2019, Vol. 35
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
3. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
4. 中国科学技术大学, 合肥 230009
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. University of Science and Technology of China, Hefei 230009, China
自二十世纪八十年代末至今, 大别碰撞造山带的研究, 无论是在变质岩石学、岩石地球化学、年代学和构造地质学, 还是在大别造山带俯冲-折返机制等方面的研究均取得了很大成果, 由此极大地丰富和推动了大陆深俯冲的理论研究(Okay et al., 1989, 1993; Wang et al., 1989, 1990; Xu et al., 1992; Cong, 1996; Carswell et al., 1997; Faure et al., 1999, 2003; Zheng, 2008, 2012, 2016; Lin et al., 2015; Ji et al., 2017)。目前, 大别碰撞造山带突出的研究成果和热点主要集中于高压-超高压变质块体, 对其演化和形成机制研究极为成熟。然而, 作为一个完整的造山带而言, 对于该造山带浅、中层次变质作用的研究则略显不足, 由此也影响了人们对大别碰撞造山带由浅、中至深层次俯冲-折返全过程的系统理解。就大别碰撞造山带而言, 浅层次的变质单元主要是位于该造山带最北缘的北淮阳变质单元。该单元由卢镇关群和佛子岭群两部分构成(安徽省地质矿产局, 1987; Zheng et al., 2005; Zheng, 2008, 2012; 图 1)。对于卢镇关群的认识目前较为统一, 普遍认为其为花岗片麻岩或变质变形侵入体, 原岩结晶年龄为~750Ma (Chen et al., 2003; Zheng et al., 2004, 2007; Wu et al., 2007)。而对于佛子岭群的研究则显得较为薄弱, 有关其变质属性、时限和构造归属, 以及在大别碰撞造山带形成过程中间的作用缺乏相应的研究。
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图 1 研究区地质简图及分析样品图 Fig. 1 Simplified geologic map and sample locations in the study area |
佛子岭群各类岩石由于矿物颗粒细小, “层理”发育, 出露和连续性较好, 故一直被视为“浅”变质的沉积地层(张祖还, 1957; 郑文武, 1964; 杨志坚, 1964)。安徽省地质矿产局(1987)则综合前人资料和变质岩相学分析, 定性判定佛子岭群仅经历了绿片岩相变质, 且该认识一直为后期研究者所遵循。而在变质年龄方面, 则仅限于有限的白云母40Ar-39Ar分析(牛宝贵等, 1994; Faure et al., 2003; 林伟等, 2005; Ratschbacher et al., 2006), 大致将其主期变质时限确定在270~260Ma范围。至于佛子岭群的构造归属、动力学机制及其在华北和扬子板块碰撞俯冲过程的作用则存在较大的分歧。目前主要有三种不同的认识：① Okay et al. (1993)和周建波等(2001)从沉积大地构造角度认为佛子岭群为扬子板块北缘被动陆缘沉积物, 以“加积楔”形式产出于扬子和华北板块之间, 属于低级变质产物；② Faure et al.(1999, 2003)和林伟等(2005)根据构造几何学和运动学分析, 认为佛子岭群卷入了较深层次的俯冲-折返过程, 暗示其经历了中高级变质作用；③ Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)则依据碎屑锆石年龄分析, 认为其为扬子和华北板块之间的一个独立微陆块, 并未经历俯冲-折返, 为低级变质块体。然而, 仔细比较分析可以看出, ①和③的研究是基于佛子岭群为“浅”变质体这一共识(张祖还, 1957; 杨志坚, 1964; 郑文武, 1964; 安徽省地质矿产局, 1987)来进行的, 认为其既未涉及大别碰撞造山带的俯冲-折返事件, 也没有经历中-高级变质作用。而②则仅是根据构造解析认为佛子岭群卷入了较深层次的俯冲-折返过程, 并结合同位素年代学相关的矿物封闭温度推测其经历了较高级的变质, 其本身缺乏严谨而精确定量的变质岩石学分析数据的支持。此外, 王勇生等(2012)对北淮阳变质单元中卢镇关群的主期变质P-T条件分析显示, 该单元经历了高压榴辉岩相变质作用(图 1), 这也暗示了与其紧密共生的佛子岭群可能也经历了更高级变质, 并非为“浅”变质产物。由此不难看出, 佛子岭群变质岩石学的精确定量分析十分关键和重要, 是解疑上述争论的重要途径之一, 也是完备大别山深俯冲造山带形成全过程和机制的重要补充。
