石榴石Lu-Hf、原位独居石U-Pb 定年对多期变形的时代制约——以北祁连托勒牧场为例*

曹汇 丛源 李广旭 许翠萍 Jeff VERVOORT Andrew KYLANDER-CLARK

CAO Hui1，CONG Yuan2，LI GuangXu1，XU CuiPing1，Jeff VERVOORT3 and Andrew KYLANDER-CLARK4

1. 大陆构造与动力学国家重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037

3. 美国华盛顿州立大学，普尔曼WA 99163

4. 美国加州大学圣巴巴拉分校，圣巴巴拉CA 93106

1. State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. Institute of Mineral Resource，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

3. School of the Environment，Washington State University，Pullman，WA 99163，USA

4. Department of Earth Science，University of California，Santa Barbara，CA 93106，USA

2015-08-01 收稿，2015-09-16 改回.

1 引言

变质变形事件的精细定年对深入研究造山过程具有重要意义。随着分析测试技术的发展，年代学与地球化学数据为确定岩石的形成时间、演化过程及其地球动力学背景提供了重要的参数。U-Pb 法、Rb-Sr 法、Sm-Nd 法、K-Ar 法、Re-Os法等定年技术方法的日益增多和完善，特别是离子探针质谱、激光40Ar-39Ar 等原位定年技术方法的应用，对地球动力学演化过程的研究产生了强有力的推动作用(陈文等，2011)。近来研究发现，对同一地质样品采用不同测年方法所获得的年龄不尽一致，由此认识到所获年龄可能代表了地质作用的某一过程(如同位素扩散和热干扰)而不仅仅是岩石形成年龄(韩以贵等，2008)。此外，变质变形的精确定年还存在许多难点:如变形矿物形成机制对测年结果的影响、构造变形/变质过程中矿物同位素体系的变化机理对测年理论与技术质疑等(闫全人等，2001)。

U-Pb 法是国内目前最主要的同位素测年方法之一。锆石微区U-Pb 年龄测定技术的发展对造山过程研究起到了巨大的推动作用。但由于锆石封闭温度较高，难以获得中低温条件下生长记录，并且中低级变质变形事件中缺少新生锆石，难以获得可靠年龄结果(刘树文等，2007)。独居石是一种富含轻稀土的磷酸盐矿物，因其含有较高的U、Th 及较低的普通铅(Overstreet，1976;邱昆峰和杨立强，2011)，经常能形成一致的U-Pb 和Th-Pb 年龄。另一方面，独居石的U-Pb同位素体系封闭温度相对较高(约530 ～720℃)，不易受到后期热事件的干扰，是理想的U-Th-Pb 定年对象(Stern and Berman，2000;Rasmussen et al.，2009;Sarma et al.，2011)。中低温地质事件和流体活动事件可以在独居石矿物中保持良好的生长和改造记录。与K-Ar 和Ar-Ar 单矿物定年技术相比，独居石具有清楚的内部结构，结合电子探针元素成分分析，可在独居石单颗粒上做出年龄分布图，得到独居石生长的多期年龄记录，使年龄分析的地质意义更为明确。因此，独居石U-Pb 定年逐渐成为中低级变质、变形年代学约束的有利工具(刘树文等，2007)。

Ar-Ar 法是同位素地质年代学研究的主要方法之一，但对于相对较老的变质岩样品，由于可能存在K 和Ar 的自然扩散作用或后期变质变形等多因素的扰动作用，用Ar-Ar 法很难测出早期变质事件年龄(陈文等，2011)。近年来，MCICP-MS 技术的出现使得Lu-Hf 同位素体系的发展进一步加快，所获得的资料为解决与岩石成因有关的一系列重要地质问题提供了新的途径。石榴石中的Lu/Hf 比值会明显高于全岩，而由于Hf 与Zr 的类质同象，全岩Lu-Hf 比值又高于锆石。因此，Lu-Hf 同位素定年既可解决陨石的形成时间等太阳系早期年代学问题，也可以用于研究年轻造山运动的年代学问题(Blichert-Toft，2001;袁洪林等，2007)。高Lu/Hf 比的石榴石可以用于构筑高精度的Lu-Hf 等时线，因而石榴石Lu-Hf 法被广泛地应用于各类岩石的定年研究中，特别是在造山带研究中，石榴石Lu-Hf 法揭示了许多其他定年体系所不能揭示的信息(程昊和曹达迪，2013)。

