2013, Vol. 29
2. 中国地质大学地球科学学院，武汉 430074
2. Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
对花岗岩内石榴石的成因问题存在长期的争论，如Lackey et al.(2012)所总结，石榴石可以通过岩浆结晶作用形成，也可以是黑云母转熔反应的产物，或是岩浆捕获的残余变质颗粒。最近，Taylor and Stevens (2010)提出岩浆中包含的石榴石颗粒将通过自身的溶解-再沉淀机制发生重结晶作用，使新成的颗粒具有岩浆成因特征，并与岩浆达到平衡状态。大容山-十万大山地区的过铝质花岗岩套是由壳源变沉积岩部分熔融而成(邓希光等, 2004; Charoy and Barbey 2008; Zhao et al., 2012)。这些花岗岩中(尤其在旧州岩体) 麻粒岩包体普遍存在，被看作是熔融残余体(Zhao et al., 2012)。大容山-十万大山岩套旧州岩体发育的花岗岩及其麻粒岩包体普遍含各种类型的石榴石，为其成因研究提供了良好的条件。
Zhao et al.(2012)对旧州岩体出露的麻粒岩包体进行了详细的变质作用研究，依据Grt-Opx温度计和Grt-Opx-Pl-Qz压力计得到了麻粒岩包体顺时针的P-T-t轨迹。该P-T-t轨迹主要包含三个变质阶段：(1) 在夕线石稳定域大约800℃代表了进变质阶段；(2) 在260~250Ma，大约7.5~8.0kbar和950~1000℃时发生了峰期变质作用形成了Spl+Qz的矿物组合；(3) 在240~230Ma间，近等温减压阶段形成了Opx+Pl或Opx+Crd组合的后成合晶，其温压条件为3.2~3.7kbar和790~820℃。上述年代学资料主要来自赵亮等(2010)和Chen et al.(2011)。近年来热力学研究的进步为温压的计算提供了强有力的工具，尤其是THERMOCALC软件(Powell and Holland, 1988) 的不断更新和内部一致性数据库(Holland and Powell, 1998) 的愈加完善使得可以计算基于整体化学成分的视剖面图来正演一定温压范围内特定的岩性可能出现的矿物组合域。对变泥质岩，可以在近真实的NCKFAMSTHO体系中模拟视剖面图，甚至还可以利用矿物成分(尽量选择扩散速率较慢的离子) 或含量等值线来辅助限定温压，比如计算紫苏辉石中ⅥAl和石榴石中Ca (Ca/(Fe2++Mg+Ca)) 的等值线。将视剖面图模拟结果与传统温压计的结果(Zhao et al., 2012) 相对比，来更精确可靠地限定该区麻粒岩包体的热演化过程。矿物名称缩写见Whitney and Evans (2010)。
在本文中，首先根据详细的岩相学和微区地球化学分析研究确定了S-型花岗岩和其麻粒岩包体内不同成因类型的石榴石，接着利用视剖面图模拟来正演麻粒岩包体的热演化过程。基于这些结果和前人资料的结合(例如，Charoy and Barbey, 2008; Zhao et al., 2012)，最后讨论大容山-十万大山花岗岩套的构造热演化历史。
2 地质背景华南陆块(图 1a) 是由扬子陆块和华夏陆块在约880Ma拼合而成(Li et al., 2008, 2009; 薛怀民等, 2010)。华夏陆块主要以广泛分布的侵入岩体和喷出岩体为特征，其中区域内花岗岩的分布约占总面积的30%，且这些花岗岩的侵入年龄沿东南向呈年轻化趋势，主要侵入时代包括加里东期(500~400Ma)、印支期(280~185Ma)、燕山期(185~70Ma) 和喜马拉雅期(Charoy and Barbey, 2008; Chen et al., 2011)。大容山-十万大山花岗岩套位于华夏陆块，是印支期岩浆活动的主要代表。
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图 1 东南亚地质构造简图及大容山-十万大山花岗岩套的位置(a, 据Chen et al., 2011; Zhao et al., 2012修改)，大容山-十万大山花岗岩套发育的主要岩体或岩基地质简图(b, 据祁昌实等, 2007修改) 和旧州岩体S-型花岗岩及其麻粒岩包体的野外照片(c) Q-第四系; R-第三系; K-白垩系; J-侏罗系; T3-上三叠统; P2-上二叠统; D-泥盆系; S-志留系; ∈-寒武系; 1-大容山岩体; 2-旧州岩体; 3-台马岩体; 4-板八火山岩; 5-陆川岩体; 6-云开大山混合岩及片麻岩; 7-采样位置; 8-断层 Fig. 1 Simplified tectonic map of Southeast Asia showing the locations of the Darongshan-Shiwandashan granite suite (a, modified after Chen et al. 2011; Zhao et al. 2012), simplified geological map showing major batholiths and plutons of the Darongshan-Shiwandashan granite suite (b, modified after Qi et al., 2007) and field photos of the S-type granite and its granulite enclave in the Jiuzhou pluton (c) Q-Quaternary; R-Tertiary; K-Cretaceous; J-Jurassic; T3-Upper Triassic; P2-Upper Permian; D-Devonian; S-Silurian; ∈-Cambrian; 1-Darongshan pluton; 2-Jiuzhou pluton; 3-Taima pluton; 4-Banba volcanic rocks; 5-Luchuan terrane; 6-Yunkai Mountain migmatite and gneiss; 7-sample location; 8-fault |
大容山-十万大山花岗岩套位于广西省东南部，长约400km、宽约20~75km、沿NE-SW向展布，其出露总面积大于10000km2(图 1b)。该花岗岩套是由40多个小岩体或岩基组成，以自东向西分布的大容山、旧州和台马岩体为主。这些岩体一般被一些NE向的深断裂所分割(图 1b)。大容山岩体以中粗粒的堇青石-黑云母花岗岩为特征，在岩体的边部还发育细粒含紫苏辉石的堇青石-黑云母花岗岩或华岗斑岩。大容山岩体在东北缘侵入到混合岩和混合花岗岩内。旧州岩体主要是由含石榴石、紫苏辉石、黑云母和堇青石的斑状花岗岩组成。台马岩体主要是由浅成、超浅成相的紫苏辉石花岗斑岩组成，矿物组合除长石和石英外主要为紫苏辉石、堇青石和黑云母，向西南逐渐过渡为三叠系的板八火山岩系(汪绍年, 1991; Charoy and Barbey, 2008)。汪绍年(1991)提出这些花岗岩的源区相同，因而它们组成了一套深成、半深成和喷出岩石系列。然而Charoy and Barbey (2008)却认为旧州岩体的源区最深，由于岩石中包含石榴石，不含堇青石。这些S-型花岗岩侵入到早、新古生代和早三叠纪的地层中，被晚三叠纪以及侏罗纪沉积物所覆盖。围岩为复理石组合，局部为磨拉石或碳酸盐岩组合(汪绍年, 1991)。岩体与围岩接触边界平直截然，围岩一侧受到了不同程度的热变质(汪绍年, 1991)。大容山岩体、旧州岩体及台马岩体的锆石结晶年龄分别为250.3Ma (浦北地区为260~255.5Ma；图 1)、259.7Ma和255.4~253.7Ma，其中误差一般小于5Ma (Chen et al., 2011)。这些岩体中独居石颗粒结晶晚于锆石，旧州岩体中独居石的化学年龄为224.3±3.1Ma，而台马和大容山岩体的独居石年龄分两期：其中台马岩体花岗岩的独居石结晶年龄分别为263.5±9.3Ma和230.5±4.1Ma；而大容山岩体的为255.7±3.0Ma和230±2.9Ma，较老的独居石年龄与这些岩体中锆石的结晶年龄相似(Chen et al., 2011)。
S-型花岗岩中直径为厘米(甚至分米) 级的包体随处可见，岩性主要为麻粒岩(变泥质岩)、长英质片麻岩、片岩、长石砂岩、石英岩、角岩以及少量的基性微晶粒状包体，其中麻粒岩(变泥质岩) 包体含量最多。旧州岩体发育的麻粒岩包体内岩浆锆石的U-Pb年龄为248±6.5Ma，可能反映了寄主花岗质岩浆的侵位时代(彭松柏等，2004)。赵亮等(2010)进一步研究旧州岩体麻粒岩包体内锆石的U-Pb年龄和Hf同位素特征，其中碎屑锆石核显示麻粒岩的原岩时代主要为新元古代(564~1061Ma)，少量为古元古代(1778~2227Ma)，其余锆石显示两个峰值为253±3Ma和234±2Ma，被分别解释为原岩高温变质作用时代和寄主花岗质岩浆的侵位时代(Zhao et al., 2012)。
大容山-十万大山花岗岩的SiO2为63%~72%，Al2O3为13%~16%，K2O为3.0%~5.5%，MgO为0.8%~2.8%，CaO为1.0%~4.4%，P2O5为0.10%~0.19%，其A/CNK高于1，暗示了其过铝质的性质(祁昌实等, 2007; Zhao et al. 2012)。Na2O (平均小于3.2%) 较K2O偏低(Charoy and Barbey, 2008)。Fe3+/(Fe2++Fe3+) 在0~0.33之间，F/Cl值为6~23(汪绍年, 1991)。这些S-型花岗岩相比于变杂砂岩和变泥质岩产生的实验熔体具有低SiO2、K2O和A/CNK，但高CaO和FeO+MgO的特征(Vielzeuf and Holloway, 1988; Patiño-Douce and Johnston, 1991; Vielzeuf and Montel, 1994; Patiño-Douce and Beard, 1995, 1996; Stevens et al., 1997)。这可能是由于花岗质岩浆在上升过程中携带了转熔的或残余的石榴石而造成的(Stevens et al., 2007)。所有的麻粒岩包体表现出难熔的性质，其SiO2为45%~63%，MgO为2.6%~7.0%，全Fe2O3为6.9%~15.0%，Al2O3为15%~25%，暗示了部分熔融过程以及随后熔体抽离的发生(Charoy and Barbey, 2008; Zhao et al., 2012)。相对于寄主花岗岩，麻粒岩包体的Al2O3、全Fe2O3、CaO、TiO2、MnO以及A/CNK更高(Zhao et al., 2012)。
花岗岩的稀土元素(REE) 总量较高为190 ×10-6~383 ×10-6，相对HREE富集LREE ((La/Yb)N=7.8~12.5)，呈现Eu负异常(Eu/Eu*=0.38~0.79；汪绍年, 1991; 祁昌实等, 2007; Zhao et al., 2012)。麻粒岩包体的REE总量为234×10-6~390×10-6，相对HREE富集LREE ((La/Yb)N=6.0~13.9)，Eu呈负异常(Eu/Eu*=0.38~0.80)。
