北山古堡泉地区榴辉岩变质作用P-T-t轨迹及构造意义

陈言飞, 邵兆刚*, 陈宣华, 李 杰 , 王 叶, 王洛娟, 苏 和

1)中国地质科学院, 北京 100037; 2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083

榴辉岩作为洋-陆/陆-陆俯冲带中形成的一种典型的变质岩石, 对于探索造山带的形成和演化具有重要的指示意义(Chopin, 1984; Ernst, 2001; 杨经绥等, 2006; Brown, 2007; Wei et al., 2013; Soldner et al., 2020b; Li et al., 2021; 郭晶等, 2021)。北山地区位于中亚造山带的南部, 北山造山带的构造属性目前仍存在争论, 一种观点认为其是多个岛弧带拼贴形成(Xiao et al., 2010; Song et al., 2013a, b; Ao et al.,2016), 另有观点认为其北部是由多个岛弧拼贴形成, 南部经历了多个古老微陆块聚合过程(Mei et al.,1999; Liu et al., 2011; Yuan et al., 2015; He et al.,2018)。该地区出露的榴辉岩能够为探讨北山造山带乃至整个中亚造山带的演化提供关键的信息。

北山榴辉岩出露在古堡泉地区, 位于北山造山带的南部。自梅华林等(1998)首次报道北山地区榴辉岩至今, 不断有地质学者对该地区的榴辉岩进行了研究, 对榴辉岩的产出状态、矿物组成、变质温压条件、变质时代、原岩类型和形成时代以及形成的大地构造背景进行了详细的探讨(刘晓春等, 2002;杨经绥等, 2006; Liu et al., 2011; Qu et al., 2011;Saktura et al., 2017; Soldner et al., 2020b)。但是, 前人的研究仍在以下几个方面存在争议: 一是变质作用 P-T轨迹的不同, 早期的观点认为榴辉岩经历了自绿帘角闪岩相升温升压至榴辉岩相(12～15 kbar,700～720℃)的进变质过程后, 又经历了降温降压到绿片岩相的退变质过程, 为紧闭形态的顺时针 P-T轨迹(刘晓春等, 2002; Liu et al., 2011); Qu et al.(2011)则认为岩石经历了自峰期榴辉岩相(＞15.5 kbar, 700～800 ℃)后的近等温降压形态的顺时针P-T轨迹; 而Soldner et al.(2020b)认为榴辉岩记录了升温升压的进变质过程至近峰期(20～21 kbar和 750～775 ℃), 但是自峰期之后的退变质过程中P-T轨迹的形态并未限定。二是变质时代的认识不同, 对于榴辉岩的变质时代目前有三种观点: (1)新元古代(～819 Ma, 杨经绥等, 2006); (2)峰期变质时代中奥陶世(467～465 Ma, Liu et al., 2011; Qu et al.,2011; Saktura et al., 2017), 退变质时代晚志留世(～430 Ma, Qu et al., 2011); (3)进变质时代中奥陶世(～462 Ma, Soldner et al., 2020b), 峰期变质时代晚奥陶世(～453 Ma, Soldner et al., 2020b)。三是对榴辉岩原岩的形成时代和属性的认识不同, 对于原岩的形成时代一种观点认为中元古代晚期(～1007 Ma, 杨经绥等, 2006), 另一种认为新元古代(866～800 Ma,Liu et al., 2011; Saktura et al., 2017); 对于榴辉岩的原岩类型有两种认识, 一种是大洋中脊或海山的碎片(Qu et al., 2011), 另一种是大陆地壳(基性岩墙群的基性岩石, Saktura et al., 2017; 早期榴辉岩化的下地壳, Soldner et al., 2020a, b)。因此, 北山地区榴辉岩的变质作用P-T轨迹、变质时代以及其原岩的形成时代和属性尚需进一步研究。

本文拟对北山古堡泉地区榴辉岩开展岩石学、锆石U-Pb年代学、矿物化学以及岩石化学的研究,以限定其变质演化过程、不同变质阶段的温压条件以及变质时代, 建立榴辉岩的变质演化 P-T-t轨迹,进而讨论岩石成因和形成的大地构造背景。

