桂北元宝山韧性剪切带糜棱岩矿物化学特征及变质条件

胡荣国, 冯佐海, 吴 杰, 李赛赛, 秦 亚, 刘诗云, 郭阿龙

桂北元宝山韧性剪切带糜棱岩矿物化学特征及变质条件

胡荣国*, 冯佐海, 吴 杰, 李赛赛, 秦 亚, 刘诗云, 郭阿龙

(桂林理工大学 地球科学学院 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541004)

桂北元宝山花岗岩岩体内发育一条长约25～30 km, 宽约8～10 km, 呈NNE向延伸的韧性剪切带, 代表性的构造岩类型为长英质糜棱岩, 其主要矿物都发生了不同程度的脆性–韧性变形。本文对韧性剪切带中代表性糜棱岩样品进行了细致的显微观察, 同时利用电子探针技术对糜棱岩中不同产状的黑云母、白云母和绿泥石进行了详细的成分分析。在此基础上采用绿泥石成分地质温度计、白云母–绿泥石地质温度计、白云母/黑云母Ti温度计, 结合多硅白云母Si压力计展开变质–变形温压研究, 以期合理解译糜棱岩化过程中变形作用对云母类矿物中放射性成因氩(40Ar*)保存能力的影响以及这些云母矿物的40Ar/39Ar定年结果是代表冷却年龄还是变形年龄, 为进一步探讨该地区在加里东期及其后的构造–热演化历史打下良好基础。显微镜下观察显示, 糜棱岩中的云母类矿物主要以大颗粒残斑和细粒基质两种形式存在, 其产状和粒径存在着较大的区别。电子探针成分分析结果显示, 残斑云母与基质中新生或重结晶云母在化学成分上具有较大差异: 与基质中的新生或重结晶白云母相比, 残斑白云母相对富SiO2、TiO2和FeO, 贫Al2O3; 而与基质中的新生或重结晶黑云母相比, 残斑黑云母相对富TiO2和FeO, 贫MgO。选取糜棱岩基质中新生白云母、黑云母和绿泥石三种矿物, 利用上述4种地质温度计对长英质糜棱岩的变质–变形温度进行了估算, 对应的温度值分别为326～403 ℃、380～510 ℃、452～528 ℃和452～534 ℃; 利用多硅白云母Si压力计, 获得了基质中新生白云母的变质–变形压力为0.38～0.66 GPa。残斑和基质云母类矿物产状、粒级和化学成分的差异性暗示两者形成于不同的构造环境下, 是多世代产物; 温度计算结果则显示韧性剪切作用时的温度足以部分甚至完全重置花岗岩中的云母类矿物的Ar同位素封闭体系。

糜棱岩化; 变质–变形温度; 韧性剪切带; 地质温度计; 元宝山

0 引 言

韧性剪切带是地壳岩石圈中广泛发育的一种线状高应变带, 是造山带中最重要的变形形式之一(Ramsay, 1980; White et al., 1980; 许志琴等, 1997; 郑亚东等, 2008; Mukherjee, 2017)。糜棱岩作为韧性剪切带内丰富的地质信息载体, 对其观测研究已越来越受到构造地质学家、矿物岩石学家、地球化学家和地质年代学家的广泛关注(Scheuber et al., 1995; Lange et al., 2002; 刘俊来, 2004; 杨晓勇, 2005; Di Vincenzo et al., 2013, 2016; Oriolo et al., 2018)。在同位素构造–热年代学研究中, 由于根据各种同位素地质年龄测定方法和不同的矿物测定对象, 得到的年龄往往不一定能代表岩石的生成年龄, 因为矿物形成后冷却到一定温度以下, 才能保存衰变形成的子体(Dodson, 1973; McDougall and Harrison, 1999)。糜棱岩化过程中的重结晶或新生含钾矿物(如白云母、黑云母、长石等)的40Ar/39Ar定年结果被广泛用来探讨糜棱岩变质变形的年代。但这类含钾矿物的Ar同位素体系封闭温度相对较低(≤450 ℃; McDougall and Harrison, 1999; Harrison et al., 2009), 因此要合理解释这些定年结果代表的是韧性剪切带的变形时代还是矿物的冷却年龄, 就需要对糜棱岩的变质变形温度进行计算。如何有效地限定和量化糜棱岩的变质变形温度, 就成为了断裂构造研究中一个极其重要的环节。但韧性剪切带变形作用的变质温度和压力条件估算, 目前依旧是一个科学难题。前人多利用糜棱岩主要矿物动态重结晶机制(Stipp et al., 2002; 纪沫等, 2008; 王勇生等, 2009)、矿物温度与压力计(王勇生等, 2005; Kohn and Northrup, 2009; Liang et al., 2015; 王微等, 2016; 张慧等, 2018; Di Rosa et al., 2020)或相平衡模拟(Goncalves et al., 2012; Rossetti et al., 2015; Di Vincenzo et al., 2016; Diener et al., 2016)等方法。而准确识别哪些矿物组合是原有的岩浆矿物组合, 哪些是新生或重结晶的糜棱岩矿物组合, 是能否采用这些方法的重要前提条件之一。

