2013, Vol. 29
2. 西北大学地质学系 大陆动力学国家重点实验室，西安 710069;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029
2. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
华北克拉通北缘孔兹岩带的东端发育大量古元古代花岗岩, 其中以石榴石、堇青石、夕线石等富铝矿物为特征的深熔花岗岩占主导地位(卢良兆等, 1996；翟明国等, 1996), 成因上与麻粒岩相变质过程中孔兹岩系的部分熔融有关(卢良兆等, 1996；翟明国等, 1996；郭敬辉等, 1999；陶继雄和胡凤翔, 2002)。已有的同位素年龄数据显示它们形成于1.95~1.90Ga(郭敬辉等, 1999；钟长汀等, 2007)。然而, 本区出露的大量变质花岗岩在野外特征和矿物组合特征方面均显示存在多种类型。它们是否均为1.95~1.90Ga麻粒岩相变质过程中孔兹岩熔融的产物仍然存疑, 其成因和侵位时代对广泛分布的孔兹岩沉积时代和地壳演化具有重要的地质意义。
凉城附近孔兹岩内出露一些变质花岗岩, 其岩体地质和岩石学特征与广泛分布的1.95~1.90Ga深熔花岗岩明显不同(详见正文)。本文对其进行锆石U-Pb、Lu-Hf及微量元素组成的分析研究, 结合地球化学数据及已有的区域地质资料, 探讨其岩石和锆石的成因意义。
1 地质背景内蒙凉城地区位于华北克拉通北缘中段, 孔兹岩带的东端, 与怀安陆块相邻(图 1)。该地区基底岩石主要由经历了麻粒岩相变质作用的兴和岩群组成(崔文元, 1982；金巍等, 1991；卢良兆等, 1996), 岩性以含石榴石、夕线石的富铝片麻岩夹大理岩及变质深熔花岗岩为主(卢良兆等, 1996)。这套岩石被称为孔兹岩系(崔文元, 1982), 向西出露延绵上千千米, 从而形成狭长的孔兹岩带。前人对其沉积环境有克拉通盆地(Condie et al., 1992)和大陆边缘或岛弧环境等不同认识(崔文元, 1982；卢良兆等, 1996)。不仅如此, 其沉积时代仍然悬而未解。目前普遍认为其沉积时代为古元古代(如, 吴昌华等, 1997；Zhao et al., 2005; Xia et al., 2009; Zhao and Carwood, 2012; Wan et al., 2009; Li et al., 2010), 而最近的同位素数据显示最新的沉积年龄应在2.22~2.07Ga之间(Li et al., 2010)。另外, 本区孔兹岩系北部还发现有富铝超高温变质岩石的产出(Santosh et al., 2006, 2007a, b; 刘守偈和李江海, 2007；刘守偈等, 2008; Jiao and Guo, 2011; Guo et al., 2012), 其变质温度可达1000℃以上, 变质年龄主要集中在1.95~1.85Ga(Santosh et al., 2006, 2007b), 与东部怀安陆块中的石榴石基性麻粒岩变质年龄相似(张华锋等, 2006；Wang et al., 2010; 王洛娟等, 2011)。上述岩石共同经历了后期的麻粒岩相韧性剪切条件下的退变质作用(张华锋等, 2009)。
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图 1 内蒙古凉城地区早前寒武纪地质图 Fig. 1 Geological skeleton map of Liangcheng area, Inner Mongolia |
区内可见数条大规模韧性剪切带, 走向约北东70°(卢良兆等, 1996), 局部强过铝花岗岩表现出强烈的剪切变形, 可见其钾长石斑晶的剪切拖尾现象。该特征指示了岩石的深层次构造变形特征, 推测发生的时间大致在1900~1850Ma之间(张华锋等, 2009), 变质相为中压麻粒岩相条件(翟明国等, 1996；张华锋等, 2009)。最近, Li et al.(2010)从糜棱岩化夕线石榴片麻岩中获得了1866Ma的变质锆石年龄, 可能是这次区域性麻粒岩相韧性剪切作用的年龄记录, 并与地壳的大规模伸展拆离有关(Zhang et al., 1994)。
