北山古堡泉地區榴輝巖變質作用P-T-t軌跡及構造意義

陳言飛, 邵兆剛*, 陳宣華, 李 杰 , 王 葉, 王洛娟, 蘇 和

1)中國地質科學院, 北京 100037; 2)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083

榴輝巖作為洋-陸/陸-陸俯沖帶中形成的一種典型的變質巖石, 對于探索造山帶的形成和演化具有重要的指示意義(Chopin, 1984; Ernst, 2001; 楊經綏等, 2006; Brown, 2007; Wei et al., 2013; Soldner et al., 2020b; Li et al., 2021; 郭晶等, 2021)。北山地區位于中亞造山帶的南部, 北山造山帶的構造屬性目前仍存在爭論, 一種觀點認為其是多個島弧帶拼貼形成(Xiao et al., 2010; Song et al., 2013a, b; Ao et al.,2016), 另有觀點認為其北部是由多個島弧拼貼形成, 南部經歷了多個古老微陸塊聚合過程(Mei et al.,1999; Liu et al., 2011; Yuan et al., 2015; He et al.,2018)。該地區出露的榴輝巖能夠為探討北山造山帶乃至整個中亞造山帶的演化提供關鍵的信息。

北山榴輝巖出露在古堡泉地區, 位于北山造山帶的南部。自梅華林等(1998)首次報道北山地區榴輝巖至今, 不斷有地質學者對該地區的榴輝巖進行了研究, 對榴輝巖的產出狀態、礦物組成、變質溫壓條件、變質時代、原巖類型和形成時代以及形成的大地構造背景進行了詳細的探討(劉曉春等, 2002;楊經綏等, 2006; Liu et al., 2011; Qu et al., 2011;Saktura et al., 2017; Soldner et al., 2020b)。但是, 前人的研究仍在以下幾個方面存在爭議: 一是變質作用 P-T軌跡的不同, 早期的觀點認為榴輝巖經歷了自綠簾角閃巖相升溫升壓至榴輝巖相(12～15 kbar,700～720℃)的進變質過程后, 又經歷了降溫降壓到綠片巖相的退變質過程, 為緊閉形態的順時針 P-T軌跡(劉曉春等, 2002; Liu et al., 2011); Qu et al.(2011)則認為巖石經歷了自峰期榴輝巖相(＞15.5 kbar, 700～800 ℃)后的近等溫降壓形態的順時針P-T軌跡; 而Soldner et al.(2020b)認為榴輝巖記錄了升溫升壓的進變質過程至近峰期(20～21 kbar和 750～775 ℃), 但是自峰期之后的退變質過程中P-T軌跡的形態并未限定。二是變質時代的認識不同, 對于榴輝巖的變質時代目前有三種觀點: (1)新元古代(～819 Ma, 楊經綏等, 2006); (2)峰期變質時代中奧陶世(467～465 Ma, Liu et al., 2011; Qu et al.,2011; Saktura et al., 2017), 退變質時代晚志留世(～430 Ma, Qu et al., 2011); (3)進變質時代中奧陶世(～462 Ma, Soldner et al., 2020b), 峰期變質時代晚奧陶世(～453 Ma, Soldner et al., 2020b)。三是對榴輝巖原巖的形成時代和屬性的認識不同, 對于原巖的形成時代一種觀點認為中元古代晚期(～1007 Ma, 楊經綏等, 2006), 另一種認為新元古代(866～800 Ma,Liu et al., 2011; Saktura et al., 2017); 對于榴輝巖的原巖類型有兩種認識, 一種是大洋中脊或海山的碎片(Qu et al., 2011), 另一種是大陸地殼(基性巖墻群的基性巖石, Saktura et al., 2017; 早期榴輝巖化的下地殼, Soldner et al., 2020a, b)。因此, 北山地區榴輝巖的變質作用P-T軌跡、變質時代以及其原巖的形成時代和屬性尚需進一步研究。

本文擬對北山古堡泉地區榴輝巖開展巖石學、鋯石U-Pb年代學、礦物化學以及巖石化學的研究,以限定其變質演化過程、不同變質階段的溫壓條件以及變質時代, 建立榴輝巖的變質演化 P-T-t軌跡,進而討論巖石成因和形成的大地構造背景。