本次研究对象元宝山韧性剪切带位于桂北地区扬子和华夏陆块拼贴带内的江南造山带西端(图1a), 是区内重要的锡多金属成矿区和代表性的加里东期韧性剪切带之一(张桂林, 2004; 舒良树, 2006; 郝义等, 2010; 汤世凯等, 2014)。前人对该韧性剪切带的研究主要集中在几何学、运动学、显微构造特征和变形变质特征等方面(张桂林, 2004; 于凯朋, 2008; 周守余等, 2012)。关于韧性剪切带内糜棱岩的矿物化学特征、变质–变形温度–压力条件, 目前还相对缺乏研究。为了更好地获得该韧性剪切带在加里东期及其后的构造–热事件发生时的温度, 本文对元宝山东西侧韧性剪切带中长英质糜棱岩内不同产状的黑云母、白云母和绿泥石进行了详细的岩相学观察和电子探针成分分析。在此基础上, 利用绿泥石成分地质温度计(Cathelineau, 1988; Jowett, 1991)、白云母–绿泥石地质温度计(Kotov, 1975)、白云母/黑云母Ti温度计(Wu and Chen, 2015a, 2015b)4种地质温度计, 结合多硅白云母Si压力计(Massonne and Schreyer, 1987; Anderson, 1996)来估算该韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度和压力, 以期为下一步合理解译糜棱岩中云母类矿物40Ar/39Ar定年结果的地质意义和探讨该地区在加里东期及其后的构造–热演化历史打下良好基础。

1 地质背景及样品描述

桂北地区位于我国江南造山带最西端, 恰处于早古生代扬子陆块和华夏陆块结合带西南段边界的交接地带(图1a), 在华南大陆构造研究中占有重要的位置(陈懋弘等, 2006; 舒良树, 2006; Wang et al., 2010; 李献华等, 2012; 高秦等, 2019)。该地区在早古生代加里东期经历过强烈的挤压造山作用, 形成了一个巨型的褶皱带, 虽然变质程度不高, 但韧滑流变非常明显和普遍, 因此强烈的韧性剪切变形及相关的韧性剪切带可能是桂北早古生代构造事件的重要表现形式。区内剪切断裂带一般延伸数十至数百公里, 多呈NNE走向, 左旋剪切为主, 且均具有脆–韧性多期变形的特征, 韧性剪切变形或为该断裂带之一部分、或为其全部, 带内糜棱岩类构造岩发育良好(图1b; 张桂林, 2004; Wang et al., 2010; 郝义等, 2010; 汤世凯等, 2014; Qiu et al., 2020)。

研究区位于广西北部融水苗族自治县内, 区内广泛出露中元古代四堡群和侵入四堡群的镁铁–超镁铁质岩石、不整合在四堡群之上的丹洲群浅变质岩、整合在丹州群之上的震旦纪–寒武纪沉积岩, 以及新元古代的元宝山花岗岩侵入体(图1b, c; 张桂林, 2004; 李献华等, 2012; Yao et al., 2014; 舒良树等, 2020)。区内的元宝山韧性剪切带主要分布在元宝山花岗岩岩体的东西两侧, 是一个总体为NNE走向的大型韧性剪切带, 宽约8～10 km, 延伸25～30 km (图1c)。研究显示, 元宝山韧性剪切带发育两组糜棱面理, 一组分布于岩体东部, 向NWW倾斜, 倾角普遍大于50°, 为正滑剪切, 拉伸线理在糜棱面理上向N侧伏, 正滑剪切即由SEE向NWW正滑; 一组分布于岩体西部, 向SEE倾伏, 倾角一般小于20°, 为逆冲剪切, 拉伸线理在糜棱面理上向N侧伏, 逆冲剪切是由SEE向NWW逆冲(张桂林, 2004; 李献华等, 2012; Yao et al., 2014; 舒良树等, 2020)。因此, 尽管元宝山韧性剪切带东侧和西侧分别显示不同的剪切指向, 但运动方向一致, 反映其形成于统一的构造体制。韧性剪切带内长英质糜棱岩带具有分带性, 从中心往两侧依次为千糜岩、糜棱岩、初糜岩和糜棱片麻岩/片岩, 部分地区逐渐过渡为块状花岗岩(于凯朋, 2008; 周守余等, 2012)。

图1 江南造山带西段桂北地区大地构造位置简图(a)、桂北地区早古生代主要断裂和地层分布简图(b)和元宝山韧性剪切带区域地质图及采样位置(c)

糜棱岩的矿物主要有长石、石英、黑云母, 岩石变形程度较高, 定向性较好, 残斑被剪切变形成具有拖尾状旋转残斑系和书斜构造(图2a, b)。糜棱岩中发育有典型的S-C组构。新生的云母类矿物定向排列形成糜棱岩的C面理, 残斑在糜棱面理内部长轴的定向排列构造S面理(图2b), 在糜棱面理上还发育由云母类矿物集合体以及细粒的石英颗粒定向排列和拉伸形成的线理, 线理的侧伏向可指示剪切带为右旋剪切(图2c)。根据糜棱岩带发育的旋转残斑系、书斜构造、S-C显微组构和拉伸线理判断该韧性剪切带主要为右旋正滑剪切。