1 地质背景和样品

北山造山带处于古亚洲洋消减所形成的巨型缝合带——中亚造山带南缘(Xiao et al., 2003, 2010;Windley et al., 2007; 陈宣华等, 2019), 地处塔里木板块、哈萨克斯坦板块和西伯利亚板块交汇部位,经历了长期的多阶段的复杂的俯冲-拼贴历史(Xiao et al., 2010; Song et al., 2013a, b; Tian et al., 2014;贺振宇等, 2014, 2015; He et al., 2014, 2018)。目前,被多数学者所接受的是Xiao et al.(2010)将该地区根据蛇绿岩带把所隔开的块体都划为岛弧带, 从北向南共 10个单元, 依次为: 雀儿山—圆包山岛弧带(雀儿山单元)、红石山蛇绿混杂岩带、黑鹰山—旱山岛弧带(旱山单元)、星星峡—石板井—小黄山蛇绿混杂岩带、马鬃山岛弧带(马鬃山单元)、红柳河—牛圈子—洗肠井蛇绿混杂岩带、花牛山—双鹰山岛弧带(花牛山单元)、柳园蛇绿混杂岩带、石板山岛弧带(石板山单元)和敦煌地块(图1)。而近年来在花牛山单元和石板山单元相继发现了前寒武基底(贺振宇等, 2015; Yuan et al., 2015; Zong et al., 2017;袁禹, 2019), 北山造山带由此被认为以红柳河—牛圈子—洗肠井蛇绿混杂岩带为界, 北部是由多个洋内岛弧拼贴形成的复杂增生系统(Xiao et al., 2010;Song et al., 2013a, b; Tian et al., 2014; Ao et al.,2016), 南部则涉及多个古老微陆块之间的俯冲碰撞过程(Mei et al., 1999; Liu et al., 2011; Yuan et al.,2015)。

图1 北山造山带构造单元划分简图(据贺振宇等, 2015; 袁禹, 2019)Fig. 1 Simplified tectonic map of Beishan Orogenic Belt (from HE et al., 2015; YUAN, 2019)

本文研究区属于花牛山单元, 花牛山单元包括双鹰山和花牛山两个地区。双鹰山地区主要出露古元古代和早古生代的(变)碎屑沉积岩及碳酸盐岩(Zuo et al., 1991; 代文军和龚全胜, 2000; 何世平等,2002)。双鹰山地区出露大规模花岗质岩体, 其锆石U-Pb及白云母Ar-Ar年代学结果表明, 其侵入时代从新元古代一直持续到中生代(Zuo et al., 1991; 龚全胜等, 2002)。花牛山地区主要由古生代变质岩及中生代沉积岩组成, 片麻岩、石英片岩、混合岩、变砂岩、砾岩、粉砂岩和大理岩及中酸性火山碎屑岩非常普遍。最老的岩石为玄武岩、玄武安山岩及含有奥陶纪三叶虫的变砂岩、千枚岩、硅质岩和大理岩, 其中火山岩具有钙碱性特征(Zuo et al., 1991;代文军和龚全胜, 2000; 龚全胜等, 2002)。花牛山单元在古堡泉地区发育长约10 km的眼球状片麻岩带,其中还包裹着透镜状、石香肠状榴辉岩透镜体, 该地区还大量发育未变形的具有钙碱性特征的花岗岩体及侵入其中的辉长辉绿岩脉(梅华林等, 1998;Zhang et al., 2015)。

本文的研究对象榴辉岩出露在古堡泉地区, 该地区发育不同变质级别的变质岩石和强烈的变形作用, 北部为早志留世花岗质侵入体, 南部为柳园混杂岩带, 中部为东西向展布的长约10 km的眼球状花岗质片麻岩带, 被后期大量辉绿岩脉侵入。榴辉岩呈透镜体产出, 其外侧为石榴石角闪岩, 直接围岩为变泥质岩和变长英质岩, 三者一起产出在眼球状花岗质片麻岩中, 且展布方向与片麻岩的片麻理平行(图 2)。

