大别山中生代酸性侵入岩的锆石u-pb年代学研究

大别山中生代酸性侵入岩的锆石u-pb年代学研究

1大别造山带的中酸性岩浆岩花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，记录了大陆地壳的起源和发展信息。在某些碰撞造山带,花岗岩多为地壳深熔的产物(如,WhiteandChappell,1977;Collins,1996)。因此,花岗岩对于认识深部地壳的性质有非常重要的意义。大别-苏鲁造山带不仅是世界上最大的高压-超高压变质岩区,而且也是陆-陆碰撞之后,在超高压和高压岩石剥露过程中岩浆活动最为强烈的地区之一(Maetal.,1998)。大量的同位素年代学研究表明,大别山大规模的碰撞后岩浆事件主要发生在120～135Ma,大量的燕山期中酸性岩和基性-超基性岩发育在这一时期(如,陈江峰等,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;黄方,2002;赵子福等,2003)。燕山期中酸性岩浆岩在大别山各个构造单元均有分布,较大的岩体包括主簿源、白马尖、天堂寨、天柱山、同空山、梅川等。在对大别-苏鲁造山带的高压-超高压变质岩的研究不断深入并取得币要进展的同时,该造山带大面积分布的碰撞后中酸性岩浆岩越来越受到地质学家们的广泛关注也。这些晚中生代中酸性岩浆岩对研究大别造山带碰撞后深部地壳的地球化学性质和燕山期中国东部大规模构造热事件的成因机制具有重要意义。前人对这些分布在大别造山带的中酸性岩浆岩的年代学、元素和放射成因同位素地球化学进行了较为详细的研究(如,陈江峰等,1995;Hackeretal.,1998;Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002)。已发表的锆石U-Pb年龄数据表明,大别山主要中酸性岩体的侵位年龄集中在122～136Ma(Xueetal.,1997;Hackeretal.,1998;路玉林等,1999;黄方,2002)。这与大别山零星分布的基性-超基性侵入岩的锆石U-Pb年龄(124～130Ma)非常一致(李曙光等,1999:葛宁洁等,1999;王海等,2002;赵子福等,2003)。元素和放射成因同位素地球化学研究表明,大别山中酸性岩具有如下地球化学特征:(1)富集轻稀土元素;(2)明显的高场强元素Nh,Ti和P负异常;(3)较高的87Si/86Sr初始比值和低的εNd(t)值(如,Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002)。由于大别山中生代基性-超基性岩和中酸性岩具有较为一致的Sr-Nd同位素特征(如,Jahnetal,1999;Maetal.,1998;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002),这些具有明显大陆F地壳和富集岩石圈地幔地球化学特征的中酸性岩的形成机制和岩浆来源是与幔源岩浆有关(Maetal.,1998;Chenetal.,2002),还是与俯冲陆壳本身部分熔融有关(Zhangetal.,2002;Zhengetal.,2003),需要进一步的稳定同位素特别是氧同位素的数据来加以制约。由于低温风化和水-岩相互作用过程中的氧同位素分馏,许多经历过地表或近地表过程的地壳物质具有与正常地幔截然不同的氧同位素组成。因此,中酸性岩氧同位素组成的研究可以判断其直接来源于地壳还是与幔源岩浆有关。考虑到可能发生的岩浆期后亚固态水-岩相互作用,一些容易与流体发生氧同位素交换的矿物和全岩的δ18O值有时并不能代表其初始岩浆结晶时的氧同位素组成。对锆石氧同位素组成的激光氟化分析表明,锆石能较好地保存其岩浆岩原岩的氧同位素初始组成,不受后期亚相热液蚀变和麻粒岩相变质作用的影响(Valleyetal.,1994;GilliamandValley,1997;Kingetal.,1997,1998;MonaniandValley,2001;Weietal.,2002;Zhengetal.,2004)。通过对锆石进行氧同位素分析,则可以知道其原始岩浆是直接来自地幔还是经受过地壳循环(BindmanandValley,2001;Pecketal.,2001;Weietal.,2002)。对地球上最古老锆石的氧同位素分析表明(Wildeetal.,2001;Mojzsisetal.,2001;Valleyetal.,2002),地球早期(>4.3Ga)已经出现水圈,导致锆石的δ18O位明显偏离地幔锆石值5.3±0.3‰。因此,氧同位素是研究壳幔相互作用最为有效的地球化学工具之一(TaylorandSheppard,1986;Eiler,2001)。迄今为止还没有关于大别山燕山期中酸性岩氧同位素结果的报道。本文对主簿源中酸性岩进行了主量和微量元素分析,对主簿源和天柱山中酸性岩进行了锆石U-Pb年龄的SHRIMP离子探针测定,对主簿源、天柱山和团岭中酸性岩进行了全岩和单矿物的氧同位素激光氟化分析。根据这些结图为这些中酸性岩的成因和演化提供进一步的年代学、元素和氧同位素制约。