高压麻粒岩是造山带下地壳物质的重要组成部分, 它包含有造山带的形成和演化的重要信息, 是了解俯冲/碰撞造山带根部带的构造热演化、揭示俯冲/碰撞造山带的造山过程和造山机制不可缺少的研究对象。高压麻粒岩相变质作用通常发生在高温/高压条件下(P>1.0GPa, T>750℃), 其峰期温压条件已经接近或超过一些含水矿物(如角闪石、帘石或云母类矿物) 的脱水熔融固相线(Berger et al., 2008; Clemens and Mawer, 1992; Hartel and Pattinson, 1996; López and Castro, 2001; Stowell et al., 2010), 因此, 在一些俯冲/碰撞造山带中, 高压麻粒岩相变质作用通常伴随着广泛的深熔作用。地壳深熔作用是造山带中最重要的构造作用之一, 它有效地改变了深部岩石的构造物理性质, 影响了深部岩石的构造变形机制和样式。地壳深熔作用是高级变质作用与岩浆作用之间高度耦合的重要体现，也是联接深部地质作用和浅部地质作用的关键(Hollister and Crawford., 1986; Hollister, 1993; 曾令森等, 2008)。目前为止, 在全球许多造山带已报道有高压麻粒岩相变质作用和深熔作用伴生的现象, 如中西欧华力西造山带的波希米亚地块(Nahodilová et al., 2011) 和伊伯利亚地块(Puelles et al., 2005)、北美格林威尔造山带(Indares and Dunning, 2001)、巴基斯坦北部Kohistan地区(Garrido et al., 2006)、新西兰的Fiordland地区(Stevenson et al., 2005; Stowell et al., 2010) 和中国的喜马拉雅造山带(Liu and Zhong, 1997; Ding and Zhong, 1999; Zhang et al., 2010b; Guilmette et al., 2011)。

近年来，实验岩石学结果同样证实高压麻粒岩相变质作用和深熔作用具有一定的成因联系，即在高压条件下，地壳物质通过含水矿物的脱水熔融作用形成浅色熔体和高压麻粒岩残留体。如：hornblende+plagioclase→garnet+clinopyroxene±sphene±epidote+melt (López and Crstro, 2001; Patiño Douce, 2005)；biotite+hornblende+quartz→garnet+clinopyroxene+K-feldspar+melt (Patiño Douce, 2005); zoisite+quartz→Garnet+kyanite+melt; Muscovite (Phengite)+quartz→Garnet+kyanite+melt (Patiño Douce, 2005)。实验研究表明深熔作用过程中熔体成分随原岩成分和温压条件的变化而发生明显改变，如以变基性岩1~4GPa条件下脱水熔融实验为例，当压力条件大于1.5GPa时，熔体中K₂O成分随温度升高而降低，而TiO₂、Al₂O₃、FeO、MgO、CaO和Na₂O成分随温度升高而略有下降(Sen and Dunn, 1994；Rapp et al., 1999)。最新研究表明，变基性岩和变泥质岩在高压条件下发生深熔作用均可形成埃达克质熔体(Moyen，2009)，而高压麻粒岩(或榴辉岩) 可能为源区主要残留相(Sen and Dunn, 1994; Rapp and Watson, 1995; Litvinovsky et al., 2000; Patiño Douce, 2005)。实验岩石学成果无疑为研究埃达克质岩石与高压变质岩石的成因关系提供了重要依据。然而, 到目前为止，还鲜有埃达克质岩石与高压变质岩石关系的直接野外证据，这也限制了对于埃达克质岩石的形成过程和成因机制的研究。近几年来, 在新西兰Fiordland地区和巴基斯坦北部Kohistan地区出露相对完整的下地壳剖面, 先后报道有高压麻粒岩(部分熔融的残留体) 和原地埃达克质岩石(部分熔融的浅色体) 的出露, 这是目前为止，世界上所报道的两个典型的埃达克质岩石成因直接证据的例子，为观察埃达克质岩石的形成过程和形成机制、以及部分熔融过程中微量元素迁移和重新分配机制提供理想的天然实验室(Stevenson et al., 2005; Garrido et al., 2006; Stowell et al., 2010), 并为研究高压麻粒岩相变质作用和深熔作用在大陆地壳的形成、分异和演化及陆壳深部动力学过程中所扮演的角色提供了重要依据。