图2 古堡泉地区地质简图Fig. 2 Simplified geological map of Gubaoquan region

2 分析方法

样品主量和微量元素(包括稀土)成分分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩主量元素分析仪器使用日本理学(Rigaku)生产的ZSX PrimusⅡ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF), 4.0 kW端窗铑靶 X射线光管, 测试条件为电压: 50 kV, 电流:60 mA, 主量各元素分析谱线均为Kα, 标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14。数据校正采用理论α系数法, 测试相对标准偏差(RSD)＜2%,检测限＜0.01%。微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)来测定(仪器型号 Agilent 7700e), 检测限为(1-0.05)×10-6, 分析误差为5%～10%。

锆石微量元素含量和 U-Pb同位素定年在中国地质科学院矿产资源研究所利用 LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为 RESOlution S-155型193 nm准分子激光, 激光斑束直径为30 μm, 频率为5 Hz, 剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气。ICP-MS为 Bruker M90/(Thermo Fisher的Element XR), 每个时间分辨分析数据包括15～20 s的空白信号和45 s的样品信号。U-Pb同位素定年中采用锆石标准 GJ-1作外标进行同位素分馏校正,每分析 5～10个样品点, 分析 2次 GJ-1。详细的仪器操作条件和数据处理方法见侯可军等(2009)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件 ICPMSDataCal(侯可军等, 2009; Liu et al., 2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot软件(Ludwig, 2003)完成。

矿物化学成分分析在中国地质科学院地质研究所完成, 使用的仪器为日本电子 JEOL公司生产的JXA-8900型号的电子探针仪。实验分析的条件为:15 kV加速电压, 20 nA的电子速电流, 5 μm的电子束斑直径, 摄谱峰期时间和背景时间分别是10 s和5 s。采用了ZAF校正, SPI标准矿物校正。天然石榴石、白云母、斜长石、角闪石和辉石以及人工合成的硅作为标样。所测试SiO2, TiO2, Al2O3, FeO, MnO,MgO, CaO, Na2O和K2O的结果中, 当氧化物含量＞1 wt. %时其误差＜1%, 当含量＜1 wt. %其误差＜8%。

3 结果

3.1 岩相学和矿物化学

榴辉岩具块状和弱片麻状构造, 中细粒等粒变晶结构, 主要矿物成分为绿辉石、石榴石、普通辉石、透辉石、角闪石、斜长石、石英、白云母、绿帘石以及锆石、金红石、榍石等副矿物(图3)。石榴石中含有石英、白云母、单斜辉石、角闪石和钛铁矿包体, 其边部分解为斜长石和角闪石的集合体(图3b, c, d)。绿辉石大多分解为单斜辉石+斜长石±角闪石的后成合晶(图3)。发育两期角闪石, 一种是与石榴石和绿辉石共生的早期自形-半自形的大颗粒角闪石, 另一种是由石榴石和绿辉石分解形成的后期角闪石, 颗粒较小, 主要发育在石榴石边缘。从以上岩相学特征该样品可识别出三期矿物组合,石榴石核部及其内部的包裹体为进变质矿物组合(Grt+Cpx+Hbl+Pl+Ms+Q+Ilm), 石榴石、绿辉石以及其他共生矿物组成峰期阶段矿物组合(Grt+Omp+Hbl+Ms+Rt+Q), 石榴石边部以及绿辉石分解形成的矿物集合体为退变质阶段的矿物组合(Grt+Cpx+Pl+Hbl+Q+Ilm)。

图3 古堡泉地区榴辉岩显微照片(a, b)和BSE(c, d)图像Fig. 3 Microphotos (a, b) and BSE pictures (c, d) of Gubaoquan eclogite

