2013, Vol. 29
大别-苏鲁超高压带形成在三叠纪，但其岩浆原岩形成在700~800Ma之间(Ames et al., 1996; Rowley et al., 1997; Hacker et al., 1998; Rumble et al., 2002; Liu et al., 2004; Zheng et al., 2004, 2006; Xia et al., 2009; Zhang et al., 2009; Chen et al., 2010)。这些700~800Ma岩浆原岩中，一些岩石有明显的18O贫化现象，一般人为这是在超高压变质之前岩石受到了地表冰川水的交代蚀变作用的结果(Yui et al., 1995; Zheng et al., 1996, 1998, 2003; Rumble et al., 1998, 2000, 2002)。几个年代学的研究认为他们的结果与这类蚀变有关(如, Rowley et al., 1997; Rumble et al., 2002; Zheng et al., 2004, 2007a)。Rowley et al. (1997)和Rumble et al. (2002)获得正片麻岩岩浆锆石772.5±9.5Ma和682~754Ma年龄，认为这些年龄与地表流体参与蚀变的岩浆作用有关；Zheng et al.(2004, 2007a) 确定卢镇关群和共生的花岗岩是大别超高压片麻岩的原岩，其中的花岗岩有明显的18O贫化现象，他们确定了两组年龄，780Ma岩浆的年龄和750Ma负δ18O蚀变年龄，并把的流体来源归结为Sturtion期(750Ma) 的冰川融水。
扬子地台上有三层冰积岩，南沱冰积岩形成在654.5±3.8Ma到635±0.6Ma之间(Condon et al., 2005; Zhang et al., 2008b), 古城和长安冰积岩形成在663±4Ma到725±10Ma之间(Zhou et al., 2004; Zhang et al., 2008a)。如果把超高压变质岩石受到的低18O流体蚀变归结为Sturtion期的冰川融水，那么扬子地台上没有这样的冰川记录。
我们分析了卢镇关群的变质流纹岩和共生的花岗岩的全岩氧同位素，在此基础上利用SIMS对锆石进行了氧同位素和年龄分析，以此来看能否确定岩石发生地表流体参与的蚀变年龄，由此推断早期研究中把冰川融水作为岩石蚀变流体是否在时间上合理。
2 区域地质和样品采集晓天-磨子潭断裂以北的大别山主要由卢镇关群、佛子岭群、未变质的侏罗纪和白垩纪火山-沉积地层组成，其中发育了大量新元古代和白垩纪花岗岩类。卢镇关群分布在大别山北部东端，以晓天-磨子潭断裂与北大别杂岩分割(图 1)。1:5万和1:25万地质图称小溪河岩组。卢镇关群总体为一套浅变质的长英质火山岩夹基性火山岩和少量变质沉积岩组成。由于后期强烈的构造作用和大量新元古代和白垩纪花岗岩的侵入，卢镇关群在区域上分布的非常不完整，多以不完整的岩片分布在大别山北部(图 1)。研究区内另一套浅变质的地层是佛子岭群，该群以沉积的砂泥岩为主，沉积时代为泥盆纪，该群至河南境内称信阳群，到陕西境内的秦岭地区称刘岭群。侏罗纪和白垩纪为陆相火山-沉积地层，未变质。以卢镇关群为代表的双峰火山岩和共生花岗岩组合在整个秦岭-大别山出露的并不多，向西到红安地区，与原苏家河群中的定远组相当；至秦岭地区，与分布在河南西峡县境内的耀岭河群一致。从零星岩片出露的距离来看，卢镇关群代表的扬子地台北缘的双峰火山岩带规模应该非常巨大，与扬子地台新元古代的裂解密切相关。卢镇关群伴生了大量同期岩浆杂岩体(图 1)，其岩性为花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩类，其中也有少量辉长岩类。这些岩体通常都经受了强烈变形和变质作用，形成了相应的片麻岩类。
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图 1 安徽大别山北部地质简图 Fig. 1 Simplified geological map of the northern Dabie Moutains |
