2012, Vol. 28
2. 西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安 710069
2. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi'an 710069, China
近年来，有关华北克拉通早前寒武纪地壳演化备受国内外学者的关注，并获得了大量重要研究成果(Zhai and Santosh, 2011)。但在一些关键科学问题上仍存在不同认识(Zhao et al., 2010；Zhai and Santosh, 2011；Kusky，2011；Liu et al., 2011)。例如，高压麻粒岩峰期变质及其退变质时代仍然有不同认识。目前国内外对高压麻粒岩锆石U-Pb年代学所代表的地质含义，即能否代表峰期变质时代存在不同的认识(Fraser et al., 1997；Roberts and Finger, 1997；Ashwal et al., 1999；Timmerman et al., 2004；张华锋等，2006；翟明国，2009)。怀安地区出露的高压麻粒岩锆石U-Pb年龄集中分布在1950~1800Ma (郭敬辉等，2002；Guo et al., 2005；Kröner et al., 2005；张华锋等, 2005, 2006；Zhao et al., 2008；Wang et al., 2010)。对此，部分学者认为其峰期变质年龄应在1900~1800Ma之间(Zhao et al., 2001, 2005；Guo et al., 2002, 2005)；另一部分学者则认为峰期变质在1950~1900Ma之间，1900~1800Ma应为地壳抬升退变年龄(张华锋等, 2006, 2009；翟明国，2009)。前人对孔兹岩等高级变质岩P-T-t研究也获得了相似的认识，认为1900~1800Ma为地壳隆升冷却阶段，~1900Ma之前则为大陆造山构造增厚阶段(金巍和李树勋，1996)。然而，上述争论也是引起国内外学者对华北克拉通古元古代碰撞造山时限不同认识的原因所在。若高压麻粒岩峰期变质在1900~1850Ma，中部带所代表的东、西部陆块的碰撞拼合则很可能发生在~1.85Ga (Zhao et al., 1999)；但若峰期变质发生在1950~1900Ma，与孔兹岩系-超高温变质岩峰期变质年龄大体一致(Santosh et al., 2006；翟明国和彭澎，2007；Santosh et al., 2007a, b)，就上述提出的1.85Ga则很可能代表的是区域地壳抬升下退变质时代，而非碰撞拼合时限。另外，高压麻粒岩的定义也是目前具有争议性的关键问题(Carswell and O’Brien，1993；刘树文等，1996；O’Brien and Rötzler, 2003；Pattison, 2003)。翟明国(2009)对高压麻粒岩定义做了详细讨论，并认为对石英拉斑玄武质成分的基性麻粒岩，石榴石的出现比紫苏辉石消失与否对高压变质更具有指示意义。若按这一定义，华北克拉通出露的高压麻粒岩则更可能呈面状分布，而非仅局限在中部造山带内，代表华北克拉通早期下地壳岩石。
对于构建反演地壳演化的P-T-t轨迹，除对不同演化阶段的P、T条件分析外，相应时限t的确定也是至关重要的(England and Thompson, 1984；Thompson and England, 1984)。野外观察发现，在怀安蔓菁沟地区与围岩孔兹岩、高压麻粒岩等呈构造接触的岩系中还存在一套经历中压二辉麻粒相和角闪岩相退变质的中性辉石麻粒岩(变石英闪长岩)。为进一步探讨本区区域变质作用时限，即为P-T-t轨迹提供更加详细的时间(t) 过程，本文对其锆石进行U-Pb、Lu-Hf同位素及微量元素等方面的分析研究，探讨其年代学数据所代表的地质含义。
1 地质背景华北克拉通基底构造单元划分及其演化一直存在不同认识(翟明国和卞爱国，2000；Zhai and Liu, 2003；Zhao et al., 2005；Kusky et al., 2007)。翟明国和卞爱国(2000)提出胶辽、迁怀、阜平、集宁、许昌、和阿拉善六个微陆块的划分，并认为在新太古代末发生超大陆的拼合(图 1a)；Zhai and Liu (2003)提出了丰镇、晋豫、胶辽活动带(Mobile belt) 的认识，认为其具有显生宙造山带特征；Zhao et al.(2005)提出的华北克拉通基底东、西部陆块二分模式中认为于2.0~1.9Ga沿孔兹岩带碰撞拼合形成西部陆块，在~1.85Ga与东部陆块拼合形成中部造山带，并且认为鄂尔多斯地块与阴山地块的拼合应早于~1.92Ga超高温变质年龄(赵国春，2009)(图 1b)；Kusky et al.(2007)则认为东部陆块与西部陆块的碰撞造山发生在~2.5Ga，其提出的冀北古元古造山带(1.93~1.92Ga) 代表区域上由北向南碰撞逆冲。
