高P/T区域变质岩

高P/T区域变质岩产于海沟带和大陆碰撞带，是地壳俯冲的标志，有很重要的构造意义。典型的高P/T变质相系列为Z→LA→BS→E。在一些过渡型高P/T变质区，如日本Sanbagawa（三波川），出现BS→EA→角闪岩相系列。LA（硬柱石－钠长石－绿泥石相）、BS（蓝片岩相）和E（榴辉岩相）是高P/T变质地体特有的三个变质相（见图23－11）。
（一）硬柱石－钠长石－绿泥石相（LA）
该相位于沸石相与蓝片岩相之间，仅代表一个小的温压范围：P≈0.3～0.4GPa，T≈150～300℃（见图23－11），以Lw＋Ab＋Chl组合为特征，无沸石相特征矿物浊沸石（Lm），代之以硬柱石（Lw），也无蓝片岩相特征矿物蓝闪石（Gl），代之以Ab＋Chl。然而可出现葡萄石－绿纤石相特征矿物绿纤石（Pu）。因而该相多作为葡萄石－绿纤石相的高压部分，而不处理为一个独立的变质相。
该相变质岩仅在新西兰南岛、美国加利福尼亚州和南意大利Calabria等少数几个地区找到。在新西兰南岛上Wakatipu地区，变质火山岩和变质泥质岩硬柱石－钠长石－绿泥石相典型矿物组合为Q＋Ab＋Lw ＋Pu＋Ms＋Chl。在美国加利福尼亚州Pacheco Pass地区Franciscan杂岩变质硬砂岩中，LA相典型矿物组合为Q＋Ab＋Lw＋Chl＋Cc（Miyashiro，1994）。
（二）蓝片岩相（BS）
蓝片岩相岩石是分布最广的高压低温变质岩，由洋壳和海沟沉积物俯冲变质形成，是识别古海沟带的标志。其原岩为洋壳基性－超基性岩、深海钙、硅、泥质沉积物和海沟浊积岩。
蓝片岩相特征矿物是蓝闪石类钠质角闪石，包括蓝闪石（Gl）Na2（Mg，Fe）3Al2［Si8O22］（OH）2、青铝闪石（Crs）Na2（Mg，Fe）3（Al，Fe3＋）2［Si8O2］（OH）2（在Leakeet al.（1997）的角闪石分类中，青铝闪石称为 “镁质蓝闪石”）和镁钠闪石（Mg－Rie）Na2（Mg，Fe）3它们构成Al－Fe3＋连续类质同象系列，常统称为蓝闪石。蓝闪石广泛出现在蓝片岩相许多岩石（包括泥质、长英质、钙质、基性）中。蓝闪石在手标本上呈蓝黑色，薄片中呈天蓝色，蓝闪石的存在使岩石带蓝色，因而含蓝闪石的片岩统称为蓝片岩，相应的变质相称为蓝片岩相。
由于低温，重结晶不彻底，蓝片岩相岩石变余结构构造发育，如变余碎屑结构，变余辉长－辉绿结构、变余层理构造（图26－27）、变余枕状构造等。由于俯冲带强烈的构造变形，岩石构造面理发育，有的地段可以出现构造混杂现象，不同时代的原地和异地的岩块混杂堆积形成混杂岩（melange）。如图23－11所示，以Lw（硬柱石）分解反应为界，蓝片岩相分为两个亚相：硬柱石－蓝片岩相（Lw－BS）和绿帘石－蓝片岩相（Ep－BS）。各亚相ACF、AFM图如图26－28所示。
硬柱石－蓝片岩相（Lw－BS）以往称为 “蓝闪石－硬柱石片岩相”（Turner，1981）。典型地区为美国加利福尼亚州Franciscan杂岩区（图26－4），又称为Franciscan型。特征矿物组合为Na－Am（钠质角闪石）＋Lw＋Ab（或Jd），可含绿纤石但无绿帘石。Na－Am是蓝闪石和青铝闪石（图26－27）。
