李超 仝來(lái)喜 劉兆 黃小龍

1. 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣州 5106402. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 1000493. 西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，大陸動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 7100691.

紫蘇花崗巖(Charnockite)為一種含紫蘇輝石或鐵橄欖石等特征礦物的花崗質(zhì)巖石(Frost and Frost, 2008)，大陸造山帶中紫蘇花崗巖的出現(xiàn)常伴隨麻粒巖相高級(jí)變質(zhì)作用的發(fā)生(Brown, 2002; Harley, 1989)。石榴石是沉積巖和S-型花崗巖中的常見(jiàn)造巖礦物，也是高級(jí)變質(zhì)巖的主要組成礦物之一。Lackeyetal. (2012)總結(jié)出各巖類中石榴石的成因包括黑云母不一致熔融反應(yīng)的產(chǎn)物、巖漿結(jié)晶形成或巖漿侵位中捕獲的殘余變質(zhì)顆粒等。夏瓊霞和鄭永飛(2011)綜述了變質(zhì)成因、巖漿成因及熱液成因石榴石的成分環(huán)帶特征。華南兩廣交界地區(qū)(大容山和云開(kāi)地區(qū))出露的含石榴石的紫蘇花崗巖和麻粒巖包體，為研究紫蘇花崗巖及其石榴石的成因提供了良好條件(陳斌和莊育勛, 1994; 周漢文等, 1996; 杜楊松等, 1999; Zhaoetal., 2010, 2012; 焦淑娟等, 2013; Jiaoetal., 2015)。焦淑娟等(2013)根據(jù)石榴石不同的結(jié)構(gòu)和化學(xué)成分特征，在大容山-十萬(wàn)大山巖套舊州巖體中識(shí)別出巖漿型、變質(zhì)型、轉(zhuǎn)熔型和由上升巖漿中溶解-再沉淀機(jī)制(dissolution-reprecipitation)引起的從轉(zhuǎn)熔型向巖漿型轉(zhuǎn)變的過(guò)渡型共四種不同成因類型石榴石。深入了解石榴石的形成機(jī)制，可為含石榴石寄主巖石的形成過(guò)程提供巖石學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)，而且對(duì)認(rèn)識(shí)石榴石的成因、生長(zhǎng)規(guī)律及其構(gòu)造演化過(guò)程具有重要的科學(xué)意義。

大容山地區(qū)紫蘇花崗巖中的麻粒巖包體被解釋為代表了源區(qū)部分熔融之后的殘留體，且認(rèn)為巖石成因或許與峨眉山地幔柱活動(dòng)有關(guān)(Zhaoetal., 2010, 2012; 焦淑娟等, 2013)。對(duì)該區(qū)紫蘇花崗巖中伴生的麻粒巖包體的研究，可以指示花崗巖源區(qū)部分熔融條件：Zhaoetal. (2010, 2012)獲得麻粒巖包體的變質(zhì)年齡為253±3Ma，并根據(jù)麻粒巖包體的全巖主微量元素地球化學(xué)特征認(rèn)為其原巖為變質(zhì)沉積巖，溫壓計(jì)算結(jié)果表明原巖部分熔融形成紫蘇花崗巖巖漿的條件為950～1000℃和7.5～8.0kbar；焦淑娟等(2013)利用相平衡模擬估算麻粒巖包體的變質(zhì)條件，推斷其峰期變質(zhì)發(fā)生于800～830℃和7.2～8.0kbar，斜方輝石+堇青石退變質(zhì)礦物組合形成于810～860℃和4.6～5.2kbar，而后巖漿侵位再平衡條件為850℃和3.1～3.8kbar；近年來(lái)，Zhaoetal. (2017a)通過(guò)熱力學(xué)模擬計(jì)算表明，大容山麻粒巖包體峰期變質(zhì)-熔融條件為905±15℃和6.8±0.3kbar，退變質(zhì)階段指示巖漿侵位后降壓至1.0～2.6kbar；Zhaoetal. (2017b)進(jìn)一步對(duì)大容山地區(qū)早中生代紫蘇花崗巖及伴生的麻粒巖包體研究表明，該區(qū)強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)紫蘇花崗巖不同于準(zhǔn)鋁質(zhì)紫蘇花崗巖相對(duì)“熱”(>800℃)、“干”(熔體水含量<3%)的結(jié)晶條件，而是在更低溫度(～650±30℃)和更高熔體水含量(～5.8%，2kbar時(shí)水飽和)條件完全固結(jié)，即巖漿在相對(duì)“濕”、“冷”的條件成巖的。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Chen et al., 2017修改)

云開(kāi)地區(qū)僅在高州云爐-龍修一帶可見(jiàn)紫蘇花崗巖及麻粒巖包體出露，陳斌和莊育勛(1994)對(duì)該紫蘇花崗巖和伴生的麻粒巖包體進(jìn)行了研究，基于紫蘇花崗巖和麻粒巖中紫蘇輝石具有相似的化學(xué)成分，推測(cè)麻粒巖包體可能為紫蘇花崗巖的源巖，而不是通常認(rèn)為的熔融殘余物，并運(yùn)用傳統(tǒng)地質(zhì)溫壓計(jì)估算了紫蘇花崗巖結(jié)晶條件約為765～822℃和5.2～5.3kbar，麻粒巖包體的峰期變質(zhì)條件為807～836℃和6.0～6.9kbar；周漢文等(1996)進(jìn)一步研究了麻粒巖、紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖和紫蘇閃長(zhǎng)巖的放射性元素的分布規(guī)律，認(rèn)為其反映了在低XH2O、高CO2流體條件下麻粒巖部分熔融形成紫蘇花崗質(zhì)巖漿、難熔鐵鎂相和副礦物相對(duì)富集的過(guò)程，并結(jié)合熱流值估算推測(cè)麻粒巖的形成可能是地幔上隆致使下部產(chǎn)生區(qū)域高熱流狀態(tài)的結(jié)果，紫蘇花崗巖可能是由于地殼擠壓加厚，在富CO2流體參與下麻粒巖熔融形成。然而，杜楊松等(1999)則認(rèn)為兩廣交界地區(qū)產(chǎn)出的麻粒巖包體具有一致的稀土特征、配分模式和鍶同位素初始比值，且不同樣品中同種礦物化學(xué)成分特點(diǎn)相似，說(shuō)明它們的源巖相同，均為富含泥質(zhì)的沉積巖，并分析了麻粒巖包體與寄主紫蘇花崗巖的關(guān)系認(rèn)為：麻粒巖包體為源巖部分熔融的殘留體，紫蘇花崗巖為源區(qū)部分熔融之后巖漿結(jié)晶形成。以上研究結(jié)果表明，與大容山地區(qū)研究相比，云開(kāi)地區(qū)紫蘇花崗巖及其伴生的麻粒巖包體的研究程度相對(duì)較薄弱，前人對(duì)這兩類巖石的成因仍存不小爭(zhēng)議。另外，Huangetal. (2013)通過(guò)野外調(diào)查結(jié)合巖相學(xué)和地球化學(xué)以及年代學(xué)研究，在鄰近的廣東西南部臺(tái)山地區(qū)識(shí)別報(bào)道了早古生代I-型花崗巖，形成于約460Ma，并認(rèn)為該花崗巖來(lái)源于加里東期造山后的造山垮塌期間古老中-下地殼(<8kbar)的部分熔融。

本研究對(duì)華南早古生代造山帶西南段的云開(kāi)高州地區(qū)出露的含石榴石紫蘇花崗巖開(kāi)展了野外調(diào)查和室內(nèi)研究。詳細(xì)的巖相學(xué)和礦物成分分析表明紫蘇花崗巖中存在巖漿型和變質(zhì)型兩種不同類型的石榴石，結(jié)合年代學(xué)研究結(jié)果證實(shí)紫蘇花崗巖和巖漿型石榴石形成于早古生代(加里東期)，而變質(zhì)型石榴石形成于早中生代(印支期)巖石遭受變質(zhì)作用疊加期間。此外，我們運(yùn)用傳統(tǒng)地質(zhì)溫壓計(jì)和平均溫壓法及相平衡模擬等手段約束了紫蘇花崗巖和兩類石榴石形成的P-T條件，這將為認(rèn)識(shí)華南顯生宙以來(lái)多期變質(zhì)作用的性質(zhì)和動(dòng)力學(xué)背景提供重要依據(jù)。

圖2 高州雜巖地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Chen et al., 2012 修改)和采樣位置

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華南板塊由揚(yáng)子和華夏兩個(gè)次級(jí)陸塊在新元古代沿著江南造山帶發(fā)生聚合(圖1a)(Wangetal., 2007, 2013b; 舒良樹(shù), 2012)，而揚(yáng)子與華夏兩大陸塊自新元古代到早古生代各自的沉積序列完全不同，特別是在全球“雪球”事件中(750～635Ma)，揚(yáng)子陸塊廣泛發(fā)育埃迪卡拉紀(jì)蓋帽白云巖和成冰紀(jì)冰磧礫巖，而華夏陸塊則以發(fā)育大套濁積巖和缺少冰磧礫巖為特征，表明從新元古代到早古生代二者并未完全拼合為統(tǒng)一大陸，暗示華南南華紀(jì)以前的大洋(古華南洋)可能一直持續(xù)到早古生代(華南殘余洋)(潘桂棠等, 2016; 覃小鋒等, 2017)。華夏陸塊大面積出露顯生宙花崗質(zhì)巖石，這些花崗質(zhì)巖石的年齡集中分布于早古生代、晚二疊-早三疊世、侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)，表明多期幕式熱事件曾發(fā)生于該陸塊內(nèi)(Zhou and Li, 2000)。云開(kāi)地塊東西界限為吳川-四會(huì)以及梧州-博白兩大斷裂，面積約為50000km2(圖1b)。該地塊中部出露的基底巖性主要包括片麻狀花崗巖、混合巖和正片麻巖，而相對(duì)位于外圍的巖石主要為副片麻巖、角閃巖、片巖、石英巖和大理巖等表殼巖石，其中一些巖石被三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)的花崗質(zhì)巖石侵入(Wanetal., 2010)。近年來(lái)，鋯石U-Pb定年研究表明云開(kāi)地區(qū)片麻狀花崗巖和表殼巖的形成時(shí)代為443～430Ma，同時(shí)獲得大量前寒武紀(jì)年齡(集中在1.1～0.8Ga)，被認(rèn)為是繼承鋯石的年齡(Wanetal., 2010)。