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图 1 华北克拉通基底构造单元划分(a、b) 及研究区地质简图(c) (a、b、c分别据翟明国和卞爱国，2000；Zhao et al., 2005；郭敬辉等，1999) ALS-阿拉善陆块；JN-集宁陆块；JL-胶辽陆块；FP-阜平陆块；QH-迁怀陆块；XCH-许昌陆块 Fig. 1 Tectonic division framework of the North China Craton basement (a, b) and the simplified geologic map of the studied area (c) (Fig 1.a, b, c after Zhai and Bian, 2000; Zhao et al., 2005; Guo et al., 1999, respectively) ALS-Alashan Block; JN-Jining Block; JL-Jiaoliao Block; FP-Fuping Block; QH-Qianhuai Block; XCH-Xuchang Block |
研究区位于迁怀陆块的西北缘(图 1a)，或Zhao et al. (2005)中部造山带的中北部(图 1b)。区域上出露的地质体主要有太古宙TTG岩系为特征的桑干杂岩(赵宗溥等，1993)、孔兹岩为特征的兴和岩群(卢良兆等，1996) 和变质火山-沉积岩为特征的红旗营子群(胡学文等，1996)，并伴有大量的高压麻粒岩、紫苏花岗岩以及钾质花岗岩(翟明国等，1996)。桑干杂岩构成了研究区的主体，由太古宙TTG岩系和少量变质表壳岩、石榴石基性麻粒岩以及紫苏花岗岩组成，并以赤诚-尚义断裂与北部红旗营子群相邻，西部则与孔兹岩带相邻(图 1c)。岩石普遍经历了麻粒岩相变质作用，各类岩石之间多为构造接触。石榴石基性麻粒岩以变形的岩席或岩墙以及小岩体产于太古宙TTG和钾质花岗岩中，时代以古元古代侵入体为主(张华锋等，2005；Peng et al., 2005；张华锋等，2006；Peng et al., 2010)。进一步的变质作用P-T轨迹研究表明，其峰期变质条件在800~850℃和1.2~1.5GPa左右，并经历了中压麻粒岩相(T=800℃，P=0.8GPa) 和角闪岩相(T=650~700℃，P=0.5~0.6GPa) 的退变质作用，显示为近等温减压的变质P-T轨迹(翟明国等，1992；Zhao et al., 2001；Guo et al., 2002)；围岩TTG锆石U-Pb年龄多分布于2.55~2.45Ga之间(Zhao et al., 2008；刘富等，2009；Wang et al., 2010；Zhang et al., 2012)，野外与其出露特征相似伴生的钾质花岗岩，其锆石U-Pb年龄和较高的εHf(t) 值表明其形成可能与TTG片麻岩相似，为早期加厚新生下地壳部分熔融产物(Zhang et al., 2011)；西北部的孔兹岩系为一套麻粒岩相-高角闪岩相的变质沉积岩组合，原岩是一套稳定的克拉通盆地沉积(刘金钟等，1990；Condie et al., 1992)，形成时代应为古元古代(金巍等，1991；万渝生等，2000；Wan et al., 2009)。孔兹岩系变质岩石大致显示出近顺时针的变质P-T轨迹，峰期前的角闪岩相进变质(M1=600℃，0.8GPa)、峰期麻粒岩相变质(M2=800~850℃，1~1.2GPa) 和后期的中压麻粒岩相(M3-4=700~750℃，0.6~0.8GPa) 和角闪岩相(M5=500~600℃，0.4GPa) 退变质作用(贺高品等，1991；卢良兆等，1996；刘福来和沈其韩，1999)；北部红旗营子群则为一套经历绿片岩-角闪岩相变质火山-沉积岩建造，时代归属曾存在新太古、古元古代争议(王启超，1992；胡学文等，1996)，但进一步的碎屑锆石分析表明，其物源包括有前寒武纪地块基底及古生代地层-岩浆系列等，普遍经历的古生代晚期构造变形变质作用可能与西伯利亚和华北板块的拼合有关(刘树文等，2007；Wang et al., 2011)。
野外观察发现，在怀安蔓菁沟地区还出露一套原岩相当于石英闪长岩的辉石麻粒岩，与高压麻粒岩、石榴夕线片麻岩(孔兹岩) 及英云闪长质片麻岩等呈构造接触，矿物组合上与高压麻粒岩明显不同。
2 岩石学特征研究区出露的这套辉石麻粒岩(MJG01，N 40°22′43″、E 114°28′26″)，与高压麻粒岩、石榴夕线片麻岩呈构造接触，条带状构造，粒状变晶结构。主要矿物组成为斜长石(55%±)、单斜辉石(15%±)、紫苏辉石(5%±)、石英(10%±)、钾长石(5%±)、角闪石(5%±) 以及少量磁铁矿(1%~2%)，副矿物主要为锆石和磷灰石。斜长石、石英分布相对较均匀。斜长石半自形-他形，聚片双晶发育；石英则多呈舌状-弱舌状形态，波状消光；紫苏辉石、单斜辉石因后期退变而不完整，分布不均匀；单偏光下，紫苏辉石以发育浅玫瑰红-浅绿的多色性为特征。镜下可见紫苏辉石+单斜辉石+斜长石±石英±磁铁矿(Opx+Cpx+Pl±Q±Mt) 的典型中压辉石麻粒岩相矿物组合(图 2a) 和单斜辉石+角闪石+斜长石±石英±磁铁矿(Cpx+Hb+Pl±Q±Mt) 的麻粒岩相晚期-角闪岩相退变质矿物组合(图 2b)。呈细粒分布在紫苏辉石、单斜辉石边部的角闪石应为退变质晚期产物(Hb+Pl±Q±Mt)(图 2c)。另外，可见单斜辉石中的角闪石矿物包体(图 2d)，可能为辉石麻粒岩峰期变质前的早期角闪石。与其伴生的高压麻粒岩中亦可见二辉麻粒岩相的紫苏辉石+单斜辉石+斜长石±角闪石(Opx+Cpx+Pl±Hb) 和角闪岩相的角闪石+斜长石±磁铁矿(Hb+Pl±Mt) 退变产物(图 2e)。两者所不同的是高压麻粒岩中发育石榴石变斑晶，并可见单斜辉石+斜长石±石英(Cpx+Pl±Q) 矿物包体(图 2g, h)，为早期高压麻粒岩相变质组合。
