华北克拉通丰镇碳酸岩中榴辉岩捕虏体岩石学研究：现今板块体制古元古代开始启动证据*

2021-04-17李韵秀张立飞许成

岩石学报 2021年2期

李韵秀张立飞** 许成,2

1. 北京大学地球与空间科学学院，造山带与地壳演化重点实验室，北京 1008712. 桂林理工大学地球科学学院，桂林 5410063. 孟德尔大学地质与土壤学系，布尔诺 613004. 布尔诺理工大学中欧理工学院，布尔诺 616005. 华盛顿卡内基研究院地球与行星实验室，华盛顿 20015

板块构造启动的时间和机制一直是地球科学研究的核心科学问题(Dhuimeetal., 2015; Tangetal., 2016; Turneretal., 2014;翟明国等，2020)。一般认为早期地球温度过高，难以产生板块构造过程(Moore and Webb, 2013; Tonks and Melosh, 1993)。而到了新太古代，地球仍然是炽热的，在2.5～3.0Ga时地幔的潜能温度为1500～1600℃，明显高于现今地球的1350℃(Herzbergetal., 2010)。因此，太古宙地幔更广泛的部分熔融，容易产生更厚的洋壳和相对现代更富镁的岩浆，使得岩石圈浮力增大，从而难以发生稳定持续的板块俯冲过程(Davies, 1992; van Thienenetal., 2004)。因而地球表面被认为可能以一种“静止盖层”的模式来释放内部热量。在这种热的“静止盖层”模式下，尽管在局部也会有地幔柱活动和地幔对流的存在，但即使板片发生了间歇性的俯冲过程也会很快结束，因为下部板片较为脆弱，在到达岩石圈底部时强度就会降低而发生断离(O’Neilletal., 2016; van Hunen and Moyen, 2012)。由此可见，对板块构造启动时间的研究需要先考虑地球板块构造体制的演变(Brown, 2008; Condie and Kröner, 2008)。

地球现在的构造类型也被称为“俯冲构造”(Stern, 2005)，即现今板块构造体制。Brown(2006，2008, 2014)认为新太古代(～2.8Ga)以来同时出现的超高温变质岩(G-UHT；dT/dP=750～1500℃/GPa)和榴辉岩-高压麻粒岩(E-HPG；dT/dP=350～750℃/GPa)标志着“元古宙类型的板块构造”的启动，后经整个元古宙的演化转变成为“现代样式的板块构造”，而“现代样式的板块构造”必须以板块的冷俯冲并伴随着高压-超高压变质作用(HPM-UHPM；dT/dP=150～350℃/GPa)为特征。近年来，不断增加的古元古代板块冷俯冲的地质记录可能将现代板块构造体制启动的时间由新元古代(～1.0Ga，Mölleretal., 1995; Stern, 2008)前移至古元古代(约2.2～1.8Ga，Holderetal., 2019)。例如，约2.0～2.2Ga的西非变质岩省中的绿泥石与多硅白云母通过计算被认为形成于1.0～1.2GPa、400～450℃，记录了蓝片岩相条件的变质作用(Ganneetal., 2012)。在～1.83Ga的北美Trans-Hudson造山带中，发现了退变质榴辉岩，通过相平衡模拟得到其峰期温压条件为2.5±0.15GPa、735±35℃，对应着～295±30℃/GPa的地温梯度(Weller and St-Onge, 2017)。韩庆森等(2020)在扬子克拉通黄陵穹隆北部的古元古代水月寺混杂岩带变沉积岩系中发现了特征的石榴石-蓝晶石-硬绿泥石组合的低温高压榴辉岩相变泥质岩，其峰期年龄为1991±20Ma，峰期温压条件为571～576℃、1.9～2.2GPa，也指示较低的地温梯度～300℃/GPa。然而，这些记录中的地温梯度仅略低于(Brown, 2006)定义的高压-超高压变质作用<350℃/GPa的边界。Holderetal. (2019)通过大数据分析发现全球变质作用的T/P比的平均值自古元古代以来逐渐减小，且低T/P比和高T/P比的变质作用同步出现，说明出现了现代板块构造体制的启动。