对榴辉岩样品(LY19-38)中的石榴石、绿辉石、单斜辉石、角闪石、白云母和斜长石进行了化学成分分析, 分析数据见表 1。该样品石榴石变斑晶发育明显的成分环带, 从石榴石核部到幔部, 镁铝(Pyr)和铁铝榴石(Alm)含量升高, 钙铝榴石(Grs)含量降低; 从幔部到边部, 镁铝和钙铝榴石含量降低,铁铝榴石含量升高(图 4; 表 1)。锰铝榴石(Sps)含量极低, 成分无明显变化。不同部位各组分含量分别为: 从核部到幔部 XMg(Pyr)=0.23～0.27,XCa(Grs)=0.27～0.20, XFe(Alm)=0.49～0.53和 XMn(Sps)=0.01～0.01, 石榴石从幔部到边部 XMg=0.27～0.25,XCa=0.24～0.22, XFe=0.49～0.52 和 XMn=0.01～0.01。

表1 古堡泉地区榴辉岩矿物电子探针数据Table 1Compositions of representative minerals from Gubaoquaneclogite

续表1

图4 榴辉岩(LY19-38)石榴石剖面位置(a)和成分环带特征(b)Fig. 4 Zoning location (a) and compositional profiles (b) of garnet porphyroblasts from Gubaoquan eclogite (LY19-38)

绿辉石大部分分解为单斜辉石和斜长石, 但仍有部分残留, 其硬玉组分含量较低(Jd=0.12-0.21)(图5b)。单斜辉石成分为透闪石和普通辉石(图5a)。角闪石和斜长石为主要的退变质矿物, 主要有三种产出形态: 基质中、石榴石包裹体中以及石榴石边部。三种形态角闪石成分特征相似, 除一个点落在了冻蓝闪石/红闪石区域内, 其他均为韭闪石(图5c)。不同部位的斜长石成分有所不同, 产在基质中和石榴石边部冠状体内的斜长石的钙长石组分分别为0.11～0.14和22, 属于更长石, 而石榴石包裹体中的斜长石 An=0.32, 为中长石(图 5d)。白云母的 Si含量为3.08。

图5 榴辉岩中单斜辉石(a, 据Morimoto, 1988), 绿辉石(b, 据Morimoto, 1988), 角闪石(c, 据Leake et al., 1997)和斜长石(d, 据Deer et al., 2013)成分判别图Fig. 5 Compositions of pyroxene (a, b; from Morimoto, 1988), amphibole (c; from Leake et al., 1997),and plagioclase (d; from Deer et al., 2013) from the eclogites

3.2 相平衡模拟与变质作用条件

本文使用GeoPS程序(Xiang, 2020)和内部一致性热力学数据库(Holland and Powell, 2011)进行相平衡模拟。相平衡模拟使用的成分体系为 Na2OCaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O(Fe2O3)(NCKFMASHTO)。使用的固溶体模型如下: 辉石和基性岩熔体(Green et al., 2016), 斜长石(Holland and Powell, 2003), 石榴石、白云母、绿泥石、钛铁矿(White et al., 2014)。石英和金红石视为纯端元矿物,流体相假设为纯水且过量。由于P2O5主要赋存于磷灰石中, 且在所研究对象中含量很低, 因此忽略该组分。P-T视剖面图均根据实测全岩成分计算所得。

