2013, Vol. 29
2. 中国科学院大学，北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
过去几年来，超高温变质作用的研究已成为国内外变质地质学领域继超高压变质作用研究之后的另一个重要前沿课题。它是指地壳岩石遭受峰期变质温度通常超过900℃的非常高温的麻粒岩相变质作用，并发育特征的变质矿物组合如斜方辉石+夕线石+石英，假蓝宝石+石英，尖晶石+石英等，斜方辉石以高铝(Al2O3>8.0%)为特征，其压力条件主要位于夕线石的稳定域，其原岩多为富镁铝和硅饱和的变泥质岩(Harley, 1998, 2004)。目前，国际上已有至少30多处含有这些指示性矿物组合的超高温麻粒岩的不同产地报道，且大多位于前寒武纪变质地体中(Brown, 2007)。其中代表性的产地有南极的Napier杂岩(Harley and Motoyoshi, 2000)和Rauer群岛(Tong and Wilson, 2006)，南印度的Palni丘陵(Raith et al., 1997)和我国华北的土贵乌拉(Santosh et al., 2007)等地。由于这些超高温麻粒岩含有关于下地壳演化和壳-幔相互作用过程的重要信息，因此对超高温麻粒岩进行研究对认识和理解下地壳演化和壳-幔相互作用过程至关重要。
近年来，Li et al. (2010) 报道了阿尔泰富蕴县乌恰沟含超高温泥质麻粒岩矿物组合，其锆石U-Pb年龄为~499Ma，并认为阿尔泰超高温变质事件发生于早古生代。最近，他们获得了晚古生代的锆石U-Pb年龄(269~290Ma)，认为该超高温变质事件发生于二叠纪(厉子龙等，2012)，二者年龄显示明显不同，但都认为与古亚洲洋俯冲和板块碰撞有关。本文通过岩相学和初步P-T计算结果，确定了阿勒泰喀拉苏附近存在超高温变泥质麻粒岩，并对其进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定。锆石年龄结果表明阿尔泰超高温变质事件发生于二叠纪(260~280Ma)，并和二叠纪塔里木地幔柱活动的时间高度一致。因此，阿尔泰二叠纪超高温变质作用可能与广泛的二叠纪塔里木地幔柱活动有密切成因联系，这对认识中亚造山带的增生演化过程具有重要的科学意义。
2 地质背景阿尔泰造山带属于中亚造山带的重要组成部分，也是世界上典型的显生宙增生造山带(Sengör et al., 1993; Jahn, 2004; Xiao et al., 2004)。阿尔泰造山带位于西伯利亚板块的西南缘，其南部以北西向的额尔齐斯深大断裂与准噶尔板块为界(图 1)。该造山带记录了新元古代到晚古生代的构造演化过程，由北向南通常被划分为五个以断层为边界的地体或大地构造单元(何国琦等，1990；Windley et al., 2002; Xiao et al., 2004; Wang et al., 2006, 2009)。单元I和单元II分别由泥盆纪-石炭纪火山-沉积岩和新元古代-奥陶纪及少量泥盆纪沉积-火山岩组成，经历了低绿片岩相变质作用；单元III(或中阿尔泰地体)形成阿尔泰造山带的主体，主要由新元古代-奥陶纪变沉积岩和变火山岩组成，具有前寒武纪基底或微陆块的特点，普遍经历了绿片岩相-高角闪岩相变质作用；单元IV(或琼库尔-阿巴宫地体)主要由志留纪-泥盆纪火山-碎屑沉积岩组成，可能代表岛弧产物，并经历了绿片岩相-高角闪岩相变质作用，局部达到麻粒岩相变质作用(厉子龙等，2004；陈汉林等，2006；Chen et al., 2006; 王伟等，2009)；单元V(或额尔齐斯地体)由前寒武纪基底和泥盆纪-石炭纪火山-碎屑沉积岩组成，经历了绿片岩相-角闪岩相变质作用。
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图 1 中国阿尔泰地区变质地质图 (据Wei et al., 2007修改) Fig. 1 The metamorphic geological map of the Chinese Altai (modified after Wei et al., 2007) |
