板块碰撞带造山作用是地球动力学的基本问题之一，而高压变质带是造山作用的重要记录。从二十世纪五十年代以来，关于高压变质作用发生的原因一直存在不同认识。以R. Coleman和G. Ernst分别为代表的两种观点，即地壳物质局部“构造过压”(tectonic overpressure)和俯冲-折返假说，是理解高压变质作用的主要思路(Blake et al., 1969; Brace et al., 1970; Ernst，1971)。前者发现全球范围蓝片岩相岩石与区域逆冲断层和超镁铁岩的相关性以及变质压力向着上方的低角度逆冲断层而不是向下增高的规律(Blake et al., 1969)，提出蓝片岩相变质作用可能并不涉及极端的埋深而是发生在逆冲过程中冲断面上水压异常高的地带。后者通过实验、野外地质和岩石学工作论证构造过压不足以导致高压变质作用，而静高压实验可以结晶的此类板块会聚带特有的高压低温矿物组合用俯冲-折返来解释比较合理(Brace et al., 1970; Ernst，1971)。有的高压矿物组合形成于一些强度较小的富水岩石内，而构造过压需要较大的岩石强度(Ernst，1971; Schreyer，1995)。排除强应力作用的可能而选择俯冲-折返假说的主要岩相学论据是，一些高压岩石不显示变形，矿物颗粒粗大自形，不同矿物平衡共生(Chopin，1984)。另外，在无水和温度低于600~800℃的静态条件下矿物的高压相变动力学过程是缓慢的(Ahrens and Schubert， 1975)。一般认为，干的岩石仅在含水流体加入时才发生高压相变，否则即使压力温度合适也保持亚稳状态而不发生相变(Austrheim，1987; Wayte et al., 1989; Rubie，1990; Walther，1994; Wain et al., 2001)。因此，造山带许多先于伴生榴辉岩或片麻岩存在的辉长岩、麻粒岩或花岗岩被解释为俯冲板片内尚未转变为榴辉岩相岩石的亚稳定残余(Ernst，1971; Mørk，1985; Pognante，1985; Austrheim，1987; Wayte et al., 1989; Biino and Compagnoni， 1992; Zhang and Liou， 1997; John and Schenk， 2003; Lund and Austrheim， 2003)，而发生较低程度高压相变的此类岩石则被解释为相变“不完全”(Austrheim，2013)。相变“受局限”的原因被认为是贫流体条件下斜长石分解为硬玉和石英的过程中晶内扩散缓慢并且新矿物成核势垒很大，以致该分解反应需要有环境压力尚未达到的压力跨度(pressure overstep)。

此后俯冲-折返假说占据了主流地位，出露于地表的高压变质岩被作为壳幔循环的证据，多数研究人员主要致力于解释地壳岩石如何被埋藏到硬玉＋石英甚至柯石英或金刚石稳定的深度然后再折返上来。由于对板块俯冲的原动力尚不清楚，榴辉岩化作用甚至被作为拖拽板块俯冲的动力。尽管一些观察结果与该假说存在矛盾，它们或被削足适履式地套上类似的解释，或者被怀疑不真实而置之不理。不过，近年来又有多位作者从不同角度重新提出构造过压的重要作用(Godard et al., 2011; Wheeler，2014; Tajčmanová et al， 2014，2015)。这些工作主要是在俯冲-折返假说的框架中主张微观尺度压力的变化足以在俯冲带较浅部位形成超高压矿物，强调不应把岩石矿物压力计结果作为静岩压力直接换算为俯冲深度。

Austrheim and Boundy(1994)报道了挪威西南部Bergen Arc的榴辉岩相假玄武玻璃(pseudotachylyte，又译“假熔岩”或“玻化岩”)，首次指出了高压变质作用与地震的关系。类似于火山岩，其中新生矿物呈骨架状、变形虫状、筛状(micropoikilitic)、针状等快速冷凝岩石特有的微晶结构。此后的二十年来，高压变质作用与地震的关系逐步得到认识(Austrheim and Boundy， 1994; Austrheim et al., 1997; Lund and Austrheim， 2003; Austrheim and Andersen， 2004; John and Schenk， 2006; Angiboust et al., 2012)。在野外常可以看到剪切变形和断裂与高压变质岩的紧密联系。但是一般认为断裂或剪切带的主要作用是引进流体，后者能够有效地促进变质反应(Austrheim，1987; Austrheim et al., 1997; Camacho et al., 2005)。碰撞带榴辉岩相假玄武玻璃和角砾岩被解释为由俯冲到深部的地壳岩石发生相变或脱水引起地震，流体沿断裂进入干的岩石再促进高压变质反应的产物(Austrheim and Boundy， 1994; Austrheim，2013)。

2006年，物理学家苏文辉等人通过实验论证了石英经过压致非晶化(pressure-induced amorphization，这里简称“压玻化”)可以在柯石英稳定压力下迅速转变为柯石英(Su et al., 2006)。他们因此提出，无需深俯冲，地壳内强地震波就可以引起超高压变质作用。这一论点突破了俯冲-折返和构造过压的传统思路，重新审视高压变质作用的两个重要方面，一是压力来源，一是相变机理。近年来，笔者等人在对山东青岛仰口榴辉岩的研究过程中认识到从辉长岩到榴辉岩转变的瞬时性，部分榴辉岩的脆性变形，以及应力而非流体在高压相变中所起的关键作用。本文主要介绍其中的一部分结果(Yang et al., 2014a，b)，其次简要介绍国内外同行新近报道的高压变质岩或低压地震岩内的非晶化现象(Palmeri et al., 2009; Godard et al., 2011; Frezzotti et al., 2015; Su et al., 2011; Nakamura et al., 2015)，它们为地震引起高压变质作用的思路提供了部分证据。

