王宏暉 , 陳 虹 , 陳龍耀 , 白 和, 張歡歡

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所, 北京 100081;2)自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100081;3)中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局極地地學(xué)研究中心, 北京 100081;4)陜西省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局第六地質(zhì)隊(duì), 陜西西安 710054

華北克拉通作為世界上最古老的克拉通之一(Liu et al., 1992; Wan et al., 2012), 歷來(lái)是國(guó)內(nèi)外前寒武紀(jì)地質(zhì)學(xué)研究的重點(diǎn)關(guān)注對(duì)象, 其南北與秦嶺—大別和中亞造山帶相鄰, 東西與祁連和蘇魯造山帶相接, 占地面積約300 000 km2(圖1a) (Zheng et al., 2013)?；诮陙?lái)的巖石學(xué)、地球化學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、年代學(xué)和地球物理學(xué)的研究, 目前對(duì)于華北克拉通是由諸多微小陸塊拼貼而成這一觀點(diǎn)已達(dá)成共識(shí), 但關(guān)于其古元古代晚期的構(gòu)造演化仍存在較大爭(zhēng)議。主要存在以下三種觀點(diǎn): (1)華北克拉通在～1.95 Ga和～1.85 Ga經(jīng)歷了陰山、鄂爾多斯陸塊以及東、西部陸塊的碰撞, 最終形成完整的克拉通(Zhao et al., 2005, 2012); (2)華北克拉通東、西陸塊的碰撞發(fā)生在～1.95 Ga, 并且經(jīng)歷了持續(xù)長(zhǎng)達(dá)～100 Ma的造山事件(蔣宗勝等, 2011; 王國(guó)棟等,2012, 2013; Lu et al., 2013, 2014, 2015; Chen et al.,2015, 2020; Qian et al., 2018); (3)華北克拉通在～1.95 Ga和～1.85 Ga經(jīng)歷了兩階段變質(zhì)-變形作用,分別與主碰撞造山有關(guān)的地殼增厚及另一期造山事件所致的遠(yuǎn)程效應(yīng)有關(guān)(魏春景, 2018; Qian et al.,2019; Zhang et al., 2021)。由此可見(jiàn), 華北克拉通古元古代的構(gòu)造-熱事件對(duì)于理解其構(gòu)造演化具有重要的意義。

花崗質(zhì)淺色脈體作為一類(lèi)普遍產(chǎn)出于碰撞造山帶和高級(jí)變質(zhì)雜巖中的特殊巖石, 其形成往往與地殼深熔作用密切相關(guān), 也是連接同時(shí)期變質(zhì)、巖漿作用和構(gòu)造變形重要的樞紐, 還能為揭示造山帶的構(gòu)造演化提供一定依據(jù)(Diwu et al., 2020), 因此對(duì)此類(lèi)脈體開(kāi)展研究具有重大科學(xué)意義。該類(lèi)脈體中的鋯石通常記錄有豐富的地質(zhì)信息, 通過(guò)結(jié)合鋯石U-Pb年齡、稀土元素組成和鋯石Ti溫度計(jì), 可以限定脈體形成時(shí)代、與鋯石共生的礦物組合及相關(guān)變質(zhì)階段, 并最終與特定構(gòu)造背景相匹配(劉福來(lái)等, 2012; Liu et al., 2012, 2019; Xu et al., 2013;Song et al., 2014; Li et al., 2019; Zhou et al., 2019;Diwu et al., 2020)。

