地质温度计在桂东南那卜韧性剪切带花岗质糜棱岩中的适用性

Applicability of Geothermometer to Granitic Mylonites in Nabu Ductile Shear Zone, Southeast Guangxi

摘要

糜棱岩的变质变形温度测定对其变形演化过程和热年代学同位素定年结果解释具有重要的意义.本文仅讨论各地质温度计在那卜韧性剪切带中的适用性.利用糜棱岩中的矿物组合、矿物动态重结晶特征以及EBSD（electron back-scattered diffraction）石英<c>轴组构等塑性变形特征，估算出那卜韧性剪切带的变质变形温度范围为400~550 ℃.在电子探针分析技术基础上，利用绿泥石成分地质温度计、白云母-绿泥石地质温度计以及白云母/黑云母Ti温度计对那卜韧性剪切带中的花岗质糜棱岩样品进行变质变形温度计算，获得相应的温度分别为305~325 ℃、390~500 ℃、395~492 °C和473~565 ℃、431~574 °C.通过对比分析发现，利用绿泥石成分地质温度计获得的结果明显低于利用塑性变形特征估算出的温度范围和其他温度计的计算结果，结合前人研究结果表明其仅适用于低温变质变形作用的温度计算；而另外3种温度计获得的结果在误差范围内均位于利用塑性变形特征估算出的温度范围内，表明其均适用于该剪切带的变质变形温度计算.其中白云母-绿泥石地质温度计适用于低温糜棱岩，白云母/黑云母Ti温度计适用于相对高温的糜棱岩.

关键词

糜棱岩 / 韧性剪切带 / 地质温度计 / 变质变形温度 / 那卜镇 / 构造地质.

Key words

mylonitization / ductile shear zone / geothermometer / metamorphic deformation temperature / Nabu Town / tectonics

0 引言

韧性剪切带是岩石经过强烈的韧性剪切作用而形成的一种线形高应变带，也是碰撞造山作用的重要表现形式之一，在大陆板块之间的拼合带上较为常见（朱光等，2004；Mukherjee，2017；秦亚等，2021）.糜棱岩作为韧性剪切带中的标志性岩石，记录了丰富的地质信息，这使得糜棱岩成为了研究韧性剪切带的理想载体.正确合理地估算糜棱岩的变质变形温度对糜棱岩的变形演化过程和热年代学同位素定年结果解释等一系列问题有着不容忽视的作用.比如利用糜棱岩中的云母类矿物进行⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年，一个不可回避的问题便是糜棱岩的变形温度与同位素体系封闭温度之间的大小关系（杨晓勇，2005）.前人研究表明，云母类矿物的Ar同位素体系封闭温度在250~450 °C，若糜棱岩的变形温度低于封闭温度，矿物内同位素体系未发生重置，则实际获得的年龄不能代表糜棱岩的形成年龄；若糜棱岩的变形温度高于或远高于封闭温度，则所获得的年龄可能是糜棱岩的形成年龄或是矿物的冷却年龄（Harrison et al.，1985， 2009；McDougall and Harrison，1999）.因此，想要确定Ar同位素定年结果的准确性及其所代表的地质意义，就需要尽可能准确地对糜棱岩的形成温度进行估算，并且需要根据样品中的Ar有无明显丢失和过剩等实际情况进行综合判断.但就目前的研究成果和测试技术发展水平而言，如何定量估算韧性剪切带的变质变形温度仍然存在许多挑战.前人使用较多的变形温度估算方法主要是采用糜棱岩中的矿物组合、矿物动态重结晶特征以及石英<c>轴组构等塑性变形特征来估算韧性剪切带的变形温度（Stipp et al.，2002；向必伟等，2007；刘俊来等，2008；许志琴等，2009；王勇生等，2016；张青和李馨，2021）.近年来，一些学者开始尝试使用各种地质温度计来估算糜棱岩的变质变形温度（王勇生等，2005；Lanari et al.，2014；张慧等，2018；Liu et al.，2021；胡荣国等，2022）.

本文对那卜韧性剪切带中花岗质糜棱岩样品制作而成的定向薄片进行显微镜下观察，圈定出颗粒细小的、处于共生状态的绿泥石、白云母和黑云母以便于在电子探针实验中获得准确的矿物成分.另外对糜棱岩中细粒化的动态重结晶石英颗粒进行EBSD（electron back-scattered diffraction）石英<c>轴组构特征分析.在此基础上，利用绿泥石成分地质温度计、白云母-绿泥石地质温度计、白云母/黑云母Ti温度计对那卜韧性剪切带的形成温度进行估算，将其与利用糜棱岩中矿物动态重结晶变形机制、石英<c>轴组构等塑性变形特征估算出的变形温度进行对比分析，讨论不同地质温度计在估算那卜韧性剪切带变质变形温度中的适用性；同时，也为解释糜棱岩中云母类矿物⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年结果的地质意义起到一定的指示作用.

1 地质背景

桂东南地区位于钦杭成矿带的西南端（图1a），并位于新元古代扬子和华夏地块的拼合带上（王孝磊等，2017；Xia et al.，2018；蒙麟鑫等，2020）.前人研究表明，扬子地块和华夏地块在早古生代发生碰撞拼合形成了现今统一的华南大陆（李献华等，2012；舒良树，2012，2021；张国伟等，2013）.之后，华南大陆经历了多期次的构造-热事件，早古生代晚期发生的武夷-云开造山运动引起了桂东南地区强烈的花岗质岩浆活动（Li et al.，2010；柏道远等，2014），中生代发生了广泛的构造变形，并伴随着断裂活动，形成了一系列沉积盆地和大规模岩浆岩（Zhou et al.，2000；王德滋和沈渭洲，2003；Wang et al.，2013）.

研究区内大量出露新元古代-中生代的花岗岩，面积约占研究区70%以上（图1b）.岩性主要为黑云二长花岗岩，含少量花岗闪长岩.古生代及以前的花岗岩多发生变形变质作用.区内地层除缺失石炭系、二叠系、侏罗系以及新近系外，其他地层均有出露.新元古代地层主要为一套变质杂砂岩；奥陶纪地层主要为浅灰色石英砂岩、粉砂岩以及泥岩；志留纪地层主要为灰白、灰绿色细砂岩、粉砂岩夹页岩以及泥灰岩；泥盆纪地层主要为灰绿、浅灰色含砾砂岩、粉砂质泥岩；中生代白垩纪地层主要为泥质细砂岩、粉砂岩夹泥岩；新生代古近纪地层主要为山麓相-河流相紫红色块状砾岩以及含砾砂岩；第四纪地层主要为河流相沉积堆积物，大小河流谷地均有出露，现代河床、河漫滩等一级阶地较为常见.区内断裂带多呈NE、NNE、NEE向展布（任纪舜，1997；邢光福等，2002，2008；赵越等，2004；董树文等，2007；张岳桥等，2012），以右行剪切为主，带内糜棱岩十分发育（罗璋，1990；阎全人等，2000；覃小锋，2002；郭尚宇等，2020）.

