大别山宿松变质带花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄和Hf同位素成分

李 远，刘贻灿*，杨 阳，邓亮鹏

(1.中国科学院壳幔物质与环境重点实验室，安徽 合肥 230026； 2.中国科学技术大学 地球和空间科学学院，安徽 合肥 230026)

0 引 言

造山带通常包含不同来源的岩片或地体，经过构造作用拼合而成，因此，鉴别不同地体或岩片在拼合之前的岩石-地质-构造演化历史对于研究造山带形成和演化具有十分重要的意义。大别造山带不仅出露大量岩石类型不同、变质程度各异的变质岩，而且经历了极其复杂的构造演化过程及造山后的岩浆活动[1-7]，并且因含柯石英[8-9]和金刚石[10-11]超高压变质岩等与大陆深俯冲和折返过程相关且大规模分布的不同类型超高压岩石而闻名于世。另外，大别造山带超高压正变质岩的原岩为新元古代的双峰式火成岩，对应扬子板块北缘大规模裂谷岩浆活动，并可能与Rodinia超大陆裂解有关[12-14]。因此，大别造山带的地质演化过程一直是大陆动力学研究的热点，而对造山带内各构造岩石单元的研究尤其是年代学研究，有助于深入认识扬子板块的裂谷演化、扬子板块与华北板块之间的碰撞过程以及造山后大规模岩浆作用等一系列地质过程[15]。

大别造山带由多个具有不同岩石类型、变质等级与演化历史的构造单元组成。其中南大别、中大别和北大别地体因出露含榴辉岩等深俯冲陆壳岩石而受到广泛关注，因而研究程度高，而对大别造山带南部变质等级相对较低的宿松变质带的形成和变质演化研究程度相对较低，特别是对宿松杂岩带的原岩性质、形成时代以及形成和演化研究相对缺乏[15-18]。本文重点对宿松变质带中不同地点花岗片麻岩的锆石进行了SHRIMP U-Pb定年和Hf同位素分析，并据此探讨了其可能的岩石成因、原岩形成时代和三叠纪变质作用，从而为更全面地理解宿松变质带的岩石组成、形成时代和成因，以及大别造山带的构造演化过程提供了新的制约。

BZ为北淮阳变质带；NDZ为北大别高温超高压杂岩带；CDZ为中大别中温超高压变质带；SDZ为南大别低温榴辉岩带；SZ为宿松变质带；HMZ为浒湾杂岩带；HZ为红安低温榴辉岩带；DC为角闪岩相大别杂岩；XMF为晓天—磨子潭断裂；WSF为五河—水吼断裂；HMF为花凉亭—弥陀断裂；TSF为太湖—山龙断裂；TLF为郯庐断裂；SMF为商城—麻城断裂；图件引自文献[14]，有所修改图1 大别造山带地质图Fig.1 Geological Map of the Dabie Orogen

1 区域地质背景

秦岭—大别—苏鲁造山带位于中国扬子板块与华北板块之间，是两大板块在三叠纪发生陆-陆碰撞形成的[10,19]。其中，东大别地区自北向南可以划分为5个主要构造岩石单元[11,14,20-22]：北淮阳变质带、北大别高温超高压杂岩带、中大别中温超高压变质带、南大别低温榴辉岩带和宿松变质带，它们分别以晓天—磨子潭、五河—水吼、花凉亭—弥陀、太湖—山龙断裂带为界(图1)。这些构造单元含有不同的岩石类型并具有不同的变质等级和变质演化过程。北淮阳变质带由以绿帘角闪岩相为主的庐镇关杂岩和以绿片岩相为主的佛子岭变质复理石组成[15]；北大别高温超高压杂岩带的岩石主要包括条带状英云闪长质和花岗质片麻岩以及少量的变质橄榄岩、角闪岩、麻粒岩、榴辉岩等[4,14]；中大别中温超高压变质带和南大别低温榴辉岩带主要由片麻岩组成，含有大量的榴辉岩透镜体以及少量的镁铁—超镁铁质岩石、大理岩和硬玉石英岩[2-3,23-26]。北大别高温超高压杂岩带、中大别中温超高压变质带和南大别低温榴辉岩带是3个含榴辉岩的岩石单位，都经历了三叠纪大陆深俯冲，并且超高压正变质岩的原岩年龄主要集中在700～800 Ma[4,12-14,21,27-30]。