小秦嶺地區(qū)位于中部造山帶的最南端, 同時(shí)也是華北克拉通南緣太華雜巖的重要組成部分。區(qū)內(nèi)分布有大量古元古代晚期的花崗質(zhì)淺色脈體, 其也被前人稱(chēng)為偉晶巖脈(圖1b)(李厚民等, 2007; Yu et al., 2013; Zhao et al., 2015; Li et al., 2018, 2022;Diwu et al., 2020), 是理解古元古代時(shí)期克拉通構(gòu)造演化的絕佳場(chǎng)所。近年來(lái), 不同學(xué)者對(duì)太華雜巖中的高級(jí)變質(zhì)巖(斜長(zhǎng)角閃巖、泥質(zhì)麻粒巖和變泥質(zhì)巖)開(kāi)展了一系列精細(xì)的變質(zhì)巖石學(xué)工作, 取得了較大的研究進(jìn)展(蔣宗勝等, 2011; Lu et al., 2013,2014, 2020; Wang et al., 2014, 2017; Chen et al.,2015), 但目前關(guān)于該區(qū)深熔作用的研究仍然較少(朱越等, 2015; Diwu et al., 2020)。本文以小秦嶺地區(qū)的花崗質(zhì)淺色脈體為研究對(duì)象, 通過(guò)巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、稀土元素的綜合研究, 并結(jié)合前人積累的變質(zhì)年代學(xué)數(shù)據(jù), 分析深熔作用發(fā)生的時(shí)間及其大地構(gòu)造背景, 這將為理解華北克拉通南緣古元古代構(gòu)造演化提供新約束。

1 地質(zhì)背景

小秦嶺地區(qū)位于華北克拉通南緣(圖 1a), 其南北分別以小河和太要斷裂為界線(xiàn), 構(gòu)成近東西軸向的狹長(zhǎng)地帶(圖1b)。區(qū)內(nèi)出露最主要的地層被稱(chēng)之為太華雜巖, 主要由TTG片麻巖, 角閃巖以及表殼巖組成(Diwu et al., 2010), 這些巖石普遍經(jīng)歷了高角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用(Wang et al., 2014,2017), 同時(shí)伴隨廣泛的混合巖化作用(朱越等, 2015;Diwu et al., 2020)。小秦嶺地區(qū)的高級(jí)變質(zhì)巖記錄了1.87～1.82 Ga順時(shí)針含等溫減壓階段的P-T演化軌跡, 其中進(jìn)變質(zhì)過(guò)程中(M1)的溫壓條件為660～760 °C和 5.7～6.0 kbar; 峰期變質(zhì)過(guò)程中(M2)的溫壓條件為720～820 °C和6.6～7.7 kbar; 退變質(zhì)過(guò) 程 中(M3)的 溫 壓 條 件 為 720～760 °C 和4.5～6.7 kbar(Wang et al., 2014, 2017)。近年來(lái)的高精度測(cè)年表明小秦嶺地區(qū)還存在著更早的～1.95 Ga的變質(zhì)事件(王國(guó)棟等, 2012, 2013; Wang et al., 2021)。

區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁, 自太古代到中生代均有表現(xiàn)。古元古代巖漿巖(圖1b)主要為垣頭A型花崗巖(～1.84 Ga; 鄧小芹等, 2019), 小河花崗巖(1.80～1.78 Ga; Li et al., 2018)和桂家峪A型花崗巖(～1.80 Ga; Deng et al., 2016)。晚中生代巖漿巖以黑云母(二長(zhǎng))花崗巖為主, 自西向東分別為華山花崗巖體、文峪花崗巖體和娘娘山花崗巖體(圖1b)。

區(qū)內(nèi)還出露有大量的花崗質(zhì)淺色脈體, 其與圍巖具有清晰的邊界, 且規(guī)模大小不一, 從數(shù)厘米到幾十米不等, 以不規(guī)則透鏡體、塊狀、層狀、脈狀的形式產(chǎn)出, 這些脈體的形成時(shí)代主要集中在1.95～1.78 Ga之間(圖1b) (李厚民等, 2007; Zhao et al., 2015; Li et al., 2018, 2022; Diwu et al., 2020)。

2 樣品特征

本文研究的三個(gè)花崗質(zhì)淺色脈體中的 Zr34和Zr52采自小秦嶺北緣立峪—玉石峪一帶(北緯34°26′14″、東經(jīng) 110°18′32″), XQC026 采自善車(chē)峪地區(qū)(北緯 34°25′12″、東經(jīng) 110°19′30″), 具體采樣位置見(jiàn)圖1b。

