《北大别饶拔寨榴辉岩早期冷却史研究【精品论文大全】 .doc》由会员分享，可在线阅读，更多相关《北大别饶拔寨榴辉岩早期冷却史研究【精品论文大全】 .doc（10页珍藏版）》请在三一办公上搜索。
1、精品论文推荐北大别饶拔寨榴辉岩早期冷却史研究程昊 1,2，陈道公 11 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥（230026）2 同济大学海洋地质教育部重点实验室，上海（200092）E-mail：chenghao摘要：北大别饶拔寨榴辉岩中石榴石存在化学组成分带，它是榴辉岩退变质至麻粒岩相阶 段由两不同组分阳离子扩散交换形成的。用一维平板模型对分带进行了数值模拟，结果表明，从麻粒岩相高温阶段（850）降至 500时大约经历了 15Ma，其主要降温在最初的 6Ma 内，该时段最低平均冷却速率为25/Ma。计算表明，由石榴石组成分带所造成的 SmNd 同位素体系封闭温度不同对微区年龄有一定影响，
2、但全颗粒（多颗粒）石榴石同位素年龄影响不大，其所造成的年龄差异在误差范围内。现有北大别及饶拔寨榴辉岩同位素年龄的不同 除了封闭温度外还和诸多因素有关。 关键词：大别造山带，石榴石，榴辉岩退变质作用，阳离子扩散，冷却速率1引言高温高压岩石在抬升过程中伴随有降温冷却过程，使得具有不同封闭温度的矿物同位素 体系相继达到封闭并开始计时,只要测定一系列具有不同封闭温度矿物的年龄，就能记录岩 石的冷却史，获得相应的 T（温度）t（时间）曲线。研究岩石冷却史的另一种方法是扩散动力学，这种方法目前研究还很少,还不成熟。Lasaga et al 首先从理论上给出了矿物组成环带和变质岩热历史的数学关系1，并提出地
3、质速 率计(geospeedmetry)概念2。地质速率计是通过地质过程中矿物受扩散作用而出现的一种化 学组成分带现象，可以通过反演推断过程速率。主要分为二种，即单矿物速率计和矿物交 换反应速率计。单矿物速率计是指单个矿物晶体在地质过程中呈封闭体系，通过研究其生 长、扩散形成的化学成份分带来反演变质热历史3,4。矿物交换速率计则是通过两个不同矿 物相之间离子扩散交换过程来反演地质过程 2,3。根据不同情况已经提出了各种不同的模 型：如一个扩散速率很慢的矿物相与一个无限大的扩散非常快的矿物相的离子交换模型 6,7；封闭体系中两矿物相离子扩散交换过程之平板模型 1,2；在各种变质作用形成的矿物中以
4、石榴石的组成分带最为常见，它通常表现为均匀的核 部和变化的边部。这是由于高温峰期变质作用时石榴石组成的均一化和冷却过程石榴石与 周围矿物间的阳离子交换及其相对缓慢的粒间扩散所造成的。Duchene et al 用石榴石粒间交 换扩散的集合体模型研究了欧洲波希米亚榴辉岩的矿物分带和抬升历史6，Ganguly et al 用 石榴石平板模型研究了喜马拉雅结晶杂岩中泥质混合岩的抬升冷却过程17。他们的研究表 明，高压、超高压岩体的冷却速率有较大的变化，总是先快后慢，二者可相差一个数量级 以上，它反映了冷却过程和抬升机制的不同。本文分析了北大别地区饶拔寨榴辉岩中石榴子石的化学组成，根据它们的分带特征，
5、采 用改进了的一维平版模型进行 FeMg 阳离子扩散数值模拟，给出了榴辉岩退变质早期冷却 速率，计算了石榴石组成分带对 SmNd 同位素年龄可能带来的影响，讨论了北大别现有 年代学资料及其意义。本课题得到教育部高等学校博士学科点专项科研基金（编号 20040358050）项目的资助。- 10 -2样品地质背景随着研究工作的深入，发现大别山各构造单元具有明显不同的岩石组合特征。目前一般 认为大别造山带自北至南可以划分为五个岩石构造单元（Hacker，2000，Zheng et al, 2005） 8,9：分别是北淮阳绿片岩相带；北大别高温超高压麻粒岩相带；中大别（中温）超高压榴 辉岩相带，南大别
6、低温超高压榴辉岩相带和宿松低温高压兰片岩相带，但认识不完全一致。 中大别超高压榴辉岩相变质带普遍发育柯石英，某些地区出现金刚石，反映了它们的俯冲深 度大。北大别的构造属性只是在近年来才被认为和中、南大别一样经历了超高压变质作用， 因为近年也在北大别地区发现了榴辉岩10-12，但它们分布有限，很少有柯石英。最近北大别 也报道有金刚石，但发现地点位于中、北大别交界的百丈崖榴辉岩内，属性有争议。人们普 遍相信大别山东段这几个岩石单元是互相叠置在一起的构造岩片。铙钹寨岩体位于安徽省霍山县北大别地块北缘，北邻桐柏磨子潭边界断裂，是北大别 镁铁-超镁铁岩带中最大的岩体。岩体北西走向呈长条状，出露面积约 2
