西盟地区奥陶纪花岗片麻岩的锆石U-Pb年代学、Hf同位素组成特征及其大地构造意义

邢晓婉 ,张玉芝 ,王岳军,刘汇川

(1.中国科学院 广州地球化学研究所,同位素地球化学国家重点实验室,广东 广州 510640;2.中国科学院大学,北京100049;3.中山大学 地球科学与地质工程学院,广东 广州 510275)

0 引 言

自 Gansser (1964)提出喜马拉雅造山带形成于早古生代以来,针对该造山带内早古生代构造、岩浆、变质及沉积作用相继开展了大量研究工作(许志琴等,2005,2011;张泽明,2008;Dong et al.,2010;王晓先等,2011;Wang et al.,2012;杨学俊等,2012;Zhang et al.,2012;朱弟成等,2012;Zhu et al.,2012)。研究结果显示,在青藏高原东南缘及喜马拉雅地区广泛分布有早古生代花岗岩(Hoffman et al.,1998;DeCelles et al.,2000;张泽明等,2008;戚学祥等,2010)和同期变质作用(许志琴等,2005;Liu et al.,2007;Zhang et al.,2012)。许志琴等(2005)在聂拉木、亚东、吉隆和康马地区高喜马拉雅结晶岩获得了529～457 Ma的锆石U-Pb年龄,并认为原始喜马拉雅山是早古生代泛非造山作用的产物,现在的喜马拉雅造山带是在泛非造山基础上再次造山作用的产物。Liu et al.(2006)在亚东地区的高喜马拉雅结晶岩中得到了500 Ma左右的锆石U-Pb岩浆事件年龄。时超(2010)对高喜马拉雅地区亚东岩组片麻状含石榴子石黑云母花岗闪长岩研究,获得了 499.2±3.9 Ma的锆石U-Pb结晶年龄。Zhu et al.(2012)在中部拉萨地块识别出早古生代 492±4 Ma的双峰式火山岩。但由于该地区中新生代强烈的构造叠加与改造,早古生代地质标志多被“掩盖”或抹失,导致目前对喜马拉雅早古生代构造背景仍未形成一致性看法。有的学者认为其是泛非造山带的一部分(许志琴等,2005;杨学俊等,2012),部分学者相信其属于原特提斯洋向冈瓦纳大陆边缘俯冲所导致的安第斯型造山作用产物(张泽明等,2008;Dong et al.,2010;王晓先等,2011;Wang et al.,2012;Zhang et al.,2012;朱弟成等,2012;Zhu et al.,2012)。尤为重要的是,目前有关早古生代岩浆作用的研究更多集中于印度–尼泊尔和高喜马拉雅地区,而对藏南经喜马拉雅东构造结向东延伸的三江滇缅地区,是否同样发育早古生代岩浆作用关注不多。

最新的资料表明,在藏东南迦巴瓦地区、腾冲高黎贡山和保山平达地区相继识别出 500～470 Ma的早古生代花岗岩(Chen et al.,2007;Song et al.,2007,2010;Liu et al.,2009;李再会等,2012a,2012b;Wang et al.,2013)。这表明早古生代岩浆作用很可能经由喜马拉雅东构造结东延至腾冲和保山地块。那么对腾冲与保山地块同属滇缅马苏陆块的禅邦地块内是否也发育有早古生代岩浆？其成因背景如何？其岩石特征是否与保山、腾冲地块内同期岩浆作用相类似？基于上述问题,本文选择大地构造上属于禅邦地块的滇西西盟地区原划为西盟群帕可组的花岗片麻岩开展了全岩主量元素、LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及原位 Hf同位素分析,旨在约束西盟群花岗片麻岩的形成时代,并阐明它们的岩石成因及其与冈瓦纳大陆演化的关系。

