金红石Zr温度计在苏鲁-大别榴辉岩研究中的应用:问题讨论

金红石Zr含量温度计在苏鲁-大别超高压榴辉岩中的应用普遍得出了比峰期变质温度明显偏低的温度值。通过对比国内外的研究,并结合岩相学的分析,认为除了超高压可能使金红石对Zr的容纳度降低外,较强的退变质和流体作用下的扩散丢失是造成金红石Zr含量降低的主要原因。同一样品不同金红石颗粒之间Zr含量和温度的显著差别说明金红石与共存锆石和石英之间的Zr配分平衡已受到退变质作用的破坏且未能达到再平衡,金红石Zr含量温度代表的是每个颗粒受不同程度退变质和扩散影响后的某个缓冲状态,其平均温度的地质意义很难界定。只有将金红石的赋存状态、岩相学分析等研究与数据本身的均匀性分析结合起来进行综合判断,才有可能对金红石Zr温度计给出合理解释。

金红石Zr和锆石Ti含量地质温度计

作为近年来新提出的两种单矿物微量元素温度计(金红石Zr含量温度计和锆石Ti含量温度计),由于其简单实用,一经提出便引起了广泛注意,许多研究者尝试将温度计应用于各种不同类型的岩石中。到目前为止每种温度计都存在几个不同的计算公式、这些公式的适用范围和适用的地质情况目前已有统一认识,但是对于所测定温度的地质意义还存在争议。在对变质岩中金红石Zr含量温度计的应用研究中,一部分研究者发现这个温度计所得到的温度与造岩矿物阳离子配分温度计相吻合,因此可以指示峰期变质温度。然而,在对大别-苏鲁造山带超高压变质岩的研究中发现,金红石Zr含量温度计得到的温度比峰期变质温度明显偏低。通过对比国内外的研究分析,认识到不仅压力、活度、元素扩散、流体作用的参与导致的退变反应可能致使微量元素温度计所记录的温度偏低,而且矿物的不同生长世代或生长介质的不同都可能致使微量元素温度偏低。因此,在应用地质温度计时,要结合样品的岩相学、矿物包裹体和微量元素、U-Pb体系定年等方面予以综合考虑,并对矿物的形成环境和形成世代加以限定,从而为合理解释矿物中微量元素的分配及其记录的温度信息提供有效制约。

南阿尔金巴什瓦克高压/超高温麻粒岩中金红石Zr温度计及其地质意义

文中对南阿尔金高压—超高压变质带巴什瓦克地区的高压麻粒岩中的金红石进行了电子探针和薄片原位LA-ICP-MS微量元素分析。数据结果显示,运用电子探针和薄片原位LA-ICP-MS两种实验方法测得巴什瓦克高压麻粒岩中的金红石Zr含量在误差范围内基本一致。对比研究表明,经过压力校正的Thomkins等（2007）的金红石Zr含量温度计算公式更适合本区高压麻粒岩温度的计算,而采用Zack等（2004）和Watson等（2006）的公式计算的温度分别比前人通过传统温度计获得的温度结果偏高和偏低。按照Thomkins等（2007）的金红石Zr含量温度计算公式,以压力为2 GPa计算获得,巴什瓦克地区新鲜高压麻粒岩样品中金红石Zr含量温度为890-962℃,被解释为代表了高压麻粒岩峰期的变质温度;而以压力为1GPa计算得出,退变高压麻粒岩样品中金红石Zr含量温度为764-822℃,代表了晚期中温麻粒岩相退变质阶段的变质温度。以上结果进一步证实南阿尔金高压—超高压变质带巴什瓦克地区的高压麻粒岩经历了峰期超高温/高压麻粒岩相变质作用和晚期中温麻粒岩相退变质作用的叠加。

俄罗斯白海地区太古代榴辉岩的金红石Zr温度计应用及其地质意义

金红石Zr温度计在研究高级变质岩的热演化过程中可以发挥重要的作用。而电子探针显微分析技术得益于其较小的分析束斑(直径1~2μm)和适中的轰击能量,通过合理的实验条件设定和仪器参数设置,是对薄片中金红石Zr含量进行原位分析的理想实验手段。本文中,我们对俄罗斯白海地区的太古代榴辉岩-退变榴辉岩中的金红石Zr含量进行了电子探针原位分析,并进行了金红石Zr温度计计算。结果表明,其中石榴子石包裹体类型(产状1)金红石的Zr含量比较稳定,主要集中在400×10^(-6)~500×10^(-6)范围,个别金红石颗粒中的Zr含量可以达到1000×10^(-6);而基质后成合晶中(产状2)金红石的Zr含量的波动范围则相对更广一些(200×10^(-6)~1000×10^(-6)),这可能与后期退变过程中的Zr重置和/或扩散有关。总体上,不同产状金红石的Zr温度计计算结果都给出了两个主要的温度区间:T1=700~750℃和T2=800~850℃。结合前人对白海榴辉岩变质温压条件的研究以及金红石Zr体系封闭温度的控制,我们认为金红石Zr温度计的计算结果区间T1更有可能代表的是榴辉岩的退变冷却温度,而温度区间T2则反映的是榴辉岩在抬升过程中受到高温麻粒岩相变质作用阶段的温度峰期条件。