7、.80.5km2。采集的 样品产于面理化的橄榄岩中，外围是条带状的片麻岩，主要矿物有绿辉石、石榴子石、透辉 石、斜方辉石、金红石、尖晶石、石英、角闪石、斜长石及不透明矿物。根据岩相学研究， 早期矿物组合为绿辉石，石榴子石及金红石。一部分石榴石边部发育斜方辉石和斜长石的冠 状后成合晶，外围是角闪石+斜长石组成的后成合晶。斜方辉石主要产于石榴石边部的后成 合晶中，绿辉石以包体的形式产于石榴石或基质中，基质中绿辉石大部分已经退变为透辉石， 没有完全退变质的则表现出环带结构（图 1a,b），表明岩体曾经历了榴辉岩相变质作用，并 保留了该阶段的部分信息。图 1 饶拔寨榴辉岩中石榴石显微结构徐树桐等根据矿
8、物组合及结构特征13,14，认为饶拔寨榴辉岩经历了从峰期榴辉岩相、早 期麻粒岩相至角闪岩相的三个变质演化阶段，与中、南部超高压带榴辉岩退变质作用的主要 区别是角闪岩相之前还存在麻粒岩相变质阶段。Xiao et al.则将其分成峰期榴辉岩相阶段、 重结晶榴辉岩相阶段、麻粒岩相阶段和角闪岩相阶段等 4 个演化阶段15。对各阶段的温压 状态，不同研究者给出的结果不尽相同，大致有榴辉岩相变质：压力从1.4GPa 到2.5GPa， 温度从 680到 897；麻粒岩相变质：压力从 0.8GPa 到 1.5GPa，温度从 800到 950；角闪岩相变质：压力从0.5GPa 到1.0GPa，温度从 500到
9、65012-13,15-16。在我们采集的样品中亦观察到许多钠质单斜辉石的核部常有定向排列的针状石英出溶现象，其边部常退变质成透辉石（图 1c），说明样品曾经经历过超高压变质阶段，其压力可能2.5GPa 17,18。由 上面的温压资料可见，饶拔寨经历了高温、超高压变质过程，岩体从榴辉岩相退变质至麻粒岩相变质阶段是一个升温过程。因此岩体的冷却发生在麻粒岩相变质之后。尽管各变质阶段温、压环境限定还不是十分准确，但可以近似的把 850作为饶拔寨榴辉岩高温麻粒岩相退 变质温度的下限。3分析数据在岩相学观察的基础上，对饶拔寨退变质榴辉岩样品中的石榴石化学成分进行了分析， 挑出最有希望存在成份分带的颗粒进
10、行电子探针线扫描分析。根据石榴石颗粒大小的不同， 扫描步长选择在 220m 之间。大量分析结果表明石榴石的成份分带并不理想，它们的化学 组成大体上是均一的（图 2）。一些颗粒的边部，其成分有向低 Mg 高 Fe 变化的趋势，由于 多数石榴石退变质现象比较严重，其边部多具后成合晶，因此成分环带应当是元素扩散与矿 物反应两者的共同结果，无法单纯用扩散动力学理论进行模拟。我们在一颗石榴石中发现一 种特殊的“纤维状”短距离成份分带现象(图 3)，石榴石成份分带区域与其中的微裂隙呈近平 行关系。测定的该分带区域长度约 30m，我们对每 1m 距离进行一次分析，所得主成分结 果列于表 1 中（所有分析工作
11、在美国 Arizona 大学地质科学系电子探针实验室完成）。Perchuk 在研究哈萨克斯坦 Kokchetav 地区超高压岩榴辉岩时就已经发现这一类沿裂隙两边存在分 带现象19，他解释此类分带现象为早期石榴石中微裂隙被新组份充填后在降温过程中由于 两组分成分不同所导致的离子扩散交换所致。饶拔寨榴辉岩石榴石成份分带特征与 Perchuk 所研究的超高压岩体中发现的石榴石分带有相似之处，可以进行类似的模拟。我们在对该分 带石榴石建立相应扩散模型基础上，进行了必要的数学变换，采用不同的数值解法，给出了 与岩体冷却速率的有关信息。0.60.50.40.30.20.10.00 400 800 1200
12、16002000m0.60.50.40.30.20.10.00 200 400600mGrs Sps PrpAlm0.60.50.40.30.20.10.00 40 80 120 160200m图 2 饶拔寨榴辉岩石榴石成分环带（原始数据略）0.6RBZ0.50.40.30.20.10.00 5 10 15 20 25 30mGrsSpsPrpAlm图 3 石榴石的组份与 BSE 图（右侧）（分析区域位于 BSE 图中的浅色处）图 4 饶拔寨石榴石扩散模型表 1 饶拔寨石榴石电子探针线扫描数据SiO2TiO2Al2O3Cr2O3FeOMnOMgOCaONa2OTotal40.120.0320.
