曹達(dá)迪, 程 昊

(同濟(jì)大學(xué) 海洋地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 上海 200092)

0 引 言

20世紀(jì)90年代以來(lái), 隨著多接收等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)技術(shù)的不斷發(fā)展和完善[1–2], Lu/Hf化學(xué)分離過程的成熟和優(yōu)化, Lu-Hf同位素地球化學(xué)得到了迅速的發(fā)展。其中以定年為目的的Lu-Hf年代學(xué)研究日漸成為固體地學(xué)研究的一個(gè)熱點(diǎn)。對(duì)于大多數(shù)全巖體系而言, 滿足同源、同時(shí)形成的一套巖石往往不具有足夠大的 Lu/Hf比值范圍, 難以構(gòu)建高精度的等時(shí)線[3–4], 因此, 目前的研究主要利用Lu/Hf比值較高的礦物來(lái)構(gòu)筑礦物等時(shí)線。

石榴子石通常具有較高的母子體176Lu/176Hf比值, 往往能夠構(gòu)筑高質(zhì)量的等時(shí)線。多項(xiàng)研究實(shí)例表明石榴子石中大多數(shù)礦物包裹體的存在對(duì)于Lu-Hf同位素體系并無(wú)太大的影響[4–5]。由于石榴子石 Lu-Hf體系具有較高的封閉溫度[5–6], 加之176Lu相對(duì)于其他長(zhǎng)周期定年體系較短的半衰期[7], 即使是新生代巖石, 仍可能有足夠的放射成因子體同位素的積累量, 容易獲得高精度的 Lu-Hf等時(shí)線。所以, 石榴子石成為 Lu-Hf同位素定年體系的首選對(duì)象。石榴子石具有難熔和流體中低溶解的特點(diǎn), 可以很好的保存復(fù)雜的化學(xué)成分環(huán)帶, 而這些環(huán)帶成分主要受控于巖石所處物理化學(xué)條件[8–9]。研究石榴子石的環(huán)帶成分可以對(duì)巖石所處溫度、壓力及與石榴子石生成反應(yīng)相關(guān)的礦物進(jìn)行約束[10–12], 進(jìn)而厘定巖石的P-T演化史。同時(shí)石榴子石中往往含有不同的包裹體礦物組合, 這可以用來(lái)指示石榴子石的生長(zhǎng)期次[13–14]。結(jié)合石榴子石的年代學(xué)研究就可以確定巖石不同變質(zhì)事件的年代和持續(xù)時(shí)間, 因此,石榴子石Lu-Hf法近些年成為研究含榴變質(zhì)巖的年代學(xué)研究重要和有效的利器。

從1997年Duchêne et al.[15]成功地測(cè)出第一條石榴子石 Lu-Hf等時(shí)線, 到現(xiàn)在 Lu-Hf定年的對(duì)象已經(jīng)從石榴子石-全巖擴(kuò)展到了許多其他礦物, 如磷灰石[16]和硬柱石[17]; 也從以前單一的變質(zhì)巖研究發(fā)展到各大巖類定年的研究[16–19]。其中, 石榴子石Lu-Hf年代學(xué)在造山帶的研究中發(fā)揮了巨大的作用,揭示了許多其他定年方法所不能揭示的造山帶演化的信息[19–21]。傳統(tǒng)的副礦物定年體系, 比如鋯石U-Pb體系, 有時(shí)難以將定年結(jié)果與具體的溫壓條件直接聯(lián)系起來(lái), 因?yàn)殇喪纳L(zhǎng)可以跨越很寬的溫壓范圍[22]。而其他體系, 比如 Ar-Ar體系和 Rb-Sr體系, 由于較低的封閉溫度, 得到的往往是冷卻年齡[23], 且前者往往受到繼承Ar的影響[20,24]。石榴子石Sm-Nd等時(shí)線由于母子體同位素具有相似的地球化學(xué)性質(zhì)[25], 及在低溫變質(zhì)巖中廣泛存在的礦物Nd同位素不平衡[26]和富 Nd礦物包裹體的影響[5],常常只能得到精度較差的無(wú)明確地質(zhì)意義的“混合線”。但同樣情況下, 石榴子石Lu-Hf往往能給出高精度的礦物等時(shí)線年齡[5–6]。石榴子石高Lu/Hf比及較高的封閉溫度, 可精確約束礦物生長(zhǎng)的年齡, 結(jié)合石榴子石記錄的溫壓演化信息, 可有效地反演造山帶演化的P-T-t軌跡[8–12,27]。但考慮到石榴子石生長(zhǎng)的復(fù)雜性[10,11,13]以及后期元素?cái)U(kuò)散的影響[28–31],對(duì)等時(shí)線做出合理的地質(zhì)解釋是石榴子石Lu-Hf年代學(xué)研究的一個(gè)難點(diǎn)和重點(diǎn)。本文嘗試對(duì)近些年石榴子石 Lu-Hf年代學(xué)的研究進(jìn)行總結(jié), 著重探討影響Lu-Hf定年結(jié)果和解釋的因素, 并以大別-蘇魯造山帶為例揭示石榴子石Lu-Hf體系在造山帶及超高壓變質(zhì)研究中的巨大潛力。

1 石榴子石Lu-Hf年代學(xué)研究進(jìn)展

Lu有兩個(gè)天然同位素175Lu和176Lu, Hf有6個(gè)天然同位素174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf,其中部分176Hf由176Lu通過β–衰變而來(lái), 其衰變常數(shù)λ為 1.867×10–11a–1[7], 與其他常規(guī)的長(zhǎng)周期定年體系(如 U-Th-Pb、 Re-Os、Rb-Sr和 Sm-Nd)一樣,Lu-Hf同位素定年體系的計(jì)時(shí)方程可以寫成:

176Hf/177Hfm=176Hf/177Hfi+176Lu/177Hfm(eλt–1)式中:176Hf/177Hfm和176Lu/177Hfm為測(cè)定的樣品Lu和Hf的同位素比值;176Hf/177Hfi為樣品形成時(shí)的初始Hf同位素比值; t為樣品年齡。與 Rb-Sr和 Sm-Nd等同位素定年體系一樣, 對(duì)于大多數(shù)地質(zhì)樣品,Lu-Hf同位素定年體系主要是通過構(gòu)筑等時(shí)線來(lái)獲得年齡信息, 體系必須滿足同源、同時(shí)和保持封閉這三個(gè)基本條件。高Lu/Hf比的礦物(如石榴子石、硬柱石和磷灰石)往往可以構(gòu)筑高精度的Lu-Hf等時(shí)線。其中的石榴子石是變質(zhì)巖中的常見礦物, 也是變質(zhì)榴輝巖中主要組成礦物, 所以石榴子石成為L(zhǎng)u-Hf年代學(xué)研究的最重要和有效的研究對(duì)象。由于石榴子石在結(jié)晶和生長(zhǎng)過程中受到全巖組分、溫壓條件、結(jié)晶和生長(zhǎng)方式、流體以及后期熱擴(kuò)散等諸多因素的共同影響, 在進(jìn)行石榴子石 Lu-Hf定年研究時(shí)必須充分考慮上述因素是如何影響和改造石榴子石 Lu-Hf定年體系的, 方能正確的解讀石榴子石Lu-Hf年齡指示的地質(zhì)意義。

1.1 石榴子石成核和生長(zhǎng)模式

受巖石所處物理化學(xué)條件影響, 石榴子石成核和生長(zhǎng)原理和機(jī)制各異, 包括: (1) 單一成核和生長(zhǎng)[32–34]; (2) 熱擴(kuò)散控制的成核和生長(zhǎng)[35]; (3) 連續(xù)成核和線性生長(zhǎng)[36]; 以及 (4) 體積相關(guān)的生長(zhǎng)[37]。晶體粒度分布(CSD)是描述石榴子石成核速率及生長(zhǎng)方式的一個(gè)重要參數(shù)。變質(zhì)過程中先成核生長(zhǎng)的石榴子石記錄了石榴子石生長(zhǎng)的最初歷史, 后成核的石榴子石可能僅僅記錄了某一個(gè)特定的石榴子石生長(zhǎng)階段, 其定年結(jié)果相對(duì)先成核的石榴子石年齡較年輕[38]。通過研究CSD可以提供石榴子石成核和生長(zhǎng)的信息[39–40], 是合理解釋石榴子石 Lu-Hf年齡的重要參數(shù)。結(jié)合石榴子石的成分環(huán)帶, 則可以判斷不同階段生長(zhǎng)的石榴子石組分在總體分析中的比重: 如果后期成核的小顆粒石榴子石所占比重較大,石榴子石 Lu-Hf年齡則有可能偏向后期生長(zhǎng)的時(shí)間,反之則可能記錄了石榴子石的早期生長(zhǎng)時(shí)代[39,41]。Cheng et al.[39]在研究含島礁狀石榴子石的榴輝巖時(shí), 發(fā)現(xiàn)普通石榴子石和島礁狀石榴子石最邊部成分、島礁狀石榴子石橋型部位和小石榴子石成分一致, 說(shuō)明它們很可能是同一時(shí)期成核生長(zhǎng)的石榴子石, 結(jié)合石榴子石正偏態(tài)的粒度分布樣式及體積效應(yīng)(詳見下文), 其石榴子石Lu-Hf年齡應(yīng)反映了該時(shí)期石榴子石的生長(zhǎng)時(shí)代, 指示后期流體作用的時(shí)間。

變質(zhì)中的石榴子石往往具有化學(xué)成分環(huán)帶, 這些元素環(huán)帶記錄了其生長(zhǎng)機(jī)理及所處的物理化學(xué)環(huán)境的變化, 如基質(zhì)成分的變化, 溫壓的改變和元素分配系數(shù)的變化等。石榴子石的生長(zhǎng)有時(shí)可用瑞利分餾的過程來(lái)描述[42–43]。由于 Lu元素在石榴子石中較高的分配系數(shù), 使得Lu元素在早期形成的石榴子石核部大量富集。隨著石榴子石的持續(xù)生長(zhǎng), 基質(zhì)中極度虧損Lu元素, 導(dǎo)致石榴子石從核部到邊部Lu含量急劇下降, 而Hf濃度幾乎不變, 這使得石榴子石累積的Lu含量偏向于核部。Lapen et al.[44]用瑞利分餾模式很好地解釋了阿爾卑斯造山帶超高壓榴輝巖的石榴子石的元素分帶, 進(jìn)而提出對(duì)具有顯著生長(zhǎng)環(huán)帶的石榴子石進(jìn)行Lu-Hf定年得到的等時(shí)線(混合線)年齡反映的是石榴子石早期的生長(zhǎng)時(shí)間,代表進(jìn)變質(zhì)的時(shí)代。

