湘北杨家坪中新元古宇和下古生界的近变质作用与成岩作用*

2014-04-13王河锦周钊王玲苑蕾

岩石学报 2014年10期

关键词：伊利石古生界云母

王河锦周钊王玲苑蕾

WANG HeJin1，2，ZHOU Zhao2，WANG Ling1，2 and YUAN Lei2

1. 造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871

2. 北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，Ministry of Education，Beijing 100871，China

2. School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing 100871，China

2014-01-23 收稿，2014-07-20 改回.

湖南北部杨家坪一带出露有中新元古宇和下古生界。他们是否变质存在两种主要的观点。如:卢良兆(1987)认为中新元古宇(板溪群，冷家溪群)经历了低绿片岩相区域低温动力变质作用并达到了“绢云母-绿泥石”级，其发生时间为中晚元古宙，而震旦和下古生界为雪峰运动后的沉积盖层。另一种观点(金文山和孙大中，1997)则认为，湖南的中新元古宇遭受了“绢云母”级亚绿片岩相到低绿片岩相的区域变质作用，其温度范围为200 ～400℃，震旦-志留系则为雪峰运动(1000Ma)后的沉积盖层。前者是根据矿物组合分析得出的结论，后者则有自生层状矿物组合与结晶度资料的数据。朱明新和王河锦(2001)运用国际上可对比的伊利石结晶度、多型、b0值等方法识别出了湖南东部长沙-澧陵-浏阳一带冷家溪群和板溪群存在的浅变质和近变质作用;王河锦等(2002)运用同样的国际上可对比的方法得出了湖南中部黄土店-仙溪中新元古宇和下古生界经历了甚低级变质作用的影响。Wang et al.(2004)确定出了湘西北沅古坪一带中新元古宇和下古生界遭受了近变质作用的影响。已有资料表明，由东到西，中新元古宇和下古生界所遭受的变质作用强度略变低，北部如何，目前尚无资料描述。其它描述了湖南中新元古宇变质的文献还有:吴雪华等(1965)、喻水纯(1987)、贾宝华(1995)、候光久和索书田(1996)、鲍振襄等(1999)、车勤建等(2005)和高林志等(2011)。

本研究运用国际上可对比的碎屑岩低温变质理论和方法(Frey，1987;Frey and Robinson，1999;Eberl et al.，1990;Rahn et al.，1995;Mählmann，1996;Schmidt et al.，1997;Mullis et al.，2002)对湘北杨家坪一带中新元古宇和下古生界进行分析研究，以希查明甚低级变质作用(Very low grade metamorphism)在区域上的影响变化，并恢复该区构造热演化的历史。

1 地质背景

湘北在大地构造上位于扬子地块江南“古陆”(金文山和孙大中，1997)或华南古陆“壳”(马丽芳，2002)。冷家溪早期该古陆裂解为微陆块，本区形成边缘裂谷深海次深海环境，沉积了泥质、火山-碎屑浊积岩组合。冷家溪晚期-新元古早期发生武陵运动，裂谷关闭形成碰撞带，随后产生系列褶皱抬升和剥蚀;使得作为湖南最老的冷家溪群出现在武陵运动不整合面之下，并成为扬子地台的一部分。其后的新元古宇板溪群平行不整合于震旦系之下。冷家溪群由系列碎屑岩-火山物质和深海沉积物构成，如砂质粉砂质板岩、杂砂岩、凝灰岩和变质火山岩石等(湖南省地质矿产局，1988)。板溪群下部的马底驿组(Pt3bnm)主要由系列泥质和砂质板岩组成，而上部的五强溪(Pt3bnw)组则主要由石英砂岩及板岩夹层构成。形成于雪峰运动之后的震旦系主要由沉积盖层组成;其沉积物具有寒冷气候的特征;组成的岩石有碎屑砂岩、板岩、白云岩等等(湖南省地质矿产局，1988，1997)。下古生界寒武系主要由灰岩、泥质灰岩和泥灰岩组成;底部有一层黑色碳质页岩或板岩。奥陶系主要由灰岩、泥质灰岩和白云质灰岩组成。志留系主要由页(板)岩和砂岩组成。上古生界和中生界主要出露于剖面的南部和剖面以北区(图1)。其它有关湖南前寒武系研究与讨论可参见:刘海臣和朱炳泉(1994)、车勤建等(2005)、伍光英等(2005)、高林志等(2011)、孙海清等(2012)和孟庆秀等(2013)。