2 古元古代花岗岩地质特征区域上广泛分布着大量的古元古代变质花岗岩类, 其产状上与围岩孔兹岩多呈渐变过渡和构造接触关系。根据野外产状和结构、构造特征可将它们分为三类：Ⅰ)呈岩株产于孔兹岩系内, 与围岩呈构造接触。岩石具中-细粒花岗变晶结构, 片麻状构造, 矿物线理主要由石榴石和黑云母组成(图 2a, d, e)。岩石中未见夕线石或堇青石等富铝矿物。此类岩石仅见于凉城北部, 为本文的分析研究对象；Ⅱ)与围岩渐变或侵入关系, 属原地、半原地深熔成因的花岗岩。岩石具定向构造, 花岗粒状变晶结构；主要矿物组合为条纹长石(30%~40%)+斜长石(40%~20%)+石英(20%~25%)+黑云母(2%~5%)+夕线石(1%~2%)±石榴石(3%~5%)±堇青石(1%~3%), 副矿物为锆石、金红石、磁铁矿等。其中, 金红石、夕线石常呈针状或束状分布于条纹长石、石英、石榴石、斜长石、堇青石等矿物中；基质中黑云母和石英以及长石都有明显的变形作用, 表明韧性剪切变形作用发生在黑云母形成的同时或其后。此类岩石与围岩区别在于花岗岩中石榴石含量低, 石英含量高(图 2c, f)。它们在区域上分布最为广泛, 与孔兹岩系紧密伴生, 已有的岩石地球化学和Pb同位素特征暗示原岩来自与之伴生的孔兹岩的熔融(郭敬辉等, 1999；陶继雄和胡凤翔, 2002；钟长汀等, 2007；Peng et al., 2010; 罗志波等, 2012a)；Ⅲ)含紫苏辉石的似斑状粗粒花岗岩。斑晶为斜长石, 弱定向, 石英呈烟灰色(图 2b)。这些花岗岩均为粒状花岗变晶结构, 条纹长石+斜长石+石榴石+棕色黑云母±紫苏辉石的矿物组合。上述岩石变形和矿物组合特征表明它们均经历了后期的麻粒岩相变质作用。
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图 2 内蒙古凉城地区古元古变质花岗岩野外及显微镜下特征 (a)-凉城2.0 Ga变质花岗岩(Ⅰ类)；(b)-似斑状紫苏花岗岩(Ⅲ类)；(c)-变质深熔花岗岩(Ⅱ类)；(d、e)-Ⅰ类变质花岗岩岩相学特征；(f)-深熔花岗岩(Ⅱ类)岩相学特征.矿物缩写(据Whitney and Evans, 2010)：Qz-石英;Pl-斜长石;Kfs-钾长石;Fsp-长石;Bt-黑云母;Grt-石榴石;Zrn-锆石 Fig. 2 Field geology and micrography of the Paleoproterozoic meta-granites in Liangcheng area, Inner Mongolia(Mineral abbreviation after Whitney and Evans, 2010) |
样品YY007采自凉城北2km, 岩石为片麻状构造, 中-细粒花岗变晶结构。岩石类型属于本区的Ⅰ类变质花岗岩, 其矿物组成主要有斜长石(40%±)、钾长石(30%±)、石英(25%±)、石榴石(2%±)、黑云母(3%±)(图 2d, e)。
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。有关锆石U-Pb和微量元素测试步骤方法详见(柳小明等, 2007)。锆石Hf同位素分析在相应测年点相邻位置测定, 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, 标样采用91500和JG-1进行同位素比值校正。干扰校正取推荐值175Lu/176Lu=0.02669(Bievre 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)。详细测试步骤方法及仪器设备详见(Diwu et al., 2011)。
