2013 年 第 58 卷 第 22 期：2153 ~ 2158

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引用格式: 高晓英, 郑永飞. 大别造山带超高压变质岩副矿物地质测温. 科学通报, 2013, 58: 2153–2158

Gao X Y, Zheng Y F. Geothermometry of accessory zircon, titanite and rutile in ultrahigh-pressure metamorphic rocks in the Dabie orogen. Chin Sci Bull, 2013, 58: 2153–2158, doi: 10.1360/972013-591

《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 进 展

大别造山带超高压变质岩副矿物地质测温

高晓英*, 郑永飞

中国科学院壳幔物质与环境重点实验室, 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026

* 联系人, E-mail: gaoying@ustc.edu.cn

2013-05-28 收稿, 2013-06-19 接受, 2013-07-29 网络版发表

国家重点基础研究发展计划(2009CB825004)和国家自然科学基金(41221062)资助

摘要 应用锆石 Ti 温度计、榍石 Zr 温度计和金红石 Zr 温度计, 对大别造山带超高压变质

岩进行了地质测温. 结合矿物微区元素地球化学和 U-Pb 同位素年代学研究, 成功区分出大

陆俯冲带变质过程中不同成因和不同期次生长的副矿物. 大别造山带低温/超高压榴辉岩与

中温/超高压榴辉岩之间在锆石 U-Pb 年龄与 Ti 含量温度关系上存在显著差异, 反映大陆地

壳在俯冲过程中至少拆离为两个岩片, 在大陆俯冲隧道内发生变质脱水乃至部分熔融. 花

岗片麻岩中岩浆成因榍石经历榴辉岩相变质作用之后仍能给出新元古代 U-Pb 年龄, 进变质

生长榍石在经历“热”折返变质作用后仍能记录早三叠世 U-Pb 年龄, 指示榍石 U-Pb 体系具

有较高的扩散封闭温度, 可能高于 750~800℃.

关键词

锆石 Ti 温度计

榍石 Zr 温度计

金红石 Zr 温度计

超高压变质

大陆深俯冲

榴辉岩相变质岩石的温度估算是研究大陆深俯

冲过程以及高压/超高压变质带形成和演化的重要基

础 . 常用于测定榴辉岩形成温度的岩石学温度计有

石榴石-绿辉石 Fe-Mg 配分温度计和矿物反应温度

计 [1,2], 同位素温度计有石英-矿物对 O 同位素温度

计 [3,4]. 然而 , 在俯冲带变质反应过程中 , 由于不同

温度计所涉及的元素在物理化学性质上存在差异 ,

不同元素在变质反应过程中出现热力学与动力学之

间的竞争 , 结果对温度压力条件的记录和保存效果

不同, 导致有的温度计能够真实地反映变质温度, 而

有的则不能[5]. 因此, 在应用这些不同类型的温度计

对高级变质岩进行地质测温时 , 需要对它们分别适

用的物理化学条件进行综合理解.

近年来发展起来的副矿物高场强元素含量温度

计, 例如锆石 Ti 温度计[6,7]、榍石 Zr 温度计[8]和金红

石 Zr 温度计[9,10], 正在得到俯冲带变质岩研究的重视.

由于这些副矿物比造岩矿物耐溶 , 因此一旦形成就

能够保持相对稳定 . 高场强元素具有高的价态和大

的离子半径, 相对于其他元素不太活动, 因此这类副

矿物高场强元素含量温度计能够记录矿物生长时的

温度压力条件[11,12]. 我们将这 3 种副矿物温度计分别

应用于大别造山带超高压变质岩 , 结合矿物微区元

素地球化学和 U-Pb 同位素年代学研究, 成功区分出

俯冲带变质过程中不同成因和不同期次生长的副矿

物 , 为研究大陆碰撞过程中变质作用对副矿物元素

和同位素组成的影响提供了判据.

