曹達迪, 程 昊

(同濟大學 海洋地質國家重點實驗室, 上海 200092)

0 引 言

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

石榴子石通常具有較高的母子體176Lu/176Hf比值, 往往能夠構筑高質量的等時線。多項研究實例表明石榴子石中大多數礦物包裹體的存在對于Lu-Hf同位素體系并無太大的影響[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相對于其他長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等時線。所以, 石榴子石成為 Lu-Hf同位素定年體系的首選對象。石榴子石具有難熔和流體中低溶解的特點, 可以很好的保存復雜的化學成分環(huán)帶, 而這些環(huán)帶成分主要受控于巖石所處物理化學條件[8–9]。研究石榴子石的環(huán)帶成分可以對巖石所處溫度、壓力及與石榴子石生成反應相關的礦物進行約束[10–12], 進而厘定巖石的P-T演化史。同時石榴子石中往往含有不同的包裹體礦物組合, 這可以用來指示石榴子石的生長期次[13–14]。結合石榴子石的年代學研究就可以確定巖石不同變質事件的年代和持續(xù)時間, 因此,石榴子石Lu-Hf法近些年成為研究含榴變質巖的年代學研究重要和有效的利器。

從1997年Duchêne et al.[15]成功地測出第一條石榴子石 Lu-Hf等時線, 到現在 Lu-Hf定年的對象已經從石榴子石-全巖擴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, 有時難以將定年結果與具體的溫壓條件直接聯(lián)系起來, 因為鋯石的生長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等時線由于母子體同位素具有相似的地球化學性質[25], 及在低溫變質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明確地質意義的“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的年齡, 結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的復雜性[10,11,13]以及后期元素擴散的影響[28–31],對等時線做出合理的地質解釋是石榴子石Lu-Hf年代學研究的一個難點和重點。本文嘗試對近些年石榴子石 Lu-Hf年代學的研究進行總結, 著重探討影響Lu-Hf定年結果和解釋的因素, 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研究中的巨大潛力。

1 石榴子石Lu-Hf年代學研究進展

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

176Hf/177Hfm=176Hf/177Hfi+176Lu/177Hfm(eλt–1)式中:176Hf/177Hfm和176Lu/177Hfm為測定的樣品Lu和Hf的同位素比值;176Hf/177Hfi為樣品形成時的初始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, 對于大多數地質樣品,Lu-Hf同位素定年體系主要是通過構筑等時線來獲得年齡信息, 體系必須滿足同源、同時和保持封閉這三個基本條件。高Lu/Hf比的礦物(如石榴子石、硬柱石和磷灰石)往往可以構筑高精度的Lu-Hf等時線。其中的石榴子石是變質巖中的常見礦物, 也是變質榴輝巖中主要組成礦物, 所以石榴子石成為Lu-Hf年代學研究的最重要和有效的研究對象。由于石榴子石在結晶和生長過程中受到全巖組分、溫壓條件、結晶和生長方式、流體以及后期熱擴散等諸多因素的共同影響, 在進行石榴子石 Lu-Hf定年研究時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年齡指示的地質意義。

1.1 石榴子石成核和生長模式

受巖石所處物理化學條件影響, 石榴子石成核和生長原理和機制各異, 包括: (1) 單一成核和生長[32–34]; (2) 熱擴散控制的成核和生長[35]; (3) 連續(xù)成核和線性生長[36]; 以及 (4) 體積相關的生長[37]。晶體粒度分布(CSD)是描述石榴子石成核速率及生長方式的一個重要參數。變質過程中先成核生長的石榴子石記錄了石榴子石生長的最初歷史, 后成核的石榴子石可能僅僅記錄了某一個特定的石榴子石生長階段, 其定年結果相對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的信息[39–40], 是合理解釋石榴子石 Lu-Hf年齡的重要參數。結合石榴子石的成分環(huán)帶, 則可以判斷不同階段生長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的時間,反之則可能記錄了石榴子石的早期生長時代[39,41]。Cheng et al.[39]在研究含島礁狀石榴子石的榴輝巖時, 發(fā)現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, 說明它們很可能是同一時期成核生長的石榴子石, 結合石榴子石正偏態(tài)的粒度分布樣式及體積效應(詳見下文), 其石榴子石Lu-Hf年齡應反映了該時期石榴子石的生長時代, 指示后期流體作用的時間。

