流体作用下石榴石溶解-沉淀蠕变过程——以红河-哀牢山剪切带内石榴夕线片麻岩研究为例*

冀磊 刘福来 王舫 田忠华

1. 中国地质科学院，北京 1000372. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

石榴石是中-下地壳角闪岩相-麻粒岩相变质过程中最重要的特征变质矿物之一，其内部成分变化携带有岩石物理、化学条件演变的重要信息，是反演变质地体P-T-t轨迹的重要研究对象(Spearetal., 1984; Hickmottetal., 1987; Chamberlain and Conrad, 1991)，而石榴石与夕线石的显微变形特征亦会对地壳深部流变学性质产生显著影响(Ji and Martignole, 1994; Kleinschrodt and Duyster, 2002; Mainpriceetal., 2004; Voegeléetal., 1998; 徐树桐等, 1999)进而影响深部地震波各向异性(Jietal., 2003; 刘祥文等, 2005)。因此，石榴石不但是地球深部热动力学过程的忠实记录者亦是连接岩石变质与变形过程的重要桥梁(Prioretal., 2000; Storey and Prior, 2005)。然而，由于石榴石等轴晶系全消光性质及其高对称性导致的滑移系数量较多，使其与其它造岩矿物(如：石英、长石、角闪石、辉石、橄榄石等)相比内部变形特征与变形机制研究相对较少。另外，对于具有明显形态优选方位的石榴石的变形机制亦长期存在高温位错蠕变(Ji and Martignole, 1994; Prioretal., 2000; 刘祥文等, 2005)、各向异性生长(Blackburn and Dennen, 1968)与低温低应力不一致溶解-沉淀(扩散/压溶)蠕变(Azoretal., 1997; Wassmann and Stöckhert, 2013a; Wintsch and Yi, 2002)的不同认识。因此深入研究中-下地壳石榴石夕线片麻岩内主要矿物的变形机制是研究构造剪切带动力学的基础。

对于定向明显的扁圆状石榴石，其中高温韧性变形发育的岩石类型主要为麻粒岩相变质的长英质片麻岩(Ji and Martignole, 1994; Kleinschrodt and Duyster, 2002)和陆壳榴辉岩(Jietal., 2003)，而溶解-沉淀蠕变集中在含水矿物相对丰富的岩石内，如低温高压变质带内的蓝片岩和洋壳榴辉岩(Wassmannetal., 2011; Wassmann and Stöckhert, 2012, 2013a, b)。总体上对于陆内韧性剪切带内具有明显形状优选的石榴石研究相对较少。以红河-哀牢山韧性剪切带为例，在构造带的热演化历史上一个长期争论的焦点在于：(1)剪切生热作用导致地壳岩石深变质发生部分熔融形成大量深熔脉体(Leloupetal., 1995, 2001; Gilleyetal., 2003)或是(2)剪切活动发育于变质演化晚期的冷却降温阶段，并叠加改造了早期变质记录(Searle, 2006; Searleetal., 2010; Yehetal., 2014)。对于上述争论，剪切带内多体系多种类矿物定年研究虽能给出定年矿物的冷却历史但大多具有同剪切阶段的年龄范围(Liuetal., 2015; Chenetal., 2015)，并不能全面反映构造带的演化过程，最有效的解决途径是显微构造、岩石组构、矿物成分变化、相平衡模拟分析的综合研究(Liuetal., 2012)。因此，本文通过红河-哀牢山剪切带内石榴夕线片麻岩内石榴石、夕线石和石英的电子背散射衍射分析，薄片尺度和变斑晶尺度的成分面扫描分析与电子探针结果，并应用相平衡模拟方法对岩石所记录的变质-变形方面进行研究，以期对红河-哀牢山剪切带的构造演化进行成因矿物学和显微构造方面的限定。

1 地质背景

红河-哀牢山韧性剪切带呈北西-南东向展布于青藏高原东南缘，自青藏高原东构造结至红河北部湾出海口，延展>1200km(Liuetal., 2012; Searleetal., 2010)，宽约20～50km，呈北窄南宽的扫帚状。构造上作为新生代印度-亚欧板块碰撞印支地体向东南逃逸的东侧边界(图1a)，是重要的物质与能量调节通道(Tapponnieretal., 1990)。带内由西北向东南依次发育有雪龙山、点苍山、哀牢山和大象山变质杂岩(Leloupetal., 1995; Gilleyetal., 2003)。哀牢山变质杂岩带作为红河-哀牢山剪切带内出露面积最大构造单元，以哀牢山断裂为界分为东北侧的深变质带和西南侧的浅变质带两个次级单元(图1b)。