2地质背景及岩体特征大别-苏鲁造山带是扬子大陆板块与华北大陆板块之间在三叠纪时期俯冲-碰撞所形成的超高压变质带,该造山带内超高压岩石的大面积分布引起了国内外地质学界的广泛关注,成为近二十年来研究超高压变质作用最为重要的区域之一。前人对该造山带的高压-超高压变质岩的构造学、矿物学、岩石学和地球化学进行了广泛的研究,取得了丰硕的研究成果(Zhengetal.,2003,及其中所引参考文献)。大别山横跨安徽、湖北和河南三省,西起河南桐柏山,东到郯城-庐江断裂带,被三条近东西向ri的断裂带分为四个不同的岩石构造单元(Liouetal.,1995)。从北到南依次为:北淮阳浅变质带、北大别高温高压变质杂岩带、中大别超高压变质带和南大别高压低温变质带(Wangetal.,1989;Congetal.,1994;Liouetal.,1995;Zhaietal.,1995;Dongetal.,1998)。大别山早白垩世中酸性岩在四个构造单元均有分布(Maetal.,1998;Zhangetal.,2002),但在北大别出露最为广泛,几个较大的中酸性岩基如主簿源、白马尖和天堂寨均分布在北大别地体(图1)。本文所研究的三个岩体主簿源、团岭和天柱山分别出露于北大别高温高压带和中大别超高压变质带及两带的分界部位(图1)北大别变质杂岩主要由正片麻岩、表壳岩和变质镁铁-超镁铁岩组成,其中英云I闪长质、奥长花岗质和花岗闪长质片麻岩广泛分布于北大别地体,约古整个北大别变质杂岩的70～80%,部分地区的片麻岩受到了明显的混合岩化的影响,形成独特的眼球状构造。少量的镁铁-超镁铁岩、榴辉岩及麻粒岩透镜体分布在片麻岩及韧性剪切带中(Liouetal.,1995)。中大别超高压变质带主要出露的岩石包括片麻岩、大理岩、片岩、角闪岩及榴辉岩等,另外有少量的硬压石英岩、白片岩、石榴橄榄岩、纯橄榄岩等。榴辉岩中显微金刚石和柯石英及其假象以及副片麻岩中柯石英及其假象包裹体的发现表明这些岩石经历过超高压变质作用(Okayetal.,1989;Okay,1993;Wangetal.,1989;WangandLiouetal.,1991;Xuetal.,1992;Sobolevetat.,1994)大量的年代学和矿物学证据表明该fe区广泛分布的正片麻岩也经历过超高压变质作用(Amesetal.,1996;Rowleyetal.,1997;FHackeretal.,1998;Tahataetal.,1998;Carswelletal.,2000)。在中大别超高压变质带也出露有规模不等的燕山期中酸性陀岩体,如司空山、绿杨和团岭岩体(Zhangetal.,2002;路玉林等,1999);主簿源岩体出露于晓天、石盆以南到岳两无愁及潜山龙井关一带,出露面积约410km2(Maetal.,1998;Zhangetal.,2002)。其岩性大致可以分为两类(魏春景等,2000;Chenetal.,2002h一类为普遍含有角闪石的中性岩(以彭河超单元为代表),包括二长闪长岩、二长正长岩和石英少量的榍石、磁铁矿、锆石石、褐帘石和磷灰石等;另一类为不含角闪石的黑云母二长花岗岩(以黄柏超单元为代表),矿物组合为斜长石(30%)、钾长石(30%)、石英(30%)、黑云母(5%)和少量的榍石、褐帘石、磁铁矿、磷灰石和锆石等。年代,学数据和野外接触关系表明后者晚于前者(魏春景等,2000)。天柱山岩体出露于五河-水吼断裂附近靠北大别一侧,东起潜由山县天柱山,西至岳西县中关一带,出露面积约120km2(彭亚鸣等,1994)。岩体与围岩呈明显的侵入接触关系,围岩主要为北大别广泛分布的TTG片麻岩。岩体由含角闪石的二长岩和石英二长岩(分布在岩体西部)以及不含角闪石的黑云母二长花岗岩(主要分布在岩体东部,在岩体西部边缘也有少量分布)组成,后者晚于前者。二长岩和石英二长岩矿物组合为斜长石(20～25%)、钾长石(15～20%)、石英(25～30%)、角闪石(8～12%)、黑云母(约5%)和少量的榍石、磁铁矿、磷灰石和锆石。黑云母二长花岗岩矿物组合为钾长石(50～60%)、斜长石(10～15%)、石英(约30%)、黑云母(2～3%)和少量的褐帘石、磁铁矿、磷灰石和锆石(彭亚鸣等,1994)。团岭花岗岩体出露于岳西县河图镇一带,侵位于中大别超高压变质带变质表壳岩中,出露面积约57.6km2(路玉林等,1999)。岩休由二长花岗岩和少量英云闪长岩、石英闪长岩以及石英二长岩组成,前者的矿物组合为钾长石、斜长石、石英、黑云母和少量的锆石、榍石、磷灰石和磁铁矿等,后者的矿物包括角闪石、斜长石、榍石、独居石、钛铁矿、磷灰石和磁铁矿(Hackeretal,1998)。分别对主簿源、天柱山和团岭岩体各种岩性进行了采样,大致的采样位置见图1,其中部分样品(如02SG03和02TL02)的采样位置与Hackeretal.(1998)用于进行锆石U-Pb定年的样品DS72和DS81相同。3锆石u-ph年龄测定全岩样品采用无污染玛瑙球磨技术直接磨碎至<200目,单矿物则破碎到自然粒度后,利用磁法、重液等选矿技术,并配合双目镜手选方法进行单矿物分离,通常纯度>98%。主簿源中性岩的主量和微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所完成。