滇西陇川县护国晚寒武世花岗岩体的识别及意义

吴嘉林, 柏 杨, 浦 涛, 朱勋早

(云南省地质调查院, 云南昆明650216)

滇西腾冲地块位于西南三江构造带南段, 是东特提斯造山带的重要组成部分之一, 该区构造岩浆活动频繁, 多期次强烈的构造岩浆活动导致在腾冲地块中形成多期花岗岩浆的侵入, 并形成以不同类型花岗岩为主的波密-腾冲构造岩浆带[1-2]。 腾冲地块存在的早古生代岩浆活动多是以继承锆石的年龄得以佐证的(丛峰等, 2009; 邹光富等, 2011; 李化启等, 2011; 李再会等, 2012; 林仕良等, 2012), 仅少量报道在滇西北地区存在早古生代片麻状花岗岩(宋述光等, 2007), 笔者通过对滇西陇川地区1 ∶5万区域地质填图, 在陇川县护国乡一带从高黎贡山群中解体出了一套晚寒武世花岗质糜棱岩。 本文对该区花岗质糜棱岩岩体的岩石学、 地球化学和LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄的研究, 揭示其形成的时代、岩石成因和构造环境, 为探讨该区域的构造演化提供新的依据。

1 花岗岩岩体概况及岩石学特征

该花岗岩体位于云南西部陇川县, 大地构造位置处于西南三江构造带南段之腾冲地块。 岩体呈断层夹块分布于高黎贡山岩群、 梅家山岩群中, 岩体与围岩均为断层接触。 南北长约7km, 东西宽2km ～5km, 中间被东西向右行平移断层错断成三部分(图1), 总出露面积约25km2。 晚寒武世侵入岩由于经受区域变质作用和韧性剪切作用的改造已变质为黑云二长花岗质糜棱岩, 岩石普遍发育糜棱面理、 条带状构造和局部残留眼球状构造等变形变质形迹(图2a、 b)。

岩石经镜下鉴定为黑云二长花岗质糜棱岩, 岩石具变余花岗结构。 残余结构显示原岩为黑云二长花岗岩: 主要由斜长石、 碱性长石、 石英组成, 含一定量黑云母, 副矿物为电气石、 磁铁矿等。 碱性长石以正长石为主, 部分微斜长石, 少量条纹长石。 岩石后发生糜棱岩化作用, 具糜棱结构-流状透镜条痕状构造, 矿物压碎变形特征明显, 内见应力双晶、 亚颗粒、 波状消光、 不规则裂纹等塑性变形特征, 沿裂纹见糜棱碎基贯入。 碎斑主要为透镜状、 眼球状碱性长石(10% ～15%)、 斜长石(7% ～10%), 含少量略显透镜状的电气石(1% ～2%), 长轴方向平行糜棱面理方向; 碎基主要由隐微粒状长英质糜棱碎基(38% ～45%) 及塑变拉伸伴明显重结晶的透镜条纹状石英(20% ～27%) 和少量黑云母糜棱碎基(7% ～10%) 组成, 碎基绕碎斑呈流状透镜条痕状定向分布, 构成岩石的糜棱结构-流状透镜条痕状构造。 部分长石碎斑不同程度地保留其半自形的板状特征, 部分碱性长石内见自形较好的斜长石包裹体(图2c、 d), 均反映原花岗岩的岩浆组构特征。

2 岩石地球化学特征

2.1 主量元素

护国岩体岩性为黑云母二长花岗岩, 岩石主量元素含量见表1。 从6 件样品测试结果来看, 烧失量在0. 45～1. 13%, 平均0. 85%。 SiO2含量68. 32% ～75. 37%, 平均71. 56%; Al2O3含量为13. 41% ～15. 59%, 平均14. 46%; K2O+N2O 含量为6. 95% ～8. 49%; K2O/ N2O 值为1. 32 ～3. 07, 表现富钾特点;铝饱和指数A/ CNK 值为1. 04～1. 18, 平均1. 14, 大于1. 1, 属强过铝花岗岩(图3)。 标准矿物计算结果, 所有样品均含有标准刚玉分子, 除一件样品含量为0. 88%外, 其余样品含量为1. 88% ～2. 43%,均大于1%, 体现了S 型花岗岩特征。 在ANK-ACNK 图解(图3) 中, 大部分样品点投到I-S 型花岗岩分界线的S 型一侧。