變質中的石榴子石往往具有化學成分環(huán)帶, 這些元素環(huán)帶記錄了其生長機理及所處的物理化學環(huán)境的變化, 如基質成分的變化, 溫壓的改變和元素分配系數的變化等。石榴子石的生長有時可用瑞利分餾的過程來描述[42–43]。由于 Lu元素在石榴子石中較高的分配系數, 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, 基質中極度虧損Lu元素, 導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, 進而提出對具有顯著生長環(huán)帶的石榴子石進行Lu-Hf定年得到的等時線(混合線)年齡反映的是石榴子石早期的生長時間,代表進變質的時代。

石榴子石生長模式主要有兩種: 界面控制和擴散控制[45–50]。界面控制的生長往往是新生石榴子石層面的主控因素, 其特點是生長速率相對元素擴散速率較慢, 導致石榴子石晶體周圍基質成分相對均一, 所以在界面控制下生長的石榴子石成分變化可用瑞利分餾來近似。擴散控制下的石榴子石生長是指基質中的元素通過擴散到達石榴子石生長位置的速率慢于石榴子石生長速率, 導致斑晶周圍基質出現元素的虧損或者富集梯度。不同的生長模式會導致石榴子石具有不同的元素分帶特征。如, Skora et al.[41]發(fā)現阿爾卑斯造山帶 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, 但在靠近邊緣時出現二次高含量峰; 同一樣品中的小顆粒石榴子石 Lu元素剖面表現出和大顆粒石榴子石一致的變化趨勢, 但核部峰值較大顆粒石榴子石低。這樣的石榴子石環(huán)帶可以用擴散控制石榴子石生長模式來解釋, 即石榴子石中Lu元素濃度由Lu元素在基質中擴散速率控制的。初期的石榴子石生長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元素在基質中較低的擴散速率, 使得Lu元素向石榴子石生長界面的運移速度慢于石榴子石的生長速度, 導致其峰值迅速下降。隨著進變質過程中升高的溫度, Lu元素在基質中的擴散速率上升, 元素的運移與石榴子石生長達到平衡,新生長的石榴子石的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, 基質中極度虧損Lu元素, 邊部的石榴子石濃度進一步降低。Lu元素在基質礦物中的擴散引起基質中 Lu虧損暈的出現,后期成核的小石榴子石核部 Lu濃度勢必會低于早成核的石榴子石核部濃度, 但高于同時期生長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 Lu元素分配系數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模式: 高溫富流體的環(huán)境下元素的擴散速度較快, 石榴子石生長往往遵循瑞利分餾模式, 且該模式生長下的石榴子石 Lu元素環(huán)帶可以與通過設定合適石榴子石-基質 Lu元素分配系數、石榴子石成核密度結合實測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, 定性判斷石榴子石生長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往往是由擴散控制的生長模式[41]。由擴散控制生長的石榴子石 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的時代, 對于擴散控制下生長的石榴子石主量元素環(huán)帶還可以通過利用熱力學模擬的擴散控制下形成的石榴子石主元素環(huán)帶與之相比對[10], 考慮到稀土元素和主元素之間擴散能力的差異, 擴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)帶同樣主要受到擴散控制, 考慮到體積效應和其相對低Lu的核部, 對這種石榴子石進行 Lu-Hf定年, 往往獲得精度較差的等時線[30]。因此, 需要準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模式才能對定年結果給出合理的解釋。

圖1 界面控制和擴散控制下石榴子石Lu元素環(huán)帶(a)和累積量比較(b) (據文獻[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]對挪威Western Gneiss的超高壓榴輝巖石榴子石主元素剖面進行相平衡模擬分析, 認為石榴子石生長有四期, 對應的礦物化學反應分別是綠泥石分解、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測的石榴子石成分環(huán)帶基本一致, 指示石榴子石生長及其對微量元素的吸收與基質礦物達到了熱力學平衡的狀態(tài), 石榴子石元素分帶反映了與石榴子石生長相關的反應礦物相的元素特征。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期,該樣品的石榴子石Lu-Hf年齡勢必趨向于早期綠泥石分解的時間, 記錄了樣品從綠片巖相向角閃巖相/藍片巖相過渡的時代, 是該反應時間的最小估計。因此, 厘定石榴子石生長過程中涉及到的礦物反應方能合理解釋石榴子石 Lu-Hf年齡代表的地質意義。但是其他礦物分解生成的石榴子石對該等時線影響的程度可通過石榴子石物理性質(顏色、密度、包裹體)的差異來予以分離或者對大石榴子石直接進行微區(qū)取樣減少相互的影響。