主量元素采用电感耦合等离子体原子发射光谱法(lCP-AES)进行分析,使用的分析仪器为VarianVista-PRO型ICP-AES,分析精度优于1%。微量元素采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)进行分析,分析仪器为PEElan6000型ICP-MS,绝大多数元素的分析精度优于5%。具体分析方法参见李献华等(2002)和刘颖等(1996)。主簿源中性岩中锆石U-Ph年龄测定采用离子探针微区微量分析技术,在北京离子探针中心的SHRIMPⅡ仪器上进行,有关分析流程参考Compstonetal.(1992)和宋彪等(2002)。在双目镜下挑选出晶形完好、具有代表性的锆石颗粒与工作标准锆石TEM(417Ma)一起粘贴在环氧树脂表面,然后抛光并镀金,定年开始前采用SriLanka伟晶岩中锆石SL13(572Ma)进行工作标准校定。对待测锆石进行透射光和反射光显微照相,并进行阴极发光扫描电镜图像分析,以检查锆石的内部结构,从而帮助选定最佳的待测锆石部位和进行数据解释。全岩和单矿物氧同位素分析采用激光氟化法(龚冰和郑永飞,2003;Zhengetal.,2002),所用激光器为25W的CO2激光发射器MIR-10。将约1.5～2.0mg的矿物颗粒在真空条件下与BrF5反应,得到的O2直接引入质谱仪进行测定。氧同位索比值在中国科学技术大学化学地球动力学研究实验室Delia+型气体质谱仪上测定,分析结果以相对于SMOW同位素比值的千分变化值δ18O表示,日常分析误差优于±0.1‰。在分析过程中采用了两个国际标准:(1)石榴石UWG-2,δ18O=5.8±0.1‰;(2)锆石91500,δ18O=10.0±0.1‰。4结果4.1花岗质酸性岩的地球化学特征对采自主簿源岩体的6个样品进行了全岩主量和微量元素分析,结果列于表1。根据本文和前人的结果(Chenecal.,2002;Zhangetal.,2002;金成伟和郑祥身,1998;周承福等,2001;彭亚鸣等,1994;路E林等,1999),可以将主簿源、天柱山和闭岭岩体的岩石类型大致分为两类:一类是SiO2含量为54.52%～69.58%,普遍含有角闪石石的中性岩,在硅碱图上(图2),它们分布在正长岩、二长岩、二长闪长岩和石英二长岩区域。另一类是SiO2含量为70.12%～77.44%,基本不含角闪石的酸性陀岩(黑云母二长花岗岩)。中性岩主要为准铝质,个别样品表现为弱过铝质,A/CNK值为0.77～1.08(图3,表1)。它们具有较高的K2O(2.66%～6.25%)、Al2O,(14.38%～19.30%)、Sr(>400ppm,个别样品除外)、Ba(688～3343ppm)含量和Sr/Y比值(大多数样品大于20)以及较低的TiO2(0.39%～1。41%)、Rb(39.9～193ppm)含量和Rb/Sr比值(图4和5)。花岗质酸性岩为准铝质或弱过铝质(图3),A/CNK值为0.84～1.13。它们具有较低的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比值以及较高的K2O(4.32%～5.52%)、Rb(123～263ppm)含量和Rb/Sr比值(图4和5)。如图4所示,除个别样品外,主簿源、天柱山和团岭中酸性岩主量元素(K2O除外)和部分微量元素与SiO2含量之间存在明显的相关性。随着SiO2含量的增加,CaO、TiO2、Al2O3、FeO1、MgO、P2O5、Sr和Ba含量逐渐降低,Rb含量逐渐增加。在K2O与SiO2图解中(图4f),它们均分布在高钾钙碱性系列和和橄榄安粗岩系列区域,其中天柱山和团岭的样品均分布在高钾钙碱性系列的区域,而主簿源样品部分落在高钾钙碱性系列区域,部分分布在橄榄安粗岩系列,且部分中性岩具有非常高的K2O含量(5.75～6.25%)。主簿源、天柱山和团岭中性岩和花岗岩球粒陨石标准化稀土模式示于图6,其稀土模式表现出明显的轻稀土(LREE)富集。其中性岩的(La/Yb)、值为10～32,花岗岩的(La/Yb)N值为8～39(图5b)中性岩Eu负异常不明显,部分样品表现出弱的Eu负异常;而花岗岩表现出明显的EU负异常(Eu/Eu*为0.21～0.73),指示源区有斜长石残留和/或经历了斜长石结晶分异作用。相对于主簿源岩体,天柱山中性岩总体上具有相对较低的稀土含量(图6a)。这些中酸性岩的稀土元素特征与北大别正片麻岩总体是一致的(图6)在微量元素原始地幔标准化图解上(图7),中性岩表现出明显Nb、P和Ti负异常以及LREE正异常,花岗岩表现出明显的Nb、Ba、Sr、P)和Ti亏损以及Rb、Th和LREE富集。尽管中性岩具有较高的Sr含量和Sr/Y比值(图4i和5c),但由于其LREE也较富集,因此在微量元素蛛网图上除个别样品表现出较弱的Sr正异常,而大多数样品为Sr负异常(SrN/(CeN/2+NdN/2)=0.10～1.68),类似于太古代高铝TTG(Martin,1999)。相对于主簿源花岗岩,天柱山花岗岩县有非常低的Ba、Sr和Eu含量(图7b),指示源区有斜长石线留和/或岩浆在侵位过程中存在斜长石的结晶分异作用。北大别正片麻岩也具有类似的微量元素特征(图7c)。