大別山中生代酸性侵入巖的鋯石u-pb年代學研究

大別山中生代酸性侵入巖的鋯石u-pb年代學研究

1大別造山帶的中酸性巖漿巖花崗巖是大陸地殼的重要組成部分，記錄了大陸地殼的起源和發(fā)展信息。在某些碰撞造山帶,花崗巖多為地殼深熔的產物(如,WhiteandChappell,1977;Collins,1996)。因此,花崗巖對于認識深部地殼的性質有非常重要的意義。大別-蘇魯造山帶不僅是世界上最大的高壓-超高壓變質巖區(qū),而且也是陸-陸碰撞之后,在超高壓和高壓巖石剝露過程中巖漿活動最為強烈的地區(qū)之一(Maetal.,1998)。大量的同位素年代學研究表明,大別山大規(guī)模的碰撞后巖漿事件主要發(fā)生在120～135Ma,大量的燕山期中酸性巖和基性-超基性巖發(fā)育在這一時期(如,陳江峰等,1995;Xueetal.,1997;Geetal.,1998;Jahnetal.,1999;路玉林等,1999;李曙光等,1999;魏春景等,2000;王江海等,2002;黃方,2002;趙子福等,2003)。燕山期中酸性巖漿巖在大別山各個構造單元均有分布,較大的巖體包括主簿源、白馬尖、天堂寨、天柱山、同空山、梅川等。在對大別-蘇魯造山帶的高壓-超高壓變質巖的研究不斷深入并取得幣要進展的同時,該造山帶大面積分布的碰撞后中酸性巖漿巖越來越受到地質學家們的廣泛關注也。這些晚中生代中酸性巖漿巖對研究大別造山帶碰撞后深部地殼的地球化學性質和燕山期中國東部大規(guī)模構造熱事件的成因機制具有重要意義。前人對這些分布在大別造山帶的中酸性巖漿巖的年代學、元素和放射成因同位素地球化學進行了較為詳細的研究(如,陳江峰等,1995;Hackeretal.,1998;Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002)。已發(fā)表的鋯石U-Pb年齡數據表明,大別山主要中酸性巖體的侵位年齡集中在122～136Ma(Xueetal.,1997;Hackeretal.,1998;路玉林等,1999;黃方,2002)。這與大別山零星分布的基性-超基性侵入巖的鋯石U-Pb年齡(124～130Ma)非常一致(李曙光等,1999:葛寧潔等,1999;王海等,2002;趙子福等,2003)。元素和放射成因同位素地球化學研究表明,大別山中酸性巖具有如下地球化學特征:(1)富集輕稀土元素;(2)明顯的高場強元素Nh,Ti和P負異常;(3)較高的87Si/86Sr初始比值和低的εNd(t)值(如,Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002)。由于大別山中生代基性-超基性巖和中酸性巖具有較為一致的Sr-Nd同位素特征(如,Jahnetal,1999;Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002),這些具有明顯大陸F地殼和富集巖石圈地幔地球化學特征的中酸性巖的形成機制和巖漿來源是與幔源巖漿有關(Maetal.,1998;Chenetal.,2002),還是與俯沖陸殼本身部分熔融有關(Zhangetal.,2002;Zhengetal.,2003),需要進一步的穩(wěn)定同位素特別是氧同位素的數據來加以制約。由于低溫風化和水-巖相互作用過程中的氧同位素分餾,許多經歷過地表或近地表過程的地殼物質具有與正常地幔截然不同的氧同位素組成。因此,中酸性巖氧同位素組成的研究可以判斷其直接來源于地殼還是與幔源巖漿有關。考慮到可能發(fā)生的巖漿期后亞固態(tài)水-巖相互作用,一些容易與流體發(fā)生氧同位素交換的礦物和全巖的δ18O值有時并不能代表其初始巖漿結晶時的氧同位素組成。對鋯石氧同位素組成的激光氟化分析表明,鋯石能較好地保存其巖漿巖原巖的氧同位素初始組成,不受后期亞相熱液蝕變和麻粒巖相變質作用的影響(Valleyetal.,1994;GilliamandValley,1997;Kingetal.,1997,1998;MonaniandValley,2001;Weietal.,2002;Zhengetal.,2004)。通過對鋯石進行氧同位素分析,則可以知道其原始巖漿是直接來自地幔還是經受過地殼循環(huán)(BindmanandValley,2001;Pecketal.,2001;Weietal.,2002)。對地球上最古老鋯石的氧同位素分析表明(Wildeetal.,2001;Mojzsisetal.,2001;Valleyetal.,2002),地球早期(>4.3Ga)已經出現水圈,導致鋯石的δ18O位明顯偏離地幔鋯石值5.3±0.3‰。因此,氧同位素是研究殼幔相互作用最為有效的地球化學工具之一(TaylorandSheppard,1986;Eiler,2001)。迄今為止還沒有關于大別山燕山期中酸性巖氧同位素結果的報道。本文對主簿源中酸性巖進行了主量和微量元素分析,對主簿源和天柱山中酸性巖進行了鋯石U-Pb年齡的SHRIMP離子探針測定,對主簿源、天柱山和團嶺中酸性巖進行了全巖和單礦物的氧同位素激光氟化分析。根據這些結圖為這些中酸性巖的成因和演化提供進一步的年代學、元素和氧同位素制約。