初糜棱岩带内变形矿物为石英、长石、云母, 矿物颗粒的粒径和糜棱岩相近, 岩石的变形程度较弱, 较糜棱岩其残斑的含量增加, 残斑的定向性减弱, 长石和石英残斑的变形减弱, 长石和石英残斑的拖尾现象没有糜棱岩明显(图2d), 黑云母被拉长、定向排列但不连成黑云母条带, S-C面理局部发育。C面理主要由暗色矿物黑云母和细颗粒长石、石英的定向排列组成, S面理主要由长石、石英残斑的长轴定向排列形成。根据S-C面理和旋转残斑系判断初糜棱岩带的剪切运动主要为右旋正滑剪切。千糜岩带内变形矿物主要为石英和云母类暗色矿物, 变形程度高, 定向性强, 石英多为细粒的石英颗粒, 含少量石英眼球体残斑, 基本不含长石残斑。石英残斑长轴优选方位显示的不连续面状构成S面理, 新生的白云母/绢云母、细粒石英、黑云母和绿泥石定向排列形成的剪切面构成C面理。

本次用于镜下鉴定的11件样品分别来自元宝山岩体西侧(Y001、Y002、Y004、Y009、Y028、Y029)和东侧(Y016、Y020、Y021、Y035、Y037)的韧性剪切带内(表1)。所有样品皆为长英质糜棱岩, 糜棱结构, 片麻状构造。残斑矿物主要为长石、石英、白云母和黑云母; 基质主要由脆性破裂的细粒长石或动态重结晶的长石、动态重结晶石英、细粒的新生或重结晶白云母、黑云母和绿泥石等组成, 副矿物主要为电气石、锆石、金红石和榍石。镜下观察显示, 糜棱岩在形成过程中普遍伴随着绿片岩相退变质作用, 具体体现在石英普遍由于动态重结晶而广泛细粒化, 石英残斑则具有波状、带状消光或由长条形亚颗粒构成, 局部出现核–幔构造(图3a)。长石残斑变形特征表现为既发育脆性碎裂, 又有塑性拉长, 部分样品内以塑性拉长为主, 弱定向排列, 呈“σ”型眼球状或透镜状, 表面多绢云母化、泥化, 局部核–幔构造发育(图3b, c)。黑云母或白云母残斑多发生扭折或波状消光, “云母鱼”较为常见, 拖尾处发育有细粒的新生白云母(图3d), 暗示部分新生细粒白云母可能是交代早期黑云母的产物。部分黑云母残斑强绿泥石化, 但依旧保持黑云母的形态(图3e)。基质中细粒黑云母和白云母在塑性变形作用下沿糜棱岩面理定向排列, 多围绕长石或石英残斑两侧分布, 与破碎的石英、长石、绿泥石等细颗粒围绕残斑分布组成结晶拖尾(图3b, c, f)。部分同构造重结晶或新生细粒黑云母和白云母等片状矿物组成的分隔面, 与长石和石英颗粒的长轴优选方位构成典型的S-C面理(图3b, c, g)。基质中沿糜棱面理定向分布的绿泥石颗粒细小, 或与细粒的白云母紧密接触(图3h), 或与细粒的黑云母共生(图3i), 暗示三者皆为糜棱岩化过程中同期新生矿物。糜棱岩基质中的矿物组合为动态重结晶的石英+白云母+绿泥石±黑云母+钠长石(表1), 属于典型的绿片岩相变质矿物组合。根据糜棱岩基质中新生矿物组合及长石等矿物的变形特征(Simpson, 1985; Tullis and Yund, 1991; Passchier and Trouw, 1996), 估算出本次研究的糜棱岩变质变形温度范围为400～500 ℃(表1)。