图1 青藏高原东南缘构造简图及哀牢山变质杂岩带位置(a)和哀牢山变质杂岩带地质简图(b, 据Liu et al., 2012)及采样位置Fig.1 Tectonic location of Ailao Shan metamorphic complex on southeastern Tibetan Plateau (a) and simplified geological map of Ailao Shan metamorphic complex (b, modified after Liu et al., 2012)

浅变质带主要为地层层序保存相对较好的古生代沉积岩及构造侵位的蛇绿岩，后者一般认为属古特提斯洋向西俯冲过程中洋壳残余(Jianetal., 2009; Wangetal., 2014)。对于哀牢山深变质带，目前利用锆石U-Pb法获得最老成岩年龄为新元古代，主要来自带内花岗质片麻岩和斜长角闪岩(Caietal., 2014, 2015; Chenetal., 2017; Wangetal., 2016b; 冀磊等, 2017)，指示哀牢山深变质带为华南陆块西缘攀西-汉南陆缘岩浆弧一部分(Wangetal., 2016b)，带内变沉积岩石组合在垂直区域构造线的北东-南西方向剖面上呈现明显规律性，以元江清水河剖面为例，靠近红河断裂部位主要由石榴夕线片麻岩、石榴斜长角闪岩、透辉石大理岩、钙镁硅酸盐岩和含电气石/石榴石的深熔脉体组成(Searleetal., 2010; Liuetal., 2012)，部分弱变形的含蓝晶石的变沉积岩变质程度可达高压麻粒岩相(Jietal., 2020)。哀牢山断裂附近则以产出巴罗式变质带为特征，岩性主要有：绿泥石片岩、二云母片岩、石榴十字云母片岩、蓝晶石十字石云母片岩、石榴夕线云母片岩为主(Wangetal., 2016a)，局部产出含辉石角闪岩脉或透镜体，变质程度较红河断裂附近明显更低，不同变质程度的岩性单元以断层或韧性剪切带相接触。

上述变沉积岩内碎屑锆石的最小年龄峰值多为早古生代(Jietal., 2019)，指示哀牢山杂岩带内变沉积岩为扬子西南缘古特提斯时期沉积记录，锆石变质增生边可获得印支期和新生代两期变质年龄(Liuetal., 2013; Wangetal., 2016a; Jietal., 2020)，其中印支期变质程度亦可达高压麻粒岩相(Liuetal., 2013)。新生代渐新世-早中新世哀牢山经历强烈折返抬升过程，带内深熔脉体内深熔锆石结晶年龄以及花岗质片麻岩/糜棱岩、斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩、二云母片麻岩内大量角闪石、黑云母、白云母Ar-Ar定年揭示哀牢山深变质带冷却时间主要介于30～20Ma (Harrisonetal., 1992; Chenetal., 2015; Liuetal., 2013, 2015)。由于强烈剪切活动，红河-哀牢山始新世构造-变质痕迹被大量叠加改造仅有零星残留矿物和锆石年龄记录(Liuetal., 2013; Jietal., 2019)。

2 分析方法

首先根据标本结构构造磨制垂直面理平行线理方向(XZ面)上的定向探针片。喷碳处理后进行背散射(BSE)显微结构特征观察及单颗粒石榴石成分扫描，此工作于中国地质科学院地质研究所进行，采用蔡司ultra plus场发射扫描电镜观察显微结构特征，工作电压为15kV，电流为250μA，焦距8～10mm。采用英国牛津公司生产50mm2能谱仪对石榴石内部包裹体及基质内部矿物进行半定量测试，并运用英国牛津公司的INCA软件包进行数据处理(版本4.4)。单颗粒石榴石X-ray成分面扫描分析的工作电压为20kV，单点处理时间为2秒，扫描时间为25.5小时。薄片尺度的主量元素面扫描工作于中国钢铁研究院M4 Tornado Micro-XRF上进行，实验加速电压为50kV，电流为600μA，束斑大小为20μm，点分析时间为3秒，并应用ESPRIT软件(版本1.5)进行图像处理。

图2 石榴夕线片麻岩野外产状及垂直面理平行线理方向(XZ面)石榴石变形特征(a)石榴夕线片麻岩野外照片，(b、c)岩石XZ面显微构造特征，(d-g)石榴石内包裹体形态与产状Fig.2 Field occurrence of garnet-sillimanite gneiss and garnet deformation features in the plane that perpendicular to foliation and parallel lineation (XZ plane)(a) field picture of garnet-sillimanite gneiss; (b, c) microstructures in XZ plane; (d-g) the shape and occurrence of inclusions in garnet

