大別造山帶宿松雜巖中石榴斜長角閃巖變質演化過程、原巖時限及其構造涵義*

臘曉峰 石永紅 王娟 周安泰

合肥工業大學資源與環境工程學院,合肥 230009

大別造山帶是由揚子板塊向華北板塊俯沖碰撞形成的,是探究大陸深俯沖的最佳場所(Okayetal.,1989,1993; Faureetal.,1999,2003; Zhengetal.,2005; Zheng,2008,2012)。該造山帶自北向南由北淮陽變質帶、北大別變質帶、中大別變質帶、南大別變質帶和宿松變質雜巖構成(圖1)。其中,北大別、中大別和南大別變質帶出露有世界上規模最大的、種類最齊全高壓-超高壓變質巖石,因而是透視深部變質演化過程的關鍵單元,并取得了豐碩成果(Zhengetal.,2005; Zheng,2008,2012; Liuetal.,2007a,b,2011a,b; Liu and Li,2008)。相比較而言,有關大別造山帶“淺層”地殼層次的俯沖折返的研究則相對匱乏,這對于完整解讀大別造山帶形成機制缺乏應有的支撐。目前,大別造山帶有限的“淺層”過程研究主要集中于宿松雜巖(魏春景和單振剛,1997; 王清晨等,1999; 陳燕等,2005; 石永紅等,2007;圖1)。最初,魏春景和單振剛(1997)根據宿松雜巖區域變質巖石學研究和十多塊樣品的綜合分析,認為其經歷了綠簾角閃巖相條件下的相對快速的俯沖和折返過程,處于～12℃/km地溫梯度環境。隨后,王清晨等(1999)根據石榴斜長角閃巖的礦物成分變化和對應關系,認為該雜巖經歷了綠簾角閃巖相至角閃巖相條件下的等壓增溫、等溫降壓和降溫降壓三個過程。同時,陳燕等(2005)和石永紅等(2007)在柳林-缺月嶺斷裂以北地區石榴云母片巖和石榴斜長角閃巖也展開了類似的分析研究。然而,根據石永紅等(2016)和Shietal.(2022)的研究表明,該斷裂以北應歸屬于南大別變質帶(圖1)。換言之,宿松雜巖的變質演化過程解析僅限于魏春景和單振剛(1997)和王清晨等(1999)的研究,且兩者認識也不盡相同。

圖1 大別造山帶宿松-太湖地區地質簡圖

此外,關于宿松雜巖的形成時限、構成和演化過程也存在較多的爭論(圖1)。安徽省地質礦產局(1987)和Wangetal.(2021)根據區域地質調查、鋯石年代學研究認為宿松雜巖主要由古元古代花崗片麻巖、變基性巖、片巖和變沉積巖構成,其形成于古元古代晚期,并記載了哥倫比亞超大陸形成事件。江來利等(2003)和李遠等(2018)則依據在二郎鎮北西和缺月嶺南新元古代和新太古代花崗片麻巖的確定,認為該雜巖其形成于新元古代,并揭示羅迪尼亞超大陸形成和裂解過程。最近,Shietal.(2022)對宿松雜巖石榴云母片巖的碎屑鋯石研究,確定了太古代、古元古代、中元古代、新元古代和古生代5組碎屑鋯石年齡和1組晚三疊紀變質年齡,認為該雜巖形成于中-晚泥盆世,經歷了印支期造山過程(圖1)。同時,結合區域地質和年齡分析,認為除了中元古代年齡之外,其余年齡在揚子板塊內部均具有對應的同時代地質體或源區出現。不難看出,宿松雜巖是由不同時代、不同巖性構成復合單元,并具有漫長復雜的地質演化歷史。因此,對其充分厘清,是完整透析大別造山帶演化過程重要補充。這其中,中元古代地質體存在與否則顯得較為重要。中元古代(1600～1000Ma)是一個重要的地質時期,由于該時期構造活動、生物和氣候演化較為平靜,故又被稱為“沉靜”期(Buicketal.,1995; Holland,2006; Piper,2013; Young,2013a,b)。該時期是哥倫比亞超大陸向羅迪尼亞超大陸轉換的重要節點(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。因而,就宿松雜巖的巖石構成而言,中元古代地質體的探尋極為重要,也是闡釋兩個超大陸轉換過程和機制的關鍵所在。為此,本次研究針對宿松雜巖的石榴斜長角閃巖及其圍巖展開了詳細變質巖石學和年代學研究,確定了其中元古代原巖形成時限,并構建了變質P-T軌跡,藉此探討了宿松雜巖漫長復雜的演化過程和“淺層”俯沖、折返模型。

