2016, Vol. 32
自19世纪60年代(Pumpelly，1866)至今，郯庐断裂的研究已有150年的历史，成果颇丰。特别是以Xu et al.(1987)的研究为代表，其全面系统的阐述了郯庐断裂的构造样式、成因机制和演化过程，取得了里程碑式的研究成果。目前，随着研究的深入，对郯庐断裂研究的焦点集中在该断裂的起始时间、形成机制和动力学背景方面，而对于郯庐断裂初始启动时限的争论更为引人关注(Zhang et al., 1984，2007; Hsu et al., 1987; Lin and Fuller， 1990; Okay and Sengor， 1992; Yin and Nie， 1993; Li，1994; Fletcher et al., 1995; Lin and Li， 1995; Zhang，1997; Gilder et al., 1999; Schmid et al., 1999; Wang et al., 2003; Zhu et al., 2005，2009，2010，2012; 朱光等，2009)。最初，Xu et al.(1987)从构造地质学的角度认为郯庐的起始时间在晚侏罗世，Fletcher et al.(1995)则认为郯庐的最早的韧性变形发生在中元古代。Zhu et al.(2005，2009，2010)依据云母40Ar-39Ar年代学的研究结果，强调该断裂初始启动时间应与大别-苏鲁造山带处于同一时间段(即始于早三叠)，进而指出郯庐断裂是中国东部在印支期由特提斯构造域转换为滨太平洋构造域关键节点所在，提出了同碰撞断裂模式。显然，这种差异性的认识阻碍了人们对郯庐断裂带形成机制的准确理解，也限制了人们对华北板块和扬子板块汇聚过程和样式的精确判别。同时，也影响到对郯庐断裂变形期次和构造演化过程的理解。
就现阶段对郯庐断裂的研究而言，Zhu et al.(2005，2009，2010)的论述已逐渐占据主导地位，并为人们所认同。但从其研究的依据来看，最直接的证据是源于张八岭群(全椒地区)和桐城地区的变形白云母的40Ar-39Ar年龄235~245Ma(Zhang et al., 2007; 陈宣华等，2000)和~190Ma(朱光等，2004)，该年龄与大别碰撞造山带俯冲、折返的时限240~200Ma(Li et al., 2000; Zheng，2008)基本一致。然而，Lin et al.(2005，2009)依据对这两个地区的构造地质学的分析结果，认为这些变形年龄应归属于大别造山带，并非代表着郯庐断裂初始形成年龄。李曙光等(1993)则根据对张八岭群中“蓝片岩”的多硅白云母40Ar-39Ar定年结果245.1±0.5Ma，明确指出该年龄属于大别造山带。由此不难看出，对于郯庐断裂的初始启动时间的准确限定依旧存在较多的疑义。有趣的是位于核心地段的，作为承载郯庐断裂全演化过程的肥东群的变形年龄则基本处于120~135Ma范围，并未给出早三叠的变形时限(图 1)。而且，截至目前为止，肥东群的变质年龄也没有准确的限定，以至于无法确实变质时代“标尺”，进行变质和变形时限的对比。肥东群的变质年龄仅有2个(葛宁洁和周导之，1993; Zhao et al., 2014)，其准确性和精度有待进一步证实。为此，本文对肥东群部分岩石展开了细致的年代学和变质条件的研究，并初步探讨了肥东群的变形时限。
2 地质概况及分析样品介绍 2.1 地质背景本次研究的区域位于安徽中部地区的肥东群南端上份叶东侧约1km处的铁矿石采场(图 1)。根据Zhu et al.(2005)和Zhang et al.(2007)的论述，自西向东，肥东群可分为3个单元(图 1)：单元-Ⅰ主要由花岗片麻岩构成，其间夹有少量的斜长角闪岩透镜体；单元-Ⅱ主要为黑云斜长片麻岩以及少量的花岗片麻岩；单元-Ⅲ沿龙山-桃园-方集-上份叶-蛮山口-傅后份一线分布，该单元岩石构成较为复杂，主要由黑云斜长片麻岩、含磷大理岩、斜长角闪岩、花岗片麻岩和石榴黑云母片麻岩，以及少量的磁铁石榴铁闪石岩和石榴云母片岩构成。构造地质学研究显示(Zhu et al., 2005)，肥东群区域性的面理总体表现为南东-南南东倾向，但在浮槎山-桃园以北倾角较陡，多在60°~80°之间，而在其南部则较缓，多为20°~50°，并普遍发育南东倾伏的线理。此外，在肥东群中发育有3~5条韧性剪切带，这些剪切带走向近北北东，倾角陡立，线理近水平，代表了郯庐断裂。
 | 图 1 研究区地质简图 Fig. 1 The simplified geological map for the study area |
研究区内出露的岩石相对单一，主要为肥东群单元-Ⅲ中的花岗片麻岩、绿帘斜长角闪岩和磁铁石榴铁闪石岩、石榴云母片岩(图 2a)，均以单斜层形式产出。其中前两者相间产出，位于后两类岩石北西侧(图 3a)，为典型的肥东群产物。而后两类岩石——磁铁石榴铁闪石岩和石榴云母片岩(图 2e)，依据聂峰等(2014)的研究，推测其可能为华北克拉通物质。根据野外地质调查和构造几何学、运动学分析，研究区发育有两期变形，彼此呈交切关系。①早期变形的面理产状变化较大，但总体倾向南东-南南东(图 2b，d，e)，线理发育不明显，仅见一组113°∠44°(L1)(图 3c，d)，该组面理普遍发育在这四类岩石中，与 肥东群的区域性面理和线理一致。根据花岗片麻岩中发育的层间褶皱，该期变形显示了向北西-北北西逆冲之特征(图 3b)。② 晚期变形仅局部发育，主要以出露宽约3~5m韧性剪切带为代表，面理和线理产状分别为147°∠71°(S1)和66°∠12°(L1)(图 3a，d，e)。该韧性剪切带与肥东群中发育的数条郯庐韧性剪切带一致。依据野外交切关系可以看出，晚期的变形②明显切割早期的变形①(图 3d)。换言之，郯庐断裂的韧性剪切晚于早期的变形。
 | 图 2 分析样品野外地质照片 (a)上份叶铁矿石采场地质照片；(b、d、e)样品NF001、NF006和NF003野外照片及产状；(c)变形花岗岩地质照片 Fig. 2 The geological photos for the analyzed samples (a)the geological picture across the ore quarry of Shang fenhye;(b，d，e)the occurrence and photos for samples NF001，NF006 and NF003，respectively;(c)the geological photo for the deformed granite |
 | 图 3 主干剖面和野外构造图片 (a)研究区主干地质剖面及采样位置图片；(b、c)早期变形的褶皱和线理；(d)早期和晚期变形产状，以及花岗闪长斑岩岩脉；(e)晚期变形的线理 Fig. 3 The focus profile and the structural pictures (a)the picture for the focus geological profile in the study area and samples;(b，c)the fold and lineation from the early deformation;(d)the picture showing the relationship of two-stage deformations， and the prophyro granitic diorite;(e)the lineation from the later deformation |
