財富證券楊崇輝

1. （三）塊體縫合帶和拼合歷史

洛南-欒川斷裂帶和商州-官坡-老君山-南召斷裂帶，商丹斷裂帶，勉略斷裂帶（勉略蛇綠構造混雜岩帶或勉略構造帶）和華山-漢南斷裂帶是分割秦嶺中、上部地殼不同性質構造塊體特徵地質界線。其特徵在本書第四章第三節中已有表述。塊體不同時間沿著這些界線拼合或分離構成了秦嶺造山帶的演化歷史。

1.洛南-欒川斷裂帶和商州-官坡-老君山-南召斷裂帶

洛南-欒川斷裂帶和商州-官坡-老君山-南召斷裂帶間為北秦嶺塊體與華北南緣塊體過渡區。該斷裂帶區早期為北秦嶺塊體和華北南緣塊體拼合縫合線。拼合時間由華北南緣張家坪花崗岩體和龍王䃥花崗岩岩體的形成時代和晉寧期寬坪四岔口變質碎屑岩物質組成及北秦嶺地區區域重大地質事件年表可判斷，其年齡可能為古元古代，2000Ma左右。張家坪和龍王䃥岩體為鹼性花崗岩，張家坪岩體形成年齡1980±260Ma左右，龍王䃥岩體2021±33Ma。四岔口雲母石英片岩原岩形成於晉寧期，其物質組成主要為秦嶺岩群變質岩風化物質。這顯示，晉寧期前，北秦嶺塊體已就位於華北南緣塊體之南。另外，2000Ma後，1000Ma前，已獲得同位素年代學資料顯示，北秦嶺地區未見有強烈區域地質事件記錄（張宗清等，1994、2002b）。若這期間，即2000～1000Ma間，北秦嶺塊體與華北南緣拼合，如此強烈地質作用，北秦嶺地區不可能沒有記錄。以上事實表明，北秦嶺塊體和華北南緣塊體拼合時間應在2000Ma左右。

晉寧期，該縫合帶位置為弧後擴張洋盆（詳見第三章有關章節和本章第一節），廣東坪蛇綠岩產出地。燕山期，華北南緣塊體存在向北秦嶺塊體俯沖過程，在洛南-欒川斷裂和商州-官坡-老君山-南召斷裂間北秦嶺塊體和華北南緣塊體過渡帶內有燕山期花崗岩生成。

華北南緣塊體基底，一般認為，屬太古宇太華群，年齡≥2500Ma（陝西省區域地質志，1989；河南省區域地質志，1989；張宗清、黎世美，1998c）。選自該區火山岩中的鋯英石年齡也給予了證明。出露該區洛南一帶的正長斑岩Rb-Sr等時年齡為455±40Ma，Sm-Nd等時年齡為 437±71Ma，Nd 模式年齡 t_DM1384±66Ma，鋯英石逐層蒸發法²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年齡為2626±2Ma。這明顯表明，火山岩形成於古生代加里東期，岩石中的鋯英石是太古宇太華群物質帶入的（張宗清等，1994）。但是，該區的花崗岩Nd模式年齡，體Nd模式年齡t_DM1821～1986Ma；合峪、伏牛山岩體1693～1790Ma。這顯示，塊體下部，除太華群基底外，也存在晉寧期，或古元古代物質。華山花崗岩中含有U-Pb年齡為817±31Ma的鋯英石（表4-2-73、圖4-2-57）。

2.商丹斷裂帶

該構造帶長期作為華北和揚子拼合縫合線。從已獲得蛇綠岩、花崗岩和碎屑沉積岩同位素年代學和地球化學資料看，該帶自晉寧期開始長期活動。①該構造帶是晉寧期洋盆擴張中心。出露該帶花崗岩Nd模式年齡t_DM最年輕，類似形成年齡花崗岩Nd同位素ε_Nd（t）最高，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i最低。②該帶也是晉寧期洋殼消減揚子板塊與華北-北秦嶺復合板塊或南、北秦嶺塊體，拼合縫合界線。③該帶亦是古生代加里東-早海西期揚子-南秦嶺陸塊向華北-北秦嶺陸塊俯沖構造活動帶。④該帶也是秦嶺地表沉積物物質主要供應源區帶。沿商丹斷裂帶南、北陸塊自晉寧期開始長期隆起，風化物質南、北流動，南、北秦嶺、華北南緣地表沉積陸殼岩石物質主體由該區域岩石風化物質組成。