矿物成分定量测试与石榴石EBSD分析均在中国地质科学院地质研究所自然资源部大陆动力学重点实验室进行，其中电子探针分析应用日本电子株式会社JEOL生产的JXA-8100型号探针，实验条件为电压15kV，束斑大小为2～5μm，每点测试时长为3分钟，所有元素均采用Kα射线探测。夕线石和石英应用丹麦HKL公司CHANNEL5软件进行处理获得的EBSD数据。石榴石EBSD分析在安装有5轴马达台的FEI Quanta 450场发射扫描电镜上进行，EBSD探测器为牛津仪器公司生产的Oxford Nordlys F+，实验在低真空、不喷镀、加速电压为5kV，工作束流100pA，薄片倾斜角度为70°条件下进行。探头伸入距离为164.5mm，工作距离为16.9mm。数据应用Aztec 3.0软件进行分析，文中单颗粒石榴石取向差是应用软件中Large AreaMapping模块进行连续分析20张微区进行拼接构图，其中分析步长为1.3μm，测试时长为30小时，并应用CHANNEL5和AztecCrystal软件共同进行数据处理。

文中矿物符号均采用Whitney and Evans (2010)版本：Grt-石榴石；Sil-夕线石；Bt-黑云母；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qz-石英；Ms-白云母；Ilm-钛铁矿；Py-黄铁矿；Mnz-独居石。

3 岩相学特征

石榴夕线片麻岩(样品15G47)采自漠沙镇瓦窑村西南约300m处的137乡道旁。野外岩石面理产状主要为65°∠60°和230°∠23°两个方向，线理产状则集中为155°/25°(图2a)。岩石主要矿物为石榴石、夕线石、黑云母、石英、钾长石、斜长石，次要矿物为蓝晶石、白云母、绿泥石、独居石、锆石、钛铁矿、黄铁矿、磷灰石。岩石中线理主要由夕线石、钾长石和黑云母构成。其中根据产出形式与伴生矿物黑云母明显可分为：包裹于石榴石内，基质内与夕线石紧密共生它形颗粒和石榴石压力影处较自形颗粒三种类型。石榴石粒径约0.5～4.0mm(图2b)，少数可达1cm以上。垂直面理平行线理的定向切片上(图2c)，石榴石长宽比大多介于1:1～5:1，部分可达8:1，石榴石长轴两端多发育由黑云母或钾长石组成的不对称压力影。大颗粒石榴石长宽比一般较小，且多发育明显的净边结构，核部包裹体以石英、斜长石和夕线石为主偶见蓝晶石。部分石英包裹体定向排列记录早期构造线理，薄片内发育明显的S-C-C′组构。根据整个薄片尺度观察，大颗粒石榴石内包裹体的排列与线理方向呈20°～40°夹角(图2c)。垂直线理方向的石榴石内部发育一组或多组裂隙，其中充填矿物多为白云母，薄片内部分白云母细脉不但贯穿石榴石裂隙亦沿夕线石(001)解理方向切穿柱面。细粒石榴石退变明显，其内部包裹体以石英、黑云母和夕线石为主，且夕线石大多未受到剪切作用改造，细粒化不明显，夕线石包裹体长轴方向与线理平行(图2d-g)。基质内夕线石与黑云母、钾长石紧密共生，多呈竹节状、棱柱状晶形。

岩石内长石以钾长石为主(图3a)，斜长石含量小于10%，且长石含量明显大于石英。石榴石不对称压力影的发育常与白云母脉有关，白云母产出的一侧石榴石分解明显(图3b-d)。另外，值得注意的是石榴石与基质接触位置常发育磁铁矿细脉(图3b-f)，当石榴石粒度较细时，这些铁质物质仅限于石榴石表面，形成极窄的薄膜(图3d, e)，而粗粒石榴石表面脉宽可达50μm，且脉体在石榴石表面处较基质内明显更宽(图3f)。这些铁质脉体常近平行线理发育，石榴石内部裂隙未见产出。

4 矿物化学

4.1 石榴石

薄片尺度X-ray成分扫描发现大多数石榴石受后期扩散影响成分趋向均一化，无明显成分变化(图4)，仅少数粒度较大(>2mm)，变形较弱的石榴石保留进变质生长环带，表现为由核部向边部Mn、Ca及Fe#值(100×Fe/[Fe+Mg])降低，Mg、Fe升高特征，短轴方向石榴石生长环带被明显截切，垂直线理方向裂隙的发育虽未破坏生长环带(图5)，但会明显改变矿物周边及内部的流体流通特征，特别是当颗粒内发育一到两处主干裂隙(>50μm)并充填有含水矿物时，即使变斑晶粒径大于3mm，矿物内部仅保留扩散速率较慢的Ca成分变化环带，Mg、Fe元素与其相邻的黑云母发生明显的离子交换，边缘100～200μm位置具有反吸收环带特征，表现为Mg降低、Fe、Mn和Fe#值升高(图6)。整体上片麻岩内石榴石各端元组分含量具有较大变化范围，其中铁铝榴石为55mol%～79mol%，镁铝榴石为5mol%～23mol%，锰铝榴石为2mol%～13mol%，钙铝榴石为4mol%～22mol%，Fe#值为77～89。但与黑云母接触的石榴石边缘位置除镁铝榴石成分稍有变化外(表1)，其他端元组分变化较小。