榴辉岩样品LY19-38的P-T视剖面计算的温、压条件范围为 6～24.0 kbar和 500～800 °C(图 6)。石英稳定存在于所计算的整个 P-T区域内, 石榴石稳定存在于除右下角＜7.8 kbar和630～800 °C的三角区域之外的其他区域, 角闪石稳定存在于除右上角＞20 kbar和＞750 °C的区域之外的其他区域。白云母在温度大于590～775 °C条件下消失。在实测全岩水的含量条件下, 体系的固相线位于＞650 °C 的区域。岩相学未观察到部分熔融的现象, 本文认为岩石变质峰期并未发生部分熔融。模拟结果表明, 岩相学所观察到的进变质阶段的矿物组合Grt+Cpx+Hbl+Ms+Pl+Qz+Ilm稳定在一个较宽的温压范围内, 所限定的温、压条件为 6.0～8.4 kbar和500～650℃, 峰 期 矿 物 组 合 Grt+Omp+Hbl+Ms+Qz+Rt也稳定在一个较宽的温压范围内, 所限定的温、压条件为＞17 kbar和570～730℃, 退变质阶段矿物组合 Grt+Cpx+Hbl+Pl+Qz+Ilm 稳定在7.8～11.8 kbar和 630～800 ℃的温压范围内(图 6)。我们利用石榴石和绿辉石等值线的交点来进一步确定其矿物组合, 并限定该样品的各阶段变质温压条件。石榴石从核部到幔部具有进变质生长环带, 其核部的 XCa(0.25～0.27)值在视剖面图上落在所观察到的进变质阶段的矿物组合 Grt+Cpx+Hbl+Ms+Pl+Qz+Ilm 内, 所限定的温压条件为 7.2～9.0 kbar和500～560 ℃(图6粉色圈区域), 即为该样品进变质阶段的矿物组合和温压条件。石榴石幔部的 XCa(0.20～0.24)值和绿辉石 Jd(0.12～0.21)成分的交点落在峰期矿物组合 Grt+Omp+Hbl+Ms+Qz+Rt区域, 与所观察的岩石峰期矿物组合一致, 所限定的温压条件为＞20 kbar和660～700 ℃, 即岩石的峰期变质条件(图 6黄色圈区域)。石榴石边部成分呈现显著的扩散(退变质)环带特征, 其石榴石XCa(0.21～0.24)值也落在与岩相学所观察的Grt+Cpx+Hbl+Pl+Qz+Ilm 矿物组内, 所限定的温压条件为 9.0～10.8 kbar和 650～720 ℃, 即岩石的退变质阶段变质条件(图6蓝色圈区域)。

图6 北山古堡泉地区榴辉岩P-T视剖面图Fig. 6 P-T pseudosections of eclogite (YF1908-38) from Gubaoquan

3.3 锆石U-Pb年代学

本文对榴辉岩(LY19-38)样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年和锆石微量元素原位分析, 分析结果见表 2。所研究样品中的锆石多为无色透明, 呈半自形-自形短柱状、椭圆或次圆状, 长 60～200 μm, 以 80～150 μm 的最为常见, 在CL影像下具有相似的内部结构, 大部分锆石具有明显的核-边结构, 榴辉岩核部较边部明亮, 内部的继承核大小不一、形状也不规则, 且多数具有明显的震荡环带, 锆石边部宽窄不一, 不发育环带(图7a)。还有少部分锆石由于缺少继承核, 未显示出核-边结构。

测试结果显示, 榴辉岩锆石核部具有高的Th/U比值(0.10～0.25)和稀土元素含量(表 2; 图 7a),在球粒陨石标准化稀土模式分配图上, 富集重稀土(HREE), 同时还具有明显的Eu负异常(表2; 图7a),表现出典型的岩浆锆石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。样品的锆石核部分析点的年龄大部分在协和线附近, 其206Pb/238U加权平均年龄为(860±14) Ma(MSWD=1.80, n=16)(图 7a), 为榴辉岩原岩的形成时代。锆石的增生边具有较低的Th/U比值(0.003～0.086)和稀土元素含量(表2; 图7b), 重稀土(HREE)表现出平坦甚至亏损的特征, 无或具有轻微的Eu负异常(表2; 图7b), 表现出典型的变质锆石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。样品的锆石边部测试点的206Pb/238U加权平均年龄为(465±7) Ma(MSWD=1.10, n=6)(图 7a), 代表岩石的峰期变质年龄。

图7 北山古堡泉地区榴辉岩(LY19-38)锆石阴极发光图像和U-Pb年龄协和图(a)以及锆石稀土元素配分图(b)(球粒陨石标准值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Representative cathodoluminescence (CL) images of zircon grains Zircon U-b concordia diagrams (a) and Chondrite-normalized REE patterns of zircon cores and rims (b) of eclogite (LY19-38) from Beishan region(chondrite values are from Sun and McDonough, 1989)