1 黄镇低温/超高压榴辉岩

对南大别黄镇地区低温/超高压榴辉岩进行了多

方法地质测温[5]. 前人对其进行了详细的岩石学、同

位素年代学和地球化学研究 [13], 发现柯石英假象 ,

根据矿物反应温度计计算的峰期变质温度分别为

670℃/3.3 GPa. 我们对锆石进行 Ti 含量测温得到: 第

一期变质锆石(U-Pb 年龄为 242±4 Ma)为 712±19℃,

第二期变质锆石(U-Pb 年龄为 225±3 Ma)为 675±16℃

(图 1(a)). 因此, 将锆石 U-Pb 定年与 Ti 含量测温相

结合 , 对变质锆石生长的时间和温度都能够得以定

量确定.

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图 1 大别造山带超高压榴辉岩中变质锆石 U-Pb 年龄与 Ti 含量温度之间的关系 (a) 南大别低温/超高压岩片(引自 Zheng 等人[5]); (b) 中大别中温/超高压岩片(引自 Gao 等人[14])

对榴辉岩中金红石 Zr 含量测温得到, 在 2.5~3.3 GPa

条件下 , 产于石榴石、绿辉石和黝帘石内部金红石

Zr 含量温度主要集中在 593~680℃. 大部分粒内金红

石 Zr 含量温度不同程度的低于榴辉岩形成温度(图 2

区域 I), 说明其形成于俯冲进变质的不同阶段, 形成

后处于相对“封闭”状态 , 即使在峰期榴辉岩相变质

条件下也未与锆石之间达到 Zr 配分再平衡. 某些粒

内金红石 Zr 含量温度接近于榴辉岩形成温度(图 2 区

域 II), 说明其形成于峰期超高压变质阶段. 少量产

于石榴石内部的金红石 Zr 含量温度在 2.0 GPa 条件

下为 719~757℃(图 2 区域 III), 属于榴辉岩折返过程

中加热变质产物 . 产于粒间金红石的温度主要集中

在 574~664℃, 不同程度地低于榴辉岩形成温度, 可

能与金红石受到重结晶有关 , 结果导致它们与锆石

之间的 Zr 配分平衡遭到破坏. 金红石 Zr 含量温度计

是压力的函数 , 压力值的指定对计算温度的解释至

关重要.

