大别造山带宿松杂岩中石榴斜长角闪岩变质演化过程、原岩时限及其构造涵义*

腊晓峰 石永红 王娟 周安泰

合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥 230009

大别造山带是由扬子板块向华北板块俯冲碰撞形成的,是探究大陆深俯冲的最佳场所(Okayetal.,1989,1993; Faureetal.,1999,2003; Zhengetal.,2005; Zheng,2008,2012)。该造山带自北向南由北淮阳变质带、北大别变质带、中大别变质带、南大别变质带和宿松变质杂岩构成(图1)。其中,北大别、中大别和南大别变质带出露有世界上规模最大的、种类最齐全高压-超高压变质岩石,因而是透视深部变质演化过程的关键单元,并取得了丰硕成果(Zhengetal.,2005; Zheng,2008,2012; Liuetal.,2007a,b,2011a,b; Liu and Li,2008)。相比较而言,有关大别造山带“浅层”地壳层次的俯冲折返的研究则相对匮乏,这对于完整解读大别造山带形成机制缺乏应有的支撑。目前,大别造山带有限的“浅层”过程研究主要集中于宿松杂岩(魏春景和单振刚,1997; 王清晨等,1999; 陈燕等,2005; 石永红等,2007;图1)。最初,魏春景和单振刚(1997)根据宿松杂岩区域变质岩石学研究和十多块样品的综合分析,认为其经历了绿帘角闪岩相条件下的相对快速的俯冲和折返过程,处于～12℃/km地温梯度环境。随后,王清晨等(1999)根据石榴斜长角闪岩的矿物成分变化和对应关系,认为该杂岩经历了绿帘角闪岩相至角闪岩相条件下的等压增温、等温降压和降温降压三个过程。同时,陈燕等(2005)和石永红等(2007)在柳林-缺月岭断裂以北地区石榴云母片岩和石榴斜长角闪岩也展开了类似的分析研究。然而,根据石永红等(2016)和Shietal.(2022)的研究表明,该断裂以北应归属于南大别变质带(图1)。换言之,宿松杂岩的变质演化过程解析仅限于魏春景和单振刚(1997)和王清晨等(1999)的研究,且两者认识也不尽相同。

图1 大别造山带宿松-太湖地区地质简图

此外,关于宿松杂岩的形成时限、构成和演化过程也存在较多的争论(图1)。安徽省地质矿产局(1987)和Wangetal.(2021)根据区域地质调查、锆石年代学研究认为宿松杂岩主要由古元古代花岗片麻岩、变基性岩、片岩和变沉积岩构成,其形成于古元古代晚期,并记载了哥伦比亚超大陆形成事件。江来利等(2003)和李远等(2018)则依据在二郎镇北西和缺月岭南新元古代和新太古代花岗片麻岩的确定,认为该杂岩其形成于新元古代,并揭示罗迪尼亚超大陆形成和裂解过程。最近,Shietal.(2022)对宿松杂岩石榴云母片岩的碎屑锆石研究,确定了太古代、古元古代、中元古代、新元古代和古生代5组碎屑锆石年龄和1组晚三叠纪变质年龄,认为该杂岩形成于中-晚泥盆世,经历了印支期造山过程(图1)。同时,结合区域地质和年龄分析,认为除了中元古代年龄之外,其余年龄在扬子板块内部均具有对应的同时代地质体或源区出现。不难看出,宿松杂岩是由不同时代、不同岩性构成复合单元,并具有漫长复杂的地质演化历史。因此,对其充分厘清,是完整透析大别造山带演化过程重要补充。这其中,中元古代地质体存在与否则显得较为重要。中元古代(1600～1000Ma)是一个重要的地质时期,由于该时期构造活动、生物和气候演化较为平静,故又被称为“沉静”期(Buicketal.,1995; Holland,2006; Piper,2013; Young,2013a,b)。该时期是哥伦比亚超大陆向罗迪尼亚超大陆转换的重要节点(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。因而,就宿松杂岩的岩石构成而言,中元古代地质体的探寻极为重要,也是阐释两个超大陆转换过程和机制的关键所在。为此,本次研究针对宿松杂岩的石榴斜长角闪岩及其围岩展开了详细变质岩石学和年代学研究,确定了其中元古代原岩形成时限,并构建了变质P-T轨迹,藉此探讨了宿松杂岩漫长复杂的演化过程和“浅层”俯冲、折返模型。

