2016, Vol. 51
蚌埠隆起位于华北克拉通东南缘, 属于该克拉通东部陆块胶—辽—吉造山带的南延部分(许文良等, 2004；Liu et al., 2009；赵国春等, 2009；Yang et al., 2010；Zhao and Zhai, 2013)。由于研究的侧重点和关注度不同, 人们对该隆起的研究重点往往主要集中于侏罗纪的岩体及其中包体的年代学和岩石地球化学方面(许文良等, 2004, 2006；杨德彬等, 2009；Yang et al., 2010；赵田等, 2014), 而对蚌埠隆起的基底岩石构成、结构框架、形成的变质环境和演化过程等则缺乏相应的研究(王安东等, 2009, Wang et al., 2011；Wang et al., 2013)。仅Liu et al.(2000)和刘贻灿等(2012)通过岩体中的包体的变质岩石学研究, 对其形成的变质条件进行了初步的估计, 但对该隆起基底的具体演化过程并没有给予明确的阐述。而Zhao and Zhai(2013)从综合研究的角度, 推断该隆起应当与华北克拉通东部陆块其他地区一致, 普遍经历基底形成和造山两个过程, 并具有等压降温和等温降压的变质演化样式, 但并未给出明确的定论。究其原因, 是人们对蚌埠隆起基底的变质岩石学研究极为匮乏所致, 制约了对该隆起的演化过程的充分理解。为此, 本文通过对蚌埠隆起凤阳地区的石榴辉石岩的变质岩石学、热力学和年代学的研究, 较为详细地阐述了该隆起的形成过程。
1 地质概况及样品描述蚌埠隆起地理位置处于安徽省北部地区, 构造位置则位于华北克拉通东部陆块的东南缘(图 1), 属于胶—辽—吉造山带的最南缘。其北界为利辛断裂所限, 南界止于洞山断裂, 东界为郯庐断裂所限定(Xu et al., 1987；魏春景等, 1997；王永生等, 2005, 2006；Zhu et al., 2009)(图 1)。根据野外地质调查和岩相学分析, 并结合前人的研究, 蚌埠隆起区出露的古老的变质岩石主要为片岩、大理岩、石英岩、石榴辉石岩(少量)、片麻岩和混合岩(图 1)。
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图1 蚌埠隆起区域地质图及研究区 Fig.1 Geological map and study area of Bengbu uplift tectonic |
石英岩：该类岩石主体分布在曹店—凤阳山水库一线和石门山附近, 零星出露于总铺北。该产状较为平缓, 呈中厚层状。主要由石英和极少量的白云母构成, 其中石英含量为95%～98%, 白云母含量多在1%～3%。
云母片岩：研究区出露极少, 仅在总铺和明皇陵之间小山包分布。其多呈薄层状展出, 易风化。其主要组成矿物为白云母、石英和极少量的长石。其中白云母的含量为35%～40%, 石英含量可达50%～55%, 长石含量为2%～5%。
含石榴子石花岗片麻岩：该类岩石主要出露在荆山岩体周边和凤阳县北西地区(图 2)。其片麻理清晰, 产状较陡, 石榴子石清晰可见。主要组成矿物为石榴子石+斜长石+石英+钾长石(少量)。
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图2 石榴辉石岩野外照片和样品WS031-1、WS031-5、WS031-6、WS031-4的显微照片 a.呈透镜体产出的石榴辉石岩；b.石榴辉石岩蜕变的黑云斜长角闪岩；c.石榴辉石岩中石榴子石白眼圈结构；d.纯大理岩显微照片；e.不纯大理岩显微照片；f.黑云斜长角闪岩显微照片；g.石榴辉石岩石榴子石中包裹体Pl.斜长石；Amp.角闪石；Grt.石榴子石；Cpx.单斜辉石；Ilm.钛铁矿 Fig.2 The field photos of garnet pyroxenite and micro photos from sample WS031-1, WS031-5, WS031-6, WS031-4. |
花岗片麻岩：该类岩石广布于研究区, 是研究区主体岩石, 其片麻理清晰, 产状变化较大。矿物组合为斜长石+石英+钾长石+白云母, 具不等变晶结构。