为此, 本次研究通过区域变质岩石学、热力学和年代学的详细研究, 精确判定了佛子岭群主期变质条件和原岩形成时限, 揭示其普遍经历了中-高级变质, 并卷入了大别碰撞造山带较深层次的俯冲-折返过程。
1 研究区地质概况和样品介绍北淮阳浅变质单元位于大别造山带北部, 整体呈WNW-ESE向展布。其北界为合肥盆地所覆盖, 向西止于南阳盆地, 南为晓天-磨子潭断裂所限, 东被郯庐断裂带切割(Zheng et al., 2005, 2008; 图 1)。其中该单元的卢镇关群主体分布于毛坦厂-磨子潭以东地区, 而佛子岭群则主要沿苏仙石-金寨-油店-诸佛庵-佛子岭-毛坦厂一线分布(图 1)。
结合前人资料和我们近几年的野外调查, 佛子岭群主体由云母石英片岩、石英云母片岩、大理岩和少量石榴云母片岩构成, 并相间产出。岩石产状变化较大, 面理主体倾向北, 倾角20°~70°之间, 线理则以低缓倾角产出, 倾伏向近东西, 倾伏角在5°~10°左右, 岩石基本以单斜层形式产出, 其间发育大量的层间褶皱。
本次研究共实测两条剖面：①磨子潭-牛角冲; ②诸佛庵-苏家埠(图 1)。采集样品共78块, 用于分析的样品总计10块, 分别为样品HS1、HS2、HD24、HD25、HD26、HD27和HS3、HS5、HS6、HD33 (图 1), 其中样品HS1、HD27为石榴云母片岩, 其余为石英云母片岩和云母石英片岩。由于这些样品矿物组合较为充分, 利于温压评价, 故本次研究主要针对该类岩石展开细致分析。矿物缩写据Whitney and Evans (2010), 具体为Pl=plagioclase；Grt=garnet；Bt=biotite；Ms=muscovite；Qz=quartz；Tur=tourmalin；Rt=rutile；Ep=epidote；Aln=allanite；Ilm=ilmenite。
2 主要岩石类型岩相学特征石榴云母片岩 共计采集两块样品(HS1、HD27), 均采自牛角冲, 两者相距约15m (图 2a)，均以单斜层形式产出, 与云母石英片岩和石英云母片岩相间整合产出(图 2a), 矿物组合基本相同。主要矿物有石榴子石(3%~5%)+斜长石(10%~15%)+黑云母(15%~20%)+白云母(5%~10%)+绿帘石(3%~5%)+石英(50%~55%)+金红石(0%~1%)+电气石(1%)(图 2b, c)。其中石榴子石呈半自形-自形, 粒径0.25~1mm, 内部含有大量早期矿物包体石英、金红石和磁铁矿；斜长石呈他形, 粒径0.1~0.2mm；石英多为他形, 粒径0.1~2mm；白云母半自形-自形, 粒径0.3~1.0mm；黑云母呈半自形-自形, 粒径0.2~0.8mm, 沿解理缝或边缘常常被绿泥石所替代；绿帘石为他形-半自形, 粒径0.1~0.3mm, 内部含褐帘石包体；金红石呈他形细小颗粒, 粒径~0.1mm, 常常被钛铁矿所替代；电气石呈半自形, 粒径0.1~0.2mm。
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图 2 佛子岭群中石榴云母片岩、石英云母片岩和云母石英片岩野外及显微照片 (a)石榴云母片岩(样品HS1、HD27)野外照片; (b、c)石榴云母片岩(样品HS1、HD27)显微照片; (d、e)石英云母片岩(样品HS5)野外和显微照片; (f、g)云母石英片岩(样品HS6)野外和显微照片 Fig. 2 Field photos and micrographs for the garnet mica schists, quartz-mica schists and mica-quartz schists from the Foziling Group (a) the field photos of the garnet-mica schists (Sample HS1, HD27);(b, c) the micrographs for the garnet mica schists (Sample HS1, HD27); (d, e) the field photo and micrograph for the quartz-mica schist (Sample HS5), respectively; (f, g) the field photo and micrograph for the mica-quartz schist (Sample HS6), respectively |