1.2 石榴子石Lu-Hf封閉溫度

對封閉溫度的解讀是詮釋放射性同位素年齡代表礦物生長/結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、元素擴散系數、巖石冷卻速率以及礦物顆粒大小和形狀等因素密切相關[51]。一般認為二價離子的固體擴散速率往往比三價離子擴散速率的高幾個數量級[28], 而呈+4價的Hf很可能具有比Lu更慢的擴散速率。目前一般認為石榴子石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散控制形成的Lu環(huán)帶進行了Lu擴散系數的估算,其通過選取合適Lu元素在基質中擴散活化能、初始擴散系數和 Lu元素在石榴子石/基質的分配系數,結合前人研究的石榴子石生長的溫度范圍和演化曲線, 計算出石榴子石的初始Lu元素環(huán)帶, 然后結合前人研究的冷卻速率和擴散時間, 與實測的石榴子石Lu環(huán)帶進行擬合, 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、基質成分、氧逸度以及流體或熔體的作用[28,31]都會影響石榴子石 Lu-Hf體系的封閉溫度。考慮到石榴子石Lu-Hf體系與Sm-Nd體系的可對比性, 對Sm-Nd封閉溫度的研究對 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發(fā)現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擴散程度有直接關系。實驗地球化學研究發(fā)現, 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700 ℃以上[5,53]。類似的顆粒大小和端元成分效應也適用于Lu-Hf體系。冷卻速率對封閉溫度的影響也很明顯, 較慢的冷卻速率會導致封閉溫度的降低[29]。由于石榴子石中的顯微變形可為元素提供快速擴散的通道[54], 石榴子石中的顯微組構差異也會引起封閉溫度的變化。變質過程中的流體或者有熔體的參與會加速元素在石榴子石中的擴散重置[27,55],亦會對封閉溫度產生巨大影響。

由于石榴子石 Lu-Hf體系封閉受到眾多因素的影響, 這就為估算研究實例中石榴子石 Lu-Hf封閉溫度帶來重重困難[5,19,21,55–57]。研究中只能通過測定石榴子石中元素的分帶信息來判斷石榴子石遭受擴散改造的程度, 常用的手段是通過電子探針和激光剝蝕等離子體質譜分別測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變質成分環(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), 一般可認為峰期/后期的熱改造作用有限, 并沒有使主元素發(fā)生擴散均一化;石榴子石保存了元素的初始濃度剖面, 即變質溫度沒有超過封閉溫度[58–59]。有時候會出現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發(fā)生擴散均一化, 但是稀土元素受到熱擴散改造的程度很低, 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的時代[27]。如石榴子石不具有元素化學分帶, 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)生了擴散均一化, 獲得的石榴子石 Lu-Hf年齡對應冷卻年齡[57,60], 要么石榴子石是短時間內快速重結晶的產物, 獲得的石榴子石Lu-Hf年齡對應重結晶年齡[61]。如果石榴子石經歷了冗長的成核過程, 由于不同大小顆粒元素環(huán)帶受到熱擴散改造的程度不一, 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年齡的最小值, 也可能指示了最年輕石榴子石或者擴散重置事件年齡的最大值[38]。

1.3 包裹體的影響

變質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相似的地球化學性質, 鋯石的Hf含量可達上萬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金紅石和石榴子石的顏色差異顯著, 仔細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。由于鋯石在變質過程中參與石榴子石生成和分解化學反應的機理和程度尚不清楚, 其與石榴子石之間是否達到同位素平衡也難以判斷[5,61]。一般來說, 對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際生長年齡偏大的表觀等時線年齡(圖 2a); 反之, 如果繼承鋯石僅被包裹于石榴子石內, 就會得到比石榴子石生長年齡要小的表觀等時線年齡(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中, 繼承鋯石對于年齡的影響將會部分被中和[5]。磷灰石往往具有較高的 Lu/Hf比值, 所以磷灰石也是 Lu-Hf定年的另一個理想的對象。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, 加入繼承磷灰石對表觀年齡的影響具有不確定性[64]。