石榴子石生長(zhǎng)模式主要有兩種: 界面控制和擴(kuò)散控制[45–50]。界面控制的生長(zhǎng)往往是新生石榴子石層面的主控因素, 其特點(diǎn)是生長(zhǎng)速率相對(duì)元素?cái)U(kuò)散速率較慢, 導(dǎo)致石榴子石晶體周圍基質(zhì)成分相對(duì)均一, 所以在界面控制下生長(zhǎng)的石榴子石成分變化可用瑞利分餾來(lái)近似。擴(kuò)散控制下的石榴子石生長(zhǎng)是指基質(zhì)中的元素通過擴(kuò)散到達(dá)石榴子石生長(zhǎng)位置的速率慢于石榴子石生長(zhǎng)速率, 導(dǎo)致斑晶周圍基質(zhì)出現(xiàn)元素的虧損或者富集梯度。不同的生長(zhǎng)模式會(huì)導(dǎo)致石榴子石具有不同的元素分帶特征。如, Skora et al.[41]發(fā)現(xiàn)阿爾卑斯造山帶 Zermatt-Saas Fee超高壓榴輝巖石榴子石的 Lu環(huán)帶剖面與典型的瑞利分餾環(huán)帶特征有較大差異(圖 1a): Lu元素在大顆粒石榴子石核部形成狹窄的含量峰值, 然后迅速向邊部下降, 但在靠近邊緣時(shí)出現(xiàn)二次高含量峰; 同一樣品中的小顆粒石榴子石 Lu元素剖面表現(xiàn)出和大顆粒石榴子石一致的變化趨勢(shì), 但核部峰值較大顆粒石榴子石低。這樣的石榴子石環(huán)帶可以用擴(kuò)散控制石榴子石生長(zhǎng)模式來(lái)解釋, 即石榴子石中Lu元素濃度由Lu元素在基質(zhì)中擴(kuò)散速率控制的。初期的石榴子石生長(zhǎng)Lu元素遵循瑞利分餾定律, 在石榴子石核部形成濃度峰, 但由于Lu元素在基質(zhì)中較低的擴(kuò)散速率, 使得Lu元素向石榴子石生長(zhǎng)界面的運(yùn)移速度慢于石榴子石的生長(zhǎng)速度, 導(dǎo)致其峰值迅速下降。隨著進(jìn)變質(zhì)過程中升高的溫度, Lu元素在基質(zhì)中的擴(kuò)散速率上升, 元素的運(yùn)移與石榴子石生長(zhǎng)達(dá)到平衡,新生長(zhǎng)的石榴子石的Lu元素濃度趨于平穩(wěn), 甚至有所升高, 隨著石榴子石繼續(xù)生長(zhǎng), 基質(zhì)中極度虧損Lu元素, 邊部的石榴子石濃度進(jìn)一步降低。Lu元素在基質(zhì)礦物中的擴(kuò)散引起基質(zhì)中 Lu虧損暈的出現(xiàn),后期成核的小石榴子石核部 Lu濃度勢(shì)必會(huì)低于早成核的石榴子石核部濃度, 但高于同時(shí)期生長(zhǎng)的大石榴子石邊部濃度。同樣因升高的溫度而減低的石榴子石/基質(zhì) Lu元素分配系數(shù)也可以降低小石榴子石核部濃度。不同的環(huán)境決定了石榴子石的生長(zhǎng)模式: 高溫富流體的環(huán)境下元素的擴(kuò)散速度較快, 石榴子石生長(zhǎng)往往遵循瑞利分餾模式, 且該模式生長(zhǎng)下的石榴子石 Lu元素環(huán)帶可以與通過設(shè)定合適石榴子石-基質(zhì) Lu元素分配系數(shù)、石榴子石成核密度結(jié)合實(shí)測(cè)全巖和石榴子石核部稀土元素含量模擬的石榴子石Lu元素環(huán)帶相互比對(duì), 定性判斷石榴子石生長(zhǎng)是否遵循瑞利分餾模式[43]; 低溫缺水環(huán)境下的石榴子石生長(zhǎng)往往是由擴(kuò)散控制的生長(zhǎng)模式[41]。由擴(kuò)散控制生長(zhǎng)的石榴子石 Lu濃度峰變窄, 累積的Lu含量偏向于邊部(圖1b), 使獲得的Lu-Hf年齡偏向后期石榴子石生長(zhǎng)的時(shí)代, 對(duì)于擴(kuò)散控制下生長(zhǎng)的石榴子石主量元素環(huán)帶還可以通過利用熱力學(xué)模擬的擴(kuò)散控制下形成的石榴子石主元素環(huán)帶與之相比對(duì)[10], 考慮到稀土元素和主元素之間擴(kuò)散能力的差異, 擴(kuò)散控制下形成的主元素環(huán)帶可以指示石榴子石微量元素的環(huán)帶同樣主要受到擴(kuò)散控制, 考慮到體積效應(yīng)和其相對(duì)低Lu的核部, 對(duì)這種石榴子石進(jìn)行 Lu-Hf定年, 往往獲得精度較差的等時(shí)線[30]。因此, 需要準(zhǔn)確定位石榴子石的中心和元素分帶特征, 通過解讀石榴子石生長(zhǎng)模式才能對(duì)定年結(jié)果給出合理的解釋。

圖1 界面控制和擴(kuò)散控制下石榴子石Lu元素環(huán)帶(a)和累積量比較(b) (據(jù)文獻(xiàn)[41])Fig.1 Core-to-rim Lu zoning profiles in garnet by surface kinetics controlled growth and diffusion controlled growth in garnet (a) and volume weighted, bulk element concentrations for a sphere (b) (after reference [41])

Konrad-Schmolke et al.[50]對(duì)挪威Western Gneiss的超高壓榴輝巖石榴子石主元素剖面進(jìn)行相平衡模擬分析, 認(rèn)為石榴子石生長(zhǎng)有四期, 對(duì)應(yīng)的礦物化學(xué)反應(yīng)分別是綠泥石分解、綠簾石分解、角閃石分解和單斜輝石連續(xù)減少, 獲得的模擬元素剖面與實(shí)測(cè)的石榴子石成分環(huán)帶基本一致, 指示石榴子石生長(zhǎng)及其對(duì)微量元素的吸收與基質(zhì)礦物達(dá)到了熱力學(xué)平衡的狀態(tài), 石榴子石元素分帶反映了與石榴子石生長(zhǎng)相關(guān)的反應(yīng)礦物相的元素特征。由于石榴子石Lu元素的吸收主要集中在早期綠泥石分解反應(yīng)期,該樣品的石榴子石Lu-Hf年齡勢(shì)必趨向于早期綠泥石分解的時(shí)間, 記錄了樣品從綠片巖相向角閃巖相/藍(lán)片巖相過渡的時(shí)代, 是該反應(yīng)時(shí)間的最小估計(jì)。因此, 厘定石榴子石生長(zhǎng)過程中涉及到的礦物反應(yīng)方能合理解釋石榴子石 Lu-Hf年齡代表的地質(zhì)意義。但是其他礦物分解生成的石榴子石對(duì)該等時(shí)線影響的程度可通過石榴子石物理性質(zhì)(顏色、密度、包裹體)的差異來(lái)予以分離或者對(duì)大石榴子石直接進(jìn)行微區(qū)取樣減少相互的影響。

1.2 石榴子石Lu-Hf封閉溫度

對(duì)封閉溫度的解讀是詮釋放射性同位素年齡代表礦物生長(zhǎng)/結(jié)晶年齡或冷卻年齡的重要前提。放射性同位素母子體在特定礦物中的封閉溫度與其活化能、元素?cái)U(kuò)散系數(shù)、巖石冷卻速率以及礦物顆粒大小和形狀等因素密切相關(guān)[51]。一般認(rèn)為二價(jià)離子的固體擴(kuò)散速率往往比三價(jià)離子擴(kuò)散速率的高幾個(gè)數(shù)量級(jí)[28], 而呈+4價(jià)的Hf很可能具有比Lu更慢的擴(kuò)散速率。目前一般認(rèn)為石榴子石Lu-Hf體系封閉溫度高于 700 ℃, 高于或者等于同條件下石榴子石Sm-Nd體系的封閉溫度[5]。Skora et al.[52]利用西阿爾卑斯造山帶 Zermatt-Saas Fee榴輝巖石榴子石中受擴(kuò)散控制形成的Lu環(huán)帶進(jìn)行了Lu擴(kuò)散系數(shù)的估算,其通過選取合適Lu元素在基質(zhì)中擴(kuò)散活化能、初始擴(kuò)散系數(shù)和 Lu元素在石榴子石/基質(zhì)的分配系數(shù),結(jié)合前人研究的石榴子石生長(zhǎng)的溫度范圍和演化曲線, 計(jì)算出石榴子石的初始Lu元素環(huán)帶, 然后結(jié)合前人研究的冷卻速率和擴(kuò)散時(shí)間, 與實(shí)測(cè)的石榴子石Lu環(huán)帶進(jìn)行擬合, 獲得Lu元素在石榴子石中的封閉溫度為630 ℃。

除了上述因素外, 石榴子石的端元組成、基質(zhì)成分、氧逸度以及流體或熔體的作用[28,31]都會(huì)影響石榴子石 Lu-Hf體系的封閉溫度?？紤]到石榴子石Lu-Hf體系與Sm-Nd體系的可對(duì)比性, 對(duì)Sm-Nd封閉溫度的研究對(duì) Lu-Hf封閉溫度具有借鑒意義。Anczkiewicz et al.[38]在研究越南北部的混合片麻巖時(shí)發(fā)現(xiàn)隨著石榴子石粒徑變小, 其 Sm環(huán)帶變得越加平緩, 得到的 Sm-Nd年齡也更年輕, 暗示石榴子石顆粒大小與元素?cái)U(kuò)散程度有直接關(guān)系。實(shí)驗(yàn)地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn), 鎂鋁榴石的Sm-Nd體系封閉溫度最低, 鈣鋁榴石的封閉溫度可達(dá)700 ℃以上[5,53]。類似的顆粒大小和端元成分效應(yīng)也適用于Lu-Hf體系。冷卻速率對(duì)封閉溫度的影響也很明顯, 較慢的冷卻速率會(huì)導(dǎo)致封閉溫度的降低[29]。由于石榴子石中的顯微變形可為元素提供快速擴(kuò)散的通道[54], 石榴子石中的顯微組構(gòu)差異也會(huì)引起封閉溫度的變化。變質(zhì)過程中的流體或者有熔體的參與會(huì)加速元素在石榴子石中的擴(kuò)散重置[27,55],亦會(huì)對(duì)封閉溫度產(chǎn)生巨大影響。

由于石榴子石 Lu-Hf體系封閉受到眾多因素的影響, 這就為估算研究實(shí)例中石榴子石 Lu-Hf封閉溫度帶來(lái)重重困難[5,19,21,55–57]。研究中只能通過測(cè)定石榴子石中元素的分帶信息來(lái)判斷石榴子石遭受擴(kuò)散改造的程度, 常用的手段是通過電子探針和激光剝蝕等離子體質(zhì)譜分別測(cè)定石榴子石的主元素和微量元素濃度。如果石榴子石中保存有典型的進(jìn)變質(zhì)成分環(huán)帶(如, 從中心向邊部升高的 Mg和反向變化的 Mn和 Lu成分環(huán)帶), 一般可認(rèn)為峰期/后期的熱改造作用有限, 并沒有使主元素發(fā)生擴(kuò)散均一化;石榴子石保存了元素的初始濃度剖面, 即變質(zhì)溫度沒有超過封閉溫度[58–59]。有時(shí)候會(huì)出現(xiàn)主元素與稀土元素不一致的情況, 即石榴子石主元素環(huán)帶已經(jīng)被部分或完全均一化, 稀土元素(如 Lu)仍保存著從核部到邊部濃度降低的剖面; 這意味著雖然主元素已經(jīng)發(fā)生擴(kuò)散均一化, 但是稀土元素受到熱擴(kuò)散改造的程度很低, 這種情況下獲得的 Lu-Hf年齡常常反映的是石榴子石早期生長(zhǎng)的時(shí)代[27]。如石榴子石不具有元素化學(xué)分帶, 排除巖石處于開放體系的情況, 石榴子石要么受到后期的熱改造而發(fā)生了擴(kuò)散均一化, 獲得的石榴子石 Lu-Hf年齡對(duì)應(yīng)冷卻年齡[57,60], 要么石榴子石是短時(shí)間內(nèi)快速重結(jié)晶的產(chǎn)物, 獲得的石榴子石Lu-Hf年齡對(duì)應(yīng)重結(jié)晶年齡[61]。如果石榴子石經(jīng)歷了冗長(zhǎng)的成核過程, 由于不同大小顆粒元素環(huán)帶受到熱擴(kuò)散改造的程度不一, 所以得到的年齡是不同期次和不同重置程度的石榴子石的混合年齡, 該年齡則可能代表了早期石榴子石生長(zhǎng)年齡的最小值, 也可能指示了最年輕石榴子石或者擴(kuò)散重置事件年齡的最大值[38]。