3.勉略斷裂帶（勉略構造帶或勉略蛇綠構造混雜岩帶）

勉略斷裂帶，或勉略構造帶，或勉略蛇綠構造混雜岩帶，由寬約1～5 km多條主幹斷裂為骨架由強烈剪切基質包容大量An

，Z-C，D-C和眾多超鎂鐵質等不同構造岩塊組成（張國偉等，1995b），是晉寧期揚子板塊向華北-北秦嶺復合板塊俯沖拼合後期在揚子克拉通板塊基礎上拉張形成洋盆，隨後洋殼向南俯沖-拼合，而後又於印支期向北俯沖復雜構造活動帶。新獲得的資料是：①出露該構造帶代表性蛇綠岩塊和島弧火山岩塊均形成於晉寧期，年齡873±71～877±78Ma；②揚子北緣碎屑沉積岩同位素年代學和地球化學資料表明，新元古代晉寧期，揚子北緣發生過強烈隆升；③勉略帶南側晉寧期花崗岩發育，漢南侵入雜岩、大安岩體、羅壽河岩體、白雀寺岩體都形成於晉寧期，年齡815～894Ma。同碎屑沉積岩資料，花崗岩同位素年代學資料也表明，837～800Ma左右揚子北緣發生過快速隆升過程（張宗清等，2000、2002 b及本書第四章第二節有關部分）。其隆升速度，據張宗清等（2000，2002b）計算，和大別山高壓變質岩折返冷卻速率接近，最大冷卻速率達39℃/Ma，大別山≈40℃/Ma（Chavagnac and Jahn，1996）；④揚子北緣花崗岩長石Pb同位素組成變化大，北部花崗岩，如五堵門岩體，貧放射成因Pb，其值和勉略帶蛇綠岩，如庄科變質鎂鐵質火山岩，Pb同位素組成十分相似；南部花崗岩，如漢南岩體，和揚子塊體內部和華南花崗岩長石Pb類似，富放射成因Pb（表3-7-3、表4-2-9）。同時該帶也存在一些印支期板塊構造活動證據，如曾有報道，略陽黑溝峽島弧火山岩Sm-Nd等時年齡為242±21Ma，Rb-Sr等時年齡為221±13Ma（李曙光等，1996）；構造帶北部存在印支期花崗岩帶（孫衛東等，2000）；勉縣安子山一帶有印支期麻粒岩形成（張宗清等，2002 a）。這些事實反映，該帶構造活動復雜，且具有多期性。但是，曾認為，印支期，該帶存在一個大的印支洋盆，不一定是事實。該帶代表性具蛇綠岩性質鎂鐵質火山岩都形成於晉寧期。曾作為該帶蛇綠岩形成時代證據的略陽四房壩硅質岩，含石炭紀放射蟲；Sm-Nd等時年齡≈328Ma，I_Nd≈0.51183，相應ε_Nd（t）=-7.6；同樣樣品的Rb-Sr等時年齡≈344Ma，I_Sr≈0.7097（表3-5-22、表3-5-23、圖3-5-37、圖3-5-38）。石炭紀海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 值低於0.7085（Veizer and Compston，1974、1976；Burke et al.，1982；Basaltic Volcanism on the Terrestrial Planets，1982）。硅質岩大大小於0的ε_Nd（t）值和大大高於當時代海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值強烈表明，該時期，該構造帶存在一個大量地幔物質強烈溢出的大洋盆的可能性是不大的。

由上述可以看出，晉寧期，秦嶺各陸塊已經拼合。這時期揚子和中朝克拉通華北陸塊沿秦嶺造山帶可能已發生聯結（任紀舜，1991）。

4.華山-漢南斷裂帶

該斷裂帶被印支-燕山期花崗岩侵佔。自印支期，斷裂帶兩邊東、西秦嶺顯現不同地質面貌。西秦嶺，印支期地質作用強烈，變質火山岩全岩Rb-Sr同位素系統、⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素系統再置，有麻粒岩形成（楊崇輝等，1999；李三忠等，2000；張宗清等，2002a），大量印支期花崗岩侵位。東秦嶺相反，該時期地質作用弱，尚未發現在該區域有印支期花崗岩出露。西秦嶺由於強烈印支期地質作用疊加，地質背景顯得比東秦嶺復雜。

2. 南秦嶺中生代構造-熱事件——深熔淡色脈體的形成

與秦嶺造山帶南緣勉-略印支期縫合帶構造相應，南秦嶺地區中生代岩漿侵入活動十分發育，如王根寶等（1998）報道的形成時代為（212.8±9.4）Ma的岩漿侵入活動事件。另外，前人研究工作還在佛坪地區發現了中酸性麻粒岩的存在，其形成時代為（218±14）Ma（楊崇輝等，1999），這為本地區麻粒岩相變質作用事件的確立提供了重要地質及年代學證據。野外地質調查工作還發現，在南秦嶺佛坪-馬道地區，常見一些副變質岩及花崗質片麻岩中發育深熔淡色脈體，這類淡色脈體的形成不僅反映了深變質作用的存在，而且其中同生鋯石的U-Pb同位素測年結果還被有效地用於確定變質作用的時代（陸松年，1999），為此，本次研究工作選擇在馬道一帶採集深熔淡色脈體，並開展了相應鋯石的ID-TIMS法U-Pb同位素年代學研究工作。

表4-6 深熔淡色脈體（T06）ID-TIMS法鋯石U-Pb同位素年齡分析結果

圖4-4 深熔淡色脈體（T06）ID-TIMS法鋯石U-Pb同位素年齡諧和圖

樣品取樣點位於漢中-留壩縣公路旁岩石斷面，相應淡色脈體呈不規則脈狀或團狀，單個脈體延伸不大，並呈現塑性流變變形特點，其寄主岩為花崗閃長質片麻岩。該淡色脈體中所分選出的鋯石多呈淡黃色、柱狀晶形，相應測年結果見表4-6。共完成6個鋯石測點，其中，1～4號測點位於諧和線上（圖4-4），具有基本一致的²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年齡，相應加權平均值計算結果為（221.7±9.9）Ma，應代表了該深熔淡色脈體的形成時代，而5、6號測點同位素比值測定誤差較大，無明確的年齡指示意義。（221.7±9.9）Ma深熔淡色脈體形成時代的確定，進一步表明南秦嶺地區前中生代岩石曾遭受了強烈的印支期變質作用過程的改造。

3. 深熔作用的一般概念

深熔作用和重熔作用均譯自於英文單詞anatexis，在Robert L.Rates ＆ Julia A.Jackson（1984）主編的《地質學術語詞典》（「Dictionary of Geological Terms」）中，深熔作用被注釋為：原先存在的岩石經歷了粒間的、部分的、不均勻的、差異的或者完全地被熔融。深熔作用通常與高級變質作用相聯系，是一個區域地質事件的演化過程中，處於地殼中深部的變質岩，由於溫度升高、壓力降低、流體加入或構造作用發生導致其部分乃至全部熔融的地質作用和過程（賀同興，1987；程裕淇、楊崇輝等，2004）。深熔作用主要發生於區域變質作用的峰期附近（Jung et al.，2000a，b，2001；Johannes，2003），同區域變質作用一樣，也是區域性的。當然，如果構造作用在深熔作用過程中居主導地位，也可以發生在大型韌性剪切帶中。

深熔作用可以是在封閉體系下進行，熔體來源於發生深熔作用的岩石本身，也可以有深部岩汁（ichor）或外來流體的加入，這也是混合岩研究的早期歷史上發生爭論的兩個觀點。實際上，這是混合岩化作用/深熔作用過程中的兩種客觀現象，可以相伴出現，只是相對於所研究的地質體本身及其尺度而言以一種起主導作用（程裕淇、楊崇輝等，2004）。