该造山带中分布着大量花岗质岩石和正片麻岩，其面积占该带约40%左右，主要由早古生代同造山型和晚古生代后造山或非造山型花岗岩体组成，可分为英云闪长岩，花岗闪长岩，黑云母花岗岩和少量二云母花岗岩不同类型(Wang et al., 2006)。这些花岗质岩石和正片麻岩主要具有早-中古生代的锆石U-Pb年龄，其年龄主要分布在400Ma左右(或370~450Ma之间)，并具有弧岩浆作用特征(王涛等，2005；Wang et al., 2006; Yuan et al., 2007; Sun et al., 2008)。其它晚古生代花岗质岩石和正片麻岩也广泛分布，其锆石U-Pb年龄主要分布在270~280Ma之间(童英等，2006a；周刚等，2007; Zhang et al., 2010, 2012)，也有280Ma左右的镁铁质侵入岩和基性-超基性侵入杂岩分别分布于富蕴县乌恰沟和喀拉通克(韩宝福等，2004；陈立辉和韩宝福，2006)，并和额尔齐斯深大断裂带/剪切带的时间(~280Ma)一致(Laurent-Charvet et al., 2003; Briggs et al., 2007)。
阿尔泰造山带广泛发育古生代中-低压型递增变质带和数个花岗质片麻岩热穹隆构造(庄育勋，1994; 张翠光等，2004; 徐学纯等，2005; Wei et al., 2007)。递增变质带可分为蓝晶石型和红柱石型两种类型，Windley et al. (2002) 认为该变质带具有巴罗型变质带特征。该带主要表现为绿片岩相-角闪岩相变质作用，在红柱石型变质带的高温部分发育石榴石-堇青石带(图 1) (庄育勋，1994; Wei et al., 2007)，并达到了麻粒岩相变质条件(王伟等，2009)。庄育勋(1994) 和胡霭琴等(2002) 分别报道了Rb-Sr全岩等时线年龄365Ma和锆石U-Pb年龄367Ma，被Windley et al. (2002) 和Wei et al. (2007) 解释为该带绿片岩相-角闪岩相变质作用发生的时间，并认为该年龄代表早期蓝晶石型变质作用的时代。近年来的锆石U-Pb年代学研究进一步支持了该造山带早期角闪岩相变质作用发生于泥盆纪380~390Ma期间(Long et al., 2007; Zheng et al., 2007；Jiang et al., 2010)。这形成了对该造山带构造背景两种不同的认识，一种认为该造山带带在泥盆纪发生弧-陆碰撞(Windley et al., 2002; Wang et al., 2006; Wei et al., 2007)，另一种认为该变质带在泥盆纪(380~390Ma)发生洋脊俯冲和板片窗的发育，经历低压高温变质作用(Windley et al., 2007; 孙敏等，2009；Jiang et al., 2010)。
此外，近年来，麻粒岩或片麻岩中锆石U-Pb或独居石Th-Pb年龄结果表明阿尔泰造山带在二叠纪经历了一次重要的高级构造变质热事件(肖文交等，2006；Xiao et al., 2008)，其年龄主要分布于260~280Ma之间(胡霭琴等，2006；陈汉林等，2006；郑常青等，2007；Briggs et al., 2007; 王伟等，2009)。例如，王伟等(2009) 在阿勒泰东大喀拉苏附近发现泥质麻粒岩组合，具有峰期条件~800℃/5~6kb和变质年龄为~290Ma。而Li et al. (2010) 报道了在富蕴县乌恰沟超高温泥质麻粒岩具有峰期条件~1000℃/9~10kb和早古生代的年龄(499Ma)，之后新的锆石年龄结果(277Ma)支持了该超高温变质事件发生于二叠纪(厉子龙等，2012)。到目前，对该二叠纪构造变质事件的性质和构造背景仍存在不同的认识，如：阿尔泰造山带在二叠纪发生洋壳的俯冲和板块碰撞，从而导致麻粒岩高温或超高温变质作用(Chen et al., 2006; 厉子龙等，2012)，或二叠纪麻粒岩相变质作用形成于伸展构造背景(王伟等，2009)，或存在二叠纪(260~280Ma)地幔柱事件 (Pirajno et al., 2008; Zhang et al., 2010, 2012)。
3 分析方法矿物电子探针数据由中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室的JXA-8100型电子探针仪完成，其实验条件为：加速电压15kV；束流3×10-8Å; 束斑1μm；采用ZAF校正方法，结果见表 1。