研究的样品采自卢镇关群和侵入其中的变质花岗岩类。变质流纹岩样品有10DB-4、10DB-10和10DB-26。变质流纹岩细粒、块状。一些岩石的手标本上可以看到变余斑状结构。露头上，可以观察到层状构造，反映出原始火山岩的层状特征。显微镜下，岩石由完全重结晶细粒的长石、石英、黑云母、白云母、绿帘石和少量金属矿物组成(图 2)。一些岩石中尚能辨认残余的斜长石斑晶。从观察的变质矿物组合看，岩石经受了绿片岩相变质作用。研究的变质花岗岩样品有10DB-8、10DB-14、10DB-17、10DB-18和10DB-20。变质花岗岩以相对粗粒为特征，钾长石眼球发育。露头上，岩石很均匀，观察不到层状构造。样品10DB-8和10DB-17变形相对较弱，但其中的石英重结晶明显，形成特征的三联点结构。其它三个样品变形强烈，石英纹带状，为初糜棱岩。10DB-17、10DB-18和10DB-20采自同一露头，其中10DB-18和10DB-20为同一大样不同蚀变程度的部分，样品10DB-20绿泥、绿帘石化更为明显。
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图 2 研究岩石的显微照片 左图为变质的花岗岩，图中细粒的石英发生明显重结晶(10DB-8);右图为变质的流纹岩(10DB-4)，岩石完全重结晶，粒度明显比变质花岗岩的矿物要细粒 Fig. 2 Microphotographs showing the rocks studied The left photo displays meta-granite (10DB-8), and the right photo shows meta-rhyolite (10DB-4) |
全岩氧同位素在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素实验室测定。用大约10mg的岩石粉末进行BrF5方法的氧同位素测定，分析误差在0.2‰ δ18O (1σ)。
锆石U-Pb和氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所Cameca IMS-1280 (SIMS) 进行分析。分析点利用锆石阴极发光(CL) 图像进行选择。先分析氧同位素，然后在氧同位素分析点上进行U-Pb分析。氧同位素分析点尺度大约为10×15μm，U-Pb分析点尺度大约为20×30μm，标样为91500。分析的详细方法见Li et al. (2009)和Li et al. (2010)。SIMS分析的氧同位素精度在0.5‰ δ18O (2σ) 之内。
4 结果 4.1 锆石CL图像锆石的CL图像以岩浆韵律环带为主，其中的有些锆石岩浆韵律环明显被改造过，表现为CL变亮，并且切割早期的韵律环带(图 3，10DB-4 zircon4、10DB-4 zircon16、10DB-8 zircon3)；另一种情况是锆石边缘CL变暗，这个带也切割早期岩浆环带(图 3，10DB-8 zircon3)。我们选择分析的原则是这样的：选择一部分CL没有明显改造的岩浆锆石进行分析，选择一部分CL明显改造的锆石区域进行分析，以期了解这些CL变化的区域是否有年龄和氧同位素的变化，从而达到我们的研究目的。
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图 3 锆石阴极发光图像 锆石10DB-4zircon4、10DB-4zircon16和10DB-8zircon3一些区域发生了重结晶，CL变亮.其它为CL未改造的岩浆锆石 Fig. 3 Zircon CL images Recrystallization occurs in the rim parts of zircons (10DB-4zircon4, 10DB-4zircon16 and 10DB-8zircon3). The others are magmatic zircons without disturbing in their CL images |
氧同位素的分析结果见图 4和表 1。在全岩δ18O和锆石δ18O投图上，样品10DB-4中，CL没有明显改造的岩浆锆石δ18O值和CL明显改造的锆石区域的δ18O值绝大部分是完全重合的(图 4a, b)，有6个分析点向低值移动，最低到了-6‰左右。这些点可以认为是受到地表低δ18O流体的交代蚀变影响，如果能确定它们的年龄，有可能确定流体的交代蚀变的时间。对另7个样品也做了同样分析，我们发现，存在δ18O值改造的锆石分析点实际非常少见(图 4c)，从可以确定的点数上看，根本不可能确定精确年龄。