总体上,大别山中生代中酸性岩具有与中国东部燕山期高Sr低Y型中中酸性火成岩一致的元素地球化学特征(葛小月等,2002及其中所引参考文献),但与DefantandDrummond(1990,1993)所定义的环太平洋地区典型adaikite相比,它们具有明显偏高的K2O含量、偏低的Al2O3含量和Mg值,并表现出平坦的重稀土(HREE)配分模式和缺乏明显的Si=r正异常。4.2岩石学和年代学对主簿源和天柱山中酸性岩中的锆石进行了U-Pb年龄的SHRIMP测定和阴极发光(CL)观察,锆石U-Pb)同位素和年龄数据列于表2。如图8所示,锆石呈长柱状或短柱状,自形程度较好,长约100～200μn.长宽比约为2:1～3:1。岩浆结晶环带清楚,部分锆石颗粒核部有残留的继承锆石。如图9所示,样品01ZBY02、0IZBY15和02TZ01的U-Pb不一致下交点年龄为121±8Ma～129±20Ma,代表岩浆结晶期间的锆石生长年龄;上交点年龄为748±53Ma～815±20Ma,为继承锆石年龄另外,在样品01ZBY02中的锆石核部测得一个三叠纪年龄222±3Ma(图9);该分析点具有较低的Th/U比值(0.11),表明其为变质成因。样品02TZ04中未发现继承锆石,其交点年龄为131±2Ma。继承锆石的新元古代年龄与大别-苏鲁造山带大面积分布的变火成岩的原岩年龄是一致的(Zhengetal.,2003,及其中所引参考文献),三叠纪年龄(222Ma)与普遍接受的大别-苏鲁造山带超高压变质作用时间相吻合(Lietal.,2000及其中)所引参考文献)。这些继承锆石可能将两种成因:(1)中酸性岩在浆在侵位过程中同化片麻岩围岩的捕虏晶锆石;(2)地壳岩石部分熔融形成岩浆后的锆石残骸。Hackeretal.(1998)对采自主簿源岩体石关附近的一英云闪长岩分别进行了锆石U-Pb年龄的SHRIMP和TIMS测定,得到的核部残留锆石的年龄为740～782Ma,边部岩浆锆石生长年龄为131±2Ma;TMS上交点年龄为768±31Ma,下交点年龄为132±6Ma。上述结果与本文分析得到的结果在误差范围内完全一致。魏春景等(2000)对主簿源岩体彭河超单元花岗岩和石英二长岩进行了全岩+矿物(榍石、钾长石、角闪石和黑云母)Rb-Sr,等时线定年,其结果(127Ma和125±2Ma)与本文得到的锆石U-Ph年龄结果在在误差范围内是-致的。而黄柏超单元花岗岩全岩+矿物Rb-Sr等时线年龄(120±1Ma和I111±1Ma)晚于彭河超单元,这与它们之间旱侵入接触关系的地质观察是一致的(魏春景等,2000)。谢智等(2001)对采自主簿源岩体的花岗岩样品进行了全岩+矿物(长石、磷灰石和黑石母)Rb-Sr等时线定年,其结果(118±3Ma)晚于本文和Ha.keretal.(1998)得到的锆石U-Pb年龄,矿物对之间氧同位素平衡的保存指示该年龄代表了黑云母Rb-Sr体本系的冷却封闭年龄。根据这些年龄数据,可以大致估算主簿源岩体的冷却速率。实验和天然样品研究表明1,P1)住锆石中的扩散封闭温度大于900℃如,Blacketal.,1986;Claoue-Longetal.,1991;Williams,1992;MezgerandKrogstad,1997;Mezgeretal.,1991;CherniakandWcItson,2000;Leeetal.,1997)考虑到锆石f在花岗岩岩浆屮的结晶温度一般不超过900℃以及Dahl(1997)根f据据离子孔隙度估算得到的锆石Pb封闭温度为800～900℃,因此取8501作为花岗岩中锆石Pb同位索封闭温度较为合适Sr在黑云母屮的扩散封闭温度约为(300～400℃。Jagei.,1979;Verschureetal.,1980;DelMoroefal.,1982:Jenkin,1997)。由于魏春景等(2000)在进行Rh-Sr同位素分析时未将角闪石和黑云母分开,因此我们采用谢智等(2001)的RbSr年龄。根据以上年龄和封闭温度数据估算得到的主簿源岩体平均冷却速率约为35～55℃/Ma,较快的冷却速率与大别-苏鲁造山带碰撞后的拉张环境是一致的。天柱山花岗岩锆石TIMSU-Pb年龄为127±8Ma(Geetal.,1998),与本文所得到的SHRIMPU-Pb年龄结果129±20Ma～131±2Ma在误差范围内是一致的。团岭黑云母二长花岗岩锆石TIMSU-Pb年龄为134±8Ma(路玉林等,1999),团岭英云闪长岩锆石SIIRIMP和TIMSU-Pb年龄分别为134±3Ma和138±34Ma(Hackeretal.,1998),这两组年龄在误差范围内也是一致的。4.3岩岩浆结构参数特征,岩石组织特征明显全岩和单矿物氧同位索分析结果列于表3,为了检验数据的可靠程度,在美国威斯康星大学利用激光氟化技术对部分样品进行了重复分析,得到的结果与中国科学技术大学化学地球动力学研究实验室测得的数据在实验误差范围内基本一致。主簿源中性岩石英δ18O值从6.30‰变化到8.39‰。,钾长石δ18O值从0.56‰变化到7.26‰,斜长石δ18O值从-4.88‰变化到6.96‰闪石δ18O值从2.49‰变化到6.19‰,黑云母δ18O值从-4.70‰变化到3.88‰,锆石δ18O值从4.27‰,变化到6.11‰,磁铁矿δ18O值从-1.50‰变化到0.96‰(表3)、。