柴北缘超高压变质带是近十余年所厘定的一条主要由榴辉岩、石榴橄榄岩及相关片麻岩组成的大陆深俯冲变质带(Zhang et al., 2000, 2005, 2006, 2008b, 2009c, 2010a; Yang et al., 1998, 2006; Yang and Powell, 2008; Song et al., 2003a, b, 2004, 2005, 2006, 2007; Mattinson et al., 2006, 2007; Zhang et al., 2008a, 2009a, b; Yu et al., 2013)。最近几年来, 在柴北缘超高压变质带的锡铁山、绿梁山和都兰地区先后报道有高压麻粒岩的出露, 值得注意的是, 都兰地区出露的高压麻粒岩相变质作用伴随着深熔作用形成的埃达克质岩石, 与巴基斯坦北部Kohistan地区和新西兰的Fiordland地区的岛弧根部环境形成的高压麻粒岩及原地埃达克质岩石特征较为相似(Garrido et al., 2006; Stevenson et al., 2005; Stowell et al., 2010)。但目前关于都兰地区高压麻粒岩和埃达克质岩石的成因机制仍存在分歧, 目前主要存在两种不同的认识:一种观点认为埃达克质岩石、高压麻粒岩是超高压榴辉岩在减压折返过程中部分熔融作用形成的(Song et al., 2003a, 2009)。而另一种观点则认为高压麻粒岩属非榴辉岩叠加型, 即高压麻粒岩、埃达克质岩石与榴辉岩同时形成于不同的构造热环境, 基性高压麻粒岩和埃达克质岩石可能为原地部分熔融产物, 即在增厚下地壳环境变基性岩中含水矿物的脱水熔融形成埃达克质熔体, 而基性高压麻粒岩为残留体(Yu et al., 2011, 2012)。有鉴于此, 在已有研究的基础上, 本文通过野外的系统观察，并结合岩相学和锆石的U-Pb年代学研究, 来探讨柴北缘都兰地区高压麻粒岩相变质作用与深熔作用的关系及形成机制。

柴北缘超高压变质带以含榴辉岩、石榴橄榄岩及相关片麻岩为特征，其主体被认为是大陆深俯冲的产物(Zhang et al., 2000, 2004, 2005, 2006, 2008b, 2009c, 2010a; Yang et al., 1998, 2006; Yang and Powell, 2008; Song et al., 2003a, b, 2004, 2005, 2006, 2007; Mattinson et al., 2006, 2007; Zhang et al., 2008a, 2009a, b; Yu et al., 2013)。根据岩石组合、变质演化历史等特征的明显差异, 柴北缘UHP变质带可划分成四个次级变质单元, 从西向东依次是:鱼卡-落凤坡榴辉岩-片麻岩单元(YLU); 绿梁山石榴橄榄岩-高压麻粒岩单元(LLU); 锡铁山榴辉岩-片麻岩单元(XTU) 和都兰榴辉岩-片麻岩单元(DLU) (图 1a)(Zhang et al., 2008a)。

图 1

Fig. 1

图 1 柴北缘UHP变质带地质简图(a) 和都兰榴辉岩-片麻岩单元地质简图(b) Fig. 1 Geological map of the North Qaidam UHP metamorphic belt (a) and geological sketch of the Dulan eclogite-gneiss unit (b)