奥长花岗片麻岩：该类岩石出露较少, 仅在荆山南东地区部分出露, 可见微弱的片麻理, 野外露头可见1～10 mm的斜长石斑晶。该岩石矿物组合为斜长石+石英+黑云母±钾长石, 具斑状变晶结构。
混合岩：该类岩石仅在小岗村约3 km处出露, 产状平缓。其主要构成矿物为角闪石+斜长石+石英。
大理岩和石榴子石辉石岩：这两类岩石紧密共生, 主要出露于凤阳县北、独山和明皇陵一带, 零星分布在庄子里南部(图 2)。其中大理岩多呈厚层状—巨厚层状产出, 而石榴子石辉石岩则呈大小不一的透镜体产于大理岩中, 规模多为0.5～20 m。由于石榴子石辉石岩矿物组合充分, 各变质阶段记录齐全, 是探讨变质演化过程的重要研究载体, 故本次研究重点是针对该类岩石。
本次分析的样品总计4块, 分别是石榴辉石岩(WS031-4)、黑云斜长角闪岩(WS031-6)和大理岩(WS031-1、WS031-5), 均采自凤阳县北约1 km处采场(图 2a)。其中石榴辉石岩以透镜体的形式产于大理岩中, 大小约为1～3 m, 在其边缘发育有约厚10～20 cm的黑云斜长角闪岩, 表现为一个较大的退变边(图 2b)。大理岩则呈巨厚层状, 以基岩形式产出。
2 岩相学和矿物化学分析此次矿物化学分析由合肥工业大学电子探针分析实验室完成, 仪器型号为JEOL JXA-8230, 工作条件为加速电压15 kV, 探针电流20 nA, 束斑尺寸5 μm。其中石榴子石、辉石、角闪石、斜长石、黑云母分别以12、6、23、8、11个氧进行计算, 角闪石的Fe2+ 校正依据Si+Al+Ti+Mg+Fe+Mn=13进行(Droop, 1987), 石榴子石和辉石Fe2+ 则根据电价平衡方法进行校正, 代表性矿物分析数据见 表 1。此外, 对石榴辉石岩中的石榴子石、辉石、斜长石和角闪石进行X射线分析(图 3)。
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表 1 阳地区石榴辉石岩中代表性矿物成分/% Table 1 The representative mineral components for garnet-pyroxenite form the region of Fengyang |
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图3 石榴辉石岩和黑云斜长角闪岩中主要矿物的X射线图和BSE图 a.石榴子石；b.单斜辉石；c.斜长石；d.角闪石(韭闪石Prg)；e.角闪石BSE图；f.斜长石BSE图 Fig.3 The X-ray mapping and BSE images for main minerals in pyroxenite and amphibo-lite hornblende |
大理岩(WS031-1、WS031-5)：主要有两种类型, 一种是基本不含任何其他矿物的纯大理岩(WS031-1), 主要是由方解石构成, 其中方解石呈自形, 粒径为0.1～1.5 mm, 含量约为100%。另一种是不纯的大理岩(WS031-5), 主要由方解石(Cal)+黑云母(Bt)+角闪石构成(图 2d), 其中方解石呈自形, 粒径为0.1～1.5 mm, 含量约为70%～80%；角闪石呈他形出现, 边缘退变为阳起石, 粒径为0.2～0.8 mm, 含量约为10%～15%；黑云母呈自形—半自形, 解理缝被绿泥石填充, 粒径为0.1～0.7 mm, 含量约为5%～10%；斜长石含量少且呈他形, 粒径小于0.5 mm；石英呈自形, 含量约为1%～3%(图 2e)。
黑云斜长角闪岩(WS031-6)：主要组成矿物为韭闪石+斜长石(Pl)+黑云母+方解石+石英(图 2f)。韭闪石, 呈自形, 粒径约为1～3 mm, 含量约为45%～50%, 边缘及裂缝多退变为阳起石；黑云母呈自形, 粒径约为0.3～1 mm, 含量约为10%～15%, 裂隙多退变成绿泥石；斜长石为半自形—他形, 粒径为0.1～0.8 mm, 含量约为15%～20%；方解石和石英含量较少(图 2f)。