主簿源花岗岩石英δ18O值从7.51‰变化到8.38‰,钾长石δ18O值从1.83‰,变化到7.71‰,斜长石δ18O值从1.60‰,变化到6.94‰,黑云母δ18O值从-3.64‰变化到3.32‰,锆石δ18O值从4.78‰变化到5.27‰,磁铁矿δ18O值从0.04‰变化到1.30‰(表3)。显然,主簿源中性岩单矿物δ18O值具有较大的变化范围,且大多数样品的锆石δ18O值与地幔锆石的δ18O。值5.3±0.3‰(Valleyetal.,1998)一致。相对于中性岩,主簿源花岗岩抵抗后期热液蚀变能力较强的矿物如石英和长石的δ18O值具有相对较小的变化范围。天柱山山中性岩岩和花岗岩具有非常一致的锆石δ18O值(5.00～5.37‰),而石英δ18O值从7.40‰变化到8.06‰,钾长石δ18O值从2.32‰变化到6.70‰,斜长石δ18O值从1.47‰变化到6.45‰,角闪石δ18O值从3.42‰变化到4.26‰,黑云母δ18O值从1.49‰变化到3.26‰(表3)。团岭中性岩石英δ18O值从7.16‰变化到8.66‰,钾长石δ18O值从1.89‰变化到4.77‰。,斜长石δ18O值从3.17‰变化到5.56‰,锆石δ18O值从4.14‰变化到5.41‰(表3)。两个团岭花岗岩样品的石英δ18O值为7.49‰和7.53‰,钾长石δ18O值为4.15‰和5.46‰,锆石δ18O值为4.87‰和4.61‰(表3)。如图10所示,由主簿源、天柱山、团岭中性岩和花岗岩中石英与锆石的δ18O值计算得到的氧同位素温度多为700～1000℃(图10a),这与利用Docdson(1973)方程并根据上文估算的冷却速率(35～55℃/Ma)和锆石的颗粒大小(a=25～50μn))以及WatsonandCherniak(1997),FortierandGiletti(1989)和ZhetngandFu(1998)实验和经验较准的含水和无水条件下的扩散速率计算得到的氧在锆石中的扩散封闭温度(550～930℃是基本一致的,指示它们达到并保存了岩浆结品时的氧同位素平衡分馏。样品01ZBY13中石英与锆石氧同位素表观温度大于1200℃(图10a),该温度明显高于中酸性岩浆的温度。由于氧在锆石中的扩散速率极低(WatsonandCherniak,1997;ZhengandFu,1998),稳定性极高,因此即使经历过岩浆期后的高温水-岩相互作用也能够保存其岩岩浆结晶时的氧同位素组成。因此,只可能是这些样品中的石英氧同位素组成受到了后期热液蚀变的扰动,从而给出非常高的氧同位素温度,这与该样品中的石英具有相对较低的δ18O值是一致的(表3,图10a)。在钾长石、斜长石、角闪石、黑云母和磁铁矿与锆石之间的δ-δ图解上,样品点成近乎垂直的趋势分布。除个别样品保存了氧同位素平衡分馏外,大多数样品均表现出显著的氧同位素不平衡分馏(图10b-f),并目.这些矿物具有明显偏低的δ18O值,指示它们受到了岩浆期后低δ18O流体的扰动,岩石与低δ18O流体之间发生了亚固相氧同位素交换。就低δ18O流体的来源而言,有两种可能性:(1)来自地表水(如大气降水或者海水);(2)来自片麻岩围岩的高温脱水。由于这些白垩纪侵入岩岩浆侵位较深(角闪石结晶压力为430-530MPa,Hackeretal.,1998;对应深度为16-20km),因此地表水不可能渗透到15km以下深度并使岩体发生热液蚀变。已知片麻岩围岩氧同位素组成具有非常大的变化范围且大多具有低于正常地幔的δ18O值(-7～+10‰,Zhengetal.,2003),所以岩浆期后低δ18O流体更可能来源于片麻岩围岩自身。岩浆作为热源引起片麻岩围岩含水矿物分解和/或羟基出溶形成低δ18O流体,而这些低δ18O流体就在侵入岩体周围发生循环和热液蚀变。5讨论5.1低18o岩浆的形成背景尽管大多数中性岩和部分花岗岩中的锆石具有与典型地幔锆石一致的δ18O值,但仍有部分样品低于或高于地幔锆石的δ18O值(图11)。如上文所述,低δ18O锆石不是岩浆期后水-岩相互作用造成的而是来自于低δ18O岩浆。概括起来,目前关于低δ18O岩浆成因的假说主要包括以下几种:(1)低δ18O地表流体(如海水、大气降水等)直接注入岩浆(Friedmanetal.,1974;Hildrethetal,1984);(2)受热液蚀变的低δ18O岩石被岩浆同化并进入岩浆(TaylorandSheppard,1986;BalseleyandGregory,1998);(3)崩塌破火山口的大规模熔融(BinedemanandValley,2000);(4)与海水进行过高温同位素交换的俯冲下部洋壳的部分熔融(Weietal.,2002);(5)亏损δ18O的岩浆房围岩部分熔融(Baconetal.,1989);(6)裂谷构造带低δ18O蚀变岩石的塌陷熔融(Taylor,1977;Zhengetal.,2004)。由于岩浆房所承受的岩层静压力比裂隙系统中的静水压力高2.5～3.0倍,并且岩浆房周围的裂隙已为岩浆所充填,因此不利于地下水通过渗滤和扩散的方式进入深部岩浆房。