西秦岭北缘秦岭杂岩麻粒岩相变质作用：来自相平衡模拟和独居石原位U-Pb定年的制约*
时间：2023-06-02 12:45:19 来源：雅意学习网 本文已影响 人 
郭祺 毛小红 张建新 路增龙 周桂生 滕霞 武亚威
高级变质岩的P-T演化轨迹样式一般与其经历的大地构造背景密切相关，顺时针P-T轨迹多与汇聚板块边界的俯冲作用、弧-陆碰撞、陆-陆碰撞等构造背景有关(England and Thompson, 1984; Thompson and England, 1984; Harley, 1989; Brown, 1993)，而逆时针P-T轨迹通常与岛弧、弧后、大陆裂谷或地幔柱构造环境有关(Sandiford and Powell, 1986; Bohlen, 1987, 1991)。由此可见，造山带核部出露的高级变质岩是研究造山带造山作用的重要窗口，也是揭示造山带构造演化过程的关键(Rubattoetal., 2013)。
秦岭造山带横亘于我国华南和华北板块之间，东接桐柏-苏鲁-大别造山带，西接祁连造山带，是我国中央造山带的重要组成部分。前人以早古生代商丹缝合带为界，将秦岭造山带划分为北秦岭和南秦岭造山带，以宝成铁路为界(地理界限)，将秦岭造山带划分为东秦岭和西秦岭造山带；
位于北秦岭造山带内的秦岭群主要由高级变质岩组成，包括榴辉岩、高压(HP)麻粒岩、中压麻粒岩、超高温(UHT)岩石和角闪岩相岩石，而且区域内广泛发育混合岩化现象。前人已对这些高级变质岩进行了大量研究(主要以北秦岭造山带东部-桐柏造山带的秦岭群为主)，确定了高压-超高压(HP-UHP)岩石和中-低压麻粒岩相岩石的变质作用P-T条件、P-T轨迹和变质作用时代(HP-UHP变质作用：518～485Ma；
中-低压麻粒岩相-高角闪岩相变质作用：440～400Ma)(杨经绥等 2002; 陈丹玲等, 2004, 2015; 张建新等, 2011; 刘良等, 2013; Baderetal., 2013a, b; 向华等, 2014; Dong and Santosh, 2016; Liuetal., 2016; Xiangetal., 2018; Zhangetal., 2020)。但关于中-低压麻粒岩相岩石的成因目前还存在以下争议：(1)与商丹洋北向俯冲有关(王宗起等, 2009; 吴元保和郑永飞, 2013; 向华等, 2014)；
(2)形成于碰撞造山环境(张建新等, 2011; Dongetal., 2011b; Liuetal., 2016)。西秦岭造山带北缘(北秦岭造山带西部)一带的秦岭群(我们称之为“秦岭杂岩”)主要出露于宝鸡-天水一带，即出露于秦岭造山带和祁连造山带的交汇部位，构造位置特殊，相对于北秦岭造山带东部，对该区域秦岭杂岩变质作用的研究相对较少。近年来在宝鸡眉县附近识别出一套峰期变质年龄为480～470Ma的退变榴辉岩(唐欢和张宏福, 2017)。唐源等(2022)根据出露于天水南部的石榴斜长角闪岩中的锆石稀土元素特征，推测该岩石经历了497±3Ma榴辉岩相变质作用以及452±3Ma和423±7Ma退变质作用，认为北秦岭造山带东、西部均经历了早古生代的大陆俯冲事件。毛小红等(2017)在天水花庙地区识别出了433～424Ma中压麻粒岩相变质作用和411～402Ma的退变质作用，但未给出麻粒岩相岩石完整的P-T演化轨迹(毛小红等, 2018)。由此可见，与北秦岭造山带东部-桐柏造山带的秦岭杂岩一样，西秦岭造山带北缘秦岭杂岩也经历了晚奥陶世(?)-志留纪中-低压麻粒岩相变质作用。那么，西秦岭造山带北缘中-低压麻粒岩相岩石究竟经历了顺时针P-T轨迹还是逆时针P-T轨迹？形成于早古生代岩浆弧背景还是与碰撞造山作用有关?这些问题的回答对重塑古生代秦岭造山带的构造演化历史具有重要的意义。
因此，本研究以天水北道地区出露的麻粒岩(石榴夕线黑云片麻岩)为研究对象，对其开展岩相学、矿物化学和相平衡模拟研究，确定了麻粒岩相变质作用的峰期条件及其P-T演化轨迹，通过独居石原位U-Pb定年和独居石微量元素分析，结合相平衡模拟结果，厘定了麻粒岩相变质作用的时代，揭示了中-低压麻粒岩相岩石形成的可能构造背景，为重塑北秦岭造山带早古生代构造演化历史提供了依据。
秦岭造山带位于华北板块与扬子板块之间，是华北板块和扬子板块及夹于两者之间的微陆块经过多期俯冲、碰撞和拼贴而形成的复合型造山带。秦岭造山带内发育两条缝合带，从北往南依次为早古生代商丹缝合带和中生代勉略缝合带，前人以商丹缝合带为界将秦岭造山带分为了北秦岭和南秦岭造山带，以宝成铁路为界，将其划分为东秦岭和西秦岭造山带(张国伟等, 1995; 陆松年等, 2006; Dongetal., 2011a, b; Dong and Santosh, 2016；
图1a)。北秦岭造山带由南向北依次包括秦岭群(我们称之为“秦岭杂岩”)、二郎坪群和宽坪群。秦岭杂岩主体由变质程度高的岩石组成，并伴有强烈的混合岩化现象，被认为代表了造山带深部的物质组成(张建新等, 2011及相关文献)。近年来大量的年代学研究认为秦岭杂岩的原岩形成于中元古代至新元古代早期(王浩和吴元保, 2013; Liuetal., 2016及相关文献)，其构造属性为微陆块或陆弧性质(陆松年等, 2003; 吴元保和郑永飞, 2013)。西秦岭天水地区地处西秦岭造山带北部，前人将该地区划分为三个构造单元，自南向北依次为李子园俯冲杂岩带(商丹缝合带)、秦岭弧(？)变质-岩浆杂岩带以及清水-张家川弧后(？)杂岩带(毛小红等, 2017；
