2020, Vol. 36
2. 安徽省地质矿产勘查局321地质队, 铜陵 244033;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
4. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
5. 中国科学技术大学, 合肥 230009
2. No. 321 Geological Team Bureau of Geology and Mineral Exploration of Anhui Province, Tongling 244033, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of sciences, Beijing 100049, China;
5. University of Science and Technology of China, Hefei 230009, China
秦岭-桐柏-红安-大别-苏鲁造山带是由华北和扬子板块碰撞而成，其横贯于中国中部，规模巨大，近东西向延伸，长约2000km。该造山带经历了漫长的大洋俯冲、岛弧增生、弧-陆碰撞和陆-陆碰撞过程，记载了自前寒武至显生宙以来各个重要地质事件，一直为国内外地质学界所关注(Mattauer et al., 1985;张国伟等, 1988, 2001;杨经绥等, 2002; Dong et al., 2011, 2013, 2014; Wu and Zheng, 2013; Liu et al., 2015;郑永飞, 2008; Zheng et al., 2008; Zheng, 2012; Zheng and Chen, 2017; Dong and Santosh, 2016)。近年来，关于该造山带的类型和演化历史，以及华北和扬子板块耦合的精细过程日益成为研究热点(Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Liu et al., 2015;刘贻灿等, 2020)。然而，由于该造山带东西向延伸广布，在空间上其不同区段发育着不同的岩石类型，记录着不同的地质事件，因而展现了复杂的叠置性和穿时性构造过程(许志琴等, 2015)。目前，对于该造山带秦岭-桐柏-红安段显生宙以来的原特提斯至古特提斯，以及印支期的构造和演化过程有着较为明确的认识(Sun et al., 2002; Ratschbacher et al., 2003, 2006; Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Liu et al., 2015, 2016)，但对于如何延伸至东段——大别碰撞造山带则缺乏较为详实的研究。就大别碰撞造山带而言，其是探究大陆深俯冲全过程最佳研究场所(郑永飞, 2008; Zheng, 2012; Zheng and Chen, 2016及其文献; 图 1a)，主体记录的是中生代以来的构造事件，古生代地质事件则仅体现在该造山带最北缘的佛子岭群中(Li et al., 2001; Chen et al., 2003, 2009; Ratschbacher et al., 2006;石永红等, 2014; Zhu et al., 2017;图 1b)。换言之，佛子岭群清晰的基本地质事实，是衔接秦岭-桐柏-红安和大别造山带的关键所在(Ratschbacher et al., 2006; Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Liu et al., 2015)。
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图 1 大别山北部地区地质简图及剖面图 (a)大别造山带地质概要图；(b)研究区地质图；(c)大别造山带各单元P-T轨迹图；(d)老虎场-龚店地质剖面 Fig. 1 The geological simplified map across the norther areas of the Dabie orogenic belt (a) the geological sketching map for the Dabie orogenic belt; (b) the geological map across the study areas; (c) the P-T paths for the various units from the Dabie orogenic belt; (d) the geological profile across Laohuchang-Gongdian region |
然而，由于关注度的不同，佛子岭群的研究并不充分，仅限于沉积岩石学、少量的年代学和构造地质学方面(张祖还, 1957;郑文武, 1964;杨志坚, 1964;牛宝贵等, 1994; Faure et al., 1999, 2003;周建波等, 2001; Chen et al., 2003;林伟等, 2005;江来利等, 2005; Ratschbacher et al., 2006;石永红等, 2014; Zhu et al., 2017)。目前，对佛子岭群存在争议主要在三个方面：(1)构造归属不明确。Okay et al. (1993)、Faure et al.(1999, 2003)、周建波等(2001)、Zheng et al. (2005和)林伟等(2005)基于沉积大地构造及构造地质学的研究，认为佛子岭群归属于扬子板块，以加积楔或俯冲岩片形式存在。而Li et al. (2001)、Chen et al. (2003)和Ratschbacher et al.