新疆榆樹溝麻粒巖-橄欖巖地體: 南天山北緣出露地表的古生代大陸殼-幔過渡帶

嵇少丞, 王 茜, 邵同賓, 孫圣思, 李阿偉,道林克禎, 近藤洋裕, 李建峰

(1.加拿大蒙特利爾綜合工學院 民用、地質與采礦工程系, 蒙特利爾 H3C 3A7; 2.中國科學院 廣州地球化學研究所 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 3.西北大學 地質學系, 陜西 西安 710069;4.中國地質科學院 地質力學研究所, 北京 100081; 5.日本靜岡大學 地球科學系, 靜岡 422-8529)

0 引 言

過去中國大陸構造研究存在這樣一個有趣的問題: 只要見到一些零星分布的橄欖巖體, 無論其變形與蛇紋石化程度, 統統將其歸類于蛇綠巖, 哪怕與之配套的超基性堆晶巖、基性堆晶巖、基性與中性巖漿巖體、基性巖墻群、枕狀熔巖、放射蟲硅質巖并不共存, 亦不嚴加追究, 概以“蛇綠巖套遭受嚴重破壞”或“蛇綠混雜帶”論之。一旦承認蛇綠巖帶的存在, 這就意味著地質史上曾有過洋盆, 后來經板塊俯沖與陸–陸碰撞徹底地消失了, 零星分布的橄欖巖體所在的位置就是碰撞后兩個陸塊之間的縫合線。例如, 僅新疆境內就被劃分出來20余條蛇綠巖帶(新疆維吾爾自治區地質礦產局, 1993; 徐向珍等,2011), 于是就有了大大小小 20余個古板塊以及假說存在于他們之間眾多的古海洋, 它們先擴張, 接著俯沖消減, 最后陸–陸碰撞, 這樣的故事在眾多的文獻中反復敘述, 卻證據不足。以新疆托克遜庫米什榆樹溝、銅花山、硫磺山一帶出露的橄欖巖體為例,它一直被作為蛇綠巖(吳文奎等, 1992; 王潤三等,1999a; 馬瑞士等, 1990, 1993; 舒良樹等, 1996; 徐向珍等, 2011; 楊經綏等, 2011), 據此認為古生代晚奧陶世(~440 Ma)時那里存在過一個叫南天山的相當寬闊的大洋盆(郝杰和劉小漢, 1993; 王潤三等, 1999a, b;何國琦等, 2001)、有限洋盆(王作勛等, 1990; 肖序常等, 1992; 高俊等, 1995; 王學潮等, 1995)或弧后盆地(姜常義和李良辰, 1990; 郭召杰和張志誠, 1993; 高長林等, 1995; Chen et al., 1999; 董云鵬等, 2005), 后來在中志留世(~420 Ma)變成活動大陸邊緣的構造環境(肖序常等, 1992; 夏林圻等, 2007), 南天山大洋巖石圈向北面的中天山大陸下面俯沖, 最后在早泥盆世(390~400 Ma)時北面的哈薩克斯坦-準噶爾板塊與南面的塔里木板塊以及其間的南天山地塊在那里碰撞拼接, 形成縫合帶(Charvet et al., 2007; 楊經綏等,2011; 徐向珍等, 2011)。

圖1 新疆托克遜庫米什地區南天山北緣榆樹溝麻粒巖-橄欖巖地體略圖(a)和解釋的構造剖面圖(b)Fig.1 Geological sketch map (a) and interpreted cross-section (b) of the granulite-peridotite terrain in the Yushugou Massif at the northern margin of the south Tianshan orogenic belt, Xinjiang

對于大陸內部的超基性巖體, 除了蛇綠巖成因之外當然還有其他或許更為合理的解釋, 例如, 與基性麻粒巖共生的阿爾卑斯型橄欖巖體極可能是作為構造巖片從緊挨著莫霍面附近的上地幔呈固態順著逆沖剪切帶擠侵到中地殼, 然后再抬升至地表,其大地構造意義與蛇綠巖所代表的截然不同?，F以新疆托克遜庫米什地區南天山北緣榆樹溝麻粒巖-橄欖巖地體(圖1)為例, 闡明上述地質科學問題。

1 榆樹溝基性麻粒巖-橄欖巖地體

如圖 1所示, 在新疆托克遜庫米什南天山北緣的榆樹溝地區, 人們可以看到兩個擠侵到綠片巖低角閃巖相中地殼的變沉積巖之中、來自大陸莫霍面附近的構造巖片或透鏡體, 從南到北, 依次出露綠片巖–低角閃巖相構造片巖、橄欖巖、基性麻粒巖、橄欖巖和基性麻粒巖。榆樹溝麻粒巖–橄欖巖地體的北側為庫米什中新生代斷陷盆地(圖1), 推測其基底巖石應與該地體南側的綠片巖–低角閃巖相變沉積巖相同或相似。

1.1 橄欖巖

圖2 野外觀察到的榆樹溝地區巖性界線Fig.2 Field photographs of the Yushugou area showing the lithological contacts

圖 3 榆樹溝橄欖巖的橄欖石–斜方輝石–單斜輝石體積分數投影(36塊標本, 其中15塊方輝橄欖巖, 18塊二輝橄欖巖, 3塊單輝橄欖巖)Fig.3 Modal compositions of the peridotites from the Yushugou Massif (36 samples: 15 harzburgites, 18 lherzolites, and 3 wehrlites)

榆樹溝橄欖巖(圖 2~5)主要是強烈糜棱巖化的方輝橄欖巖(Ol: 66.3%±4.9%, Opx: 23.1%±5.6%, Cpx:10.5%±5.1%)和二輝橄欖巖(Ol: 69.2%±4.5%, Opx:28.3%±5.2%, Cpx: 2.6%±1.3%), 其中還夾有強烈塑性變形的單輝橄欖巖、方輝輝石巖、斜長巖和基性麻粒巖的薄層或透鏡體(單層厚度0.5~80 cm)。圖3所示的巖性分布與世界上其他地區大陸巖石圈上地幔的巖性分布相似(例如, Peslier et al., 2002;Bodinier and Godard, 2014)。榆樹溝橄欖巖中, 橄欖石的Fo介于89.3~91.5之間, 平均為90.4; 斜方輝石,Wo 0.28~1.07, En 88.9~90.2, Fs 9.22~10.5, 屬頑火輝石; 單斜輝石, Wo 6.5~48.7, En 44.1~65.1, Fs 2.82~5.33, 屬透輝石(徐向珍等, 2011)。榆樹溝方輝橄欖巖中的尖晶石中, Cr2O3含量介于 14.58%~24.98%,MgO含量介于15.39%~18.91%, Mg#=Mg/(Mg+Fe)比值介于 63.4%~74.6%之間, Cr#=Cr/(Cr+Al)比值介于15.6%~27.9%之間(徐向珍等, 2011)。上述成分與世界上許多地區堿性玄武巖中大陸地幔巖包體的成分相當(例如, Peslier et al., 2002; Pearson et al., 2005;Bodinier and Godard, 2014)。據王潤三等(1999a)與王焰等(1999), 榆樹溝橄欖巖的礦物平衡溫壓條件為 1060 ℃和 1.76 GPa, 更精確的溫壓估算有待進一步研究。