绿帘石－蓝片岩相（Ep－BS）又称为 “蓝闪石－绿片岩相”（Winkler，1976；董申保等，1986）。相当于Raymond（1995）的高P/T绿片岩相。与硬柱石－蓝片岩相比，相对低压高温。特征矿物组合为Na－Am＋Ep＋Ab，无硬柱石、硬玉和绿纤石。Na－Am是青铝闪石（Crs）和镁钠闪石（Mg－Rie），罕见蓝闪石，可含钙质角闪石阳起石，具有蓝片岩相与绿片岩相过渡性质。典型地区为日本三波川和我国大别山（图26－5），可称为三波川型或大别型。
图26－27 蓝片岩相典型岩石（d＝2mm）（据Turner，1981）
图26－28 蓝片岩相ACF、AFM图（据Raymond，1995改编）
据周高志等（1996）、游振东等（1998）、索书田等（1993），大别山鄂北蓝片岩典型矿物组合为：
◎ 泥质：Mg－Rie（或Crs）＋Phn（多硅白云母）＋Chl＋Ab＋Q±Stp（黑硬绿泥石）±Sps（锰铝榴石）（镁钠闪石－白云母－石英片岩等）；
◎ 长英质（变质酸性火山岩）：Crs＋Phn＋Ab＋Q±Sps±Stp±Ep±Pie（红帘石）（青铝闪石－钠长石－石英片岩等）；
◎ 基性（变质基性火山岩）：Crs（或Mg－Rie）＋Chl＋Ep＋Ab＋Q±Stp±Act（青铝闪石－钠长石－绿泥石片岩等）；
◎ 钙质：Mg－Rie＋Cc＋Dol±Q±Chl±Tc（镁钠闪石大理岩等）。
（三）榴辉岩相（E）
1.概述
榴辉岩相（E）是一个高压（P＞1GPa）变质相（见图23－11），以典型岩石榴辉岩而得名。榴辉岩是主要由红－红棕色石榴子石（Gt）和草绿色绿辉石（Omp）组成的高压基性变质岩（图26－29），可含蓝晶石、石英，但无斜长石（图26－30）。石榴子石是Alm－Pyr－Gro的成分复杂固溶体。绿辉石是Di－Ca－Ts（钙契尔马克分子）－Jd－Ac（锥辉石）的成分复杂的单斜辉石。榴辉岩的形成与高P/T基性麻粒岩（斜长石－石榴子石－单斜辉石麻粒岩）有关。随着压力增加，高P/T基性麻粒岩中斜长石将发生分解：
岩石学（第二版）
反应导致斜长石消失，产生的硬玉（Jd）分子进入单斜辉石，形成绿辉石。Ca－Ts分子则主要进入石榴子石：
岩石学（第二版）
反应（26－7）伴有蓝晶石生成，这样就形成具Gt＋Omp＋Ky＋Q组合的榴辉岩。这也是为什么与基性麻粒岩相比，榴辉岩中的石榴子石更富Ca，而单斜辉石更富Na的原因。
图26－29 榴辉岩（23×）（据Harker，1960）
Jd＋Q生成反应（26－5）平衡条件见图22－1。但天然硬玉通常是含透辉石（Di）、锥辉石（Ac）组分的固溶体，天然Jd＋Q平衡压力明显低于纯Jd＋Q平衡压力。天然硬玉中Jd含量越低，平衡压力越低。通常将Ab＝Jd50＋Q平衡条件作为榴辉岩相低压限（见图23－11），而榴辉岩相压力上限尚不很清楚。金刚石在哈萨克斯坦片麻岩中（Sobolev ＆ Shatsky，1990）和大别地壳型榴辉岩中（徐树桐等，1994）的发现表明榴辉岩相压力上限至少在4.0GPa以上（见图20－9）。以Q＝Coe多型转变线（见图20－9）为界，可将榴辉岩相变质岩分为超高压（UHP）变质岩（含柯石英、金刚石等超高压矿物）和高压（HP）变质岩两类。超高压变质是陆壳岩石俯冲到地幔深度的岩石学证据（Schreyer，1988）。
榴辉岩相温度范围相当宽广，低温限向蓝片岩相过渡，高温限为干的拉斑玄武岩液相线（见图23－11）。Carswell（1990）将榴辉岩相变质岩分为低温（450～550℃）、中温（550～900℃）和高温（900～1600℃）三类。其中，低温类实际上是榴辉岩相与蓝片岩相的过渡。