2 方法

33 个富含粘土质的岩石样品(板岩、页岩、泥灰岩等)采集于杨家坪以南到磺厂的元古宇和下古生界剖面，平均1 ～5km 间隔，剖面约长55km(图1)。约50g 样品用锤子砸碎至0.5 ～1cm 直径大小，后用DF-4 锤式碎样机碎样约25s。根据Stocke 沉积法富集＜2μm 颗粒，用LXJ-64-1 离心机去除悬浮液中的液体。沉淀法备制定向粘土片，密度＞3mg/cm2，室温条件下自然干燥。Kisch(1991)标样用于伊利石结晶度Kübler 指数(Kübler，1964)的校正。粘土矿物颗粒粒度大小由软件MudMaster (Eberl et al.，1996)分析计算，晶格应变由SHAPECT(Wang and Zhou，2000，2005)软件分析计算。衍射仪测量条件请参考王河锦等(2002)。

3 结果与讨论

3.1 矿物组合

石英、伊利石、绿泥石、斜长石为岩石的主要物相。石膏见于剖面北部的冷家溪群。碳酸盐主要产于下古生界寒武系和奥陶系，部分产于志留系。混层粘土矿物主要为伊蒙混层和绿蒙混层，仅见于成岩带(见下一节)。高岭石仅发现在最南部的志留系。菱沸石产于下古生界寒武系和志留系。由这些矿物组合及产状难以判定变质作用是否存在。所有矿物组合、伊利石结晶度、b0值、多型、粒度大小、晶格应变以及样品位置、地层、岩性资料见表1。

3.2 伊利石结晶度

Kisch(1991)标样用于伊利石结晶度Kübler 指数的测试校正。校正后的Kübler 指数可在国际范围进行对比，其近变质带的界限为0.21 ～0.38°Δ2θ。本剖面中新元古宇和下古生界Kübler 指数变化范围0.21 ～0.67°Δ2θ，中新元古宇(风化样品除外)变化范围为0.21 ～0.24°Δ2θ，而下古生界为0.28 ～0.67°Δ2θ。这表明中新元古宇处于高近变质作用范围，而下古生界则跨越了近变质作用和成岩作用。区域上看，下古生界遭受的近变质作用岩石为与元古宇紧密相连的寒武系和奥陶系。表明北部杨家坪一带为近变质的中心地带，近变质作用范围包括了下古生界的寒武系和奥陶系。而远离该中心的中新元古宇的下古生界则基本没遭受近变质作用的影响。

3.3 K 云母晶格常数b0 值

20 世纪70 年代Sassi and Scolari(1974)和Guidotti and Sassi(1976)提出了云母b0值地质压力计。其基本原理是随着压力的增加，K 云母发生IV 次和VI 次配位多面体的替代，使得晶格发生变化导致b0值增大，从而根据b0值的大小可以反推K 云母形成时的压力。当然，云母b0值地质压力计是建立在被地质事实证实的基础上的，如Sassi and Scolari(1974)根据已经被公认的不同变质压力地质体(西班牙Bosost 低压-美国N. New Hampshire 中低压-新西兰Otago 中高压-日本Sanbagawa 高压系列泥质变质岩)统计出来的K 云母b0值的分布图描绘了低压-中低压-中高压-高压系列K 云母b0值分布特征，非常清晰的描述了云母b0值随压力增大b0值分布曲线也随之增大的特点。此外，Guidotti and Sassi(1986)还进一步提出了低中高三种压力类型的界限:b0＜0.9000nm 为低压类型，0.9000nm ＜b0＜0.9040nm 为中压类型，而b0＞0.9040nm 为高压类型。值得指出的是，云母b0值地质压力计是适用于泥质变质地质体的一种估计变质压力的方法，不应该超范围使用，如不应该用于成岩作用和沉积作用样品的压力估计。其误差与b0值测试条件相关，本文为±0.0001nm。根据本区近变质作用区岩石所获得的8 个b0值，其波动范围为:0.9000 ～0.9045nm，平均0.9017nm。因而，估计的近变质作用压力为中低压变质压力类型。这与剖面较近的南部黄土店中新元古宇-下古生界甚低级变质(王河锦等，2002)以及西部沅古坪一带的中新元古宇-下古生界近变质压力(中低压)(Wang et al.，2004)一致，而略低于东部长沙-醴陵-浏阳一带的中新元古宇甚低级变质压力(中等压力)(朱明新和王河锦，2001)。