都兰榴辉岩-片麻岩单元分布在柴北缘东端的野马滩-沙柳河一带, 主要由花岗质片麻岩、副片麻岩(片岩)、少量大理岩、呈透镜状产在片麻岩中的榴辉岩和蛇纹石化超基性岩所组成(图 1b)。片麻岩普遍具有角闪岩相的叶理, 其走向为北西到近东西向, 没有变形的野马滩花岗岩体切割了片麻岩的叶理(吴才来等, 2004；于胜尧等，2011)。已有的年代学资料显示都兰榴辉岩的年龄变化在422~450Ma之间, 并认为榴辉岩相变质作用可持续20~30Myr (Mattinson et al., 2006, Zhang et al., 2010a)。早先的研究根据空间分布、岩石组合和形成的P-T条件等进一步分为北亚带和南亚带, 认为南北亚带在在岩石组合和P-T演化等方面有明显的差异(Song et al., 2003a), 两者之间被韧性剪切带所分隔(Xu et al., 2006)。最新的研究结果显示南北亚带的榴辉岩并没有明显差别(Zhang et al., 2009c, 2010a; Zhang et al., 2009a), 而南北亚带最主要的差别是在南亚带西段识别出一个小的高压麻粒岩次级单元。

高压麻粒岩单元分布在阿尔茨托山的西侧, 主要出露在都兰县南戈滩北大约5~6km²的范围内(图 2), 其北以断层与滩涧山群浅变质火山沉积岩相隔, 南侧为闪长岩体, 其东侧至阿尔茨托山西断层, 为大面积出露的花岗质片麻岩夹(石榴) 角闪岩。在1:25万地质图(天津地质矿产研究所，2003^①) 资料的基础上, 结合详细的野外工作，我们推测高压麻粒岩单元与相邻的含榴辉岩的岩石单元为断层接触, 高压麻粒岩仅出露在断层西侧, 而榴辉岩则出露在断层东侧。高压麻粒岩单元的面理总体呈东西走向, 面理上发育蓝晶石、长石和石英等矿物形成的近水平拉伸线理, 拉伸线理均为东西向(图 3)。高压麻粒岩单元主要的岩石类型包括高压麻粒岩、花岗质片麻岩、富铝质片麻岩(片岩)、石榴斜长角闪岩和花岗闪长岩。高压麻粒岩在野外露头上成明显的正地形产出, 单个露头宽度最大可达100m, 长数百米, 但由于局部植被发育或第四系松散堆积物覆盖, 高压麻粒岩的分布范围和分布状态尚不十分明确, 根据现有的野外工作, 初步认为高压麻粒岩是呈两个长带状(3~5km) 连续分布的。高压麻粒岩的直接围岩为含石榴石的白云母片岩和片麻岩, 它们之间的原地关系界限比较清楚(图 4), 其外围为石榴斜长角闪岩和花岗质片麻岩。

①天津地质矿产研究所.2003.都兰县幅1:25万地质图

图 2

Fig. 2

图 2 高压麻粒岩单元的岩石组合特征 Fig. 2 Simplified geological map showing petrological assemblage of the HP granulite unit

图 3

Fig. 3

图 3 高压麻粒岩单元主要岩石的面理(S) 和拉伸线理(La) 投影图 Fig. 3 Lower hemisphere projection of foliation (S) and stretching lineation (La) in the HP granulite unit

图 4

Fig. 4

图 4 高压麻粒岩的空间展布及其与围岩副片麻岩的野外关系 Fig. 4 Field views showing the relationship between the HP granulite and country rocks

在野外露头上，基性高压麻粒岩以富含石榴石和单斜辉石为特征, 局部可见一些矿物或矿物组合局部富集而呈似层状分布，如石榴石富集层，角闪石+辉石富集层，辉石富集层，角闪石+长石富集层等(图 5a)，单层最大宽度一般变化于几厘米到十几厘米之间。在变形强烈区域, 可见单斜辉石和石榴石富集层发生褶皱变形(图 5b), 代表了高压麻粒岩相条件下的变形特征。

图 5

Fig. 5

图 5 基性高压麻粒岩和浅色体的野外关系(1) (a)-石榴石、角闪石和/或单斜辉石富集成层；(b)-石榴石、单斜辉石发生褶皱变形；(c、d)-浅色体成层状分布在基性高压麻粒岩中，并显示出混合岩化特征 Fig. 5 Field relationship between the mafic HP granulite and leucosome (1)