造山带中形成于下地壳－地幔深度的高压－超高压变质岩，由于后期构造作用及岩浆作用被抬升到地表，在这个近等温降压（ITD）过程中，必然会发生再平衡而形成各种ITD型反应结构，这在榴辉岩相岩石中十分普遍。有时，变斑晶中还可保留早期俯冲（增压升温）阶段矿物反应残留或假象。这些反应结构是建立变质作用P－T－t轨迹、再造岩石形成的构造过程的依据。大别山既发育含金刚石柯石英榴辉岩等，又有绿帘角闪岩相的各类变质岩，其中发育的变质作用各阶段的反应结构为建立变质作用P－T－t轨迹提供了丰富的可靠证据（图26－30）。
图26－30 大别山含金刚石柯石英榴辉岩的变质作用P－T－t轨迹（据游振东等，1996）
这里要特别提一下，如图26－30d所示的柯石英（Coe）转变为石英（Q）的反应结构，这是发现柯石英的依据。据Smith（1984），柯石英转变为石英，体积要增加10％。因此，在含由柯石英转变而来的石英包裹体（柯石英假象）的石榴子石、单斜辉石等寄主矿物中会形成因体积膨胀而产生的放射状或同心圆状裂纹。这种特征的裂纹是显微镜下识别柯石英包裹体的最显著的标志，并为石英包裹体中的柯石英残留（高突起，比石英干涉色还低的很低干涉色）所证实。尽管由柯石英转变而来的石英可以是单晶，也可以是多晶甚至隐晶质集合体，其中可以有也可以没有柯石英残留，寄主矿物可以是石榴子石、单斜辉石或其他矿物，但包裹体周围均发育有这种特征的裂纹。
2.榴辉岩相主要岩石类型
20世纪70年代以前，普遍认为榴辉岩相只包括榴辉岩、石榴橄榄岩等成分十分有限的几个岩石类型（Miyashiro，1973；Winkler，1979）。80年代以来，西阿尔卑斯、哈萨克斯坦和我国大别山区变质岩石学研究进展表明，与其他变质相一样，榴辉岩相岩石也是多种多样的，也包括泥质、长英质、钙质、基性和镁质五大化学类型。
（1）榴辉岩相基性变质岩
榴辉岩相基性变质岩典型组合为Gt＋Omp＋Ky＋Q（图26－31a），代表性岩石为各类榴辉岩，它们具有多种多样的地质产状。Coleman et al.（1965）根据地质产状将榴辉岩分成A、B、C三类。它们分别与基性－超基性火成岩、片麻岩（角闪岩相变质岩）和蓝片岩有关。尽管近年来取得了许多新资料，如早先认为榴辉岩呈包体产于其他岩石之中，但20世纪80年代在西阿尔卑斯和新喀里多尼亚发现榴辉岩相与蓝片岩相构成递增变质带（Miyashiro，1994）。然而该分类仍不失为一个好的地质分类，因而至今仍为许多地质学家采用。三类榴辉岩在地质产状、全岩化学成分、主要矿物（Gt、Omp）化学成分、次要矿物种类、形成的P－T条件和成因等各方面都有所不同（表26－1；图26－32）。
图26－31 榴辉岩相ACF图（a）和AFM图（b，c，d）
广泛分布在大别山区的榴辉岩（图26－5），按次要矿物种类分为蓝闪石榴辉岩、蓝晶石榴辉岩、斜方辉石榴辉岩、柯石英榴辉岩和普通榴辉岩（无Gl、Ky、Opx、Coe）五个岩石类型（张泽明，1992）。其中斜方辉石榴辉岩呈层状、透镜状包体产于超基性岩体之中，属A型榴辉岩。呈透镜状、似层状分布于绿帘角闪岩相变质岩中的榴辉岩（主要为蓝闪石榴辉岩和普通榴辉岩等高压榴辉岩）具C型榴辉岩特点。而呈透镜状、层状分布于角闪岩相变质岩中的榴辉岩（包括蓝晶石榴辉岩、柯石英榴辉岩和普通榴辉岩等高压－超高压榴辉岩）属B型榴辉岩（周高志等，1996）。