需要注意的是，超高压变质作用的证据在～1.8Ga前后仍然是缺失的。目前最古老且具有可靠年代数据的超高压变质地体为马里的含柯石英片麻岩，变质年龄为～620Ma(Caby, 1994)。最古老的含金刚石的超高压地体位于哈萨克斯坦的Kokchetav，其含金刚石的柯石英副片麻岩年龄为～530Ma(Maruyama and Liou, 1998; Sobolev and Shatsky, 1990)。在华北北缘丰镇碳酸岩中捕虏体中发现有富三价铁的超硅石榴石，指示其来源于～380km的深度，并且其独特的富三价铁的特征可能反映了上地幔深部独特的氧化还原状态，其折返过程中结构与成分的保存可能表明在上地幔存在冷俯冲的构造环境(Xuetal., 2017)。Xuetal.(2018)在华北北缘报道的丰镇碳酸岩中～1.8Ga榴辉岩捕虏体，其变质峰期条件为2.5～2.8GPa、650～670℃，地温梯度为250±15℃/GPa，这为古元古代存在冷俯冲提供了有力的证据。

本文对丰镇古元古代碳酸岩中榴辉岩捕虏体进行了详细的岩相学、地球化学和变质相平衡模拟的研究，进一步约束了其变质演化和温压条件。研究结果表明，该榴辉岩捕虏体经历了较低的地温梯度(216±35℃/GPa)和超高压变质作用，是古元古代大洋板块冷俯冲的直接证据。

文中所用矿物缩写根据Whitney and Evans(2010)中的用法，缩写如下：Alm-铁铝榴石，Amp-角闪石，Bt-黑云母，Chl-绿泥石，Coe-柯石英，Grt-石榴石，Grs-钙铝榴石，Ky-蓝晶石，Lws-硬柱石，Ms-白云母，Omp-绿辉石，Pg-钠云母，Ph-多硅白云母，Prp-镁铝榴石，Qz-石英，Rt-金红石，Sps-锰铝榴石，Tlc-滑石，Zo-黝帘石，H2O-水(注：文中使用时有时首字母小写)。

1 地质背景

华北克拉通作为中国最古老的克拉通，有着保存相对完整的从太古宙到元古宙的变质基底，而且上覆盖层较薄(Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Cawood, 2012; 赵国春，2009；翟明国, 2010)。它由不同陆块拼合而成，但对于其微陆块的划分及拼合时间尚存在争论。翟明国(2004)将其分为6个微陆块，即胶辽陆块、迁怀陆块、阜平陆块、许昌陆块、集宁陆块和阿拉善陆块及3个古元古代活动带，即胶辽、晋豫、丰镇活动带(Zhai and Bian, 2000)。Zhai and Liu(2003)和Zhaietal.(2005)认为在新太古代晚期(～2.5Ga)，6个微陆块通过其间的绿岩带拼贴形成克拉通，随后通过ca. 2.3～1.9Ga的造山事件形成3个古元古代活动带。Zhaoetal.(2000，2005，2010)将其分为4个太古宙微陆块，即阴山陆块、鄂尔多斯陆块、龙岗陆块和狼林陆块，以及3个古元古代活动带，即华北中部造山带(TNCO; Trans-North China Orogen)，孔兹岩带和胶-辽-吉带，并认为华北克拉通基底的形成经历了3次陆-陆碰撞事件：即阴山陆块与鄂尔多斯陆块沿孔兹岩带于～1.95Ga拼合形成西部陆块，以代表稳定大陆边缘沉积产物的孔兹岩系经历等温减压(ITD)型顺时针麻粒岩相变质作用和同构造或构造后S-型花岗岩的产出为特征；龙岗陆块和狼林陆块于～1.9Ga拼贴，形成胶-辽-吉造山带和东部陆块；东部陆块和西部陆块于～1.85Ga碰撞拼合形成中部造山带及统一结晶基底，以沿恒山-怀安-宣化-承德一线出露的高压麻粒岩和退变榴辉岩等经历近等温减压(ITD)型顺时针变质作用为特征。Kuskyetal.(2007)和Kusky(2011)认为东部陆块与西部陆块在晚太古宙末沿着中部带拼合形成华北克拉通的统一结晶基底。