圖1 華北克拉通構(gòu)造區(qū)劃分(a, 據(jù)Zhao et al., 2012修改)及小秦嶺地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖和區(qū)內(nèi)淺色脈體年齡展示圖(b, 據(jù)Li et al., 2022修改)Fig.1 Tectonic framework of the North China Craton (a, modified from Zhao et al., 2012) and geological sketch map of the Xiaoqinling area showing the zircon U-Pb ages of leucosomes (b, modified from Li et al., 2022)

樣品Zr34為一與石英巖接觸的寬厚脈體, 主體呈肉紅色, 礦物顆粒粗大(圖 2a), 主要包括鉀長(zhǎng)石(～60%)、斜長(zhǎng)石(～20%)和石英(～20%), 部分鉀長(zhǎng)石已經(jīng)蝕變絹云母(圖 2b), 野外露頭和顯微尺度下均未見(jiàn)明顯的變形特征。

樣品XQC026以強(qiáng)變形的脈體產(chǎn)出于片麻巖之中(圖 2c), 主要由斜長(zhǎng)石(～60%)、石英(～25%)、鉀長(zhǎng)石(～10%)、黑云母(～4%)和黃鐵礦(～1%)組成。斜長(zhǎng)石大多發(fā)生絹云母化蝕變, 一部分石英具明顯熔蝕特征, 發(fā)育有明亮且干凈的薄膜, 也有部分石英以圓狀包體賦存于斜長(zhǎng)石和鉀長(zhǎng)石中, 具波狀消光的特征, 黑云母呈弱定向分布(圖2d)。

樣品Zr52以順片麻理的脈狀產(chǎn)出, 顯示出同構(gòu)造變形的特征, 淺色質(zhì)脈體被兩條斷層所截切, 主體呈灰白色, 粗粒結(jié)構(gòu), 具弱片麻狀構(gòu)造, 淺色脈體中偶夾殘留下來(lái)的片麻巖(圖 2e)。該脈體由斜長(zhǎng)石(～55%)、鉀長(zhǎng)石(～30%)、石英(～10%)和方解石(～5%)組成。礦物普遍遭受后期蝕變作用, 鉀長(zhǎng)石和斜長(zhǎng)石多已絹云母化, 并且被后期方解石所截切,石英以渾圓狀的顆粒出現(xiàn)在斜長(zhǎng)石中(圖2f)。

圖2 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色脈體野外照片及顯微照片F(xiàn)ig.2 Field photographs and photomicrographs of granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

3 分析方法

鋯石的分選在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究院完成。首先通過(guò)打磨和沖洗去除巖石表面的風(fēng)化物和附著物, 隨后對(duì)樣品進(jìn)行機(jī)械性粉碎, 經(jīng)過(guò)淘洗、電磁和重液分選, 在雙目鏡下挑出晶形完好、未蝕變的鋯石。然后將鋯石顆粒粘貼在雙面膠上, 用無(wú)色透明的環(huán)氧樹(shù)脂固定, 待環(huán)氧樹(shù)脂充分固化后, 對(duì)其進(jìn)行拋光使鋯石顆粒的核心暴露出來(lái)。為了區(qū)分鋯石類(lèi)型和查看鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征,拍攝了鋯石的反射光、透射光和陰極發(fā)光(CL)圖像。陰極發(fā)光圖像的采集由武漢上譜分析有限責(zé)任公司完成, 實(shí)驗(yàn)儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JSM-IT100)。根據(jù)反射光、透射光和陰極發(fā)光圖像, 盡可能地避開(kāi)裂隙及包體, 選定合適的測(cè)試點(diǎn)位進(jìn)行實(shí)驗(yàn)分析。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素和稀土元素測(cè)試在自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成,測(cè)試儀器為美國(guó) Coherent公司生產(chǎn)的 GeoLasHD 193 nm激光器和Agilent公司生產(chǎn)的Agilent 7900四極桿等離子質(zhì)譜儀。激光剝蝕束斑直徑選定為34 μm, 剝蝕深度在20～40 μm。測(cè)試過(guò)程中以鋯石標(biāo)樣91500和NIST610作為外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正, 詳細(xì)的分析流程和原理參見(jiàn)Yuan et al.(2008)。測(cè)得的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)用ICPMSDATACAL程序處理, 采用 Andersen(2002)方法校正同位素比值, 年齡加權(quán)平均計(jì)算和 U-Pb諧和圖繪制使用 Isoplot程序完成(Ludwig, 2003)。鋯石U-Pb年齡及稀土元素?cái)?shù)據(jù)分別見(jiàn)附表1和2。