13、980.0223.470.897.377.270.02100.1740.230.0120.680.0123.450.797.357.260.0099.7840.100.0220.870.0123.420.797.347.200.0399.7740.160.0320.950.0323.151.297.307.210.09100.2040.190.0320.880.0223.250.987.487.190.01100.0340.010.0021.370.0023.151.197.557.150.03100.4539.740.0121.570.0123.181.027.657.250.07100.5
14、039.610.0121.630.0222.810.937.807.300.10100.2239.580.0021.530.0323.610.878.007.200.09100.9139.760.0221.610.0522.580.968.127.170.04100.3139.850.0521.770.0122.610.508.207.250.04100.2839.710.0021.720.0222.850.868.407.080.06100.6939.800.0021.620.0022.360.758.656.750.0399.9739.380.0621.650.0122.770.628.6
15、17.170.05100.3239.720.0222.080.0022.230.618.796.340.0599.8439.860.0121.680.0121.690.768.777.190.06100.0339.280.0122.000.0421.840.598.827.190.0199.7839.500.0121.800.0321.850.568.857.190.0099.7939.140.0221.750.0222.160.568.847.110.0199.6239.970.0222.000.0222.640.798.987.180.01101.6039.690.0021.620.062
16、3.320.668.757.410.07101.5839.840.0121.910.0621.680.708.887.300.07100.4539.560.0221.940.0022.730.678.797.440.02101.1839.450.0321.850.0222.710.608.837.480.00100.9839.220.0222.050.0022.180.658.697.540.05100.4139.500.0221.980.0421.830.688.867.280.03100.2238.950.0221.710.0122.500.878.667.200.0499.96Si Ti
17、 Al Cr Fe3+ Fe2+ Mn Mg Ca Na3.0840.0021.9010.0010.0001.5090.0580.8440.5990.0033.1060.0011.8810.0010.0001.5140.0520.8460.6000.0003.0940.0011.8980.0010.0001.5110.0520.8440.5950.0043.0860.0021.8970.0020.0001.4870.0840.8360.5940.0133.0920.0021.8930.0010.0001.4960.0640.8580.5930.0013.0620.0001.9280.0000.
18、0001.4820.0770.8610.5860.0043.0350.0011.9420.0010.0001.4810.0660.8710.5930.0103.0280.0011.9490.0010.0071.4520.0600.8890.5980.0153.0080.0001.9290.0020.0671.4330.0560.9060.5860.0133.0340.0011.9440.0030.0001.4410.0620.9230.5860.0063.0370.0031.9560.0010.0001.4410.0330.9320.5920.0063.0150.0001.9440.0010.
