印度南部麻粒岩地体Namakkal陆块新太古代钙硅酸盐岩的岩石学和锆石U-Pb年代学研究

2021-05-25周峰苟龙龙翟明国张成立GEORGEPaulMathews卢俊生赵燕敖文昊

岩石学报 2021年4期

周峰苟龙龙翟明国, 2 张成立 GEORGE Paul Mathews 卢俊生赵燕敖文昊

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 7100692. 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，北京 1000291.

虽然钙硅酸盐成分的岩石在麻粒岩地体中很少，但是它所含的矿物组合以及反应结构可以很好地指示变质PT条件和流体活动(Motoyoshietal., 1991; Fitzsimons and Thost, 1992; Harley and Buick, 1992; Dasgupta, 1993; Fitzsimons and Harley, 1994; Harleyetal., 1994; Satish-Kumaretal., 1996; Stephenson and Cook, 1997; Senguptaetal., 1997; Satish-Kumar and Harley, 1998; Mathavan and Fernando, 2001; Sengupta and Raith, 2002; Groppoetal., 2013; Thu and Enami, 2018)。方柱石是一种在钙硅酸盐岩中常见的富含挥发性组分的架状硅酸盐矿物，成分变化范围大，且可以提供关于变质时期流体的组分信息(Mora and Valley, 1989; Kullerud and Erambert, 1999; Satish-Kumaretal., 2006)，其拥有两个固溶体端元，分别是钠柱石(Na4Al3Si9O24Cl)和钙柱石(Ca4Al6Si6O24CO3)(Teertstra and Sherriff, 1997)。钙柱石是下地壳的一种重要碳酸盐储备(Moecheretal., 1994)，而钠柱石则富集卤族元素，其被认为形成于蒸发岩或者与高浓度含盐流体有关(Oliveretal., 1994; Kullerud and Erambert, 1999; Deeretal., 2013)。与其它含氯元素矿物不同的是(例如磷灰石、角闪石和云母)，方柱石几乎不含羟基。方柱石是一种水热、变质、或者交代成因的矿物，通常是由斜长石与富Cl或CO2的流体反应生成(Goldsmith, 1976; Mora and Valley, 1989; Rebbert and Rice, 1997)，也可通过大理岩的交代和变质作用形成(Markl and Piazolo, 1998; Guoetal., 2016)。前人研究的钙硅酸盐岩主要分布于印度的Eastern Ghats和Kerala孔兹岩带、斯里兰卡Maligawila地区、澳大利亚中部Arunta块体和东南极的Rauer群与Northern Prince Charles Mountains，这些钙硅酸盐岩均分布于元古代时期的麻粒岩地体中，太古代时期的钙硅酸盐岩鲜有报道，并且这些麻粒岩地体中的钙硅酸盐岩峰期矿物常以出现硅灰石+方柱石为特征，钙铝榴石-钙铁榴石系列的石榴子石+单斜辉石常作为贯通矿物，钙铝榴石常以冠状体形式出现(Warrenetal., 1987; Harley and Buick, 1992; Buicketal., 1993; Dasgupta, 1993; Fitzsimons and Harley, 1994; Bhowmiketal., 1995; Senguptaetal., 1997; Stephenson and Cook, 1997; Satish-Kumar and Harley, 1998; Mathavan and Fernando, 2001; Sengupta and Raith, 2002; Dasgupta and Pal, 2005)。

本研究对来自印度南部麻粒岩地体Namakkal陆块Tammampatti地区钙硅酸盐岩进行详细的岩石学观察，发现其矿物组合以方柱石+石榴子石+斜长石+榍石+钛铁矿为特征，而前人对该矿物组合稳定的温压范围缺乏有效限定，此外，它们的岩石成因和地质意义也不清楚。因此，我们在详细的岩相学观察基础上，通过Na2O-CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-TiO2-Fe2O3-CO2-H2O体系相平衡模拟和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，限定了这些钙硅酸盐岩的变质温压条件与时代，用以揭示它们的岩石学成因和地质意义。

1 区域地质背景

印度半岛南部由太古代达瓦克拉通(DC)和南部麻粒岩地体组成(图1; Brandtetal., 2014)。根据西部绿岩带的分布范围以及东部年轻的花岗质侵入体，通常将达瓦克拉通划分为西达瓦克拉通(WDC)与东达瓦克拉通(EDC)(Chadwicketal., 2000; Jayanandaetal., 2000; Hokadaetal., 2013)。最近有学者在东西达瓦克拉通之间进一步划分出了中达瓦克拉通(CDC) (Peucatetal., 2013; Jayanandaetal., 2018; Wang and Santosh, 2019)。

