2. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083
2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
0 引言
秦岭-桐柏-大别造山带今日之面貌是长期地质演化的结果[1-3]。最近的地质学研究在该造山带不同部位识别出了“多期构造变形”[4-5]。一般认为, 早中生代华北与扬子两大陆块之间的碰撞是导致秦岭-桐柏-大别造山带东-西(E-W)向构造发育的重要原因。然而, 大别山西段的大悟杂岩的形态不是沿造山带方向展布的“长条状”, 而是一个“穹窿状”构造系统。值得注意的是, 秦岭-桐柏-大别造山带及其邻区还出露多个“穹窿状”杂岩(构造), 如, 桐柏杂岩、大别杂岩和汉南杂岩等[6-9]。目前, 对这些杂岩的成因和演化过程仍有不同认识。其中, 有一种观点认为, 这些杂岩是地壳经历区域性伸展的产物[6-7]。例如, 王国灿等[6]认为，罗田穹窿(大别杂岩)的发育是核部杂岩抬升和剥露的结果, 具有“顶托式隆起”特征, 是造山后(150~95 Ma)伸展构造背景下地壳均衡作用的产物。另一种观点则强调, 这些“穹窿状”构造是晚中生代陆内造山对早中生代E-W向构造叠加和改造的结果[10-11]。例如, 董树文等[10]基于对大别山构造的研究认为, 侏罗系在早白垩世伸展之前发生过褶皱和逆冲变形，晚中生代陆内造山(挤压)是这些“穹窿状”构造形成的关键[10]。最近, 在大别山还确认了以下几个地质现象: 1)白垩纪早期同构造岩浆作用(145~135 Ma)和区域性混合岩化作用(145~135 Ma)同时发生[12]；2)造山带在晚中生代发生过快速抬升, 经历过强烈剥蚀, 形成广泛的晚侏罗世-早白垩世(J3-K1)磨拉石建造(如合肥盆地的凤凰台组)[13]；3)发育晚中生代正花状构造和逃逸构造[5, 14]；4) E-W向构造受到NE-SW向构造的叠加[5]；5)普遍记录了“三期”中生代地壳冷却过程(225~190, 140~120和100~90 Ma)[15-18]；6)大规模地壳变形的上限时间为130 Ma[12]。因此, 深入探讨这些穹窿状构造(杂岩)的成因不仅可以加深对桐柏-大别造山带高压-超高压变质岩抬升历史的理解, 而且也可以为东亚陆内变形研究提供新资料。
为了对大悟杂岩的形成与变形过程进行准确限定, 本次研究对该杂岩及其邻区进行了详细的野外构造地质学观测；同时，还对其核部花岗质片麻岩进行了锆石U-Pb年代学和白云母40Ar/39Ar年代学研究。本文基于已有的研究成果和最新取得的资料, 对大悟杂岩的形成时代、机制和三叠纪晚期构造变形的意义进行了初步分析。
1 区域地质一般认为，桐柏-大别造山带是秦岭造山带的东延部分[1, 19]。已有的研究[3, 5, 7, 10, 20-21]认为, 大别山东界为郯庐断裂, 南界为襄樊-广济断裂, 西界为大悟断裂。目前，对大别山北界仍有不同认识。其中，有一种观点认为晓天-磨子潭断裂是扬子克拉通与华北克拉通之间的缝合断裂[7]。同时, 以商(城) -麻(城)断裂为界, 进一步把大别山划分为“西大别”和“东大别”两部分。大悟杂岩位于西大别的西段(图 1)。
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| 图 1 桐柏-大别造山带构造简图 Figure 1 Sketch map showing the Tongbai-Dabie orogenic belt in Eastern China |
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在这些边界断裂的围限区域, 出露了一系列沿造山带(NWW-SEE向)展布的构造岩石单元。它们之间被大型韧性剪切带所分隔[5, 7, 17, 22]。这些构造岩石单元包括前寒武纪杂岩, 古生代和中生代地层(图 1)。它们所记录的变质作用从榴辉岩相、麻粒岩相和高角闪岩相，到绿帘-角闪岩相和绿片岩相。
构造地质学研究认为, 桐柏山具有和大别山相似的演化历史和构造形式[5, 7, 23]。大别造山带与桐柏造山带的构造岩石单元可以逐一进行对比，而且这些岩石单元总体具有由南向北变质程度逐步加深的空间展布特征。野外调查发现，大别杂岩和桐柏杂岩的主体为片麻状花岗岩, 其内含有一定数量的变质岩包裹体, 包括英云闪长质片麻岩、副片麻岩、麻粒岩、斜长角闪岩、大理岩和钙硅酸盐岩等[8]。
