華北克拉通豐鎮碳酸巖中榴輝巖捕虜體巖石學研究：現今板塊體制古元古代開始啟動證據*

李韻秀 張立飛** 許成,2

1. 北京大學地球與空間科學學院，造山帶與地殼演化重點實驗室，北京 1008712. 桂林理工大學地球科學學院，桂林 5410063. 孟德爾大學地質與土壤學系，布爾諾 613004. 布爾諾理工大學中歐理工學院，布爾諾 616005. 華盛頓卡內基研究院地球與行星實驗室，華盛頓 20015

板塊構造啟動的時間和機制一直是地球科學研究的核心科學問題(Dhuimeetal., 2015; Tangetal., 2016; Turneretal., 2014;翟明國等，2020)。一般認為早期地球溫度過高，難以產生板塊構造過程(Moore and Webb, 2013; Tonks and Melosh, 1993)。而到了新太古代，地球仍然是熾熱的，在2.5～3.0Ga時地幔的潛能溫度為1500～1600℃，明顯高于現今地球的1350℃(Herzbergetal., 2010)。因此，太古宙地幔更廣泛的部分熔融，容易產生更厚的洋殼和相對現代更富鎂的巖漿，使得巖石圈浮力增大，從而難以發生穩定持續的板塊俯沖過程(Davies, 1992; van Thienenetal., 2004)。因而地球表面被認為可能以一種“靜止蓋層”的模式來釋放內部熱量。在這種熱的“靜止蓋層”模式下，盡管在局部也會有地幔柱活動和地幔對流的存在，但即使板片發生了間歇性的俯沖過程也會很快結束，因為下部板片較為脆弱，在到達巖石圈底部時強度就會降低而發生斷離(O’Neilletal., 2016; van Hunen and Moyen, 2012)。由此可見，對板塊構造啟動時間的研究需要先考慮地球板塊構造體制的演變(Brown, 2008; Condie and Kr?ner, 2008)。

地球現在的構造類型也被稱為“俯沖構造”(Stern, 2005)，即現今板塊構造體制。Brown(2006，2008, 2014)認為新太古代(～2.8Ga)以來同時出現的超高溫變質巖(G-UHT；dT/dP=750～1500℃/GPa)和榴輝巖-高壓麻粒巖(E-HPG；dT/dP=350～750℃/GPa)標志著“元古宙類型的板塊構造”的啟動，后經整個元古宙的演化轉變成為“現代樣式的板塊構造”，而“現代樣式的板塊構造”必須以板塊的冷俯沖并伴隨著高壓-超高壓變質作用(HPM-UHPM；dT/dP=150～350℃/GPa)為特征。近年來，不斷增加的古元古代板塊冷俯沖的地質記錄可能將現代板塊構造體制啟動的時間由新元古代(～1.0Ga，M?lleretal., 1995; Stern, 2008)前移至古元古代(約2.2～1.8Ga，Holderetal., 2019)。例如，約2.0～2.2Ga的西非變質巖省中的綠泥石與多硅白云母通過計算被認為形成于1.0～1.2GPa、400～450℃，記錄了藍片巖相條件的變質作用(Ganneetal., 2012)。在～1.83Ga的北美Trans-Hudson造山帶中，發現了退變質榴輝巖，通過相平衡模擬得到其峰期溫壓條件為2.5±0.15GPa、735±35℃，對應著～295±30℃/GPa的地溫梯度(Weller and St-Onge, 2017)。韓慶森等(2020)在揚子克拉通黃陵穹隆北部的古元古代水月寺混雜巖帶變沉積巖系中發現了特征的石榴石-藍晶石-硬綠泥石組合的低溫高壓榴輝巖相變泥質巖，其峰期年齡為1991±20Ma，峰期溫壓條件為571～576℃、1.9～2.2GPa，也指示較低的地溫梯度～300℃/GPa。然而，這些記錄中的地溫梯度僅略低于(Brown, 2006)定義的高壓-超高壓變質作用<350℃/GPa的邊界。Holderetal. (2019)通過大數據分析發現全球變質作用的T/P比的平均值自古元古代以來逐漸減小，且低T/P比和高T/P比的變質作用同步出現，說明出現了現代板塊構造體制的啟動。