2 那卜韧性剪切带特征

那卜韧性剪切带主要切穿桂东南地区的宁潭岩体（图1b），分布于博白县双旺镇、那卜镇、英桥镇和宁潭镇一带.剪切带整体呈NE-SW向延伸，倾向NW或SE，倾角64°~88°（图2），出露宽度为3~4 km，长度超过100 km，在西村-那卜镇一带变形程度最强，岩石由于遭受强烈变形变质作用大部分已变为花岗质糜棱岩和糜棱片麻岩（覃小锋，2002）.

糜棱面理主要由黑云母、长条状的石英和眼球状的长石碎斑组成，伴随有少量的角闪石、电气石等副矿物.长石以碎斑和基质两种形式存在，碎斑的大小为3~5 cm，呈眼球状，在长石碎斑两端的尾部常伴随有被拉长呈条带状的石英以及定向排列的片状云母矿物组成拖尾，形成典型的“σ”型旋转碎斑（图3a，3b）.在糜棱面理上，颗粒细小的云母、长石以及石英等定向排列和拉长形成拉伸线理，向SW侧伏，侧伏角一般小于45°（图3c）.同时主要由长石组成的面理（S）与黑云母、石英组成的面理（C）共同构成S-C组构（图3d）.根据糜棱岩中旋转碎斑、S-C组构以及矿物拉伸线理的特征，判断那卜韧性剪切带为右行走滑兼具逆冲性质的韧性剪切带.

3 显微变形构造特征

选取那卜韧性剪切带中的8件样品（G22、G23、G24、G25、G27、G29、G30、G31）用于镜下鉴定，所选样品均为花岗质糜棱岩.花岗质糜棱岩中的矿物主要为石英、白云母、黑云母、斜长石和钾长石，伴随有少量的绿泥石、锆石以及电气石等副矿物.钾长石在样品G22和G30中以碎斑和基质的形式存在，表面泥化现象明显，一些钾长石可见卡式双晶（图4a）；石英一般为颗粒细小的基质，具有明显的波状消光特征，分布在钾长石碎斑边部（图4b，4c）；白云母和黑云母均呈定向排列分布于长石、石英碎斑周围，指示右行剪切运动（图4b~4d，4i）.显微镜下观察显示，大部分长石碎斑以塑性变形为主，多呈“σ”型眼球状，与周围环绕的基质形成核-幔构造（图4b，4c）.根据流体主要沿糜棱面理流动的特征，推测出沿糜棱面理定向分布的基质矿物可能是由流体中结晶形成的（王勇生等，2005），而基质中定向分布的云母类矿物和绿泥石颗粒本身较小且与其他矿物颗粒边界密切贴合，表明它们可能是同一期次的新生矿物（图4e）.糜棱岩基质中的矿物组合表现为典型的绿片岩相特征，即：动态重结晶的石英+白云母+绿泥石+长石+黑云母.根据糜棱岩基质中的新生矿物组合和上述长石变形特征（Simpson，1985；Tullis and Yund，1991；Passchier and Trouw，1996），可以估算出那卜韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度主要介于400~500 ℃.

在显微镜下可以看见，剪切带糜棱岩中的石英颗粒明显细粒化且围绕长石碎斑分布，石英波状消光、亚晶粒或核幔构造发育，可观察到大量动态重结晶颗粒以及少量被塑性拉长呈条带状的石英（图4b，4c）.动态重结晶石英颗粒边界的交接部位容易发生相互迁移，多呈孤岛状（图4g）、花边状（图4f~4h），指示其主要发生颗粒边界迁移重结晶作用，说明其变形温度可能超过500 ℃（Stipp et al.，2002），但在定向薄片中石英颗粒以边界迁移（主要）和亚颗粒旋转（次要）的形式共同存在且未观察到棋盘格状亚颗粒，说明其变形温度主要介于500~550 ℃.另外，也可观察到粒径在50~100 µm的石英颗粒（图4i），指示在韧性变形过程中石英发生了亚颗粒旋转重结晶作用（subgrain rotation recrystallization，SGR），说明其变形温度可能达到400~500 ℃（Stipp et al.，2002）.根据石英颗粒的动态重结晶特征估算出那卜韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度主要介于400~550 ℃.

综上所述，根据糜棱岩中的矿物组合、矿物动态重结晶特征估算出那卜韧性剪切带的变质变形温度范围为400~550 ℃（表1）.

4 实验测试方法

4.1　电子背散射衍射(EBSD)测试

电子背散射衍射（EBSD）技术可以应用于糜棱岩流变条件下矿物晶轴组构定向性分析，判断流变剪切指向、对比应变强度、估算变形温度（张青和李馨，2021）.利用石英<c>轴组构估算变形温度只是一个半定量方式，除了温度外，应变速率和流体等相关条件也是影响滑移系启动的重要因素（Hirth and Tullis，1992；Law，2014）.值得注意的是，控制变形滑移系的活化温度是通过天然矿物温度计的计算结果所获得，这类基于变质平衡反应的温度估算是否对应于特定滑移系以及相关韧性组构发育时的温度，即变质与变形过程是否具有很好的耦合性仍然存在争议（Law，2014）.因此，想要使它们具有良好的对应关系，就需要结合显微镜下特征进行共同限定，比如选取剪切指向清晰的区域进行石英<c>轴组构测试分析（王勇生等，2016）.

EBSD测试分析是在桂林理工大学广西隐伏金属矿床勘查重点实验室的场发射扫描电镜实验室完成.所用仪器为德国蔡司公司（Zeiss）制造的Σigma场发射扫描电镜（SEM）和英国Oxford公司制造的Channel5型号的EBSD探头，能谱分析所用仪器为Oxford公司的X-Max80探测器和配套的Aztec软件.工作电压为20 kV、探针电流≥40 nA、分辨率≤1.3 nm（20 kV）、工作距离约20 mm、70°样品倾斜和低真空（20~30 Pa）收集模式.首先将提前处理好的（抛光）定向薄片XZ面、粘上导电胶形成闭合回路后放置于扫描电镜下，其次使用配套的软件获取石英矿物的电子背散射通道衍射花样，最后在定向薄片选定区域内进行优选方位测定.创建下半球等面积极点图，绘制等值线，以说明石英颗粒的<c>轴滑动方向（Xu et al.，2015；Sun et al.，2018）.