宿松变质带，又称宿松变质杂岩(带)，属于大别造山带中扬子俯冲板块的后缘部分[1,3],以太湖—山龙断裂为界，北侧为南大别低温榴辉岩带(图1)。其主要岩石有石榴云母片岩、石榴黑云母片麻岩、石榴斜长角闪岩、大理岩、变质磷块岩、角闪岩、石墨片岩、滑石片岩、浅粒岩和基性—超基性岩块等[2-3,17,31-32]。本文研究工作主要涉及3个花岗片麻岩样品，其样品编号及采样位置经纬度分别为1112PH14(30°18.667′N,115°58.288′E)、11TZL1(30°17.936′N,116°0.138′E)和1303WJH(30°22.266′N,116°07.346′E)(图1)。

图2 宿松变质带花岗片麻岩野外照片Fig.2 Photographs Showing the Field Occurrences of Granitic Gneisses from the Susong Metamorphic Zone

2 样品描述和分析方法

野外照片(图2)显示，大别山宿松变质带花岗片麻岩表现为强烈的构造变形和面理化，并常常包裹变基性岩构造透镜体。样品11TZL1的主要矿物为斜长石、石英、多硅白云母、石榴石、角闪石、方解石、黑云母和少量不透明矿物等[图3(a)、(b)]；样品1303WJH的主要矿物为斜长石、石英、多硅白云母、石榴石、方解石、钾长石和黑云母等[图3(c)、(d)]；样品1112PH14的主要矿物为斜长石、石英、多硅白云母和钾长石等[图3(e)、(f)]。3个样品都含有类似的长英质矿物(斜长石、钾长石和石英等)，结合其全岩化学成分(未发表数据)，指示其原岩可能为花岗岩(这也与其锆石年代学和Hf同位素分析研究结果一致，见后文)。此外，矿物大多数都呈定向排列，进一步指示其经历了强烈的构造变形作用以及变质作用。其中，方解石常沿面理分布[图3(b)、(c)]，指示晚期变质变形过程中由含碳酸盐流体结晶而形成。由于样品经历了强烈的构造变形甚至糜棱岩化作用，造成一些长英质矿物(特别是斜长石和石英)的细粒化和定向排列，而钾长石常表现为眼球状斑晶[图3(e)、(f)]。根据石榴石、角闪石、多硅白云母、斜长石和绿帘石等变质矿物，结合石永红等对该带花岗片麻岩、云母片岩和石榴斜长角闪岩的岩相学观察和温压条件估算[17,32]，推断宿松变质带峰期变质作用主体表现为绿帘角闪岩相，局部岩片可能达到高压榴辉岩相。

样品11TZL1、1303WJH和1112PH14经破碎、筛选、磁选及重液分选分离出锆石，而后在镜下对锆石颗粒进行手选，再将其和标准锆石TEMORA(年龄为417 Ma)一起制成样品靶,并在北京离子探针中心进行透射光、反射光和阴极发光(CL)显微照相。锆石的分选工作由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成；锆石微区U-Pb同位素测定在北京离子探针中心SHRIMPⅡ离子探针仪器上进行,详细测定程序见文献[33]～[35]。测试时所用的标准锆石为SL13 和TEMORA，前者用于标定U、Th含量,后者用于校正年龄,详细数据处理过程见文献[15]。

样品11TZL1和1303WJH的锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所以及南京大学地球科学与工程学院完成，分析仪器为LA-MC-ICPMS。仪器参数和数据采集方法参见文献[36]，具体分析过程见文献[37]。初始Hf同位素比值参照锆石结晶时代所对应的球粒陨石储库(CHUR)的Hf同位素比值。176Lu衰变常数为每年1.865×10-11[38]；球粒陨石N(176Hf)/N(177Hf)值和n(176Lu)/n(177Hf)值分别为0.282 772和0.033 2[39]。单阶段模式年龄(TDM1)的计算参照亏损地幔，其当前的N(176Hf)/N(177Hf)值为0.283 25，类似洋中脊玄武岩(MORB)的平均值[40]，n(176Lu)/n(177Hf)值为0.038 4[41]。