3 岩相学特征本文的样品为旧州岩体的S-型花岗岩及其麻粒岩包体，采样位置坐标为N: 22°06′27.74″; E: 108°34′15.93″(图 1b)。麻粒岩包体分布广泛，呈圆形、椭圆形、长柱状或不规则形状。多数情况下，花岗岩与包体间的界线清晰截然(图 1c)。
花岗岩呈中粗粒花岗结构，主要包含约30%的斜长石、约25%的钾长石、约25%的石英、约7%的紫苏辉石、约5%的黑云母、约5%的石榴石以及约3%的堇青石(图 2a)。斜长石为扁平状自形晶，钾长石和石英为他形晶。紫苏辉石可分为三个时代：(1) 大颗粒的紫苏辉石自形晶(图 2a)；(2) 围绕斜长石生长的他形紫苏辉石(图 2a)；(3) 围绕石榴石生长且与堇青石和/或斜长石共生的紫苏辉石反应边(图 2e和图 3b, c)。花岗岩中石榴石颗粒粒径变化范围很宽从0.3mm到0.5cm，一般含少量钛铁矿和石英包体，且多数情况下其边部分解成Opx+Crd反应边组合(图 2e和图 3b, c)。花岗岩中的堇青石可分为两类：一类为大颗粒自形晶且不含包体(图 2b)；另一类主要围绕石榴石生长与紫苏辉石交生构成反应边的一部分(图 2e和图 3b, c)。黑云母为片状、半自形-自形晶，其边部被交生的Bt+Qz组合所取代；另一种退变黑云母围绕自形的斜长石、紫苏辉石和堇青石生长(图 2a)。根据花岗岩的结构分析，岩浆早期的结晶矿物有斜长石、紫苏辉石、石榴石、黑云母以及钛铁矿。堇青石是在岩浆上升到一定深度导致压力降低时结晶而成，可能与石榴石边部分解而成的Opx+Crd反应边同步。钾长石有时包含早期结晶的斜长石，暗示其可能是晚期低共熔岩浆结晶的产物。
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图 2 旧州岩体S-型花岗岩及其麻粒岩包体代表性矿物组合和结构的显微照片 (a)-S-型花岗岩的矿物组合；(b)-S-型花岗岩内堇青石自形晶；(c)-第一类包体内石榴石与黑云母和钾长石共生，且夕线石以包体形式存在于石榴石内部；(d)-第一类包体内与钾长石相邻围绕黑云母生长的Opx+Spl组合；(e)-S-型花岗岩内围绕石榴石生长的Opx+Crd后成合晶；(f)-第二类包体内围绕石榴石生长的Opx+Crd后成合晶，且黑云母和毛发状夕线石以包体形式存在于石榴石内部；(g)-第二类包体内尖晶石生长于堇青石内，其周围发育黑云母，且Opx+Crd后成合晶围绕黑云母生长；(h)-第二类包体内围绕黑云母和堇青石生长的尖晶石集合体，且毛发状夕线石发育于堇青石内部 Fig. 2 Photomicrographs of the representative mineral assemblages and textural relationships in the S-type granite and its granulite enclave in the Jiuzhou pluton (a)-major mineral assemblage in the S-type granite; (b)-euhedral cordierite occurring in the S-type granite; (c)-garnet coexisting with biotite and K-feldspar. The sillimanite occurs as inclusion in garnet in the first type granulite enclave; (d)-Opx+Spl association growing around biotite adjacent to K-feldspar in the first type enclave; (e)-symplectitic Opx+Crd embayed by garnet in the S-type granite; (f)-symplectitic Opx+Crd embayed by garnet, where biotite and acicular fibrolite grow as inclusions in garnet in the second type enclave; (g)-spinel growing in the cordierite among biotite, and sympletitic Opx+Crd around biotite in the second type enclave; (h)-spinel aggregate growing among biotite and cordierite, and acicular fibrolite growing inside cordierite in the second type enclave |
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图 3 旧州岩体S-型花岗岩及其麻粒岩包体代表性矿物组合和结构的BSE照片 (a)-第一类包体内夕线石和尖晶石以包体形式存在于石榴石边部，且尖晶石和黑云母围绕石榴石生长；(b)-S-型花岗岩内生长于大粒石榴石和紫苏辉石之间的Opx+Crd后成合晶；(c)-S-型花岗岩内围绕石榴石生长的后成合晶状Opx+Crd、Opx+Pl (富An) 和Opx+Pl组合，基质矿物为钾长石、黑云母和石英；(d)-第二类包体内Opx+Crd后成合晶完全取代石榴石的位置；(e)-第二类包体内堇青石中发育的尖晶石集合体，而富An斜长石被尖晶石所包裹；(f)-第二类包体内尖晶石、钛铁矿以及毛发状夕线石以包体形式存在于堇青石内部；(g)-第二类包体内大颗粒骨架状黑云母边缘发育的Bt+Qz交生体；(h)-第二类包体内斜长石出溶形成反条纹长石 Fig. 3 Back-scattered electron images of the representative mineral assemblages and textural relationships in the S-type granite and its granulite enclave in the Jiuzhou pluton (a)-sillimanite and spinel as inclusions in the rim of garnet, and spinel and biotite surrounding garnet in the first type enclave; (b)-symplectitic Opx+Crd occurring between the large garnet and orthopyroxene in the S-type granite; (c)-symplectitic Opx+Crd, Opx+Pl (An-rich), and Opx+Pl embayed by garnet. In the matrix K-feldspar, biotite, and quartz occur in the S-type granite; (d)-symplectitic Opx+Crd totally taking the place of garnet in the second type enclave; (e)-spinel aggregate included in cordierite close to biotite, and An-rich plagioclases enclosed by spinel in the second type enclave; (f)-spinel, ilmenite and acicular fibrolite growing inside cordierite in the second type enclave; (g)-intergrown Bt+Qz at the margin of the large skeletal biotite in the second type enclave; (h)-antiperthite formed by exsolution of the plagioclase in the second type enclave |
根据发育的不同矿物组合，麻粒岩包体可分为两类。这两类包体都主要含黑云母、斜长石、钾长石、尖晶石、紫苏辉石、石榴石、堇青石以及少量石英和毛发状夕线石。黑云母和尖晶石的定向排列构成了片麻理(图 2c, d和2h)。在其演化过程中这两类包体都发育了成分上和矿物上不同的微域/晶域。
第一类麻粒岩包体(样品hdt3) 主要含两种不同的微域矿物组合。在一些微域内，石榴石变斑晶生长于主要由黑云母、尖晶石定向排列而构成的基质中，石榴石的包体主要为尖晶石、夕线石和黑云母。这种类型的石榴石边部没有被Opx+Crd反应边取代(图 2c和图 3a)。在另一些微域内，基质中的黑云母通常被Spl+Opx组合取代，这些微域内不发育石榴石(图 2d)。该样品内不发育钛铁矿。根据样品中不同的微区矿物组合可以推断其主要经历了两期变质阶段。如图 2c所示，夕线石、黑云母和尖晶石以包体的形式存在于石榴石变斑晶中。基质主要是由钾长石和斜长石构成。石榴石不发育反应边结构，主要是被定向的黑云母和少量尖晶石而贯穿围绕。因此，该微域内平衡的矿物组合为Grt+Spl+Sil+Pl+Kfs+Bt (+Liq)，代表变质作用的第一个阶段(M1)。取决于不同的压力和全岩化学成分黑云母脱水熔融反应的产物可以为石榴石、堇青石、紫苏辉石或尖晶石(例如：Vielzeuf and Holloway, 1988; Vielzeuf and Montel, 1994; Patiño Douce and Johnston, 1991; Patiño Douce and Beard, 1995, 1996; Stevens et al., 1997)，而尖晶石有时会出现在硅不饱和的体系中(Harris, 1981; Cesare, 2000)。在该微域内，石英缺失，因此黑云母脱水熔融反应至少最后阶段可能是在硅不饱和体系下完成，产物为石榴石和尖晶石。以下为可能经历的反应式：
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第一类包体另一些微域内，黑云母呈港湾状，其边部被Opx+Spl组合所取代(图 2d)。该微域的矿物组合为Spl+Opx+Bt±Crd+Kfs+Pl (+Liq)，代表了变质作用的另一阶段(M2)。相比于M1阶段的组合，Spl+Opx通常是由黑云母在低压高温条件下反应而成(Vielzeuf and Montel, 1994)，可能经历的反应为：
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第二类麻粒岩包体(样品10jz09和hdt4) 也发育两种不同的微域。在一些微域内，石榴石变斑晶或黑云母常被Opx+Crd组合构成的反应边取代(图 2f和图 3d)，这与寄主花岗岩的情况类似(图 2e)。有时整个石榴石颗粒被消耗殆尽(图 3d)。石榴石通常包含毛发状夕线石、黑云母、钛铁矿以及少量石英包体(图 2f)。在另一些微域内，包含富An斜长石的尖晶石集合体发育在堇青石周围或之内，有时与毛发状夕线石共生(图 2g, h和图 3e, f)。黑云母通常出现在附近，但不与尖晶石接触(图 2g, h和图 3e)。上述两种微域分别出现的紫苏辉石和尖晶石常被堇青石所分割(图 2g)。根据以上的描述该类包体也可以确定两期变质阶段。