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图 2 怀安地区辉石麻粒岩(变石英闪长岩, a-f) 及高压麻粒岩(g-h) 显微特征 (a)-中压辉石麻粒岩峰期变质矿物组合：Opx+Cpx+Pl；(b)-麻粒岩晚期-角闪岩相退变质矿物组合：Opx+Cpx→Cpx+Hb+Pl+Mt；(c)-晚期角闪岩相退变质矿物组合：Opx+Cpx→Hb+Pl+Mt；(d)-紫苏辉石中早期角闪石矿物包体；(e)-退变质锆石穿插紫苏辉石边部产出；(f)-退变质锆石分布在紫苏辉石与斜长石之间；(g)-高压麻粒岩中压麻粒岩相退变矿物组合：Opx+Cpx+Pl+Mt及角闪岩相退变矿物组合：Hb+Pl+Mt；(h)-高压麻粒岩相变质矿物组合：Gt+Cpx+Pl. Gt-石榴石；Cpx-单斜辉石；Opx-紫苏辉石；Hb-角闪石；Pl-斜长石；Q-石英；Mt-磁铁矿；Zrn-锆石；(+)/(-)-正交/单偏光 Fig. 2 Microscope features of the pyroxene granulite (meta-quartz-diorite, a-f) and high-pressure granulite (g-h) in Huai'an area (a)-mineral assemblages of the mid-pressure granulite facies metamorphism: Opx+Cpx+Pl; (b)-mineral assemblages of the late granulite to amphibolite retrograde metamorphism: Opx+Cpx→Cpx+Hb+Pl+Mt; (c)-mineral assemblages of the later amphibolite retrograde metamorphismin: Opx+Cpx→Hb+Pl+Mt; (d)-early amphiboles-mineral inclusions in Opx; (e)-metamorphic zircon inserting the edge of Opx; (f)-metamorphic zircon distributed between the Opx and Pl; (g)-mineral assemblages of the mid-pressure granulite retrograde metamorphism: Opx+Cpx+Pl+Mt, and those of the amphibolite retrograde metamorphism: Hb+Pl+Mt, in high-pressure granulite; (h)-mineral assemblages of the high-pressure granulite facies metamorphism: Gt+Cpx+Pl. Gt-garnet; Cpx-clinopyroxene; OPX-orthopyroxene; Hb-hornblende; Pl-plagioclase; Q-quartz; Mt-magnetite; Zrn-zrcon; (+)/(-)-monopolarizer/crossed polarizer |
另外，在紫苏辉石与单斜辉石后期退变矿物组合中可见新生变质锆石，以穿插紫苏辉石边部(图 2e) 以及紫苏辉石与斜长石之间(图 2f) 为特征。这表明变质锆石应形成于紫苏辉石之后。在时间上，应介于中压麻粒岩变质作用晚期至角闪岩相退变过程中形成的变质增生锆石。
综上可知，本文中的辉石麻粒岩发育有紫苏辉石+单斜辉石+斜长石(Opx+Cpx+Pl)、单斜辉石+角闪石+斜长石±石英±磁铁矿(Cpx+Hb+Pl±Q±Mt) 和角闪石+斜长石±石英±磁铁矿(Hb+Pl±Q±Mt) 的矿物共生组合显示岩石经历了中压麻粒岩相变质作用及晚期的角闪岩相退变质作用。而变质锆石则形成于紫苏辉石之后。
3 分析方法锆石的阴极发光图像(CL) 在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针与电镜实验室完成。锆石U-Pb、微量元素及Lu-Hf同位素均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。