表1 哀牢山漠沙地区石榴夕线片麻岩内代表性石榴石和斜长石电子探针成分(wt%)

图3 石榴夕线片麻岩内不同粒径石榴石变形特征(a)近等轴石榴石发育垂直线理方向裂隙；(b、c)位于两颗粗粒石榴石之间的，退变更为明显，A-B为电子探针剖面位置；(d)石榴石变斑晶左侧发育黑云母压力影，右侧被白云母脉截切；(e)强变形石榴石发育双侧压力影；(f)流体通道“截切”石榴石至包裹体发育处；(g)石榴石发育强烈的裂理，裂隙内部充填白云母. 蓝框为夕线石和石英EBSD分析范围Fig.3 Deformation characters of different grain size garnets in garnet-sillimanite gneiss(a) microfractures perpendicular to lineation in subcircular garnet; (b, c) the garnet between two coarse grains show distinct retrogression and the red line A-B is the location of EPMA profile; (d) the left side of garnet developed biotite pressure shadow and the right part was truncated by muscovite vine; (e) symmetrical press shadow developed on both side of strongly elongated garnet; (f) fluid channel truncated the garnet porphyroblast; (g) muscovite filled fractures in garnet. The blue boxes are EBSD analysis domains of sillimanite and quartz

图4 石榴夕线片麻岩平行线理垂直面理切面(XZ面)方向主量元素X-ray面扫描图Fig.4 Major elements compositional mapping on XZ section (parallel to the stretching lineation and perpendicular to the foliation) of garnet-sillimanite geneiss

4.2 斜长石与黑云母

片麻岩内斜长石属于更长石和中长石，其钙长石端元组分(An值)在28～43之间(表1)。且包裹于石榴石内的斜长石An值较基质内更低。而根据黑云母产出位置可分为：基质内、石榴石包裹体、石榴石压力影三种，三类黑云母的Mg#值变化无明显规律，但TiO2含量具有差别明显(表2)，其中基质黑云母TiO2含量为2.90%～3.49%，单位晶胞内Ti离子数为0.17～0.20，石榴石内被包裹的黑云母TiO2含量为3.28%～3.71%，单位晶胞内Ti离子数为0.19～0.21，石榴石压力影位置黑云母TiO2含量为1.66%～2.38%，单位晶胞内Ti离子数为0.10～0.14。依据岩相学及矿物化学特征，可将石榴石幔部及被包裹体黑云母、蓝晶石、基质内大颗粒黑云母核部、钾长石划分为峰期矿物组合，将石榴石边部、石榴石压力影处黑云母、斜长石归为同剪切变形退变过程矿物组合，而沿石榴石裂隙分布的白云母与绿泥石则为晚期降温时期矿物组合。

5 EBSD组构分析

本文重点对石榴石变斑晶及基质内夕线石和石英进行了EBSD分析(图7、图8、图9)。其中，石榴石为一侧被白云母脉明显改造，另一侧发育黑云母压力影的颗粒(图3d、图8h)。石榴石形态图揭示靠近压力影一端石榴石大部分保持原先单一晶体状态，但裂隙在颗粒边部和内部分割出多个独立且细小的颗粒(图7)，在石榴石表面、裂隙内部及颗粒内部包裹体边缘处亦存在许多极为细小的颗粒。与压力影发育一侧不同，晚期垂直线理方向裂隙改造明显区域破碎颗粒的粒度相对较大(图7)。晶体取向图亦揭示流体发育区域颗粒表现出微弱的旋转(图8a-c)，而压力影沉淀区域则无明显晶格优选(图8d)，沿线理方向的晶体取向差剖面揭示颗粒间取向差小于5°，靠近黑云母压力影区域取向差小于3°(图8e-g)。石榴石极图与反极图分析首先依据三维空间上多点晶胞参数和石榴石{100}极密确立石榴石的空间方位，并将石榴石的所有{111}、{110}、{112}的等效轴在极图上进行标定(图9a)。研究揭示颗粒左侧受后期白云母脉体改造分解部分和内部被裂隙包围的孤岛状小颗粒石榴石的〈11-1〉轴近平行线理方向，而残留大颗粒则〈43-3〉轴与线理方向平行。垂直线理方向以〈-110〉轴为主，少数为〈-340〉。反极图及{112}面极图揭示原石榴石裂隙化离散出的所有粒径石榴石始终是以〈112〉轴与Y轴方向平行(图9a)。因而流体活动过程中石榴石内部裂隙分割出的细小颗粒及石榴石附近基质内更为细小的石榴石变形主要是绕〈112〉轴发生微弱旋转。