2 仰口榴辉岩相角砾岩和碎裂岩脉

2.1 榴辉岩相角砾岩

仰口高压变质杂岩包括不同榴辉岩相变质程度的辉长岩、闪长岩和花岗岩，以及片麻岩和少量超镁铁岩。仰口榴辉岩闻名于世，原因之一是这里存在极其少见的粒间柯石英(叶凯等，1996; Liou and Zhang， 1996，Zhang and Liou， 1997; Wallis et al., 1997)。最近笔者等人报道了仰口的一种榴辉岩相角砾岩(图 1)，指出粒间柯石英仅出现在其中碎裂矿物构成的角砾以及角砾岩周围片理化榴辉岩的碎裂矿物条带中(Yang et al., 2014a)。该角砾岩逆冲在反应边榴辉岩之上，在接触面附近角砾构造不明显而转呈片理构造(片理化榴辉岩)。反应边榴辉岩保留辉长岩的结构。其中辉长岩矿物被各具特征的高压矿物集合体取代构成假象，在斜长石假象和镁铁矿物假象之间发育石榴石反应边(图 2a)，后者含有柯石英包裹体(图 2b)。角砾岩中的角砾是榴辉岩，少含或不含柯石英/石英、多硅云母和蓝晶石。胶结物为不含或少含绿辉石的石榴石-石英-多硅白云母-蓝晶石片岩。角砾大小多在1~10cm，多数呈浑圆状，也有棱角状的，局部不显示定向性(图 1)，但是整个角砾岩块内角砾总体上显示定向排列甚至构成片理，包括后期叠加的局部强片理化。

图 1

Fig. 1

图 1 榴辉岩相角砾岩野外露头(a)和抛光面(b) 图(a)中榴辉岩角砾无明显定向，中间部分多呈浑圆状，左上方和下方多为棱角状 Fig. 1 Photographs showing the field view(a) and a polished slab(b)of the eclogite breccia In Fig. 1a the eclogite breccia displays r and omly oriented protruding eclogite fragments and recessing matrix(cement)

角砾岩胶结物中的多硅白云母、石英和蓝晶石构成的片理常围绕角砾定向，但是局部呈无定向或片理方向近垂直于角砾的边界(图 2c)。角砾中矿物粒度明显小于胶结物中的矿物，局部显示细粒化和碎裂流动现象。较细粒的碎裂岩流插入较粗粒者，不同粒度的碎裂矿物集合体构成的片理大角度相交(图 2d)。矿物颗粒呈棱角状或磨圆状，有些颗粒构成三联点。无定向碎裂矿物集合体或残余的辉长岩矿物假象被显微断层切断(图 2e)。类似于反应边榴辉岩中的石榴石，角砾岩中的石榴石含有大量细小的高压矿物包裹体，构成显微筛状(micropoikilitic)结构(图 2f-h)。胶结物石榴石粒度较角砾中的大，多以石英＋绿辉石＋磷灰石＋金红石(相当于反应边榴辉岩中的辉石假象)为核心呈同心环状结构。其边缘较干净而过渡环带具显微筛状结构，包裹体多为绿辉石、蓝晶石、多硅白云母、钾长石和石英，类似于反应边榴辉岩中的石榴石。有的石榴石包裹体由钾长石和石英(间或还有钠长石、黑云母、多硅白云母)以及空隙构成花岗岩矿物组合(称作“显微花岗岩”)(图 2i)。它们不仅被包含于石榴石也见于基质中(图 2j)。粒间柯石英不同程度地被石英取代，有的仅有一个很窄的石英边(图 2h)。

图 2

Fig. 2

图 2 榴辉岩相角砾岩镜下和背散射图像 (a)角砾岩的围岩——反应边榴辉岩，由斜长石假象(jd+ph+ky+qz)、辉石假象(omp+qz)、钛铁矿假象(rt)、石英、多硅白云母和环状石榴石反应边构成(单偏光).硬玉或绿辉石部分被钠长石+角闪石交代;(b)石榴石反应边中的柯石英包裹体(单偏光，右上内插照片为正交偏光);(c)以石榴石和绿辉石为主的角砾(上中右)和以石榴石、石英和多硅白云母为主的胶结物.胶结物片理局部杂乱垂直角砾边界(正交偏光)；(d)角砾内部矿物细粒化及流动构造.细粒矿物流动方向与粗粒矿物构成的片理呈大角度相交(正交偏光)；(e)片理化榴辉岩中被显微断层切割的碎裂矿物集合体内串珠状浑圆的以石英为主的“显微花岗岩”矿物组合(qz±kfs±ab)(qz所指)(单偏光);(f)石榴石包含大量细小的高压矿物包裹体(背散射图象)；(g)片理化榴辉岩中局部出现拉长的被石榴石反应边环绕的以细粒绿辉石为主的矿物集合体(斜长石假象)；(h)片理化榴辉岩碎裂矿物条带中的粒间柯石英，仅具一个窄的石英环边，被多个绿辉石和石榴石碎粒包围;(i)石榴石集合体中的“显微花岗岩”(qz+kfs+ab).残余的多硅白云母被钾长石包围(背散射图像);(j)“显微花岗岩”的背散射图像.粗粒石英边缘圆化或呈港湾状，也有自形微晶.长石胶结石英颗粒，钠长石内有类似气孔的空洞 Fig. 2 Photomicrographs and backscattered electron(BSE)images of the different types of eclogite (a)coronitic eclogite. The round structured garnet coronas developed between pseudomorphs after the igneous plagioclase and pyroxene(PPL).(b)the assemblage Jd(jadeite)+Ph(phengite)+Ky(kyanite)，partially replaced by Ab(albite)+Am(amphibole)+Ph+Ky，represents the pseudomorph after plagioclase，Qz(quartz)+Omp(omphacite)represents pseudomorph after pyroxene. The coronitic garnet separating the two types of pseudomorph consists of two zones: a pale zone of somewhat euhedral grains contacting the plagioclase pseudomorph and a brownish red zone of anhedral grains filled with abundant minute rutile inclusions. A grain of coesite with a thin rim of quartz occurs as an inclusion in the red zone of the garnet corona. Inset: the coesite inclusion under cross-polarized light.(c)an cataclasitic eclogite fragment(upper middle right) and matrix foliated around it(CPL). The mineral grain size is larger in the matrix than in the fragment.(d)coarser-grained cataclasites are intruded by finer-grained ones in an eclogite fragment(CPL).(e)a fault cutting through the Grt(garnet)+Omp±Ph cataclasite assemblage，with a string of round aggregates of coarse-grained quartz across it(PPL).(f)a micropoikilitic garnet porphyroclast containing numerous minute inclusions of omphacite，coarser-grained aggregates of omphacite， and a few larger irregular grains of kyanite and quartz(BSE).(g)elongated omphacite aggregate enclosed by coronitic garnet in the foliated eclogite(PPL).(h)intergranular coesite with a thin rim of quartz(PPL).(i)a Qz+Kfs+Ab+Ph assemblage in an aggregate of fine-grained garnet. Albite appears as cement，K-feldspar surrounds irregular phengite grains(BSE).(j)part of a quartz aggregate，in which quartz clasts are cemented by vesicular albite and K-feldspar(BSE)