2地質背景及巖體特征大別-蘇魯造山帶是揚子大陸板塊與華北大陸板塊之間在三疊紀時期俯沖-碰撞所形成的超高壓變質帶,該造山帶內超高壓巖石的大面積分布引起了國內外地質學界的廣泛關注,成為近二十年來研究超高壓變質作用最為重要的區(qū)域之一。前人對該造山帶的高壓-超高壓變質巖的構造學、礦物學、巖石學和地球化學進行了廣泛的研究,取得了豐碩的研究成果(Zhengetal.,2003,及其中所引參考文獻)。大別山橫跨安徽、湖北和河南三省,西起河南桐柏山,東到郯城-廬江斷裂帶,被三條近東西向ri的斷裂帶分為四個不同的巖石構造單元(Liouetal.,1995)。從北到南依次為:北淮陽淺變質帶、北大別高溫高壓變質雜巖帶、中大別超高壓變質帶和南大別高壓低溫變質帶(Wangetal.,1989;Congetal.,1994;Liouetal.,1995;Zhaietal.,1995;Dongetal.,1998)。大別山早白堊世中酸性巖在四個構造單元均有分布(Maetal.,1998;Zhangetal.,2002),但在北大別出露最為廣泛,幾個較大的中酸性巖基如主簿源、白馬尖和天堂寨均分布在北大別地體(圖1)。本文所研究的三個巖體主簿源、團嶺和天柱山分別出露于北大別高溫高壓帶和中大別超高壓變質帶及兩帶的分界部位(圖1)北大別變質雜巖主要由正片麻巖、表殼巖和變質鎂鐵-超鎂鐵巖組成,其中英云I閃長質、奧長花崗質和花崗閃長質片麻巖廣泛分布于北大別地體,約古整個北大別變質雜巖的70～80%,部分地區(qū)的片麻巖受到了明顯的混合巖化的影響,形成獨特的眼球狀構造。少量的鎂鐵-超鎂鐵巖、榴輝巖及麻粒巖透鏡體分布在片麻巖及韌性剪切帶中(Liouetal.,1995)。中大別超高壓變質帶主要出露的巖石包括片麻巖、大理巖、片巖、角閃巖及榴輝巖等,另外有少量的硬壓石英巖、白片巖、石榴橄欖巖、純橄欖巖等。榴輝巖中顯微金剛石和柯石英及其假象以及副片麻巖中柯石英及其假象包裹體的發(fā)現表明這些巖石經歷過超高壓變質作用(Okayetal.,1989;Okay,1993;Wangetal.,1989;WangandLiouetal.,1991;Xuetal.,1992;Sobolevetat.,1994)大量的年代學和礦物學證據表明該fe區(qū)廣泛分布的正片麻巖也經歷過超高壓變質作用(Amesetal.,1996;Rowleyetal.,1997;FHackeretal.,1998;Tahataetal.,1998;Carswelletal.,2000)。在中大別超高壓變質帶也出露有規(guī)模不等的燕山期中酸性陀巖體,如司空山、綠楊和團嶺巖體(Zhangetal.,2002;路玉林等,1999);主簿源巖體出露于曉天、石盆以南到岳兩無愁及潛山龍井關一帶,出露面積約410km2(Maetal.,1998;Zhangetal.,2002)。其巖性大致可以分為兩類(魏春景等,2000;Chenetal.,2002h一類為普遍含有角閃石的中性巖(以彭河超單元為代表),包括二長閃長巖、二長正長巖和石英少量的榍石、磁鐵礦、鋯石石、褐簾石和磷灰石等;另一類為不含角閃石的黑云母二長花崗巖(以黃柏超單元為代表),礦物組合為斜長石(30%)、鉀長石(30%)、石英(30%)、黑云母(5%)和少量的榍石、褐簾石、磁鐵礦、磷灰石和鋯石等。年代,學數據和野外接觸關系表明后者晚于前者(魏春景等,2000)。天柱山巖體出露于五河-水吼斷裂附近靠北大別一側,東起潛由山縣天柱山,西至岳西縣中關一帶,出露面積約120km2(彭亞鳴等,1994)。巖體與圍巖呈明顯的侵入接觸關系,圍巖主要為北大別廣泛分布的TTG片麻巖。巖體由含角閃石的二長巖和石英二長巖(分布在巖體西部)以及不含角閃石的黑云母二長花崗巖(主要分布在巖體東部,在巖體西部邊緣也有少量分布)組成,后者晚于前者。二長巖和石英二長巖礦物組合為斜長石(20～25%)、鉀長石(15～20%)、石英(25～30%)、角閃石(8～12%)、黑云母(約5%)和少量的榍石、磁鐵礦、磷灰石和鋯石。黑云母二長花崗巖礦物組合為鉀長石(50～60%)、斜長石(10～15%)、石英(約30%)、黑云母(2～3%)和少量的褐簾石、磁鐵礦、磷灰石和鋯石(彭亞鳴等,1994)。團嶺花崗巖體出露于岳西縣河圖鎮(zhèn)一帶,侵位于中大別超高壓變質帶變質表殼巖中,出露面積約57.6km2(路玉林等,1999)。巖休由二長花崗巖和少量英云閃長巖、石英閃長巖以及石英二長巖組成,前者的礦物組合為鉀長石、斜長石、石英、黑云母和少量的鋯石、榍石、磷灰石和磁鐵礦等,后者的礦物包括角閃石、斜長石、榍石、獨居石、鈦鐵礦、磷灰石和磁鐵礦(Hackeretal,1998)。分別對主簿源、天柱山和團嶺巖體各種巖性進行了采樣,大致的采樣位置見圖1,其中部分樣品(如02SG03和02TL02)的采樣位置與Hackeretal.(1998)用于進行鋯石U-Pb定年的樣品DS72和DS81相同。3鋯石u-ph年齡測定全巖樣品采用無污染瑪瑙球磨技術直接磨碎至<200目,單礦物則破碎到自然粒度后,利用磁法、重液等選礦技術,并配合雙目鏡手選方法進行單礦物分離,通常純度>98%。主簿源中性巖的主量和微量元素分析在中國科學院廣州地球化學研究所完成。主量元素采用電感耦合等離子體原子發(fā)射光譜法(lCP-AES)進行分析,使用的分析儀器為VarianVista-PRO型ICP-AES,分析精度優(yōu)于1%。