宣化西望山高压麻粒岩的岩相学特征及变质P-T轨迹

2020-06-04吴伟哲

河北地质大学学报 2020年2期

吴伟哲，李宾

1.河北地质大学资源学院，河北石家庄 050031；2.河北省地质调查院，河北石家庄 050031

0 引言

华北克拉通中部造山带出露有大量的高级变质岩石，如高压麻粒岩、退变榴辉岩。高压麻粒岩作为一种高级变质岩，它的矿物组合、化学成分和反应结构能够用来进行温压的计算，构建出相应的变质P-T轨迹，推测大地构造信息。翟明国(1992)首次报道了宣化怀安地区的高压麻粒岩，并将其矿物组合分成三个期次，确定了三个变质事件，计算出峰期高压变质作用温度为800℃，压力约14 kbar[1]。紧随其后，郭敬辉(1993)在怀安蔓菁沟辉长质麻粒岩中发现了大量石榴辉石麻粒岩，以石榴石、单斜辉石、斜长石、石英为特征，也将它们分成三个变质作用期次，温度为800℃±，压力>14 kbar，构建出的顺时针P-T轨迹反应了一个近等温减压的变质过程[2]。郭敬辉、翟明国(2000)认为宣化西望山高压麻粒岩以含有较多的石榴石斑晶为特征，其中含包体矿物为单斜辉石+斜长石+石英，它们与石榴石核部共同构成早期的高压变质矿物组合，石榴石边部发育有后成合晶反应边。计算得出变质作用的条件为800～850℃，13～15 kbar[3]。

论文研究的目的在于阐述宣化西望山高压麻粒岩的岩相学特征和矿物化学成分，运用传统的地质温压计构建出高压麻粒岩变质作用的P-T轨迹，探索其变质作用的演化特点和大地构造意义。

1 地质背景

华北克拉通基底主要由东部陆块、西部陆块和中央造山带构成。中央造山带怀安—宣化一带普遍出露大量高压麻粒岩和退变榴灰岩，其中高压麻粒岩均具有顺时针的P-T轨迹和近等温减压演化的特点。

图1 华北克拉通桑干地区早前寒武纪地质简图(底图据郭敬辉(2003)[2])Fig.1 Generalized early Precambrian geological map of the tectonic units/rockassociations in Sanggan area of North China craton

宣化西望山位于桑干构造带东北部，属于右所堡组，为桑干岩群的上层部位。该组构造线沿近东西方向展布，发育于复式背斜的核部以及复式向斜的核部，与下伏马市口岩组平行接触，与崇礼下岩群谷咀子岩组呈断层接触关系。

高压麻粒岩位于桑干构造带两个变质作用强烈的TTG杂岩之间，呈扁长或椭圆状，长几米到几百米不等，宽几十厘米至十几米，少量长达2～3 km，部分呈透镜体成群产于英云闪长质麻粒岩和辉长质麻粒岩背景中，边缘经历强烈的剪切变形，有矿物拉伸线理，分布在西望山和蔓菁沟地区；另一部分呈包体产于钾质花岗岩、混合岩和英云闪长片麻岩中，大小不等，一般长数十厘米到几十米，宽十几厘米至十几米，形状极不规则，有椭球状、团块状、透镜状，分布于整个桑干构造带。

2 岩相学特征

宣化西望山麻粒岩主要矿物为斜长石(25%～30%)+单斜辉石(20%～25%)+石榴石(15%～20%)+斜方辉石(5%～10%)，次要矿物有钛铁矿(<5%)+磁铁矿(<5%)，副矿物为黑云母(<2%)+石英(<2%)。石榴石大部分呈大的变斑晶产出，粒径达7 μm(图2f)，贯穿整个视域，部分呈基质产出，与辉石、长石共生。斜长石多呈基质与石榴石、辉石共生，少量以包裹体的形式在石榴石内部产出(图2a)，另外有部分斜长石呈后成合晶分布在石榴子石周围，形成“白眼圈”结构(图2d)。斜长石粒度不等，大的可达3.5 μm，小的仅为1～2 μm。单斜辉石多呈基质与斜长石、石榴石共生，少量被石榴石包裹，辉石粒度不均一，基质的粒径可达2.5 μm。斜方辉石呈两种形式产出，一种与单斜辉石组成后成合晶(图2c)，指示峰期过后的减压阶段，另一种与钛铁矿、磁铁矿共生。另外样品中还有少量的石英被包裹在石榴石内部，少量的黑云母出现在峰期石榴石与辉石之间。

3 变质期次及温压计算

根据薄片中矿物的组合及结构，可以将此麻粒岩分为三个期次，具体如下：

(1) 峰前进变质阶段(M1)，标志性矿物是石榴石+被石榴石包裹的单斜辉石+斜长石+石英。运用Grt-Cpx-Pl-Q温压计(Ravna,E.K.2000)进行计算[4]，峰前的温度在627～669℃范围内，压力落在8.2～8.7 kbar之间。