1 研究区地质概况和样品特征

研究区位于大别造山带最南缘,自北向南,出露的岩石单元为南大别变质带、宿松杂岩、张八岭群(图1)。其中,南大别变质带位于柳林-缺月岭-山龙断裂以北,主要由花岗片麻岩、云母片岩和呈透镜体或团块状产出的榴辉岩构成。宿松杂岩北界为柳林-缺月岭-山龙断裂,南界被中生代花岗岩侵入,东南界为张八岭群所限(图1),其主体为云母片岩、大理岩、古元古代和新元古代花岗片麻岩,少量为角闪岩、石榴斜长角闪岩和新太古代花岗片麻岩。根据Shietal.(2022)的碎屑锆石研究,宿松杂岩的形成时限为中-晚泥盆世。张八岭群则位于研究区东南缘,呈狭长带状分布,组成岩性为千糜岩、糜棱岩和花岗片麻岩,在其东侧则为和古生代-新生代沉积盖层。

本次分析样品采自宿松杂岩的别河村南,共计12块,用于分析的3块(30°24′8″N、116°0′12″E)分别为石榴斜长角闪岩(ZT008和BH001-1)和富石英花岗岩(BH001-2)(图1、图2)。其中,石榴斜长角闪岩(ZT008)为此次重点研究样品,野外出露宽度约50～60m,具微弱面理,产状为180°∠52°。其北与细粒花岗片麻岩相接(图2b),南界被云母石英片岩所限(图2c),其间被富石英花岗岩所侵入(图2d,e),该花岗岩以富含石英为特征,组成矿物为石英(70%～80%)+斜长石(10%～15%)+白云母(5%～10%)。石英呈他形粒状,粒径0.3～1mm;斜长石呈他形-半自形,粒径0.1～0.5mm,具聚片双晶;白云母呈自形-半自形片状,粒径约0.1～0.3mm。

2 石榴斜长角闪岩岩相学和矿物化学

矿物化学分析在合肥工业大学资源与环境学院电子探针实验室(EPMA)完成,仪器型号为JEOLJXA-8230,测试条件为加速电压15kV,探针电流20nA,Mapping分析采用40nA的探针电流,电子束斑的直径为5μm。金红石单矿物挑选和制靶均在北京锆年领航科技有限公司完成,阴极发光(CL)图像由合肥工业大学资源与环境工程学院扫描电镜实验室完成,Zr微量元素含量测试分析在中国科学技术大学LA-ICP-MS实验室进行,仪器型号为Agilent 7700s,激光剥蚀系统为相干Geolas Pro 193nm激光,束斑直径为24μm,每个样品剥蚀时间为60s,标样采用R10,实验中每隔5个未知样测一次标样。石榴子石、角闪石、斜长石、黑云母、白云母、绿泥石分别以12、23、8、11、11、28和12.5个O进行结构式计算。主要矿物成分见表1和表2。

表1 石榴斜长角闪岩(ZT008)不同变质阶段主要矿物代表性探针成分(wt%)

表2 石榴斜长角闪岩(ZT008)基质中金红石Zr含量(×10-6)及变质温度(℃)

2.1 岩相学特征

石榴斜长角闪岩(ZT008) 共生矿物为石榴子石 (10%～15%)+角闪石(45%～50%)+斜长石(20%～25%)+黑云母(5%～10%)+石英(1%～5%)+金红石(1%～3%)+方解石(1%～3%)(图3a,b)。石榴子石呈半自形-自形,粒径0.5～2mm,其内部含有大量斜长石、黑云母、石英、方解石、白云石、绿帘石等早期矿物包体(图3b-d)。此外,石榴子石裂隙较为发育,可见绿帘石、绿泥石和石英充填其中(图3e,f)。角闪石呈他形-半自形,粒径为0.2～1mm,裂理发育,且常被细小白云母穿切(图3a);斜长石呈他形-半自形,粒径为0.3～1.2mm,聚片双晶较发育。黑云母主要以基质形式存在,多呈半自形-自形片状,粒径0.1～0.8mm,其边部常被细小的绿泥石和白云母所切割。因退变作用影响,其易被绿泥石所替代,呈“假象”形式存在(图3a,b)。金红石以包体和基质形式存在,前者发育于石榴子石中,后者形成于基质中。基质的金红石多呈不规则状粒状,根据粒径大小,可分为大颗粒金红(Rt1)和小颗粒金红石(Rt2),前者0.12～0.2mm,后者粒径约0.03～0.1mm,其边缘常被钛铁矿形成的反应边所替代(图3g),且这些金红石内部常包含榍石、锆石、石英和角闪石矿物(图3h)。石英含量较低,多为他形粒状,粒径约0.1～0.3mm;方解石呈他形-半自形,粒径约0.1～0.8mm。