托勒牧场位于北祁连南缘右行韧性走滑剪切带西段，祁连微地体与北祁连俯冲碰撞杂岩带两个构造单元边界。北侧俯冲碰撞杂岩带的研究相对比较深入，尤其是高压变质带形成时代的研究较全面。前人对北祁连南缘右行韧性走滑剪切带的研究主要集中于韧性剪切带变形和变质及40Ar-39Ar年代学的研究(许志琴等，1997;李海兵等，1997;戚学祥，2003)，尚未开展对该地区多期构造变形过程的详细年代学研究。本文将尝试运用基于显微构造分析的面理弯切轴测量技术对托勒牧场地区构造变形过程进行研究，并开展原位独居石U-Pb 定年及石榴石Lu-Hf 定年，为多期构造变形提供精确年代学制约。

2 区域地质背景

北祁连造山带位于阿拉善地块与祁连地块之间(图1)，经历了晋宁运动、加里东运动、印支运动、燕山运动及喜山运动等多期造山运动，是研究造山带的古板块构造体制、俯冲动力学和造山作用过程的理想场所(宋述光，1997;许志琴等，1997;张建新等，1996;Zhang et al.，2012)。

前人对祁连造山带中位于祁连地块与阿拉善地块之间的北祁连俯冲碰撞杂岩带进行了研究，认为北祁连俯冲碰撞杂岩带是加里东期祁连洋向北俯冲到阿拉善地块之下形成的(吴汉泉，1980;冯益民和何世平，1996;Shi et al.，2013)。岩石组成、变质作用和形成时代等研究表明祁连地块的变质基底形成于前寒武纪(郭进京等，2000)。张建新等(1996)、许志琴等(1997)、李海兵等(1997)、戚学祥(2003)对北祁连南缘韧性剪切带部分地段的变形变质作用进行了初步研究，认为该剪切带是一条形成于中高温环境的右行韧性走滑剪切带。韧性剪切带内面理和拉伸线理都很发育，主要由云母、石英条带及拉长的长石、石榴石等定向排列构成，面理走向120° ～130°，倾向北，倾角近直立。

剪切带内岩石的变形变质程度在横向上都发生不同程度的变化。变质作用亦随变形强度的变化而发生相应的变化，但对应关系并不是非常吻合(李海兵等，1997)。开展对北祁连托勒牧场地区变质变形过程的系统研究，对正确认识祁连造山带的基本构造格架及形成演化历史具有重要意义。

托勒牧场剪切带位于北祁连造山带西段南缘(图2)，是北祁连与中祁连的界限，主要分布于奥陶系地层中。野外露头变形强烈，带内岩性主要为含石榴石千糜岩、石英片岩、含蓝晶石榴云母石英片岩、含十字石榴云母石英片岩以及含石榴石片麻岩的残留体(图3)。石榴石、斜长石变斑晶在北祁连托勒牧场剪切带中普遍发育，变斑晶内包裹物迹线明显，并且独居石颗粒较大，适于面理弯切轴测量方法及独居石的原位定年，是进行造山过程及构造年代学研究的理想野外实验室。

图1 北祁连南缘右行韧性走滑剪切带区域地质略图Fig.1 Simplified geological map of North Qilian ductile shear zone

图2 北祁连托勒牧场研究区地质图1-元古代变质岩;2-早古生代沉积岩、火山岩;3-中生代沉积岩;4-新生代沉积岩;5-花岗岩;6-辉长岩;7-基性岩;8-韧性剪切带糜棱面理;9-逆冲断层;10-采样点位置Fig. 2 Geological map of Tuolemuchang，North Qilian ductile shear zone1-Proterozoic metamorphic rocks;2-Early Paleozoic sedimentary rocks and volcanic rocks;3-Mesozoic sedimentary rocks;4-Cenozoic sedimentary rocks;5-granite;6-gabbro;7-basic rock;8-mylonitic foliation in the ductile shear zone;9-thrust fault;10-sampling location

3 技术方法

3.1 面理弯切轴技术

图3 北祁连托勒牧场地区片岩野外露头及石榴石(Grt)、斜长石(Pl)变斑晶显微构造照片Fig.3 Schist outcrupt and garnet (Grt)and plagioclase(Pl)porphyroblast photos in Tuolemuchang，North Qilian ductile shear zone

变斑晶内包裹物迹线研究，是揭示变形变质作用之间联系及造山演化过程的有效途径(Zwart，1960;Spry，1963;Bell，1981;Bell et al.，1986，1998;Bell and Bruce，2006，2007;Hayward，1990，1992;Sanislav and Shah，2010;Cao and Fletcher，2012;Cao and Xu，2014)。面 理 弯 切 轴(Foliation Intersection/Inflection Axes，FIAs)是指变斑晶内包裹物迹线所记录的面理弯曲或相交轴线(图4、图5，Bruce，2007)，面理弯切轴理论上垂直于岩石变形所受挤压主应力方向。每期面理弯切轴代表了在一段时期内相对恒定的水平挤压主应力方向(Yeh and Bell，2004)。多期生长变斑晶核部与边部记录了不同期次面理弯切轴，可用于造山运动过程及板块构造运动演化过程研究(Bell et al.，1998;Bell and Mares，1999)。