图5 石榴夕线片麻岩内石榴石典型生长环带与电子探针剖面Fig.5 Growth zoning pattern and EPMA profile of garnet in garnet-sillimanite gneiss

表2 哀牢山漠沙地区石榴夕线片麻岩内代表性黑云母石电子探针成分(wt%)

图6 哀牢山变质杂岩带石榴夕线片麻岩内石榴石重吸收环带Fig.6 Reabsorption zoning pattern of garnet in garnet-sillimanite gneiss from Ailao Shan metamorphic complex

图7 变形后残留石榴石及沿裂隙破裂和流体通道内微量石榴石形态由冷色向暖色石榴石颗粒长宽比增加Fig.7 The grains shape of relic garnet after deformation and garnet in fractures and fluid channelsThe aspect ratio of garnet increase from cooling color to warm color

另外，本文分别对基质内竹节状夕线石和石榴石强退变区(图3b)细小夕线石及对应区域的石英进行了组构分析，两处不同产出位置的夕线石和石英表现出明显不同的组构信息，其中基质内靠近石榴石表面(图3a)竹节状夕线石表现为〈100〉轴靠近Z轴极密。石榴石强退变区域夕线石主要为表现为〈001〉轴平行X轴极密。基质内石英C轴组构变形为靠近Y轴极密叠加X轴与Z轴之间次极密(图9d)。石榴石强退变区域石英表现为靠近Z轴极密，(图9e)。由于XZ切面内观察到的夕线石主要为(010)和(100)切面，因此EBSD石英〈c〉与夕线石〈a〉轴极图皆指示左行剪切的运动方式(图9b-e)。

6 相平衡模拟

在Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O2体系下对漠沙地区石榴石夕线片麻岩应用GeoPS软件(Xiang, 2020)进行相平衡模拟。所用岩石成分摩尔百分比为：Na2O：0.57，CaO：0.28，K2O：2.88，FeO：7.14，MgO：3.65，Al2O3：9.23，SiO2：69.24，H2O：6.61，TiO2：0.63，O2：0.05，此全岩成分曾用于岩石风化指数分析(Jietal., 2019)。矿物活动模型采用目前泥质岩应用最广的P62版本(Holland and Powell, 2011; Whiteetal., 2014)。P-T视剖面图研究揭示，粗粒石榴石保留的进变质环带记录岩石自400℃、4.0kbar经历白云母脱水和黑云母脱水分解，升温升压过程。石榴石内部残留的蓝晶石包裹体(图10)，基质内黑云母的Ti等值线及石榴石内幔部最高镁铝榴石与最低钙铝榴石等值线交点，皆指示岩石峰期变质条件至少为10.5kbar、820℃，达到高压麻粒岩相，但由于岩石峰期熔体成分的部分丢失，石榴石生长环带各端元成分交点并未能形成连贯的进变质轨迹。虽然峰期矿物组合(Grt+Bt+Ky+Kfs)大多退变，矿物成分受剪切构造影响亦发生调整，但不同产出位置的黑云母Ti含量保留了多阶段岩石演化特征。而位于石榴石压力影位置的黑云母Ti等值线和与其接触的石榴石边缘镁铝榴石等值线很好的记录了岩石内黑云母发生滑动反应，并于固相线下形成白云母退变轨迹，即岩石从9.5kbar、760℃退变到6.0kbar、500～600℃。而石榴石摩尔等值线揭示石榴石含量降低变化主要发生在早期退变阶段(Grt-Bt-Sil-Kfs-Qz-Ms-Ilm-Melt域内)，当岩石内钾长石大量固结后(<730℃)石榴石含量基本不变，退变轨迹基本平行于石榴石摩尔等值线。

图8 单颗粒石榴石取向差(a-d)红十字为参照点，取向差剖面(e-g)及EBSD扫描区域(h)Fig.8 Texture component map of single garnet grain (a-d) from the reference point marked by red cross, misorientation profile (e-g) and the EBSD scanning area in BSE image (h)

图9 石榴夕线片麻岩内石榴石(a)、夕线石(b、c)和石英(d-e)组构图Fig.9 Pole figures of garnet (a), sillimanite (b, c) and quartz (d-e) in garnet-sillimanite gneiss

图10 哀牢山变质杂岩带漠沙地区石榴石夕线片麻岩相平衡模拟P-T视剖面图Fig.10 P-T pseudosection of garnet-sillimanite gneiss from Ailao Shan metamorphic complex, Mosha area