年代学研究结果显示, 桐柏-大别造山带中心部位的多数岩浆岩形成于白垩纪, 包括片麻状花岗岩(145~135 Ma)和未变形花岗岩(130~120 Ma)两部分[8, 12]。这些白垩纪岩浆岩内部的多数变质岩的原岩形成于新元古代, 少数形成于早前寒武纪[8, 12, 24-25]。其中, 部分变质岩包体经历过三叠纪高压-超高压变质作用[8]。对于这些深俯冲达地幔的变质岩的折返历程, 确立两期构造抬升过程。其中, 第一期抬升发生在晚三叠世-侏罗纪早期(225~190 Ma)。第二期抬升发生在白垩纪早期(140~120 Ma)[15-18]。
变质岩石学研究结果显示, 桐柏山与大别山的高压-超高压变质岩组合十分相似。其中, 桐柏山北带榴辉岩的变质温压条件较高, 南带榴辉岩的变质温压条件较低[23]。因此, 它们可能属于同一高压构造岩片的不同部位, 分别与西大别的浒湾榴辉岩带和七角山榴辉岩带相对应[26]。
2 大悟杂岩的组成和基本构造特征 2.1 位于核心部位的花岗质片麻岩在大悟杂岩核部，出露着一些具有明显变形的花岗质片麻岩。这些岩石发育透入性构造面理(图 2 A、B、C)。在外观上, 这些岩石与桐柏杂岩核部的片麻状花岗岩(图 2 D)比较相似。其中，长英质矿物发生了强烈形变(图 2), 显示地壳在韧性环境下发生剪切和流变的特征。但大悟杂岩与桐柏杂岩中的主要岩石之间也存在以下几点差别: 1)在大悟杂岩中，沿花岗质片麻岩的构造面理可观察到许多白云母(图 2 A、B)；2)大悟杂岩中的花岗质片麻岩还包括其他变质矿物(如石榴石), 与云母一起呈条带状定向；3)大悟杂岩中矿物线理的倾伏向以S或N为主，而桐柏杂岩中的矿物线理倾伏向为NW或SE。大悟杂岩中构造面理的倾向不稳定, 且发生过弯曲和褶皱, 与“围岩”的构造面理基本一致。说明大悟杂岩中的花岗质片麻岩与“围岩”发生过同变形。
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| 图 2 大悟杂岩中的花岗质片麻岩和桐柏杂岩中的片麻状花岗岩 Figure 2 The granitic gneisses in the Dawu complex and the gneissic granites in the Tongbai complex |
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在大悟杂岩周围, 分布着多种片麻岩。其中，以中-酸性(花岗质)岩石为主, 夹少量基性变质岩。多数情况下，这些岩石具有透入性构造面理(设为Sn+1)(图 3 A、B、C、D)。在野外露头尺度，可以观察到部分剪切面理与早期褶皱(Dn？)的轴面劈理产状基本一致。在露头尺度这些褶皱的轴面倾向为N (北)或S (南)。一些蜕变的榴辉岩块体呈条带状、透镜状、石香肠状或布丁状，沿主构造面理(Sn+1)分布(图 3B)。这些构造面理上的变质矿物长轴发生定向排列, 形成矿物线理(Ln+1)。野外观测发现, 尽管主构造面理(Sn+1)倾向围绕大悟杂岩变化, 但这些构造面理(Sn+1)上的矿物线理(Ln+1)倾伏向稳定地指向南(S)或北(N)(图 3 D)。这一特征表明, 此期构造面理(Sn+1)的发育可能与地壳发生SN向运动(变形)有关。在这期构造面理(Sn+1)的纵截面(XZ面)上，可以观察到“顶部朝南(top to the south)剪切”的运动学标志(图 3 E)。同时, 沿这期构造面理(Sn+1)还发育淡色岩脉(图 3F), 暗示变形(Dn+1)发生在榴辉岩形成之后(图 3 B), 伴随着长英质矿物部分熔融(图 3 F)。笔者认为，此期变形(Dn+1)可能是碰撞造山晚期或后造山时期(伸展背景下？)的产物。为了准确限定这期变形(Dn+1)和构造面理(Sn+1)的发育时间, 本次研究采集了一块具有同构造变形特征的花岗质片麻岩样品(CDW26-10), 对其构造面理上的白云母进行了单矿物分离和氩-氩热年代学研究。
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| 图 3 在大悟杂岩周围围绕花岗质片麻岩分布的各类片麻岩 Figure 3 The gneisses around the granic gneiss in the Dawu complex |
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上述构造特征表明: 1)大悟地区的岩石中可能残留了一些早期变形(Dn)(SN向挤压)的记录(图 3 A)；2)随后的变形(Dn+1)形成了主构造面理Sn+1, 具有顶部朝南剪切的运动学特征；3)这一期变形(Dn+1)比榴辉岩的形成时间晚(图 3 B)。