反应边组合Opx+Crd在第二类包体和花岗岩中都广泛发育，被认为形成于M1(第二类包体或花岗岩) 阶段，其矿物组合为Opx+Crd+Grt+Bt+Pl (+Liq)(图 2e, f和图 3b-d)。在花岗岩中，斜长石、岩浆型紫苏辉石和少量石英常生长于这些反应边周围，暗示它们可能是反应物(图 3b, c)。此外，随着反应的不断进行，斜长石不断地改变其成分，其中反应边内侧斜长石中的Ca含量较高(图 3c)。除石榴石外，这种反应边结构还常发育在黑云母附近(图 2g)，暗示着黑云母可能也是反应物之一。因此，该阶段矿物组合可能是由以下的反应形成：
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在第二类包体内，被堇青石包裹且在黑云母周围的Spl+Pl+Ilm±Sil组合在由斜长石和钾长石组成的基质中广泛发育，被认为形成于M2(第二类包体) 期次。推断的矿物组合为Spl+Crd+Pl+Kfs+Bt+Ilm±Sil (+Liq)(图 2g, h和图 3e, f)。该组合是M1(第一类包体) 在低压下的对应组合，因低压或整体化学成分XMg较高时黑云母脱水熔融反应形成堇青石而非石榴石。因此，推测该阶段的组合是由以下反应而成：
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在花岗岩以及麻粒岩包体内，黑云母边缘发育的Bt+Qz交生体普遍存在(图 3g)，可能是由于黑云母脱水熔融的逆反应而成，或者是冷却过程中结晶水合作用的结果。水直接从固结的熔体进入黑云母，而黑云母同时取代紫苏辉石、石榴石或堇青石，可能通过以下的反应：
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此外，麻粒岩包体内钾长石或斜长石一般会发生出溶作用而形成条纹长石或反条纹长石(图 3h)，暗示了缓慢冷却阶段的发生。
4 分析方法矿物的主量元素含量是由中国科学院地质与地球物理研究所型号为JEOL JXA-8100的电子探针(EMP) 测试完成。实验过程中电压设定为15kV，电流为10nA，束斑为3μm或1μm。峰期的计数时间为20s，前后背景值的计数时间分别为10s。实验以天然或人工样品为标样，共分析了Na、Mg、Al、Si、K、Ca、Ba、Ti、Mn、Fe、Zn、Cr和Ni等元素。实验数据已经过ZAF修正。石榴石、紫苏辉石、黑云母、尖晶石、长石以及堇青石代表性的分析数据见表 1-6。在表 1-6中，样品hdt3为第一类包体，hdt4为第二类包体，11jz06-07为花岗岩，10jz05a、b、09、10为花岗岩与第二类包体的结合，但两者之间存在清晰的界线, 如图 5。
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图 5 花岗岩与第二类包体之间发育石榴石颗粒的成分环带 Fig. 5 Chemical zoning pattern of the garnet grain between granite and the second type enclave |
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表 1 石榴石代表性化学成分(wt%) Table 1 Representative chemical compositions of garnet (wt%) |
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表 2 紫苏辉石代表性化学成分(wt%) Table 2 Representative chemical compositions of orthopyroxene (wt%) |
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表 3 黑云母代表性化学成分(wt%) Table 3 Representative chemical compositions of biotite (wt%) |
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表 4 尖晶石代表性化学成分(wt%) Table 4 Representative chemical compositions of spinel (wt%) |
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表 5 长石代表性化学成分(wt%) Table 5 Representative chemical compositions of feldspar (wt%) |
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表 6 堇青石代表性的化学成分(wt%) Table 6 Representative chemical compositions of cordierite (wt%) |
石榴石微量元素分析是由中国科学院地质与地球物理研究所激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS) 完成。仪器型号为Agilent 7500a的四极杆电感耦合等离子体质谱仪(Q-ICP-MS)，配备了193nm的激光剥蚀系统(型号为GeoLas Plus)。激光剥蚀束斑直径为60~30μm，电压为26kV，频率为8Hz，所产生的激光能量密度约为10J/cm2。标样为NIST 610玻璃，其含量采用Pearce et al. (1997)中的推荐值。石榴石颗粒选自薄片内进行原位分析。石榴石微量元素的含量以EMP分析的SiO2为内标。微量元素含量由“GLITTER”软件计算完成，分析结果见附表 1(电子版)。
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附表 1 花岗岩及其麻粒岩包体内石榴石颗粒的微量元素成分(×10-6) Appendix Table 1 Trace element compositions (×10-6) of garnet grains from both granite and granulite enclave |
岩石的全岩主量元素成分是在中国地质大学(武汉) 分析完成，见表 7。FeO是由高锰酸钾滴定测得。
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表 7 样品的整体化学成分(wt%) Table 7 Bulk rock compositions (wt%) of the modeled samples |
花岗岩和麻粒岩包体内的石榴石为铁铝榴石-镁铝榴石固溶体(XMg：0.19~0.40；Alm：51%~75%；Prp：17%~34%)，含少量或较多钙铝榴石(3.3%~6.9%) 和锰铝榴石(0.8%~8.6%，表 1；图 4和图 5)。与麻粒岩包体内石榴石核部相比(XMg：0.40)，花岗岩内石榴石核部的XMg略低(XMg：0.32)。花岗岩中石榴石内部存在一个很大的成分平台，其中XMg为0.29~0.32，铁铝榴石为64%~66.5%，锰铝榴石为0.8%~1.1%，但存在一个较窄的扩散边：其中铁铝榴石从66%升高到75%，锰铝榴石从1.0%到3.2%，而XMg从0.30降低到0.19。反映了冷却结晶过程中Fe-Mg扩散作用的结果(图 4a)。钙铝榴石从核到边呈现出不规则的变化规律，含量约为4.6%~5.2%。花岗岩中石榴石基本不发育包体，或包体很少，暗示了它可能是从熔体中结晶而成。与花岗岩中石榴石相对比，来自于第一类包体的石榴石颗粒(可能是早期两个颗粒的组合) 在B-O-B’线上展示了“钟”状的XMg(在B-O段从0.30到0.26)、锰铝榴石(在B-O段从4.8%到4.0%) 以及钙铝榴石(在B-O段从3.9%到3.4%) 分布，但“倒钟”状的铁铝榴石(在B-O段从64%到71%) 分布(图 4b)。这种石榴石周围发育黑云母和尖晶石，且石榴石包体内也含有这些矿物及夕线石包体，暗示了它可能是黑云母转熔反应的产物。
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图 4 两种石榴石的成分环带特征 (a)-S-型花岗岩内石榴石；(b)-第一类包体内石榴石 Fig. 4 Two type chemical zoning patterns of garnet grains (a)-the garnet grain in the S-type granite; (b)-the garnet grain in the first type enclave |
图 5展示了位于石榴石与第二类包体之间的一颗石榴石，其边部轻微地被Opx+Crd组合所取代。该颗粒也可能是早期两颗石榴石的组合，在富熔体的环境中石榴石的粗粒化以及物理拼合过程使其合二为一(Taylor and Stevens, 2010)，现被包体矿物比如斜长石、黑云母以及紫苏辉石分割为两部分。如图 5所示，左半部分内部存在一个成分平台，其中XMg约为0.40，铁铝榴石为51%~52.5%，锰铝榴石为7.8%~8.6%，钙铝榴石为6.5%~6.9%，以及一个扩散边，其中XMg从0.40下降到0.25，钙铝榴石从6.5%到5.2%，锰铝榴石从8.0%到3.2%。与此对比，右半部分显示了XMg(0.40到0.30)、钙铝榴石(6.4%到4.6%) 以及锰铝榴石(8.0%到1.3%) 的“钟”状环带和铁铝榴石“倒钟”状环带(52%到65%)，还显示了一个扩散边的存在，其中铁铝榴石突然从65%升高到72%，锰铝榴石从1.2%到3.0%，XMg从0.32降到0.22。此外，在右半部的幔部XMg显示出轻微的增加从0.30到0.32。与花岗岩以及第一类包体内的石榴石相比，该石榴石颗粒的环带特征明显不同，暗示了它们具有不同的热演化历史。然而，该石榴石发育的扩散边与花岗岩内石榴石的特征相似。
由于石榴石内部可能存在主量元素扩散均一化作用，扩散相对较慢的微量元素(例如：Van Orman et al., 2002; Tirone et al., 2005; Carlson, 2012)，可能能提供更多石榴石形成的信息。以上分析的三颗石榴石的Y含量环带见图 6。Y与HREE半径相似，在一定程度上也能反映HREE的变化特征。从图 6中可以看出上述三颗石榴石从核部到边部Y含量或多或少表现出下降的趋势，其中位于花岗岩与第二类包体边界的石榴石Y环带发育最为明显，且其边部Y含量基本保持不变(图 6c)。根据该石榴石主量元素和Y含量的变化，将其分成两部分：其左半部与右半部的核-幔部与岩浆型石榴石(图 4a) 或转熔型石榴石(图 4b) 的特征都不相同，被认为是原岩内变质残余颗粒；而其边部的特征又介于岩浆石榴石与转熔石榴石之间，被认为是从转熔型向岩浆型转变的过渡型。
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图 6 不同类型石榴石颗粒的Y环带模式 Fig. 6 Y zoning pattern of different types of garnets |