1 研究區地質概況和樣品特征

研究區位于大別造山帶最南緣,自北向南,出露的巖石單元為南大別變質帶、宿松雜巖、張八嶺群(圖1)。其中,南大別變質帶位于柳林-缺月嶺-山龍斷裂以北,主要由花崗片麻巖、云母片巖和呈透鏡體或團塊狀產出的榴輝巖構成。宿松雜巖北界為柳林-缺月嶺-山龍斷裂,南界被中生代花崗巖侵入,東南界為張八嶺群所限(圖1),其主體為云母片巖、大理巖、古元古代和新元古代花崗片麻巖,少量為角閃巖、石榴斜長角閃巖和新太古代花崗片麻巖。根據Shietal.(2022)的碎屑鋯石研究,宿松雜巖的形成時限為中-晚泥盆世。張八嶺群則位于研究區東南緣,呈狹長帶狀分布,組成巖性為千糜巖、糜棱巖和花崗片麻巖,在其東側則為和古生代-新生代沉積蓋層。

本次分析樣品采自宿松雜巖的別河村南,共計12塊,用于分析的3塊(30°24′8″N、116°0′12″E)分別為石榴斜長角閃巖(ZT008和BH001-1)和富石英花崗巖(BH001-2)(圖1、圖2)。其中,石榴斜長角閃巖(ZT008)為此次重點研究樣品,野外出露寬度約50～60m,具微弱面理,產狀為180°∠52°。其北與細粒花崗片麻巖相接(圖2b),南界被云母石英片巖所限(圖2c),其間被富石英花崗巖所侵入(圖2d,e),該花崗巖以富含石英為特征,組成礦物為石英(70%～80%)+斜長石(10%～15%)+白云母(5%～10%)。石英呈他形粒狀,粒徑0.3～1mm;斜長石呈他形-半自形,粒徑0.1～0.5mm,具聚片雙晶;白云母呈自形-半自形片狀,粒徑約0.1～0.3mm。

2 石榴斜長角閃巖巖相學和礦物化學

礦物化學分析在合肥工業大學資源與環境學院電子探針實驗室(EPMA)完成,儀器型號為JEOLJXA-8230,測試條件為加速電壓15kV,探針電流20nA,Mapping分析采用40nA的探針電流,電子束斑的直徑為5μm。金紅石單礦物挑選和制靶均在北京鋯年領航科技有限公司完成,陰極發光(CL)圖像由合肥工業大學資源與環境工程學院掃描電鏡實驗室完成,Zr微量元素含量測試分析在中國科學技術大學LA-ICP-MS實驗室進行,儀器型號為Agilent 7700s,激光剝蝕系統為相干Geolas Pro 193nm激光,束斑直徑為24μm,每個樣品剝蝕時間為60s,標樣采用R10,實驗中每隔5個未知樣測一次標樣。石榴子石、角閃石、斜長石、黑云母、白云母、綠泥石分別以12、23、8、11、11、28和12.5個O進行結構式計算。主要礦物成分見表1和表2。

表1 石榴斜長角閃巖(ZT008)不同變質階段主要礦物代表性探針成分(wt%)

表2 石榴斜長角閃巖(ZT008)基質中金紅石Zr含量(×10-6)及變質溫度(℃)

2.1 巖相學特征

石榴斜長角閃巖(ZT008) 共生礦物為石榴子石 (10%～15%)+角閃石(45%～50%)+斜長石(20%～25%)+黑云母(5%～10%)+石英(1%～5%)+金紅石(1%～3%)+方解石(1%～3%)(圖3a,b)。石榴子石呈半自形-自形,粒徑0.5～2mm,其內部含有大量斜長石、黑云母、石英、方解石、白云石、綠簾石等早期礦物包體(圖3b-d)。此外,石榴子石裂隙較為發育,可見綠簾石、綠泥石和石英充填其中(圖3e,f)。角閃石呈他形-半自形,粒徑為0.2～1mm,裂理發育,且常被細小白云母穿切(圖3a);斜長石呈他形-半自形,粒徑為0.3～1.2mm,聚片雙晶較發育。黑云母主要以基質形式存在,多呈半自形-自形片狀,粒徑0.1～0.8mm,其邊部常被細小的綠泥石和白云母所切割。因退變作用影響,其易被綠泥石所替代,呈“假象”形式存在(圖3a,b)。金紅石以包體和基質形式存在,前者發育于石榴子石中,后者形成于基質中。基質的金紅石多呈不規則狀粒狀,根據粒徑大小,可分為大顆粒金紅(Rt1)和小顆粒金紅石(Rt2),前者0.12～0.2mm,后者粒徑約0.03～0.1mm,其邊緣常被鈦鐵礦形成的反應邊所替代(圖3g),且這些金紅石內部常包含榍石、鋯石、石英和角閃石礦物(圖3h)。石英含量較低,多為他形粒狀,粒徑約0.1～0.3mm;方解石呈他形-半自形,粒徑約0.1～0.8mm。