1 地質背景和樣品

北山造山帶處于古亞洲洋消減所形成的巨型縫合帶——中亞造山帶南緣(Xiao et al., 2003, 2010;Windley et al., 2007; 陳宣華等, 2019), 地處塔里木板塊、哈薩克斯坦板塊和西伯利亞板塊交匯部位,經歷了長期的多階段的復雜的俯沖-拼貼歷史(Xiao et al., 2010; Song et al., 2013a, b; Tian et al., 2014;賀振宇等, 2014, 2015; He et al., 2014, 2018)。目前,被多數學者所接受的是Xiao et al.(2010)將該地區根據蛇綠巖帶把所隔開的塊體都劃為島弧帶, 從北向南共 10個單元, 依次為: 雀兒山—圓包山島弧帶(雀兒山單元)、紅石山蛇綠混雜巖帶、黑鷹山—旱山島弧帶(旱山單元)、星星峽—石板井—小黃山蛇綠混雜巖帶、馬鬃山島弧帶(馬鬃山單元)、紅柳河—牛圈子—洗腸井蛇綠混雜巖帶、花牛山—雙鷹山島弧帶(花牛山單元)、柳園蛇綠混雜巖帶、石板山島弧帶(石板山單元)和敦煌地塊(圖1)。而近年來在花牛山單元和石板山單元相繼發現了前寒武基底(賀振宇等, 2015; Yuan et al., 2015; Zong et al., 2017;袁禹, 2019), 北山造山帶由此被認為以紅柳河—牛圈子—洗腸井蛇綠混雜巖帶為界, 北部是由多個洋內島弧拼貼形成的復雜增生系統(Xiao et al., 2010;Song et al., 2013a, b; Tian et al., 2014; Ao et al.,2016), 南部則涉及多個古老微陸塊之間的俯沖碰撞過程(Mei et al., 1999; Liu et al., 2011; Yuan et al.,2015)。

圖1 北山造山帶構造單元劃分簡圖(據賀振宇等, 2015; 袁禹, 2019)Fig. 1 Simplified tectonic map of Beishan Orogenic Belt (from HE et al., 2015; YUAN, 2019)

本文研究區屬于花牛山單元, 花牛山單元包括雙鷹山和花牛山兩個地區。雙鷹山地區主要出露古元古代和早古生代的(變)碎屑沉積巖及碳酸鹽巖(Zuo et al., 1991; 代文軍和龔全勝, 2000; 何世平等,2002)。雙鷹山地區出露大規?；◢徺|巖體, 其鋯石U-Pb及白云母Ar-Ar年代學結果表明, 其侵入時代從新元古代一直持續到中生代(Zuo et al., 1991; 龔全勝等, 2002)?；ㄅＩ降貐^主要由古生代變質巖及中生代沉積巖組成, 片麻巖、石英片巖、混合巖、變砂巖、礫巖、粉砂巖和大理巖及中酸性火山碎屑巖非常普遍。最老的巖石為玄武巖、玄武安山巖及含有奧陶紀三葉蟲的變砂巖、千枚巖、硅質巖和大理巖, 其中火山巖具有鈣堿性特征(Zuo et al., 1991;代文軍和龔全勝, 2000; 龔全勝等, 2002)?；ㄅＩ絾卧诠疟と貐^發育長約10 km的眼球狀片麻巖帶,其中還包裹著透鏡狀、石香腸狀榴輝巖透鏡體, 該地區還大量發育未變形的具有鈣堿性特征的花崗巖體及侵入其中的輝長輝綠巖脈(梅華林等, 1998;Zhang et al., 2015)。

本文的研究對象榴輝巖出露在古堡泉地區, 該地區發育不同變質級別的變質巖石和強烈的變形作用, 北部為早志留世花崗質侵入體, 南部為柳園混雜巖帶, 中部為東西向展布的長約10 km的眼球狀花崗質片麻巖帶, 被后期大量輝綠巖脈侵入。榴輝巖呈透鏡體產出, 其外側為石榴石角閃巖, 直接圍巖為變泥質巖和變長英質巖, 三者一起產出在眼球狀花崗質片麻巖中, 且展布方向與片麻巖的片麻理平行(圖 2)。