(2003, 2006)根据同位素年代学的研究，认为佛子岭群是一个独立的微陆块；(2)变质属性差异性认识和变质演化解析的缺乏。传统的观点认为佛子岭群为一套仅经历绿片岩相的浅变质复理石沉积物(张祖还, 1957;郑文武, 1964;杨志坚, 1964;安徽省地质矿产局, 1987)，但最近的研究显示其经历了中高级变质(赵俊先等, 2019;石永红等, 2019)。关于佛子岭群变质PT轨迹的研究则基本没有，这可能是因为其一直被视为低级变质，不具备构建PT轨迹条件所致。相比较而言，大别山其他各单元均显示了顺时针的PT演化历史(图 1c)，反映了挤压背景的俯冲折返过程(Ernst, 1988; Brown, 1993; Spear, 1995)。从区域动力学背景上，佛子岭群似乎也应具有顺时针的轨迹，但遗憾的是目前并没有任何研究予以确证；(3)变质时限研究的不充分。佛子岭群变质时代主要源于白云母40Ar-39Ar定年资料(牛宝贵等, 1994; Ratschbacher et al., 2006; Faure et al., 2003;林伟等, 2005)，大致在270~255Ma之间，由于过剩氩的问题(Li et al., 1994)，该年龄仍有待进一步研究充实。不难看出，现有的有限研究资料，对于充分阐释佛子岭群古生代地质演化过程缺乏有效支撑。
为此，本次研究将聚焦于佛子岭群的变质演化过程，通过P-T轨迹的构建反演其形成的动力学背景和机制(England and Richardson, 1977, 1984; Ernst, 1988; Harley, 1989; Spear, 1995; Thompson and England, 1984; Thompson, 1989)，籍此进一步丰富大别碰撞造山带结构类型和古生代演化过程。
1 地质概况大别造山带主要由5个岩石单元构成(Zheng et al., 2005; Liu and Li, 2008;图 1a)，自南向北，分别为：(1)宿松杂岩、(2)南大别变质带、(3)中大别变质带、(4)北大别变质带和(5)北淮阳变质带。自(1)至(4)峰期变质温压条件逐渐增高，由绿帘角闪岩相直至高温超高压变质，变质年龄则渐次年轻，范围在250~225Ma(郑永飞, 2008;魏春景和单振刚等, 1997;石永红等, 2012)。而(5)北淮阳变质带的变质属性和年龄则没有明确的定论，存在较多的不同认识(牛宝贵等, 1994; Ratschbacher et al., 2006; Faure et al., 2003;王勇生等, 2012;赵俊先等, 2019;石永红等, 2019; He et al., 2019)。
本次研究的区域位于磨子潭-晓天断裂以北(图 1b)，该地区出露的岩石类型较为繁杂，主要有中生代岩浆岩、火山岩和沉积盖层，梅山群和北淮阳变质带各类岩石。中生代花岗岩、花岗闪长岩和火山岩多分布于研究区东西两端，即金寨-青山以西和庐镇关以东，白垩系沉积盖层则位于金寨-独山-霍山北东(李双应, 2004;王薇等, 2017)。梅山群仅出露于研究区西北端，位于杨山煤矿一带，主要由大理岩、千枚状变质砂岩夹千枚岩、板岩和碎屑岩等组成，形成时代为石炭系(安徽省地质矿产局, 1987;马文璞, 1991;李宝芳等, 2000;王世锋等, 2003;芦艳琳, 2014;杨栋栋等, 2012)。北淮阳变质带是研究区主体部分，沿金寨-霍山-庐镇关一线分布，由庐镇关群和佛子岭群两部分构成。其中庐镇关群沿磨子潭-晓天-庐镇关一线分布，主体为花岗片麻岩或变质-变形侵入体，少量为斜长角闪岩和石榴黑云钠长片麻岩，其原岩结晶年龄为~750Ma，归属扬子板块(Chen et al., 2003; Zheng et al., 2004, 2007; Wu et al., 2007, 2012; He et al., 2019)。
佛子岭群主要沿金寨-诸佛庵-佛子岭-牛角冲-毛坦厂一线近东西向分布，出露面积约1800km2(图 1b)。长期以来人们一直将佛子岭群视为一套复理石沉积岩(张祖还, 1957;郑文武, 1964;杨志坚, 1964;安徽省地质矿产局, 1987)，仅经历了低级变质作用，表现为千枚岩和板岩特征。最近，赵俊先等(2019)和石永红等(2019)的研究显示其普遍经历了中-高级变质。佛子岭群产状普遍较为陡立，倾角多在50°~80°之间，走向为NWW-SEE，线理近水平，倾伏向近东西。空间上，与庐镇关群呈犬牙交错状产出(图 1b)，野外观测显示两者呈构造并置关系。
2 老虎场-龚店地质剖面老虎场-龚店剖面位于金寨以东~15km，剖面走向北偏东，长约7km。在此剖面上共采集17块样品，并对其中7块样品进行了分析(图 1b, d)。自南向北，该剖面出露有6种岩性，依次为：①白垩纪沉积岩→②石榴白云母片岩→③变辉石闪长岩→④石榴黑云母片麻岩→⑤石英岩→⑥大理岩组成(图 1d)，显示了类似于岛弧结构的特征。文中的矿物简写据Whitney and Evans (2010)：Grt=石榴子石；Alm=铁铝榴石；Grs=钙铝榴石；Prp=镁铝榴石；Sps=锰铝榴石；Adr=钙铁榴石；Qz=石英；Pl=斜长石；Bt=黑云母；Ms=白云母；Rt=金红石；Spn=榍石；Ilm=钛铁矿；Aln=褐帘石；Ep=绿帘石；Spn=榍石；Zo=黝帘石；Cpx=单斜辉石；Amp=角闪石；Cal=方解石；Dol=白云石；Chl=绿泥石；Zrn=锆石。
① 白垩纪沉积岩：出露规模约1km，层理显著，倾向南，倾角较缓。岩石多为中-巨厚层砂砾岩和砾岩，砾石成分较杂乱，主要为片岩、片麻岩、千枚岩和花岗岩等，砾石大小不一，大者30cm，小者5cm，分选性差，磨圆度差至中等。