1.3 包裹體的影響

變質(zhì)巖中石榴子石中常見大量的固相包裹體,例如單斜輝石、角閃石、綠泥石、云母、鋯石、磷灰石、金紅石和榍石等[62–63]。這些常見包裹體礦物中, 富集Lu元素的磷灰石[64]和含大量Hf的鋯石和金紅石[5]包裹體對(duì)石榴子石 Lu-Hf定年的影響不容忽視, 其他常見礦物包裹體對(duì)石榴子石 Lu-Hf體系的影響則非常有限。

鋯石和金紅石是各類巖石中分布廣泛的副礦物。由于Zr與Hf相似的地球化學(xué)性質(zhì), 鋯石的Hf含量可達(dá)上萬(wàn)μg/g, 金紅石的Hf元素含量則一般在幾百 μg/g。由于雙目鏡下的大多數(shù)金紅石和石榴子石的顏色差異顯著, 仔細(xì)地分選礦物可以把絕大部分的金紅石剔除。但目前在挑選礦物的過程中并無(wú)有效的手段甄別含鋯石包裹體的石榴子石。由于鋯石在變質(zhì)過程中參與石榴子石生成和分解化學(xué)反應(yīng)的機(jī)理和程度尚不清楚, 其與石榴子石之間是否達(dá)到同位素平衡也難以判斷[5,61]。一般來(lái)說(shuō), 對(duì)含有繼承鋯石包裹體的樣品定年往往不容易得到真正意義上的等時(shí)線。比如, 繼承鋯石僅存在于全巖而不以包裹體形式存在于石榴子石中, 這將得到比石榴子石實(shí)際生長(zhǎng)年齡偏大的表觀等時(shí)線年齡(圖 2a); 反之, 如果繼承鋯石僅被包裹于石榴子石內(nèi), 就會(huì)得到比石榴子石生長(zhǎng)年齡要小的表觀等時(shí)線年齡(圖2b)。如果繼承鋯石以包裹體形式存在于綠輝石中,加入綠輝石的等時(shí)線將給出較老的表觀年齡[60]。如果繼承鋯石均勻分布在各礦物和基質(zhì)中, 繼承鋯石對(duì)于年齡的影響將會(huì)部分被中和[5]。磷灰石往往具有較高的 Lu/Hf比值, 所以磷灰石也是 Lu-Hf定年的另一個(gè)理想的對(duì)象。如果繼承磷灰石以包裹體形式存在于石榴子石中, 由于其高 Lu/Hf比值以及其不確定的初始子體同位素組成, 加入繼承磷灰石對(duì)表觀年齡的影響具有不確定性[64]。

圖2 鋯石對(duì)于石榴子石Lu-Hf等時(shí)線影響示意圖(據(jù)文獻(xiàn)[5])Fig.2 The effects of zircon on garnet Lu-Hf isochrons (after reference [5])

為了盡可能降低包裹體對(duì)定年結(jié)果的影響, 可以在樣品準(zhǔn)備過程中進(jìn)行礦物挑純, 但由于大多數(shù)鋯石包裹體的無(wú)色性和透明的性質(zhì), 難以將包裹體全部挑除[19–20]。另一種普遍采取的辦法是在樣品溶解流程中選擇性地溶解石榴子石等礦物而不溶解鋯石, 從而避免其影響[56–57]。由于聚四氟乙烯溶樣彈(PTFE Bomb)能提供更高的溶解溫度和壓力使鋯石等難溶副礦物完全溶解, 而普通溶樣瓶則不會(huì)溶解鋯石等耐熔礦物, 因而利用聚四氟乙烯溶樣彈和普通溶樣瓶溶解能力的差異對(duì)全巖/石榴子石進(jìn)行對(duì)比可以分析鋯石包裹體對(duì)定年結(jié)果的影響[58]。比如,溶樣彈得到的全巖Hf同位素比值和Lu/Hf比值明顯低于普通溶樣瓶得到的比值, 說(shuō)明全巖樣品中包含顯著的繼承鋯石[56]; 如果兩者 Hf同位素比值一致,則可能指示巖石和鋯石之間達(dá)到了同位素平衡, 是同一變質(zhì)事件的產(chǎn)物[21,61]或者繼承鋯石 Hf含量很少不足以產(chǎn)生影響, 此時(shí)將溶樣彈的 Lu-Hf數(shù)據(jù)用于等時(shí)線的構(gòu)筑, 不僅不會(huì)影響定年結(jié)果的準(zhǔn)確性,而且甚至?xí)黾訕?gòu)筑等時(shí)線的精度[21]。同時(shí)可以通過比較同位素稀釋(ID)法和激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)技術(shù)或離子探針(IMS)測(cè)得的原位石榴子石 Lu/Hf比值和含量進(jìn)行比較來(lái)對(duì)選擇性溶樣方法的有效性進(jìn)行判定[38]: 該對(duì)比方法只是定性判斷鋯石對(duì)石榴子石的影響程度, 儀器測(cè)試精度對(duì)該判別方法影響不大。相對(duì)原位方法獲得的高Hf和低Lu/Hf的ID數(shù)據(jù)指示了富Hf包裹體的影響, 兩者獲得一致的結(jié)果則反映包裹體的影響甚少, 獲得的等時(shí)線年齡比較可信。通過陰極發(fā)光(CL)等方法可以初步確認(rèn)鋯石是否含有繼承核, 對(duì)于含繼承鋯石的樣品, 在構(gòu)筑礦物等時(shí)線時(shí)應(yīng)充分考慮其影響[56,61]。

1.4 石榴子石生長(zhǎng)歷史

變質(zhì)巖中石榴子石的生長(zhǎng)往往是多樣和多階段的, 可能是成核后連續(xù)生長(zhǎng)[44]或幕式生長(zhǎng)過程[58,65],也可能是在退變質(zhì)過程中遭受熱擾動(dòng)[66]或者發(fā)生溶蝕-再吸收后發(fā)生的重結(jié)晶再生長(zhǎng)[39,55,67]。對(duì)石榴子石的生長(zhǎng)模式和歷史的詳細(xì)研讀是合理解釋石榴子石Lu-Hf年齡不可或缺的一環(huán)。

1.4.1 連續(xù)生長(zhǎng)

連續(xù)生長(zhǎng)的石榴子石從核到邊以及不同石榴子石顆粒之間都會(huì)存在Lu-Hf含量和Hf/Hf比值的差異, 樣品準(zhǔn)備過程中不能消除每個(gè)樣品之間元素比值的差異, 表現(xiàn)在等時(shí)線上就是每個(gè)樣品具有不同的Lu/Hf比值。由于石榴子石的高Lu/Hf比值以及其連續(xù)生長(zhǎng)導(dǎo)致基質(zhì)大量虧損Lu,176Lu較長(zhǎng)的半衰期, 常見地質(zhì)情況下石榴子石結(jié)晶期間全巖的初始同位素比值變化對(duì)等時(shí)線的影響可以忽略[44,55]。所以, 短時(shí)間連續(xù)生長(zhǎng)的石榴子石體系是基本滿足同時(shí)同源且具不同母子體比值的構(gòu)建等時(shí)線的基本條件的, 可以給出高精度反映石榴子石生長(zhǎng)的等時(shí)線年齡[68]。冗長(zhǎng)的石榴子石成核生長(zhǎng)過程, 導(dǎo)致石榴子石核部與邊部存在同位素不平衡且不滿足同時(shí)的條件, 將得到精度較差的混合年齡, 該年齡反映了石榴子石整個(gè)生長(zhǎng)歷程中的任意一個(gè)時(shí)間點(diǎn)[27](圖3), 而該年齡偏離程度與不同年代生長(zhǎng)的石榴子石的權(quán)重相關(guān)[57]。

1.4.2 幕式生長(zhǎng)

石榴子石幕式生長(zhǎng)可以發(fā)生在同一個(gè)變質(zhì)事件中, 導(dǎo)致石榴子石停止生長(zhǎng)或者生長(zhǎng)緩慢的因素可能有(1) 化學(xué)反應(yīng)轉(zhuǎn)變使得石榴子石生成減少[50];(2) 元素在基質(zhì)中擴(kuò)散緩慢, 導(dǎo)致石榴子石生長(zhǎng)停滯[10]; (3) 石榴子石的分異結(jié)晶使基質(zhì)中元素虧損,抑制石榴子石生長(zhǎng)[11]; (4) 流體作用使石榴子石再次生長(zhǎng)或重結(jié)晶[39,69]。經(jīng)歷多次變質(zhì)事件的巖石同樣會(huì)有幕式生長(zhǎng)的石榴子石。對(duì)經(jīng)歷幕式生長(zhǎng)的石榴子石進(jìn)行Lu-Hf定年極可能會(huì)得到?jīng)]有地質(zhì)意義的混合年齡[70]。雖然可以對(duì)幕式生長(zhǎng)的不同階段形成的石榴子石按物理化學(xué)性質(zhì)差異進(jìn)行區(qū)分, 比如顏色[65,71]和包裹體[20,66], 借助微區(qū)鉆樣的方式[70,72]來(lái)獲得不同生長(zhǎng)期次的石榴子石。但對(duì)于常見樣品而言, 目前常規(guī) Lu-Hf分析所需石榴子石的樣品量較大(約 50～500 mg)[25], 通過機(jī)械辦法很難嚴(yán)格保證不同階段生長(zhǎng)的石榴子石的完全分離, 仍只能得到不同期次石榴子石的混合年齡。如果石榴子石經(jīng)歷的是兩期間隔時(shí)間較長(zhǎng)的幕式生長(zhǎng), 且都沒有受到后期的改造, 那么可以通過原位分析得到的 Lu成分剖面來(lái)模擬計(jì)算各期次生長(zhǎng)的石榴子石的權(quán)重, 擬合出它們Lu的權(quán)重和等時(shí)年齡間的線性關(guān)系, 以估算兩期生長(zhǎng)時(shí)代和跨度[71](圖4)。

圖3 不同連續(xù)生長(zhǎng)時(shí)間跨度的石榴子石對(duì)構(gòu)筑的Lu-Hf等時(shí)線的影響((a) 瞬時(shí)生長(zhǎng); (b) 冗長(zhǎng)生長(zhǎng)) (據(jù)文獻(xiàn)[25])Fig.3 Isochrons constructed by punctuated growth garnet fractions (a); low-precise or meaningless isochrons constructed by protracted growth garnet fractions (b) (after reference [25])