晚期变形(Dn+2)是以主构造面理Sn+1为基准面进行的。其结果是导致面理Sn+1发生弯曲和褶皱(Dn+2)，倾伏向转向NW向或SE向(图 3 C、D)。在晚期构造面理(Sn+2)上的线理(或擦痕)一般指向NW或SE (图 3 C, D), 与造山带走向基本一致。
2.3 晚中生代岩石与构造在大悟杂岩周围, 还出露晚中生代岩石(图 4)。例如, 在大悟杂岩西侧, 可以观察到鸡公山岩体(K1)侵入到三叠纪变质岩中。在露头尺度上, 可以见到白垩纪花岗岩体中的基性变质岩包体(图 4A、B，蜕变的榴辉岩？)。这些白垩纪的岩体可以分为两个部分。其中，一部分岩体(脉)没有变形(图 4C), 另一部分则发生了不同程度的变形(图 4D)。说明有部分早白垩世早期的岩浆岩卷入到陆内变形过程。值得注意的是，大悟地区发育指向SE或NW方向的线性构造(图 3C，图 4E)，常以矿物线理或擦痕的形式出现在晚期构造面(Sn+2)之上。
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| 图 4 大悟杂岩周围的晚中生代岩石和构造 Figure 4 Late Mesozoic rocks and structures around the Dawu complex |
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对所测样品按照常规方法进行锆石分选。把精选出的锆石颗粒粘在双面胶上, 然后用无色透明的环氧树脂固定, 待环氧树脂充分固化后打磨至粒径的一半, 使锆石的内部充分暴露, 再进行抛光。详细实验流程见文献[27]。在测试之前，首先在北京离子探针中心对所有锆石进行显微照相(反射光、透射光和CL图像)。从样品CDW26-12中分离出的锆石多数为板状或短柱状, 长宽比为1:1~2:1, 个别颗粒的长宽比可达3:1。阴极发光(CL)图像显示，多数锆石晶体具有振荡带(生长环带)和扇形分带结构(图 5)。
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| 样品CDW26-12中具有环带结构的锆石。小圆圈代表激光在锆石上剥蚀的位置。年龄误差为1σ。 图 5 来自大悟杂岩的花岗质片麻岩中的锆石阴极发光图像 Figure 5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from granitic gneiss in the Dawu complex |
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本次LA-ICP-MS锆石微区U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。所用仪器为: Agilent 7500型ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex102 ArF准分子激光器(波长193 nm)以及MicroLas公司的GeoLas200M光学系统。激光束斑直径30 μm, 剥蚀深度20~40 μm。详细实验流程见文献[28]。
3.1.2 白云母Ar-Ar定年方法为了限定大悟杂岩中的花岗质片麻岩的变形(Dn+1)时代, 样品CDW26-10的构造面理上定向排列的白云母被分离出来进行定年。单矿物分离工作由河北省廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成。分离出的白云母送至中国地质科学院同位素地质重点实验室进行测试。选纯的矿物(纯度>99%)用超声波清洗。清洗后的样品被封进石英瓶中送核反应堆中接受中子照射。照射工作是在中国原子能科学研究院的“游泳池堆”中进行的，使用H4孔道，中子流密度约为2.60×1013 n cm-2s-1。照射总时间为1 440 min，积分中子通量为2.25×1018n cm-2；同期接受中子照射的还有用做监控样的标准样：ZBH-25黑云母标样，其标准年龄为(132.7±1.2) Ma，K质量分数为7.6%。