图3 石榴斜长角闪岩(ZT008)显微照片和背散射(BSE)照片

2.2 主要矿物成分剖面

石榴子石 在Mapping图中,该矿物显示了轻微环带结构,Mg元素自核部至边部略微增高,Ca元素则相对均匀(图4a,b)。而成分剖面则展示了明显的环带特征,自核部至边部,XMg由0.05升高至0.09;XFe则由0.67降低至0.60;XCa和XMn则相对平坦,含量分别为0.27～0.30和0.01(图4c、表1),表现为进变质环带特征(Carswelletal.,1997; Kohn,2003)。

图4 石榴斜长角闪岩主要矿物X-ray Mapping图、背散射(BSE)照片及成分剖面

角闪石 该矿物的背散射(BSE)图无明显颜色差异(图4d),但成分剖面则显示了环带结构特征(图4e),自核部至边部,Al3+和Fe2+含量迅速增高,分别由2.31、0.52升高至2.96、1.25,Mg2+含量则由2.31下降至1.98,Ti4+则较为平坦,含量为0.04～0.06(表1)。根据Hammarstrom and Zen (1986)、Hollisteretal.(1987)、Johnson and Rutherford (1988,1989)和Schmidt (1992)的研究,Al3+含量越高,压力越高,这表明该角闪石具进变质环带结构。

黑云母 该矿物的BSE图和成分剖面均显示了均匀变化特征,无环带结构(图4f,g),其中,Mg2+、Fe2+和Ti4+含量分别为1.36～1.42、1.09～1.13、0.09～0.12(表1)。

斜长石 该矿物BSE图和成分剖面同样显示了均匀变化特征,无环带结构(图4h,i),自核部至边部,Ab、An和Or分别为80.4～85、14.4～19.2和0.20～0.60。

2.3 各变质阶段矿物成分特征

综合岩相学和主要矿物成分剖面的分析(图3、图4、表1),石榴斜长角闪岩可分为3个变质阶段,其矿物组合分别为:

阶段Ⅰ:Grt-Ⅰ(核部)+Ts-Ⅰ(核部)+Pl+Bt+Rt+Qz+Ep+Chl+Cal+Dol;

阶段Ⅱ:Grt-Ⅱ(边部)+Ts-Ⅱ(边部)+Pl+Bt+Qz+Rt+Cal;

阶段Ⅲ:Ms+Qz+Ep+Chl+Ilm

其中,阶段Ⅰ矿物主要以包体和核部成分形式存在(图3a-d、图4c,e),阶段Ⅱ矿物则以基质矿物和边部成分形式(图3a,b、图4c,e),而阶段Ⅲ矿物则以矿物假象、反应边、裂隙或切割基质矿物形式存在(图3a,e-g)。具体矿物成分变化特征如下(图5、表1、表2):

图5 石榴斜长角闪岩主要矿物成分图解

石榴子石 根据成分剖面分析(图4c),该矿物核部和边部成分分别对应于变质阶段Ⅰ和阶段Ⅱ。在图5a中,Grt-Ⅰ和Grt-Ⅱ的成分差异较为明显,Grt-Ⅰ的Ca/Fe和Mg/Fe比值分别为0.44～0.47和0.08～0.10,Grt-Ⅱ的Ca/Fe和Mg/Fe比值则分别为0.42～0.49和0.12～0.16。通过比较可以看出,两者Ca/Fe比值基本相同,Mg/Fe比值差异较大,这暗示了具高Mg/Fe比值的Grt-Ⅱ代表了峰期变质温度成分(Kohn,2003)。

角闪石 该矿物为切尔马克闪石(Ts)(图5b、表1),具明显的核-边进变质环带结构(图4e),Ts-Ⅰ(核部)的Si4+、Mg/(Mg+Fe2+) 和Al3+(总)分别为6.20～6.36、0.70～0.82和2.31～2.46。Ts-Ⅱ(边部)的Si4+、Mg/(Mg+Fe2+) 和Al3+(总)分别为6.09～6.23、0.61～0.70和2.55～2.96。两者的成分差异显著,暗示了其形成于不同的变质阶段。其中,后者的Al3+(总)明显高于前者,代表了峰期变质压力成分(Hammarstrom and Zen,1986; Hollisteretal.,1987; Johnson and Rutherford,1988,1989; Schmidt,1992)。