云開(kāi)地塊的變質(zhì)基底具有雙層結(jié)構(gòu)特點(diǎn)：由分布于云開(kāi)地塊中心的高州雜巖(高級(jí)變質(zhì))和圍繞其外圍并與其呈斷層接觸的云開(kāi)群(中低級(jí)變質(zhì))組成，其上被未變質(zhì)的泥盆紀(jì)地層不整合覆蓋(廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988; 鐘增球等, 1996; 周漢文等, 1996)。高州雜巖包括大量弱變形的片麻狀花崗巖以及伴生的混合巖、正片麻巖，核部區(qū)域甚至有麻粒巖相巖石分布，其外圍為角閃巖相巖石；云開(kāi)群主要由綠片巖相到角閃巖相副片麻巖和片巖組成(圖1b)。云開(kāi)地塊記錄了四期變形，分別發(fā)生在早古生代、早中生代、侏羅紀(jì)-早白堊世以及緊接著早白堊世的晚中生代(Linetal., 2008)，本研究涉及前兩期構(gòu)造事件。通常認(rèn)為早中生代為該區(qū)主期變形的時(shí)間，該時(shí)期發(fā)生的NE向剪切作用導(dǎo)致云開(kāi)群云母片巖、副片麻巖和正片麻巖中的石英、黑云母、白云母以及絹云母主要呈NNE向線理排列。在此之前，該區(qū)變形作用以NW向礦物線理為特征，表現(xiàn)為核部區(qū)域一些片麻狀巖石和高州雜巖中白云母、黑云母、角閃石、綠簾石和石英的重結(jié)晶作用(Chenetal., 2017)。紫蘇花崗巖位于高州雜巖核部，其邊緣由片麻巖組成，向外變質(zhì)程度從高級(jí)變質(zhì)(具有Grt-Crd和Grt-Opx礦物組合的麻粒巖相)降低至相對(duì)低級(jí)變質(zhì)帶(含Grt-Bt礦物組合的角閃巖相)，并由Sil-Kfs帶逐漸過(guò)渡為Grt-Bt帶(陳斌和莊育勛, 1994)。陳斌和莊育勛(1994)報(bào)道了紫蘇花崗巖單顆粒鋯石U-Pb同位素年齡為450±10Ma。Wangetal. (2013a)也報(bào)道了該紫蘇花崗巖鋯石年齡為439±4Ma，同時(shí)獲得其圍巖片麻狀混合巖的年齡為438±4Ma和黑云斜長(zhǎng)片麻巖的年齡為432±3Ma，并認(rèn)為指示了云開(kāi)地區(qū)早古生代巖漿深熔作用的時(shí)代。Chenetal. (2012)通過(guò)獨(dú)居石電子探針原位定年研究認(rèn)為高州雜巖是一個(gè)加里東期高級(jí)變質(zhì)地體，但該地體經(jīng)歷了印支期強(qiáng)烈的角閃巖相到綠片巖相變質(zhì)作用的疊加。

圖3 云開(kāi)紫蘇花崗巖的野外照片

2 野外地質(zhì)關(guān)系和巖相學(xué)特征

本研究含石榴石紫蘇花崗巖采自云開(kāi)地塊高州雜巖核部，位于云爐鎮(zhèn)東南約2km處的將軍地村(N21°59′25″、E111°4′43″)，樣品號(hào)為GZ14-01(圖2)。由于植被覆蓋嚴(yán)重，巖體與圍巖界限不明，但出露面積至少在3km×5km之上(圖2)。紫蘇花崗巖體呈北西-南東向延伸，與區(qū)域片麻理方向一致，巖體在平面上呈橢圓形，巖株?duì)町a(chǎn)出，與外圍的片麻狀花崗巖呈明顯侵入接觸關(guān)系(圖3a)。野外觀察顯示，高州地區(qū)發(fā)生了強(qiáng)烈的混合巖化作用和變質(zhì)變形作用。位于高州雜巖核部的紫蘇花崗巖幾乎未發(fā)生變形，巖石新鮮面呈灰白色，塊狀-弱片麻狀構(gòu)造，中?；◢徑Y(jié)構(gòu)，中粗粒石榴石、紫蘇輝石和斜長(zhǎng)石斑晶清晰可見(jiàn)(圖3b)。紫蘇花崗巖內(nèi)部含有拉長(zhǎng)呈橢圓形的石榴-斜輝半泥質(zhì)麻粒巖包體，大小為2×10cm，長(zhǎng)軸方向與區(qū)域片麻理方向一致(圖3c)。片麻狀花崗巖為弱變形，向外的泥質(zhì)片麻巖發(fā)生了強(qiáng)烈的變形并伴隨著明顯的長(zhǎng)英質(zhì)淺色體的出現(xiàn)(圖3d)。

紫蘇花崗巖主要由石榴石(Grt, ～10vol%)、紫蘇輝石(Hy, ～20vol%)、黑云母(Bt, ～15vol%)、斜長(zhǎng)石(Pl, ～20vol%)、石英(Qtz, ～20vol%)、鉀長(zhǎng)石(Kfs, ～5vol%)、鈦鐵礦(Ilm, ～5vol%)和少量的副礦物(磷灰石、鋯石和獨(dú)居石等)組成(圖4)。紫蘇輝石呈深灰色，大小為2～5mm，自形-半自形，其中有大量裂縫發(fā)育，平行解理方向有細(xì)小針狀鈦鐵礦出溶(圖4a, d)。自形(4～5mm)的紫蘇輝石中包裹有渾圓狀的斜長(zhǎng)石顆粒(圖4c)，此外還包裹有石榴石、黑云母、石英、及鈦鐵礦等(圖4a, d)。紫蘇輝石可分為兩個(gè)世代：第一世代紫蘇輝石為含有較多的黑云母、石英、斜長(zhǎng)石及不透明鐵鈦氧化物包裹體的紫蘇輝石(Hy2a)(圖4c, d)；第二世代紫蘇輝石為純凈無(wú)包裹體的中粒自形-半自形紫蘇輝石(Hy2b)(圖4a)。我們推測(cè)含有大量包裹體殘留礦物的紫蘇輝石屬變質(zhì)成因(Hy2a)，可能是早期不一致熔融反應(yīng)的產(chǎn)物，通常，此類紫蘇輝石的形成主要受控于黑云母脫水熔融反應(yīng)(Santoshetal., 1990)，可能的反應(yīng)機(jī)制是：

Bt1+Qtz1+Pl1=Hy2a+Kfs2a+melt

(1)

圖4 云開(kāi)紫蘇花崗巖的顯微結(jié)構(gòu)照片

而形態(tài)規(guī)則、純凈無(wú)包裹體的紫蘇輝石(Hy2b)屬巖漿成因，應(yīng)為晚期熔體冷卻結(jié)晶生成的礦物。

石榴石有中粒、細(xì)粒和極細(xì)粒三種，應(yīng)為不同階段的產(chǎn)物：1)少量粒度0.15～0.2mm的細(xì)粒石榴石被大顆粒的紫蘇輝石包裹(圖4a)，其邊部仍可見(jiàn)斜長(zhǎng)石的殘留，推測(cè)為峰期前反應(yīng)殘余的石榴石(Grt1)；2)中粒石榴石粒度達(dá)1～3mm，純凈無(wú)包裹體，晶型完好，與中粒的紫蘇輝石、斜長(zhǎng)石、黑云母和石英平衡共生(圖4b)，我們認(rèn)為這種石榴石是巖漿冷卻結(jié)晶過(guò)程中形成，為深熔巖漿成因(Grt2Ⅰ)，其原始的核部也可能為轉(zhuǎn)融型或變質(zhì)型(焦淑娟等, 2013)；3)極細(xì)粒(0.01～0.05mm)石榴石呈串珠狀分布在紫蘇輝石、黑云母及鈦鐵礦與斜長(zhǎng)石的接觸邊界(圖4c, d, f)，推測(cè)為退變質(zhì)成因(Grt3Ⅱ)。串珠狀石榴石中包裹的微粒石英或與石榴石共生，形成Grt3Ⅱ+Qtz后成合晶結(jié)構(gòu)，也常被稱為“紅眼圈”。如果位于較深地殼的巖石富鐵或流體缺失，那么其冷卻過(guò)程中可以直接形成上述反應(yīng)結(jié)構(gòu)，該后成合晶結(jié)構(gòu)則為近原位的冷凝結(jié)晶(即近等壓冷卻)(Wangetal., 2013a)。此外，我們觀察到紫蘇花崗巖具明顯熱變質(zhì)改造特征，發(fā)育典型等粒變晶結(jié)構(gòu)，可見(jiàn)長(zhǎng)石、石英顆粒成120°交角的三連點(diǎn)結(jié)構(gòu)(圖4e)，顆粒間界線平直，這是標(biāo)準(zhǔn)的靜態(tài)重結(jié)晶產(chǎn)物，反映紫蘇花崗質(zhì)巖漿侵位后該地段長(zhǎng)期保持高熱狀態(tài)，是區(qū)域熱穹隆中心的佐證(余達(dá)淦等, 2009)。Grt3Ⅱ+Qtz后成合晶(圖4c, d, f)結(jié)構(gòu)顯然屬于由含有大量包裹體礦物的紫蘇輝石(Hy2a)及后文中熔體結(jié)晶生成的黑云母(Bt2b)、鈦鐵礦(Ilm2b)分別與斜長(zhǎng)石(Pl2b)發(fā)生反應(yīng)的結(jié)果，因而我們推測(cè)串珠狀石榴石(Grt3Ⅱ)為下列反應(yīng)所生成：

Hy2a+Pl2b=Grt3Ⅱ+Kfs3+Qtz

(2)

Bt2b+Pl2b=Grt3Ⅱ+Kfs3+Qtz+melt

(3)

Ilm2b+Pl2b=Grt3Ⅱ+Kfs3+Qtz

(4)