样品的阶段升温加热使用石墨炉，每一个阶段加热30 min，净化3 min。质谱分析是在多接收稀有气体质谱仪Helix MC上进行的，每个峰值均采集20组数据。所有的数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K2SO4和CaF2来获得，其值为：(36Ar/37Aro)Ca=0.000 238 9，(40Ar/39Ar)K=0.004 782，(39Ar/37Aro)Ca=0.000 806。37Ar经过放射性衰变校正；40K衰变常数λ=5.543×10-10 a-1；用ISOPLOT程序计算坪年龄及正、反等时线[29]。坪年龄误差以2σ给出。详细实验流程见文献[30-31]。
3.2 定年结果 3.2.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果本文的锆石U-Pb年龄数据见表 1。依据代表性锆石颗粒的U-Pb同位素分析数据所做的U-Pb谐和图见图 6。鉴于本次研究的岩体形成时代较新, 所以采用206Pb/238U表面年龄进行加权平均值计算。多数锆石的Th/U值为0.79~4.29, 暗示岩浆成因。
| 编号 | wB/10-6 | Th/U | 同位素比值 | 年龄/Ma | |||||||
| U | Th | 207Pb/235U | ±1σ | 206Pb/238U | ±1σ | 207Pb/206Pb | ±1σ | 206Pb/238U | ±1σ | ||
| 1.1 | 84.5 | 77.1 | 0.91 | 1.239 3 | 0.036 9 | 0.131 9 | 0.002 3 | 0.068 2 | 0.002 7 | 799 | 13 |
| 2.1 | 60.9 | 106.9 | 1.76 | 1.178 8 | 0.040 9 | 0.131 7 | 0.002 4 | 0.064 9 | 0.002 9 | 798 | 14 |
| 3.1 | 34.2 | 39.4 | 1.15 | 1.196 4 | 0.047 0 | 0.129 4 | 0.002 5 | 0.067 1 | 0.003 2 | 784 | 14 |
| 4.1 | 58.1 | 53.4 | 0.92 | 1.112 1 | 0.040 0 | 0.122 2 | 0.002 2 | 0.066 0 | 0.003 0 | 743 | 13 |
| 5.1 | 91.5 | 114.1 | 1.25 | 1.164 6 | 0.056 7 | 0.125 7 | 0.002 7 | 0.067 2 | 0.003 8 | 763 | 15 |
| 6.1 | 92.9 | 83.5 | 0.90 | 1.139 1 | 0.033 6 | 0.124 8 | 0.002 2 | 0.066 2 | 0.002 6 | 758 | 13 |
| 7.1 | 97.8 | 97.0 | 0.99 | 1.160 5 | 0.039 4 | 0.123 2 | 0.002 3 | 0.068 4 | 0.003 0 | 749 | 13 |
| 8.1 | 134.7 | 115.0 | 0.85 | 1.183 7 | 0.029 4 | 0.131 1 | 0.002 2 | 0.065 5 | 0.002 4 | 794 | 13 |
| 9.1 | 83.6 | 95.5 | 1.14 | 1.256 4 | 0.041 5 | 0.137 2 | 0.002 5 | 0.066 4 | 0.002 8 | 829 | 14 |
| 10.1 | 79.9 | 63.0 | 0.79 | 1.325 2 | 0.037 5 | 0.138 1 | 0.002 5 | 0.069 6 | 0.002 7 | 834 | 14 |
| 11.1 | 160.7 | 152.6 | 0.95 | 1.220 6 | 0.029 6 | 0.137 1 | 0.002 4 | 0.064 5 | 0.002 3 | 829 | 13 |
| 12.1 | 79.8 | 76.1 | 0.95 | 1.287 8 | 0.038 3 | 0.137 4 | 0.002 5 | 0.068 0 | 0.002 7 | 830 | 14 |
| 13.1 | 118.8 | 110.5 | 0.93 | 1.244 4 | 0.033 2 | 0.134 0 | 0.002 4 | 0.067 3 | 0.002 5 | 811 | 14 |