4.2　电子探针测试

本次研究选取了那卜韧性剪切带中4件糜棱岩样品进行矿物成分测试分析.实验在桂林理工大学广西隐伏金属矿床勘查重点实验室电子探针分析实验室完成.所使用的电子探针仪器型号为JEOLJXA8300，实验参数条件如下：工作电压15 kV，探针电流20 nA，工作时间为20~30 s，束斑大小根据实验过程中矿物颗粒的大小在2~5 µm进行选择.由于实验中矿物成分测试分析不区分铁的价态，故绿泥石中的全铁含量均作为Fe²⁺处理，其化学分子式采用前人提出的方法计算（Yavuz et al.，2015）.因为绿泥石特殊的组成结构，实验中会产生一定的误差，所以本次实验把（Na₂O+K₂O+CaO）>0.5%当作绿泥石成分被混染的指标并剔除（Foster，1962）.黑云母、白云母阳离子数以O=11计算，绿泥石阳离子数以O=14计算，黑云母的Fe²⁺和Fe³⁺值由待定阳离子数法计算得到（林文蔚和彭丽君，1994）.

5 EBSD石英<c>轴组构特征

本次研究对34件定向薄片进行了EBSD测试分析，代表性的样品测试结果见图5.

在韧性剪切变形过程中，当应变系统的差异应力逐渐增大并达到相应的稳态流变剪应力临界值（critical resolved shear stress，CRSS）时，矿物晶体内部的晶格便会沿特定的滑动面和滑动方向运动从而形成滑移系.同时，因为稳态流变剪应力临界值主要受控于变形温度（Gomez-Rivas，2020），所以石英动态重结晶过程中形成的不同优选方位的滑移系也就具有了变形温度指示意义.

本次实验结果显示（图5），那卜韧性剪切带内获得石英<c>轴组构图中点极密主要分布于赤平投影大圆的边部与中心之间的位置，指示主要以菱面<a>滑移为主，构造岩的变形温度主要在400~550 ℃ （许志琴，2009）.

6 矿物化学成分

6.1　绿泥石化学成分

绿泥石化学结构通式为： {\left(R_x^{\mathrm{2}+}{R}_y^{\mathrm{3}+}{\square }_{\mathrm{6}-x-y}\right)}_{\mathrm{6}}^{\mathrm{V}\mathrm{I}} {\left(\mathrm{S}{\mathrm{i}}_z{R}_{\mathrm{4}-\mathrm{z}}^{\mathrm{3}+}\right)}_{\mathrm{4}}^{\mathrm{I}\mathrm{V}} {\mathrm{O}}_{\mathrm{10}} {(\mathrm{O}\mathrm{H})}_{\mathrm{8}}，其中R ²⁺、R ³⁺分别指代绿泥石中的二价、三价阳离子，即：Mg²⁺或Fe²⁺、Al³⁺或Fe³⁺，□表示八面体空位，IV和VI表示四次与六次配位（分别指四面体、八面体结点位置）（Wiewióra and Weiss，1990； Zane and Weiss，1998）.绿泥石的电子探针化学成分分析结果见表2，电子探针镜下照片见图6.

由Si-Fe分类图解可知（Deer et al.，1962），糜棱岩中的绿泥石均为密绿泥石（图7a）；在Al+□-Mg-Fe三角分类图解中（Zane and Weiss，1998），糜棱岩中的绿泥石均落在I型三八面体的Mg绿泥石区域（图7b）；由R ²⁺-Si分类图解可以看出（Wiewióra and Weiss，1990），糜棱岩中的绿泥石均落在三八面体区域内，整体上更加接近斜绿泥石端元（图7c）.

6.2　白云母化学成分

白云母化学成分变化主要是通过类质同象替代实现，即Na可以替代K；Mg、Fe²⁺、Fe³⁺和Ti⁴⁺可以替代Al^VI；Si可以替代Al^IV，其种类变化依次为白云母-钠云母-绿鳞石.白云母的矿物成分测试分析结果见表2和表3，电子探针镜下照片见图6.

从表2和3可以看出，与绿泥石或黑云母共生的白云母各化学成分含量（a.p.f.u，atoms per formula unit）中Si、Fe+Mg、Mg和Na等值十分接近，表明各样品中白云母达到了热力学平衡.

前人研究表明（Massonne and Schreyer，1987），随着Si含量的不断增加，白云母会发生由普通白云母→多硅白云母→绿鳞石的转变（图8）.如果将Si原子数3.3当作划分界线，则本次研究所选取的基质白云母均为普通白云母.在白云母三角分类图解中（Miller et al.，1981），基质中的细粒白云母全部投在了次生白云母的区域内，表明所选取的实验数据符合本文研究对新生白云母的要求（图9）.

6.3　黑云母化学成分

黑云母的矿物成分测试分析结果见表3，电子探针镜下照片见图6.

在黑云母分类图解中（Foster，1960），大部分黑云母都落在铁质黑云母区域，极个别落在镁质黑云母区域（图10a）.在黑云母10×TiO₂-FeO^*-MgO（FeO^*=FeO_t+MnO）三角图解中（Nachit et al.，2005），基质中的黑云母全部落在了重结晶黑云母区域内（图10b），表明后期的构造-热液事件使得基质中的黑云母都发生了部分或完全重结晶作用.在岩浆活动作用中，流体的活动特性决定了其主要是沿着糜棱面理流动的，因此分布于糜棱面理上的细粒黑云母可能是由流体中结晶产生的，也可能是原来便存在的黑云母在后期的构造-热事件作用下而形成的重结晶产物.

7 地质温度计的使用

7.1　绿泥石成分地质温度计

由20世纪至今，许多从事绿泥石化学结构特征研究的学者发现，绿泥石的化学成分在不同的地质环境中差异很大，但前人研究发现Al^IV和温度T（℃）具有一定的内在联系并在之后的研究中给出了对应表达式（Cathelineau and Nieva，1985；Cathelineau，1988）：

T = - \mathrm{61.92} + \mathrm{321.98} \mathrm{A} {\mathrm{l}}^{\mathrm{I}\mathrm{V}}，(1)

公式（1）中：T为温度，单位为°C.由于公式（1）中仅引入了Al^IV这一个变化参数，导致一些地质学者对其在变形温度估算中的适用性和准确性产生了质疑.之后Jowett（1991）在研究中发现，绿泥石中Fe/（Fe+Mg）比值通过对Al^IV的影响，从而间接影响温度的变化，由此将绿泥石中Fe/（Fe+Mg）的比值作为校正因子带入到公式计算中来，将公式（1）修正为（Jowett，1991）：

近年来，前人尝试将该温度计应用到低温糜棱岩变质变形温度计算中来并且取得了成功（王勇生等，2005）.本文利用公式（1），从2个定向样品共获得了14组温度值，样品G22获得的温度值均位于306~322 °C；利用公式（2），样品G22获得的温度值均位于308~325 °C（表2）.两者温度结果基本相同.