石英云母片岩 呈单斜层产出(样品HS5), 单层厚度约1~30 cm, 常与云母石英片岩相间产出(图 2d), 其主要组成矿物为斜长石(3%~5%)+石英(35%~40%)+白云母(40%~45%)+黑云母(5%~10%)+绿帘石(3%)+金红石(2%)(图 2e)。斜长石呈他形, 粒径0.1~0.3mm, 糙面显著；石英呈他形, 粒径0.1~1.5mm；白云母半自形-自形, 粒径0.2~1.2mm；黑云母呈半自形-自形, 粒径0.1~0.6mm, 可见绿泥石化；绿帘石为他形-半自形, 粒径0.05~0.2mm, 内部含褐帘石包体；金红石呈他形, 颗粒细小；电气石呈半自形, 粒径0.1~0.2mm。
云母石英片岩 该岩石是佛子岭群主体, 单层厚度约20~50cm(图 2f)(样品HS6)，组成矿物有斜长石(5%~10%)+石英(65%~70%)+白云母(10%~15%)+黑云母(5%~10%)+绿帘石(3%)+金红石(2%)(图 2g)。斜长石呈他形, 粒径0.1~0.5mm, 表面常糟化；石英呈他形, 粒径0.1~1.1mm；白云母半自形-自形, 粒径0.1~1mm；黑云母呈半自形-自形, 粒径0.1~0.3mm, 沿解理缝常形成绿泥石；绿帘石呈他形, 粒径0.1~0.3mm, 具褐帘石包体；金红石呈他形, 颗粒细小, 粒径~0.1mm, 常被钛铁矿替代。
3 主要矿物化学成分分析本次矿物化学成分测试分析由合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针(EPMA)实验室完成, 仪器型号为JEOL JXA-8230, 工作条件为加速电压15kV, 电子束流20nA, 束斑尺寸为5μm。代表性矿物化学分析成分见表 1和表 2。
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表 1 石榴云母片岩中代表性矿物化学成分(wt%) Table 1 Geochemical compositions (wt%) of the representative minerals from the garnet mica schists |
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表 2 云母石英片岩和石英云母片岩中代表性矿物化学成分(wt%) Table 2 Geochemical compositions (wt%) of the representative minerals from the mica-quartz schist quartz and mica schist |
(1) 石榴子石：在X-ray Mapping图中表现为较弱的成分变化(图 3a), 而在成分剖面中则表现为较明显的核边结构(图 3b), 由核部至边部XFe和XMg逐渐升高, 分别由0.45和0.09增加至0.55和0.12，XCa由0.33下降至0.23，XMn则呈平缓变化趋势, 总体显示了一个进变质成分环带特征。
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图 3 石榴云母片岩中主要矿物的X-Ray Mapping、BSE图和成分剖面图 (a、b)石榴石X-Ray Mapping和成分剖面; (c、d)斜长石X-Ray Mapping和成分剖面; (e、f)黑云母X-Ray Mapping和成分剖面; (g、h)白云母BSE图像和成分剖面 Fig. 3 X-ray mapping, BSE images and compositional profiles for the main minerals in the garnet-mica schist (a, b) the X-ray mapping and compositional profile of garnet, respectively; (c, d) the X-ray mapping and compositional profile of plagioclase, respectively; (e, f) the X-ray mapping and compositional profile of biotite, respectively; (g, h) the BSE images and compositional profile of muscovite, respectively |
(2) 斜长石：在X-ray Mapping图和成分剖面中(图 3c, d), 均展现了均一性特征, 无环带结构。由核部至边部, Ab、An和Or变化范围分别为79.40~81.50、18.10~20.10和0.20~0.70。
(3) 黑云母：无论是X-ray Mapping图(图 3e), 还是成分剖面(图 3f), 同样显示了均匀变化样式, 其中XAlVI=0.09~0.13、XTi=0.03、XFe=0.32~0.34和XMg=0.51~0.55。