微量元素采用電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)進行分析,分析儀器為PEElan6000型ICP-MS,絕大多數元素的分析精度優(yōu)于5%。具體分析方法參見李獻華等(2002)和劉穎等(1996)。主簿源中性巖中鋯石U-Ph年齡測定采用離子探針微區(qū)微量分析技術,在北京離子探針中心的SHRIMPⅡ儀器上進行,有關分析流程參考Compstonetal.(1992)和宋彪等(2002)。在雙目鏡下挑選出晶形完好、具有代表性的鋯石顆粒與工作標準鋯石TEM(417Ma)一起粘貼在環(huán)氧樹脂表面,然后拋光并鍍金,定年開始前采用SriLanka偉晶巖中鋯石SL13(572Ma)進行工作標準校定。對待測鋯石進行透射光和反射光顯微照相,并進行陰極發(fā)光掃描電鏡圖像分析,以檢查鋯石的內部結構,從而幫助選定最佳的待測鋯石部位和進行數據解釋。全巖和單礦物氧同位素分析采用激光氟化法(龔冰和鄭永飛,2003;Zhengetal.,2002),所用激光器為25W的CO2激光發(fā)射器MIR-10。將約1.5～2.0mg的礦物顆粒在真空條件下與BrF5反應,得到的O2直接引入質譜儀進行測定。氧同位索比值在中國科學技術大學化學地球動力學研究實驗室Delia+型氣體質譜儀上測定,分析結果以相對于SMOW同位素比值的千分變化值δ18O表示,日常分析誤差優(yōu)于±0.1‰。在分析過程中采用了兩個國際標準:(1)石榴石UWG-2,δ18O=5.8±0.1‰;(2)鋯石91500,δ18O=10.0±0.1‰。4結果4.1花崗質酸性巖的地球化學特征對采自主簿源巖體的6個樣品進行了全巖主量和微量元素分析,結果列于表1。根據本文和前人的結果(Chenecal.,2002;Zhangetal.,2002;金成偉和鄭祥身,1998;周承福等,2001;彭亞鳴等,1994;路E林等,1999),可以將主簿源、天柱山和閉嶺巖體的巖石類型大致分為兩類:一類是SiO2含量為54.52%～69.58%,普遍含有角閃石石的中性巖,在硅堿圖上(圖2),它們分布在正長巖、二長巖、二長閃長巖和石英二長巖區(qū)域。另一類是SiO2含量為70.12%～77.44%,基本不含角閃石的酸性陀巖(黑云母二長花崗巖)。中性巖主要為準鋁質,個別樣品表現為弱過鋁質,A/CNK值為0.77～1.08(圖3,表1)。它們具有較高的K2O(2.66%～6.25%)、Al2O,(14.38%～19.30%)、Sr(>400ppm,個別樣品除外)、Ba(688～3343ppm)含量和Sr/Y比值(大多數樣品大于20)以及較低的TiO2(0.39%～1。41%)、Rb(39.9～193ppm)含量和Rb/Sr比值(圖4和5)。花崗質酸性巖為準鋁質或弱過鋁質(圖3),A/CNK值為0.84～1.13。它們具有較低的CaO(0.44%～1.42%)、TiO2(0.10%～0.38%)、Al2O3(12.71%～14.68%)、FeO1(0.56%～2.68%)、MgQ(0.04%～1.55%)、P2O5,(0.01%～0.25%)、Sr(28～323ppm)、Ba(63.7～1801ppm)含量和Sr/Y比值以及較高的K2O(4.32%～5.52%)、Rb(123～263ppm)含量和Rb/Sr比值(圖4和5)。如圖4所示,除個別樣品外,主簿源、天柱山和團嶺中酸性巖主量元素(K2O除外)和部分微量元素與SiO2含量之間存在明顯的相關性。隨著SiO2含量的增加,CaO、TiO2、Al2O3、FeO1、MgO、P2O5、Sr和Ba含量逐漸降低,Rb含量逐漸增加。在K2O與SiO2圖解中(圖4f),它們均分布在高鉀鈣堿性系列和和橄欖安粗巖系列區(qū)域,其中天柱山和團嶺的樣品均分布在高鉀鈣堿性系列的區(qū)域,而主簿源樣品部分落在高鉀鈣堿性系列區(qū)域,部分分布在橄欖安粗巖系列,且部分中性巖具有非常高的K2O含量(5.75～6.25%)。主簿源、天柱山和團嶺中性巖和花崗巖球粒隕石標準化稀土模式示于圖6,其稀土模式表現出明顯的輕稀土(LREE)富集。其中性巖的(La/Yb)、值為10～32,花崗巖的(La/Yb)N值為8～39(圖5b)中性巖Eu負異常不明顯,部分樣品表現出弱的Eu負異常;而花崗巖表現出明顯的EU負異常(Eu/Eu*為0.21～0.73),指示源區(qū)有斜長石殘留和/或經歷了斜長石結晶分異作用。相對于主簿源巖體,天柱山中性巖總體上具有相對較低的稀土含量(圖6a)。這些中酸性巖的稀土元素特征與北大別正片麻巖總體是一致的(圖6)在微量元素原始地幔標準化圖解上(圖7),中性巖表現出明顯Nb、P和Ti負異常以及LREE正異常,花崗巖表現出明顯的Nb、Ba、Sr、P)和Ti虧損以及Rb、Th和LREE富集。盡管中性巖具有較高的Sr含量和Sr/Y比值(圖4i和5c),但由于其LREE也較富集,因此在微量元素蛛網圖上除個別樣品表現出較弱的Sr正異常,而大多數樣品為Sr負異常(SrN/(CeN/2+NdN/2)=0.10～1.68),類似于太古代高鋁TTG(Martin,1999)。相對于主簿源花崗巖,天柱山花崗巖縣有非常低的Ba、Sr和Eu含量(圖7b),指示源區(qū)有斜長石線留和/或巖漿在侵位過程中存在斜長石的結晶分異作用。