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb年龄

图3 宿松变质带花岗片麻岩显微照片Fig.3 Photomicrographs of Granitic Gneisses from the Susong Metamorphic Zone

在阴极发光图像上，样品11TZL1中的锆石大多数都具有核-边结构，核部具有明显的岩浆结晶环带和规则的外形，边部一般较窄且呈灰色，二者之间具有截然的界限[图4(a)～(d)]。该样品锆石分析点为19个[图5(a)]。岩浆锆石核的206Pb/238U年龄大多数为(730±12)～(771±5)Ma(仅分析点11TZL1-16.1年龄为(490±12)Ma，可能为Pb丢失的结果)，5个岩浆锆石(分析点11TZL1-2.1、8.1、14.1、15.1、17.1)给出较老的206Pb/238U谐和年龄加权平均值为(768±5)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.42)。锆石增生边包括两类，即新元古代和三叠纪变质增生；3个新元古代变质增生边(分析点11TZL1-5.1、10.1、19.1)给出的206Pb/238U谐和年龄加权平均值为(749±5)Ma(MSWD值为2.1)[图5(b)]；而三叠纪变质增生边的年龄为(205±11)Ma，具有较低的w(Th)/w(U)值(分析点11TZL1-2.1的w(Th)/w(U)值为0.08)(表1)。

根据阴极发光图像[图4(e)～(h)]和锆石U-Pb年龄分析结果(表1)，样品1303WJH中的锆石发育典型的核-边结构，其中核部有岩浆结晶环带或弱环带，边部无环带且呈灰色[图4(e)～(h)]，即表现为岩浆核和变质增生边，二者具有截然的界限[图4(h)]。15颗锆石的16个分析点获得的锆石U-Pb年龄在年龄谐和曲线上构成两条不一致线[图5(c)]：第一条由7个岩浆核(除分析点1303WJH-10.1外)与4个近于谐和的变质增生边(分析点1303WJH-12.1、4.1、9.1、13.1)分析结果限定，其不一致线的上、下交点年龄分别为(2 643±130)Ma和(1 989±140)Ma；第二条由8个锆石变质增生边分析结果限定，其不一致线的上、下交点年龄分别为(1 982±21)Ma和(245±120)Ma。第二条不一致线的上交点年龄与第一条不一致线下交点年龄在误差范围内一致。

根据阴极发光图像[图4(i)～(l)]和锆石U-Pb年龄分析结果(表1)，样品1112PH14中的锆石可以分为两类：第一类锆石具有明显的震荡环带和/或规则的外形，是典型的岩浆锆石[图4(i)、(k)]；第二类锆石表现为典型的核-边结构，其中核部有岩浆结晶环带或弱环带，边部无环带且呈灰色[图4(j)、(l)]。岩浆锆石的年龄包括晚太古代(如分析点1112PH14-1.1、2.1、15.1)和新元古代(如分析点1112PH14-4.1、5.1、6.1、8.1、11.1、12.1、13.1、16.1、17.1、19.1)，而锆石增生边(如分析点1112PH14-7.1、9.1)的年龄为(740±8)～(757±6)Ma，因此，岩浆锆石的主体形成时代为新元古代，而年龄较老的分析点1112PH14-1.1、2.1、14.1、15.1来自继承锆石。由继承锆石(分析点1112PH14-1.1、2.1、15.1)与新元古代岩浆锆石(分析点1112PH14-4.1、5.1、6.1、8.1、11.1、12.1、13.1、16.1、17.1、19.1)限定的不一致线上、下交点年龄为(2 444±52)Ma和(787±47)Ma[图5(d)]，上交点年龄在误差范围内与分析点1112PH14-1.1的谐和年龄((2 471±26)Ma)一致。另外，3个新元古代岩浆锆石(分析点1112PH14-5.1、17.1、19.1)给出较老的206Pb/238U谐和年龄加权平均值为(834±9)Ma(MSWD值为0.51)，2个锆石增生边给出的206Pb/238U谐和年龄加权平均值为(751±10)Ma(MSWD值为2.9)[图5(e)]。