4 測(cè)試結(jié)果

樣品Zr34的鋯石多呈長(zhǎng)柱狀, 長(zhǎng)120～300 μm,長(zhǎng)寬比介于 1.25:1～4:1之間。在陰極發(fā)光下, 鋯石顯示出弱振蕩環(huán)帶、平面狀分帶或無(wú)分帶的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征(圖 3a), 指示鋯石為變質(zhì)成因。該樣品共測(cè)得 21個(gè) U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù), 其記錄了較為相近的207Pb/206Pb年齡, 介于1807～1861 Ma之間, 年齡加權(quán)平均值為(1828±15) Ma (MSWD=0.22,n=21)(圖4a)。鋯石稀土元素配分曲線(xiàn)表現(xiàn)為HREE富集型, 具有明顯的負(fù)Eu異常(0.15～0.54) (圖5a)。鋯石具有較高的 U (87×10-6～828×10-6)、Th (45×10-6～299×10-6)、Y (185×10-6～842×10-6) 和 ΣHREE(114×10-6～602×10-6)含量, Th/U 比值較高, 介于0.33～0.95之間。

圖3 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色脈體鋯石CL圖像與207Pb/206Pb年齡Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images showing 207Pb/206Pb ages of zircons from granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

圖4 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色脈體鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和圖及其207Pb/206Pb年齡圖Fig.4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams and the 207Pb/206Pb age plots of zircons from the granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

圖5 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色脈體鋯石REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖(球粒隕石值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE-patterns of zircons from granitic leucosomes in the Xiaoqinling area(chondrite data from Sun and McDonough, 1989)

樣品XQC026的鋯石呈渾圓狀或短柱狀, 長(zhǎng)度多為80～180 μm, 長(zhǎng)寬比介于1:1～1.5:1之間。在陰極發(fā)光下, 鋯石顯示出冷杉葉狀或弱振蕩的內(nèi)部分帶特征(圖 3b), 顯示出變質(zhì)鋯石的特征。該樣品的12個(gè)U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)測(cè)試點(diǎn)給出的207Pb/206Pb年齡范圍為1814～1883 Ma, 在鋯石U-Pb諧和圖上構(gòu)成了一條不一致線(xiàn), 并給出了(1849±17) Ma(MSWD=0.79)的交線(xiàn)年齡(圖4b)。鋯石稀土元素配分曲線(xiàn)表現(xiàn)為近平HREE型, 具有中等程度的負(fù)Eu異常(0.29～0.61) (圖 5b)。鋯石具有較高的U (116×10-6～328×10-6)、極高的Th (150×10-6～612×10-6)、極低的 Y (17×10-6～88×10-6)和 ΣHREE(9×10-6～41×10-6)含量, Th/U比值極高,介于0.52～2.02之間。

