王河錦 周釗 王玲 苑蕾

WANG HeJin1，2，ZHOU Zhao2，WANG Ling1，2 and YUAN Lei2

1. 造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100871

2. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，Ministry of Education，Beijing 100871，China

2. School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing 100871，China

2014-01-23 收稿，2014-07-20 改回.

湖南北部楊家坪一帶出露有中新元古宇和下古生界。他們是否變質(zhì)存在兩種主要的觀點(diǎn)。如:盧良兆(1987)認(rèn)為中新元古宇(板溪群，冷家溪群)經(jīng)歷了低綠片巖相區(qū)域低溫動力變質(zhì)作用并達(dá)到了“絹云母-綠泥石”級，其發(fā)生時間為中晚元古宙，而震旦和下古生界為雪峰運(yùn)動后的沉積蓋層。另一種觀點(diǎn)(金文山和孫大中，1997)則認(rèn)為，湖南的中新元古宇遭受了“絹云母”級亞綠片巖相到低綠片巖相的區(qū)域變質(zhì)作用，其溫度范圍為200 ～400℃，震旦-志留系則為雪峰運(yùn)動(1000Ma)后的沉積蓋層。前者是根據(jù)礦物組合分析得出的結(jié)論，后者則有自生層狀礦物組合與結(jié)晶度資料的數(shù)據(jù)。朱明新和王河錦(2001)運(yùn)用國際上可對比的伊利石結(jié)晶度、多型、b0值等方法識別出了湖南東部長沙-澧陵-瀏陽一帶冷家溪群和板溪群存在的淺變質(zhì)和近變質(zhì)作用;王河錦等(2002)運(yùn)用同樣的國際上可對比的方法得出了湖南中部黃土店-仙溪中新元古宇和下古生界經(jīng)歷了甚低級變質(zhì)作用的影響。Wang et al.(2004)確定出了湘西北沅古坪一帶中新元古宇和下古生界遭受了近變質(zhì)作用的影響。已有資料表明，由東到西，中新元古宇和下古生界所遭受的變質(zhì)作用強(qiáng)度略變低，北部如何，目前尚無資料描述。其它描述了湖南中新元古宇變質(zhì)的文獻(xiàn)還有:吳雪華等(1965)、喻水純(1987)、賈寶華(1995)、候光久和索書田(1996)、鮑振襄等(1999)、車勤建等(2005)和高林志等(2011)。

本研究運(yùn)用國際上可對比的碎屑巖低溫變質(zhì)理論和方法(Frey，1987;Frey and Robinson，1999;Eberl et al.，1990;Rahn et al.，1995;M?hlmann，1996;Schmidt et al.，1997;Mullis et al.，2002)對湘北楊家坪一帶中新元古宇和下古生界進(jìn)行分析研究，以希查明甚低級變質(zhì)作用(Very low grade metamorphism)在區(qū)域上的影響變化，并恢復(fù)該區(qū)構(gòu)造熱演化的歷史。

1 地質(zhì)背景

湘北在大地構(gòu)造上位于揚(yáng)子地塊江南“古陸”(金文山和孫大中，1997)或華南古陸“殼”(馬麗芳，2002)。冷家溪早期該古陸裂解為微陸塊，本區(qū)形成邊緣裂谷深海次深海環(huán)境，沉積了泥質(zhì)、火山-碎屑濁積巖組合。冷家溪晚期-新元古早期發(fā)生武陵運(yùn)動，裂谷關(guān)閉形成碰撞帶，隨后產(chǎn)生系列褶皺抬升和剝蝕;使得作為湖南最老的冷家溪群出現(xiàn)在武陵運(yùn)動不整合面之下，并成為揚(yáng)子地臺的一部分。其后的新元古宇板溪群平行不整合于震旦系之下。冷家溪群由系列碎屑巖-火山物質(zhì)和深海沉積物構(gòu)成，如砂質(zhì)粉砂質(zhì)板巖、雜砂巖、凝灰?guī)r和變質(zhì)火山巖石等(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988)。板溪群下部的馬底驛組(Pt3bnm)主要由系列泥質(zhì)和砂質(zhì)板巖組成，而上部的五強(qiáng)溪(Pt3bnw)組則主要由石英砂巖及板巖夾層構(gòu)成。形成于雪峰運(yùn)動之后的震旦系主要由沉積蓋層組成;其沉積物具有寒冷氣候的特征;組成的巖石有碎屑砂巖、板巖、白云巖等等(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988，1997)。下古生界寒武系主要由灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r和泥灰?guī)r組成;底部有一層黑色碳質(zhì)頁巖或板巖。奧陶系主要由灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r和白云質(zhì)灰?guī)r組成。志留系主要由頁(板)巖和砂巖組成。上古生界和中生界主要出露于剖面的南部和剖面以北區(qū)(圖1)。其它有關(guān)湖南前寒武系研究與討論可參見:劉海臣和朱炳泉(1994)、車勤建等(2005)、伍光英等(2005)、高林志等(2011)、孫海清等(2012)和孟慶秀等(2013)。