即使由于某种原因而使少量地下水沿着裂隙进入岩浆房,但因为浅成岩浆中溶解水的数量十分有限而不可能使岩浆的δ18O值发生明显的变化。本文对大别山中酸性岩浆岩的氧同位素研究发现,具有较低锆石δ18O值的样品(01ZBY02和01ZBY15)在化学分析过程中的烧失量并不高(1.00%和2.22%,表1),也不支持大量大气降水直接注入的假说。考虑到大别山中生代岩浆岩形成于碰撞后的拉张环境,岩浆起源较深(见下面的讨论),锆石氧同位素组成和全岩SiO2含量之间不存在明显相关性,花岗岩组成较为均一等因素,由(2)—(5)的地质过程产生低δ18O岩浆的可能性不大。因此,这些低δ18O岩浆起源于亏损δ18O的源区物质。大别山大面积分布的变火成岩具有较大的锆石氧同位素组成变化范围(-4.3‰～+8.5‰,Zhengetal.,2004),这些变火成岩的原岩被认为是扬子板块北缘新元古代与裂谷岩浆作用有关的火成岩,它们大多具有较低的锆石δ18O值,指示其形成于新元古代低δ18O岩浆,在三叠纪高压-超高压变质过程中由于较快的俯冲和折返以及缺乏流体而未受到明显的改变。样品01ZBY02和01ZBY15中残留锆石的新元古代和三叠纪年龄信息(图8和9)表明,其母岩可能为新元古代火成岩并经历了三叠纪超高压变质作用。相对于超高压变火成岩,早白垩世中酸性岩锆石δ18O值具有较小的变化范围(4.14‰～6.11‰,表3)。对此有两种可能的解释:(1)中酸性岩的母岩位于地壳深部而未受到明显的新元古代高温热液蚀变;(2)在地壳部分熔融过程中由于氧在中酸性岩浆中的迁移速率较快,易于使氧同位素相对均一化。5.2岩石学5.2.1地壳和基性岩浆氧同位素组成主簿源中性岩的锆石U-Pb年龄不仅与大别造山带大量出露的早白垩世岩浆岩的形成年龄一致,而且与长江中下游和中国东部地区大规模分布的燕山期岩浆岩年龄一致,只是不同地区的岩浆岩在物质成分和同位素组成上差异很大。对于这些同时期大规模岩浆活动的产生原因,一般认为与燕山期太平洋板块的西向俯冲有关。就大别山中性岩的岩浆来源来说,存在两种可能的解释,一是与幔源基性岩浆和花岗岩岩浆的混合(Chenetal.,2002)或幔源岩浆的AFC过程有关(Maetal.,1998),另一是与俯冲陆壳本身的部分熔融有关(Zhangetal.,2002;Zhengetal.,2003)。Chenetal.(2002)根据元素和Sr-Ncd同位素认为主簿源中性岩为演化的基性岩浆与花岗岩岩浆混合并经过结晶分异形成的。但是由于大别山碰撞后基性-超基性岩、中性岩和花岗岩具有非常类似的初始Sr-Nd同位素组成(如,Chenetal.,1998;Maetal.,1998;Jahnetal.,1999;Chenetal.,2002;Zhangetal.,2002;李曙光等,1998;黄方,2002),因此仅仅根据Sr-ND同位素初始组成是不能制约这些中性陀岩起源于基性岩浆与花岗岩岩浆之间的混合作用的。不过,这些岩石在Sr-Nd同位素组成上的相似性说明,它们可能具有同位素地球化学性质相似的源区,即陆下岩石圈地幔及其上覆的中下地壳,可能对应于俯冲的扬子岩石圈。另外,主簿源中性岩部分样品具有非常高的K2O含量(5.75～6.25%,图4f),明显高于基性-超基性岩和花岗岩的K2O含量。再者,岩浆混合形成均一混合岩浆存在潜在的物理问题,即岩浆结晶潜热不足以熔化其通道上的大量围岩引起大规模同化作用。这些均不支持主簿源中性岩起源于演化的基性岩浆与花岗岩岩浆混合的观点。Maetal.(1998)认为大别山中生代中性岩形成于富集岩石圈地幔的部分熔融和/或幔源岩浆的AFC过程,但考虑到围岩氧同位素组成具有非常大的变化范围(-7～+10‰,Zhengetal.,2003),幔源岩浆同化混染围岩形成氧同位素组成变化较小(锆石δ18O值:4.14～6.11‰表3)的中性岩的可能性不大。另外,要形成大面积的中性岩,需要大量幔源岩浆并伴随大量的基性堆晶体,这与大别山只分布有零星的规模不大的中生代基性-超基性岩的地质事实不符(Jahnetal.,1999;赵子福等,2003)。由于大别山晚中生代不同成分岩浆岩具有相似的SrNd-Pb同位素组成并且与围岩片麻岩和榴辉岩相似,因此由这些同位素体系来判断中性岩起源于地壳还是壳幔混合存在较大的不确定性,而氧同位素组成则可能提供更为有效的制约。由于主簿源、天柱山和团岭中酸性岩受到了不同程度岩浆期后低δ18O流体的扰动,其全岩和那些容易与流体发生氧同位素交换的矿物的δ18O值不能代表其岩浆初始结晶时的氧同位素组成。氧也在锆石中的扩散速率极低(WatsonandCherniak,1997;ZhengandFu,1998),即使经历麻粒岩相变质作用和亚固相高温热液蚀变,锆石仍然能够保存其初始氧同位素组成(Zhengetal.,2004)。研究表明,在亚固相条件下的水-岩岩相互作用过程中,要使100μm大小的锆石发生氧同位素再造需要几上甚几了百个Ma以上的持续时间(Zhengetal.,2004)。考虑到主簿源和天柱山岩体较大的规模(出露面积分别为410km2和120km2;彭亚鸣等,1994;Maetal.,1998;Zhangetal.,2002)以及大别山燕山期大规模的岩浆事件,依靠岩体自身和周围岩体的热量来驱动流体的的循环并引发水-岩相互作用,这种相互作用可以持续一段时间。