图1b)。
图1 秦岭造山带构造简图(a, 据Dong et al., 2011a修改)、西秦岭造山带北部地质廊带图(b, 据Mao et al., 2020修改)和北道地区地质简图(c, 据陕西省地质局，1969(1)陕西省地质局. 1969. 1:20万天水幅地质图修改)
李子园俯冲杂岩带主要由一套中浅变质的沉积-火山岩系(李子园群)组成，主要分布在天水市党川以南花庙河-姚家坝一带，向西延伸到了武山-关子镇一带。该杂岩带北与秦岭杂岩为韧性剪切带接触关系，南与泥盆系大草滩群碎屑沉积岩系为断层接触关系。裴先治等(2004)将李子园群解体为关子镇蛇绿岩、李子园群(狭义)和流水沟变质中基性杂岩体。关子镇蛇绿岩以发育一套变质基性火山岩为特征，还发育变辉长岩、变辉石岩和蛇纹岩构造块体。变玄武岩的地球化学和辉长岩的U-Pb年龄研究显示关子镇蛇绿岩可能为早-中寒武世古洋壳的残片(李王晔等, 2007)，因此，关子镇蛇绿岩被认为是东秦岭商丹缝合带向西的延伸(裴先治等, 2004; 李王晔等, 2007; 董云鹏等, 2008)。
秦岭弧(？)变质-岩浆杂岩带主要由深变质的秦岭杂岩、草滩沟群和深成侵入岩体组成，主要出露在天水市新阳、北道和花庙地区。秦岭杂岩主要由副片麻岩和原岩时代950～850Ma的正片麻岩组成(陆松年等, 2005; 裴先治等, 2007b)，并伴有强烈的混合岩化现象。副变质岩主要以石榴黑云片麻岩、 石榴黑云变粒岩和石榴夕线黑云片麻岩为主，并夹有钙硅酸盐岩、 大理岩和少量斜长角闪岩 (局部含角闪二辉麻粒岩)或石榴斜长角闪岩。这些岩石普遍经历了强烈的变形，褶皱发育，已有研究显示花庙地区的副片麻岩经历了433～424Ma中压麻粒岩相变质作用和深熔作用(毛小红等, 2018)。花庙地区的秦岭杂岩与北侧的草滩沟群、党川花岗岩和南侧的李子园俯冲杂岩带均为韧性剪切带接触关系，天水北道地区出露的秦岭杂岩与北侧葫芦河群为韧性剪切带接触关系(新阳-元龙韧性剪切带)，前人研究显示新阳-元龙韧性剪切带内变形黑云母的40Ar-39Ar年龄为371～356Ma，应代表了高温韧性变形冷却的年龄(丁仨平等, 2009; Maoetal., 2020)。草滩沟群以火山碎屑岩和火山熔岩为主，研究显示火山岩形成于与俯冲作用相关的岛弧构造环境(闫全人等, 2007)。深成侵入岩体包括438±3Ma的党川岩体、435±2Ma的百花基性岩浆杂岩、434±10Ma的草川铺花岗岩和220±2Ma的石门花岗岩。党川岩体类似于C-型埃达克质岩石，与增厚地壳物质的部分熔融有关(Zhangetal., 2006; 王婧等, 2008)，百花基性岩浆杂岩形成于弧构造环境(裴先治等, 2007a)。
清水-张家川弧后杂岩带与南侧的秦岭弧(？)变质-岩浆杂岩带为韧性剪切带接触关系，分布在清水-张家川一带，主要包括早古生代葫芦河群、陈家河群和古元古代陇山群，还有一些中基性和酸性侵入岩。碎屑锆石定年显示葫芦河群主体形成于志留纪，为一套绿片岩相-低角闪岩相变质岩系，原岩主要为陆缘碎屑岩组合，局部保留成分韵律层，显示复理石沉积特点(裴先治等, 2012)，主要分布在秦安-清水地区；
在清水红土堡地区，出露基性火山岩夹少量辉绿岩和硅质岩，为从葫芦河群分出的红土堡组，其中辉绿岩墙的锆石U-Pb年龄为500±3Ma(付长垒等, 2019)。早古生代陈家河群为一套浅变质中酸性火山岩和陆源碎屑岩沉积组合，中酸性火山岩和火山碎屑岩均显示岛弧钙碱性地球化学特征(胡波, 2005; 何世平等, 2007)，U-Pb定年显示中酸性火山岩时代为447.4±8.5Ma(李王晔, 2008)。古元古代陇山群主要由变质的副片麻岩、花岗质片麻岩、大理岩、钙硅酸盐岩和斜长角闪岩组成，其中花岗质片麻岩具有与太古代TTG相似的地球化学特征。陇山群经历了2.5Ga和2.35Ga的岩浆事件以及1.9Ga的变质事件(何艳红等, 2005)，该杂岩与南侧陈家河群和周围岩体均为断层接触关系。在该弧后杂岩带内还发育454～434Ma的侵入岩(主体为闪长岩和花岗岩)，多形成于岛弧环境(Zhangetal., 2006; 陈隽璐等, 2007)，少量基性侵入体形成于弧后伸展环境(陈隽璐等, 2006)。
石榴夕线黑云片麻岩(采样位置：105°57′49.02″E、34°33′52.92″N)采自西秦岭造山带北部天水北道地区(图1c)，该岩石露头风化严重，大部分岩石表面可见粒径1～2.5cm的石榴子石变斑晶和定向排列的灰白色夕线石(图2a, b)。本文使用的矿物代号据Whitney and Evans (2010)。
图2 石榴夕线黑云片麻岩野外露头照片
岩相学观察显示该岩石主要由石榴子石(Grt)、黑云母(Bt)、斜长石(Pl)、钾长石(Kfs)、夕线石(Sil)、石英(Qz)和钛铁矿(Ilm)组成，含少量金红石(Rt)、白云母(Ms)、十字石(St)、蓝晶石(Ky)和尖晶石(Spl)，副矿物有独居石(Mnz)、磷灰石(Ap)、电气石(Tur)和锆石(Zrn)。
石榴子石变斑晶粒径0.4～2.5cm不等，大部分具有核-幔-边结构，核部以含大量石英包裹体为主要特征，还可见尖晶石、十字石、黑云母、钛铁矿和金红石包裹体(图3b)；
石榴子石核-幔过渡部位较核部包裹体含量少，主要以金红石、钛铁矿、黑云母、白云母、十字石和蓝晶石和石英为主(图3c, d)；