7.2　白云母-绿泥石地质温度计

共生的矿物在构造-热液活动事件中，其化学成分会发生转移分配并达到一个相对平衡的状态，而共生的白云母和绿泥石中的Al^VI正好符合这一情况，Kotov（1975）据此特征提出了白云母-绿泥石地质温度计，其计算精度在±20~60 °C.其计算公式为：

X_{\mathrm{A}\mathrm{l}}^{\mathrm{M}\mathrm{s}} = \frac{\mathrm{A}{\mathrm{l}}^{\mathrm{V}\mathrm{I}}}{\mathrm{A}{\mathrm{l}}^{\mathrm{V}\mathrm{I}}+\mathrm{M}\mathrm{g}+\mathrm{F}{\mathrm{e}}^{\mathrm{2}+}+\mathrm{F}{\mathrm{e}}^{\mathrm{3}+}+\mathrm{M}\mathrm{n}+\mathrm{T}\mathrm{i}},(3)

X_{\mathrm{A}\mathrm{l}}^{\mathrm{C}\mathrm{h}\mathrm{l}} = \frac{\mathrm{A}{\mathrm{l}}^{\mathrm{V}\mathrm{I}}}{\mathrm{A}{\mathrm{l}}^{\mathrm{V}\mathrm{I}}+\mathrm{M}\mathrm{g}+\mathrm{F}{\mathrm{e}}^{\mathrm{2}+}+\mathrm{F}{\mathrm{e}}^{\mathrm{3}+}+\mathrm{M}\mathrm{n}+\mathrm{T}\mathrm{i}},(4)

公式（3）~（4）中 X_{\mathrm{A}\mathrm{l}}^{\mathrm{M}\mathrm{s}}和 X_{\mathrm{A}\mathrm{l}}^{\mathrm{C}\mathrm{h}\mathrm{l}}表示白云母与绿泥石中Al^VI与所有六配位阳离子数的比值，将各个样品的比值整理好并进行相应的投图（图11a），便可大致估算出各个样品的形成温度.

本文利用白云母-绿泥石地质温度计获得了2个定向样品共14组温度值，均位于390~500 °C （图11b）.样品G22-DX1的7个温度值均介于390~430 °C，平均值为406 °C；样品G22-DX2的7个温度值4个介于390~430 °C，3个介于450~500 °C，平均值为443 °C；鉴于以上数据结果，我们认为那卜韧性剪切带的形成温度约为425 °C.

7.3　白云母Ti温度计

Wu and Chen（2015b）等根据变泥质岩中白云母的Ti含量提出了一个白云母Ti温度计公式：

\mathrm{l} \mathrm{n} \left[T(℃)\right] = \mathrm{7.258} + \mathrm{0.289} \mathrm{l} \mathrm{n} ( \mathrm{T} \mathrm{i} ) + \mathrm{0.158} [ \mathrm{M} \mathrm{g} / ( \mathrm{F} \mathrm{e} + \mathrm{M} \mathrm{g} ) ] + \mathrm{0.031} \mathrm{l} \mathrm{n} [ P / \mathrm{10} ( \mathrm{G} \mathrm{P} \mathrm{a} ) ]，(5)

公式（5）中：T为温度，单位为°C；P为压强，单位为GPa.Ti=0.01~0.07 a.p.f.u，Fe=0.03~0.16 a.p.f.u，Mg=0.01~0.32 a.p.f.u，［Mg/（Fe+Mg）］=0.05~0.73，T=450~800 °C，P=0.10~1.40 GPa，误差为±65 °C.该公式经过校准并与实验室白云母对比显示其适用于自然界90%以上的天然白云母.所以考虑把该温度计应用到桂东南那卜韧性剪切带中糜棱岩的温度计算中来确定该剪切带的变质变形温度.同时由于公式中引入了压力这个参数，因此，在这里我们使用基于Si含量所提出的多硅白云母压力计算公式（Anderson，1996）所获得的值来近似代替本文中的白云母压力值：

P ( \mathrm{G} \mathrm{P} \mathrm{a} ) = [ - \mathrm{2.678} \mathrm{6} \mathrm{S} {\mathrm{i}}^{\mathrm{2}} + \mathrm{43.975} \mathrm{S} \mathrm{i} + \mathrm{0.012} \mathrm{53} T ( ℃ ) - \mathrm{113.999} \mathrm{5} ] / \mathrm{10} .(6)

因为压力计中也引入了一个温度参数，所以考虑将之与白云母Ti温度计连用，通过迭代法将公式适用范围内的一个温度代入Si压力计公式，再把获得的结果代入Ti温度计求得一个温度值，反复迭代直至两个温度值相等，一般3次左右即可.由表3和表4的计算结果可知，与绿泥石共生的白云母Ti温度计计算结果在395~492 °C，平均为439 °C，对应的压力值为0.35~0.68 GPa；与细粒黑云母共生的白云母Ti温度计计算结果在473~565 °C，平均为504 °C，对应的压力值为0.45~0.77 GPa.故白云母Ti温度计的平均值为471 °C.

7.4　黑云母Ti温度计

Wu and Chen（2015a）基于变泥质岩中黑云母的Ti含量并通过对黑云母中Ti的地质温度计进行修正提出了一个新的黑云母Ti温度计计算公式：

\mathrm{l} \mathrm{n} \left[T(℃)\right] = \mathrm{6.313} + \mathrm{0.224} \mathrm{l} \mathrm{n} ( X_{\mathrm{T}\mathrm{i}} ) - \mathrm{0.288} \mathrm{l} \mathrm{n} ( X_{\mathrm{F}\mathrm{e}} ) - \mathrm{0.449} \mathrm{l} \mathrm{n} ( X_{\mathrm{M}\mathrm{g}} ) + \mathrm{0.15} [ P / \mathrm{10} ( \mathrm{G} \mathrm{P} \mathrm{a} ) ],(7)

公式（7）中：T为温度，单位为 °C；P为压强，单位为GPa.X _Ti=Ti/（Fe+Mg+Al^VI+Ti），X _Fe=Fe/（Fe+Mg+Al^VI+Ti），X _Mg=Mg/（Fe+Mg+Al^VI+Ti）；Ti=0.02~0.14 a.p.f.u，X _Ti=0.02~0.14 a.p.f.u，X _Fe=0.19~0.55 a.p.f.u，X _Mg=0.23~0.67 a.p.f.u，T=450~840 °C，P=0.10~1.90 GPa，误差为±50 °C.因为该温度计可以清楚地区分进变质区或逆变质区和热接触晕（热接触变质圈）不同区域的系统温度变化，所以把该温度计应用到桂东南那卜韧性剪切带中糜棱岩的温度计算中来确定该剪切带的变质变形温度.

本文选取基质中颗粒相对较小黑云母，利用该温度计进行变质变形温度计算，因为白云母与黑云母的共生关系，所以该公式中的压力用共生白云母的压力值代替.由表4计算结果可知，与白云母共生的细粒黑云母Ti温度计计算结果在431~574 °C，平均为544 °C.