需要注意的是，超高壓變質作用的證據在～1.8Ga前后仍然是缺失的。目前最古老且具有可靠年代數據的超高壓變質地體為馬里的含柯石英片麻巖，變質年齡為～620Ma(Caby, 1994)。最古老的含金剛石的超高壓地體位于哈薩克斯坦的Kokchetav，其含金剛石的柯石英副片麻巖年齡為～530Ma(Maruyama and Liou, 1998; Sobolev and Shatsky, 1990)。在華北北緣豐鎮碳酸巖中捕虜體中發現有富三價鐵的超硅石榴石，指示其來源于～380km的深度，并且其獨特的富三價鐵的特征可能反映了上地幔深部獨特的氧化還原狀態，其折返過程中結構與成分的保存可能表明在上地幔存在冷俯沖的構造環境(Xuetal., 2017)。Xuetal.(2018)在華北北緣報道的豐鎮碳酸巖中～1.8Ga榴輝巖捕虜體，其變質峰期條件為2.5～2.8GPa、650～670℃，地溫梯度為250±15℃/GPa，這為古元古代存在冷俯沖提供了有力的證據。

本文對豐鎮古元古代碳酸巖中榴輝巖捕虜體進行了詳細的巖相學、地球化學和變質相平衡模擬的研究，進一步約束了其變質演化和溫壓條件。研究結果表明，該榴輝巖捕虜體經歷了較低的地溫梯度(216±35℃/GPa)和超高壓變質作用，是古元古代大洋板塊冷俯沖的直接證據。

文中所用礦物縮寫根據Whitney and Evans(2010)中的用法，縮寫如下：Alm-鐵鋁榴石，Amp-角閃石，Bt-黑云母，Chl-綠泥石，Coe-柯石英，Grt-石榴石，Grs-鈣鋁榴石，Ky-藍晶石，Lws-硬柱石，Ms-白云母，Omp-綠輝石，Pg-鈉云母，Ph-多硅白云母，Prp-鎂鋁榴石，Qz-石英，Rt-金紅石，Sps-錳鋁榴石，Tlc-滑石，Zo-黝簾石，H2O-水(注：文中使用時有時首字母小寫)。

1 地質背景

華北克拉通作為中國最古老的克拉通，有著保存相對完整的從太古宙到元古宙的變質基底，而且上覆蓋層較薄(Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Cawood, 2012; 趙國春，2009；翟明國, 2010)。它由不同陸塊拼合而成，但對于其微陸塊的劃分及拼合時間尚存在爭論。翟明國(2004)將其分為6個微陸塊，即膠遼陸塊、遷懷陸塊、阜平陸塊、許昌陸塊、集寧陸塊和阿拉善陸塊及3個古元古代活動帶，即膠遼、晉豫、豐鎮活動帶(Zhai and Bian, 2000)。Zhai and Liu(2003)和Zhaietal.(2005)認為在新太古代晚期(～2.5Ga)，6個微陸塊通過其間的綠巖帶拼貼形成克拉通，隨后通過ca. 2.3～1.9Ga的造山事件形成3個古元古代活動帶。Zhaoetal.(2000，2005，2010)將其分為4個太古宙微陸塊，即陰山陸塊、鄂爾多斯陸塊、龍崗陸塊和狼林陸塊，以及3個古元古代活動帶，即華北中部造山帶(TNCO; Trans-North China Orogen)，孔茲巖帶和膠-遼-吉帶，并認為華北克拉通基底的形成經歷了3次陸-陸碰撞事件：即陰山陸塊與鄂爾多斯陸塊沿孔茲巖帶于～1.95Ga拼合形成西部陸塊，以代表穩定大陸邊緣沉積產物的孔茲巖系經歷等溫減壓(ITD)型順時針麻粒巖相變質作用和同構造或構造后S-型花崗巖的產出為特征；龍崗陸塊和狼林陸塊于～1.9Ga拼貼，形成膠-遼-吉造山帶和東部陸塊；東部陸塊和西部陸塊于～1.85Ga碰撞拼合形成中部造山帶及統一結晶基底，以沿恒山-懷安-宣化-承德一線出露的高壓麻粒巖和退變榴輝巖等經歷近等溫減壓(ITD)型順時針變質作用為特征。Kuskyetal.(2007)和Kusky(2011)認為東部陸塊與西部陸塊在晚太古宙末沿著中部帶拼合形成華北克拉通的統一結晶基底。