浅色体(leucosome) 主要呈层状、似脉状或网脉状分布在暗色的基性高压麻粒岩(残留体，residuum or melanosome) 中, 或与基性高压麻粒岩在露头上互层产出, 并显示出混合岩化的特征(图 5c，d)。浅色体宽度可从几毫米变化到十几厘米，在浅色体中偶尔可见暗色矿物(角闪石、单斜辉石和石榴石) 组成的条带, 条带宽度可从0.5cm变化到5cm (图 6a)。在局部区域，可见到浅色体成补丁状分布在粗粒石榴石周围，显示出原地深熔作用的特征，其中石榴石可能为深熔作用过程的转熔相，在浅色体中呈星点状分布(图 6b)。在变形较强区域, 可见暗色的基性高压麻粒岩在浅色体中成布丁状分布(图 6c), 同样显示原地部分熔融作用的特征。在局部区域可见深熔作用形成的熔体相和固相没有发生明显分开，构成没有明显分离的新成体(unsegregated Neosome)(图 6d)。

图 6

Fig. 6

图 6 基性高压麻粒岩和浅色体的野外关系(2) (a)-浅色体中分布的角闪石薄层；(b)-浅色体成补丁状分布在石榴石周围，显示出原地深熔作用的特征；(c)-基性高压麻粒岩在浅色体中成布丁状分布; (d)-新成体成份分布不均匀, 即浅色体未发生明显分离结晶和迁移 Fig. 6 Field relationship between the mafic HP granulite and leucosome (2)

基性高压麻粒岩在薄片中呈灰黑色, 中粗粒, 块状构造, 主要由石榴子石、单斜辉石、斜长石和石英等矿物组成(图 7a, b), 在不同样品中还可含有不等量的蓝晶石、角闪石、石英、金红石、黝帘石/斜黝帘石、钛铁矿、黑云母、方柱石、绿泥石; 副矿物主要有锆石、磷灰石、碳酸盐矿物等。在退变质较弱的样品中(如Q08-15-4.3和Q06-14-2), 局部可见石榴石、单斜辉石等矿物富集呈层(图 7c), 也可见到帘石、蓝晶石、长石等矿物围绕石榴石旋转或定向生长构成高压麻粒岩相的面理或线理。石榴石主要以半自形-自形、中粗粒变斑晶形式存在，粒度变化于0.5~5mm之间。石榴石变斑晶内部含有丰富的矿物包裹体，根据所含包裹体的矿物种类，可以判定石榴石变斑晶具有明显的分带结构。石榴石变斑晶的核部通常含有绿帘石、斜长石、角闪石和石英等矿物包裹体，这些包裹体粒度一般变化于20~100μm，形状不规则且没有明显的定向性。石榴石变斑晶的边部偶尔会出现少量的单斜辉石、斜长石和石英等矿物包裹体，粒度一般小于50μm，形状不规则。在退变质域内, 围绕石榴石边部常常发育角闪石、黑云母反应边, 或角闪石+斜长石, 单斜辉石+斜长石组成的蠕虫状后成合晶(图 7d), 后成合晶的总体形状与石榴石变斑晶轮廓大体相当。根部岩石的结构和矿物之间的共生关系, 都兰高压麻粒岩可以识别出四期变质作用: (1) 角闪岩相进变质阶段; (2) 峰期高压麻粒岩相阶段; (3) 高角闪岩相退变质阶段和(4) 晚期绿片岩相退变质阶段。矿物温压估算结果显示高压麻粒岩的峰期变质温压条件为：T=800~950℃和P=1.4~1.85GPa (于胜尧等, 2009; Yu et al., 2011)。

图 7

Fig. 7

图 7 基性高压麻粒岩的显微结构特征 (a、b)-石榴石、单斜辉石、斜长石和石英等矿物平衡共生，代表了高压麻粒岩峰期矿物组合特征，(a) 为单偏光，(b) 为正交偏光；(c)-石榴石、单斜辉石富集呈层(单偏光)；(d)-石榴石边部发育的角闪石+斜长石后成合晶(单偏光) Fig. 7 Microphotographs showing typical textures of the mafic HP granulite