圖2 鋯石對于石榴子石Lu-Hf等時線影響示意圖(據文獻[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定年結果的影響, 可以在樣品準備過程中進行礦物挑純, 但由于大多數鋯石包裹體的無色性和透明的性質, 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全巖/石榴子石進行對比可以分析鋯石包裹體對定年結果的影響[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到了同位素平衡, 是同一變質事件的產物[21,61]或者繼承鋯石 Hf含量很少不足以產生影響, 此時將溶樣彈的 Lu-Hf數據用于等時線的構筑, 不僅不會影響定年結果的準確性,而且甚至會增加構筑等時線的精度[21]。同時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譜(LA-ICP-MS)技術或離子探針(IMS)測得的原位石榴子石 Lu/Hf比值和含量進行比較來對選擇性溶樣方法的有效性進行判定[38]: 該對比方法只是定性判斷鋯石對石榴子石的影響程度, 儀器測試精度對該判別方法影響不大。相對原位方法獲得的高Hf和低Lu/Hf的ID數據指示了富Hf包裹體的影響, 兩者獲得一致的結果則反映包裹體的影響甚少, 獲得的等時線年齡比較可信。通過陰極發(fā)光(CL)等方法可以初步確認鋯石是否含有繼承核, 對于含繼承鋯石的樣品, 在構筑礦物等時線時應充分考慮其影響[56,61]。

1.4 石榴子石生長歷史

變質巖中石榴子石的生長往往是多樣和多階段的, 可能是成核后連續(xù)生長[44]或幕式生長過程[58,65],也可能是在退變質過程中遭受熱擾動[66]或者發(fā)生溶蝕-再吸收后發(fā)生的重結晶再生長[39,55,67]。對石榴子石的生長模式和歷史的詳細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

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

1.4.2 幕式生長

石榴子石幕式生長可以發(fā)生在同一個變質事件中, 導致石榴子石停止生長或者生長緩慢的因素可能有(1) 化學反應轉變使得石榴子石生成減少[50];(2) 元素在基質中擴散緩慢, 導致石榴子石生長停滯[10]; (3) 石榴子石的分異結晶使基質中元素虧損,抑制石榴子石生長[11]; (4) 流體作用使石榴子石再次生長或重結晶[39,69]。經歷多次變質事件的巖石同樣會有幕式生長的石榴子石。對經歷幕式生長的石榴子石進行Lu-Hf定年極可能會得到沒有地質意義的混合年齡[70]。雖然可以對幕式生長的不同階段形成的石榴子石按物理化學性質差異進行區(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]來獲得不同生長期次的石榴子石。但對于常見樣品而言, 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], 通過機械辦法很難嚴格保證不同階段生長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。如果石榴子石經歷的是兩期間隔時間較長的幕式生長, 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成分剖面來模擬計算各期次生長的石榴子石的權重, 擬合出它們Lu的權重和等時年齡間的線性關系, 以估算兩期生長時代和跨度[71](圖4)。

圖3 不同連續(xù)生長時間跨度的石榴子石對構筑的Lu-Hf等時線的影響((a) 瞬時生長; (b) 冗長生長) (據文獻[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 幕式生長石榴子石Lu貢獻量與年齡線性關系圖(據文獻[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 擴散均一化

石榴子石生成后, 如果巖石經歷了高于 Lu-Hf封閉溫度后期熱擾動, Lu-Hf將發(fā)生部分或完全擴散均一化, 對這類樣品進行 Lu-Hf定年很可能得到地質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, 發(fā)現其中石榴子石原始生長成分環(huán)帶受到了部分擴散均一化, 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)生晶體內元素擴散重置的話, 考慮到一般認為的Lu擴散速率遠高于Hf元素, 后期的擴散導致Lu元素均一化, Hf基本滯留在原位, 導致核部母子體比值的降低, 邊部母子體比值升高, 等時線斜率升高, 將獲得比石榴子石生長時間更老的表觀等時線年齡[25](圖5)。