圖2 古堡泉地區地質簡圖Fig. 2 Simplified geological map of Gubaoquan region

2 分析方法

樣品主量和微量元素(包括稀土)成分分析在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。全巖主量元素分析儀器使用日本理學(Rigaku)生產的ZSX PrimusⅡ型波長色散X射線熒光光譜儀(XRF), 4.0 kW端窗銠靶 X射線光管, 測試條件為電壓: 50 kV, 電流:60 mA, 主量各元素分析譜線均為Kα, 標準曲線使用國家標準物質巖石系列GBW07101-14。數據校正采用理論α系數法, 測試相對標準偏差(RSD)＜2%,檢測限＜0.01%。微量元素和稀土元素采用電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)來測定(儀器型號 Agilent 7700e), 檢測限為(1-0.05)×10-6, 分析誤差為5%～10%。

鋯石微量元素含量和 U-Pb同位素定年在中國地質科學院礦產資源研究所利用 LA-ICP-MS同時分析完成。激光剝蝕系統為 RESOlution S-155型193 nm準分子激光, 激光斑束直徑為30 μm, 頻率為5 Hz, 剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣。ICP-MS為 Bruker M90/(Thermo Fisher的Element XR), 每個時間分辨分析數據包括15～20 s的空白信號和45 s的樣品信號。U-Pb同位素定年中采用鋯石標準 GJ-1作外標進行同位素分餾校正,每分析 5～10個樣品點, 分析 2次 GJ-1。詳細的儀器操作條件和數據處理方法見侯可軍等(2009)。對分析數據的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件 ICPMSDataCal(侯可軍等, 2009; Liu et al., 2010)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權重平均計算均采用Isoplot軟件(Ludwig, 2003)完成。

礦物化學成分分析在中國地質科學院地質研究所完成, 使用的儀器為日本電子 JEOL公司生產的JXA-8900型號的電子探針儀。實驗分析的條件為:15 kV加速電壓, 20 nA的電子速電流, 5 μm的電子束斑直徑, 攝譜峰期時間和背景時間分別是10 s和5 s。采用了ZAF校正, SPI標準礦物校正。天然石榴石、白云母、斜長石、角閃石和輝石以及人工合成的硅作為標樣。所測試SiO2, TiO2, Al2O3, FeO, MnO,MgO, CaO, Na2O和K2O的結果中, 當氧化物含量＞1 wt. %時其誤差＜1%, 當含量＜1 wt. %其誤差＜8%。

3 結果

3.1 巖相學和礦物化學

榴輝巖具塊狀和弱片麻狀構造, 中細粒等粒變晶結構, 主要礦物成分為綠輝石、石榴石、普通輝石、透輝石、角閃石、斜長石、石英、白云母、綠簾石以及鋯石、金紅石、榍石等副礦物(圖3)。石榴石中含有石英、白云母、單斜輝石、角閃石和鈦鐵礦包體, 其邊部分解為斜長石和角閃石的集合體(圖3b, c, d)。綠輝石大多分解為單斜輝石+斜長石±角閃石的后成合晶(圖3)。發育兩期角閃石, 一種是與石榴石和綠輝石共生的早期自形-半自形的大顆粒角閃石, 另一種是由石榴石和綠輝石分解形成的后期角閃石, 顆粒較小, 主要發育在石榴石邊緣。從以上巖相學特征該樣品可識別出三期礦物組合,石榴石核部及其內部的包裹體為進變質礦物組合(Grt+Cpx+Hbl+Pl+Ms+Q+Ilm), 石榴石、綠輝石以及其他共生礦物組成峰期階段礦物組合(Grt+Omp+Hbl+Ms+Rt+Q), 石榴石邊部以及綠輝石分解形成的礦物集合體為退變質階段的礦物組合(Grt+Cpx+Pl+Hbl+Q+Ilm)。

圖3 古堡泉地區榴輝巖顯微照片(a, b)和BSE(c, d)圖像Fig. 3 Microphotos (a, b) and BSE pictures (c, d) of Gubaoquan eclogite