深熔作用可以分兩種：存在流體相的熔融和缺乏流體相的熔融。存在流體相的熔融發生在固相線上或固相線附近，熔融涉及的礦物主要是長石和石英，如果是存在於顆粒之間的自由水，這種自由水含量很低，僅能產生少量的熔體（Stevens and Clemens，1993）。飽水熔融通常需要外來含水流體的加入，其盡管可以形成黏度很低的長英質熔體，但與源岩的分離程度低，侵位能力有限，一般不形成大的花崗岩體，但可以產生十分發育的混合岩（Thompson et al.，1995；Jung et al.，2000a，b）。相反，水缺乏的熔融發生遠高於固相線之上，主要涉及含水礦物相如角閃石、黑雲母和白雲母的分解，結果，所形成的熔體通常缺水，而且，所形成的熔體量可以達到30%以上（Clemens，1984），遠遠超過流體相存在情況下形成的熔體。

發生深熔作用的岩石既可以是變質沉積岩和變質火山岩，也可以是早期的變質深成侵入岩（如TTG）（穆克敏等，1989；林強等，1992a，b），總之，組成中下地殼的所有岩石都可以是深熔作用的對象。

深熔作用不僅是形成高級變質區深熔混合岩和深熔片麻岩的主要機制，而且也是地殼中大面積花崗質岩漿形成的主要原因（Kriegsman，2001；賀同興，1987；程裕淇、楊崇輝等，2004），因此，它在地殼分異過程中起了關鍵性的作用（Clements and Hutton，1998）。是形成深熔混合岩還是形成深成岩體取決於熔體的體積和熔體的運移（Brown，1994a；Brown et al.，1995；Kriegsman，2001），熔融程度低，熔體體積小，運移速率低，運移距離短，則形成深熔混合岩或低度深熔岩；熔融程度高，運移距離大，則可以形成深成岩體；如果熔融程度高，但運移距離小或不發生遷移，並且熔體與殘留體還沒有完全分離，則形成深熔片麻岩，它往往與源岩在空間上密切共生。

通常認為變質作用是在基本保持固態的情況下岩石中的礦物組成和組構發生改變形成新的岩石的作用和過程，岩漿作用是指基本處於液態的情況下岩漿的運移、演化（分離、混合）和結晶的地質作用，深熔作用則是介於二者之間、承上啟下的一種地質作用（賀同興，1987；程裕淇、楊崇輝等，2004）。三者之間漸變過渡，但又有一定的重疊，聯系密切，可以發生於同一區域變質地質事件的演化過程中。

4. 高級變質岩石中礦物的標型特徵

要進一步確定高級變質岩石的變質條件，還需要加強礦物標型特徵的研究。同一種礦物的成分、微細結構、形態、物性等常因生成條件不同而異，這些能反應其生成條件的特徵稱為礦物的標型特徵（靳是琴和李鴻超，1984）。礦物的標型特徵的研究通常可以通過顯微鏡觀察、透射電鏡分析、電子探針（EPMA）、同步X射線熒光（SXPF）、質子探針（μPIXE）、二次離子質譜（SIMS）、加速質譜（AMS）、激光剝蝕電感耦合等離子體質譜（LA-ICP-MS）和激光拉曼光譜等多種方法來進行。有關礦物的標型特徵的詳細資料可參考《成因礦物學概論》（靳是琴和李鴻超主編，1984）、《成因礦物學和找礦礦物學》（陳光遠等，1987）和相關的參考文獻，下文簡要介紹高級變質岩中一些常見變質礦物的標型特徵。

1.石榴子石

石榴子石是泥質岩和鎂鐵質岩石中的常見礦物，在鈣硅酸鹽岩中也可出現。由於類質同象的廣泛存在，石榴子石中的化學成分比較復雜，可以出現鎂鋁榴石、鐵鋁榴石、錳鋁榴石、鈣鋁榴石和鈣鐵榴石等端員組分。在泥質岩和鎂鐵質岩石中，石榴子石以前3個端員為主，但在相同變質條件下，鎂鐵質岩石中的石榴子石比泥質岩石中的石榴子石相對富CaO。而在鈣硅酸鹽岩中，則以鈣鋁榴石為主。

石榴子石貫穿於綠片岩相、角閃岩相、麻粒岩相和榴輝岩相的岩石中，除寄主岩石成分的影響外，其礦物化學成分隨著變質條件的改變。目前的研究表明，在泥質和鎂鐵質岩石中，隨著溫度的升高，MnO含量降低，MgO含量增加，盡管由於壓力不同變化程度不同，但這一趨勢普遍存在（靳是琴和李鴻超，1984）。隨著溫度的升高，石榴子石固溶體系列中鈣鋁榴石組分容易分解出來，而使CaO含量降低，但鈣鋁榴石組分在高壓下容易進入固溶體，CaO的含量隨著壓力的增加而增加（Macgregor，1970；Carswell et al.，1993）。索波列夫（Соболев，1970）以1000多個石榴子石化學分析數據為基礎，採用（Gro＋Andr＋Ura）-（Alm＋Spe）-Pyr三角圖解，確定的不同變質相石榴子石的成分區（圖7-2-3）也說明了上述結論。

圖7-2-3 不同變質相的鎂鋁榴石-鐵鋁榴石系列成分區間的綜合圖解

（據Соболев，1970）

1—榴輝岩相；2—麻粒岩相；3—角閃岩相；4—綠簾角閃岩相和角岩相。AA′—為與無鈣的鎂鐵礦物共生的石榴子石（此線以下）和與含鈣的鎂鐵礦物共生的石榴子石。Prp—鎂鋁榴石；Alm—鐵鋁榴石；Sps—錳鋁榴石；Grs—鈣鋁榴石；Adr—鈣鐵榴石；Uva—鈣鉻榴石

變質成因的石榴子石普遍發育有成分環帶，採用現代微區測試技術對石榴子石的主元素和微量元素成分環帶進行詳細研究，可以進一步揭示變質作用的P，T條件和P-T條件的變化。