樣品 Zr52的鋯石多呈長(zhǎng)柱狀, 長(zhǎng)度約150～280 μm, 長(zhǎng)寬比為1.5:1～4:1。陰極發(fā)光圖像顯示其內(nèi)部具有斑雜狀、平面狀或弱振蕩環(huán)帶的結(jié)構(gòu)特征(圖 3c), 同樣具有變質(zhì)鋯石的特征。該樣品共測(cè)得20個(gè)U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù), 其記錄了較為一致的207Pb/206Pb年齡, 變化于 1832～1894 Ma, 年齡加權(quán)平均值為(1867±13) Ma (MSWD=0.22,n=20)(圖 4c)。鋯石稀土元素配分曲線(xiàn)表現(xiàn)為相對(duì)富集HREE的特征, 具有變化范圍較大的負(fù) Eu異常(0.12～0.81)(圖5c)。鋯石具有極高的 U (187×10-6～1549×10-6)、較高的Th (37×10-6～186×10-6)、相對(duì)較低的Y(147×10-6～456×10-6)以 及 ΣHREE (119×10-6～311×10-6)含量, Th/U 比值變化范圍較大, 介于0.06和0.54之間。

5 討論

5.1 深熔作用時(shí)限

陰極發(fā)光圖像顯示3個(gè)花崗質(zhì)淺色脈體中的鋯石普遍具有灰黑色斑雜狀、平面狀、冷杉葉狀或弱振蕩環(huán)帶的內(nèi)部結(jié)構(gòu), 同時(shí)顯示出自形程度較好的外部形態(tài)特征(圖3)。這與前人在蘇魯—大別造山帶所開(kāi)展研究獲取的深熔鋯石具有一致的形態(tài)特征(Liu et al., 2012; Xu et al., 2013; Song et al., 2014; Li et al., 2019; Zhou et al., 2019)。3個(gè)花崗質(zhì)淺色脈體Zr52、XQC026和Zr34給出的鋯石207Pb/206Pb年齡分 別 為 (1867±13) Ma (MSWD=0.22,n=21)、(1849±9) Ma (MSWD=0.79) 和 (1828±15) Ma(MSWD=0.33,n=20) (圖4)。盡管3個(gè)年齡在誤差范圍內(nèi)存在一定相似性, 但考慮其野外產(chǎn)狀及巖相學(xué)特征(見(jiàn)下文), 我們認(rèn)為這 3個(gè)年齡代表的是深熔熔體不同演化階段結(jié)晶、淺色脈體的形成時(shí)代。

根據(jù)熔體結(jié)晶分離和抽提的程度, Sawyer(2008)將深熔成因的淺色脈體細(xì)分為三類(lèi), 一是原位淺色體: 與殘留體分離, 但仍處于部分熔融發(fā)生的位置;二是同源區(qū)淺色體: 熔體經(jīng)歷了一定程度的遷移,且已經(jīng)遠(yuǎn)離部分熔融發(fā)生時(shí)候的位置, 但仍在源巖層內(nèi); 三是遠(yuǎn)離源區(qū)淺色脈體: 完全從源巖層中遷移出, 并侵入到另一圍巖中的脈體。對(duì)本文淺色體野外產(chǎn)出特征和室內(nèi)巖相觀察表明, 斜長(zhǎng)石富集的淺色花崗質(zhì)脈體Zr52和XQC026應(yīng)屬第二類(lèi)脈體,脈體產(chǎn)狀整體與圍巖片麻理相平行, 且見(jiàn)部分花崗片麻巖仍殘余在淺色脈體之中(圖 2), 表明在脈體形成的過(guò)程中伴隨著片麻巖的消耗, 暗示片麻巖可能為淺色體的圍巖; 而鉀長(zhǎng)石占主導(dǎo)的花崗質(zhì)淺色脈體 Zr34應(yīng)屬于第三類(lèi)脈體(圖 2), 是深熔熔體經(jīng)歷了一定距離后遷移、結(jié)晶的產(chǎn)物。通常而言, 地殼部分熔融過(guò)程中往往是消耗原巖鋯石且抑制新生鋯石的成長(zhǎng)(Watson and Harrison, 1983; Kriegsman et al., 2010), 因此同源區(qū)淺色體所記錄的最老的年齡(1867±13) Ma可以視作為深熔作用發(fā)生的下限年齡, 而遠(yuǎn)離源區(qū)淺色體是深熔熔體經(jīng)歷大規(guī)模遷移、聚集、分離結(jié)晶后的產(chǎn)物, 其年齡(1828±15) Ma可以用于限制區(qū)域深熔作用的上限年齡。