图 7展示了这四类石榴石成分间的对比(岩浆型、转熔型、变质型以及过渡型)。变质型颗粒具有最高的锰铝榴石(7.5%~8.6%)、钙铝榴石(6.1%~6.9%)、Yb (79×10-6~328×10-6)、Dy (138×10-6~285×10-6) 和Y (945×10-6~2258×10-6) 含量，显示Eu负异常(Eu/Eu*=0.20~0.34) 以及左倾型HREE模式((Lu/Dy)N=0.63~2.96)。与此对比，转熔型石榴石的钙铝榴石(3.3%~3.9%)、Dy (3.8×10-6~37×10-6) 和Y (20×10-6~262×10-6) 含量最低，锰铝榴石(3.9%~4.8%) 和Yb (2.8×10-6~51×10-6) 稍高，其HREE含量低于变质型石榴石，具有Eu负异常(Eu/Eu*=0.06~0.50)，以及轻微左倾型或平坦型HREE模式((Lu/Dy)N=0.76~2.46)。岩浆型石榴石具有中等钙铝榴石(4.6%~5.3%)、Dy (75×10-6~106×10-6) 和Y (303×10-6~472×10-6) 含量，最低锰铝榴石(0.8%~3.2%) 和Yb (2.6×10-6~8.7×10-6) 含量，其HREE含量较MREE更低，呈Eu负异常(Eu/Eu*=0.07~0.20)，HREE表现为右倾型((Lu/Dy)N=0.04~0.15)。过渡型石榴石在Dy-Yb和Y-(Lu/Dy)N图解中投影于转熔型和岩浆型石榴石颗粒之间，而其锰铝榴石和钙铝榴石含量位于变质型与岩浆型颗粒之间。该石榴石显示了Eu负异常(Eu/Eu*=0.06~0.16)、右倾型HREE模式((Lu/Dy)N=0.17~0.69)，其特征也介于岩浆型与转熔型颗粒之间。综上所述，这种过渡型石榴石的存在反映了岩浆中原始的转熔型石榴石通过溶解-再沉淀机制达到了与岩浆的交换平衡，其本身也逐渐显示出岩浆石榴石的性质(Villaros et al., 2009; Taylor and Stevens, 2010)。
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图 7 不同类型石榴石颗粒在Gro-Spe (a)、Dy-Yb (b) 和Y-(Lu/Dy)N (c) 图解中对比及不同类型石榴石中REE含量球粒陨石标准化图解(d) (其中球粒陨石含量参考Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Gro-Spe (a), Dy-Yb (b) and Y-(Lu/Dy)N (c) diagrams showing comparison of different types of garnets, and chondrite-normalized REE patterns for different types of garnets (d) (chondrite normalization after Sun and McDonough, 1989) |
本文共识别出四类紫苏辉石(表 2)。花岗岩中自形紫苏辉石和围绕斜长石生长的他形紫苏辉石的成分相似，其XMg为0.43~0.48，ⅥAl (p.f.u.) 为0.022~0.077。由于受到Fe-Mg扩散的影响，紫苏辉石自形晶边部的XMg较低为0.41~0.42。M1(第二类包体或花岗岩) 阶段形成的围绕石榴石生长的紫苏辉石反应边XMg最低为0.36~0.42，ⅥAl (p.f.u.) 为0.039~0.087。在M2(第一类包体) 阶段形成的与尖晶石共生取代黑云母的紫苏辉石的ⅥAl (p.f.u.) 最高为0.103~0.137，其XMg为0.39~0.44。
5.3 黑云母本文共识别出四类黑云母(表 3)。花岗岩和第二类包体中黑云母颗粒显示出相似的化学成分：Ti (p.f.u.) 为0.402~0.828，ⅥAl (p.f.u.) 为0.022~0.414，且XMg为0.40~0.56。第一类包体中黑云母Ti含量较低为0.263~0.446，ⅥAl (p.f.u.) 较高为0.341~0.569，其XMg为0.50~0.54。石榴石包体内黑云母通常会比基质中颗粒具有更高的XMg为0.55~0.70。与石英交生的新生黑云母Ti含量最低为0.172~0.415，ⅥAl (p.f.u.) 较高为0.337~0.527。
5.4 尖晶石本文共识别出四类尖晶石颗粒(表 4)。在M1(第一类包体) 阶段形成的，位于石榴石包体内的尖晶石XMg，最高为0.24~0.27。在M2(第一类包体) 形成的围绕黑云母与紫苏辉石共生的尖晶石以及那些在M2(第二类包体) 形成的位于堇青石内部且与黑云母相邻的尖晶石颗粒具有相似的XMg为0.16~0.20，但后者ZnO含量较高为0.89~2.37%，而其他颗粒仅约为0.4%。位于堇青石内部且与夕线石共生的尖晶石颗粒的XMg最低为0.13~0.15。
5.5 长石花岗岩及其麻粒岩包体内的钾长石具有相似的成分特征(Ab7-20，表 5)。花岗岩中的斜长石为中长石-拉长石(An44-55)，而两类包体内斜长石颗粒主要为中长石(An43-50)，也有倍长石(An76-90)。包体内很多斜长石颗粒都出溶形成钠长石条纹(An5-8)。
5.6 堇青石本文共识别出三种不同类型的堇青石。花岗岩中较自形的岩浆型堇青石核部具有最高的XMg约为0.66，而幔边部的XMg较低，约为0.63~0.62(表 6)。在M2(第二类包体) 阶段与尖晶石共生的堇青石与上述颗粒幔边部的XMg相似，但在M1(第二类包体或花岗岩) 阶段形成的与紫苏辉石共生的堇青石的XMg最低约为0.60。所有堇青石中Na2O含量小于0.5%。
6 视剖面图模拟花岗岩中麻粒岩包体的温压条件是由视剖面图模拟所得，所使用的软件为THERMOCALC 3.33(Powell and Holland, 1988，更新于2009年10月) 和不断更新和完善的内部一致性数据库(Holland and Powell, 1998，创建于2003年11月)。模拟计算是在NCKFMASHTO体系中进行(图 8-10)，相应的活度-成分模型是石榴石、黑云母和硅酸盐熔体自White et al. (2007)，尖晶石、紫苏辉石和磁铁矿自White et al. (2002)，钛铁矿自White et al. (2000)，堇青石自Holland and Powell (1998)，斜长石自Holland and Powell (2003)。
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图 8 第一类包体在NCKFMASHTO体系下计算的P-T视剖面图，其中尖晶石、斜长石、钾长石和黑云母过量 视剖面图中Grt+Sil+Liq域内还展示了石榴石中XMg和Ca (Ca/(Fe2++Mg+Ca)) 的等值线，Opx+Crd+Liq和Opx+Liq域内展示了紫苏辉石中ⅥAl (p.f.u.) 等值线 Fig. 8 P-T pseudosection of the first type granulite enclave in the NCKFMASHTO system with spinel, plagioclase, K-feldspar, and biotite in excess Also shown are isopleths of XMg and Ca (Ca/(Fe2++Mg+Ca)) in garnet in the Grt+Sil+Liq field, and isopleths of ⅥAl (p.f.u.) in orthopyroxene in Opx+Crd+Liq and Opx+Liq fields |
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图 9 M1(第二类包体或花岗岩) 阶段微域矿物组合在NCKFMASHTO体系下计算的P-T视剖面图，其中钛铁矿过量 视剖面图中Grt+Opx+Pl+Crd+Bt+Liq和Grt+Opx+Pl+Crd+Bt+Qz+Liq域内还展示了紫苏辉石中的XMg和ⅥAl (p.f.u.) 等值线 Fig. 9 P-T pseudosection of the microdomainal mineral assemblage at stage M1 (second enclave or granite) in the NCKFMASHTO system with ilmenite in excess Also shown are the isopleths of XMg and ⅥAl (p.f.u.) in orthopyroxene in the Grt+Opx+Pl+Crd+Bt+Liq and Grt+Opx+Pl+Crd+Bt+Qz+Liq fields |
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图 10 M2(第二类包体) 阶段发育的微域矿物组合在NCKFMASHTO体系下计算的P-T视剖面图，其中钛铁矿过量 视剖面图中Spl+Crd+Kfs+Pl+Bt+Liq域内还展示了黑云母、尖晶石和堇青石体积分数以及尖晶石中XMg的等值线 Fig. 10 P-T pseudosection of the microdomainal mineral assemblage at stage M2 (second enclave) in the NCKFMASHTO system with ilmenite in excess Also shown are the isopleths of molar fractions of biotite, spinel and cordierite, as well as XMg of spinel in the Spl+Crd+Kfs+Pl+Bt+Liq field |
样品hdt3的全岩成分用来模拟第一类包体的视剖面图，并假定包体在被寄主岩浆携带的过程中至少中心位置没有受到岩浆成分的影响。由于在花岗岩与包体之间不存在反应带，且岩浆的上升速率远大于阳离子之间的扩散速率(Villaros et al., 2009)，暗示着这些包体可能并未发生成分改变。图 3b, e中微域化学成分分别用于计算在M1(第二类包体或花岗岩) 阶段形成的Opx+Crd组合和在M2(第二类包体) 阶段形成的Spl+Crd组合的视剖面图。这些微域的整体化学成分是由微域内各个矿物的体积分数以及矿物成分(自EMP) 加权平均而得，其中矿物的体积或面积分数是由Photoshop 7.0软件以及一个由潘劲辉开发的面积计算软件而得(表 7)。微域内Fe3+是含Fe-Mg矿物由化学计量式所得Fe3+的加权平均值(Spear and Kimball, 1984)。在模拟计算过程中，所设定水含量为满足大约压力为4~5kbar时固相线以上熔体为水不饱和的条件下的最大水含量，该方法类似于Villaros et al. (2009)中。若设定的水含量偏小，那么各期矿物组合估算的温压值会略微向高温低压方向偏移。此外，由于变质过程中离子间的扩散作用，即便是用那些扩散速率较慢的离子等值线来限定温压，估算的各期变质阶段的温压条件仍被看作是最小值，尤其是温度条件。