图1 西盟地区地质简图Fig.1 Simplified geological map of the Ximeng area,Yunnan province

1 区域地质背景

西南三江地区地处青藏高原东喜马拉雅南缘,特提斯–喜马拉雅构造域东部,是冈瓦纳大陆与古欧亚大陆的结合地带(孔会磊等,2012)。该区发育了腾冲、保山、思茅、禅邦等多个微陆块(Wu et al.,1995;王铠元,1996;钟大赉,1998),陆块内部基底出露局限并经历多期构造作用叠加,其基底属性和演化历史常难于恢复(陈福坤等,2006)。西盟地区位于特提斯喜马拉雅构造域的东南部,滇缅泰马地块东部,东接澜沧江深断裂,西由柯街断裂及南汀河断裂而与保山地块相邻(范承钧,1982),昌宁–孟连古特提斯地壳缝合带位于其西侧,是禅邦地块在我国境内唯一的变质岩系出露地区。

西盟地区出露的前泥盆纪变质岩系,前人一般统称为西盟群,并认为是一套连续的火山碎屑、陆源碎屑和碳酸盐岩沉积岩系,其主体构造格架为一南北走向的短轴背斜(云南省地质矿产局,1982;赵章明等,1986;张传恒等,1997)。西盟群集中出露于西盟一带,面积约166 km2,呈NNW向椭圆状分布,向北延入缅甸。本群与周围古生代浅变质岩系呈断层接触,未见顶底(云南省地质矿产局,1982)。原西盟群自下而上定义为:①老街子组:构成西盟隆起的核部,主要为云母斜长变粒岩与云母石英片岩互层,普遍具混合岩化,厚度大于 614 m。②帕可组:以大理岩、云母斜长变粒岩、云母石英片岩、以及片麻岩和混合岩为主,厚度大于 220 m。③王雅组:主体为绢云母片岩夹碳质绢云母片岩,厚度大于100 m(杨岳清和王文瑛,2002)。④允沟组:以灰质白云大理岩、条带状大理岩、绿泥绢云微晶片岩、千枚岩为主。王雅组和允沟组为一套浅变质岩,云南省区域地质志将其归入古生界,而老街子组和帕可组归入元古宇,其中的片麻岩和混合岩作为地层单元划入帕可组(赵章明等,1986)。

本文研究的花岗片麻岩采自西盟群帕可组(图1),其中样品11ML-73A和11ML-73B采自老西盟往力所方向拐弯处公路旁(地理坐标:N22°41′23.0″,E99°27′55.1″),样品 11ML-74A 和 11ML-74B采自曼亨村东北3km处(地理坐标 :N22°42′48.7″,E99°26′29.9″),野外可观察到样品侵位于沉积地层中。样品主要含石英、长石、白云母和少量黑云母(图2)。石英和长石约占总体含量75%～85%,其中部分石英发生碎裂,可见波状消光,少数小颗粒的石英(～0.1 mm)被包裹在斜长石内部。长石为自形–半自形的板状及柱状结构,呈半自形–它形粒状,部分发生了泥化。暗色矿物以黑云母为主,偶见角闪石。石英和云母等矿物沿片麻理方向定向排列。

图2 西盟群花岗片麻岩显微镜下矿物组成照片Fig.2 Microscopic photographs for the granitic gneisses from the Ximeng Group

2 测试方法

全岩主量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。使用的 X射线荧光光谱仪为日本株式会社理学 Rigaku 100e型波长色散型光谱仪,分析精度优于5%,详细步骤见李献华等(2002)。