浅色体为白色或灰白色, 主要由斜长石、钾长石、石英、石榴石和蓝晶石等矿物组成, 且长石+石英含量一般都大于50%。部分样品还可含有少量的单斜辉石、方柱石、黝帘石(斜黝帘石)、角闪石、金红石、黑云母、绿泥石、白云母等矿物, 副矿物为锆石和磷灰石(图 8a)。值得注意的是, 在部分样品中，定向生长的蓝晶石、长石、石英等矿物构成面理，特别是在浅色体与基性高压麻粒岩接触带部位, 浅色体中的面理更为明显(图 8b)。

图 8

Fig. 8

图 8 浅色体的显微结构特征 (a)-浅色体主要有石榴石、蓝晶石、钾长石、斜长石和石英等矿物组成(单偏光)；(b)-蓝晶石、钾长石、斜长石和石英等矿物定向生长构成面理(单偏光) Fig. 8 Microphotographs showing typical textures of the leucosome

在高压基性麻粒岩及浅色体中我们观察到一些与深熔作用相关的显微结构特征：(1) 在石榴石富集区域，石榴石颗粒边界处可见到长石、石英等浅色矿物组合，代表深熔过程中的结晶熔体，它们之间的二面角一般小于60°，(图 9a, b)；(2) 在粗粒长石边界发育一些细粒的石英单晶或集合体，可能为深熔作用的产物(图 9c, d)。

图 9

Fig. 9

图 9 深熔作用的显微结构特征 (a、b)-在石榴石颗粒边界，可见有石英、长石等矿物组成的浅色体，二面角一般小于60°；(c、d)-浅色熔体发育在长石颗粒边界 Fig. 9 Microphotographs showing typical textures of anatexis

锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm²，以He为载气。信号较小的²⁰⁷Pb，²⁰⁶Pb，²⁰⁴Pb (+²⁰⁴Hg), ²⁰²Hg用离子计数器(multi-ion-counters) 接收，²⁰⁸Pb，²³²Th，²³⁸U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，均匀锆石颗粒²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb，²⁰⁶Pb/²³⁸U，²⁰⁷Pb/²³⁵U的测试精度(2σ) 均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%(2σ) 左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器，使之达到最优状态, 锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127(U: 923×10^-6; Th: 439×10^-6; Th/U: 0.475; Nasdala et al., 2008) 为外标进行校正。测试过程中在每测定5~7个样品前后重复测定两个锆石GJ1对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)，测量过程中绝大多数分析点²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb>1000, 未进行普通铅校正，²⁰⁴Pb由离子计数器检测，²⁰⁴Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对²⁰⁴Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。

浅色体样品DL12-3-4.5采样位置为N36°31.485′, E98°23.157′, 矿物组合主要为钾长石、斜长石、石英和少量蓝晶石、石榴石、金红石等。锆石内部结构复杂, 根据形态和内部结构的差异主要可分为两种类型(图 10):大部分锆石(Ⅰ类锆石) 呈长柱状产出, 长宽比为2:1~4:1之间, 少数锆石(Ⅱ类锆石) 呈浑圆状产出。阴极发光图像中, Ⅰ类锆石呈弱分带或不规则分带特征；Ⅱ类锆石具有无分带或斑杂状分带特征。拉曼光谱和EDS分析显示Ⅰ类锆石内部很少见包裹体，而Ⅱ类锆石内部含有石榴石、金红石、斜长石、石英、磷灰石和帘石等矿物包裹体。本文对浅色体中两类锆石进行了系统的LA-ICP-MS U-Pb定年研究，详细的分析结果见表 1。总共20个测点给出的²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄分布在429±5Ma和439±4Ma之间, 而且锆石的年龄结果与锆石的内部结构和测点位置没有明显的相关性, 即两类锆石给出的年龄结果在误差范围内基本一致, 20个测点的加权平均年龄为434±2Ma (MSWD=1.1) (图 11)。值得注意的是两类锆石的Th、U含量以及Th/U比值差异明显, 11个Ⅰ类锆石的U和Th含量分别为29×10^-6~188×10^-6和0.3×10^-6~17×10^-6，相应的Th/U比值均小于0.1，变化于0.01~0.09之间, 11测试点均显示出了相似的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄，变化于429±5~438±3Ma之间，加权平均值为434±2Ma (MSWD=0.5)。9个Ⅱ类锆石的U和Th含量分别为29×10^-6~271×10^-6和7×10^-6~66×10^-6，对应的Th/U比值为0.12~0.71。9测试点均显示出了相似的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄，变化于431±6~439±4Ma之间, 其加权平均值为435±3Ma (MSWD=0.8)。