圖3 石榴斜長角閃巖(ZT008)顯微照片和背散射(BSE)照片

2.2 主要礦物成分剖面

石榴子石 在Mapping圖中,該礦物顯示了輕微環帶結構,Mg元素自核部至邊部略微增高,Ca元素則相對均勻(圖4a,b)。而成分剖面則展示了明顯的環帶特征,自核部至邊部,XMg由0.05升高至0.09;XFe則由0.67降低至0.60;XCa和XMn則相對平坦,含量分別為0.27～0.30和0.01(圖4c、表1),表現為進變質環帶特征(Carswelletal.,1997; Kohn,2003)。

圖4 石榴斜長角閃巖主要礦物X-ray Mapping圖、背散射(BSE)照片及成分剖面

角閃石 該礦物的背散射(BSE)圖無明顯顏色差異(圖4d),但成分剖面則顯示了環帶結構特征(圖4e),自核部至邊部,Al3+和Fe2+含量迅速增高,分別由2.31、0.52升高至2.96、1.25,Mg2+含量則由2.31下降至1.98,Ti4+則較為平坦,含量為0.04～0.06(表1)。根據Hammarstrom and Zen (1986)、Hollisteretal.(1987)、Johnson and Rutherford (1988,1989)和Schmidt (1992)的研究,Al3+含量越高,壓力越高,這表明該角閃石具進變質環帶結構。

黑云母 該礦物的BSE圖和成分剖面均顯示了均勻變化特征,無環帶結構(圖4f,g),其中,Mg2+、Fe2+和Ti4+含量分別為1.36～1.42、1.09～1.13、0.09～0.12(表1)。

斜長石 該礦物BSE圖和成分剖面同樣顯示了均勻變化特征,無環帶結構(圖4h,i),自核部至邊部,Ab、An和Or分別為80.4～85、14.4～19.2和0.20～0.60。

2.3 各變質階段礦物成分特征

綜合巖相學和主要礦物成分剖面的分析(圖3、圖4、表1),石榴斜長角閃巖可分為3個變質階段,其礦物組合分別為:

階段Ⅰ:Grt-Ⅰ(核部)+Ts-Ⅰ(核部)+Pl+Bt+Rt+Qz+Ep+Chl+Cal+Dol;

階段Ⅱ:Grt-Ⅱ(邊部)+Ts-Ⅱ(邊部)+Pl+Bt+Qz+Rt+Cal;

階段Ⅲ:Ms+Qz+Ep+Chl+Ilm

其中,階段Ⅰ礦物主要以包體和核部成分形式存在(圖3a-d、圖4c,e),階段Ⅱ礦物則以基質礦物和邊部成分形式(圖3a,b、圖4c,e),而階段Ⅲ礦物則以礦物假象、反應邊、裂隙或切割基質礦物形式存在(圖3a,e-g)。具體礦物成分變化特征如下(圖5、表1、表2):

圖5 石榴斜長角閃巖主要礦物成分圖解

石榴子石 根據成分剖面分析(圖4c),該礦物核部和邊部成分分別對應于變質階段Ⅰ和階段Ⅱ。在圖5a中,Grt-Ⅰ和Grt-Ⅱ的成分差異較為明顯,Grt-Ⅰ的Ca/Fe和Mg/Fe比值分別為0.44～0.47和0.08～0.10,Grt-Ⅱ的Ca/Fe和Mg/Fe比值則分別為0.42～0.49和0.12～0.16。通過比較可以看出,兩者Ca/Fe比值基本相同,Mg/Fe比值差異較大,這暗示了具高Mg/Fe比值的Grt-Ⅱ代表了峰期變質溫度成分(Kohn,2003)。

角閃石 該礦物為切爾馬克閃石(Ts)(圖5b、表1),具明顯的核-邊進變質環帶結構(圖4e),Ts-Ⅰ(核部)的Si4+、Mg/(Mg+Fe2+) 和Al3+(總)分別為6.20～6.36、0.70～0.82和2.31～2.46。Ts-Ⅱ(邊部)的Si4+、Mg/(Mg+Fe2+) 和Al3+(總)分別為6.09～6.23、0.61～0.70和2.55～2.96。兩者的成分差異顯著,暗示了其形成于不同的變質階段。其中,后者的Al3+(總)明顯高于前者,代表了峰期變質壓力成分(Hammarstrom and Zen,1986; Hollisteretal.,1987; Johnson and Rutherford,1988,1989; Schmidt,1992)。