8 讨论和结论

8.1　讨论

本文仅讨论各地质温度计在那卜花岗质糜棱岩中的适用性以及各温度计计算结果存在显著差异的原因.根据糜棱岩中的矿物组合、矿物动态重结晶特征和石英<c>轴组构等塑性变形特征，我们可以估算出那卜韧性剪切带的变质变形温度范围为400~550 °C.由图12可以看出，除绿泥石成分温度计获得的结果偏差较大外，其他温度计所获得的结果在误差范围内基本都位于估算出的温度范围内，两者具有很好的吻合性.

绿泥石成分温度计所获得的结果均明显低于利用糜棱岩中的矿物组合、矿物动态重结晶以及石英<c>轴组构等塑性变形特征估算出的温度范围和其他温度计的计算结果，结合前人的研究成果（Jowett，1991；王勇生等，2005），表明绿泥石成分地质温度计仅适用于低温糜棱岩的变质变形温度计算.对于这种偏低的温度值做出如下解释：（1）主要原因可能是该公式原本就是在低温条件下推导出来的，其本身只适用于低温糜棱岩的测定，并且前人的研究结果也印证了这一问题，即经过Fe-Mg改良过后的地质温度计适用于150°~325 °C范围内的各种体系（Jowett，1991）.（2）由于绿泥石成分温度计容易受到绿泥石种类变化的影响，本文选取的绿泥石为相对高Si、贫Al^IV和Fe的密绿泥石，导致获得的温度结果偏低（王勇生等，2005）.

白云母-绿泥石温度计计算结果的平均值在425 °C，比绿泥石成分温度计明显要高，但又位于利用塑性变形特征估算出的温度范围内，表明该温度计适用于那卜韧性剪切带的变形温度计算.主要原因可能是由于该温度计综合考虑了Al^Ⅵ与所有阳离子比值，使得绿泥石种类变化所带来的温度误差被最大化降低，所以该温度计能够获得相对可靠的温度值（Kotov，1975；王勇生等，2005；胡荣国等，2022）.

白云母/黑云母Ti温度计的计算结果均位于利用塑性变形特征估算出的温度区间内，表明这两种地质温度计均适用于该韧性剪切带的变质变形温度计算.白云母/黑云母Ti温度计获得的结果与前两种温度计相比整体偏高，其原因可能为：该温度计本身便是在相对高温的变质变形条件下校准推导出来的，它更加适合于中高温变质变形作用的温度计算（Wu and chen，2015a，2015b）.另外，从宏观上看，因为白云母/黑云母Ti温度计与石榴子石-黑云母温度计（Holdaway，2000）两者的温度结果具有很好的拟合性（后者温度比前者高），而且石榴子石-黑云母温度计是应用于变质泥质岩温度计中最精确的（Wu and Chen，2006），所以云母Ti温度计在误差范围内可以相对准确地反映那卜韧性剪切带中花岗质糜棱岩的变质变形温度.从微观上看有以下原因：（1）宽泛的前提应用条件，比如白云母Ti温度计适用于自然界90%的白云母（Wu and Chen，2015b），黑云母Ti温度计适用于含金红石或含钛铁矿的变泥质岩中98%以上的天然黑云母（Wu and Chen，2015a）；（2）前人研究表明，宁潭岩体属于早古生代以元古宙基底（主要为变质泥岩和变质砂岩）物质重熔作用为主而形成的花岗岩侵入体，这些花岗岩属于典型的过铝质S型花岗岩（夏金龙等，2018），而白云母/黑云母Ti温度计正是针对变泥质岩提出的，在一定程度上能够获得相对可靠的计算结果.

因为本文样品都是沿剪切带走向采集的，所以各样品的计算结果可以反映沿剪切带走向的温度变化特征.通过表3和表4可以计算出各个样品的平均温度值，白云母Ti温度计：样品G22、G29、G30、G31的平均值分别为445 °C、500 °C、530 °C、491 °C；黑云母Ti温度计：样品G22、G29、G30、G31的平均值分别为468 °C、551 °C、561 °C、560 °C.从各样品平均温度值可以看出，除样品G22的温度值低一点之外，其他3个样品的平均温度值十分接近，表明沿剪切带走向的变形温度基本一致.

前人曾在宁潭岩体中的那卜韧性剪切带上做过云母类矿物⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年（赵国英，2017），测试的坪年龄结果在232 Ma（中三叠世）左右，并且表现出相对平坦的表观年龄谱特征，与前人在云开地块西侧获得的⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年结果基本相同（Wang et al.，2007b；郭尚宇等，2020）.对应的花岗岩岩浆锆石U-Pb年龄都在430 Ma左右，与云开地区早古生代岩浆岩年龄基本一致（Wang et al.，2007a；王磊等，2013；夏金龙等，2018；王祥东等，2020）.因此，该白云母坪年龄应该代表的是一次构造变形事件的年龄（Liu et al.，2003；Larson et al.，2006；Culshaw et al.，2012）.但两者年龄的显著差异表明，那卜镇地区早古生代花岗岩中的云母类矿物在自然结晶后再次遭受了后期的构造-热事件作用使其K-Ar同位素体系被完全重置，同时，白云母/黑云母Ti温度计的计算结果主要位于395~560 °C，整体上明显高于云母类矿物Ar同位素体系封闭温度250~450 °C（Harrison et al.，1985， 2009）.这些研究成果对合理解释⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年结果具有一定的指导意义.

8.2　结论

（1）绿泥石成分地质温度计的计算结果明显低于利用糜棱岩中石英的塑性变形特征估算出的温度范围和其他温度计的计算结果，但由于其温度值具有良好的一致性，表明该温度计仅适用于低温糜棱岩的变质变形温度计算.

（2）因为白云母-绿泥石温度计综合考虑了Al^Ⅵ与所有阳离子比值，有效降低了绿泥石种类变化所带来的温度误差，所以该温度计能够获得相对可靠的温度值，并且该温度值位于利用糜棱岩塑性变形特征估算出的温度范围之间，表明该温度计适用于那卜韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度计算.

（3）白云母/黑云母Ti温度计的计算结果相比于其他温度计整体偏高，但在误差允许范围内基本都位于利用糜棱岩塑性变形特征估算出的温度区间内，表明其均适用于那卜韧性剪切带中糜棱岩的变质变形温度计算.该温度计的优点在于其能够在相对高温的糜棱岩中获得比较可靠的温度值.