柴北缘超高压变质带的冷却历史:来自副片麻岩中锆石、金红石的U-Pb年代学和温度信息

本文运用LA-ICP-MS和SIMS对柴北缘超高压变质带中东端沙柳河剖面中的副片麻岩进行了锆石和金红石U-Pb年代和微量元素分析。锆石边部的变质时代为425±6Ma,所对应的锆石Ti含量温度计计算出的温度为689±14℃。金红石U-Pb定年给出的年龄为414.0±6.3Ma,代表了副片麻岩在折返过程中冷却到金红石U-Pb封闭温度约570℃的时代。而金红石Zr含量温度计给出同锆石边部较一致的温度685±9℃,代表了峰期变质时代的温度条件。根据锆石的变质时代和变质温度以及金红石的冷却年龄和封闭温度所限定的T-t轨迹,可以得出此副片麻岩在折返过程中的冷却速率约为11℃/Myr。

变质岩中金红石研究进展及存在问题

随着原位微区分析技术的发展,金红石作为常见的副矿物,受到越来越多的关注。结合目前地学研究的热点科学问题,文中总结了金红石在变质岩石学中研究进展及存在的问题:(1)金红石在变质岩中的产状及形成过程;(2)金红石Zr含量温度计的进展及在低级、中级及高级变质岩中的应用;(3)金红石微量元素在弧岩浆过程和俯冲带变质作用的行为;(4)金红石U-Pb定年在变质岩中的应用。以上4个方面的研究一直是国内外的研究热点,结合对中国几条著名的俯冲带的深入研究,将会在有关金红石的变质岩石学研究方面取得更多的优秀成果。

金红石的研究现状及地质学意义

金红石,是含钛的主要矿物之一,其资源量分布不均。近年来关于金红石的研究,主要集中在中-高级变质岩,沉积岩中。主要的几个应用大致如下:①金红石放射性测年体系研究;②金红石的微量元素研究:Nb和Ta、Cr和Nb;③金红石Zr温度计的应用,提高P-T-t轨迹精度,对变质作用过程进行反演;④金红石是很好的标型矿物,可指示超高压变质过程中有限的流体活动和快速的板块俯冲一折返过程。

大别造山带宿松杂岩中石榴斜长角闪岩变质演化过程、原岩时限及其构造涵义

大别造山带是由扬子板块向华北板块俯冲碰撞而形成的,出露了世界上规模最大的、种类最齐全的各类超高压岩石,全面深刻地记录了大陆深俯冲过程。然而,对于该造山带“浅层”(地壳层次)俯冲折返过程的研究则较少涉及,这制约了对大别造山带形成全过程的整体理解。为此,本次研究以大别造山带最南缘经历绿帘-角闪岩变质的宿松杂岩为研究靶区,针对该杂岩别河地区的石榴斜长角闪岩展开了精细的岩相学、矿物化学、温压评价和年代学研究。研究表明,该岩石记录了三个变质阶段,其中第二阶段可进一步分为a和b两个亚阶段,具体的变质温压条件分别为:①阶段Ⅰ:T=562±12℃、P=1.03±0.05GPa;②阶段Ⅱ-a:T=663±8℃、P=1.09±0.04GPa;③阶段Ⅱ-b:T=508~584℃、P_(-设定)=0.5~0.7GPa;④阶段Ⅲ:T=396~472℃、P_(-设定)=0.1~0.3GPa。其中,①→②表现为近等压增温型式,反映了一个俯冲迟滞过程,暗示了“浅层”俯冲止于莫霍面附近,并受下伏岩石地幔热源供给导致其持续增温,而②→③→④则显示降温降压样式,表现为缓慢抬升的过程。显然,大别造山带“浅”地壳层次的俯冲属于“暖”俯冲类型,并表现为一个缓慢变质演化过程,明显不同于大别造山带“冷”俯冲类型的大陆深俯冲的快速演化过程。锆石U-Pb年代学研究显示,石榴斜长角闪岩的锆石均为具振荡环带结构,测定的37个谐和年龄范围数据范围为1470±80Ma~1258±101Ma,Th/U比值均大于0.4,加权平均年龄为1381±25Ma,该年龄应为其原岩结晶年龄,代表了哥伦比亚超大陆最终裂解时限。此外,侵入于石榴斜长角闪岩中的富石英花岗岩的加权平均年龄为129±5Ma,反映了中国东部中生代伸展事件。结合前人的年龄资料,可以推测1.38~1.30Ga为哥伦比亚超大陆向罗迪尼亚超大陆转换的时间节点。同时,可以明确宿松杂岩则是由不同时代、不同岩石类型构成的单元,是探究扬子板块自新太古代至中生代漫长复杂的演化过程最佳的场所变质单元。