石榴辉石岩(WS031-4)：主要组成矿物为石榴子石+角闪石+斜长石+单斜辉石+石英+钛铁矿(图 2g)。这些矿物多以基质和包体两种形式存在, 而长石除了以上述两种形式存在外, 还以反应边形式存在于石榴子石边缘(图 2g)。基质中的石榴子石多呈自形—半自形, 粒径为1～5 mm, 含量约为20%～25%, 其内部包裹大量早期矿物包体, 如早期石榴子石、角闪石、辉石、斜长石和钛铁矿(图 2g), 在其边缘还具有斜长石退变边(图 2g)；以基质形式存在的单斜辉石多为他形—半自形, 粒径约为1～3 mm, 含量约为25%～30%, 此外, 部分辉石还包裹有早期的角闪石；基质的角闪石为半自形, 粒径为0.5～2 mm, 含量约为15%～20%, 内部常包裹早期形成钛铁矿；基质中的钛铁矿呈他形, 粒径为0.1～0.2 mm, 含量约为2%；斜长石以包体、基质和反应边3种形式存在, 其中包体的斜长石均赋存于石榴子石中, 多呈他形, 粒径为0.05～0.3 mm；基质的斜长石呈半自形—他形, 粒径为0.3～1 mm, 含量约为15%～20%；反应边的斜长石主要发育在石榴子石边缘。
根据岩相学分析可以看出, 石榴子石辉石岩可能发育有3个阶段的矿物组合：阶段-Ⅰ变质矿物组合为Grt-Ⅰ+Pl-Ⅰ+Amp-Ⅰ+Cpx-Ⅰ+Ilm-Ⅰ, 主要以包体形式存在于石榴子石中；阶段-Ⅱ变质矿物组合为Grt-Ⅱ+Pl-Ⅱ+Cpx-Ⅱ+Amp-Ⅱ+Ilm-Ⅱ, 该组合以基质形式存在(图 3)；阶段-Ⅲ变质矿物为Pl-Ⅲ, 以石榴子石反应边形式存在。
2.2 主要矿物化学特征(1) 石榴子石辉石岩
石榴子石：从X射线图可以看出(图 3a), 由核部至边部, 石榴子石成分变化并不明显, 仅在极窄的边部颜色由绿色变为浅绿。但在成分剖面上(图 4a), 石榴子石由核部至边部成分发生显著变化, XFe 由0.58至0.66, 逐渐升高；XMg 由0.25至0.19, 则逐渐降低, 而XCa和XMn 则呈平缓变化。
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a.石榴子石成分剖面图；b.单斜辉石成分剖面图；c.斜长石成分剖面图； d.角闪石成分剖面图；e.角闪石成分剖面图；f.斜长石成分剖面图 Fig.4 The profile diagrams from main minerals composition in pyroxenite and amphibolite |
单斜辉石：在 图 3b中, 成分变化同样不明显, 显示了均匀的特征。但在成分剖面中(图 4b), 则揭示了轻微的成分环带, 由核部至边部, Mg2+ 略显增高, Mg2+ 由0.6增至0.65, Fe2+和Al3+ 则呈略微降低, Fe2+ 由0.41下降至0.35, Al3+ 则由2.0降至0.15, 而Ca2+ 的变化则显得较为零乱, 但总体显示平缓变化趋势。此外, 根据辉石成分三角图可以看出(图 5b), 边部的辉石主要为透辉石, 核部的辉石则多为普通辉石, 这也表明其具有成分环带变化特征。
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图5 石榴辉石岩和黑云斜长角闪岩中主要矿物成分图解 a.石榴子石成分三角图；b.单斜辉石成分三角图；c～e.斜长石成分三角图；f.角闪石成分图 Fig.5 The composition diagrams from garnet pyroxenite and amphibolite hornblende |
斜长石：尽管在X射线图中未显示明显的成分变化(图 3c), 但在成分剖面中则展示了较为显著的环带特征(图 4c), 由核部至边部, XNa 逐渐升高, 由0.60增至0.65；XCa 则渐次降低, 由0.39降至0.34；XK则可能因成分含量较少, 并未显示明显的变化, 表现为平缓的变化趋势。
角闪石：该角闪石为韭闪石(图 2g)。在 图 3d中, 角闪石显示了较为明显的成分变化, 其边部呈红色, 而核部则表现为橘黄色。由核部至边部(图 4d), 其Mg2+ 由2.2增至2.6, 而Fe2+和Al3+ 则逐渐降低, Fe2+ 分别由降2.2至1.9, Al3+ 则由1.9降至1.4, Ti2+ 则呈平缓变化。
(2) 黑云斜长角闪岩