2 方法

33 個富含粘土質(zhì)的巖石樣品(板巖、頁巖、泥灰?guī)r等)采集于楊家坪以南到磺廠的元古宇和下古生界剖面，平均1 ～5km 間隔，剖面約長55km(圖1)。約50g 樣品用錘子砸碎至0.5 ～1cm 直徑大小，后用DF-4 錘式碎樣機(jī)碎樣約25s。根據(jù)Stocke 沉積法富集＜2μm 顆粒，用LXJ-64-1 離心機(jī)去除懸浮液中的液體。沉淀法備制定向粘土片，密度＞3mg/cm2，室溫條件下自然干燥。Kisch(1991)標(biāo)樣用于伊利石結(jié)晶度Kübler 指數(shù)(Kübler，1964)的校正。粘土礦物顆粒粒度大小由軟件MudMaster (Eberl et al.，1996)分析計算，晶格應(yīng)變由SHAPECT(Wang and Zhou，2000，2005)軟件分析計算。衍射儀測量條件請參考王河錦等(2002)。

3 結(jié)果與討論

3.1 礦物組合

石英、伊利石、綠泥石、斜長石為巖石的主要物相。石膏見于剖面北部的冷家溪群。碳酸鹽主要產(chǎn)于下古生界寒武系和奧陶系，部分產(chǎn)于志留系?；鞂诱惩恋V物主要為伊蒙混層和綠蒙混層，僅見于成巖帶(見下一節(jié))。高嶺石僅發(fā)現(xiàn)在最南部的志留系。菱沸石產(chǎn)于下古生界寒武系和志留系。由這些礦物組合及產(chǎn)狀難以判定變質(zhì)作用是否存在。所有礦物組合、伊利石結(jié)晶度、b0值、多型、粒度大小、晶格應(yīng)變以及樣品位置、地層、巖性資料見表1。

3.2 伊利石結(jié)晶度

Kisch(1991)標(biāo)樣用于伊利石結(jié)晶度Kübler 指數(shù)的測試校正。校正后的Kübler 指數(shù)可在國際范圍進(jìn)行對比，其近變質(zhì)帶的界限為0.21 ～0.38°Δ2θ。本剖面中新元古宇和下古生界Kübler 指數(shù)變化范圍0.21 ～0.67°Δ2θ，中新元古宇(風(fēng)化樣品除外)變化范圍為0.21 ～0.24°Δ2θ，而下古生界為0.28 ～0.67°Δ2θ。這表明中新元古宇處于高近變質(zhì)作用范圍，而下古生界則跨越了近變質(zhì)作用和成巖作用。區(qū)域上看，下古生界遭受的近變質(zhì)作用巖石為與元古宇緊密相連的寒武系和奧陶系。表明北部楊家坪一帶為近變質(zhì)的中心地帶，近變質(zhì)作用范圍包括了下古生界的寒武系和奧陶系。而遠(yuǎn)離該中心的中新元古宇的下古生界則基本沒遭受近變質(zhì)作用的影響。