圖4 橄欖糜棱巖(a-b)、超糜棱巖(c)及其退變作用形成的葉蛇紋巖(d)Fig.4 Photomicrographs of the peridotitic mylonite (a-b), the ultramylonite (c) and the antigorite serpentinite (d)

圖5 榆樹溝橄欖糜棱巖中輝石發生位錯蠕變的顯微光學證據: 波狀消光、晶格旋轉(褶皺)和膝折(正交偏光, 其中圖a,c-d加了石膏試板。箭頭指示膝折帶邊界)Fig.5 Optical evidence for dislocation creep of pyroxenes in the peridotitic mylonites from the Yushugou Massif:undulatory extinction, lattice rotation (folding) and kinks (All images viewed in cross-polarized light, but with gypsum λ plate inserted for (a) and (c-d). Kink band boundary indicated by arrow)

如圖 1所示, 橄欖巖主要有兩層, 每層平均厚度約800 m, 最大厚度達1.2 km; 南邊的橄欖巖層長約8 km, 北邊的橄欖巖層長約14 km。這兩層橄欖巖在巖性上沒有明顯差別, 其主要組成礦物橄欖石、斜方輝石和單斜輝石皆發生了強烈的晶質塑性變形, 形成殘斑–重結晶新顆?；|的糜棱結構和晶粒形狀優選定向——構造面理與拉伸線理(圖4a-c)。構造面理向NE方向呈中等角度傾斜, 線理與面理走向呈高角度相交或近乎垂直。這些面理是構造剪切的變形結果, 而不是原生的層狀構造。過去有的學者把上述面理當作原生的、大洋火山巖的沉積層理或火成堆晶層理, 并進行所謂的沉積層序的韻律分析。事實上, 任何原生的層理早就在遞進的剪切變形過程中被旋轉、改造、置換, 現今地表露頭上觀察到的面理是早期塑性變形再疊加后期折返過程中形變的結果。

榆樹溝橄欖糜棱巖中, 斜方輝石與單斜輝石被壓扁拉長成條帶(帶魚)狀(圖4c), 在XZ切面上長寬比可高達 50∶1, (100)面與面理(XY)呈非常小的角度, [001] 平行或近乎平行于拉伸線理(X), 指示這些輝石的位錯蠕變主要利用(100)[001] 滑移體系(Ji et al., 1994; Ji, 2013; Saruwatari et al., 2001; Toy et al.,2010; Ohuchi et al., 2011; Frets et al., 2012)。那些(100)面或[001]方向原先與面理或線理呈高角度相交的輝石顆粒的變形特征主要是發生強烈的晶格旋轉、形成單晶褶皺或膝折(圖 5), 通過晶格的旋轉使得(100)[001]體系在外加構造應力場中增加剪切分量, 使之適宜滑移, 積累應變。榆樹溝橄欖巖中橄欖石的變形特征主要是晶格扭曲(波狀消光)、亞顆粒與亞晶界、以及圍繞殘斑邊界重結晶形成細小的近等軸狀新顆粒, 形成核–幔構造(圖 4a-c)。上述顯微構造表明, 橄欖石殘斑的變形機制主要是位錯蠕變, 而其恢復機制既有位錯攀移(Climb)與交叉滑移(Cross slip), 又有顆粒邊界遷移的動態重結晶作用。作者在日本靜岡大學地球科學實驗室對一塊方輝橄欖糜棱巖標本(樣號 YSG26-10, 含 71% Ol, 25% Opx, 4%Cpx)進行了電子背散射衍射(EBSD, Electron Backscattering Diffraction)組構測量, 橄欖石與斜方輝石的[100]、[010]和[001]以及單斜輝石的(100)、(010)和[001]的優選定向等值線施密特網下半球投影繪于圖6?？傮w來說, 上述三種主要礦物的組構強度都不大, pfJ系數皆<1.5。盡管巖石中橄欖石的體積含量比斜方輝石高得多, 但是, 斜方輝石的組構強度比單斜輝石特別是橄欖石的組構強度要高, 說明經受動態重結晶的橄欖石細顆粒與重結晶的輝石細顆粒重新混合而成的細粒多晶集合體之中, 顆粒邊界擴散與滑移大大減弱了重結晶作用發生之前地幔巖內由晶內位錯滑移形成的強組構(例如, Skemer and Karato, 2008; Sundberg and Cooper, 2008; Ohuchi et al., 2012)。盡管如此, 原先的組構樣式仍依稀可見(圖 6), 斜方輝石與單斜輝石的滑移系主要為(100)[001], 次要為(100)[010], 造成輝石的[001] [010]方向平行或近乎平行于拉張線理(X), 而(100)面平行或近乎平行于擠壓面理(XY面)。橄欖石的滑移系主要為(010)[100], 形成[100]與拉張線理(X)成小角度相交, 而(010)的法線方向靠近面理的法線(Z)方向。圖 6所示的礦物組構樣式與世界上其他地區大陸巖石圈地幔巖石(Ji et al., 1996; Frets et al., 2012)或由玄武巖漿攜帶至地表的地幔巖包體的測量結果非常吻合(Ji et al., 1994; Saruwatari et al., 2001), 表明兩者形成于相似的溫壓條件。