金紅石 根據巖相學分析,該礦物以包體和基質兩種形式存在(圖3b,g)。其中,包體的金紅石TiO2含量為97.31%～97.37%。基質的金紅石則分為Rt1和Rt2(圖3g,h),且均為變質階段Ⅱ礦物。然而,兩者的化學成分卻略有差異,Rt1的TiO2和Zr含量分別為99.24%～100.57%和226.3×10-6～690.9×10-6,Rt2的TiO2和Zr含量分別為98.09%～99.02%和51.77×10-6～148.3×10-6。不難看出,Rt1為高Zr金紅石(Zr>200×10-6),Rt2為低Zr金紅石(Zr<200×10-6)(圖5c、表2)。

黑云母 包體中黑云母的XAlⅥ和Fe/Mg比值為0.07～0.09和1.19～1.46,基質黑云母的XAlⅥ和Fe/Mg比值為0.01～0.12和0.77～0.82(圖5d、表1)。

斜長石 包體中斜長石的XNa和XCa含量分別為0.72～0.78和0.22～0.27,基質中斜長石的XNa和XCa含量分別0.80～0.85和0.14～0.19(圖5e)。

白云母 該礦物以裂隙和切割基質礦物2種形式存在(圖3a),均屬于變質階段Ⅲ中礦物、其中,裂隙中的白云母的Ti4+和Mg/(Mg+Fe2+) 分別為0.021～0.024和0.49～0.56,切割基質礦物的白云母的Ti4+和Mg/(Mg+Fe2+) 分別為0.01～0.02和0.42～0.47(圖5f、表1)。

綠泥石 該礦物以包體、裂隙和礦物假象形式存在(圖3a,d-f),前者屬于變質階段Ⅰ組合,后兩者為變質階段Ⅲ組合。包體的綠泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分別為5.10～5.25、5.47～6.25和3.31～4.17;裂隙的綠泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分別為5.16～5.32、3.97～4.37和5.09～5.34;假象的綠泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分別為5.28～5.40、3.62～3.81和5.57～5.75(圖5g、表1)。

3 P-T軌跡

根據上述3個變質階段的礦物組合和礦物成分變化(表1、表2、圖4、圖5),本次采用了Holdaway (2000)石榴子石-黑云母溫度計(H20)、Holland and Blundy (1994)角閃石-斜長石-石英溫度計(H94)、Tomkinsetal.(2007) (T07)和Kohn (2020)(K20)金紅石Zr溫度計、Wu and Chen (2015)白云母Ti溫度計(W15)和Daleetal.(2000)石榴子石-角閃石-斜長石-石英壓力計(D20)、Wuetal.(2004)石榴子石-黑云母-斜長石-石英壓力計(W04)、Molinaetal.(2015)角閃石-斜長石壓力計(M15)和Wu (2019)石榴子石壓力計(W19)進行了溫壓條件的計算和比較。同時,為保證分析的統計意義,各階段選取了4～13個礦物對進行估計。具體見(圖6a-d、表3)。

表3 石榴斜長角閃巖(ZT008)三期變質階段溫壓條件

圖6 石榴斜長角閃(ZT008)巖各階段變質溫壓條件圖和P-T軌跡

階段Ⅰ 根據石榴子石內共生礦物包體的限定(圖3a-d),該階段選取了5個礦物對,并應用H20-W04和H20-W19進行溫壓條件估算(表3、圖6a)。當應用前者時,變質溫度和壓力范圍分別為548～576℃和0.95～1.09GPa,平均溫壓條件則為T=562±12℃和P=1.03±0.05GPa。當應用后者時,變質溫度和壓力范圍分別為533～563℃和0.92～1.00GPa,平均溫壓條件則為T=549±13℃和P=0.97±0.04GPa。通過比較可以看出,兩者計算的變質溫壓條件基本相同,大致落入綠簾角閃巖相范疇,只是后者的溫壓相對較低(圖6a)。由于該階段的礦物組合較為充分,并根據Wu (2019)的建議,故采用H20-W04計算的P-T值較為合適。