图4 变斑晶面理弯曲(a)或相互交切(b)轴示意图(据Bruce，2007 修改)Fig.4 Foliation inflexion (a)or intersection (b)axes preserved within porphyroblasts (modified after Bruce，2007)

面理弯切轴是通过观察岩石样品竖直薄片中变斑晶包裹物迹线形状(顺时针或逆时针旋转;图6)变化判定的。首先，根据野外标记在室内将定向标本复位定向，由正北方向(标为0°)开始，每隔30°方位角切制竖直薄片。然后在偏光显微镜下观察变斑晶内包裹物迹线，当相邻两薄片内包裹物迹线几何形状发生改变时(顺时针“S”与逆时针“Z”之间的相互转变)，即可判定为面理弯切轴(FIA)的方向。面理弯切轴期次的先后顺序可以根据多期生长变斑晶核部与翼部包裹物迹线几何形状变化及褶劈理来判定(Bell and Bruce，2007)。

野外定向样品室内精确复位在大陆构造与动力学国家重点实验室利用定向标本室内精确复位平台完成。复位后样品沿正北方向切制6 个定向薄片，依次标注为:0°，30°，60°，90°，120°及150°。定向薄片磨制在中国地质科学院地质研究所磨片室完成。详细流程见曹汇和Fletcher(2012)。

3.2 原位独居石U-Pb 定年

图5 变斑晶内面理3D 剖面及间隔30°切制竖直薄片中包裹物迹线形状变化示意图(据Bell and Bruce，2007 修改)Fig.5 3D profile cut 30°apart for porphyroblasts and the inclusion trail variation preserved within porphyroblasts (modified after Bell and Bruce，2007)

图6 变斑晶内包裹物迹线形状示意图Fig.6 Inclusion trail preserved within porphyroblasts

随着定年技术方法的日益增多和完善，副矿物微区原位测年方法已经广泛应用于同位素地质年代学研究中，成为探讨地球演化历史和各类地质作用过程的重要技术手段。矿物微区原位分析技术能够揭示同一个矿物颗粒不同部位的成分和同位素地质年代信息，可更好的为构造变形事件提供年代学制约(彭松柏等，2004)。目前，锆石是U-Pb 同位素地质年代学中最常用的定年矿物。但对于变质程度相对较低，没有锆石的变质岩，需要开展对斜锆石、钙钛矿、金红石、磷灰石、独居石等其他副矿物的U-Pb 同位素测定，给出时代约束(吴昌华等，1998;李惠民等，2007;周红英等，2007，2012;周红英和李惠民，2008;Stern and Berman，2000)。

二十世纪九十年代以来，国内外开展了电子探针U-Th-Pb 化学定年法的研究和应用(Suzuki and Adachi，1991;Montel et al.，1996;Williams et al.，1999;Williams and Jercinovic，2002;Bell and Welch，2002;Cao，2009)，但电子探针测年测试精度不高，无法满足部分年轻地质体定年的测试精度。利用二次离子质谱法(SIMS)对独居石进行U-Pb同位素测定，通常可得到精度较好的结果(Zhu et al.，1997，1998;Stern and Berman，2000;Rubatto et al.，2001;万渝生等，2004)，但该方法所用仪器价格昂贵，测定成本较高，使得独居石SIMS 定年方法难以广泛推广。LA-ICPMS 数据质量高，相对简单快捷，是目前独居石原位定年的最常用测试方法(崔玉荣等，2012;周红英等，2007，2012)。

本研究原位独居石的标定在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室使用电子探针微量分析仪(JEOL)JXA-8100 完成。独居石的U、Th、Y、La、Nd 元素成分图分析在美国加州大学圣巴巴格拉分校使用Cameca SX100 电子探针完成。独居石U-Pb 年代分析在美国加州大学圣巴巴拉分校使用 Nu AttoM SC-ICPMS (英国Nu Instruments Ltd. ，Wrexham 生产)完成，采用的激光剥蚀系统为美国Photon Machines，San Diego 公司生产的Analyte 193 Ar F 准分子激光器，波长193 nm。仪器设备情况及样品分析方法流程详见Cottle et al. (2012，2013)和Kylander-Clark et al. (2013)。年龄数据处理选用软件Isoplot v. 3.00(Ludwig，2003)，误差范围为2σ。