圖6 利用EBSD技術測量的榆樹溝方輝橄欖巖(標本號YSG26-10)的三種主要造巖礦物——橄欖石(a)、斜方輝石(b)和單斜輝石(c)的晶格優選方位圖(等面積下半球投影, N為測量顆粒數)Fig.6 CPO (Crystallographic preferred orientation) figures for a harzburgite sample (YSG26-10) from the Yushugou Massif, measured using EBSD (Electron Backscattering Diffraction) techniques (Equal-area lower hemisphere projections. N: Measurements)

在橄欖糜棱巖和超糜棱巖中, 偶見基性麻粒巖薄層、透鏡體或布丁, 厚度幾毫米到幾十厘米不等,同樣也發生了強烈的韌性變形。上述的基性麻粒巖與橄欖巖互層構造說明其來源于莫霍面附近的殼-幔過渡帶, 也說明莫霍面與殼-幔過渡帶是一個應變強烈集中的韌性剪切帶, 而且基性麻粒巖似乎與細顆粒橄欖超糜棱巖具有類似的流變強度。超糜棱巖中的橄欖石重結晶的粒度很小, 只有 5~20 μm,晶格優選定向(CPO)的強度明顯減弱(圖 6), 說明主要變形機制由原先的位錯蠕變轉變為顆粒邊界擴散與滑移的超塑性機制。在折返過程中, 橄欖糜棱巖先遭受了高溫葉蛇紋石化(300~600 ℃, 圖 4d), 然后在溫度降至<300 ℃之后再發生低溫的利蛇紋石化和纖蛇紋石化, 這才有了當地開采的石棉礦。未變形或弱變形的葉蛇紋石發育典型的十字架或 X形晶體穿插結構(Ji et al., 2013; Shao et al., 2014;王茜等, 2014)。沒有任何顯微構造證據證明榆樹溝橄欖巖體是先經受進變質的深俯沖作用, 然后再折回地表, 伴之退變質作用的蛇綠巖(王潤三等,1999a, b, 2003)。楊經綏等(2011)和徐向珍等(2011)認為榆樹溝橄欖巖體是從未經受進變質深俯沖的蛇綠巖, 但是解釋不了該地區橄欖巖與基性麻粒巖共生的地質關系以及高溫葉蛇紋石的成因。所以,基于已有的數據, 我們認為最合理的解釋就是, 榆樹溝橄欖巖片本來就不是蛇綠巖的一部分, 而是來自于中天山地塊大陸莫霍面之下的上地幔, 與其上覆的下地殼基性與中性麻粒巖一起作為構造巖片,沿著逆沖剪切帶被擠侵到綠片巖–低角閃巖相的中地殼, 然后再抬升至地表, 所以整個巖片僅遭受退變質作用。

1.2 基性與中基性麻粒巖

圖7 含石榴子石(a, 單偏光; b, 正交偏光)與不含石榴子石(c-d, 正交偏光)基性麻粒巖的典型顯微構造(例如, 面理、成分層、斜長石與單斜輝石的晶格旋轉與重結晶作用等)Fig.7 Typical microstructures (e.g., foliation, compositional banding, recrystallization, and lattice rotation) for the garnet-bearing (a, plane polarized light; b, crossed nicols) and garnet-free (c-d, crossed nicols) mafic granulites

圖8 榆樹溝含與不含石榴子石基性麻粒巖以及含石英中性麻粒巖中斜長石(a)、石榴子石(b)、單斜輝石(c)、斜方輝石(d)、不透明礦物(e)以及斜長石中An(%)含量的分布直方圖(f)Fig.8 Histograms for the volume fractions of plagioclase (a), garnet (b), clinopyroxene (c), orthopyroxene (d) and opaque minerals (e) as well as for the anorthite content of plagioclase (f) in the garnet-bearing and garnet-free mafic granulites and quartz-bearing intermediate granulites from the Yushugou Massif

如圖 1所示, 與榆樹溝橄欖巖互層出現的是高壓變質、韌性變形的麻粒巖(圖7)。根據共生礦物組合可將這種麻粒巖分為三類, 第一類是含石榴子石的斜長二輝麻粒巖或斜長單斜輝石麻粒巖, 原巖可能為變泥巖或與泥巖互層的玄武巖, 含55.4%±8.1%斜長石(An 65.2±8.2), 26.5%±10.5%單斜輝石,9.3%±6.4%斜方輝石, 5.0%±3.5%石榴子石(Alm 52.40±3.62, Pyr 34.81±4.68; Gro 6.87±3.93; And 4.06±2.35, Spe 1.47±0.5, Uva 0.42±0.31)和 3.5%±1.3%不透明礦物(圖8)。第二類是不含石榴子石的斜長二輝麻粒巖、斜長單斜輝石麻粒巖或變形斜長巖,原巖為輝長巖或斜長巖類的基性巖石, 含 62.2%±6.6%斜長石(An 67.0±12.0), 15.7%±5.5% 單斜輝石,19.7%±4.1%斜方輝石和 2.2%±1.5% 不透明礦物(圖8)。上述兩類麻粒巖皆不含石英。斜方輝石主要為紫蘇輝石, 單斜輝石主要為透輝石, 不透明礦物主要為磁鐵礦和鈦鐵礦。造巖礦物之間存在較為明顯的流變強度的差異(圖7), 斜方輝石和單斜輝石往往構成殘斑、而斜長石被強烈地壓扁拉長、并且發生晶格扭曲、旋轉或膝折, 動態重結晶作用基本上都是從顆粒的高應變區如顆粒邊界、膝折帶邊界, 最大晶格扭曲處開始(Ji and Mainprice, 1988;1990; Ji et al., 1988, 1993), 重結晶基質粒度很小,僅為20~50 μm。斜長石、斜方輝石和單斜輝石的重結晶細顆粒構成流動基質, 發育顯著的構造面理與線理, 形成成分相間的薄層構造(圖7a-b)。王居里等(1999)比較了基性麻粒巖中斜方輝石、單斜輝石和斜長石的殘斑與重結晶新顆粒的化學成分, 發現兩者之間幾乎沒有差別, 表明這些基性麻粒巖塑性變形過程中, 較高的溫壓條件足以維持化學成分的平衡,而且水活度很低, 其變形環境應為脫水后的下地殼。采用Grt-Cpx-Pl-Qtz溫壓計(Newton and Perkins,1982)估算峰期溫壓條件為 800~960 ℃和 0.97~1.42 GPa(王潤三等, 1999a), 對應于20±2 ℃/km的地熱梯度, 而在大洋俯沖帶內地熱梯度還不到 10 ℃/km(Liou et al., 1998)。所以, 榆樹溝的基性麻粒巖不可能是形成于俯沖帶(王潤三等, 1999a, 2003; 王居里等, 1999; 王焰等, 1999; 董云鵬等, 2001), 而最可能來自大陸莫霍面附近的下地殼。在先前的文獻中,也有學者將上述兩類基性麻粒巖描述成榴輝巖的(高長林等, 1995; 劉斌和錢一雄, 2003)。然后, 在T=743±33 ℃和P=720±85 MPa(對應于深度26±3 km和地熱梯度 28±2 ℃/km)的溫壓條件下, 麻粒巖過渡到高級角閃巖相(李天福等, 2011), 角閃巖相退變質作用主要發生在溫壓條件為640~790 ℃和640~890 MPa的區間(對應于23~32 km深度和24~27 ℃/km的地熱梯度)(王焰等, 1999), 角閃石(主要為鈣閃石與鈉鈣閃石)既作為輝石的退變質產物, 呈細顆粒圍繞輝石殘斑周圍分布, 亦可作為 Gt+Cpx+Pl1+H2O→Amp+Pl2變質反應的產物, 后者呈不連續的條帶狀分布。