图2 元宝山韧性剪切带野外地质特征

表1 桂北元宝山韧性剪切带糜棱岩镜下鉴定特征及估算温度

注: Qz. 石英; Ms. 白云母; Chl. 绿泥石; Bt. 黑云母; Ab. 钠长石; Kfs. 钾长石。

2 实验技术

在详细的显微镜下观察基础上, 本次研究选取了元宝山韧性剪切带中4件代表性的样品Y009、Y021、Y028和Y029进行电子探针成分分析。糜棱岩的矿物测试分析工作在桂林理工大学地球科学学院电子探针分析实验室完成。仪器为JEOL JXA8300型电子探针仪, 工作条件为加速电压15 kV, 探针电流20 nA, 作用时间为20～30 s, 束斑直径为2～5 µm。分析过程中主要选取颗粒较大的残斑云母和基质中细颗粒的白云母、黑云母和绿泥石。白云母–绿泥石和白云母–黑云母矿物对紧密共生接触, 接触界线相互吻合。测试完成后对所有数据进行ZAF(Z(atomic number): 原子序数修正; A(absorption): 吸收修正; F(fluorescence): 荧光修正)处理。绿泥石做全铁为Fe2+处理, 化学分子式采用Yavuz (2015)提出的方法计算。所有绿泥石分析结果以14个O原子作为标准计算绿泥石的结构式。由于绿泥石颗粒一般较小且结构复杂, 采用电子探针分析绿泥石成分时会产生细小误差。本次研究把绿泥石中质量分数(Na2O+K2O+CaO)>0.5%作为绿泥石成分是否受到混染的指标(Foster, 1962), 按照上述标准对测试的样品进行成分判断, 剔除成分存在混染的不合格绿泥石颗粒测试点。云母的化学式基于11个O离子计算, 黑云母的Fe2+和Fe3+值根据待定阳离子数法计算得到(林文蔚和彭丽君, 1994)。

(a) 石英波状消光和亚颗粒; (b)、(c) 环绕斜长石残斑的共生白云母和黑云母长石“σ”型残斑和核幔结构, 残斑内包含的石英及白云母粒度小且未显示明显定向性, 右行剪切; (d) “云母鱼”状黑云母残斑, 拖尾处发育有细粒的新生白云母, 右行剪切; (e) 绿泥石化的黑云母, 仍旧保持黑云母的形态; (f) 基质中共生细粒白云母和黑云母; (g) 糜棱岩中由细粒新生白云母沿长石或石英残斑定向排列构成的S-C组构, 右行剪切; (h) 沿糜棱岩面理发育共生的细粒白云母和绿泥石; (i) 沿糜棱岩面理发育的新生黑云母和绿泥石。

3 矿物化学成分研究

3.1 绿泥石的化学组成及种属厘定

绿泥石的电子探针化学成分分析结果见表2。从表2和图4可以看出, 基于Zane and Weiss (1998)分类方案, 元宝山韧性剪切带糜棱岩中的绿泥石基本上属于蠕绿泥石和铁镁绿泥石(图4a); 在Zane and Weiss (1998)三角图解中, 糜棱岩中绿泥石均属于I型三八面体绿泥石, 如以八面体位置占主导的二价阳离子来具体命名, 则均属于Fe绿泥石(图4b); 基于Wiewiora and Weiss (1990)成分和结构(如八面体空位)的分类方案, 糜棱岩中的绿泥石均属于三八面体绿泥石, 成分上则靠近斜绿泥石和透绿泥石端元(图4c)。

表2 糜棱岩共生绿泥石和白云母电子探针分析及温度计计算结果

注: 矿物成分分析结果以氧化物(%)和原子数(a.p.f.u)表示。TC88为利用Cathelineau (1988)的绿泥石温度计求得的温度值(℃); TJ91为利用Jowett (1991)的绿泥石温度计求得的温度值(℃); KT75为利用Kotov (1975)白云母–绿泥石地质温度计求得的温度值(℃); P96为利用Anderson (1996)的白云母压力计求得的压力值(GPa); WMT15为利用Wu and Chen (2015b)的白云母Ti温度计求得的温度值(℃)。

图4 绿泥石Si-Fe分类图解(a; 据Zane and Weiss, 1998)、绿泥石Al+□-Mg-Fe分类图解(b; 据Zane and Weiss, 1998)和绿泥石R2+-Si分类图解(c; 据Wiewiora and Weiss, 1990)

Fig.4 Plots of chlorites in the Si-Fe diagram (a), сompositional diagram for chlorite in the Al+□-Mg-Fe ternary diagram (b) and plots of chlorites in the R2+-Si diagram (c)

3.2 白云母的化学组成及特征

白云母属于层状硅酸盐矿物, 其理想结晶化学式为KAl2[Si3AlO10](OH, F)2, 是花岗岩、变质岩和部分碎屑沉积岩中的常见矿物。其类质同象替代为: K可以被Na替代; AlVI可以被Mg、Fe2+、Fe3+和Ti4+等替代; AlIV可以被Si替代, 形成白云母–钠云母–绿鳞石系列。元宝山长英质糜棱岩中的白云母主要以3种形式存在: 大颗粒残斑白云母、细粒与绿泥石或黑云母共生白云母, 代表性的白云母电子探针成分分析结果见表2和表3。

表3 糜棱岩共生白云母和黑云母电子探针分析及温度计算结果

续表3:

注: 矿物成分分析结果以氧化物(%)和原子数(a.p.f.u)表示。WMT15为利用Wu and Chen(2015b)的白云母Ti温度计求得的温度值(℃); WBT15为利用Wu and Chen(2015a)的黑云母Ti温度计求得的温度值(℃); P96为利用Anderson(1996)的白云母压力计求得的压力值(GPa); Ps为基于Anderson(1996)的黑云母共生白云母压力计求得的压力值(GPa)。