3.3 石榴石Lu-Hf 定年

石榴石是变质岩中的常见矿物，可为岩石形成的温度压力条件计算提供重要参数，是同位素定年的重要研究对象之一。石榴石中矿物包裹体的存在对Lu-Hf 同位素体系并无太大影响，因为这些矿物包裹体的Lu-Hf 比值大多远较石榴石小(锆石除外)(吴福元等，2007)。近来，MC-ICP-MS 技术的出现使得Lu-Hf 同位素体系的发展进一步加快，所获得的数据资料为解决与岩石成因有关的一系列重大地质问题提供了新的途径。目前，Lu-Hf 定年已经被应用于各大类岩石的年代学研究中(程昊和曹达迪，2013)。石榴石中往往包含有不同的包裹体矿物组合，可以用来指示石榴石的生长期次。将多期生长石榴石不同期次的年龄信息与石榴石中记录的寄主岩石温压及构造变形信息结合，可有效反演造山带演化的P-T-t-D 轨迹，确定不同变质变形事件的年代和持续时间(曹达迪和程昊，2014)。

石榴石Lu-Hf 同位素分析在美国华盛顿州立大学GeoAnalytical Laboratory 使 用 Thermo Electron NeptuneTMmulti-collector (MC-)ICP-MS 完成。样品溶解及化学分析流程详见Cheng et al. (2008)，数据处理流程参照Vervoort et al. (2004)。

4 数据采集与测试分析

4.1 面理弯切轴测定

本研究定向样品CTL4-8-6 为含十字石石榴石云母石英片岩，采自北祁连南缘右行韧性走滑剪切带西段托勒牧场地区(图2)。定向薄片镜下观察，不对称旋转构造普遍存在，主要体现在长英质条带被拉长旋转形成的不对称旋转布丁、石榴石压力影、斜长石和十字石变斑晶等旋转碎斑及微观尺度下石榴石内部定向排列的石英、云母等矿物组成的“S”或“Z”型包裹体迹线。主要矿物共生组合为:石榴石+十字石+黑云母+石英+斜长石(图3c，d)。据矿物共生组合推断变质作用相当于中压角闪岩相(许志琴等，1997;李海兵等，1997)。

方向为0°、30°、60°、90°、120°和150°的6 个定向岩石薄片中均包含有斜长石和石榴石斑晶，斜长石斑晶内包裹物迹线明显，部分呈顺时针旋转的“S”形或逆时针旋转的“Z”形。在镜下对定向薄片中斜长石变斑晶内包裹物迹线形状进行分析鉴定，其中0°、30°、60°、90°、120°定向薄片内斜长石斑晶包裹物迹线为明显的顺时针旋转，150°为逆时针旋转(图6a-f)，由此可以判定，该样品斜长石斑晶内包含的面理弯切轴位于120°与150°之间。部分石榴石斑晶内包裹物迹线呈明显的“S”或“Z”形(图6g 的Grt1)，但大多数石榴石斑晶内包裹物迹线形状不规则，无法用于面理弯切轴的测定(图6g的Grt2)。

4.2 原位独居石U-Pb 年龄数据

开展独居石原位分析之前，用5% HNO3擦拭薄片表面，并用超声波进行清洗后干燥，以保证样品的清洁。使用偏光显微镜对薄片进行详细观察，初步了解样品的矿物组成及结构关系。运用扫描电子显微镜观察和能谱分析(SEM-EDS)，进一步了解独居石组成、纯度、结构及与其他矿物之间的关系(图7)。选取同构造生长的独居石颗粒进行Y、U、Th、Nd和La 元素成分图分析(图8)。样品中独居石颗粒未呈现明显的多期生长环带。结合Y 元素成分图分析、反射光照相和背散射图像，选取不含包裹物或微裂隙不发育的区域进行原位U-Th-Pb 同位素分析。

利用LA-ICPMS 对5 颗原位独居石颗粒进行了45 个点的测试分析(分析点位置见图9)，其U-Th-Pb 同位素比值及年龄结果列于表1 中，分析点的206Pb/238U 年龄介于459.0 ±9.1Ma 和504.5 ± 10.0Ma 之间。年龄集中分布在470 ～490Ma，只有2 个测点低于470Ma，1 个测点高于500Ma (图10)。206Pb/238U 年龄加权平均值为481.0 ±2.3Ma (n =45，MSWD=2.3)。

图7 位于十字石(St)变斑晶内(a)及外部基质(b)中的独居石(Mnz)颗粒Fig.7 Monazite (Mnz)grain preserved within staurolite(St)porphyroblasts (a)and matrix (b)