石榴子石幔部仅含少量包裹体，主要以金红石、钛铁矿、夕线石、石英和多相矿物包裹体为主(图3a, e)。石榴子石边部多呈浑圆状或港湾状，多被细小斜长石、钾长石、夕线石、黑云母和石英包围，个别石榴子石边部可见晚期白云母发育(图3b)。
图3 石榴夕线黑云片麻岩显微照片及背散射图像
黑云母部分呈包裹体产出于石榴子石变斑晶的核部，部分环绕石榴子石和钾长石边部生长，并与这些矿物形成了“压力影”构造(图3f)，部分黑云母则与斜长石、钾长石、夕线石和石英环绕港湾状或浑圆状石榴子石边部生长(图3c, e, f)。
钾长石多呈板状分布于基质中，粒径0.3～0.7cm不等，细小他形钾长石则环绕石榴子石边部生长(图3a, d, e)。斜长石或呈椭圆状包裹体分布于基质钾长石中，或呈不规则状与黑云母、钾长石、夕线石、石英和钛铁矿环绕石榴子石变斑晶生长(图3b-e)，或呈细小不规则状分布于基质矿物颗粒之间。
夕线石呈毛发状或细小针状包裹体分布在石榴子石的幔部，或呈竹节状与长石和石英环绕石榴子石边部生长(图3a, f)。金红石呈浑圆状包裹体产出于石榴子石的核部、幔部和边部，基质中也可见金红石，但金红石颗粒已被钛铁矿大部分替代。钛铁矿产出于石榴子石边部和基质矿物粒间(图3c, e)。
白云母在基质矿物粒间或者石榴子石边部也有分布(图3b)。蓝晶石仅出现在石榴子石核-幔过渡部位(图3c)，激光拉曼分析结果显示其具有951.58cm-1、485.34cm-1和300.96cm-1特征峰(见后文)。尖晶石仅分布在粒径～2cm的石榴子石核部，此外，作为包裹体位于石榴子石核部十字石包裹体中(图3b)。
根据详细的岩相学分析，表明该岩石经历了多期变质作用：早期(M1)以石榴子石核部出现Rt+Ilm+Spl+St+Bt+Qz矿物组合为主要特征；
第二期(M2)以石榴子石核-幔过渡部位出现Ms+Rt+Ilm+Bt+Qz+Ky+St矿物组合为主要特征；
第三期(M3)以石榴子石幔部Sil、Rt、Ilm、Qz和多相矿物包裹体，基质中钾长石斑晶和石英为主要特征；
第四期(M4)以环绕石榴子石变斑晶边部生长的Sil+Bt+Ilm+Qz+Kfs+Pl矿物组合为特征。
矿物化学分析测试工作在中国地质科学院地质研究所完成，采用日本电子(JEOL公司)JXA-8100型电子探针分析仪，分析参数为：加速电压15kV，束流20nA，摄谱时间10sec，束斑2～5μm。采用ZAF校正，SPI组合标样校正，分析误差小于2%。代表性矿物成分详见表1。
表1 石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.2)代表性矿物的化学成分(wt%)
样品WQL19-2-2.2中代表性石榴子石变斑晶化学成分剖面如图4所示，剖面位置见图3c。图4显示从核部到幔部，石榴子石端元组分基本无显著变化，这可能是高温导致石榴子石内部成分均一化的结果，而石榴子石边部镁铝榴石组分(XPrp=Mg/(Mg+Mn2++Ca+Fe2+))和钙铝榴石成分(XGrs=Ca/(Mg+Mn2++Ca+Fe2+))逐渐降低，铁铝榴石(XAlm=Fe2+/(Mg+Mn2++Ca+Fe2+))和锰铝榴石成分(XSps=Mn2+/(Mg+Mn2++Ca+Fe2+))逐渐升高，呈现出受扩散影响的退变质环带特征，这可能与冷却过程中石榴子石的分解有关(Kohn and Spear, 2000)。
图4 石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.2)中代表性石榴子石的成分环带剖面
斜长石An值(XAn=Ca/(Ca+Na+K))为0.003～0.200(图5a)，石榴子石边部斜长石多具有更高An值，实测剖面显示从核部到边部An值逐渐减小(0.20→0.14, 图5b)，少量较小斜长石则具有很低的An值，接近钠长石端元组分，可能代表更晚期的长石(图5a)。分布于基质矿物之间的不规则状细小长石An值变化特征与石榴子石边部斜长石相似(图5a)。
图5 石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.2)中斜长石成分Ab-An-Or图解(a)和代表性斜长石XAn成分环带图(b)
黑云母的XMg(=Mg/(Mg+Fe2+))值为0.25～0.44，Ti含量为0.04～0.28p.f.u.(图6a)。石榴子石边部黑云母XMg值0.25～0.35，Ti含量0.04～0.26p.f.u.，而包裹于石榴子石中的黑云母具有相对较高的XMg值。石榴子石中黑云母包裹体XMg值0.28～0.44，Ti含量0.13～0.28p.f.u.。
图6 石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.2)中黑云母XMg-Ti图解(a)和蓝晶石激光拉曼谱图(b)
十字石和尖晶石都富含ZnO，十字石的XMg=Mg/(Fe2++Mg)值为0.11～0.19，ZnO含量1.2%～2.5%；
尖晶石XMg=Mg/(Fe2++Mg)值为0.105～0.115，ZnO含量13.51%～19.04%。