(4) 白云母：在BSE图和成分剖面中(图 3g, h), 显示均匀变化特征, 其中AlVl=1.71~1.79、Ti=0.03~0.04和Fe=0.17~0.19。
3.2 云母石英片岩(1) 黑云母：在BSE图中显浅灰色, 无颜色差异(图 4a), 成分则呈平坦变化型式(图 4b), 其中XAlVI=0.11~0.13、XTi=0.03、XFe=0.25~0.27和XMg=0.58~0.60。
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图 4 石英云母片岩和云母石英片岩中黑云母、白云母BSE图和成分剖面图 (a、b)石英云母片岩中黑云母BSE图像和成分剖面; (c、d)石英云母片岩中白云母BSE图像和成分剖面; (e、f)云母石英片岩中黑云母BSE图像和成分剖面; (g、h)云母石英片岩中白云母BSE图像和成分剖面 Fig. 4 BSE images and compositional profiles for biotite and muscovite in quartz-mica schist and mica-quartz schist (a, b) the BSE images and compositional profile of biotite from the quartz-mica schist, respectively; (c, d) the BSE images and compositional profile of muscovite in the quartz-mica schist, respectively; (e, f) the BSE images and compositional profile of biotite in the mica-quartz schist; (g, h) the BSE images and compositional profile of muscovite in the mica-quartz schist |
(2) 白云母：其无环带结构, 显示了均匀变化特征(图 4c, d), 成分呈平缓线型, 其中AlVl=1.65~1.72、Fe=0.16~0.21、Mg=0.10~0.16和Mg/(Mg+Fe)=0.36~0.44。
3.3 石英云母片岩(1) 黑云母：其BSE图和成分剖面均显示了均匀平坦变化趋势(图 4e, f), 其中XAlVI=0.09~0.13、XTi=0.05~0.06、XFe=0.32~0.36和XMg=0.48~0.51。
(2) 白云母：该矿物在BSE图和成分剖面图(图 4g, h), 同样表现为均匀特征, 无成分环带, 其中AlVl=1.58~1.62、Fe=0.26~0.30、Mg=0.13~0.15和Mg/(Mg+Fe)=0.31~0.35。
4 佛子岭群主期变质P-T条件估算综合岩相学和矿物化学分析, 石榴云母片岩具完整的石榴子石+斜长石+黑云母+白云母+石英矿物组合, 云母石英片岩和石英云母片岩矿物组合相对单一。因此, 本文对前者应用Holdaway (2000)的Grt-Bt温度计(GB)和Wu et al. (2004)的Grt-Bt-Pl-Qz压力计(GBPQ), 以及Wu and Zhao (2006)的Grt-Ms温度计(GM)和Grt-Ms-Pl-Qz压力计(GMPQ)对石榴云母片岩进行联合求解。而对于后两类岩石则应用Wu et al. (2015a)的Bt-Ti温度计和Wu et al.(2015b)的Ms-Ti温度计进行主期温度评价。在P-T估算成分选取方面, 根据矿物成分剖面分析(图 3), 石榴云母片岩的石榴石取其边部的成分进行计算(图 3a, b), 该石榴石显示了进变质的环带特征, 边部应代表了主期变质成分。斜长石、黑云母和白云母则显示平坦变化趋势, 成分均匀(图 3c-h和表 1), 故选取核部或近边缘部分。云母石英片岩和石英云母片岩中的黑云母和白云母同样具有均匀的成分特征(图 4a-h), 其成分选取也在核部或近边缘部分(表 2)。同时, 为保证计算的统计性, 每个样品选取15~25个矿物对进行计算, 详细结果见表 3。
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表 3 佛子岭群主期变质P (℃)-T (GPa)条件 Table 3 The main P (℃)-T (GPa) conditions for the Foziling Group |
此外, 根据Wu et al.(2004, 2006, 2015a, b)的阐述, 这些温度压力计具有成分和适用的温压范围的限定(见表 1和2备注)。为此, 本文将所有参与温压评价的矿物分析数据进行了投图分析(图 5)。当应用GBPQ时, 石榴石、斜长石和黑云母成分均符合计算要求(图 5a-d)。而应用GMPQ时, 除斜长石外, 石榴石和白云母的成分则超出了成分要求, 其中石榴石的XFe均＜0.53, 白云母的Fe2+均＞0.17(图 5a, b, e, f)。就Bt-Ti和Ms-Ti温度计而言, 黑云母的成分则完全符合限定要求(图 5c, d), 白云母成分则基本不符合限定要求(图 5e, f)。但为便于比较和相互印证, 本次研究应用了这些温压计进行了主期P-T条件评价。