角砾岩及片理化榴辉岩中局部有以绿辉石为主的高压矿物集合体，周围被石榴石环绕，类似于斜长石假象及其反应边(图 2g)。它们指示片理化榴辉岩和角砾岩是反应边榴辉岩经过逐渐增强的变形转化而成。相似的化学组成和筛状结构指示角砾岩中的石榴石是反应边榴辉岩中的石榴石碎粒化的产物。角砾和胶结物在矿物组合及含量上互补，它们以一定比例可以合成与反应边榴辉岩相同的全岩化学组成。这一点得到了全岩化学分析结果的印证(Yang et al., 2014a)。角砾岩胶结物中的石榴石和多硅白云母与角砾中的相应矿物成分也相似，石榴石包含柯石英或其假象。如果假设胶结物中的石英是柯石英转变而来，那么胶结物的基质矿物组合(石榴石＋石英(柯石英)＋多硅白云母＋蓝晶石±绿辉石)可以与角砾在相同的超高压条件下稳定(Yang et al., 2014a)。

传统认识的断层角砾岩中角砾通常为围岩的碎块，胶结物由磨擦熔体结晶形成(Sibson，1975)(图 3a)。挪威西南部Bergen Arc的高压角砾岩中角砾为围岩麻粒岩碎块，胶结物为同地震榴辉岩(Austrheim et al., 1997)。仰口榴辉岩相角砾岩中角砾和胶结物都是高压矿物组合，是一个新的角砾岩类型。依据野外接触关系，不同类型榴辉岩相似的全岩化学组成，角砾和胶结物互补的矿物组合，角砾岩和片理化榴辉岩中残留的斜长石假象，类似于反应边榴辉岩中具变形虫或筛状结构的石榴石，以及反映高应变速率的显微断层和细粒碎裂矿物流切割粗粒碎裂矿物，笔者等人提出仰口榴辉岩相角砾岩是在一个压力突然释放的过程中反应边榴辉岩发生碎裂岩化又经过矿物的混合和分凝形成的(图 3b)(Yang et al., 2014a)。密度较小的石英(柯石英)、白云母和针状蓝晶石裹挟部分石榴石与角砾矿物分凝形成胶结物。分凝作用可能是仰口角砾岩和碎裂岩脉(见下述)中碎裂岩块(有的可称作角砾)多为浑圆状的主要原因。

图 3

Fig. 3

图 3 角砾岩化示意图 (a)传统角砾岩化模型：剪切变形导致角砾岩化(Sibson，1975).角砾是未发生相变的基岩，胶结物是结晶的磨擦熔体(Sibson，1975)或同地震高压矿物组合(Austrheim et al., 1997);(b)仰口角砾岩化模型：压力突然释放导致角砾岩化(Yang et al., 2014a).角砾由榴辉岩碎裂矿物构成，胶结物由石榴石+石英+多硅白云母+蓝晶石构成.二者均为高压矿物组合并且在矿物组合和含量上相对于围岩(反应边榴辉岩)互补 Fig. 3 Sketches of the mechanisms of brecciation (a)brecciation caused by shear deformation(Sibson，1975). The fragments are untransformed bedrock either cemented by crystallized melt(Sibson，1975)or by a mechanically weak high-pressure assemblage transformed from the bedrock(Austrheim et al., 1997).(b)brecciation on pressure release. The fragments consist of cataclastic minerals(Grt+Omp±Coe/Qz±Ph±Ky+Rt) and are cemented by a schist(Grt+Qz+Ph+Ky+Rt). The fragments and the schist are complementary in mineral assemblage with respect to the coronitic eclogite wallrock