前人在蘇魯—大別造山帶的研究也表明, 深熔熔體從早到晚的演化過(guò)程中, 會(huì)依次形成斜長(zhǎng)石富集淺色體、鉀長(zhǎng)石富集淺色體和鉀長(zhǎng)石富集偉晶巖脈(Xu et al., 2013; Song et al., 2014)。小秦嶺地區(qū)淺色體的形成也經(jīng)歷了類(lèi)似的演化過(guò)程,表明該區(qū)在1.87～1.82 Ga經(jīng)歷了一次長(zhǎng)達(dá)～50 Ma的深熔事件。

5.2 鋯石稀土元素對(duì)變質(zhì)作用啟示

鋯石稀土元素能為反演鋯石形成時(shí)的變質(zhì)條件提供一定的依據(jù)。例如: 在角閃巖相變質(zhì)條件下,由于石榴石不能穩(wěn)定生長(zhǎng), 而長(zhǎng)石仍能穩(wěn)定生長(zhǎng),故在此變質(zhì)條件下形成的鋯石的稀土元素配分曲線(xiàn)會(huì)顯示出LREE相對(duì)虧損、HREE相對(duì)富集且具有明顯Eu異常的特征(Hermann et al., 2001; 吳元保和鄭永飛, 2004; Rubatto et al., 2009; Rubatto, 2017);在麻粒巖相變質(zhì)條件下, 由于石榴石和長(zhǎng)石的穩(wěn)定存在, 與之共生的鋯石會(huì)具有低ΣHREE和 Y含量,平HREE稀土元素配分模式以及負(fù)Eu異常的特征(Rubatto, 2002, 2017; Whitehouse and Platt, 2003;Wu et al., 2008a); 在榴輝巖相變質(zhì)條件下, 由于石榴石的穩(wěn)定存在以及長(zhǎng)石被分解為石英和硬玉, 與之共生的鋯石會(huì)顯示出低ΣHREE和 Y含量, 平HREE的稀土元素配分曲線(xiàn)和無(wú)負(fù) Eu異常的特征(Rubatto, 2002, 2017; Wu et al., 2008b)。

通過(guò)對(duì)比三組不同年齡淺色體中的鋯石稀土元素(圖5和圖6a, b, c), 可以發(fā)現(xiàn), ～1.87 Ga淺色脈體中的鋯石總體顯示出LREE相對(duì)虧損、HREE相對(duì)富集和具相對(duì)較低 Y含量的特征, 鋯石具較弱的負(fù)Eu異常?！?.85 Ga淺色脈體中的鋯石顯示出極低ΣHREE和Y含量、近平坦HRRE的配分曲線(xiàn), 同時(shí)還具有中等程度的負(fù) Eu異常?！?.82 Ga淺色脈體中的鋯石顯示出 HREE明顯富集的特征,具較高且變化較大的 Y含量, 鋯石具有明顯的負(fù)Eu異常。

圖6 小秦嶺地區(qū)不同類(lèi)型花崗質(zhì)淺色脈體鋯石微量元素含量和特征值化圖解Fig.6 Variations in trace element compositions and characteristic values of zircons from different types of granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