角闪石：样品WS031-6的角闪石成分剖面图未显示明显的成分变化(图 4e), 除Fe2+和Al3+ 在边缘部位有微弱的变化外, 均表现为平缓的变化趋势。Mg2+ 落于2.6～2.7之间, Fe2+ 的离子数分布在0.9～1.3之间, Al3+ 的离子数相对一致, 大部分集中在2.3, Ti2+ 则呈平缓变化, 集中于0.1(图 4e)。
斜长石：BSE(图 3f)中显示斜长石的成分自核部至边部有微弱的变化。其成分剖面图中(图 4f), 由核部至边部XCa 则渐次降低, 由0.38降至0.31；XNa 逐渐升高, 由0.62增至0.70；XK则因成分含量较少, 并未显示明显的变化, 表现为平缓的变化趋势。
2.3 变质阶段的判定从矿物化学成分特征以及岩相学分析来看(图 2和图 5), 石榴辉石岩具有3个阶段变质矿物组合, 这3个阶段的矿物组合中的矿物相均一致, 但矿物成分有明显的差异。阶段-Ⅰ矿物组合为Grt-Ⅰ+Cpx-Ⅰ+Pl-Ⅰ+Prg-Ⅰ+Ilm-Ⅰ, 这一阶段的矿物均以包体形式存在于石榴子石中, 其中Grt-Ⅰ的XMg和Prg-Ⅰ中的Mg/(Mg+Fe2+)较高(图 5a), Cpx-Ⅰ则基本为透辉石, Pl-Ⅰ的An含量略高；阶段-Ⅱ的矿物组合为Grt-Ⅱ+Cpx-Ⅱ+Pl-Ⅱ+Prg-Ⅱ+Ilm-Ⅱ, 这一组合主要以基质矿物中的核部成分所代表, 其中Grt-Ⅱ的XMg和Prg-Ⅱ中的Mg/(Mg+Fe2+)略有降低, 而Cpx-Ⅱ基本为普通辉石；阶段-Ⅲ的矿物组合为Grt-Ⅲ+Cpx-Ⅲ+Pl-Ⅲ+Prg-Ⅲ+Ilm-Ⅲ, 该期组合主要以矿物边缘成分为代表。其中Grt-Ⅲ的XMg和Prg-Ⅲ中的Mg/(Mg+Fe2+)最低, Cpx-Ⅲ则表现为透辉石—普通辉石, 成分变化介于核部Cpx-Ⅱ和包体的Cpx-Ⅰ之间(图 5b)。而基质的斜长石边部成分与石榴子石边缘反应边的斜长石成分基本一致(图 5c), 故这两者均应归属于阶段-Ⅲ的变质矿物。
结合野外共生关系和产状来看(图 2b), 黑云斜长角闪岩应属于石榴辉石岩退变产物。同样地, 根据矿物成分分析可以看出(图 5f), 该类岩石中的角闪石为韭闪石, 其Mg/(Mg+Fe2+)明显高于石榴石辉石岩中的韭闪石中的含量, 显示了成分差异。而斜长石尽管显示了环带特征, 但其An值普遍低于石榴石辉石岩中的斜长石An值(图 5e), 也显示了两类岩石中斜长石的成分差异。据此, 可以推测该类岩石的主要矿物组合应代表了阶段-Ⅳ的变质—Prg-Ⅳ+Bt+Pl-Ⅳ(核部)。此外, 根据岩相学分析, 该类岩石中韭闪石和黑云母裂隙普遍发育阳起石和绿泥石等退变矿物, 以及斜长石边部成分变化之特征, 可以进一步推测阶段-Ⅴ的变质矿物组合为Act+Chl+Pl-V的存在。
3 石榴辉石岩PT轨迹构建P-T条件确切的评价受到诸多因素的制约, 如矿物成分测试的精确性、成分选择、Fe2+ 校正的合理性和温压计选择的适合性等(Worley and Powell, 2000；Wu et al., 2004; 石永红等2007, 2008；魏春景等, 2009；石永红等, 2009)。从本次研究来看, 矿物成分测试均在同一个实验室完成, 并进行了大量的分析, 数据质量可以得到充分的保障。在成分选择方面, 本文进行了细致的岩相学和矿物成分剖面测试, 合理地匹配了各阶段的变质矿物, 确保了成分选择的合理性。对关键矿物石榴子石、辉石Fe2+ 的校正则根据Carswell et al.(1997)和Schmid et al.(2000)建议采用了电价平衡的方法进行校正, 他们认为对于全Fe含量较高的矿物, 该方法较为适用, Fe2+ 的含量的轻微变化对于温压的评价影响并不显著(Krogh et al., 1998, 2000a, 2000b)。而参照此次矿物的分析数据来看(表 2), 这两种矿物的全Fe2+ 的含量较高, 故此次应用电价平衡的方法是合适的。因此, 我们认为前几类因素对温压的评价的影响可以控制在较小的范围。
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表 2 研究区代表性岩石P-T条件评价的矿物成分/%及组合 Table 2 The representative mineral components and group of evaluated P-T conditions |