上述仰口榴辉岩中筛状石榴石和针状蓝晶石与挪威榴辉岩相假玄武玻璃中的微晶矿物十分相似(Austrheim and Boundy， 1994)，也是岩石熔融淬火实验结果中常见的结构(Hermann and Green， 2001)。因此可以认为它们是从类似磨擦或冲击熔体快速结晶的产物。近期大量工作论证榴辉岩中局部出现的显微花岗岩(石英＋钾长石±钠长石)为多硅白云母熔融结晶的产物(Hermann and Green， 2001; Korsakov and Hermann， 2006; Yang and Powell， 2006; Cesare et al., 2009; Liu et al., 2009，2013; Zeng et al., 2009; Gao et al., 2012; Chen et al., 2014)。有的显微花岗岩中有与钾长石紧密相伴的多硅白云母残余(图 2i)，可以视为云母熔融结晶为钾长石的证据。钾长石而非云母常出现于榴辉岩相假玄武玻璃中(Austrheim et al., 1996; Lund and Austrheim， 2003)。显微花岗岩中长石表现为胶结物的结构特征(图 2j)，也指示它们是熔体结晶的产物。许多石英颗粒呈港湾状，可能是熔融的结果。但是也有自形的石英微晶。钠长石中常见有类似假玄武玻璃中气孔的空隙。另一方面，在静压下榴辉岩中的多硅白云母熔融温度很高(3GPa下 ≥900℃，Hermann and Green， 2001)，大多数榴辉岩的温压路径达不到如此高的温度。因此，多硅白云母熔融可能不是通常认为的俯冲过程中平衡熔融，而是磨擦或冲击熔融。

柯石英→石英相变动力学实验表明，即使在实验材料基本不含水(≤425×10^-6)的条件下，相变速率仍然很快(Mosenfelder and Bohlen， 1997; Perrillat et al., 2003)。利用这两项实验标定的动力学参数计算从超高压条件(3.3GPa/700℃)到石英稳定的高压条件(1.2GPa/550℃)，形成图 2h中的柯石英及其石英边分别仅需1.3年或28小时(图 4)。在20年或37天内相同大小的柯石英就完全转变为石英了。显然，粒间柯石英是无法从俯冲带深部折返过程中保留下来的。为此，Mosenfelder and Bohlen(1997)和Mosenfelder et al.(2005)提出粒间柯石英所以能够从深部折返过程中保存下来是因为岩石不含水，也即连425×10^-6的水也没有。但是，虽然仰口榴辉岩普遍含水量很低(0.21%~0.50%，Yang et al., 2014a)，仍然高于实验材料一个数量级。其次，保持胶结物中局部高达20%的多硅白云母需要显著的水渗透压(Ahrens and Schubert， 1975)。更重要的是，上述局部发生的多硅白云母熔融时脱水形成含水熔体。熔体或流体中的水扩散非常快(Zhang，2010)，即使含有粒间柯石英的角砾最初绝对无水，胶结物中的水也会很快扩散进去，使得二者的水含量接近。因此在漫长的深俯冲-折返过程中岩石即使在局部实现绝对无水的可能性也很小。如果粒间柯石英仅出现在角砾而非胶结物是因为角砾含水量低胶结物含水量高，那么要保持二者的水含量差异要求该地质过程的时间尺度很小(在超高压条件下水流体扩散几厘米需几小时)。根据两套相变动力学参数计算从上述超高压条件到柯石英停止向石英转变的正常地壳条件(<375~400℃)，图 2h中的粒间柯石英得以保存的时间尺度为8千年或8个月(图 5)，与深俯冲-折返过程(一到数十百万年)相差2~7个数量级。显然，这样的降压和冷却速率只有类似地震的过程才能完成。与反应边榴辉岩不含粒间柯石英相对照推断，正是上述角砾岩化过程导致角砾内部挥发分相对更低的环境，为保留粒间柯石英创造了条件。

图 4

Fig. 4

图 4 从3.3GPa和700 ℃ 到 1.2GPa和550℃ 柯石英→石英转变进度-时间关系图 Fig. 4 Transformation-time relationship for the coesite→quartz transition from 3.3GPa and 700℃ to 1.2GPa and 550℃

图 5

Fig. 5

图 5 仰口含柯石英榴辉岩的峰变质温压估计及P-T-t 路径 Fig. 5 P-T estimates and inferred P-T path of the Yangkou coesite-bearing eclogites

类似于火山熔岩和更常见的低压假玄武玻璃，上述快速结晶的石榴石和蓝晶石微晶震后没有再生长(另见Austrheim and Boundy， 1994; John and Schenk， 2006; Lund and Austrheim， 2003)。如果像上述俯冲-折返假说把它们的生长解释为深部地震引入流体的结果，那么在其后漫长的适合温度、压力和流体条件下，这些矿物会继续生长从而失去快速结晶的特征。因此，它们是地壳深度淬火的岩石结构证据。此外，快速降压使得钠长石而非硬玉＋柯石英/石英从超高压熔体结晶(图 5)。仰口榴辉岩相角砾岩及其中的粒间柯石英所记录的是一次低温(地壳)环境中发生的同地震(瞬时)高压变质事件，不应被视为深俯冲的产物。因其含有柯石英，仰口榴辉岩相角砾岩成为迄今发现的压力最高的地震记录。 2.2 榴辉岩相碎裂岩脉

仰口不同程度榴辉岩化的辉长岩呈粗粒状，保留辉长岩的结构。其中变辉长岩保留除斜长石以外的所有辉长岩矿物，斜长石假象含钠长石不含绿辉石；初变榴辉岩不保留辉长岩矿物，斜长石假象同时含钠长石和绿辉石(Yang et al., 2014b)。它们被若干条1~15cm宽、几米长的近南北向榴辉岩相碎裂岩脉切割。碎裂岩脉有的属于挫碎脉而有的属于贯入脉。二者具有类似的岩相学特征。脉体呈致密块状，矿物粒度很细，在野外不易识别。挫碎脉较新鲜，其两侧是榴辉岩相糜棱岩带，后者与粗粒围岩过渡(图 6a，b)。

图 6

Fig. 6

图 6 碎裂岩脉野外特征 (a)基性岩露头西北部切过变辉长岩的一条碎裂岩脉;(b)脉体的糜棱岩边界带与变辉长岩呈过渡关系 Fig. 6 Field view of a cataclsite dyke (a)a cataclsite dyke through the metagabbro in the northwestern part of the outcrop;(b)closer view of the eastern host rock of the dyke in(a). The dyke has an ultramylonite boundary zone，which is transitional to the metagabbro