图 10

Fig. 10

图 10 浅色体DL12-3-4.5中代表性锆石的阴极发光图像 Fig. 10 Representive CL images of zircons from leucosome DL12-3-4.5

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb analytical data for zircons Spot Th U Pb (×10-6) Measured ratios Ages (Ma) 备注 (×10-6) 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ 1 3.6 47.2 0.08 1.7 0.05790 0.00144 0.55237 0.01294 0.06934 0.00087 524 56 447 8 432 5 深熔 2 1.9 54.6 0.04 2.1 0.05879 0.00056 0.56315 0.00613 0.06952 0.00046 561 25 454 4 433 3 深熔 3 1.6 64.2 0.02 3.5 0.05429 0.00079 0.51766 0.00889 0.06925 0.00089 383 33 424 6 432 5 深熔 4 0.5 43.0 0.01 22.4 0.05430 0.00128 0.51688 0.01345 0.06922 0.00124 383 52 423 9 431 7 深熔 5 0.3 28.6 0.01 0.9 0.05909 0.00097 0.54746 0.01040 0.06996 0.00085 572 3 456 7 436 5 深熔 6 4.0 77.5 0.05 8.9 0.05685 0.00045 0.54364 0.00525 0.06951 0.00054 487 12 441 3 433 3 深熔 7 3.3 61.2 0.05 12.5 0.05622 0.00061 0.53887 0.00849 0.06948 0.00075 461 24 438 6 433 5 深熔 8 1.5 86.1 0.02 29.9 0.05869 0.00051 0.54898 0.00617 0.07034 0.00052 554 -12 457 4 438 3 深熔 9 14.3 161.2 0.09 68.1 0.05831 0.00045 0.55967 0.00636 0.06964 0.00065 543 21 451 4 434 4 深熔 10 12.0 134.0 0.09 11.9 0.05528 0.00034 0.52376 0.00620 0.06876 0.00079 433 14 428 4 429 5 深熔 11 17.1 188.0 0.09 191.9 0.05884 0.00043 0.54248 0.00706 0.06934 0.00076 561 15 453 5 432 5 深熔 12 6.9 56.8 0.12 34.9 0.05903 0.00158 0.53668 0.01383 0.06977 0.00094 569 62 456 9 435 6 变质 13 33.9 47.5 0.71 30.8 0.05348 0.00114 0.51705 0.00965 0.07041 0.00112 350 48 423 6 439 7 变质 14 41.7 75.3 0.55 41.2 0.05780 0.00193 0.54209 0.02209 0.06920 0.00094 520 69 446 14 431 6 变质 15 21.4 95.1 0.22 59.3 0.05901 0.00084 0.56315 0.00823 0.06929 0.00065 569 -1 454 5 432 4 变质 16 6.5 29.0 0.23 23.3 0.05849 0.00092 0.53045 0.01077 0.06967 0.00077 546 31 452 7 434 5 变质 17 24.8 57.2 0.43 83.4 0.05502 0.00257 0.52341 0.02039 0.06917 0.00134 413 108 427 14 431 8 变质 18 12.3 29.2 0.42 18.3 0.05651 0.00102 0.54187 0.01223 0.06975 0.00114 472 45 440 8 435 7 变质 19 23.0 148.0 0.16 6.3 0.05634 0.00036 0.52296 0.00660 0.07124 0.00074 465 15 447 4 439 4 变质 20 66.0 271.0 0.24 18.2 0.05535 0.00024 0.53368 0.00580 0.07000 0.00074 433 9 434 4 436 5 变质