圖4 幕式生長(zhǎng)石榴子石Lu貢獻(xiàn)量與年齡線性關(guān)系圖(據(jù)文獻(xiàn)[71])Fig.4 Linear relationship between Lu-Hf isochron age and calculated Lu contribution of different portions of episodic growth garnet(after reference [71])

1.4.3 擴(kuò)散均一化

石榴子石生成后, 如果巖石經(jīng)歷了高于 Lu-Hf封閉溫度后期熱擾動(dòng), Lu-Hf將發(fā)生部分或完全擴(kuò)散均一化, 對(duì)這類樣品進(jìn)行 Lu-Hf定年很可能得到地質(zhì)意義不明確的混合年齡。Anczkiewicz et al.[27]在研究波蘭Stary Giera?tów地區(qū)角閃巖化的基性超高壓麻粒巖時(shí), 發(fā)現(xiàn)其中石榴子石原始生長(zhǎng)成分環(huán)帶受到了部分?jǐn)U散均一化, 其石榴子石 Lu-Hf年齡明顯低于同一地區(qū)未受改造的石榴子石年齡, 表明樣品的石榴子石 Lu-Hf體系在高溫已經(jīng)被打開。如果石榴子石Lu-Hf體系保持封閉后期只發(fā)生晶體內(nèi)元素?cái)U(kuò)散重置的話, 考慮到一般認(rèn)為的Lu擴(kuò)散速率遠(yuǎn)高于Hf元素, 后期的擴(kuò)散導(dǎo)致Lu元素均一化, Hf基本滯留在原位, 導(dǎo)致核部母子體比值的降低, 邊部母子體比值升高, 等時(shí)線斜率升高, 將獲得比石榴子石生長(zhǎng)時(shí)間更老的表觀等時(shí)線年齡[25](圖5)。

圖5 晶體內(nèi)固體擴(kuò)散均一化對(duì)等時(shí)線的影響(據(jù)文獻(xiàn)[25])Fig.5 Counter clock rotation of isochron influenced by partial diffusion of Lu and Hf (after reference [25])

1.4.4 溶蝕-再吸收過程

含石榴子石巖石所在地層可能遭受巖漿侵入,石榴子石遭受高溫以及熱液的侵入而發(fā)生溶蝕[31,67]或者所在地層流體的滲透同樣會(huì)導(dǎo)致石榴子石發(fā)生溶蝕[39,55]。由于Lu元素的高親石榴子石性質(zhì), 被溶蝕石榴子石邊部發(fā)生再吸收會(huì)使其新生邊呈現(xiàn)陡然升高的 Lu元素特征, 而 Hf組成基本不變(圖6a)。進(jìn)而得到小于石榴子石結(jié)晶時(shí)代的表觀等時(shí)線年齡(圖6b)。石榴子石的溶蝕程度以及石榴子石中得到保留的 Lu的百分比, 是導(dǎo)致年齡變小的主要原因,溶蝕程度越高, Lu保留比例越大, 理想情況下得到的表觀年齡就越小。其他因素包括不同的 CSD, 石榴子石發(fā)生溶蝕的年代與原石榴子石的年齡間隔以及初始Lu環(huán)帶都會(huì)對(duì)定年結(jié)果有影響[48]。

圖6 溶蝕-再吸收過程Lu/Hf元素再分配(a)及其對(duì)等時(shí)線的影響(b)(據(jù)文獻(xiàn)[67])Fig.6 Lu and Hf distribution during garnet dissolution (a) and resorption and the influence on isochron (b) (after reference [67])

1.4.5 礦物間Hf同位素平衡

構(gòu)筑礦物等時(shí)線的前提之一是要保證所選礦物之間初始子體同位素達(dá)到平衡狀態(tài)。由于石榴子石生長(zhǎng)往往繼承了反應(yīng)物同位素組成特征[73], 不同生長(zhǎng)階段的石榴子石之間具有不同的初始子體同位素比值。特別是對(duì)于反應(yīng)物中包含極度富集Lu或者虧損Lu副礦物, 生成的石榴子石初始子體同位素比值與全巖的子體同位素比值差異較大, 導(dǎo)致初始的等時(shí)線呈現(xiàn)負(fù)斜率或者正斜率, 最終導(dǎo)致得到的等時(shí)線年齡趨于年輕或者年老(圖7)。初始子體同位素的不平衡在巖石中是普遍存在的, 如果初始子體同位素與全巖組成之間差異較小, 且定年礦物具有較高的母子體比值, 在經(jīng)歷較長(zhǎng)的時(shí)間演化后, 初始子體同位素之間的不一致將得到消除, 構(gòu)筑的等時(shí)線同樣可以給出高精度且準(zhǔn)確的年齡。石榴子石的高Lu/Hf比值可以一定程度上抵消石榴子石與全巖間初始子體同位素的不一致。

初始同位素間的不平衡還可能存在于共生礦物之間, 由于共生礦物可能繼承不同反應(yīng)礦物的子體同位素特征, 并且沒有有效地通過擴(kuò)散達(dá)到初始子體同位素平衡, 那么共生礦物構(gòu)筑的原始等時(shí)線可能具有或正或負(fù)的斜率, 致使得到的礦物等時(shí)線年齡偏小或者偏大[74]。共生礦物之間的初始子體同位素之間的不平衡, 可以通過擴(kuò)散消除, 所以對(duì)于變質(zhì)溫度較低、礦物間缺乏粒間水、礦物顆粒較大的共生礦物, 難以通過擴(kuò)散達(dá)到子體同位素平衡, 進(jìn)而會(huì)影響等時(shí)線的準(zhǔn)確性[23,74]。同樣, 共生礦物耐受外界物理化學(xué)條件的能力不一, 后期的地質(zhì)擾動(dòng),比如熱擾動(dòng)和流體滲透, 都會(huì)不同程度地重置共生礦物的同位素體系, 導(dǎo)致共生礦物間子體同位素不平衡的狀態(tài), 進(jìn)而影響等時(shí)線的準(zhǔn)確度[23,74]。所以礦物間子體同位素是否達(dá)到平衡是構(gòu)筑準(zhǔn)確等時(shí)線的前提條件。通過原位測(cè)試獲得的共生礦物對(duì)母子體同位素組成, 把計(jì)算出來(lái)的共生礦物間元素的分配系數(shù)與已有的實(shí)驗(yàn)地球化學(xué)數(shù)據(jù)和實(shí)例進(jìn)行對(duì)比,判斷元素在礦物之間是否達(dá)到平衡狀態(tài)以及后期地質(zhì)擾動(dòng)的影響程度[19,56]。對(duì)達(dá)到平衡狀態(tài)的多礦物進(jìn)行定年往往會(huì)給出高精度的等時(shí)線, 這也是我們定性判別的是否達(dá)到同位素平衡的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)。高級(jí)變質(zhì)巖原巖的初始同位素差異往往會(huì)在后期變質(zhì)過程中被消除掉, 礦物間初始子體同位素不平衡對(duì)此類巖石的石榴子石Lu-Hf年齡的影響十分有限[19]。

圖7 石榴子石繼承反應(yīng)礦物子體同位素特征及對(duì)等時(shí)線年齡的影響(據(jù)文獻(xiàn)[73])Fig.7 Initial heterogeneity of daughter isotope composition inherited from reactants and the effect on isochrons (after reference [73])

1.4.6 幾何效應(yīng)

不管在瑞利分餾模式下還是擴(kuò)散控制模式下的石榴子石生長(zhǎng), 后期生長(zhǎng)的石榴子石體積相比前期生長(zhǎng)的石榴子石體積都呈幾何倍數(shù)遞增。雖然此類巖石中石榴子石的核部Lu元素含量通常非常高, 但由于石榴子石邊部體積的優(yōu)勢(shì), 使得邊部對(duì)整體Lu的權(quán)重遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于高 Lu的核部(圖 8), 獲得的等時(shí)線年齡往往不是指示早期進(jìn)變質(zhì)的年代, 而是更偏向于后期生長(zhǎng)的石榴子石的生長(zhǎng)年齡[57]。Cheng et al.[58]在研究大別造山帶榴輝巖時(shí)發(fā)現(xiàn), 朱家沖榴輝巖Lu主要集中在石榴子石的核部, 所以得到的石榴子石 Lu-Hf年齡反映了進(jìn)變質(zhì)年齡; 黃鎮(zhèn)榴輝巖雖然大顆粒石榴子石Lu累積含量更偏向于核部, 但小石榴子石累積Lu含量偏向于邊部, 加上歧視性挑礦效應(yīng)[58], 所以得到的石榴子石 Lu-Hf反映了石榴子石邊部生長(zhǎng)年齡。類似的, 石馬榴輝巖石榴子石累積Lu含量偏向于邊部, 定年結(jié)果指示的是石榴子石邊部生長(zhǎng)年齡。

圖8 石榴子石累積Lu體積分?jǐn)?shù)(據(jù)文獻(xiàn)[58])Fig.8 Cumulative fraction of Lu in garnet from core to rim(after reference [58])

1.5 樣品準(zhǔn)備過程

1.5.1 歧視性礦物分選

因?yàn)橐恍悠分惺褡邮煌课痪哂酗@著不同的鐵磁性, 所以磁選過程會(huì)將石榴子石分成磁性不同的部分, 所以樣品準(zhǔn)備過程中要盡可能棄用磁選的過程, 以免人為地使最終表觀年齡偏向核部或者邊部[44]。大多數(shù)變質(zhì)巖中石榴子石都富含包裹體礦物, 在雙目鏡下挑礦過程中, 我們總是選取沒有包裹體的視覺干凈的石榴子石碎片, 而這些碎片往往來(lái)自石榴子石的邊部。這無(wú)疑會(huì)使得定年結(jié)果偏向于干凈少包裹體的部分, 僅僅反映了石榴子石生長(zhǎng)的某一特定階段[19–21,57]。

1.5.2 幾何中心和成核中心

具有生長(zhǎng)環(huán)帶的石榴子石核部的 Lu元素峰往往非常狹窄, 在進(jìn)行石榴子石原位元素測(cè)定時(shí), 如果沒有使用計(jì)算機(jī)成像技術(shù)(CT) 等3D成像的方法確定石榴子石的幾何中心就無(wú)法獲得真正原始的環(huán)帶特征, 只能得到代表了完整環(huán)帶邊部的一個(gè)片段。這會(huì)導(dǎo)致對(duì)元素的擴(kuò)散均一化程度和石榴子石核部/邊部 Lu的權(quán)重做出錯(cuò)誤的估算, 進(jìn)而影響對(duì)等時(shí)線年齡的正確解讀[30,41]。由于實(shí)驗(yàn)條件所限,大多數(shù)研究實(shí)例都無(wú)法獲得完整的代表性石榴子石成分剖面, 通過該剖面對(duì)定年結(jié)果的解釋值得商榷。有時(shí)石榴子石的幾何中心和成核中心不一致[75],甚至單顆粒石榴子石存在多個(gè)成核中心[58,76], 如何獲得這類樣品的真正原始的環(huán)帶剖面就頗具挑戰(zhàn)性。