其中一条碎裂岩脉由不同粒度的碎裂矿物构成。较粗的碎裂岩逐级被较细的切断(图 7a)，接触处有剪切和碎粒化现象。粗粒部分(图 7a中B1)含有约占30%的筛状石榴石变斑晶(200~400μm)，其中包含大量细小高压矿物包裹体(图 8a，b)。它们分布于约占60%的不定向绿辉石和少量(约10%)石英、多硅白云母、蓝晶石和金红石颗粒(<10~100μm)构成的基质中。矿物颗粒呈不规则或棱角状，边界有进一步碎粒化现象。许多石榴石变斑晶的核部为一个淡红色长条形石榴石或几个长条形石榴石搭成的格架(图 8a)，其间和内部均有大量微粒矿物充填，包括构成基质的高压矿物和钾长石，黑云母和钠长石。边缘为增生的无色石榴石。偶见星散的铬铁矿微粒(<10μm)聚集(图 8c)，铬铁矿颗粒间隙和周围被富Cr的深绿色绿辉石和石榴石、蓝晶石、多硅白云母、镁褐帘石和硫化物填充和环绕。环边厚度≤50μm。显微剪切带内充填钾长石，其中可见纤维状多硅白云母(图 8d)，不透明矿物和大量空隙。较细的碎裂岩(图 7a中B2)切割粗粒部分，其粒度变化较小(<10~100μm)，由筛状石榴石、绿辉石和石英及少量多硅白云母、蓝晶石和金红石构成。它又被更细的碎裂岩(<10~40μm，图 7a中B3)切割。这部分绿辉石含量最高，其次为不含或少含包裹体的石榴石。石英、多硅白云母、蓝晶石和金红石含量低。蓝晶石呈板状切割石榴石颗粒(Yang et al., 2014b)。细粒绿辉石构成三联点。

图 7

Fig. 7

图 7 碎裂岩脉薄片扫描图像 (a)较粗碎裂岩被较细部分逐级切割;(b)碎裂岩脉(B)与糜棱岩边界带(M)的突变接触关系;(c)碎裂岩块(B)呈棱角状或浑圆状被片岩组合(S)胶结.浑圆状块体内碎裂矿物沿边界定向分布.穿插岩石整体的黑色细脉由斜长石，角闪石，绿帘石，绿泥石和沸石构成 Fig. 7 Scanned images of the thin sections of the breccia dykes (a)finer-grained cataclasite truncates coarser-grained ones.(b)the dyke(B)is at sharp contact with the mylonite host rock(M).(c)the fragments(B)are either angular(upper)or rounded(lower)，cemented by a schistose assemblage(S). The minerals inside the round mass are aligned parallel to the boundary. Thin black veins cutting through the fragments and schist consist of plagioclase，amphibole，epidote，chlorite， and zeolite

图 8

Fig. 8

图 8 碎裂岩脉的光学和电子显微图像 (a)长条形筛状石榴石构成石榴石变斑晶的核部.一个变斑晶核部长条形石榴石形成三角形格架并为其它长条包围，间隙内充填大量榴辉岩矿物包裹体(单偏光);(b)长条形石榴石内微米和次微米级不规则形态的榴辉岩矿物包裹体;(c)铬铁矿微粒集合体及深绿色环绕生长的富Cr绿辉石等矿物.基质中其它绿辉石颗粒形态不规则，许多发生破裂(单偏光);(d)显微剪切带内钾长石包含的纤维状多硅白云母(正交偏光);(e)包含大量细粒蓝晶石的石榴石碎斑及其焊接带和增生边的Ca X-光扫描图象.焊接带中箭头所指绿辉石及其附近的石榴石富含Cr;(f)图 8e中方框部分放大的图像.石榴石包含石英、钾长石、钠长石、绿帘石、磁铁矿、辉铜矿、含Cr硫钒铜矿和疑似淬火熔体；(g、h)钾长石细脉填充切割碎裂岩块中榴辉岩矿物的裂隙;(i)糜棱岩边界带中的筛状石榴石碎斑，其中包含大量绿辉石包裹体(单偏光) Fig. 8 Optical and backscattered electron(BSE)images of the breccia dykes (a)laths of poikilitic garnet form the cores of garnet porphyroblasts in the coarser-grained breccia. A triangular cluster of the laths is surrounded by other laths，with interstitial particles of other eclogite minerals(PPL).(b)part of the lath-shaped micropoikilitic garnet in(a)，containing micrometer to sub-micrometer irregularly shaped eclogite minerals(BSE).(c)a cluster of chromite particles rimmed by Cr-rich omphacite in the breccia. The other omphacite grains in the matrix are irregular in shape，many are fractured(PPL).(d)fibers of phengite in K-feldspar in a micro-shear zone in the dyke(CPL).(e)X-ray Ca map of micropoikilitic garnet clasts containing abundant kyanite inclusions and welded and rimmed by a Ca-richer garnet. The omphacite inclusion(arrowed)in the garnet zone welding the kyanite-bearing garnet clasts and its surrounding area of garnet are Cr-rich.(f)enlarged view of part of the welding Ca-richer garnet in(e)，showing quartz，K-feldspar，albite，epidote，magnetite，chalcocite，Cr-bearing sulvanite(Cr-slv)， and possible melt inclusions in garnet(BSE).(g，h)K-feldspar veinlets filling fractures through the eclogite minerals in the fragment(BSE).(i)a garnet clast in a mylonite boundary zone charged with numerous inclusions of omphacite，in the core，with a somewhat euhedral rim containing less abundant inclusions(PPL)