2.輝石

輝石在高級變質岩中分布廣泛，通常分為斜方輝石和單斜輝石，但由於成分變化很大而形成一系列的輝石亞類。斜方輝石尤其是紫蘇輝石的出現是麻粒岩相變質的標志，一般情況下，斜方輝石的溫度和壓力區間比單斜輝石窄。含有斜方輝石的變質酸性岩和基性岩在溫度不低於750～800℃時形成，僅某些變質超基性和磁鐵石英岩中的鐵斜方輝石可以在650～700℃時穩定。而在高壓下，斜方輝石（紫蘇輝石）可能與斜長石一起轉化為石榴子石和石英。

變質輝石的成分一方面受寄主岩石成分的控制，另一方面取決於形成時的溫壓條件，因而，在成分相同的岩石中，輝石中的Al含量是溫度和壓力的函數，Al含量增高意味著溫壓條件尤其是壓力增高，單斜輝石中的硬玉分子含量增高更是壓力升高的指示劑。

3.角閃石

角閃石是高級變質岩中常見的變質礦物。與輝石一樣，由於成分的變化，可以進一步劃分為許多亞類。目前的研究表明，角閃石可以形成在麻粒岩相、角閃岩相、綠片岩相等不同的變質條件下，並可由其化學成分和光性特徵表現出來。普遍的規律是：①溫度升高，角閃石中的Al^Ⅳ增加，壓力增大，Al^Ⅵ增加；②隨著變質程度的提高，角閃石中TiO₂，K₂O＋Na₂O含量升高；③角閃石N_g方向的顏色與TiO₂含量有關，在低溫（綠簾角閃岩相）條件下為藍綠色，在較高溫度（角閃岩相）時為綠色，更高溫度（高角閃岩相—麻粒岩相）時為棕色。以此為依據，目前已形成一系列標定角閃石形成條件的一系列圖解。在高級變質岩石中，不同成分的角閃石都可能存在。

4.黑雲母

黑雲母可以產於不同變質相的泥質岩和鎂鐵質岩石中，但其成分特徵和光性特徵也發生一定的變化，主要是隨著溫度的升高，黑雲母中的Fe^2＋/Mg比值降低，TiO₂含量增加。當然，寄主岩石的成分對黑雲母的成分特徵也有一定的影響。與成分變化有關的是黑雲母的多色性，普遍的規律是，在低級變質（綠片岩相）條件下，多呈黃綠色、綠色，變質程度較高（角閃岩相）時，多呈褐色、暗褐色，更高變質條件下，則為紅棕色或紅褐色。

黑雲母可以在麻粒岩相的較低溫度下穩定，溫度進一步升高，黑雲母可以發生脫水熔融，轉化為熔體和鈦鐵礦，並生成石榴子石、矽線石、斜方輝石等。

5.矽線石

在泥質岩石中，矽線石的首次出現和白雲母的消失是高級變質作用的標志，主要通過下列反應發生的：白雲母＋石英→矽線石＋鉀長石＋水蒸氣。因此，高級變質作用應由矽線石＋鉀長石的共生組合表現出來的，而不僅僅由一種礦物表現出來（Liu Xishan，2001）。

矽線石也可通過藍晶石轉變而成。

實際上，在許多高級變質地體中，深熔混合岩和深熔片麻岩十分發育，尤其是在泥質岩石中。高級變質作用也伴隨著深熔作用，野外和實驗研究表明，矽線石也可通過白雲母、黑雲母和長石的含水熔融或脫水熔融形成：

（1）白雲母＋石英＋水蒸氣→矽線石＋熔體（Thompson，1982）

（2）白雲母＋黑雲母＋石英＋水蒸氣→矽線石＋熔體（Liu Xishan，2001）

（3）黑雲母→矽線石＋熔體＋Fe、Ti氧化物（盧良兆等，1996；劉福來等，1997）

（4）長石→矽線石＋石英＋熔體（程裕淇和楊崇輝等，2005）

6.堇青石

堇青石是高級變質的泥質岩石中常見的變質礦物，並通常是低壓變質的標志。但不同成分的堇青石溫壓穩定范圍也不同，鎂堇青石（Mg₂Al₄Si₅O₁₈）的穩定下限為，壓力0.2GPa，溫度可從500℃持續到其不一致熔融點（Seifert and Schreyer，1970）；穩定上限壓力為0.7GPa左右（Newton，1966）。鐵堇青石的穩定下限與鎂堇青石相似，對於下列反應：

3鐵堇青石→2石榴子石＋4矽線石＋5石英

鐵堇青石在700℃左右時的穩定上限壓力是0.35GPa左右（Richardson，1968）。

5. 深熔作用存在的基本標志

在高級變質區，深熔作用的表現具有多樣性和復雜性，盡管目前的研究還很難發現所有的深熔作用現象，但事實上，人們對於深熔作用存在的基本標志早有認識，只不過在有些情況下，由於研究的側重點不同過分強調了這些基本標志的其他含義而忽視了其深熔作用的內涵而已。

1.深熔作用存在的宏觀標志

許多岩石通常是由比較活動的長英質域（淺色體）和富鎂鐵質域（暗色體）組成（Mehnert，1968；Brown，1973），富鎂鐵質域或者是長英質組分和鎂鐵質組分的混合物（中色體），或者是薄層的純鎂鐵質域（暗色體）。這三種組分同時出現時，暗色體總是固定不變地將淺色體同中色體分開。其中，淺色體中的礦物粒度明顯變粗，有時可以出現偉晶結構，淺色體的形態或者表現為不規則團塊狀，或者表現為與基質中的片麻理平行的條帶或脈體，條帶的寬度一般為毫米級到厘米級，有時可達到米級的寬度，後者更普遍。

這類岩石就是通常所說的混合岩。盡管有些研究者認為混合岩可以在富含水蒸氣相時，在低於固相線數十度的溫度環境中通過變質分異作用而成，但目前最為接受的觀點是有或無流體滲透情況下的部分熔融或深熔作用的結果（Brown，1973；Kriegsman，2001；賀同興，1987；程裕淇、楊崇輝等，2004），因為大部分高級區的變質條件在750～850℃，基本落入「濕花崗岩熔體區」（圖7-2-2中反應6所示）。因此，可以認為混合岩中的淺色體、中色體和暗色體同時出現的現象是高級變質地體中深熔作用存在的主要標志（Sawyer，1999）。