3.1 锆石U-Pb及微量元素分析锆石U-Pb定年测试工作在连接Geolas-193型紫外激光剥蚀系统的Agilient 7500a型ICP-MS上进行。激光剥蚀采用单点剥蚀方式，以He作为剥蚀物质的载气，斑束直径为30μm，频率为8Hz。ICP-MS数据采集选用跳峰方式，每测定6个样品点，测定一个锆石91500和一个NIST610。年龄计算以标准锆石91500为外标进行同位素比值分馏校正，原始数据处理采用GLITTER (ver 4.0) 程序，处理后的数据使用ComPb Corr#3 _151软件(Andersen，2002) 进行普通铅校正，锆石的U-Pb年龄结果使用Isoplot程序(Ludwig，2003) 计算。元素浓度计算采用NIST610作外标，Si作内标。有关分析测试方法、流程和相关的仪器工作参数详见(柳小明等，2007)。
3.2 锆石Hf同位素分析锆石Hf同位素分析在相应测年点相邻位置测定，在配备Geolas-193型紫外激光剥蚀系统(LA) 的Nu Plasma HR (Wrexham, UK) 多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS) 上完成。激光斑束直径为44μm，所用的激光剥蚀脉冲频率为10Hz，激光束的能量密度为10J·cm-2，测定时用国际标样91500作外标。干扰校正取推荐值175Lu/176Lu=0.02669(De Biévre and Taylor, 1993)，176Yb/172Yb=0.5886(Chu et al., 2002)。计算εHf(t) 值时，Lu衰变常数采用1.867×10-11a-1(Soderlund et al., 2004)，球粒陨石的176Hf/177Hf比值为0.282785，176Lu/177Hf的比值为0.0336(Bouvier et al., 2008)。Hf亏损地幔模式年龄的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年龄阴极发光图像显示辉石麻粒岩中锆石较为复杂，主要存在两种类型的锆石颗粒：1) 发育核、边双层结构的锆石。此类型中部分锆石最外层还发育有CL强度较高的白色亮边，但其宽度相对较窄(＜10μm)；核部锆石多保留较完整的晶形和生长韵律环带，其柱面{110}和锥面{101}保留较好(图 3b-h)，显示出岩浆结晶锆石特征；边部锆石无内部结构，CL强度相对核部高(图 3a, i-k)，为变质增生边；2) 无生长环带的不规则状锆石(图 3l-o)，此类锆石为变质增生的新生锆石颗粒，部分锆石的阴极发光显示边部也发育有很窄的亮边(图 3m, o)。这些极薄的亮边未进行测试分析。
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图 3 怀安地区辉石麻粒岩锆石CL图像特征 实线圆圈及数字为锆石U-Pb年龄测点、点号，虚线圆圈为Hf同位素分析点；锆石下方数据代表测点207Pb/206Pb年龄，括号内左边为Th/U比，右边为εHf(t) 值，--表示未测试 Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircons from the pyroxene granulite in Huai'an area The solid circles with number inside in the CL images represent the analytical spots and number of the zircon U-Pb age, and the dotted circles represent the Hf isotopic analytical spots; The data beneath the CL images represent the 207Pb/206Pb age, and the left of the brackets are the ratios of Th/U, the right represent εHf(t) values; --represents not tested |
针对上述锆石CL图像观察，我们对该样品不同类锆石颗粒进行了70个点位的LA-ICP-MS定年测试(表 1)。除去五个测点(1, 18, 29, 34, 68) 年龄不谐和外，其余点显示较好的谐和度。对发育较好或残余岩浆环带的核部锆石测试表明，其207Pb/206Pb年龄相对分散，在1902~2542Ma之间分布，且Th、U及Th/U变化较大，Th、U含量分别为7.76×10-6~182× 10-6和46.5×10-6~605×10-6，而Th/U比为0.10~1.92，在年龄与Th/U相关图上两者显示较好正相关性(图 4c)。其中9个岩浆生长韵律环带相对较发育的锆石(02, 10, 21, 25, 26, 33, 40, 56, 69)，其207Pb/206Pb年龄最大(2435~2542Ma)，在U-Pb谐和图上显示较好的谐和度(图 4a)。Th、U含量分别为38×10-6~122×10-6和48×10-6~170×10-6，并且Th/U比值均大于0.4(0.42~1.92)，获得加权平均年龄为2471±18Ma (2σ, MSWD=6.7, n=9)。对变质增生锆石的边部共进行了18个测点的分析，其207Pb/206Pb年龄分布在1782~1865Ma之间(图 4b)，加权平均年龄为1831±7Ma (2σ, MSWD=2.5, n=18)。它们的Th含量均小于15×10-6，U含量为21×10-6~120×10-6，Th/U比值变化在0.01~0.16之间，绝大部分小于0.1，与核部锆石相比Th及Th/U比值明显降低。