因此, 在進(jìn)行石榴子石 Lu-Hf定年分析時(shí), 需要綜合分析考慮石榴子石生長(zhǎng)模式、成核過程、包裹體的影響, 通過礦物組構(gòu)識(shí)別和原位成分測(cè)試并結(jié)合相平衡分析石榴子石生長(zhǎng)歷史、溶液法與原位分析的數(shù)據(jù)對(duì)比、初始子體同位素平衡的判定以及可能的各種人為因素影響, 才能正確解讀石榴子石Lu-Hf年齡所指示的地質(zhì)意義。

2 蘇魯-大別造山帶石榴子石Lu-Hf年代學(xué)研究進(jìn)展

蘇魯-大別造山帶石榴子石Lu-Hf年代學(xué)的研究正在為蘇魯-大別造山帶的演化提供了有益的年代學(xué)數(shù)據(jù), 對(duì)諸如蘇魯-大別造山帶洋殼和陸殼的俯沖時(shí)限、洋殼俯沖到陸殼俯沖的轉(zhuǎn)換時(shí)間、(超)高壓變質(zhì)時(shí)間以及退變質(zhì)時(shí)間等的解讀提供了其他定年體系不能提供的重要信息。本節(jié)回顧石榴子石 Lu-Hf年代學(xué)在蘇魯-大別造山帶的研究?jī)?nèi)容, 探討石榴子石Lu-Hf年代學(xué)在造山帶研究中的巨大潛力。

2.1 洋殼俯沖到陸殼俯沖轉(zhuǎn)換時(shí)限

Cheng et al.[20]等對(duì)西大別造山帶滸灣剪切帶中出露的熊店洋殼榴輝巖進(jìn)行了研究, 得到石榴子石-綠輝石-全巖Lu-Hf等時(shí)線年齡為(268.9±6.9) Ma (7點(diǎn))和Sm-Nd等時(shí)線年齡(271.3±5.3) Ma (7點(diǎn)), 該樣品中保留有進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶, 說(shuō)明擴(kuò)散重置影響很小。大顆粒的石榴子石明顯分為富包裹體的核部和無(wú)包裹體的邊部, 暗示石榴子石的兩期生長(zhǎng)。小顆粒石榴子石成分與大顆粒的石榴子石邊部成分一致, 石榴子石核部與幔部的綠輝石包裹體存在, 說(shuō)明大顆粒的石榴子石邊部和小顆粒的石榴子石生長(zhǎng)并非處于進(jìn)變質(zhì)階段。由于歧視性的挑礦過程選擇了沒有包裹體的石榴子石邊部和小顆粒的石榴子石, 加上幾何效應(yīng)的影響, 該年齡最合理的解釋應(yīng)是其代表了石榴子石后期生長(zhǎng)的時(shí)代, 約束了榴輝巖相變質(zhì)時(shí)間的下限。該樣品中鋯石 U-Pb定年給出一組約315 Ma年齡, 對(duì)應(yīng)的鋯石含有與基質(zhì)石榴子石核部成分類似的石榴子石包裹體, 該年齡應(yīng)為洋殼進(jìn)變質(zhì)年齡, 說(shuō)明該地區(qū)的洋殼俯沖開始于約315 Ma之前。結(jié)合其他學(xué)者獲得的石炭紀(jì)鋯石 U-Pb年齡(315～301 Ma)[78–80], 表明陸殼俯沖應(yīng)發(fā)生在270 Ma之后。最近Cheng et al.[81]對(duì)西大別山滸灣剪切帶中另一處熊店洋殼榴輝巖進(jìn)行石榴子石-全巖Lu-Hf和Sm-Nd年代學(xué)分析分別得到(257.4±1.4) Ma (3點(diǎn))和(252.5±2.7) Ma (4點(diǎn))。該榴輝巖石榴子石保存了進(jìn)變質(zhì)元素環(huán)帶, 由于幾何效應(yīng)以及石榴子石從核部到邊部均有綠輝石包裹體的觀察事實(shí), 說(shuō)明該年齡應(yīng)反映了高壓榴輝巖相變質(zhì)時(shí)代, Lu-Hf和 Sm-Nd之間的年齡差值((4.9±3.0) Ma)反映了石榴子石生長(zhǎng)持續(xù)的時(shí)間跨度, 也代表了榴輝巖相變質(zhì)持續(xù)的的最短時(shí)間。這個(gè)結(jié)果把西大別洋殼俯沖的時(shí)限區(qū)間擴(kuò)大到315～253 Ma, 陸殼深俯沖開始時(shí)間不早于約257 Ma。

2.2 多期次高壓變質(zhì)事件？

Cheng et al.[21]對(duì)西大別造山帶滸灣混雜帶中蘇家河榴輝巖的研究獲得了一致的高精度石榴子石-綠輝石-全巖Lu-Hf和Sm-Nd年齡分別為(260.0±1.0)Ma (10 點(diǎn))和(260.4±2.0) Ma (9 點(diǎn))。由于石榴子石保留完好的進(jìn)變質(zhì)成分環(huán)帶, 石榴子石核到邊的綠輝石包裹體的存在以及幾何效應(yīng), 該年齡應(yīng)指示了高壓榴輝巖相變質(zhì)的時(shí)間。結(jié)合該剪切帶中榴輝巖的約310 Ma的榴輝巖相變質(zhì)的鋯石U-Pb年齡, 說(shuō)明該地區(qū)的洋殼要么持續(xù)俯沖了約50 Ma或經(jīng)歷了兩次高壓變質(zhì)事件。持續(xù)俯沖意味著洋殼是以極低的速率(0.1 mm/a)進(jìn)行俯沖的, 這與普遍的觀點(diǎn)不一致[82–83], 西大別造山帶中具洋殼屬性的高橋榴輝巖的三疊紀(jì)石榴子石-全巖 Lu-Hf年齡分別為(240.7±1.2) Ma (5 點(diǎn)), (243.3±4.1) Ma (7 點(diǎn))和(238.3±1.2) Ma(3點(diǎn))[80], 與鋯石U-Pb下交點(diǎn)年齡(232±26) Ma在誤差范圍內(nèi)一致。樣品中石榴子石保留完好的進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶以及從核部到邊部綠輝石包裹體的出現(xiàn)的事實(shí),說(shuō)明這些二疊紀(jì)年齡反映的是高壓榴輝巖相變質(zhì)時(shí)間, 暗示這些洋殼可能卷入了三疊紀(jì)的陸殼俯沖。

2.3 陸殼俯沖時(shí)限

袁洪林等[84]首次報(bào)道了大別的雙河榴輝巖Lu-Hf年代學(xué)工作, 獲得了誤差較大的石榴子石-全巖-輝石混合物的(254±16) Ma的年齡。其中石榴子石的低至0.05的176Lu/177Hf比值應(yīng)指示了溶解過程中繼承鋯石的混入, 使得該年齡的解讀失去合理性。這得到了其他研究者對(duì)該地區(qū)榴輝巖的研究工作的印證[56,58]。遺憾的是, 這是迄今為止國(guó)內(nèi)實(shí)驗(yàn)室報(bào)告的唯一組Lu-Hf年代學(xué)數(shù)據(jù)。

Cheng et al.[58]對(duì)東大別造山帶朱家沖和石馬榴輝巖進(jìn)行了石榴子石 Lu-Hf定年研究, 得到等時(shí)線年齡分別為(240.0±5.0) Ma (石榴子石-單斜輝石-藍(lán)晶石-全巖4點(diǎn)等時(shí)線)和(230.8±5.0) Ma (石榴子石-全巖5點(diǎn)等時(shí)線), 以及對(duì)應(yīng)的石榴子石Sm-Nd年齡(222.5±5.0) Ma (石榴子石-單斜輝石-藍(lán)晶石-全巖 5點(diǎn)等時(shí)線)和(223.2±2.1) Ma (石榴子石-單斜輝石-全巖6點(diǎn)等時(shí)線)。朱家沖榴輝巖中石榴子石保存有良好的主元素和微量元素環(huán)帶, 其 Lu-Hf年齡應(yīng)反映了石榴子石生長(zhǎng)早期的時(shí)間, 暗示大陸俯沖開始于240 Ma之前; 該年齡與Sm-Nd年齡間的17.5 Ma的差別是石榴子石生長(zhǎng)時(shí)間跨度的最小估計(jì)。石馬榴輝巖中石榴子石主微量元素環(huán)帶非常弱, 與其較高的峰期變質(zhì)溫度一致; 其誤差范圍內(nèi)一致的 Lu-Hf和Sm-Nd年齡應(yīng)代表了冷卻年齡, 可能指示了一次快速冷卻過程, 暗示俯沖陸殼的初始抬升時(shí)間應(yīng)早于約230 Ma。

大別西部的桐柏造山帶是銜接秦嶺和大別的紐帶地區(qū)。桐柏陸殼性質(zhì)的榴輝巖給出的石榴子石-全巖 Lu-Hf年齡為(256.4±2.6) Ma (4 點(diǎn))、(252.3±3.4)Ma (5 點(diǎn))和(246.9±3.2) Ma (4 點(diǎn))[85]。鑒于石榴子石從核部到邊部都有綠輝石包裹體及其中保存完好的的進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶, 這些年齡被解釋為高壓榴輝巖相的時(shí)間, 說(shuō)明桐柏地區(qū)的揚(yáng)子板塊和華北板塊的碰撞時(shí)間不晚于約 256 Ma。該結(jié)論也得到了該區(qū)鋯石U-Pb定年的佐證[86]。

Schmidt et al.[56]對(duì)東大別山造山帶及中國(guó)大陸科學(xué)鉆探(CCSD)鉆孔榴輝巖石榴子石-單斜輝石進(jìn)行了Lu-Hf定年, 5個(gè)樣品給出非常一致的年齡, 平均(223.0±0.9) Ma, 與同一樣品的石榴子石-單斜輝石-全巖Sm-Nd年齡((221.4± 1.5) Ma)一致。這些樣品中石榴子石中保存了典型的Lu進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶, 他們提出這些石榴子石可能是在超高壓環(huán)境下流體作用下的短時(shí)間生長(zhǎng)的。進(jìn)一步對(duì)CCSD鉆孔區(qū)榴輝巖進(jìn)行的定年給出一致的石榴子石-單斜輝石Lu-Hf等時(shí)線年齡, 平均為(216.9±1.2) Ma (4個(gè)樣品)[61]。研究樣品的石榴子石主元素(Ca-Mn-Mg)環(huán)帶已經(jīng)完全均一化, 但仍保存著良好的稀土元素的進(jìn)變質(zhì)環(huán)帶,該年齡被解釋為反映了石榴子石在超高壓變質(zhì)過程中某一階段的重結(jié)晶年齡。Brouwer et al.[87]認(rèn)為蘇魯-大別造山帶(超)高壓變質(zhì)反應(yīng)應(yīng)發(fā)生在 250～230 Ma溫度范圍, 認(rèn)為Schmidt et al.[56]約220 Ma的年齡記錄的是流體作用下的石榴子石的重結(jié)晶時(shí)間而不是(超)高壓環(huán)境下的石榴子石生長(zhǎng)年齡, 該年齡應(yīng)該代表陸殼折返階段的冷卻年齡。