图11 石榴夕线片麻岩内不同粒径石榴石溶解-沉淀蠕变模式图Fig.11 Schematic cartoon illustrating different grain size garnet dissolution-precipitation creep in garnet-sillimanite gneiss

7 讨论

7.1 溶解沉淀蠕变

溶解沉淀蠕变是中地壳变质流体参与下的一种重要的变形机制(Wintsch and Yi, 2002)，这种变形机制可广泛发育于深部折返的无水矿物或退变新生的含水矿物中，如石榴石(Azoretal., 1997; Kim, 2006)、夕线石(Leslieetal., 2015)、石英(McPherren and Kuiper, 2013)，长石(Branderetal., 2012)、角闪石(Giuntolietal., 2018; Stokesetal., 2012)等，溶解-沉淀变形涉及榴辉岩相-绿片岩相(McAleeretal., 2017)较广的温压范围，一般认为是由差应力驱动的颗粒表面的化学再平衡过程(Bon and den Brok, 2000; Altree-Williamsetal., 2015)，因此受颗粒粒径大小和矿物表面流体环境影响极大。矿物间不均匀的相互运动或矿物边界塑性蠕变形成空穴，进而产生压力梯度促使流体排除和纳入从而控制物质迁移(Fusseisetal., 2009; Précigoutetal., 2017)。剪切活动中的强应变区亦是流体集中区，当变质反应中反应物具有较大的启动垒值(overstep)时，矿物颗粒表面在应力作用下表现为细粒化和重结晶成核且不产生新矿物，细粒化致使反应物颗粒表面积增大，反应物垒值降低从而形成新矿物(Martietal., 2018)，因此矿物蠕变过程常与流体作用下的溶解-沉淀反应相伴随。

Ji and Martignole (1996)提出鉴定溶解-沉淀蠕变的四条标准：(1)石榴石在扩张位置局部生长，如压力影、空隙、细脉和布丁间隙处；(2)锯齿状、缝合线状的颗粒接触边界；(3)斑晶溶解表面相对富集难容物质；(4)自形斑晶被截切。根据详细的岩相学观察，本文认为漠沙地区石榴夕线片麻岩内石榴石完全符合上述溶解-沉淀蠕变的鉴定标准，且至少存在Grt+Kfs+H2O/Melt→Sil+Bt+Mag及Kfs+Sil+H2O→Ms+Qz两期不同方向的溶解-沉淀过程。另外，在溶解-沉淀蠕变过程中石榴石表现出明显的粒度敏感性和局部流体控制，即不同粒径的石榴石表现出截然不同的长宽比、压力影、成分变化、退变程度和内部包裹体排列方式。其中粗粒石榴石早期进变质生长于富云母的片岩中，挤压过程对其变形影响较小，容易形成自形变斑晶，内部包裹体偶尔可见蓝晶石，部分颗粒发育早期高温剪切形成的钾长石压力影(图3a, b)，剪切过程中斑晶表面流体活动致使石榴石平行应力方向成分被溶解，并直接截切出粗粒变斑晶原核部包裹体，后期伸展对其影响相对较小(图11a-c)。中粒石榴石成核温度相对较高，剪切隆升晚期垂直剪切方向伸展形成大量的裂隙和流体通道，在同构造退变反应作用下强烈改造石榴石单侧形态，并在颗粒边缘和裂隙内形成机械破裂(图11d-f)。细粒石榴石内部平行线理方向夕线石指示其同剪切生长过程，与粗粒石榴石相比内部包裹体相对较少，且形态优选方位和退变最为明显，扁度较大颗粒表面流体扰动较小，含水矿物可在斑晶两端形成压力影(图11g-i)。