按11个O原子计算, 大颗粒残斑云母Si在单位分子式中的原子数(a.p.f.u, atoms per formula unit)为3.26～3.32, 平均值为3.28; Ti为0.03～0.06, 平均值为0.05; Fe为0.17～0.22, 平均值为0.18; Al为2.23～2.32, 平均值为2.29; 与黑云母共生白云母Si为3.16～3.22, 平均值为3.19; Ti为0.01～0.02, 平均值为0.02; Fe为0.12～0.16, 平均值为0.14; Al为2.45～2.56, 平均值为2.50; 与绿泥石共生白云母Si为3.15～3.24, 平均值为3.20; Ti为0.01～0.02, 平均值为0.02; Fe为0.12～0.16, 平均值为0.14; Al为2.43～2.54, 平均值为2.49。通过对比可以发现, 残斑白云母与基质中的新生细粒白云母在化学成分上具有一定的差异性, 具体表现在残斑白云母比基质中的细粒新生白云母具有相对更高的SiO2、TiO2和FeO以及相对较低的Al2O3含量, 而细粒白云母, 无论是与新生绿泥石共生, 或与黑云母共生, 在成分上差异并不大(图5a, b, c); 但三种不同产状的白云母MgO含量总体上无明显变化(图5d)。

图5 元宝山韧性剪切带长英质糜棱岩白云母成分图

如果以Si原子数3.3为界, 则残斑中的部分白云母属于多硅白云母, 部分属于普通白云母; 而基质中的白云母都属于普通白云母。利用白云母Al阳离子数对Si阳离子数进行投图, 结果呈现白云母Si含量由残斑→基质递减的趋势; 与之对应的是, 白云母也由普通白云母端元→多硅白云母→绿鳞石端元转变(图5a)。基于岩相学和地球化学特征, 花岗岩及其相关变质岩中的白云母按成因可以分为原生白云母和次生白云母(Miller et al., 1981)。其中原生白云母是指直接从花岗岩浆中结晶的白云母, 而次生白云母一般是指在岩浆结晶后经热液作用交代其他矿物的岩浆后期–后岩浆期白云母或岩浆期后经水热作用而产生的水热白云母。在Miller et al.(1981)提出的Mg-Ti-Na三角分类图解中, 所有的基质白云母都落在了次生白云母的区域, 而残斑白云母除去一个点落在原生白云母的区域外, 大多也都在次生白云母的范围内(图6)。已有的研究表明, 多硅白云母中绿鳞石分子的含量与压力呈正相关关系, 即多硅白云母形成时压力越高, 绿鳞石组分含量也会随之增高(Massonne and Schreyer, 1987)。样品中多硅白云母中Si含量的这种变化趋势说明, 原有的新元古代花岗岩中的岩浆成因原生白云母在后期的构造作用下都发生了部分或全部的重结晶作用, 残斑白云母和基质中的白云母是不同压力(深度)环境下的次生变质–变形产物。

3.3 黑云母的化学组成及特征

黑云母属于三八面体云母, 分子式一般为(K, Na, Ca, Ba)(Fe2+, Fe3+, Mg, Ti4+, Mn, Al)3(Al, Si)4O10(OH, F, Cl)2, 是中酸性岩石中极为常见的主要造岩矿物之一。元宝山韧性剪切带内长英质糜棱岩中的黑云母主要以2种形式存在: 大颗粒残斑黑云母和与细粒白云母共生的新生或重结晶细粒黑云母, 代表性的黑云母电子探针成分分析结果见表3。从表中可以看出, 大颗粒残斑黑云母比基质中的新生或重结晶细粒黑云母相对富Ti和Fe, 贫Mg(图7a, b), 且Fe与Mg的含量呈现出一定的负相关性(图7b)。

在Foster et al.(1960)的黑云母分类图解上, 所有的黑云母均落在铁质黑云母区域(图8a)。在Nachit et al.(2005)提出的10×TiO2-FeO*-MgO(FeO*=FeOt+MnO)三角分类图解中, 部分残斑黑云母落在岩浆黑云母的区域, 部分则落在重结晶黑云母的区域(图8b)。这表明在糜棱岩化过程中, 后期的热构造和热液事件并未导致所有的黑云母完全重结晶, 部分颗粒较大的黑云母依旧保持了其原有的岩浆成因黑云母化学特征; 而所有的基质黑云母则都落在了重结晶黑云母的区域内, 暗示基质中细粒黑云母或是后期热液流体沿糜棱岩面理渗透后新生而成, 或是原有的岩浆成因黑云母在糜棱岩化过程中受到后期的热构造作用而产生弯曲、解析和破碎再重结晶的产物。

图6 元宝山韧性剪切带长英质糜棱岩中原生白云母和次生白云母判别图(据Milleretal., 1981)

图7 元宝山韧性剪切带长英质糜棱岩中黑云母成分图

图8 元宝山长英质糜棱岩黑云母分类图(a; 据Foster et al., 1960)和元宝山长英质糜棱岩黑云母10×TiO2-FeO*-MgO分类图(b; 据Nachit et al., 2005)