表1 地层、岩性、矿物组合、伊利石结晶度、b0 值、多型、粒度大小参数、晶格应变以及样品位置Table 1 Stratum，petrology，mineral assemblage，illite crystallinity Kübler Index (KI)，b0 cell dimension of K-white mica，polytype，mean logarithms thickness (α)，logarithms variance (β2)，general ripening (α×β2)，mean thickness，lattice strain (τ)and sample localities

3.4 伊利石多型

尽管还存在许多不同的观点(Merriman and Roberts，1985;Frey，1987;Dong and Peacor，1996;Merriman and Peacor，1999)，但是，许多研究者已经证实(Yoder and Eugster，1955;Maxwell and Hower，1967;Ylagan et al.，1996)伊利石多型的演化由1Md到2M1是与蒙脱石经伊蒙混层向伊利石转变相伴而生的。因而，伊利石多型也可用于监测由成岩作用到变质作用的转变。通常，1Md到2M1的转变发生在成岩晚期到变质作用的开始。有关多型含量的测量与计算是参照ICDD-2005 数据库(International Centre for Diffraction Data，PDF-2 Release 2005)的资料进行的;其中，1M 多型独有(112)、(112)、(023)衍射峰，而2M1多型独有(114)、(114)及(025)衍射峰，由此可区别二种不同的多型。需要特别指出的是，当伊利石含量少，又为混合物时，多型的鉴别是极为困难的。同样，岩石中砂质含量偏高时，碎屑物质中所含碎屑云母极易影响多型的分析测试。由于碎屑云母多为2M1多型，因而，常常造成2M1多型云母含量的过高估计。实验结果表明:元古宇近变质带伊利石多型为2M1，而下古生界近变质岩石以及成岩带岩石所含伊利石多型为2M1+1M 混合类型。这表明，成岩带岩石含有碎屑云母。

图2 伊利石结晶度Kübler 指数与对数平均粒度α 的关系(a)和与对数粒度频数β2 的关系(b)Fig.2 Relation between the Kübler Index and α (a)and relation between the Kübler Index and β2(b)

3.5 颗粒大小分布与总体成熟效应

Eberl et al.(1990)的研究成果表明大多数粘土矿物颗粒经历过Ostwald 成熟效应而重结晶，其颗粒大小分布具有典型对数正态分布特征。Brime and Eberl(2002)和Bove et al.(2002)的研究成果进一步表明由成核到面积控制生长过程，颗粒大小分布的模式为渐近线转为对数正态分布。由此可知，温度越高或者成岩程度越高或者变质级别越高，粘土矿物颗粒越大。由此粘土矿物颗粒的大小和分布特征可以描述粘土矿物的形成条件。

本文运用X 射线中的Bertaut-Warren-Averbach 实验技术(Bertaut，1950;Warren and Averbach，1950;MudMaster 软件，Eberl et al.，1996)进行粘土矿物颗粒大小的测试;由动差计算(Langford et al.，2000)和实验法(Drits et al.，1997)确定的对数正态分布参数用于确定伊利石一致散射平均大小(mean coherent scattering domain，CSD)。由对数平均颗粒大小(α，mean of logarithms of the observations)和对数颗粒频数(β2，the variance of the logarithms of the observations)(Eberl et al.，1990)与伊利石结晶度Kübler 指数的关系(图2a，b)表明，KI-α 缺乏良好的线性关系，而KI-β2仅具有弱线性关系。这表明，单一对数颗粒大小或对数颗粒频数特征无法完整地描述粘土矿物颗粒在成岩和变质过程中成熟效应的变化，需要一个较为完整的能够描述总体变化的参数才可。为此，我们提出对数总成熟效应(GLR:general logarithmic ripening)参数即:GLR =α ×β2来描述粘土矿物颗粒的生长(数字)特征。本区对数总成熟效应具有两组不同的分布特征即近变质作用区(GLR ＞1.88)与成岩作用区(GLR ＜1.88)，这是一个新的发现(图3)。