本次研究的样品均采自肥东群的单元-Ⅲ中，总计12块，用于分析的8块，样品号分别为NF001、NF004-2，3，4，6，7和NF005、NF006(图 2、图 3)。其中样品NF001、NF006和NF001-2，4，6均为二长花岗片麻岩，样品NF004-3为含绿帘石斜长角闪岩，样品NF005为变形花岗岩，样品NF004-7为花岗闪长斑岩岩脉。矿物简写据Whitney and Evans(2010)。
(1)样品NF001：位于上份叶铁矿石采场南侧(图 2b)，为二长花岗片麻岩，呈单斜层产出，面理产状为182°∠46°(S1)，岩石较为风化。其主要由斜长石(20%~25%)+钾长石(25%~30%)+石英(30%~35%)+白云母(5%~10%)+黑云母(5%)+磁铁矿(1%~3%)构成(图 4a)。斜长石多呈他形，粒径0.3~0.8mm；钾长石他形-半自形，粒径0.3~1.2mm；石英呈他形，粒径0.1~1.2mm；黑云母为半自形-自形，粒径0.2~0.4mm，且已绿泥石化；白云母为半自形-自形，粒径0.1~0.6mm；磁铁矿为不透明，多为自形-半自形。
 | 图 4 分析样品显微照片 (a-d、h)二长花岗片麻岩的样品NF001、NF004-2、NF004-4、NF004-6和NF006显微照片；(e)斜长角闪岩的样品NF004-3显微照片；(f)花岗闪长斑岩样品NF004-7显微照片；(g)变形花岗岩的样品NF005显微照片 Fig. 4 The micro-photos for the analyzed samples (a-d，h)the micro-photos for samples NF001，NF004-2，NF004-4，NF004-6，NF006 of two-feldspar granitic gneisses，respectively;(e)the micro-picture for Sample NF004-3 of plagioclase amphibolite;(f)the micro-picture for Sample NF004-7 of the porphyro granitic diorite;(g)the micro-picture for Sample NF005 of the deformed granite |
(2)样品NF004-2，4，6：这3个样品位于采场北西侧(图 2a、图 3a)，均为二长花岗片麻岩，组成矿物大致相同。主要为斜长石(30%~35%)+钾长石(20%~25%)+石英(30%~35%)+黑云母(10%~15%)±白云母(5%~8%)(图 4b-d)。其中斜长石为他形，粒径0.3~1mm；钾长石呈他形-半自形，粒径0.2~1mm；石英为他形粒状，大小不一，粒径0.1~0.8mm；黑云母呈半自形-自形，粒径0.3~0.6mm；白云母多为他形-半自形，粒径0.2~0.5mm。
(3)样品NF004-3：为含绿帘石斜长角闪岩，主要组成矿物为斜长石(30%~35%)+角闪石(45%~50%)+绿帘石(3%~5%)+石英(10%~15%)(图 3a、图 4e)。斜长石呈他形，粒径0.1~0.3mm；角闪石多为他形-半自形，粒径0.3~0.8mm；绿帘石为他形粒状，颗粒较小，粒径0.1~0.3mm；石英呈他形，粒径0.1~0.5mm。
(4)样品NF004-7：该样品为花岗闪长斑岩岩脉，未见任何变形和面理。主要组成矿物为中长石(40%~45%)+钾长石(30%~35%)+黑云母(3%~5%)+白云母(3%~5%)+石英(10%~15%)+磁铁矿(1%~3%)，具斑状结构，斑晶主要为中长石(图 3a、图 4f)。中长石以斑晶和基质两种形式产出，为半自形-自形，斑晶粒径1~1.5mm，基质粒径0.3~0.6mm；钾长石以基质形式产出，呈他形-半自形，粒径0.3~0.6mm；石英为他形，粒径0.1~0.5mm；黑云母成半自形-自形，粒径0.1~0.5mm；白云母为自形，粒径较小，约0.1~0.3mm。
(5)样品NF005：该样品为变形的花岗岩，位于采场的东侧，呈透镜体形式产于磁铁石榴铁闪石岩中，且依稀可见到残存的侵入关系(图 2a，c)。主要组成矿物为斜长石(25%~30%)+钾长石(20%~25%)+石英(30%~35%)+黑云母(15%~20%)(图 4g)。斜长石呈他形，粒径0.3~0.5mm；钾长石多为他形，粒径0.1~0.5mm；石英他形粒状，粒径0.1~0.8mm；黑云母为他形-半自形，粒径0.1~0.3mm。
(6)样品NF006：位于采场北东侧(图 2a，d)，为二长花岗片麻岩，面理产状为156°∠54°(S1)。由斜长石(30%~35%)+钾长石(25%~30%)+石英(35%~30%)+黑云母(3%~8%)构成(图 4h)。斜长石为他形，粒径0.5~1.5mm；钾长石呈他形，粒径0.3~0.8mm；石英他形粒状，粒径0.1~0.3mm；黑云母他形-半自形，粒径0.2~0.6mm。
3 各类岩石主要矿物化学分析和PT条件估计本次研究矿物成分分析由合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针实验室完成，工作条件为加速电压15kV，电子束流20nA。主要矿物的代表性成分见表 1。
 | 表 1 分析样品主要矿物代表性成分(wt%) Table 1 The representative composition of main minerals for samples in this study(wt%) |
(1)样品NF001：该样品主要由长石(更长石和正长石)、黑云母和白云母构成。成分剖面研究显示(图 5a，b)，长石的成分十分均匀平缓，其中更长石的Ab=77.7~80.8，An=17.4~20.7和Or=1.0~2.1；正长石的Ab=7.1~11.7，An=0~0.2和Or=88.1~92.9。黑云母的XFe、XMg和XTi也相对较为均匀，没有明显的成分变化(图 5c)。同样，白云母的Ti4+、Fe2+和Mg2+也表现为均匀变化之特征(图 5d)。
 | 图 5 主要矿物成分剖面 (a-d)样品NF001中斜长石、正长石、黑云母和白云母成分剖面；(e-h)样品NF004-6中斜长石、正长石、黑云母和白云母成分剖面；(i、j)样品NF004-3中角闪石和斜长石成分剖面；(k-n)样品NF004-7中斜长石、正长石、黑云母和白云母成分剖面 Fig. 5 The composition profiles for main minerals (a-d)the composition profile for plagioclase，orthoclase，biotite，muscovite in Sample NF001;(e-h)the composition profile for plagioclase，orthoclase，biotite，muscovite in sample NF004-6;(i，j)the composition profile for amphibole，plagioclase in Sample NF004-3;(k-n)the composition profile for plagioclase，orthoclase，biotite，muscovite in sample NF004-7 |
(2)样品NF004-6：该样品中的更长石、正长石和黑云母的成分显示了平缓的变化，无成分环带(图 6a、图 5e-g)。其中更长石的Ab=76.2~82.4，An=17.4~20.7和Or=1.1~6.7；正长石的Ab=7.2~9.8，An=0~0.3和Or=90~92.8；黑云母的XFe=0.38~0.43，XMg=0.38~0.42和XTi=0.07~0.08。白云母则略显环带，边部的Ti4+、Fe2+和Mg2+似乎略显降低(图 5h)。