丰镇-怀安地区位于华北中部造山带与孔兹岩带的交接位置，该地区出露有火成碳酸岩(Xuetal., 2019)。这些碳酸岩呈岩脉或岩墙状侵入到围岩中，呈北北东-南南西向展布(图1a, b)。研究区西部为以泥质麻粒岩、长英质副片麻岩、钙硅酸质岩石和大理岩为主的孔兹岩带，在集宁地区出露有超高温变质地体；东部为怀安片麻岩穹隆(阎国翰等，2007; Zhao and Cawood, 2012)。

本研究涉及的丰镇碳酸岩岩墙出露于内蒙古丰镇市浑源窑地区，宽约数十米，长数百米。该地区广泛分布TTG片麻岩、孔兹岩系和正长花岗岩，及少量的石榴花岗岩和基性麻粒岩岩墙。其中，正长花岗岩的锆石U-Pb年龄为2199±3Ma(Zengetal., 2017)，被认为是TTG片麻岩和新生地壳物质部分熔融的产物。石榴石花岗岩偶以脉体产出，其锆石年龄为2002±3Ma，与泥质沉积物的熔融有关。基性高压麻粒岩以透镜状和层状产出于正长花岗岩中，其变质锆石年龄为1967±10Ma，变质压力为～12kbar，被认为代表陆陆碰撞过程中经历高压变质作用的下地壳(Zengetal., 2017)。

丰镇碳酸岩岩墙与辉石正长岩、辉石岩共生，形成碳酸岩杂岩体(图1c)。其中，钙质碳酸岩主要由方解石、透辉石组成，含少量磷灰石、金云母、橄榄石和尖晶石等(Fengetal., 2016)。该碳酸岩的磷灰石U-Pb同位素定年年龄为1681±61Ma(Xuetal., 2018)，Rb-Sr全岩-矿物等时线年龄为1818±27Ma(阎国翰等, 2007)。辉石岩由透辉石和少量方解石，金云母组成。辉石正长岩锆石的U-Pb同位素年龄为1810±3Ma(Xuetal., 2019)。该辉石正长岩被认为源于地幔来源的辉石岩和地壳来源的花岗质岩浆的混合(Kuangetal., 2020)。因此，该岩墙中的捕虏体，如橄榄岩、石榴辉石岩、榴辉岩等，被认为其形成年龄大于～1.8Ga。原位探针定年测定榴辉岩捕虏体中独居石的U-Th-Pb年龄分别为1839±26Ma和1766±7Ma(Xuetal., 2018)。这些年龄指示榴辉岩的变质过程以及这些捕虏体的形成可能与中部造山带形成的时间(～1.85Ga)一致(Zhao and Cawood, 2012; Zhaoetal., 2000, 2005)。通过其中一个榴辉岩捕虏体内的富三价铁的超硅石榴石矿物包裹体的研究，发现这些碳酸岩可能来源于～380km深度的地幔过渡带(Xuetal., 2017)。

图1 华北克拉通古元古代碳酸岩墙产状和位置的地质简图和样品野外照片(a)华北克拉通地质简图(据Zhao et al., 2005修改)；(b)丰镇-怀安地区古元古代碳酸岩岩墙分布图(据Feng et al., 2016修改)；(c)与碳酸岩墙共生的辉石正长岩、辉石岩；(d)碳酸岩中的捕虏体被金云母包围；(e-h) 塑封于树脂片中的榴辉岩捕虏体照片，从左至右分别为样品Fz-2a、Fz-2ab、Fz-16-1、Fz-16-3Fig.1 Geological sketch map and photos of the sample occurrence and locality of the Proterozoic carbonatite dykes in the North China Craton (NCC)(a) geological map of the NCC (modified after Zhao et al., 2005); (b) geological map of the distribution of the carbonatite dykes in Fengzhen and Huai’an area (modified after Feng et al., 2016); (c) carbonatite dykes associated with clinopyroxenites and clinopyroxene-syenites; (d) xenolith occurring in carbonatite surrounded by phlogopite; (e-h) photos of the eclogite xenoliths specimen stabilized in resin tablets, from left to right as samples Fz-2a, Fz-2ab, Fz-16-1, Fz-16-3