4 分析结果样品中的锆石形态和阴极发光显示有两种类型：A)发育(100)或(110)柱面并具韵律环带的锆石颗粒(图 3d-h)；B)各向等长的浑圆状且无内部结构的锆石颗粒(图 3i-l)。上述锆石的阴极发光特征均较暗, 但两类锆石形态上和内部结构上还是能够明显地区别。A类锆石颗粒内未发现有残留锆石核。根据形态和内部结构特征判断, 此类锆石应为岩浆结晶锆石, 而定年结果显示其中存在少量捕获锆石；B类锆石特征可能为变质锆石。上述判断进一步得到锆石定年和微量元素组成的支持(详见下文)。
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图 3 内蒙凉城地区古元古代2.0 Ga变质花岗岩锆石CL特征 Fig. 3 CL images of the 2.0Ga meta-granite in Liangcheng area, Inner Mongolia |
测年结果显示两类锆石均有不同程度的铅丢失现象。其中, A类锆石的31个颗粒获得了31个测试数据, 其中显示有4颗捕获锆石。这四个测点的207Pb/206Pb年龄明显较老而离群(表 1；测点13、25、26、37)。 其余测点的Th、U含量和Th/U比值分别变化在47×10-6~331×10-6、127×10-6~1257×10-6和0.07~0.97, 并获得了1993±32Ma的上交点年龄(MSWD=2.1; 图 4a)。我们将其解释为凉城岩体的侵位时代。10颗B类锆石获得了10个测点的数据, 其Th、U和Th/U比值分别为31.2×10-6~268×10-6、159×10-6~1870×10-6和0.09~0.38, 并获得了1922±25Ma的上交点年龄(MSWD=0.64; 图 4a), 可以代表岩体形成后遭受的变质年龄。本文两类锆石的微量元素特征明显不同(表 2、图 4b, 表 2、c), 支持我们对上述锆石成因和年龄意义的解释。
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表 1 内蒙古凉城2.0Ga变质花岗岩锆石的LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果 Table 1 Result of LA-ICP-MS zircon U-Pb ages from the Liangcheng 2.0Ga meta-granite, Inner Mongolia |
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表 2 内蒙凉城2.0Ga变质花岗岩锆石微量元素元素组成(×10-6) Table 2 Trace element composition of zircons from the Liangcheng 2.0Ga meta-granite, Inner Mongolia |
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图 4 内蒙凉城2.0Ga变质花岗岩的锆石同位素及微量元素特征相关图 (a)-锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图；(b)-锆石轻稀土与相应的年龄谐和率关系图；(c)-锆石稀土元素配分图；(d)-锆石微量元素P和Ti含量谐变图；(e)-锆石结晶温度堆积对比图；(f)-岩浆锆石初始Hf与年龄相关图 Fig. 4 Plots of zircon U-Pb, Lu-Hf and trace element compositions for 2.0Ga meta-granite in Liangcheng area, Inner Mongolia (a)-plot of zircon U-Pb concordia upper intercept age;(b)-plot of zircon La content versus age concordant rate;(c)-zircon