图26－32 A、B、C三类榴辉岩中石榴子石（a）及单斜辉石（b）的成分
表26－1 三类榴辉岩的对比
（据Coleman，1965；Winkler，1979；Mottana；1986，Carswell，1990；Miyashiro 1994；综合）
（2）榴辉岩相非基性变质岩
Chopin（1981，1984）在西阿尔卑斯与榴辉岩共生的泥质变质岩中发现Phn＋Tc、Tc＋Ky、Pyr＋Coe等高压组合，Schreyer（1988）、Massonne ＆ Schreyer（1989）的实验证实了这些组合的高压稳定性。图26－31b，c，d表示了榴辉岩相泥质变质岩递增矿物变化。随着温度升高，片岩中依次出现Ky＋Cld＋Chl＋Phn＋Q→Ky＋Cld＋Tc＋Phn＋Q→Ky＋Gt＋Tc＋Phn＋Coe。主要由滑石、蓝晶石组成的岩石常称为白片岩（whiteschist）。
榴辉岩相长英质、钙质、镁质变质岩在大别山发育较好。据徐树桐等（1994）、游振东等（1998，2000），长英质组合为Jd＋Q（Coe）＋Gt（硬玉石英岩）和Ky＋Q（Coe）＋Gt＋Phn（蓝晶石石英岩）；钙质组合为Cc＋Dol＋Ar＋Phl＋Phn±Pl±Q（Coe）±Tr±Gt（大理岩）；镁质组合为Ol＋Gt＋Opx＋Cpx（石榴橄榄岩）。上述组合之中，柯石英（假象）包裹于石榴子石、蓝晶石等寄主矿物内部。（四）超高压（UHP）变质岩研究的三个问题
如前所述，以柯石英、金刚石为标志的超高压变质岩在西阿尔卑斯（Chopin，1984；Smith，1984）、哈萨克斯坦（Sobolev ＆ Shatsky，1990）和我国大别－苏鲁地区（Okay et al.，1989；Wang et al.，1989；徐树桐等，1991）的发现，证明了陆壳岩石可以深俯冲到地幔100～200km深处（图26－33）。这导致了现代超高压变质理论的形成和现代地质学的伟大变革，也使超高压变质岩研究成为地学研究最热的热点，新发现、新成果层出不穷，几乎涵盖地学各个领域，这里仅在参考有关文献基础上，简述超高压变质矿物、超高压变质岩全球分布和超高压变质带剥露机制等三个问题。
图26－33 超高压变质P－T图（据游振东，2007b，简化）
1.超高压变质矿物
早在1990年Carswell就指出 “超高压变质是岩石学家的梦魇，矿物学家的天堂”。近20多年来，尽管超高压变质岩的形成与折返过程，一直是困扰地质学家的一大难题，但在矿物学方面，不仅柯石英、金刚石不断被发现，而且结合实验矿物学的成果，发现许多新的超高压变质矿物，它们不仅是超高压变质的标志，而且与超高压变质形成深度有多深的问题直接相联系（游振东等，2007）。由于篇幅所限，下面只列举其中五种，在这些超高压指示矿物中，柯石英和金刚石最常见，因而也最重要。
◎柯石英：柯石英是SiO2的一种高压多形变体。石英－柯石英多形转变反应线界定了超高压变质的压力下限（图26－33）。据游振东等（2007），柯石英是斜方晶系、假六方板状，但镜下多呈不规则粒状，（西阿尔卑斯，单偏光，长边长1.185mm）无色，中低突起（Nm＝1.596），双折射率△＝0.005，正交镜下干涉色极低。包在石榴子石、绿辉石质单斜辉石中的柯石英，由于减压退变质，常常沿边缘重结晶成多晶粒栅状的石英集合体，随着退变质作用的加剧，原生的柯石英渐渐消失，被多晶石英的假象所替代。这些多晶石英具有较高的表面能，所以往往进一步重结晶，颗粒加大，先成多颗粒的，最后热愈合（thermal annealing）成为单颗粒的石英晶体。在上述的退变质过程中，由于体积的加大，在柯石英晶粒周围的寄主矿物中极易形成一种特征性放射状裂纹，这成为发现柯石英的重要显微标志（图26－34），少数情况下，比如寄主矿物为绿辉石时，在包裹物的周围除放射状裂隙之外，还常见一组同心状的裂隙。