本文利用GeoPS程序(Xiang and Connolly, 2022，版本3.1.8155.22829)，基于实测全岩化学成分，选择最接近实际岩石化学成分的MnNCKFMASHTO(MnO-Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O(Fe2O3))体系对样品WQL19-2-2.2进行相平衡模拟计算。本次使用实测全岩成分模拟峰期及峰期之后的P-T演化轨迹(图7)，标准化后的全岩各组分摩尔百分含量为：H2O=1.2、SiO2=68.22、Na2O=1.08、MgO=1.8、Al2O3=9.75、K2O=2.08、CaO=0.49、FeO=14.18、TiO2=0.69、MnO=0.49和O=0.02。通过计算P=0.5GPa时的T-MH2O和T-MO图和实测矿物等值线共同限定计算P-T视剖面图所使用H2O和O(Fe2O3)的摩尔百分含量，使得所观察的最终矿物组合恰好在固相线之上可以稳定存在(Korhonenetal., 2011, 2012)。利用熔体恢复后的全岩成分来模拟进变质阶段的P-T演化轨迹(图8)，熔体恢复方法参考Indaresetal. (2008)，熔体恢复后的全岩各组分摩尔百分含量为：H2O=3.89、SiO2=67.12、Na2O=1.42、MgO=1.63、Al2O3=9.51、K2O=2.09、CaO=0.46、FeO=12.8、TiO2=0.62、MnO=0.44和O=0.02。
模拟采用的内部一致性热力学数据库为Holland and Powell (2011)发表的最新版ds62，矿物活度模型分别为黑云母(Bt; Whiteetal., 2014)、堇青石(Crd; Whiteetal., 2014)、石榴子石(Grt; Whiteetal., 2014)、钛铁矿(Ilm; Whiteetal., 2014)、熔体(Liq; Whiteetal., 2014)、斜方辉石(Opx; Whiteetal., 2014)、尖晶石(Spl; Whiteetal., 2002)、十字石(St; Whiteetal., 2014)、白云母(Ms; Whiteetal., 2014)和长石(Pl，Kfs; Holland and Powell, 2003)。石英(Qz)、金红石(Rt)、夕线石(Sil)和蓝晶石(Ky)为纯矿物相。
图7为利用样品WQL19-2-2.2实测全岩成分模拟的P=0.2～1.5GPa、T=600～1000℃范围内的P-T视剖面图，固相线出现在700～800℃温度区间；
金红石稳定在P>0.85～1.28GPa的范围；
钛铁矿在P<1.05～1.32GPa范围内稳定存在；
蓝晶石稳定在Sil=Ky转换线之上，P<0.88～1.5GPa的范围内；
夕线石稳定在Sil=Ky转换线之下，P>0.23～0.75GPa的范围；
斜长石稳定在T<715～875℃的范围；
钾长石稳定在T<915～1000℃、P>0.2～0.5GPa范围内；
堇青石稳定在P<0.38GPa、T>618℃范围内；
白云母在P>0.56～0.75GPa、T<820℃范围内稳定存在；
黑云母稳定存在于P<0.7GPa、T<740℃范围内。
在P-T视剖面图中Bt+Grt+Ilm+Kfs+Pl+Sil+Qz矿物组合的稳定区域内，长石的An等值线呈较缓的正斜率，随着温度升高An值逐渐增大，随着压力升高An值逐渐减小。在Bt+Grt+Ilm+Kfs+Pl+Sil+Qz+Liq矿物组合稳定区域内，长石的An等值线呈陡的正斜率。在Grt+Ilm+Kfs+Pl+Sil+Qz+Liq矿物组合稳定区域内，长石的An等值线呈缓的正斜率(图7b)。第三期(M3)和第四期(M4)矿物组合Grt+Ilm+Rt+Sil+Qz+Kfs+Liq和Bt+Pl+Grt+Ilm+Sil+Qz+Kfs+Liq在视剖面图中分别稳定在P=1.02～1.32GPa、T=820～1000℃和P=0.33～0.69GPa、T=700～725℃范围内(图7a黄色区域)，第三期(M3)矿物组合向第四期(M4)矿物组合的演化在视剖面图中表现为大致等温降压的退变质P-T轨迹。Grt+Ilm+Rt+Sil+Qz+Kfs+Liq稳定域中P=1.02GPa、T=820℃的位置限定了最低的峰期温压条件，实测石榴子石边部斜长石的An值从核部到边部逐渐降低(0.20→0.14)，在视剖面图Bt+Pl+Grt+Ilm+Sil+Qz+Kfs+Liq组合稳定存在的区域表现为降温的过程。
图8a为样品WQL19-2-2.2熔体恢复后的成分模拟的P=0.2～1.5GPa、T=550～950℃范围内的P-T视剖面图，与图7不同，该固相线为饱和水固相线，出现在668～730℃温度区间；
十字石稳定在P<0.4GPa、T=550～608℃的范围；
黑云母在T<740℃范围内稳定存在；
固相线之上的拓扑关系基本上与图7一致。根据十字石的稳定域和石榴子石白云母包裹体的Si(3.07)，推测进变质阶段为升温升压的P-T演化轨迹(图8b)。
图7 MnNCKFMASH体系下石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.2) P-T视剖面图及P-T演化轨迹
独居石具有：
(1)高的U、 Th含量和高的封闭温度；
(2)大量发育于角闪岩相-麻粒岩相变泥质岩中；