豐鎮-懷安地區位于華北中部造山帶與孔茲巖帶的交接位置，該地區出露有火成碳酸巖(Xuetal., 2019)。這些碳酸巖呈巖脈或巖墻狀侵入到圍巖中，呈北北東-南南西向展布(圖1a, b)。研究區西部為以泥質麻粒巖、長英質副片麻巖、鈣硅酸質巖石和大理巖為主的孔茲巖帶，在集寧地區出露有超高溫變質地體；東部為懷安片麻巖穹隆(閻國翰等，2007; Zhao and Cawood, 2012)。

本研究涉及的豐鎮碳酸巖巖墻出露于內蒙古豐鎮市渾源窯地區，寬約數十米，長數百米。該地區廣泛分布TTG片麻巖、孔茲巖系和正長花崗巖，及少量的石榴花崗巖和基性麻粒巖巖墻。其中，正長花崗巖的鋯石U-Pb年齡為2199±3Ma(Zengetal., 2017)，被認為是TTG片麻巖和新生地殼物質部分熔融的產物。石榴石花崗巖偶以脈體產出，其鋯石年齡為2002±3Ma，與泥質沉積物的熔融有關?；愿邏郝榱r以透鏡狀和層狀產出于正長花崗巖中，其變質鋯石年齡為1967±10Ma，變質壓力為～12kbar，被認為代表陸陸碰撞過程中經歷高壓變質作用的下地殼(Zengetal., 2017)。

豐鎮碳酸巖巖墻與輝石正長巖、輝石巖共生，形成碳酸巖雜巖體(圖1c)。其中，鈣質碳酸巖主要由方解石、透輝石組成，含少量磷灰石、金云母、橄欖石和尖晶石等(Fengetal., 2016)。該碳酸巖的磷灰石U-Pb同位素定年年齡為1681±61Ma(Xuetal., 2018)，Rb-Sr全巖-礦物等時線年齡為1818±27Ma(閻國翰等, 2007)。輝石巖由透輝石和少量方解石，金云母組成。輝石正長巖鋯石的U-Pb同位素年齡為1810±3Ma(Xuetal., 2019)。該輝石正長巖被認為源于地幔來源的輝石巖和地殼來源的花崗質巖漿的混合(Kuangetal., 2020)。因此，該巖墻中的捕虜體，如橄欖巖、石榴輝石巖、榴輝巖等，被認為其形成年齡大于～1.8Ga。原位探針定年測定榴輝巖捕虜體中獨居石的U-Th-Pb年齡分別為1839±26Ma和1766±7Ma(Xuetal., 2018)。這些年齡指示榴輝巖的變質過程以及這些捕虜體的形成可能與中部造山帶形成的時間(～1.85Ga)一致(Zhao and Cawood, 2012; Zhaoetal., 2000, 2005)。通過其中一個榴輝巖捕虜體內的富三價鐵的超硅石榴石礦物包裹體的研究，發現這些碳酸巖可能來源于～380km深度的地幔過渡帶(Xuetal., 2017)。

圖1 華北克拉通古元古代碳酸巖墻產狀和位置的地質簡圖和樣品野外照片(a)華北克拉通地質簡圖(據Zhao et al., 2005修改)；(b)豐鎮-懷安地區古元古代碳酸巖巖墻分布圖(據Feng et al., 2016修改)；(c)與碳酸巖墻共生的輝石正長巖、輝石巖；(d)碳酸巖中的捕虜體被金云母包圍；(e-h) 塑封于樹脂片中的榴輝巖捕虜體照片，從左至右分別為樣品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

本文采用北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室的JEOL 8100/8230電子探針(EMPA)分析了礦物主量元素的組成。電子探針分析使用波譜儀(WDS)用15kV加速電壓,10nA電流和直徑為2μm的電子束斑。元素K、Ca和Ti使用PETJ晶體(CH1)進行分析;Na、Si、Mg、Al 使用TAP晶體(CH2, CH4)進行分析;Cr、Mn、Fe和Ni使用LIFH晶體(CH3)進行分析。定量分析采用SPI 53礦物標準(美國)。使用PRZ校正將原始計數轉換為氧化物百分比(wt%)(Lietal., 2018)。

