北桐柏长英质麻粒岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄及微量元素研究及其构造意义

李少荣，陈 思,2，李德万

LIShao-Rong1,CHENSi1，2,LIDe-Wan1

（1.外生成矿与矿山环境重庆市重点实验室（重庆地质矿产研究院），重庆400042；2.中国地质大学(武汉)环境学院,武汉430074）

(1.Chongqing Key Laboratory of Exogenic Mineralization and Mine Environment,Chongqing Institute of Geology and Mineral Resources,Chongqing 400042,China;2.School of Environmental Studies,China University of Geosciences,Wuhan 430074,China)

秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带是扬子克拉通与华北克拉通的碰撞产物，是世界上最大的超高压变质带并且被深入的研究[1-7]。该造山带是一个经典的复合造山带，在早古生代、石炭纪、三叠纪经历了多期高压-超高压变质作用[4]。桐柏造山带位于秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带东西部位的连接处，包含有志留纪麻粒岩和一系列相关的岩浆岩[1,8-9]。桐柏麻粒岩为认识古生代造山运动构造演化提供了一个重要的窗口。然而，对于桐柏麻粒岩的原岩形成时代、变质作用的时间和性质仍然存在争议[1,9-12]。此外，有关桐柏麻粒岩的构造背景问题也一直未得到解决[1,9-12]。

本文对桐柏秦岭群中长英质麻粒岩开展了详细的锆石形貌学，微量元素以及年代学研究，其结果不仅揭示了长英质麻粒岩原岩及麻粒岩相变质时代，同时对于理解古生代造山运动的构造演化具有重要的意义。

1 区域地质概况

桐柏造山带位于秦岭造山带和大别造山带接壤部位，其构造岩石单位可与南阳盆地以西的东秦岭构造岩石单位对比[1,13]（图1-A），它以松扒断裂为界(可能为商丹断裂的东沿部分)划分为北桐柏和南桐柏，对应于秦岭地区的北秦岭和南秦岭（图1-B）。南桐柏地区包括含榴辉岩的高压变质岩系、角闪岩相片麻岩和蓝片岩-绿片岩系等。北桐柏地区包括宽坪群、二郎坪群和秦岭群（图1-B）。宽坪群主要由云母石英片岩、石英岩、大理岩及少量斜长角闪岩组成，为一套形成于新元古代的变质火山-沉积岩系[14]，其中产有早古生代黄岗超基性、基性和中酸性侵入杂岩（432±15Ma，锆石U-Pb年龄[15]）。变沉积岩中碎屑锆石年龄谱具有0.8-1.0 Ga，1.2-1.7 Ga和2.4-2.6 Ga的峰,最年轻的年龄约0.6 Ga，这表明宽坪群与华南板块具有亲缘性[16-18]。锆石U-Pb年龄及角闪石Ar-Ar年龄表明宽坪群变质年龄为440～434 Ma左右。二朗坪群为一套含碎屑岩和大理岩的细碧—角斑岩建造，形成于早古生代弧后扩张盆地[19]，在该岩群部分遭受了绿片岩相-角闪岩相变质，变质年龄为394±5 Ma到440±3 Ma之间[10]。二郎坪群被认为是北秦岭地体向华北板块增生过程中形成的洋内弧[4]。

图1 桐柏及邻区地质简图Fig.1.Simplified geological map of Tongbaiarea and theadjacent areas

秦岭群主要由大理岩、片麻岩和斜长角闪岩等组成，片麻岩中含有麻粒岩。秦岭群中还分布有线型花岗质岩体(如好汉坡岩体)，其形成时代为(430±15)Ma[1]，现多为片麻状花岗岩。以往一般认为这一地区的麻粒岩呈大小不等的透镜体分布于大面积片麻岩中[20-21]，而张翠光等（2003）通过详细岩相学、矿物学以及变质温压条件研究，认为这些透镜体之间的片麻岩实际为经过强烈变形和退变质作用的麻粒岩，本区的麻粒岩构成一个约0.5～2.0 km宽的变质带[22]。麻粒岩峰期变质P-T条件为840-920℃，8.5-9.8 kbar，并经历了一个逆时针的P-T演化轨迹[1,10-11,23]。Zhangetal（.1998）认为其原岩年龄为1010Ma左右，变质峰期年龄为470-480 Ma[9]，而Kröner etal（.1993）通过单颗粒锆石蒸发法对麻粒岩和片麻岩进行了定年，认为其原岩年龄470 Ma左右，变质年龄则在435-470 Ma之间[1]。近年，大量的锆石U-Pb年龄研究结果表明，桐柏麻粒岩的变质年龄集中在400-440 Ma之间，但对于变质年龄的解释还存在争议。Liu et al.(2011)认为440 Ma左右为峰期年龄、420 Ma左右为退变质年龄[10]。而另一部分学者则认为～440 Ma为前进变质年龄，而～430 Ma左右为峰期变质年龄[8,11,23-24]。