對榴輝巖樣品(LY19-38)中的石榴石、綠輝石、單斜輝石、角閃石、白云母和斜長石進行了化學成分分析, 分析數據見表 1。該樣品石榴石變斑晶發育明顯的成分環帶, 從石榴石核部到幔部, 鎂鋁(Pyr)和鐵鋁榴石(Alm)含量升高, 鈣鋁榴石(Grs)含量降低; 從幔部到邊部, 鎂鋁和鈣鋁榴石含量降低,鐵鋁榴石含量升高(圖 4; 表 1)。錳鋁榴石(Sps)含量極低, 成分無明顯變化。不同部位各組分含量分別為: 從核部到幔部 XMg(Pyr)=0.23～0.27,XCa(Grs)=0.27～0.20, XFe(Alm)=0.49～0.53和 XMn(Sps)=0.01～0.01, 石榴石從幔部到邊部 XMg=0.27～0.25,XCa=0.24～0.22, XFe=0.49～0.52 和 XMn=0.01～0.01。

表1 古堡泉地區榴輝巖礦物電子探針數據Table 1Compositions of representative minerals from Gubaoquaneclogite

續表1

圖4 榴輝巖(LY19-38)石榴石剖面位置(a)和成分環帶特征(b)Fig. 4 Zoning location (a) and compositional profiles (b) of garnet porphyroblasts from Gubaoquan eclogite (LY19-38)

綠輝石大部分分解為單斜輝石和斜長石, 但仍有部分殘留, 其硬玉組分含量較低(Jd=0.12-0.21)(圖5b)。單斜輝石成分為透閃石和普通輝石(圖5a)。角閃石和斜長石為主要的退變質礦物, 主要有三種產出形態: 基質中、石榴石包裹體中以及石榴石邊部。三種形態角閃石成分特征相似, 除一個點落在了凍藍閃石/紅閃石區域內, 其他均為韭閃石(圖5c)。不同部位的斜長石成分有所不同, 產在基質中和石榴石邊部冠狀體內的斜長石的鈣長石組分分別為0.11～0.14和22, 屬于更長石, 而石榴石包裹體中的斜長石 An=0.32, 為中長石(圖 5d)。白云母的 Si含量為3.08。

圖5 榴輝巖中單斜輝石(a, 據Morimoto, 1988), 綠輝石(b, 據Morimoto, 1988), 角閃石(c, 據Leake et al., 1997)和斜長石(d, 據Deer et al., 2013)成分判別圖Fig. 5 Compositions of pyroxene (a, b; from Morimoto, 1988), amphibole (c; from Leake et al., 1997),and plagioclase (d; from Deer et al., 2013) from the eclogites

3.2 相平衡模擬與變質作用條件

本文使用GeoPS程序(Xiang, 2020)和內部一致性熱力學數據庫(Holland and Powell, 2011)進行相平衡模擬。相平衡模擬使用的成分體系為 Na2OCaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O(Fe2O3)(NCKFMASHTO)。使用的固溶體模型如下: 輝石和基性巖熔體(Green et al., 2016), 斜長石(Holland and Powell, 2003), 石榴石、白云母、綠泥石、鈦鐵礦(White et al., 2014)。石英和金紅石視為純端元礦物,流體相假設為純水且過量。由于P2O5主要賦存于磷灰石中, 且在所研究對象中含量很低, 因此忽略該組分。P-T視剖面圖均根據實測全巖成分計算所得。