采用電子探針(CAMECA SX Five)對金紅石中鋯的含量進行了測定，測量工作在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室完成。分析方法遵循王娟等(2017)的描述。該分析通過使用波譜儀在20kV加速電壓,170nA電流下用直徑1μm的電子束斑采集。對元素Si、Ta、Nb、Zr、Ti、V、Cr和Fe分別采集時間為120s、240s、120s、240s、10s、100s、120s和120s和分別采用TAP、TAP、LPET、LPET、LLIF、LLIF、LLIF和LLIF作為分光晶體。樣品中鋯含量的檢測限為33×10-6～37×10-6，在wt%含量尺寸下檢測的精度和精確度為±3.1%～3.4%，各個數據的鋯含量分析誤差介于(±28～31)×10-6之間。礦物配分計算使用AX程序完成(Tim Holland;https://filedn.com/lU1GlyFhv3UuXg5E9dbnWFF/TJBHpages/ax.html，訪問于2016年4月21日)。礦物背散射電子(BSE)圖像由北京大學Quanta 200F型掃描電子顯微鏡(SEM)獲取。

圖2 TIMA自動礦物分析儀面掃得到的豐鎮榴輝巖捕虜體礦物相分布圖(a)樣品Fz-2a；(b) 樣品Fz-16-3Fig.2 Mineral distribution mapping of the elcogite xenolith samples by TIMA(a) Sample Fz-2a; (b) Sample Fz-16-3

將榴輝巖樣品置于環氧樹脂中做成樣品靶，然后用砂紙進行打磨拋光至暴露新鮮的面，而后使用TESCAN公司的TIMA系統對樣品進行面掃描和礦物自動定量分析，該實驗在捷克共和國的Tescan Orsay實驗室中完成。TIMA系統包括1個TESCAN Mira Schottky場發射掃描電鏡配備4個能譜儀(EDS)，它們以90°間隔排列在樣品倉周圍。該分析采用點掃模式，同時獲取背散射(BSE)圖像，以確定單個顆粒和礦物相之間的邊界。通過將能譜數據與礦物自定義文件相匹配，可進行礦物鑒定和面掃成像。根據數據自動計算出各礦物相的體積百分比和質量百分比。該測量采用25kV加速電壓，束斑直徑約為50nm，工作距離為15mm，單個掃描框尺寸設置為1500μm。

3 巖相學與礦物學

在豐鎮古元古代碳酸巖巖墻中采集了基性榴輝巖捕虜體Fz-2和Fz-16(圖1d-h)。所有樣品均為翠綠色-粉紅色，大小為1～5cm的橢球狀。捕虜體被切成幾塊，鑲嵌在環氧樹脂中，通過打磨拋光，暴露出新的表面，以便進行進一步的巖石學觀察。巖石具有片麻狀構造，斑狀變晶結構，基質為柱狀粒狀變晶結構。石榴石斑晶粒徑約為0.5～5mm，基質由0.1～3mm不等的石英、黝簾石、綠輝石、角閃石、藍晶石、金紅石等組成，基質中的柱狀藍晶石，角閃石及黝簾石顆粒等呈定向排列構成片麻理。

2個樣品Fz-2和Fz-16中石榴石和綠輝石含量相差較大，樣品Fz-2含有35%～44%的石榴石和26%～33%的綠輝石，Fz-16含有2%～6%的石榴石和63%～69%的綠輝石(圖2；表1)。二者的副礦物含量大致相同，包括石英(2%～9%)、藍晶石(8%～16%)、黝簾石(4%～11%)、角閃石(2%～5%)和多硅白云母(0～1.5%)，也可見幾種微量礦物(<1%)，如磁黃鐵礦、金紅石、黃鐵礦、磁鐵礦等。在已有的樣品中，礦物的成分基本相同。

表1 通過掃描電鏡面掃TIMA礦物分析程序得到的榴輝巖捕虜體Fz-2和Fz-16的多個樣品中的礦物體積百分比

圖3 榴輝巖捕虜體中石榴石成分圖解(a)石榴石鈣鋁榴石-鎂鋁榴石-鐵鋁榴石+錳鋁榴石三元成分圖解；(b)與圖4a中Fz-2ab樣品的標記A至B相同路徑的石榴石成分環帶剖面圖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