從構造變形的角度看，混合岩中呈條帶狀產出的淺色體也是層狀構造的一種，是構造變形的一種反映。事實上，在高級變質地體的形成和演化過程中，變質作用、變形作用和深熔作用往往不是彼此孤立的事件，而是相互聯系的。淺色體的形態通常與同時發生的變形有關，呈不規則團塊產出的淺色體（圖片43）通常產於變形較弱的部位或不發生變形的岩石中，可能是靜態深熔的結果，而呈條帶狀產出的淺色體（圖片44～47）出現在變形較強的部位，一般變形越強，條帶越發育，並伴生有十分復雜的層間揉皺，顯示出動態深熔的特徵。

2.深熔作用存在的微觀標志

經深熔作用改造後，岩石的原有結構和組成礦物均會發生變化，從而出現新的岩相學特徵。一些顯微現象或標志也可以反映深熔作用的發生或熔體的存在：

（1）通常情況下，從中色體經暗色體到淺色體，組成礦物的粒度明顯增加，有些淺色體可以出現從粗粒到偉晶結構的漸變，甚至形成不規則的偉晶岩團塊。

（2）在深熔作用較弱的岩石中，長石和石英等礦物顆粒間出現鋸齒狀邊界，顆粒之間還會有新生的礦物出現（程裕淇、楊崇輝等，2004），出現微粒交生體（穆克敏等，1989）。這種結構與典型糜棱岩中由於強烈變形和動態重結晶而顯示的鋸齒邊結構不同，原有的礦物顆粒內部無應變組構。

（3）礦物的熔蝕現象，由於不均勻熔融或溶蝕，礦物顆粒呈不規則殘留狀產出，並具有不規則彎曲的港灣狀邊界，類似典型岩漿岩中的熔蝕結構。

（4）深熔初期，輝石、角閃石、黑雲母邊部或局部的暗化並有鐵質析出，解理模糊並消失，這是高溫高壓熔融樣品經常出現的現象；隨著深熔作用的進行，呈殘片產於長石和石英顆粒之間（程裕淇、楊崇輝等，2004）。

（5）斜長石的「糟化」和「暗化」現象，指斜長石轉變為微細粒礦物集合體，在單偏光下類似不透明或半透明礦物，在高倍正交偏光下顯示為微細的非均質粒（片）狀集合體，為絹雲母的類似物或絹雲母與鈉長石和石英的集合體（程裕淇、楊崇輝等，2004）。

（6）條紋長石和反條紋長石分別是深熔作用過程中微斜長石和斜長石出熔作用的產物。

（7）在長英質岩石中，斜長石和微斜長石轉變為毛發狀矽線石和針狀矽線石的現象反映有熔體的形成（程裕淇、楊崇輝等，2004）。

在過去的研究中，通常通過顯微鏡下一些交代結構的存在強調深部岩汁或外來流體注入的觀點，如蠕英結構、凈邊結構、交代反應結構等，而如今的研究結果表明，在混合岩中，不僅存在熔體的分凝（segregation），也可能存在熔體的提取和遷移，只是這種熔體提取和遷移的規模不大，還不能形成岩漿而已（Brown，1994b；Kriegsman，2001；Jung et al.，2000a，b，2001），因此，上述現象也可以用原地結晶熔體與殘留體之間的逆反應來解釋。

上述標志主要產於深熔作用較弱的岩石——深熔混合岩中，當熔體大規模聚集時，可以形成深熔片麻岩（深熔花崗岩）體。

6. 變質深成侵入岩的確定

變質深成侵入岩的研究對探討高級變質地體的形成和演化具有十分重要的意義。許多高級變質地體由大量的多期形成的變質深成侵入岩（有時可以超過80%）組成，多期岩漿活動事件構成了高級變質地體形成和演化歷史的主要格架；某一特定類型和組合（如TTG）的變質深成侵入岩有其特定的構造形成環境和地球動力學含義，可以據此判斷高級變質地體形成或演化過程中某一階段的大地構造屬性；高級變質地體尤其是太古宙高級變質地體中變質深成岩岩石系列的演化包含了早期地殼形成和演化的大量信息。

1.變質深成侵入岩的含義及基本特徵

變質深成侵入岩有兩個方面的含義，一方面，是指岩漿通過長距離的運移、侵位並結晶形成的岩石；另一方面，遭受過變質、變形或深熔作用的改造，已具有變質岩石的所有特徵（林強等，1992a）。

變質深成侵入岩的雙重屬性反映了其具有兩方面的特徵。一方面，它應具備典型深成侵入岩的基本特徵，一次大的岩漿活動事件中由於岩漿演化可以形成一系列有成因聯系的岩漿-構造單元；但另一方面，強烈的變質變形又部分或全部清除了深成侵入岩原岩的特徵，並烙上了變質變形乃至深熔作用的印記，由此導致變質深成侵入岩產出特徵的復雜性。

2.變質深成侵入岩與深熔片麻岩的區別

正如上節所述，深熔片麻岩的形成總是與區域變質作用相聯系，具有原地-半原地花崗岩的特徵，與圍岩有密切的成因聯系，或漸變過渡，或截然接觸；深熔片麻岩中含有大量規模不等的圍岩包體，這些包體多是源岩的殘留體；深熔片麻岩體中礦物和化學成分總體不均勻，岩石類型變化大，結構構造也不均勻；但與共生的深熔混合岩相比，深熔片麻岩體相對均勻，沒有混合岩中十分明顯的淺色體、中色體和暗色體之分。