金红石 根据岩相学分析,该矿物以包体和基质两种形式存在(图3b,g)。其中,包体的金红石TiO2含量为97.31%～97.37%。基质的金红石则分为Rt1和Rt2(图3g,h),且均为变质阶段Ⅱ矿物。然而,两者的化学成分却略有差异,Rt1的TiO2和Zr含量分别为99.24%～100.57%和226.3×10-6～690.9×10-6,Rt2的TiO2和Zr含量分别为98.09%～99.02%和51.77×10-6～148.3×10-6。不难看出,Rt1为高Zr金红石(Zr>200×10-6),Rt2为低Zr金红石(Zr<200×10-6)(图5c、表2)。

黑云母 包体中黑云母的XAlⅥ和Fe/Mg比值为0.07～0.09和1.19～1.46,基质黑云母的XAlⅥ和Fe/Mg比值为0.01～0.12和0.77～0.82(图5d、表1)。

斜长石 包体中斜长石的XNa和XCa含量分别为0.72～0.78和0.22～0.27,基质中斜长石的XNa和XCa含量分别0.80～0.85和0.14～0.19(图5e)。

白云母 该矿物以裂隙和切割基质矿物2种形式存在(图3a),均属于变质阶段Ⅲ中矿物、其中,裂隙中的白云母的Ti4+和Mg/(Mg+Fe2+) 分别为0.021～0.024和0.49～0.56,切割基质矿物的白云母的Ti4+和Mg/(Mg+Fe2+) 分别为0.01～0.02和0.42～0.47(图5f、表1)。

绿泥石 该矿物以包体、裂隙和矿物假象形式存在(图3a,d-f),前者属于变质阶段Ⅰ组合,后两者为变质阶段Ⅲ组合。包体的绿泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分别为5.10～5.25、5.47～6.25和3.31～4.17;裂隙的绿泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分别为5.16～5.32、3.97～4.37和5.09～5.34;假象的绿泥石的Si4+、Fe2++Fe3+和Mg2+含量分别为5.28～5.40、3.62～3.81和5.57～5.75(图5g、表1)。

3 P-T轨迹

根据上述3个变质阶段的矿物组合和矿物成分变化(表1、表2、图4、图5),本次采用了Holdaway (2000)石榴子石-黑云母温度计(H20)、Holland and Blundy (1994)角闪石-斜长石-石英温度计(H94)、Tomkinsetal.(2007) (T07)和Kohn (2020)(K20)金红石Zr温度计、Wu and Chen (2015)白云母Ti温度计(W15)和Daleetal.(2000)石榴子石-角闪石-斜长石-石英压力计(D20)、Wuetal.(2004)石榴子石-黑云母-斜长石-石英压力计(W04)、Molinaetal.(2015)角闪石-斜长石压力计(M15)和Wu (2019)石榴子石压力计(W19)进行了温压条件的计算和比较。同时,为保证分析的统计意义,各阶段选取了4～13个矿物对进行估计。具体见(图6a-d、表3)。

表3 石榴斜长角闪岩(ZT008)三期变质阶段温压条件

图6 石榴斜长角闪(ZT008)岩各阶段变质温压条件图和P-T轨迹

阶段Ⅰ 根据石榴子石内共生矿物包体的限定(图3a-d),该阶段选取了5个矿物对,并应用H20-W04和H20-W19进行温压条件估算(表3、图6a)。当应用前者时,变质温度和压力范围分别为548～576℃和0.95～1.09GPa,平均温压条件则为T=562±12℃和P=1.03±0.05GPa。当应用后者时,变质温度和压力范围分别为533～563℃和0.92～1.00GPa,平均温压条件则为T=549±13℃和P=0.97±0.04GPa。通过比较可以看出,两者计算的变质温压条件基本相同,大致落入绿帘角闪岩相范畴,只是后者的温压相对较低(图6a)。由于该阶段的矿物组合较为充分,并根据Wu (2019)的建议,故采用H20-W04计算的P-T值较为合适。