石榴石根據顆粒粒徑分為兩類，大石榴石粒徑由2～5mm不等，呈自形等軸粒狀，常見多顆石榴石生長在一起。其核部包含多種細小礦物包裹體，有石英、藍晶石、金紅石、黝簾石和角閃石等。邊部較為干凈，寬約200μm，僅包裹少量的金紅石等；小石榴石粒徑為100～500μm，較為干凈，極少有礦物包裹體。大石榴石有明顯成分環帶，核部成分為Prp41-46Alm32-38Grs20-23Sps1-1.7，邊部成分為Prp43-53Alm28-34Grs17-22Sps0.6-1.2。由核到邊石榴石中的鎂升高，邊緣處略有降低；鐵降低；鈣降低，邊緣處略有升高；錳有微弱的降低。小石榴石成分與大石榴石邊部一致。除了邊緣處的成分變化可能反映石榴石擴散外，大石榴石核部到邊部的包體及成分變化可能記錄了溫度壓力持續上升的一個進變質環帶，大石榴石邊部與小石榴石可能形成于變質峰期階段(圖3；圖4a, b；表2)。

綠輝石顆粒為500～2000μm，呈自形-半自形柱狀。基質綠輝石中硬玉分子數(Jd)=19.7～26.7且由核到邊略有增加(由23到25)，反映進變質環帶特征；石榴石包裹的綠輝石硬玉含量普遍比基質中的高，粒徑也更小(20～100μm)。在基質中也含有少量硬玉分子數為～11的透輝石顆粒(表3)。

石榴石中包體角閃石為綠色，半自形-自形柱狀，粒徑由50～1500μm不等，與石英、藍晶石、黝簾石和多硅白云母共生，偶爾也與鈉云母共生(圖4c)，主要為鈣質閃石(鎂角閃石、韭閃石、鎂鈣閃石)(表4)；基質角閃石呈半自形-自形柱狀，粒徑為0.5～3mm，主要為鎂角閃石和透閃石(表5)。石榴石中的角閃石相對于基質中的角閃石(Na2O=1.0%～1.9%; Si=6.8～7.7p.f.u.)具有較高的Na2O(=1.6%～3.5%)和較低的Si(= 5.9～7.3p.f.u.)。

多硅白云母呈片狀產于基質中或石榴石邊緣，其Si=3.34～3.47p.f.u.，由核到邊Si略為降低。在石榴石和綠輝石等主要礦物之間也分布少量綠泥石，具有較高的Mg#(=100×Mg/(Mg+Fe2+)=85～91)(表6)。

金紅石主要作為包體產出于石榴石中，或在基質中與角閃石，綠輝石，藍晶石，石英共生。多為紅色-紅棕色，粒徑為50～150μm的自形-半自形橢球狀晶體。較大的金紅石顆粒中也含有藍晶石，黝簾石，綠輝石包裹體。

在石榴石中可見黝簾石與藍晶石共生，表現為自形柱狀體，寬約5μm，長約25μm(圖4d)，推測可能代表先存的硬柱石分解后的假象。此外，在基質綠輝石和石榴石變斑晶中均觀察到石英包裹體，粒徑為50～200μm，其外圍常發育有放射狀裂紋(圖4e, f)，代表柯石英假象。通過拉曼光譜分析發現所有假象均為石英，表明柯石英已全部退變為石英。

根據巖相學觀察和礦物成分分析，我們將豐鎮榴輝巖捕虜體的變質過程劃分出兩個階段。變質階段M1由石榴石核部+綠輝石核部+石榴石中的包體(角閃石、藍晶石、黝簾石、多硅白云母、金紅石、石英)組成，相當于角閃/綠簾-榴輝巖相；變質階段M2由石榴石邊部+綠輝石邊部+柯石英+硬柱石+藍晶石組成，相當于硬柱石榴輝巖相。大石榴石核部到邊部的環帶特征反映了從角閃/綠簾-榴輝巖相到硬柱石榴輝巖相的進變質過程。