7 结果 7.1 第一类麻粒岩包体的P-T条件图 8显示了第一类麻粒岩包体的P-T视剖面图，温压范围为750~1000℃和1~9kbar (Spl+Pl+Kfs+Bt过量)。该包体共揭示出两阶段变质期次：分别为M1(第一类包体) 和M2(第一类包体)。其中M1阶段的矿物组合投影于Grt+Sil+Liq域，而M2阶段矿物组合投影于Opx+Crd+Liq或Opx+Liq域(图 8)。从M1到M2，岩石体系经历了加热和抬升作用，黑云母脱水熔融形成堇青石和紫苏辉石。进一步减压和升温使得系统中石榴石开始分解，并导致M2阶段堇青石的生成。尖晶石在整个温压范围都可出现(图 8)，这与薄片中尖晶石的广泛分布相吻合。在该视剖面图中黑云母可存在于很高的温度条件下，这可能是与整体化学成分低硅且黑云母中Ti含量较高有关(Cesare, 2000; Kelsey et al., 2005)。
Grt中Ca (Ca/(Fe2++Mg+Ca)) 和XMg等值线投影于Grt+Sil+Liq域，其数值参照EMP数据。考虑到离子的扩散作用，通常情况下这些等值线都选取电子探针分析的最高值，比如Grt中Ca为0.040~0.035，Grt的XMg为0.32~0.33。因此，由这些等值线的交汇所限定的M1阶段的温压条件为800~830℃和7.2~8.0kbar。然而，M2阶段的矿物组合投影在较宽的温压范围(>900℃; < 6kbar)，计算得到的Spl和Opx的XMg等值线与实验分析的数据不相匹配，这可能是由于高温条件下Fe-Mg强烈扩散作用所造成的。将实验分析的Opx中ⅥAl (p.f.u.) 最高值0.135投影于Opx+Crd+Liq和Opx+Liq域，这只能粗略限定其压力范围。因此，M2阶段矿物组合的温压条件并没有确切地限定，但可能会高于900℃，压力约为2~6 kbar。Belyanin et al.(2010)曾报道了Limpopo带南缘超高温Al-Mg麻粒岩中后成合晶状Opx+Spl交生体与刚玉共生，他们认为这些组合可能是XMg约为0.65的Fe-Mg石榴石在减压到约5kbar时分解的产物(Droop and Bucher-Nurminen 1984)。他们的压力条件与该视剖面图中Opx+Spl组合的压力范围2~6kbar相似。
7.2 M1阶段的P-T条件(第二类包体或花岗岩)图 9显示了范围为700~950℃和4~9kbar (Ilm过剩) 基于图 3b微域整体化学成分而得的P-T视剖面图。该相图顶部为Grt+Pl+Bt+Qz+Liq组合，在减压过程中紫苏辉石和堇青石先后添加到该组合中，同时消耗石英和石榴石，黑云母在约850℃时消失(图 9)。岩相学观察显示该阶段矿物组合保存了部分石榴石，但石英已经全部耗尽(图 3b)，因此该矿物组合投影于对应的Grt+Opx+Pl+Crd+Bt+Liq域(图 9)，其温压范围限定为810~860℃和4.6~5.2kbar。数值为0.15和0.16的Opx中ⅥAl (p.f.u.) 等值线投影于该域，比实际测量值(0.039~0.087) 偏高。由于实际值可能受到了后期扩散作用的影响，也暗示了紫苏辉石的成分并不一定能够非常准确地记录岩浆上升和冷却过程的真实情况，包括Opx中XMg也会出现类似的情况。
7.3 M2阶段的P-T条件(第二类包体)图 10显示了范围为700~1000℃和1~8kbar (Ilm过剩)，基于图 3e内微域整体化学成分而得的P-T视剖面图。相图的顶部为Grt+Pl+Bt+Sil+Qz+Liq域，代表典型的麻粒岩相变泥质岩组合。随着减压和升温过程，堇青石以及随后的钾长石和尖晶石加入到该组合，但石英、夕线石和石榴石则开始分解。温度约大于890℃时出现紫苏辉石，而黑云母在温度约为950℃时完全消失。基于岩相学观察和分析，该阶段的矿物组合投影于相应的Spl+Crd+Kfs+Pl+Bt域。尖晶石、堇青石和黑云母的体积分数以及尖晶石中XMg等值线也投影在该域(图 10)。微域内测得的尖晶石中XMg最大值为0.20，而估算的堇青石、黑云母和尖晶石的体积分数分别为60%、15%和14%。将这些结果与模拟的等值线相对比，得到了该变质阶段的温压条件为850℃和3.1~3.8kbar。但该估算温压范围内的Spl体积分数比实际值偏低。Spl+Crd组合周围生长的夕线石集合体(图 3f) 可能是冷却到约750℃生成的。
8 讨论 8.1 S-型花岗岩及其麻粒岩包体内石榴石的成因花岗岩中石榴石可以直接从岩浆中晶出，它们也可以是黑云母转熔反应的产物或是变质原岩的残留物。当转熔型或变质型石榴石被上升的岩浆所捕获，它们都将与岩浆发生物质交换从而达到平衡状态。然而，通过计算发现很难依靠元素的扩散作用使得这些石榴石与熔体之间达到平衡，由于晶体内部元素扩散的尺度比长英质岩浆存活的时间要高几个数量级(Villaros et al., 2009)。因而Villaros et al. (2009)提出了在岩浆上升过程中使得石榴石与熔体之间达到平衡最有效和快捷的方式是石榴石本身的溶解-再沉淀机制。
如前文所示，花岗岩及其麻粒岩包体内共识别出四种不同成因类型的石榴石。花岗岩内无包体较自形的石榴石为岩浆型(图 4a)，其原始的核部也可能为转熔型或变质型，但后期的溶解-再沉淀过程已完全将其改造。这种类型的石榴石单颗粒内部主微量元素变化范围很小，且其HREE相比MREE更显亏损，模式图呈右倾。与此对比，第一类包体内与夕线石、黑云母和尖晶石共生且包含这些矿物的石榴石颗粒为转熔型，其HREE和MREE含量相当，模式图较平坦。位于花岗岩与第二类包体之间大颗石榴石的核-幔部为变质型(图 5)，与上述两类化学特征完全不同：其HREE通常高于MREE，模式图呈左倾，且锰铝榴石和钙铝榴石含量明显偏高。然而，这颗大石榴石的边部被看作是从转熔型向岩浆型转变的过渡型，其化学成分也大致投影在上述两者之间(图 7)。这种过渡型石榴石边的识别证实了岩浆中石榴石的再平衡过程，有可能受溶解-再沉淀机制的控制。
8.2 硅不饱和体系视剖面图模拟的可靠性本论文中一些相图模拟是在硅不饱和体系中进行的，比如图 8和图 10。由于所有的黑云母熔融实验都是在石英饱和的系统中完成的，至今尚未建立硅不饱和体系中的熔体活度-成分模型(例如：Vielzeuf and Holloway, 1988; Vielzeuf and Montel, 1994; Patiño Douce and Johnston, 1991; Patiño Douce and Beard, 1995, 1996; Stevens et al., 1997)。在西班牙东南部EI Joyazo发育的残留捕掳体内发现的硅酸盐玻璃，被认为是由黑云母在硅不饱和体系中熔融而成(Cesare, 2000)。这种玻璃为淡色花岗质、富硅、过铝，其成分与自然界中过铝质淡色花岗质熔体以及变泥质岩或变杂砂质岩实验熔体相仿(Cesare, 2000)。根据以上的论断，可以认为由硅不饱和体系中黑云母脱水熔融产生的熔体成分与那些在硅饱和体系下产生的熔体(即White et al. (2007)中熔体的活度-成分模型) 并不存在非常显著的成分差异，因此这也应该不会影响模拟的视剖面图内矿物组合域的拓扑关系(图 8和图 10)。
8.3 P-T-t轨迹综合以上计算的麻粒岩包体各期变质阶段的温压条件，得到了其热演化历史，并与前人所得的麻粒岩包体的P-T轨迹(Zhao et al., 2012) 进行对比(图 11)。麻粒岩包体源区的温压条件为800~830℃和7.2~8.0kbar，以含石榴石的矿物组合为代表。花岗岩和麻粒岩包体内围绕石榴石或黑云母生长的Opx+Crd组合是在岩浆上升侵位所导致的减压过程中形成的，其温压条件为810~860℃和4.6~5.2kbar。在该温压条件下，岩浆不再晶出石榴石，以堇青石取而代之(P < 5kbar)。视剖面模拟的这期变质的温压条件比Zhao et al. (2012)根据Fe-Mg地质温压计的计算结果(790~820℃和3.2~3.7kbar) 偏高温高压，暗示受Fe-Mg交换的影响后者可能记录了更晚期的情况。
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图 11 根据视剖面图模拟所得到的花岗岩中麻粒岩包体的P-T轨迹/演化历史，并与Zhao et al. (2012)得到的P-T轨迹进行对比 Zhao et al. (2012)中1为进变质阶段，以石榴石内出现夕线石的特征来限定；2为峰期变质以Spl+Qz组合的出现为特征；3为退变质阶段以Opx+Pl后成合晶的出现为特征，S-型花岗岩也在此阶段形成；4为退变质阶段以Opx+Crd后成合晶的出现为特征 Fig. 11 P-T path/evolution experienced by the granulite enclave in granite based on the pseudosection calculations The previous results from Zhao et al. (2012) are shown for comparison, where 1: prograde metamorphic stage with appearance of sillimanite inclusions in garnet; 2: peak metamorphic stage with Spl+Qz assemblage; 3: retrograde metamorphic stage with symplectite of Opx+Pl representing the formation of S-type granite, and 4: retrograde metamorphic stage with symplectite of Opx+Crd |
峰期变质条件(>900℃和2~6kbar) 下形成了麻粒岩中Opx+Spl组合。然而这期变质具体的温压条件不确定。随后在850℃和3.1~3.8kbar的条件下形成了Spl+Crd组合。Opx+Spl和Spl+Crd组合都是减压过程中硅不饱和体系下变质反应的产物。在本文中并没有发现Zhao et al. (2012)报道的峰期变质出现的Spl+Qz组合。堇青石周围形成的毛发状夕线石集合体、长石的出溶作用以及Bt+Qz交生体的出现都指示了岩浆侵位后的缓慢冷却过程(图 11)。
综上所述，麻粒岩包体内保存的原始的含石榴石且硅不饱和的矿物组合可能是下地壳与熔融相关的高温变质作用的结果，代表了黑云母脱水熔融当石英基本耗尽的晚期，然而大规模的花岗质熔体的形成可能仍与硅饱和条件下发生的脱水熔融作用相关。这些花岗质熔体汇聚上升并携带了部分转熔的或变质石榴石颗粒以及下地壳的一些熔体丢失后的麻粒岩碎片(即麻粒岩包体)。麻粒岩包体从而记录了寄主花岗质岩浆侵位和冷却过程中温压的变化历程(减压过程中温度略微升高，以及后期的近等压冷却过程；图 11)。
Peng et al. (2004)和Zhao et al. (2010)研究了旧州岩体麻粒岩包体内锆石的U-Pb年龄，认为与熔融相关的高温变质作用或花岗质熔体的形成时代为248±6.5Ma或253±3Ma。Chen et al. (2011)得到了旧州岩体岩浆锆石的U-Pb年龄为260±3Ma，将其解释为早期的热事件，与峨眉山地幔柱时代相当。峨眉山大火山岩省出露于华南陆块西部和越南北部，面积超过250000km2(Guo et al., 2004; Xu et al., 2004, 2007a, b; Ali et al., 2005)。图 11所揭示出的伴随减压略微的升温过程可能是该地幔柱影响的体现。