参考文献

[1] Anderson,J.L.,1996.Status of Thermobarometry in Granitic Batholiths.Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh,87(1-2):125-138.https://doi.org/10.1017/s0263593300006544

[2] Bai,D.Y.,Zhong,X.,Jia,P.Y.,et al.,2014.Zircon SHRIMP U-Pb Dating and Geochemistry of Caledonian Miao’ershan Pluton in the Western Part of the Nanling Mountains and Their Tectonic Significance.Acta Petrologica et Mineralogica,33(3):407-423 (in Chinese with English abstract).

[3] Cathelineau,M.,1988.Cation Site Occupancy in Chlorites and Illites as a Function of Temperature.Clay Minerals,23(4):471-485.https://doi.org/10.1180/claymin.1988.023.4.13

[4] Cathelineau,M.,Nieva,D.,1985.A Chlorite Solid Solution Geothermometer the Los Azufres (Mexico) Geothermal System.Contributions to Mineralogy and Petrology,91(3):235-244.https://doi.org/10.1007/bf00413350

[5] Culshaw,N.,Mosonyi,E.,Reynolds,P.,2012.New ⁴⁰Ar/³⁹Ar Laser Single-Grain Ages of Muscovites from Mylonitic Schists in the Rodna Mountains,Eastern Carpathians,Romania:Correlations with Microstructure.International Journal of Earth Sciences,101(1):291-306.https://doi.org/10.1007/s00531-011-0674-y

[6] Deer,W.A.,Howie,R.A.,Iussman,J.,1962.Rock-Forming Minerals:Sheet Silicates.Longman,London，270.

[7] Dong,S.W.,Zhang,Y.Q.,Long,C.X.,et al.,2007.Jurassic Tectonic Revolution in China and New Interpretation of the Yanshan Movement.Acta Geologica Sinica,81(11):1449-1461 (in Chinese with English abstract).

[8] Foster,M.D.,1960.Interpretation of the Composition of Trioctahedral Micas.US Geology Survey Professional Paper,354,Washington,D.C.,U.S.A.,11-49.

[9] Foster,M.D.,1962.Interpretation of the Composition and a Classification of the Chlorites.Geology Survey Professional Paper,414,Washington,D.C.,U.S.A.,1-30.

[10] Gomez-Rivas,E.,Butler,R.W.H.,Healy,D.,et al.,2020.From Hot to Cold:The Temperature Dependence on Rock Deformation Processes:An Introduction.Journal of Structural Geology,132:103977.https://doi.org/10.1016/j.jsg.2020.103977

[11] Guo,S.Y.,Huang,X.Q.,Nong,J.N.,et al.,2020.Deformation Characteristics and ⁴⁰Ar-³⁹Ar Age of the Sanbao Ductile Shear Zone on the Northwestern Margin of Yunkai Block,South China.Geotectonica et Metallogenia,44(3):357-366 (in Chinese with English abstract).

[12] Harrison,T.M.,Celeier,J.,Aikman,A.B.,et al.,2009.Diffusion of ⁴⁰Ar in Muscovite.Geochimica et Cosmochimica Acta,73(4):1039-1051.

[13] Harrison,T.M.,Duncan,I.,McDougall,I.,1985.Diffusion of ⁴⁰Ar in Biotite:Temperature,Pressure and Compositional Effects.Geochimica et Cosmochimica Acta,49(11):2461-2468.https://doi.org/10.1016/0016-7037(85)90246-7

[14] Hirth,G.,Tullis,J.,1992.Dislocation Creep Regimes in Quartz Aggregates.Journal of Structural Geology,14(2):145-159.https://doi.org/10.1016/0191-8141(92)90053-y

[15] Holdaway,M.J.,2000.Application of New Experimental and Garnet Margules Data to the Garnet-Biotite Geothermometer.American Mineralogist,85(7-8):881-892.https://doi.org/10.2138/am-2000-0701

[16] Hu,R.G.,Feng,Z.H.,Wu,J.,et al.,2022.Mineral Feature and Temperature Conditions of Mylonitization of the Yuanbao Mountain Ductile Shear Zone,Northern Guangxi.Geochimica,51(2):176-193 (in Chinese with English abstract).

[17] Jowett,E.C.,1991.Fitting Iron and Magnesium into the Hydrothermal Chlorite Geothermometer.GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting,Toronto,27-29.

[18] Kotov,N.V.,1975.Muscovite-Chlorite Paleothermometer.Proceedings of the USSR Academy of Sciences,222(3):700-704.

[19] Lanari,P.,Wagner,T.,Vidal,O.,2014.A Thermodynamic Model for Di-Trioctahedral Chlorite from Experimental and Natural Data in the System MgO-FeO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O:Applications to P-T Sections and Geothermometry.Contributions to Mineralogy and Petrology,167(2):968.https://doi.org/10.1007/s00410-014-0968-8

[20] Larson,K.P.,Price,R.A.,Archibald,D.A.,2006.Tectonic Implications of ⁴⁰Ar/³⁹Ar Muscovite Dates from the Mt.Haley Stock and Lussier River Stock,near Fort Steele,British Columbia.Canadian Journal of Earth Sciences,43(11):1673-1684.https://doi.org/10.1139/e06-048

[21] Law,R.D.,2014.Deformation Thermometry Based on Quartz c-Axis Fabrics and Recrystallization Microstructures:A Review.Journal of Structural Geology,66:129-161.https://doi.org/10.1016/j.jsg.2014.05.023

[22] Li,X.H.,Li,W.X.,He,B.,2012.Building of the South China Block and Its Relevance to Assembly and Breakup of Rodinia Supercontinent:Observations,Interpretations and Tests.Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry,31(6):543-559 (in Chinese with English abstract).

[23] Li,Z.X.,Li,X.H.,Wartho,J.A.,et al.,2010.Magmatic and Metamorphic Events during the Early Paleozoic Wuyi-Yunkai Orogeny,Southeastern South China:New Age Constraints and Pressure-Temperature Conditions.Geological Society of America Bulletin,122(5-6):772-793.https://doi.org/10.1130/B30021.1

[24] Lin,W.W.,Peng,L.J.,1994.The Estimation of Fe³⁺ and Fe²⁺ Contents in Amphibole and Biotite from EMPA Data.Journal of Changchun University Earth Sciences,24(2):155-162 (in Chinese with English abstract).

[25] Liu,J.H.,Chen,Y.C.,Li,Z.M.G.,et al.,2021.Temperature and Timing of Ductile Deformation of the Longquanguan Shear Zone,Trans-North China Orogen.Precambrian Research,359:106217.https://doi.org/10.1016/j.precamres.2021.106217

[26] Liu,J.L.,Cao,S.Y.,Zou,Y.X.,et al.,2008.EBSD Analysis of Rock Fabrics and Its Application.Geological Bulletin of China,27(10):1638-1645 (in Chinese with English abstract).