② 石榴白云母片岩：该岩石出露约0.5km，面理和线理发育，产状分别为320°∠24°和290°∠18°(图 2a)。分析样品为F002，主要组成矿物为石榴石(8%~10%)+斜长石(10%~15%)+石英(25%~30%)+黑云母(10%~15%)+白云母(25%~35%)+钛铁矿(1%~3%)(图 2b)。石榴子石呈他形-半自形，粒径0.3~1mm，破裂严重，并具石英、长石和黑云母等包体；斜长石呈他形，粒径0.2~0.6mm，具旋转碎斑和拉长现象；黑云母呈他形-半自形，粒径0.05~0.3mm，多呈细粒化；白云母呈他形-半自形，粒径0.1~0.5mm，类似“云母鱼”特征；钛铁矿半自形-他形，粒径0.05~0.15mm。该岩石变形强烈，且普遍糜棱岩化。
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图 2 老虎场-龚店剖面上出露的各类岩石 (a、b)石榴白云母片岩野外和显微照片；(c、d)变辉石闪长岩岩野外和显微照片；(e、f)石榴黑云母片麻岩野外和显微照片；(g、h)石英岩野外和显微照片；(i、j)大理岩野外和显微照片 Fig. 2 Various kinds of rocks across the geological profile of Laohuchang-Gongdian (a, b) the field photo and micrograph for the garnet-muscovite schist; (c, d) the field photo and micrograph for the meta-pyroxene diorite; (e, f) the field photo and micrograph for the garnet-biotite gneiss; (g, h) the field photo and micrograph for the quartzite; (i, j) the field photo and micrograph for the marble |
③ 变辉石闪长岩：采集样品为F001、F003和F004(图 1d)。该岩石出露规模较大，宽约3~4km，面理密集发育，倾向变化较大，倾角较缓，多在10°~20°范围，线理近水平，但倾伏向变化较大(图 2c)。岩石主要由单斜辉石(3%~5%)+角闪石(10%~15%)+斜长石(20%~25%)+黑云母(5%~10%)+石英(3%~8%)+榍石(~1%)+绿帘石(1%~3%)+不透明矿物(1%~3%)+基质(40%~45%)构成，其中基质主要为斜长石和石英(图 2d)。单斜辉石呈他形-半自形，粒径0.03~0.5mm，矿物破裂；角闪石呈他形-半自形，粒径0.1~0.5mm；斜长石呈他形，粒径0.1~0.4mm；石英呈他形粒状，粒径0.2~0.5mm；基质颗粒细小，粒径小于0.01mm；榍石呈半自形-自形，粒径0.05~0.2mm。由于糜棱岩化作用强烈，矿物普遍被拉伸旋转。
④ 石榴黑云母片麻岩：该岩石出露规模长度约0.5~1km，面理发育，产状为45°∠21°，变形较为强烈，可见矿物残斑和拉伸现象(图 2e)。主要由石榴子石、石英、长石、黑云母、帘石和金红石构成(图 2f)，含有少量的榍石、磷灰石和钛铁矿等副矿物。
⑤ 石英岩：分析样品为F009(图 1d)。该岩石出露规模约2km，呈灰白色，薄层状，产状十分平缓，近水平产出(图 2g)。主要由石英(85%~90%)和白云母(10%~15%)构成(图 2h)，石英以斑晶和基质形式存在，斑晶粒径0.05~0.5mm，由于岩石糜棱岩化强烈，多显拉长变形，基质多呈细粒化，粒径小于0.05mm；白云母呈长条状，粒径0.1~0.7mm。
⑥ 大理岩：分析样品为F005(图 1d)。野外岩石呈灰黑色，厚层状，面理不发育，与石英岩呈断层接触，出露规模约0.5~1km(图 2i)。主要组成矿物有方解石(85%~90%)+白云石(5%~10%)+石英(1%~5%)(图 2j)，方解石呈他形-半自形，粒径0.1~1mm；白云石多呈自形-半自形粒状，粒径0.1~0.3mm；石英呈他形，粒径0.1~0.4mm。
上述分析表明佛子岭群岩石构成相对较复杂(图 1d、图 2)，并非是简单的一套“浅变质”复理石沉积(张祖还, 1957;安徽省地质矿产局, 1987)。若结合Liu et al. (2015)对研究区西侧桐柏-红安造山带的研究结果来看，该套岩石组合十分类似于岛弧结构体系，其中的变辉石闪长岩、片岩、片麻岩、石英岩和大理岩的原岩可能分别对应于岩浆弧、泥岩、碎屑岩和灰岩。最近，刘贻灿等(2020)在金寨西侧确定一个晚古生代岩浆岩，也许进一步作证了佛子岭群构成的复杂性和岛弧结构体系存在的可能性。然而，由于本次研究程度所限，佛子岭群是否具有弧-沟-盆结构仍待进一步研究确证。
3 岩相学和矿物化学分析本次矿物成分测试由合肥工业大学电子探针(EPMA)实验室完成，仪器型号为JEOL JXA-8230，测试条件为加速电压15kV，探针电流为20nA，束斑尺寸为3μm或5μm，主量元素含量>1Mass%的精度是3%，< 1Mass%的精度是5%~8%。X-Ray Mapping分析采用40nA的探针电流。石榴子石、斜长石、黑云母、绿帘石和绿泥石分别依据12、8、11、12.5和28个氧进行结构式计算(表 1)。
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表 1 石榴黑云母片麻岩代表性矿物成分(wt%) Table 1 The composition of the representative minerals in garnet biotite gneiss (wt%) |