图1 印度南部区域地质图(据Ishwar-Kumar et al., 2013; Plavsa et al., 201; Lancaster et al., 2015; He et al., 2020修改)KSZ-Kumta剪切带；COSZ-Coorg剪切带；ChSZ-Chitradurga剪切带；MKSZ-Mettur-Kolar剪切带；NSZ-Nallamalai剪切带；MSZ-Moyar剪切带；MSASZ-Moyar-Salem-Attur剪切带；EN-Erode-Namakkal 剪切带；BSZ-Bhavani 剪切带；CSZ-Cauvery剪切带；KKPTSZ-Karur Kambam Painavu Trichur剪切带；ASZ-Achankovil 剪切带；WDC-西达瓦克拉通；CDC-中达瓦克拉通；EDC-东达瓦克拉通；EGMB-Eastern Ghats 活动带Fig.1 Map showing geo-tectonic framework of southern India (modified after Ishwar-Kumar et al., 2013; Plavsa et al., 2014; Lancaster et al., 2015; He et al., 2020)KSZ-Kumta shear zone; COSZ-Coorg shear zone; ChSZ-Chitradurga shear zone; MKSZ-Mettur-Kolar shear zone; NSZ-Nallamalai shear zone; MSZ-Moyar shear zone; MSASZ-Moyar-Salem-Attur shear zone; EN-Erode-Namakkal shear zone; BSZ-Bhavani shear zone; CSZ-Cauvery shear zone; KKPTSZ-Karur Kambam Painavu Trichur shear zone; ASZ-Achankovil shear zone; WDC-Western Dharwar craton; CDC-Central Dharwar craton; EDC-Eastern Dharwar craton; EGMB-Eastern Ghats mobile belt

西达瓦克拉通主要由～3.3Ga TTG片麻岩和绿岩带(Peucatetal., 1995; Jayanandaetal., 2008)，ca. 2.7～2.6Ga的Dharwar群(Nutmanetal., 1996; Trendalletal., 1997a, b; Jayanandaetal., 2013b)，以及2.61Ga 的钾质花岗岩(Jayanandaetal., 2006)组成。中达瓦克拉通发育有大量超过3.0Ga的TTG片麻岩与少量～2.7Ga的绿岩带(Jayanandaetal., 2000, 2013b; Chardonetal., 2011)，以及～2.52～2.51Ga Closepet花岗岩 (Friend and Nutman, 1991; Jayanandaetal., 1995, 2000; Moyenetal., 2003; Pengetal., 2019)。东达瓦克拉通发育有ca. 2.7～2.6Ga英云闪长质片麻岩，～2.7Ga的绿岩带，以及ca. 2.55～2.53Ga的长英质岩浆岩(Peucatetal., 2013; Glorieetal., 2014; Jayanandaetal., 2013a, 2018)。

达瓦克拉通的南部由几个紫苏花岗岩微陆块围绕，自西向东依次为Coorg、Nilgiri、Billigiri Rangan、Shevaroy、Madras和Namakkal陆块(图1)。前人研究认为这些微陆块在新太古代-古元古代早期沿着不同的缝合带聚合在一起(Lietal., 2018)。然而，达瓦克拉通西南方向的Coorg陆块，由于缺乏在其它紫苏花岗岩微陆块广泛发育的～2.5Ga区域变质作用记录，推测其很可能是一个外来的中太古代陆块(Santoshetal., 2015)。

Nilgiri 陆块主要由紫苏花岗岩、基性麻粒岩、角闪石-黑云母片麻岩、变沉积岩、辉石岩、角闪岩和条带状含铁建造组成(Raithetal., 1999; Samueletal., 2014, 2015, 2016, 2018)。紫苏花岗岩原岩结晶年龄为2676±13Ma和2560±7Ma(Peucatetal., 2013)，变质年龄在2.52～2.45Ma之间变化(Peucatetal., 2013; Samueletal., 2014)。基性麻粒岩的岩浆结晶年龄为2539±3Ma，变质年龄为2459±9Ma，其记录了一个逆时针的P-T轨迹，峰期变质条件为ca. 850～900℃/ca. 14～15kbar(Samueletal., 2015)。石榴子石辉石岩的岩浆结晶年龄为2532±22Ma，变质时代为2520±27Ma和2478±27Ma，同样记录了逆时针的P-T轨迹，峰期变质达到ca. 900～1000℃/ca. 18～20kbar(Samueletal., 2018)。

Billigiri Rangan 陆块主要由紫苏花岗岩、基性麻粒岩、花岗岩、长英质片麻岩、角闪岩、混合岩和变花岗岩组成(Peucatetal., 2013; Ratheesh-Kumaretal., 2016, 2020)。锆石U-Pb定年结果显示紫苏花岗岩的原岩结晶年龄为3.36Ga、2.60Ga和2.55～2.54Ga(Peucatetal., 2013; Ratheesh-Kumaretal., 2020)，变质年龄从2.53Ga到2.50Ga之间变化(Peucatetal., 2013; Ratheesh-Kumaretal., 2016, 2020)，而基性麻粒岩记录的变质年龄为～2.55Ga(Ratheesh-Kumaretal., 2020)。