2 分析方法

本文采用北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室的JEOL 8100/8230电子探针(EMPA)分析了矿物主量元素的组成。电子探针分析使用波谱仪(WDS)用15kV加速电压,10nA电流和直径为2μm的电子束斑。元素K、Ca和Ti使用PETJ晶体(CH1)进行分析;Na、Si、Mg、Al 使用TAP晶体(CH2, CH4)进行分析;Cr、Mn、Fe和Ni使用LIFH晶体(CH3)进行分析。定量分析采用SPI 53矿物标准(美国)。使用PRZ校正将原始计数转换为氧化物百分比(wt%)(Lietal., 2018)。

采用电子探针(CAMECA SX Five)对金红石中锆的含量进行了测定，测量工作在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。分析方法遵循王娟等(2017)的描述。该分析通过使用波谱仪在20kV加速电压,170nA电流下用直径1μm的电子束斑采集。对元素Si、Ta、Nb、Zr、Ti、V、Cr和Fe分别采集时间为120s、240s、120s、240s、10s、100s、120s和120s和分别采用TAP、TAP、LPET、LPET、LLIF、LLIF、LLIF和LLIF作为分光晶体。样品中锆含量的检测限为33×10-6～37×10-6，在wt%含量尺寸下检测的精度和精确度为±3.1%～3.4%，各个数据的锆含量分析误差介于(±28～31)×10-6之间。矿物配分计算使用AX程序完成(Tim Holland;https://filedn.com/lU1GlyFhv3UuXg5E9dbnWFF/TJBHpages/ax.html，访问于2016年4月21日)。矿物背散射电子(BSE)图像由北京大学Quanta 200F型扫描电子显微镜(SEM)获取。

图2 TIMA自动矿物分析仪面扫得到的丰镇榴辉岩捕虏体矿物相分布图(a)样品Fz-2a；(b) 样品Fz-16-3Fig.2 Mineral distribution mapping of the elcogite xenolith samples by TIMA(a) Sample Fz-2a; (b) Sample Fz-16-3

将榴辉岩样品置于环氧树脂中做成样品靶，然后用砂纸进行打磨抛光至暴露新鲜的面，而后使用TESCAN公司的TIMA系统对样品进行面扫描和矿物自动定量分析，该实验在捷克共和国的Tescan Orsay实验室中完成。TIMA系统包括1个TESCAN Mira Schottky场发射扫描电镜配备4个能谱仪(EDS)，它们以90°间隔排列在样品仓周围。该分析采用点扫模式，同时获取背散射(BSE)图像，以确定单个颗粒和矿物相之间的边界。通过将能谱数据与矿物自定义文件相匹配，可进行矿物鉴定和面扫成像。根据数据自动计算出各矿物相的体积百分比和质量百分比。该测量采用25kV加速电压，束斑直径约为50nm，工作距离为15mm，单个扫描框尺寸设置为1500μm。

3 岩相学与矿物学

在丰镇古元古代碳酸岩岩墙中采集了基性榴辉岩捕虏体Fz-2和Fz-16(图1d-h)。所有样品均为翠绿色-粉红色，大小为1～5cm的椭球状。捕虏体被切成几块，镶嵌在环氧树脂中，通过打磨抛光，暴露出新的表面，以便进行进一步的岩石学观察。岩石具有片麻状构造，斑状变晶结构，基质为柱状粒状变晶结构。石榴石斑晶粒径约为0.5～5mm，基质由0.1～3mm不等的石英、黝帘石、绿辉石、角闪石、蓝晶石、金红石等组成，基质中的柱状蓝晶石，角闪石及黝帘石颗粒等呈定向排列构成片麻理。