3.3 K 云母晶格常數(shù)b0 值

20 世紀(jì)70 年代Sassi and Scolari(1974)和Guidotti and Sassi(1976)提出了云母b0值地質(zhì)壓力計。其基本原理是隨著壓力的增加，K 云母發(fā)生IV 次和VI 次配位多面體的替代，使得晶格發(fā)生變化導(dǎo)致b0值增大，從而根據(jù)b0值的大小可以反推K 云母形成時的壓力。當(dāng)然，云母b0值地質(zhì)壓力計是建立在被地質(zhì)事實(shí)證實(shí)的基礎(chǔ)上的，如Sassi and Scolari(1974)根據(jù)已經(jīng)被公認(rèn)的不同變質(zhì)壓力地質(zhì)體(西班牙Bosost 低壓-美國N. New Hampshire 中低壓-新西蘭Otago 中高壓-日本Sanbagawa 高壓系列泥質(zhì)變質(zhì)巖)統(tǒng)計出來的K 云母b0值的分布圖描繪了低壓-中低壓-中高壓-高壓系列K 云母b0值分布特征，非常清晰的描述了云母b0值隨壓力增大b0值分布曲線也隨之增大的特點(diǎn)。此外，Guidotti and Sassi(1986)還進(jìn)一步提出了低中高三種壓力類型的界限:b0＜0.9000nm 為低壓類型，0.9000nm ＜b0＜0.9040nm 為中壓類型，而b0＞0.9040nm 為高壓類型。值得指出的是，云母b0值地質(zhì)壓力計是適用于泥質(zhì)變質(zhì)地質(zhì)體的一種估計變質(zhì)壓力的方法，不應(yīng)該超范圍使用，如不應(yīng)該用于成巖作用和沉積作用樣品的壓力估計。其誤差與b0值測試條件相關(guān)，本文為±0.0001nm。根據(jù)本區(qū)近變質(zhì)作用區(qū)巖石所獲得的8 個b0值，其波動范圍為:0.9000 ～0.9045nm，平均0.9017nm。因而，估計的近變質(zhì)作用壓力為中低壓變質(zhì)壓力類型。這與剖面較近的南部黃土店中新元古宇-下古生界甚低級變質(zhì)(王河錦等，2002)以及西部沅古坪一帶的中新元古宇-下古生界近變質(zhì)壓力(中低壓)(Wang et al.，2004)一致，而略低于東部長沙-醴陵-瀏陽一帶的中新元古宇甚低級變質(zhì)壓力(中等壓力)(朱明新和王河錦，2001)。

表1 地層、巖性、礦物組合、伊利石結(jié)晶度、b0 值、多型、粒度大小參數(shù)、晶格應(yīng)變以及樣品位置Table 1 Stratum，petrology，mineral assemblage，illite crystallinity Kübler Index (KI)，b0 cell dimension of K-white mica，polytype，mean logarithms thickness (α)，logarithms variance (β2)，general ripening (α×β2)，mean thickness，lattice strain (τ)and sample localities

3.4 伊利石多型

盡管還存在許多不同的觀點(diǎn)(Merriman and Roberts，1985;Frey，1987;Dong and Peacor，1996;Merriman and Peacor，1999)，但是，許多研究者已經(jīng)證實(shí)(Yoder and Eugster，1955;Maxwell and Hower，1967;Ylagan et al.，1996)伊利石多型的演化由1Md到2M1是與蒙脫石經(jīng)伊蒙混層向伊利石轉(zhuǎn)變相伴而生的。因而，伊利石多型也可用于監(jiān)測由成巖作用到變質(zhì)作用的轉(zhuǎn)變。通常，1Md到2M1的轉(zhuǎn)變發(fā)生在成巖晚期到變質(zhì)作用的開始。有關(guān)多型含量的測量與計算是參照ICDD-2005 數(shù)據(jù)庫(International Centre for Diffraction Data，PDF-2 Release 2005)的資料進(jìn)行的;其中，1M 多型獨(dú)有(112)、(112)、(023)衍射峰，而2M1多型獨(dú)有(114)、(114)及(025)衍射峰，由此可區(qū)別二種不同的多型。需要特別指出的是，當(dāng)伊利石含量少，又為混合物時，多型的鑒別是極為困難的。同樣，巖石中砂質(zhì)含量偏高時，碎屑物質(zhì)中所含碎屑云母極易影響多型的分析測試。由于碎屑云母多為2M1多型，因而，常常造成2M1多型云母含量的過高估計。實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明:元古宇近變質(zhì)帶伊利石多型為2M1，而下古生界近變質(zhì)巖石以及成巖帶巖石所含伊利石多型為2M1+1M 混合類型。這表明，成巖帶巖石含有碎屑云母。