黑云母有三種類型，對(duì)應(yīng)于三個(gè)階段，一種為細(xì)粒黑云母，呈包裹體殘留在中粒紫蘇輝石中，應(yīng)屬殘余變質(zhì)礦物(Bt1)(圖4d)；另一種黑云母呈中粒，大小為1～3mm，與中粒紫蘇輝石和石榴石平衡共生，應(yīng)為紫蘇花崗巖漿冷卻結(jié)晶過(guò)程中晶出(Bt2b)(圖4b, c, f)；第三種為退變質(zhì)生成的黑云母(Bt3)(圖4b)，圍繞自形的斜長(zhǎng)石、石榴石和紫蘇輝石生長(zhǎng)，一般情況，如果黑云母脫水熔融反應(yīng)產(chǎn)生的熔體局部被圈閉，熔體將與黑云母脫水熔融的生成物(例如Hy2b)產(chǎn)生逆反應(yīng)，本文紫蘇花崗巖中這種熔體與紫蘇輝石或石榴石發(fā)生反應(yīng)，蠕蟲(chóng)狀Bt3+Qtz后成合晶可能由下列反應(yīng)生成(Kriegsman, 2001)：

Hy2b/Grt2Ⅰ+melt2=Bt3+Qtz+melt3

(5)

綜合以上巖相學(xué)和變質(zhì)反應(yīng)結(jié)構(gòu)的分析，我們將含石榴石紫蘇花崗巖的演化劃分為3個(gè)階段：1)峰期前階段(M1)，主要由大顆粒紫蘇輝石變斑晶中包裹的Grt1+Bt1+Pl1+Qtz+Ilm1組成，對(duì)應(yīng)于紫蘇輝石生成反應(yīng)(1)中殘留的包裹體礦物；2)峰期變質(zhì)-深熔階段(M2)，主要由基質(zhì)中平衡共生的斑晶礦物Grt2Ⅰ+Hy2+Bt2+Pl2+Ilm2+Qtz構(gòu)成，包括變質(zhì)反應(yīng)(1)生成Hy2a變斑晶礦物階段(M2a)和生成Hy2b深熔熔體結(jié)晶階段(M2b)兩個(gè)亞階段；3)退變質(zhì)階段(M3)，主要由后成合晶結(jié)構(gòu)中的Grt3Ⅱ+Bt3+Qtz組成，該階段發(fā)生變質(zhì)反應(yīng)(2)、(3)、(4)形成的細(xì)粒串珠狀石榴石+石英的“紅眼圈”結(jié)構(gòu)，為麻粒巖相變質(zhì)作用中典型的近等壓冷卻結(jié)構(gòu)，推測(cè)與反應(yīng)(5)中生成蠕蟲(chóng)狀的黑云母+石英后成合晶同期生成。

3 分析方法

3.1 電子探針?lè)治?/h3>

礦物成分測(cè)試是利用中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的JXA-8100型電子探針?lè)治鐾瓿傻?。?shí)驗(yàn)條件為：束斑大小為1～2μm；加速電壓為15kV，電流為20nA，大部分元素的峰位分析時(shí)間為20s；所測(cè)數(shù)據(jù)分別做原子序、吸收及熒光等因素(ZAF)校正后得到分析結(jié)果，主要元素分析誤差低于1%。

3.2 全巖主量元素分析

新鮮的巖石樣品被破碎至拇指大小的碎塊，然后用5%的稀鹽酸溶液在超聲波振蕩條件下清洗后并用清水沖洗干凈，烘干后剔除肉眼可見(jiàn)的被污染的樣品碎塊。將巖石碎塊在瑪瑙缽研磨成<200目(光滑皮膚上無(wú)沙粒感)的粉末，將研磨好的粉末用來(lái)做主量元素分析，實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。在模具中將樣品和Li2B4O7按質(zhì)量比1:8的比例混合后高溫熔融成玻璃片，通過(guò)型號(hào)為Rigaku ZSX100e的X熒光光譜儀對(duì)主量元素進(jìn)行分析測(cè)試。XRF分析的精度：SiO2為1%，MnO和P2O5為5%，其他氧化物為2%(Lietal., 2003)。

3.3 U-Pb年代學(xué)測(cè)定

將采集的新鮮樣品粉碎至60目以下，利用重液法和磁選法將鋯石挑出，隨后在雙目顯微鏡下進(jìn)一步純化。隨機(jī)挑選100顆左右的鋯石粘到雙面膠帶上，然后用環(huán)氧樹(shù)脂固定鋯石制成鋯石靶，并將鋯石拋光直至其核部暴露出來(lái)。在顯微鏡下拍攝鋯石的透射光和反射光照片。利用中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所的場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡(SEM)采集鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像，以便觀察鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和選擇合適的鋯石U-Pb定年點(diǎn)位。U-Pb鋯石定年采用的儀器為RESOlution M50型激光剝蝕系統(tǒng)的Agilent 7500a型LA-ICP-MS聯(lián)機(jī)設(shè)備，實(shí)驗(yàn)過(guò)程中物質(zhì)載體為He氣，儀器監(jiān)控標(biāo)樣為硅酸鹽玻璃NIST610，并采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEMORA作為測(cè)年外標(biāo)，激光束斑直徑約為29μm，頻率8Hz。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)采用ICP-Ms DataCal 6.7軟件對(duì)鋯石分析信號(hào)進(jìn)行選擇、漂移校正和定量標(biāo)準(zhǔn)化(Liuetal., 2008)，普通Pb校正采用Andersen (2002) 介紹的方法，詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)流程可參考(Lietal., 2012)，利用ISOPLOT(version 3.0)進(jìn)行諧和曲線作圖和年齡計(jì)算(Ludwig, 2003)。

表1紫蘇花崗巖各礦物代表性化學(xué)成分 (wt%)

Table 1 Selected microprobe analyses for the minerals of the charnockite (wt%)

礦物Grt2bGrt3Hy2aHy2bBt1Bt2bBt3Pl1Pl2bPl2bIlm1Ilm2b產(chǎn)狀斑晶核部斑晶邊部串珠狀后成合晶斑晶核部斑晶邊部斑晶核部斑晶邊部包裹體斑晶核部斑晶邊部后成合晶包裹體斑晶核部斑晶邊部包裹體基質(zhì)SiO236.4237.0137.6137.7148.6850.4049.6850.6435.4836.8136.4037.0136.8337.3158.0159.2458.0958.550.050.07TiO20.040.150.280.000.070.120.110.044.575.225.095.254.904.520.010.000.000.0152.1652.11Al2O321.8321.7220.4120.523.351.221.531.1914.5514.6414.7115.2114.8715.2025.4925.5525.7724.690.020.02Cr2O30.000.010.110.020.050.020.040.050.270.320.120.130.260.130.000.030.000.000.260.13FeOT31.7732.8433.2632.5932.3332.6032.7332.4619.6020.4121.6720.8017.2417.280.620.440.060.3046.8947.22MnO1.532.021.731.860.500.550.490.420.050.020.040.000.010.030.010.010.000.000.390.46MgO6.085.354.313.9114.3914.6214.6215.529.979.909.499.8211.3012.000.020.010.010.010.810.36CaO1.521.422.452.410.280.220.260.240.000.000.000.050.170.048.128.589.167.290.000.00Na2O0.320.220.040.000.030.000.060.020.170.150.150.190.110.137.606.346.267.700.040.00K2O0.150.040.010.020.000.000.000.0010.369.219.289.479.459.720.170.270.420.180.010.00Total99.66100.78100.2099.0299.6699.7699.54100.5895.0196.6896.9497.9395.1296.36100.05100.4899.7698.73100.63100.37O121212126666111111111111888833Si2.872.913.003.041.911.981.961.972.752.782.762.762.792.792.612.642.612.650.000.00Ti0.000.010.020.000.000.000.000.000.270.300.290.300.280.250.000.000.000.000.980.98Al2.032.011.921.950.160.060.070.061.331.301.321.341.331.341.351.341.371.320.000.00Cr0.000.000.010.000.000.000.000.000.020.020.010.010.020.010.000.000.000.000.010.00Fe3+0.290.200.050.000.020.000.010.010.000.000.000.000.000.000.020.020.000.010.040.03Fe2+1.801.962.162.201.041.071.071.041.271.291.381.301.091.080.000.000.000.000.940.96Mn0.100.130.120.130.020.020.020.010.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.010.01Mg0.710.630.510.470.840.860.860.901.151.121.071.091.281.340.000.000.000.000.030.01Ca0.130.120.210.210.010.010.010.010.000.000.000.000.010.000.390.410.440.350.000.00Na0.050.030.010.000.000.000.010.000.030.020.020.030.020.020.660.550.550.680.000.00K0.020.000.000.000.000.000.000.001.020.890.900.900.910.930.010.020.020.010.000.00XMg0.280.240.190.180.450.440.450.460.480.460.440.460.540.55XPrp0.260.220.170.16XAlm0.660.690.720.73XGrs0.050.040.070.07XSps0.040.050.040.04XEn0.4450.4420.4440.461XFs0.5490.5530.5510.534Xwo0.0060.0050.0060.005XAn0.370.420.440.34XAb0.620.560.540.65XOr0.010.020.020.01

注：FeOT為全鐵；礦物的陽(yáng)離子數(shù)是利用Holland開(kāi)發(fā)的AX62程序計(jì)算而來(lái)；XMg=Mg/(Mg+Fe2+)；XPrp=Mg/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；XAlm=Fe2+/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；XGrs=Ca/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；XSps=Mn/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；XEn=Mg/(Mg+Ca+Fe2+)；XFs=Fe2+/(Mg+Ca+Fe2+)；XWo=Ca/(Mg+Ca+Fe2+)；XAn=Ca/(Ca+Na+K)；XAb=Na/(Ca+Na+K)；XOr=K/(Ca+Na+K)

圖5 云開(kāi)紫蘇花崗巖中石榴石的Mg/(Mg+Fe2++Mn)-Ca2+相關(guān)性判別圖解(據(jù)從柏林和張?chǎng)┤A, 1977)

4 礦物化學(xué)特征

對(duì)巖相學(xué)劃分的不同世代的各類礦物成分進(jìn)行電子探針?lè)治鰷y(cè)試，紫蘇花崗巖各礦物代表性化學(xué)成分見(jiàn)表1。