由于石榴黑云母片麻岩中不同期次矿物组合保留较为完整，故本次选择样品F006进行重点解析。该样品主要组成矿物为石榴子石+斜长石+黑云母+石英+帘石+金红石(1%)(图 3a)。石榴子石含量约5%~10%，呈他形-半自形，粒径0.3~2mm，且普遍发育早期矿物包裹体，如黑云母、斜长石和石英等矿物(图 3b, c)。石榴石裂理非常发育，且沿裂理有绿泥石和黑云母后期变质矿物形成(图 3c)。斜长石含量为20%~25%，以基质和包体两种形式存在(图 3b, c)，基质中的斜长石多呈他形，粒径0.3~2mm，常形成拉长旋转残斑，包体中的斜长石呈不规则状赋存于石榴石中。黑云母含量为15%~20%，具基质、包体和裂隙三种存在形式(图 3b, c)，基质中的黑云母呈他形-半自形，粒径0.1~0.6mm，受构造应力作用，常形成类似于“云母鱼”结构特征，且围绕其边缘易细颗粒化(图 3d)。石英含量为40%~45%，以包体和基质两种形式存在，包体中的石英多呈不规则状赋存于石榴石中(图 3c)，基质的长石呈他形，粒径0.1~0.8mm，受应力作用石英呈拉长定向，表现为旋转碎斑特征(图 3a)。帘石主要有绿帘石和褐帘石两种，其中绿帘石主要见于基质中，含量约3%~5%，呈不规则粒状，粒径0.01~0.3mm；褐帘石含量极少，多为他形-半自形，粒径0.1~0.3mm，边缘常被绿帘石围绕(图 3d)。金红石含量约1%，呈半自形-他形，粒径0.05~0.2mm，多存在于基质中，边缘易退变为钛铁矿。绿泥石主要沿着石榴石裂隙生长，粒径较小，呈不规则状(图 3d)。
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图 3 石榴黑云母片麻岩显微照片(a-d)和石榴石的X-ray Mapping (e、f)及其成分剖面(g) Fig. 3 The photomicrographs for the garnet-biotite gneiss (a-d), X-ray Mappings (e, f) and composition profile (g) for the garnet |
根据岩相学分析，大致可以确定三个变质阶段，第一阶段为石榴石中的矿物包体(图 3b, c)，第二阶段为基质矿物组合(图 3a)，第三阶段为矿物裂隙中的矿物组合(图 3c)。为精细揭示矿物成分变化和确定变质阶段，本次对石榴子石进行了X-ray Mapping和成分剖面分析。该矿物具明显的环带结构，显示了两个较为显著的成分域，其中边部区域变化较不规则，可沿石榴石裂隙发育(图 3e, f)，类似于树枝状展布。然而，进一步结合成分剖面分析表明(图 3g)，石榴石XFe、XMg、XCa和XMn组分分带现象较明显，可细分为核、幔、边三个成分域。基于上述分析，石榴黑云母片麻岩应记录了Ⅰ-阶段(图 4a)、Ⅱ-阶段(图 4b-e)、Ⅲ-阶段(图 4f)和Ⅳ-阶段(图 4g)四个变质阶段。
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图 4 石榴黑云母片麻岩中不同变质阶段矿物组合背散射电子图像 (a)石榴石和Ⅰ-阶段变质矿物组合背散射电子图像；(b-e)区域-1、2、3和4的Ⅱ-阶段变质矿物组合背散射电子图像；(f) Ⅲ-阶段变质矿物组合背散射电子图像；(g) Ⅳ-阶段变质矿物组合背散射电子图像 Fig. 4 The backscattered electron (BSE) images for the different metamorphic stages in the garnet-biotite gneiss (a) the BSE image for garnet and the metamorphic assemblage of Ⅰ-stage; (b-e) the BSE images for the metamorphic assemblage of Ⅱ-stage in the domain-1, 2, 3 and 4. Respectively; (f) the BSE image for the metamorphic assemblage of Ⅲ-stage; (g) the BSE image for the metamorphic assemblage of Ⅳ-stage |
为了更好地揭示每个阶段矿物成分的异同，本文对主要矿物石榴石、黑云母和斜长石进行了详细的矿物化学分析。
(1) 石榴子石：在成分剖面中(图 3g)，石榴石的XFe、XMg、XCa和XMn呈现明显的环带分布，具核、幔、边结构特征。自核部→幔部，XFe和XMn逐渐降低，分别由0.60和0.07降低至0.55和0.03，XMg和XCa则逐渐升高，分别由0.07和0.25升高至0.10和0.32，显示了连续变化特征，暗示了温度压力逐渐增高；而在边部，成分则发生了显著的变化，XFe和XMg急剧下降，分别降至为0.43和0.03，XCa和XMn急剧升高，分别升高至0.45和0.09，记录了差异性的变质作用。在成分三角图中(图 5a)，石榴石同样呈现三个明显不同的区域。这其中XCa的变化最为明显。
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图 5 石榴黑云母片麻岩中主要矿物成分图解 (a)石榴石成分图；(b)长石成分图；(c)黑云母XMg-XTi图 Fig. 5 The composition plots for main minerals in the garnet-biotite gneiss (a) the composition graph for the garnet; (b) the composition graph for the feldspar; (c) the plot of XMg vs. XTi for biotite |