階段Ⅱ 此階段選取了9個礦物對,應用H94-D20、H94-M15、H20-W04和H20-W19進行聯合求解和比較(表3、圖6b)。應用H94-D20時,變質溫壓范圍分別為651～676℃和1.01～1.13GPa,平均溫壓條件為T=663±8℃和P=1.09±0.04GPa。應用H94-M15時,變質溫壓范圍分別為677～715℃和1.23～1.44GPa,平均溫壓條件為T=694±14℃和P=1.36±0.08GPa,變質相跨度較大。應用H20-W04時,變質溫壓范圍分別為514～570℃和1.05～1.20GPa,平均溫壓條件為T=557±28℃和P=1.15±0.07GPa,并進入到綠簾角閃巖相范圍。應用H20-W19時,變質溫壓范圍分別為485～572℃和0.83～1.04GPa,平均溫壓條件為T=516±23℃和P=0.90±0.05GPa,處于綠簾角閃巖相范疇。通過比較可以看出(表3、圖6b),H94-D20計算的溫壓條件屬于角閃巖相變質范疇,且與巖相學分析一致(圖3a-d)。而H94-M15給出了最高的變質溫壓條件,達到了榴輝巖相和麻粒巖相。顯然,這與巖相學觀測不相符,缺乏特征礦物及其組合的支撐。H20-W04和H20-W19則給出了較低的P-T值,特別是變質溫度與前兩者差異較大,即便考慮誤差的影響,溫度差值仍可達70～140℃。結合巖相學分析,基質中的黑云母常易被綠泥石替代呈假象出現(圖3a),以及黑云母Fe和Mg易擴散的特征(Kohn,2003),可以推測這兩組地質溫壓計給出溫度值可能偏低。相比較而言,H94-D20計算的P-T值也許較好地代表了該階段的變質條件。

此外,由于該階段基質金紅石分為大顆粒(Rt1)、小顆粒(Rt2)金紅石兩種,且極為發育(圖3g,h),故應用了金紅石Zr溫度計對其變質溫度進行了估算(表2、圖6c,d)。在0.3～1.1GPa壓力條件下,由T07和K20計算的Rt1的平均變質溫度分別為:643±40℃～674±41℃和624±45℃～653±46℃,而Rt2的平均變質溫度分別為:543±16℃～571±17℃和513±18℃～542±18℃(表2)。兩者相比,前者的變質溫度明顯高于后者約100～115℃。由于金紅石中Zr含量與溫度呈正相關性(Zacketal.,2004; Watsonetal.,2006),故這意味著高Zr的Rt1和低Zr的Rt2記錄的是不同階段的變質溫度。然而,巖相學研究顯示它們均為階段Ⅱ礦物組合,理應記錄相同的變質條件。對于這種矛盾性的結果,推測可能是由于金紅石礦物顆粒不同導致Zr含量差異所致。根據Cherniaketal.(2007)、高曉英和鄭永飛(2011)的研究,金紅石中Zr含量與其顆粒大小呈正比關系,并暗示了大顆粒金紅石相對于小顆粒受到擴散作用和后期退變、流體活動影響較小,從而保留較高的Zr含量。為了便于比較階段Ⅱ的峰期條件,此處參照H94-D20計算的壓力條件(表3),將壓力設定為1.0GPa、1.1GPa、1.09GPa時,應用T07和K20金紅石溫度計,Rt1的平均變質溫度分別為:670±41℃、674±41℃、674±41℃和652±46℃、657±46℃、653±46℃,而Rt2的平均溫度分別為:567±17℃、571±17℃、570±17℃和538±18℃、542±18℃、539±18℃(表2、圖6d)。通過比較可以看出,若考慮到誤差,Rt1的溫度與H94-D20計算的溫度基本一致(表3、圖6e),這表明大顆粒的Rt1的Zr幾乎未受到后期退變或擴散作用的影響,其溫度也代表了變質階段Ⅱ的溫度。相反,小顆粒的Rt2的溫度明顯偏低,顯然Zr含量受到后期作用的強烈改造或影響,反映的是退變質環境。

若如此,根據Rt1和Rt2的Zr含量和溫度差異,階段Ⅱ可以進一步細分為分為:階段Ⅱ-a和階段Ⅱ-b兩個亞階段(圖6e)。其中,階段Ⅱ-a的變質條件由H94-D20計算的P-T值為代表,相當于峰期變質條件。而階段Ⅱ-b為退變質階段,因缺乏充分的礦物組合,其變質條件則難以確定。但這里,可借鑒魏春景和單振剛(1997)和王清晨等(1999)確定的退變質階段的壓力值,推測該階段壓力在0.5～0.7GPa范圍。并據此,應用T07和K20對Rt2進行溫度估算,將壓力設定在0.5GPa、0.6GPa、0.7GPa時,獲得的平均變質溫度分別為:547±16℃、551±16℃、555±16℃和518±18℃、522±18℃、526±18℃(表2、圖6c,d)。同時,考慮到K20金紅石溫度計的限制(Kohn,2020):當估算的T≤550℃時,溫度偏低約40℃;當T>800℃時,溫度會系統偏高,本文采用T07計算的變質溫度條件。如此,階段Ⅱ-b的變質溫壓范圍可確定在:T=508～584℃和P-設定=0.5～0.7GPa,處于退變質的角閃巖相范疇(表3、圖6e)。