| 14.1 | 57.5 | 56.0 | 0.97 | 1.219 1 | 0.048 1 | 0.134 0 | 0.002 7 | 0.066 0 | 0.003 1 | 811 | 15 |
| 15.1 | 100.2 | 90.6 | 0.90 | 1.198 6 | 0.033 5 | 0.132 2 | 0.002 4 | 0.065 7 | 0.002 5 | 801 | 14 |
| 16.1 | 103.0 | 136.0 | 1.32 | 1.235 4 | 0.032 7 | 0.134 4 | 0.002 4 | 0.066 7 | 0.002 5 | 813 | 14 |
| 17.1 | 73.0 | 313.2 | 4.29 | 1.416 3 | 0.048 0 | 0.145 3 | 0.002 8 | 0.070 7 | 0.003 0 | 875 | 16 |
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| 图 6 大悟杂岩中的花岗质片麻岩的锆石U-Pb年龄协和图 Figure 6 Zircon U-Pb concordia diagrams for granitic gneiss from the Dawu complex |
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样品CDW26-12中的多数锆石颗粒呈柱状, 柱长70~330 μm。多数锆石都具有简单的环带图案, 少数颗粒具有一个韵律环带核和一个面状/扇状边(图 5)。在多数情况下, 锆石外围的面状生长边不规则，也不连续, 很难分析。在17颗锆石上分析17个点。所有的分析点都集中在有韵律环带的区域(图 5)。大多数分析点(n=14)的U质量分数为(60.9~160.7)×10-6, Th质量分数为(63.0~152.6)×10-6。
多数锆石颗粒的Th/U值较高(0.79~4.29)。其中的12个分析点产生一个加权平均值为(810±63) Ma (MSWD=0.021) (图 6)。在另外的5个分析中, 1个分析点(17.1)产生的206Pb/238U年龄偏老, 为(875±16) Ma；其他4个分析点是谐和的, 且比较集中, 但给出的206Pb/238U年龄较年轻, 为763~743 Ma, 加权平均年龄为(753±98) Ma (MSWD=0.007 6, n=4)。
3.2.2 白云母Ar-Ar定年结果花岗质片麻岩样品CDW26-10中的白云母叶片较大, 且新鲜, 定向排列形成构造面理(Sn+1)和矿物线理(Ln+1)(图 7 A、B)。白云母的阶段加热在第10个阶段产生了年轻的表面年龄187 Ma, 其39Ar释放为0.16%；在最后1个阶段产生了较老的表面年龄227 Ma, 其39Ar释放为0.09%。其余阶段实验是谐和的, 给出的坪年龄为(210.5±1.4) Ma, 包含约99%的39Ar释放(图 8 A、表 2)。由这些阶段获得的等时线年龄为(211.6±2.5) Ma, 在误差范围内与坪年龄相等(图 8 A、B)。
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| Grt.石榴石; Mus.白云母; Bi.黑云母。 图 7 研究区显微照片中的白云母特征 Figure 7 Photomicrographs (A-D) showing the mode of occurrence of white mica in thin sections |
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| 图 8 白云母40Ar/39Ar阶段升温年龄谱系图(A)和等时线年龄图(B) Figure 8 The 40Ar/39Ar spectra (A) and isochron age diagrams (B) of muscovite phenocryst from the gneissic granites in Dawu complex |
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| T/℃ | (40Ar/ 39Ar) m |
(36Ar/ 39Ar) m |
(37Ar/ 39Ar) m |
(38Ar/ 39Ar) m |
w (40Ar)/% |
F | n(39Ar)/ (10-14mol) |