2个样品Fz-2和Fz-16中石榴石和绿辉石含量相差较大，样品Fz-2含有35%～44%的石榴石和26%～33%的绿辉石，Fz-16含有2%～6%的石榴石和63%～69%的绿辉石(图2；表1)。二者的副矿物含量大致相同，包括石英(2%～9%)、蓝晶石(8%～16%)、黝帘石(4%～11%)、角闪石(2%～5%)和多硅白云母(0～1.5%)，也可见几种微量矿物(<1%)，如磁黄铁矿、金红石、黄铁矿、磁铁矿等。在已有的样品中，矿物的成分基本相同。

表1 通过扫描电镜面扫TIMA矿物分析程序得到的榴辉岩捕虏体Fz-2和Fz-16的多个样品中的矿物体积百分比

图3 榴辉岩捕虏体中石榴石成分图解(a)石榴石钙铝榴石-镁铝榴石-铁铝榴石+锰铝榴石三元成分图解；(b)与图4a中Fz-2ab样品的标记A至B相同路径的石榴石成分环带剖面图Fig.3 Mineral chemical diagrams of eclogite garnets(a) garnet compositions in the almandine+spessartine-grossular-pyrope triangle plot diagram; (b) compositional zoning profiles of a garnet in the xenolith Sample Fz-2ab with the same marks A to B in Fig.4a

石榴石根据颗粒粒径分为两类，大石榴石粒径由2～5mm不等，呈自形等轴粒状，常见多颗石榴石生长在一起。其核部包含多种细小矿物包裹体，有石英、蓝晶石、金红石、黝帘石和角闪石等。边部较为干净，宽约200μm，仅包裹少量的金红石等；小石榴石粒径为100～500μm，较为干净，极少有矿物包裹体。大石榴石有明显成分环带，核部成分为Prp41-46Alm32-38Grs20-23Sps1-1.7，边部成分为Prp43-53Alm28-34Grs17-22Sps0.6-1.2。由核到边石榴石中的镁升高，边缘处略有降低；铁降低；钙降低，边缘处略有升高；锰有微弱的降低。小石榴石成分与大石榴石边部一致。除了边缘处的成分变化可能反映石榴石扩散外，大石榴石核部到边部的包体及成分变化可能记录了温度压力持续上升的一个进变质环带，大石榴石边部与小石榴石可能形成于变质峰期阶段(图3；图4a, b；表2)。

绿辉石颗粒为500～2000μm，呈自形-半自形柱状。基质绿辉石中硬玉分子数(Jd)=19.7～26.7且由核到边略有增加(由23到25)，反映进变质环带特征；石榴石包裹的绿辉石硬玉含量普遍比基质中的高，粒径也更小(20～100μm)。在基质中也含有少量硬玉分子数为～11的透辉石颗粒(表3)。

石榴石中包体角闪石为绿色，半自形-自形柱状，粒径由50～1500μm不等，与石英、蓝晶石、黝帘石和多硅白云母共生，偶尔也与钠云母共生(图4c)，主要为钙质闪石(镁角闪石、韭闪石、镁钙闪石)(表4)；基质角闪石呈半自形-自形柱状，粒径为0.5～3mm，主要为镁角闪石和透闪石(表5)。石榴石中的角闪石相对于基质中的角闪石(Na2O=1.0%～1.9%; Si=6.8～7.7p.f.u.)具有较高的Na2O(=1.6%～3.5%)和较低的Si(= 5.9～7.3p.f.u.)。

多硅白云母呈片状产于基质中或石榴石边缘，其Si=3.34～3.47p.f.u.，由核到边Si略为降低。在石榴石和绿辉石等主要矿物之间也分布少量绿泥石，具有较高的Mg#(=100×Mg/(Mg+Fe2+)=85～91)(表6)。

金红石主要作为包体产出于石榴石中，或在基质中与角闪石，绿辉石，蓝晶石，石英共生。多为红色-红棕色，粒径为50～150μm的自形-半自形椭球状晶体。较大的金红石颗粒中也含有蓝晶石，黝帘石，绿辉石包裹体。

在石榴石中可见黝帘石与蓝晶石共生，表现为自形柱状体，宽约5μm，长约25μm(图4d)，推测可能代表先存的硬柱石分解后的假象。此外，在基质绿辉石和石榴石变斑晶中均观察到石英包裹体，粒径为50～200μm，其外围常发育有放射状裂纹(图4e, f)，代表柯石英假象。通过拉曼光谱分析发现所有假象均为石英，表明柯石英已全部退变为石英。