階段Ⅲ 該階段的共生礦物表現低溫低壓退變質特征(圖3a,e,f)。據此,應用白云母Ti溫度計-W15,并選取了9個礦物對進行評價,當壓力設定在0.1GPa、0.2GPa和0.3GPa時,獲得的變質溫度范圍分別為:396～456℃、405～466℃和410～472℃(圖6a),基本位于綠片巖相變質范圍,其變質溫壓條件大致為:P-設定=0.1～0.3GPa和T=396～472℃(表3、圖6e)。

基于上述分析可以看出,宿松雜巖的石榴斜長角閃巖展現為一條順時針的P-T型式,記錄了階段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ三個變質階段,其中,階段Ⅱ可進一步分為a和b兩個亞階段。由階段Ⅰ至階段Ⅱ-a顯示了近等壓增溫特征,階段Ⅱ-a至階段Ⅱ-b和階段Ⅲ為降溫降壓(圖6e)。

4 鋯石U-Pb定年

本次鋯石U-Pb年齡分析選取了石榴斜長角閃巖(ZT008)和富石英花崗巖(BH001-2)兩件樣品進行。鋯石的單礦物挑選和制靶均由河北省廊坊市峰澤源巖礦檢測技術有限公司完成,陰極發光(CL)圖像由合肥工業大學資源與環境工程學院掃描電鏡實驗室完成。鋯石U-Pb年齡測試在中國科學技術大學LA-ICP-MS實驗室進行,測試儀器為質譜儀Agilent 7700s,鋯石的剝蝕束斑直徑為32μm和24μm,每個樣品剝蝕時間為90s,實驗中每隔4個未知樣測一次鋯石標樣91500,每隔12個未知樣品測一次標準硅酸鹽玻璃NIST610。U-Pb年齡采用中國科學技術大學LA-ICP-MS實驗室開發的LaDating@Zrn軟件進行計算,CompbCorr#3-181對普通鉛進行矯正,以保證以確保206Pb/238Pb、207Pb/235Pb、208Pb/232Th值的準確性,諧和圖和鋯石年齡直方圖的繪制使用Isoplot 4.0完成。

4.1 石榴斜長角閃巖(ZT008)

該樣品共選出鋯石150顆,對46粒鋯測試了46個點,獲得37個諧和年齡數據(表4)。該樣品鋯石多為無色透明,呈半自形-自形柱狀、橢圓狀和不規則狀,長寬比3:1～1:1,粒徑為60～160μm。CL圖像顯示,這些鋯石多具明顯的振蕩環帶結構,少部分為面狀分帶或弱環帶結構,邊緣偶爾發育極窄的不規則白色亮邊(圖7a-h)。諧和年齡集中于1470±80Ma～1258±101Ma(表4、圖7q),鋯石的Th含量為44×10-6～497×10-6,U含量為62×10-6～340×10-6,Th/U比值為0.62～1.49,均大于0.4(圖7r)。結合CL分析,這些鋯石均為巖漿成因。因此,對37個諧和年齡數據的加權平均年齡為1381±25Ma(圖7q),代表了該巖石成巖結晶時限。

表4 石榴斜長角閃巖(ZT008)和富石英花崗巖(BH001-2)鋯石年齡數據表

圖7 石榴斜長角閃巖和富石英花崗巖鋯石陰極發光圖片(CL)、Th/U-age圖和年齡諧和圖

4.2 富石英花崗巖(BH001-2)

該樣品共挑出鋯石30顆,對21粒鋯石測試分析了23個點,獲得15個諧和年齡數據,(表4)。鋯石多為淡灰色至無色透明,呈半自形-自形柱狀或不規則狀,粒徑50～100μm,長寬比為1:1～1:2.5。同時,CL圖揭示了這些鋯石具有復雜的結構特征,發育有弱分帶、振蕩環帶、面狀分帶等結構(圖7i-p)。該樣品的鋯石年齡跨度較大,范圍在2575±142Ma～118±5Ma,大致可以分為兩組(表4、圖7s插圖):第一組為6個諧和數據,年齡較為分散,范圍為2575±142Ma～852±30Ma,其Th/U比值均大于0.1,多數大于0.4,結合CL圖分析(圖4i-l),這些鋯石屬于巖漿成因,可能為捕獲鋯石;第二組為9個諧和數據年齡集中,范圍為138±5Ma～118±5Ma,其Th含量為206×10-6～1072×10-6,U含量為525×10-6～1673×10-6,Th/U比值0.39～0.64。盡管,CL圖顯示這些鋯石僅具微弱的振蕩環帶,但考慮到其Th/U比值基本上都大于0.4,以及年齡集中特征,該組年齡應代表巖漿結晶時限,其加權平均年齡為129±5Ma(表4、圖7t)。