Shevaroy陆块主要由紫苏花岗岩、长英质片麻岩和碱性杂岩组成(Peucatetal., 2013; Glorieetal., 2014; Lietal., 2018)。紫苏花岗岩原岩年龄为2.76Ga和～2.55Ga，变质年龄为～2.52Ga，长英质片麻岩原岩年龄为2.90～2.63Ga和～2.55Ga，变质年龄为2.53～2.50Ga(Peucatetal., 2013; Glorieetal., 2014)。碱性杂岩的岩浆结晶时代为820～800Ma(Glorieetal., 2014)。Madras陆块主要由紫苏花岗岩、混合岩、花岗闪长岩、长英质片麻岩、角闪岩以及条带状含铁建造组成(Lietal., 2018)。现有年代学数据显示这些岩石的岩浆结晶年龄为2.58～2.50Ga，变质时代为2.54～2.46Ga(Crawford, 1969; Bernard-Griffithsetal., 1987; Lietal., 2018)。

Namakkal陆块北部以Salem Attur剪切带(SASZ)为界，主要由长英质片麻岩、基性麻粒岩与变沉积岩组成(Andersonetal., 2012; Noacketal., 2013; Saitohetal., 2011; Satoetal., 2011a)。长英质片麻岩的地质年代学研究表明其原岩结晶年龄为2.65Ga、2.60Ga和2.54～2.53Ga，于2.49～2.44Ga发生变质作用(Andersonetal., 2012; Noacketal., 2013; Saitohetal., 2011; Satoetal., 2011a)。Noacketal. (2013)利用全岩Lu-Hf限定基性麻粒岩原岩年龄为2536±300Ma，峰期变质年龄为2434±17Ma (石榴子石Lu-Hf测年)。该地区的含蓝晶石-石榴子石的长英质片麻岩记录的峰期温压条件为820～860℃/14～16kbar，变质时代为2490～2470Ma(Andersonetal., 2012)。此外，Santoshetal. (2014)在该地区报道了大约800Ma的碱性岩浆侵入时代。

Namakkal 陆块中部主要由紫苏花岗岩、长英质片麻岩、角闪石黑云母片麻岩、花岗岩、辉石岩、基性-超基性杂岩体以及少量的条带状磁铁石英岩组成(Clarketal., 2009; Mohanetal., 2013; Glorieetal., 2014; Beheraetal., 2019; Pengetal., 2019; Georgeetal., 2019; Talukdaretal., 2020)。锆石U-Pb定年显示紫苏花岗岩原岩结晶年龄为2580～2530Ma，变质时代为2520～2480Ma(Clarketal., 2009; Glorieetal., 2014; Beheraetal., 2019; Pengetal., 2019)。此外，前人对位于Namakkal地区的Sittampundi层状基性杂岩体进行了研究(Sajeevetal., 2009; Mohanetal., 2013)，Sajeevetal. (2009)认为出现于斜长岩中的退变榴辉岩变质条件为1020℃/20kbar。锆石U-Pb定年得到斜长岩的原岩结晶年龄为2541±13Ma，变质年龄为2461±14Ma(Mohanetal., 2013)，而Heetal. (2021)得到斜长岩的原岩结晶年龄为2522±12Ma。Georgeetal. (2019)对Jambumalai地区的石榴子石辉石岩进行研究，得到其变质年龄为2526±38Ma，峰期变质条件为22kbar/980℃。

Namakkal陆块南部以Cauvery剪切带(CSZ)为界，主要由太古代的角闪石片麻岩组成，其中有年轻花岗岩体的侵入，锆石U-Pb定年显示这些花岗岩结晶年龄为～560Ma(Brandtetal., 2014; Plavsaetal., 2015; Glorieetal., 2014)。该区域也分布有含假蓝宝石的超高温麻粒岩(Santoshetal., 2004, 2006; Shimpoetal., 2006; Collinsetal., 2007; Nishimiyaetal., 2010)。CSZ边缘的Devannur-Mahadevi地区，Yellappaetal. (2012)对奥长花岗岩进行锆石U-Pb定年，得到奥长花岗岩的结晶年龄分别为2528±61Ma和2545±56Ma。Talukdaretal. (2020)对该地区的长英质片麻岩进行锆石U-Pb定年，得到原岩年龄大于2530Ma, 变质年龄为2479±4Ma。在Manamedu地区，Satoetal. (2011b)对斜长花岗岩进行锆石U-Pb定年，得到817±16Ma的岩浆结晶年龄，而Santoshetal. (2012)对该地区的斜长花岗岩与变辉长岩进行研究，分别得出782±24Ma～737±23Ma和786±7Ma～744±11Ma的岩浆结晶年龄，其被认为是冈瓦纳超大陆聚合(～550Ma)之前莫桑比克洋洋壳的残留(Santoshetal., 2009)。