第三類是含石英和石榴子石的中性麻粒巖或片麻巖, SiO2含量介于54.61%~62.49%之間, 平均值為58.13%(圖 9), 原巖可能為含沉積巖(泥巖、雜砂巖)夾層的基性火山巖(王潤三等, 1997)或中性巖漿巖與變質巖。這類中性麻粒巖中, 不僅斜長石、石英、輝石發生了塑性變形, 而且連石榴子石(Alm 48~49,Prp 16~17, Grs 21~32, Sps 1~2)也發生了少量塑性變形, 壓扁拉長至透鏡狀, 甚至發生褶曲拖尾, 其非對稱性指示剪切旋向(Ji and Martignole, 1994; 王居里等, 1999; Shu et al., 2004); 石榴子石晶內發育位錯壁(楊帆等, 2009), 說明位錯發生了攀移等恢復作用。上述顯微構造特征表明峰期變形發生在大陸下地殼的深部(溫度~813 ℃, 楊帆等, 2009), 因為中上地殼的溫度與壓力不足以使石榴子石發生塑性變形與位錯恢復(Ji and Martignole, 1994; Wang and Ji,1999, 2000)。韌性變形的石榴子石及其所在麻粒巖還遭受了角閃巖相退變質作用, 后者發生的溫壓條件為640~755 ℃和810~870 MPa(王焰等, 1999), 對應的深度為30~32 km和地熱梯度22~24 ℃/km。由石英亞顆粒動態重結晶顆粒大小估算的古應力約為150~160 MPa(楊帆等, 2009), 此值應對應于折返過程中中性麻粒巖的流動強度。此外, 石榴子石中還發育與構造抬升有關的垂直于拉張線理的張破裂(Ji et al., 1997)。

如圖9所示, 含石英的中性麻粒巖以SiO2含量高于 54%為特征, 而基性麻粒巖, 無論含不含石榴子石, 其SiO2含量皆在45%到53%之間。含石榴子石基性麻粒巖與不含石榴子石麻粒巖的最顯著的區別在于其MgO的含量(圖9a), 前者MgO含量低于8%, 而后者MgO含量高于8%。含石榴子石與不含石榴子石基性麻粒巖的平均 MgO含量分別為6.60%(25個標本)和10.82%(28個標本)。在SiO2-MgO含量投圖上(圖 9a), 不含石榴子石的基性麻粒巖與含石英的中性麻粒巖數據點構成 MgO含量隨 SiO2增加而逐漸減小的整體趨勢, 而含石榴子石基性麻粒巖明顯地偏離上述趨勢, 落在趨勢線之下。與不含石榴子石基性麻粒巖相比, 含石榴子石麻粒巖明顯地含更多的 FeO+Fe2O3和更低的 Mg#(Mg#=100×Mg/(Mg+Fe))(圖9c)。此外, 上述三種麻粒巖的綜合數據也表現出CaO含量隨SiO2含量增加而逐漸降低的趨勢(圖9d)。