榴輝巖樣品LY19-38的P-T視剖面計算的溫、壓條件范圍為 6～24.0 kbar和 500～800 °C(圖 6)。石英穩定存在于所計算的整個 P-T區域內, 石榴石穩定存在于除右下角＜7.8 kbar和630～800 °C的三角區域之外的其他區域, 角閃石穩定存在于除右上角＞20 kbar和＞750 °C的區域之外的其他區域。白云母在溫度大于590～775 °C條件下消失。在實測全巖水的含量條件下, 體系的固相線位于＞650 °C 的區域。巖相學未觀察到部分熔融的現象, 本文認為巖石變質峰期并未發生部分熔融。模擬結果表明, 巖相學所觀察到的進變質階段的礦物組合Grt+Cpx+Hbl+Ms+Pl+Qz+Ilm穩定在一個較寬的溫壓范圍內, 所限定的溫、壓條件為 6.0～8.4 kbar和500～650℃, 峰 期 礦 物 組 合 Grt+Omp+Hbl+Ms+Qz+Rt也穩定在一個較寬的溫壓范圍內, 所限定的溫、壓條件為＞17 kbar和570～730℃, 退變質階段礦物組合 Grt+Cpx+Hbl+Pl+Qz+Ilm 穩定在7.8～11.8 kbar和 630～800 ℃的溫壓范圍內(圖 6)。我們利用石榴石和綠輝石等值線的交點來進一步確定其礦物組合, 并限定該樣品的各階段變質溫壓條件。石榴石從核部到幔部具有進變質生長環帶, 其核部的 XCa(0.25～0.27)值在視剖面圖上落在所觀察到的進變質階段的礦物組合 Grt+Cpx+Hbl+Ms+Pl+Qz+Ilm 內, 所限定的溫壓條件為 7.2～9.0 kbar和500～560 ℃(圖6粉色圈區域), 即為該樣品進變質階段的礦物組合和溫壓條件。石榴石幔部的 XCa(0.20～0.24)值和綠輝石 Jd(0.12～0.21)成分的交點落在峰期礦物組合 Grt+Omp+Hbl+Ms+Qz+Rt區域, 與所觀察的巖石峰期礦物組合一致, 所限定的溫壓條件為＞20 kbar和660～700 ℃, 即巖石的峰期變質條件(圖 6黃色圈區域)。石榴石邊部成分呈現顯著的擴散(退變質)環帶特征, 其石榴石XCa(0.21～0.24)值也落在與巖相學所觀察的Grt+Cpx+Hbl+Pl+Qz+Ilm 礦物組內, 所限定的溫壓條件為 9.0～10.8 kbar和 650～720 ℃, 即巖石的退變質階段變質條件(圖6藍色圈區域)。

圖6 北山古堡泉地區榴輝巖P-T視剖面圖Fig. 6 P-T pseudosections of eclogite (YF1908-38) from Gubaoquan

3.3 鋯石U-Pb年代學

本文對榴輝巖(LY19-38)樣品進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年和鋯石微量元素原位分析, 分析結果見表 2。所研究樣品中的鋯石多為無色透明, 呈半自形-自形短柱狀、橢圓或次圓狀, 長 60～200 μm, 以 80～150 μm 的最為常見, 在CL影像下具有相似的內部結構, 大部分鋯石具有明顯的核-邊結構, 榴輝巖核部較邊部明亮, 內部的繼承核大小不一、形狀也不規則, 且多數具有明顯的震蕩環帶, 鋯石邊部寬窄不一, 不發育環帶(圖7a)。還有少部分鋯石由于缺少繼承核, 未顯示出核-邊結構。

測試結果顯示, 榴輝巖鋯石核部具有高的Th/U比值(0.10～0.25)和稀土元素含量(表 2; 圖 7a),在球粒隕石標準化稀土模式分配圖上, 富集重稀土(HREE), 同時還具有明顯的Eu負異常(表2; 圖7a),表現出典型的巖漿鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。樣品的鋯石核部分析點的年齡大部分在協和線附近, 其206Pb/238U加權平均年齡為(860±14) Ma(MSWD=1.80, n=16)(圖 7a), 為榴輝巖原巖的形成時代。鋯石的增生邊具有較低的Th/U比值(0.003～0.086)和稀土元素含量(表2; 圖7b), 重稀土(HREE)表現出平坦甚至虧損的特征, 無或具有輕微的Eu負異常(表2; 圖7b), 表現出典型的變質鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。樣品的鋯石邊部測試點的206Pb/238U加權平均年齡為(465±7) Ma(MSWD=1.10, n=6)(圖 7a), 代表巖石的峰期變質年齡。

圖7 北山古堡泉地區榴輝巖(LY19-38)鋯石陰極發光圖像和U-Pb年齡協和圖(a)以及鋯石稀土元素配分圖(b)(球粒隕石標準值據Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Representative cathodoluminescence (CL) images of zircon grains Zircon U-b concordia diagrams (a) and Chondrite-normalized REE patterns of zircon cores and rims (b) of eclogite (LY19-38) from Beishan region(chondrite values are from Sun and McDonough, 1989)