8.4 大容山-十万大山花岗岩体的构造热演化过程根据大容山-十万大山地区岩石的全岩主微量、Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素特征，反映了S-型花岗岩为壳源沉积岩熔融的产物，没有幔源岩浆的贡献，而麻粒岩包体为熔融残余体(汪绍年, 1991, 1995; 祁昌实等, 2007; 赵亮等, 2010)。Charoy and Barbey (2008)认为该区S-型花岗岩的源区可能是过铝质、富斜长石但贫钾长石的系列(变杂砂质岩，其CaO/Na2O>0.3)，这与不成熟的板块边缘沉积相对应。
大容山-十万大山岩套，主要是由花岗岩和少量麻粒岩包体组成，被认为是印支陆块昆嵩地块那克杂岩的对应体，后者发育含高温-超高温矿物组合的麻粒岩以及同时代的花岗岩(例如石榴石花岗岩和紫苏辉石花岗岩)，其时代为260~250Ma (例如：Nam et al., 2001; Tsunogae et al., 2001; Osanai et al., 2004; Nakano et al., 2004, 2007a; Owada et al., 2006, 2007)。Chen et al. (2012)进一步认为华南陆块的高州和云开杂岩在变质程度和年代学方面可能与印支陆块昆嵩块体的Ngoc Linh和Kham Duc杂岩对应。Lepvrier et al. (2008)认为印支陆块向北与华南陆块沿马江缝合带拼合，向西与印支西块体在Po Ko缝合带拼合，并根据大量的地质年代学、结构构造以及变质学研究，认为拼合碰撞的时代为250~240Ma。Kham Duc杂岩巴罗式变质作用(Nakano et al., 2009) 以及Kannak和Ngoc Linh杂岩超高温、高压变质作用(Nakano et al. 2004; Osanai et al. 2004)，甚至是超高压变质作用(Nakano et al. 2007b) 都揭示出相似的顺时针P-T轨迹(包含减压升温过程)，指示了二叠纪-三叠纪陆陆碰撞的属性。这些岩石之间温压的差异可能是由于他们所处的地壳位置不同而造成的(Nakano et al. 2009)，而伴随着减压出现的升温过程指示了在地壳抬升阶段有热源的存在，比如是否存在碰撞后的地幔柱(Nakano et al. 2007b; Owada et al. 2006, 2007)。由于陆陆碰撞作用造成了加厚陆壳，加厚地壳开始抬升以及地幔柱诱导基性岩浆底侵而在加厚地壳底部形成超高温变质作用，与此同时泥质或基性原岩的部分熔融作用导致了昆嵩块体石榴石或紫苏辉石花岗岩的形成(Owada et al., 2007)。因此，作为与昆嵩块体Kannak杂岩对应的大容山-十万大山岩体可能与二叠纪-三叠纪陆陆碰撞事件有关，并且基本同期的峨眉山地幔柱所诱导的基性岩浆的底侵可能在碰撞后加厚地壳开始抬升时提供了热源。
本文中所得到的麻粒岩包体的P-T演化历史是以减压过程为主且伴随着轻微的升温过程，与昆嵩块体岩石的P-T轨迹相似。综合有效的年代学资料(例如：彭松柏等, 2004; 赵亮等, 2010; Chen et al. 2011)，反映了其受到了260~250Ma间陆陆碰撞后同期的峨眉山地幔柱的热影响。在此之前华南陆块与印支陆块的碰撞拼合作用导致了加厚陆壳的形成以及壳源岩石的进变质作用。
致谢 感谢毛骞和马玉光对EMP实验的指导和帮助，同时感谢杨岳衡对LA-ICP-MS实验的帮助。在野外踏勘过程中得到了王洛娟的帮助，在此表示感谢。| [] | Ali JR, Thompson GM, Zhou MF, et al. 2005. Emeishan large igneous province, SW China. Lithos, 79(3-4): 475–489. DOI:10.1016/j.lithos.2004.09.013 |
| [] | Belyanin GA, Rajesh HM, Van Reenen DD, et al. 2010. Corundum+orthopyroxene±spinel intergrowths in an ultrahigh-temperature Al-Mg granulite from the Southern Marginal Zone, Limpopo Belt, South Africa. American Mineralogist, 95(1): 196–199. DOI:10.2138/am.2010.3383 |
| [] | Carlson WD. 2012. Rates and mechanism of Y, REE, and Cr diffusion in garnet. American Mineralogist, 97(10): 1598–1618. DOI:10.2138/am.2012.4108 |
| [] | Cesare B. 2000. Incongruent melting of biotite to spinel in a quartz-free restite at El Joyazo (SE Spain): Textures and reaction characterization. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139(3): 273–284. DOI:10.1007/s004100000137 |
| [] | Charoy B, Barbey P. 2008. Ferromagnesian silicate association in S-type granites: The Darongshan granitic complex (Guangxi, South China). Bulletin de la Société Géologique de France, 179(1): 13–27. DOI:10.2113/gssgfbull.179.1.13 |
| [] | Chen CH, Hsieh PS, Lee CY, et al. 2011. Two episodes of the Indosinian thermal event on the South China Block: Constraints from LA-ICPMS U-Pb zircon and electron microprobe monazite ages of the Darongshan S-type granitic suite. Gondwana Research, 19(4): 1008–1023. DOI:10.1016/j.gr.2010.10.009 |
| [] | Chen CH, Liu YH, Lee CY, et al. 2012. Geochronology of granulite, charnockite and gneiss in the poly-metamorphosed Gaozhou Complex (Yunkai massif), South China: Emphasis on the in-situ EMP monazite dating. Lithos, 144-145: 109–129. DOI:10.1016/j.lithos.2012.04.009 |
| [] | Deng XG, Chen ZG, Li XH, et al. 2004. SHRIMP U-Pb zircon dating of the Darongshan-Shiwandashan granitoid belt in southeastern Guangxi, China. Geological Review, 50(4): 426–432. |
| [] | Droop GTR, Bucher-Nurminen K. 1984. Reaction textures and metamorphic evolution of sapphirine-bearing granulites from the Gruf Complex, Italian Central Alps. Journal of Petrology, 25(3): 766–803. DOI:10.1093/petrology/25.3.766 |
| [] | Harris N. 1981. The application of spinel-bearing metapelites to P-T determinations: An example from South India. Contributions to Mineralogy and Petrology, 76(2): 229–233. DOI:10.1007/BF00371962 |
| [] | Holland T, Powell R. 2003. Activity-composition relations for phases in petrological calculations: An asymmetric multicomponent formulation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 145(4): 492–501. DOI:10.1007/s00410-003-0464-z |
| [] | Holland TJB, Powell R. 1998. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 16(3): 309–343. |
| [] | Kelsey DE, White RW, Powell R. 2005. Calculated phase equilibria in K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O for silica-undersaturated sapphirine-bearing mineral assemblages. Journal of Metamorphic Geology, 23(4): 217–239. DOI:10.1111/jmg.2005.23.issue-4 |
| [] | Lackey JS, Romero GA, Bouvier AS, et al. 2012. Dynamic growth of garnet in granitic magmas. Geology, 40(2): 171–174. DOI:10.1130/G32349.1 |
| [] | Lepvrier C, Van Vuong N, Maluski H, et al. 2008. Indosinian tectonics in Vietnam. Comptes Rendus Geoscience, 340(2-3): 94–111. DOI:10.1016/j.crte.2007.10.005 |