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表 1 超高温变泥质麻粒岩中主要矿物的电子探针分析结果(wt%) Table 1 The EPMA analysis results for major minerals in the UHT metapelitic granulite (wt%) |
锆石的阴极发光图像是在同位素地球化学国家重点实验室的JXA-8100型电子探针仪上完成。锆石的U-Pb分析是在同位素地球化学国家重点实验室的RESolution M50型激光剥蚀系统的Agilent 7500a型LA-ICP-MS联机设备上进行，实验过程中物质载体为He气，仪器监控标样为硅酸盐玻璃NIST610，并采用标准锆石TEMORA作为测年外标，激光斑束直径为24μm，频率为8Hz。实验数据采用ICP-MS DataCal 6.7软件进行处理(Liu et al., 2008)，详细的实验流程可参考涂湘林等(2011) ，实验数据见表 2。
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表 2 超高温变泥质麻粒岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb analysis results for zircons in the UHT metapelitic granulite |
超高温变泥质麻粒岩产于阿勒泰东南喀拉苏附近混合岩化副片麻岩中，也就是王伟等(2009) 报道的该区中低压泥质麻粒岩带中(图 1)。其主要矿物组合为：石榴石(10%), 斜方辉石(7%~8%), 夕线石(2%~3%), 堇青石(10%), 尖晶石(4%~5%), 黑云母(15%~20%), 斜长石(15%~20%), 石英(20%~25%)及少量钛铁矿和磁铁矿等副矿物，该组合与Li et al. (2010) 报道的乌恰沟超高温泥质麻粒岩组合一致，均不含钾长石矿物。岩相学观察表明，该岩石发育S1和S2至少两期组构(图 2a)，其中S1组构主要由粗粒的黑云母-石榴石-斜方辉石-堇青石等矿物组合构成，而S2组构主要由定向排列的黑云母-斜方辉石-夕线石-斜长石等矿物组合组成。石榴石含有尖晶石和斜方辉石等峰期前包裹体矿物(图 2b)，且堇青石也含有尖晶石和夕线石等包裹体矿物(图 2c)。矿物结构关系表明至少存在二期矿物组合：(1) 峰期含石榴石-斜方辉石-堇青石的变质矿物组合(M1)，斜方辉石以高Al2O3含量(8.5%)为特征；(2) 基质中定向排列的含有斜方辉石-夕线石-黑云母的峰期后变质矿物组合(M2)，斜方辉石以中等Al2O3含量(6%~7%)为特征(图 2d)。石榴石的MgO含量核部高于边部，分别为8.4%和6.7%，对应的XMg(=Mg/(Mg+Fe2+))比值分别为0.35和0.28。峰期斜方辉石和峰期后斜方辉石的XAl(=Al/2)值分别为0.189和0.141(表 1)，其对应的XMg比值分别为0.59和0.61。堇青石的XMg比值为0.855，较富MgO。尖晶石包裹体具有比基质中尖晶石低的ZnO含量，分别为1.4%和2.3%。黑云母为棕褐色，其XMg比值为0.631，其TiO2含量最高为4.6%(表 1)。斜长石的An含量位于31~46 之间。
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图 2 阿尔泰超高温变泥质麻粒岩显微照片 (a)-不同方向黑云母排列定义了两期片麻理S1和S2，石榴石含有黑云母和钛铁矿包裹体；(b)-石榴石变斑晶含有尖晶石和斜方辉石的包裹体，并分别发育黑云母和堇青石退变反应边；(c)-堇青石中尖晶石和夕线石包裹体；(d)-平衡共生的斜方辉石+夕线石+黑云母+斜长石+石英组合.矿物缩写：gt-石榴石；opx-斜方辉石；sil-夕线石；cd-堇青石；sp-尖晶石；bt-黑云母；pl-斜长石；ilm-钛铁矿；mt-磁铁矿；qtz-石英 Fig. 2 The microphotographs of the UHT metapelitic granulite in the Chinese Altai |