(3)微量元素特征(如：HREE，Y，Eu)与关键变质矿物的演化密切相关(如：石榴子石、钾长石和斜长石)，已成为准确限定高级变质地体演化历史的关键定年矿物(Fosteretal., 2002; Hermann and Rubatto, 2003; Dingetal., 2021; Wangetal., 2022)。独居石原位U-Pb同位素定年可以将地质年代信息与高级变质岩石不同演化阶段的矿物组合相联系，从而更准确的限定其变质演化过程，尤其是作为石榴子石包裹体的独居石，因其难以发生成分扩散或与外界矿物和流体发生反应，往往保留其形成时的化学成分特征(Goncalvesetal., 2004)。
本研究对采自天水北道地区同一露头上的两个石榴夕线黑云片麻岩(样品WQL19-2-2.1和WQL19-2-2.2)样品进行了独居石原位LA-ICP-MS U-Pb同位素定年和微量元素分析。独居石同位素比值详见表2、表3，微量元素含量数据详见电子版附表1和附表2。
表2 样品WQL19-2-2.1独居石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果
续表2
表3 样品WQL19-2-2.2独居石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果
续表3
5.1 分析方法
独居石原位LA-ICP-MS U-Pb定年和微量元素分析工作在中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室完成，U-Pb同位素分析与微量元素分析同时完成。激光剥蚀平台采用NWR 193uc型193nm深紫外激光剥蚀进样系统(Elemental Scientific Lasers, 美国)，质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪 (Agilent, 美国)，仪器的详细操作流程和分析方法见于超等(2019)。本次分析采用的激光束斑直径为20μm，剥蚀频率为5Hz、激光能量密度为2J/cm2。采用独居石44069作为主标，Trebilcock作为副标，每隔10～12个样品点分析两个44069标样及一个Trebilcock标样(Aleinikoffetal., 2006; Tomascaketal., 1996)。通常采集20s的气体空白，35～40s的信号区间进行数据处理，按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal., 2010)。独居石以NIST 610作为外标，140Ce作为内标计算微量元素含量，分析误差小于3%。数据处理采用Iolite程序(Patonetal., 2010)，谐和年龄计算及谐和图绘制使用Isoplot/Ex(4.15)。
5.2 独居石形貌特征
两个样品中的独居石形貌特征相似，多呈浑圆状、短柱状或不规则状，单偏光镜下呈无色，淡黄色或褐色的半自形-他形粒状结构。用于地质年代学分析的独居石粒径30～200μm，少数颗粒边界有晶棱圆化现象(图9a, c)，部分颗粒边界呈港湾状(图9b)，颗粒表面可见发育溶蚀结构(图9b, d)。岩相学观察结果显示，样品WQL19-2-2.1的独居石产出位置大致可分为四类：(1)包裹于石榴子石中(图9a, b)；
(2)包裹于黑云母中；
(3)与基质矿物相接触；
(4)包裹于钾长石中(图9d)。样品WQL19-2-2.2的独居石多以矿物包裹体的形式产出，产出位置大致可分为三类：(1)包裹于石榴子石中；
(2)包裹于黑云母中(图9c)；
(3)产出于矿物粒间与多个矿物相接触。两个样品的独居石背散射图像(BSE图像)显示多数独居石具有复杂的内部结构，发育明显的环带结构，环带宽窄不一，最宽处约50μm，表现为发育：(1)同心环状环带(图9c)；
(2)随机分布的零散型环带(图9b)；
和(3)不规则的环带(图9a, d)。
图9 石榴夕线黑云片麻岩中代表性独居石背散射照片
5.3 独居石微量元素特征
样品WQL19-2-2.1中独居石的Y含量为927×10-6～24920×10-6，Th含量为13000×10-6～80000×10-6，U含量为1212×10-6～9460×10-6，Pb含量为414×10-6～1738×10-6，Th/U比值介于3.27～39.94。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图呈明显的右倾，表现为LREE富集、HREE相对亏损和明显的Eu负异常(图10a)。不同点位Th和Y的含量变化显著，但Y含量和∑HREE含量的变化呈正相关关系。
图10 样品WQL19-2-2.1 (a)和样品WQL19-2-2.2 (b)的独居石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(标准化值据Sun and McDonough, 1989)
样品WQL19-2-2.2中独居石的Y含量为1303×10-6～29390×10-6，Th含量为36800×10-6～111900×10-6，U含量为2528×10-6～11640×10-6，Pb含量为804×10-6～2039×10-6，Th/U比值介于3.67～18.86。不同点位Th和Y的含量变化显著，但Y含量和∑HREE含量的变化呈正相关关系。BSE图像中的暗色区域相比浅色区域更富集Y元素和具有更低的Th含量，但部分浅色区域相比暗色区域更富集Y元素和具有更高的Th含量。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图总体呈明显的右倾，表现为LREE富集、HREE相对亏损和明显的Eu负异常(图10b，图中蓝色折线的解释详见章节6.2部分)。