(3)样品NF004-3：该样品为含绿帘石斜长角闪岩，角闪石为镁普通角闪石，长石主要为中长石(图 6a，b)。两个矿物的成分剖面总体表现为平缓的变化，无明显的成分环带(图 5i，j)。角闪石的Al3+=1.43~1.73，Fe2+=2.52~2.8和Mg2+=1.19~1.69；中长石的Ab=41.5~51.9，An=46.7~58和Or=0.5~1.5。
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图 6 主要矿物成分图解及P-T条件图(变质相据Oh and Liou， 1998; Ota et al., 2002) (a)长石成分三角图；(b)角闪石成分图解；(c)肥东群变质PT条件图 Fig. 6 The composition plots for main minerals and PT grid(the metamorphic facies after Oh and Liou， 1998; Ota et al., 2002) (a)the triangle plot of the feldspar composition;(b)the composition plot for amphibole;(c)the PT conditions for the FDG |
(4)样品NF004-7：该样品为花岗闪长斑岩，主要矿物的更长石、正长石、白云母均显示了成分变化特征(图 6a、图 5k，l，n)，黑云母则无明显的成分差异(图 5m)。自核部至边部，更长石的Ab端元组分由80~85上升至94~98，An端元组分则由16~18下降至0.7~1.5，Or端元组分则无明显变化(图 5k)；正长石的Ab和Or端元组分显示了轻微的成分环带，An则较为平缓，其中Ab由3.0~5.0增至7.0~8.0，Or由95降至92；白云母的Fe2+由核部的0.2降至边部的0.14，Mg2+由0.12降至0.09，Ti4+则由0.05降至0.01。
3.2 主要岩石温压条件估计根据岩相学和矿物化学分析，本次研究对分析样品进行了大致的温压估算。由于样品NF001，005，006和NF004-2，4，6，7普遍具有斜长石+正长石+石英+黑云母±白云母矿物组合，故本文选用Wu and Chen(2015a)黑云母温度计(方法1)、Wu and Chen(2015b)白云母温度计(方法2)和Benisek et al.(2010)二长石温度计(方法3)进行了温度的估算。因缺乏合适的矿物对，这里的温度计算只能进行压力的假定，压力设定在0.1~1.3(GPa)之间，每间隔0.2GPa计算一个温度值，即在0.1、0.3、0.5、0.7、0.9、1.1、1.3(GPa)时，给出一个温度值。而含绿帘石斜长角闪岩(样品NF004-3)因矿物组合充分，则应用了Holland and Blundy(1994)斜长石-角闪石温度计和Bhadra and Bhattacharya(2007)斜长石-角闪石-石英压力计进行联合求解。为保证分析的统计意义，每个样品选取8~15个矿物对进行评价。在成分选择方面，基于成分剖面的研究(图 5)，除样品NF004-7之外，其余分析样品均较为均匀，基本无后期影响，但为避免后期事件的影响，PT计算的成分尽量选取核部成分。样品NF004-7则因具有环带变化特征，故选取核、边成分进行分别计算。估算的P-T条件见表 2和图 6c、图 7。
| 表 2 肥东地区上份叶东侧采场各类岩石PT条件 Table 2 The PT conditions of various types of rocks in Shangfengye across the Feidong area |
 | 图 7 分析样品的温度估计图 Fig. 7 The temperature estimates for the analyzed samples in this study |
从图 6c可以看出，含绿帘石斜长角闪岩(NF004-3)的温压范围为T=647~699℃和P=0.62~0.91GPa，平均温压为T =669±15℃和P =0.81±0.08GPa(表 2、图 6c)，属于角闪岩相变质范畴。而对样品NF001、NF004-2，4，6和NF005，006的温度估算则出现了较大的差异。特别是方法1和方法2计算的温度差值十分显著。在样品NF001中，方法1给出了麻粒岩相的变质温度，方法2则落入角闪岩相的温度(图 7a)。相反，在样品NF004-4中，方法2给出了麻粒岩相的变质温度，方法1则得到了角闪岩相温度。此外，对这些相同岩性且密切共生的二长花岗岩(图 2、图 3)，理论上给出的温度估算应基本一致，但方法1和2给出的温度极不稳定，温度差值极大。例如，由方法1计算的样品NF004-2的温度范围为530~650℃(图 7b)，样品NF004-4和NF004-6温度范围为600~720℃(图 7c，d)，而样品NF001和NF005温度范围为650~830℃(图 7a，e)；由方法2给出的温度则为，样品NF001温度范围为500~600℃(图 7a)，样品NF004-6温度范围为600~700℃(图 7d)，样品NF004-4温度范围为620~800℃(图 7c)。相比较而言，方法3计算的温度则十分统一，基本位于500~620℃之间，处于角闪岩相变质范围(图 7a-e)。结合岩相学分析可以看出，这些样品的共生矿物明显缺乏特征性的高级变质矿物，如辉石和夕线石。主体以角闪岩相的变质矿物为主，特别是样品NF004-3中的镁普通角闪石明显属于角闪岩相的变质矿物。此外，根据Wu and Chen(2015a，b)的阐述，黑云母和白云母温度计通常只适用于变泥质岩，应用于其他变质岩石时，应当谨慎对待。换言之，方法1和2的可能并不适用于这些二长花岗片麻岩。相反，方法3主要针对花岗质岩类，其温度估算则较为确切，与岩相学分析十分吻合。遗憾的是压力较难标定，但根据本次样品NF004-3的P-T值和石永红等(2009)、康涛等(2013)对肥东群的温压评价，我们可以将这些二长花岗片麻岩的压力设定在0.5~0.9GPa，相应的温度为500~620℃(图 6c、表 2)。尽管，该温度低于样品NF004-3和康涛等(2013)计算结果，但总体均位于角闪岩 相的变质范畴。这暗示了 肥东群中的二长花岗片麻岩和斜长角闪岩形成于同一个变质环境。
对于花岗闪长斑岩(样品NF004-7)而言，同样地，方法1和2计算的温度有较大的不确定。但值得注意的是白云母核部(550~710℃)和边部(420~460℃)温度差异显著(图 7f)，这种趋势性的变化也许反映了岩浆逐渐冷却结晶的过程。然而，由方法3给出的温度显示了长石边部(580~610℃)温度明显高于核部(500~540℃)的温度(图 7f)，并不符合岩浆结晶规律。但仔细分析正长石的成分可以看出，这种边部的温度过高可能是由于An组分过低，导致计算的不确定性所致(Benisek et al., 2010)。换言之，核部的温度应该代表该类岩石的结晶温度。通过比较不难看出，该温度明显低于肥东群的变质温度，反映了两者分属于不同的地质热事件。
4 锆石U-Pb定年此次锆石年代学研究的样品总计7块，分别为NF001、NF004-2、NF004-4、NF004-6、NF006、NF005和NF004-7(图 2、图 3)。其中前5个样品为二长花岗片麻岩，后两者分别为变形花岗岩和花岗闪长斑岩。锆石单矿物挑选由河北省地勘局廊坊实验室完成，每个样品重量为3~5kg，锆石制靶由合肥大学LA-ICP-MS洁净实验室完成，锆石的阴极发光(CL)图像照射由中国科学院地质与地球物理研究所扫描电镜实验室完成，仪器型号为MiniCL。锆石U-Pb测试由中国科学技术大学LA-ICP-MS实验室完成，实验条件为束斑32μm，每测试分析5个样品点后，测两次标准锆石91500。数据的处理应用ICPMSDateCal 7.5软件(Ludwig，2003)，并进行了普通铅校正。年龄分析数据见表 3和图 8、图 9、图 10。