2 样品采集及分析方法

本文所研究的长英质麻粒岩（样号为Tb-27）采自北桐柏周庄（图1C）。岩石遭受较强部份熔融，呈条带状，中细粒结构，主要矿物组成为石英30%，斜长石50%，钾长石10%，斜方辉石10%，黑云母3%和少量锆石。

锆石样品利用标准重矿物分离技术分选，然后在双目镜下挑选出不同晶形、不同颜色、无明显包裹体和透明度好的锆石，在玻璃板上用环氧树脂固定，并抛光至锆石中心。在原位分析之前，通过双目镜和阴极发光(CL)图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征，以选择同位素分析的最佳点。锆石阴极发光(CL)照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室的扫描电镜+Gatan阴极发光Mono-CL3+上完成。

锆石U-Pb年龄和微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS方法测定，激光束斑直径为32μm。应用标准锆石91500进行同位素分馏校正，分析方法及仪器参数见文献[26-27]。锆石测定点的同位素比值、U-Pb表面年龄和U-Th-Pb含量计算采用GLITTER 4.0程序，采用Andersen（2002）方法对普通Pb进行校正[28]，并采用ISOPLOT 3.0程序进行锆石加权平均年龄计算及谐和图绘制[29]。

4 锆石U-Pb定年年龄结果

锆石粒径约20~200μm，晶形以无色透明-浅黄色长柱状为主，少数为半自形短柱状，长短轴之比为1.5∶1~3∶1。CL图像中，核幔边结构明显。岩浆核具有韵律振荡环带，多呈柱状自形，半自形，被变质锆石边所包裹，边缘具明显的熔蚀结构。部分锆石具有继承碎屑核，呈不规则粒状，发育有岩浆环带或模糊的环带。变质锆石边阴极发光较强，呈冷杉叶状、或弱分带，与典型的变质锆石特征相似[30-31]。部分变质锆石外围还有具有一圈阴极发光较弱的变质增生边，无明显环带（图2）。

图2 锆石CL图像、测试点位及年龄Fig.2 Cathodoluminescence(CL)images,analytical spotsand ages of the zircon grains

本次研究对30颗锆石的不同微区进行了36个点的LA-ICP-MSU-Pb定年及微量元素含量测试，其结果如（表1,2）所示，U-Pb测定结果可以分为4组（图3a、b）。本次分析中11个分析点位于继承的碎屑核区域，多数锆石分析点具有较谐和的年龄，年龄分布550～2736 Ma。这组年龄对应的锆石REE总量较高，∑REE为373~1442μg/g，HREE明显富集，球粒陨石标准化模式配分图中显示HREE稀土富集的配分模式和相对明显的Eu负异常（图3c），Th/U值在0.13~1.39之间，具有典型岩浆结晶锆石的特征[30,32]。

对较自形的发育振荡环带的岩浆锆石区域分析了10个点，均落在谐和线上或附近（图3b），206Pb/238U年龄值变化于450～497 Ma（表1）之间，主要集中在470～485Ma之间，加权平均年龄为478±7 Ma（MSWD=0.73），应代表原岩年龄的最佳估计值。这组年龄对应的锆石REE总量较高，∑REE为296~726μg/g，球粒陨石标准化模式配分图中显示HREE富集的配分模式和相对明显的Eu负异常（图3c），Th/U值在0.14~1.31之间，具有典型岩浆结晶锆石的特征[30,32]。

位于变质锆石幔部的13个数据点均具有较和谐的年龄，其206Pb/238U年龄变化于423～450 Ma之间，加权平均年龄为437±7 Ma（MSWD=1.3，n=10）（图3b），Th/U值主要集中在0.01～0.09之间。该组锆石REE总量较低，∑REE为4.69~102 μg/g，Eu的负异常，相对富集HREE（图3c）。

对较宽的锆石增生边进行了4个点的分析，获得了较一致的谐和年龄，其206Pb/238U年龄变化于400～414 Ma之间，加权平均年龄为406±8 Ma（MSWD=0.72，n=4）（图3b）.，该组锆石具有低的Th/U值（0.01～0.08），REE总量较低，∑REE为32.2~181μg/g，富集HREE，Eu的负异常（图3c）。

图3 锆石U-Pb谐和图（a、b）及球粒陨石标准化稀土元素分配图（c）Fig.3 Concordia diagrams of U-Pb dating(a,b)and Chondrite-normalized REEpatterns(c)of zircon

5 讨论及结论

5.1 原岩年龄及性质

样品中大部分锆石都显示核幔边结构。核部以岩浆韵律生长环带、相对高的Th/U值和微量元素含量、明显的Ce和Eu异常，以及HREE富集为特征；表明为原岩锆石。它们给出了不同程度谐和的年龄(表1)，除两个较年轻的点（450 Ma和457 Ma）应该是Pb丢失所致,没有明确的地质意义外，其余的分析点主要集中在470～497 Ma（表1）之间，加权平均年龄为478±7 Ma（MSWD=0.73），应代表原岩年龄的最佳估计值。这结果表明桐柏长英质麻粒岩原岩形成于早奥陶纪。此外，长英质麻粒岩中锆石还含有大量继承碎屑锆石核，年龄分布为550～2736 Ma，这些结果表明其原岩可能为S型花岗岩。