5 討論

5.1 大別造山帶“淺層”俯沖-折返過程

長期以來,大別造山帶大陸深俯沖過程一直為研究的重點(Zheng,2008,2012; Liuetal.,2011a,b; 劉貽燦等,2020,2021),特別是對經歷了超高壓變質的北大別、中大別和南大別變質帶的變質演化過程有著深入系統的解析和認識(Liu and Li,2008; Liuetal.,2011a,b)。從這三個單元完整的順時針P-T-t軌跡來看(圖8; Liuetal.,2011a),均具有相同的演化型式,表現為連續依次俯沖-折返的特征。其中,在俯沖時,三個單元或巖片均處于為“冷”俯沖狀態,具有低的地溫梯度(5～10℃/km),暗示了一個相對快速的過程。而在折返過程時,表現為近等溫降壓的特征。在20～45Ma之間,俯沖巖片上升了約70～120km,顯示了一個迅速抬升的特征,這意味著深俯沖作用是一個極為快速的過程。相比較而言,大別造山帶的“淺層”(地殼層次)俯沖-折返過程研究則極為稀少(魏春景和單振剛,1997; 王清晨等,1999),且對其是否具有類似于超高壓單元變質演化過程和型式并沒有統一的認識。因此,該造山帶完整的由地殼至地幔或軟流圈,直至回返至地表的演化全過程并未得到充分的刻畫。

圖8 宿松雜巖與北大別、中大別、南大別變質帶P-T軌跡對比圖

從本次宿松雜巖的石榴斜長角閃巖構建的變質演化型式來看(圖7e、圖8),其發育了階段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ三個變質階段,且階段Ⅱ又細分為a和b兩個亞階段,同樣顯示了一個順時針的P-T軌跡,這表明宿松雜巖與北大別、中大別、南大別變質帶形成于相同的動力學背景之下。然而,根據各階段變質溫壓條件差異(表3),其演化過程明顯不同于后三者(圖8)。自階段Ⅰ→階段Ⅱ-a:P-T條件由562±12℃、1.03±0.05GPa變化至663±8℃、1.09±0.05GPa,俯沖深度并未進入巖石圈地幔,表現為地殼層次的“淺層”俯沖。同時,顯示了一個近等壓增溫的特征,即便考慮到溫度誤差,溫度也至少增加了～80℃。并且該過程的地溫梯度大致在16～18℃/km,屬于“暖”俯沖類型,反映的是一個俯沖停滯持續增溫過程。根據這兩個階段的P-T值分析,該俯沖過程終止于35～40km的深度,相當于莫霍面附近。據此,可以推測當宿松雜巖巖片由淺表俯沖到莫霍面深度時,因受到下伏巖石圈地幔的阻擋,其無法繼續俯沖并停滯。同時,接受下伏巖石圈地幔的熱源不斷供給,致使溫度緩慢增高。而由階段Ⅱ-a→階段Ⅱ-b和階段Ⅲ:變質溫度和壓力分別下降了120～160℃、0.4～0.6GPa和190～260℃、0.8～1.0GPa,表現為降溫降壓特征(表3、圖8),暗示了一個緩慢抬升的過程(Ernst,1988)。由于本次鋯石U-Pb定年未獲得任何變質年齡,故本文僅借鑒前人年齡數據進行分析。截止目前為止,有關宿松雜巖的變質年齡數據十分有限(圖8)。在宿松雜巖北浴附近,江來利等(2003)從石榴斜長角閃巖中獲得角閃石40Ar/39Ar的228±0.4Ma年齡,石永紅等(2012)在對石榴云母片巖鋯石U-Pb定年中獲得了251±4Ma變質年齡,并一致認為這些年齡代表主期角閃巖相變質時限。而桑寶梁等(1987)在柳坪東南對云母片巖中白云母K-Ar測年,獲得了～211Ma年齡,并認為其代表了綠片巖相變質時限。若如此,251～228Ma則可對應于本次階段Ⅱ-a時限,～211Ma則對應于階段Ⅲ(圖8)。結合這兩個階段的變質P-T條件差異可以看出,在大約20～40Myr時間內,宿松雜巖巖片在回返時僅抬升了25～35km,明顯低于北大別、中大別和南大別變質帶的折返速度,并進一步確實了宿松雜巖的緩慢抬升的過程。推測這可能是由于深俯沖巖片在快速折返時,受到上覆停滯在莫霍面附近宿松雜巖的阻礙,致使其擠出上升力衰減,進而導致該雜巖緩慢抬升所致。據此可以看出,大別造山帶的深俯沖和“淺層”俯沖過程有明顯差別,前者表現為快速的俯沖和折返特征,而后者是緩慢俯沖、停滯和緩慢抬升。