4.1 石榴石

斑晶石榴石(Grt2Ⅰ)，無(wú)明顯的成分環(huán)帶，其成分為Alm66～69Prp26～22Grs4～5Sps4～5，但其邊部(XMg=0.24)比核部(XMg=0.28)略貧Mg，反映了巖漿結(jié)晶后退變質(zhì)反應(yīng)過(guò)程中石榴石與相鄰礦物(如黑云母)進(jìn)行Fe-Mg離子交換。串珠狀石榴石(Grt3Ⅱ)，成分為Alm72～73Prp16～17Grs6～7Sps7～8，與中粒石榴石相比略富Ca和Fe，且串珠狀Grt3Ⅱ與斑晶Grt2Ⅰ相比具有較低的MgO含量(Grt2Ⅰ：XMg=0.24～0.28；Grt3Ⅱ：XMg=0.18～0.19)，表明串珠狀石榴石形成的溫度比巖漿結(jié)晶形成的石榴石的溫度低，反映了退變質(zhì)降溫過(guò)程。在石榴石成因分類圖上(圖5)，紫蘇花崗巖中的石榴石分布在角閃巖相、麻粒巖相及二者過(guò)渡區(qū)域，均位于ZC線之下屬于地殼成因石榴石(從柏林和張?chǎng)┤A, 1977)，因而石榴石可分為麻粒巖相、角閃巖相和巖漿結(jié)晶石榴石三種。在石榴石三端元判別圖解中(圖6)，亦能明顯劃分出以上三類石榴石，說(shuō)明巖漿型和變質(zhì)型石榴石在紫蘇花崗巖中均有生成，且變質(zhì)型石榴石可分為麻粒巖相和角閃巖相兩類，暗示麻粒巖相變質(zhì)形成的石榴石可能為源區(qū)殘留礦物，而角閃巖相變質(zhì)的石榴石為退變質(zhì)重結(jié)晶形成。

4.2 紫蘇輝石

紫蘇輝石富Fe，Mg#[Mg#=MgO/(MgO+FeO)]為0.44～0.46，Al2O3含量為1.19%～3.35%，成分范圍為頑火輝石(En)44.2%～46.1%、鐵輝石(Fe)53.4%～55.1%，屬于富鐵的紫蘇輝石。含包裹體的紫蘇輝石(Hy2a)核部具有較高的Al含量(Al2O3=3.33%～3.35%)，暗示峰期變質(zhì)-深熔作用的溫度較高，其邊部Al含量偏低(Al2O3=1.22%～1.24%)，反映了退變質(zhì)降溫過(guò)程；純凈不含包裹體的紫蘇輝石(Hy2b)的Al含量較低(Al2O3=1.19%～1.53%)，可能指示了變質(zhì)-深熔作用后紫蘇花崗巖漿冷卻結(jié)晶的過(guò)程。

4.3 斜長(zhǎng)石

斑晶斜長(zhǎng)石(Pl2b)的成分為Ab54～65An34～44Or1～2，顯示富鈉長(zhǎng)石組分，屬于中長(zhǎng)石；斜長(zhǎng)石包裹體(Pl1)的成分也較為均勻，亦為中長(zhǎng)石，其成分為Ab56～62An37～42Or1～2。

4.4 黑云母

黑云母在溫度改變時(shí)會(huì)與其它礦物相產(chǎn)生Fe-Mg離子交換，而經(jīng)黑云母中Fe-Mg離子作圖發(fā)現(xiàn)呈反比趨勢(shì)，顯示具有鐵鎂互換反應(yīng)(圖7a)。基質(zhì)斑晶中黑云母的TiO2含量為5.09%～5.25%，相對(duì)于包裹體類型黑云母的成分(Ti=0.27～0.29p.f.u，Al=1.30～1.33p.f.u，XMg=0.46～0.48p.f.u)，基質(zhì)斑晶中的黑云母含有較高的Ti(0.29～0.30p.f.u)，較高的Al(1.32～1.34p.f.u)和較低的XMg(0.44～0.46)，基質(zhì)黑云母的Ti離子濃度比包裹體類型黑云母的Ti離子濃度高(圖7b)，反映了紫蘇花崗巖中黑云母的結(jié)晶形成于相對(duì)高溫的環(huán)境。

4.5 其他礦物

基質(zhì)中的鈦鐵礦和包裹體類型的鈦鐵礦的礦物成分較為相似，且具有成分一致的TiO2(52.11%～52.16%)含量和FeOT(46.89%～47.22%)含量。

圖6 石榴石的三端元判別圖解(據(jù)Krippneretal., 2014及文中參考文獻(xiàn))

(a)石榴石的鈣鋁榴石-鎂鋁榴石-(鐵鋁榴石+錳鋁榴石)三元圖解；(b)石榴石的鈣鋁榴石-鎂鋁榴石-(鐵鋁榴石+錳鋁榴石)三元圖解. A-主要來(lái)自高級(jí)麻粒巖相變沉積巖或紫蘇花崗巖以及中酸性巖漿巖；B-角閃巖相變沉積巖；Bi-中性-酸性巖漿巖；Ci-主要來(lái)自高級(jí)變質(zhì)基性巖，Cii-具有高M(jìn)g的超基性巖(輝石巖和橄欖巖)；D-交代型巖石，極低級(jí)變基性巖和超高溫變質(zhì)的鈣硅酸鹽麻粒巖；(c)石榴石的鎂鋁榴石-鐵鋁榴石-鈣鋁榴石三元圖解. A-來(lái)自高壓(HP)至超高壓(UHP)巖石的石榴石，B-來(lái)自榴輝巖和麻粒巖相巖石的石榴石，C-來(lái)自角閃巖相巖石的石榴石. C組被進(jìn)一步分為兩個(gè)亞組：過(guò)渡的C1區(qū)包括來(lái)自高級(jí)角閃巖相至麻粒巖相的石榴石，而C2區(qū)包括來(lái)自角閃巖相巖石的石榴石同時(shí)也包括來(lái)自許多其他類型的巖石的石榴石，例如藍(lán)片巖，矽卡巖，蛇紋巖和巖漿巖. 這些石榴石對(duì)應(yīng)的巖性被分為7個(gè)組：1-來(lái)源于UHP榴輝巖或石榴石橄欖巖的石榴石，2-來(lái)源于HP榴輝巖和HP基性麻粒巖的石榴石，3-來(lái)源于長(zhǎng)英質(zhì)麻粒巖的石榴石，4-來(lái)源于向麻粒巖相和角閃巖相變質(zhì)溫壓條件下片麻巖中的石榴石，5-來(lái)源于向麻粒巖相和角閃巖相變質(zhì)溫壓條件下角閃巖中的石榴石，6-來(lái)源于角閃巖相變質(zhì)溫壓條件下片麻巖中的石榴石，7-來(lái)源于角閃巖相變質(zhì)條件下角閃巖中的石榴石；(d)石榴石的鎂鋁榴石-鐵鋁榴石-錳鋁榴石三元圖解；(e)石榴石的鎂鋁榴石-鈣鋁榴石-錳鋁榴石三元圖解：L-低P-T；la-中P-T(最高至角閃巖相)；H-高P-T；lg1, lg2-中P-T(麻粒巖相)；E-榴輝巖；G-鈣鋁鐵石榴石

Fig.6 Ternary diagrams used for garnet discrimination (Krippneretal., 2014 and references in)

(a) ternary discrimination diagram with proportion of pyrope, almandine plus spessartine, and grossular as poles; (b) ternary discrimination diagram with molecular proportions of pyrope, almandine plus spessartine, and grossular as poles. A-mainly from high-grade granulite-facies metasediments or charnockites and intermediate felsic igneous rocks, B-amphibolite-facies metasedimentary rocks, Bi-intermediate to felsic igneous rocks, Ci-mainly from high-grade mafic rocks, Cii-ultramafics with high Mg (pyroxenites and peridotites), D-metasomatic rocks, very low-grade metamafic rocks and ultrahigh temperature metamorphosed calc-silicate granulites; (c) ternary discrimination diagram with pyrope, almandine, and grossular compositions as poles. A-garnets from high-pressure (HP) to ultrahigh-pressure (UHP) rocks, B-garnets from eclogite- and granulite-facies rocks, C-garnets from amphibolite-facies rocks. The group C is further subdivided into two subgroups. The transitional field C1includes garnets from higher amphibolite- to granulite-facies rocks whereas the field C2includes garnets from amphibolite-facies rocks but also includes garnets from many other rocks such as blueschists, skarns, serpentinites and igneous rocks. The source lithologies for garnets are distinguished into 7 groups: 1-garnets derived from UHP eclogites or garnet peridotites, 2-garnets derived from HP eclogites and HP mafic granulites, 3-garnets derived from felsic and intermediate granulites, 4-garnets derived from gneisses metamorphosed under pressure and temperature conditions transitional to granulite- and amphibolite-facies metamorphism, 5-garnets derived from amphibolites metamorphosed under pressure and temperature conditions transitional to granulite- and amphibolite-facies metamorphism, 6-garnets derived from gneisses metamorphosed under amphibolite-facies conditions, 7-garnets derived from amphibolites metamorphosed under amphibolite-facies conditions; (d) ternary diagram with pyrope, almandine, and spessartine compositions as poles; (e) ternary discrimination diagram with proportions of pyrope, grossular, and spessartine as poles. L-lowP-T, la-intermediateP-T(up to amphibolites facies), H-highP-T, lg1, lg2-intermediateP-T(granulite facies), E-eclogite, G-grandite garnets

圖7 黑云母鐵鎂離子圖(a)和鈦離子對(duì)鐵分率圖(b)

表2紫蘇花崗巖各類地質(zhì)溫壓計(jì)及熱力學(xué)模擬計(jì)算結(jié)果

Table 2 Various thermobarometers and thermodynamic modelingP-Testimate results for charnockite

演化階段傳統(tǒng)地質(zhì)溫度計(jì)/壓力計(jì)Grt-Bt/Grt-Plag-Bt-QtzGrt-Opx/Grt-Plag-Opx-QtzGrt-Opx/Grt-OpxGrt-Ilm平均溫壓法P-T視剖面圖溫壓結(jié)果匯總峰期前(M1)710～738℃、 6.9～7.5kbar670～720℃、7.0～7.3kbar720℃、7.0kbar峰期深熔結(jié)晶(M2)峰期變質(zhì)-深熔(M2a)810～835℃、 6.0～6.8kbar830～840℃、6.3～6.6kbar833～845℃、6.3～6.6kbar深熔巖漿結(jié)晶(M2b)780～840℃、5.5～6.0kbar800～850℃、5.6～6.2kbar810～835℃、5.8～6.3kbar780～810℃805～830℃、5.5～6.1kbar810～820℃、5.7～5.9kbar835～810℃、6.5～5.8kbar退變質(zhì)(M3)710～760℃、4.8～5.2kbar720～760℃、5.1～5.3kbar660～710℃、 5.5～6.0kbar640～670℃772～812℃、5.5～6.0kbar750～770℃、5.4～5.8kbar740℃、5.6kbar