另一条碎裂岩脉由棱角状和浑圆状细粒碎裂矿物块体和较粗粒的胶结物构成(图 7c)。这种构造类似于上述角砾岩，只是胶结物可含显著量的绿辉石(20%~40%)和少量绿帘石。浑圆状块体靠近边缘片理化逐渐明显。有的块体和胶结物接触部分出现强烈片理化和碎粒化。碎裂岩块内的浅红色石榴石碎斑含大量细小针状或尖角状蓝晶石，它们被增生的无色石榴石焊接和包裹(图 8e)。增生石榴石所含包裹体为绿辉石、石英、钾长石、钠长石、绿帘石、磁铁矿和硫化物，以及疑似熔体的物质(图 8f)。碎裂岩块内的基质矿物主要是绿辉石和石榴石，局部构成三联点。钾长石细脉(宽约30μm)切割石榴石和绿辉石，局部呈钩形插入绿辉石颗粒(图 8g，h)。胶结物中石榴石变斑晶具有同心环状结构，有的核心不含包裹体，多数则含有不规则石英、绿辉石、金红石和磷灰石；边缘为筛状无色石榴石。碎裂岩脉的糜棱岩边界带由细粒(<5~40μm)片岩组合和榴辉岩组合的条带构成，类似于上述片理化榴辉岩(图 7b)。其中石榴石同样具有含有大量高压矿物包裹体的筛状结构(图 8i)。

在上述第一条碎裂岩脉中，不同粒度的碎裂矿物逐级切割，可视为伴随多次地震滑动的碎裂岩流(图 7a)。钾长石细脉和蓝晶石晶体切割其它高压矿物也是脆性变形的记录(图 8g，h)。核心为条形筛状的石榴石变斑晶可能是围岩中的反应边石榴石被切割成条形并灌入断裂后进一步生长的结果(图 8a)。其中的三角形格架指示碎裂矿物在断裂中高速滚动形成紊流。第二条碎裂岩脉中浑圆状碎裂岩块反映了更大范围的滚动现象(图 7c)。石榴石碎斑的焊接和增生部分可能是地震熔体结晶的产物(图 8e)。矿物颗粒之间磨擦生热和局部弱化导致有些矿物边界呈现塑性变形特征。碎裂矿物局部发生重结晶现象在已知地震和陨石坑碎裂岩脉中均可见到(Austrheim et al., 1996; Degenhardt et al., 1994)。

因此，仰口榴辉岩相碎裂岩脉是在断裂过程中其围岩发生剪切、粉碎并流入断层空间形成。其全岩成分与围岩接近，仅在大离子亲石元素(包括轻稀土、Rb、Sr、K)和Si含量上稍低，Ca和Mg含量稍高。这些差异与脉体和边界糜棱岩带不同的矿物含量相关，前者以石榴石和绿辉石为主，而后者更富含石英、多硅白云母和蓝晶石。类似上述角砾岩中的分凝作用，在脉体形成过程中密度大的绿辉石和石榴石容易进入断层空间而密度小的石英、云母和蓝晶石较多地滞留在边界糜棱岩带中。仅有少量片岩矿物进入碎裂岩流形成胶结物(图 7c)。与角砾岩胶结物几乎不含绿辉石不同，碎裂岩内的胶结物含相当量的绿辉石，只是相对碎裂岩块体含量较低，反映分凝作用不如角砾岩彻底。

类似于角砾岩，碎裂岩脉及其糜棱岩边界带中的筛状石榴石包含大量细小高压矿物，是磨擦熔体结晶的典型结构(Austrheim and Boundy， 1994; Austrheim et al., 1996; Lund and Austrheim， 2003; John and Schenk， 2006)。局部的显微花岗岩和钾长石细脉(图 8d，f-h)，是多硅白云母磨擦熔融的证据(见上述)。钾长石中的纤维状多硅白云母是其分解的残余(图 8d)。石榴石内除高压矿物外大量的空隙也可能是云母分解释放挥发分的结果(Yang et al., 2014b)。

因为碎裂岩脉的围岩(粗粒榴辉岩化辉长岩)不含铬铁矿(见Zhang and Liou， 1997; Wallis et al., 1997; Yang et al., 2014b中的岩相学描述)，上述脉体内星散的铬铁矿细粒指示断裂延伸到附近的超镁铁岩中，超镁铁岩矿物在地震中迸溅到变质基性岩中来。铬铁矿的X_Cr[=Cr/(Cr+Al+Fe³⁺)]比值在造山带超镁铁岩铬铁矿成分范围，而其极低的X_Mg[=Mg/(Mg+Fe)]比值指示它们与基性岩矿物发生了Mg-Fe交换(图 9)。它们在碎裂岩脉中溶解并与基性岩组分反应结晶成一圈厚度<50μm的微粒富Cr高压矿物(绿辉石、石榴石、多硅白云母、蓝晶石、镁褐帘石和硫化物)(图 8c，e，f)，记录了一次无可争议的瞬时高压结晶事件。除铬铁矿外，橄榄石、蛇纹石和硫化物也可能进入断裂参与形成碎裂岩脉。虽然没有观察到这些矿物的残余，但是碎裂岩相对围岩富Mg和Ni的特征指示了这一可能性。这可能也是石榴石和多硅白云母在碎裂岩脉内比在围岩更富Mg的原因(Yang et al., 2014b)。与超镁铁岩的这一物质交换过程显然是机械混合的结果。含量稀少的铬铁矿微粒呈星散状分布以及其周围高度富Cr的高压矿物反应边指示极有限的扩散和短暂的结晶时间，因而不是能够导致充分扩散和物质交换并促进化学反应的流体作用的结果。

图 9

Fig. 9

图 9 碎裂岩脉中铬铁矿的成分 (a)XCr-XMg 图，XCr=Cr/(Cr+Al+Fe3+)，XMg=Mg/(Mg+Fe2+);(b)尖晶石Cr，Al，和Fe3+ 相对含量图 Fig. 9 Composition of the chromite in a cataclasite dyke (a)XCr vs. XMg diagram. XCr=Cr/(Cr+Al+Fe3+)，XMg=Mg/(Mg+Fe2+);(b)Cr，Al， and Fe3+ proportions in spinel