4 巖石主量元素成分

由于樣品質量少，不宜進行化學分析法全巖測試，用TIMA系統對兩類榴輝巖捕虜體樣品進行面掃描結合礦物自動定量分析給出了全巖主量元素成分(表7)。其中，SiO2含量為44.9%～47.1%，Al2O3=18.3%～19.9%，CaO=10.6%～15.2%，具有高鋁高鈣的基性-超基性巖的特征。樣品的Mg#介于46～91之間，其中樣品Fz-2為46～51，樣品Fz-16為80～91，這應該是由于該樣品中石榴石的Mg#介于52～66之間，而綠輝石的Mg#介于89～97之間，樣品Fz-16較Fz-2中含有更高比例的綠輝石和更低比例的石榴石使得其Mg#較高。

榴輝巖樣品與典型的古元古代巖墻型榴輝巖(被認為原巖為輝長巖的～1.8Ga Belomorian造山帶Gridino榴輝巖，Yuetal., 2017)相比，具有較高的鋁、鈣含量和Mg#，以及較低的鐵含量。與代表大洋下地殼的典型慢速-超慢速擴張洋中脊輝長巖地塊中未變形的橄欖輝長巖 (Group Ι， Atlantis Bank，西南印度洋洋脊，Zhangetal., 2020)平均成分相一致。該輝長巖與兩種榴輝巖樣品的平均成分幾乎相同，其平均Mg#=77，也與兩種榴輝巖樣品的平均Mg#(67)相近。

表4 豐鎮榴輝巖捕虜體中石榴石內角閃石包體的代表性探針成分(wt%)

續表4

表6 豐鎮榴輝巖捕虜體中其它礦物的探針成分(wt%)

圖4 榴輝巖捕虜體樣品鏡下照片(a、b)樣品Fz-2ab中石榴石的BSE(背散射)圖像和EDS (能量散射光譜)測定的Mg元素含量分布圖；(c)變斑晶石榴石中的角閃石和鈉云母包裹體，BSE圖像；(d)包裹在石榴石中的柱狀硬柱石假象，由藍晶石和黝簾石共存構成，BSE圖像；(e)基質綠輝石中具放射狀裂紋的石英包裹體，單偏透射光圖像；(f)在石榴石中具放射狀裂紋的石英包裹體，單偏反射光圖像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 變質作用P-T軌跡重建

5.1 變質相平衡模擬

根據豐鎮古元古代碳酸巖中榴輝巖的主要礦物組成及其成分特征，我們選擇樣品Fz-2a在Na2O-CaO-K2O-FeO-MnO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-O(NCKFMnMASHO)簡化體系中計算其相平衡關系。變質相平衡模擬采用Perple_X軟件(版本6.7.4; Connolly, 2009)，使用的有效全巖成分見表8，在簡化體系中的摩爾比例為SiO2=51.253%，Al2O3=12.332%，FeO=6.039%，MgO=15.776%，CaO=13.229%，Na2O=0.998%，K2O =0.113%，O=0.081%。同時，假設流體相為純水并過量。由于在相圖溫壓范圍內的鈦主要以金紅石形式存在且在主要礦物中含量極少，因而在該體系中未加入TiO2。石榴石、綠簾石、單斜輝石和多硅白云母的固溶體模型來自Holland and Powell (1998)。其它礦物包括綠泥石(Hollandetal., 1998)、黑云母(Powell and Holland, 1999)、綠輝石(Holland and Powell, 1996)和角閃石(Wei and Powell, 2003; Whiteetal., 2003)均為純端元組分(圖5a)。

表7 通過掃描電鏡面掃TIMA礦物分析程序得到榴輝巖捕虜體Fz-2和Fz-16的多個樣品中的元素質量百分比及氧化物質量百分比

表8 根據面掃得到的礦物體積百分比和平均礦物成分計算榴輝巖捕虜體樣品Fz-2a中有效全巖成分即元素摩爾百分比

考慮到石榴石有從核到邊鎂鋁榴石增加和鈣鋁榴石降低的成分環帶特征,我們運用鎂鋁榴石和鈣鋁榴石等值線在視剖面圖上投圖(圖5b),記錄了溫壓變化范圍從2.6～3.7GPa，655～670℃的近等溫增壓的進變質軌跡。在這一溫度下，利用多硅白云母中的Si含量(3.34～3.47)等值線確定的壓力范圍為2.2～3.1GPa。