盡管通過(guò)鋯石稀土元素推斷共生礦物組合具有一定的不確定性, 但可以推測(cè)～1.85 Ga的鋯石很可能與石榴石和長(zhǎng)石組分共生, 其具有極低的ΣHREE和Y含量, 中等的負(fù)Eu異常, 應(yīng)與角閃巖到麻粒巖相變質(zhì)作用有關(guān)。然而, 在野外露頭和顯微尺度下均未見(jiàn)有石榴石, 暗示石榴石已經(jīng)發(fā)生分解, 與退變質(zhì)作用有關(guān), 但應(yīng)與峰期變質(zhì)作用在時(shí)間上相差較為接近, 類(lèi)似的情況也被前人所報(bào)道過(guò)(趙磊等, 2016)。此外, Wang et al.(2014,2017)通過(guò)變質(zhì)巖石學(xué)的研究也表明該區(qū)的變質(zhì)峰期出現(xiàn)在～1.85 Ga左右, 這也為我們的推論提供了佐證。

5.3 構(gòu)造意義

小秦嶺地區(qū)位于中部造山帶南端的太華雜巖,前人對(duì)該雜巖內(nèi)的高級(jí)變質(zhì)巖石開(kāi)展的巖石學(xué)研究表明, 該雜巖內(nèi)的高級(jí)變質(zhì)巖石普遍記錄了順時(shí)針含等溫降壓的 P-T軌跡。同時(shí)與小秦嶺地區(qū)的變質(zhì)歷史一致, 其他地區(qū)的巖石也通常記錄著更早(～1.97 Ga)且持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)的變質(zhì)年齡。如洛寧地區(qū)1.97～1.93 Ga的變質(zhì)年齡(蔣宗勝等, 2011; Chen et al.,2015, 2020)、魯山地區(qū)1.95～1.84 Ga的變質(zhì)年齡(Lu et al., 2013, 2015, 2020)以及武剛地區(qū)1.96～1.83 Ga的變質(zhì)年齡(Lu et al., 2014, 2017)。大多數(shù)學(xué)者將其解釋為中部造山帶南端經(jīng)歷了開(kāi)始時(shí)間更早且持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)的碰撞造山或地體抬升和冷卻過(guò)程。

～1.85 Ga淺色脈體中的鋯石稀土元素特征反映鋯石的形成與角閃巖相到麻粒巖相變質(zhì)作用密切相關(guān)。在早前的研究中, 這一年齡常被解釋為與早前東、西部陸塊碰撞造山所致的高級(jí)變質(zhì)地體的抬升和冷卻有關(guān)(Wei et al., 2014; Diwu et al., 2020)或與東、西部陸塊碰撞造山時(shí)經(jīng)歷的麻粒巖相變質(zhì)作用有關(guān)(Zhao et al., 2005, 2012)。通過(guò)鋯石Ti溫度計(jì)(Ferry and Waston, 2007)計(jì)算得到三組鋯石的平均結(jié)晶溫度依次為 656 °C、574 °C 和 708 °C(附表 2),其明顯低于前人在太華雜巖所報(bào)道的峰期變質(zhì)溫度條件, 如小秦嶺地區(qū)的變質(zhì)峰期溫度為720～820 °C(Wang et al., 2014, 2017); 洛寧地區(qū)的峰期溫度條件為 680～820 °C(蔣宗勝等, 2011; Chen et al., 2015);魯山地區(qū)的峰期溫度條件為 740～810 °C(Lu et al.,2013, 2015)以及武剛地區(qū)的峰期溫度條件為710～780 °C (Lu et al., 2014, 2017), 這為太華雜巖小秦嶺地區(qū)1.87～1.82 Ga深熔作用發(fā)生于地體抬升和冷卻過(guò)程中的高角閃巖相到麻粒巖相的退變質(zhì)作用提供了另一依據(jù)。