果结析LA-ICP-MS U-Pb 分石居CTL4-8-6 独品样1 表LA-ICP-MS U-Pb isotopicanalysesofmonazitesampleCTL4-8-6 Table1 2s（abs）208Pb 232 Th（Ma）2s（abs）206Pb 238 U（Ma）2s）（%208Pb 232 Th Rho 2s）（%206Pb 238 U 2s）（%207Pb 235 U 2s）（%207Pb 206 Pb Th/U Th -6）U（ ×10 Pb SpotNo.9.0 473.8 9.9 487.8 1.90 0.02372 0.92 2.03 0.0786 2.20 0.6380 0.86 0.0590 12.4 37700 3027 1235 CTL-4-8-6_001 8.6 471.3 9.2 478.2 1.83 0.02359 0.93 1.93 0.0770 2.07 0.6282 0.76 0.0592 12.6 42570 3388 1394 CTL-4-8-6_002 8.6 467.5 10.5 476.4 1.84 0.02340 0.93 2.19 0.0767 2.36 0.6310 0.87 0.0596 14.9 40700 2735 1328 CTL-4-8-6_003 9.0 470.5 10.5 483.6 1.91 0.02355 0.92 2.17 0.0779 2.35 0.6460 0.90 0.0599 14.5 31400 2184 1037 CTL-4-8-6_004 9.0 465.7 11.1 479.4 1.93 0.02331 0.95 2.31 0.0772 2.43 0.6220 0.73 0.0583 12.2 46330 3796 1523 CTL-4-8-6_005 8.2 482.3 10.0 504.5 1.71 0.02415 0.92 1.97 0.0814 2.14 0.6594 0.83 0.0586 12.6 36240 2896 1232 CTL-4-8-6_006 8.4 466.7 9.9 487.8 1.80 0.02336 0.93 2.03 0.0786 2.17 0.6530 0.78 0.0605 17.4 55490 3168 1821 CTL-4-8-6_007 8.2 475.0 9.9 488.4 1.73 0.02378 0.92 2.02 0.0787 2.20 0.6510 0.86 0.0602 14.0 43540 3121 1451 CTL-4-8-6_008 10.0 464.9 11.7 481.2 2.15 0.02327 0.94 2.44 0.0775 2.59 0.6440 0.88 0.0601 13.6 42470 3114 1411 CTL-4-8-6_009 9.2 470.1 11.1 485.4 1.96 0.02353 0.94 2.29 0.0782 2.43 0.6340 0.81 0.0588 11.6 39900 3415 1335 CTL-4-8-6_010 9.0 476.2 10.5 482.4 1.89 0.02384 0.95 2.17 0.0777 2.28 0.6360 0.70 0.0593 11.2 43410 3837 1467 CTL-4-8-6_011 9.2 468.9 11.7 481.8 1.96 0.02347 0.95 2.43 0.0776 2.57 0.6380 0.82 0.0597 10.7 39250 3616 1300 CTL-4-8-6_012 10.0 477.0 11.1 478.8 2.10 0.02388 0.95 2.32 0.0771 2.44 0.6330 0.76 0.0591 11.4 50250 4369 1683 CTL-4-8-6_013 9.2 483.9 9.9 481.2 1.91 0.02423 0.94 2.05 0.0775 2.18 0.6330 0.74 0.0592 10.9 44910 4060 1529 CTL-4-8-6_014 9.6 479.0 9.9 483.0 2.01 0.02398 0.94 2.04 0.0778 2.18 0.6335 0.76 0.0592 13.8 55400 3978 1858 CTL-4-8-6_015 9.0 476.4 9.9 482.4 1.89 0.02385 0.94 2.04 0.0777 2.17 0.6380 0.74 0.0594 12.5 48700 3851 1607 CTL-4-8-6_016 7.8 469.7 8.6 472.2 1.66 0.02351 0.93 1.82 0.0760 1.96 0.6163 0.74 0.0591 11.2 46820 4132 1521 CTL-4-8-6_017 9.0 479.8 9.9 484.2 1.88 0.02402 0.94 2.04 0.0780 2.17 0.6320 0.76 0.0590 13.5 59600 4369 1968 CTL-4-8-6_018 9.8 479.2 11.1 483.0 2.05 0.02399 0.95 2.30 0.0778 2.41 0.6310 0.72 0.0590 10.7 58500 5343 1930 CTL-4-8-6_019 8.4 484.3 8.6 482.4 1.74 0.02425 0.93 1.79 0.0777 1.93 0.6305 0.72 0.0590 12.3 62140 4975 2072 CTL-4-8-6_020 9.4 480.3 10.5 480.0 1.96 0.02405 0.96 2.18 0.0773 2.28 0.6310 0.67 0.0592 12.2 56200 4522 1850 CTL-4-8-6_021 9.0 481.3 9.9 483.6 1.88 0.02410 0.94 2.04 0.0779 2.17 0.6453 0.73 0.0601 14.5 71600 4854 2354 CTL-4-8-6_022 9.4 468.1 9.9 481.8 2.01 2343 0.0 0.95 2.05 0.0776 2.15 0.6260 0.66 0.0588 11.7 62700 5231 2001 CTL-4-8-6_023