2 分析方法

本次研究中，除了锆石的分选和阴极发光照相(CL)在广州拓岩检测技术有限公司进行外，其它的分析测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析条件：激光频率为6Hz，束斑直径为32μm。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，使用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM 610进行仪器最佳化，每完成6个测点的样品测定，加测标样一次。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST SRM 610作为外标，29Si作为内标。同位素比值与微量元素含量通过GLITTER软件进行处理。

全岩主量元素分析步骤如下：先将样品粉碎到200目，然后称取样品0.7±0.0001g，加入Li2B4O75.2±0.001g、助熔剂及脱模剂的LiF 0.4±0.001g，氧化剂NH4NO30.3±0.001g，将四者混和均匀后，放入铂金锅中，再加滴1～2滴脱模剂溴化锂。在1200℃下加热8分钟，至冷却后将玻璃熔片从锅中取出，将玻璃熔片放入荧光光谱仪(XRF)自动进样系统进行测试。

矿物化学分析测试仪器型号为JEOL JXA-8230，分析条件为加速电压15kV，电流10nA，分析束斑因测试矿物而异，方柱石采用10μm，其余矿物均采用2μm。不同元素采用SPI公司提供的不同矿物标样进行校正，石英/硬玉-Si，硬玉/斜长石-Al，硬玉/钠长石-Na，透辉石-Ca，橄榄石-Mg，透长石-K，钛铁矿-Fe，蔷薇辉石-Mn，金红石-Ti。本文中矿物缩写符号均采用Whitney and Evans (2010)。部分矿物缩写如下：Grt：石榴子石；Ep：绿帘石；Pl：斜长石；Scp：方柱石；Cal：方解石；Kfs：钾长石；Qz: 石英；Spn：榍石；Ilm：钛铁矿。

图2 南部麻粒岩地体Namakkal陆块地质图(据George and Sajeev, 2015; George et al., 2019修改)Fig.2 Geological map of the Namakkal Block of the Southern Granulite Terrain (modified after George and Sajeev, 2015; George et al., 2019)

3 岩相学与矿物化学

本次研究的钙硅酸盐岩样品来自南部麻粒岩地体Namakkal陆块Tammampatti地区东南方向约18km的紫苏花岗岩地体 (11°17′16.2″N、78°32′09.1″E)(图2)，该钙硅酸盐岩取自农田附近的采石堆中(图3a)，野外产状并不清楚，手标本呈灰黑色，块状构造，与紫苏花岗岩的接触边界清晰(图3b)。在详细岩石学观察和全岩化学成分分析的基础上，本研究选择18ID-24和18ID-25两个样品进行研究。这2个样品的岩石学特征与全岩主量元素成分存在细微差异，为了更准确限定它们的变质温压条件，我们对它们同时进行了岩石学和相平衡模拟计算研究，起到相互补充印证的作用。详细的岩石学和矿物化学介绍如下。

3.1 样品18ID-24

该样品具有花岗变晶结构，块状构造，主要矿物有方柱石(10%)、石榴子石(30%)、斜长石(50%)、方解石(5%)、绿帘石(4%)和石英(1%)，副矿物有锆石、榍石、钛铁矿、磷灰石(图4a～c)。方解石，斜长石与石英以冠状体的形式出现在方柱石的边缘(图4b)，可能为方柱石分解的产物。绿帘石出现在石榴子石颗粒边缘(图4c)。石榴子石为钙铝榴石-钙铁榴石-铁铝榴石固溶体，几乎不含锰铝榴石和镁铝榴石(Grs=0.620～0.635; Adr=0.164～0.175; Alm=0.192～0.203; Prp=0.004～0.006; Sps=0.002～0.003)(表1)。石榴子石从核部到边部，除了钙铁榴石含量有轻微升高，钙铝榴石有轻微降低趋势外，其余组分端元没有明显变化(图5)。斜长石主要为钙长石端元(XAn=0.988～0.992;XAb=0.007～0.011;XOr=0.000～0.001)(表1)。方柱石主要为钙柱石端元(EqAn=89.700～92.135；Me%=95.450～95.700)(表1)。