圖5 晶體內固體擴散均一化對等時線的影響(據文獻[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導致石榴子石發(fā)生溶蝕[39,55]。由于Lu元素的高親石榴子石性質, 被溶蝕石榴子石邊部發(fā)生再吸收會使其新生邊呈現陡然升高的 Lu元素特征, 而 Hf組成基本不變(圖6a)。進而得到小于石榴子石結晶時代的表觀等時線年齡(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)帶都會對定年結果有影響[48]。

圖6 溶蝕-再吸收過程Lu/Hf元素再分配(a)及其對等時線的影響(b)(據文獻[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

構筑礦物等時線的前提之一是要保證所選礦物之間初始子體同位素達到平衡狀態(tài)。由于石榴子石生長往往繼承了反應物同位素組成特征[73], 不同生長階段的石榴子石之間具有不同的初始子體同位素比值。特別是對于反應物中包含極度富集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, 導致初始的等時線呈現負斜率或者正斜率, 最終導致得到的等時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, 在經歷較長的時間演化后, 初始子體同位素之間的不一致將得到消除, 構筑的等時線同樣可以給出高精度且準確的年齡。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礦物的子體同位素特征, 并且沒有有效地通過擴散達到初始子體同位素平衡, 那么共生礦物構筑的原始等時線可能具有或正或負的斜率, 致使得到的礦物等時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, 可以通過擴散消除, 所以對于變質溫度較低、礦物間缺乏粒間水、礦物顆粒較大的共生礦物, 難以通過擴散達到子體同位素平衡, 進而會影響等時線的準確性[23,74]。同樣, 共生礦物耐受外界物理化學條件的能力不一, 后期的地質擾動,比如熱擾動和流體滲透, 都會不同程度地重置共生礦物的同位素體系, 導致共生礦物間子體同位素不平衡的狀態(tài), 進而影響等時線的準確度[23,74]。所以礦物間子體同位素是否達到平衡是構筑準確等時線的前提條件。通過原位測試獲得的共生礦物對母子體同位素組成, 把計算出來的共生礦物間元素的分配系數與已有的實驗地球化學數據和實例進行對比,判斷元素在礦物之間是否達到平衡狀態(tài)以及后期地質擾動的影響程度[19,56]。對達到平衡狀態(tài)的多礦物進行定年往往會給出高精度的等時線, 這也是我們定性判別的是否達到同位素平衡的一個標準。高級變質巖原巖的初始同位素差異往往會在后期變質過程中被消除掉, 礦物間初始子體同位素不平衡對此類巖石的石榴子石Lu-Hf年齡的影響十分有限[19]。

圖7 石榴子石繼承反應礦物子體同位素特征及對等時線年齡的影響(據文獻[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

不管在瑞利分餾模式下還是擴散控制模式下的石榴子石生長, 后期生長的石榴子石體積相比前期生長的石榴子石體積都呈幾何倍數遞增。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, 使得邊部對整體Lu的權重遠遠高于高 Lu的核部(圖 8), 獲得的等時線年齡往往不是指示早期進變質的年代, 而是更偏向于后期生長的石榴子石的生長年齡[57]。Cheng et al.[58]在研究大別造山帶榴輝巖時發(fā)現, 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年齡反映了進變質年齡; 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[58], 所以得到的石榴子石 Lu-Hf反映了石榴子石邊部生長年齡。類似的, 石馬榴輝巖石榴子石累積Lu含量偏向于邊部, 定年結果指示的是石榴子石邊部生長年齡。

圖8 石榴子石累積Lu體積分數(據文獻[58])Fig.8 Cumulative fraction of Lu in garnet from core to rim(after reference [58])

1.5 樣品準備過程

1.5.1 歧視性礦物分選

因為一些樣品中石榴子石不同部位具有顯著不同的鐵磁性, 所以磁選過程會將石榴子石分成磁性不同的部分, 所以樣品準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]。大多數變質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, 而這些碎片往往來自石榴子石的邊部。這無疑會使得定年結果偏向于干凈少包裹體的部分, 僅僅反映了石榴子石生長的某一特定階段[19–21,57]。