1表续C ontinued Table1 2s（abs）208Pb 232 Th（Ma）2s（abs）206Pb 238 U（Ma）2s）（%208Pb 232 Th Rho 2s）（%206Pb 238 U 2s）（%207Pb 235 U 2s）（%207Pb 206 Pb Th/U Th -6）U（ ×10 Pb SpotNo.9.4 466.3 10.5 478.2 2.01 0.02334 0.95 2.19 0.0770 2.29 0.6260 0.69 0.0590 11.9 61700 5070 1968 CTL-4-8-6_024 8.2 469.9 9.3 487.8 1.75 0.02352 0.93 1.90 0.0786 2.04 0.6376 0.74 0.0593 11.8 61000 5001 1971 CTL-4-8-6_025 9.6 474.4 9.9 480.0 2.03 0.02375 0.95 2.05 0.0773 2.17 0.6390 0.70 0.0601 11.7 49000 4082 1624 CTL-4-8-6_026 8.4 473.4 9.9 486.6 1.78 0.02370 0.94 2.03 0.0784 2.16 0.6340 0.74 0.0590 12.4 60860 4791 1981 CTL-4-8-6_027 12.0 526.1 11.1 492.5 2.27 0.02637 0.93 2.26 0.0794 2.43 0.7310 0.90 0.0672 11.5 29800 2520 1083 CTL-4-8-6_028 8.8 472.5 10.5 493.1 1.86 0.02365 0.94 2.14 0.0795 2.26 0.6510 0.75 0.0598 15.1 67500 4360 2205 CTL-4-8-6_029 8.6 470.1 10.5 487.2 1.83 0.02353 0.94 2.16 0.0785 2.30 0.6480 0.80 0.0601 14.9 53740 3522 1752 CTL-4-8-6_030 8.4 457.6 9.8 478.8 1.83 0.02290 0.95 2.06 0.0771 2.17 0.6240 0.69 0.0591 13.6 55640 3984 1773 CTL-4-8-6_031 8.6 457.0 9.9 480.6 1.87 0.02287 0.94 2.05 0.0774 2.18 0.6270 0.74 0.0594 15.3 65200 4184 2094 CTL-4-8-6_032 10.0 465.7 11.1 479.4 2.14 0.02331 0.95 2.31 0.0772 2.43 0.6380 0.75 0.0603 15.3 56700 3670 1858 CTL-4-8-6_033 7.2 458.2 8.2 464.2 1.56 0.02293 0.93 1.77 0.0747 1.90 0.5984 0.67 0.0587 10.0 54400 5350 1747 CTL-4-8-6_034 8.5 451.1 9.1 459.0 1.90 0.02257 0.94 1.99 0.0738 2.13 0.6006 0.75 0.0594 12.4 48100 3856 1533 CTL-4-8-6_035 10.4 480.5 10.5 477.6 2.17 0.02406 0.95 2.19 0.0769 2.31 0.6270 0.74 0.0594 12.9 48800 3740 1635 CTL-4-8-6_036 10.0 480.9 10.6 483.0 2.08 0.02408 0.91 2.19 0.0778 2.40 0.7110 1.00 0.0668 11.0 50900 4575 1736 CTL-4-8-6_037 8.8 478.8 10.5 484.2 1.84 0.02397 0.94 2.17 0.0780 2.31 0.6410 0.80 0.0600 13.4 74800 5580 2500 CTL-4-8-6_038 9.0 476.4 10.5 476.4 1.89 0.02385 0.95 2.19 0.0767 2.32 0.6340 0.75 0.0602 14.2 58780 4113 1967 CTL-4-8-6_039 8.6 483.7 9.8 473.4 1.79 0.02422 0.90 2.07 0.0762 2.30 0.6520 0.99 0.0624 13.2 43030 3230 1460 CTL-4-8-6_040 10.3 497.3 11.1 484.2 2.07 0.02491 0.94 2.29 0.0780 2.44 0.6420 0.82 0.0600 13.6 54600 3970 1878 CTL-4-8-6_041 12.4 509.9 11.8 486.6 2.43 0.02555 0.95 2.42 0.0784 2.54 0.6360 0.76 0.0590 11.4 44400 3866 1573 CTL-4-8-6_042 9.2 484.7 11.1 475.8 1.91 0.02427 0.96 2.33 0.0766 2.41 0.6230 0.64 0.0588 11.7 57700 4858 1935 CTL-4-8-6_043 8.6 484.3 9.8 471.6 1.78 0.02425 0.96 2.08 0.0759 2.18 0.6170 0.64 0.0588 11.5 59200 5067 1981 CTL-4-8-6_044 10.6 483.7 11.7 2.2 47 2.20 0.02422 0.97 2.47 0.0760 2.56 0.6200 0.66 0.0591 11.9 62200 5150 2073 CTL-4-8-6_045

图8 独居石颗粒(CTL4-8-6 m20)Y、U、Th、Nd 和La 元素成分分布图Fig.8 Compositional mapping of monazite grain (CTL4-8-6 m20)