通過圖 9, 我們還將新疆榆樹溝麻粒巖構造巖片的平均化學成分與全球下地殼(Rudnick and Fountain, 1995)、下地殼包體(Rudnick and Taylor,1987; Condie and Slverstone, 1999; Downes, 1993)、高壓麻粒巖地體(Rudnick and Presper, 1990)的平均化學成分進行了對比。比較發現, 榆樹溝麻粒巖的平均化學成分(50.17% SiO2, 1.18% TiO2, 16.49%A2O3, 9.62% (FeO+Fe2O3), 0.18% MnO, 8.30% MgO,11.27% CaO, 2.29% Na2O, 0.37% K2O, 0.12% P2O5)與Rudnick and Fountain (1995)總結概括的全球下地殼成分模式(53.40% SiO2, 0.82% TiO2, 16.90% A2O3,8.57% (FeO+Fe2O3), 0.10% MnO, 7.24% MgO, 9.59%CaO, 2.65% Na2O, 0.61% K2O, 0.10% P2O5)非常接近,雖然前者更基性一些, 這是因為榆樹溝麻粒巖構造巖片來自緊挨著莫霍面的下地殼底部, 而 Rudnick and Fountain (1995)的數據卻是25~40 km深度范圍內下地殼成分的總平均值, 即使在下地殼之內, 基性成分往往隨深度呈增加趨勢。此外, 榆樹溝麻粒巖構造巖片似乎比由火山巖帶到地表的麻粒巖包體(Rudnick and Taylor, 1987; Condie and Slverstone,1999)更能代表靠近莫霍面的下地殼底部的化學成分, 因為巖漿對圍巖包體的挾持與攜運必然具有一定的選擇性、包體在巖漿中不可避免會遭受一定程度的溶解與分解, 包體與巖漿之間也會發生成分交換與化學反應(Ji et al., 1994)。還有, 那些現今直接暴露地表的麻粒巖地體大多位于前寒武紀的克拉通,其下地殼比起古生代的碰撞造山帶的下地殼含有較少的基性成分(Griffin and O’Reilly, 1987)。例如, 加拿大地盾上的Kapuskasing下地殼剖面(Shaw et al.,1994), 其化學成分較新疆榆樹溝麻粒巖成分更偏中性, 含58.3% SiO2, 0.65% TiO2, 17.4% A2O3, 7.09%(FeO+Fe2O3), 0.12% MnO, 4.36% MgO, 7.68% CaO,2.7% Na2O, 1.47% K2O, 0.24% P2O5, 因為 Kapuskasing剖面的角閃巖相變質巖(主要是英云閃長巖及其片麻巖、基性片麻巖和花崗片麻巖)來源于大約20~30 km深度(600~850 MPa), 其下還有約20 km厚度(30~50 km深度)的麻粒巖相下地殼(以基性麻粒巖為主, 輔以副片麻巖和斜長巖)尚沒有抬露地表(Percival et al., 1992 ; Moser and Heaman, 1997), 總體趨勢是, 越向下基性成分越多?；谕瑯拥脑?蘇格蘭太古宙Lewisian雜巖中Sourian麻粒巖的成分亦明顯地偏中性: 62.9% SiO2, 0.50% TiO2, 16.0%A2O3, 5.4% (FeO+Fe2O3), 0.08% MnO, 3.50% MgO,5.80% CaO, 4.50% Na2O, 1.0% K2O, 0.19% P2O5(Weaver and Tarney, 1984)。南非 Kaapvaal克拉通(~2.7 Ga)來自深度>30 km的下地殼的巖石包體多為變質泥巖等超高溫麻粒巖, 而缺少基性麻粒巖(Schmitz and Bowring, 2003), 而且該地區下地殼的P波速度亦相對較低(6.5~6.7 km/s, Durrheim and Green, 1992), 目前流行的說法是, 原先的基性下地殼已經轉變成密度大的榴輝巖折沉到地幔之中(Kay and Kay, 1993; Niu and James, 2002 ; 嵇少丞等,2008)。類似的現象或過程還出現在澳大利亞西部的Yilgaren克拉通(Drummond, 1988)和中國華北克拉通(張旗等, 2006; 路孝平等, 2004)。但是, 榆樹溝麻粒巖的巖性資料與北美洲的 Wyoming克拉通(Gorman et al., 2002)和北歐Baltic 地盾(Luosto and Korhonen, 1986 ; Luosto et al., 1990)的下地殼成分數據相吻合, 亦與由全球大陸下地殼(25~40 km深度)地震波速反演得到的巖性數據(Christensen and Mooney, 1995)相吻合(7% 英云閃長片麻巖, 93% 基性巖, 包括角閃巖、含石榴子石或不含石榴子石的基性麻粒巖), 說明至少在志留紀–泥盆紀時新疆中天山南緣下地殼以基性巖石為主, 尚沒有發生顯著的拆沉作用。

圖 9 榆樹溝三種類型麻粒巖化學成分的比較(藍色方塊: 含石榴子石的基性麻粒巖; 紅色圓圈: 不含石榴子石的基性麻粒巖; 綠色三角: 含石英的中性麻粒巖; 黑色圓圈: 榆樹溝麻粒巖的平均成分; 黑色菱形方塊: 四組不同作者1. Rudnick and Taulor, 1987; 2. Condie and Selverstone, 1999; 3. Rudnick and Presper, 1990; 4. Rudnick and Fountain,1995)建議的下地殼模式成分)Fig.9 Variations of MgO (a), FeO+Fe2O3 (b), CaO (c), Al2O3 (d), Na2O+K2O (e) and Mg# (f) versus SiO2 contents for three types of granulites from the Yushugou Massif (Blue squares: Garnet-bearing mafic granulite; Red dots:Garnet-free mafic granulite; Green triangles: Quartz-bearing intermediate granulite; Black dot: Average composition of all the granulites from the Yushugou Massif; Black diamonds: Model compositions of the continental lower crust proposed by 1. Rudnick and Taulor, 1987; 2. Condie and Selverstone, 1999; 3. Rudnick and Presper, 1990; 4. Rudnick and Fountain,1995)

我們理論計算了榆樹溝三類麻粒巖在無蝕變、無空隙、無裂隙理想狀態下的地震波性質(表 1, 圖10、11)。造巖礦物的多晶集合體的彈性系數取自Ji et al. (2002, Table 1.1, p32)。含石榴子石與不含石榴子石麻粒巖的密度(ρ)分別為 3.036±0.059 g/cm3和2.956±0.054 g/cm3(圖10)。含石榴子石與不含石榴子石麻粒巖的Vp分別為 7.091±0.127 km/s和 6.934±0.067 km/s(圖11), 介于全球大陸下地殼Vp的變化范圍之內(6.9~7.2 km/s, 經溫度與壓力校定,Christensen and Mooney, 1995; Carbonell et al., 2013;Rabbel et al., 2013; Wang et al., 2013), 亦說明從全球范圍地震波速測量值的統計結果來看, 大陸下地殼的巖性應該相當于新疆榆樹溝的基性麻粒巖。含石英的中性麻粒巖,ρ=2.926±0.113 g/cm3,Vp=6.753±0.143 km/s,Vs=3.942±0.144 km/s,Vp/Vs=1.715±0.069,對應的泊松比ν=0.240±0.030, 這樣的中性麻粒巖在榆樹溝高壓變質巖片中的比例<5%, 在全球大陸下地殼中的平均體積分數亦不應高于 5%~10%。Vp=6.7~6.8 km/s的大陸下地殼僅出現在個別地區,例如, 南非的Kaapvaal克拉通(Durrheim and Green,1992 ; Niu and James, 2002)、澳大利亞的Yilgaren克拉通(Drummond, 1988)和中國華北克拉通(Gao et al.,1998), 這些地區的下地殼內長英質和中性麻粒巖的體積含量可能高達40%~50%, 原因是原先的基性巖石已經轉變成榴輝巖拆沉到地幔之中。