3.2 样品18ID-25

该样品同样具有花岗变晶结构，块状构造，主要矿物有方柱石(10%)、石榴子石(36%)、斜长石(46%)、方解石(4%)、绿帘石(4%)、以及石英(1%)；副矿物有锆石、榍石、钛铁矿、磷灰石(图4d-f)。方解石，斜长石与石英以后成合晶的形式出现在方柱石的边缘(图4e)。石榴石为钙铝榴石-钙铁榴石-铁铝榴石固溶体，几乎不含锰铝榴石和镁铝榴石(Grs=0.590～0.605; Adr=0.185～0.210; Alm=0.195～0.210; Prp=0.003～0.005; Sps=0.001～0.003)(表2)。石榴子石成分比较均一，自核部到边部，除了钙铁榴石稍有降低，铁铝榴石稍有升高外，其余端元组分没有明显变化(图5)。斜长石主要为钙长石端元(XAn=0.975～0.985;XAb=0.017～0.025;XOr=0.000～0.001)(表2)。方柱石成分较为均一，主要为钙柱石端元(EqAn=85.830～88.000; Me%=93.350～94.321)(表2)。

表1 方柱石石榴子石钙硅酸盐岩(样品18ID-24)矿物成分(wt%)

表2 方柱石石榴子石钙硅酸盐岩(样品18ID-25)矿物化学成分(wt%)

图3 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩野外照片(a)农田附近的采石堆；(b)方柱石石榴子石钙硅酸盐岩与紫苏花岗岩接触关系Fig.3 Field photographs of the scapolite-garnet calc-silicate in the Tammampatti area(a) the quarry near the farmland; (b) the boundary between the scapolite-garnet calc-silicate and charnockite

综合2个样品在镜下观察到的矿物反应结构，可以得出本研究中方柱石石榴子石钙硅酸盐岩的峰期变质矿物组合为石榴子石+方柱石+斜长石+榍石+钛铁矿。绿帘石环绕石榴子石颗粒边部生长，方解石、斜长石与石英则出现方柱石的边缘，指示它们是在峰期变质作用之后形成。

4 锆石U-Pb年代学

4.1 锆石结构与定年结果

本研究的方柱石石榴子石钙硅酸盐岩中锆石颗粒较大，粒径为100～300μm，阴极发光(CL)显示部分锆石具有核边结构，核部表现为高亮度，弱分带或无分带现象，为典型的变质锆石，边部为发光较暗的变质边。此外可见单颗粒的高亮度或低亮度锆石，高亮度锆石发光均匀，弱分带或无分带现象，为变质成因锆石；低亮度锆石显示补丁状、冷杉树状结构，为典型的变质锆石(图6)。在年龄谐和图中，高亮度变质锆石测点(32个测点)年龄整体上比低亮度变质锆石(17个测点)要老一些(表3)。除去3个信号异常测点(12、13和49)(图7a)，分别对剩余的高亮度和低亮度锆石较为谐和测点年龄进行加权平均，得到高亮度变质锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄为2562±17Ma，而低亮度变质锆石207Pb/206Pb加权平均为2495±15Ma(图7b, c)。

图4 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩显微照片样品18ID-24的花岗变晶结构和矿物组合(a, 正交偏光)、方柱石周围的方解石、斜长石以及石英后成合晶(b,背散射图像)及石榴子石边缘的绿帘石冠状体(c, 背散射图像)；样品18ID-25的花岗变晶结构和矿物组合(d, 正交偏光)、方柱石周围的方解石、斜长石以及石英冠状体(e, 背散射图像)及斜长石中出溶钾长石(f, 背散射图像)Fig.4 Photo-micrographs of the scapolite-garnet calc-silicate in the Tammampatti areaGranoblastic texture and mineral assemblages (a, cross-polarized light), calcite and plagioclase surrounding scapolite (b, BSE image) and epidote corona between garnet and plagioclase (c, BSE image) in the Sample 18ID-24;Granoblastic texture and mineral assemblages (d, cross-polarized light), symplectite of calcite, plagioclase and quartz surrounding scapolite (e, BSE image) and K-feldspar exsolution in plagioclase (f, BSE image) in the Sample 18ID-25

4.2 锆石微量元素特征

本次研究共进行了49个锆石微区微量元素测试，所得结果见表4和图7d。高亮度变质锆石稀土元素总量为4.8×10-6～152.6×10-6，Th/U为0.02～0.65，(Gd/Yb)N比值在0.01～0.39之间，球粒陨石标准化稀土配分图显示轻稀土变化范围较大，Eu的负异常不明显，Eu/Eu*比值为0.46～4.27。低亮度变质锆石稀土元素总量为7.2×10-6～112×10-6，Th/U为0.06～0.24，(Gd/Yb)N比值在0.04～0.30之间，在球粒陨石标准化稀土配分图中显示较低的轻稀土配分模式，Eu/Eu*比值在0.55～1.25，两种锆石的重稀土配分样式相似。