19、0351.4160.0550.9500.5760.0093.0380.0001.9450.0000.0001.4280.0490.9840.5520.0042.9970.0031.9420.0010.0651.3840.0400.9770.5840.0073.0300.0011.9850.0000.0001.4190.0401.0000.5180.0073.0340.0011.9450.0010.0001.3810.0490.9950.5860.0092.9960.0011.9780.0020.0281.3650.0381.0030.5870.0013.0130.0011.9600.0020.
20、0101.3840.0361.0060.5870.0002.9930.0011.9600.0010.0521.3650.0371.0080.5820.0012.9990.0011.9450.0010.0551.3650.0501.0040.5770.0012.9840.0001.9160.0040.1221.3440.0420.9810.5970.0103.0170.0011.9560.0040.0161.3580.0451.0020.5920.0102.9820.0011.9490.0000.0881.3450.0430.9880.6010.0032.9800.0021.9450.0010.
21、0921.3430.0390.9940.6060.0002.9760.0011.9710.0000.0831.3240.0420.9830.6130.0073.0000.0011.9670.0020.0331.3530.0441.0030.5920.0042.9730.0011.9530.0010.1051.3320.0560.9850.5890.0064模型对于象图 3 这样的成分环带，可以用一维平板模型（图 4）示意。假定初始组成为 C1和 C2 的两种石榴石，它们之间的阳离子交换扩散服从 Fick 第二定律，数学描述为：Cit2C= Dix2.1Ci 为元素 i 的浓度， x 为离开某一
22、石榴石中心的距离， D 为扩散系数，引入变量 t ，有t =t D( )d.2h20h 为转换带半宽度（图 4），令 x = x / h ，扩散方程可简化为：C2C.3 i = i t x 2由于发生扩散的仅是两个主要组份 Mg 和 Fe，因此可以近似视作二元扩散，用 Mg#（Mg/（Mg+Fe2+）值来处理，其扩散系数可以通过 Fe 和 Mg 的自扩散系数来计算：有DFe D Mg ln iDFeMg =XD+ X D(1 +)4XMg MgFe Felni对于 Alm-Prp 固溶体，方程活度项校正可以忽略。设初始条件 ( x ) = C ( x , t = 0) ：C( x , t =
23、0) = C1 ,| x | 1;C( x , t = 0) = C2 ,| x | 1;5C1和C2 分别为转换带两侧的初始组成。由于组份的扩散调整是在石榴石内部进行的，就石 榴石而言是一个封闭体系。很容易通过 Laplace 变换得到方程 3 的解：1( x 2 6C( x , t ) =2积分并代入方程 5，有： t exp( )4t ) ( )dC( x , t ) = C+ C2 C11 x 1+ x 7erf() + erf ()1这里， erf ( z) 为误差函数。5结果及讨论22 t 2 t C =42.6142t=5Mg/(Mg+Fe) %t=1t=0.136C =35.8
24、2 图0 1 23 x=x/h图 5 石榴石 Mg值的扩散调整模拟由实测资料（表 1），模型中 C1 和 C2 的 Mg值分别为 42.6%和 35.8%，采用 Ganguly etal.,（1998）的 Fe，Mg 基础数据模型20，取平均 Mg#值 40%。从石榴石 Mg值扩散调整 模拟（图 5）可以发现，当 t = 5 时，两组份的成分差异将基本被消除，而 t 0.1 是对实测 数据的最好模拟。由 t 的定义（式 2）可知 t 和整个调整时间、从而冷却历史相关。前述饶 拔寨麻粒岩相退变质的最低温度估计为 850，我们把此值作为退变质榴辉岩冷却过程开始的初始温度值。同时已知石榴石中 FeM
25、g 扩散交换在约 500时将完全终止22，它相当于角闪岩相阶段的变质温度，因此石榴石的 FeMg 扩散交换交换不能记录角闪岩相 500以下的冷却过程。t 与冷却持续时间的关系如图 6 所示。如上所述 t 0.1 是实测值的最佳模拟，它对应 的时间为 15Ma。它意味着退变质榴辉岩从高温麻粒岩相最高温度冷却到 500历时 15Ma。t10010-1cl osur et=0.110-210-36 m.y.15 m.y.10-2 10-1 100 101 102Timem.y.图 6 冷却时间和 t关系表 2 退变质冷却过程温度-时间- t 关系T ()85082780378075773371068