| 表 3 样品NF001、NF004-2，4，6，7和NF005、NF006锆石U-Pb年龄数据 Table 3 Zircon U-Pb ages for samples NF001，NF004-2，4，6，7 and NF005，NF006 |
 | 图 8 分析样品锆石阴极发光图 (a、b)、(c、d)、(e)、(f-i)、(j-m)、(n-q)和(r-y)分别为样品NF001、NF004-2、NF004-4、NF004-6、NF006、NF005和NF004-7锆石阴极发光图 Fig. 8 The cathodoluminescence images for the analyzed samples in this study (a，b)，(c，d)，(e)，(f-i)，(j-m)，(n-q) and (r-y)are the cathodoluminescence images for sample NF001，NF004-2，NF004-4，NF004-6，NF006，NF005 and NF004-7，respectively |
 | 图 9 样品NF001、NF004-2、NF004-4、NF004-6、NF006和NF005锆石U-Pb谐和图 Fig. 9 The zircon U-Pb concordia diagrams for NF001，NF004-2，NF004-4，NF004-6，NF006 and NF005 |
 | 图 10 样品NF004-7锆石U-Pb谐和图 Fig. 10 The zircon U-Pb concordia diagrams for NF004-7 |
(1)样品NF001：该样品共挑出500粒锆石，锆石多呈浅黄色，粒径为50~200μm，呈长柱状、等轴状或浑圆状，长短轴比为11~13。CL图显示了锆石具核、边结构，核部呈亮白色，无分带或弱分带，边部较窄，宽度约10~50μm，呈暗灰色，云雾状或微弱的振荡环带(图 8a，b)。对该样品共计分析测试了49个点，均来自锆石核部。其中谐和年龄仅有3个点，年龄分别为2418±13Ma，2007±15Ma和2492±13Ma，Th/U比值为0.40、0.45和0.46，加权平均年龄为2462±100Ma。其余为不谐和年龄(表 3、图 9a)。
(2)样品NF004-2：共计300粒锆石，多呈自形-半自形、双锥状或等轴状，长短轴比为11~14，粒径为30~250μm。据核、边结构，核部多为亮白色，无分带或微弱的振荡环带，边部多显振荡环带，呈暗灰色-灰白色(图 8c，d)。共测试分析了核部52个点，其中仅有8个谐和年龄，其余为不谐和年龄。根据图 9b分析，8个谐和年龄大致可以分成两组：①第一组年龄范围为2422~2498Ma，Th/U比值为0.30~0.38，加权平均年龄为2451±53Ma；②第二组年龄范围为2292~2395Ma，Th/U值为0.27~0.31。
(3)样品NF004-4：共计200粒锆石，为他形-半自形，多呈柱状或浑圆状，粒径为80~300μm，长短轴比为11~12。CL图显示其多为无分带或弱分带，呈亮白色(图 8e)。测试的52个分析点中，仅有3个谐和年龄，分别为2287±44Ma，2007±13Ma和2376±13Ma，Th/U值分别为0.31、0.34和0.39(表 3、图 9c)。
(4)样品NF004-6：共计800粒锆石，呈他形-半自形，多为短柱状、等轴状或浑圆状，粒径50~150μm。具核、边结构，核部为亮白色，面状分带、无分带或振荡环带，边部为暗灰色-灰白色，无分带(图 8g，h)。对锆石核部共计测试分析了21个点，其中8个为谐和年龄，并大致可分为3组(图 9d)：①第一组5个年龄，年龄范围为2194~2461Ma，Th/U比值为0.29~0.63，对其中4个较老的锆石加权平均的年龄为2427±51Ma；②第二组2个年龄，分别为882±22Ma和886±24Ma，Th/U值为0.23和0.20；③第三组1个年龄，为438±11Ma，Th/U比为0.31。
(5)样品NF006：共计>300粒锆石，呈半自形-自形，多为长柱状、粒状或等轴状，粒径30~200μm。核、边结构显著，核部为暗灰色-灰白色，片状、弱分带或微弱的振荡环带，边部为亮白色，且较窄，约10~20μm(图 8j-m)。对锆石核部共计测试了32个点，均为谐和年龄，Th/U比值为1.24~3.81，年龄范围为413~756Ma(表 3、图 9e)。根据CL图和Th/U比值分析(图 8 j-m、表 3)，这些锆石应为继承锆石，其年龄反映的是岩浆结晶事件，而年龄跨度之大暗示了其地质事件的多样性和复杂性。
(6)样品NF005：该样品为变形的花岗岩，共计挑选出约200粒锆石，其中锆石多为自形-半自形，呈柱状，粒径50~250μm，具明显的振荡环带(图 8n-q)。测试分析点数18个，均为谐和年龄，Th/U比值为0.40~1.35，为典型的岩浆锆石。年龄范围152~180Ma，加权平均年龄为167.2±4.6Ma(图 9f)，该年龄代表变形花岗岩的成岩年龄。
(7)样品NF004-7：该样品为花岗闪长斑岩，锆石颗粒数约200粒，锆石多为自形，呈长柱状、长条状或浑圆状，粒径80~300μm。共测试分析了38个数据点，均为谐和年龄。依据年龄范围，大致可分为3组(图 10a)：①第一组23个年龄，CL图像显示该组锆石多为亮白色，无分带或弱分带(图 8r-t)。年龄范围为1946~2877Ma，Th/U比值为0.36~2.72(表 3)。进一步地，该组锆石可以分为3个亚组(图 10b)，其中第一亚组有3个年龄，分别为2877±42Ma，2007±50Ma和2647±46Ma；第二亚组有13个年龄，范围为2235~2540Ma，加权平均年龄为2380±48Ma(图 10b)；第三亚组7个年龄，1946~2061Ma，加权平均年龄为1988±36Ma(图 10b)；②第二组有12个年龄(表 3)，锆石呈亮白色，无分带(图 8u，v)，年龄范围在643~813Ma，Th/U比值为0.53~3.0，表现为岩浆锆石特征。其也可进一步分为两个亚组(图 10c)，第一亚组11个年龄，范围737~813Ma，加权平均年龄为774±21Ma；第二亚组仅1个年龄，643±16Ma(图 10c)；③第三组有3个年龄，分别为186±5Ma，130±4Ma和129±3Ma，Th/U比值为0.04、0.02和0.03。CL图显示明显的振荡环带和弱振荡环带(图 8w-y)，应为岩浆锆石。对后两个锆石的加权平均年龄为130±5Ma(图 10d)，该年龄应代表了花岗闪长斑岩的形成年龄。
5 肥东群变质属性及变形时限探讨直至现今，关于肥东群的变质级别及其年龄的研究是较为匮乏的，认识也不太明确。最初，安徽省地质矿产局(1987)据岩相学分析将肥东群的变质级别标定为高绿片岩相-低角闪岩相。Zhu et al.(2005，2009，2010)只是简单地将其归为高级变质。康涛等(2013)依据对特征性岩石——斜长角闪岩和石榴黑云母片麻岩的研究，将其温压条件限定在610~690℃和0.61~0.81GPa范围内，但对于肥东群中广泛出露的花岗片麻岩的的P-T估计缺乏一定的评价。