4.3 石榴石Lu-Hf 年龄数据

石榴石样品分选在廊坊科大岩石矿物分选公司完成。分选出的石榴石在双目镜下仔细挑纯至99% 以上，单矿物颗粒在玛瑙研钵中研磨至200 目以下。全岩样品采用刚玉颚式碎样机粗碎，后用碳化钨钵体碎样机细碎至200 目以下。Lu-Hf 同位素分析的化学方法采用高温高压溶样弹溶样法，在美国华盛顿州立大学完成，具体方法流程见Cheng et al. (2008)。用于分析的3 个石榴石样品重量分别为:CTL 4-8-6 G1:0.24960g;CTL 4-8-6 G3:0.25575g;CTL 4-8-6 G4:0.25252g;全岩样品CTL 4-8-6 WRB1 重量为0.25053g。石榴石与全岩的Lu-Hf 同位素分析结果见表2，等时线图见图11。全岩与石榴石的176Hf/177Hf 比值范围为0.014700 ～0.420850，采用Isoplot 3.00 (Ludwig，2003)计算得到的等时线年龄为512.3 ± 2.7Ma(2σ)，初始176Hf/177Hf 比值为0.282248±0.000015 (2σ)，MSWD=0.25。数据处理流程参照Vervoort et al. (2004)。

5 讨论

5.1 变斑晶生长与构造变形期次

1)斜长石斑晶与石榴石斑晶并非同期生长

图9 独居石颗粒45 个分析测试点位置分布图(底图为Y 元素成分分布图)Fig.9 45 analyzed spot showing on Y map of monazite

图10 45 个独居石分析测试点加权平均(206Pb/238U)年龄直方图Fig.10 Weighted average (206Pb/238U)age of 45 analyzed spot of monazite

表2 样品CTL 4-8-6 Lu-Hf 同位素结果Table 2 Lu and Hf isotopic data for sample CTL 4-8-6

如果斜长石斑晶与石榴石斑晶为同期生长，石榴石内包裹物迹线与斜长石内包裹物迹线应具有连贯性。图6h 斜长石斑晶内包裹物迹线明显围绕石榴石Grt1 生长。可推断，斜长石斑晶与石榴石斑晶并非同期生长。

2)斜长石斑晶生长晚于石榴石斑晶

如果石榴石Grt1 生长晚于斜长石斑晶，后期生长的石榴石斑晶应该将斜长石内连续生长的包裹物迹线截断;而图6h围绕石榴石Grt1 生长的包裹物迹线，说明该斜长石斑晶生长晚于石榴石Grt1。

3)斜长石斑晶记录的水平挤压主应力方向为北东-南西向的构造事件，与石榴石生长经历的构造事件为不同期次构造变形

图11 样品CTL 4-8-6 石榴石-全岩176 Lu/177 Hf-176 Hf/177Hf 等时线图Fig.11 176Lu/177Hf vs. 176Hf/177Hf isochron of sample CTL 4-8-6

斜长石斑晶内包裹物迹线明显，并且在120°定向薄片内包裹物迹线形状呈顺时针旋转的“S”形，而150°定向薄片内包裹物迹线则转变为逆时针旋转的“Z”形。由此断定，斜长石斑晶面理弯切轴位于120°与150°之间。其对应水平挤压主应力方向为30° ～60°(北东-南西向)。由于6 个定向薄片内石榴石斑晶包裹物迹线多数形状不规则，无法测定其面理弯切轴。石榴石斑晶内包裹物迹线与斜长石斑晶内包裹物迹线未呈现明显相关性，可推断石榴石斑晶生长经历的早期构造变形，不同于斜长石斑晶记录的构造变形事件。

5.2 原位独居石U-Pb 年龄对构造变形的制约

由独居石颗粒元素成分分布图(图8b-e)可见，U、Th、Nd 和La 元素并未呈现明显分布差异。Y 元素成分分布图核部与边部呈现不同的生长环带(图8a、图9)，但核部与边部的分析测试年龄结果主要集中在470 ～490Ma，并未出现较大差异。该样品独居石可能只记录了一期变形事件的年龄。

镜下观察结合扫描电镜能谱(SEM-EDS)分析，斜长石斑晶内未发现与包裹物迹线同构造生长的独居石颗粒。本研究测试分析的5 颗独居石颗粒均位于斜长石斑晶外的基质中。根据显微构造分析推断，基质中同构造生长的独居石不早于变斑晶生长过程。所获得的加权平均值为481.0 ±2.3Ma 的206Pb/238U 年龄，应为斜长石斑晶生长年龄的下限。斜长石斑晶生长记录的水平挤压主应力方向为北东-南西向的构造事件应不早于481.0 ±2.3Ma。