| [] | Li WX, Li XH, Li ZX, et al. 2008. Obduction-type granites within the NE Jiangxi ophiolite: Implications for the final amalgamation between the Yangtze and Cathaysia blocks. Gondwana Research, 13(3): 288–301. DOI:10.1016/j.gr.2007.12.010 |
| [] | Li XH, Li WX, Li ZX, et al. 2009. Amalgamation between the Yangtze and Cathaysia blocks in South China: Constraints from SHRIMP U-Pb zircon ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Shuangxiwu volcanic rocks. Precambrian Research, 174(1-2): 117–128. DOI:10.1016/j.precamres.2009.07.004 |
| [] | Nakano N, Osanai Y, Owada M, et al. 2004. Decompression process of mafic granulite from eclogite to granulite facies under ultrahigh-temperature condition in the Kontum massif, central Vietnam. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 99(4): 242–256. DOI:10.2465/jmps.99.242 |
| [] | Nakano N, Osanai Y, Owada M, et al. 2007a. Multiple breakdown and chemical equilibrium of silicic clinopyroxene under extreme metamorphic conditions in the Kontum Massif, central Vietnam. American Mineralogist, 92(11-12): 1844–1855. DOI:10.2138/am.2007.2478 |
| [] | Nakano N, Osanai Y, Owada M, et al. 2007b. Geologic and metamorphic evolution of the basement complexes in the Kontum Massif, central Vietnam. Gondwana Research, 12(4): 438–453. DOI:10.1016/j.gr.2007.01.003 |
| [] | Nakano N, Osanai Y, Owada M, et al. 2009. Permo-Triassic Barrovian-type metamorphism in the ultrahigh-temperature Kontum Massif, central Vietnam: Constraints on continental collision tectonics in Southeast Asia. Island Arc, 18(1): 126–143. DOI:10.1111/iar.2009.18.issue-1 |
| [] | Nam TN, Sano Y, Terada K, et al. 2001. First SHRIMP U-Pb zircon dating of granulites from the Kontum massif (Vietnam) and tectonothermal implications. Journal of Asian Earth Sciences, 19(1): 77–84. |
| [] | Osanai Y, Nakano N, Owada M, et al. 2004. Permo-Triassic ultrahigh-temperature metamorphism in the Kontum massif, central Vietnam. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 99(4): 225–241. DOI:10.2465/jmps.99.225 |
| [] | Owada M, Osanai Y, Hokada T, et al. 2006. Timing of metamorphism and formation of garnet granite in the Kontum Massif, central Vietnam: Evidence from monazite EMP dating. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 101(6): 324–328. DOI:10.2465/jmps.060617a |
| [] | Owada M, Osanai Y, Nakano N, et al. 2007. Crustal anatexis and formation of two types of granitic magmas in the Kontum massif, central Vietnam: Implications for magma processes in collision zones. Gondwana Research, 12(4): 428–437. DOI:10.1016/j.gr.2006.11.001 |
| [] | Patiño Douce AE, Johnston AD. 1991. Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: Implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 107(2): 202–218. DOI:10.1007/BF00310707 |
| [] | Patiño Douce AE, Beard JS. 1995. Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15kbar. Journal of Petrology, 36(3): 707–738. DOI:10.1093/petrology/36.3.707 |
| [] | Patiño Douce AE, Beard JS. 1996. Effects of P, fO2 and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. Journal of Petrology, 37(5): 999–1024. DOI:10.1093/petrology/37.5.999 |
| [] | Pearce NJG, Perkins WT, Westgate JA, et al. 1997. A compilation of new and published major and trace element data for NIST SRM 610 and NIST SRM 612 glass reference materials. Geostandards Newsletter, 21(1): 115–144. DOI:10.1111/ggr.1997.21.issue-1 |
| [] | Peng SB, Fu JM, Liu YH. 2004. The discovery and significance of A-type charnokite in Southeast Guangxi Province, China. Science, Technology and Engineering, 4(10): 832–834. |
| [] | Powell R, Holland TJB. 1988. An internally consistent dataset with uncertainties and correlations: 3. Applications to geobarometry, worked examples and a computer-program. Journal of Metamorphic Geology, 6(2): 173–204. |
| [] | Qi CS, Deng XG, Li WX, et al. 2007. Origin of the Darongshan-Shiwandashan S-type granitoid belt from southeastern Guangxi: Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints. Acta Petrologica Sinica, 23(2): 403–412. |
| [] | Spear FS, Kimball KL. 1984. Recamp: A fortran IV program for estimating Fe3+ contents in amphiboles. Computers & Geosciences, 10(2-3): 317–325. |
| [] | Stevens G, Clemens JD, Droop GTR. 1997. Melt production during granulite-facies anatexis: Experimental data from 'primitive' metasedimentary protoliths. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128(4): 352–370. DOI:10.1007/s004100050314 |
| [] | Stevens G, Villaros A, Moyen JF. 2007. Selective peritectic garnet entrainment as the origin of geochemical diversity in S-type granites. Geology, 35(1): 9–12. DOI:10.1130/G22959A.1 |
| [] | Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345 |
| [] | Taylor J, Stevens G. 2010. Selective entrainment of peritectic garnet into S-type granitic magmas: Evidence from Archaean mid-crustal anatectites. Lithos, 120(3-4): 277–292. DOI:10.1016/j.lithos.2010.08.015 |