(2) 斜长石：图 5b显示了三个区域，位于石榴石核部的斜长石中Ab为69.70~74.20，An为25.30~29.00，Or为0.40~2.80；幔部的斜长石中Ab为70.80~75.90，An为23.80~28.50，Or为0.20~2.10；边部的斜长石中Ab为66.50~75.00，An为19.90~25.40，Or为0.70~13.10；由核部→幔部→边部，斜长石的An组分逐渐降低。
(3) 黑云母：显示了四个不同成分域(图 5c)，Ⅰ-阶段黑云母的XMg为0.23~0.27和XTi为0.02~0.03，Ⅱ-阶段黑云母的XMg为0.28~0.38和XTi为0.03~0.05，Ⅲ-阶段黑云母的XMg为0.25~0.27和XTi为0.04~0.04，Ⅳ-阶段黑云母的XMg为0.01~0.05和XTi为0.00~0.02。
据此，基于岩相学和矿物化学的综合分析可以判定各阶段矿物组合为(图 4)：
Ⅰ-阶段矿物组合：Grt-Ⅰ+Pl-Ⅰ+Bt-Ⅰ+Ep+Qz，仅见于石榴石核部(图 4a)。
Ⅱ-阶段矿物组合：Grt-Ⅱ+Pl-Ⅱ+Bt-Ⅱ±Qz，位于石榴石幔部，主要分布在四个区域(图 4b-e)，矿物组合充分。
Ⅲ-阶段矿物组合：Grt-Ⅲ+Pl-Ⅲ+Bt-Ⅲ+Ep+Qz，位于石榴石边部(图 4f)。
Ⅳ-阶段矿物组合：Bt-Ⅳ+Chl+Ep+Qz，形成于石榴石裂隙中(图 4g)。
通过比较可以看出，Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ阶段的矿物组合基本相同，但Ⅰ、Ⅲ阶段均含有绿帘石，暗示了形成温度较低，而Ⅱ阶段无绿帘石，则表明其具有相对较高的温度。对于Ⅳ阶段，根据交切的结构关系判断，其似乎与前三个阶段并不呈现连续变化趋势。换言之，Ⅳ阶段可能是不同期次的变质过程。但考虑到该阶段绿片岩相矿物组合特征(图 4g)，代表了近地表的变质过程，以及石榴黑云母片麻岩已抬升至地表的这一事实，本文倾向于Ⅳ阶段记录了该岩石连续的过程中的最终演化阶段。
4 变质P-T轨迹的构建鉴于石榴黑云母片麻岩的Ⅰ-阶段至Ⅲ-阶段普遍发育石榴石+黑云母+斜长石+石英组合这一特征(图 4、图 5)。针对这三个阶段本文选取了Holdaway (2000)的石榴子石-黑云母温度计(GB)、Wu et al. (2004)的石榴子石-黑云母-斜长石-石英压力计(GBPQ)和Wu (2019)石榴子石压力(G)进行温压评价。而Ⅳ-阶段由于矿物组合不充分，仅选取黑云母Ti温度计(Bt-Ti)(Wu and Chen, 2015)进行温度估计。同时，为保证统计分析意义，各阶段选取7-26个矿物对进行计算(表 2、图 6)。
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表 2 石榴黑云母片麻岩4个变质阶段P-T条件 Table 2 The P-T conditions of four metamorphic stages for the garnet-biotite gneiss |
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图 6 佛子岭群中石榴黑云母片麻岩逆时针P-T轨迹 (a)应用GB & GBPQ温压计构建的逆时针P-T轨迹；(b)应用GB & G温压计构建的逆时针P-T轨迹；(c)石榴黑云母片麻岩完整的逆时针P-T轨迹 Fig. 6 The anticlockwise P-T path for the garnet-biotite gneiss in the Foziling Group (a) the anticlockwise P-T path established by the application of GB & GBPQ; (b) the anticlockwise P-T path established by the application of GB & G; (c) the integrated anticlockwise P-T path for the garnet-biotite gneiss |
当应用GB & GBPQ进行温压评价时(表 2、图 6a)，Ⅰ-阶段：温压范围分别为T=621~684℃和P=1.04~1.11GPa，平均温压为T=658±18℃和P=1.08±0.01GPa；Ⅱ-阶段：温压范围分别为T=699~793℃和P=1.08~1.28GPa，平均温压为T=755±24℃和P=1.21±0.04GPa；Ⅲ-阶段：温压范围分别为T=544~565℃和P=1.05~1.1GPa，平均温压为T=554±7℃和P=1.08±0.02GPa。
当应用GB & G进行温压评价时(表 2、图 6b)，Ⅰ-阶段：温压范围分别为T=642~697℃，P=1.12~1.28GPa，平均温压为T=658±24℃和P=1.16±0.07GPa；Ⅱ-阶段：温压范围分别为T=730~786℃，P=1.34~1.55GPa，平均温压为T=762±17℃和P=1.45±0.06GPa；Ⅲ-阶段：温压范围分别为T=539~564℃，P=1.15~1.23GPa，平均温压为T=549±9℃和P=1.19±0.03GPa。
Ⅳ-阶段因缺乏合适的压力计，故对其压力进行了标定。根据该阶段的Bt-Ⅳ+Chl+Ep+Qz矿物组合(图 4g)，其相当于绿片岩相至低角闪岩相范围，故压力限定在0.3~0.6GPa。据此当应用Bt-Ti温度计时(表 2和图 6c)，Ⅳ-阶段：P标定=0.3~0.6GPa时，平均温度为T=477±21℃~499±22℃。