5 温压条件计算

本文选用Perple_X 6.9.0(Connolly, 1990, 2005) 热力学软件，对方柱石石榴子石钙硅酸盐岩样品18ID-24和18ID-25分别进行了相平衡模拟。全岩主量成分见表5，其中FeO含量使用滴定法确定。钙硅酸盐岩样品中MnO和K2O成分含量很低，在模拟中忽略这些组分，因此在复杂体系NCFMASTO-CO2-H2O(Na2O-CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-TiO2-Fe2O3-CO2-H2O)下进行计算，计算相图的成分如表5所示。数据库选用hp62ver. dat (Holland and Powell, 1998, 2011)，流体状态方程采用Holland and Powell (1998)。采用的矿物活度模型如下：石榴子石和钛铁矿为Whiteetal. (2000)，斜长石为Newtonetal. (1980)，方柱石为Kuhn (2004)，绿帘石为Holland and Powell (2011)，方解石与石英等均为纯的固溶体端元。

5.1 样品18ID-24

研究中首先计算了T-XCO2视剖面图，用来确定合适的CO2活度计算P-T视剖面图，T-XCO2视剖面图模拟选用的压力为6.5kbar。该压力是通过反复的P-T视剖面图计算基础上确定的，即在T-XCO2视剖面图模拟之前通过假定多个XCO2值计算P-T视剖面图(未显示)，直到计算的P-T视剖面图中出现岩石中观察到的矿物组合为止。然后根据该P-T视剖面图中峰期矿物组合Scp+grt+pl+spn+ilm稳定域与退变质组合Scp+grt+pl+spn+ilm+cal稳定域之间界限的压力范围中值确定。XCO2的变化范围位于纯水(XCO2=0)和纯CO2(XCO2=1)流体之间，最后选择XCO2=0.39作为合适的CO2活度计算最终的P-T视剖面图(图8a)。

表5 方柱石石榴子石钙硅酸盐岩全岩主量元素成分

图5 方柱石石榴子石钙硅酸盐岩中石榴子石的成分剖面Adr-钙铁榴石；Grs-钙铝榴石；Alm-铁铝榴石；Prp-镁铝榴石；Sps-锰铝榴石Fig.5 Compositional profiles of the garnets of the scapolite-garnet calc-silicate samplesAdr-andradite; Grs-grossular; Alm-almandine; Prp-pyrope; Sps-spessartine

图6 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩(样品18ID-24)代表性锆石颗粒阴极发光图像、测试点位和对应表面年龄(Ma)Fig.6 Representative zircon cathodoluminescence (CL) images with analytical spots of the scapolite-garnet calc-silicate (Sample 18ID-24) from the Tammampatti area

P-T视剖面图显示方柱石和石榴子石在模拟的温压范围内均稳定出现，而绿帘石和石英在较低温度时出现(图8b)。峰期矿物组合Scp+grt+pl+spn+ilm稳定的压力上下限分别以斜长石和榍石的消失为标志，温度下限则以方解石的出现为标志。峰期矿物组合稳定的温压范围为800～960℃/4.3～7.1kbar，虽然实测铁铝榴石成分(0.192～0.203)穿越此矿物组合区域，但是峰期矿物稳定的温压范围没有得到进一步缩小(图8b)。

图7 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩锆石U-Pb年龄谐和图和锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(a)方柱石石榴子石钙硅酸盐岩所有分析的变质锆石U-Pb年龄谐和图；(b)高亮度变质锆石U-Pb年龄谐和图；(c)低亮度变质锆石U-Pb年龄谐和图；(d)两种变质锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值引自Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Concordia diagram and the chondrite-normalized REE patterns for zircon of scapolite-garnet calc-silicate in the Tammampatti area(a) concordia diagram for all analyzed metamorphic zircons of the scapolite-garnet calc-silicate; (b) concordia diagram for metamorphic zircons with high luminescence; (c) concordia diagram for metamorphic zircons with low luminescence; (d) the chondrite-normalized REE patterns for two metamorphic zircons from the scapolite-garnet calc-silicate (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

图8 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩(样品18ID-24)相平衡视剖面图(a) NCFMASTO-CO2-H2O体系下的T-XCO2视剖面图；(b) NCFMASTO-CO2-H2O体系下的P-T视剖面图，黄色阴影区为峰期矿物组合稳定域Fig.8 Pesudosections calculated for the scapolite-garnet calc-silicate (Sample 18ID-24) in the Tammampatti area(a) the NCFMASTO-CO2-H2O T-XCO2 pseudosection; (b) the NCFMASTO-CO2-H2O P-T pseudosection, with the P-T range of the peak mineral assemblage marked by yellow color

图9 Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩(样品18ID-25)相平衡视剖面图(a) NCFMASTO-CO2-H2O体系下的T-XCO2视剖面图；(b) NCFMASTO-CO2-H2O体系下的P-T视剖面图，黄色阴影区为峰期矿物组合稳定的温压范围Fig.9 Pesudosections calculated for calc-silicate (Sample 18ID-25) in the Tammampatti area(a) the NCFMASTO-CO2-H2O T-XCO2 pseudosection; (b) the NCFMASTO-CO2-H2O P-T pseudosection, with the P-T range of peak mineral assemblage marked by yellow shaded area