圖2 伊利石結(jié)晶度Kübler 指數(shù)與對數(shù)平均粒度α 的關(guān)系(a)和與對數(shù)粒度頻數(shù)β2 的關(guān)系(b)Fig.2 Relation between the Kübler Index and α (a)and relation between the Kübler Index and β2(b)

3.5 顆粒大小分布與總體成熟效應(yīng)

Eberl et al.(1990)的研究成果表明大多數(shù)粘土礦物顆粒經(jīng)歷過Ostwald 成熟效應(yīng)而重結(jié)晶，其顆粒大小分布具有典型對數(shù)正態(tài)分布特征。Brime and Eberl(2002)和Bove et al.(2002)的研究成果進(jìn)一步表明由成核到面積控制生長過程，顆粒大小分布的模式為漸近線轉(zhuǎn)為對數(shù)正態(tài)分布。由此可知，溫度越高或者成巖程度越高或者變質(zhì)級別越高，粘土礦物顆粒越大。由此粘土礦物顆粒的大小和分布特征可以描述粘土礦物的形成條件。

本文運(yùn)用X 射線中的Bertaut-Warren-Averbach 實(shí)驗(yàn)技術(shù)(Bertaut，1950;Warren and Averbach，1950;MudMaster 軟件，Eberl et al.，1996)進(jìn)行粘土礦物顆粒大小的測試;由動差計算(Langford et al.，2000)和實(shí)驗(yàn)法(Drits et al.，1997)確定的對數(shù)正態(tài)分布參數(shù)用于確定伊利石一致散射平均大小(mean coherent scattering domain，CSD)。由對數(shù)平均顆粒大小(α，mean of logarithms of the observations)和對數(shù)顆粒頻數(shù)(β2，the variance of the logarithms of the observations)(Eberl et al.，1990)與伊利石結(jié)晶度Kübler 指數(shù)的關(guān)系(圖2a，b)表明，KI-α 缺乏良好的線性關(guān)系，而KI-β2僅具有弱線性關(guān)系。這表明，單一對數(shù)顆粒大小或?qū)?shù)顆粒頻數(shù)特征無法完整地描述粘土礦物顆粒在成巖和變質(zhì)過程中成熟效應(yīng)的變化，需要一個較為完整的能夠描述總體變化的參數(shù)才可。為此，我們提出對數(shù)總成熟效應(yīng)(GLR:general logarithmic ripening)參數(shù)即:GLR =α ×β2來描述粘土礦物顆粒的生長(數(shù)字)特征。本區(qū)對數(shù)總成熟效應(yīng)具有兩組不同的分布特征即近變質(zhì)作用區(qū)(GLR ＞1.88)與成巖作用區(qū)(GLR ＜1.88)，這是一個新的發(fā)現(xiàn)(圖3)。

3.6 晶格應(yīng)變

晶格應(yīng)變是一個重要的影響衍射峰寬化的因素，因此對伊利石結(jié)晶度會產(chǎn)生相應(yīng)的影響。已經(jīng)有眾多的學(xué)者對此發(fā)表了許多的文章討論晶格應(yīng)變及其對伊利石結(jié)晶度的影響(Zulauf et al.，2002;árkai et al.，1997;Jiang et al.，1997;Merriman et al.，1995)。就伊利石結(jié)晶度而言，應(yīng)變導(dǎo)致的衍射峰寬化效應(yīng)應(yīng)該去除，才可以得到準(zhǔn)確的結(jié)晶度信息或Kübler 指數(shù)的真值。否則，結(jié)晶度和應(yīng)變將共同作用于伊利石衍射峰的寬化效應(yīng)，當(dāng)應(yīng)變寬化效應(yīng)達(dá)到一定程度時，Kübler 指數(shù)描述的是礦物的粒度大小與應(yīng)力引起的應(yīng)變作用的混合效應(yīng)。這偏離了Kübler 指數(shù)的原意:描述溫度引起的礦物生長的效應(yīng)。HW-IR 圖解(Wang and Zhou，2000)和SHAPECT 軟件(Wang and Zhou，2005)用于分解粒度大小與應(yīng)變大小對衍射峰的寬化效應(yīng)，從而可以消除應(yīng)變的影響。結(jié)果表明，應(yīng)變值τ%達(dá)到小數(shù)點(diǎn)后1 位的樣品(HW-331，338)其對應(yīng)的KI 指數(shù)也比相鄰樣品的KI 數(shù)值高(KI/τ% ＜2)，其它樣品的KI/τ% ＞2。由此表明，較大的應(yīng)變對KI 指數(shù)產(chǎn)生了有效的影響，而其它較小的應(yīng)變對KI 指數(shù)產(chǎn)生的影響不大。