26、7t ( m.y.)01234567t (10-3)048.874.487.794.496.998.899.6T ()663640617593570547523500t ( m.y.)89101112131415t (10-3)99.699.799.899.899.899.899.899.8仔细分析（表 2）可以发现，当石榴石从 850冷却至 700时， t 的变化已经很小， 接近 0.1 了，它对应的时间约 6Ma（图 6）。这意味着 700之后的组份调整是可以忽略的。 实际上经过 6Ma 时间，矿物内部组份调整在 700左右时已基本完成，进一步的冷却对其 影响甚微。因此，饶拔寨榴辉岩在高温
27、麻粒岩相退变质降温过程中，最初的 6Ma 时间内的 平均冷却速率为 25/Ma。由于 850仅是麻粒岩相变质温度的最低估计，更高的变质温度 得到更大的冷却速率，假定麻粒岩相最高温度为 900，则其冷却速率可接近 40/Ma 以上。而从 700降温至 500的过程中，其冷却速率约为 10/Ma。变质岩 石榴 石成 分环 带 对石榴 石 Sm-Nd 同 位 素体系 的封 闭温 度有 较 大影响 (400900)（Ganguly et al.,1998）20。从扩散角度来看，根据 Ganguly et al 修改 Dodson（1973,1986）的冷却体系封闭温度公式 4,5,20-22，有E=R
28、Tc ( x ) E RT0+ ln M + G( x) + g(x)8T其中 M = RD(，T0T) 0 为初始冷却温度，Ea2c ( x ) 为 x 位置的封闭温度，G( x) 为与矿物几何特征和位置有关的函数， g ( x) 的定义见 Ganguly 的方程（11）22，它是由 M 和G( x) 中的各参数所决定的， 为冷却时间常数，1/ T = 1/ T0 +t ，把 表达式代入 8 式，则有：t( x) =R ln M + G( x) + g(x)9E这样就可以得到石榴石冷却年龄剖面。代入上面模拟得到的冷却速率，在 25/Ma 的情况 下，假定石榴石颗粒直径为 1mm，采用 Gan
29、guly et al.的 Sm-Nd 扩散数据20，G( x)及g ( x) 的 计算见 Dodson 和 Ganguly et al. 4,7 公式，可以求得 1mm 大小的石榴石颗粒中心与边缘的年龄由于扩散作用所导致的时间差为：10t(core rim) = R E(G + g ) 13 Ma而当冷却速率为 40/Ma 时，1mm 直径颗粒的 t (core rim) 9Ma ，由此可见核、边两者存在一定差别。事实上，所有北大别变质榴辉岩岩的 Sm-Nd 年龄都是用多颗粒石榴石获得的，这样 G(rim)及g (rim) 可以用整个颗粒的平均值来代替，这样得到的年龄差对两种冷却速率分别为 t
30、 (core bulk ) 3 Ma |25/ Ma ，和 t (core bulk ) 2Ma |40/ Ma 。而且颗粒越大，差别就越小。从这个结果可以看出，由全颗粒得到的平均年龄与颗粒核部年龄 的差别一般在 Sm-Nd 定年的误差范围内，所以无论其封闭温度为多少，都会给出相同的年 龄，它代表了整个石榴石的平均年龄值。迄今为止，已获得的北大别榴辉岩的同位素年龄非常有限，且对年龄所给出的变质含义 有不同理解11,15,16,21。李曙光等把 24411Ma 的石榴石、绿辉石和全岩等时线年龄视为峰期 变质年龄21，也有把 230Ma 的 U-Pb 谐和年龄看作榴辉岩相峰期变质时间，而把其它北大
31、 别地区的 Sm-Nd 等时线年龄 210Ma 解释为麻粒岩相变质年龄。实际上矿物同位素体系在变 质过程中的封闭程度，不仅取决于温度、颗粒大小及冷却速率，还与晶格的有序度、重结晶 作用、流体作用等非扩散因素有关，这些因素综合在一起，可能就是得到不一致的饶拔寨榴 辉岩年龄的原因。我们认为，244Ma 的年龄应该视为峰期榴辉岩变质年龄的估计，而 230Ma 和 210Ma 的年龄应视为不同退变质阶段的记录，麻粒岩相退变质阶段年龄应当大致介于230210Ma 之间。参考文献1 Lasaga A C. Richardson S M, Holland H D. The mathematics of ca
32、tion diffusion and exchange between silicate minerals during retrograde metamorphism.In: Saxena S K and Bhattacharji.(eds.),Energetics of Geological Processes,Springer,1977. Berlin, 353-3882 Lasaga A C. Geospeedometry: An extension of geothermometry. Adv. Phys. Geochem. 1983. 3:81-1143 Ozawa K. Oliv
33、ine-spinel geospeedometry: analysis of diffusion-controlled mg-Fe-Mg2+ exchanges. Geochim. etCosmochim. Acta,1984.48 : 3597-36114 Dodson M H. Closure profiles in cooling systems Mater. Sci. Forum. 1986. 7:145-1545 Dodson M H. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems.