但根据本文和Hackeretal.(1998)锆石U-Pb年龄(121±8Ma～131±2Ma,图9;131±2Ma)以及谢智等(2001)的全岩+矿物(长石、磷灰石和黑云母)Rb-Sr等时线年龄(118±3Ma)判断,黑云母封闭温度(300～400℃)以上的高温水-岩相互作用时间不会超过10Ma,因此锆石的氧同位素组成不会发生明显的改变,而反映其岩浆结晶时的氧同位素组成。如图11所示,主簿源、天柱山和团岭中性岩锆石氧同位素组成为4.14～6.11‰,但大多数样品具有典型地幔锆石的δ18O值5.3±0.3‰(Valleyetal.,1998)。现有的研究表明,大别山中生代基性-超基性岩大多具有与典型地幔锆石明显不同的锆石氧同位素组成(赵子福等,2003,夏群科等,2002)。因此,由这些幔源岩浆与花岗岩岩浆混合或者幔源岩浆经AFC过程形成中性岩的可能性不大。考虑到主簿源中性岩最基性样品的SiO2含量低达54.52%e(Chenetal.,2002),因此它们可能起源于基性下地壳的部分熔融。这些基性下地壳大多具有相相对均一的与典型地幔岩石相同的氧同位素组成。如上文所述,个别中忭畀样品偏高或偏低的锆石δ18O值可能来源于氧同位素组成不均一的源区物质。实验岩石学研究表明,源岩的K含量明显影响派生融体的K含量,低K的拉斑玄武岩部分熔融不可能产生高钾钙碱性和更高K含量的岩浆(RobertsandGemens,1993)因此,大别山中生代中性岩较高的K2O含量(图4f)表明其源岩为富K的基性岩。大别山中生代中性岩较高的Sr同位素初始比值(0.70534～0.71058)和较低的εNd(t)值(-24.9～-12.7)以及古元古代至中元古代Nd模式年龄(TDM为1.3～2.5Ga)表明,其源区物质为古老的基性下地壳岩石(根据ChenEtal.,2002;Zhangetal.,2002;Maetal.,1998:黄方,2002;杨祝f良等,2002;金成伟和郑祥身,1998的Sr-Nd同位素数据和t=130Ma计算)。如上文所述,大别山碰撞后中性岩的化学和同位素组成表明它们起源于基性下地壳脱水部分熔融并经过结晶分异形成的。实验岩石学研究表明(Rushmer,1991;BeardandLofgren,1991;wolfandWyllier,1994;RappandWatson,1995),下地壳玄武质物质的脱水部分熔融可以产生大量偏中性的融体(石英闪长质至英云闪长质),特别是在高热流的地区大别山中生代中性岩具有玄武质岩石脱水部分熔融产生的融体类似的化学组成,它们具有较低的SiO2和HREE含量,高的Al2O3和LREE含量,Eu负异常不明显(图4和6)大别山中性岩较低的HREE含量和明显的轻重稀土分异(图6a)表明部分熔融后的残留物中含有石榴石。与太古代TTG岩石和现代adakies具有陡峭的HREE分布外模式(如,Drummondetal.,1996;Martin,1999)不同,大别山中生代中性岩HREE之间的分异并不明显,它们呈较平缓的分布模式(图6a),表明部分熔融后的残留物中的主体相为角闪石,这与这些中性岩较低的TiO2含量(图4b)、Rb/Sr(图5a)和K/Rb比值是一致的。另外,中性岩Sr相对于Ce和Nd正异常不明显甚至为负异常(图7a),表明残留相中存在斜长石(Martin,1999)。尽管斜长石的结晶古分异作用会使残留熔体的Sr含量降低(图12),但最基性的中性岩样品(SiO2=54.52%)的SrN/(CeN/2+NdN/2)比值为1.03,并没有表现出明显的Sr正异常。在下地壳条件下,存在孔隙流体的可能性不大,因此部分熔融是在缺乏流体或流体本不饱和的条件下进行的。根据目前的实验岩石学结果,基性岩在缺乏流体或流体不饱和的条件下部分熔融主要表现为含水矿物(角闪石)的脱水熔融。因此角闪石主要是被熔融进入熔体,如果残留相中仍有大量的角闪石残留,则表明其源岩类型可能为斜长角闪岩。在缺乏流体或流体不饱和的条件下,石榴石是通过消耗角闪石和斜长石形成的:角闪石+斜长石±石英=石榴石+单斜辉石+熔体+斜长石(富Na)。角闪岩脱水部分熔融的实验研究表明,住850～1100℃条件下,部分熔融后残留相中开始出脱石榴石的压力范围为10～15kbar(PatioDouceandBeard,1995;RiappancdWatson,1995;WolfandWyllie,1994;SenandDunn,1994)角闪石在压力至少为15kbar的条件下仍能与石榴石稳定共存(Rushmer,1993),但在压力为22kbar条件下角闪石和斜长石不能稳定存在而转变石榴石和绿辉石的榴辉岩相组合。因此,角闪岩部分熔融后残留物中同时含有角闪石、斜长长石和石榴石的温压条件约为850～1100℃和10～22khar。实验岩石学资料表明,基性岩脱水部分熔融需要较高的温度(>850℃,SenandDunn,1994;BeardandLofgren,1991),而玄武岩浆底侵导致下地壳熔融的温度一般不超过950℃(HuppertandSparks,1988)。在温度为850～950。