trace element chondrite normalized distribution patterns;(d)-plot of P versus Ti of zircon;(e)-accumulation of crystallized temperatures of magmatic and metamorphic zircon grains;(f)-plot of initial Hf isotope versus 207Pb/206Pb ages of magmatic zircon |
两类锆石的轻稀土与年龄谐和率[(207Pb/206Pb)/(206Pb/238U)] 之间存在正相关关系, 这从锆石的La(×10-6)与谐和率变化关系图中可以清晰看出(图 4b)。该现象暗示锆石铅丢失与后期退晶化作用有关, 并导致轻稀土含量相对增加。因此, 为了能够更加合理的分析锆石稀土特征, 我们只讨论年龄谐和率在95%~105%之间的测点数据。 结果显示两类锆石的稀土配分曲线明显不同(图 4c)。A类锆石的轻稀土含量总体高于B类, 而Ce的正异常均不明显, δEu[EuN/(SmN×GdN)1/2] 负异常从前者到后者的测点呈现出逐渐增大的趋势(图 4c), 而更为明显的区别在于, 前者的重稀土元素GdN到YbN的配分形式呈现升高的趋势, 后者的却呈现出明显的平缓下降趋势(图 4c)。这种特征不仅显示二类锆石成因不同, 而且还说明后者结晶时的熔体很可能与石榴石处于平衡状态。因为本文变质花岗岩中的铁镁矿物只有石榴石和黑云母。而石榴石的重稀土元素分配系数远大于1(Rollison, 1993), 与之平衡的熔体重稀土会明显减少(Whitehouse and Platt, 2003)。我们的数据结果与岩相学观察结果吻合。
另外, 本文这些年龄谐和度较高的测点轻稀土含量总体较一般岩浆锆石高(Hoskin and Schaltegger, 2003; Hoskin, 2005；Grimes et al., 2007), 与澳大利亚4.0~4.4Ga的碎屑锆石非常相似。锆石稀土在后期的变质或热液改造过程中, 一般重稀土含量均保持相对稳定, 但轻稀土会随着改造强度而发生不同程度的升高, 同时Ce异常明显减小。尽管本文采用的年龄谐和度高的颗粒, 但是锆石的轻稀土活动性相对较强, 很可能在后期变质流体作用下, 引起轻稀土含量总体升高, 同时Ce的正异常相对减弱, 而U-Pb同位素年龄改变不明显(表 2、图 4b)。
这些谐和率良好的测点所对应的Ti含量也略有区别(变质锆石=34.1×10-6~48.4×10-6, 岩浆锆石=33.7×10-6~81.3×10-6)。根据锆石Ti温度计(Watson et al., 2006；Ferry and Watson, 2007)获得岩浆和变质锆石的结晶温度分别变化在859~964℃(平均912℃)和861~900℃(平均878℃)。二者温度在误差范围内相似, 但是岩浆锆石的形成温度总体稍高(图 4e)。事实上, 全部测点的Ti含量变化很大, 并与谐和率以及P、Ca等元素含量呈现出大致的正相关关系(图 4d), 说明锆石的某些微量元素含量很容易在锆石晶格破损后发生活动。这种现象与前人的研究结果一致(Heaman et al., 1990; Hoskin, 2005)。本文的数据结果说明那些年龄不谐和的锆石, 依据其微量元素解释锆石成因以及Ti温度计使用方面要谨慎甄别, 尽可能使用年龄谐和率高的颗粒进行成因探讨。
岩浆锆石原位Hf同位素测试结果显示, 3颗捕获锆石的初始Hf和模式年龄变化较大(表 3、图 3a, b, c、图 4f)。由于它们的铅丢失强烈, 因此其Hf同位素的相关计算值无实际意义, 仅作参考。其中的12号测点(207Pb/206Pb年龄2473Ma)具有低176Hf/177Hf比值(0.280959)和初始铪值(-10.4)以及较大的模式年龄(tDM=3198Ma和tDMC=3675Ma)。而其它17颗锆石测点的εHf(1993Ma)变化在-2.9~+3.7, 分布在2.3~2.8Ga的地壳Lu-Hf演化线范围内(图 4f)。