阶段Ⅱ 此阶段选取了9个矿物对,应用H94-D20、H94-M15、H20-W04和H20-W19进行联合求解和比较(表3、图6b)。应用H94-D20时,变质温压范围分别为651～676℃和1.01～1.13GPa,平均温压条件为T=663±8℃和P=1.09±0.04GPa。应用H94-M15时,变质温压范围分别为677～715℃和1.23～1.44GPa,平均温压条件为T=694±14℃和P=1.36±0.08GPa,变质相跨度较大。应用H20-W04时,变质温压范围分别为514～570℃和1.05～1.20GPa,平均温压条件为T=557±28℃和P=1.15±0.07GPa,并进入到绿帘角闪岩相范围。应用H20-W19时,变质温压范围分别为485～572℃和0.83～1.04GPa,平均温压条件为T=516±23℃和P=0.90±0.05GPa,处于绿帘角闪岩相范畴。通过比较可以看出(表3、图6b),H94-D20计算的温压条件属于角闪岩相变质范畴,且与岩相学分析一致(图3a-d)。而H94-M15给出了最高的变质温压条件,达到了榴辉岩相和麻粒岩相。显然,这与岩相学观测不相符,缺乏特征矿物及其组合的支撑。H20-W04和H20-W19则给出了较低的P-T值,特别是变质温度与前两者差异较大,即便考虑误差的影响,温度差值仍可达70～140℃。结合岩相学分析,基质中的黑云母常易被绿泥石替代呈假象出现(图3a),以及黑云母Fe和Mg易扩散的特征(Kohn,2003),可以推测这两组地质温压计给出温度值可能偏低。相比较而言,H94-D20计算的P-T值也许较好地代表了该阶段的变质条件。

此外,由于该阶段基质金红石分为大颗粒(Rt1)、小颗粒(Rt2)金红石两种,且极为发育(图3g,h),故应用了金红石Zr温度计对其变质温度进行了估算(表2、图6c,d)。在0.3～1.1GPa压力条件下,由T07和K20计算的Rt1的平均变质温度分别为:643±40℃～674±41℃和624±45℃～653±46℃,而Rt2的平均变质温度分别为:543±16℃～571±17℃和513±18℃～542±18℃(表2)。两者相比,前者的变质温度明显高于后者约100～115℃。由于金红石中Zr含量与温度呈正相关性(Zacketal.,2004; Watsonetal.,2006),故这意味着高Zr的Rt1和低Zr的Rt2记录的是不同阶段的变质温度。然而,岩相学研究显示它们均为阶段Ⅱ矿物组合,理应记录相同的变质条件。对于这种矛盾性的结果,推测可能是由于金红石矿物颗粒不同导致Zr含量差异所致。根据Cherniaketal.(2007)、高晓英和郑永飞(2011)的研究,金红石中Zr含量与其颗粒大小呈正比关系,并暗示了大颗粒金红石相对于小颗粒受到扩散作用和后期退变、流体活动影响较小,从而保留较高的Zr含量。为了便于比较阶段Ⅱ的峰期条件,此处参照H94-D20计算的压力条件(表3),将压力设定为1.0GPa、1.1GPa、1.09GPa时,应用T07和K20金红石温度计,Rt1的平均变质温度分别为:670±41℃、674±41℃、674±41℃和652±46℃、657±46℃、653±46℃,而Rt2的平均温度分别为:567±17℃、571±17℃、570±17℃和538±18℃、542±18℃、539±18℃(表2、图6d)。通过比较可以看出,若考虑到误差,Rt1的温度与H94-D20计算的温度基本一致(表3、图6e),这表明大颗粒的Rt1的Zr几乎未受到后期退变或扩散作用的影响,其温度也代表了变质阶段Ⅱ的温度。相反,小颗粒的Rt2的温度明显偏低,显然Zr含量受到后期作用的强烈改造或影响,反映的是退变质环境。

若如此,根据Rt1和Rt2的Zr含量和温度差异,阶段Ⅱ可以进一步细分为分为:阶段Ⅱ-a和阶段Ⅱ-b两个亚阶段(图6e)。其中,阶段Ⅱ-a的变质条件由H94-D20计算的P-T值为代表,相当于峰期变质条件。而阶段Ⅱ-b为退变质阶段,因缺乏充分的矿物组合,其变质条件则难以确定。但这里,可借鉴魏春景和单振刚(1997)和王清晨等(1999)确定的退变质阶段的压力值,推测该阶段压力在0.5～0.7GPa范围。并据此,应用T07和K20对Rt2进行温度估算,将压力设定在0.5GPa、0.6GPa、0.7GPa时,获得的平均变质温度分别为:547±16℃、551±16℃、555±16℃和518±18℃、522±18℃、526±18℃(表2、图6c,d)。同时,考虑到K20金红石温度计的限制(Kohn,2020):当估算的T≤550℃时,温度偏低约40℃;当T>800℃时,温度会系统偏高,本文采用T07计算的变质温度条件。如此,阶段Ⅱ-b的变质温压范围可确定在:T=508～584℃和P-设定=0.5～0.7GPa,处于退变质的角闪岩相范畴(表3、图6e)。