由于峰期变质矿物组合(M1)中斜方辉石的Al2O3含量超过8.0%，这指示了峰期变质作用达到了超高温(>900℃)变质的条件(Harley, 1998, 2004)。但是，由于高级变质岩在降温过程中矿物对之间普遍发生Fe2+-Mg重调，因此，Fe2+-Mg交换温度计往往不能给出真正的峰期温压条件。所以，本文我们采用Pattison et al. (2003) 校正过的石榴石-斜方辉石矿物对温压计来估算该麻粒岩峰期的温压条件。利用石榴石靠近核部的成分和其平衡的高铝斜方辉石成分，经过计算，结果显示峰期超高温变质阶段矿物组合(M1)形成的P-T条件为~0.8kb/~960℃。由于峰期后含斜方辉石-夕线石-黑云母的变质矿物组合(M2)缺乏石榴石矿物而无法采用上面的石榴石-斜方辉石矿物对温压计来计算其温压条件，可以用Thermocalc平均P-T计来计算。计算结果表明峰期后阶段矿物组合(M2)形成的P-T条件为~0.9kb/~870℃。因此，峰期超高温变质阶段M1到峰期后高温阶段M2反映了一个近等压冷却的逆时针P-T轨迹(详细的P-T轨迹将另文发表)。
5 锆石U-Pb年龄结果阿尔泰超高温变泥质麻粒岩中代表性锆石阴极发光图像列于图 3，锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及分析结果列于表 2。该超高温变泥质麻粒岩中锆石多数自形程度较好，呈长柱状，锆石长宽比约为2：1~4：1，没有明显的岩浆韵律环带，其CL图像表现为淡灰色，介于典型变质锆石和岩浆锆石之间(图 3)。少数锆石呈短柱状或浑圆状。表 2和锆石U-Pb年龄谐和图显示其年龄主要分布于260~280Ma之间，个别年龄380~390Ma，继承锆石年龄主要分布于450~500Ma之间，少量继承锆石具有新元古代年龄(图 4)。
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图 3 超高温变泥质麻粒岩中代表性锆石阴极发光图像 Fig. 3 The CL images for representative zircons in the UHT metapelitic granulite |
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图 4 超高温变泥质麻粒岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 The U-Pb concordant age diagram for zircons in the UHT metapelitic granulite |
其中18颗锆石所得的一组206Pb/238U谐和年龄为271±5Ma (N=18, MSWD=1.5)，加权平均206Pb/238U年龄为272±4Ma (N=18, MSWD=3.1)(图 5)。其中有一颗锆石Th/U比值小于0.1，与典型的变质锆石一致，其年龄为291±4Ma。该年龄与王伟等(2009) 报道的该区低压高温麻粒岩相变质作用的时间一致。但是，其它年龄分布于260~280Ma之间的锆石Th/U比值均大于0.1，结合其柱状形态和没有明显岩浆环带，可判断其为变质重结晶形成的锆石，即该组锆石形成于超高温变质作用期间，该组年龄应反映了超高温变质事件发生的时间。实际上在高温麻粒岩相变质事件期间形成的变质锆石Th/U比值也可以大于0.1，例如，Dong et al. (2013) 就报道了我国华北前寒武纪片麻岩中形成于高级变质作用期间的锆石的Th/U比值大于0.1。由于超高温变质作用期间存在部分熔融和变质重结晶作用，因此该组变质锆石Th/U比值大于0.1以及其柱状锆石特征也与超高温变质过程一致。所以，该组年龄实际上应该反映了阿尔泰超高温变质事件发生的时间。
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图 5 二叠纪锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 The U-Pb concordant age diagram for the Permian zircons |