北大別正片麻巖也具有類似的微量元素特征(圖7c)?？傮w上,大別山中生代中酸性巖具有與中國東部燕山期高Sr低Y型中中酸性火成巖一致的元素地球化學特征(葛小月等,2002及其中所引參考文獻),但與DefantandDrummond(1990,1993)所定義的環(huán)太平洋地區(qū)典型adaikite相比,它們具有明顯偏高的K2O含量、偏低的Al2O3含量和Mg值,并表現出平坦的重稀土(HREE)配分模式和缺乏明顯的Si=r正異常。4.2巖石學和年代學對主簿源和天柱山中酸性巖中的鋯石進行了U-Pb年齡的SHRIMP測定和陰極發(fā)光(CL)觀察,鋯石U-Pb)同位素和年齡數據列于表2。如圖8所示,鋯石呈長柱狀或短柱狀,自形程度較好,長約100～200μn.長寬比約為2:1～3:1。巖漿結晶環(huán)帶清楚,部分鋯石顆粒核部有殘留的繼承鋯石。如圖9所示,樣品01ZBY02、0IZBY15和02TZ01的U-Pb不一致下交點年齡為121±8Ma～129±20Ma,代表巖漿結晶期間的鋯石生長年齡;上交點年齡為748±53Ma～815±20Ma,為繼承鋯石年齡另外,在樣品01ZBY02中的鋯石核部測得一個三疊紀年齡222±3Ma(圖9);該分析點具有較低的Th/U比值(0.11),表明其為變質成因。樣品02TZ04中未發(fā)現繼承鋯石,其交點年齡為131±2Ma。繼承鋯石的新元古代年齡與大別-蘇魯造山帶大面積分布的變火成巖的原巖年齡是一致的(Zhengetal.,2003,及其中所引參考文獻),三疊紀年齡(222Ma)與普遍接受的大別-蘇魯造山帶超高壓變質作用時間相吻合(Lietal.,2000及其中)所引參考文獻)。這些繼承鋯石可能將兩種成因:(1)中酸性巖在漿在侵位過程中同化片麻巖圍巖的捕虜晶鋯石;(2)地殼巖石部分熔融形成巖漿后的鋯石殘骸。Hackeretal.(1998)對采自主簿源巖體石關附近的一英云閃長巖分別進行了鋯石U-Pb年齡的SHRIMP和TIMS測定,得到的核部殘留鋯石的年齡為740～782Ma,邊部巖漿鋯石生長年齡為131±2Ma;TMS上交點年齡為768±31Ma,下交點年齡為132±6Ma。上述結果與本文分析得到的結果在誤差范圍內完全一致。魏春景等(2000)對主簿源巖體彭河超單元花崗巖和石英二長巖進行了全巖+礦物(榍石、鉀長石、角閃石和黑云母)Rb-Sr,等時線定年,其結果(127Ma和125±2Ma)與本文得到的鋯石U-Ph年齡結果在在誤差范圍內是-致的。而黃柏超單元花崗巖全巖+礦物Rb-Sr等時線年齡(120±1Ma和I111±1Ma)晚于彭河超單元,這與它們之間旱侵入接觸關系的地質觀察是一致的(魏春景等,2000)。謝智等(2001)對采自主簿源巖體的花崗巖樣品進行了全巖+礦物(長石、磷灰石和黑石母)Rb-Sr等時線定年,其結果(118±3Ma)晚于本文和Ha.keretal.(1998)得到的鋯石U-Pb年齡,礦物對之間氧同位素平衡的保存指示該年齡代表了黑云母Rb-Sr體本系的冷卻封閉年齡。根據這些年齡數據,可以大致估算主簿源巖體的冷卻速率。實驗和天然樣品研究表明1,P1)住鋯石中的擴散封閉溫度大于900℃如,Blacketal.,1986;Claoue-Longetal.,1991;Williams,1992;MezgerandKrogstad,1997;Mezgeretal.,1991;CherniakandWcItson,2000;Leeetal.,1997)考慮到鋯石f在花崗巖巖漿屮的結晶溫度一般不超過900℃以及Dahl(1997)根f據據離子孔隙度估算得到的鋯石Pb封閉溫度為800～900℃,因此取8501作為花崗巖中鋯石Pb同位索封閉溫度較為合適Sr在黑云母屮的擴散封閉溫度約為(300～400℃。Jagei.,1979;Verschureetal.,1980;DelMoroefal.,1982:Jenkin,1997)。由于魏春景等(2000)在進行Rh-Sr同位素分析時未將角閃石和黑云母分開,因此我們采用謝智等(2001)的RbSr年齡。根據以上年齡和封閉溫度數據估算得到的主簿源巖體平均冷卻速率約為35～55℃/Ma,較快的冷卻速率與大別-蘇魯造山帶碰撞后的拉張環(huán)境是一致的。天柱山花崗巖鋯石TIMSU-Pb年齡為127±8Ma(Geetal.,1998),與本文所得到的SHRIMPU-Pb年齡結果129±20Ma～131±2Ma在誤差范圍內是一致的。團嶺黑云母二長花崗巖鋯石TIMSU-Pb年齡為134±8Ma(路玉林等,1999),團嶺英云閃長巖鋯石SIIRIMP和TIMSU-Pb年齡分別為134±3Ma和138±34Ma(Hackeretal.,1998),這兩組年齡在誤差范圍內也是一致的。4.3巖巖漿結構參數特征,巖石組織特征明顯全巖和單礦物氧同位索分析結果列于表3,為了檢驗數據的可靠程度,在美國威斯康星大學利用激光氟化技術對部分樣品進行了重復分析,得到的結果與中國科學技術大學化學地球動力學研究實驗室測得的數據在實驗誤差范圍內基本一致。主簿源中性巖石英δ18O值從6.30‰變化到8.39‰。,鉀長石δ18O值從0.56‰變化到7.26‰,斜長石δ18O值從-4.88‰變化到6.96‰閃石δ18O值從2.49‰變化到6.19‰,黑云母δ18O值從-4.70‰變化到3.88‰,鋯石δ18O值從4.27‰,變化到6.11‰,磁鐵礦δ18O值從-1.50‰變化到0.96‰(表3)、。