碎裂岩脉中仅有的高压含水矿物多硅白云母在碎裂岩块体内含量很低，在胶结物含量较高(15%~25%)，但是胶结物本身在脉中比例很低。这与全岩化学分析结果一致表明碎裂岩脉含水量很低并且低于其围岩(图 10)。如果有流体沿断裂加入，它将不可避免地与贫流体岩石反应形成含水矿物，以致碎裂岩脉比其围岩更富流体。因此，与当前关于高压变质作用的流行观点不同，仰口榴辉岩相碎裂岩脉不是流体通道，其中相对围岩更高温压的变质作用是在没有流体加入的情况下发生的。导致高压变质作用的是碎裂岩化本身，即应力而不是流体促使被断裂切过的变辉长岩和初变榴辉岩在发生碎裂岩化的同时进一步发生高压相变。石榴石碎斑与其再生边成分的明显差异和其中的不规则细小矿物包裹体反映脉体形成后几乎没有物质的扩散和晶体再生长。这样的碎裂岩化和淬火的过程很可能是发生在低温的地壳的脆性变形带(地震带)内，而不是温度较高的俯冲带深部。因此，类似于榴辉岩相角砾岩，仰口碎裂岩脉也记录了一次同地震高压变质事件，相对于围岩，其高温和高压都是地震瞬时产生的。

图 10

Fig. 10

图 10 碎裂岩脉及其围岩的氧化物、水和烧失量与二氧化硅变化关系 灰色粗线代表仰口不同火成岩形成的演化趋势.空心符号代表碎裂岩脉和其糜棱岩边界带的平均成分(详见Yang et al., 2014b) Fig. 10 Oxides，H2O， and LOI vs. SiO2 variations of the cataclasite dykes and their host rocks The thick grey lines represent the igneous evolution trends formed by the various meta-igneous rocks at Yangkou. The empty symbols represent the average compositions of the dykes and their respective mylonite boundary zones(See Yang et al., 2014b for more detail)

本工作揭示的仰口超高压变质作用的瞬时性和脆性变形是深俯冲-折返假说无法解释的。仰口榴辉岩相角砾岩和碎裂岩脉形成的时间尺度太小，来不及完成俯冲和折返过程。它们更可能是辉长岩在地壳原地因地震波引起的高压发生榴辉岩化作用的结果(Yang et al., 2014a，b)。事实上，前人报道的高压假玄武玻璃本身就是脆性变形的结果(Austrheim and Boundy， 1994; Lund and Austrheim， 2003)。压力(或应力)和温度而非流体才是决定是否发生高压变质的主要因素，流体只是起了催化作用。由于许多高压变质岩的形成的确涉及流体加入，它在理解高压变质过程中的作用被夸大，而应力的关键作用却被掩盖了。尽管上述实验和地质观察结果指示地震可能是引起高压变质作用的原因，要确立这一观点仍然需要回答许多问题。以下讨论通常论及的三个重要问题。

3.1 高压变质作用与地震的关系

事实上，榴辉岩相变质作用与地震的普遍关系在挪威西部加里东造山带业已确立(Austrheim，2013)。不过，Austrheim认为是由于埋深导致高压相变进而引发地震，与苏文辉等人和笔者等人对地震和高压变质作用因果关系的看法相反。Blake et al.(1969)指出在全球范围蓝片岩相变质岩与区域逆冲断层和阿尔卑斯型超镁铁岩的时空关系密切，其构成的狭长构造活动带中变质和变形同步发生，并且变质压力向着冲断面或构造中线而不是向下增高，指示存在埋深以外产生的压力在起作用。显然，建立高压变质作用和地震的普遍关系还需要大量工作提供证据，尤其需要对许多看似没有变形因而不易与地震联系起来的高压变质岩加强工作。令人鼓舞的是，最近有报道在发现柯石英的经典地区Dora Maira不显示剪切变形并且矿物结晶完好粒度很大因而被C. Chopin作为静高压下变质证据的镁铝榴石石英岩中，存在微米至纳米尺度强应力瞬时作用的记录，包括石英的压玻化(Frezzotti et al., 2015)(见下述)。另外，除了在挪威西部、阿尔卑斯、科西嘉、赞比亚和苏鲁识别的榴辉岩相地震岩，许多高压变质带都存在记录不同压力的假玄武玻璃和角砾岩(笔者未刊资料)。因此，以往认为高压变质带中地震记录很少的原因并不是它们不存在，而是还没有被认识。另一方面，目前认识到的记录地震的现象太少。相信今后会有更多的野外地质、岩石学和矿物学现象能够成为指示地震的依据，从而在较大程度上改变现代地震数量远多于古地震记录的状况。

3.2 高压变质作用的压力来源

按照目前流行的地震力学模型，地震前后的压力降一般小于0.1GPa(Kanamori，1994; Scholz，2002)。这可能是许多同行难以接受地震引起超高压变质作用观点的主要原因之一。但是，近年有研究对一些超镁铁岩中的假玄武玻璃所记录的压力降最低估计为0.22~0.58GPa(Andersen et al., 2008)，可见关于地震前后的压力降大小并无定论。需要强调的是，观察事实应该是理论模型的基础。既然野外地质和岩相学观察指示高压变质作用与地震同时发生，一个符合实际的地震力学模型就应当考虑到高压变质作用(包括高压矿物相变和压玻化)所吸收的能量。现有力学模型并不涉及高压相变显然是因为也将其作为深部现象未予考虑。一般认为α-石英的压玻化需要≥5~10GPa的压力(Cordier et al., 1993; Richet and Gillet， 1997)，比石英柯石英相变压力大得多。目前模拟压玻化的静压或陨击成因的实验较多，而模拟其地震成因的实验很少。因而与地震相关的压玻化所需要的压力并不清楚。尽管如此，压玻化的瞬时性表明其发生在地壳低温环境，因为在温压较高的深部玻璃很容易在抬升到地壳之前重结晶为晶体而不能得到保存。这就需要一种机制，它既能在地壳产生高压，又具有瞬时性。笔者认为，提出能够解释高压变质作用的地震力学模型之前还需要更多的地质观察和实验模拟工作。