周鼎武等(2004)和李天福等(2011)采用SHRIMP方法研究了榆樹溝基性麻粒巖中鋯石核部與幔部的206Pb/238U年齡。另外, 楊經綏等(2011)測量的榆樹溝變形斜長巖(樣品號 07Y759)和變質輝長巖(樣品號07Y773)亦同樣屬于基性麻粒巖。綜合這些作者的鋯石206Pb/238U 年齡數據, 并對照其陰極發光圖, 發現鋯石邊部的年齡相對集中, 為 380~420 Ma(圖12a), 代表其麻粒巖相峰期變質的時代; 而鋯石核部的年齡卻相當離散, 除了有380~420 Ma的數據之外, 還有1520 Ma, 1170 Ma, 850 Ma, 680~700 Ma,620~640 Ma, 590 Ma, 530~550 Ma, 510Ma和 425~460 Ma的年齡(圖12b), 說明鋯石來源非常復雜, 含這些鋯石的麻粒巖的原巖不可能是與蛇綠巖套有關的單一巖漿成因的洋脊拉斑玄武巖或鎂鐵質堆晶巖,而極可能是陸殼碎屑物質(變沉積巖)或上地幔部分熔融的玄武巖漿對下地殼多期多階段的底侵作用(Underplating)及其后來疊加的高溫高壓變質作用的共同產物, 就如那些來自南非太古宙Kaapvaal地臺(Schmitz and Bowring, 2003)、加拿大中部Superior地盾(Moser and Heaman, 1997)和西北部Slave地臺(Davis, 1997)下地殼包體所揭示的復雜的地質過程一樣。過去持“蛇綠巖套”觀點的學者往往把這套麻粒巖看成是同一時代形成的大洋玄武巖、輝長巖或輝綠巖隨大洋巖石圈俯沖 40~50 km深度經高壓變質, 然后折返到地殼淺部的產物(王潤山等, 1999a, b;王居里等, 1999; 董云鵬等, 2001; 周鼎武等, 2004)。這樣的基性麻粒巖極可能來自于大陸下地殼, 如何與作為大洋地殼的“蛇綠巖套”中的超基性巖疊合到一起？這是持“蛇綠巖套”觀點的學者迄今尚無法解釋的關鍵問題, 因為“蛇綠巖”是活動大陸邊緣沒能隨大洋巖石圈俯沖下去而被強刮下來的洋殼, 它連帶一部分洋盆莫霍面之下地幔頂層的橄欖巖殘留于兩個板塊之間的縫合帶, 往往僅遭受很低的變質作用(Nicolas, 1989; 楊經綏等, 2011)。我們認為, 榆樹溝的橄欖巖本來就不是來自洋殼之下的上地幔, 而是大陸巖石圈的上地幔。如此這般, 榆樹溝的基性麻粒巖–橄欖巖組合的地體代表逆沖剪切帶中先后被擠出、來自殼–幔過渡帶的兩個構造透鏡體, 每一個構造透鏡體都包含南天山地塊莫霍面之上屬于下地殼的基性麻粒巖和之下屬于上地幔的橄欖巖。換句話說, 在榆樹溝地區, 南天山地塊古生代的大陸莫霍面由于陸內逆沖和構造擠出(Tectonic intrusion)作用在現今的榆樹溝地區直接出露地表, 原來中天山地塊和南天山地塊同屬塔里木板塊, 它們之間可能不存在一個所謂的古海洋。

表 1 新疆榆樹溝古生代大陸莫霍面上下的下地殼麻粒巖(含與不含石榴子石的基性麻粒巖與含石英的中性麻粒巖)與上地幔橄欖巖(方輝橄欖巖、二輝橄欖巖與單輝橄欖巖)地震波性質Table 1 Seismic properties of granulites (garnet-bearing and garnet-free mafic granulites and quartz-bearing intermediate granulites) and mantle rocks (lherzolite, harzburgite and wehrlite)

圖 10 榆樹溝麻粒巖(a, 含與不含石榴子石基性麻粒巖和含石英中性麻粒巖)和橄欖巖(b, 方輝橄欖巖、二輝橄欖巖與單輝橄欖巖)的密度分布直方圖Fig.10 Histograms for the densities of granulites (a,garnet-bearing and garnet-free mafic granulites and quartz-bearing intermediate granulite) and peridotites (b, harzburgite, lherzolite and wehrlite) from the Yushugou Massif

1.3 綠片巖–低角閃巖相的變沉積巖

圖 11 榆樹溝麻粒巖(左邊: 含與不含石榴子石基性麻粒巖和含石英中性麻粒巖)和橄欖巖(右邊: 方輝橄欖巖、二輝橄欖巖與單輝橄欖巖)的P波速度(a, e), S波速度(b, f), Vp/Vs 比值(c, g)和泊松比(d, h)的分布直方圖Fig.11 Histograms for the P-wave velocities (a and e), S-wave velocities (b and f), Vp/Vs ratios (c and g) and Poisson’s ratios (d and h) of the granulites (left: garnet-bearing and garnet-free mafic granulite’s and quartz-bearing intermediate granulite) and peridotites (right: harzburgite, lherzolite and wehrlite) from the Yushugou Massif

圖12 榆樹溝基性麻粒巖中鋯石邊部(a)和核部(b)的206Pb/238U年齡分布直方圖(原始資料取自楊經綏等, 2011; 李天福等, 2011; 周鼎武等, 2004)Fig.12 Histograms for the 206Pb/238U ages of zircon grains (a, mantle; b, core) from the mafic granulites from the Yushugou Massif (Data fromYang et al., 2011; Li et al., 2011; Zhou et al., 2004)