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图 4 怀安地区辉石麻粒岩锆石U-Pb同位素分析结果(a、b) 及Th/U比与年龄相关图(c) 图 4c中圆圈图例代表参加计算原岩时代的核部具生长环带锆石；方框图例代表年龄明显变小的核部具生长环带锆石；三角形图例代表幔部变质增生边和变质新生锆石，均为变质增生锆石 Fig. 4 Zircon U-Pb isotope analysis diagrams (a, b) and plots of Th/U ratio versus 207Pb/206Pb age (c) for the pyroxene granulite in Huai'an area In Fig. 4c: the circles represent those zircon cores calculating the forming age of protolith; Rectangles represent the zircon cores with the reducing age; Triangles represent the zircon mantles of metamorphic overgrowth around the magmatic zircon cores, and the metamorphic new-single grains, unified to be the metamorphic overgrowth zircon |
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表 1 怀安地区辉石麻粒岩(变质石英闪长岩) 锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb analytical data for the pyroxene granulite (metamorphic quartz diorite) in Huai'an area |
获得的锆石Hf同位素数据表明(表 2)，核部具生长环带锆石的176Lu/177Hf比值均 < 0.001，多分布在0.0003~0.0007之间，176Hf/177Hf值多小于0.28145。但变质增生锆石具更低的176Lu/177Hf值，大部分小于0.0001，而176Hf/177Hf值相比增高，多在0.28140以上(图 5a)。计算获得的Hf亏损模式年龄及εHf(t) 值表明，核部锆石单阶段Hf亏损模式年龄tDM分布在2350~2770Ma之间，峰值年龄为2602Ma，两阶段模式年龄tDMC为2439~3126Ma，主要集中在2600~2900Ma (峰值年龄为2782Ma)；在εHf(t) 与207Pb/206Pb年龄相关图上两者显示正相关变化关系(图 5b)。上述近似代表岩浆结晶年龄的6个测点(2, 10, 21, 25, 33, 56) 的tDM为2550~2621Ma (峰值年龄为2586Ma)，tDMC变化在2596~2716Ma (峰值年龄为2665Ma)，εHf(t) 值在4.1~6.7之间，略低于同期亏损地幔εHf(t) 的0.75倍(Belousova et al., 2010, 图 5b)。变质增生锆石的tDM分布在2300~2500Ma之间，tDMC为2555~3536Ma，主要集中在2650~2900Ma (平均为2790Ma, 图 6a)，εHf(t) 均为负值(-0.8~-7.2)。
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图 5 怀安地区辉石麻粒岩锆石176Lu/177Hf与176Hf/177Hf (a) 和εHf(t) 与年龄(b) 相关图 图例如图 4c Fig. 5 Plots of zircons 176Lu/177Hf versus 176Hf/177Hf (a) and εHf(t) versus 207Pb/206Pb age for the pyroxene granulite in Huai'an area (b) Symbols are the same as in Fig. 4c |