從大多數(shù)造山帶來(lái)看(Singh, 2009; Li et al.,2019; Liu et al., 2019; Diwu et al., 2020; Jiang et al.,2022), 地殼深熔作用的發(fā)生以及相關(guān)花崗質(zhì)淺色體的形成, 也常常與地殼伸展減薄的構(gòu)造背景有關(guān)。前人對(duì)小秦嶺地區(qū)的淺色脈體開(kāi)展了大量的測(cè)年工作(圖 1b), 如李厚民等(2007)對(duì)大湖金礦附近的偉晶巖脈開(kāi)展 SHRIMP U-Pb定年, 獲得了(1955±30) Ma的年齡; Yu et al.(2013)測(cè)得小秦嶺中段一偉晶巖脈的 LA-ICP-MS鋯石 U-Pb年齡為(1866±19) Ma; Zhao et al.(2015)對(duì)槍馬金礦周緣的偉晶巖脈開(kāi)展的鋯石定年結(jié)果為(1814±6) Ma。最近,Diwu et al.(2020)揭示出小秦嶺地區(qū)淺色體的形成時(shí)代主要介于1891～1798 Ma; Li et al.(2022)則主要通過(guò)鋯石U-Pb定年獲取了小秦嶺1840～1781 Ma的淺色體年齡。在本文研究基礎(chǔ)上, 結(jié)合太華雜巖內(nèi)的淺色體形成時(shí)代及變質(zhì)年代學(xué)的數(shù)據(jù), 推測(cè)華北克拉通南緣的小秦嶺地區(qū)可能早在～1.95 Ga就經(jīng)歷了東、西陸塊的碰撞造山事件, 此后經(jīng)歷了長(zhǎng)期的地體抬升過(guò)程和深熔作用(可能長(zhǎng)達(dá)～150 Ma), 減壓熔融的機(jī)制為該區(qū)大規(guī)模淺色體的侵位提供了有利條件(圖7)。

圖7 小秦嶺地區(qū)深熔作用與變質(zhì)P-T軌跡之間的關(guān)系(變質(zhì)P-T軌跡據(jù)Wang et al., 2014, 2017修改)Fig.7 Relationship between crustal melting and metamorphic P-T paths in the Xiaoqinling area(the metamorphic P-T paths are modified from Wang et al., 2014, 2017)

6 結(jié)論

(1)三件花崗質(zhì)淺色脈體的形成年齡分別為(1867±13) Ma、(1847±17) Ma和(1828±15) Ma, 表明小秦嶺地區(qū)在古元古代晚期經(jīng)歷一次至少長(zhǎng)達(dá)～50 Ma的深熔作用。

(2)～1.87 Ga鋯石具有較弱的負(fù)Eu異常, 稀土元素配分曲線(xiàn)表明其屬重稀土相對(duì)富集型; ～1.85 Ga鋯石具有中等負(fù)Eu異常, 屬近平坦重稀土型; ～1.82 Ga鋯石具有明顯的負(fù)Eu異常, 屬重稀土富集型。結(jié)合鋯石Ti溫度計(jì), 推測(cè)它們均形成于高角閃巖相-麻粒巖相的退變質(zhì)過(guò)程中。

(3)小秦嶺地區(qū) 1.87～1.82 Ga發(fā)生的深熔作用,應(yīng)與早前(～1.95 Ga)華北克拉通東、西部陸塊碰撞造山所致增厚地殼的長(zhǎng)期抬升和冷卻過(guò)程有關(guān)。

致謝: 感謝中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)牟培吉和朱桂繁碩士、陜西地礦第六地質(zhì)隊(duì)有限公司韓舫、楊優(yōu)望、韓鑫等有關(guān)人員在野外工作中的幫助; 感謝審稿人和期刊編輯提出的修改意見(jiàn)。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.141772217 and 41872225), and China Geological Survey (No.12120114014101).

本文附有增強(qiáng)材料(附表1、附表2), 請(qǐng)通過(guò)本文網(wǎng)絡(luò)版閱讀或下載。

附表1 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色脈體LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)Supplement Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotope data of zircon from the granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

續(xù)附表1

附表2 小秦嶺地區(qū)花崗質(zhì)淺色體鋯石稀土元素測(cè)試結(jié)果Supplement Table 2 Rare earth element dating results for zircon from the granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

續(xù)附表2