3.2 Hf同位素成分

样品11TZL1、1303WJH的Hf同位素分析结果见表2和图6。在样品11TZL1的8个分析点中，分析点11TZL1-4.1为变质增生锆石，其余7个分析点来自新元古代岩浆锆石(表1)。由于锆石中的Hf同位素比值不会受到后期重结晶作用的影响[42]，所以这8个点的Hf同位素分析结果都能够反映锆石从岩浆中结晶时的信息。εHf(750 Ma)值为-6.8～-4.3，对应的单阶段模式年龄为1 482～1 593 Ma，两阶段模式年龄为1 915～2 072 Ma。样品1303WJH的6个锆石为4个岩浆锆石和2个变质锆石，它们的εHf(2 700 Ma)值为2.0～7.5，对应的单阶段模式年龄为2 696～2 904 Ma,两阶段模式年龄为2 817～3 153 Ma。岩浆锆石和变质锆石具有类似的Hf同位素成分，一方面指示岩浆锆石具有单一的成因，表明该样品为正变质岩，而不是变质沉积岩，另一方面说明变质锆石的Zr主要由岩浆锆石的熔融或溶解提供。

4 讨 论

4.1 两类花岗片麻岩的原岩形成时代及其地质意义

样品11TZL1中的锆石核部为典型的岩浆锆石，而边部为变质增生锆石[图4(a)～(d)]。5个岩浆锆石的206Pb/238U谐和年龄加权平均值((768±5)Ma)代表其形成时代；相对年轻的新元古代年龄(730～740 Ma)可能反映后期Pb丢失的结果，不能参与形成时代的计算。另外，3个新元古代锆石增生边的206Pb/238U谐和年龄加权平均值((749±5)Ma)类似于中大别碧溪岭超高压花岗片麻岩[43]和北淮阳变质带变质花岗岩或花岗片麻岩[18,44]的形成时代。也就是说，约750 Ma的锆石变质增生边可能与扬子板块北缘一期新元古代岩浆作用有关。因此，样品11TZL1的原岩年龄与大别造山带超高压正变质岩的原岩形成时代[12-14,21,45]一致，表明样品11TZL1的原岩形成于扬子板块北缘的新元古代裂谷岩浆作用。此外，样品11TZL1的锆石Hf同位素成分提供了源区信息。锆石εHf(t)值与大别造山带超高压岩石及其他低级变质岩(李远等，未发表资料)[30,46]一致(图6)。对于具有负εHf(t)值的锆石,两阶段模式年龄比单阶段模式年龄能更好地反映其物质来源，即样品11TZL1的主要源区为约2.0 Ga的古元古代地壳。

表1 锆石U-Pb年龄分析结果Tab.1 Analysis Results of Zircon U-Pb Ages

续表1

注：w(·)为元素或化合物含量;N(·)/N(·)为同一元素同位素比值，N(·)为该元素的原子丰度；n(·)/n(·)为不同元素同位素比值，n(·)为元素的物质的量；误差为1σ；分析点以11TZL1开头的为样品11TZL1，分析点以1303WJH开头为样品1303WJH，分析点以1112PH14开头为样品1112PH14；年龄用实测的204Pb 值进行普通铅校正；“—”表示没有检出数据。

表2 锆石Hf同位素分析结果Tab.2 Analysis Results of Zircon Hf Isotope

注：εHf(t)值为年龄t对应的εHf值；样品11TZL1、1303WJH的εHf(t)值分别以t=750 Ma和t=2 700 Ma进行计算,误差为2σ；fLu/Hf为Hf富集系数。