5 溫壓條件計(jì)算

5.1 傳統(tǒng)溫壓計(jì)計(jì)算

峰期前階段(M1)沒(méi)有合適的可配對(duì)地質(zhì)溫壓計(jì)估算該階段溫度壓力條件，故而我們運(yùn)用其他溫壓計(jì)算方法進(jìn)行約束(見(jiàn)后文)；由溫壓計(jì)算結(jié)果(表2)可知，使用石榴石-斜方輝石溫度計(jì)(Harley, 1984; Bhattacharyaetal., 1991)與石榴石-斜長(zhǎng)石-斜方輝石-石英壓力計(jì)(Newton and Perkins, 1982)得到紫蘇花崗巖峰期階段(M2a)的溫壓條件為810～835℃、6.0～6.8kbar；由紫蘇花崗巖中石榴石-黑云母溫度計(jì)(Holdaway, 2000)與石榴石-斜長(zhǎng)石-黑云母-石英壓力計(jì)(Wuetal., 2004)配對(duì)計(jì)算獲得深熔作用巖漿結(jié)晶階段(M2b)的溫壓條件為780～840℃、5.5～6.0kbar；晚期退變質(zhì)階段(M3)的溫壓條件為710～760℃、4.8～5.2kbar。以上溫度壓力結(jié)果換算成地溫梯度均在38～43℃/km之間，遠(yuǎn)高于典型的陸陸碰撞帶地溫梯度典型值16～25℃/km(Imayamaetal., 2012)，暗示紫蘇花崗巖形成與變質(zhì)作用還受熱源的影響。同時(shí)使用石榴石-斜方輝石地質(zhì)溫度計(jì)(Harley, 1984; Bhattacharyaetal., 1991)與石榴石-斜長(zhǎng)石-斜方輝石-石英壓力計(jì)(Newton and Perkins, 1982)計(jì)算得到冷卻結(jié)晶階段形成的溫壓條件為800～850℃、5.6～6.2kbar；晚期退變質(zhì)階段的溫壓條件為720～760℃、5.1～5.3kbar，與前面使用石榴石-黑云母溫度計(jì)和石榴石-斜長(zhǎng)石-黑云母-石英壓力計(jì)的計(jì)算結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致；此外，通過(guò)石榴石-斜方輝石溫壓計(jì)(Pattisonetal., 2003)以及石榴石-鈦鐵礦溫度計(jì)(Powncebyetal., 1991)計(jì)算的溫度與以上幾種溫壓計(jì)計(jì)算結(jié)果大致相同(表2)。因此，由不同溫壓計(jì)所計(jì)算得到的溫壓結(jié)果接近巖石形成的真實(shí)值。

5.2 平均溫壓計(jì)算

由THERMOCALC平均溫壓法(Powell and Holland, 1994)計(jì)算的結(jié)果(表2)，可知紫蘇花崗巖結(jié)晶前階段(M1)溫壓條件為710～738℃、6.9～7.5kbar；峰期變質(zhì)階段(M2a)溫壓條件為830～840℃、6.3～6.6kbar；深熔作用巖漿結(jié)晶階段(M2b)溫壓條件為805～830℃、5.5～6.1kbar；晚期退變質(zhì)階段(M3)溫壓條件為772～812℃、5.5～6.0kbar，與上文使用傳統(tǒng)地質(zhì)溫壓計(jì)的計(jì)算結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致。

5.3 視剖面圖模擬

圖8 紫蘇花崗巖在NCKFMASHTO模式體系下模擬的視剖面圖

所計(jì)算紫蘇花崗巖的T-M (O)、T-M (H2O) 以及P-T視剖面見(jiàn)圖8。在T-M (O) 中(圖8a)，根據(jù)峰期礦物組合(Grt-Opx-Pl-Kfs-Ilm-Qtz-Melt)的穩(wěn)定域，取M (O)=0.2對(duì)應(yīng)的成分來(lái)計(jì)算T-M (H2O)(圖8b)和P-T視剖面圖(圖8c)。由于實(shí)驗(yàn)過(guò)程中二價(jià)鐵的氧化造成全巖燒失量(LOL)為負(fù)值，因此假設(shè)原巖有足夠的H2O(0.85%)，并在壓力固定為6kbar模擬T-M (H2O) 和T-M (O) 視剖面圖，進(jìn)一步確定有效全巖成分的O和H2O含量。如圖所示，峰期礦物組合所在的穩(wěn)定域水含量低于M (H2O)=0.85。經(jīng)歷高級(jí)變質(zhì)作用形成的紫蘇花崗巖通常是干的(Frost and Frost, 2008; Endoetal., 2017)，因而選擇M (H2O)=0.1(H2O=2.21 mol%)(圖8b)用以計(jì)算P-T視剖面。如圖8c所示，在壓力為3～8kbar下濕固相線(紅色)位于720～750℃。峰期前階段(M1)礦物組合與圖中的Grt-Opx-Bt-Pl-Ilm-H2O-Qtz穩(wěn)定域?qū)?yīng)，根據(jù)黑云母和斜長(zhǎng)石成分等值線確定該期的溫壓條件為720～740℃、6.8～7.3kbar；峰期變質(zhì)階段(M2a)以黑云母消失，鉀長(zhǎng)石出現(xiàn)為特征，由石榴石和斜方輝石成分等值線確定該期的溫壓條件為833～845℃、6.3～6.6kbar；深熔作用巖漿結(jié)晶階段(M2b)礦物組合Grt-Opx-Qtz-Bt-Pl-Ilm-Melt在低壓側(cè)由石榴石消失線、高溫側(cè)由鉀長(zhǎng)石出現(xiàn)線共同限定，由石榴石和黑云母礦物含量成分等值線限定該期礦物形成的溫壓條件為810～820℃、5.7～5.9kbar；退變質(zhì)階段(M3)對(duì)應(yīng)于Grt-Opx-Bt-Pl-Ilm-H2O-Qtz礦物組合穩(wěn)定域，與峰期前階段所在穩(wěn)定域相同，同理，由石榴石和黑云母礦物含量成分等值線確定該期的溫壓條件為750～770℃、5.4～5.8kbar。

5.4 溫壓結(jié)果小結(jié)

多種方法聯(lián)合求解溫壓并相互驗(yàn)證，能更好的分析礦物間是否平衡和驗(yàn)證計(jì)算結(jié)果的合理性(Spearetal., 1999)。綜上所述，如表2所示，結(jié)合傳統(tǒng)地質(zhì)溫壓計(jì)和平均溫壓及視剖面圖模擬估算紫蘇花崗巖峰期前階段溫壓條件約為720℃、7.0kbar(M1)，峰期變質(zhì)-深熔結(jié)晶階段溫壓條件約為835～810℃、6.5～5.8kbar(M2)，退變質(zhì)階段溫壓條件約為740℃、5.6kbar(M3)，結(jié)果表明紫蘇花崗巖的形成反映了一條順時(shí)針的P-T演化軌跡，且以峰期前略微減壓并伴隨明顯的升溫，隨后為一個(gè)近等壓冷卻(IBC)的過(guò)程，指示該巖石經(jīng)歷了相對(duì)高溫中低壓的麻粒巖相變質(zhì)-深熔作用和巖漿冷卻結(jié)晶及退變質(zhì)過(guò)程。

表3紫蘇花崗巖(樣品GZ14-01)的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測(cè)定結(jié)果

Table 3 LA-ICP-MS U-Pb analysis results for zircons of charnockite (Sample GZ14-01)

測(cè)點(diǎn)號(hào)ThU(×10-6)Th/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ-1572130.260.05110.00330.29460.01920.04150.0008256144262152625-3794290.180.05460.00210.52180.02160.06870.001039487426144286-4341040.330.04690.00300.23160.01400.03530.000643144211122244-51003110.320.05570.00210.53090.01970.06870.000943983432134285-61601710.940.05530.00280.53290.02720.06930.0011433147434184327-775713580.560.05660.00150.54540.01460.06920.000947657442104315-84409590.460.05450.00160.52210.01470.06920.000939163427104316-10291850.160.05250.00290.29440.01590.04090.0009309126262122586-121282350.540.04830.00320.24880.01550.03760.0006122135226132384-1422650.340.04800.00450.26880.02460.04060.0012102207242202577-15772060.380.05020.00230.27020.01290.03910.0006211103243102474-161612820.570.05020.00240.26220.01160.03790.000520611123692403-1725840.300.05510.00460.28670.02380.03770.0009417189256192385-183705950.620.05230.00180.28020.00980.03880.00062987825182454-19261020.250.05230.00410.27370.01960.03880.0007298184246162455-20401360.290.05100.00340.27060.01730.03850.0008243152243142445-214156520.640.05710.00150.59190.01820.07490.001449459472124658-221484050.370.05750.00220.35620.01390.04480.000550981309102833-24742480.300.05350.00210.51030.02030.06910.001035089419144316-251693600.470.04910.00220.24970.01030.03710.00061549922682354-272186350.340.05110.00220.26560.01170.03770.000525610023992383-283727510.490.05710.00160.54990.01690.06940.000949466445114326-321642800.590.05180.00260.28000.01430.03910.0007276117251112484-331022510.410.05370.00290.29140.01670.03890.0007367124260132465-34591570.370.05200.00320.27590.01660.03890.0008283110247132465-36723000.240.05270.00260.34040.02060.04550.0015322118298162879-3742210280.410.05710.00150.53970.01400.06830.00074945743894264-382463640.680.05160.00300.26290.01480.03710.0007333133237122355-39431730.250.05230.00360.34400.02060.04560.0009298128300162886

圖9 紫蘇花崗巖代表性鋯石CL圖像(a)和U-Pb諧和年齡投圖(b)

6 鋯石U-Pb年代學(xué)