表2 綠泥石成分地質(zhì)溫度計數(shù)據(jù)(HW-324)Table 2 Data of chemical geothermometer of chlorite (HW-324)

3.7 綠泥石地質(zhì)溫度計與變質(zhì)溫度的估計

由于綠泥石廣泛產(chǎn)于成巖和低溫變質(zhì)階段，其形成溫度可代表低溫變質(zhì)所產(chǎn)生的變質(zhì)溫度條件。因而，綠泥石地質(zhì)溫度計被應(yīng)用在低溫變質(zhì)研究中。綠泥石地質(zhì)溫度計分為IV 占位溫度計和化學(xué)成分溫度計兩大類(Cathelineau，1988;Inoue et al.，2009;Hillier and Velde，1991;Xie et al.，1997;Vidal et al.，2001)。前者(以Cathelineau，1988 為代表)將溫度對綠泥石結(jié)構(gòu)的影響表達(dá)為四面體中Al-Si 占位與形成溫度的關(guān)系，而后者(以Inoue et al.，2009 為代表)不僅考慮溫度與IV 中Al 占位的情況而且考慮了溫度與MgFeAl 在VI占位的情況。理論上，后者描述了溫度與綠泥石成分的全面關(guān)系，因此，近年來更受人們的“青睞”。本文即采用綠泥石成分地質(zhì)溫度計(公式18，Inoue et al.，2009)估算近變質(zhì)的溫度條件。結(jié)果約為260℃。詳細(xì)的數(shù)據(jù)見表2。

3.8 地質(zhì)意義探討

冷家溪群與其上的板溪群區(qū)域上呈現(xiàn)角度不整合關(guān)系，冷家溪群被當(dāng)作變質(zhì)基底而板溪群及其上地層當(dāng)作沉積蓋層是不少學(xué)者的觀點(diǎn)，這是地臺發(fā)展演化的模式。由于湖南跨越了揚(yáng)子地臺和東南褶皺帶，因而，其橫向應(yīng)該反映出地臺轉(zhuǎn)變?yōu)轳薨檸У淖兓?。對比已有的成?湘西沅古坪，Wang et al.，2004;湘中黃土店，王河錦等，2003;湘東長沙-澧陵-瀏陽，朱明新和王河錦，2001;湘東北岳陽-臨湘，Wang et al.，2014)，表明由北西向南東，變質(zhì)程度升高，即由近變質(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)闇\變質(zhì)，變質(zhì)溫度由約260℃轉(zhuǎn)變?yōu)榧s360℃。這種變化反映出了湖南大地構(gòu)造位子的特點(diǎn)。另外，板溪群和寒武紀(jì)黑色板巖的變質(zhì)表明了“沉積蓋層”的“活動”，似乎支持地臺再活動的地洼學(xué)說。而元古宇冷家溪群和板溪群的弱變質(zhì)則表明它們與大陸演化早期的“Greenvillian”事件(強(qiáng)烈陸-陸碰撞產(chǎn)生高級麻粒巖相變質(zhì))(Jamieson et al.，1992)關(guān)聯(lián)性小，揚(yáng)子板塊與東南板塊之間的“碰撞”不“壯烈”，僅可能是“拼合”或“合并”。

4 結(jié)論

(1)湘北中新元古宇及下古生界寒武系奧陶系遭受到了近變質(zhì)作用的影響，其變質(zhì)溫度約為260℃，具有中低壓變質(zhì)壓力類型特征。

(2)對數(shù)總成熟效應(yīng)較好地描述了由成巖作用到變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變過程中粘土礦物顆粒生長階段的差異變化。

(3)應(yīng)力產(chǎn)生的礦物的應(yīng)變在一定程度上可影響伊利石結(jié)晶度，從而產(chǎn)生對Kübler 指數(shù)的影響，并導(dǎo)致對成巖/變質(zhì)界限劃分的影響。

致謝 感謝蘇桂明高級工程師在電子探針測試給予的幫助。

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