样品LJG、06MC01、01SH07分别为中大别低级变质岩(李远等，未发表资料)、红安超高压片麻岩[46]和双河超高压片麻岩[30]；样品1303WJH、11TZL1为本文样品图6 锆石Hf同位素图解Fig.6 Diagram of Zircon Hf Isotope

样品1303WJH的锆石U-Pb年龄谐和曲线中有两条不一致线。其中一条不一致线的上交点年龄与分析点1303WJH-1.1(岩浆锆石核)的206Pb/238U谐和年龄((2 691±13)Ma)在误差范围内一致，代表岩石的原岩形成时代；另一条不一致线的上交点年龄与第一条不一致线下交点年龄以及一个变质增生边(分析点1303WJH-2.1)的206Pb/238U谐和年龄((1 960±13)Ma)在误差范围内一致，指示变质时代约为2.0 Ga。第二条不一致线的下交点年龄可能与三叠纪变质作用有关，但因变质程度较低而没有发生明显的锆石增生和对应的年龄记录(见后文)。因此，样品1303WJH的原岩形成于晚太古代(约2.7 Ga)，并经历了古元古代(约2.0 Ga)的变质作用。此外，样品1303WJH的锆石Hf同位素成分也提供了源区信息。样品1303WJH落在亏损地幔演化线附近(图6)，而单阶段模式年龄与锆石U-Pb年龄接近，表明该样品的主要物质来源为亏损地幔并有地壳物质的加入。

样品1112PH14中含有(2 471±26)、(2 184±15)、(909±5)、(2 344±27)Ma等古老的继承锆石年龄，其余分析结果大多数显示新元古代年龄[表1，图4(i)～(l)和图5(d)、(e)]。样品1112PH14的锆石U-Pb年龄谐和曲线中不一致线的上交点年龄在误差范围内与分析点1112PH14-1.1的谐和年龄((2 471±26)Ma)一致，指示该样品的源区岩石可能为晚太古代(约2.5 Ga)。另外，3个新元古代岩浆锆石的206Pb/238U谐和年龄加权平均值((834±9)Ma)代表该样品的形成时代，其余较为年轻的新元古代岩浆锆石年龄可能是后期Pb丢失造成的；2个锆石增生边的206Pb/238U谐和年龄加权平均值((751±10)Ma)与样品11TZL1锆石的新元古代增生边年龄一致，即约750 Ma。中大别中温超高压带中低级变质花岗岩具有与该样品一致的原岩年龄((838±18)Ma)(李远等，未发表资料)，并且这些岩石与Rodinia超大陆聚合和裂解有关。

样品1112PH14、11TZL1的原岩形成时代为新元古代(分别为约770 Ma和约830 Ma)，其源区分别为晚太古代(约2.5 Ga)和古元古代(约2.0 Ga)的地壳岩石；样品1303WJH的原岩形成时代为晚太古代((2 691±13)Ma)并经历了古元古代((1 960±13)Ma)的变质作用，但该样品没有新元古代的年龄记录，类似于北大别西南部“罗田穹窿”中黄土岭长英质麻粒岩(原岩形成时代约为2.7 Ga，并经历了约2.0 Ga的麻粒岩相变质作用)[47]。另外，新元古代岩浆侵位形成的花岗片麻岩(如样品1112PH14)原岩的锆石中含有晚太古代继承锆石，类似于样品1303WJH的原岩形成时代，证明前者是由后者在新元古代大陆裂解过程中发生部分熔融作用形成的。而且，这些年龄与扬子板块特征性的晚太古代(2.5～2.7 Ga)和古元古代(约2.0 Ga)的陆壳生长和/或再造历史[48-53]，以及其北缘经历的新元古代大规模裂谷岩浆活动时代[13-14,16,54-56]一致，指示这3个样品都具有扬子板块的属性。结合大别山不同岩石单位的新元古代变质火成岩以及晚太古代岩石的Hf同位素成分和相互关系(图6)，证明研究区晚太古代岩石在新元古代因大陆裂解而发生部分熔融，形成了花岗质和基性岩浆岩，并构成了扬子前寒武纪陆壳基底的一部分。