图26－34 石榴子石中具石英冠状体的柯石英包裹体
除上述偏光显微镜鉴定方法外。更有效的鉴定方法是激光－拉曼探针光谱（Laser－Raman Microprobe Spectroscopy，LRM），柯石英的激光拉曼谱线如图26－35所示，其特征峰值是530cm－1。由于激光－拉曼探针光谱可以在特制的薄片中对微细矿物作原位测定，因此已成为超高压研究中应用甚广的鉴定技术。
◎金刚石：金刚石是C的高压多形变体，其低压稳定限（石墨－金刚石多形转变线）比柯石英还高（见图26－33）。金刚石为等轴晶系，常呈八面体、菱形十二面体、立方体，金刚光泽，硬度10。镜下通常无色，突起高（N＝2.4175）。超高压变质岩中金刚石为微粒状，粒度10～70μm，包裹于石榴子石、辉石、蓝晶石、锆石等寄主矿物中。与柯石英类似，金刚石在后期减压石墨化过程中体积膨胀，在其寄主矿物中也可出现放射状裂隙（图26－36）。金刚石的激光拉曼谱线如图26－35所示，其特征峰值为1331cm－1，对微粒金刚石而言，这是最好的鉴定标准。
图26－35 金刚石和柯石英拉曼谱线（据Ernst ＆ Liou 2000）
图26－36 Erzgebirge长英片麻岩的微粒金刚石
◎ 高K2O单斜辉石：在金伯利岩的石榴子石中常含有高K2O单斜辉石包裹物。实验岩石学也证明，随着压力增加到5～11GPa，单斜辉石中的K2O的含量将增加到6％。现已查明在一些含有金刚石的变质岩中，单斜辉石K2O含量可达1.55％。此类高K2O的单斜辉石因后期冷却出溶而常常含有钾长石或富钾云母的出溶条片，可以作为超高压变质的标志。
◎单斜辉石中的钛铁矿杆状体：在苏鲁的一些新鲜的橄榄石榴辉岩中，出现2类单斜辉石，基质透辉石是细粒的，粒径0.3～0.5mm，含有钛铁矿和钛斜硅镁石的包裹物，TiO2含量小于0.1；还有少数粗粒的透辉石变斑晶含有出溶的钛铁矿和Mg2Al2Cr钛磁铁矿杆状体。根据出溶相和寄主晶的体积和成分判断，原先透辉石TiO2 ＞1.0％，此种富钛的透辉石曾经有人在高压条件下实验合成过（游振东等，2007）。
◎ 高铝的榍石：榍石中xAl＝Al/（Al＋Fe3＋＋Ti）≥0.25时，称为高铝榍石（high aluminium titanite），据Carswell（1990）报道，大别山潜山双河超高压变质大理岩中的柯石英榴辉岩条带内共生的榍石具有非常高的Al（xAl多大于0.25）。在双河，由于角闪岩相的退变质，这些高铝榍石边部常被钛铁矿＋角闪石的后成合晶所替代，这在背散射电子图像中有明显的显示（游振东等，2007）。
2.超高压变质岩的全球分布
自从1984年Chopin在西阿尔卑斯的Dora Maira的变质岩中发现柯石英微粒包裹物以来，各国科学家发现了愈来愈多的新产地，据报道已达28个，实际可能还要多。