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图 4 全岩δ18O和锆石δ18O投图 (a)-CL没有明显改造的岩浆锆石；(b)-CL明显改造的锆石；(c)-研究样品全岩δ18O和锆石δ18O投图，红色点为氧同位素被明显改造的分析点 Fig. 4 Plot of whole-rock and zircon δ18O values (a) for magmatic zircons that were not changed in their CL images; (b) for magmatic zircons that were changed in their CL images; (c)-plot of whole-rock and zircon δ18O values for all the studied samples. Red circles are the analytical spots that their oxygen isotopic compositions had been changed |
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表 1 全岩和锆石的氧同位素分析 Table 1 Oxygen isotopes of whole-rock and zircon |
从全岩和锆石δ18O值来看，全岩和锆石在氧同位素上是不平衡的，以全岩和锆石在岩浆体系的平衡角度来看(Valley et al., 1994; Bindeman and Valley, 2001, 2002; Valley, 2003)，全岩明显贫化18O，这是地表流体参与交代岩石的直接证据，然而从锆石δ18O值角度上看，这一过程对锆石δ18O改造并不强烈。锆石的δ18O值的另一个特征是存在2.5‰~4‰低δ18O岩浆锆石。低δ18O岩浆锆石也是地表低δ18O流体的交代蚀变的证据，然而，在时间上，这种蚀变是早于岩浆形成的，后文中将给予具体讨论。
4.3 锆石U-Pb分析结果我们分析了6个样品的锆石U-Pb年龄，包括两个变质流纹岩(10DB-4和10DB-26) 和4个变质花岗岩(10DB-8、10DB-17、10DB-18和10DB-20)(表 2和图 5)。10DB-18和10DB-20为同一大样不同蚀变程度的部分，所以年龄上处理为一个样品。
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图 5 锆石的U-Pb年龄协和图 图中的标红色的分析点的锆石在CL和氧同位素上都有明显改造 Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagrams Red circles are the analytical spots that their oxygen isotopic compositions had been changed |
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表 2 SIMS锆石的U-Th-Pb分析和年龄结果 Table 2 Results of zircon U-Th-Pb compositions and ages |
样品中一部分分析点显示了Pb丢失，因此，能够确定上交点年龄的样品中，上交点年龄作为岩浆锆石的结晶年龄。两个流纹岩标本给出了757Ma的上交点岩浆结晶年龄(10DB-4和10DB-26)。三个变质花岗岩样品分别给出了757Ma、760Ma、770Ma的岩浆结晶年龄，前两个是上交点年龄(10DB-17和10DB-18/20)，后一个是用上部集中在一起的7个分析点给出的协和年龄(10DB-8)。