本次研究主要针对肥东群中的二长花岗片麻岩进行了P-T估计(表 2和图 7)，但鉴于矿物组合的不充分和限定，仅对该类岩石进行了温度评价。对该类岩石的压力的标定根据石永红等(2009)和康涛等(2013)的研究将其设定在0.5~0.9GPa。由表 2和图 7不难看出，在此压力条件下，肥东群中的二长花岗片麻岩温度多在520~620℃范围(图 6c)。同此次对斜长角闪岩(样品NF004-3)的P-T的结果相比，温度相对偏低，但考虑到误差的影响，其基本一致。再结合我们早期的定量分析研究(石永红等，2009; 康涛等，2013)，可以确实肥东群中的各类岩石普遍经历了角闪岩相变质，形成深度可能在20~30km。较为遗憾的是此次年代学的分析并未获得肥东群的变质年龄。根据对样品NF001、NF004-2，4，6和NF006的锆石U-Pb定年分析可以看出(图 9a-e)，且前四个样品的锆石年龄多为不谐和年龄，而样品NF006中的锆石均为岩浆锆石(图 8j，l，m、表 3)，年龄范围413~756Ma。并未捕获任何变质热事件的年龄。尽管，本文试图结合聂峰等(2014)的研究，将样品NF001和NF004-2，6的3个年龄：2462±100Ma，2007±53Ma和2427±51Ma(图 9a，b，d)，推测为变质年龄，但根据这些样品中锆石的结构(图 8a-d，f-i)，特别是样品NF004-6和NF006中锆石的年龄跨度分析(表 3、图 9)，这些变质的锆石应属于捕获的先存锆石，并不能代表花岗片麻岩的真实变质年龄。换言之，本次分析无法确定肥东群的变质热事件的时限。
从前人的变质年龄分析来看，肥东群仅有2个较为明确的年龄：(1)葛宁洁和周导之(1993)根据6个不谐和锆石的下交点确定肥东群的变质年龄为668Ma；(2)Zhao et al.(2014)依据肥东群样品BH15(花岗片麻岩)中的22个不协和锆石数据的下交点，将其变质年龄限定在242±26Ma。对于前者，由于缺乏分析方法的介绍，且该年龄与目前的扬子板块的变质事件的标定并不十分吻合(Zhao and Cawood， 2012; Zhang and Zheng， 2013; Li et al., 2014)，故其年龄的可信度需要进一步证实。而Zhao et al.(2014)的变质年龄似乎具有一定的参考性。但根据吴元保和郑永飞(2004)综述，锆石的上下交点通常反映的是两期事件，即成岩和后期的热事件。然而，从此次分析的5个花岗片麻岩的样品年龄来看(图 9a-e)，这些样品中的锆石年龄显示了多期热事件特征，例如，样品NF004-6具有多组的年龄特征，而样品NF006跨度较大的年龄范围(见上述分析)，表明该类岩石中发育了多期热事件的锆石。此外，在不考虑多期热事件的前提下，本文也初步对这5个样品进行了上下交点的分析计算，从图 9a-d中可以看出，下交点的年龄十分紊乱：113±72Ma、192±74Ma、164±95Ma和319±140Ma，它们之间不具可比性。这意味着，利用锆石下交点判定肥东群的变质年龄需要谨慎对待。较为幸运的是目前王微等(2015)对肥东群花岗片麻岩的锆石年代学研究揭示较为明确变质年龄135~139Ma(图 1)，该锆石无论从内部结构上，还是Th/U比值方面均显示了变质锆石的特征。
关于肥东群的变形时限，Zhu et al.(2005，2009，2010)和Zhang et al.(2007)进行过系统的阐述，他们认为肥东群记载了郯庐断裂的多期构造事件，其中郯庐断裂的韧性左旋走滑的变形事件主要发生在印支期至122Ma时间段内，且以早白垩中期的变形表现的最为显著。根据研究区各类变质岩石的面理和线理产状变化分析(图 3c-e)，区内仅见二期韧性变形，早期变形的面理产状为136°∠46°(S1)(图 3a，d)，线理为113°∠44°(L1)。晚期面理产状为147°∠51°(S1)(图 3a，d)，线理为66°∠12°(L1)，且明显切割早期的线理和面理(图 3d)。结合区域地质背景分析(Zhu et al., 2005，2009，2010; Zhang et al., 2007)，我们推测晚期的变形可能归属于郯庐断裂。而早期的变形似乎与郯庐断裂的构造活动无关，其只是被后期的郯庐断裂活动所破坏。至于该期变形的动力学背景，由于不是此次研究的重点，本文无法给出确实的阐释。对于这两期变形的时限的判定，本文主要从构造交切关系和各类岩石的锆石U-Pb年龄加以限定。从侵入的变形花岗岩(样品NF005)的结晶年龄167.2±4.6Ma来看(图 2c、图 9f)，早期的变形最早始于晚侏罗系，而结束的时间本文无法给出一个恰当的时间节点。但依据王微等(2015)对桃园地区花岗片麻岩的变质年龄的测定结果来看(图 1)，该期变形可能结束于133Ma。换言之，在133~167Ma时间段内，该地区发生同时期的变质、变形事件。而晚期的变形事件即郯庐断裂的构造活动的时限，根据构造交切关系(图 3d)和侵入到该期构造变形带的花岗闪长斑岩岩脉(样品NF004-7)的结晶时限——130±5Ma(图 10d)来看，该期变形似乎结束于130Ma。然而，考虑到该样品仅具有2个有效分析数据，且误差较大，具一定不确定性。为此，本文参照Zhu et al.(2010)在西韦获得的未变形花岗岩岩脉的122Ma年龄(7个有效分析数据；图 1)，将晚期的变形结束时间限定在122Ma。换言之，郯庐断裂构造活动时间可能在122~133Ma之间。
基于上述阐述，并结合前人分析资料(Zhu et al., 2005，2009，2010; Zhang et al., 2007; 石永红等，2009; 康涛等，2013; Zhao et al., 2014)，本文认为肥东群发育的大量花岗片麻岩普遍经历了角闪岩变质，温压范围可能为：T=550~650℃和P=0.5~0.9GPa。两期明显的韧性变形时限可能发生在133~167Ma和122~133Ma时间段内，其中前者与区域性的变质、变形相关，似乎与郯庐断裂无关。而后者明显代表了郯庐断裂的形成时限。
致谢 该文在成文过程中得到了朱光教授和宋传中教授的热忱帮助和讨论，在此表示衷心的感谢。感谢王微博士无私提供的年龄分析资料。同时感谢两位评审专家的中肯的评改和指正。
| [1] | Benisek A, Dachs E and Kroll H. 2010. A ternary feldspar-mixing model based on calorimetric data: Development and application. Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(3): 327-337 |
| [2] | Bhadra S and Bhattacharya A. 2007. The barometer tremolite+tschermakite+2albite=2pargasite+8quartz: Constraints from experimental data at unit silica activity, with application to garnet-free natural assemblages. American Mineralogist, 92(4): 491-502 |
| [3] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Anhui Province. 1987. Regional Geology of Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House (in Chinese) |