4 討論

4.1 榴輝巖原巖的形成時代和屬性

關于榴輝巖原巖的形成時代前人有兩種認識:楊經綏等(2006)通過鋯石SHRIMP U-Pb同位素定年認為其原巖年齡為～1007 Ma, 而Liu et al.(2011)和Saktura et al.(2017)則分別通過鋯石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb同位素定年認為鋯石核部的年齡(886～860 Ma)為榴輝巖原巖的形成年齡。本文所研究榴輝巖樣品鋯石核部具有高的 Th/U比值(0.10～0.25)和稀土元素含量, 表現出典型的巖漿鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003), 所獲得206Pb/238U加權平均年齡(860±14) Ma即代表原巖的形成年齡, 與Liu et al.(2011)和Saktura et al.(2017)所報道的年齡一致。因此, 本文認為榴輝巖的原巖形成時代為新元古代早期(886～860 Ma)。

對于榴輝巖的原巖屬性有兩種認識, 一種認為其原巖是洋殼物質(大洋中脊或海山的碎片), 大洋巖石圈俯沖發生了榴輝巖相變質作用(Liu et al.,2011; Qu et al., 2011); 另一種認為是大陸地殼, 為基性巖墻群的基性巖石(Saktura et al., 2017)或者是早期榴輝巖化的下地殼(Soldner et al., 2020a, b), 是大陸地殼俯沖發生的榴輝巖相變質作用。由于古堡泉地區并未發現與榴輝巖原巖同時期(886～860 Ma)的增生楔、蛇綠巖等存在, 且榴輝巖原巖年齡與峰期變質年齡(～465 Ma)差距較大, 本文更傾向于第二種觀點。另外, Saktura et al.(2017)對榴輝巖的微量元素特征以及前人數據進行了對比研究, 發現其不同于任何一種大洋物質(E-MORB、N-MORB和OIB)的特征。綜上, 本文更傾向于榴輝巖的原巖為大陸地殼物質。

4.2 榴輝巖的變質時代

對于榴輝巖的變質時代目前有三種觀點, 楊經綏等(2006)通過鋯石SHRIMP U-Pb同位素定年認為其變質年齡為新元古代(～819 Ma); Qu et al.(2011)和Liu et al.(2011)認為鋯石 LA-ICPMS U-Pb(467～465 Ma)和黑云母39Ar-40Ar年齡(～430 Ma)分別代表了榴輝巖峰期變質年齡和退變質年齡, Saktura et al.(2017)也獲得了榴輝巖鋯石變質邊的SHRIMP U-Pb同位素年齡為466 Ma; 而Soldner et al.(2020b)認為榴輝巖石榴石-全巖-輝石的 Lu-Hf等值線年齡(～462 Ma)代表了進變質階段的年齡, 而其 Sm-Nd年齡(～453 Ma)則代表了峰期變質時代。

本文所測試樣品鋯石的增生邊具有較低的Th/U比值(0.002～0.022)和稀土元素含量, 重稀土表現出平坦甚至虧損的特征, 無或具有輕微的 Eu負異常, 表現出典型的變質鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。本文所獲得鋯石邊部年齡(～465 Ma), 與榴輝巖石榴石-全巖-輝石的Lu-Hf等值線年齡(～462 Ma)相近(Soldner et al., 2020b), 由于 Lu元素的高親石榴石性, 其主要集中在界面控制下生長的石榴石核部(程昊和曹達迪, 2013), 因此具有顯著生長環帶的石榴石Lu-Hf等值線年齡一般反映的是石榴石早期生長時間, 代表進變質時代(Lapen et al., 2003; 曹達迪和程昊, 2014), 所以本文所獲年齡(～465 Ma)更傾向于代表巖石進變質階段或近峰期的年齡。Soldner et al. (2020b)所限定的峰期變質時代(～453 Ma, 石榴石Sm-Nd等時線年齡)較前人鋯石U-Pb年齡(467～465 Ma; Liu et al., 2011;Qu et al., 2011; Saktura et al., 2017)年輕近10 Ma,由于石榴石 Sm-Nd體系封閉溫度一般小于 700℃,小于其所限定的榴輝巖峰期溫度(750～775℃;Soldner et al., 2020b), 因此本文認為石榴石Sm-Nd等時線年齡(～453 Ma)代表的是峰期之后冷卻階段的年齡。綜上所述, 本文推測古堡泉榴輝巖的峰期變質時代應該在465～453 Ma之間。榴輝巖退變質的時代為晚志留世(～430 Ma; Qu et al., 2011), 該時代與變泥質巖(榴輝巖的直接圍巖)中獨居石邊部U-Pb同位素所獲得的退變質年齡一致(436～429 Ma;Soldner et al., 2020b)。以上研究結果說明北山榴輝巖的峰期變質時代應該在中—晚奧陶世而非新元古代, 退變質時代為晚志留世。