(2)峰期高压麻粒岩相阶段(M2)，典型矿物组合是石榴石+单斜辉石+斜长石。运用(Eckert J. O.，1991)对峰期该阶段温度压力进行限定[5]，温度在728～878℃之间，压力在10～15 Kbar之间。

a. 高压麻粒岩中峰前典型的矿物组合：大颗粒石榴石变斑晶+被包裹的单斜辉石+斜长石+石英；b.麻粒岩的主要矿物：包括石榴子石+单斜辉石+斜方辉石+斜长石+磁铁矿+钛铁矿；c. 典型的后成合晶结构：斜方辉石呈后成合晶结构围绕单斜辉石生长，是降压的表现；d. 典型的“白眼圈”结构：石榴石边部分解成具“眼圈”结构斜长石，代表峰期过后的降压阶段；e. 典型的三边平衡结构；f. 含磁铁钛铁石榴二辉斜长麻粒岩中峰期典型的矿物组合：石榴石变斑晶+斜长石+单斜辉石，石榴石颗粒较大，贯穿整个视域矿物代码——Grt：石榴子石；Cpx：单斜辉石；Pl：斜长石；Opx：斜方辉石；Ilm钛铁矿：Mt：磁铁矿图2 高压麻粒岩典型矿物组合和结构图Fig.2 Typical textures and assemblage of the high-pressure granulites

(3)峰后退变质中压麻粒岩相阶段(M3)，矿物组合为斜长石+斜方辉石，可能涉及的反应为石榴石+单斜辉石+石英→斜长石+斜方辉石。虽然该阶段的单斜辉石和石榴石都不稳定，但是仍可用单斜辉石边部与斜方辉石后成合晶进行计算。斜方辉石的出现代表高压麻粒岩降压至中压麻粒岩，因此假设压力为7～9 kbar，运用二辉温度计(Taylor W. R.，1998)[6]得出温度为771～849℃。

4 矿物化学成分

对石榴石、透辉石、斜长石、斜方辉石进行了电子探针成分分析(表1-表4)。

石榴石：主要是铁铝榴石、镁铝榴石和钙铝榴石。化学成分以低MnO为特征(表1)，含量变化于0.71%～0.85%，相应的锰铝榴石(Spe)端元含量变化于0.01～0.02。FeOT含量最高，含量为23.36%～25.7%，相应的铁铝榴石(Alm)端元组分为0.48～0.55。CaO变化幅度较大，含量变化范围为6.63%～9.36%，相应的钙铝榴石(Gro)端元组分在0.15～0.23之间。MgO含量变化幅度较小，在6.14%～6.71%范围内波动，相应的镁铝榴石(Prp)端元组分变化于0.24～0.25。在石榴石Gro(Alm+Spe)-Prp图解中，所有石榴石均落在麻粒岩区域(图3)。

图3 石榴石成分三角图(a)和辉石Wo-En-Fs分类图(b)(a)底图据Coleman(1965)[7]，(b)底图据常丽华等(2005)Fig.3 Garnet compositions plotted in the(Almandine+Spessaritine)-Grossullar-Pyrope diagram(a), Clinopyroxene classificationin the Wo-En-Fsdiagram(b)

单斜辉石：样品中的单斜辉石主要以基质形式存在，少量以包裹体的形式存在，两种不同赋存状态的透辉石成分略有差异。对基质中的透辉石进行核部、幔部、边部的电子成分分析，特征见表 2。以变斑晶存在的透辉石CaO含量在19.49%～21.50%之间变化，Al2O3在3.0～3.98范围内变化，变化幅度较小，相应的六次配位(AlVI)介于0.05～0.08。FeO和MgO的含量分别在11.00%～13.46%和10.92%～12.16%之间，相应的XMg值变化于0.65～69。以包体存在的透辉石Cao含量在19.51%～21.43%之间变化，Al2O3在3.06～3.82范围内变化，相应的六次配位(AlVI)介于0.05～0.08。FeO和MgO的含量分别在9.66%～11.82%和11.74%～13.02%之间，相应的XMg值变化于0.69～0.76。其中，FeO和MgO的含量都比以基质形式存在的透辉石含量高。根据Poldervaart和Hess(1951)分类原则可看出，两类不同赋存状态的辉石都落在次透辉石区和普通辉石区。

斜长石：样品中的斜长石有三种形式：一类被大颗粒石榴石变斑晶包裹，与石榴石、单斜辉石、石英组成峰前矿物组合；第二类以基质形式存在，与石榴子石，单斜辉石形成高压麻粒岩相的组成部分；另一类斜长石生长在石榴子石边部，围绕石榴子石形成“白眼圈”结构。不同赋存形式的长石化学基本相同，且基质斜长石从核部到幔部以及边部成分无明显变化，主要为An41-53Ab46-56Or2.2-3。从图4可看出，他们都落在中长石区。