此外，前人对大别山宿松变质带不同地点、不同类型岩石进行了锆石U-Pb定年：石永红等报道过石榴云母片岩锆石U-Pb年龄集中于2 380～2 560、1 970～2 190和780～900 Ma[17]；李俊辉等则从片岩和片麻岩中得到了类似的新元古代原岩年龄及晚太古代和古元古代继承锆石年龄[57]。这些岩石具有与本文报道的新元古代形成的岩石一致的锆石年龄记录，进一步证明了扬子板块晚太古代—早古元古代的陆壳生长和/或再造历史，以及新元古代的大规模岩浆作用。然而，前人的研究中因分析样品(大多为变沉积岩)和定年方法(LA-ICPMS)等造成晚太古代和古元古代年龄数据过于分散，并缺乏有效的岩石学和年代学意义方面制约，尤其缺乏有关新元古代岩浆作用之前的扬子板块陆壳岩石形成的信息，而本文报道的晚太古代岩石及含晚太古代继承锆石的新元古代岩石则为扬子板块晚太古代岩浆作用以及新元古代岩浆作用的源区和岩石成因提供了新的年代学、岩石学和地球化学等方面的制约，首次证明该带存在晚太古代基底岩石。

4.2 三叠纪变质作用及其地质意义

大别山宿松变质带花岗片麻岩锆石U-Pb定年结果表明，除了原岩形成时代为晚太古代和新元古代及古元古代变质锆石年龄以外，不同样品的锆石中都偶有三叠纪变质增生边的年龄记录。通常，变质锆石的生长除了受温、压条件控制外，还需要有一定的熔流体活动和Si是否饱和等条件的制约[58-59]。一方面由于宿松变质带是在陆壳深俯冲初始阶段被拆离解耦的，变质程度相对低(绿帘角闪岩相)；另一方面，在较低的变质条件下，缺乏明显的熔流体活动等，因而造成宿松变质带岩石中锆石大多数没有明显发生增生或增生边较薄，而大多数小于20 μm的增生边又不能进行U-Pb定年。类似情况在北淮阳变质带西段新元古代变质火成岩[15,18]和中大别变质花岗岩[60]中已有报道。第一类岩石样品中还有少量更年轻的不谐和变质年龄：分析点1112PH14-10.1的w(Th)/w(U)值为0.11，206Pb/238U年龄为(305±8)Ma；分析点11TZL1-3.1、4.1、20.1具有低于0.2的w(Th)/w(U)值，206Pb/238U年龄分别为(562±65)、(263±66)、(205±11)Ma，其中年龄为(205±11)Ma的变质增生边具有较低的w(Th)/w(U)值(0.08)，为典型的变质锆石。另外，样品1303WJH中变质锆石年龄的不一致线给出下交点年龄为(245±120)Ma[图5(c)]。这些年龄信息充分表明岩石经历了三叠纪改造与变质作用，结合大别造山带的三叠纪超高压变质时代[19,61]，推断大别山宿松变质带花岗片麻岩参与了三叠纪俯冲并发生了绿帘角闪岩相变质[2-3,17,32]。

本文研究的锆石中三叠纪变质增生边较薄(大多数低于20 μm)而不能进行定年分析，只有个别锆石可以测定出三叠纪谐和年龄，而大多数为不一致年龄。这种年龄通常是低级变质作用(温度低于650 ℃)[62]造成锆石部分Pb丢失的结果，或者是由于在锆石SHRIMP测试过程中，分析点打到了核-边混合区域。在本文的SHRIMP测试过程中，锆石边部的分析点都尽可能选择较厚的区域，或位置尽量靠外，从而基本排除打到混合区域的情况。由此可以推断，本文中花岗片麻岩在三叠纪的变质程度较低，对应的俯冲深度较小。魏春景等对该地区花岗片麻岩的研究表明，宿松变质杂岩的主期变质温压条件为520 ℃～580 ℃、1.2～1.4 GPa[32]，其变质温度与锆石Pb丢失暗示的温度(低于650 ℃)相吻合。这一变质温度和压力明显低于南大别榴辉岩的峰期变质条件(670 ℃、3.3 GPa)[25]，反映其相对较浅的俯冲深度，即这些岩石在三叠纪并没有参与深俯冲，而是在较浅深度发生并折返。