根据岩相学观察和矿物成分分析，我们将丰镇榴辉岩捕虏体的变质过程划分出两个阶段。变质阶段M1由石榴石核部+绿辉石核部+石榴石中的包体(角闪石、蓝晶石、黝帘石、多硅白云母、金红石、石英)组成，相当于角闪/绿帘-榴辉岩相；变质阶段M2由石榴石边部+绿辉石边部+柯石英+硬柱石+蓝晶石组成，相当于硬柱石榴辉岩相。大石榴石核部到边部的环带特征反映了从角闪/绿帘-榴辉岩相到硬柱石榴辉岩相的进变质过程。

4 岩石主量元素成分

由于样品质量少，不宜进行化学分析法全岩测试，用TIMA系统对两类榴辉岩捕虏体样品进行面扫描结合矿物自动定量分析给出了全岩主量元素成分(表7)。其中，SiO2含量为44.9%～47.1%，Al2O3=18.3%～19.9%，CaO=10.6%～15.2%，具有高铝高钙的基性-超基性岩的特征。样品的Mg#介于46～91之间，其中样品Fz-2为46～51，样品Fz-16为80～91，这应该是由于该样品中石榴石的Mg#介于52～66之间，而绿辉石的Mg#介于89～97之间，样品Fz-16较Fz-2中含有更高比例的绿辉石和更低比例的石榴石使得其Mg#较高。

榴辉岩样品与典型的古元古代岩墙型榴辉岩(被认为原岩为辉长岩的～1.8Ga Belomorian造山带Gridino榴辉岩，Yuetal., 2017)相比，具有较高的铝、钙含量和Mg#，以及较低的铁含量。与代表大洋下地壳的典型慢速-超慢速扩张洋中脊辉长岩地块中未变形的橄榄辉长岩 (Group Ι， Atlantis Bank，西南印度洋洋脊，Zhangetal., 2020)平均成分相一致。该辉长岩与两种榴辉岩样品的平均成分几乎相同，其平均Mg#=77，也与两种榴辉岩样品的平均Mg#(67)相近。

表4 丰镇榴辉岩捕虏体中石榴石内角闪石包体的代表性探针成分(wt%)

续表4

表6 丰镇榴辉岩捕虏体中其它矿物的探针成分(wt%)

图4 榴辉岩捕虏体样品镜下照片(a、b)样品Fz-2ab中石榴石的BSE(背散射)图像和EDS (能量散射光谱)测定的Mg元素含量分布图；(c)变斑晶石榴石中的角闪石和钠云母包裹体，BSE图像；(d)包裹在石榴石中的柱状硬柱石假象，由蓝晶石和黝帘石共存构成，BSE图像；(e)基质绿辉石中具放射状裂纹的石英包裹体，单偏透射光图像；(f)在石榴石中具放射状裂纹的石英包裹体，单偏反射光图像Fig.4 Photomicrographs of the eclogite xenolith samples(a, b) the BSE (backscatterred eclectron) image and the Mg element distribution diagram detected by EDS (energy disperse spectroscopy) of garnet in eclogite sample Fz-2ab; (c) amphibole and paragonite inclusions in porphyroblastic garnets, BSE image; (d) the columnar pseudomorph after lawsonite as a coexistence aggregate of kyanite and zoisite enclosed in garnet, BSE image; (e) quartz inclusions in matrix omphacite with radial surrounded cracks, plane-polarized transmitted light image; (f) quartz inclusions in garnet with radial cracks, plane-polarized reflected light image