图4 长石的Or-Ab-An图解(底图据赖绍聪等(2003)[8])Fig.4 Ab-Or-An diagram of the plagioclases

5 石榴石环带

从代表性石榴子石颗粒X-Ray扫面图可以看出(图5)，宣化西望山麻粒岩中石榴子石成分不均一，具有典型的进变质生长成分环带[9]，记录着石榴石从峰期到退变质阶段的生长。从核部到边部，钙铝榴石(Gro)含量显著下降，铝榴石(Alm)和镁铝榴石(Prp)含量不明显增加。成分的不均一可能是因为石榴石生长期间温度不同导致不同阳离子扩散速率不同引起的[10]。CaO、MgO、FeO含量的变化说明：从核部到边部，石榴石压力持续降低，温度持续升高，温度与压力并不同时达到最高，这一过程与折返早期升温阶段相对应，和前文所用传统温压计计算出来的结果相吻合。虽然由于持续的加热和矿物粒度差异，在600～750℃温度下，石榴石常常被均一化而不保留有环带，但是该样品中，虽然温度超过了800℃，但石榴石的环带保留相对较好，这可能是岩石的快速抬升使石榴石没有足够的时间达到化学再平衡，因而才保存了初始生长环带(Chen等，1998)[11]。

a. 石榴石中Mg元素成分扫面图，从核部到边部，Mg含量升高；b. 石榴石中Ca元素成分扫面图，从核部到边部，Ca含量降低；c. 石榴石中Fe元素成分扫面图，从核部到边部，Fe含量升高；d. 石榴石中Mn元素成分扫面图，由于Mn是微量元素，因此无法明显看出成分含量的变化图5 石榴石成分扫面Fig.5 X-ray mapping of garnet compositional

6 氧逸度计算

氧逸度f(O2)指的是有效氧分压，不同的矿物共生组合平衡氧逸度值不同。矿物中Fe2+/Fe3+的迁移能够反应变质流体或成矿流体的氧逸度，而运用磁铁矿-钛铁矿矿物对作为温度计、氧逸度计的研究已经比较成熟，如Anderson、Carmichae、Lindsley、Spencer、Stormer Jr等人提出或改进的磁铁矿-钛铁矿矿物对氧逸度计算方法。

论文对此麻粒岩中的磁铁矿-钛铁矿共生组合进行电子探针分析，运用(Lepage, L.D., 2003)制作的Excel表格进行温度、氧逸度的计算[12]。结果显示，磁铁矿-钛铁矿形成温度在391～483℃，氧逸度-27.6～-19。如图8所示，本样品中的氧逸度多位于FMQ缓冲线以上，HM缓冲线以下，仅有两个点落在HM缓冲线以上。因为样品的氧逸度-温度点分布较乱，没有规则，于是求出平均值。如图6，黑色方块落在NNO缓冲线上，因此样品的磁铁矿-钛铁矿氧逸度属于中高氧逸度范围。

MH—磁铁矿-赤铁矿缓冲剂；NNO—镍-镍氧化物缓冲剂；FMQ—铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂；WM—方铁矿-磁铁矿缓冲剂；IW—铁-方铁矿缓冲剂；QIF—铁-石英-铁橄榄石缓冲剂
图6高压麻粒岩钛铁矿-磁铁矿氧逸度图解(底图据Eugster(1962)[13])
Fig.6 Logf(O2) vs. temperature(t) diagram of ilmenite- magnetite of high-pressuregranulites

图7 宣化西区麻粒岩P-T轨迹Fig.7 P-T paths of the high-pressure gramslite in Xuanhua region

7 变质作用的P-T轨迹及大地构造意义

根据岩相学的分期和传统温压计的计算，得到了该区麻粒岩顺时针P-T变质轨迹(图7)，与所恢复的P-T轨迹相同[3]。从峰前进变质阶段(M1)到峰期高压麻粒岩相阶段(M2)经历了升温升压的过程，说明岩石从31 km的地壳深度俯冲到了38 km左右，形成了稳定的高压麻粒岩相的矿物组合石榴子石(Grt)+单斜辉石(Cpx)+长石(Pl)；从峰期高压麻粒岩相阶段(M2)到后期退变质中压麻粒岩相阶段(M3)经历的是近等温降压的过程，此阶段岩石从39 km的地壳深度折返到地壳29 km，形成了(图2d)的斜长石环绕石榴石的“白眼圈”结构和(图2c)单斜辉石与斜方辉石组成的的后成合晶组合。从矿物组合和矿物结构未达到平衡可以看出，该变质作用是一个快速的地质作用，高压麻粒岩在地壳折返中快速抬升。

翟明国(1992)、郭敬辉(1993)等[1-2]认为华北克拉通中部造山带所出现的高压麻粒岩、退变榴辉岩是由华北克拉通东部陆块和西部陆块碰撞拼合而来。赵国春(2002)认为晚太古代至古元古代期间，东部陆块与西部陆块可能被一个古大洋分开，～18.5 Ga古大洋俯冲完全消失使东西部陆块最终碰撞，碰撞引起的褶皱和推覆使地壳成倍加厚，导致下地壳发生中压至高压麻粒岩相或榴辉岩相变质作用，随后地壳又因为均衡作用或其他作用机制发生快速抬升，发生了普遍的近等温减压的变质作用，形成冠状体或后成合晶结构。最后，基底岩石继续抬升发生退变质作用[16]。