此外，对于宿松变质带中不同类型岩石，学者们也测定出了不同的三叠纪变质年龄：Chen等对宿松地区的变质花岗岩和石英岩进行了单颗粒锆石蒸发法U-Pb定年，得到了205～214 Ma的变质年龄[16]; 江来利等根据石榴斜长角闪岩的角闪石Ar-Ar定年结果，认为宿松杂岩的变质年龄约为228 Ma[63]; 石永红等对该地区石榴云母片岩的锆石U-Pb定年工作揭示其变质年龄为(251±4)Ma[17]；Li等则报道了宿松杂岩带异剥钙榴岩和变质蛇纹岩中的变质锆石年龄(约220 Ma)[64]。在上述岩石类型中，异剥钙榴岩仅在宿松变质带中出露而在大别造山带其他变质带中没有报道，因此，其约220 Ma的变质年龄可能代表了宿松变质带主体的俯冲变质时代，晚于北大别高温超高压杂岩带(222～227 Ma)、中大别中温超高压变质带(225～238 Ma)、南大别低温榴辉岩带(240～245 Ma)及北淮阳变质带(约240 Ma)的峰期变质年龄[4,15,22],表明宿松变质带位于扬子俯冲板块的后缘。而宿松变质带出露的其他具有较老三叠纪变质年龄((251±4)Ma)的岩石[17]可能是扬子板块俯冲最早期被拆离、折返的岩片[15,65]，但经过碰撞造山后构造作用推覆于宿松变质带之上。类似的相对低级变质的新元古代火成岩在北淮阳变质带和中大别中温超高压变质带都有出露[66]。Liu等报道了北淮阳变质带西段具有726～758 Ma原岩年龄和约240 Ma变质年龄的变质花岗岩及变玄武岩，这些岩石经历了绿帘角闪岩相变质作用，并被认为属于俯冲初始阶段最早被拆离解耦并折返的岩石[15,18]。最新的中大别中温超高压变质带龙井关地区出露的低级变质花岗岩和变玄武岩的岩石学及锆石SHRIMP U-Pb定年结果也表明[43]，这些岩石具有相似的新元古代原岩年龄及古元古代(约2.0 Ga)继承锆石年龄，它们被认为与北淮阳变质带西段的变质花岗岩和变玄武岩同样来自于俯冲陆壳最早被拆离解耦的岩片，并在后期的构造过程中被推覆于中大别中温超高压变质带之上。鉴于宿松变质带中包含不同原岩性质(如灰岩、砂岩、花岗岩、玄武岩、辉长岩和洋壳残片等)、形成时代(晚太古代和新元古代)和成因(陆壳和洋壳)的岩石，甚至不同三叠纪变质时代，因此，该带又常被称为宿松杂岩带。然而，宿松变质带的确切三叠纪峰期变质时代与地质意义尚需要更多不同岩石类型样品的定年数据和岩石学研究来制约。

5 结 语

(1)大别山宿松变质带花岗片麻岩的原岩形成时代主要包括两类，即晚太古代(2.5～2.7 Ga)和新元古代(770～830 Ma)。

(2)宿松变质带新元古代花岗片麻岩的原岩是由经历了约2.0 Ga变质作用的晚太古代基底岩石在新元古代大陆裂解过程中发生重熔作用形成的，这为大别山超高压变质花岗片麻岩的原岩性质和岩石成因解释提供了新的证据与制约。

(3)宿松变质带花岗片麻岩参与了扬子板块的三叠纪俯冲(主体属于俯冲板块的后缘部分)，并发生了绿帘角闪岩相变质作用，局部可能达到高压榴辉岩相变质作用。

北京离子探针中心宋彪研究员和杨淳女士等、中国科学院地质与地球物理研究所杨岳衡研究员和南京大学地球科学与工程学院孙盼女士在分析测试过程中给予了帮助，在此一并表示衷心感谢！

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