从年龄上，可以给出几个信息：(1) 存在δ18O值改造的锆石分析点不能确定地表低δ18O流体的交代蚀变的年龄，有限的几个分析不落在一致线上或者与岩浆年龄不能区分，这说明锆石δ18O的改造与U-Pb改造不同步；(2) 目前看到的全岩18O贫化发生在757Ma之后；(3) 低δ18O岩浆锆石在770Ma的岩浆结晶中就开始形成，与此对应的地表低δ18O流体的交代蚀变应该在770Ma以前就发生了。后两点意味着，卢镇关群和共生的花岗岩记录的地表低δ18O流体的交代蚀变应该从770Ma以前到757Ma以后都有发生，这不应该对应一期流体的蚀变作用。
5 讨论 5.1 岩石的蚀变与锆石同位素体系的调整在锆石年代学中，流体与锆石相互关系是重要问题之一。涉及三方面的问题，一是锆石在流体中的溶解度，这与目前理解的锆石溶解与沉淀生长相关；第二方面是锆石在流体的作用下重结晶问题；第三方面是流体作用下锆石组分的扩散问题。
锆石在流体的溶解度目前缺少相关的实验研究，我们不能确定锆石在何种温压条件下在流体中能达到有意义的溶解。流体与锆石的重结晶关系已有了一些实验研究(Geisler et al., 2001, 2003)。晶体的重结晶是消除晶体缺陷的结晶作用，通常是消除晶体中的位错。具体的机制涉及位错移动、亚颗粒的形成和亚颗粒生长，最终的结果是原来发育大量缺陷的晶体变成一个或多个结构不变、结晶完美的晶体。因此，结晶很好的矿物不会发生重结晶作用。锆石晶体缺陷的发育与U、Th放射性破坏有关，即通常称为锆石的蜕晶化。锆石的蜕晶化程度是U、Th含量和锆石生成时间的函数，当锆石蜕晶化程度严重时，在流体作用下很容易发生重结晶。重结晶导致锆石的微量元素(如U、Th等) 和氧同位素发生变化(例如，Hoskin and Schaltegger, 2003；Tomaschek et al., 2003; Booth et al., 2005; Geisler et al., 2001; 2003)。如果重结晶的锆石的成分达到平衡，那么也可以确定重结晶的年龄，这样的情况下能够确定岩石蚀变发生的时间。如果锆石结晶度很好，流体与锆石的相互作用中，只有靠扩散改变锆石的微量元素和氧同位素成分，在低温条件下，例如小于500℃，U、Th、Pb和氧同位素的扩散非常缓慢(Watson and Cherniak, 1997; Cherniak and Watson, 2003)，在合理的地质时间内，很难完全改变锆石微量元素和氧同位素成分。
基于上面一些基本的考虑，我们来看看卢镇关群和共生花岗岩的情况。首先考虑Zheng et al. (2007a)的研究结果。他们确定了花岗岩中锆石的两组年龄，780Ma岩浆的年龄和750Ma负δ18O蚀变年龄。两者相差30Ma年，对于锆石只有几百×10-6的U含量(锆石放射性破坏80%来自U) 来看，这一时间尺度不足以让锆石发生严重蜕晶化，因此，锆石边部氧同位素的改变仅仅只能由流体和锆石之间扩散完成。如果以我们研究确定的年龄来看，时间尺度在10Ma以内。扩散发生的温度条件可以从岩石目前存在的矿物组合加以判断。卢镇关群流纹岩的变质的矿物组合为黑云母+白云母+绿泥石+绿帘石+钾长石+石英，这是绿片岩相的矿物组合，相当黑云母带。Zheng et al. (2007a)发现岩石含石榴石，可能达到石榴石带，其岩石经历的温度在500℃以下。在等温淬火的条件下(冷却速率为0)，设定450℃的温度条件，假定一个良好结晶的球状锆石半径为10μm、20μm和40μm，锆石中心保持起源时的氧同位素时间可用Dt/a2=0.03关系来计算(D-湿条件扩散系数; t-锆石中心保存起源氧同位素的时间；a-锆石半径) (Watson and Cherniak, 1997)，时间分别为大约27Ma、100Ma和420Ma。所以，如果780Ma岩浆的年龄和750Ma负δ18O蚀变年龄，分析束斑在10×15μm情况下应该能够测定锆石-流体相互作用的氧同位素的变化。从样品中被改造锆石氧同位素相对稀少的情况来看，蚀变过程中锆石和流体直接接触的情况并不普遍。对于氧同位素改造的锆石，其U、Th和Pb在同样的温度条件的扩散系数比氧的扩散系数低至少10个数量级以上，氧同位素的改变不可能造成锆石U-Th-Pb系统的明显改变(Cherniak and Watson, 2003)。从这个意义上说，我们不能指望测定距离岩浆结晶很短时间内的岩石蚀变时间。