根據豐鎮榴輝巖的視剖面圖記錄了從角閃/綠簾-榴輝巖階段M1到硬柱石榴輝巖階段M2的進變質過程，預測其峰期礦物組合為石榴石+綠輝石+硬柱石+柯石英+多硅白云母，這與樣品中存在的硬柱石假象和柯石英假象相一致。通過相平衡模擬的結果得到進變質過程代表的地溫梯度為216±35℃/GPa。

5.2 金紅石的鋯溫度計

在Fz-2樣品中對32個金紅石顆粒進行了分析，并采用了Kohn(2020)的溫度計計算公式計算其變質溫度。石榴石核部極少含金紅石包體，石榴石邊部的金紅石包體較多，其鋯含量為97×10-6～168×10-6， 假設壓力為3.7GPa， 得到溫度為633～681℃。在基質中的金紅石較多，鋯含量為100×10-6～137×10-6。考慮到在基質中的金紅石可以形成于進變質階段和峰期階段，因此采用2.6GPa和3.7GPa壓力計算其溫度范圍，分別得到606～632℃和636～662℃。一般情況下，由于鋯的含量在金紅石顆粒中從核部到邊部有微弱的下降，計算出溫度也有較小的下降，這可能與減壓過程中鋯的擴散有關。

圖5 豐鎮榴輝巖捕虜體的P-T視剖面圖

在Fz-16樣品中對14個金紅石顆粒進行了分析。Fz-16樣品中含有較少的石榴石，大部分金紅石顆粒在基質中產出。其中，石榴石核部的金紅石包體的鋯含量為130×10-6～141×10-6，計算出在2.6GPa壓力下溫度627～634℃。石榴石邊部的一顆金紅石包體的鋯含量為176×10-6，計算出3.7GPa壓力下溫度為685℃?；|金紅石的鋯含量(94×10-6～171×10-6)，與樣品Fz-2中的值相近，在2.6GPa壓力下計算得到的溫度為601～651℃，在3.7GPa壓力下計算得到的溫度為631～682℃。Fz-16中的金紅石顆粒也與Fz-2樣品中的一樣呈現核部到邊部鋯含量的微弱下降特點。

綜上，通過金紅石中的鋯含量溫度計得到了對應壓力2.6～3.7GPa下的溫度為601～685℃，與相平衡模擬得到的2.6～3.7GPa、655～670℃的結果基本一致(表9)。

6 討論與結論

6.1 變質P-T演化

榴輝巖樣品中的石榴石包體及成分環帶變化記錄了溫度壓力持續上升的一個進變質過程，通過對Fz-2a樣品中自形石榴石核部到邊部鎂鋁榴石和鈣鋁榴石含量的等值線在P-T視剖面圖上投影交點的投圖，得到了2.6～3.7GPa、655～670℃的P-T演變軌跡，反映了從角閃/綠簾-榴輝巖階段M1到硬柱石榴輝巖階段M2的變質過程，與峰期礦物組合中出現的硬柱石假象和柯石英假象是一致的(圖5)。金紅石中的鋯含量溫度計得到對應2.6～3.7GPa的進變質過程中的溫度在601～685℃之間，與相圖結果也基本一致。

本文采用石榴石-綠輝石-多硅白云母-藍晶石-石英溫壓計(Ravna and Terry, 2004)，用石榴石邊部的成分，石榴石核部的綠輝石包體和多硅白云母包體的成分計算出3.0GPa和734℃的壓力和溫度，剛好在柯石英相變線稍偏上的位置。Ravna and Terry(2004)認為該溫壓計計算結果在與相平衡模擬結果進行對比時，在柯石英穩定域會有±0.32GPa，±65℃的偏差，而在石英穩定域會有±0.32GPa、±82℃的偏差。并且在溫壓計計算中使用的多硅白云母為石榴石核部的多硅白云母包體，其Si值(3.47)在相圖中代表的壓力為3.1GPa，因此該溫壓計結果與進變質過程中的溫度壓力條件也是一致的。