2.4 退變質(zhì)時(shí)限

Cheng et al.[39,88]在研究東大別造山帶朱家沖附近的榴輝巖時(shí)發(fā)現(xiàn), 一些樣品同時(shí)含有普通和島礁狀的石榴子石。詳細(xì)的巖礦和顯微構(gòu)造分析證明這種島礁構(gòu)造是后期退變質(zhì)的產(chǎn)物。他們進(jìn)一步對(duì)該巖石進(jìn)行了年代學(xué)的工作, 獲得的石榴子石-全巖Lu-Hf年齡為(221.0±2.3) Ma (5點(diǎn))。由于普通石榴子石與島礁狀石榴子石最邊部成分, 島礁狀石榴子石橋型部位與小石榴子石成分一致, 說(shuō)明很可能是同一時(shí)期成核生長(zhǎng)的石榴子石, 結(jié)合石榴子石正偏態(tài)的粒度分布及體積效應(yīng), 得到的石榴子石 Lu-Hf年齡應(yīng)反映了該時(shí)期即流體作用下石榴子石的生長(zhǎng)時(shí)間, 對(duì)應(yīng)榴輝巖折返初期流體作用下的石榴子石重結(jié)晶時(shí)間。類似的, 東大別黃鎮(zhèn)榴輝巖約220 Ma的石榴子石Lu-Hf和Sm-Nd年齡也指示了峰期變質(zhì)后流體作用下的石榴子石生長(zhǎng)時(shí)間[58]。張超等[55]得到西大別造山帶含榴花崗片麻巖石榴子石-全巖Lu-Hf年齡為(212.2±0.7) Ma (3點(diǎn))。樣品的石榴子石主要元素環(huán)帶很微弱, 僅在最邊緣部分呈 Mn和Ca含量升高和 Fe含量降低的趨勢(shì)。結(jié)合其單邊遞減/增非中心對(duì)稱微量元素分布特征以及包裹體的缺乏, 該石榴子石應(yīng)經(jīng)歷了溶蝕-重結(jié)晶過程, 該年齡被解釋為石榴子石重結(jié)晶時(shí)代, 對(duì)應(yīng)一期退變質(zhì)作用流體活動(dòng)。這些年齡都指示大別造山帶陸殼折返退變質(zhì)過程應(yīng)早于220 Ma。

2.5 從洋殼俯沖到陸殼碰撞

已有的蘇魯-大別造山帶石榴子石Lu-Hf年齡大部分被解釋為石榴子石生長(zhǎng)的年齡, 而這些短時(shí)間內(nèi)的石榴子石生長(zhǎng)事件說(shuō)明石榴子石在整個(gè)俯沖造山過程中并非連續(xù)生長(zhǎng), 而是幕式生長(zhǎng)。這些分散的年齡數(shù)據(jù)記錄了整個(gè)蘇魯-大別造山帶從洋殼俯沖到陸殼碰撞折返約 100 Ma (315～216 Ma)的時(shí)間跨度(圖 9)。

蘇魯-大別造山帶洋殼俯沖經(jīng)歷了大約 60 Ma(315～253 Ma)的時(shí)間, 其間很可能經(jīng)歷了兩期高壓變質(zhì)事件。這與阿爾卑斯造山帶Trescolmen榴輝巖石榴子石中得到的古生代和新生代Lu-Hf年齡[65]類似。研究表明滸灣剪切帶在石炭紀(jì)可能是一個(gè)獨(dú)立的構(gòu)造單元, 經(jīng)歷了一次俯沖折返運(yùn)動(dòng), 然后在二疊紀(jì)伴隨洋殼俯沖到華北板塊下。但石炭紀(jì)的年齡記錄只有來(lái)自鋯石 U-Pb的證據(jù), 沒有石榴子石Lu-Hf年齡證據(jù)?？赡艿脑蚴鞘考o(jì)的高壓礦物組合在二疊紀(jì)變質(zhì)過程中完全被重置, 而鋯石并沒有顯著的增生/重結(jié)晶。要證明/證偽鋯石是否記錄了二疊紀(jì)的事件, 只有通過對(duì)觀察到的極窄(3～5 μm)的鋯石增生邊使用更高空間分辨率的原位分析手段來(lái)進(jìn)行定年。但能否給出有效的年齡取決于其元素含量的高低。對(duì)這種年齡的解耦的解釋可以有兩種模式: 一種是俯沖-增生模式—— 洋殼經(jīng)歷了一次冗長(zhǎng)的俯沖事件, 石炭紀(jì)俯沖的洋殼在大陸弧下形成一個(gè)增生楔, 部分洋殼物質(zhì)從俯沖洋殼上拆離并維持在原位, 并被夾帶在隨后俯沖的洋殼中在二疊紀(jì)再次發(fā)生高壓變質(zhì)[90]。在滸灣剪切帶中得到三疊紀(jì)洋殼屬性高橋榴輝巖峰期變質(zhì)年齡, 似乎支持該俯沖模式, 當(dāng)然也不能排除高橋榴輝巖是在折返過程中, 被重新帶入俯沖的陸殼使其石炭紀(jì)/二疊紀(jì)的年齡信息被重置的可能性。這種模式需要解釋增生楔階段的熱平衡和鋯石不生長(zhǎng)的問題。另一種是悠悠球型俯沖模式[91]—— 石炭紀(jì)和二疊紀(jì)兩個(gè)榴輝巖相高壓變質(zhì)年齡組指示了洋殼在石炭紀(jì)俯沖變質(zhì)然后折返, 隨后再次在二疊紀(jì)被卷入俯沖帶, 巖片發(fā)生第二次榴輝巖相的疊加高壓變質(zhì)。這種模式需要解釋疊加俯沖的動(dòng)力學(xué)機(jī)制的問題。

圖9 蘇魯-大別造山帶石榴石Lu-Hf年齡和Sm-Nd年齡統(tǒng)計(jì)(據(jù)文獻(xiàn)[89])Fig.9 Garnet Lu-Hf and Sm-Nd ages in the Dabie-Sulu orogen (after references [89])

石榴子石 Lu-Hf年齡把蘇魯-大別地區(qū)的陸-陸碰撞開始的年代限制在 256～240 Ma, 這與蘇魯-大別造山帶鋯石 U-Pb年齡證據(jù)一致[92]。但由于差異折返, 在蘇魯-大別造山帶不同地方不同的定年體系獲得較寬的變化范圍(216～232 Ma)[55,56,58,61,87]。蘇魯-大別造山帶不同地區(qū)的陸殼榴輝巖指示的峰期變質(zhì)時(shí)間的石榴子石 Lu-Hf年齡不盡相同, 不同地點(diǎn)的榴輝巖Lu-Hf年齡都被解釋為石榴子石生長(zhǎng)結(jié)晶的年齡從東向西變老, 暗示揚(yáng)子板塊與華北板塊的碰撞可能西先東后, 總體呈現(xiàn)出一種局部區(qū)域短期的俯沖折返事件, 而整個(gè)造山帶碰撞的歷程超過40 Ma的演化方式。

3 結(jié) 語(yǔ)

石榴子石 Lu-Hf定年方法由于石榴子石生長(zhǎng)的復(fù)雜性, 需要考慮多種因素對(duì) Lu-Hf年齡結(jié)果的影響, 才能賦予年齡正確的地質(zhì)意義。當(dāng)前造山帶年代學(xué)的研究主要依賴鋯石U-Pb定年, 但副礦物有時(shí)難以將其年齡與巖石變質(zhì)演化階段一一對(duì)應(yīng)起來(lái);加之鋯石生長(zhǎng)溫壓范圍很大, 對(duì)其定年的結(jié)果有時(shí)候存在多解性。以石榴子石這一變質(zhì)巖中常見主要礦物為定年對(duì)象, 可以很好地將巖石演化的溫壓變化與時(shí)間結(jié)合起來(lái), 更確切地給予定年結(jié)果以明確的地質(zhì)意義。

在進(jìn)行石榴子石 Lu-Hf定年分析時(shí), 需要綜合分析考慮石榴子石生長(zhǎng)模式、成核過程、包裹體的影響, 通過礦物組構(gòu)識(shí)別和原位成分測(cè)試并結(jié)合相平衡分析石榴子石生長(zhǎng)歷史、ID法與原位分析的對(duì)比分析、初始子體同位素是否平衡以及可能的人為因素干擾, 才能正確解讀石榴子石 Lu-Hf年齡所指示的地質(zhì)意義。在分析石榴子石生長(zhǎng)和成核方式以及原位測(cè)試的時(shí)候, 往往選擇具有代表性的石榴子石作為標(biāo)準(zhǔn), 然而石榴子石的 Lu-Hf同位素分析的是大量石榴子石碎片的集合體, 代表性的個(gè)別石榴子石顆粒無(wú)法真正代表整個(gè)石榴子石集合體, 僅能作為解析年代學(xué)意義時(shí)的一個(gè)佐證。由于變質(zhì)巖中石榴子石往往具有多期次生長(zhǎng)和復(fù)雜的成分環(huán)帶,獲得的往往是 Lu-Hf混合線, 并非嚴(yán)格意義上的等時(shí)線。這種混合效應(yīng)有可能在樣品預(yù)處理過程中放大或被消除, 使得獲得的年齡數(shù)據(jù)偏離定年的初衷。今后一段時(shí)期內(nèi)石榴子石 Lu-Hf年代學(xué)的發(fā)展方向?qū)⑹窃诎l(fā)展更高精度的儀器分析的基礎(chǔ)上, 對(duì)單顆粒的石榴子石進(jìn)行研究, 通過原位微區(qū)取樣的方法避免不同生長(zhǎng)期次石榴子石的混合,更準(zhǔn)確地將獲得的年齡片段與石榴子石生長(zhǎng)階段結(jié)合起來(lái), 更詳細(xì)地解讀石榴子石生長(zhǎng)歷史從而巖石的演化史。

造山帶石榴子石 Lu-Hf研究尚處于起步階段,目前報(bào)道的年齡大部分都反映了石榴子石生長(zhǎng)的時(shí)代。研究者們通過對(duì)石榴子石成分、組構(gòu)和包裹體的綜合分析, 將石榴子石生長(zhǎng)的溫壓范圍和共生礦物關(guān)系聯(lián)系起來(lái), 得到的高精度的等時(shí)線已經(jīng)揭示了其他定年方法所不能揭示出的造山帶演化信息。將石榴子石Lu-Hf定年與傳統(tǒng)的鋯石U-Pb、Sm-Nd和Ar-Ar結(jié)合進(jìn)行多同位素聯(lián)合定年勢(shì)必能對(duì)蘇魯-大別造山帶整個(gè)俯沖和折返過程做出更加精確和新的約束。

感謝兩位審稿人提出的細(xì)致的修改意見和建議。

:

[1] Halliday A N, Lee D C, Christensen J N, Rehk?mper M, Yi W,Luo X Z, Hall C M, Ballentine C J, Pettke T, Stirling C. Applications of multiple collector-ICPMS to cosmochemistry,geochemistry and paleoceanography [J]. Geochim Cosmochim Acta, 1998, 62(6): 919-940.

[2] Halliday A N, Lee D C, Christensen J N, Walder A J,Freed-man P A, Jones C E, Hall C M, Yi W, Teagle D. Recent developments in inductively coupled plasma magnetic sector multiple collector mass spectrometry [J]. Int J Mass Spectrom Ion Process, 1995, 146-147: 21-33.

[3] Patchett P J, Tatsumoto M. Lu-Hf total-rock isochron for the eucrite meteorites [J]. Nature, 1982, 288(5791): 571–574.

[4] Hickmott D D, Shimizu N, Spear F S, Selverstone J.Trace-element zoning in a metamorphic garnet [J]. Geology,1987, 15(6): 573–576.