相反，變質深成岩與圍岩沒有成因上的聯系，岩體中包體較少，而且包體既可以是圍岩包體，也可以有深源包體；這些變質深成岩形成於區域變質作用之前或區域變質作用的早期、峰期和後期，因而具有不同的變質、變形和混合岩化改造特徵，其中，在區域變質作用之前或早期形成的變質深成岩普遍具有十分復雜的變質、變形和深熔作用改造的歷史，普遍遭受到深熔作用的改造，顯示出深熔混合岩的特徵，原岩結構和構造殘留較少，有時還形成了深熔片麻岩；區域變質作用峰期或後期形成的變質深成岩受變質變形改造較弱，原岩結構和構造保留較多，但同時，對於區域變質作用峰期和後期形成的深位變質深成侵入體而言，通常也伴生有規模不等的邊緣混合岩帶，甚至出現深熔片麻岩（深熔花崗岩），因此，在某些意義上，深位岩漿的侵位也是導致深熔作用和混合岩化作用的原因之一。

3.變質深成岩的辨別和確認

遭受強烈變質變形和混合岩化作用改造的變質深成岩的辨別和確認一直是高級變質區地質研究的一大難題。在過去的研究中，這類由於同變形深熔作用的改造而顯示出層狀、似層狀構造的變質深成侵入岩多被視為變質地層。事實上，該類變質深成侵入岩由於具有與混合岩化的變質地層相類似的構造特徵而往往容易混淆，近年來，盡管該類變質深成侵入岩已從原劃為變質地層的變質岩系中剔除出來，並建立起許多具有深成岩含義的「片麻岩單位」，但有些情況下又把應屬於變質地層的變質岩系也劃為「片麻岩單位」，從而出現「片麻岩單位」的擴大化傾向（楊振升等，2003）。

具有比較均勻的岩石結構和相對均一的礦物組成是變質深成岩的基本特徵，但如下情況可能使得其均一性得到破壞：

（1）後期混合岩化作用的不均勻性：其導致條帶狀淺色體在岩石中不均勻分布，從而造成不均勻的岩貌。

（2）後期變形強度的不均勻：後期變形強度的不同可以使岩石中的礦物成分和結構構造發生不同程度的轉變，最終形成岩貌完全不同的岩石變種，就像冀東三屯營片麻岩所表現的那樣，在弱應變帶內，岩石類型為黑雲紫蘇片麻岩，但隨著變形強度的增加，可以分別形成條帶狀紫蘇黑雲片麻岩和條帶狀角閃黑雲片麻岩，後期綠片岩相變質變形作用的疊加還形成了綠泥陽起板狀片麻岩（李勤和楊振升，1992；楊振升，1992）。在退變質條件下，如有流體加入，花崗質岩石（或長英質岩石）還可能轉化為綠泥石二雲母片岩，如果其規模巨大的話，有可能誤判為地層單元。

（3）多期岩脈的侵入和後期變質變形的疊加：深成岩漿岩形成之後，多期岩脈的侵入和後期變質變形疊加的綜合作用有可能形成不同類型的層狀片麻岩（見第四章，第五章）。

（4）侵位過程中岩漿與圍岩和捕虜體發生的不同程度的同化混染作用可能造成的岩石礦物組合、礦物含量和化學成分的變化，這種變化在未變質的岩漿岩中很容易識別，但遭受強烈變質變形後，可形成不同類型的層狀片麻岩（李勤和楊振升，1992）。

很顯然，強烈的變質變形和混合岩化作用是導致變質深成侵入岩的均勻性發生破壞的主要原因，因此，在變質深成侵入岩的識別和單位的劃分時，首先需要對變質變形和混合岩化作用導致的岩石轉變規律（「同岩異化」現象）進行研究。

即使如此，相對均勻的岩石也不一定就是變質深成侵入岩，因為有些巨厚的由單一岩性組成的火山熔岩或快速堆積的雜砂岩經變質變形後也可能形成貌似均勻的岩貌（Pass-chier et al.，1990；Myers，2001；程裕琪、楊崇輝等，2004）。

許多的原岩恢復圖解和地球化學特徵的分析有助於確定原岩是火成的還是碎屑沉積的（見第五章），同時副礦物的研究也可以就其原岩性質提供幫助，如藉助於陰極發光圖像和背散射圖像的研究，可以查明岩石中的鋯石是岩漿成因的還是碎屑成因的，但是，它是火山沉積岩還是深成岩，需要結合地質產狀的調查和變余岩漿結構的尋找。

對於成分屬於正常岩漿岩范圍但成分變化較大並以不同厚度產出的片麻岩層，如果能夠排除後期變質變形、混合岩化作用或岩漿活動等因素改造的結果，則可能是火山沉積岩，源於火山沉積岩的層狀構造，通常在成分和厚度上會變得很不規則，但需要注意的是，在高級變質地層發育區，一些變質深成侵入岩是呈岩席侵位的，有些基性侵入岩席甚至顯示出由於礦物成分的變化反映出的韻律層理（圖5-1-3）；而對於具有岩漿岩成分、分布面積較大、成分相對均勻的片麻岩單元，則可能是深成侵入岩。

變余岩漿結構的存在是確定變質深成岩的可靠證據，如西格陵蘭高地Isua表殼岩帶中芝麻點狀斜長角閃岩（garbenschiefer amphibolite）中變余枕狀構造的發現（圖5-1-3），已改變了以前將其視為深成侵入岩（Nutman，1986）的認識（Rosing等，1996；Myers，2001）。盡管強烈的變質變形已基本抹去早期岩漿結構、構造和岩漿礦物，但它在變質變形或混合岩化作用較弱的部位有可能保留下來，目前的研究表明，下列結構和礦物特徵可以作為原岩特點的岩相標志：①變余花崗結構、變余輝長結構、變余輝綠結構和塊狀構造；②粒狀斜長石中的板狀斜長石殘晶的存在，如內部有環帶結構和卡-鈉復合雙晶，更可以證明是岩漿結晶的產物（李勤和楊振升，1992）。