3.6 晶格应变

晶格应变是一个重要的影响衍射峰宽化的因素，因此对伊利石结晶度会产生相应的影响。已经有众多的学者对此发表了许多的文章讨论晶格应变及其对伊利石结晶度的影响(Zulauf et al.，2002;Árkai et al.，1997;Jiang et al.，1997;Merriman et al.，1995)。就伊利石结晶度而言，应变导致的衍射峰宽化效应应该去除，才可以得到准确的结晶度信息或Kübler 指数的真值。否则，结晶度和应变将共同作用于伊利石衍射峰的宽化效应，当应变宽化效应达到一定程度时，Kübler 指数描述的是矿物的粒度大小与应力引起的应变作用的混合效应。这偏离了Kübler 指数的原意:描述温度引起的矿物生长的效应。HW-IR 图解(Wang and Zhou，2000)和SHAPECT 软件(Wang and Zhou，2005)用于分解粒度大小与应变大小对衍射峰的宽化效应，从而可以消除应变的影响。结果表明，应变值τ%达到小数点后1 位的样品(HW-331，338)其对应的KI 指数也比相邻样品的KI 数值高(KI/τ% ＜2)，其它样品的KI/τ% ＞2。由此表明，较大的应变对KI 指数产生了有效的影响，而其它较小的应变对KI 指数产生的影响不大。

表2 绿泥石成分地质温度计数据(HW-324)Table 2 Data of chemical geothermometer of chlorite (HW-324)

3.7 绿泥石地质温度计与变质温度的估计

由于绿泥石广泛产于成岩和低温变质阶段，其形成温度可代表低温变质所产生的变质温度条件。因而，绿泥石地质温度计被应用在低温变质研究中。绿泥石地质温度计分为IV 占位温度计和化学成分温度计两大类(Cathelineau，1988;Inoue et al.，2009;Hillier and Velde，1991;Xie et al.，1997;Vidal et al.，2001)。前者(以Cathelineau，1988 为代表)将温度对绿泥石结构的影响表达为四面体中Al-Si 占位与形成温度的关系，而后者(以Inoue et al.，2009 为代表)不仅考虑温度与IV 中Al 占位的情况而且考虑了温度与MgFeAl 在VI占位的情况。理论上，后者描述了温度与绿泥石成分的全面关系，因此，近年来更受人们的“青睐”。本文即采用绿泥石成分地质温度计(公式18，Inoue et al.，2009)估算近变质的温度条件。结果约为260℃。详细的数据见表2。

3.8 地质意义探讨

冷家溪群与其上的板溪群区域上呈现角度不整合关系，冷家溪群被当作变质基底而板溪群及其上地层当作沉积盖层是不少学者的观点，这是地台发展演化的模式。由于湖南跨越了扬子地台和东南褶皱带，因而，其横向应该反映出地台转变为褶皱带的变化。对比已有的成果(湘西沅古坪，Wang et al.，2004;湘中黄土店，王河锦等，2003;湘东长沙-澧陵-浏阳，朱明新和王河锦，2001;湘东北岳阳-临湘，Wang et al.，2014)，表明由北西向南东，变质程度升高，即由近变质转变为浅变质，变质温度由约260℃转变为约360℃。这种变化反映出了湖南大地构造位子的特点。另外，板溪群和寒武纪黑色板岩的变质表明了“沉积盖层”的“活动”，似乎支持地台再活动的地洼学说。而元古宇冷家溪群和板溪群的弱变质则表明它们与大陆演化早期的“Greenvillian”事件(强烈陆-陆碰撞产生高级麻粒岩相变质)(Jamieson et al.，1992)关联性小，扬子板块与东南板块之间的“碰撞”不“壮烈”，仅可能是“拼合”或“合并”。

4 结论

(1)湘北中新元古宇及下古生界寒武系奥陶系遭受到了近变质作用的影响，其变质温度约为260℃，具有中低压变质压力类型特征。

(2)对数总成熟效应较好地描述了由成岩作用到变质作用转变过程中粘土矿物颗粒生长阶段的差异变化。

(3)应力产生的矿物的应变在一定程度上可影响伊利石结晶度，从而产生对Kübler 指数的影响，并导致对成岩/变质界限划分的影响。

致谢感谢苏桂明高级工程师在电子探针测试给予的帮助。

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