挑選晶型完整、無(wú)縫隙的鋯石進(jìn)行LA-ICP-MS測(cè)試，共獲得29組有效數(shù)據(jù)(少量分析點(diǎn)其數(shù)據(jù)的協(xié)和度<90%不予采用)。U-Pb同位素分析結(jié)果見(jiàn)表3。代表性的陰極發(fā)光圖像(CL)(圖9a)和U-Pb諧和年齡投圖(圖9b)如圖所示。透反射光鏡下鋯石顆粒為亮棕色到暗棕色，透明至半透明，顆粒長(zhǎng)為100～230μm，具有近橢圓形或不規(guī)則的形狀，其長(zhǎng)寬比為2:1到1:1，部分鋯石形成較寬的結(jié)晶環(huán)帶，無(wú)明顯的核幔結(jié)構(gòu)，具有典型的巖漿鋯石的特征(圖9a)。另一部分鋯石具有增生邊或發(fā)育冷杉葉狀環(huán)帶，且發(fā)光性較弱，代表變質(zhì)成因鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)，鋯石Th含量為22×10-6～757×10-6，U含量為65×10-6～1358×10-6，Th/U比值為0.16～0.94，盡管鋯石Th/U比值較高(>0.1)，但相對(duì)高的Th/U比值是超固相線變質(zhì)鋯石的普遍特征(Tangetal., 2017; Yakymchuketal., 2018; Tongetal., 2019)。少量鋯石CL圖像顯示明顯的核-邊結(jié)構(gòu)，其核部具有弱的零散的巖漿環(huán)帶，邊部陰極發(fā)光呈較強(qiáng)的亮邊，核部和邊部由薄的亮環(huán)邊相區(qū)隔；一些鋯石顆粒缺乏環(huán)帶和邊部結(jié)構(gòu)或呈均質(zhì)且明亮的特征(圖9a)。U-Pb諧和年齡投圖獲得兩組諧和年齡，一組年齡從鋯石核部及具有較寬結(jié)晶環(huán)帶的深灰色鋯石中獲得，鋯石的206Pb/238U年齡在426～465Ma之間，其諧和年齡為431±4Ma(圖9b)，被解釋為紫蘇花崗巖的結(jié)晶年齡；另一組年齡由鋯石增生邊及部分冷杉葉狀環(huán)帶的鋯石測(cè)得，鋯石的206Pb/238U年齡在224～288Ma之間，其諧和年齡243±2Ma(圖9b)，該年齡指示了印支期紫蘇花崗巖經(jīng)歷變質(zhì)作用疊加，推測(cè)為變質(zhì)-深熔事件之后，紫蘇花崗巖發(fā)生退變質(zhì)作用的年齡(Chenetal., 2012; 王祥東等, 2019)。

7 討論

7.1 紫蘇花崗巖及其石榴石的成因

關(guān)于紫蘇花崗巖的成因，自20世紀(jì)80年代以來(lái)，國(guó)內(nèi)外學(xué)者進(jìn)行了廣泛的討論，形成了諸多模式，其中包括：(1)玄武巖巖漿的分離結(jié)晶；(2)花崗質(zhì)巖漿的殘?jiān)?3)英安質(zhì)巖漿在深部地殼的結(jié)晶分異；(4)富角閃石和石榴石的鎂鐵質(zhì)源巖的部分熔融；(5)下地殼脫水過(guò)程中的部分熔融；(6)混合交代和花崗巖化；(7)形成于麻粒巖相變質(zhì)作用和富CO2流體條件下(蘇尚國(guó)等, 2003)。世界范圍內(nèi)報(bào)道的紫蘇花崗巖與麻粒巖相變質(zhì)巖緊密伴生，且大多顯示為巖漿結(jié)晶成因(Frost and Frost, 2008; Harlov, 2013)。印度南部出露大量前寒武紀(jì)角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)巖，從20世紀(jì)初開(kāi)始人們便對(duì)該區(qū)出露的紫蘇花崗巖的成因進(jìn)行了廣泛的探討，逐漸有了較深入的認(rèn)識(shí)(Howie, 1955; Cooray, 1969; Touret and Huizenga, 2012)?，F(xiàn)在普遍認(rèn)為紫蘇花崗巖具有變質(zhì)和巖漿兩種成因，不同成因的紫蘇花崗巖可根據(jù)野外及巖相學(xué)特征進(jìn)行判斷，如Bohlenderetal. (1992)通過(guò)野外觀察區(qū)分火成和變質(zhì)紫蘇花崗巖：與圍巖呈侵入接觸關(guān)系并保存巖漿結(jié)構(gòu)者為火成紫蘇花崗巖，而具殘留條帶狀者為變質(zhì)紫蘇花崗巖。Touret and Huizenga (2012)總結(jié)了火成紫蘇花崗巖和變質(zhì)紫蘇花崗巖的顯微結(jié)構(gòu)特征，認(rèn)為可以通過(guò)巖石中的巖漿結(jié)構(gòu)(例如斑狀結(jié)構(gòu)、自形的輝石和斜長(zhǎng)石，黑云母和石英蠕蟲(chóng)狀交生)、熔體殘余(如熔融包裹體)及巖漿晚期高溫交代特征(如鉀長(zhǎng)石與白云母蠕蟲(chóng)狀交生)進(jìn)行識(shí)別。Frostetal. (2000)研究了美國(guó)Louis Lake巖基中的紫蘇花崗巖的溫度、壓力、熔體水含量和氧逸度條件，并提出若水活度足夠低紫蘇花崗巖可在任何類型的花崗質(zhì)巖漿中形成。Harlovetal. (2013)通過(guò)對(duì)Varvberg-Torpa紫蘇花崗巖及共生的不含斜方輝石的花崗巖進(jìn)行流體包裹體研究，發(fā)現(xiàn)了紫蘇花崗巖中存在大量高密度CO2流體，而不含斜方輝石的花崗巖的流體成分主要為H2O，較少含富CO2的流體。一般而言，巖漿體系中CO2的存在導(dǎo)致巖漿的水活度降低，從而提高了體系固相線溫度，因此斜方輝石(或鐵橄欖石)能夠在高溫、貧水環(huán)境下固結(jié)并保存。

基于以下巖石學(xué)和鋯石U-Pb年代學(xué)證據(jù)，我們推測(cè)云開(kāi)地區(qū)的紫蘇花崗巖為源巖在高級(jí)變質(zhì)-深熔作用下熔體結(jié)晶形成，后期遭受了變質(zhì)作用的改造：首先，紫蘇花崗巖具有石榴石+紫蘇輝石+石英+斜長(zhǎng)石平衡礦物組合的典型中?；◢徑Y(jié)構(gòu)(圖4a-c)，巖相學(xué)特征表明這些斑晶礦物為巖漿成因，在該期形成深熔巖漿型Grt2Ⅰ；其次，石英呈120°的三連點(diǎn)結(jié)構(gòu)，是典型的靜態(tài)重結(jié)晶的產(chǎn)物(圖4e)；再者，在靠近斑晶紫蘇輝石的邊部出現(xiàn)極細(xì)粒串珠狀石榴石+石英(圖4b)，指示石榴石通過(guò)變質(zhì)反應(yīng)：Opx+Pl=Grt+Qtz形成，該退變質(zhì)階段形成變質(zhì)型Grt3Ⅱ；此外，鋯石幔部和邊部等體積的形態(tài)表明鋯石經(jīng)歷了高級(jí)變質(zhì)作用的增生(Vavraetal., 1999)，這部分鋯石核部年齡為加里東期，邊部的年齡顯示為印支期，較年輕的鋯石邊部指示了后期變質(zhì)作用的發(fā)生(圖9)。以上的特征與廣泛分布并報(bào)道的前寒武紀(jì)地體中由火成巖或沉積巖原巖在低水活度及富CO2流體存在下，發(fā)生麻粒巖相變質(zhì)作用部分熔融之后巖漿結(jié)晶生成的含石榴石的塊狀紫蘇花崗巖相類似(Newton, 1992; Yangetal., 2016)。杜楊松等(1999)分析了兩廣交界地區(qū)紫蘇花崗巖及其伴生的麻粒巖包體的成因認(rèn)為：麻粒巖包體為源巖部分熔融的殘留體，紫蘇花崗巖為源巖部分熔融產(chǎn)生的巖漿結(jié)晶形成。綜合以上幾方面特征表明，云開(kāi)地區(qū)紫蘇花崗巖中的麻粒巖包體屬于同源包體，且很可能是源巖部分熔融后的殘留體，而寄主紫蘇花崗巖則為沉積巖原巖在加里東期深熔-變質(zhì)作用產(chǎn)生的巖漿結(jié)晶形成的，之后在印支期遭受了變質(zhì)作用的疊加。

花崗巖中石榴石可以直接從巖漿中晶出，它們也可以是黑云母轉(zhuǎn)融反應(yīng)的產(chǎn)物或是變質(zhì)原巖的殘留物(Lackeyetal., 2012; 焦淑娟等, 2013)。本文巖相學(xué)研究表明，云開(kāi)高州紫蘇花崗巖中共識(shí)別出兩種不同成因類型的石榴石。紫蘇花崗巖內(nèi)中粒(1～3mm)純凈無(wú)包體較自形的石榴石為巖漿型(Grt2Ⅰ)(圖4b)，是巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物，其原始的核部也可能為轉(zhuǎn)熔型或變質(zhì)型(焦淑娟等, 2013)。紫蘇花崗巖內(nèi)及極細(xì)粒(0.01～0.05mm)串珠狀石榴石廣泛分布在紫蘇輝石、黑云母及鈦鐵礦與斜長(zhǎng)石的接觸邊界(圖4c, d, f)，為發(fā)生變質(zhì)作用過(guò)程中變質(zhì)重結(jié)晶的產(chǎn)物，此種石榴石應(yīng)為變質(zhì)型(Grt3Ⅱ)，串珠狀石榴石中包裹的細(xì)粒石英或與之共生，形成Grt3Ⅱ+Qtz后成合晶退變質(zhì)結(jié)構(gòu)，該結(jié)構(gòu)因石榴石多以淡紅色調(diào)為主也被稱為“紅眼圈”。