[5] Scherer E E, Cameron K L, Blichert-Toft J. Lu-Hf garnet geochronology: Closure temperature relative to the Sm-Nd system and the effects of trace mineral inclusions [J]. Geochim Cosmochim Acta, 2000, 64(19): 3413–3432.

[6] Blichert-Toft J. On the Lu-Hf isotope geochemistry of silicate rocks[J]. Geostand Geoanal Res, 2001, 25(1): 41–56.

[7] Scherer E, Münker C, Mezger K. Calibration of the Lutetium-Hafnium Clock [J]. Science, 2001, 293(5530): 683–687.

[8] Spear F S. Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths [M]. Michigan: Mineralogical Society of America, 1993: 1–799.

[9] Kohn M J. Geochemical zoning in metamorphic minerals [J].Treat Geochem, 2003, 3: 229–261.

[10] Konrad-Schmolke M, Handy M R, Babist J, O’Brien P J.Thermodynamic modelling of diffusion-controlled garnet growth [J]. Contrib Mineral Petrol, 2005, 149(2): 181–195.

[11] Konrad-Schmolke M, O’Brien P J, Capitani C D, Carswell D A. Garnet growth at high- and ultra-high pressure conditions and the effect of element fractionation on mineral modes and composition [J]. Lithos, 2008, 103(3/4): 309–332.

[12] King R L, Bebout G E, Kobayashi K, Nakamura E, van der Klauw SNGC. Ultrahigh-pressure metabasaltic garnets as probes into deep subduction zone chemical cycling [J]. Geochem Geophys Geosystems, 2004, 5(12). DOI: 10.1029/2004GC000746.

[13] Carswell D A, Brueckner H K, Cuthbert S J, Mehta K,O’Brien P J. The timing of stabilisation and the exhumation rate for ultra-high pressure rocks in the Western Gneiss Region of Norway [J]. J Metamorph Geol, 2003, 21(6): 601–612.[14] Davis P B, Whitney D L. Petrogenesis of lawsonite and epidote eclogite and blueschist, Sifrihisar Massif, Turkey [J]. J Metamorph Geol, 2006, 24(9): 823–849.

[15] Duchêne S, Blichert-Toft J, Luais B, Télouk, Lardeaux J M.The Lu-Hf dating of garnets and the ages of the Alpine high-pressure metamorphism [J]. Nature, 1997, 387(6633):586–589.

[16] Barfod G, Otero O, Albarède F. Phosphate Lu-Hf geochronology [J]. Chem Geol, 2003, 200(3/4): 241–253.

[17] Mulcahy S R, King R L, Vervoort J D. Lawsonite Lu-Hf geochronology: A new geochronometer for subduction zone processes [J]. Geology, 2009, 37(11): 987–990.

[18] Herwartz D, Tütken T, Münker C, Jochum K P, Stoll B,Sander P M. Timescales and mechanisms of REE and Hf uptake in fossil bones [J]. Geochim Cosmochim Acta, 2011,75(1): 82–105.

[19] Cheng H, Zhang C, Vervoort J D, Lu H H, Wang C, Cao D D.Zircon U-Pb and garnet Lu-Hf geochronology of eclogites from the Lhasa Block, Tibet [J]. Lithos, 2012, 155: 341–359.

[20] Cheng H, King R L, Nakamura E, Vervoort J D, Zheng Y F,Ota T, Wu Y B, Kobayashi K, Zhou Z Y. Transitional time of oceanic to continental subduction in the Dabie orogen: Constraints from U-Pb, Lu-Hf, Sm-Nd and Ar-Ar multichronometric dating [J]. Lithos, 2009, 110(1–4): 327–342.

[21] Cheng H, Zhang C, Vervoort J D, Zhou Z Y. New Lu-Hf and Sm-Nd geochronology constrains the subduction of oceanic crust during the Carboniferous-Permian in the Dabie orogen [J]. J Asian Earth Sci, 2013, 63: 139–150.

[22] Schmitz M D, Kuiper K F. High-precision geochronology [J].Elements, 2013, 9(4): 25–30.

[23] Faure G, Mensing T M. Isotopes Principles and Applications(3rded) [M]. New Jersey: John Wiley, 2005: 1–897.

[24] Li S G, Wang S S, Chen Y Z, Liu D L, Qiu J, Zhou H X,Zhang Z M. Excess argon in phengite from eclogite: Evidence from dating of eclogite minerals by Sm-Nd, Rb-Sr and40Ar/39Ar methods [J]. Chem Geol, 1994, 112(3/4): 343–350.

[25] Kohn M J. Models of garnet differential geochronology [J].Geochim Cosmochim Acta, 2009, 73(1): 170–182.

[26] Luais B, Duchêne S, de Sigoyer J D, Sm-Nd disequilibrium in high-pressure, low-temperature Himalayan and Alpine rocks [J].Tectonophysics, 2001, 342(1/2): 1–22.

[27] Anczkiewicz R, Szczepański J, Mazur S, Mazur S, Storey C,Crowley Quentin, Villa I M, Thirlwall M F, Jeffries T E.Lu-Hf geochronology and trace element distribution in garnet:Implications for uplift and exhumation of ultra-high pressure granulites in the Sudetes, SW Poland [J]. Lithos, 2007,95(3/4): 363–380.

[28] Cherniak D J. Rare earth element and gallium diffusion in yttrium aluminum garnet [J]. Phys Chem Mineral, 1998, 26(2):156–163.

[29] Ganguly J, Cheng W J, Chakraborty S. Cation diffusion in aluminosilicate garnets: Experimental determination in pyrope almandine diffusion couples [J]. Contrib Mineral Petrol, 1998,13(2/3): 171–180.

[30] Skora S, Baumgartner L P, Mahlen N J, Johnson C M, Pilet S,Hellebrand E. Diffusion-limited REE uptake by eclogite garnets and its consequences for Lu-Hf and Sm-Nd geochronology [J]. Contrib Mineral Petrol, 2006, 152(6): 703–720.

[31] Carlson W D. Rates and mechanism of Y, REE and Cr diffusion in garnet [J]. Am Mineral, 2012, 97(10): 1598–1618.

[32] Cashman K V, Marsh B D. Crystal size distribution (CSD) in rocks and the kinetics and dynamics of crystallization. II.Makaopuhi lava lake [J]. Contrib Mineral Petrol, 1988, 99(3):292–305.

[33] Cashman K V, Ferry J M. Crystal size distribution (CSD) in rocks and the kinetics and dynamics of crystallization. III.metamorphic crystallization [J]. Contrib Mineral Petrol, 1988,99(3): 401–415.

[34] Miyazaki K. Ostwald ripening of garnet in high P/T metamorphic rocks [J]. Contrib Mineral Petrol, 1991, 108(1/2):118–128.

[35] Carlson W D. The case against Ostwald ripening of porphyroblasts [J]. Can Mineral, 1999, 37(4): 403–413.

[36] Kretz R. Shape, size, spatial distribution and composition of garnet crystals in highly deformed gneiss of the Otter Lake area, Québec, and a model for garnet crystallization [J]. J Metamorph Geol, 2006, 24(6): 431–449.

[37] Eberl D D, Drits V A, Srodon J. Deducing growth mechanisms for minerals from the shapes of crystal size distributions [J].Am J Sci, 1998, 298(6): 499–533.

[38] Anczkiewicz R, Thirlwall M, Alard O, Rogers N W, Clark C.Diffusional homogenization of light REE in garnet from the Day Nui Con Voi Massif in N-Vietnam: Implications for Sm-Nd geochronology and timing of metamorphism in the Red River shear zone [J]. Chem Geol, 2012, 318–319: 16–30.

[39] Cheng H, Nakamura E, Zhou Z Y. Garnet Lu-Hf dating of retrograde fluid activity during ultrahigh-pressure metamorphic eclogites exhumation [J]. Mineral Petrol, 2009, 95(3/4):315–326.

[40] Cheng H, Zhou Z Y, Nakamura E. Crystal-size distribution and composition of garnets in eclogites from the Dabie orogen,central China [J]. Am Mineral, 2008, 93(1): 124–133.

[41] Skora S, Lapen T J, Baumgartner L P, Johnson C M, Hellebrand E, Mahlen N J. The duration of prograde garnet crystallization in the UHP eclogites at Lago di Cignana, Italy [J].Earth Planet Sci Lett, 2009, 287(3/4): 402–411.

[42] Hollister L S. Garnet zoning: An interpretation based on the Rayleigh fractionation model [J]. Science, 1966, 154(3757):1647–1651.

[43] Otamendi J E, de la Rosa J D, Pati?o Douce A E, Castro A.Rayleigh fractionation of heavy-rare earths and yttrium during metamorphic garnet growth [J]. Geology, 2002, 30(2):159–162.

[44] Lapen T J, Johnson C M, Baumgartner L P, Mahlen N J, Beard B L, Amato J M. Burial rates during prograde metamorphism of an ultra-high-pressure terrane: An example from Lago di Cignana, western Alps, Italy [J]. Earth Planet Sci Lett, 2003,215(1/2): 57–72.

[45] Carlson W D. The significance of intergranular diffusion to the mechanism and kinetics of porphyroblast crystallization [J]. Contrib Mineral Petrol, 1989, 103(1): 1–24.

[46] Carlson W D. Competitive diffusion-controlled growth of porphyroblasts [J]. Mineral Mag, 1991, 55: 317–330.

[47] Spear F S, Daniel C G. Three-dimensional imaging of garnet porphyroblast sizes and chemical zoning: Nucleation and growth history in the garnet zone [J]. Geol Mat Res, 1998,1(1): 1–44.

[48] Spear F S, Daniel C G. Diffusion control of garnet growth,Harpswell Neck, Maine USA [J]. J Metamorph Geol, 2001,19(2): 179–795.

[49] Konrad-Schmolke M, Babist J, Handy M R, O’Brien P J. The physico-chemical properties of a subducted slab from garnet zonation patterns (Sesia Zone, Western Alps) [J]. J Petrol,2006, 47(11): 2123–2148.

[50] Konrad-Schmolke M, Zack T, O’Brien O J, Jacob D E. Combined thermodynamic and rare earth element modelling of garnet growth during subduction: Examples from ultrahigh-pressure eclogite of the Western Gneiss Region, Norway [J]. Earth Planet Sci Lett, 2008, 272(1/2): 488–498.

[51] Dodson M H. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems [J]. Contrib Mineral Petrol, 1973,40(3): 259–274.

[52] Skora S, Baumgartner L R, Nahlen N J, Lapen T J, Johnson C M, Bussy F. Estimation of a maximum Lu diffusion rate in a natural eclogite garnet [J]. Swiss J Geosci, 2008, 101(3):637–650.

[53] Humphries F J, Cliff R A. Sm-Nd dating and cooling history of Scourian granulites, Sutherland [J]. Nature, 1982,295(5849): 515–517.

[54] Bestmann M, Habler G, Heidelbach F, Th?ni M. Dynamic recrystallization of garnet and related diffusion processes [J]. J Struct Geol, 2008, 30(6): 777–790.

[55] 張超, 程昊, Vervoort J D. 含榴花崗片麻巖Lu-Hf年代學(xué)初探[J]. 地球化學(xué), 2012, 41(4): 371–379.Zhang Chao, Cheng Hao, Vervoort J D. Lu-Hf garnet geochronology of granitic gneiss from the West Dabie Mountains[J]. Geochimica, 2012, 41(4): 371–379 (in Chinese with English abstract).