5.3 变斑晶生长记录的构造变形与区域韧性剪切作用的关系

由斜长石斑晶内包裹物迹线测得的面理弯切轴位于120° ～150°之间，与北祁连南缘右行韧性剪切带(托勒牧场-白银)走向接近(120° ～130°，许志琴等，1997;李海兵等，1997)。戚学祥(2003)通过对该剪切带内花岗质糜棱岩中的钾长石和黑云母开展Ar-Ar 同位素测定及区域构造变形分析认为，北祁连南缘右行韧性走滑剪切带西段的时代为410～394Ma;而本研究根据显微构造分析及独居石U-Pb 年代学研究认为，斜长石斑晶内包裹物迹线记录的构造变形事件不早于481.0 ±2.3Ma，与Ar-Ar 年代并不一致。由于Ar-Ar 与U-Pb 同位素体系的封闭温度不同，无法确定是否记录了同一期次构造变形事件。

此次研究仅切制了6 个定向薄片，面理弯切轴限定在120° ～150°之间。需要采集更多定向标本，开展进一步研究工作，将面理弯切轴方向精度限定在5°，方可进一步明确斜长石斑晶内记录的变形事件，与区域走向为120° ～130°的韧性剪切带是否为同一期构造变形。

5.4 石榴石Lu-Hf 年代与斑晶生长

本研究获得的石榴石-全岩Lu-Hf 等时线年龄为512.3±2.7Ma，应为石榴石斑晶生长年龄。由原位独居石U-Pb 年代学研究可知，斜长石斑晶生长不早于481.0 ±2.3Ma。进一步验证石榴石斑晶与斜长石斑晶非同期生长，且石榴石斑晶生长早于斜长石斑晶。张建新等(2011)研究认为，北祁连-北阿尔金为典型的早古生代增生造山带，HP/LT 变质带榴辉岩形成时代为510 ～440Ma。祁连-阿尔金造山带南北两侧几乎同时发生增生造山作用和碰撞造山作用，构成由不同造山类型所组成的复合造山带。宋述光等(2009)研究发现，祁连洋由安第斯型俯冲向西太平洋型俯冲转变的时限大致为520 ～490Ma，高压变质岩变质作用的时限大致为490 ～440Ma。目前，国内外学者对祁连山曾经存在完整的沟弧盆体系和成熟大洋的认识基本一致，但是对祁连造山带俯冲造山的开始时限、洋盆的消减模式和俯冲极性仍有争议(冯益民，1997;秦海鹏等，2014)。冯益民和何世平(1996)认为俯冲作用最早可追溯至495Ma。秦海鹏等(2014)、吴才来等(2006，2010)报道了北祁连造山带南缘的下古城花岗岩(504Ma)、柯柯里斜长花岗岩(512Ma)及野马咀花岗岩(508Ma)的SHRIMP 锆石U-Pb 年龄，推测其形成可能主要受控于北祁连洋向南俯冲引发的岩浆作用，进而推测北祁连造山带南缘中西段俯冲作用可能早于512Ma。结合前人锆石U-Pb 定年和Hf 同位素研究结果，认为512.3 ±2.7Ma 的石榴石-全岩Lu-Hf 等时线年龄可能代表了祁连洋俯冲过程中石榴石的生长时间，其后经历的变质变形作用没有对石榴石的Lu-Hf 同位素体系产生明显影响。

6 结论

(1)石榴石、斜长石斑晶记录了两期构造事件，石榴石斑晶生长早于斜长石斑晶。由斜长石斑晶内包裹物迹线测得的面理弯切轴推断，其构造变形对应水平挤压主应力方向为北东-南西向。该期变形与北祁连南缘右行韧性剪切带走向基本一致，但是否为同一期构造事件，需要开展进一步研究工作进行验证。

(2)显微构造分析及独居石U-Pb 年代学研究认为，斜长石斑晶内包裹物迹线记录的构造变形事件不早于481.0±2.3Ma。

(3)获得的石榴石-全岩Lu-Hf 等时线年龄为512.3 ±2.7Ma，进一步验证该地区石榴石斑晶与斜长石斑晶非同期生长，石榴石斑晶生长早于斜长石斑晶。结合前人锆石UPb 定年和Hf 同位素研究结果，该Lu-Hf 年龄可能代表了祁连洋俯冲过程中石榴石的生长时间，其后经历的变质变形作用没有对石榴石的Lu-Hf 同位素体系产生明显影响。石榴石Lu-Hf 定年结合显微构造分析可为早期构造变形事件提供有效年代学制约。

致谢 美国华盛顿州立大学Diane Wilford、Da Wang 和路易斯安那州立大学Shelby Johnson、Kexin Zhang 在石榴石样品Lu-Hf 分析和原位独居石U-Pb 定年测试分析过程中给予了大力协助;两位审稿人提出了宝贵的修改意见;在此一并感谢。

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