对榴辉岩中不同石英-矿物对进行 O同位素测温,

得到了不同的结果. 石英-耐熔矿物对 O 同位素温度

主要集中在 650~695℃, 表明耐熔矿物石榴石、锆石

和蓝晶石在该区榴辉岩中相对其他矿物来说保存最

好, 退变质作用最弱, 因此其 O 同位素温度与峰期超

高压榴辉岩相条件基本一致. 而石英-易熔矿物对温

度主要集中在 450~510℃, 与易熔矿物绿辉石、钠云

母、斜黝帘石/黝帘石在榴辉岩中蚀变强烈一致, 反映

了角闪岩相退变质阶段的流体活动 . 对榴辉岩中石

图 2 南大别黄镇超高压榴辉岩中金红石 Zr 含量与温度-

压力之间的关系 引自 Zheng 等人[5]. 菱形区域 I, II 和 III 分别代表俯冲进变质、峰期

超高压榴辉岩相变质和折返退变质过程中生长的金红石

榴石-单斜辉石进行 Fe-Mg 配分测温, 得到的温度结

果分为 3 组: 795~863℃, 629~679℃和 468~572℃, 其

中后两组与金红石 Zr 含量温度和石英-矿物对氧同位

素测温结果具有可比较性 , 指示了榴辉岩相变质和

角闪岩相退变质过程中的 Fe-Mg 交换平衡, 而第一

组温度明显高于已知的榴辉岩相变质温度 , 表明绿

辉石后成合晶导致了部分石榴石和单斜辉石之间的

Mg-Fe 不平衡. 显然, 矿物之间 O 同位素和 Fe-Mg 交

换温度计易于受到超高压榴辉岩折返过程中流体活

2155

进 展

动的影响 , 导致矿物之间元素和同位素扩散交换发

生再平衡或不平衡. 对于石榴石-单斜辉石 Fe-Mg 温

度计来说, 其结果由于受到单斜辉石中 Fe3+的影响,

具有很大的不确定性 [15]. 另外 , 石榴石与绿辉石之

间的元素配分有可能处于不平衡状态 , 也会影响温

度结果 . 因此 , 石榴石-单斜辉石温度计结果常常具

有很大的不确定性, 3 组不同温度值不一定都有岩石

学意义.

2 双河中温/超高压榴辉岩

对中大别双河地区与副片麻岩共生的中温/超高

压榴辉岩中锆石和榍石进行了详细的 U-Pb 定年和微

量元素组成测定, 进行了矿物微量元素地质测温, 结

果显示出多阶段锆石和榍石的生长 [14]. 根据锆石

U-Pb 定年和 CL 图像, 结合微量元素特征(具有 LREE

亏损、HREE 富集、明显的 Ce 正异常和弱的 Eu 负异

常), 可以识别出形成于榴辉岩相变质阶段的两组变

质生长锆石(图 1(b)). 在 206Pb/238U年龄上对应有两组

年龄: 239±5 和 226±2 Ma. 同时, 锆石 Ti 含量温度分

别对应 697±27℃和 747±19℃. 结合前人对双河榴辉

岩的变质 T-t 轨迹研究, 推测这些锆石在榴辉岩相变

质阶段出现两期生长 , 分别为进变质高压体制向超

高压体制转变的升温升压阶段和峰期超高压变质之

后向高压榴辉岩相重结晶过渡的升温降压阶段.

榍石微量元素分析给出了完全不同的两种稀土

配分模式和 Zr 测温结果(图 3). 一组富集 LREE 无 Eu

异常(图 3(a)), 给出的 U-Pb年龄为 252±3 Ma(图 3(b));

在压力 0.5~1.0 GPa 条件下的 Zr 含量温度 551~656℃.

另一组是 LREE 亏损、HREE 相对富集的退变产物, 在

压力 2.0~2.5 GPa 条件下的 Zr 含量温度为 785~840℃.

结合锆石 U-Pb 定年和 Ti 测温结果(图 1(b)), 推测这

些榍石分别生长于两个阶段 , 一是进变质高压蓝片

岩相向高压榴辉岩相转变阶段 , 二是峰期超高压变

质之后“热”折返过程中的高压榴辉岩相重结晶阶段.

进变质生长榍石在经历“热”折返变质作用后仍能保

留早三叠世 U-Pb 年龄, 指示变质榍石 U-Pb 体系具有

较高的扩散封闭温度, 可能高于 800℃.

结合前人岩石学 [1,16]和同位素年代学 [17,18]研究,

可以确定出大别造山带双河超高压变质带榴辉岩深

俯冲-构造折返过程中主要经历了以下 5 个阶段的变

质演化. (1) 深俯冲过程中高压角闪岩相向高压榴辉

岩相过渡, 这个阶段被进变质生长榍石所记录: U-Pb

年龄为 252±3 Ma, 榍石 Zr 含量温度为 550~650℃(压

力估计为 0.5~1.0 GPa); (2) 深俯冲过程中高压榴辉

岩相向超高压榴辉岩相过渡 , 这个阶段被进变质生

长锆石所记录: U-Pb 年龄为 242±3 Ma, 锆石 Ti 含量

温度为 670~730℃(压力估计为 2.5~3.0 GPa); (3) 在

柯石英稳定域内的峰期超高压变质 , 峰期变质年龄

可能为 234±4 Ma[18], 峰期变质温压为~750℃和>3.3 GPa;