4 讨论

4.1 榴辉岩原岩的形成时代和属性

关于榴辉岩原岩的形成时代前人有两种认识:杨经绥等(2006)通过锆石SHRIMP U-Pb同位素定年认为其原岩年龄为～1007 Ma, 而Liu et al.(2011)和Saktura et al.(2017)则分别通过锆石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb同位素定年认为锆石核部的年龄(886～860 Ma)为榴辉岩原岩的形成年龄。本文所研究榴辉岩样品锆石核部具有高的 Th/U比值(0.10～0.25)和稀土元素含量, 表现出典型的岩浆锆石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003), 所获得206Pb/238U加权平均年龄(860±14) Ma即代表原岩的形成年龄, 与Liu et al.(2011)和Saktura et al.(2017)所报道的年龄一致。因此, 本文认为榴辉岩的原岩形成时代为新元古代早期(886～860 Ma)。

对于榴辉岩的原岩属性有两种认识, 一种认为其原岩是洋壳物质(大洋中脊或海山的碎片), 大洋岩石圈俯冲发生了榴辉岩相变质作用(Liu et al.,2011; Qu et al., 2011); 另一种认为是大陆地壳, 为基性岩墙群的基性岩石(Saktura et al., 2017)或者是早期榴辉岩化的下地壳(Soldner et al., 2020a, b), 是大陆地壳俯冲发生的榴辉岩相变质作用。由于古堡泉地区并未发现与榴辉岩原岩同时期(886～860 Ma)的增生楔、蛇绿岩等存在, 且榴辉岩原岩年龄与峰期变质年龄(～465 Ma)差距较大, 本文更倾向于第二种观点。另外, Saktura et al.(2017)对榴辉岩的微量元素特征以及前人数据进行了对比研究, 发现其不同于任何一种大洋物质(E-MORB、N-MORB和OIB)的特征。综上, 本文更倾向于榴辉岩的原岩为大陆地壳物质。

4.2 榴辉岩的变质时代

对于榴辉岩的变质时代目前有三种观点, 杨经绥等(2006)通过锆石SHRIMP U-Pb同位素定年认为其变质年龄为新元古代(～819 Ma); Qu et al.(2011)和Liu et al.(2011)认为锆石 LA-ICPMS U-Pb(467～465 Ma)和黑云母39Ar-40Ar年龄(～430 Ma)分别代表了榴辉岩峰期变质年龄和退变质年龄, Saktura et al.(2017)也获得了榴辉岩锆石变质边的SHRIMP U-Pb同位素年龄为466 Ma; 而Soldner et al.(2020b)认为榴辉岩石榴石-全岩-辉石的 Lu-Hf等值线年龄(～462 Ma)代表了进变质阶段的年龄, 而其 Sm-Nd年龄(～453 Ma)则代表了峰期变质时代。

本文所测试样品锆石的增生边具有较低的Th/U比值(0.002～0.022)和稀土元素含量, 重稀土表现出平坦甚至亏损的特征, 无或具有轻微的 Eu负异常, 表现出典型的变质锆石的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。本文所获得锆石边部年龄(～465 Ma), 与榴辉岩石榴石-全岩-辉石的Lu-Hf等值线年龄(～462 Ma)相近(Soldner et al., 2020b), 由于 Lu元素的高亲石榴石性, 其主要集中在界面控制下生长的石榴石核部(程昊和曹达迪, 2013), 因此具有显著生长环带的石榴石Lu-Hf等值线年龄一般反映的是石榴石早期生长时间, 代表进变质时代(Lapen et al., 2003; 曹达迪和程昊, 2014), 所以本文所获年龄(～465 Ma)更倾向于代表岩石进变质阶段或近峰期的年龄。Soldner et al. (2020b)所限定的峰期变质时代(～453 Ma, 石榴石Sm-Nd等时线年龄)较前人锆石U-Pb年龄(467～465 Ma; Liu et al., 2011;Qu et al., 2011; Saktura et al., 2017)年轻近10 Ma,由于石榴石 Sm-Nd体系封闭温度一般小于 700℃,小于其所限定的榴辉岩峰期温度(750～775℃;Soldner et al., 2020b), 因此本文认为石榴石Sm-Nd等时线年龄(～453 Ma)代表的是峰期之后冷却阶段的年龄。综上所述, 本文推测古堡泉榴辉岩的峰期变质时代应该在465～453 Ma之间。榴辉岩退变质的时代为晚志留世(～430 Ma; Qu et al., 2011), 该时代与变泥质岩(榴辉岩的直接围岩)中独居石边部U-Pb同位素所获得的退变质年龄一致(436～429 Ma;Soldner et al., 2020b)。以上研究结果说明北山榴辉岩的峰期变质时代应该在中—晚奥陶世而非新元古代, 退变质时代为晚志留世。