4.3 榴輝巖變質作用P-T-t軌跡及構造意義

目前的研究對于北山地區榴輝巖變質P-T軌跡仍存在爭議: 早期的觀點認為榴輝巖經歷了自綠簾角閃巖相(8.9～10.5 kbar, 604～678 ℃)升溫升壓至榴輝巖相(12～15 kbar, 700～720 ℃)的進變質過程后,又經歷了降溫降壓到角閃巖相(6.3～8.3 kbar, ～629 ℃)進而至綠片巖相(3～4 kbar, ～400 ℃)的退變質過程,為緊閉形態的順時針P-T軌跡(劉曉春等, 2002; Liu et al., 2011); Qu et al. (2011)則認為巖石經歷了自峰期榴輝巖相(＞15.5 kbar, 700～800℃)后的近等溫降壓形態的順時針 P-T軌跡, 依次經歷了高壓麻粒巖相(12～14 kbar, 700～750℃)、低壓麻粒巖相(8～9.5 kbar, ～700℃)至角閃巖相(5～7 kbar, 600～700℃)的退變質過程; 而Soldner et al.(2020b)認為榴輝巖記錄了升溫升壓的進變質過程(溫壓條件自 12～13 kbar和 675～700 ℃至近峰期 20～21 kbar和750～775 ℃), 以及退變至 2～3 kbar和 530～550 ℃的過程, 但是自峰期之后的整個退變質過程中 P-T軌跡的形態并未限定。本文研究結果表明, 榴輝巖進變質階段的溫壓條件為7.2～9.0 kbar和500～560 ℃,進變質過程是較陡的升溫升壓過程, 與前人研究結果基本一致(劉曉春等, 2002; Liu et al., 2011)。峰期階段的溫壓條件為＞22 kbar和 660～700 ℃, 與Soldner et al.(2020b)的研究結果一致。退變質過程是近等溫降壓的過程, 溫壓條件為9.0～10.8 kbar和650～720 ℃, 與 Qu et al.(2011)的研究結果一致。

綜合以上研究成果, 北山地區榴輝巖具有順時針的 P-T-t軌跡, 巖石經歷了自綠簾角閃巖相快速的埋藏過程(較陡的升溫升壓), 在中晚奧陶世(465～453 Ma)進變質至峰期的高壓榴輝巖相, 之后又經歷了快速的抬升, 表現為近等溫降壓的退變質過程, 在晚志留世(～430 Ma)退變質為角閃巖相。以上特征說明榴輝巖形成在俯沖的構造環境下, 為大陸地殼物質快速俯沖形成, 地溫梯度小于10 ℃/km,俯沖深度＞80 km, 之后又經歷了快速折返。

5 結論

(1)北山地區榴輝巖原巖形成時代為 860 Ma,進變質或近峰期變質時代為～465 Ma。

(2)巖石具有順時針 P-T-t軌跡, 峰期變質條件分別為 P＞22 kbar、T=660～700 ℃, 是大陸地殼快速俯沖形成, 俯沖深度達 80 km, 之后又經歷了快速的折返。

致謝: 感謝中國地質科學院地質研究所田作林和周桂生對本文寫作的幫助。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190011 and DD20221643), National Key Research and Development Program of China (No. 2018YFC0603700), Petrochina Changqing Oilfield Company (No. 2021DA0404), and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No. JKY202011).