相比较而言, 温压计的合理选择则显得较为重要和关键(Schmid et al., 1992；Schmid et al., 2003；Oh et al., 2008；Powell and Holland, 2008)。为此, 本文选择了多个温压计进行计算比较, 并结合地质背景的分析进行评价。根据岩相学分析可以看出, 阶段-Ⅰ、阶段-Ⅱ和阶段-Ⅲ矿物组合基本一致, 均为Grt+Cpx+Pl+Prg+Ilm, 故选取了石榴子石—单斜辉石温度计(R20；Ravna et al., 2000)(Grt-Cpx)和石榴子石—单斜辉石—长石—石英压力计(E91；Eckert et al., 1991)(Grt-Cpx-Pl), 以及角闪石温度计(H94；Holland and Blundy, 1994)(Amp-Pl)和石榴子石—角闪石—长石压力计(D20；Dale et al., 2000)(Grt-Amp-Pl)进行联合求解。而阶段-Ⅳ的矿物组合为Prg-Ⅳ+Bt+Pl-Ⅳ, 故选取了角闪石温度计(Holland and Blundy, 1994)和角闪石压力计(H86；Hammarstrom and Zen, 1986；H87；Hollister et al., 1987；J88和J89；Johnson and Rutherford, 1989；S92；Schmidt, 1992), 以及角闪石温度—压力计(G97；Gerya et al., 1997)。阶段-Ⅴ的变质矿物Act+Chl+Pl-Ⅴ, 因缺乏合适的温压计, 这里仅仅进行了大致估计。为保证PT评价的统计意义, 对每个阶段的PT评价选取了15个矿物对进行计算, 分析结果见 表 3。
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表 3 研究区石榴辉石岩和黑云斜长角闪岩变质P-T条件 Table 3 The metamorphic P-T conditions of garnet pyroxenite and amphibolite hornblende from study area |
计算显示(表 3和图 6)：1)当应用H94-D20温压计进行评价时, 阶段-Ⅰ、阶段-Ⅱ、阶段-Ⅲ均处于高压麻粒岩相, 温压条件分别为：T=780 ℃～883 ℃和P=1.03～1.22 GPa、T=822 ℃～911 ℃和P=0.92～1.29 GPa、T=802 ℃～889 ℃和P=0.84～1.07 GPa(图 6a)。2)而当应用E91-R20进行联合求解时, 阶段-Ⅰ、阶段-Ⅱ、阶段-Ⅲ的温压条件分别为：T=641 ℃～698 ℃和P=1.01～1.08 GPa、T=763 ℃～868 ℃和P=1.16-1.29 GPa、T=601 ℃～637 ℃和P=0.91～0.98 GPa(图 6b), 其中, 阶段-Ⅰ、阶段-Ⅲ处于角闪岩相变质范围, 而阶段-Ⅱ处于高压麻粒岩相变质范畴。通过比较不难看出, 图 6a和图 6b压力基本一致, 这暗示了两者的压力评价较为合适。
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图6 蚌埠隆起区PT条件比较图 a.Amp-Pl温度计(Holland and Blundy, 1994)和Grt-Amp-Pl压力计(Dale et al., 2000)计算的PT条件；b.Grt-Cpx温度计(Ravna et al., 2000)和Grt-Cpx-Pl-Q压力计(Eckert et al., 1991)计算的结果；c.Holland and Blundy(1994)角闪石温度计和Hammarstrom and Zen(1986)、Hollister et al.(1987)、Johnson and Rutherford(1989)和Schmidt(1992)的角闪石压力计计算的PT条件；d.Gerya et al.(1997)角闪石温度—压力计(Amp-PT)计算的结果。变质相根据Oh et al.(1998)和Ota et al.(2002) Fig.6 The comparison diagram of P-T conditions in Bengbu uplift tectonic |