5 变质作用P-T轨迹重建

5.1 变质相平衡模拟

根据丰镇古元古代碳酸岩中榴辉岩的主要矿物组成及其成分特征，我们选择样品Fz-2a在Na2O-CaO-K2O-FeO-MnO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-O(NCKFMnMASHO)简化体系中计算其相平衡关系。变质相平衡模拟采用Perple_X软件(版本6.7.4; Connolly, 2009)，使用的有效全岩成分见表8，在简化体系中的摩尔比例为SiO2=51.253%，Al2O3=12.332%，FeO=6.039%，MgO=15.776%，CaO=13.229%，Na2O=0.998%，K2O =0.113%，O=0.081%。同时，假设流体相为纯水并过量。由于在相图温压范围内的钛主要以金红石形式存在且在主要矿物中含量极少，因而在该体系中未加入TiO2。石榴石、绿帘石、单斜辉石和多硅白云母的固溶体模型来自Holland and Powell (1998)。其它矿物包括绿泥石(Hollandetal., 1998)、黑云母(Powell and Holland, 1999)、绿辉石(Holland and Powell, 1996)和角闪石(Wei and Powell, 2003; Whiteetal., 2003)均为纯端元组分(图5a)。

表7 通过扫描电镜面扫TIMA矿物分析程序得到榴辉岩捕虏体Fz-2和Fz-16的多个样品中的元素质量百分比及氧化物质量百分比

表8 根据面扫得到的矿物体积百分比和平均矿物成分计算榴辉岩捕虏体样品Fz-2a中有效全岩成分即元素摩尔百分比

考虑到石榴石有从核到边镁铝榴石增加和钙铝榴石降低的成分环带特征,我们运用镁铝榴石和钙铝榴石等值线在视剖面图上投图(图5b),记录了温压变化范围从2.6～3.7GPa，655～670℃的近等温增压的进变质轨迹。在这一温度下，利用多硅白云母中的Si含量(3.34～3.47)等值线确定的压力范围为2.2～3.1GPa。

根据丰镇榴辉岩的视剖面图记录了从角闪/绿帘-榴辉岩阶段M1到硬柱石榴辉岩阶段M2的进变质过程，预测其峰期矿物组合为石榴石+绿辉石+硬柱石+柯石英+多硅白云母，这与样品中存在的硬柱石假象和柯石英假象相一致。通过相平衡模拟的结果得到进变质过程代表的地温梯度为216±35℃/GPa。

5.2 金红石的锆温度计

在Fz-2样品中对32个金红石颗粒进行了分析，并采用了Kohn(2020)的温度计计算公式计算其变质温度。石榴石核部极少含金红石包体，石榴石边部的金红石包体较多，其锆含量为97×10-6～168×10-6，假设压力为3.7GPa，得到温度为633～681℃。在基质中的金红石较多，锆含量为100×10-6～137×10-6。考虑到在基质中的金红石可以形成于进变质阶段和峰期阶段，因此采用2.6GPa和3.7GPa压力计算其温度范围，分别得到606～632℃和636～662℃。一般情况下，由于锆的含量在金红石颗粒中从核部到边部有微弱的下降，计算出温度也有较小的下降，这可能与减压过程中锆的扩散有关。

图5 丰镇榴辉岩捕虏体的P-T视剖面图

在Fz-16样品中对14个金红石颗粒进行了分析。Fz-16样品中含有较少的石榴石，大部分金红石颗粒在基质中产出。其中，石榴石核部的金红石包体的锆含量为130×10-6～141×10-6，计算出在2.6GPa压力下温度627～634℃。石榴石边部的一颗金红石包体的锆含量为176×10-6，计算出3.7GPa压力下温度为685℃。基质金红石的锆含量(94×10-6～171×10-6)，与样品Fz-2中的值相近，在2.6GPa压力下计算得到的温度为601～651℃，在3.7GPa压力下计算得到的温度为631～682℃。Fz-16中的金红石颗粒也与Fz-2样品中的一样呈现核部到边部锆含量的微弱下降特点。

综上，通过金红石中的锆含量温度计得到了对应压力2.6～3.7GPa下的温度为601～685℃，与相平衡模拟得到的2.6～3.7GPa、655～670℃的结果基本一致(表9)。

6 讨论与结论

6.1 变质P-T演化

榴辉岩样品中的石榴石包体及成分环带变化记录了温度压力持续上升的一个进变质过程，通过对Fz-2a样品中自形石榴石核部到边部镁铝榴石和钙铝榴石含量的等值线在P-T视剖面图上投影交点的投图，得到了2.6～3.7GPa、655～670℃的P-T演变轨迹，反映了从角闪/绿帘-榴辉岩阶段M1到硬柱石榴辉岩阶段M2的变质过程，与峰期矿物组合中出现的硬柱石假象和柯石英假象是一致的(图5)。金红石中的锆含量温度计得到对应2.6～3.7GPa的进变质过程中的温度在601～685℃之间，与相图结果也基本一致。