39Ar※/ % |
年龄/ Ma |
±1σ |
| 800 | 35.174 2 | 0.05 | 0.000 0 | 0.0 | 61.760 0 | 21.72 | 1.24 | 3.10 | 206.9 | 2.1 |
| 850 | 24.111 0 | 0.01 | 0.000 0 | 0.0 | 90.430 0 | 21.80 | 2.13 | 8.42 | 207.6 | 2.0 |
| 900 | 23.265 5 | 0.00 | 0.004 8 | 0.0 | 95.940 0 | 22.32 | 11.85 | 38.02 | 212.2 | 2.0 |
| 930 | 22.719 2 | 0.00 | 0.000 8 | 0.0 | 98.400 0 | 22.35 | 9.21 | 61.02 | 212.5 | 2.0 |
| 960 | 22.817 5 | 0.00 | 0.004 9 | 0.0 | 97.080 0 | 22.15 | 4.94 | 73.36 | 210.7 | 2.0 |
| 1 000 | 22.562 8 | 0.00 | 0.010 6 | 0.0 | 97.290 0 | 21.95 | 3.31 | 81.62 | 208.9 | 2.0 |
| 1 050 | 22.257 5 | 0.00 | 0.000 0 | 0.0 | 99.120 0 | 22.06 | 5.73 | 95.94 | 209.9 | 2.0 |
| 1 080 | 23.238 2 | 0.00 | 0.001 3 | 0.0 | 96.690 0 | 22.47 | 1.27 | 99.10 | 213.6 | 2.1 |
| 1 140 | 23.574 9 | 0.00 | 0.000 0 | 0.0 | 96.010 0 | 22.63 | 0.26 | 99.75 | 215.0 | 3.3 |
| 1 240 | 26.774 7 | 0.02 | 0.177 9 | 0.0 | 72.800 0 | 19.50 | 0.06 | 99.91 | 186.7 | 9.1 |
| 1 400 | 43.880 7 | 0.07 | 0.000 0 | 0.0 | 54.540 0 | 23.93 | 0.03 | 100.00 | 227.0 | 20 |
| 注：39Ar※表示每一加热阶段中所释放的39Ar的累积百分比。表中下标m代表样品中测定的同位素比值, F=40Ar*/39Ar (F指放射性成因40Ar*与K生成的39Ar的比值)。样品CDW26-10 (W=28.14 mg；J=0.005 593)，J=0.005 593表示试样照射的参数。 | ||||||||||
本次研究所获锆石U-Pb年代学结果显示, 大悟杂岩中花岗质片麻岩的形成时间为新元古代。同时, 扬子克拉通北缘广泛发育新元古代岩浆岩[8-9, 25]。因此, 大悟杂岩的原岩很可能是扬子克拉通的一部分。目前, 对扬子克拉通北缘的新元古代岩浆作用的构造背景还有不同认识。其中, 有两种观点影响比较广泛：第一种观点认为, 扬子克拉通周围的新元古代岩浆岩(825~720 Ma)是罗迪尼亚裂解过程中形成的。约825 Ma前的地幔柱活动引发了华南新元古代岩浆作用[32]，这些与地幔柱活动有关的岩浆作用持续到了750 Ma[33]。第二种观点认为, 华南的新元古代岩浆作用与围绕扬子克拉通的陆缘增生过程有关。地幔柱不可能在如此长的时期(约100 Ma)存在, 并且提出扬子克拉通在865~760 Ma期间被攀西-汉南弧和江南弧环绕, 是一个被海洋岩石圈俯冲带包围的孤立陆块[34]。最近，对汉南杂岩的研究结果显示, 扬子克拉通北缘的部分新元古代岩体可能形成于活动陆缘背景下，与陆缘造山有关[9]。尽管大悟地区的新元古代岩浆岩的成因背景仍需要进一步研究, 但这一杂岩体的侵位时间已经比较明确。
4.2 白云母40Ar-39Ar同位素体系记录的晚三叠世热事件的构造意义由于构造面理上的定向白云母常被作为确定地壳变形时代的矿物。因此, 本次研究在大悟杂岩的核部, 选择了构造面理上定向排列的白云母进行40Ar-39Ar同位素定年。其结果显示, 这些白云母的坪年龄为(210.5±1.4) Ma, 相应的等时线年龄为(211.6±2.5) Ma, 与坪年龄在误差范围内一致。初始值为(211±13)。表观坪年龄可代表构造面理上(Sn+1)呈线性分布的白云母形成时代。因此, 大悟杂岩中呈SN向分布的线理构造形成于晚三叠世。结合野外构造特征, 我们把这一年龄解释为地壳在三叠纪晚期发生构造抬升和SN向伸展变形的时间。