7.2 矿物组构分析

目前对红河-哀牢山韧性剪切带内矿物组构分析主要集中于对石英、角闪石、斜长石，而石榴石和夕线石的组构分析相对较少，且石榴石仅在越南大象山杂岩带内有相关报道(Liuetal., 2012)。Leloupetal. (1995)在哀牢山变质杂岩带识别出四种石英c轴组构：(1)单一Y轴极密；(2)靠近Y轴极密；(3)XZ面极密；(4)交叉极密。Liuetal. (2012)对红河-哀牢山剪切带内点苍山、哀牢山及越南大象山内花岗质岩石和变沉积岩进行了细致的EBSD组构研究。揭示出石英内部多种复杂的组构叠加样式，并在大象山变质杂岩带变沉积岩的石榴石和夕线石内获得早期高温(>600℃)纯剪样式。漠沙地区石榴夕线片麻岩内石英c轴组构表现为红河-哀牢山剪切带变沉积岩内最为常见的两种形式(Chenetal., 2016; Leloupetal., 1995; Liuetal., 2012; 王浩博等, 2019; 吴文彬, 2012; Wuetal., 2017; 翟云峰, 2008)，皆指示岩石内熔体大量结晶后的亚固相线下的岩石变形过程，其中基质中石英以靠近Y轴的极密为主，并叠加XZ面次级极密为特征，指示基质内石英保留中高温(650～500℃)柱面〈a〉滑移，并叠加晚期低温(450～300℃)底面〈a〉滑移。而石榴石蚀变区域细粒石英的变形结果以低温靠近Z轴极密，指示其滑移系主要为低温底面〈a〉滑移(Stippetal., 2002; Passchier and Trouw, 2005; Law, 2014)。值得指出的是在哀牢山杂岩带漠沙剖面(Leloupetal., 1995)和靠近哀牢山断裂花岗质超糜棱岩内(Liuetal., 2012)皆有高温(>650℃)柱面〈c〉滑移的靠近X轴极密报道。目前虽然已有部分学者对更高温度(>800℃)条件下石英EBSD组构进行研究，但分析样品大多是在缺乏含水矿物的长英质麻粒岩和富铝质超高温麻粒岩内进行(Faleirosetal., 2016)，然而岩石由麻粒岩相向角闪岩相过渡过程中会经历强烈水化变形，流变学特征亦发生截然变化，高温石英组构常容易恢复。因此石榴石与夕线石的变形行为研究可弥补石英在固相线之上的缺乏对应滑移系的不足。

研究表明在缺白云母的泥质片麻岩内夕线石是主要的塑性相(Musumeci, 2002; Leslieetal., 2015)。不同产出状态的夕线石可以表现出不同的变形机制(Leslieetal., 2015)。夕线石内存在的滑移系主要有(010)[100]、(100)[010]、(100)[001]、(001)[100]和(010)[001](Doukhan and Christie, 1982; Doukhanetal., 1985; Lambregts and van Roermund, 1990; Goergenetal., 2008)。王浩博等(2019)对哀牢山南段石榴夕线二长片麻岩内夕线石组构进行了初步分析，发现夕线石主要滑移系为(010)[001]。本文采自哀牢山北段漠沙地区的片麻岩内夕线石EBSD组构分析揭示岩石早期退变形成的基质内竹节状夕线石主要以绕〈010〉旋转的方式重结晶。而位于粗粒石榴石之间，剪切过程流体通量显著增加的强退变区，细粒夕线石主要发育(001)[100]滑移系。

石榴石作为广泛存在于中、下地壳和上地幔的矿物，其变形机制的研究尤为重要也极为复杂，作为高对称性和具有66组潜在滑移系的晶体，一般不需要通过晶格旋转就可以使位错有效恢复，这也是为什么石榴石可以发育显著的定向扁长状形态，却不具有晶格优选方位的原因(Mainpriceetal., 2004)。因为在变形过程中一个拥有5个或5个以上独立滑移系的晶体，可能发生明显形状的变化，但是晶格却可以几乎不发生旋转(Jietal., 2003)，另外高温塑性位错滑移与低温溶解-沉淀蠕变皆可导致石榴石产生晶格优选(Ji and Martignole, 1994; Bons and Brok, 2000; Jietal., 2003)也增加了石榴石变形机制的不确定性。例如同样是榴辉岩相变质样品：Terry and Heidelbach (2004)研究了挪威西部哈拉姆地区榴辉岩内同构造生长的细粒石榴石，认为颗粒边界迁移是岩石糜棱岩化过程中石榴石的主要变形方式。章军峰等(2005)认为超高压榴辉岩中强烈的拉长和压扁的石榴石实际上由众多亚颗粒组成，反映在富结构水条件下颗粒边界滑移过程主导了榴辉岩的塑性变形。但Wassmann and Stöckhert (2013a)对榴辉岩相云母片岩中变形石榴石研究发现溶解-沉淀蠕变是低温状态下起主导作用的变形机制，并且变形过程伴随退变质反应。因此单从是否具有晶格或形态优选不能判定石榴石的变形机制，还需要结合详细的岩相学观察和矿物化学分析，特别是变质反应过程中流体运移对颗粒边界和表面的改造(Prioretal., 2002; Mainpriceetal., 2004)。对于石榴石位错变形的支持证据主要来自于透射电镜观察到的大量自由位错、位错环、位错网和位错墙，然而在几乎所有的石榴石TEM观察中无论其变质条件为榴辉岩相还是角闪岩相似乎皆可以发现位错(Ji and Martignole, 1994; 陈晶, 1996; 苏文等, 2001; Prioretal., 2000; 刘祥文等, 2005; 任升莲等, 2011)，因此问题在于两种变形机制是否同时存在或流体作用下的溶解-沉淀过程是否遮盖了早期高温韧性变形记录(Ji and Martignole, 1994; den Brok and Kruhl, 1996; Prioretal., 2000; Storey and Prior, 2005; Wassmann and Stöckhert, 2013a, b)。低温条件下石榴石表现为脆性，晶体中微弱的韧性变形主要在裂隙附近发育(Mainpriceetal., 2004)。这是由于溶解-沉淀反应过程中含水矿物结晶生长使得应力集中于石榴石裂隙开裂端将矿物斑晶逐渐撑开(Putnis, 2009)，并导致与生成物接触的裂隙壁产生变形。