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图 6 怀安地区辉石麻粒岩锆石两阶段Hf模式年龄(tDMC) 及锆石Ti (Tzrc) 温度分布图 Fig. 6 Distribution diagram of the second-stage Hf model ages (tDMC) and the Ti-in-zircon temperature (Tzrc) values for the pyroxene granulite in Huai'an area |
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表 2 怀安地区辉石麻粒岩锆石LA-ICP-MS Lu-Hf同位素分析结果 Table 2 Zircon LA-ICP-MS Lu-Hf isotope analytical data for the pyroxene granulite in Huai'an area |
30个测点的锆石微量元素分析表明(表 3)，发育生长环带的核部锆石，其∑REE在120×10-6~490×10-6之间，而变质锆石的∑REE明显减少(19.6×10-6~64.8×10-6)。二者均显示出相对富集HREE的特征(图 7a)。但是，变质增生锆石的HREE富集程度((Lu/Gd)N=4.39~13.40) 明显低于核部锆石((Lu/Gd)N=15.03~33.27)。核部锆石具有明显的正Ce异常(δCe=1.55~23.85) 和负Eu异常(δEu=0.14~0.96)，与岩浆锆石特征相似(Corfu et al., 2003)。变质增生锆石则无明显的Eu异常(δEu=0.79~1.19，但显示出更加强烈的Ce正异常(δCe=11.25~98.43)。另外，变质锆石的Y含量与核部发育生长环带的锆石相比也明显减少，前者为34.02×10-6~95.56×10-6，后者为164.6×10-6~577.8×10-6。在锆石ΣHREE与207Pb/206Pb年龄相关性图上显示，核部具生长韵律环带的锆石ΣHREE随年龄变小呈现降低趋势(图 7b)，与Th/U比值和年龄相关性特征相同(图 4c)。相应获得的微量元素Ti含量分析表明，核部锆石与变质增生锆石两者的Ti含量没有太大差异，后者Ti含量分布相对较集中(图 6b)，对应的锆石钛温度值(Tzrc，Ferry and Watson, 2007) 在683~714℃之间，平均值为697±10℃(2σ, n=8)。核部锆石的钛温度值分布在679~857℃，平均值为700±7℃(2σ, n=15)。
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图 7 怀安地区辉石麻粒岩岩锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(a) 及ΣHREE与年龄相关图(b) 图例同图 4c Fig. 7 Zircon chondrite-normalized REE distribution patterns diagram (a) of the pyroxene granulite in Huai'an area and Plots of ΣHREE versus 207Pb/206Pb age (b) Symbols are the same as in Fig. 4c |
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表 3 怀安地区辉石麻粒岩锆石LA-ICP-MS微量元素分析结果(×10-6) Table 3 Zircon LA-ICP-MS trace elements analytical data for pyroxene granulite in Huai'an area (×10-6) |
；锆石钛温度
-273(本文生长韵律环带发育的核部锆石U-Pb同位素分析结果显示，207Pb/206Pb年龄分布分散，在1902~2542Ma之间变化，其锆石年龄与Th/U比、ΣHREE和εHf(t) 值之间均显示较好的正相关性特征(图 4c、图 5b、图 7b)，反映出这些岩浆锆石受后期变质作用影响而发生过重结晶作用(Pidgeon，1992；Pidgeon et al., 1998)，并导致放射成因Pb的丢失(Vavra et al., 1996；Hoskin and Black, 2000)。其中9个岩浆生长韵律环带相对较发育的核部锆石(测点MJG01-02, 10, 21, 25, 26, 33, 40, 56, 69)，207Pb/206Pb年龄集中在2435~2542Ma之间，在U-Pb谐和图上显示较好的谐和度(图 4a)，获得加权平均年龄为2471±18Ma (MSWD=6.7, n=9)。其Th/U比值(0.42~1.92) 均大于0.4，与岩浆结晶锆石相似(Rubatto and Gebauer, 2000)，稀土总量ΣREE (337.6×10-6~489.5×10-6) 以及明显正Ce异常(δCe=1.55~23.85) 和负Eu异常(δEu=0.14~0.96) 也显示岩浆锆石特征(Corfu et al., 2003)，并具相对较高的εHf(t) 值(4.1~6.7，图 5b)。与其它核部岩浆锆石相比，这些锆石受后期变质热事件改造程度应较弱，其年龄更为接近锆石的真实形成年龄。因此，2471±18Ma的年龄可近似代表辉石麻粒岩原岩(石英闪长岩) 的形成年龄。