(4) 折返过程中柯石英榴辉岩相向石英榴辉岩相过

渡, 伴有温度升高, 这个阶段被退变质生长锆石所记

录: U-Pb 年龄为 226±2 Ma, 锆石 Ti 含量温度为

760~820℃(压力估计为 2.5~3.0 GPa); (5) 高压榴辉岩

相“热”折返过程 , 这个阶段被由金红石退变而成的

图 3 中大别双河超高压榴辉岩中榍石稀土配分和 U-Pb 定年 引自 Gao 等人[14]. (a) REE 配分; (b) U-Pb 定年

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榍石所记录: 榍石 Zr 含量温度为 780~840℃(压力估

计为 2.0~2.5 GPa), 变质时间大约在 220 Ma.

3 双河中温/超高压花岗片麻岩

对中大别双河地区超高压花岗片麻岩中的榍石

分别进行了详细岩相学、微量元素组成和 U-Pb 定年

的测定 , 结果在一些榍石中发现了岩浆残留核及其

变质增生边[19]. LA-ICPMS 原位微区 U-Pb 定年给出

了新元古代岩浆结晶年龄 689±21 Ma 和三叠纪变质

生长年龄 216±4 Ma(图 4(a)). 对于微量元素(图 4(b)),

岩浆榍石显示出很高的 REE 和 HFSE 含量、平坦的

MREE-HREE 模型、明显的负 Eu 异常及高 Th/U 比

值 . 与之相反 , 变质榍石显示出相对低的 REE 和

HFSE 含量、相对陡峭的 MREE-HREE 模型、不明显

的负 Eu 异常及低 Th/U 比值. 残留岩浆榍石相对新生

变质榍石具有较低含量的 CaO, Al2O3 和 TiO2, 以及

具有较高含量的 Fe2O3和 MgO. 不同成因榍石从背散

射图像 BSE 和化学成分上也存在明显区别(图 5). 残

留岩浆榍石 BSE 颜色较浅, 通常包裹有褐帘石和石

英, 而新生变质榍石 BSE 颜色较深, 包裹有绿帘石、

石英、黑云母和多硅白云母等含水矿物.

前人研究表明 , 铝质榍石是超高压变质作用的

指示性矿物之一 [20]. 通过对超高压花岗片麻岩中变

质榍石进行分析, 得到的 Al2O3 含量为 4.07%~5.79%,

XAl[Al/(Al+Ti+Fe3+)]=0.16~0.23, 不仅稍低于通常定

义的低铝榍石与高铝榍石之间的分界线 XAl=0.25, 而

且也低于前人发现的大别山榴辉岩中超高压铝质榍

石的最低铝含量. 这说明, 变质榍石未经受过超高压

变质 , 而是处于高压范围内 , 压力区间大约为 1.5~

2.0 GPa. 结合样品中榍石的赋存状态(与金红石和石

英共存, 故 TiO2 和 SiO2 的活度为 1), 应用 Hayden 等

人 [8]榍石 Zr 含量温度计 , 得到变质榍石的温度为

750~810℃(P=1.5~2.0 GPa)及岩浆榍石的温度 650~

700℃(P=0.5~1.0 GPa). 通过以上的研究 , 我们从岩

石学、地球化学及年代学上区分出岩浆和变质榍石.

双河花岗片麻岩中的岩浆榍石在经历大陆俯冲带榴

辉岩相变质作用后, 仍能给出新元古代岩浆核 U-Pb

年龄, 说明了这些榍石具有较高的 U-Pb 体系封闭温

度, 可能>750℃.

4 地球动力学意义

由于大陆俯冲带变质作用的峰期是以地壳所达

到最大压力来限定的 , 因此一般将俯冲增压过程定

义为进变质作用 , 而将折返降压过程定义为退变质

作用. 尽管进变质作用总是与温度升高同步, 但是退

变质作用则可以发生在温度升高或者降低的情况下,

因此一般将降压升温的折返过程称为“热”折返 , 这

样与大陆“冷”俯冲相对应 [21]. 大陆俯冲带超高压岩

片一般都经历了“热”折返 , 结果引起超高压岩石的

部分熔融 [22], 这对改变大陆俯冲隧道岩石的流变学

具有重要意义.