榆樹溝橄欖巖體的南側是綠片巖–低角閃巖相的變沉積巖(圖1、2b), 主要是構造片巖、長英質細粒糜棱巖和大理巖, 對應的原巖估計為中酸性火山巖(凝灰巖)、泥巖、雜砂巖、碳酸鹽等。在先前的文獻中這套變沉積巖統稱為中上泥盆統的地層, 其實尚缺嚴格的制約。例如, 這套變沉積巖曾被斜長花崗巖脈侵入, 然后一起變形, 斜長花崗巖脈被剪切成布丁, 用 SHRIMP方法測定這些斜長花崗巖布丁中鋯石年齡介于419~450 Ma, 平均年齡為439 Ma(楊經綏等, 2011), 說明這套變沉積巖原巖的形成時代至少應老于晚奧陶世, 甚至更可能為寒武紀。這套變沉積巖在北東側與橄欖巖呈構造接觸關系, 但在其東南側被尚未變形的花崗巖體(鋯石結晶的 U-Pb年齡為259~267 Ma, 王潤三等, 1999a)侵入(圖1、2)?；谝巴庥^察, 這套變質沉積巖最主要的變形特征就是形成一系列尺度不等的倒轉或平臥的緊閉、同斜、直至無根的褶皺(圖13), 說明這套巖石經受了極其強烈的構造擠壓縮短。褶皺軸面系統地向NE方向傾斜, 指示這些褶皺是由區域性從NE向SW方向強烈的推覆作用形成的, 這一結論也與野外觀察的各式剪切旋轉標記(例如, S-C構造、旋轉巖脈、非對稱性的布丁構造等)一致。野外與顯微鏡下觀察表明, 這套變質沉積巖記錄了較完整的從塑性到半脆性再到脆性變形的演化過程(圖 14), 早期的塑性變形形成透入性的晶粒形狀組構——擠壓面理與拉張線理, 石英、云母、方解石、綠泥石等皆作位錯蠕變, 造成晶格旋轉、彎曲、定向排列及其晶界遷移的重結晶作用, 在應變強烈集中的剪切帶內形成顆粒很細的糜棱巖。半脆性變形主要表現為,在原先塑性變形所致的晶粒形狀組構之上又重新疊加了流體參與的溶解–搬運–結晶過程形成的系列構造, 例如, 選擇性溶解形成的非透入性間劈理(圖14b)、雁形排列的長透鏡狀的石英脈(圖 14c-d)等。沿著這些構造劈理(即與最大構造主應力 σ1方向垂直或呈高角度相交的面), 易溶的礦物如石英, 被流體搬運到與最小構造主應力σ3方向垂直或呈高角度相交的拉分部位(高壓流體所致的張破裂)沉淀下來;而那些難溶的礦物如云母、綠泥石、黃鐵礦等暗色礦物則在與最大構造主應力σ1方向垂直或呈高角度相交的面上相對集中起來, 形成暗色的構造劈理。除了上述的單個脈呈透鏡體狀、多條脈呈雁形排列組合、充填于半脆性或脆性張破裂的晚期石英脈體之外, 綠片巖–低角閃巖相變質沉積巖中至少還有一期早期的高溫石英脈體, 它們普遍發生了強烈的褶皺(圖 13e-f, 14b), 呈復雜的腸狀或非對稱狀的褶皺串或布丁串。據流體包裹體研究(劉斌和錢一雄,2003), 晚期的石英脈體大概形成于溫度 125~410 ℃和壓力 80~400 MPa的條件下, 對應于深度3~15 km。

圖 13 榆樹溝綠片巖–低角閃巖相變沉積巖的特征變形構造(NE向傾斜的面理、高角度側伏的拉張線理、倒轉或平臥的緊閉與同斜褶皺等)的野外照片Fig.13 Field photographs showing the characteristic deformation structures (e.g., NE-dipping foliation, down-dip lineation, overturned and recumbent, tight to isoclinal folds) of the greenschist-lower amphibolite-facies metasediments, indicating a top-to-SW thrusting, in the Yushugou Massif

在上述的綠片巖–低角閃巖相變質沉積巖中,存在少量變形程度相對較弱的含角閃石和白云母的斜長花崗巖(Plagiogranite), 其中石英與白云母經受強烈的重結晶作用, 地表露頭上巖石蝕變風化極其嚴重, 楊經綏等(2011)從中分選了 16顆鋯石, 采用SHRIMP和LA-ICP-MS方法測定鋯石的U-Pb年齡為439 Ma, 并將其作為南天山洋盆地殼或榆樹溝蛇綠巖形成的年齡。斜長花崗巖侵入到沉積巖之后,一同在綠片巖–低角閃巖相的變質條件下發生了變形。斜長花崗巖的形成似乎與蛇綠巖形成毫無關系,其鋯石結晶年齡亦不能代表榆樹溝橄欖巖體或南天山洋盆地殼形成的時代。

2 討 論

徐向珍等(2011)認為新疆榆樹溝的橄欖巖為“形成于大洋中脊、后又經過俯沖帶流體改造、并伴生有島弧火山巖的蛇綠巖”, 楊經綏等(2011)主張“新疆榆樹溝的高壓麻粒巖不屬于蛇綠巖組合”。對于這些形成深度極淺的海洋地殼(蛇綠巖)又是如何與南天山北緣的深地殼高壓麻粒巖走到一起之類的問題,這些作者沒有深究。西北大學的研究者(王潤三等,1999a, 2003; 王居里等, 1999; 王焰等, 1999; 董云鵬等, 2001; 周鼎武等, 2004)認為, 榆樹溝橄欖巖–基性麻粒巖地體是俯沖到40~50 km深度, 經受麻粒巖相變質作用, 然后折返剪切抬升至地表的蛇綠巖殘片, 后期疊加了角閃巖相退變質作用。但是, 對于該地體進入“俯沖帶”之前是否曾是蛇綠巖套——大洋地殼巖石、與基性麻粒巖伴生的橄欖巖是否亦曾先發生深俯沖然后再折返地表、這些基性麻粒巖的原巖是否就是蛇綠巖等繞不過去的問題, 尚沒有引起足夠的重視。據 1972年美國地質學會彭羅斯(Penrose)會議給出的蛇綠巖定義, 蛇綠巖必須為一套特殊的基性巖至橄欖巖的共生組合, 具有與現代大洋洋殼可以直接對比的完整的蛇綠巖剖面, 即從底部向上的層序依次為“構造化橄欖巖”層(即變形橄欖巖層)、超鎂鐵堆積巖層、鎂鐵堆積巖層、席狀巖墻雜巖層和枕狀熔巖層。但是, 在榆樹溝地區, 不僅堆晶巖沒有, 而且亦缺少巖墻群。為了硬湊出一個蛇綠巖套來, 有人甚至把橄欖巖體北側的塑性變形的、年齡分布復雜(圖12b)的基性麻粒巖當作蛇綠巖套中的層狀鎂鐵質堆積巖(姜常義和李良辰, 1990;楊經綏等, 2011), 再把其南側的遭受綠片巖–低角閃巖相變質的極可能是寒武紀的火山–沉積巖(長英質片巖、千枚巖、大理巖、變質中酸性火山碎屑巖、變質礫巖等)當做晚奧陶世–早志留世蛇綠巖套中的細碧巖和硅質巖(吳文奎等, 1992; Windley et al.,1990; 馬瑞士等, 1993), 顛倒了蛇綠巖剖面應有的巖性順序。正如楊經綏等(2011)所說, “麻粒巖相變質巖的原巖可能不是榆樹溝地區晚奧陶世–早志留世蛇綠巖洋殼, 而是陸殼物質和陸殼物質中早期存在的基性巖類”。

(a) 構造片巖中的S–C構造, 指示上盤向SW方向逆沖; (b) 早期的石英脈塑性變形成褶皺, 后被壓溶形成的間劈理切割; (c) 充填于雁行排列的拉張破裂中的石英脈, 指示上盤向SW方向的剪切; (d) 糜棱巖中透鏡狀石英脈的顯微照片。(a) S–C structures in the schist, indicating a top-to-SW shear; (b) a folded quartz vein cut by pressure solution-related disjunctive cleavage; (c) quartz veins filled in tension gashes in en-echelon arrangement, indicating a top-to-SW shear; (d) polycrystalline quartz filled in a tension gash. Shear sense shown by arrows.