从超高压变质带的全球空间分布（图26－37）看，超高压变质带多分布在前寒武纪克拉通周围的显生宙造山带的范围内。其中又以欧亚大陆的周缘最为密集。如果以西伯利亚陆块为核心，自北而南可以识别出：(1)亚洲复合山链与中国中央造山带；(2)喜马拉雅造山带；(3)亚洲大陆南缘造山带等三个构造带。从时代分布上看，超高压变质带多出现于显生宙，前寒武纪只有晚元古代（泛非运动期）少数两例。说明以超高压变质带为特征的碰撞造山作用，是显生宙以来，陆壳增生达到一定的规模后，才出现的构造体制；Rodinia和Pangea古大陆的裂解，使地温梯度降低，从而有利于超高压变质带的生成（游振东，2007a）。
大别－苏鲁超高压变质带苏鲁超高压变质带（图26－38）是世界上规模最大的高压超高压变质带，东西绵延达800km以上。地表展现的构造是一种变质核杂岩，按从下而上构造顺序，主要由核部杂岩（corecomplex）CC、超高压变质带UHP、高压变质单元HP、绿帘蓝片岩单元EB和沉积盖层（sedimentary cover）SC等五个构造岩石单元所组成。核部杂岩是指分布在大别山的罗田英山一带的片麻岩，它们是前寒武纪的英云闪长岩－奥长花岗岩－花岗闪长岩系列的岩浆岩和一些变质表壳岩的组合，变质普遍达角闪岩相，但局部地区仍可察觉其原先的麻粒岩相变质的残余。超高压变质单元以各种成分的片麻岩为主夹少量的角闪岩、大理岩、石英岩等，其中夹大小、形状不一的榴辉岩包体。在该单元中许多角闪岩实际上是榴辉岩退变质的产物。在榴辉岩及其他岩类中均或多或少找到过柯石英和金刚石微粒包裹物。高压变质单元以红安大悟一带的变质岩最为特征。云母石英片岩夹绿帘钠长角闪片岩，属典型的绿帘角闪岩相。高压变质单元也有榴辉岩但多半是角闪榴辉岩（amphibolite－eclogite）或绿帘榴辉岩（epidote－eclogite）。绿帘蓝片岩单元主要由白云母石英片岩、白云母石英钠长片麻岩所组成，夹少量的绿片岩，反映一种浅变质的基性－酸性火山岩组合，其中经常可见青铝闪石、冻蓝闪石和多硅白云母这些低温高压变质典型矿物，属于绿帘蓝片岩相，故称绿帘蓝片岩单元。变质核杂岩的最上部为沉积盖层硅质条带状灰岩，属震旦纪的灯影灰岩。这五个变质单元彼此之间是以滑脱断层相接触，从变质作用的压力条件判断，它们应是扬子板块基底，俯冲进入不同深度后折返地表，是后期的伸展构造体制造成了现今的构造格局。此外，在苏鲁－大别造山带广泛分布着燕山期的花岗岩侵入体，仅桐柏山2大别山地区就至少有270个花岗岩类侵入体，出露面积占桐柏山2大别山区的17％。其就位时代多介于165～110Ma，其中较大的如英山以北天堂寨花岗岩、岳西以北的白马尖花岗岩等侵入体，均与穹隆构造核部有密切的关系（游振东，2007b）。
3.超高压变质带的剥露机制
如前所述，以柯石英、金刚石等超高压矿物为标志的超高压变质岩的发现，证明了陆壳岩石可以深俯冲到地幔100～200km深处，这在地质学上是具有里程碑的意义，同时也给地质学家带来一大难题：这些深俯冲到地幔100～200km深处的陆壳岩石是如何折返到地表的，即超高压变质带的剥露（exhumation）机制问题。据Maruyama et al.（2010），目前流行的有浮力驱动的羽流模型和楔形挤出模型等两类地质模型解释区域变质带的动力学过程（图26－39）。