主簿源花崗巖石英δ18O值從7.51‰變化到8.38‰,鉀長石δ18O值從1.83‰,變化到7.71‰,斜長石δ18O值從1.60‰,變化到6.94‰,黑云母δ18O值從-3.64‰變化到3.32‰,鋯石δ18O值從4.78‰變化到5.27‰,磁鐵礦δ18O值從0.04‰變化到1.30‰(表3)。顯然,主簿源中性巖單礦物δ18O值具有較大的變化范圍,且大多數樣品的鋯石δ18O值與地幔鋯石的δ18O。值5.3±0.3‰(Valleyetal.,1998)一致。相對于中性巖,主簿源花崗巖抵抗后期熱液蝕變能力較強的礦物如石英和長石的δ18O值具有相對較小的變化范圍。天柱山山中性巖巖和花崗巖具有非常一致的鋯石δ18O值(5.00～5.37‰),而石英δ18O值從7.40‰變化到8.06‰,鉀長石δ18O值從2.32‰變化到6.70‰,斜長石δ18O值從1.47‰變化到6.45‰,角閃石δ18O值從3.42‰變化到4.26‰,黑云母δ18O值從1.49‰變化到3.26‰(表3)。團嶺中性巖石英δ18O值從7.16‰變化到8.66‰,鉀長石δ18O值從1.89‰變化到4.77‰。,斜長石δ18O值從3.17‰變化到5.56‰,鋯石δ18O值從4.14‰變化到5.41‰(表3)。兩個團嶺花崗巖樣品的石英δ18O值為7.49‰和7.53‰,鉀長石δ18O值為4.15‰和5.46‰,鋯石δ18O值為4.87‰和4.61‰(表3)。如圖10所示,由主簿源、天柱山、團嶺中性巖和花崗巖中石英與鋯石的δ18O值計算得到的氧同位素溫度多為700～1000℃(圖10a),這與利用Docdson(1973)方程并根據上文估算的冷卻速率(35～55℃/Ma)和鋯石的顆粒大小(a=25～50μn))以及WatsonandCherniak(1997),FortierandGiletti(1989)和ZhetngandFu(1998)實驗和經驗較準的含水和無水條件下的擴散速率計算得到的氧在鋯石中的擴散封閉溫度(550～930℃是基本一致的,指示它們達到并保存了巖漿結品時的氧同位素平衡分餾。樣品01ZBY13中石英與鋯石氧同位素表觀溫度大于1200℃(圖10a),該溫度明顯高于中酸性巖漿的溫度。由于氧在鋯石中的擴散速率極低(WatsonandCherniak,1997;ZhengandFu,1998),穩(wěn)定性極高,因此即使經歷過巖漿期后的高溫水-巖相互作用也能夠保存其巖巖漿結晶時的氧同位素組成。因此,只可能是這些樣品中的石英氧同位素組成受到了后期熱液蝕變的擾動,從而給出非常高的氧同位素溫度,這與該樣品中的石英具有相對較低的δ18O值是一致的(表3,圖10a)。在鉀長石、斜長石、角閃石、黑云母和磁鐵礦與鋯石之間的δ-δ圖解上,樣品點成近乎垂直的趨勢分布。除個別樣品保存了氧同位素平衡分餾外,大多數樣品均表現出顯著的氧同位素不平衡分餾(圖10b-f),并目.這些礦物具有明顯偏低的δ18O值,指示它們受到了巖漿期后低δ18O流體的擾動,巖石與低δ18O流體之間發(fā)生了亞固相氧同位素交換。就低δ18O流體的來源而言,有兩種可能性:(1)來自地表水(如大氣降水或者海水);(2)來自片麻巖圍巖的高溫脫水。由于這些白堊紀侵入巖巖漿侵位較深(角閃石結晶壓力為430-530MPa,Hackeretal.,1998;對應深度為16-20km),因此地表水不可能滲透到15km以下深度并使巖體發(fā)生熱液蝕變。已知片麻巖圍巖氧同位素組成具有非常大的變化范圍且大多具有低于正常地幔的δ18O值(-7～+10‰,Zhengetal.,2003),所以巖漿期后低δ18O流體更可能來源于片麻巖圍巖自身。巖漿作為熱源引起片麻巖圍巖含水礦物分解和/或羥基出溶形成低δ18O流體,而這些低δ18O流體就在侵入巖體周圍發(fā)生循環(huán)和熱液蝕變。5討論5.1低18o巖漿的形成背景盡管大多數中性巖和部分花崗巖中的鋯石具有與典型地幔鋯石一致的δ18O值,但仍有部分樣品低于或高于地幔鋯石的δ18O值(圖11)。如上文所述,低δ18O鋯石不是巖漿期后水-巖相互作用造成的而是來自于低δ18O巖漿。概括起來,目前關于低δ18O巖漿成因的假說主要包括以下幾種:(1)低δ18O地表流體(如海水、大氣降水等)直接注入巖漿(Friedmanetal.,1974;Hildrethetal,1984);(2)受熱液蝕變的低δ18O巖石被巖漿同化并進入巖漿(TaylorandSheppard,1986;BalseleyandGregory,1998);(3)崩塌破火山口的大規(guī)模熔融(BinedemanandValley,2000);(4)與海水進行過高溫同位素交換的俯沖下部洋殼的部分熔融(Weietal.,2002);(5)虧損δ18O的巖漿房圍巖部分熔融(Baconetal.,1989);(6)裂谷構造帶低δ18O蝕變巖石的塌陷熔融(Taylor,1977;Zhengetal.,2004)。由于巖漿房所承受的巖層靜壓力比裂隙系統(tǒng)中的靜水壓力高2.5～3.0倍,并且?guī)r漿房周圍的裂隙已為巖漿所充填,因此不利于地下水通過滲濾和擴散的方式進入深部巖漿房。