7.2 紫蘇花崗巖P-T演化

結(jié)合巖相學(xué)觀察，運(yùn)用傳統(tǒng)地質(zhì)溫壓計(jì)和平均溫壓計(jì)算以及P-T視剖面相圖模擬，共同限定了紫蘇花崗巖三階段演化的溫壓條件。結(jié)果表明，紫蘇花崗巖的形成反映了一條順時(shí)針的P-T演化軌跡，且以峰期前略微減壓并伴隨明顯的升溫，隨后為一個(gè)近等壓冷卻(IBC)的過(guò)程，這與武夷-云開(kāi)造山帶報(bào)道的其它高級(jí)變質(zhì)巖的P-T軌跡同屬順時(shí)針型(陳斌和莊育勛, 1994; Yuetal., 2005; 陳相艷等, 2015)。峰期前礦物組合(M1)由紫蘇輝石變斑晶中的包裹體礦物石榴石+黑云母+斜長(zhǎng)石+鈦鐵礦+石英組成，由礦物含量成分等值線限定了峰期前的溫壓條件為720～740℃、6.8～7.3kbar(圖8c)。云開(kāi)高州地區(qū)紫蘇花崗巖中的峰期變質(zhì)-深熔礦物組合(M2)由石榴石+紫蘇輝石+斜長(zhǎng)石+鉀長(zhǎng)石+石英+鈦鐵礦+熔體組成。熔體推測(cè)為峰期相是因?yàn)椋?)在中粒紫蘇輝石斑晶中可見(jiàn)渾圓狀的長(zhǎng)石和石英(圖4c)；2)可見(jiàn)黑云母+石英集合體沿著礦物顆粒邊界分布(圖4b)；3)鋯石核部年齡(431±4Ma)代表了部分熔融事件之后紫蘇花崗巖的結(jié)晶年齡(圖9a)。紫蘇花崗巖結(jié)晶階段(M2b)溫壓條件為810～820℃、5.7～5.9kbar(圖8c)，該溫壓條件略低于Grt-Opx-Pl-Qtz礦物對(duì)計(jì)算的溫壓(800～850℃、5.6～6.2kbar)可能是由于礦物間元素的擴(kuò)散或者后期的干擾造成的(Pattisonetal., 2003)，我們也通過(guò)平均溫壓法進(jìn)一步限定了紫蘇花崗巖峰期深熔-結(jié)晶階段溫壓條件為805～830℃、5.5～6.1kbar。綜上所述，結(jié)合定量的視剖面圖模擬，平均溫壓和傳統(tǒng)溫壓計(jì)計(jì)算，獲得了紫蘇花崗巖樣品峰期深熔-結(jié)晶階段溫壓條件為835～810℃、6.5～5.8kbar (M2)，換算成地溫梯度為38～43℃/km，遠(yuǎn)高于典型陸陸碰撞造山帶地?zé)崽荻戎?Imayamaetal., 2012)，暗示紫蘇花崗巖形成過(guò)程可能還受熱源的影響。在視剖面圖中，黑云母穩(wěn)定于低溫區(qū)域，熔體出現(xiàn)于高溫區(qū)域且具有很陡的固相線，溫壓計(jì)算結(jié)果表明從峰期前階段到峰期變質(zhì)-深熔階段巖石經(jīng)歷了減壓加熱的過(guò)程(圖8c)。熔體的生成是黑云母和石英在加熱和部分熔融過(guò)程期間發(fā)生脫水反應(yīng)的結(jié)果(Whiteetal., 2004)。最新研究認(rèn)為，減壓熔融只能產(chǎn)生少部分熔體，高溫作用是導(dǎo)致地殼深熔作用的主要機(jī)制(Groppoetal., 2012)，產(chǎn)生的大量熔體進(jìn)一步冷卻固結(jié)成巖。退變質(zhì)礦物組合(M3)由中粒紫蘇輝石、鈦鐵礦和黑云母邊部形成串珠狀石榴石+石英及紫蘇輝石邊部細(xì)粒的黑云母+石英后成合晶組成。通過(guò)變質(zhì)溫壓計(jì)算也獲得退變質(zhì)階段的溫壓條件為720～760℃、5.4～5.8kbar，與巖相學(xué)中“紅眼圈”結(jié)構(gòu)(圖4b, f)和紫蘇輝石斑晶出溶針狀鈦鐵礦指示的近等壓降溫過(guò)程相一致。

7.3 構(gòu)造意義

揚(yáng)子與華夏拼合時(shí)代存在爭(zhēng)議。大部分學(xué)者認(rèn)為其最終至新元古代發(fā)生碰撞聚合而形成統(tǒng)一塊體(Lietal., 1995; Wangetal., 2007; 舒良樹(shù), 2012; Zhao and Cawood, 2012)；而部分學(xué)者認(rèn)為新元古代華南洋向北俯沖形成江南造山帶，加里東期華南殘余洋盆(或新生裂解洋盆)向南東或向南俯沖形成早古生代武夷-云開(kāi)造山帶(彭松柏等, 2016a, b; 覃小鋒等, 2017; Liuetal., 2018)；也有部分學(xué)者認(rèn)為晚古生代-早中生代揚(yáng)子和華夏之間被深海大洋盆地(板溪洋、南盤(pán)江洋或右江洋)相隔，中生代早期兩陸塊才最終閉合(Hsüetal., 1988; 李繼亮等, 1989; 吳浩若等, 1997)。因此，華南南華紀(jì)-早古生代殘余洋盆或新生洋盆是否存在造成了學(xué)術(shù)界對(duì)于武夷-云開(kāi)造山帶的構(gòu)造屬性有著兩種截然不同觀點(diǎn)：一種觀點(diǎn)認(rèn)為是弧(陸)-陸碰撞造山帶(Zhao and Cawood, 2012; Linetal., 2018)；另一種觀點(diǎn)認(rèn)為是板內(nèi)造山帶(Lietal., 2010; Huangetal., 2013)。經(jīng)過(guò)近十幾年來(lái)的研究，很多學(xué)者提出板內(nèi)造山致使地殼縮短加厚，導(dǎo)致晚新元古代形成的南華裂谷在此時(shí)閉合，揚(yáng)子與華夏陸塊之間不存在所謂的“華南殘留洋”(Lietal., 2010; Wangetal., 2013b)。但是關(guān)于早古生代武夷-云開(kāi)造山帶的板內(nèi)造山的機(jī)制不同學(xué)者有不同的認(rèn)識(shí)。Faureetal. (2009)提出華夏陸塊向北俯沖，形成逆沖推覆構(gòu)造，屬于陸內(nèi)俯沖機(jī)制。Lietal. (2010)認(rèn)為該期陸內(nèi)造山可能是由于構(gòu)造擠壓的遠(yuǎn)程應(yīng)力效應(yīng)造成的；Charvetetal. (2010)認(rèn)為該期事件可能是由于南華裂谷閉合引起的南部陸塊向北部陸塊俯沖的結(jié)果；Wangetal. (2012)認(rèn)為該期造山事件可能是由于澳大利亞-印度板塊與華夏陸塊匯聚的遠(yuǎn)程效應(yīng)引起的。但板內(nèi)造山模式難以解釋以下地質(zhì)事實(shí)：1)在華夏陸塊既不存在統(tǒng)一的晉寧期角度不整合，也不發(fā)育與揚(yáng)子陸塊同期的相同類型的南華紀(jì)冰水沉積，而且華南至泥盆紀(jì)才出現(xiàn)統(tǒng)一蓋層；2)陸內(nèi)造山模式很難解釋如何把陳蔡群和麻源群巖石帶到下地殼20～30km并造成藍(lán)晶石帶高壓變質(zhì)；3)陳蔡群、麻源群均表現(xiàn)為順時(shí)針P-T軌跡(Zhao and Cawood, 2012; 陳相艷等, 2015)，具有近等溫減壓的特征，與陸陸碰撞造山模式對(duì)應(yīng)。因此，越來(lái)越多研究者接受華南加里東期屬于俯沖-碰撞造山作用的觀點(diǎn)(Zhao and Cawood, 2012; 陳相艷等, 2015; Zhangetal., 2016; 彭松柏等, 2016a; 覃小鋒等, 2017; Linetal., 2018)。顯然，華南武夷-云開(kāi)地區(qū)是否存在早古生代洋盆成為解決上述爭(zhēng)議的關(guān)鍵。前人提出南華紀(jì)(800～680Ma)到早古生代存在華南殘余洋盆，大致沿江西省東北部和安徽省西南部展布，并提供了沉積古地理學(xué)、大地構(gòu)造學(xué)、古地磁學(xué)等諸多方面的證據(jù)(Hsüetal., 1990; 張伯友等, 2003; 殷鴻福等, 1999; 馬瑞士, 2006)。近年來(lái)，新的發(fā)現(xiàn)和研究表明，沿著江紹-郴州-欽防構(gòu)造結(jié)合帶存在大量早古生代俯沖-碰撞造山的地質(zhì)證據(jù)：如早古生代蛇綠巖殘片、早古生代島弧火山巖和輝綠巖的相繼報(bào)道(Zhaoetal., 2015; 董學(xué)發(fā)等, 2016; 彭松柏等, 2016b; 王存智等, 2016; 周岱等, 2017)；云開(kāi)島弧、武夷島弧和羅霄島弧分布大量的早古生代花崗巖，具有TTG鈣堿性島弧花崗巖的特征(鄧晉福等, 2016)；武夷-云開(kāi)地區(qū)早古生代(440～435Ma)中-高壓高溫麻粒巖(750～900℃、7～11kbar)均表現(xiàn)出與俯沖-碰撞造山密切相關(guān)的順時(shí)針P-T軌跡(陳斌和莊育勛, 1994; 于津海等, 2005; Lietal., 2010; 于津海等, 2014; Zhaoetal., 2015; 陳相艷等, 2015; 本文研究)；浙江龍游地區(qū)發(fā)現(xiàn)早古生代(約450Ma)高壓變質(zhì)榴閃巖(退變質(zhì)階段：T=664～691℃、P=6.8～7.3kbar)(陳相艷等, 2015)；浙東陳蔡、龍游存在新元古到早古生代俯沖增生雜巖(王存智等, 2016; 董學(xué)發(fā)等, 2016)；云開(kāi)西北緣識(shí)別出與俯沖-碰撞相關(guān)的早古生代構(gòu)造混雜巖(Liuetal., 2018)等。因此，據(jù)上述早古生代蛇綠巖、島弧火山巖、TTG、高級(jí)變質(zhì)巖和俯沖增生雜巖的研究表明，華南揚(yáng)子與華夏地塊之間存在早古生代洋陸俯沖-增生-碰撞造山作用，且進(jìn)一步證明華南南華紀(jì)-早古生代殘余洋盆的存在。江山-郴州-欽防構(gòu)造結(jié)合帶可能代表了華南洋盆消失的縫合帶，因?yàn)榇蟛糠株P(guān)鍵證據(jù)均沿著此斷裂帶分布(Liuetal., 2018)。