上述近似代表岩浆结晶年龄中的6个测点(2, 10, 21, 25, 33, 56) Hf同位素分析表明，其单阶段模式年龄tDM为2550~2621Ma (峰值年龄为2586Ma)，略低于两阶段模式年龄(tDMC=2596~2716Ma，峰值年龄为2665Ma)；εHf(t) 值在4.1~6.7之间，略低于同期亏损地幔εHf(t) 的0.75倍(Belousova et al., 2010, 图 5b)，表明岩浆的源区具新生下地壳特征，辉石麻粒岩的原岩(石英闪长岩) 应为增生地壳部分熔融形成。这与前人对TTG的研究结果一致，是本区新太古代末地壳增生与改造的响应(刘敦一等，1997；刘富等，2009；Zhang et al., 2012)，与华北克拉通其它地区新太古代末地壳增生事件类似(Wu et al., 2005；耿元生等，2010；Jiang et al., 2010；Diwu et al., 2011；Wan et al., 2011；Wang and Liu, 2012；Geng et al., 2012)。
5.2 1.85~1.80Ga退变质作用对变质增生锆石分析表明，其CL图像与上述核部具生长环带锆石相比变亮，具更低的Th/U比值(0.01~0.1) 和∑REE (19.61×10-6~64.75×10-6) 等，与变质锆石特征一致(Rubatto，2002；Whitehouse and Platt, 2003)，并且Th/U比(0.01~0.1) 与麻粒岩至角闪岩相过渡变质增生锆石的Th/U比值接近(Vavra et al., 1999)。锆石年龄分布在1782~1865Ma之间，在U-Pb谐和图上显示较好的谐和度，获得1831±7Ma (MSWD=2.5, n=18) 的加权平均年龄(图 4b) 应为变质年龄。另外，相对于核部锆石，此类锆石具有更低的176Lu/177Hf比值(多数小于0.0001)，但176Hf/177Hf值明显增高(图 5a)。引起这类锆石明显不同的Hf同位素组成可能与退变质过程中富REE变质矿物分解、重结晶和或变质流体有关(Amelin et al., 2000；Rubatto and Hermann, 2003；Zheng et al., 2005)。在锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图上(图 7a)，核部生长环带锆石虽受到后期变质热事件影响，但其REE配分模式相似，而变质增生锆石则明显不同，除具更低的∑REE外，该类锆石Eu负异常明显变弱，但Ce异常有所增大，若锆石Ce异常与体系氧化状态程度有关的话(Hoskin and Schaltegger, 2003；Schulz et al., 2006)，该类锆石弱的Eu异常则可能与其高的Ce异常相对应(Rubatto，2002)。另外，变质增生锆石HREE富集程度相对核部锆石明显变低，两者相应的LuN/GdN值分别在4.39~13.40和15.03~33.27之间。HREE矿物/熔体分配系数表明，石榴石为其最富集的矿物相，角闪石次之(Rollinson，1993)。根据矿物组合分析，本文样品在麻粒岩相及其退变过程中并无共生石榴石矿物相，而普遍发育的是Opx+Cpx+Pl→Am+Pl+Mt±Cpx，即麻粒岩-角闪岩相退变质反应，若退变过程中与角闪石平衡共生，对应变质锆石的HREE富集程度将会明显降低。在岩石显微特征观察中可见部分锆石以穿插紫苏辉石边部(图 2e) 或位于紫苏辉石与斜长石之间(图 2f)。这类变质锆石应形成在紫苏辉石之后，属于麻粒岩晚期至角闪岩退变阶段的产物，非麻粒岩相变质峰期产物。因此，变质增生锆石HREE配分特征更可能与退变过程中角闪石的形成有关。
在相应获得的锆石钛温度Tzrc上，核部锆石虽发生变质重结晶作用，但在锆石温度Tzrc上无明显区别。加权平均计算获得700±7℃的平均温度，与早期太古宙岩浆锆石钛温度相近(Watson and Harrison, 2005；Nutman，2006；Hiess et al., 2008；Fu et al., 2008)。后期退变质锆石钛温度分布在683~714℃之间(图 6b)，加权平均值为696±8℃。对硅酸岩熔体其aTiO2普遍在0.6~0.9之间(Ghent and Stout, 1984；Watson et al., 2006；Hayden and Watson, 2007)，若考虑aTiO2对锆石钛温度的影响，相应的锆石钛温度可能会偏低约50~10℃(Ferry et al., 2007)。此假设成立的话，本文中的变质锆石形成的温度可能在690~750℃之间，这与前人分析的区域麻粒岩所经历的从中压麻粒岩相到角闪岩相退变过程的变质温度相对应(图 8；翟明国等，1992；刘树文等，1996；Zhao et al., 2001；Guo et al., 2002)。Wang et al. (2011)对蔓菁沟处高压麻粒岩进行过研究。其变质锆石Ti温度计算结果分布在682~738℃之间，并获得了1839±22Ma的年龄。该结果与本文结果非常相似。前人将其解释为麻粒岩相变质年龄(Wang et al., 2011)。若同样考虑aTiO2对锆石钛温度的影响，他们获得的锆石Ti温度与区域高压麻粒岩峰期变质温度(800~850℃；翟明国等，1992；刘树文等，1996；Zhao et al., 2001；Guo et al., 2002) 有较大差别(图 8)。因此，我们认为前人获得的1839±22Ma年龄与本文锆石记录的年龄一致，解释为高压麻粒岩晚期退变时代更为合理。