還有的人只研究榆樹溝的橄欖巖, 把其當作形成于大洋中脊(MOR)和俯沖帶上盤(SSZ)的“蛇綠巖”, 以說明南天山與中天山之間有個名叫南天山的古海洋的消失。例如, 楊經綏等(2011)和徐向珍等(2011)把榆樹溝麻粒巖當成“一個很特殊的構造塊體”, 認為它“不屬于蛇綠巖的組合”, 因為麻粒巖僅出現在榆樹溝“蛇綠巖”北部。其實, 麻粒巖不僅僅出現在榆樹溝橄欖巖體的北部, 還出現在其中部(圖 1)。楊經綏等(2011)認為“前人誤把榆樹溝麻粒巖當做蛇綠巖來研究”, “其實對榆樹溝蛇綠巖沒有真正做過研究工作”。楊經綏等(2011)和徐向珍等(2011)的上述解釋似乎忽略了該地區麻粒巖與橄欖巖之間緊密共生的關系。盡管如此, 這些作者還是把麻粒巖相變質–變形的斜長巖(基性麻粒巖)鋯石核部的206Pb/238U年齡(419~452 Ma, 平均 435±2.8 Ma)作為奧陶紀–志留紀的洋盆形成時代, 又把麻粒巖相變質–變形的鋯石幔部的206Pb/238U年齡(396~405 Ma, 平均 403±1 Ma)作為早泥盆世板塊斜向俯沖和碰撞的時代。

我們認為南天山陸塊與中天山陸塊一起, 本來可能同屬一個板塊, 都是前寒武紀后從塔里木大陸板塊離散出來的塊體(Allen et al., 1993; Gao et al.,1998; Chen et al., 1999; 郭召杰和張志誠, 1993),也就是說哈薩克斯坦–準噶爾板塊和塔里木板塊之間的界線應劃在中天山的北緣。榆樹溝麻粒巖與橄欖巖分別代表志留紀–泥盆紀時所處的大陸地殼莫霍面附近的下地殼底部與上地幔頂部的巖石, 由于應變的局部化, 被剪切分割成兩個構造透鏡體或透鏡狀沖斷巖片, 順著切割整個地殼直達上地幔頂部的韌性剪切帶被擠出, 最終呈固態擠侵到中地殼內綠片巖–低角閃巖相的變沉積巖(構造片巖、長英質糜棱巖)中, 兩個構造透鏡體被剪切疊合到一起。所以, 榆樹溝麻粒巖–橄欖巖地體為研究塔里木板塊北部大陸地殼古莫霍面及其附近巖石的流變學及其地球物理性質提供了一個十分難得的研究基地,畢竟大陸古莫霍面很少直接暴露地表(Carbonell et al., 2013; O’Reilly and Griffin, 2013; Rabbel et al.,2013; Wang et al., 2013)。例如, 利用圖10、11和表1給出的麻粒巖與橄欖巖的地震波速與密度數據,我們可以計算 P波垂直入射莫霍面的反射系數(表2)。方輝橄欖巖(ρ=3.308±0.001 g/cm3,Vp=8.231±0.026 km/s)、二輝橄欖巖(ρ=3.307±0.001 g/cm3,Vp=8.215± 0.029 km/s)和單輝橄欖巖(ρ=3.303±0.004 g/cm3,Vp=8.211±0.091 km/s)的密度與波速相差不大。這些橄欖巖與無論含不含石榴子石的基性麻粒巖接觸總能產生莫霍面上常見的強反射(反射系數>10%)。橫跨莫霍面,Vp/Vs比值亦會發生變化, 基性麻粒巖的Vp/Vs=1.79(ν=0.27), 而 地 幔 巖 的Vp/Vs=1.70(ν=0.24)。

利用主要造巖礦物的晶格優選定向(圖 6a-c)和單晶體的彈性系數(Aleksandrov and Ryzhova, 1961;Alexsandrov et al., 1974), 我們理論計算了榆樹溝一塊典型的方輝橄欖巖標本(樣號 YSG26-10, 含 71%Ol, 25% Opx, 4% Cpx)的地震波速分布圖(圖15), 計算得出Vp的各向異性為 1.5%, 最大的Vs的各向異性也才1.6%, 與那些位錯滑移蠕變的地幔巖相比(Ji et al., 1994, 2002; Saruwatari et al., 2001; Wang et al.,2013), 榆樹溝橄欖巖的波速各向異性低很多, 原因是在后期的應變局部化過程中橄欖石的超塑性變形機制(顆粒邊界擴散與滑移)摧毀早期由位錯滑移蠕變形成的強烈的晶格優選定向。所以, 在應變強烈集中的殼–幔過渡帶中, 橄欖巖的地震波速可能是近乎各向同性的。

表2 新疆榆樹溝下地殼麻粒巖與上地幔橄欖巖之間地震波反射系數(%)Table 2 Reflection coefficients (%) at the interfaces between the lower crust granulites and mantle rocks from Yushugou, Xinjiang

圖15 利用造巖礦物組構資料、模式成分和單晶彈性系數理論計算的榆樹溝方輝橄欖巖(標本號YSG2610)的P波波速分布(a)、S波速度各向異性(b)和快波偏振方向(c)(施密特網, 下半球投影)Fig.15 P-wave velocities (a), S-wave velocity anisotropy (b) and fast polarization directions (c) for harzburgite sample YSG26-10 from the Yushugou Massif, calculated from LPO data, modal composition, and single crystal elastic constants of each rock-forming mineral. Equal-area lower hemisphere projections

筆者相信, 本文提供的構造模式亦同樣可以用來解釋其他造山帶中麻粒巖與橄欖巖沿斷裂帶共生的問題。

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