锆石的分选及制靶工作由河北廊坊诚信地质有限公司完成,采用常规的重选和磁分选技术分选出锆石,再将锆石样品颗粒和锆石标样 Plésovice或TEMORA和 Qinghu粘贴在环氧树脂靶上,抛光使其暴露一半晶面,用于分析锆石内部结构。锆石阴极发光成像(CL)分析在中国科学院地质与地球物理研究所CAME-CA SX100型电子探针上进行。锆石U-Pb同位素测年和Lu-Hf同位素组成分析均在香港大学完成。测试采用装备了ArF-193nm laser-ablation system (Resonetics RESOlution M-50-HR)的 Nu Plasma HR MC-ICPMS进行,激光剥蚀束斑的直径约 40～50 μm,频率为 6 Hz,产生的标准锆石样品91500的238U信号为0.03 V,激光的积分时间为40 s,剥蚀深度为30～40 μm。采用91500及GJ作为标样。仪器的设置及详细的分析过程参考Xia et al.(2011)。分析数据处理使用软件 ICPMSDataCal 7.2 以及Isoplot/Ex_2.49 (Ludwig,2001)。Lu-Hf同位素分析测试标样91500的179Hf信号为0.04 V。每个点分析测试点的激光剥蚀时间为40 s,标样为91500及GJ。每分析 10个测试点分析 2次标样。数据标准化至179Hf/177Hf=0.7325,使用指数修正质量偏差。176Hf的干扰同位素176Lu通过测试同位素175Lu自由干扰强度及使用推荐的176Lu/175Lu=0.02655 (Machado and Simonetti,2001)来校正。

3 结果分析

3.1 主量元素特征

样品主量元素分析结果见表1。SiO2含量变化在 76.91%～77.52%之间。K2O+Na2O含量变化在7.59%～7.99%之间,Na2O/K2O比值为0.49～0.55。Al2O3含量变化范围为12.37%～13.39%,A/CNK值变化范围为1.15～1.20。

3.2 锆石U-Pb年代学

两个样品的锆石具有相似的外形及内部结构,以半透明至透明为主,呈长柱状、短柱状及不规则状,长宽比为 2∶1～4∶1,具有典型的韵律环带,为岩浆成因锆石,代表性锆石的CL图像见图3。两个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及原位Hf同位素测试结果见表2。

样品11ML-73共测定32个分析点,U、Th含量分别变化于 263.8～2922.7 μg/g,84.9～524.3 μg/g,Th/U比值变化于0.08～1.73。由于7个点(11ML-73-02、07、09、17、24、28、29)的年龄数值偏离谐和线较远,所以未纳入加权平均值统计。其余25个落在谐和线上或谐和线附近的点206Pb/238U表面年龄介于 444～493 Ma之间(图3a),加权平均年龄为461.4±2.5 Ma (n=25,MSWD=3.4),该年龄指示花岗岩形成年龄为中奥陶世。

表1 西盟群花岗片麻岩主量元素(%)组成Table1 Major element (%)compositions for the granitic gneisses from the Ximeng Group

样品11ML-74共分析了26颗锆石,有3个分析点信号不稳定,另外有两颗锆石的谐和度低于 90%,均未纳入统计分析,其余21个分析点给出了较为可信的年龄。其中11ML-74-09和11ML-74-20分别给出 748±22 Ma和 1048±64 Ma的206Pb/238U年龄,解释为继承锆石年龄。11ML-74-22和11ML-74-23分别给出 358±11 Ma和 220±7 Ma的206Pb/238U 年龄,其 Th/U比值均小于 0.1,推测其代表了后期变质年龄。其余17个分析点的U含量变化于489～1925 μg/g,Th含量变化于123～1027 μg/g,Th/U比值介于0.08～1.87之间,206Pb/238U加权平均年龄为461.5±3.3 Ma(图3b,n=17,MSWD=0.21),属中奥陶世。

3.3 锆石原位Lu-Hf同位素分析

样品11ML-73中29颗锆石给出的176Lu/177Hf比值多小于 0.001,显示锆石在结晶以后具少量放射性成因 Hf累积。其176Hf/177Hf比值介于 0.282307～0.282437之间,加权平均值为 0.282358±0.000010,对应的 εHf(t)值为-6.45～ -1.90(图4a),平均值为-4.73±0.36,而二阶段模式年龄(tDM2)介于1.57～1.86 Ga之间。