34、Contri. Mineral.Petrol.1973.40: 259-2746 Duchne S, Albarede S, and Lardeaux J. Mineral zoning and exhumation history in the Munchberg eclogites(Bohemia). Am. J. of Sci.1998. 298:30-597 Ganguly J, Dasgupta S, Cheng W. and Neogi S. Exhumation history of a section of the Sikkim Himalayas, India: record
35、s in the metamorphic mineral equilibrium and compositional zoning in garnet. Earth & Planet SciLett. 2000. 183: 471-486.8 Hacker B R, Ratschbacher, Webb L, McWilliams M O et al. Exhumation of ultrahigh-pressure continental crust in east central China: Late Triassic-Early Jurassic tectonic unroofing.
36、 J. Geophy Res. 2001, B105,13339-133649 Zheng Y F, Zhou J B, W Y B, Xie Z. Low-grade metamorphic rocks in Dabie-Sulu orogenic belt: a passive-margin accretionary wedge deformed during continental subduction. Int. Geol. Rev., 2005, 47,851-87110 徐树桐, 苏 文, 刘贻灿, 等. 大别山北部榴辉岩的发现及其岩性学特征. 科学通报，2000，44（13）：出
37、版社11 刘贻灿，徐树桐，李曙光，等. 大别山北部榴辉岩的地球化学特征和 Sr，Nd 同位素组成及其大地构 造意义. 中国科学，D 辑，2000b，30（增刊）：9910712 刘贻灿, 徐树桐，李曙光.等. 大别山北部镁铁-超镁铁质岩带中榴辉岩的分布与变质温压条件. 地质学报. 2001.75(3): 385-39513 徐树桐，刘贻灿，江来利等. 大别山造山带的构造几何学和运动学M. 2001. pp133.中国科技大学出版 社14 徐树桐，刘贻灿, 吴维平等. 大别山造山带研究的主要进展及存在问题. 自然科学进展. 2001.11(8):796-80315 Xiao Y L, Hoefs
38、 J, van den Kerkhof, A M, Li S G. Geochemical constraints of the eclogite and granulite facies metamorphism as recognized in the Raobazhai complex from North Dabie Shan, China.2001, J metamorph. Geol 19, 3-1916 Tsai C and Liou J. Eclogite-facies and inferred ultrahigh-pressure metamorphism in the No
39、rth DabieComplex,central-eastern China. American Mineralogist. 2000. 85:1-817 Smith D C. Coesite in clinopyroxene in the Caledonides and ts implications for geodynamics, Nature-. 1984.310:641-64418 Smith D. and Barron B. Pyroxene-garnet equilibration during cooling in the mantle. Am. Miner .1991.76:
40、1950-196319 Perchuk A L, Philippot P. Geospeedometry and times scales of high-pressure metamorphism. InternationalGeology Review J. 2000. 42:207-22320 Perchuk A, Philippot P, Erdmer et al., Rates of thermal equilibration at the onset of subduction deduced from diffusion modeling of eclogitic garnets, Yukon-Tanana terrane, Canada. Geology. 1999. 27(6): 531-53421 Ganguly J, Cheng W. and Chakraborty S. Cation diffusion in aluminosilicate garnets: experimental determination in pyroxene-almandine diffusion couples. Contrib