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图 8 高压麻粒岩变质作用P-T轨迹图(a、b、c分别据翟明国等，1992；Guo et al., 2002；Zhao et al., 2001) 矩形深灰色方框区域代表辉石麻粒岩(麻粒岩相晚期-角闪岩相) 退变质阶段 Fig. 8 Diagrams of the metamorphic P-T conditions for high-pressure granulites (a, b, c after Zhai et al., 1992; Guo et al., 2002; Zhao et al., 2001, respectively) Rectangular region shaded dark grey respects the stage of the late granulit to amphibolite retrograde facies metamorphism for the pyroxene granulite |
综上所述，这类具更低Th/U、176Lu/177Hf值且相对较缓的HREE配分特征的变质锆石应为中压麻粒岩相变质作用晚期至角闪岩相退变质过程中的产物。它们所记录的1831±7Ma的加权平均年龄应近似代表中压麻粒岩相结束，并向角闪岩相退变质过程的年龄，非峰期变质时代。因此，本文数据表明，1850~1800Ma之间发生的构造热事件性质应代表区域地壳抬升和岩石退变质过程。
另外，对第一部分年龄较分散的具生长环带核部锆石(2542~1902Ma)，若其放射成因Pb丢失与变质重结晶程度对应的话(Hoskin and Black, 2000)，那么记录最小年龄的锆石重结晶程度应最高，并具有最低的Th/U比值和REE含量。我们的数据明显具有上述特征。其中记录最小年龄的测点(1σ，1902Ma；测点14)，具有最低的Th/U值(Th/U=0.10，图 4d) 和最低的REE配分曲线(图 7a)。因此可以推测导致核部锆石重结晶的变质热事件时间应在1902Ma左右，早于晚期1850~1800Ma退变质年龄。1900~1850Ma可以作为麻粒岩相变质热事件时限，但因我们测得的数据中缺少1900~1850Ma之间的年龄记录，对这一阶段的变质热事件年龄缺失的原因还有待进一步的研究。在此，笔者推测岩石可能在麻粒岩相变质过程中，因缺乏流体或温度较高，导致变质流体Zr不饱和，从而未能结晶出变质锆石。而岩浆锆石则是发生不同程度的重结晶作用，导致年龄变小。
6 结论(1) 核部具生长环带锆石因后期变质热事件影响而发生重结晶作用，导致不同程度放射成因Pb丢失，相应的锆石年龄分布在2542~1902Ma之间。对近似代表岩浆结晶的锆石其获得的加权平均年龄为2471±18Ma，可解释为辉石麻粒岩原岩(石英闪长岩) 岩浆结晶年龄。相应的锆石Hf同位素特征表明本区新太古代末发生过地壳增生。
(2) 锆石Th/U、Hf和微量元素上均显示与核部岩浆锆石不同特征的边部变质锆石，应为后期麻粒岩-角闪岩相退变产物；锆石钛温度表明其形成温度在683~714℃之间，与麻粒岩到角闪岩相退变质过程的温度高度吻合；其1830.7±6.6Ma的207Pb/206Pb年龄应代表退变质时代。
(3) 1900~1850Ma可能为辉石麻粒岩中压麻粒岩相峰期变质热事件时限，但因测得的数据中缺少1900~1850Ma之间的年龄记录，对这一阶段的变质热事件年龄缺失的原因及该阶段年龄的性质，有待进一步的研究。
致谢 衷心感谢中国科学院地质与地球物理研究所电子探针与电镜实验室全体员工的帮助；感谢西北大学大陆动力学国家重点实验室在实验过程中给予的大力支持和帮助；吴佳林博士、钟焱博士等协助测试工作一并表示感谢。| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN. 2000. Early-middle Archaean crustal evolution deduced from Lu-Hf and U-Pb isotopic studies of single zircon grains. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(24): 4205–4225. DOI:10.1016/S0016-7037(00)00493-2 |
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