7. 地質事件序列建立的基本要點

（一）判斷地質構造事件先後順序的一般准則主要有兩個方面彼此相關的內容

其一是被變形的構造早於變形的構造；其二是切割或穿插的構造晚於被切割或被穿切的構造。

（二）強變形帶和弱變形域概念的正確運用在建立事件序列中有重要意義

強變形帶與弱變形域通常是指在一定區域內，在同一構造變形體制和機製作用下，由於改造和再造作用強烈程度不同的構造帶或構造區段，改造強烈的構造帶被稱為強變形帶，它通常表現為岩層產狀直立陡傾帶、岩石退變質帶、同構造期或後構造的岩脈充填地帶，岩石中一切古老的組構消失殆盡，或保留甚少，而被新生組構所替代，強變形帶是研究該構造期地質作用特徵的理想地帶；而變形改造較弱的區域被稱為弱變形域，在弱變形域中較完好保留了早期地質作用的各種信息，是查清早期地質事件的重要地區。下列兩組4個圖片（圖片81～82和圖片87，89）所反映的露頭圖像就形象地表現出這種特點。圖片81～82是烏拉山區山和原片麻岩分布區中的強變形帶（圖片82）和弱變形域（圖片81）的產出特徵。圖片87，89是大青山中烏拉山岩群下部的黑雲角閃片麻岩岩組，在東西向陡傾構造帶中反映的強變形帶是一種不同組成的岩層呈平行排列的直立帶（圖片89），而在帶內的弱變形域中則明顯表現為一種早期復雜變形樣式（圖片87）。

（三）構造要素組合序列的正確建立和變形體制及構造樣式演化規律的確定是高級變質區地質事件研究的關鍵——兩類重大地質事件構造組合的建立

構造要素組合的建立是通過填圖區內從露頭、路線觀測以及重點區段的詳細研究後，經過構造對比，是可以實現的，也是構造體制和構造樣式確立的最可靠、最真實的基礎。構造要素組合及其序列的建立同時也是變質岩石地層發育區不可缺少的重要研究內容。

根據大青山-烏拉山高級變質區的實踐經驗，在烏拉山岩群沉積堆積之後發生的第一個重大地質事件是早期下地殼順層滑脫構造事件，它是在伸展構造體制下形成了順層滑脫構造樣式（D₁），以及與此相伴的高級變質作用和深熔作用。在這一體制下形成的構造變形特徵已在第八章中進行了介紹，在表9-1-2種進行了基本概括。其構造要素組合是岩層中形成透入性的順層片麻理（S₁）和新生的近平行岩層界面的條紋及條帶狀構造（S₁），以S₁面為變形面形成了分布不均衡、樣式十分復雜多變的不協調褶皺（F₁），甚至是疊加褶皺

。在順層韌性剪切作用十分強烈的岩石組合內，可以產生對已形成的褶皺發生強烈的橫向構造置換，形成新的岩層條帶，使原有岩石地層局部的正常層序遭到改造。在片麻理（S₁）面上隱約粗顯有由暗色礦物（輝石、石榴子石、角閃石等）及長石、石英集合體定向構成的拉伸線理（L₁），一些能乾的岩層（如石英岩、大理岩以及暗色麻粒岩、斜長角閃岩等）形成順層展布的黏滯性的石香腸構造。除上述基本構造要素組合外，在不同變質岩石地層組合之間，甚至同一岩石組合內部都會發生不同級別的、規模不等的順層滑脫斷裂構造（Slide fault）（簡稱為滑斷）。這類滑斷構造是導致高級區內岩石地層不完整、缺失不同層位，甚至出現一個岩組單位整個缺失，形成「隔組相觸」的現象產生。規模較大，影響明顯、級別較高的滑斷構造多形成於構造層之間的不整合界面處，它將不整合界面改造成構造不整合，這種滑斷構造可稱為拆離斷層（detachment fault）。滑斷構造的出現，它並不能改變岩組總體上呈基本有序疊置的現實，但它可造成岩石地層序列出現了缺「段」，甚至缺「節」或「章」，破壞了原始地層連續有序疊置的這一基本規律。和上述變形事件相伴是高角閃岩相—麻粒岩相變質作用發生，及深熔作用的廣泛發育，形成深熔混合岩和深熔片麻岩。

第二個重大地質事件是在同一伸展構造體制下晚期發生的下地殼不均衡構造-岩漿隆升事件，它是在早期下地殼順層滑脫作用的背景下，由構造-岩漿的不均衡隆升的垂直構造體制下形成了穹形構造與穹間褶皺群構造樣式（D₂），這一構造樣式是大青山-烏拉山高級變質區的主期構造，也是高級變質區地質演化終結形成的最後定型構造。在這一構造體制下所形成的構造要素組合包括了：不同規模的正向穹形構造（或稱穹窿構造）及環繞穹形構造由早期滑脫構造組合再變形形成的穹間褶皺群（F₂）及褶皺軸面（S₂），穹間褶皺群系統是與由不均衡垂向運動派生的穹形構造間的局部水平擠壓作用有密切關系，在局部地段由於受到兩個相鄰穹形構造的相對擠壓，也可引起疊加褶皺

的形成，甚至出現局部陡傾直立帶（S₂）構造。因此，主期構造要素組合相對較為簡單，最主要的是以不同樣式的穹形構造及褶皺構造為基本類型，線理是以褶皺樞紐跡線為主的線性構造。大青山-烏拉山高級變質區在烏拉山岩群中所反映的早期構造要素組合和主期構造要素組合分別代表了烏拉山運動先後相繼形成的兩種構造樣式，反映在同一構造旋迴、同一伸展構造體制下先後相繼產生兩種不同構造樣式演化的過程產物。