4 糜棱岩温压研究

4.1 绿泥石成分地质温度计

绿泥石是中–低温压条件下稳定存在的一种常见热液蚀变矿物, 也是研究岩石蚀变物理化学条件变化的标型矿物之一。研究显示, 在不同的地质环境中, 绿泥石的化学成分变化很大, 其分子式中AlIV含量的增加或Si含量的减少与变质岩的变质等级存在很好的相关性。Cathelineau and Nieva(1985)发现AlIV和温度之间有较好的对应关系, 并由此提出了绿泥石固溶体地质温度计。此后Cathelineau (1988)在之前研究成果的基础上, 提出了绿泥石中AlIV和温度(℃)的对应关系式:

由于该公式过于简单, 部分学者认为该温度计仅考虑绿泥中的AlIV与温度之间的关系, 而没有考虑到全岩组分的变化, 例如绿泥石中Fe/(Fe+Mg)比值对AlIV的影响, 因此需要修正。Jowett (1991)在前人的研究基础上, 将绿泥石中Fe/(Fe+Mg)的变化参数带入到公式计算中来, 将公式(1)修正为:

绿泥石成分温度计被广泛地运用到热液成因矿床中, 用来探讨成岩成矿温压条件(Walshe, 1986; 王小雨等, 2014; 杨超等, 2015), 但应用到变质变形温度相对较高的糜棱岩中还不多(王勇生等, 2005)。

本次研究中, 我们利用Cathelineau (1988)提出的温度计算公式, 选取同构造过程中形成的绿泥石进行温度计算, 总共获得4件样品共16组温度值, 计算结果在326～421 ℃之间; 采用Jowett (1991)方法, 计算得到的温度则在333～426 ℃之间(表2)。相比而言, 每组数据利用Cathelineau (1988)方法计算出来的温度要比采用Jowett (1991)方法计算出来的结果要低9～12 ℃。

4.2 白云母–绿泥石地质温度计

研究显示, 在变质过程中, AlVI会在共存的白云母和绿泥石之间进行分配, 以此为理论基础, Kotov (1975)建立了白云母–绿泥石地质温度计, 该温度计适用于变质等级不高于绿片岩相黑云母带的变质作用, 计算精度在±(20～60) ℃, 其计算式为:

本次研究利用白云母–绿泥石地质温度计计算所得到的4件样品16个温度值位于380～510 ℃之间(表2), 其中9个温度值介于380～420 ℃之间, 另外7个温度值介于450～510 ℃之间(图9b)。Y009样品的4个温度都介于380～480 ℃, 均值为415 ℃; Y021样品的4个温度介于380～420 ℃, 均值为403 ℃; 与前两个样品温度比较, 样品Y028和Y029温度略高, 介于400～501 ℃, 均值分别为498 ℃和450 ℃。综合数据结果, 我们认为元宝山西侧韧性剪切带的形成温度约为440 ℃, 比先前利用绿泥石成分温度计获得的计算结果要高, 但在误差范围内基本一致, 说明利用该地质温度计来计算元宝山韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度是可行的。

4.3 白云母Ti温度计

基于变泥质岩中白云母中Ti含量, Wu and Chen(2015b)提出了一个变质温压的计算公式:

此公式的适用条件为: Ti=0.01～0.07 a.p.f.u(基于11个O原子计算结果, 下同), Fe=0.03～0.16 a.p.f.u, Mg=0.01～0.32 a.p.f.u, [Mg/(Fe+Mg)]=0.05～0.73, 温度在450～800 ℃, 压力在0.10～1.40 GPa, 误差温度为± 65 ℃。考虑到该公式被认为适用于自然界90%以上的白云母, 作者尝试将该温度计应用到元宝山韧性剪切带中糜棱岩的温度计算, 并与绿泥石温度计和绿泥石–白云母温度计的计算结果进行对比, 探讨其适用性。该公式计算温度时压力也是其中的一个参数, 尽管对温度的计算结果影响较小。在此, 我们计划采用Massonne and Schreyer(1987)通过实验数据提出、而后由Anderson(1996)修正后基于Si含量的多硅白云母压力计算公式估算变质压力:

(6)

可以发现多硅白云母Si压力计中温度也是需要给出一个参数, 在此我们将之与白云母Ti温度计连用, 通过迭代法的方式先用一个尝试温度代入Si压力计公式进行计算, 再把所得的结果作为尝试值代入Ti温度计计算出温度, 如此反复, 直到最终结果与上次的结果相等为止, 由于重复结果会迅速收敛, 一般重复2到3次即可。我们对与新生绿泥石、新生黑云母共生白云母, 以及以残斑形式存在的大颗粒白云母进行了温–压计算, 计算结果列于表2和表3。结果显示, 与绿泥石共生的白云母对应的压力为0.44～0.66 GPa, 相应的温度为452～528 ℃; 与黑云母共生的白云母对应的压力为0.38～0.65 GPa, 相应的温度为476～534 ℃; 而以残斑形式存在的白云母对应的压力为0.88～1.13 GPa, 相应的温度为617～752 ℃;从残斑到基质, 变质压力和温度都在降低(表2; 图10a, b)。而通过与绿泥石成分温度计(Cathelineau, 1988; Jowett, 1991)或绿泥石–白云母矿物对温度计(Kotov, 1975)计算结果对比, 我们发现只要白云母中的参数满足计算前提条件, 与绿泥石或黑云母共生的白云母利用白云母Ti温度计进行变质温度计算, 可以获得比较合理的结果。其结果在误差范围内比绿泥石成分温度计要高, 但与绿泥石–白云母矿物对温度计基本一致。而残斑白云母则由于其Fe≥0.16, 并不完全满足该白云母Ti温度计的前提条件, 其计算得出的温度也相对较高, 可能反映的是深部更早的变质–变形事件的温度。