本文采用石榴石-绿辉石-多硅白云母-蓝晶石-石英温压计(Ravna and Terry, 2004)，用石榴石边部的成分，石榴石核部的绿辉石包体和多硅白云母包体的成分计算出3.0GPa和734℃的压力和温度，刚好在柯石英相变线稍偏上的位置。Ravna and Terry(2004)认为该温压计计算结果在与相平衡模拟结果进行对比时，在柯石英稳定域会有±0.32GPa，±65℃的偏差，而在石英稳定域会有±0.32GPa、±82℃的偏差。并且在温压计计算中使用的多硅白云母为石榴石核部的多硅白云母包体，其Si值(3.47)在相图中代表的压力为3.1GPa，因此该温压计结果与进变质过程中的温度压力条件也是一致的。

6.2 丰镇榴辉岩对现今板块构造体制启动的意义

含硬柱石榴辉岩作为一种低温高压-超高压变质岩，目前仅在显生宙地体中发现(Tsujimorietal., 2006a)，是板块冷俯冲和现代板块构造启动的标志性证据(Brown, 2006, 2008)。此外，新元古代(～1.0Ga)以后广泛存在的以柯石英和金刚石为标志的超高压变质地体，被认为是现代板块俯冲作用的主要标志(Brown, 2006)，包括目前已知的最古老的西非马里的～620Ma含柯石英片麻岩(Caby, 1994)，以及哈萨克斯坦Kokchetav地块的～530 Ma含金刚石片麻岩(Sobolev and Shatsky, 1990)。这些证据指示了现今板块构造体制的启动至少晚于～1.0Ga(Mölleretal., 1995; Stern, 2008)。在新元古代以前板块冷俯冲和深俯冲记录的缺失，限制了对现代板块构造体制启动时间的认识。

尽管如此，早前寒武地体中缺失低温超高压榴辉岩的记录可能与它们难以在折返过程中保存下来有关(Brown, 2008; Clarkeetal., 2006)。例如，柯石英和硬柱石在减压、热弛豫或变形过程中容易转化为石英和其他矿物，只有具有“发夹状”P-T轨迹的岩石，在没有强烈变形的情况下经过快速折返(Brown, 2014; Endoetal., 2012; Tsujimorietal., 2006b; Wei and Clarke, 2011)，或者被刚性的石英和石榴石包裹从而与基质矿物隔离才有可能保存(Duetal., 2014)。但在一些蓝片岩和榴辉岩中，呈柱状或盒状共生的斜黝帘石/绿帘石+钠云母或斜黝帘石/绿帘石+蓝晶石±钠云母构成的硬柱石假象，也可表明其来源于硬柱石退变分解，从而证实硬柱石的存在(Tsujimori and Ernst, 2014)。

因此，丰镇古元古代碳酸岩中的榴辉岩捕虏体由于有柯石英假象和硬柱石假象的存在，被认为峰期经历了含柯石英的硬柱石榴辉岩相的低温超高压变质作用。Xuetal.(2018)曾报导了丰镇榴辉岩捕虏体的变质地温梯度为250±15℃/GPa，独居石的U-Th-Pb年龄分别为1839±26Ma和1766±7Ma，记录了大洋辉长岩的原岩在～1.8Ga经历冷俯冲的情况。本文通过岩相学观察和相平衡模拟，进一步确定了丰镇榴辉岩捕虏体经历了由角闪/绿帘-榴辉岩相到硬柱石榴辉岩相两个阶段组成的近等温增压的进变质轨迹，并重新计算了其地温梯度为216±35℃/GPa。这指示丰镇榴辉岩捕虏体记录了地球上最古老的低温超高压变质作用和最古老的板块冷俯冲过程，进一步说明现代板块构造体制可能在约1.8Ga时就已经启动。