由上述可知，无论应用何种温压计，均展示了相同的逆时针P-T轨迹，表现了一个完整的近等压升温、降温和近等温降压的过程(图 6c)。然而，结合岩相学分析(图 4)，GB & GBPQ计算结果(图 6a)相对于GB & G估计的PT条件似乎更加合理(图 6b)。前者在Ⅰ-阶段→Ⅱ-阶段，由角闪岩相落入到角闪岩相和麻粒岩相界线附近(图 6a, c)，其中的绿帘石消失。相反，后者则完全进入高压麻粒岩相阶段，但岩相学分析并未观测大量的麻粒岩相特征矿物，如夕线石、辉石和熔体等现象，这意味着可能并未充分达到高级的变质阶段。换言之，GB & G的估算结果可能偏高。但若考虑在误差因素，它们的PT值基本相同，各阶段对应的温度和压力差异并不显著，分别为5~10℃和0.08~0.25GPa(图 6a, b、表 2)。因此，本文将综合这两种计算结果给予论述。
在图 6c中，由(a)Ⅰ-阶段→Ⅱ-阶段：温压条件从T=658~663℃和P=1.08~1.16GPa变化至T=755~762℃和P=1.21~1.45GPa，该过程压力变化不大，仅升高0.13~0.29GPa，但温度则明显升高约100℃, 表现为等压升温样式；(b)Ⅱ-阶段→Ⅲ-阶段：温压条件自T=755~762℃和P=1.21~1.45GPa下降至T=549~554℃和P=1.08~1.19GPa，压力变化轻微，仅降低了约0.13~0.26GPa，温度则急剧降低了约200℃，显示了近等压降温特征。(c)Ⅲ-阶段→Ⅳ-阶段：表现为近于等压降温过程，温度下降了约50~70℃，压力降低了约0.6~0.9GPa。该逆时针P-T轨迹，明显不同于大别造山带其他各单元的顺时针P-T轨迹，暗示了佛子岭群可能形成于不同的地质环境。从该轨迹形态上看(图 6c)，可能记录了两期事件，(a)和(b)代表了一个拉张背景下变质作用(Harley, 1989)，表现为近等压升温和降温变质型式(图 6c中具黑边深灰色线段)，说明佛子岭群可能长时间滞留在下地壳层次。而(c)的近等温降压过程(图 6c中具黑边白色断线)，可能反映了较为快速的抬升事件(Ernst, 1988; Spear, 1995)。
5 锆石U-Pb定年年代学分析主要是对石榴黑云母片麻岩(样品F006)开展锆石U-Pb定年。锆石单矿物挑选由河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司完成。锆石制靶由合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP-MS洁净实验室完成，阴极发光(CL)图由合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针(EPMA)实验室完成，仪器型号JEOL XM-Z09013TPCL，测试电压为700V，探针电流为5nA。锆石U-Pb同位素定年测试由中国科学技术大学激光剥蚀电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)实验室完成，实验以He作为剥蚀载气，质谱仪为Agilent 7700s。剥蚀束斑直径为32μm或24μm，剥蚀方式为单点剥蚀，剥蚀时间为90s，背景时间为19s，每测试4个点，测一次标准锆石91500，每测试12个点，测一次NIST610。锆石标准样品91500用于年龄校正，(锆石副标)作为未知样以检验数据校正质量。数据处理采用中国科学技术大学开发的LaDating@Zrn软件，普通铅校正应用ComPbCorr 3.15进行，谐和图和锆石年龄直方图的绘制使用Isoplot 4.0完成，锆石测量的单点数据误差采用1σ表述，最终的年龄表述和数据图给予95%的置信度。
该样品的锆石多为无色透明或半透明，略带淡黄色，晶形呈柱状、浑圆状及不规则状，粒径为50~200μm，长宽比为1:1~1:3。阴极发光图像则显示，锆石多具振荡环带、无分带和弱分带结构，且多具有白色亮边(图 7a-h)。对86颗锆石进行测试分析，获得了112个数据，其中93个为谐和年龄，锆石年龄较为分散，范围在1484±64Ma~331±8Ma(图 7i、表 3)。根据年龄分布和集中特征，大致可分为三个年龄区段：(1)第一组锆石：5个谐和数据，年龄范围1484±64Ma~1180±192Ma(图 7i)，锆石多为无色透明或半透明，晶形呈浑圆状或不规则状，粒径为80~120μm，长宽比为1:1~1:2。阴极发光图像则显示(图 7a, b)，该组锆石多为振荡环带或弱分带结构。锆石Th含量为70×10-6~278×10-6，U含量为110×10-6~415×10-6，Th/U比值范围0.33~0.84，总体显示岩浆锆石特征。(2)第二组锆石：共有81个谐和年龄，范围995±35Ma~606±14Ma(图 7i)。该组锆石多呈长柱状或浑圆状，部分为不规则状，粒径为80~200μm，长宽比为1:1~1:3，多具振荡环带或面状结构(图 7c-f)。锆石的Th含量为22×10-6~472×10-6，U含量为116×10-6~1300×10-6，Th/U比值多大于0.1(仅个别数据点略小于0.1)，同样显示了岩浆成因特征。(3)第三组锆石：7个谐和年龄数据，范围集中370±14Ma~331±8Ma，锆石多为无色透明或半透明，晶形呈不规则状或浑圆状，粒径为60~150μm，长宽比为1:1~1:3，多为面状或无分带结构特征，且普遍发育极窄的白色亮边(图 7g, h)，Th含量为5×10-6~21×10-6，U含量为333×10-6~1988×10-6，Th/U比值范围0.01~0.03。不难看出，该组锆石显示了变质成因特征，加权平均年龄为344±11Ma(图 7j)，代表了佛子岭群一期晚古生代变质事件。