1.5.2 幾何中心和成核中心

具有生長環(huán)帶的石榴子石核部的 Lu元素峰往往非常狹窄, 在進行石榴子石原位元素測定時, 如果沒有使用計算機成像技術(CT) 等3D成像的方法確定石榴子石的幾何中心就無法獲得真正原始的環(huán)帶特征, 只能得到代表了完整環(huán)帶邊部的一個片段。這會導致對元素的擴散均一化程度和石榴子石核部/邊部 Lu的權重做出錯誤的估算, 進而影響對等時線年齡的正確解讀[30,41]。由于實驗條件所限,大多數研究實例都無法獲得完整的代表性石榴子石成分剖面, 通過該剖面對定年結果的解釋值得商榷。有時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, 在進行石榴子石 Lu-Hf定年分析時, 需要綜合分析考慮石榴子石生長模式、成核過程、包裹體的影響, 通過礦物組構識別和原位成分測試并結合相平衡分析石榴子石生長歷史、溶液法與原位分析的數據對比、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年齡所指示的地質意義。

2 蘇魯-大別造山帶石榴子石Lu-Hf年代學研究進展

蘇魯-大別造山帶石榴子石Lu-Hf年代學的研究正在為蘇魯-大別造山帶的演化提供了有益的年代學數據, 對諸如蘇魯-大別造山帶洋殼和陸殼的俯沖時限、洋殼俯沖到陸殼俯沖的轉換時間、(超)高壓變質時間以及退變質時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年代學在蘇魯-大別造山帶的研究內容, 探討石榴子石Lu-Hf年代學在造山帶研究中的巨大潛力。

2.1 洋殼俯沖到陸殼俯沖轉換時限

Cheng et al.[20]等對西大別造山帶滸灣剪切帶中出露的熊店洋殼榴輝巖進行了研究, 得到石榴子石-綠輝石-全巖Lu-Hf等時線年齡為(268.9±6.9) Ma (7點)和Sm-Nd等時線年齡(271.3±5.3) Ma (7點), 該樣品中保留有進變質環(huán)帶, 說明擴散重置影響很小。大顆粒的石榴子石明顯分為富包裹體的核部和無包裹體的邊部, 暗示石榴子石的兩期生長。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, 說明大顆粒的石榴子石邊部和小顆粒的石榴子石生長并非處于進變質階段。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, 加上幾何效應的影響, 該年齡最合理的解釋應是其代表了石榴子石后期生長的時代, 約束了榴輝巖相變質時間的下限。該樣品中鋯石 U-Pb定年給出一組約315 Ma年齡, 對應的鋯石含有與基質石榴子石核部成分類似的石榴子石包裹體, 該年齡應為洋殼進變質年齡, 說明該地區(qū)的洋殼俯沖開始于約315 Ma之前。結合其他學者獲得的石炭紀鋯石 U-Pb年齡(315～301 Ma)[78–80], 表明陸殼俯沖應發(fā)生在270 Ma之后。最近Cheng et al.[81]對西大別山滸灣剪切帶中另一處熊店洋殼榴輝巖進行石榴子石-全巖Lu-Hf和Sm-Nd年代學分析分別得到(257.4±1.4) Ma (3點)和(252.5±2.7) Ma (4點)。該榴輝巖石榴子石保存了進變質元素環(huán)帶, 由于幾何效應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, 說明該年齡應反映了高壓榴輝巖相變質時代, 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持續(xù)的時間跨度, 也代表了榴輝巖相變質持續(xù)的的最短時間。這個結果把西大別洋殼俯沖的時限區(qū)間擴大到315～253 Ma, 陸殼深俯沖開始時間不早于約257 Ma。