表 1 锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb analytical data for zircons

图 11

Fig. 11

图 11 浅色体DL12-3-4.5的锆石U-Pb谐和曲线图解 Fig. 11 U-Pb concordia diagram of zircon from leucosome DL12-3-4.5

从阴极发光图像上看，Ⅰ类锆石呈弱分带或不规则分带特征，而且具有极低的Th/U比值(0.01~0.09)，与深熔作用或混合岩化过程中熔体结晶的锆石特征较为相似(Andersen, 2002；Liati, 2005)。Ⅱ类锆石具有无分带或斑杂状分带特征，与变质成因锆石相类似，而且锆石内部发育石榴石、金红石、斜长石、石英、磷灰石和帘石等矿物包裹体进一步证实了其变质成因。但值得注意的是，锆石的Th/U比值相对较高(大于0.1), 明显不同于一般认为的变质锆石Th/U比值小于0.1。通常来说, 变质锆石的Th/U比值不仅与变质流体或者熔体的成分有关, 而且还会受到变质锆石共生矿物的组成等因素的影响(Xia et al., 2009)。在相对低温变质条件下(如角闪岩相和榴辉岩相变质), 变质锆石的形成多与流体作用有关, 而流体中U相对于Th更容易活动, 因而造成变质锆石通常具有较低的Th/U比值(Rubatto et al., 1999)。而在相对高温变质条件下(高压麻粒岩相变质作用), 一些富Th矿物(独居石或者帘石类的矿物) 通常会发生分解而最终导致变质锆石的Th和Th/U比值偏高(Hermann, 2002)。从年龄结果来看，两类锆石(深熔和变质) 给出的年龄结果在误差范围内基本一致，而且与已有的高压麻粒岩相变质作用(434~446Ma，于胜尧等，2010) 及深熔作用时代(428~443Ma，Yu et al., 2012) 基本一致。因此，根据现有的年代学资料可以认为都兰地区高压麻粒岩相变质作用和深熔作用是近同时发生的。高压麻粒岩相变质作用和深熔作用近同时发生的现象在其它麻粒岩-角闪岩单元也要报道, 如Stowell et al. (2010)通过对新西兰Fiordland地区高压麻粒岩中石榴石等时线和锆石U-Pb定年研究, 显示深熔作用(埃达克质岩石产生) 时代要比高压麻粒岩的峰期变质作用时代晚3~10Myr。Gao et al. (2012)研究了喜马拉雅的雅拉香波穹窿内角闪岩相变质作用和部分熔融的时限, 发现两者之间存在2~4Ma的时间差。

已有的地球化学资料显示都兰地区长浅色体具有相似的类似于埃达克质岩石的地球化学特征: (a) 高Al₂O₃、高SiO₂和低MgO; (b) 高Sr低Y, 以及相应的高Sr/Y和高(La/Yb)_N; (c) 强烈的轻重稀土分馏, 即亏损重稀土; (d) 亏损Nb、Ta等高场强元素(Yu et al., 2012)。本次研究以及已有的年代学结果共同指示都兰地区高压麻粒岩相变质作用以及深熔作用几乎同时发生。结合野外关系、岩相学以及地球化学特征，我们推测高压麻粒岩相变质作用及深熔作用可能形成于同一动力学过程, 即在增厚的下地壳环境, (变) 基性岩石中的角闪石、帘石或云母类矿物脱水熔融形成埃达克质熔体, 而基性高压麻粒岩为残留体。主要证据如下：(1) 从野外关系上看, 浅色体(leucosome) 主要呈层状、似脉状或网络状分布在暗色的基性高压麻粒岩(残留体，residuum or melanosome) 中, 或与基性高压麻粒岩在露头上互层产出, 并显示出混合岩化的特征，显示典型的原地深熔作用的结构特征。(2) 从显微结构上看，基性高压麻粒岩中保存了明显的深熔结构特征，如石榴石颗粒边界处结晶的浅色熔体，并形成较小的二面角结构；(3) 从源区特征来看, 都兰埃达克质浅色体的形成要求源区的温压条件为P＞1.5GPa和T＞900℃ (Sen and Dunn, 1994; Yu et al., 2012), 与基性高压麻粒岩的峰期温压条件(P=1.4~1.85GPa, T=800~950℃) 相吻合。(4) 从年代学结果看, 基性高压麻粒岩峰期变质作用时代为434~446Ma, 深熔作用时代为428~443Ma (Yu et al., 2012和本文), 相近的年代学结果证实高压变质作用和深熔作用可能是同时代相伴生的。