即使由于某種原因而使少量地下水沿著裂隙進入巖漿房,但因為淺成巖漿中溶解水的數量十分有限而不可能使巖漿的δ18O值發(fā)生明顯的變化。本文對大別山中酸性巖漿巖的氧同位素研究發(fā)現,具有較低鋯石δ18O值的樣品(01ZBY02和01ZBY15)在化學分析過程中的燒失量并不高(1.00%和2.22%,表1),也不支持大量大氣降水直接注入的假說?？紤]到大別山中生代巖漿巖形成于碰撞后的拉張環(huán)境,巖漿起源較深(見下面的討論),鋯石氧同位素組成和全巖SiO2含量之間不存在明顯相關性,花崗巖組成較為均一等因素,由(2)—(5)的地質過程產生低δ18O巖漿的可能性不大。因此,這些低δ18O巖漿起源于虧損δ18O的源區(qū)物質。大別山大面積分布的變火成巖具有較大的鋯石氧同位素組成變化范圍(-4.3‰～+8.5‰,Zhengetal.,2004),這些變火成巖的原巖被認為是揚子板塊北緣新元古代與裂谷巖漿作用有關的火成巖,它們大多具有較低的鋯石δ18O值,指示其形成于新元古代低δ18O巖漿,在三疊紀高壓-超高壓變質過程中由于較快的俯沖和折返以及缺乏流體而未受到明顯的改變。樣品01ZBY02和01ZBY15中殘留鋯石的新元古代和三疊紀年齡信息(圖8和9)表明,其母巖可能為新元古代火成巖并經歷了三疊紀超高壓變質作用。相對于超高壓變火成巖,早白堊世中酸性巖鋯石δ18O值具有較小的變化范圍(4.14‰～6.11‰,表3)。對此有兩種可能的解釋:(1)中酸性巖的母巖位于地殼深部而未受到明顯的新元古代高溫熱液蝕變;(2)在地殼部分熔融過程中由于氧在中酸性巖漿中的遷移速率較快,易于使氧同位素相對均一化。5.2巖石學5.2.1地殼和基性巖漿氧同位素組成主簿源中性巖的鋯石U-Pb年齡不僅與大別造山帶大量出露的早白堊世巖漿巖的形成年齡一致,而且與長江中下游和中國東部地區(qū)大規(guī)模分布的燕山期巖漿巖年齡一致,只是不同地區(qū)的巖漿巖在物質成分和同位素組成上差異很大。對于這些同時期大規(guī)模巖漿活動的產生原因,一般認為與燕山期太平洋板塊的西向俯沖有關。就大別山中性巖的巖漿來源來說,存在兩種可能的解釋,一是與幔源基性巖漿和花崗巖巖漿的混合(Chenetal.,2002)或幔源巖漿的AFC過程有關(Maetal.,1998),另一是與俯沖陸殼本身的部分熔融有關(Zhangetal.,2002;Zhengetal.,2003)。Chenetal.(2002)根據元素和Sr-Ncd同位素認為主簿源中性巖為演化的基性巖漿與花崗巖巖漿混合并經過結晶分異形成的。但是由于大別山碰撞后基性-超基性巖、中性巖和花崗巖具有非常類似的初始Sr-Nd同位素組成(如,Chenetal.,1998;Maetal.,1998;Jahnetal.,1999;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002;李曙光等,1998;黃方,2002),因此僅僅根據Sr-ND同位素初始組成是不能制約這些中性陀巖起源于基性巖漿與花崗巖巖漿之間的混合作用的。不過,這些巖石在Sr-Nd同位素組成上的相似性說明,它們可能具有同位素地球化學性質相似的源區(qū),即陸下巖石圈地幔及其上覆的中下地殼,可能對應于俯沖的揚子巖石圈。另外,主簿源中性巖部分樣品具有非常高的K2O含量(5.75～6.25%,圖4f),明顯高于基性-超基性巖和花崗巖的K2O含量。再者,巖漿混合形成均一混合巖漿存在潛在的物理問題,即巖漿結晶潛熱不足以熔化其通道上的大量圍巖引起大規(guī)模同化作用。這些均不支持主簿源中性巖起源于演化的基性巖漿與花崗巖巖漿混合的觀點。Maetal.(1998)認為大別山中生代中性巖形成于富集巖石圈地幔的部分熔融和/或幔源巖漿的AFC過程,但考慮到圍巖氧同位素組成具有非常大的變化范圍(-7～+10‰,Zhengetal.,2003),幔源巖漿同化混染圍巖形成氧同位素組成變化較小(鋯石δ18O值:4.14～6.11‰表3)的中性巖的可能性不大。另外,要形成大面積的中性巖,需要大量幔源巖漿并伴隨大量的基性堆晶體,這與大別山只分布有零星的規(guī)模不大的中生代基性-超基性巖的地質事實不符(Jahnetal.,1999;趙子福等,2003)。由于大別山晚中生代不同成分巖漿巖具有相似的SrNd-Pb同位素組成并且與圍巖片麻巖和榴輝巖相似,因此由這些同位素體系來判斷中性巖起源于地殼還是殼幔混合存在較大的不確定性,而氧同位素組成則可能提供更為有效的制約。由于主簿源、天柱山和團嶺中酸性巖受到了不同程度巖漿期后低δ18O流體的擾動,其全巖和那些容易與流體發(fā)生氧同位素交換的礦物的δ18O值不能代表其巖漿初始結晶時的氧同位素組成。氧也在鋯石中的擴散速率極低(WatsonandCherniak,1997;ZhengandFu,1998),即使經歷麻粒巖相變質作用和亞固相高溫熱液蝕變,鋯石仍然能夠保存其初始氧同位素組成(Zhengetal.,2004)。研究表明,在亞固相條件下的水-巖巖相互作用過程中,要使100μm大小的鋯石發(fā)生氧同位素再造需要幾上甚幾了百個Ma以上的持續(xù)時間(Zhengetal.,2004)。