表1 北 桐柏造山 带长英 质麻粒岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素 测试结果Table 1 Zircon U-Pb isotopic data obtained by LA-ICP-MS for felsic granulite from north Tongbai orogen

表2 北桐柏造山带长英质麻粒岩LA-ICP-MS锆石微量元素结果（×10-6）Table 2 Zircon trace elements data obtained by LA-ICP-MS for felsic granulite from north Tongbai orogen（×10-6）

5.2 麻粒岩相变质事件

锆石U-Pb年代学是对高级变质岩石进行定年使用最广泛和精度最高的年代学方法。但是,最近的研究表明,变质锆石可以在变质过程中通过生长或重结晶形成于不同的阶段[33]。关于桐柏造山带麻粒岩相变质作用的时间长期以来一直存在争议[1,9,21]。通过单颗粒锆石蒸发法获得的435～470 Ma的年龄[1]和470～480 Ma的年龄[9]可能并不能代表麻粒岩相变质作用的年龄，因为这种方法很难揭示复杂锆石的年龄。Zhaiet al.(1998)获得的一个404 Ma的角闪岩Ar-Ar年龄，被认为是冷却阶段的年龄[21]。最近，原位锆石U-Pb定年结果表明桐柏造山带中麻粒岩样品中变质锆石的U-Pb年龄集中在约440～394 Ma[8,11,21,23]。440 Ma的变质锆石具有明显的负Eu异常，Th/U比值和HREE含量变化大，其可能代表了前进变质年龄[8]，而不是麻粒岩相峰期变质年龄[21]。桐柏麻粒岩中独居石U-Pb定年获得了426±5 Ma的年龄，并被解释为峰期变质年龄[24]。这与锆石U-Pb定年得到的430 Ma左右的峰期变质年龄在误差范围内一致[8,11,23]。退变质年龄被限定在415 Ma左右。

本文获得在变质锆石区域的分析点获得206Pb/238U加权平均年龄为437±7 Ma（MSWD=1.3，n=10），这些锆石具有相对低的HREE含量，但明显富集重稀土，Eu负异常明显，这指示锆石结晶时，石榴石含量少甚至缺失，这与桐柏长英质麻粒岩峰期富含石榴石的特征不符，因此该年龄可能代表了前进变质阶段的年龄。本文获得的锆石增生边的年龄406±8 Ma，前人在桐柏麻粒岩中也报道有410～394 Ma的锆石年龄，这些年龄与该地区角闪石Ar-Ar年龄相似[9]。因此该年龄被解释为麻粒岩冷却到约500℃时的退变年龄。

5.3 构造意义

桐柏造山带中麻粒岩相变质作用的构造背景还存在争议。部分研究者认为桐柏麻粒岩相变质是二郎坪弧后盆地向南俯冲导致的[1,34]。而另一方面，部分学者认为商丹洋向北俯冲是桐柏麻粒岩相变质作用可能的构造背景[8,10-11,23,35-36]。在北秦岭群中发育有一条400～450 Ma的具有岛弧特征的岩浆岩带。北秦岭群中强烈的混合岩化作用也发生在400～450 Ma[8,31-37]。然而，在南秦岭地体中未见报道有同时期的麻粒岩相变质、岩浆作用、混合岩化作用。因此，根据以上结果表明可能是商丹洋向北俯冲导致北秦岭群中的麻粒岩相变质、岩浆作用和混合岩化作用。

本文获得桐柏长英质麻粒岩的原岩年龄为478±7 Ma（MSWD=0.73）。同时，志留纪花岗岩和片麻岩中继承锆石核给出的U-Pb年龄范围440～2635 Ma，大量的年龄集中在约450～490 Ma[8,10]。这些年龄与北桐柏和秦岭造山带早古生代弧岩浆作用一致[38],可能是早古生代大洋俯冲形成的岛弧-弧后系统的结果[1,39]。最年轻一组的碎屑锆石年龄206Pb/238U加权平均为450±5 Ma，被解释为原岩沉积作用的最大年龄[8]。这表明岩浆作用伴随着快速侵蚀、沉积，并经历高温-超高温变质作用。

该造山带普遍出露晚奥陶-志留纪花岗岩和镁铁质侵入体[34,37-38,40]。镁铁质岩石的特征为富集LILEs，亏损的HFSEs,和高的正全岩εNd(t)(3.76～5.68)值以及锆石εHf(t)(5.1～12.1)值[8,38,40]。地球化学特征表明这些镁铁质岩浆物质来源于新生的岩石圈地幔。结合同时代的具正的εNd(t)的花岗岩，表明北桐柏造山带在志留纪时期存在明显的地壳的生长和改造过程[8]。

基于以上讨论，我们认为在480 Ma时，商丹洋已开始向北俯冲，导致~480 Ma左右的岩浆作用，由于持续的俯冲消减，在440~420 Ma时，洋中脊与弧交汇，发生洋脊俯冲导致志留纪高温-超高温麻粒岩相变质作用、岩浆作用的发生。

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