| [4] | Chen XH, Wang XF, Zhang Q, Chen BL, Chen ZL, Harrison TM and Yin A. 2000. Geochronologic study on the formation and evolution of Tan-Lu Fault. Journal of Changchun University of Science and Technology, 30(3): 215-220 (in Chinese with English abstract) |
| [5] | Fletcher CJN, Fitches WR, Rundle CC and Evans JA. 1995. Geological and isotopic constraints on the timing of movement in the Tan-Lu Fault Zone, northeastern China. Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 11(1): 15-22 |
| [6] | Ge NJ and Zhou DZ. 1993. The isotopic dating of metamorphic rock series of Feidong Group, Anhui Province. Geology of Anhui, 3(3): 22-25 (in Chinese with English abstract) |
| [7] | Gilder SA, Leloup PH, Courtillot V, Chen Y, Coe RS, Zhao XX, Xiao WJ, Halim N, Cogné JP and Zhu RX. 1999. Tectonic evolution of the Tancheng-Lujiang (Tan-Lu) fault via Middle Triassic to Early Cenozoic paleomagnetic data. Journal of Geophysical Research, 104(B7): 15365-15390 |
| [8] | Holland TJB and Blundy JD. 1994. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116(4): 433-447 |
| [9] | Hsu KJ, Li J, Chen I, Wang Q, Sun S and Sengor AMC. 1987. Tectonic evolution of Qinling Mountains, China. Eclogae Geologicae Helvetiae, 80(3): 735-752 |
| [10] | Kang T, Liu XY, Wang J, Nie F and Shi YH. 2013. Analysis of metamorphic attribution and geochronology for the Feidong terrane in the east of the Tan-Lu Fault. Acta Petrologica Sinica, 29(9): 3142-3158 (in Chinese with English abstract) |
| [11] | Li SG, Liu DL, Chen YZ, Wang SS, Qiu J, Hu SL and Shang HQ. 1993. Time of the blueschist belt formation in central China. Scientia Geologica Sinica, 28(1): 21-27 (in Chinese with English abstract) |
| [12] | Li SG, Jagoutz E, Chen YZ and Li QL. 2000. Sm-Nd and Rb-Sr isotopic chronology and cooling history of ultrahigh pressure metamorphic rocks and their country rocks at Shuanghe in the Dabie Mountains, Central China. Geochim. Cosmochim. Acta, 64(6): 1077-1093 |
| [13] | Li XH, Li ZX and Li WX. 2014. Detrital zircon U-Pb age and Hf isotope constrains on the generation and reworking of Precambrian continental crust in the Cathaysia Block, South China: A synthesis. Gondwana Research, 25(3): 1202-1215 |
| [14] | Li ZX. 1994. Collision between the North and South China blocks: A crustal-detachment model for suturing in the region east of the Tanlu fault. Geology, 22(8): 739-742 |
| [15] | Lin JL and Fuller M. 1990. Paleomagnetism, North and South China collision, and the Tan-Lu fault. Philosophical Transactions of the Royal Society of London A, 331(1620): 589-598 |
| [16] | Lin SF and Li ZX. 1995. Collision between the North and South China blocks: A crustal-detachment model for suturing in the region east of the Tanlu fault: Comment and reply. Geology, 23(6): 574-575 |
| [17] | Lin W, Faure M, Wang QC, Monié P and Panis D. 2005. Triassic polyphase deformation in the Feidong-Zhangbaling Massif (eastern China) and its place in the collision between North China and South China blocks. Journal of Asian Earth Sciences, 25(1): 121-136 |
| [18] | Lin W, Shi YH and Wang QC. 2009. Exhumation tectonics of the HP-UHP orogenic belt in eastern China: New structural-petrological insights from the Tongcheng massif, eastern Dabieshan. Lithos, 109(3-4): 285-303 |
| [19] | Ludwig KR. 2003. User's Manual for Isoplot/Exersion 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center: Special Publication, 4: 1-70 |