考慮到主簿源和天柱山巖體較大的規(guī)模(出露面積分別為410km2和120km2;彭亞鳴等,1994;Maetal.,1998;Zhangetal.,2002)以及大別山燕山期大規(guī)模的巖漿事件,依靠巖體自身和周圍巖體的熱量來驅動流體的的循環(huán)并引發(fā)水-巖相互作用,這種相互作用可以持續(xù)一段時間。但根據本文和Hackeretal.(1998)鋯石U-Pb年齡(121±8Ma～131±2Ma,圖9;131±2Ma)以及謝智等(2001)的全巖+礦物(長石、磷灰石和黑云母)Rb-Sr等時線年齡(118±3Ma)判斷,黑云母封閉溫度(300～400℃)以上的高溫水-巖相互作用時間不會超過10Ma,因此鋯石的氧同位素組成不會發(fā)生明顯的改變,而反映其巖漿結晶時的氧同位素組成。如圖11所示,主簿源、天柱山和團嶺中性巖鋯石氧同位素組成為4.14～6.11‰,但大多數樣品具有典型地幔鋯石的δ18O值5.3±0.3‰(Valleyetal.,1998)?，F有的研究表明,大別山中生代基性-超基性巖大多具有與典型地幔鋯石明顯不同的鋯石氧同位素組成(趙子福等,2003,夏群科等,2002)。因此,由這些幔源巖漿與花崗巖巖漿混合或者幔源巖漿經AFC過程形成中性巖的可能性不大?？紤]到主簿源中性巖最基性樣品的SiO2含量低達54.52%e(Chenetal.,2002),因此它們可能起源于基性下地殼的部分熔融。這些基性下地殼大多具有相相對均一的與典型地幔巖石相同的氧同位素組成。如上文所述,個別中忭畀樣品偏高或偏低的鋯石δ18O值可能來源于氧同位素組成不均一的源區(qū)物質。實驗巖石學研究表明,源巖的K含量明顯影響派生融體的K含量,低K的拉斑玄武巖部分熔融不可能產生高鉀鈣堿性和更高K含量的巖漿(RobertsandGemens,1993)因此,大別山中生代中性巖較高的K2O含量(圖4f)表明其源巖為富K的基性巖。大別山中生代中性巖較高的Sr同位素初始比值(0.70534～0.71058)和較低的εNd(t)值(-24.9～-12.7)以及古元古代至中元古代Nd模式年齡(TDM為1.3～2.5Ga)表明,其源區(qū)物質為古老的基性下地殼巖石(根據ChenEtal.,2002;Zhangetal.,2002;Maetal.,1998:黃方,2002;楊祝f良等,2002;金成偉和鄭祥身,1998的Sr-Nd同位素數據和t=130Ma計算)。如上文所述,大別山碰撞后中性巖的化學和同位素組成表明它們起源于基性下地殼脫水部分熔融并經過結晶分異形成的。實驗巖石學研究表明(Rushmer,1991;BeardandLofgren,1991;wolfandWyllier,1994;RappandWatson,1995),下地殼玄武質物質的脫水部分熔融可以產生大量偏中性的融體(石英閃長質至英云閃長質),特別是在高熱流的地區(qū)大別山中生代中性巖具有玄武質巖石脫水部分熔融產生的融體類似的化學組成,它們具有較低的SiO2和HREE含量,高的Al2O3和LREE含量,Eu負異常不明顯(圖4和6)大別山中性巖較低的HREE含量和明顯的輕重稀土分異(圖6a)表明部分熔融后的殘留物中含有石榴石。與太古代TTG巖石和現代adakies具有陡峭的HREE分布外模式(如,Drummondetal.,1996;Martin,1999)不同,大別山中生代中性巖HREE之間的分異并不明顯,它們呈較平緩的分布模式(圖6a),表明部分熔融后的殘留物中的主體相為角閃石,這與這些中性巖較低的TiO2含量(圖4b)、Rb/Sr(圖5a)和K/Rb比值是一致的。另外,中性巖Sr相對于Ce和Nd正異常不明顯甚至為負異常(圖7a),表明殘留相中存在斜長石(Martin,1999)。盡管斜長石的結晶古分異作用會使殘留熔體的Sr含量降低(圖12),但最基性的中性巖樣品(SiO2=54.52%)的SrN/(CeN/2+NdN/2)比值為1.03,并沒有表現出明顯的Sr正異常。在下地殼條件下,存在孔隙流體的可能性不大,因此部分熔融是在缺乏流體或流體本不飽和的條件下進行的。根據目前的實驗巖石學結果,基性巖在缺乏流體或流體不飽和的條件下部分熔融主要表現為含水礦物(角閃石)的脫水熔融。因此角閃石主要是被熔融進入熔體,如果殘留相中仍有大量的角閃石殘留,則表明其源巖類型可能為斜長角閃巖。在缺乏流體或流體不飽和的條件下,石榴石是通過消耗角閃石和斜長石形成的:角閃石+斜長石±石英=石榴石+單斜輝石+熔體+斜長石(富Na)。角閃巖脫水部分熔融的實驗研究表明,住850～1100℃條件下,部分熔融后殘留相中開始出脫石榴石的壓力范圍為10～15kbar(PatioDouceandBeard,1995;RiappancdWatson,1995;WolfandWyllie,1994;SenandDunn,1994)角閃石在壓力至少為15kbar的條件下仍能與石榴石穩(wěn)定共存(Rushmer,1993),但在壓力為22kbar條件下角閃石和斜長石不能穩(wěn)定存在而轉變石榴石和綠輝石的榴輝巖相組合。因此,角閃巖部分熔融后殘留物中同時含有角閃石、斜長長石和石榴石的溫壓條件約為850～1100℃和10～22khar。實驗巖石學資料表明,基性巖脫水部分熔融需要較高的溫度(>850℃,SenandDunn,1994;BeardandLofgren,1991),而玄武巖漿底侵導致下地殼熔融的溫度一般不超過950℃(HuppertandSparks,1988)。