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图 5 石榴云母片岩、石英云母片岩和云母石英片岩样品主要矿物成分图解 (a)石榴石成分三角图; (b)斜长石成分三角图; (c、d)黑云母XFe-XTi和XMg-XTi比值图; (e、f)白云母Fe-Ti和Mg-Ti比值图 Fig. 5 The composition plots for main minerals in the garnet-mica schists, quartz-mica schists and mica-quartz schists (a) the composition triangular plot for garnet; (b) the composition triangular plot for plagioclase; (c, d) the ratio plots of XFe vs. XTi and XMg vs. XTi for biotite; (e, f) the ratio plots of Fe vs. Ti and Mg vs. Ti for muscovite |
从表 3和图 6可以看出, 当应用GB & GBPQ时, 样品HS1温压范围为T=603~630℃和P=0.83~1.02GPa, 平均温压为T =616±5℃和P=0.93±0.04GPa；样品HD27温压范围为T=615~635℃和P=0.85~1.04GPa, 平均温压为T=621±5℃和P=0.96±0.05GPa。当应用GM & GMPQ时, 样品HS1温压范围为T=641~686℃和P=0.95~1.10GPa, 平均温压为T=670±12℃和P=1.02±0.04GPa；样品HD27温压范围为T=677~718℃和P=1.09~1.21GPa, 平均温压为T=700±15℃和P=1.14±0.05GPa。通过比较可以看出, GB & GBPQ计算的温压值始终低于GM & GMPQ的温压值, 但无论应用何种温压计, 该岩石均位于中-高压角闪岩相变质范畴(图 6和表 3)。
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图 6 石榴云母片岩主期变质P-T条件图 Fig. 6 The main metamorphic P-T conditions for the garnet-mica schists |
这两类岩石为佛子岭群主体, 但如前述因其矿物组合并不充分, 仅含有适用于温度估算的黑云母和白云母, 故本次研究应用Bt-Ti和Ms-Ti温度计进行主期温度评价。在温度估算时, 根据Wu and Chen(2015a, b)的阐述, 将压力设定在0.3~1.4GPa范围, 并每间隔0.3GPa计算一个温度值。从表 3和图 7可以看出, Bt-Ti的温度普遍低于Ms-Ti的温度。当压力设定在0.3GPa至0.9GPa范围时, 无论应用何种温度计, 所有的样品的主期温度均位于角闪岩相范畴。而当压力设定在0.9GPa至1.4GPa范围时, 这些样品温度主体进入角闪岩相, 部分为绿帘角闪岩相、角闪石榴辉岩亚相范围, 变化范围较大。然而, 考虑到石榴云母片岩与云母石英片岩、石英云母片岩紧密共生(图 2a), 以及这些岩石并未出现榴辉岩相特征矿物这一事实(图 2b, c, e, g), 云母石英片岩和石英云母片岩并未达到角闪石榴辉岩亚相变质范畴, 即压力应当小于1.1GPa。进一步参照GB & GBPQ和GM & GMPQ对石榴云母片岩主期变质P-T条件计算结果(图 6和表 3), 可以将压力限定在0.9~1.1GPa, 作为保守的估计, 本文将其压力标定在0.9GPa。据此, 进一步通过比较可以看出, 当应用Bt-Ti时, 这两类片岩主期温度在534~645℃范围；而当应用Ms-Ti时, 主期温度则在570~712℃范围, 其中前者普遍比后者偏低约60℃。
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图 7 云母石英片岩和石英云母片岩主期温度 Fig. 7 The main metamorphic temperature for the mica-quartz and quartz-mica schists |