℃时,部分熔融后残留物为石榴石、角闪石、斜长石和单斜辉石共存的石榴石麻粒岩的稳定范围约为10～15kbar(Drummoncdetal.,1996),对应的深度约为35～55km。综上所述,大别山碰撞后中性岩起源于基性下地壳的脱水部分熔融,其较大的化学成分变化范围与部分熔融程度和岩浆结晶分异有关。随着SiO2含量的增加,CaO、Al2O3、TiO2、FeO1、MgO、P2O5、Sr和Ba含量逐渐减小,K2O和Rb含量逐渐增加(图4)的相关性表明这些岩浆在侵位过程中可能经历过角闪石和斜长石的结晶分异作用(图12)。5.2.2岩石学和微量元素地球化学特征与中性岩不同,大别山晚中生代花岗岩具有较为均一的化学组成(图4)。关于这些花岗岩的成因,目前的观点比较统一。根据元素和Sr-NM同位素组成,Chenetal.(2f02)认为主簿源花岗岩来源于下地壳屮性物质的部分熔融。Zhangetal.(2002)等根据Sr-Nd-Pb同位素组成认为大别山白垩纪花岗岩起源于与北大别变质杂岩类似的地壳源区的部熔融。Maetal.(1998)也认为早白垩花岗岩和花岗斑岩为大别杂岩深熔的产物。尽管中性岩和花岗岩的元素与SiO2含量之间存在明显的线性相关性(图4),但考虑到大别山大面积分布的屮生代花岗岩具有较为一致的化学组成,以及花岗岩与中性岩之间成明显的侵入接触关系(彭亚鸣等,图12大别山主簿源、天柱山和团岭中酸性Ha/Srvs.Sr(a),Bavs.Sr(b)图解。箭头表示斜长长(Pl)、钾长石(Kfs)、角闪石(Hb)和黑云母(Bl)结晶分异对残留熔体组成的影响。符号和数据来源同图2。1994;Chenetal.,2002),这些均不支持花岗岩是山屮性岩结晶分异而形成的。另外,北大别白马尖岩基(出露面积约580km2)的岩性为化学组成非常均一的黑云母花岗岩,而没有共生的中性岩,这也表明存在独立的花岗岩岩浆实验岩石学研究表明,英云闪长质岩石脱水部分熔融可以产生与这些花岗岩化学组成相近的熔体乍(PatioDouceamiMcCarthy,1998)。另外,花岗岩与北大别正片麻岩总本具有类似的微量元素分布特征(图6和7)。因此,由北大别变质杂岩(主要为TTC片麻岩)的部分熔融可以形成大别山大面积分布的碰撞后花岗岩。相对于中性岩,花岗岩锆石δ18O值具有较小的变化范围(4.61～5.377‰,图10)。尽管花花岗岩与可北大别变质杂岩具有类似的Sr-Nd-Pb同位素组成(Zhangetal.,2002),但相对于花岗岩,大别山大而积出露的正片麻岩锆石氧同位素组成具有较大的变化范围(Zhengetal.,2004)。尽管由于大别山燕山期大规模的岩浆作用可能对片麻岩围岩的氧同位素产生影响,但如前文所述,锆石即使经历过亚固相高温水-岩相互作用仍能保持其原来的氧同位素组成。这些位于扬子板块中上地壳的正片麻岩的原岩(新元古代岩浆岩)在其形成前和/或形成过程中经历了不同程度的亚固相高温水-岩相可作用(Zhengetal.,2003,2004),因此其氧同位素组成具有较大的变化范围而延伸到地壳深部的部分(花岗岩的母岩)则未受到或受到较低程度的高温热液蚀变。因此,氧同位素与放射成因同位素之间的脱耦现象可能是由于片麻岩围岩(位于地壳浅部)和花岗岩母岩(位于地壳深部)存在的深度不同,相对于Sr-Nd-Pb等放射成因同位素体系,氧同位素更容易受到地表或近地表过程的影响。此外,在地壳部分熔融过程中由于氧在花岗质岩浆中的迁移速率较快,易于使氧同位素相对均一化。尽管大别山屮生代花岗岩的化学组成变化不大,但主量和微量元素与SiO2含量之间仍然存在较好的相关性(图4)。如图12所示,随着Sr含量的降低,花岗岩Ba含量和Ba/Sr比值也随之降低,这可以解释为部分熔融后不同程度的长石残留或岩浆侵位过程中存在钾长石和/或斜长石-黑云母结晶分异。考虑到长石和花岗岩浆的密度差异较小以及花岗岩岩浆较高的粘度,长石结晶分异的可能性不大(如,MartinandNokes,1989;IngerandHarris,1993),而更可能的原因是源区残留有不同数量的长石。5.2.3中国东部中生代岩浆与早白垩世地表岩构造的关系综上所述,大别山中生代中性岩和花岗岩分别起源于基性下地壳和中性中下地壳的脱水部分熔融,对应的源区物质可能是俯冲加厚的扬子大陆地壳。除变沉积岩外,地壳岩石脱水部分熔融需要850℃以上的温度,如果没有幔源热量的供应,碰撞造山带加厚下地壳很难达到如此高的温度(PatioDouceandMcCarthy,1998)。这可能是喜马拉雅造山带只分布有碰撞后的浅色S型花岗岩面缺乏同时期的型花岗岩和幔源岩石的原因(LeFortetal.,1987)。与中酸性岩同时期的大别山中生代幔源基性-超基性陀的出露表明,中基性下地壳部分熔融与幔源岩浆底侵作用有关。幔源岩浆底侵提供的热量引起位于地壳下部的基性岩部分熔融,而后随着热量不断上升,引起中下地壳的中性岩发生部分熔融,从而形成了大别山中生代中酸性岩浆。大别山碰撞后中性岩岩石化学特征表明其形成源区较深(35～55km),表明在在早白垩世大别造山带地壳仍有较厚的山根。地球物理资料表明,大别山现今的地壳平均深度为35km,且缺乏基性下地壳(Gaoetal.,1998;高山等,1999)这表明大别造山