然而, 温度的评价差异则较为显著, 图 6a 的温度明显高于 图 6b, 推测这可能是由于不同的温度计的应用所致。考虑到 图 6a 给出了>900 ℃的温度(超高温), 以及角闪石普遍存在的现象, 我们认为 图 6a 计算的温度有些偏高, 与岩相学限定有些差异, 故对这3个阶段的变质条件评价接受 图 6b 的计算结果。对于黑云斜长角闪岩记录的阶段-Ⅳ变质条件, 本文应用了角闪石温度计(图 6c)(Holland and Blundy, 1994)和角闪石Al压力计(Hollister et al., 1987；Johnson and Rutherford, 1989；Schmidt., 1992)联合求解, 以及角闪石单矿物温压计(图 6d)(Gerya et al., 1997)进行评价。当应用图 6c的温压计时, 给出的温压条件分别为：T=645 ℃～719 ℃和P=0.85～0.75 GPa(H94 ＆ H87)、T=658 ℃～694 ℃和P=0.57～0.65 GPa(H94 ＆ J88)、T=655 ℃～619 ℃和P=0.70～0.79 GPa(H94 ＆ H86)、T=650 ℃～683 ℃和P=0.57～0.65 GPa(H94 ＆ J89)、T=657 ℃～692 ℃和P=0.73～0.82 GPa(H94 ＆ S92)。当应用图 6d的方法时, 给出的温压范围为T=615 ℃～641 ℃和P=0.48～0.52 GPa。通过比较可以看出, 图 6c 方法计算的温压范围较大：T=645 ℃～719 ℃和P=0.57～0.85 GPa, 且各温压计计算的PT值差异较大, 其中H94 ＆ J88和H94 ＆ J89温压最低, H94 ＆ H86温压压最高, 数据总体较为离散。而图 6d给出温压值较为集中, 温压范围为T=615 ℃～641 ℃和P=0.48～0.52 GPa。但无论何种温压计, 阶段-Ⅳ的变质条件均低于前3个阶段, 这与岩相学和野外观测是十分吻合的。换言之, 图 6c 方法和图 6d 方法的温压评价可能均较为合适。但考虑到Zhao and Zhai(2013)对华北克拉通东部陆块的综合论述, 认为该地块后期普遍经历角闪岩相变质的特征, 以及 图 6c 方法数据的离散性, 甚至部分数值达到麻粒岩相的特征, 本文倾向于 图 6d 方法的评价结果。关于阶段-Ⅴ的变质条件, 因缺乏合适的温压计, 这里仅仅根据岩相学分析的矿物特征(阳起石、绿泥石), 将其温压条件限定在绿片岩相, PT条件估计在400 ℃～450 ℃和0.2～0.4 GPa。
基于上述分析, 本文认为石榴辉石岩和黑云斜长角闪岩记录了5阶段的变质, 依据变质P-T条件评价的结果可知：阶段-Ⅰ的平均温压为：T =672±17 ℃和P =1.05±0.02 GPa, 为角闪岩相变质；阶段-Ⅱ的平均温压为：T =805±30 ℃和P =1.21±0.04 GPa, 为麻粒岩相变质；阶段-Ⅲ的平均温压为：T =615±13 ℃和P =0.93±0.02 GPa, 为角闪岩相变质；阶段-Ⅳ的平均温压为：T =632±6 ℃和P =0.50±0.01 GPa, 为角闪岩相变质；阶段-Ⅴ温压条件则为推测T=400 ℃～450 ℃和P=0.2～0.4 GPa, 属于绿片岩相变质。其中阶段-Ⅰ和阶段-Ⅲ的角闪岩相变质的压力较高, 而阶段-Ⅳ角闪岩相变质的压力相对较低。
4 锆石U-Pb分析本次锆石U-Pb定年仅针对黑云斜长角闪岩(WS031-6)进行, 锆石单矿物挑选由河北省地勘局廊坊实验室完成。CL图像拍摄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, 仪器型号为JEOL XM-Z09013TPCL, 测试电压为800V。锆石原位同位素分析由合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP-MS实验室完成, 分析方式为单点剥蚀, 每测试5个分析点, 测两次标准锆石91500, 每测10个分析点, 测两次91500标样和一次SRM 610。锆石同位素测试数据采用软件ICPMSDataCal 7.5进行分馏校正和计算, 并进行了普通铅校正。