图9 共存的白云母–绿泥石Al分配等温线图(a; 底图据Kotov, 1975)和形成温度直方图(b)

4.4 黑云母Ti温度计

基于变泥质岩中黑云母中Ti含量, Wu and Chen(2015a)还提出了一个变质温–压的计算公式:

其中Ti=Ti/(Fe+Mg+AlVI+Ti),Fe=Fe/(Fe+Mg+AlVI+ Ti),Mg=Mg/(Fe+Mg+AlVI+Ti)。此公式的适用条件为: Ti=0.02～0.14 a.p.f.u(基于11个O原子计算结果, 下同),Ti=0.02～0.14a.p.f.u,Fe=0.19～0.55a.p.f.u,Mg=0.23～ 0.67a.p.f.u, 温度在450～840 ℃, 压力在0.10～1.90 GPa,误差温度为± 50 ℃。

选取基质中与细粒新生白云母共生的细粒黑云母(图3f), 利用该温度计进行变质温度计算, 公式中的压力则为共生白云母Si压力计计算得出的平均值, 计算结果列于表2。计算结果显示, 与白云母共生的黑云母相应的温度为497～538 ℃, 比共生的白云母Ti温度计计算结果高, 但在误差范围内基本一致; 残斑中的黑云母相应的温度则高达640～760 ℃(表3, 图10a)。残斑黑云母Ti温度计计算结果有如下两种解释: (1)因为黑云母中的Fe≥0.55(表3), 计算公式的前提条件未得到满足, 计算结果无明确地质意义; (2)由于部分残斑黑云母并未在糜棱岩化过程中完全重结晶, 因此这些黑云母依旧保持了其原有的岩浆成因黑云母化学特征, 所以根据Ti温度计获得的结果可能代表或接近糜棱岩原岩(主要为新元古代的花岗岩)中黑云母从熔体结晶出来时的结晶温度; 或与白云母残斑相似, 代表的是更早的变质–变形事件的温度。

5 讨论和结论

图10 不同温度计计算结果汇总图(a)和白云母温度–压力图(b)

桂北元宝山–三防花岗岩及其周边地区的花岗岩或由花岗岩变质而来的糜棱岩中云母类矿物常规阶段加热40Ar/39Ar定年的结果主要集中在440～400 Ma之间, 但相应的花岗岩岩浆锆石结晶的U-Pb年龄却都在820 Ma左右(张桂林, 2004; 汤世凯等, 2014; Yao et al., 2014; Qiu et al., 2020)。这种巨大的差异主要是由于锆石U-Pb同位素封闭温度在800～1000 ℃范围内(Cherniak and Watson, 2001), 要远远高于云母类矿物Ar同位素封闭温度250～450 ℃(Harrison et al., 1985, 2009)。换言之, 元宝山地区新元古代花岗岩中的云母类矿物结晶后只有在随后的冷却和后期的构造–热事件中没有被加热到450 ℃导致其Ar同位素体系被完全或部分重置, 这些矿物才能记录从830～440 Ma期间的年龄信息。而已有的研究显示华南地区自新元古代之后, 区内发生过多期强烈的岩浆作用, 导致构造热重置非常普遍(Wang et al., 2014; 舒良树等, 2020)。本次研究的云母Ti温度计温度计算结果显示, 元宝山韧性剪切带中的糜棱岩变质温度主要集中在380～550 ℃之间, 早期变形事件的变质温度更是可能≥650 ℃(图10a), 因此足以部分甚至完全重置花岗岩中的云母类矿物的Ar同位素体系。