从主期变质P-T条件来看(图 6、图 7和表 3), GB & GBPQ和GM & GMPQ, 以及Bt-Ti和Ms-Ti计算的温度压力条件, 均显示佛子岭群经历了角闪岩相变质特征。然而, 参照Wu et al.(2004, 2006, 2015a, b)的温压计的范围和成分限定, 正如前述, GB & GBPQ和Bt-Ti温压计符合限制要求, 其给出的主期变质P-T条件可能更为合适。据此, 本文根据估算温度值和分析样品的空间分布位置(图 1), 构建了一条横切佛子岭群温度剖面。从图 8可以看出, 当压力为0.9GPa时, 佛子岭群主期变质温度在534~645℃范围, 这表明该变质单元普遍经历了中-高压角闪岩相变质。
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图 8 佛子岭群温度-地理位置图 Fig. 8 The temperature-geography plot across the Foziling Group |
本次锆石U-Pb定年主要是针对石榴云母片岩(样品HS1)进行。锆石单矿物挑选由河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司完成。锆石制靶由合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP-MS洁净实验室完成。锆石阴极发光(CL)图由合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针(EPMA)实验室完成, 仪器型号JEOL XM-Z09013TPCL, 测试电压为700V, 探针电流为5nA。锆石U-Pb同位素定年测试由中国科学技术大学激光剥蚀电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)实验室完成, 实验以He作为剥蚀载气, 质普仪为Agilent7700s。剥蚀束斑直径为32μm, 剥蚀方式为单点剥蚀, 剥蚀时间为90s, 背景时间为19s, 每测试4个点, 测一次标准锆石91500。测试以标准锆石91500为年龄计算外标, 元素29Si作内标。数据处理采用中国科学技术大学开发的LaDating@Zrn软件, 普通铅校正应用ComPbCorr进行, 谐和图和锆石年龄直方图的绘制使用Isoplot3.23完成。本次测试对年龄值的选择使用以1000Ma为界：≤1000Ma采用206Pb/238U同位素年龄＞1000Ma采用207Pb/206Pb同位素年龄。
对56颗锆石进行分析测定, 获得了62个数据, 其中45个为谐和年龄。岩相学观测显示, 这些锆石多为无色透明或半透明, 略带淡黄色, 晶形呈短柱状或浑圆状, 粒径为50~120μm, 长宽比为1：1~3：1。阴极发光图像则显示, 这些锆石多具振荡环带、无分带和弱分带结构, 部分锆石具白色亮边(图 9a-h)。根据年龄数值可以看出(图 9i, j和表 4), 锆石年龄较为宽泛, 范围在3101±48~413±9Ma, 显示出碎屑锆石特征。锆石Th含量为12.74×10-6~796.4×10-6, U含量为14.75×10-6~1048×10-6, 除两颗锆石外, 其余锆石Th/U比值均大于0.1 (表 4和图 9k)。
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图 9 样品HS1的锆石阴极发光照片和谐和图 (a-h)样品HS1的阴极发光照片; (i、j)样品HS1的5组年龄谐和图; (k) Th/U与年龄比值图; (l)样品HS1年龄直方图 Fig. 9 Cathode luminescence (CL) images and concordia diagram for zircons from Sample HS1 (a-h) the cathode luminescence images for zircons from the sample HS1; (i, j) the concordia diagrams for 5 groups of age from the sample HS1; (k) Th/U to age plot; (l) the age histogram for the sample HS1 |
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表 4 石榴云母片岩(HS1)的锆石年龄数据 Table 4 The zircon U-Pb data for the garnet-mica schist (Sample HS1) |