5.2 样品18ID-25

研究中首先计算了T-XCO2视剖面图，用来确定合适的CO2活度计算P-T视剖面图，压力的选择与样品18ID-24保持一致，采用的压力为6.5kbar。XCO2的变化范围位于纯水(XCO2=0)和纯CO2(XCO2=1)流体之间，最终选择XCO2=0.28作为合适的CO2活度计算P-T视剖面图(图9a)。

与样品18ID-24相似，P-T视剖面图显示在模拟的温压范围内方柱石和石榴子石均稳定出现，绿帘石和石英在较低温度时出现(图9b)。峰期矿物组合Scp+grt+pl+spn+ilm稳定的温度上限以钛铁矿的消失和钙铁辉石的出现为标志，温度下限以方解石的出现为标志，压力上限则以绿帘石的出现线为标志。此样品峰期矿物组合稳定的温压范围比较大，通过实测斜长石的钙长石成分与石榴子石的铁铝榴石成分进一步限定峰期矿物组合稳定的温压范围为750～854℃/4.0～7.8kbar(图9b)。

6 讨论

6.1 变质时代

本研究通过锆石U-Pb定年揭示Namakkal陆块Tammampatti地区方柱石石榴子石钙硅酸盐岩记录了两组变质年龄，分别为2562±17Ma(高亮度变质锆石)和2495±15Ma(低亮度变质锆石)。前人的研究显示Namakkal陆块的紫苏花岗岩、基性麻粒岩、混合岩、花岗岩、角闪岩、含石榴子石片麻岩、石榴子石辉石岩以及斜长岩记录了2530～2440Ma的变质年龄(Clarketal., 2009; Saitohetal., 2011; Satoetal., 2011a; Andersonetal., 2012; Mohanetal., 2013; Peucatetal., 2013; Glorieetal., 2014; Georgeetal., 2019; Pengetal., 2019)。此外，Nilgiri陆块的紫苏花岗岩、基性麻粒岩、角闪石-黑云母片麻岩与蓝晶石-石榴子石片麻岩记录有2520～2450Ma的变质年龄(Peucatetal., 2013; Samueletal., 2014, 2015)。Biligiri Rangan陆块的紫苏花岗岩和基性麻粒岩记录有2550～2500Ma的变质年龄(Peucatetal., 2013; Ratheesh-Kumaretal., 2016, 2020)。Shevaroy陆块的紫苏花岗岩和混合岩化片麻岩则记录了2530～2500Ma的变质年龄(Peucatetal., 2013; Glorieetal., 2014)。Madras陆块的紫苏花岗岩、花岗闪长岩、长英质片麻岩、角闪岩以及条带状含铁建造记录了大约2.54～2.46Ga的变质年龄(Lietal., 2018)。不难发现上述紫苏花岗岩微陆块共同经历了大约2530～2440Ma的区域变质作用。

我们对Namakkal陆块的紫苏花岗岩年龄数据进行了统计，发现该陆块紫苏花岗岩的继承锆石年龄为2750～2600Ma，原岩结晶年龄为2580～2530Ma, 变质年龄为2520～2480Ma(表6)。本研究高亮度变质锆石的变质年龄2562±17Ma与Pengetal. (2019)在该区域报道的紫苏花岗岩的原岩结晶年龄2559±23Ma，2577±8Ma和2562±4Ma基本一致，而较为年轻的大约2530～2500Ma的紫苏花岗岩岩浆结晶年龄(Clarketal., 2009; Saitohetal., 2011; Glorieetal., 2014; Beheraetal., 2019)可能是遭受了后期区域性高温-超高温变质作用改造的结果。因此，我们认为高亮度变质锆石记录的2562±17Ma的年龄对应于紫苏花岗原岩侵入导致的接触交代变质作用时代，而低亮度变质锆石年龄2495±15Ma与该地区普遍经历的大约2530～2440Ma的变质时代一致，应为区域性变质作用叠加的时代。

6.2 变质温压

与本研究类似的钙硅酸盐岩在印度的Eastern Ghats和Kerala孔兹岩带、斯里兰卡Maligawila地区、澳大利亚中部Arunta块体和东南极的Rauer群和Northern Prince Charles Mountains也有报道(Warrenetal., 1987; Harley and Buick, 1992; Harleyetal., 1994; Buicketal., 1993; Dasgupta, 1993; Fitzsimons and Harley, 1994; Bhowmiketal., 1995; Senguptaetal., 1997; Stephenson and Cook, 1997; Satish-Kumar and Harley, 1998; Mathavan and Fernando, 2001; Sengupta and Raith, 2002; Dasgupta and Pal, 2005)。