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表 3 内蒙凉城2.0Ga变质花岗岩锆石Lu-Hf同位素组成分析结果 Table 3 In-situ Lu-Hf isotopic composition of zircons from the Liangcheng 2.0Ga meta-granite, Inner Mongolia |
本文两类锆石只根据年龄数据无法区别其成因。在剔除4颗捕获锆石后的数据给出1964±21Ma(MSWD=1.8)的上交点年龄。然而, 这些锆石明显存在两种不同形态和内部结构, 其稀土配分型式也明显不同。显然, 笼统地进行年龄处理显然是不合理的。因此, 这里有必要对本文岩体锆石成因进行必要的讨论。
前人的研究表明, 元素铀相对钍更易溶于流体, 所以热液锆石(Hoskin, 2005; Wan et al., 2012)和变质流体中晶出的锆石通常其Th/U＜0.1(Rubatto, 2002)。例如, 大别超高压岩石在早白垩世发生混合岩化作用, 其深熔成因的淡色体中多数锆石的Th/U比值小于0.1(刘小驰等, 2011), 却具有岩浆锆石自形晶和生长环带。与此同时, 淡色体中部分锆石的Th/U变化大且远高于0.1。而本文中的B类锆石(变质锆石)Th/U变化在0.09~0.38, 浑圆且无生长环带, 而A类锆石(岩浆锆石)CL图像显示基本保留原岩浆结晶的形态且无明显的变质增生边。对上述现象, 我们做如下解释：(1)Th/U比值不是判断变质和岩浆锆石的标志(Möller et al., 2002)；从变质流体中晶出的锆石通常Th/U低于0.1, 而变质熔体中晶出的锆石Th/U则变化较大, 这主要取决于变质锆石结晶时的生长速率和环境中熔体元素扩散速率及其化学性质。缺乏流体且具有高Th/U比值的变质熔体晶出的锆石应具有高Th/U比值, 而且变质熔体通常都是高粘度的硅酸质熔体, 其元素扩散速率相对于流体中的元素扩散速率小, 锆石生长速率缓慢。所以, 变质熔体中晶出的变质锆石通常无生长环带。变质和热液流体环境中, 元素迁移速率相对熔体快的多, 锆石的生长速率快, 则容易形成成分环带(罗照华等, 2013)；(2)本文岩体中两类锆石的合理成因模式：岩体形成后的超高温变质过程中缺乏变质流体, 变质锆石从缺乏流体的熔体中晶出, 而岩浆锆石周围则缺乏变质增生锆石。这是本岩体中存在两种不同成因的锆石, 且变质锆石的Th/U远高于0.1的原因所在。
该成因解释与本文变质花岗岩的岩浆锆石高温结晶成因相吻合。通常富水的硅酸盐体系中锆石的结晶温度变化较大, 且多数属低温成因(Watson and Harrison, 2005; Harrison et al., 2007; Hiess et al., 2008; Li et al., 2012)。高温晶出锆石的现象说明岩浆本身属于干体系而缺乏流体。这种岩体在后期变质作用中如果保持体系相对封闭而无外来流体的加入, 则大量新生锆石应主要来自变质熔体提供的物质。同时, 大量岩浆锆石包裹在岩浆期的各类矿物中与变质熔体隔离, 从而导致岩浆锆石无变质增生锆石的形成, 而是发生不同程度的变质重结晶作用(Hoskin and Black, 2000)。岩石本身富水或后期变质作用过程中体系开放导致的结果应该是产生大量变质新生锆石。它们应为单颗粒变质锆石和变质增生锆石共存的现象(核部为碎屑锆石或岩浆锆石)。例如, 罗志波等(2012b)对怀安陆块中原岩为2.5Ga的闪长质麻粒岩的锆石U-Pb和Lu-Hf同位素研究过程中发现大量岩浆锆石发生了连续的铅丢失现象, 测点均分布在2.5~1.9Ga的谐和线上。这些核部岩浆锆石均有比其自身还宽大的变质增生边, 同时还有一些结构单一的浑圆状单颗粒变质锆石。这两类变质锆石年龄分布在1.9~1.8Ga之间且Th/U比值均小于0.1, 而且与岩浆锆石相比, 具有高放射成因Hf和低Lu/Hf特征。