阶段Ⅲ 该阶段的共生矿物表现低温低压退变质特征(图3a,e,f)。据此,应用白云母Ti温度计-W15,并选取了9个矿物对进行评价,当压力设定在0.1GPa、0.2GPa和0.3GPa时,获得的变质温度范围分别为:396～456℃、405～466℃和410～472℃(图6a),基本位于绿片岩相变质范围,其变质温压条件大致为:P-设定=0.1～0.3GPa和T=396～472℃(表3、图6e)。

基于上述分析可以看出,宿松杂岩的石榴斜长角闪岩展现为一条顺时针的P-T型式,记录了阶段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ三个变质阶段,其中,阶段Ⅱ可进一步分为a和b两个亚阶段。由阶段Ⅰ至阶段Ⅱ-a显示了近等压增温特征,阶段Ⅱ-a至阶段Ⅱ-b和阶段Ⅲ为降温降压(图6e)。

4 锆石U-Pb定年

本次锆石U-Pb年龄分析选取了石榴斜长角闪岩(ZT008)和富石英花岗岩(BH001-2)两件样品进行。锆石的单矿物挑选和制靶均由河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司完成,阴极发光(CL)图像由合肥工业大学资源与环境工程学院扫描电镜实验室完成。锆石U-Pb年龄测试在中国科学技术大学LA-ICP-MS实验室进行,测试仪器为质谱仪Agilent 7700s,锆石的剥蚀束斑直径为32μm和24μm,每个样品剥蚀时间为90s,实验中每隔4个未知样测一次锆石标样91500,每隔12个未知样品测一次标准硅酸盐玻璃NIST610。U-Pb年龄采用中国科学技术大学LA-ICP-MS实验室开发的LaDating@Zrn软件进行计算,CompbCorr#3-181对普通铅进行矫正,以保证以确保206Pb/238Pb、207Pb/235Pb、208Pb/232Th值的准确性,谐和图和锆石年龄直方图的绘制使用Isoplot 4.0完成。

4.1 石榴斜长角闪岩(ZT008)

该样品共选出锆石150颗,对46粒锆测试了46个点,获得37个谐和年龄数据(表4)。该样品锆石多为无色透明,呈半自形-自形柱状、椭圆状和不规则状,长宽比3:1～1:1,粒径为60～160μm。CL图像显示,这些锆石多具明显的振荡环带结构,少部分为面状分带或弱环带结构,边缘偶尔发育极窄的不规则白色亮边(图7a-h)。谐和年龄集中于1470±80Ma～1258±101Ma(表4、图7q),锆石的Th含量为44×10-6～497×10-6,U含量为62×10-6～340×10-6,Th/U比值为0.62～1.49,均大于0.4(图7r)。结合CL分析,这些锆石均为岩浆成因。因此,对37个谐和年龄数据的加权平均年龄为1381±25Ma(图7q),代表了该岩石成岩结晶时限。

表4 石榴斜长角闪岩(ZT008)和富石英花岗岩(BH001-2)锆石年龄数据表

图7 石榴斜长角闪岩和富石英花岗岩锆石阴极发光图片(CL)、Th/U-age图和年龄谐和图

4.2 富石英花岗岩(BH001-2)

该样品共挑出锆石30颗,对21粒锆石测试分析了23个点,获得15个谐和年龄数据,(表4)。锆石多为淡灰色至无色透明,呈半自形-自形柱状或不规则状,粒径50～100μm,长宽比为1:1～1:2.5。同时,CL图揭示了这些锆石具有复杂的结构特征,发育有弱分带、振荡环带、面状分带等结构(图7i-p)。该样品的锆石年龄跨度较大,范围在2575±142Ma～118±5Ma,大致可以分为两组(表4、图7s插图):第一组为6个谐和数据,年龄较为分散,范围为2575±142Ma～852±30Ma,其Th/U比值均大于0.1,多数大于0.4,结合CL图分析(图4i-l),这些锆石属于岩浆成因,可能为捕获锆石;第二组为9个谐和数据年龄集中,范围为138±5Ma～118±5Ma,其Th含量为206×10-6～1072×10-6,U含量为525×10-6～1673×10-6,Th/U比值0.39～0.64。尽管,CL图显示这些锆石仅具微弱的振荡环带,但考虑到其Th/U比值基本上都大于0.4,以及年龄集中特征,该组年龄应代表岩浆结晶时限,其加权平均年龄为129±5Ma(表4、图7t)。