个别具有泥盆纪年龄380~390Ma的锆石Th/U比值也大于0.1(表 2)，其CL图像显示典型变质锆石特征(图 3)，可能反映了该超高温麻粒岩局部保留了该区较早期变质事件的年龄信息记录。年龄主要分布于450~500Ma之间的继承锆石CL图像也显示变质锆石特征(图 3)，其Th/U比值同样也都大于0.1(表 2)，所得的一组206Pb/238U谐和年龄为491±46Ma (N=11, MSWD=1.9)，加权平均206Pb/238U年龄为476±10Ma (N=11, MSWD=4.2)(图 6)。该组年龄数据大多位于谐和线之上，可能是由于这些变质成因的继承锆石发生了Pb丢失或者由于分析误差所致。另外，还有少量新元古代变质成因的继承锆石年龄为740~870Ma(表 2)。这些早古生代和新元古代变质成因的继承锆石可能反映了该超高温变泥质麻粒岩的源区来自于早古生代和新元古代变质地体或基底的剥蚀。
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图 6 早古生代锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 The U-Pb concordant age diagram for the Palaeozoic zircons |
本文通过岩相学观察和矿物温压计算，确定了在阿勒泰喀拉苏附近存在含石榴石-斜方辉石-夕线石-堇青石的超高温变泥质麻粒岩。斜方辉石成分具有高铝特点，其Al2O3含量高于8.0%，指示了其峰期变质作用达到了超高温(>900℃)的条件。初步P-T估算结果表明了一个峰期后近等压冷却的逆时针P-T轨迹。具有峰期后近等压冷却的逆时针P-T演化轨迹通常反映了一个涉及初始地壳的挤压紧接着发生伸展的大地构造过程，这一过程往往伴随着深源岩浆的侵入或地幔岩石圈的减薄，并提供重要的热源导致下地壳的快速加热(Sandiford and Powell, 1991)。
该超高温变泥质麻粒岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄结果主要分布于260~280Ma之间(表 2)，其谐和年龄为271±5Ma，加权平均年龄为272±4Ma(图 5)。锆石特征和锆石Th/U比值大于0.1，说明其形成于超高温变质作用期间。该年龄结果支持了阿尔泰超高温变质事件发生于二叠纪，而且在时间上与新疆二叠纪塔里木地幔柱活动的时间(~275Ma)高度一致(Zhang et al., 2010)。因此，阿尔泰超高温变质作用可能与由二叠纪地幔柱活动引起的岩浆侵入和下地壳伸展加热有关。已有的研究显示阿尔泰地区发育广泛的二叠纪(260~280Ma)形成于后造山或非造山伸展背景的幔源的基性到花岗质侵入岩(表 3)。例如，后造山或非造山的喇嘛昭花岗岩和富蕴县南花岗质岩墙分别侵位于276Ma和275Ma(王涛等，2005；童英等，2006a)，它们来源于后造山幔源基性岩浆的底侵(童英等，2006b)，而富蕴喀拉通克的镁铁质杂岩(287Ma)也被认为形成于后造山伸展背景下幔源岩浆的底侵(韩宝福等，2004)，这些支持了在阿尔泰地区存在二叠纪(~275Ma)地幔柱活动(Zhang et al., 2010, 2012)。因此，阿尔泰超高温变质事件可能与二叠纪地幔柱活动引起的岩浆底侵和下地壳伸展加热密切相关，这和王伟等(2009) 得出的该区低压泥质麻粒岩形成于二叠纪伸展构造背景的结论完全一致。这也和该超高温麻粒岩的逆时针P-T演化轨迹所反映的构造背景一致，而且也与阿尔泰多处发育片麻岩热穹隆构造一致。
本文获得的阿尔泰超高温变泥质麻粒岩的二叠纪变质年龄结果，也与阿尔泰地区其它片麻岩和麻粒岩的二叠纪(260~280Ma)变质年龄一致(表 3)，表明阿尔泰造山带在二叠纪(260~280Ma)经历了一次重要的高级构造变质热事件(胡霭琴等，2006；陈汉林等，2006；肖文交等，2006；郑常青等，2007；王伟等，2009)。例如，胡霭琴等(2006) 报道了清河片麻岩的变质年龄为281Ma，而陈汉林等(2006) 报道了富蕴乌恰沟镁铁质麻粒岩的变质年龄为271Ma。尽管Li et al. (2010) 通过对乌恰沟超高温变泥质麻粒岩锆石初步定年认为该区超高温变质事件可能形成于499Ma，但是最近新的年龄结果显示乌恰沟超高温变质事件也发生于二叠纪(277Ma) (厉子龙等，2012)。这与本文获得的二叠纪超高温变质年龄结果在误差内完全一致，也与二叠纪塔里木地幔柱活动的时间一致。而且，该二叠纪超高温变质事件也与额尔齐斯深大断裂带/剪切带的发育时间非常一致(Laurent-Charvet et al., 2003; Briggs et al., 2007; Zhang et al., 2012)。