6.2 豐鎮榴輝巖對現今板塊構造體制啟動的意義

含硬柱石榴輝巖作為一種低溫高壓-超高壓變質巖，目前僅在顯生宙地體中發現(Tsujimorietal., 2006a)，是板塊冷俯沖和現代板塊構造啟動的標志性證據(Brown, 2006, 2008)。此外，新元古代(～1.0Ga)以后廣泛存在的以柯石英和金剛石為標志的超高壓變質地體，被認為是現代板塊俯沖作用的主要標志(Brown, 2006)，包括目前已知的最古老的西非馬里的～620Ma含柯石英片麻巖(Caby, 1994)，以及哈薩克斯坦Kokchetav地塊的～530 Ma含金剛石片麻巖(Sobolev and Shatsky, 1990)。這些證據指示了現今板塊構造體制的啟動至少晚于～1.0Ga(M?lleretal., 1995; Stern, 2008)。在新元古代以前板塊冷俯沖和深俯沖記錄的缺失，限制了對現代板塊構造體制啟動時間的認識。

盡管如此，早前寒武地體中缺失低溫超高壓榴輝巖的記錄可能與它們難以在折返過程中保存下來有關(Brown, 2008; Clarkeetal., 2006)。例如，柯石英和硬柱石在減壓、熱弛豫或變形過程中容易轉化為石英和其他礦物，只有具有“發夾狀”P-T軌跡的巖石，在沒有強烈變形的情況下經過快速折返(Brown, 2014; Endoetal., 2012; Tsujimorietal., 2006b; Wei and Clarke, 2011)，或者被剛性的石英和石榴石包裹從而與基質礦物隔離才有可能保存(Duetal., 2014)。但在一些藍片巖和榴輝巖中，呈柱狀或盒狀共生的斜黝簾石/綠簾石+鈉云母或斜黝簾石/綠簾石+藍晶石±鈉云母構成的硬柱石假象，也可表明其來源于硬柱石退變分解，從而證實硬柱石的存在(Tsujimori and Ernst, 2014)。

因此，豐鎮古元古代碳酸巖中的榴輝巖捕虜體由于有柯石英假象和硬柱石假象的存在，被認為峰期經歷了含柯石英的硬柱石榴輝巖相的低溫超高壓變質作用。Xuetal.(2018)曾報導了豐鎮榴輝巖捕虜體的變質地溫梯度為250±15℃/GPa，獨居石的U-Th-Pb年齡分別為1839±26Ma和1766±7Ma，記錄了大洋輝長巖的原巖在～1.8Ga經歷冷俯沖的情況。本文通過巖相學觀察和相平衡模擬，進一步確定了豐鎮榴輝巖捕虜體經歷了由角閃/綠簾-榴輝巖相到硬柱石榴輝巖相兩個階段組成的近等溫增壓的進變質軌跡，并重新計算了其地溫梯度為216±35℃/GPa。這指示豐鎮榴輝巖捕虜體記錄了地球上最古老的低溫超高壓變質作用和最古老的板塊冷俯沖過程，進一步說明現代板塊構造體制可能在約1.8Ga時就已經啟動。

6.3 結論

通過對豐鎮碳酸巖中榴輝巖捕虜體的巖石學研究，我們得出以下幾點結論:

(1)豐鎮榴輝巖經歷了由角閃/綠簾-榴輝巖相到硬柱石榴輝巖相的兩個變質階段。石榴石從核部到邊部鎂鋁榴石含量增加和鈣鋁榴石含量降低的成分環帶記錄了在2.6～3.7GPa和655～670℃的壓力和溫度范圍內的近等溫增壓的板塊俯沖進變質過程。

(2)包裹于石榴石和綠輝石中的具有放射狀裂紋的柯石英假象和由黝簾石+藍晶石構成的硬柱石假象指示其變質峰期可能經歷了含硬柱石的超高壓榴輝巖相變質作用。

(3)豐鎮榴輝巖捕虜體記錄了地球上最古老的低溫超高壓變質作用，其變質條件指示極低的地溫梯度(216±35℃/GPa)，為現今板塊構造體制至少于～1.8Ga開始啟動提供了直接證據。

致謝本文得到了劉曦教授、呂增教授、段站站博士、宋文磊博士、曾亮博士、朱建江博士、彭衛剛博士、暴新建博士、李小犁博士以及捷克布爾諾TESCAN公司Morek Dosbaba先生和Paul Gottlieb先生的幫助；文章初稿得到萬渝生研究員、魏春景教授、張建新研究員的認真審閱；在此一并致謝！

謹以此文恭賀沈其韓先生百年華誕！祝愿沈先生健康長壽！