根据本次测试的年龄数据(图 9i, j), 并结合前人的研究和背景分析(Li et al., 2001; Chen et al., 2003; Zheng et al., 2004, 2007; Liu et al., 2005; Zhao et al., 2012; Zhu et al., 2017; 图 1), 这些数据可分为5组：①组锆石：共14个数据点, 年龄范围为3101±48Ma~1794±79Ma, Th/U为0.24~1.30。除3101±48Ma、2191±63Ma、1811±77Ma和1794±79Ma四个数据外, 其余数据则较为集中, 峰值年龄为2537Ma (图 9l)；②组锆石：有6个数据点, 范围为1699±57Ma~1444±60Ma, Th/U比值为0.33~1.02。该组数据较为集中, 峰值年龄为1567Ma (图 9l)；③组锆石：共11个数据点, 年龄范围为1089±74Ma~904±19Ma, 除2颗年龄数值为944±20Ma和936±19Ma锆石的Th/U＜0.1外, 其余锆石Th/U为0.11~0.52。该组数据也较为集中, 峰值年龄为940Ma (图 9l)；④组锆石：9个数据点, 年龄范围为891±19Ma~602±14Ma, Th/U为0.14~1.25, 峰值年龄为749Ma (图 9l)；⑤组锆石：共计5个数据点, Th/U=0.38~0.86, 年龄范围为474±16Ma~413±9Ma, 峰值年龄为440Ma (图 9l)。
6 佛子岭群的原岩属性及其形成的温压条件、时限及构造归属探讨 6.1 佛子岭群的原岩属性由于佛子岭群一直被视为“浅”变质沉积岩(张祖还, 1957; 郑文武, 1964; 杨志坚, 1964; 安徽省地质矿产局, 1987)。因此, 在扬子板块和华北板块碰撞过程中, 其通常被作为加积楔或未经历俯冲的沉积盖层(Okay et al., 1993; 周建波等, 2001; Chen et al., 2003; Zhu et al., 2017)。尽管, Faure et al.(1999, 2003)和林伟等(2005)通过构造解析认为其经历了较深层次的俯冲、折返, 但变质岩石学的研究并未给予充分的支撑。
长期以来, 佛子岭群之所以被作为“浅”变质沉积岩, 可能的原因：(1)沉积“现象”的困扰。佛子岭群主体岩性为细粒云母石英片岩和石英云母片岩, 互层产出, 总体表现出沉积“韵律”特征(图 2d, f), 加之岩石矿物颗粒细小, 具体矿物构成和结构不易清晰观测。野外观测往往认为其保留了较好的“沉积岩石”特征, 进而判定其未经历高级变质；(2)变质岩石学研究不充分。早先研究由于条件所限, 对该单元各类变质岩多是定性的判定, 缺乏定量矿物化学和特征性矿物的分析, 影响了变质级别的精确判别；(3)热力学评价不充分。
6.2 佛子岭群形成的温压条件由于佛子岭群特征性岩石和变质矿物组合的缺乏, 加之早期地质温压计的不充分, 对其精确的主期变质P-T条件估算并没有较为确实的认定。例如, 陈跃志等(1995)和石永红等(2014)进行了简单的定量评价, 但由于温压计选用的不明确和适用范围的不合适, 他们给出了截然相反的认识(图 6)。
本次研究选取GB & GBPQ、GM & GMPQ、Bt-Ti和Ms-Ti温压计, 均适用于佛子岭群的石榴云母片岩和云母片岩P、T条件估计(Wu et al., 2004, 2006, 2015a, b)。同时, 对各类岩石主要矿物进行了精细的矿物成分剖面分析, 确保了主期变质成分选择(图 3和图 4), 并对每个样品选取了多个矿物对进行评价, 保证了统计上的意义。通过比较, 由GB & GBPQ和Bt-Ti评价的结果较为合适。因此, 根据此次热力学评价, 佛子岭群主期变质P-T条件在610~620℃和0.9~1.0GPa范围, 再结合区域变质岩石学和野外地质剖面分析(图 8), 其应普遍达到了中-高压角闪岩相变质范畴(图 6)。当然, 由于此次研究的特征性岩石——石榴云母片岩发育较少, 对该P、T条件能否代表佛子岭群普遍经历中-高压角闪岩相变质作用仍需进一步求证。然而, 考虑到本次对区域上出露的各类云母片岩的温度评价(图 7和图 8), 并结合石榴云母片岩主期变质压力限定, 佛子岭群应处于中-高压变质条件。这是因为各类云母片岩与石榴云母片岩紧密共生(图 2a), 其间没有任何构造并置作用现象, 暗示两者应经历相同的俯冲、折返作用。同时, Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)对佛子岭群中云母片岩的碎屑锆石研究显示(图 1), 该类岩石形成于400~450Ma, 与本次确定石的榴云母片岩原岩时限一致(图 9j和表 4)。换言之, 在大别碰撞造山带形成过程中, 这些片岩应当经历了共同的变质和构造过程。进一步地, 从所处的构造单元来看, 佛子岭群属于北淮阳变质单元的一部分, 与卢镇关群紧密共生, 而王勇生等(2012)研究表明卢镇关群经历了角闪岩相, 局部达到高压榴辉岩相变质, 佐证了佛子岭群也可能经历较高级的变质。此外, Faure et al. (2003)和林伟等(2005)从构造地质学角度, 确认佛子岭群卷入了较深层次俯冲-折返过程, 相应地其变质程度较高。因此, 综合本次温压评价和前人的分析, 可以确定佛子岭群并非为“浅”变质产物, 而应普遍经历中-高压角闪岩相变质, 其形成深度大致在30~40km, 地温梯度在15~20℃/km之间。至于野外观测到的沉积“韵律”层(图 2d, f), 推测可能是在变质过程中受原岩成分层控制, 或者变质分异所致。而岩相学观测也充分表明这些岩石普遍具变晶结构(图 2c, e, g), 不具任何变余结构和构造, 例如, 沉积岩中的颗粒支撑、杂基支撑等。