| [20] | Nie F, Shi YH, Wang J, Cao S and Shi YH. 2014. Investigation on the metamorphic conditions and geochronology for the magnet garnet amphibole in the Tan-Lu Fault Zone (Anhui segment), and discussion of its tectonic attribution. Acta Petrologica Sinica, 30(6): 1718-1730 (in Chinese with English abstract) |
| [21] | Oh CW and Liou JG. 1998. A petrogenetic grid for eclogite and related facies under high-pressure metamorphism. Island Arc, 7(1-2): 36-51 |
| [22] | Okay AI and Sengor AMC. 1992. Evidence for intracontinental thrust related exhumation of the ultra-high-pressure rocks in China. Geology, 20(5): 411-414 |
| [23] | Ota T, Maruyama M, Parkinson CD and Masago H. 2002. Thermobaric structure of the Kokchetav massif from a north-south transect in the Kulet and Saldat-Kol regions. In: Parkinson CD, Katayama I, Liou JG and Maruyama S (eds.). The Diamond-Bearing Kokchetav Massif, Kazakhstan. Tokyo, Japan: Universal Academy Press, Inc., 283-319 |
| [24] | Pumpelly R. 1866. Geological Researches in China, Mongolia, and Japan, during the Years 1862-1865. London: Smithsonian Institution |
| [25] | Schmid JC, Ratschbacher L, Hacker BR, Gaitzsch I and Dong SW. 1999. How did the foreland react? Yangtze foreland fold-and-thrust belt deformation related to exhumation of the Dabie Shan ultrahigh-pressure continental crust (eastern China). Terra Nova, 11(6): 266-272 |
| [26] | Shi YH, Zhu G and Wang DX. 2009. Metamorphic P-T evolution for the garnet amphibolite from Feidong Group in the south of Zhangbaling uplift across Tan-Lu fault and its influence on tectonics. Acta Petrologica Sinica, 25(12): 3335-3345 (in Chinese with English abstract) |
| [27] | Wang EC, Meng QR, Burchfiel BC and Zhang GW. 2003. Mesozoic large-scale lateral extrusion, rotation, and uplift of the Tongbai-Dabie Shan belt in east China. Geology, 31(4): 307-310 |
| [28] | Wang W, Song CZ, Li JH, Ren SL, Zhang Y, Liu H and Yang F. 2015. Zircon U-Pb dating for shearing movement on the Feidong segment of the Tan-Lu fault zone. Chinese Journal of Geology, 50(3): 800-809 (in Chinese with English abstract) |
| [29] | Whitney DL and Evans BW. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1): 185-187 |
| [30] | Wu CM and Chen HX. 2015a. Revised Ti-in-biotite geothermometer for ilmenite- or rutile-bearing crustal metapelites. Science Bulletin, 60(1): 116-121 |
| [31] | Wu CM and Chen HX. 2015b. Calibration of a Ti-in-muscovite geothermometer for ilmenite- and Al2SiO5-bearing metapelites. Lithos, 212-215: 122-127 |
| [32] | Wu YB and Zheng YF. 2004. Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age. Chinese Science Bulletin, 49(15): 1554-1569 |
| [33] | Xu JW, Zhu G, Tong WX, Cui KR and Liu Q. 1987. Formation and evolution of the Tancheng-Lujiang wrench fault system: A major shear system to the northern of the Pacific Ocean. Tectonophysics, 134(4): 273-310 |
| [34] | Xu JW and Zhu G. 1994. Tectonic models of the Tan-Lu fault zone, eastern China. International Geology Review, 36(8): 771-784 |
| [35] | Yin A and Nie SY. 1993. An indentation model for the North and South China collision and the development of the Tan-Lu and Honam fault systems, eastern Asia. Tectonics, 12(4): 801-813 |