5 讨论

5.1 大别造山带“浅层”俯冲-折返过程

长期以来,大别造山带大陆深俯冲过程一直为研究的重点(Zheng,2008,2012; Liuetal.,2011a,b; 刘贻灿等,2020,2021),特别是对经历了超高压变质的北大别、中大别和南大别变质带的变质演化过程有着深入系统的解析和认识(Liu and Li,2008; Liuetal.,2011a,b)。从这三个单元完整的顺时针P-T-t轨迹来看(图8; Liuetal.,2011a),均具有相同的演化型式,表现为连续依次俯冲-折返的特征。其中,在俯冲时,三个单元或岩片均处于为“冷”俯冲状态,具有低的地温梯度(5～10℃/km),暗示了一个相对快速的过程。而在折返过程时,表现为近等温降压的特征。在20～45Ma之间,俯冲岩片上升了约70～120km,显示了一个迅速抬升的特征,这意味着深俯冲作用是一个极为快速的过程。相比较而言,大别造山带的“浅层”(地壳层次)俯冲-折返过程研究则极为稀少(魏春景和单振刚,1997; 王清晨等,1999),且对其是否具有类似于超高压单元变质演化过程和型式并没有统一的认识。因此,该造山带完整的由地壳至地幔或软流圈,直至回返至地表的演化全过程并未得到充分的刻画。

图8 宿松杂岩与北大别、中大别、南大别变质带P-T轨迹对比图

从本次宿松杂岩的石榴斜长角闪岩构建的变质演化型式来看(图7e、图8),其发育了阶段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ三个变质阶段,且阶段Ⅱ又细分为a和b两个亚阶段,同样显示了一个顺时针的P-T轨迹,这表明宿松杂岩与北大别、中大别、南大别变质带形成于相同的动力学背景之下。然而,根据各阶段变质温压条件差异(表3),其演化过程明显不同于后三者(图8)。自阶段Ⅰ→阶段Ⅱ-a:P-T条件由562±12℃、1.03±0.05GPa变化至663±8℃、1.09±0.05GPa,俯冲深度并未进入岩石圈地幔,表现为地壳层次的“浅层”俯冲。同时,显示了一个近等压增温的特征,即便考虑到温度误差,温度也至少增加了～80℃。并且该过程的地温梯度大致在16～18℃/km,属于“暖”俯冲类型,反映的是一个俯冲停滞持续增温过程。根据这两个阶段的P-T值分析,该俯冲过程终止于35～40km的深度,相当于莫霍面附近。据此,可以推测当宿松杂岩岩片由浅表俯冲到莫霍面深度时,因受到下伏岩石圈地幔的阻挡,其无法继续俯冲并停滞。同时,接受下伏岩石圈地幔的热源不断供给,致使温度缓慢增高。而由阶段Ⅱ-a→阶段Ⅱ-b和阶段Ⅲ:变质温度和压力分别下降了120～160℃、0.4～0.6GPa和190～260℃、0.8～1.0GPa,表现为降温降压特征(表3、图8),暗示了一个缓慢抬升的过程(Ernst,1988)。由于本次锆石U-Pb定年未获得任何变质年龄,故本文仅借鉴前人年龄数据进行分析。截止目前为止,有关宿松杂岩的变质年龄数据十分有限(图8)。在宿松杂岩北浴附近,江来利等(2003)从石榴斜长角闪岩中获得角闪石40Ar/39Ar的228±0.4Ma年龄,石永红等(2012)在对石榴云母片岩锆石U-Pb定年中获得了251±4Ma变质年龄,并一致认为这些年龄代表主期角闪岩相变质时限。而桑宝梁等(1987)在柳坪东南对云母片岩中白云母K-Ar测年,获得了～211Ma年龄,并认为其代表了绿片岩相变质时限。若如此,251～228Ma则可对应于本次阶段Ⅱ-a时限,～211Ma则对应于阶段Ⅲ(图8)。结合这两个阶段的变质P-T条件差异可以看出,在大约20～40Myr时间内,宿松杂岩岩片在回返时仅抬升了25～35km,明显低于北大别、中大别和南大别变质带的折返速度,并进一步确实了宿松杂岩的缓慢抬升的过程。推测这可能是由于深俯冲岩片在快速折返时,受到上覆停滞在莫霍面附近宿松杂岩的阻碍,致使其挤出上升力衰减,进而导致该杂岩缓慢抬升所致。据此可以看出,大别造山带的深俯冲和“浅层”俯冲过程有明显差别,前者表现为快速的俯冲和折返特征,而后者是缓慢俯冲、停滞和缓慢抬升。