[27] Liu,Y.J.,Genser,J.,Ge,X.H.,et al.,2003.⁴⁰Ar/³⁹Ar Age Evidence for Altyn Fault Tectonic Activities in Western China.Chinese Science Bulletin,48(18):2024-2030.https://doi.org/10.1007/bf03183998

[28] Luo,Z.,1990.The Geological Features and Tectonic Evolution in Bobai-Cenxi Deep Fault Zone,Guangxi..Geology of Guangxi,3(1):25-34 (in Chinese with English abstract).

[29] Mao,J.W.,Chen,M.H.,Yuan,S.D.,et al.,2011.Geological Characteristics of the Qinhang (or Shihang) Metallogenic Belt in South China and Spatial-Temporal Distribution Regularity of Mineral Deposits.Acta Geologica Sinica,85(5):636-658 (in Chinese with English abstract).

[30] Massonne,H.J.,Schreyer,W.,1987.Phengite Geobarometry Based on the Limiting Assemblage with K-Feldspar,Phlogopite,and Quartz.Contributions to Mineralogy and Petrology,96(2):212-224.https://doi.org/10.1007/bf00375235

[31] McDougall,I.,Harrison,T.M.,1999.Geochronology and Thermochronology by the ⁴⁰Ar/³⁹Ar Method.Oxford University Press,New York.

[32] Meng,L.X.,Zhou,Y.,Cai,Y.F.,et al.,2020.Southwestern Boundary between the Yangtze and Cathaysia Blocks:Evidence from Detrital Zircon U-Pb Ages of Early Paleozoic Sedimentary Rocks from Qinzhou-Fangchenggang Area,Guangxi.Earth Science,45(4):1227-1242 (in Chinese with English abstract).

[33] Miller,C.F.,Stoddard,E.F.,Bradfish,L.J.,et al.,1981.Composition of Plutonic Muscovite:Genetic Implications.Canadian Mineralogist,19(1):25-34.

[34] Mukherjee,S.,2017.Review on Symmetric Structures in Ductile Shear Zones.International Journal of Earth Sciences,106(5):1453-1468.https://doi.org/10.1007/s00531-016-1366-4

[35] Nachit,H.,Ibhi,A.,Abia,E.H.,et al.,2005.Discrimination between Primary Magmatic Biotites,Reequilibrated Biotites and Neoformed Biotites.Comptes Rendus Geoscience,337(16):1415-1420.https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002.

[36] Passchier,C.W.,Trouw,R.A.J.,1996.Microtectonics.Springer,Berlin,40-41.

[37] Qin,X.F.,2002.Characteristics and Deformation Mechanism of the Dextral Strike-Slip Ductile Shear Zone in Nabu Area,Southeastern Guangxi.Geology and Mineral Resources of South China,18(2):13-23 (in Chinese with English abstract).

[38] Qin,Y.,Feng,Z.H.,Huang,J.Z.,et al.,2021.Discovery of Sanmen Ductile Shear Zone in North Guangxi and Its Tectonic Significances.Earth Science,46(11):4017-4032 (in Chinese with English abstract).

[39] Ren,J.S.,Niu,B.G.,He,Z.J.,et al.,1997.Tectonic Framework and Geodynamic Evolution of Eastern China.Dixue Yanjiu,(29-30):61-73(in Chinese).

[40] Shu,L.S.,2012.An Analysis of Principal Features of Tectonic Evolution in South China Block.Geological Bulletin of China,31(7):1035-1053 (in Chinese with English abstract).

[41] Shu,L.S.,2021.Principal Features of Intracontinental Orogenic Belt and Discussions on Its Dynamics.Acta Geologica Sinica,95(1):98-106 (in Chinese with English abstract).

[42] Simpson,C.,1985.Deformation of Granitic Rocks across the Brittle-Ductile Transition.Journal of Structural Geology,7(5):503-511.https://doi.org/10.1016/0191-8141(85)90023-9

[43] Stipp,M.,Stünitz,H.,Heilbronner,R.,et al.,2002.The Eastern Tonale Fault Zone:A ‘Natural Laboratory’ for Crystal Plastic Deformation of Quartz over a Temperature Range from 250 to 700 ℃.Journal of Structural Geology,24(12):1861-1884.https://doi.org/10.1016/s0191-8141(02)00035-4

[44] Sun,H.S.,Li,J.H.,Zhang,Y.Q.,et al.,2018.Early Paleozoic Tectonic Reactivation of the Shaoxing-Jiangshan Fault Zone:Structural and Geochronological Constraints from the Chencai Domain,South China.Journal of Structural Geology,110:116-130.https://doi.org/10.1016/j.jsg.2018.03.003

[45] Tullis,J.,Yund,R.A.,1991.Diffusion Creep in Feldspar Aggregates:Experimental Evidence.Journal of Structural Geology,13(9):987-1000.https://doi.org/10.1016/0191-8141(91)90051-j

[46] Wang,D.Z.,Shen,W.Z.,2003.Genesis of Granitoids and Crustal Evolution in Southeast China.Earth Science Frontiers,10(3):209-220 (in Chinese with English abstract).

[47] Wang,L.,Long,W.G.,Zhou,D.,2013.Zircon LA-ICP-MS U-Pb Age of Caledonian Granites from Precambrian Basement in Yunkai Area and Its Geological Implications.Geology in China,40(4):1016-1029 (in Chinese with English abstract).

[48] Wang,X.D.,Xu,D.M.,Wang,L.,et al.,2020.Reworking of Indosinian Tectono-Thermal Events in the Yunkai Massif:Gneissic Multi-Mineral U-Pb Geochronological Evidence.Earth Science,45(5):1653-1675 (in Chinese with English abstract).

[49] Wang,X.L.,Zhou,J.C.,Chen,X.,et al.,2017.Formation and Evolution of the Jiangnan Orogen.Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry,36(5):714-735,696(in Chinese with English abstract).

[50] Wang,Y.J.,Fan,W.M.,Zhang,G.W.,et al.,2013.Phanerozoic Tectonics of the South China Block:Key Observations and Controversies.Gondwana Research,23(4):1273-1305.https://doi.org/10.1016/j.gr.2012.02.019

[51] Wang,Y.J.,Fan,W.,Cawood,P.A.,et al.,2007a.Indosinian High‐Strain Deformation for the Yunkaidashan Tectonic Belt,South China:Kinematics and ⁴⁰Ar/³⁹Ar Geochronological Constraints Tectonics,26:1-21.https://doi.org/10.1029/2007tc002099

[52] Wang,Y.J.,Fan,W.M.,Zhao,G.C.,et al.,2007b.Zircon U-Pb Geochronology of Gneissic Rocks in the Yunkai Massif and Its Implications on the Caledonian Event in the South China Block.Gondwana Research,12(4):404-416.https://doi.org/10.1016/j.gr.2006.10.003

[53] Wang,Y.S.,Yang,B.F.,Wang,H.F.,et al.,2016.A Discussion on Influence Factors of Quartz c-Axis Fabrics:An Example from Mylonite in the Tan-Lu Fault Zone.Acta Petrologica Sinica,32(4):965-975 (in Chinese with English abstract).