样品 11ML-74中点 11ML-74-09的176Hf/177Hf为0.282210,计算出εHf(t)值为-3.69,tDM2为1.65 Ga。14颗中奥陶世的锆石给出的176Hf/177Hf比值变化于0.282210～0.282452 之间,平均值为 0.282353±0.000034,对应的εHf(t)值介于-5.60～-1.44之间(图4b),平均值为-4.46±0.57,tDM2变化于1.54～1.90 Ga之间。

4 讨 论

4.1 原岩属性及源区分析

图3 西盟群花岗片麻岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 Zircon U-Pb Concordia diagrams of the representative granitic gneisses from the Ximeng Group

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图4 西盟群花岗片麻岩锆石εHf(t)组成(a,b)及εHf(t)-t (c)图解(其中,样品PDXZ01、DZ01、PHZ01引自Liu et al.2009;样品TG-08引自王晓先等,2011)Fig.4 εHf(t)(a,b)and εHf(t)-t (c)diagrams for zircons from the granitic gneisses from the Ximeng Group

西盟花岗片麻岩的高 SiO2含量(76.91%～77.52%),低 Na2O 含量(2.49%～2.83%)和高 A/CNK值(>1.1)都指示其原岩为过铝质 S型花岗岩(Sylvester,1998;Chappell,1999)。样品的K2O+Na2O含量变化在 7.59%～7.99%之间,Na2O/K2O比值为0.49～0.55,表现为高钾钙碱性特征。高钾钙碱性过铝质S型花岗岩的源区成分通常以变泥质或泥质为主,新生地幔物质或火成质组分参与比例不明显(Patiño Douce,1997,1999;Bonin et al.,1998;Sylvester,1998)。

Hf同位素的示踪研究已经广泛应用于一些重要地球化学储库(如亏损地幔、球粒陨石和地壳等)的源区判别(吴福元等,2007)。εHf(t)<0的岩石通常被解释为与古老地壳物质部分熔融有关。西盟地区花岗片麻岩的锆石Hf同位素组成均一,εHf(t)值均为负值(集中于-6.45～ -1.44),tDM2集中于 1.54～1.90 Ga。在εHf(t)-t图解中(图4c)落在地壳物质区域。综合本次研究并结合腾冲–保山地区花岗岩(Chen et al.,2007;Song et al.,2007,2010;Liu et al.,2009;李再会等,2012a,2012b)及藏南吉隆地区眼球状片麻岩(王晓先等,2011)的Hf同位素资料,我们认为西盟地区花岗片麻岩很可能来源于元古宇地壳物质的部分熔融,很少有新生地幔物质参与。

4.2 原西盟群花岗片麻岩形成年龄

以往认为,西盟地区出露地层为前寒武纪基底(张传恒等,1997)。云南省区域地质志将西盟群老街子组和帕可组划为中元古代地层,将王雅组和允沟组归为早古生代地层。所有地层均受到不同程度的混合岩化作用,其中老街子组和帕可组的变质程度较深,而王雅组和允沟组的变质程度较浅(云南省地质矿产局,1982)。我们对原划为西盟群帕可组的花岗片麻岩的锆石U-Pb定年得到了461.8±3.6 Ma和461.5±3.3 Ma的年龄(图3),说明西盟地区原西盟群帕可组内岩石至少有一部分属于中奥陶世,而不是以往所认为的中元古代,原西盟群可能需要重新认识或解体。