这些特征无疑表明它们属于变质作用过程中的新生锆石。而该岩石中矿物组合以二辉石和大量角闪石(黄绿色)为特征, 反应原岩闪长岩本身富水或在后期变质过程中有大量变质流体加入。这与他们将变质锆石解释为麻粒岩相向角闪岩相退变过程的产物相符。一般麻粒岩相变质作用相对于角闪岩相是缺水的干体系, 而角闪岩相变质作用中水含量高。因此, 大量经历角闪岩相变质作用的岩石形成的变质锆石多具有很低的Th/U比值(通常会低于0.1), 而麻粒岩相变质锆石的Th/U比值则一般变化较大。这种现象在实际研究中早有发现(Vavra et al., 1999)。
5.2 凉城2.0Ga花岗岩的成因及物质来源凉城2.0Ga花岗岩(Ⅰ类)不仅野外地质和岩石学特征与区域上广泛分布的孔兹岩深熔形成的过铝花岗岩(Ⅱ类)明显不同, 其岩石地球化学特征也区别明显(见图 5、表 4)。该岩体两个样品的SiO2含量分别为73.36%和73.03%；Na/K比为1.41和1.26, 显示出富Na特征；Mg#(100×Mg2+/(Mg2++Fe2+))均为35; A/CNK(Al/(Ca+Na+K)摩尔比)值分别为1.05和1.1, 属于铝质花岗岩, 明显不同于深熔花岗岩的钾质强过铝特征(Zhai et al., 2003; 钟长汀等, 2007)。稀土方面, 其含量稍低于深熔花岗岩, 无明显的δEu异常(图 5), (La/Yb)N比值分别为33和30；微量元素方面, Sr含量分别为672×10-6和906×10-6, Ba含量为789×10-6和1341×10-6, Sr/Y比值分别为136和100。在稀土和微量元素蛛网图中与深熔花岗岩的区别一目了然(图 5)。后者存在明显的Eu负异常和Sr、Ba的相对亏损, 而本文岩体的Sr、Ba则显示为相对的富集。这些主、微量元素特征上的明显差异不支持它来自深部孔兹岩的熔融。由孔兹岩深熔形成的原地、半原地花岗岩的稀土和微量元素含量高而类似岛弧岩浆岩(图 5)。 本文2.0Ga花岗岩的地球化学性质更类似于太古宙TTG岩系或显生宙埃达克岩(如, Defant and Drummond, 1990；Petford and Atherton, 1996; Martin, 1999; Moyen, 2011)。尽管数据量有限, 仍需要开展更多地岩石地球化学和同位素方面的工作, 但是, 目前的数据依然清晰的反映出上述问题。为此, 我们认为该类型花岗岩非孔兹岩变质熔融而成的S型花岗岩。
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表 4 内蒙凉城地区古元古代变质花岗岩岩石地球化学和Nd同位素组成分析结果 Table 4 Whole rock chemical and Nd isotopic compositions of the Paleoproterozoic meta-granites in Liangcheng area, Inner Mongolia |
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图 5 内蒙古凉城地区2.0Ga变质花岗岩的稀土配分图(a)和微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 岛弧岩浆岩、TTG和Adakite微量数据引自Petford and Atherton(1996) Fig. 5 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a)and primordial mantle-normalized distribution patterns of trace elements(b)of the 2.0Ga meta-granite in Liangcheng area, Inner Mongolia(normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