独居石中HREE、Y和Eu的含量与变质矿物石榴子石、斜长石和钾长石的演化密切相关，为了结合相图更好的限定独居石的年龄意义，绘制了样品WQL19-2-2.2的独居石微量元素含量与年龄的关系图解(图11)。关系图解显示：样品WQL19-2-2.2中包裹于石榴子石中的独居石记录了382～447.8Ma的年龄，矿物颗粒间隙中的独居石记录了358～363.2Ma的年龄，包裹于黑云母中的独居石记录了378.8～405.7Ma的年龄；
整体上，随着独居石年龄变小，Eu/Eu*值逐渐减小，指示独居石与(长石或钾长石)同时生长(图11a)；
随着独居石年龄变小，∑HREE含量和Y含量逐渐增高(图11b, c)，指示独居石的生长伴随着石榴子石的分解。
图11 样品WQL19-2-2.2的独居石Eu/Eu*-年龄(a)、∑HREE-年龄(b)及Y-年龄(c)图解
相比于图11a较明显的线性关系，图11b和图11c中多数点偏离趋势线的程度较高。尽管，石榴子石中的独居石相比于颗粒间隙和黑云母包裹体中的独居石更不易受后期地质事件的改造，但样品中石榴子石中的独居石多与石榴子石中的裂隙接触(尤其是样品WQL19-2-2.2)。此外，独居石亮的和暗的区域未见明显年龄差异，我们推测可能后期流体或变形作用造成石榴子石中部分独居石包裹体成分环带和年龄环带之间的解耦(Zhu and O’Nions, 1999; Catlos, 2013; Ericksonetal., 2015)，使多数数据点偏离了整体的变化趋势。
5.4 独居石U-Pb年代学
独居石原位定年分析以不同产状独居石为对象，样品WQL19-2-2.1的73个独居石分析点记录的206Pb/238U年龄介于444.9±6.6Ma～361.3±7.3Ma之间(图12a)。U-Pb谐和图显示，除部分数据未落在谐和线上外，大部分数据均落在谐和线上，落在谐和线上的数据明显分为三组(图12b)，对这三组数据获得的206Pb/238U年龄的加权平均年龄分别为420.8±3.3Ma(N=32, MSWD=7.4)、388.7±1.6Ma(N=12, MSWD=1.02)和368.4±2.3Ma(N=15, MSWD=2.1)，其中2个数据点的年龄明显偏老，分别为444.9±6.6Ma和 443.5±6.7Ma，其加权平均年龄为444.2±4.6Ma(N=2, MSWD=0.089)。加权平均年龄为420.8±3.3Ma的独居石主要以石榴子石、钾长石的独居石包裹体和与基质矿物接触的独居石为主；
加权平均年龄为388.7±1.6Ma的独居石多为黑云母的独居石包裹体、石榴子石的独居石包裹体(与石榴子石中的裂隙接触)和钾长石边部独居石包裹体(独居石发育裂隙，图9d)；
加权平均年龄为368.4±2.3Ma的独居石为黑云母、石榴子石的包裹体(与石榴子石中的裂隙接触)和产出于矿物粒间的独居石。
图12 样品WQL19-2-2.1的独居石原位U-Pb年龄Tera-Wasserburg谐和图(a)、原位U-Pb年龄统计直方图(b)以及样品WQL19-2-2.2的独居石原位U-Pb年龄Tera-Wasserburg谐和图(c)
样品WQL19-2-2.2的56个独居石分析点(石榴子石裹包体48个分析点，其他独居石8个分析点)记录的206Pb/238U年龄介于447.8±3.9Ma～358.0±11.0Ma之间。相比样品WQL19-2-2.1，U-Pb谐和图显示：该样品的大部分数据落在谐和线以外，谐和线上的年龄也可分为三组；
第一组年龄共两个数据点(358.0±11.0Ma和363.2±5.7Ma)，206Pb/238U年龄的加权平均年龄为362.1±5.0Ma(N=2, MSWD=0.7)；
第二组年龄共4个数据点，它们的206Pb/238U年龄的加权平均年龄为 388.0±13.0Ma(N=4, MSWD=6.7)；
第三组仅一个数据点，其206Pb/238U年龄为431.3±5.5Ma(图12c)。206Pb/238U年龄为431.3±5.5Ma的独居石为石榴子石的包裹体，具有相对低的∑HREE和Y含量，较高的Eu/Eu*值(图11)。加权平均年龄为388.0±13.0Ma的独居石具有相对高的∑HREE和Y含量，较低的Eu/Eu*值(图11)。
通常独居石中放射性Pb丢失与变形、温度、晶体结构和流体控制的溶解-沉淀过程有关(Teufel and Heinrich, 1997; Grechanovskyetal., 2013; Ericksonetal., 2015; Kirklandetal., 2016)。样品WQL19-2-2.2中落在谐和线外的数据主要来自石榴子石的独居石包裹体，这些独居石多与石榴子石中发育的裂隙接触，我们推测区域内晚期变形作用和流体作用可能是造成这些独居石Pb丢失的原因。虽然独居石的原位U-Pb定年结果显示样品WQL19-2-2.2中大部分年龄点未落在谐和线上，但两个样品谐和的年龄数据显示这些岩石经历了～421Ma、～388Ma和368～362Ma三期构造热事件。
6.1 石榴夕线黑云片麻岩的变质作用P-T演化轨迹