4.3 榴辉岩变质作用P-T-t轨迹及构造意义

目前的研究对于北山地区榴辉岩变质P-T轨迹仍存在争议: 早期的观点认为榴辉岩经历了自绿帘角闪岩相(8.9～10.5 kbar, 604～678 ℃)升温升压至榴辉岩相(12～15 kbar, 700～720 ℃)的进变质过程后,又经历了降温降压到角闪岩相(6.3～8.3 kbar, ～629 ℃)进而至绿片岩相(3～4 kbar, ～400 ℃)的退变质过程,为紧闭形态的顺时针P-T轨迹(刘晓春等, 2002; Liu et al., 2011); Qu et al. (2011)则认为岩石经历了自峰期榴辉岩相(＞15.5 kbar, 700～800℃)后的近等温降压形态的顺时针 P-T轨迹, 依次经历了高压麻粒岩相(12～14 kbar, 700～750℃)、低压麻粒岩相(8～9.5 kbar, ～700℃)至角闪岩相(5～7 kbar, 600～700℃)的退变质过程; 而Soldner et al.(2020b)认为榴辉岩记录了升温升压的进变质过程(温压条件自 12～13 kbar和 675～700 ℃至近峰期 20～21 kbar和750～775 ℃), 以及退变至 2～3 kbar和 530～550 ℃的过程, 但是自峰期之后的整个退变质过程中 P-T轨迹的形态并未限定。本文研究结果表明, 榴辉岩进变质阶段的温压条件为7.2～9.0 kbar和500～560 ℃,进变质过程是较陡的升温升压过程, 与前人研究结果基本一致(刘晓春等, 2002; Liu et al., 2011)。峰期阶段的温压条件为＞22 kbar和 660～700 ℃, 与Soldner et al.(2020b)的研究结果一致。退变质过程是近等温降压的过程, 温压条件为9.0～10.8 kbar和650～720 ℃, 与 Qu et al.(2011)的研究结果一致。

综合以上研究成果, 北山地区榴辉岩具有顺时针的 P-T-t轨迹, 岩石经历了自绿帘角闪岩相快速的埋藏过程(较陡的升温升压), 在中晚奥陶世(465～453 Ma)进变质至峰期的高压榴辉岩相, 之后又经历了快速的抬升, 表现为近等温降压的退变质过程, 在晚志留世(～430 Ma)退变质为角闪岩相。以上特征说明榴辉岩形成在俯冲的构造环境下, 为大陆地壳物质快速俯冲形成, 地温梯度小于10 ℃/km,俯冲深度＞80 km, 之后又经历了快速折返。

5 结论

(1)北山地区榴辉岩原岩形成时代为 860 Ma,进变质或近峰期变质时代为～465 Ma。

(2)岩石具有顺时针 P-T-t轨迹, 峰期变质条件分别为 P＞22 kbar、T=660～700 ℃, 是大陆地壳快速俯冲形成, 俯冲深度达 80 km, 之后又经历了快速的折返。

致谢: 感谢中国地质科学院地质研究所田作林和周桂生对本文写作的帮助。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190011 and DD20221643), National Key Research and Development Program of China (No. 2018YFC0603700), Petrochina Changqing Oilfield Company (No. 2021DA0404), and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No. JKY202011).