与世界许多典型碰撞造山带如大别-苏鲁造山带和喜马拉雅造山带) 相类似，柴北缘不仅经历了大陆深俯冲作用，而且经历了快速折返作用和伴随的变质作用及部分熔融作用。目前研究表明，苏鲁地区广泛的深熔作用主要发生在大陆深俯冲板片的折返阶段，并伴随着麻粒岩-角闪岩相退变质作用(Xu et al., 2007)。而喜马拉雅造山带既经历了早期增厚地壳条件的深熔作用，同样经历了晚期快速折返阶段的深熔作用(Zeng et al., 2012)。而在都兰地区，Song et al. (2009)认为高压麻粒岩相变质作用及深熔作用发生在大陆深俯冲板片的折返阶段。而我们的研究结果显示高压麻粒岩相变质作用及深熔作用可能发生在碰撞造山早期的增厚下地壳环境，主要证据如下：(a) 从野外关系上看, 榴辉岩单元和高压麻粒岩单元可能为断层接触关系, 基性高压麻粒岩及深熔作用形成的埃达克质浅色体出露在断层西侧, 而榴辉岩出露在断层东侧。(b) 从岩相学特征来看，基性高压麻粒岩中石榴子石保存了典型的进变质生长环带, 而且从石榴子石核部的Amp+Ep+Pl+Qtz包裹体到边部的Cpx+Pl包裹体显示岩石从角闪岩相直接进变质到高压麻粒岩相, 并没有经历过榴辉岩相阶段。(c) 从年代学资料来看，高压麻粒岩相变质作用及深熔作用与榴辉岩的超高压变质时代一致。因此，高压麻粒岩及深熔作用和超高压榴辉岩可能在同一时间形成于不同的热动力学环境, 具有不同的古地温梯度, 榴辉岩形成于相对冷的大陆俯冲板片中, 而高压麻粒岩形成在俯冲带之上增厚的大陆地壳根部环境, 即相对热的构造环境(Konopásek and Schulmann, 2005; 张建新等, 2009)。同时代的榴辉岩和高压麻粒岩在空间上共同存在可能是大陆碰撞造山带中的一个普遍现象, 在欧洲华里西造山带、中国的喜马拉雅造山带、秦岭造山带和南阿尔金等同样存在(Konopásek and Schulmann, 2005; Puelles et al., 2005; 张建新等, 2009)。在柴北缘的其它地区，也报道有超高压变质岩在折返阶段深熔作用的现象。如在绿梁山地区，一些含石榴石、矽线石和黑云母副片麻岩发生了明显的深熔和混合岩作用，Zhang et al. (2008a)认为深熔作用可能发生在大陆深俯冲板片的增温折返阶段。在锡铁山地区，Chen et al. (2012)在榴辉岩中发现了高Sr、低Y的浅色体，并被认为是榴辉岩在折返过程中减压熔融作用的产物。另外，在锡铁山地区花岗片麻岩和副片麻岩中也可观察到明显的深熔作用和混合岩化作用现象，初步地球化学特征显示浅色体同样具有高Sr、低Y的地球化学特征，但其是否与榴辉岩中浅色体有成因联系以及其形成机制还有待进一步研究。总之，与喜马拉雅造山带相类似，柴北缘UHP变质带既经历了早期增厚地壳条件的深熔作用，也同样经历了晚期快速折返阶段的深熔作用。