根据上述岩相学、矿物化学和相平衡模拟的结果，推测西秦岭造山带北缘天水北道地区的石榴夕线黑云片麻岩的变质演化过程分为两个阶段：(1)升温升压进变质阶段和(2)大致近等温降压退变质阶段，经历了顺时针的P-T演化轨迹。
峰期矿物组合Grt+Ilm+Rt+Sil+Qz+Kfs+Liq稳定存在于P=1.02～1.32GPa、T=820～1000℃范围内(图7b)，已有研究显示天水花庙地区石榴夕线黑云片麻岩的峰期温压条件为P=0.88～0.95GPa、T=793～803℃(毛小红等, 2018)，因此，温压条件P=1.02GPa、T=820℃应更接近峰期变质条件；
峰期前升温升压的进变质阶段P-T轨迹是根据熔体恢复后相平衡模拟获得的十字石稳定区域和石榴子石白云母包裹体的Si来推测的(图8b)；
峰期之后大致近等温降压的退变质P-T轨迹是根据M3和M4阶段的矿物组合来限定的(图7b)。降温降压过程中斜长石、黑云母和夕线石的生长是以消耗石榴子石、钾长石和熔体来实现，这与岩相学观察到的环绕港湾状石榴子石边部生长斜长石、黑云母和夕线石一致，此外，石榴子石中的金红石包裹体边部向钛铁矿的转化也表明减压过程的存在。天水花庙地区石榴夕线黑云片麻岩峰期之后经历了降温降压的P-T轨迹，与熔体固相线相交于P=0.78GPa、T=770℃(毛小红等, 2018)，峰期后经历的P-T轨迹与本研究一致，但与本研究接近固相线的温压条件存在差异(第四期矿物组合Bt+Pl+Grt+Ilm+Sil+Qz+Kfs+Liq在视剖面图中稳定在P=0.33～0.69GPa、T=700～725℃的范围内)，这可能与不同岩石中熔体丢失的程度有关(White and Powell, 2002)。
6.2 独居石U-Pb年龄解释
独居石异常复杂的化学环带常是阶段性生长的体现，亚固相线条件下，独居石成分受矿物之间离子交换的影响，固相线之上，独居石的成分不仅与结晶环境相关，还与不同组分在熔体中的溶解度有关。此外，独居石易受溶解-沉淀和应力驱使的动态重结晶过程影响而发生年龄的重置(Zhu and O’Nions, 1999; Catlos, 2013; Ericksonetal., 2015)。这些复杂的因素常会造成独居石成分环带和年龄环带之间的解耦。作为石榴子石包裹体的独居石受到石榴子石的屏蔽，通常能够有效阻隔独居石与流体的相互作用，避免U-Th-Pb同位素体系部分或者完全重置，可更好地保留地质年代信息(Zhu and O’Nions, 1999)。独居石的生长通常与一些关键变质矿物的生长和分解(如石榴子石、斜长石)有关(Hackeretal., 2015)，石榴夕线黑云片麻岩中独居石轻稀土富集，重稀土亏损，Eu负异常的特征指示这些独居石均形成于石榴子石和长石稳定存在的环境。
样品WQL19-2-2.1和WQL19-2-2.2中的独居石记录了西秦岭造山带北缘秦岭杂岩经历了约421Ma、388Ma和368Ma的三期构造热事件。样品WQL19-2-2.1石榴子石变斑晶中独居石包裹体的206Pb/238U年龄介于 444.9±6.6Ma～412.6±6.3Ma之间(排除不谐和数据和与裂隙贯通的独居石数据)，其中一颗独居石位于大石榴子变斑晶核部位置，两个有效分析点获得的206Pb/238U年龄分别为444.9±6.6Ma和443.5±6.7Ma；
样品WQL19-2-2.2石榴子石变斑晶中独居石包裹体数据多落在谐和线之外，仅一个数据落在谐和线上，其206Pb/238U年龄为431.3±5.5Ma，具有相对低的∑HREE和Y含量，较高的Eu/Eu*值(图11)，该独居石产出于石榴子石变斑晶的核-幔过渡部位。虽然有研究显示麻粒岩相变沉积岩中的锆石和独居石的生长可能发生在深熔熔体结晶过程中(Kelseyetal., 2008; Kelsey and Powell, 2011; Yakymchuk and Brown, 2014; 魏春景, 2016)，也有一些学者认为锆石和独居石可以在进变质或接近峰期条件生长(Hermann and Rubatto, 2003; Rubattoetal., 2006; Ewingetal., 2013; Wangetal., 2017, 2022)。因此，431.3±5.5Ma可能代表了进变质阶段的时代，而420.8±3.3Ma应近似代表了麻粒岩相峰期的时代，这与天水花庙地区出露的麻粒岩的峰期年龄433～424Ma误差范围内一致(毛小红等, 2018)。
样品WQL19-2-2.2的两个独居石数据落在谐和线上，他们的206Pb/238U年龄分别为389.1±8.8Ma和389.1±5.5Ma，具有相对高的∑HREE和Y含量，较低的Eu/Eu*值(图11)，这两个数据点来自同一颗独居石，该独居石与石英、斜长石和黑云母产出于石榴子石边部。此外，独居石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图显示，与别的数据相比，这两个数据点具有更显著的Eu的负异常(图10b)。相平衡模拟显示，在Bt+Grt+Ilm+Pl+Sil+Kfs+Qz+Liq稳定存在的区域，斜长石摩尔含量等值线密集分布，越靠近固相线斜长石摩尔含量越高，这表明存在大量斜长石的生长，体现在独居石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图中为Eu负异常的突变(图10b蓝色线条)。因此，388Ma可能代表了麻粒岩相峰期之后岩石接近固相线位置的冷却年龄。