[56] Schmidt A, Weyer S, Mezger K, Scherer E E, Xiao Y L, Hoefs J, Brey G P. Rapid eclogitisation of the Dabie-Sulu UHP terrane: Constraints from Lu-Hf garnet geochronology [J]. Earth Planet Sci Lett, 2008, 273(1/2): 203–213.

[57] Lagos M, Scherer E E, Tomaschek F, Münker C, Keiter M,Berndt J, Ballhaus C. High precision Lu-Hf geochronology of Eocene eclogite-facies rocks from Syros, Cyclades, Greece [J].Chem Geol, 2007, 243(1/2): 16–35.

[58] Cheng H, King R L, Nakamura, E, Vervoort J D, Zhou Z. Coupled Lu-Hf and Sm-Nd geochronology constrains garnet growth in ultra-high-pressure eclogites from the Dabie orogen [J]. J Metamorph Geol, 2008, 26(7): 741–758.

[59] Endo S, Wallis S, Hirata T, Anczkiewicz R, Platt J, Thirlwall M, Asahara Y. Age and early metamorphic history of the Sanbagawa belt: Lu-Hf and P-T constraints from the Western Iratsu eclogite [J]. J Metamorph Geol, 2009, 27(5): 371–384.

[60] Kylander-clark A R C, Hacker B R, Johnson C M, Beard B L,Mahlen N J, Lapen T J. Coupled Lu-Hf and Sm-Nd geochronology constrains prograde and exhumation histories of highand ultrahigh-pressure eclogites from western Norway [J].Chem Geol, 2007, 242(1/2): 137–154.

[61] Schmidt A, Mezger K, O’Brien P J. The time of eclogite formation in the ultrahigh pressure rocks of the Sulu terrane [J].Lithos, 2011, 125(1/2): 743–756.

[62] Ferrando S, Frezzotti M L, Dallai L, Compagnoni R. Multiphase solid inclusions in UHP rocks (Su-Lu, China): Remnants of supercritical silicate-rich aqueous fluids released during continental subduction [J]. Chem Geol, 2005, 223(1–3):68–81.

[63] Malaspina N, Hermann J, Scambelluri M, Compagnoni R.Polyphase inclusions in garnet-orthopyroxenite (Dabie Shan,China) as monitors for metasomatism and fluid-related trace element transfer in subduction zone peridotite [J]. Earth Planet Sci Lett, 2006, 249(3/4): 173–187.

[64] Anczkiewicz R, Platt J P, Thirlwall M F, Wakabayashi J.Franciscan subduction off to a slow start: Evidence from high-precision Lu-Hf garnet ages on high grade-blocks [J].Earth Planet Sci Lett, 2004, 225(1/2): 147–161.

[65] Herwartz D, Nagel T J, Münker C, Scherer E E, Froitzheim N.Tracing two orogenic cycles in one eclogite sample by Lu-Hf garnet chronometry [J]. Nat Geosci, 2011, 4(3): 178–183.

[66] Cheng H, Zhang C, Vervoort J D, Li X H, Li Q L, Zheng S,Cao D D. Geochronology of the transition of eclogite to amphibolite facies metamorphism in the North Qinling orogen of central China [J]. Lithos, 2011, 125(3/4): 969–983.

[67] Kelly E D, Carlson W D, Connelly J N. Implications of garnet resorption for the Lu-Hf garnet geochronometer: An example from the contact aureole of the Makhavinekh Lake Pluton,Labrador [J]. J Metamorph Geol, 2011, 29(8): 901–916.

[68] Kirchenbaur M, Pleuger J, Jahn-Awe S, Nagel T J, Froitzheim N, Fonseca R O C, Münker C. Timing of high-pressure metamorphic events in the Bulgarian Rhodopes from Lu-Hf garnet geochronology [J]. Contrib Mineral Petrol, 2011,163(5): 897–921.

[69] Zhao Z F, Zheng Y F, Gao T S, Wu Y B, Chen B, Chen F K,Wu F Y. Isotopic constraints on age and duration of fluid-assisted high-pressure eclogite facies recrystallization during exhumation of deeply subducted continental crust in the Sulu orogen [J]. J Metamorph Geol, 2006, 24(8): 687–702.

[70] Nesheim T O, Vervoort J D, McClelland W C, Gilotti J A,Lang H M. Mesoproterozoic syntectonic garnet within Belt Supergroup metamorphic tectonites: Evidence of Grenville-age metamorphism and deformation along northwest Laurentia [J]. Lithos, 2012, 134–135: 91–107.

[71] Smit M A, Scherer E E, Br?cker M, van Roermund H L M.Timing of eclogite facies metamorphism in the southernmost Scandinavian Caledonides by Lu-Hf and Sm-Nd geochronology [J]. Contrib Mineral Petrol, 2009, 159(4): 521–539.

[72] Pollington A D, Baxter E F. High precision microsampling and preparation of zoned garnet porphyroblasts for Sm-Nd geochronology [J]. Chem Geol, 2011, 281(3/4): 270–282.

[73] Romer R L, R?tzler J. The role of element distribution for the isotopic dating of metamorphic minerals [J]. Eur J Mineral,2011, 23(1): 17–33.

[74] Li S G, Jagoutz E, Chen Y Z, Li Q L. Sm-Nd and Rb-Sr isotopic chronology and cooling history of ultrahigh pressure metamorphic rocks and their country rocks at Shuanghe in the Dabie Mountains, Central China [J]. Geochim Cosmochim Acta, 2000, 64(6): 1077–1093.

[75] Daniel C G, Spear F S. Three-dimensional patterns of garnet nucleation and growth [J]. Geology, 1998, 26(6): 503–506.

[76] Cheng H, DuFrane, S A, Vervoort, J D, Nakamura E, Li Q L,Zhou Z Y. The Triassic age for oceanic eclogites in the Dabie orogen: Entrainment of oceanic fragments in the continental subduction [J]. Lithos, 2010, 117(1–4): 82–98.

[77] Sun W D, Williams I S, Li S G. Carboniferous and Triassic eclogites in the western Dabie Mountains, east-central China:Evidence for protracted convergence of the North and South China blocks [J]. J Metamorph Geol, 2002, 20(9): 873–886.

[78] Liu X C, Wu Y B, Gao S, Wang J, Peng M, Gong H J, Liu Y S,Yuan H L. Zircon U-Pb and Hf evidence for coupled subduction of oceanic and continental crust during the Carboniferous in the Huwan shear zone, western Dabie orogen, central China [J]. J Metamorph Geol, 2011, 29(2): 233–249.

[79] Wu Y B, Hanchar J M, Gao S, Sylvester P J, Tubrett M, Qiu H N, Wijbrans J R, Brouwer F M, Yang S H, Yang, Q J, Liu Y S,Yuan H L. Age and nature of eclogites in the Huwan shear zone, and the multi-stage evolution of the Qinling-Dabie-Sulu orogen, central China [J]. Earth Planet Sci Lett, 2009, 277(3):345–354.

[80] Liu X C, Jahn B M, Liu D Y, Dong S, Li S Z. SHRIMP U-Pb zircon dating of a metagabbro and eclogites from western Dabieshan (Hong’an block), China, and its tectonic implications [J]. Tectonophysics, 2004, 394(3/4): 171–192.

[81] Cheng H, DuFrane S A, Vervoort J D, Nakamura E, Zheng Y F,Zhou Z Y. Protracted oceanic subduction prior to continental subduction: New Lu-Hf and Sm-Nd geochronology of oceanictype high-pressure eclogite in the western Dabie orogen [J]. Am Mineral, 2010, 95(8/9): 1214–1223.

[82] Jarrard R D. Subduction fluxes of water, carbon dioxide,chlorine, and potassium [J]. Geochem Geophys Geosystems,2003, 4(5). 8905, doi:10.1029/2002GC000392.

[83] Lallemand S, Heuret A, Boutelier D. On the relationships between slab dip, back-arc stress, upper plate absolute motion, and crustal nature in subduction zones [J]. Geochem Geophys Geosystems, 2005, 6(9). Q09006, doi:10.1029/2005GC000917.

[84] 袁洪林, 高山, 羅彥, 宗春蕾, 戴夢(mèng)寧, 劉小明, 第五春榮.Lu-Hf年代學(xué)研究—— 以大別榴輝巖為例[J]. 巖石學(xué)報(bào),2007, 23(2): 233–239.Yuan Hong-lin, Gao Shan, Luo Yan, Zong Chun-lei, Dai Meng-ning, Liu Xiao-ming, Diwu Chun-rong. Study of Lu-Hf geochronology: A case study of eclogite from Dabie UHP Belt [J].Acta Petrol Sinica, 2007, 23(2): 233–239 (in Chinese with English abstract).

[85] Cheng H, Zhang C, Vervoort J D, Wu Y B, Zheng Y F, Zheng S, Zhou Z Y. New Lu-Hf geochronology constrains the onset of continental subduction in the Dabie orogen [J]. Lithos,2011, 121(1–4): 41–54.

[86] Liu X C, Jahn B M, Cui J, Li S Z, Wu Y B, Li X H. Triassic retrograded eclogites and Cretaceous gneissic granites in the Tongbai Complex, central China: Implications for the architecture of the HP/UHP Tongbai-Dabie-Sulu collision zone [J].Lithos, 2010, 119(3): 211–237.

[87] Brouwer F M, Groen M, Nebel O, Wijbrans J R, Qiu H N,Yang Q Y, Zhao L H, Wu Y B. Coherence of the Dabie Shan UHPM terrane investigated by Lu-Hf and40Ar/39Ar dating of eclogites [M]//Dobrzhinetskaya L F, Faryad S W, Wallis S, Cuthbert S. UHP Metamorphism: 25 Years after the Discovery of Coesite and Diamond. Amsterdam: Elsevier, 2011: 325–357.

[88] Cheng H, Nakamura E, Kobayashi K, Zhou Z Y. Origin of atoll garnets in eclogites and implications for the redistribution of trace elements during slab exhumation in a continental subduction zone [J]. Am Mineral, 2007, 92(7): 1119–1129.

[89] 程昊, 曹達(dá)迪. 石榴石 Lu-Hf年代學(xué)及其在大別造山帶研究中的進(jìn)展[J]. 科學(xué)通報(bào), 2013, 58(23): 2271–2278.Cheng Hao, Cao Dadi. Recent advances in garnet Lu-Hf geochronology and its applications in the Dabie orogen [J]. Chinese Sci Bull, 2013, 58(23): 2271–2278 (in Chinese).

[90] Liu X C, Jahn B M, Hu J, Li S Z, Liu X, Song B. Metamorphic patterns and SHRIMP zircon ages of medium-to-high grade rocks from the Tongbai orogen, central China: Implications for multiple accretion/collision processes prior to terminal continental collision [J]. J Metamorph Geol, 2011,29(9): 979–1002.

[91] Rubatto D, Regis D, Hermann J, Boston K, Engi M, Beltrando M, McAlpine S R B. Yo-yo subduction recorded by accessory minerals in the Italian Western Alps [J]. Nat Geosci, 2011,4(5): 338–342.

[92] Liu F L, Liou J G. Zircon as the best mineral for P-T-time history of UHP metamorphism: A review on mineral inclusions and U-Pb SHRIMP ages of zircons from the Dabie-Sulu UHP rocks [J]. J Asian Earth Sci, 2011, 40(1): 1–39.