在溫度為850～950?！鏁r,部分熔融后殘留物為石榴石、角閃石、斜長石和單斜輝石共存的石榴石麻粒巖的穩(wěn)定范圍約為10～15kbar(Drummoncdetal.,1996),對應的深度約為35～55km。綜上所述,大別山碰撞后中性巖起源于基性下地殼的脫水部分熔融,其較大的化學成分變化范圍與部分熔融程度和巖漿結晶分異有關。隨著SiO2含量的增加,CaO、Al2O3、TiO2、FeO1、MgO、P2O5、Sr和Ba含量逐漸減小,K2O和Rb含量逐漸增加(圖4)的相關性表明這些巖漿在侵位過程中可能經歷過角閃石和斜長石的結晶分異作用(圖12)。5.2.2巖石學和微量元素地球化學特征與中性巖不同,大別山晚中生代花崗巖具有較為均一的化學組成(圖4)。關于這些花崗巖的成因,目前的觀點比較統(tǒng)一。根據元素和Sr-NM同位素組成,Chenetal.(2f02)認為主簿源花崗巖來源于下地殼屮性物質的部分熔融。Zhangetal.(2002)等根據Sr-Nd-Pb同位素組成認為大別山白堊紀花崗巖起源于與北大別變質雜巖類似的地殼源區(qū)的部熔融。Maetal.(1998)也認為早白堊花崗巖和花崗斑巖為大別雜巖深熔的產物。盡管中性巖和花崗巖的元素與SiO2含量之間存在明顯的線性相關性(圖4),但考慮到大別山大面積分布的屮生代花崗巖具有較為一致的化學組成,以及花崗巖與中性巖之間成明顯的侵入接觸關系(彭亞鳴等,圖12大別山主簿源、天柱山和團嶺中酸性Ha/Srvs.Sr(a),Bavs.Sr(b)圖解。箭頭表示斜長長(Pl)、鉀長石(Kfs)、角閃石(Hb)和黑云母(Bl)結晶分異對殘留熔體組成的影響。符號和數據來源同圖2。1994;Chenetal.,2002),這些均不支持花崗巖是山屮性巖結晶分異而形成的。另外,北大別白馬尖巖基(出露面積約580km2)的巖性為化學組成非常均一的黑云母花崗巖,而沒有共生的中性巖,這也表明存在獨立的花崗巖巖漿實驗巖石學研究表明,英云閃長質巖石脫水部分熔融可以產生與這些花崗巖化學組成相近的熔體乍(PatioDouceamiMcCarthy,1998)。另外,花崗巖與北大別正片麻巖總本具有類似的微量元素分布特征(圖6和7)。因此,由北大別變質雜巖(主要為TTC片麻巖)的部分熔融可以形成大別山大面積分布的碰撞后花崗巖。相對于中性巖,花崗巖鋯石δ18O值具有較小的變化范圍(4.61～5.377‰,圖10)。盡管花花崗巖與可北大別變質雜巖具有類似的Sr-Nd-Pb同位素組成(Zhangetal.,2002),但相對于花崗巖,大別山大而積出露的正片麻巖鋯石氧同位素組成具有較大的變化范圍(Zhengetal.,2004)。盡管由于大別山燕山期大規(guī)模的巖漿作用可能對片麻巖圍巖的氧同位素產生影響,但如前文所述,鋯石即使經歷過亞固相高溫水-巖相互作用仍能保持其原來的氧同位素組成。這些位于揚子板塊中上地殼的正片麻巖的原巖(新元古代巖漿巖)在其形成前和/或形成過程中經歷了不同程度的亞固相高溫水-巖相可作用(Zhengetal.,2003,2004),因此其氧同位素組成具有較大的變化范圍而延伸到地殼深部的部分(花崗巖的母巖)則未受到或受到較低程度的高溫熱液蝕變。因此,氧同位素與放射成因同位素之間的脫耦現象可能是由于片麻巖圍巖(位于地殼淺部)和花崗巖母巖(位于地殼深部)存在的深度不同,相對于Sr-Nd-Pb等放射成因同位素體系,氧同位素更容易受到地表或近地表過程的影響。此外,在地殼部分熔融過程中由于氧在花崗質巖漿中的遷移速率較快,易于使氧同位素相對均一化。盡管大別山屮生代花崗巖的化學組成變化不大,但主量和微量元素與SiO2含量之間仍然存在較好的相關性(圖4)。如圖12所示,隨著Sr含量的降低,花崗巖Ba含量和Ba/Sr比值也隨之降低,這可以解釋為部分熔融后不同程度的長石殘留或巖漿侵位過程中存在鉀長石和/或斜長石-黑云母結晶分異?？紤]到長石和花崗巖漿的密度差異較小以及花崗巖巖漿較高的粘度,長石結晶分異的可能性不大(如,MartinandNokes,1989;IngerandHarris,1993),而更可能的原因是源區(qū)殘留有不同數量的長石。5.2.3中國東部中生代巖漿與早白堊世地表巖構造的關系綜上所述,大別山中生代中性巖和花崗巖分別起源于基性下地殼和中性中下地殼的脫水部分熔融,對應的源區(qū)物質可能是俯沖加厚的揚子大陸地殼。除變沉積巖外,地殼巖石脫水部分熔融需要850℃以上的溫度,如果沒有幔源熱量的供應,碰撞造山帶加厚下地殼很難達到如此高的溫度(PatioDouceandMcCarthy,1998)。這可能是喜馬拉雅造山帶只分布有碰撞后的淺色S型花崗巖面缺乏同時期的型花崗巖和幔源巖石的原因(LeFortetal.,1987)。與中酸性巖同時期的大別山中生代幔源基性-超基性陀的出露表明,中基性下地殼部分熔融與幔源巖漿底侵作用有關。幔源巖漿底侵提供的熱量引起位于地殼下部的基性巖部分熔融,而后隨著熱量不斷上升,引起中下地殼的中性巖發(fā)生部分熔融,從而形成了大別山中生代中酸性巖漿。大別山碰撞后中性巖巖石化學特征表明其形成源區(qū)較深(35～55km),表明在在早白堊世大別造山帶地殼仍有較厚的山根。地球物理資料表明,大別山現今的地殼平均深度為35km,且缺乏基性下地殼(Gaoetal.,1998;高山等,1999)這表明大別造山