在黑云斜长角闪岩(WS031-6)中共挑出锆石1 000颗, 测试分析数据点为39个, 获得26个谐和年龄数据, 其余为不谐和年龄(表 4)。这些锆石多呈椭球状或短柱状, 粒径约为10～300 μm, 长宽比为1:1～2:1。CL图像显示, 这些锆石常呈亮白色, 多为无分带、扇形分带或弱分带, 偶见核边结构(图 7)。分析显示, 26颗锆石的Th含量为3.08×10-6～582.19×10-6, U含量为149.85×10-6～1 340.57×10-6, Th/U比值基本≤0.1, 年龄范围在1 922～1 763 Ma之间, 加权平均年龄为1 885±16 Ma(MSWD=3.9, n=26)(图 7)。根据锆石阴极发光图像分析和Th/U比值, 可以确定这些锆石均为变质锆石, 其年龄反映的是变质时限。
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表 4 黑云斜长角闪岩(WS031-6)的锆石年龄数据表 Table 4 The zircon U-Pb data for sample WS031-6 |
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图7 样品WS031-6的锆石CL图像(a～f)和U-Pb定年谐和图(g) Fig.7 Cathodoluminescene(CL)images(a～f)and the concordia plots(g)for zircons from sample WS031-6 |
正如前述, 由于工作程度所限和研究重点的不同, 前人对于蚌埠隆起的具体的演化过程解析相对较少, 制约了人们对于该隆起形成过程的理解。然而, 通过本次对蚌埠隆起区的石榴辉石岩的PT轨迹构建, 并结合前人的研究资料(Li et al., 1994；Liu et al., 2007；Liu et al., 2009, 2013；Wang et al., 2009, 2013；刘贻灿等, 2012；Zhao and Zhai, 2013；聂峰等, 2014, 2015)分析, 可以看出该隆起经历了较为复杂的演化。根据Zhao and Zhai(2013)综述, 华北克拉通主要由西部陆块、东部陆块和中部造山带构成。该克拉通基底岩石形成主要分布在2.8～2.7 Ga和2.6～2.5 Ga两个时期。前者为少量初始陆壳形成时期, 后者占据大多数, 为基底形成的主要阶段。该阶段(2.6～2.5 Ga)发育有大量源于地幔的岩浆活动和紧随其后的麻粒岩相变质作用。同时, 认为西部陆块由阴山地块和鄂尔多斯地块构成, 其间为孔兹岩带所分割, 两地块于1.95 Ga沿该带陆—陆碰撞拼合完成。东部陆块则分为龙岗地块和狼林地块, 并于1.9 Ga沿胶—辽—吉造山带俯冲碰撞拼合完成。在1.85 Ga时, 东部陆块由西向东俯冲至西部陆块, 形成中部造山带, 并导致华北克拉通最终的形成。
对照本次研究来看, 研究区域位于东部陆块的胶—辽—吉造山带的最南缘, 构建的PT轨迹显示了较为复杂的5阶段的变质演化过程(图 8)。其中阶段-Ⅰ→阶段-Ⅱ, 平均温压由 T =672±17 ℃和P =1.05±0.02 GPa升至 T =805±30 ℃和P =1.12±0.04 GPa, 由角闪岩相进入麻粒岩相变质范畴, 温度、压力分别增加了约130 ℃和约0.16 GPa, 显示了近乎于等压升温的过程；而阶段-II→阶段-Ⅲ(T =615±13 ℃和P =0.93±0.02 GPa), 温、压则分别下降了约190 ℃和约0.3 GPa, 并由麻粒岩相退变至角闪岩相, 表现为近等压降温的过程。从这3个阶段的变化不难看出, 温度的变化是主导因素, 压力变化不明显。即便考虑到误差的影响, 温度仍分别升高了约80 ℃和下降了约150 ℃, 而压力升、降仅在0.1～0.2 GPa范围。这意味着, 这3个变质阶段几乎处于相同的深度, 即约30～40 km的范围(图 8), 说明该蚌埠隆起仅在5～10 km范围幅度内产生了波动性的变化。相比较而言, 温度变化显得较为急剧, 在近于相同的深度层次下, 温度展示了由角闪岩相→麻粒岩相→角闪岩相循环变化过程, 特别是麻粒岩相的高温事件可能暗示了一个巨大的热源事件的存在。