西天山高压-超高压变质带折返过程中的流体活动证据：高压脉体和异剥钙榴岩

西天山造山带以发育蓝片岩和低温榴辉岩著称,蓝片岩中的大量榴辉岩相脉体记录了蓝片岩-榴辉岩相转变时的流体活动.详细的野外调查发现,西天山超高压榴辉岩内也发育了大量的高压脉体,而与蛇纹岩伴生的榴辉岩则受到了明显的异剥钙榴岩化改造,这些都是俯冲带变质作用过程中流体活动的直接证据.超高压榴辉岩内发育的高压脉体主要有3种类型,分别为绿辉石脉、石英脉和黝帘石脉,这些脉体不同程度地切穿了早期的面理.脉体石榴石是物理迁移的结果,而其他脉体矿物如榍石、绿辉石、黝帘石、白云石和磷灰石等,是从高压流体中晶出的.高压流体对钡元素具有富集作用,流体成分在时空上存在不均一性.这些普遍发育的脉体形成于超高压榴辉岩折返阶段,表明在减压过程中也可以发生强烈的流体活动和微量元素迁移.西天山异剥钙榴岩的原岩年龄为-420 Ma,异剥钙榴岩化作用发生在折返阶段(-290 Ma).在部分异剥钙榴岩化阶段,流体富集Ca,Si,Ti,Mn,Nb,Ta,Zr和Hf,亏损Fe,Mg,Na,K,REE,Tb和Y,氧逸度高,流体对岩石的交代作用不彻底,发育不平衡矿物结构;在完全异剥钙榴岩化阶段,流体富集Ca,Mg,LREE,Ni和Cr,亏损Fe,Ti,Rb,Ba,MREE和HREE,流体作用强烈,富水流体相的强烈淋滤作用使大部分元素发生迁移.

大别造山带超高压变质岩副矿物地质测温

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℃.

缅甸抹谷变质带新生代超高温变质作用

超高温变质作用是探知大陆地壳极端热演化的重要窗口,广泛分布于前寒武纪,在新生代极少出现.文章通过详细的岩石学和年代学研究,在缅甸抹谷变质带中发现了~25Ma的超高温泥质麻粒岩,峰期矿物组合为石榴子石+夕线石+斜长石(反条纹长石)+钾长石+石英+富Ti黑云母+金红石+钛铁矿.尽管传统矿物温压计和压力(P)-温度(T)视剖面图限定其峰期变质压力<12kbar,变质温度为780~890°C,但基质金红石Zr含量(3005~4308ppm)和高Ti黑云母(TiO_(2)含量最高达9.2wt%)均指示抹谷泥质麻粒岩经历了超高温变质作用.金红石Zr温度计结合视剖面图中石榴子石XGrs等值线限定峰期变质温压条件为>900°C和~12kbar.锆石SIMS和LA-ICP-MS U-Pb定年及微量元素分析显示,变质锆石都具有重稀土(HREE)平坦的配分模式和Eu的负异常特征.两个麻粒岩样品中HREE含量最低的变质锆石分别给出了(24.9±0.5)和(25.4±0.6)Ma的206Pb/238U年龄,代表了超高温变质时代.研究结果表明,抹谷地区在~25Ma经历了超高温变质作用,这可能是板块汇聚边缘的大陆张裂引发岩石圈伸展导致的,进一步论证了在现代板块构造体制下岩石圈伸展是诱发超高温变质作用的关键机制.

Revised Ti-in-biotite geothermometer for ilmeniteor rutile-bearing crustal metapelites

In the present study, the Ti-in-biotite geother- mometer was revised using more than 300 natural rutile- or ilmenite-bearing metapelites collected worldwide. The formulation was empirically calibrated as ln[T（℃）]= 6.313 ＋0.22 41n（XTi ） -0.2881n（XFe ） -0. 4491n（XMg） ＋ 0.15P （GPa）, with Xj=j/（Fe＋Mg＋Al^Ⅵ＋Ti） in biotite, assuming ferric iron content of 11.6 mol% of the total iron in biotite. This thermometer is consistent with the well-calibrated garnet-biotite thermometer within error of i50 ℃ for most of the calibrant samples and can successfully distin- guish systematic temperature changes of different meta- morphic zones in both prograde and inverted metamorphic terranes as well as thermal contact aureoles. Thus, the thermometer truthfully reflects real geologic conditions and can be applied to TiO2-saturated metapelites metamor- phosed at the crustal level within the calibration ranges （450-840 ℃, 0.1-1.9 GPa, XTi = 0.02-0.14 in biotite）.