大别造山带低温/超高压榴辉岩与中温/超高压榴

图 4 中大别双河超高压花岗片麻岩中榍石 U-Pb 定年和稀土配分 引自 Gao 等人[19]. (a) U-Pb 定年; (b) REE 配分

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进 展

图 5 中大别双河地区超高压花岗片麻岩中多期榍石生长的

背影射图像 引自 Gao 等人[19]. 矿物缩写: Ttn, 榍石; Qz, 石英; Pl, 斜长石; Ph, 多

硅白云母; Ep, 绿帘石; All, 褐帘石; Bt, 黑云母; Chl, 绿泥石; Zrn,

锆石; Rt, 金红石; Kfs, 钾长石

辉岩之间在锆石 U-Pb年龄与 Ti含量温度关系上存在

显著差异(图 1), 反映大陆地壳在俯冲过程中至少拆

离为两个岩片 , 在大陆俯冲隧道内发生变质脱水乃

至部分熔融[21,22]. 南大别低温/超高压岩片位于顶层,

在早期阶段经受中温变质作用; 中大别中温/超高压

岩片位于中间层, 在稍晚阶段经历中温变质作用. 虽

然这两个岩片在高压至超高压变质作用过程中经历

了不同的 P-T-t 轨迹, 但是由于大陆碰撞过程中同时

期流体活动使得两期锆石生长发生在几乎一致的时

间 . 根据大别造山带地壳地球化学结构 [23], 北大别

高温 /超高压岩片位于下层 , 同样在中三叠世 (225~

230 Ma)受到高温/超高压变质作用, 在晚三叠世受到

麻粒岩相变质叠加[24,25]. 对于耐溶的副矿物来说, 它

们一旦形成就能够保持相对稳定 , 其中的高场强元

素更是难以活动, 因此锆石 Ti 温度计、榍石 Zr 温度

计和金红石 Zr 温度计能够记录副矿物生长时的温度

压力条件.

在大洋俯冲隧道 , 上覆软流圈地幔楔底部的温

度显著高于俯冲大洋板片的顶部温度 , 结果俯冲板

片表壳岩石首先受到加热 , 而内部岩石依然处于

“冷”的低温状态. 大别造山带低温/超高压变质带与

中温/超高压变质带之间的 T-t 轨迹差异指示, 大陆俯

冲隧道内部的地热梯度与大洋俯冲隧道之间在定性

上是相似的. 对于大陆俯冲隧道来说, 尽管上覆地幔

楔为相对古老和冷的陆下岩石圈地幔 , 但是地幔楔

底部的温度依然高于俯冲大陆板片的顶部温度 , 这

样在大陆俯冲过程中表壳岩石首先受到地幔楔底部

的加热而达到较高的温度 , 结果位于中间层的中大

别岩片温度要低于上部层的南大别岩片 . 在经受最

大俯冲深度的超高压变质作用之后 , 拆离的岩片开

始呈叠瓦状依次向着地壳深度方向折返 . 位于上部

层的南大别岩片首先折返 , 位于中部层的中大别岩

片随后折返. 由此可以推测, 俯冲大陆地壳在地幔深

部的超高压变质作用过程中会逐步受到加热 , 在折

返之前相对于上覆陆下岩石圈地幔楔来说已经恢复

正常的地温梯度 . 这也可能是高温麻粒岩相变质叠

加出现在位于下部层北大别岩片的主要原因 . 由于

麻粒岩相变质以脱水和熔融为特征 , 脱水作用所释

放的流体呈弥散式向上迁移 , 因此有可能成为浅部

单元超高压岩石发生区域性角闪岩相退变质的流体.

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