云開(kāi)地塊，位于早古生代武夷-白云-云開(kāi)-Song Chay變質(zhì)造山帶的中部(Linetal., 2008)，對(duì)認(rèn)識(shí)華南板塊南緣早中生代的演化十分重要。由于其西部的印支陸塊與東部的華北板塊的相互作用使得華南板塊三疊紀(jì)經(jīng)歷了強(qiáng)烈的構(gòu)造熱事件(Wangetal., 2005, 2007, 2013b; Shuetal., 2015)。盡管仍存不少爭(zhēng)議，印支陸塊與華南陸塊的邊界大致沿著哀牢山-松馬縫合帶(Faureetal., 2014, 2016)(圖1a)。Chenetal. (2014)總結(jié)了Song Chay地體中U-Pb鋯石年代學(xué)數(shù)據(jù)，在正片麻巖中三疊紀(jì)年齡通常出現(xiàn)于早古生代鋯石的邊部，它們被認(rèn)為代表了古生代花崗質(zhì)原巖的再造作用?；诒疚淖咸K花崗巖中鋯石的核-邊結(jié)構(gòu)，并獲得該樣品兩組諧和年齡分別為431.4±4.1Ma和243.2±1.8Ma，我們認(rèn)為前者代表了紫蘇花崗巖的結(jié)晶年齡，為加里東期造山過(guò)程原巖部分熔融結(jié)晶的產(chǎn)物，后者指示了三疊紀(jì)(印支期)對(duì)先存的早古生代(加里東期)形成的紫蘇花崗巖的再造事件的年齡。Chenetal. (2012)對(duì)云開(kāi)紫蘇花崗巖中獨(dú)居石進(jìn)行了定年，獲得了海西期(～370Ma)的年齡，并認(rèn)為是麻粒巖相變質(zhì)之后一次重要的流體侵入熱事件，這與本文研究結(jié)果不一致，我們并未獲得與此次海西期構(gòu)造熱事件有關(guān)的鋯石年齡。王祥東等(2019)對(duì)云開(kāi)片麻巖進(jìn)行獨(dú)居石、磷灰石和鋯石U-Pb定年，獲得了434～437Ma的巖漿鋯石年齡、磷灰石的241～242Ma的變質(zhì)年齡和獨(dú)居石的229～236Ma的變質(zhì)年齡，并認(rèn)為巖漿鋯石年齡代表了片麻巖原巖(花崗質(zhì)巖石)的形成時(shí)代，而獨(dú)居石和磷灰石的年齡暗示云開(kāi)地塊經(jīng)歷了印支期(230～240Ma)構(gòu)造熱事件的疊加改造，這與本文年代學(xué)研究結(jié)果十分吻合。因此，云開(kāi)地塊三疊紀(jì)再造作用能夠通過(guò)鋯石U-Pb年代學(xué)證據(jù)能夠證實(shí)，而海西期構(gòu)造熱事件再造作用未獲本研究結(jié)果支持。值得注意的是，通常人們認(rèn)為250～230Ma為印支陸塊東部發(fā)生同構(gòu)造變質(zhì)作用的時(shí)間(Faureetal., 2014)，與本文紫蘇花崗巖記錄的印支期時(shí)間一致，該年齡與Song Chay地體中正片麻巖的年齡十分類似(Chenetal., 2014)。Song Chay地體與云開(kāi)地體之間年齡的相似性還體現(xiàn)在均有早古生代-三疊紀(jì)的鋯石核-邊結(jié)構(gòu)，并且還從大量變質(zhì)巖中獲得相似的40Ar/39Ar礦物年齡，且主要為三疊紀(jì)。大容山S型花崗巖和少量深成巖記錄的年齡信息與其東側(cè)延伸的云開(kāi)地塊幾乎是相同的。據(jù)武夷山，云開(kāi)和Song Chay地體的空間展布關(guān)系(圖1c)，云開(kāi)地塊經(jīng)歷過(guò)如Song Chay地體一般強(qiáng)烈的三疊紀(jì)再造作用，并主要受控于印支陸塊與華南陸塊間的碰撞拼合作用(Chenetal., 2017)。最近根據(jù)浙江和福建變泥質(zhì)巖上交點(diǎn)為不諧和的早古生代年齡和下交點(diǎn)為不諧和的三疊紀(jì)年齡認(rèn)為，早中生代變質(zhì)再造作用可能影響著整個(gè)華夏古陸(Zhaoetal., 2015)。昆嵩地體，為印支陸塊連續(xù)出露的最大的結(jié)晶基底，與云開(kāi)地塊具有相似的變質(zhì)程度(Osanaietal., 2008)(不同雜巖變質(zhì)程度顯示角閃-麻粒巖相，角閃巖相和綠片巖-角閃巖相)和年代學(xué)結(jié)果。在特殊巖性的年齡方面具有相似性，例如共生高溫麻粒巖-紫蘇花崗巖便是很好的實(shí)例。昆嵩地體東部產(chǎn)出的麻粒巖，據(jù)獨(dú)居石U-Pb定年(Rogeretal., 2007)和黑云母40Ar/39Ar定年(Maluskietal., 2005)為早古生代。然而，昆嵩地體西部的麻粒巖及其伴生的紫蘇花崗巖獲得了三疊紀(jì)的鋯石U-Pb年齡(Rogeretal., 2007)和黑云母40Ar/39Ar年齡(Nagyetal., 2001)。高州雜巖顯示的早古生代年齡(440～430Ma)和三疊紀(jì)變質(zhì)事件疊加年齡(225～245Ma)與昆嵩地體同種巖性相比具有很大的相似性。因此，云開(kāi)和昆嵩地體均可能代表著重新活化的變質(zhì)地體，華南和印支陸塊的早古生代基底遭受了強(qiáng)烈的三疊紀(jì)再造。

本文中所得到的紫蘇花崗巖P-T演化歷史以峰期前略微減壓并伴隨明顯的升溫過(guò)程，隨后經(jīng)歷近等壓冷卻(IBC)的順時(shí)針P-T軌跡(圖8c)，其特征明顯不同于島弧或活動(dòng)大陸邊緣地殼因巖漿作用而垂向增生的構(gòu)造環(huán)境，后者的P-T軌跡以逆時(shí)針為特征(Harley, 1989)。本研究恢復(fù)的順時(shí)針P-T軌跡與后碰撞造山過(guò)程相一致，可能指示了陸陸碰撞造山作用的后期抬升階段，高的地?zé)崽荻戎甘酒渫瑫r(shí)還有熱源的加入，熱源可能與幔源巖漿的底侵加熱有關(guān)(周漢文等, 1996; Yaoetal., 2012)。本文LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，U-Pb諧和年齡投圖分別獲得鋯石核部431±4Ma和鋯石邊部243±2Ma兩組諧和年齡(圖9)。因此，巖石學(xué)和鋯石U-Pb年代學(xué)證據(jù)指示了早古生代揚(yáng)子與華夏陸塊陸陸碰撞后抬升，發(fā)生減壓升溫熔融結(jié)晶形成了中低壓高溫含石榴石的紫蘇花崗巖，并生成巖漿型Grt2Ⅰ，之后在早中生代近原地的等壓冷卻過(guò)程中發(fā)生退變質(zhì)作用疊加并形成變質(zhì)型Grt3Ⅱ的演化歷史。

8 結(jié)論

通過(guò)對(duì)華南云開(kāi)高州紫蘇花崗巖的野外和室內(nèi)巖相學(xué)與相圖模擬及其中鋯石的U-Pb年代學(xué)測(cè)定，可以得出以下認(rèn)識(shí)：

(1)紫蘇花崗巖的演化共分為3個(gè)階段：1)峰期前階段(M1)，由紫蘇輝石斑晶中的包裹體礦物Grt1+Bt1+Pl1+Ilm1+Qtz組成；2)峰期變質(zhì)-深熔階段(M2)，由基質(zhì)中平衡共生的斑晶礦物Grt2Ⅰ+Hy2+Bt2+Pl2+Ilm2+Qtz構(gòu)成；3)退變質(zhì)階段(M3)，由后成合晶結(jié)構(gòu)中的Grt3Ⅱ+Bt3+Qtz組成。

(2)本研究計(jì)算得到紫蘇花崗巖峰期前礦物組合形成條件為720℃、7.0kbar(M1)，峰期深熔結(jié)晶條件為835～810℃、6.5～5.8kbar(M2)，退變質(zhì)條件為740℃、5.6kbar(M3)，指示相對(duì)高溫中低壓的麻粒巖相變質(zhì)-深熔作用和紫蘇花崗巖冷卻結(jié)晶及退變質(zhì)過(guò)程。

(3)年代學(xué)研究表明，云開(kāi)紫蘇花崗巖中鋯石具有清晰的核-邊結(jié)構(gòu)，獲得了核部431±4Ma和邊部243±2Ma的諧和年齡，并識(shí)別出巖漿型(Grt2Ⅰ)和變質(zhì)型(Grt3Ⅱ)兩種石榴石，指示了前者為加里東期高級(jí)變質(zhì)-深熔作用的巖漿成因，后者為印支期構(gòu)造熱事件疊加的變質(zhì)成因。

(4)紫蘇花崗巖的形成反映了一條順時(shí)針的P-T演化軌跡，且以峰期前略微減壓并伴隨明顯的升溫，隨后為一個(gè)近等壓冷卻(IBC)的過(guò)程，指示了紫蘇花崗巖由早古生代加里東期中低壓高溫變質(zhì)-深熔作用形成，時(shí)間上應(yīng)該發(fā)生于華南早古生代揚(yáng)子與華夏陸塊碰撞后抬升過(guò)程期間，之后遭受了早中生代印支期構(gòu)造熱事件的明顯疊加。

致謝該研究還得到陜西省“百人計(jì)劃”的資助。中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所陳林麗老師在電子探針實(shí)驗(yàn)和李聰穎老師在鋯石測(cè)年實(shí)驗(yàn)過(guò)程中給予了幫助；兩位匿名審稿專家認(rèn)真審閱了本文，并提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn)；在此一并表示衷心感謝！