值得注意的是, 传统的显微构造变形–热年代研究主要通过把糜棱岩面理上的如白云母、黑云母、角闪石、长石等新生矿物与一定的封闭温度相结合, 而一个变形过程中变形矿物或新生矿物形成的温–压条件、应变特征和在区域构造形成、演化过程中的特点, 则涉及到真正的变形年代学, 远比以封闭温度理论为基础的构造–热年代学更为复杂(闫全人等, 2001; 王瑜, 2004; Warren et al., 2012)。本次研究表明, 糜棱岩中残斑云母矿物和新生或重结晶细粒云母矿物在产状、粒径和化学成分上都存在着较大的区别, 而这些矿物的封闭温度与其粒径大小和化学成分密切相关(Harrison et al., 1985, 2009; McDougall and Harrison, 1999)。传统的激光(或电炉)阶段加热40Ar/39Ar定年法需要将几十颗到上百颗的单矿物同时加热释气, 容易使不同期次构造变形作用下形成的混合矿物, 或在变质–变形过程中同位素体系发生部分重置或完全重置的矿物, 在同一条件下测定, 导致形成混合年龄图谱(Kula et al., 2010; Di Vincenzo et al., 2016; Villa and Hanchar, 2017)。桂北地区糜棱岩中的云母类矿物的常规激光阶段加热40Ar/39Ar定年结果多为阶梯状或上凸、下拱型表观年龄图谱(张桂林, 2004; 汤世凯等, 2014; Qiu et al., 2020), 暗示测试样品不是均一单矿物。其中一个无法回避的问题就是: 所测定的变形矿物或在变形过程中形成的矿物的年龄到底是重结晶年龄、冷却年龄、还是变形年龄(Dunlap, 1997; Warren et al., 2012), 还是单一的矿物均一年龄、抑或是多期变形叠加下的混合年龄(Villa et al., 2014; Di Vincenzo et al., 2016; Villa and Hanchar, 2017)。这些定年结果还需要结合细致的显微构造、电子探针成分, 甚至扫描/透射电镜分析, 以及新的定年技术方法如单颗粒熔融和激光微区原位40Ar/39Ar定年技术, 进行更为精细和全面的分析, 才能更加明确这些定年结果的真实地质意义。

致谢: 两位匿名评审专家对本文进行了详细审阅, 并提出了具体修改意见, 电子探针测试工作得到了桂林理工大学谢兰芳和刘奕志老师的大力支持, 在此表示衷心的感谢。

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HU Rongguo*, FENG Zuohai, WU Jie, LI Saisai, QIN Ya, LIU Shiyun, GUO A’long

(Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China)

A ductile shear zone extends northeastwards for around 25 to 30 km in the Yuanbao Mountain Pluton, North Guangxi, and records mylonitic deformation that affected granitic and felsic rocks outcropping in an 8 to 10 km wide belt. Minerals such as feldspar, quartz, and mica in mylonites usually have suffered brittle-ductile deformation in various degrees. In an effort to evaluate the effects of deformation on radiogenic argon (40Ar*) retentivity in mica and the40Ar/39Ar data for micas from such thrust systems recording cooling ages or, alternatively, ages of deformation-induced neo-crystallization, detailed petrographic observation and electron microprobe analyses (EMPA) have been performed on representative mylonites. In addition, chlorite compositional geothermometer, muscovite-chlorite geothermometer, Ti-in-muscovite and Ti-in-biotite geothermometers, and Si-in-muscovite thermobarometry were applied based on EMPA data. This study will lead to a better understanding of the tectonic thermal evolution history of this ductile shear zone during and after Caledonian Orogeny. According to the mylonite fabrics, mineral texturally, grain sizes and chemistry composition, two different types of micas can be recognized: coarse-grained deformed porphyroblasts and fine-grained neogenic matrix mica formed by syn-kinematic recrystallization. EMPA revealed that the white mica porphyroblasts contain higher SiO2, TiO2, and FeO but lower Al2O3concentrations than matrix syn-kinematic neogenic white mica. In contrast, biotite porphyroblasts contain higher TiO2and FeO but lower MgO concentrations than matrix syn-kinematic neogenic biotite. The metamorphism- deformationtemperature conditions of mylonites obtained from the four above-mentioned four geothermometers were estimated to be 326 to 403 ℃, 380 to 510 ℃, 452 to 528 ℃ and 452 to 534 ℃, respectively. These temperatures are quite concordant with the deformation temperatures (400 to 500 ℃) according to syn-kinematic neogenic mineral assemblages and deformation mechanisms of feldspars. Metamorphism-deformation pressures for mylonites were calculated as 0.38 to 0.66 GPa based on Si-in-phengite thermobarometry from syn-kinematic neogenic muscovite in the matrix. The differences in occurrences, grain sizes, and chemical compositions of the porphyroblasts and matrix syn-kinematic neogenic mica in mylonite indicate that they represent two generations of products that formed in different tectonic environments. Meanwhile, the metamorphism-deformation temperatures obtained from various geothermometersimply the K-Ar isotopic closure system of micas in these granitic and felsic rocks can be partially or even completely reset during ductile shearing and mylonitization.

mylonitization; metamorphic-deformation temperature; ductile shear zone; geothermometer; Yuanbao Mountain

P574.2; P586

A

0379-1726(2022)02-0176-18

10.19700/j.0379-1726.2022.02.002

2020-05-27;

2020-08-25

国家自然科学基金项目(42072259, 41702211)和广西自然科学基金项目(2020GXNSFAA297049, 2019GXNSFDA245009)联合资助。

胡荣国(1982–), 男, 副教授, 主要从事变质岩和同位素年代学研究。E-mail: hurongguo@glut.edu.cn