（四）高級區中岩漿岩性質、類型、時代、空間展布及其與圍岩關系的正確判斷是建立地質事件組合的重要內容

1.在高級變質區中的長英片麻岩是多時代和多成因的

由於受到多期變質變形作用的改造和影響，已使岩石多具有明顯的各向異性的結構構造，使岩石呈現明顯的層狀構造特徵，曾被統稱為層狀片麻岩，在一些以片麻岩類為主組成的高級變質區內，片麻岩本身的礦物組成也並非均一，但已無法再細劃分，並將其作為一個整體填繪在地質圖上，這實際上是一套片麻雜岩，如西格陵蘭地區的阿密特索克片麻岩和伊卡托克片麻岩，它們都是由閃長岩質片麻岩和同構造侵位的TTG構成的片麻雜岩，按其岩石類型在野外也通常很難准確將兩者劃分開來，地質學家借用了前者有阿梅拉里克基性岩牆，而後者沒有這樣一個理由才將其劃分為兩個片麻岩單位，近期根據精確同位素年代學資料得知，前者為3.8～3.6Ga，後者為2.82Ga。通過近十多年來，程裕淇率領的科研隊在阜平地區從事的研究實踐，以及作者在大青山-烏拉山地區的高級變質區地質填圖實踐研究表明，高級變質區中變質岩石地層在下地殼環境下通過深熔作用完全可以使某些岩石地層重熔形成了具有近似岩漿成因的片麻岩體（詳見第六章），這種深熔片麻岩的礦物組成、產出位置及其形態特徵都與其相鄰的岩石地層關系十分密切。是特定的岩石地層經深熔作用的產物，他們三維形態總體上呈似層狀。由原岩成分不同而形成了多個深熔片麻岩單位，這些片麻岩單位實際上是屬於同時代的。因此，它們在地質事件表上就不應和岩漿侵入作用那樣列出先後順序，或者按先基性後酸性的一般岩漿結晶順序排出上下關系。這些成果表明，高級變質區的變質深成岩並不完全是深成侵入岩，對正片麻岩單位時序的確定要慎重對待。

2.基性岩漿事件

（1）層狀斜長岩雜岩體：這是一種以斜長岩伴有淺色輝長岩和輝長岩構成的一套共生基性雜岩。這套基性雜岩具有火成堆積結構的層狀構造，這是太古宙高級變質區內極具特色的一套深成基性岩侵入事件（Windly，1984）。據西格陵蘭地區以及外赫布里底群島南哈里斯地區工作成果，它們多產出於變質表殼岩附近，多遭受過高級變質作用，圖片102～105就是南哈里斯層狀斜長雜岩及其受後期變形改造的形象。這種被改造圖像在西格陵蘭也十分明顯（Passchier等，1989）。這套層狀變質基性雜岩體在我國高級變質區是否存在，按近期我國恆山在一些片麻岩單位中發現的超鎂鐵質—鎂鐵質侵入岩席，由於受強烈變形改造，多呈透鏡狀等形態或帶狀延伸產出（苗培森，2003），以及在烏拉山地區近期發現密切與烏拉山岩群相伴的具有岩漿堆積層狀構造的變質基性雜岩岩席（圖片75，76）等都顯示出，變質層狀基性雜岩侵入事件在我國高級變質岩區應給以充分注意。

（2）基性岩牆事件：基性岩牆在高級變質區通常呈成群、成帶分布，在區域構造演化階段劃分上，它通常被作為具有劃時代意義的中間性構造來對待，同時，它又代表研究區在克拉通化固結後又一新的構造演化階段開始的重要標志物，是大陸地殼拉伸期這一重大地質事件中標志性產物。因此，它的地位與作用非同一般。同時對其內部岩漿成因的結構構造分析以及與其圍岩的構造關系的判斷，可以較好地獲得岩牆形成的區域構造背景和岩漿物質流動規律的信息；而對岩牆的再受變形變質作用改造所引起的形體變形及其內部礦物成分、組構的變化又可獲得後期構造演化的許多重要資料。通過對大青山-烏拉山高級變質區中兩種類型，即暗色麻粒岩和斜長角閃岩基性岩牆的初步觀察分析（圖片109～115），其中暗色麻粒岩岩牆多集中產於興和岩群及與其相伴產出的紫蘇花崗質片麻岩中，而斜長角閃岩岩牆則在興和岩群和烏拉山岩群中皆有分布；從產出狀態上看，呈明顯線形延伸並平行展布的岩牆群，通常是與該區存在的線形陡傾構造帶密不可分。但在一些非線形區，也可見到有岩牆存在，他們通常表現為一種張裂型追蹤式的形態特徵（圖片113～114）。

（3）深熔淺色脈體及偉晶岩：在高級變質區無論是片麻岩體，還是變質岩石地層本身，都程度不同的發育有形態各異的長英質脈體，這些脈體是由長石、石英為主組成的。其中多數脈體是與高級變質區的岩石經受變形改造作用有關。特別是與下地殼拉伸體制下的順層滑脫變形作用伴生的深熔作用密切相關，是這一重大地質事件的特徵性的組成部分。這種與變質地層經深熔作用所形成的原地、半原地淺色脈體最大特點是其組成的主要礦物成分與其原岩成分相類似，例如，母岩為黑雲斜長變粒岩，淺色脈體為白色以含斜長石為特徵的長英質脈體；而黑雲鉀長（二長）變粒岩的脈體則為淺紅色的以含有鉀長石為特徵的脈體。因此，在一套變質岩石地層中，在同一深熔地質事件中可同時出現白色、淺紅色的長英質脈體，同位素年代測定結果表明它們形成時間是相似的（程裕淇、楊崇輝，2004）。在現有的一些地質文獻中曾將白色脈體和紅色脈體分別以富鈉和富鉀的脈體稱謂，並將富鈉淺色脈體定為早期產物，而將富鉀紅色脈體作為晚期產物，這種僅以成分與顏色不同確定脈體形成早、晚的認識，還是要謹慎一些為好。這就是說發育在高級變質區的脈體形成時代及先後順序，要具體情況具體分析。因此，必須細心查清產生不同礦物成分的長英質脈體的控制因素。

同樣與深熔事件相伴形成的不僅形成深熔片麻岩、長英質脈體，同時還形成有偉晶岩，這種偉晶岩也有白色和紅色，即富鈉與富鉀的偉晶岩之分，它們產出的部位也與相鄰的變質岩層密切相關，例如，黑雲角閃斜長變粒岩中，形成白色斜長偉晶岩，而石榴黑雲鉀長變粒岩中出現含石榴子石的鉀長偉晶岩。它們的產狀呈席狀體，這一特徵也表明白色和紅色偉晶岩也不是先後關系，而是同一深熔事件的產物。

在這里我們特別突出的表明，與下地殼伸展體制下相伴形成的重大地質事件中，淺色長英質脈體及偉晶岩的形成是其一項重要組成內容。與此同時，對於與後期花崗岩的侵入事件相關的偉晶岩事件也不應被忽略，它們的出現常與晚期構造事件有關。