大别山-苏鲁超高压岩石锆石的氧同位素在-10.00‰~7.00‰之间(Rumble et al., 2002; Zheng et al., 2004; Tang et al., 2008), 其负值普遍比卢镇关群岩石和共生花岗岩中锆石要低。700~800Ma形成的锆石，在220~230Ma变质时，锆石累积的蜕晶化程度已经十分可观，这样的锆石在变质过程中很难在存在变质流体的情况下保存原始岩浆锆石的氧同位素特征。同时，在U、Pb和O扩散的不一致性前提下，用超高压岩石中残留的岩浆锆石氧同位素恢复早期岩浆的同位素特征非常危险。从卢镇关群和共生花岗岩岩浆锆石的氧同位素来看，应该不存在负δ18O岩浆。
5.2 低δ18O锆石在研究样品中，2.8到4‰左右的岩浆锆石颗粒普遍存在(图 3和图 4)。从上述计算的球状锆石中心保持起源时的氧同位素时间来看，这些锆石应该从低δ18O岩浆结晶而来。在美国的黄石公园，低δ18O流纹岩广泛存在(Bindeman and Valley, 2001, 2002; Bindeman et al., 2006, 2008)。低δ18O流纹岩的形成必须要有地表水的参与。低δ18O流纹岩形成在火山锥-浅成岩浆房系统中。岩浆房上面的火山锥岩石在热驱动下形成天水参与的地热系统，岩石遭受了天水参与的热液蚀变，产生低到负δ18O的岩石，这些岩石垮塌掉入岩浆房被再熔融，形成低δ18O岩浆。喷出之后形成低δ18O流纹岩(Bindeman and Valley, 2001, 2002; Bindeman et al., 2006, 2008)。这样的岩浆可以结晶出低δ18O锆石。因此，低δ18O锆石自身意味着在低δ18O流纹岩喷出前，火山锥-岩浆房系统就存在天水蚀变，从这个意义上看，卢镇关群和共生花岗岩系统中，天水参与的蚀变在770Ma以前就开始了。因此，我们的研究可以限定出卢镇关群和共生的花岗岩类反映了从770Ma以前到757Ma以后的多期天水参与的岩石蚀变作用。这样的结果不能用750Ma的一期冰川事件来解释(Zheng et al., 2007a, b)。
最近，Wang et al. (2011)对扬子地台新元古代地层中的碎屑岩浆锆石进行了氧同位素和年代学研究，他们发现低δ18O岩浆锆石的形成年龄在870~700Ma的时间之间。时间上与扬子地台的冰川事件不一致，但与扬子地台的裂解发育的时间相吻合。正如黄石公园低δ18O流纹岩广泛存在于地幔柱有关的裂谷之中，卢镇关群、定远组、耀岭河群这些同时代的双峰火山岩以及大别-苏鲁超高压变质带的岩石，应该是新元古代扬子地台北缘巨型裂谷系统火成岩石的一部分。它们形成在裂谷不同地段，其火山岩代表了古火山锥一部分，而岩浆杂岩应该是浅成岩浆房的一部分。这一裂谷系统规模巨大、长期发育，其中的火山锥-浅成岩浆房系统有广泛的地表流体参地热系统，形成了我们目前看到的秦岭-大别-苏鲁广泛发育、时间跨度很长的低δ18O岩浆岩石。
6 结论通过本次研究，得出如下结论：
(1)2个卢镇关群变质流纹岩SIMS锆石U-Pb给出了757Ma岩浆结晶年龄，3个变质花岗岩给出了757~770Ma岩浆结晶年龄；
(2) 全岩氧同位素分析表明卢镇关群变质流纹岩和共生变质花岗岩经受了地表流体参与交代蚀变作用。地表流体参与交代蚀变作用时间上只能限定在757Ma以后；
(3) 研究的样品中存在2.8‰~4.0‰低δ18O岩浆锆石，指出早于770Ma的地表流体参与交代蚀变应该存在。时间上的证据表明卢镇关群和共生的花岗岩类记录了早于770到757Ma之后多期地表流体参与的交代蚀变。岩石地表流体参与交代蚀变与扬子地台上新元古代冰川事件在时间上不能关联在一起。
致谢 感谢李秋立、唐国强和刘宇在SIMS分析过程中的帮助。| [] | Ames L, Zhou GZ, Xiong BC. 1996. Geochronology and isotopic character of ultrahigh-pressure metamorphism with implications for collision of the Sino-Korean and Yangtze cratons, central China. Tectonics, 15(2): 472–489. DOI:10.1029/95TC02552 |
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