[54] Wang,Y.S.,Zhu,G.,Wang,D.X.,et al.,2005.An Attempt to Apply Three Geothermometers in the Interpretation of Low-Temperature Mylonites in the Southern Segment of the Tanlu Fault Zone.Geology in China,32(4):625-633 (in Chinese with English abstract).

[55] Wiewióra,A.,Weiss,Z.,1990.Crystallochemical Classifications of Phyllosilicates Based on the Unified System of Projection of Chemical Composition:II.The Chlorite Group.Clay Minerals,25(1):83-92.https://doi.org/10.1180/claymin.1990.025.1.09

[56] Wu,C.M.,Chen,H.X.,2015a.Revised Ti-in-Biotite Geothermometer for Ilmenite- or Rutile-Bearing Crustal Metapelites.Science Bulletin,60(1):116-121.https://doi.org/10.1007/s11434-014-0674-y

[57] Wu,C.M.,Chen,H.X.,2015b.Calibration of a Ti-in-Muscovite Geothermometer for Ilmenite- and Al₂SiO₅-Bearing Metapelites.Lithos,212:122-127.https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.008

[58] Wu,C.M.,Cheng,B.H.,2006.Valid Garnet-Biotite (GB) Geothermometry and Garnet-Aluminum Silicate-Plagioclase-Quartz (GASP) Geobarometry in Metapelitic Rocks.Lithos,89(1-2):1-23.https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.09.002

[59] Xia,J.L.,Huang,G.C.,Ding,L.X.,et al.,2018.Zircon U-Pb Dating,Petrogenesis and Tectonic Background of the Early Paleozoic Ningtan Gneissic Granitic Pluton,in the Yunkai Terrane.Earth Science,43(7):2276-2293 (in Chinese with English abstract).

[60] Xia,Y.,Xu,X.S.,Niu,Y.L.,et al.,2018.Neoproterozoic Amalgamation between Yangtze and Cathaysia Blocks:The Magmatism in Various Tectonic Settings and Continent-Arc-Continent Collision.Precambrian Research,309:56-87.https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.02.020

[61] Xiang,B.W.,Zhu,G.,Wang,Y.S.,et al.,2007.Mineral Deformation Thermometer for Mylonitization.Advances in Earth Science,22(2):126-135 (in Chinese with English abstract).

[62] Xing,G.F.,Lu,Q.D.,Chen,R.,et al.,2008.Study on the Ending Time of Late Mesozoic Tectonic Regime Transition in South China—Comparing to the Yanshan Area in North China.Acta Geologica Sinica,82(4):451-463 (in Chinese with English abstract).

[63] Xing,G.F.,Yang,Z.L.,Mao,J.R.,et al.,2002.Characteristics of Early Jurassic Igneous Rocks on the Continental Margin of Southeastern China and Their Tectonic Significance.Geological Bulletin of China,21(7):384-391 (in Chinese with English abstract).

[64] Xu,H.J.,Zhang,J.F.,Zong,K.Q.,et al.,2015.Quartz Exsolution Topotaxy in Clinopyroxene from the UHP Eclogite of Weihai,China.Lithos,226:17-30.https://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.02.010

[65] Xu,Z.Q.,Wang,Q.,Liang,F.H.,et al.,2009.Electron Backscatter Diffraction (EBSD) Technique and Its Application to Study of Continental Dynamics.Acta Petrologica Sinica,25(7):1721-1736 (in Chinese with English abstract).

[66] Yan,Q.R.,Li,Z.Y.,Li,J.L.,et al.,2000.Application of Rock Magnetic Fabric in the Study of Fault—Examplified by the Bobai-Hepu Fault.Chinese Journal of Geology (Scientia Geologica Sinica),35(3):363-369 (in Chinese with English abstract).

[67] Yang,X.Y.,2005.On the Studies of Ductile Shear Zones:Their Geological Significance.Advance in Earth Sciences,20(7):765-771 (in Chinese with English abstract).

[68] Yavuz,F.,Kumral,M.,Karakaya,N.,et al.,2015.A Windows Program for Chlorite Calculation and Classification.Computers & Geosciences,81:101-113.https://doi.org/10.1016/j.cageo.2015.04.011

[69] Zane,A.,Weiss,Z.,1998.A Procedure for Classifying Rock-Forming Chlorites Based on Microprobe Data.Rendiconti Lincei,9(1):51-56.https://doi.org/10.1007/BF02904455

[70] Zhang,G.W.,Guo,A.L.,Wang,Y.J.,et al.,2013.Tectonics of South China Continent and Its Implications.Science China:Earth Sciences,43(10):1553-1582 (in Chinese).

[71] Zhang,H.,Wang,J.,Peng,T.,et al.,2018.Temperature Conditions of Mylonitization of the Dashuiyu Ductile Shear Zone,Mt.Yunmeng,Beijing.Acta Petrologica Sinica,34(6):1801-1812 (in Chinese with English abstract).

[72] Zhang,Q.,Li,X.,2021.The Application and Associated Problems of EBSD Technique in Fabric Analysis.Acta Petrologica Sinica,37(4):1000-1014 (in Chinese with English abstract).

[73] Zhang,Y.Q.,Dong,S.W.,Li,J.H.,et al.,2012.The New Progress in the Study of Mesozoic Tectonics of South China.Acta Geoscientica Sinica,33(3):257-279 (in Chinese with English abstract).

[74] Zhao,G.Y.,2017.Deformational Characteristics and ⁴⁰Ar/³⁹Ar Geochronology of the Ductile Shear Zone in the North Margin of Yunkai Block,Southeastern Guangxi (Dissertation).Guilin University of Technology,Guilin (in Chinese with English abstract).

[75] Zhao,Y.,Xu,G.,Zhang,S.H.,et al.,2004.Yanshanian Movement and Conversion Oftectonic Regimes in East Asia.Earth Science Frontiers,11(3):319-328 (in Chinese with English abstract).

[76] Zhou,X.M.,Li,W.X.,2000.Origin of Late Mesozoic Igneous Rocks in Southeastern China:Implications for Lithosphere Subduction and Underplating of Mafic Magmas.Tectonophysics,326(3-4):269-287.https://doi.org/10.1016/s0040-1951(00)00120-7

[77] Zhu,G.,Wang,Y.S.,Niu,M.L.,et al.,2004.Synorogenic Movement of the Tan-Lu Fault Zone.Earth Science Frontiers,11(3):169-182 (in Chinese with English abstract).

基金资助

广西自然科学基金资助项目(2020GXNSFAA297091;桂科AD19110121)

国家自然科学基金资助项目(42262026;42072259)