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表 3 阿尔泰造山带已报道的二叠纪同位素年龄 Table 3 Permian isotopic ages reported from the Chinese Altai |
另外，本文获得的个别泥盆纪变质年龄380~390Ma(表 2)，说明该超高温麻粒岩可能局部保留了该区曾经历较早期变质事件的年龄信息。Windley et al. (2002) 和Wei et al. (2007) 把庄育勋(1994) 报道的阿尔泰地区变质岩的Rb-Sr全岩年龄365Ma与胡霭琴等(2002) 报道的该区片麻岩的U-Pb下交点年龄367Ma解释为该区变质年龄，说明该区在晚泥盆纪经历了角闪岩相变质事件。近年来，一些新的锆石U-Pb和独居石Th-Pb年龄结果表明该造山带早期变质事件发生于泥盆纪380~390Ma期间(袁超等，2007；Long et al., 2007; Zheng et al., 2007; Jiang et al., 2010)。因此，这说明阿尔泰地区经历了泥盆纪角闪岩相和二叠纪麻粒岩相两期变质事件。
此外，变质成因的继承锆石年龄主要分布于450~5Ma之间，少量变质成因继承锆石具有新元古代年龄740~870Ma(表 2)。最近的阿尔泰地区片麻岩的锆石SRIMP U-Pb年代学研究支持了阿尔泰造山带存在新元古代到早古生代的变质地体或结晶基底，并和泛冈瓦纳大陆具有相似的热历史(Yang et al., 2011)。因此，这些早古生代和新元古代变质成因的继承锆石可能反映了该超高温变泥质麻粒岩的源区来自于早古生代和新元古代变质地体或基底的剥蚀。
7 结论(1) 我们首次确定了在阿勒泰喀拉苏附近存在超高温变泥质麻粒岩，其矿物组合为石榴石+斜方辉石+夕线石+堇青石+尖晶石+黑云母+斜长石+石英等。斜方辉石成分具有高铝特点，其Al2O3含量高于8.0%，指示了其峰期变质作用达到了超高温(>900℃)的条件。P-T计算结果显示其峰期变质条件为：P=~8.0kb, T=~960℃，峰期后具有近等压冷却的逆时针P-T轨迹。
(2) 该超高温麻粒岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄结果主要分布于260~280Ma之间，其谐和年龄为271±5Ma，加权平均年龄为272±4Ma。该年龄结果表明阿尔泰超高温变质事件发生于二叠纪，在时间上与二叠纪塔里木地幔柱活动的时间(~275Ma)一致。因此，阿尔泰超高温变质作用可能与由二叠纪塔里木地幔柱活动引起的岩浆底侵和下地壳伸展加热密切相关。
(3) 个别泥盆纪变质年龄380~390Ma显示该超高温麻粒岩可能局部保留了该区曾经历较早期变质事件的年龄信息。变质成因的继承锆石主要分布于450~500Ma之间，少量为新元古代年龄，它们可能反映了该超高温麻粒岩的源区来自于早古生代和新元古代变质地体或基底的剥蚀。
致谢 感谢广州地化所同位素地球化学国家重点实验室陈林丽在矿物探针分析及李聪颖和涂湘林在锆石LA-ICP-MS年代学测试分析过程中给与的帮助。感谢两位审稿人对本文的审阅和有益的建议。| [] | Briggs SM, Yin A, Manning CE, Chen ZL, Wang XF, Grove M. 2007. Late Paleozoic tectonic evolution history of the Ertix Fault in the Chinese Altai and its implications for the development of the Central Asian Orogenic System. GSA Bulletin, 119(7-8): 944–960. DOI:10.1130/B26044.1 |
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