在Eastern Ghats地区，前人对发现的钙硅酸盐岩进行了大量的研究(Dasgupta, 1993; Bhowmiketal., 1995; Senguptaetal., 1997; Sengupta and Raith, 2002; Dasgupta and Pal, 2005)。例如，Dasgupta (1993)根据与方柱石-硅灰石-石榴子石钙硅酸盐岩伴生的长英质和基性麻粒岩，限定其峰期变质温压为950℃/9kbar，而Bhowmiketal. (1995)通过相平衡模拟，认为方柱石-硅灰石-石榴子石钙硅酸盐岩经历的峰期变质温压条件为975℃/9kbar。Satish-Kumar and Harley (1998)通过岩石成因格子限定了Kerala孔兹岩带的含方柱石-硅灰石-钙铝榴石的钙硅酸盐岩的峰期变质条件，为>835℃/6kbar。通过计算T-XCO2和P-XCO2岩石成因格子，Mathavan and Fernando (2001)得到斯里兰卡Maligawila地区的石榴子石-硅灰石-方柱石钙硅酸盐岩的峰期变质温压条件为900～875℃/9kbar，此外，限定峰期的流体组分为0.1

6.3 岩石成因

在变质岩地体中，方柱石能够稳定在低角闪岩相(Trommsdorff, 1966; Hietanen, 1967; Groppoetal., 2017)至麻粒岩相(Abartetal., 2001; Searle and Cox, 2002)。许多学者尝试通过实验岩石学手段限定方柱石稳定的温压范围，例如Newton and Goldsmith (1975, 1976)得出纯的钙柱石稳定域超过850℃；Comodietal. (1990)认为方柱石能够在上地幔的压力条件下稳定存在(≤18kbar)，这也被Goldsmith and Newton (1977)所证实。

本研究中观察到在方柱石颗粒周围发育细小的方解石与斜长石，应为方柱石分解的产物，可能的变质反应如下：Mei=3An+Cal+Qz。在其它麻粒岩地体中也发现有类似的方柱石分解结构(Schenk, 1984; Warrenetal., 1987; Motoyoshietal., 1991; Harley and Buick, 1992; Fitzsimons and Harley, 1994; Stephenson and Cook, 1997; Satish-Kumar and Harley, 1998)，其中有少量的石英作为方柱石分解产物出现(Schenk, 1984; Motoyoshietal., 1991; Satish-Kumar and Harley, 1998)，本研究观察到细小绿帘石围绕石榴子石颗粒周围生长(图4c)，指示的可能变质反应如下：An+Grt+H2O→Ep+Qz。

钙硅酸盐岩有多种成因，可以是侵入体附近的碳酸盐岩或硅酸盐岩经接触交代变质作用形成的矽卡岩，典型矿物为钙铝榴石-钙铁榴石系列的石榴子石和透辉石-钙铁辉石系列的单斜辉石，这两种主要矿物可伴生或单独出现，其次为符山石、硅灰石、方柱石、锂云母、白云母和电气石等矿物；也可以是产于孔兹岩系中的钙硅酸盐岩，由富铁白云质-钙质泥岩经变质作用形成(徐仲元等, 2005)；也可以形成于陆陆碰撞的晚期，由高压基性麻粒岩在折返过程中经历退变质和Ca质交代联合作用的结果(李旭平等, 2011)。本文研究的方柱石石榴子石钙硅酸盐岩主要由钙铝榴石-钙铁榴石-铁铝榴石系列的石榴子石、钙长石质的斜长石以及钙柱石质的方柱石组成，表现出矽卡岩的矿物特征。依据前苏联学者Korzhenskii提出的矽卡岩分带理论，本研究的钙硅酸盐岩矿物组合对应于靠近侵入体一侧的内矽卡岩带，以硅酸盐矿物为主，仅有极少细粒方解石以退变质边的形式存在于方柱石颗粒边缘，因此我们更倾向于认为本次研究的钙硅酸盐岩为中酸性侵入岩(紫苏花岗岩原岩)与碳酸盐岩发生接触交代变质作用的产物。由于我们在野外并没有观察到碳酸盐岩的出露，推测碳酸盐岩的规模可能很小，以致发生接触交代反应时被消耗。

本文中方柱石石榴子石钙硅酸盐岩第一变质阶段以无水矿物组合为特征，是紫苏花岗岩的原岩侵入导致的接触交代作用的产物，第二阶段变质矿物为石榴子石周围生长的绿帘石和方柱石周围的方解石+斜长石+石英冠状体，其可能为缺流体条件下的局部退变质结果。同时该钙硅酸盐岩的组成以无水矿物为主，这可能是早期变质矿物组合得以保留下来，而没有被后期区域变质作用改造的原因。