5.2 ～1.38Ga石榴斜長角閃巖的啟示

中元古代(1.6～1.0Ga)一直被視為一個平靜的地質時期(Buicketal.,1995; Holland,2006; Piper,2013; Young,2013a,b),也是哥倫比亞超大陸最終裂解,以及向羅迪尼亞超大陸轉換的重要時期(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。然而,有關哥倫比亞超大陸精確的裂解時限一直存在較多爭議(Houetal.,2008; Zhangetal.,2009; Fanetal.,2013)。目前,哥倫比亞超大陸形成時限通常認為在2.0～1.7Ga,主期為1.95～1.85Ga(Rogers and Santosh,2009),而羅迪尼亞超大陸則形成于1.1～0.9Ga,并于～0.8Ga裂解(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。

就本次確定的～1.38Ga石榴斜長角閃巖而言,該地質體在揚子板塊鮮有發現,僅有沉積碎屑鋯石年齡的記錄(李俊輝等,2016; Shietal.,2022; Wuetal.,2023)。結合大別造山帶最南緣的宿松地區年齡資料來看,Wangetal.(2021)對銅鑼尖-柳坪-亭前一帶古元古代花崗片麻巖、基性巖和片巖的鋯石U-Pb定年研究表明(圖1),揚子板塊屬于哥倫比亞超大陸一部分,形成于2.0～1.84Ga。而柳坪東0.83～0.74Ga新元古代花崗片麻巖或變質花崗巖則反映了羅迪尼亞超大陸的裂解事件(江來利等,2003; Chenetal.,2003; Xiaetal.,2009; 李遠等,2018)。顯然,～1.38Ga的年齡處于兩者銜接時段。參考Lietal.(2002)的揚子板塊和華夏板塊初始的～1.30Ga俯沖碰撞拼合時限,哥倫比亞超大陸向羅迪尼亞超大陸轉換的時間可限定在1.38～1.30Ga之間。此外,本次～129Ma富石英花崗巖的則表明大別造山帶形成之后經歷了中國東部白堊世伸展事件(Wuetal.,2007; Zhaoetal.,2007,2011; Heetal.,2011; Chenetal.,2015; Jietal.,2017; 謝清陸等,2016a,b; 趙子福和鄭永飛,2009)。進一步,結合該地區確定的2.7～2.5Ga花崗片麻巖(李遠等,2018)、0.44～0.42Ga的片巖(Shietal.,2022)和0.25～0.21Ga印支期變質事件(桑寶梁等,1987; 江來利等,2003; 石永紅等,2012,2016)(圖1),可以看出宿松雜巖較為完整地記錄了揚子板塊自太古代至中生代的演化過程,是探究揚子板塊復雜而漫長歷程的最佳場所。

6 結論

(1)根據巖相學、礦物化學研究和熱力學計算,宿松雜巖別河地區的石榴斜長角閃巖記錄了Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三個變質階段,其中階段Ⅱ可進一步分為Ⅱ-a和Ⅱ-b兩個亞階段。各階段的溫壓條件分別為:①階段Ⅰ:T=562±12℃、P=1.03±0.05GPa;②階段Ⅱ-a:T=663±8℃、P=1.09±0.04GPa;③階段Ⅱ-b:T=508～584℃、P-設定=0.5～0.7GPa;④階段Ⅲ:T=396～472℃、P-設定=0.1～0.3GPa,展現了一個等壓增溫至降溫降壓的順時針P-T軌跡,揭示了大別造山帶“淺層”緩慢俯沖、折返特征,明顯不同于該造山帶深俯沖快速過程。

(2)鋯石U-Pb年代學研究顯示,石榴斜長角閃巖中鋯石均具振蕩環帶結構,Th/U比值為均大于0.4,顯示了巖漿成因特征,加權平均年齡為1381±25Ma,該年齡代表了哥倫比亞超大陸最終裂解時限。富石英花崗巖具兩組年齡,第一組年齡范圍為2575±142Ma～852±30Ma,為捕獲鋯石。第二組年齡范圍為138±5Ma～118±5Ma,Th/U比值>0.4,具巖漿成因特征,加權平均年齡為129±5Ma,反映了中國東部中生代伸展事件。

致謝在成文過程中,感謝陳福坤教授、吳春明教授和劉航副教授的充分支持、討論和指導;感謝侯振輝高級工程師在鋯石U-Pb測年分析過程中給予的鼎力支持和幫助;感謝評審人認真負責的評改指正。