Liuetal. (2012)对大象山变质杂岩带内石榴石EBSD研究发现以〈110〉方向上Z轴极密为主要特征，通过和石榴石粘塑性自洽的数值模拟结果对比作者认为石榴石变形为高温(>700℃)纯剪切作用的结果。与之不同本文侧重研究伴随溶解-沉淀反应具有明显形态优选方位的单颗石榴石的变形过程，背散射观察获得同剪切和晚期伸展阶段流体作用下，石榴石沿颗粒边缘和裂隙发育机械破裂的岩相学特征，EBSD分析揭示其变形是以绕〈112〉轴发生微弱机械旋转为主。因此红河-哀牢山剪切带内石榴石存在多种变形机制，正确区分这些变质-变形过程对深入理解陆内巨型剪切带的演化历史至关重要。

7.3 大地构造意义

渐新世以来红河-哀牢山左行剪切活动强烈叠加改造了构造带内早期岩石，致使新生代早期构造-变质痕迹被大量抹去。在矿物化学成分上，石榴石大多具有同剪切期流体作用下重吸收的环带样式(Leloup and Kienast, 1993; Gilleyetal., 2003)，若以此成分限定构造带的热演化只能获得部分剪切活动阶段的温压条件。Wangetal. (2016a)首次在元阳地区靠近哀牢山断裂附近的石榴蓝晶石云母片岩内报道了石榴石生长环带，但并未进行年代学研究工作，因此不能排除印支期变质生长的可能。本文首次在红河断裂附近深变质岩石内获得石榴石的进变质生长环带及相应的组构分析，岩石峰期条件可达高压麻粒岩相，且这类矿物强烈定向的含蓝晶石石榴夕线片麻岩与之前变形较弱的同类岩石的近等温降压的退变轨迹具有明显差别(Jietal., 2020)，表现出明显的降温降压的P-T轨迹，快速的冷却过程可能与强剪切变形导致快速的抬升速率及大量流体渗入有关，这也是粗粒变斑晶能保留进变质环带的原因，另外，由于岩石内部锆石变质增生边大多较窄，仅获得一颗深熔锆石年龄为23.2±0.4Ma，这个年龄被认为是岩石退变穿越固相线时间(图10)。因此综合本文研究结果认为红河-哀牢山左行走滑本身并未导致大量的剪切热使地壳熔融。相反，不均匀变形导致流体更易渗透，致使哀牢山杂岩带在剪切阶段以降温隆升为主。

8 结论

(1) 哀牢山变质杂岩带石榴石、夕线石和石英EBSD分析揭示矿物变形主要发生在中低温阶段(650～300℃)，石榴石具有较弱的晶格优选定向，石榴石形态优选方位主要是受控于流体作用下的溶解-沉淀机制，而非高温韧性变形，石榴石变形过程具有明显的粒度敏感性并强烈受控于局部流体活动。基质内棱柱状夕线石变形主要是以绕〈010〉轴旋转为主，强蚀变区细小夕线石则发育(001)[100]滑移系。

(2)与弱变形的含蓝晶石石榴夕线片麻岩的近等温降压P-T-t轨迹不同，强变形含蓝晶石石榴夕线片麻岩具有降温降压的变质轨迹，且岩石内粗粒石榴石保留进变质生长环带。石榴石压力影处新生黑云母与石榴石边部成分记录岩石于～9.5kbar、760℃演化至～6.0kbar、500～600℃的退变轨迹。

(3)哀牢山变质杂岩带漠沙地区石榴石夕线片麻岩野外构造解析，岩石内石榴石成分环带、显微构造及变斑晶内部包裹体的排列样式皆表明红河-哀牢山韧性走滑剪切启动前印支陆块与华南陆块接触带经历了强烈的地壳挤压增厚过程。石榴石变质-变形综合研究揭示变质杂岩带挤压-剪切-伸展多阶段构造演化过程。

致谢中国地质科学院地质研究所周桂生博士和梁风华副研究员在电子探针与电子背散射衍射实验过程中给予了帮助；北京大学张波老师和利物浦大学的John Wheeler教授在显微构造及矿物组构方面进行了交流和指导；两位审稿人提出许多宝贵的修改意见使文章得以进一步提升；在此一并表示诚挚的感谢！