◎ 浮力驱动的羽流模型（buoyancy－driven plume model）：该模型依据是长英质岩石的密度约2.8 g/cm3，低于橄榄岩的密度（直到50～60km深处为3.2～3.3g/cm3），在这个深度角闪岩转变为密度3.3～3.4g/cm3的榴辉岩）。这些数值延续到深度250km，最多只有5％的变化。因此长英质岩石对地幔橄榄岩或榴辉岩是有浮力的，在浮力驱动下羽流状的变质单元穿透刚性地幔楔，并最终达到地表（图26－39a）。
然而，Maruyama et al.（2010）认为，浮力驱动的羽流模型是不现实的。
图26－37 超高压变质岩的全球分布（产地下的数字代表年龄值，Ma）（据Maruyama et al.，2010）
图26－38 桐柏大别苏鲁变质核杂岩构造简图及其构造堆叠关系（据Suo et al.，2005）
图26－39 区域变质带剥露的动力过程（据Maruyama et al.，2010）
在250km深度以下K－hollandite（密度4.7g/cm3）和斯石英（密度4.3g/cm3）变得稳定。超过9GPa，长英质岩石的密度大于地幔物质（Irifune et al.，1994），因而浮力也就无助于区域变质带从深处剥露。相反，它会成为一个强大的板块牵引力。
在0～7GPa之间，长英质岩石对地幔橄榄岩或榴辉岩是有浮力的。然而，这种小的密度差无助于区域变质带作为羽流体（plume）在上覆地幔楔中上升（图26－39a）。浮力上升机制的更大困难包括区域变质带的规模和与浮力驱动模型预设的蘑菇状完全不同的三维形状。此外，碰撞型区域变质带是出露非常薄的单元，夹在上覆和下伏的低压变质或弱变质单元之间。变质带的厚度与宽度之比为1：100，并延伸了几百到几千米。它就像来自地幔很薄的糜棱状侵入体，从地幔100～200km深度延伸进入地壳的岩石单元中。这与羽状外形明显不同。如果规模太小，即使密度差足够大，浮力上升也是无效的。与整个地壳相比，1～3km左右的厚度在空间上是非常小的。单纯的计算从不支持它能够穿透进入温度在1000℃以下的地幔楔。区域变质带野外产出样式以其形状证明羽流体想法是错误的（Maruyama et al.2010）。
◎楔形挤出模型（wedge extrusion model）：该模型设想区域变质带剥露由俯冲板片与地幔楔之间狭窄的楔形角所驱动（图26－39b）。据Maruyama et al.（2010），楔形挤出模型提出了一个楔形粘性流体（区域变质带），其两边被下伏板块和上覆地幔楔所夹，并通过俯冲角变浅而挤出（Maruyama et al.，1996）。假定三角形楔形区域AOB（图26－39b）被非压缩流体充满。刚性壁OA围绕点O的中心移动，并挤压流体AOB。考虑到边界条件，OA和OB表现为自由滑动或是摩擦边界曲面。如图26－39b所示的∠AOB，其初始条件α＝30°，β＝5°，楔形深度为200km。如果楔形角β转动0.5°，它将导致来自60km深度的物质沿着自由滑动面或是摩擦面而挤出表面。要将120km深度的物质移到表面，需要在楔形三角区域大约80％的变形。平均剥露速率将取决于楔形区域的变形速率。假定楔形中的变形速率是一定的。剥露速率在深部一定快些，而在近地表会变慢。上面的例子中，120km深度的剥露速率在到达近地表时会减到1/3，同时物质在剥露过程中会沿着剥露方向被拉伸5倍（自由滑动）到10倍（摩擦滑动）。在Chemenda et al.（2000）为查明喜马拉雅区域变质带的侵蚀机制而做的实验研究中，清楚再现了双断层，很好地以实例说明了楔形挤出模型。