已有的研究认为, 桐柏杂岩与大别杂岩的演化历史基本一致[5, 7-8, 35]。但以下几个问题值得注意：1)桐柏杂岩内部至今没有公开报道的三叠纪氩-氩年龄；已知的氩-氩年龄集中在135~120 Ma和100~90 Ma[18]；2)大别杂岩和桐柏杂岩的核部主要由早白垩世片麻状花岗岩(145~135 Ma)[8, 12]组成；而大悟杂岩的核部主要由新元古代花岗质片麻岩形成。出露于桐柏-大别造山带的这几个杂岩的差别值得进一步研究。由于大悟杂岩位于桐柏山与大别山的分界部位(图 1), 构造位置十分重要。目前, 针对大悟杂岩的构造变形和抬升过程的研究仍比较少。因此, 本文提供的资料对限定研究区地质演化过程仍有一定的参考价值。
4.3 大悟杂岩(穹窿)形成的基本过程本文提供的资料表明, 大悟杂岩的形成可能是一个多阶段演化过程。其中, 新元古代岩浆作用提供了重要的岩石学基础。在区域性高压-超高压变质作用(255~225 Ma)[8, 20-21, 26, 36]之后，发育了主要的构造面理(Sn+1)(图 2A, 3B, 3D)(约210 Ma)。这期变形(Dn+1)具有以下4个特征：1)与高压-超高压变质岩的抬升过程密切相关；2)是大悟杂岩抬升(变形)的重要记录；3)奠定了大悟杂岩的初始形态；4)对早期构造产生了强烈的叠加与改造。因此, 本文把这期变形产生的面理称为“主构造面理(Sn+1)”。在这一期变形之后，大悟地区或许仍然保持着EW走向的构造格局。
晚中生代变形可能是大悟杂岩的“穹窿状”特征形成的另一个关键时期。尽管本次研究未能确定晚期变形(Dn+2)的起始时间，但桐柏-大别造山带广泛出露的白垩纪未变形花岗岩的年龄(130~120 Ma)为此期变形(Dn+2)提供了良好的上限制约。也就是说, 大悟杂岩的成岩可以追溯到新元古代(约810 Ma)。主构造面理(Sn+1)形成于三叠纪晚期(约210 Ma)。这些三叠纪构造很可能还受到了晚中生代(170~135 Ma？)变形(Dn+2)的叠加与改造[5, 10, 18, 37] (图 9)。目前，地学界对东亚晚中生代的大地构造演化虽然存在不同的认识和理解，但一般认为与古太平洋板块的俯冲过程密切相关[5, 10, 37-38]。
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| 图 9 西大别构造剖面简图 Figure 9 Asimplified profile map of the western Dabie orogen |
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1)本次研究在大悟杂岩的核部获得了一件花岗质片麻岩的锆石U-Pb年龄为(810±63) Ma, 代表该杂岩的成岩(岩浆作用)时间。这一结果暗示大悟杂岩是扬子克拉通的一部分。
2)在大悟杂岩核部，花岗质片麻岩的构造面理上发育大量同构造期白云母，其坪年龄为(210.5±1.4) Ma, 代表大别山三叠纪高压-超高压变质作用后的一次区域性变形事件的时间。这期变形具有顶部朝南剪切的运动学特征。
3)在大悟杂岩周围，主构造面理的发育时间(211 Ma)略晚于高压-超高压变质作用的时间。因此，这期变形可能与高压-超高压岩的构造抬升过程有关。值得注意的是，这些三叠纪构造也受到晚期变形(≥130 Ma)的叠加与改造。
致谢: 西北大学大陆动力学国家重点实验室柳晓明老师和第五春荣老师在锆石U-Pb分析过程中给予了悉心指导和协助。阴极发光照相是在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成的。白云母年代学研究在中国地质科学院地质研究所氩-氩同位素实验室进行, 测试工作得到陈文研究员和张彦研究员的大力协助。在此表示衷心感谢。| [1] | Meng Qingren, Zhang Guowei. Geologic Framework and Tectonic Evolution of the Qinling Orogen, Central China[J]. Tectonophysics, 2000, 323 : 183-196. DOI:10.1016/S0040-1951(00)00106-2 |
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