叠纪早期与华北陆块发生碰撞，并俯冲至其下。随着俯冲通道物质的增多和俯冲角度的变化，角流开始发挥作用，深俯冲的高压-超高压岩石于230Ma时在俯冲通道内开始向上折返(图 9a)。黄镇-黄尾河岩片首先折返至中地壳，紧接着金河桥-双河-碧溪岭岩片开始向南折返(图 9b)。这些岩片于210Ma左右折返至中地壳后，南北向挤压依然继续(图 9c)。扬子陆块内部莫霍面的错断导致大别山动力学边界条件的变化，堆叠的岩片受到两侧挤压而弯曲形成挤压穹隆构造，高压-超高压岩石进入第二次快速折返阶段(图 9d)。这一过程发生在侏罗纪中期，造成了大别山的隆起和合肥盆地的形成，位于顶部的高压变质岩片首先遭受剥蚀，紧接着是超高压岩石遭受剥蚀。此后，大别山发生广泛的岩浆活动，可能反映了俯冲板块的断离作用。此时高压-超高压变质岩的折返速率已经很小，主要折返过程在中侏罗世已经完成。
5 结语高压-超高压变质岩的折返是一个举世瞩目的地球动力学问题。自许志琴于1987年8月在“国际大陆岩石圈的构造演化与动力学讨论会暨第三届全国构造地质学术会议(北京怀柔)”披露大别山发育柯石英榴辉岩后，美国、日本、土耳其、法国、英国、德国、俄罗斯、韩国等国科学家纷纷与我国科学家开展合作，使大别山造山带成为国际合作的天然实验室。在这一旷日持久的国际合作中，从柏林先后建议并领导了中国科学院岩石圈构造演化重点实验室项目、国家自然科学基金委员会面上项目、重点项目和重大项目、国家重点基础研究发展计划(973) 项目，主持了1995年国际榴辉岩野外会议，领导了国际岩石圈计划第III-6任务组(1993~1998) 和III-8任务组(1999~2003) 的工作，为国际超高压变质地体研究做出了不可磨灭的功绩。
必须指出的是，在1989年笔者开始研究超高压变质岩折返这一地球动力学问题时，对超高压变质作用从未研究过，甚至对变质岩的了解也仅限于大学时学到的书本知识。在从柏林亲自指导下，笔者逐步学会进行变质岩P-T-t轨迹研究，为超高压变质岩形成与折返研究做出了点滴贡献。他是笔者的良师益友。在从柏林逝世十周年纪念之际，谨以此文献上，寄托对他的感谢和怀念之情。
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