4.3 西盟群花岗片麻岩与喜马拉雅构造带的时空对比及与冈瓦纳的联系

现有资料表明,喜马拉雅造山带广泛存在525～467 Ma的早古生代岩浆记录(Bhanot et al.,1979;DeCelles et al.,1998,2000;Godin et al.,2001;许志琴等,2005;Gehrels et al.,2006;Liu et al.,2006;Cawood et al.,2007;张泽明等,2008;董昕等,2009;戚学祥等,2010;时超等,2010;王晓先等,2011;Wang et al.,2012;Zhang et al.,2012;Zhu et al.,2012)。针对这一事件的成因,主要有泛非造山作用(许志琴等,2005;杨学俊等,2012)和安第斯型造山作用(张泽明等,2008;Dong et al.,2010;王晓先等,2011;Wang et al.,2012;Zhang et al.,2012;朱弟成等,2012;Zhu et al.,2012)两种观点。东冈瓦纳北缘的喜马拉雅造山带的年龄记录多集中在 520～490 Ma左右,而滇西地区多集中在500～470 Ma。如Chen et al.(2007)和Liu et al.(2009)在保山平达花岗岩体获得了470 Ma,499±5 Ma和502±5 Ma的锆石U-Pb年龄,李再会等(2012a,2012b)和Song et al.(2007)在高黎贡山获得了黑云二长片麻岩的原岩结晶年龄为500～470 Ma,以及李再会等(2012a,2012b)在高黎贡地区获得同期变质基性火山岩与花岗岩构成双峰式岩浆作用,年龄为 500～498 Ma。王保弟等(2013)在昌宁–孟连缝合带南汀河地区获得了堆晶辉长岩的年龄为473.0±3.8 Ma。我们在西盟地区所获得的花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄为461～462 Ma,为中奥陶世。这些年龄明显滞后于泛非造山的时间,也晚于印度、尼泊尔和藏南喜马拉雅地区早古生代造山作用年龄。Xu et al.(2012)通过对高黎贡–腾梁–盈江地区与西藏早白垩世–古近纪花岗岩对比研究,认为高黎贡–腾梁–盈江花岗岩带是拉萨地块向东的延伸部分,滇缅泰马地块与拉萨地块有极大的相似性。考虑到泛非运动主要发生在冈瓦纳大陆内部不同陆块之间,而不是边缘(Cawood and Buchan,2007;Cawood et al.,2007),且东冈瓦纳的最后聚合发生在 570～510 Ma之间,早于西盟和保山地区早古生代岩浆作用时间(Meert,2003;Cawood and Buchan,2007),因此,我们认为西盟地区是东冈瓦纳大陆微陆块的一部分,原特提斯洋在喜马拉雅地块和印度克拉通之下沿着冈瓦纳边缘俯冲(Cawood et al.,2007),形成一个活动大陆边缘,但俯冲时间上具有穿时性。俯冲洋壳岩石圈的部分熔融以及折返引起了地幔对流和同期低于下地壳的镁铁质岩浆侵位及与之同期或稍晚的区域变形、地壳熔融(Miller et al.,2001;Visonà et al.,2010),底侵岩浆贡献的热能诱发地壳中泥质沉积物的深熔而形成 S型花岗岩。如此过程与冈瓦纳大陆拼合之后在其边缘形成的安第斯型造山作用关系密切,而不属于冈瓦纳超大陆汇聚过程中陆–陆碰撞形成的泛非造山带的一部分(王晓先等,2011;Wang et al.,2012)。

5 结 论

(1)西盟花岗片麻岩形成于中奥陶世(462～461 Ma),而不是以往所认为的中元古代。

(2)该片麻状花岗岩具高 SiO2,低 Na2O,高Al2O3特征,A/CNK>1.1,属 S型花岗岩,结合其Hf同位素特征,推断其源于元古宇地壳物质的重熔。

(3)西盟地区花岗片麻岩形成滞后于泛非造山事件,也普遍年轻于喜马拉雅造山带早古生代年龄,是原特提斯洋向冈瓦纳大陆俯冲期间安第斯型造山作用的产物。

致谢:谨以此文纪念陈国达院士诞辰 102周年。感谢马莉燕和蔡永丰在野外工作中给予的帮助,吉林大学周建波教授、中国科学院广州地球化学研究所许继峰研究员对论文修改提出的宝贵意见。感谢专辑组稿人陈国能教授的指导。

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