5.2 ～1.38Ga石榴斜长角闪岩的启示

中元古代(1.6～1.0Ga)一直被视为一个平静的地质时期(Buicketal.,1995; Holland,2006; Piper,2013; Young,2013a,b),也是哥伦比亚超大陆最终裂解,以及向罗迪尼亚超大陆转换的重要时期(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。然而,有关哥伦比亚超大陆精确的裂解时限一直存在较多争议(Houetal.,2008; Zhangetal.,2009; Fanetal.,2013)。目前,哥伦比亚超大陆形成时限通常认为在2.0～1.7Ga,主期为1.95～1.85Ga(Rogers and Santosh,2009),而罗迪尼亚超大陆则形成于1.1～0.9Ga,并于～0.8Ga裂解(Roberts,2013; Robertsetal.,2015)。

就本次确定的～1.38Ga石榴斜长角闪岩而言,该地质体在扬子板块鲜有发现,仅有沉积碎屑锆石年龄的记录(李俊辉等,2016; Shietal.,2022; Wuetal.,2023)。结合大别造山带最南缘的宿松地区年龄资料来看,Wangetal.(2021)对铜锣尖-柳坪-亭前一带古元古代花岗片麻岩、基性岩和片岩的锆石U-Pb定年研究表明(图1),扬子板块属于哥伦比亚超大陆一部分,形成于2.0～1.84Ga。而柳坪东0.83～0.74Ga新元古代花岗片麻岩或变质花岗岩则反映了罗迪尼亚超大陆的裂解事件(江来利等,2003; Chenetal.,2003; Xiaetal.,2009; 李远等,2018)。显然,～1.38Ga的年龄处于两者衔接时段。参考Lietal.(2002)的扬子板块和华夏板块初始的～1.30Ga俯冲碰撞拼合时限,哥伦比亚超大陆向罗迪尼亚超大陆转换的时间可限定在1.38～1.30Ga之间。此外,本次～129Ma富石英花岗岩的则表明大别造山带形成之后经历了中国东部白垩世伸展事件(Wuetal.,2007; Zhaoetal.,2007,2011; Heetal.,2011; Chenetal.,2015; Jietal.,2017; 谢清陆等,2016a,b; 赵子福和郑永飞,2009)。进一步,结合该地区确定的2.7～2.5Ga花岗片麻岩(李远等,2018)、0.44～0.42Ga的片岩(Shietal.,2022)和0.25～0.21Ga印支期变质事件(桑宝梁等,1987; 江来利等,2003; 石永红等,2012,2016)(图1),可以看出宿松杂岩较为完整地记录了扬子板块自太古代至中生代的演化过程,是探究扬子板块复杂而漫长历程的最佳场所。

6 结论

(1)根据岩相学、矿物化学研究和热力学计算,宿松杂岩别河地区的石榴斜长角闪岩记录了Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个变质阶段,其中阶段Ⅱ可进一步分为Ⅱ-a和Ⅱ-b两个亚阶段。各阶段的温压条件分别为:①阶段Ⅰ:T=562±12℃、P=1.03±0.05GPa;②阶段Ⅱ-a:T=663±8℃、P=1.09±0.04GPa;③阶段Ⅱ-b:T=508～584℃、P-设定=0.5～0.7GPa;④阶段Ⅲ:T=396～472℃、P-设定=0.1～0.3GPa,展现了一个等压增温至降温降压的顺时针P-T轨迹,揭示了大别造山带“浅层”缓慢俯冲、折返特征,明显不同于该造山带深俯冲快速过程。

(2)锆石U-Pb年代学研究显示,石榴斜长角闪岩中锆石均具振荡环带结构,Th/U比值为均大于0.4,显示了岩浆成因特征,加权平均年龄为1381±25Ma,该年龄代表了哥伦比亚超大陆最终裂解时限。富石英花岗岩具两组年龄,第一组年龄范围为2575±142Ma～852±30Ma,为捕获锆石。第二组年龄范围为138±5Ma～118±5Ma,Th/U比值>0.4,具岩浆成因特征,加权平均年龄为129±5Ma,反映了中国东部中生代伸展事件。

致谢在成文过程中,感谢陈福坤教授、吴春明教授和刘航副教授的充分支持、讨论和指导;感谢侯振辉高级工程师在锆石U-Pb测年分析过程中给予的鼎力支持和帮助;感谢评审人认真负责的评改指正。