| [36] | Zhang KJ. 1997. North and South China collision along the eastern and southern North China margins. Tectonophysics, 270(1-2): 145-156 |
| [37] | Zhang Q, Teyssier C, Dunlap J and Zhu G. 2007. Oblique collision between North and South China recorded in Zhangbaling and Fucha Shan (Dabie-Sulu transfer zone). The Geology Society America, 434: 167-206 |
| [38] | Zhang SB and Zheng YF. 2013. Formation and evolution of Precambrian continental lithosphere in South China. Gondwana Research, 23(4): 1241-1260 |
| [39] | Zhang ZM, Liou JG and Coleman RG. 1984. An outline of the plate tectonics of China. Geol. Soc. Am. Bull., 95(3): 295-312 |
| [40] | Zhao GC and Cawood PA. 2012. Precambrian geology of China. Precambrian Research, 222-223: 13-54 |
| [41] | Zhao T, Zhu G, Lin SZ, Yan LJ and Jiang QQ. 2014. Protolith ages and deformation mechanism of metamorphic rocks in the Zhangbaling uplift segment of the Tan-Lu Fault Zone. Science China (Earth Sciences), 57(11): 2740-2757 |
| [42] | Zheng YF. 2008. A perspective view on ultrahigh-pressure metamorphism and continental collision in the Dabie-Sulu orogenic belt. Chinese Science Bulletin, 53(20): 3081-3104 |
| [43] | Zhu G, Wang YS, Niu ML, Liu GS and Xie CL. 2004. Synorogenic movement of the Tan-Lu fault zone. Earth Science Frontiers, 11(3): 169-182 (in Chinese with English abstract) |
| [44] | Zhu G, Wang YS, Liu GS, Niu ML, Xie CL and Li CC. 2005. 40Ar/39Ar dating of strike-slip motion on the Tan-Lu Fault Zone, East China. Journal of Structural Geology, 27(8): 1379-1398 |
| [45] | Zhu G, Liu GS, Niu ML, Xie CL, Wang YS and Xiang BW. 2009. Syn-collisional transform faulting of the Tan-Lu Fault Zone, East China. International Journal of Earth Sciences, 98(1): 135-155 |
| [46] | Zhu G, Zhang L, Xie CL, Niu ML and Wang YS. 2009. Geochronological constraints on tectonic evolution of the Tan-Lu fault zone. Chinese Journal of Geology, 44(4): 1327-1342 (in Chinese with English abstract) |
| [47] | Zhu G, Niu ML, Xie CL and Wang YS. 2010. Sinistral to normal faulting along the Tan-Lu Fault Zone: Evidence for geodynamic switching of the East China continental margin. The Journal of Geology, 118(3): 277-293 |
| [48] | Zhu G, Jiang DZ, Zhang BL and Chen Y. 2012. Destruction of the eastern North China Craton in a backarc setting: Evidence from crustal deformation kinematics. Gondwana Research, 22(1): 86-103 |
| [49] | 安徽省地质矿产局. 1987. 安徽省区域地质志. 北京: 地质出版社 |
| [50] | 陈宣华, 王小凤, 张青, 陈柏林, 陈正乐, Harrison TM, Yin A. 2000. 郯庐断裂带形成演化的年代学研究. 长春科技大学学报, 30(3): 215-220 |
| [51] | 葛宁洁, 周导之. 1993. 安徽肥东群变质岩系的同位素地质定年. 安徽地质, 3(3): 22-25 |
| [52] | 康涛, 刘晓燕, 王娟, 聂峰, 石永红. 2013. 郯庐断裂东侧肥东地块变质属性及年代学研究. 岩石学报, 29(9): 3142-3158 |
| [53] | 李曙光, 刘德良, 陈移之, 王松山, 裘冀, 胡世玲, 桑海清. 1993. 中国中部蓝片岩的形成时代. 地质科学, 28(1): 21-27 |
| [54] | 聂峰, 石永红, 王娟, 曹晟, 石永红. 2014. 郯庐断裂带(安徽段)内磁铁石榴角闪岩的形成条件、年代学及构造归属的探究. 岩石学报, 30(6): 1718-1730 |
| [55] | 石永红, 朱光, 王道轩. 2009. 郯庐断裂带张八岭隆起南段肥东群石榴角闪岩变质P-T演化史对其构造属性的制约. 岩石学报, 25(12): 3335-3345 |
| [56] | 王微, 宋传中, 李加好, 任升莲, 张妍, 刘欢, 杨帆. 2015. 郯庐断裂带肥东段剪切活动锆石U-Pb测年. 地质科学, 50(3): 800-809 |
| [57] | 吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报. 49(16): 1589-1604 |
| [58] | 朱光, 王勇生, 牛漫兰, 刘国生, 谢成龙. 2004. 郯庐断裂带的同造山运动. 地学前缘, 11(3): 169-182 |
| [59] | 朱光, 张力, 谢成龙, 牛漫兰, 王勇生. 2009. 郯庐断裂带构造演化的同位素年代学制约. 地质科学, 44(4): 1327-1342 |