本次研究的采样位置靠近新阳-元龙韧性剪切带，前人的研究显示该剪切带内变形黑云母的40Ar-39Ar年龄为371～356Ma(丁仨平等, 2009; Maoetal., 2020)。样品WQL19-2-2.2中与黑云母和白云母相接触的独居石数据落在谐和线上，其206Pb/238U年龄为363.2±5.7Ma，与368～362Ma年龄在误差范围内一致，因此，独居石记录的368～362Ma的年龄可能与新阳-元龙韧性剪切带的韧性剪切变形有关，可能是独居石受剪切作用影响发生了动态重结晶导致年龄的重置(Ericksonetal., 2015)。
6.3 构造意义
北秦岭造山带东部秦岭杂岩出露HP-UHP岩石、中-低压麻粒岩和高角闪岩相岩石，区域内广泛发育混合岩化现象。前人已对这些高级变质岩石的变质作用进行了大量研究(Kröneretal., 1993; 胡能高等, 1995; 刘良等, 1995, 1996; Zhaietal., 1998; 杨经绥等, 2002; Ratschbacheretal., 2003; 陈丹玲等, 2004, 2015; 陈丹玲和刘良, 2011; 苏犁等, 2004; 张建新等, 2009, 2011; Liuetal., 2011, 2013; Xiangetal., 2012, 2014, 2018; 王浩和吴元保, 2013; 向华等, 2014; Liaoetal., 2016; Yuetal., 2016)。但关于中-低压麻粒岩相岩石的成因问题，仍存在争议。在南阳盆地以东的桐柏地区，秦岭杂岩以中-低压麻粒岩相岩石为特征，变质时代在430～420Ma之间，P-T轨迹以逆时针为特征，多数学者认为与商丹洋向北俯冲形成的岛弧环境有关(Liuetal., 2011; Wangetal., 2011; Xiangetal., 2012)，Xiangetal. (2014)还识别出UHT变质作用证据；
但Kröneretal. (1993)认为出露于桐柏山北部的麻粒岩的形成与大陆碰撞及地壳加厚有关，张建新等(2011)也认为东秦岭区域上广泛分布的麻粒岩相-角闪岩相变质作用代表了早期大陆俯冲和碰撞作用之后的区域巴罗型(中压相系)变质事件。
研究表明分布在天水武山、关子镇、唐藏等地的具有蛇绿岩性质的混杂岩是秦岭造山带商丹缝合带向西的延伸(裴先治等, 2004, 2007b; 杨钊等, 2006; 张国伟等, 2004; 张宏飞等, 2005, 2006)。与秦岭杂岩同属同一构造单元的百花基性岩浆杂岩，形成于弧构造环境，该杂岩中辉长岩的年龄(435±2Ma)代表了商丹洋向北俯冲和产生弧岩浆活动的时限(裴先治等, 2007a)。产出于秦岭杂岩内部的438±3Ma的党川花岗岩，具有C-型埃达克质岩石的特征，被认为其形成与增厚地壳物质发生的部分熔融作用有关(Zhangetal., 2006; 王婧等, 2008; Wangetal., 2018)。近年来在宝鸡眉县附近识别出变质年龄为480～470Ma的退变榴辉岩(唐欢和张宏福, 2017)。唐源等(2022)根据出露于天水南部的石榴斜长角闪岩中的锆石稀土元素特征，推测其经历了497±3Ma榴辉岩相变质作用和452±3Ma和423±7Ma退变质作用，认为北秦岭造山带东、西部均经历了早古生代大陆俯冲事件。毛小红等(2017)在天水花庙地区识别出了433～424Ma中压麻粒岩相变质作用和411～402Ma的退变质作用，麻粒岩的峰期条件为：T=793～803℃、P=0.88～0.95GPa，但未给出麻粒岩相岩石完整的P-T演化轨迹(毛小红等, 2018)。
本研究发现的中压麻粒岩相岩石产出于天水北道地区，麻粒岩相变质作用的峰期条件为：P=1.02GPa、T=820℃，经历了以升温升压的进变质和峰期之后大致近等温降压的退变质为特征的顺时针P-T演化轨迹。独居石原位U-Pb定年结果显示431.3±5.5Ma可能代表了进变质阶段的时代，而420.8±3.3Ma应近似代表了麻粒岩相峰期的时代。这表明岩石在431.3±5.5Ma的时候经历了埋藏加热的地质过程，这个时间与具有C-型埃达克质岩石特征的党川花岗岩(438±3Ma)的年龄误差范围内一致。因此，结合区域地质、矿物组合特征和P-T演化轨迹，我们推测西秦岭造山带北缘天水地区早古生代麻粒岩相岩石可能是商丹洋闭合发生陆-陆碰撞造山作用的产物。
(1)天水北道地区秦岭杂岩中的石榴夕线黑云片麻岩经历了中压麻粒岩相变质作用，峰期温压条件为：P=1.02GPa、T=820℃；
经历了进变质阶段以升温升压、峰期之后以大致近等温降压为特征的顺时针P-T演化轨迹。
(2)独居石原位U-Pb定年结果显示，石榴夕线黑云片麻岩经历了～421Ma、～388Ma和368～362Ma的三期构造热事件，其中421Ma的年龄近似代表了中压麻粒岩相峰期变质作用的时代，388Ma近似代表了峰期之后降温降压到熔体固相线的年龄，368～362Ma可能代表了与韧性剪切变形相关的热事件。
(3)西秦岭造山带北缘天水北道地区秦岭杂岩发育的中压麻粒岩可能是陆-陆碰撞造山作用的产物。
致谢独居石原位U-Pb定年分析得到了中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区实验室于超硕士的帮助；
中国地质科学院地质研究所激光拉曼实验室张聪研究员在拉曼光谱实验中给予了指导；
审稿人提出了建设性的修改意见；
在此一并表示感谢！