6.3 佛子岭群形成的时间关于佛子岭群的形成时限, 最初安徽省地质矿产局(1987)综合前人资料, 将其划归为新元古代。然而, Li et al. (2001)依据Sm-Nd和Rb-Sr全岩等时线研究, 认为该单元形成于泥盆纪。Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)的碎屑锆石研究则进一步明确该单元形成于志留纪。同时, 基于年龄资料和大地构造分析, 均认为佛子岭群为扬子板块和华北板块之间的一个独立微陆块, 其物源分别来自这两个板块。对比本次研究确定的5组碎屑锆石年龄来看(图 9a, c, d-h), 其中①、③、④、⑤组的年龄与前人的研究基本一致(Li et al., 2001；Chen et al., 2003和Zhu et al., 2017), 展现佛子岭群物源的多样性特征, 其中⑤组的峰值年龄~0.44Ga进一步支持了佛子岭群形成于志留纪的认识(Li et al., 2001; Chen et al., 2003; Zhu et al., 2017)。从年龄分布背景上来看, ②、③和④组的~0.75Ga、~0.94Ga和~1.57Ga的年龄峰值(图 9i, j), 显示了亲扬子性(Gao et al., 2001; Zheng, 2008; Li et al., 2014)。而①组年龄(图 9i), 特别是~2.54Ga的峰值年龄, 暗示了佛子岭群具华北板块物源特征(Zhao et al., 2012; Zhao and Zhai, 2013), 进而表明佛子岭群可能具有混合物源的特性。然而, 由于扬子板块也具有少量2.5~2.6Ga的年龄(Chen and Jahn, 1998; Chen et al., 2014; Gao et al., 1999, 2011; Qiu et al., 2000; Wu et al., 2012; Li et al., 2014), 影响了对其物源的准确判定, 但考虑到Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)的研究, 本文遵从了前人混合物源的认识。关于佛子岭群主期变质年龄, 由于此次分析锆石的颗粒细小和变质锆石不发育, 并未获得任何变质年龄信息。但鉴于前人白云母40Ar-39Ar的270~260Ma年龄(牛宝贵等, 1994; Faure et al., 2003; 林伟等, 2005; Ratschbacher et al., 2006; 图 1), 同时, 考虑到佛子岭群构造位置处于大别造山带最北端, 为扬子板块深俯冲的最前导岩片, 相应的俯冲时限较早, 故推测其主期变质年龄应较老一些, 也许该年龄能代表佛子岭群的变质时限。当然, 由于云母过剩Ar的影响(Li et al., 1994), 该年龄准确性仍需进一步确证。
6.4 佛子岭群的构造属性对于佛子岭群是否为古生代微陆块(Chen et al., 2003; Zhu et al., 2017), 本次研究并不能予以充分支持, 目前在大别造山带东段未见到大规模出露的古生代岩浆弧出露, 现有的~0.44Ga碎屑锆石物源存在较多的困惑。也许如Li et al. (2001)、Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)的研究, 佛子岭群是北秦岭古生代岩浆弧东延部分剥蚀沉积产物, 而古生代的岩浆弧由于被其覆盖并未出露至地表。然而, 基于本次变质岩石学和年代学的研究, 并结合前人构造地质学研究(Okay et al., 1993; Faure et al., 1999, 2003; 周建波等, 2001; 林伟等, 2005), 本文倾向于佛子岭群为扬子板块最北缘的沉积单元, 卷入了较深层次的俯冲和折返事件。
7 结论(1) 佛子岭群主期变质P-T条件范围为610~620℃和0.9~1.0GPa, 达到了高压角闪岩相变质范畴, 普遍经历中-高压角闪岩相变质, 卷入了较深层次的俯冲折返过程。
(2) 佛子岭群物源具有多源性, 其中~0.44Ga的年龄表明佛子岭群形成于早古生代晚期, ~0.75Ga、~0.94Ga和~1.57Ga的年龄峰值暗示了其物源具有亲扬子性, ~2.54Ga的年龄则显示该单元具有华北物源属性。
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