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图 7 石榴黑云母片麻岩锆石阴极发光照片(a-h)和U-Pb年龄谐和图(i、j) (a-h)锆石阴极发光照片；(i)三组锆石年龄谐和图；(j)主期变质年龄谐和图 Fig. 7 The cathodoluminescence (CL) images (a-h) and the concordia plots (i, j) for the garnet-biotite gneiss (a-h) CL images of zircons; (i) the concordia plots showing three groups of zircon ages; (j) the concordia plot of the main metamorphic age |
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表 3 石榴黑云母片麻岩锆石U-Pb年龄数据 Table 3 U-Pb age data of zircon for the garnet-biotite gneiss |
对比Chen et al. (2003)和Zhu et al. (2017)的锆石年龄分析结果，本次缺乏400Ma和2500Ma年龄记录，推测可能是本次测试样品有限和年龄测试点数不充分，未能捕获这两组年龄所致。但从区域上和整合接触结构关系上看(图 1b, d)，该岩石应归属于佛子岭群单元。
6 佛子岭群变质演化的地质涵义探讨秦岭-桐柏-红安造山带如何西延至大别造山带，以及大别造山带是否具有类似的漫长演化历程，是否发育增生和碰撞复合型造山体系结构一直为人们所关注(Ratschbacher et al., 2003, 2006; Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Liu et al., 2015;刘贻灿等, 2020)。正如前述，大别造山带晚古生代佛子岭群变质岩石学研究是解疑这一重要科学问题的所在。
6.1 逆时针P-T轨迹的构造含义变质P-T轨迹能较为充分地再现造山带和地质体的形成过程和机制，以及动力学背景(Ernst, 1988; Brown, 1993; Spear, 1995; Kohn, 2014; Jamieson and Beaumont, 2013)，通常具顺时针和逆时针两种型式。其中前者代表了俯冲碰撞的挤压环境(England and Thompson, 1984; Thompson and England, 1984; Ernst, 1988; Harley, 1989)，后者则形成于拉张背景，例如：大陆裂谷、岛弧或地幔岩浆大规模底侵作用(Wells, 1980; Sandiford and Powell, 1986; Bohlen, 1987; Harley, 1989)。就大别碰撞造山带而言，北、中、南大别变质带和宿松杂岩变质演化过程均展现了顺时针P-T样式(图 1;魏春景和单振刚, 1997; Liu et al., 2011)，表明这些单元均形成于俯冲碰撞的挤压环境。然而，位于该造山带最北缘的北淮阳变质单元，一直被视为“浅变质”沉积单元(张祖还, 1957;郑文武等, 1964;杨志坚等, 1964;周建波等, 2001; Chen et al., 2003;江来利等, 2005;石永红等, 2014; Zhu et al., 2017)，因而其变质演化过程并未得到有效的再现。只是基于沉积大地构造(周建波等, 2001; Zheng et al., 2005)和构造地质学的分析(Faure et al., 1999, 2003;林伟等, 2005)，从构造背景和动力学成因上确认其处于挤压环境。换言之，佛子岭群理论上具有顺时针的P-T-t轨迹。
然而，本次研究则显示了佛子岭群经历了较深层次的变质作用，记录了较为丰富的演化过程和事件。从图 6和表 2可以看出，佛子岭群发育有四个变质阶段，展现了一个逆时针的PT演化样式，自Ⅰ阶段至Ⅱ和Ⅲ-阶段，表现为近等压的升、降温过程，Ⅳ-阶段则显示了近等温降压特征。温度-压力变化分别为：Ⅰ-阶段(T=658~663℃、P=1.08~1.16GPa)→Ⅱ-阶段(T=755~762℃、P=1.21~1.45GPa)→Ⅲ-阶段(T=549~554℃、P=1.08~1.19GPa)→Ⅳ-阶段(T=477~499℃、P-标定=0.3~0.6GPa)。其中，Ⅰ阶段至Ⅲ-阶段压力大致在1.1~1.40GPa之间，基本不变，温度则升降了约100℃和200℃，反映了一个拉张体系背景(Harley, 1989)。而Ⅲ-阶段至Ⅳ-阶段，温度缓慢下降了50~70℃，压力急剧下降约0.6~0.9GPa，暗示了一个较为快速的抬升过程(Ernst, 1988; Spear, 1995)。结合老虎场-龚店剖面来看(图 1d)，正如前述推测一般，其可能相当于一个岛弧结构体系。这种逆时针的P-T演化型式，可能是由于岩浆弧根部变质作用所致，至少反映的是一种拉张背景下的变质作用过程。