根据Zhao and Zhai(2013)的论述, 华北地块约在2.6～2.5 Ga时发生了源于地幔的大量的岩浆活动及其紧密伴随的高温变质事件。若如此, 本次研究确定的阶段-Ⅰ、阶段-Ⅱ、阶段-Ⅲ应对应于该事件。然而, 略有不同的是Zhao and Zhai(2013)认为该时期的变质演化显示的是逆时针的轨迹, 而此次的阶段-Ⅰ→阶段-Ⅱ→阶段-Ⅲ表现为顺时针的特征(图 8)。对此, 本文的解释是可能初始的物质所处的变质环境差异所致, 即在阶段-Ⅰ早期的地块就位于较深层次的变质条件下, 记录了较高的温压条件, 从而导致由阶段-Ⅱ→阶段-Ⅲ时, 阶段-Ⅲ略低于阶段-Ⅰ的温压条件。但若考虑温压的误差, 阶段-Ⅰ和段-Ⅱ的PT值近于类同, 且从总体变化来看, 阶段-Ⅱ→阶段-Ⅲ的近于等压降温的过程与华北克拉通东部陆块的高温麻粒岩相事件是十分吻合的。这暗示了该轨迹的前3个阶段应当反映的是华北克拉通普遍发育的高温麻粒岩相热事件。
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图8 蚌埠隆起区变质P-T轨迹图 Fig.8 The diagram of metamorphic P-T trail |
由于本次研究并未捕获到麻粒岩相的变质锆石, 对其时限的判定仅根据前人的资料进行推测(Hacker et al., 1998, 2006；Gilder et al., 1999；康涛等, 2013；赵田等, 2014；聂峰等, 2015)。Liu et al.(2009)对同一地区的石榴辉石岩的研究显示(图 1, 图 8), 该岩石普遍经历了麻粒岩相变质, 主期变质条件为T=778 ℃～836 ℃和P=1.0～1.2 GPa。这与本次研究确定的阶段-Ⅱ极为相同, 并将该期的变质事件限定在1.8 Ga。而聂峰等(2015)根据对该地区花岗片麻岩和斜长角闪岩的研究, 将该变质事件限定在2.48～2.44 Ga(图 1, 图 8)。考虑到华北克拉通的地质背景及其演化过程(Zhao and Zhai, 2013), 以及本次对斜长角闪岩的年龄分析, 本文倾向于将麻粒岩相变质时限确定在大约2.5 Ga。
由阶段-Ⅲ(T =615±13 ℃和P =0.93±0.02 GPa)→ 阶段-Ⅳ(T =632±6 ℃和P =0.50±0.01 GPa)可以看出(图 8, 表 3), 该过程处于角闪岩相条件下, 当温压误差被考虑时, 显示了一个近于等温降压的过程, 压力至少下降了约0.4 GPa, 温度则无明显变化, 暗示了一个快速的过程。对阶段-Ⅳ的斜长角闪岩的年龄分析显示(表 4, 图 7), 其变质时限在1 885±16 Ma, 这一年龄与华北东部陆块胶—辽—吉造山带的形成时限极为吻合(Zhao and Zhai, 2013)。因此, 可以确定该过程反映的是华北东部陆块狼林和龙岗地块在古元古时期的碰撞造山事件。而推测的阶段-Ⅴ则是其后的一个缓慢的抬升过程。
基于上述的分析, 可以看出石榴辉石岩的5个变质阶段反映的是两期变质事件：1)早期的变质以阶段-Ⅰ、阶段-Ⅱ和阶段-Ⅲ为代表, 揭示了大约在2.5 Ga时, 华北东部陆块上的蚌埠隆起经历了源于地幔的大规模岩浆上侵及其紧密伴随的高温麻粒岩相变质事件。其中阶段-Ⅰ→阶段-Ⅱ的等压升温的过程, 可能记录了岩浆底侵过程, 即因岩浆侵入使先存块体被沉陷并迅速获得较为充分的热源, 从而导致压力略微增高, 温度急剧上升；阶段-Ⅱ→阶段-Ⅲ则可能反映了地壳均一化过程, 即岩浆活动逐渐固化, 温度逐渐降低并达到平衡, 从而表现为压力略微降低, 温度则大幅度降低。2)晚期变质则应代表了胶—辽—吉造山带的形成, 由阶段-Ⅲ→阶段-Ⅳ压力迅速降低, 温度则近于相等, 揭示了一个快速抬升的过程, 其变质时限可能在1 885±16 Ma。
致谢 本文得到中国科学院大学吴春明老师, 中国科学院地质与地球物理研究所陈意老师与林伟老师的指导, 并提出宝贵的修改意见。合肥工业大学聂峰同学、赵俊先同学和李仪兵同学给予本文校稿, 在此一并表示感谢。
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