该岩体初始Hf同位素表现出较宽的变化范围, 可能与源区物质不均一或不同性质的岩浆混合有关(Yang et al., 2008及其文献)。这里所指的不同性质的岩浆混合是指幔源岩浆和地壳岩浆的混合作用。由于本文岩体曾经遭受过超高温变质作用的影响, 即便曾经存在过岩浆混合后的暗色微粒包体, 它们也会因后期的变质作用而转变成麻粒岩包体并发生成分的分异。这些麻粒岩包体很难被证明其原岩曾经是不同性质的岩浆混合产物或者是岩浆未充分混合的残留基性岩浆。因此, 对于该岩体而言, 岩体地质和矿物学及全岩地球化学已经很难证明曾经是否有过不同性质的岩浆混合作用。仅依据锆石初始Hf同位素特征尚不能排除岩浆混合作用的存在。然而, 锆石成因研究表明该岩体的岩浆属于高温干体系, 再结合其岩石地球化学的高硅、低Mg#特征, 我们怀疑此类岩体不太可能是两种性质截然不同的岩浆混合而成。即便存在过, 也一定是少量而无法识别的。我们对该岩体的两个样品进行了全岩Sr-Nd同位素测试, 其结果显示tDMC均为2.31Ga, 初始钕均为+1.8, 而初始Sr分别为0.70287和0.70707(作者未发表数据)。因受后期变质作用影响, 全岩锶同位素可能会发生改造, 而钕同位素则相对稳定可以用于岩石成因解释(Wu et al., 2005及其文献)。
本文岩体的全岩Nd同位素模式年龄明显低于2.5Ga, 而大量的锆石U-Pb和Nd-Hf同位素数据显示, 华北克拉通地壳主体形成于2.5~2.8Ga之间(Wu et al., 2005; Liu et al., 2012; Wang and Liu, 2012；Zhang et al., 2013)。这说明源区可能存在过比新太古代新生下地壳更年轻的物质(古元古代新生下地壳)或少量幔源物质的加入。如果是古元古代和新太古代新生下地壳产生的熔体混合也可以满足本文岩体Nd-Hf同位素特征。岩浆锆石记录的900℃以上的结晶温度能够说明源区应具有更高的熔融温度(推测应高于1000℃)。而高温花岗岩类一般与幔源岩浆底侵所引发的下地壳熔融有关(Bonin, 2004)。底侵作用不仅能够为下地壳熔融提供足够的热源, 同时也为大陆地壳生长提供物质, 并形成古元古代新生的基性下地壳。所以, 结合Nd-Hf同位素和岩石地球化学特征, 笔者认为该岩体应主要来自新太古代下地壳和古元古代新生下地壳的熔体混合。
5.3 超高温变质作用范围本区的孔兹岩系北部出露大量超高温变质岩, 各种变质作用研究成果显示其变质温度高达1000℃以上(Santosh et al., 2006；刘守偈和李江海, 2007；刘守偈等, 2008；Jiao and Guo, 2011; Guo et al., 2012)。矿物同位素年代学资料记录的时间发生在1.93~1.90Ga(Santosh et al., 2006, 2007b)。该结果与广泛出露的深熔花岗岩(郭敬辉等, 1999；钟长汀等, 2007)和石榴石辉石麻粒岩的锆石所记录的年龄结果类似(张华锋等, 2006；Zhang et al., 2006; Wang et al., 2010; 王洛娟等, 2011)。上述岩石的变质时间与本文凉城花岗岩的变质时代一致, 说明该岩体与孔兹岩共同经历了高温麻粒岩相变质作用。如果超高温变质作用温度定义到900℃以上(Harley, 1998), 而锆石记录的温度一般低于其晶出熔体的形成温度。所以, 本文花岗岩的变质锆石所记录的温度(图 4e)应低于峰期变质温度。这与Liu et al.(2010)对超高温变质岩石的锆石研究结果一致。所以, 我们认为凉城2.0Ga花岗岩与孔兹岩共同经历过超高温的变质作用。本区超高温变质作用是区域变质作用成因, 不是局部热异常的结果。如果我们的认识是正确的, 那么, 前人获得的孔兹岩变质峰期温度只是后期退变质过程矿物化学再平衡的结果(卢良兆等, 1996)。