另外，说高压变质作用是由地震引起，并不意味着所有地震都能够引起高压变质作用。一次地震能否引起高压变质作用取决于它所能够产生的压力和温度，而不同的断裂所引起的应立场变化是不同的。什么样的地震才引起高压变质作用目前尚不清楚。造山带常见的逆冲断层能够产生挤压应力，应当成为主要的研究对象。建立一个清晰的图像需要对类似本文介绍的与高压变质岩相伴出现的断裂带做大量的岩石学和构造地质学工作。迄今为止，除了以挪威学者为主的少数人重视对榴辉岩相震源岩石的岩石学工作外，研究震源岩石主要是由构造地质学家从变形和磨擦熔融等方面进行的，较少深究矿物组合的变化。显然，无论其是否与高压变质作用有关，对震源的岩石学工作都亟待加强，从而更全面地了解地震时震源到底发生了什么。

近来还有两个研究小组分别从理论上论证矿物颗粒尺度由于非静压引起的差应力或构造过压能够使得较高静压下的变质反应在较低静压下发生，因此超高压变质岩可以在俯冲带较浅的部位形成(Tajčmanová et al.， 2014，2015; Wheeler，2014)。但是这些模型不涉及高压变质作用的瞬时性，未能对震击变质作用和压玻化等现象以及高压相变机理作出解释，故此不再论及。

3.3 高压变质作用的相变机理

高压相变如何能够在地震的时间尺度完成是震击高压变质作用观点面临的另一个问题。众所周知，陨击变质作用可以在比地震小几百万倍的时间尺度(≤10^-6秒)导致岩石的熔融或非晶化和矿物相变(Chao，1967)。因此只要压力足够大，在地震的几秒钟内高压相变就可以发生。事实上，苏文辉等人已通过实验表明α-石英的非晶化可以使石英→柯石英在地震的时间尺度完成(Su et al., 2006)。所以瞬时熔融和非晶化都可能是震击高压变质作用的相变路径。虽然该实验通过球磨引起非晶化的方式和天然过程不一定相同，但是这并不重要，重要的是该实验揭示了在相当于超高压变质作用的温压条件下非晶化在石英向柯石英转变中的关键作用——大大缩短了相变的时间。

Palmeri et al.(2009)首次在南极Lanterman Range榴辉岩绿辉石包含的石英中发现局部压玻化和晶格致密化并向柯石英转变的证据。随后他们又在Dora Maira镁铝榴石石英岩中发现有的石英单晶与具结构缺陷的冲击石英玻璃(diaplectic quartz glass)共生(Frezzotti et al., 2015)。在西阿尔卑斯的另一地区Lago di Cignana石榴石岩中他们发现α-石英的喇曼光谱峰位上移，指示不同程度的挤压应力效应和柯石英→石英相变，与之接触的寄主石榴石表面则受到张应力作用(Frezzotti et al., 2015)。石榴石中相距仅10μm的石英和柯石英包裹体反映大于1GPa的压力差。他们认为，这种α-石英记录了不同于静高压的瞬时高压事件。鉴于地震区不总是有高压变质岩，而一般认为地震不能产生足够大的压力引起α-石英压玻化(>5~10GPa)，他们更倾向于用构造过压来解释高压变质岩中的压玻化现象(Godard et al., 2011)。

Dubinchuk et al.(2010)在哈萨克斯坦Kokchetav含金刚石石榴石黑云母片麻岩中发现石墨被六方金刚石(Lonsdaleite)包围。六方金刚石没有稳定的温压范围，可由石墨在>13GPa静压和>1000 ℃条件下或经过冲击和淬火合成，此前仅在陨击变质产物中发现。作者指出，金刚石主要集中分布于断裂带内，岩石呈变余糜棱构造。这一现象很有可能是石墨在与地震有关的瞬时高压作用下以定向附生方式相变的结果。最近已经出现地震岩中石墨非晶化随脆性变形增强的报道(Nakamura et al., 2015)。另外，苏文等人在大别山榴辉岩中发现了绿辉石的非晶化(Su et al., 2011)，表明非晶化不仅在高压下没有稳定温压范围的矿物中也在高压下稳定的矿物中发生。这应当是瞬时高压的又一证据。这一发现的重要意义还在于，它指出了涉及长距扩散的复杂变质反应通过非晶化实现的可能性。

上述高压变质岩中的压玻化现象与陨击作用无关而是出现在高压变质带中，为理解震击高压变质作用的机理提供了宝贵的地质信息。它指示高压相变并不一定是传统理解的在缓慢的增温增压过程(例如板块俯冲)中在流体的参与下一个矿物组合转变为另一个矿物组合，而可以是通过一个非晶化阶段瞬时完成。流体的存在固然有利但是并非必需。非晶化导致矿物在保持固体状态的同时晶格无序化，呈现类似玻璃的物理特性。这就使得矿物内部原子或离子的扩散速率大大增加，从而使高压相变能够在瞬时发生。除了矿物同质多相转变，高压变质岩的岩相学观察对理解复杂的涉及化学组分长距离扩散的高压相变机理尤其重要。例如具有类似火山岩结构的假玄武玻璃本身就是淬火的证据，而一般看似不指示淬火的岩石结构的成因可能对研究大多数榴辉岩相岩石具有更普遍的意义。