| [] | Tirone M, Ganguly J, Dohmen R, et al. 2005. Rare earth diffusion kinetics in garnet: Experimental studies and applications. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(9): 2385–2398. DOI:10.1016/j.gca.2004.09.025 |
| [] | Tsunogae T, Osanai Y, Owada M, et al. 2001. Field occurrence of high-and ultrahigh-temperature metamorphic rocks and related igneous rocks from the Kontum Massif, Central Vietnam. Gondwana Research, 4(2): 236–241. DOI:10.1016/S1342-937X(05)70705-X |
| [] | Van Orman JA, Grove TL, Shimizu N, et al. 2002. Rare earth element diffusion in a natural pyrope single crystal at 2.8GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology, 142(4): 416–424. DOI:10.1007/s004100100304 |
| [] | Vielzeuf D, Holloway JR. 1988. Experimental determination of the fluid-absent melting relations in the pelitic system. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98(3): 257–276. DOI:10.1007/BF00375178 |
| [] | Vielzeuf D, Montel JM. 1994. Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationships. Contributions to Mineralogy and Petrology, 117(4): 375–393. DOI:10.1007/BF00307272 |
| [] | Villaros A, Stevens G, Buick IS. 2009. Tracking S-type granite from source to emplacement: Clues from garnet in the Cape Granite Suite. Lithos, 112(3-4): 217–235. DOI:10.1016/j.lithos.2009.02.011 |
| [] | Wang S. 1991. Characteristics and genesis of granitoids in the Darongshan and Shiwandashan area of Guangxi Province, China. Acta Petrologica Sinica, 5(2): 73–80. |
| [] | Wang S. 1995. Study on mineralogy of hypersthene cordierite granite suite along Darongshan-Shiwandashan rock zone in Guangxi. Guangxi Geology, 8(1): 1–8. |
| [] | White RW, Powell R, Holland TJB, et al. 2000. The effect of TiO2 and Fe2O3 on metapelitic assemblages at greenschist and amphibolite facies conditions: Mineral equilibria calculations in the system K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3. Journal of Metamorphic Geology, 18(5): 497–511. DOI:10.1046/j.1525-1314.2000.00269.x |
| [] | White RW, Powell R, Clarke GL. 2002. The interpretation of reaction textures in Fe-rich metapelitic granulites of the Musgrave Block, central Australia: Constraints from mineral equilibria calculations in the system K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3. Journal of Metamorphic Geology, 20(1): 41–55. DOI:10.1046/j.0263-4929.2001.00349.x |
| [] | White RW, Powell R, Holland TJB. 2007. Progress relating to calculation of partial melting equilibria for metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 25(5): 511–527. DOI:10.1111/jmg.2007.25.issue-5 |
| [] | Whitney DL, Evans BW. 2010. Abbreviations for names of rock-orming minerals. American Mineralogist, 95(1): 185–187. DOI:10.2138/am.2010.3371 |
| [] | Xu JF, Suzuki K, Xu YG, et al. 2007a. Os, Pb, and Nd isotope geochemistry of the Permian Emeishan continental flood basalts: Insights into the source of a large igneous province. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(8): 2104–2119. DOI:10.1016/j.gca.2007.01.027 |
| [] | Xu YG, He B, Chung SL, et al. 2004. Geologic, geochemical, and geophysical consequences of plume involvement in the Emeishan flood-basalt province. Geology, 32(10): 917–920. DOI:10.1130/G20602.1 |
| [] | Xu YG, He B, Huang XL, et al. 2007b. Identification of mantle plumes in the Emeishan Large Igneous Province. Episodes, 30(01): 32–42. |
| [] | Xue HM, Ma F, Song YQ, et al. 2010. Geochronology and geochemisty of the Neoproterozoic granitoid association from eastern segment of the Jiangnan orogen, China: Constraints on the timing and process of amalgamation between the Yangtze and Cathaysia blocks. Acta Petrologica Sinica, 26(11): 3215–3244. |
| [] | Zhao L, Guo F, Fan WM, et al. 2010. Crustal evolution of the Shiwandashan area in South China: Zircon U-Pb-Hf isotopic records from granulite enclaves in Indo-Sinian granites. Chinese Science Bulletin, 55(19): 2028–2038. DOI:10.1007/s11434-010-3225-1 |
| [] | Zhao L, Guo F, Fan WM, et al. 2012. Origin of the granulite enclaves in Indo-Sinian peraluminous granites, South China and its implication for crustal anatexis. Lithos, 150: 209–226. DOI:10.1016/j.lithos.2012.02.015 |
| [] | 邓希光, 陈志刚, 李献华, 等. 2004. 桂东南地区大容山-十万大山花岗岩带SHRIMP锆石U-Pb定年. 地质论评, 50(04): 426–432. |
| [] | 彭松柏, 付建明, 刘云华. 2004. 大容山-十万大山花岗岩带中A型紫苏花岗岩、麻粒岩包体的发现及意义. 科学技术与工程, 4(10): 832–834. |
| [] | 祁昌实, 邓希光, 李武显, 等. 2007. 桂东南大容山-十万大山S型花岗岩带的成因:地球化学及Sr-Nd-Hf同位素制约. 岩石学报, 23(2): 403–412. |
| [] | 汪绍年. 1991. 广西大容山-十万大山岩带中花岗岩类特征及成因. 岩石学报, 5(2): 73–80. |
| [] | 汪绍年. 1995. 广西大容山-十万大山岩带紫苏辉石堇青石花岗岩套矿物学研究. 广西地质, 8(1): 1–8. |
| [] | 薛怀民, 马芳, 宋永勤, 等. 2010. 江南造山带东段新元古代花岗岩组合的年代学和地球化学:对扬子与华夏地块拼合时间与过程的约束. 岩石学报, 26(11): 3215–3244. |
| [] | 赵亮, 郭锋, 范蔚茗, 等. 2010. 广西十万大山地壳演化:来自印支期花岗岩中麻粒岩包体锆石U-Pb年代学及Hf同位素记录. 科学通报, 55(15): 1489–1500. |