2.2 多期次高壓變質事件？

Cheng et al.[21]對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)和(260.4±2.0) Ma (9 點)。由于石榴子石保留完好的進變質成分環(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, 該年齡應指示了高壓榴輝巖相變質的時間。結合該剪切帶中榴輝巖的約310 Ma的榴輝巖相變質的鋯石U-Pb年齡, 說明該地區(qū)的洋殼要么持續(xù)俯沖了約50 Ma或經歷了兩次高壓變質事件。持續(xù)俯沖意味著洋殼是以極低的速率(0.1 mm/a)進行俯沖的, 這與普遍的觀點不一致[82–83], 西大別造山帶中具洋殼屬性的高橋榴輝巖的三疊紀石榴子石-全巖 Lu-Hf年齡分別為(240.7±1.2) Ma (5 點), (243.3±4.1) Ma (7 點)和(238.3±1.2) Ma(3點)[80], 與鋯石U-Pb下交點年齡(232±26) Ma在誤差范圍內一致。樣品中石榴子石保留完好的進變質環(huán)帶以及從核部到邊部綠輝石包裹體的出現的事實,說明這些二疊紀年齡反映的是高壓榴輝巖相變質時間, 暗示這些洋殼可能卷入了三疊紀的陸殼俯沖。

2.3 陸殼俯沖時限

袁洪林等[84]首次報道了大別的雙河榴輝巖Lu-Hf年代學工作, 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, 這是迄今為止國內實驗室報告的唯一組Lu-Hf年代學數據。

Cheng et al.[58]對東大別造山帶朱家沖和石馬榴輝巖進行了石榴子石 Lu-Hf定年研究, 得到等時線年齡分別為(240.0±5.0) Ma (石榴子石-單斜輝石-藍晶石-全巖4點等時線)和(230.8±5.0) Ma (石榴子石-全巖5點等時線), 以及對應的石榴子石Sm-Nd年齡(222.5±5.0) Ma (石榴子石-單斜輝石-藍晶石-全巖 5點等時線)和(223.2±2.1) Ma (石榴子石-單斜輝石-全巖6點等時線)。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年齡應反映了石榴子石生長早期的時間, 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時間跨度的最小估計。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溫度一致; 其誤差范圍內一致的 Lu-Hf和Sm-Nd年齡應代表了冷卻年齡, 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間應早于約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)、(252.3±3.4)Ma (5 點)和(246.9±3.2) Ma (4 點)[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變質環(huán)帶, 這些年齡被解釋為高壓榴輝巖相的時間, 說明桐柏地區(qū)的揚子板塊和華北板塊的碰撞時間不晚于約 256 Ma。該結論也得到了該區(qū)鋯石U-Pb定年的佐證[86]。

Schmidt et al.[56]對東大別山造山帶及中國大陸科學鉆探(CCSD)鉆孔榴輝巖石榴子石-單斜輝石進行了Lu-Hf定年, 5個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進變質環(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間生長的。進一步對CCSD鉆孔區(qū)榴輝巖進行的定年給出一致的石榴子石-單斜輝石Lu-Hf等時線年齡, 平均為(216.9±1.2) Ma (4個樣品)[61]。研究樣品的石榴子石主元素(Ca-Mn-Mg)環(huán)帶已經完全均一化, 但仍保存著良好的稀土元素的進變質環(huán)帶,該年齡被解釋為反映了石榴子石在超高壓變質過程中某一階段的重結晶年齡。Brouwer et al.[87]認為蘇魯-大別造山帶(超)高壓變質反應應發(fā)生在 250～230 Ma溫度范圍, 認為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晶時間而不是(超)高壓環(huán)境下的石榴子石生長年齡, 該年齡應該代表陸殼折返階段的冷卻年齡。

2.4 退變質時限

Cheng et al.[39,88]在研究東大別造山帶朱家沖附近的榴輝巖時發(fā)現, 一些樣品同時含有普通和島礁狀的石榴子石。詳細的巖礦和顯微構造分析證明這種島礁構造是后期退變質的產物。他們進一步對該巖石進行了年代學的工作, 獲得的石榴子石-全巖Lu-Hf年齡為(221.0±2.3) Ma (5點)。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, 說明很可能是同一時期成核生長的石榴子石, 結合石榴子石正偏態(tài)的粒度分布及體積效應, 得到的石榴子石 Lu-Hf年齡應反映了該時期即流體作用下石榴子石的生長時間, 對應榴輝巖折返初期流體作用下的石榴子石重結晶時間。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后流體作用下的石榴子石生長時間[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)。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。結合其單邊遞減/增非中心對稱微量元素分布特征以及包裹體的缺乏, 該石榴子石應經歷了溶蝕-重結晶過程, 該年齡被解釋為石榴子石重結晶時代, 對應一期退變質作用流體活動。這些年齡都指示大別造山帶陸殼折返退變質過程應早于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的年齡, 而這些短時間內的石榴子石生長事件說明石榴子石在整個俯沖造山過程中并非連續(xù)生長, 而是幕式生長。這些分散的年齡數據記錄了整個蘇魯-大別造山帶從洋殼俯沖到陸殼碰撞折返約 100 Ma (315～216 Ma)的時間跨度(圖 9)。