前人的研究表明锆石钛温度计可能受到多种因素的影响(Watson et al., 2006; Ferry and Watson, 2007; Fu et al., 2008), 其中aSiO2和aTiO2的影响更为显要。岩相学上观察到锆石与石英、钛铁矿或金红石共生或包含关系, 则锆石计算的温度结果更加准确(Baldwin et al., 2007)。通常硅酸岩熔体的aTiO2普遍在0.6～0.9之间(Watson et al., 2006；Hayden and Watson, 2007), 而低aTiO2岩石的锆石钛温度结果会偏低约50～10℃(Watson and Harrison, 2005; Ferry and Watson, 2007；Hiess et al., 2008)。 对于酸性岩石, 一般aSiO2=1, aTiO2偏低。本区古元古花岗岩中细小金红石颗粒比较普遍, 推测aTiO2较高, 所以计算温度比较准确。但是本区超高温变质岩石中的锆石所记录的温度较本文变质锆石所记录的温度平均低100℃左右(Liu et al., 2010), 较超高温岩石矿物记录的峰期温度低200℃左右, 这无法用基性岩石中的aTiO2活度低(Hayden and Watson, 2007), 导致锆石记录的温度偏低所能够解释的(Fu et al., 2008), 而更可能的是超高温岩石化学成分控制着变质锆石的结晶。基性岩石锆石形成温度低更可能与熔体中锆的饱和度和aSiO2有关。而花岗岩变质熔体中Si的活度和Zr的饱和度同时能够满足高温结晶锆石的条件。这可能是超高温变质泥质或基性岩石和超高温变质酸性花岗岩中锆石记录变质温度能力不同的原因所在。因此, 普通花岗岩的锆石Ti温度计获得的结果一般偏低50℃(Hiess et al., 2008)。基性变质岩石则情况比较复杂, 除非观察到石英、金红石或钛铁矿与之共生或包裹关系, 才能获得相对准确的温度(Baldwin et al., 2007), 因为与石英共生说明锆石结晶时体系中的aSiO2=1。否则, 获得的温度会比实际变质温度低很多(Liu et al., 2010)。
综上所述, 我们认为凉城2.0Ga变质花岗岩和孔兹岩共同经历了超高温变质作用, 说明该变质作用属于区域变质作用。另外, 本文的结果表明锆石Ti温度计在超高温变质花岗岩中的应用比较理想。
6 结论通过对凉城古元古代花岗岩的岩石地球化学、Nd同位素和锆石U-Pb、Lu-Hf及微量元素组成的研究, 我们得到如下结论：
(1) 凉城地区存在2.0Ga的变质花岗岩；它们的岩石地球化学特征类似TTG或Adakite, 非孔兹岩熔融而成的S型强过铝花岗岩；结合其Nd-Hf同位素组成, 我们认为该岩体是古元古代和新太古代新生下地壳熔体的混合结果;
(2) 该花岗岩体与围岩孔兹岩共同经历了后期1.95~1.90Ga之间的超高温变质作用, 暗示本区发生了区域性超高温变质作用, 而孔兹岩矿物温压计获得的平衡温度是后期变质再平衡的结果。
致谢 感谢西北大学大陆动力学国家重点实验室张红和第五春荣博士在锆石定年和Hf同位素测试方面给予的大力支持和帮助。中国地质科学院地质研究所刘福来研究员、中国科学院广州地球化学研究所包志伟研究员以及中国科学院地质与地球物理研究所刘富博士及俞良军博士对本文进行了细致的评审。他们对文中的疏漏进行了仔细的修订并指出了原文中诸多不妥之处, 同时也提出了许多作者没有缜密思考的问题和修改建议。在此, 作者对他们的辛勤付出表示衷心感谢。最后感谢中国科学院广州地球化学所赵太平研究员对初稿的评阅和指正。| [] | Baldwin JA, Brown M, Schmitz MD. 2007. First application of titanium-in-zircon thermometry to ultrahigh-temperature metamorphism. Geology, 35(4): 295–298. DOI:10.1130/G23285A.1 |
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