6.2 佛子岭群变质时限截止目前为止，佛子岭群变质时限研究仅限于白云母40Ar-39Ar定年(牛宝贵等, 1994; Ratschbacher et al., 2006; Faure et al., 2003;林伟等, 2005)，确定的变质时限为255~270Ma。造成这一较为“尴尬”局面的原因，推测可能是由于佛子岭群一直被“固化”为低级变质岩石，未经历高压-超高压变质作用，导致诸多可测年的矿物并未形成，无法获得更为精确变质年龄所致。然而，根据本次温压评价及赵俊先等(2019)、石永红等(2019)的研究，佛子岭群应普遍经历了较高级的变质，为捕获佛子岭群的不同变质年龄奠定了基础。因而，本次针对原岩为砂泥质岩的石榴黑云母片麻岩展开了细致的锆石年代学分析，获得了三组年龄。其中(1)和(2)组年龄较为分散，具碎屑锆石年龄分布特征，且(2)组发育大量的700~800Ma年龄，表明其多具扬子板块亲缘性。此外，考虑到Chen et al. (2003)、Zhu et al. (2017)的碎屑锆石年龄分析和佛子岭群所处的构造单元位置，其形成时限应为中晚泥盆，具有复杂的混合物源性。而(3)组344±11Ma变质年龄(图 7j)，则可能代表了佛子岭群晚古生代的变质时限，明显不同于大别造山带250~225Ma中生代俯冲碰撞时限(郑永飞, 2008; Zheng, 2012)。结合构建的P-T轨迹来看(图 6c)，该年龄可能对应于阶段-Ⅰ至阶段-Ⅲ时的变质时段，反映的是晚古生代岛弧背景下构造热事件。至于阶段-Ⅲ至阶段-Ⅳ变质时限，本文推测相当于白云母40Ar-39Ar的270~255Ma年龄(牛宝贵等, 1994; Ratschbacher et al., 2006; Faure et al., 2003;林伟等, 2005)(图 6c)，可能代表的是大别造山带起始的较为快速折返事件。根据CL图来看(图 7g, h)，所有的变质锆石均发育有薄薄的白色亮边，该亮边结构上与基质中的云母平衡共生，这意味着它们的形成时限应该相同。较为遗憾的是由于亮边极窄，无法进行锆石U-Pb定年。因此，基于上述可以推断，佛子岭群可能记录了两期变质事件，早期344±11Ma反映的是晚古生代岛弧根部变质，晚期的270~255Ma可能为折返过程(图 6c)。然而，从时间间隔的差异性来看，早期和晚期的时间间隔较大，即便考虑误差的因素，时间间隔约60~70Myr。对此，我们认为可能是早期变质时间持续较长，佛子岭群长期处于岩浆弧根部，直至晚期构造抬升事件影响，使其快速折返至地表所致。因此，该P-T轨迹可能揭示的是多期次构造事件过程。
6.3 复合型的大别造山带汇聚板块边缘形成的造山带可分为增生型和碰撞型(Cawood et al., 2009)，前者形成于大洋板块持续俯冲过程中，并涉及到洋盆的打开、闭合和大量的岩浆活动，伴随有强烈的变质、变形事件。后者则形成于大洋板块俯冲结束后的陆-陆碰撞阶段。现有的研究成果表明, 大别造山带属于典型的中生代碰撞型造山带(郑永飞, 2008; Zheng, 2012)，缺乏增生型造山带的记录。然而，Wu and Zheng (2013)和Liu et al. (2015)对大别造山带西侧的秦岭-桐柏-红安造山带研究表明，其是由古生代增生型和中生代碰撞型造山带构成，推测可以延至大别造山带，但具体如何延伸并不清晰。最近，Zhu et al. (2017)和刘贻灿等(2020)确定了古生代变质块体的存在，探讨了古生代的演化过程，支持了这一增生型造山带存在的认识。
对照本次构建的佛子岭群变质演化历程来看(图 6c)，展现了一个逆时针的P-T轨迹，再结合大别造山带其他单元的顺时针的P-T轨迹(图 1c)，似乎构成了一个具双变质带的增生型造山带(Miyashiro, 1961; Cawood et al., 2009)。然而，变质年龄结果并不支持这一可能性。佛子岭群记录的344±11Ma和270~255Ma两期变质事件，明显不同于大别造山带245~220Ma(郑永飞, 2008; Zheng, 2012)俯冲碰撞事件。这种空间上的双变质带，并不具同时性，也许折射的是多期构造热事件并置结果。但是，综合老虎场-龚店剖面的岩石构成、逆时针P-T轨迹和变质年龄(图 1d和图 7j)，以及前人的研究(Li et al., 2001; Chen et al., 2003; Zhu et al., 2017)，本文倾向于佛子岭群形成于岛弧背景，至少是拉张体系下的产物，是夹持于扬子和华北板块之间的微陆块。进一步参照Zhu et al. (2017)的探讨，推测在晚古生代时，该微陆块与扬子板块之间存在一个古特提斯洋，并在344±11Ma时，该大洋向北俯冲于微陆块之下，直至消亡。随后，在270~255Ma时，扬子板块继续向着该微陆块俯冲，导致位于岛弧根部的佛子岭群迅速抬升，拼合至扬子板块最北缘。直至245~220Ma时，扬子板块与华北板块最终碰撞拼合。因此，现阶段大别造山带可能为晚古生代增生型和中生代碰撞型复合造山带。当然，由于研究程度和重点所限，对于是否存在一个广阔的古特提斯洋及其形成年龄，以及是否具有完整岛弧岩浆、盆地沉积结构仍待进一步研究确证。
7 结论(1) 岩相学研究和热力学研究表明，佛子岭群发育四个阶段变质矿物组合：Ⅰ-阶段：Grt-Ⅰ+Pl-Ⅰ+Bt-Ⅰ+Ep+Qz；Ⅱ-阶段：Grt-Ⅱ+Pl-Ⅱ+Bt-Ⅱ±Qz；Ⅲ-阶段：Grt-Ⅲ+Pl-Ⅲ+Bt-Ⅲ+Ep+Qz；Ⅳ-阶段：Bt-Ⅳ+Chl+Ep+Qz。由Ⅰ→Ⅱ→Ⅲ→Ⅳ，温压条件分别为：T=658~663℃和P=1.08~1.16GPa→T=755~762℃和P=1.21~1.45GPa→T=549~554℃和P=1.08~1.19GPa→T=477~499℃和P-标定=0.3~0.6GPa，显示了一个逆时针P-T轨迹。结合其岩石单元构成，推测其形成于拉张的岛弧变质环境。
(2) 锆石U-Pb变质年代学分析显示，佛子岭群普遍经历了344±11Ma晚古生代变质事件。结合前人年龄资料和区域构造解析，推测大别造山带形成的时间序列也许为344Ma→270~255Ma→245~220Ma，其可能为晚古生代增生型和中生代碰撞型复合造山带。
致谢 感谢陈福坤教授、吴春明教授和陈意研究员在成文过程中的指导和帮助；感谢王娟工程师在矿物化学分析工作的帮助；感谢三位匿名评审人的评改和指正。
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