蘇魯-大別造山帶洋殼俯沖經歷了大約 60 Ma(315～253 Ma)的時間, 其間很可能經歷了兩期高壓變質事件。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可能是一個獨立的構造單元, 經歷了一次俯沖折返運動, 然后在二疊紀伴隨洋殼俯沖到華北板塊下。但石炭紀的年齡記錄只有來自鋯石 U-Pb的證據, 沒有石榴子石Lu-Hf年齡證據?？赡艿脑蚴鞘考o的高壓礦物組合在二疊紀變質過程中完全被重置, 而鋯石并沒有顯著的增生/重結晶。要證明/證偽鋯石是否記錄了二疊紀的事件, 只有通過對觀察到的極窄(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進行定年。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—— 洋殼經歷了一次冗長的俯沖事件, 石炭紀俯沖的洋殼在大陸弧下形成一個增生楔, 部分洋殼物質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再次發(fā)生高壓變質[90]。在滸灣剪切帶中得到三疊紀洋殼屬性高橋榴輝巖峰期變質年齡, 似乎支持該俯沖模式, 當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/二疊紀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的問題。另一種是悠悠球型俯沖模式[91]—— 石炭紀和二疊紀兩個榴輝巖相高壓變質年齡組指示了洋殼在石炭紀俯沖變質然后折返, 隨后再次在二疊紀被卷入俯沖帶, 巖片發(fā)生第二次榴輝巖相的疊加高壓變質。這種模式需要解釋疊加俯沖的動力學機制的問題。

圖9 蘇魯-大別造山帶石榴石Lu-Hf年齡和Sm-Nd年齡統(tǒng)計(據文獻[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時間的石榴子石 Lu-Hf年齡不盡相同, 不同地點的榴輝巖Lu-Hf年齡都被解釋為石榴子石生長結晶的年齡從東向西變老, 暗示揚子板塊與華北板塊的碰撞可能西先東后, 總體呈現出一種局部區(qū)域短期的俯沖折返事件, 而整個造山帶碰撞的歷程超過40 Ma的演化方式。

3 結 語

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

在進行石榴子石 Lu-Hf定年分析時, 需要綜合分析考慮石榴子石生長模式、成核過程、包裹體的影響, 通過礦物組構識別和原位成分測試并結合相平衡分析石榴子石生長歷史、ID法與原位分析的對比分析、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年齡所指示的地質意義。在分析石榴子石生長和成核方式以及原位測試的時候, 往往選擇具有代表性的石榴子石作為標準, 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, 代表性的個別石榴子石顆粒無法真正代表整個石榴子石集合體, 僅能作為解析年代學意義時的一個佐證。由于變質巖中石榴子石往往具有多期次生長和復雜的成分環(huán)帶,獲得的往往是 Lu-Hf混合線, 并非嚴格意義上的等時線。這種混合效應有可能在樣品預處理過程中放大或被消除, 使得獲得的年齡數據偏離定年的初衷。今后一段時期內石榴子石 Lu-Hf年代學的發(fā)展方向將是在發(fā)展更高精度的儀器分析的基礎上, 對單顆粒的石榴子石進行研究, 通過原位微區(qū)取樣的方法避免不同生長期次石榴子石的混合,更準確地將獲得的年齡片段與石榴子石生長階段結合起來, 更詳細地解讀石榴子石生長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,目前報道的年齡大部分都反映了石榴子石生長的時代。研究者們通過對石榴子石成分、組構和包裹體的綜合分析, 將石榴子石生長的溫壓范圍和共生礦物關系聯(lián)系起來, 得到的高精度的等時線已經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結合進行多同位素聯(lián)合定年勢必能對蘇魯-大別造山帶整個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致的修改意見和建議。

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