图1 研究区大地构造位置及样品采样位置图Fig 1. Tectonic and sampling site Map of Study Area

图2 二长花岗质糜棱岩野外(a、 b) 及典型结构显微(c, 正交偏光; d, 单偏光)照片(Kfs-钾长石; Qtz-石英; Bi-黑云母; Pl-斜长石)Fig 2. Adamellite, Field (a, b) and Typical Texture Microscopic Picture (c. Crossed Polars, d. Single Polar)

表1 护国岩体碱长花岗岩的主量元素(%) 和微量元素(×10-6) 分析结果表Tab 1. Major and Trace Element Analysis of Huguo Alkali-Feldspar Granite

图3 护国岩体A/ CNK-A/ NKFig 3. A/ CNK-A/ NK of Huguo Rockbody

2.2 稀土元素

护国岩体样品稀土元素含量及微量元素含量见表1。 稀土元素总量∑REE = 122. 07 ～410. 62×10-6, (La / Yb)N= 4. 86 ～28. 03, 球粒陨石标准化曲线(图4a) 均为向右倾斜, 属轻稀土富集型, 相似的稀土元素分配模式表明它们应该具有相似的源区特征及演化过程。 (La / Sm)N= 3. 32 ～5. 29、 (Gd / Yb)N= 1. 13 ～2. 77, 表明轻、 重稀土均强烈分馏, 但轻稀土分馏更强。 δEu = 0. 33 ～0. 65, 中等负铕异常, 表明岩浆在成岩过程中经历过斜长石分离(熔融残余或分离结晶)。

2.3 微量元素

在洋脊花岗岩标准化的微量元素比值蛛网图上(图4b), 表现为Rb、 Th 明显富集, Ce、 Sm选择性富集, Hf、 Zr、 Y、 Yb 等元素明显亏损,样品曲线形态趋势相近, 表明它们应该具有相似的源区。 Rb / Sr 值为1. 85～7. 96, 均大于1, Sr / Ba 值为0. 12～0. 34, 均小于0. 5, 显示S 型花岗岩特征[10]。

3 同位素定年分析方法

锆石分选在河北省廊坊岩拓地质服务有限公司完成, 原岩样品经人工粉碎后, 人工淘洗, 去除轻矿物部分, 将得到的重砂部分经电磁选, 得到含有少量杂质的锆石样品, 最后在双目镜下挑选出锆石晶体。 选择晶型较好, 无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶, 打磨样品靶, 使锆石的中心部位暴露出来, 然后进行抛光。 对锆石进行反射光、 透射光显微照相和阴极发光(CL) 图像分析,最后根据反射光、 透射光及锆石CL 图像选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb 测年。

图4 护国岩体稀土元素配分样式图(a) 及微量元素原始地幔标准化蜘蛛网图(b)Fig 4. REE Distribution Pattern (a) and REE Original Mantle Standardization Cobweb (b) of Huguo Rockbody

U-Pb 同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室LA-ICP-MS 分析完成。 测试仪器采用的是由美国Coherent Inc 公司生产的GeoLas HD 全自动版193nm ArF 准分子激光剥蚀系统(LA) 和美国Agilent 公司生产的7900 型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) 联用构成的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)。 另外激光剥蚀系统配置了由澳大利亚国立大学开发研制的匀化器, 由10 根长度不同的细PV 管组成, 激光剥蚀产生的细小粉末样品通过匀化器装置后, 因通过长短不同的管道所需的时间略有不同而使样品脉冲信号得到平滑, 从而能有效降低激光脉冲剥蚀样品而产生的信号波动。 锆石微量元素含量利用NIST610 作为外标, Si 作为内标进行定量计算。 微量元素校正标准样品:NIST 610, 同位素比值校正标准样品: 91500, 同位素比值监控标准样品: GJ-1, 以上样品均为国际标准物质, 推荐值引自GeoRem。 样品测试时, 背景信号采集10s, 样品剥蚀40s, 管路吹扫10s, 信号采集时间总共为60s。 样品的同位素比值和元素含量采用ICPMSDataCal 9. 0 进行处理分析, 加权平均年龄的计算及锆石年龄谐和图的绘制采用Isoplot3. 0 (Ludwing, 2003)[9]来完成。 采用年龄为206Pb /238U 年龄, 其加权平均值的误差为2σ,206Pb /238U (和207Pb /206Pb) 平均年龄误差为95%置信度。

选择6 件岩石样品分别进行主量元素和微量元素分析(表1)。 样品磨碎至200 目后, 在国土资源部昆明矿产资源监督检测中心进行主量和微量元素分析测试。 主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500) 法测试。 用0. 6g 样品和6g 四硼酸锂制成的玻璃片在ShimadzuXRF-1500 上测定氧化物的质量分数值, 精度优于2% ～3%。 微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品, 使用ICP-MS (ElementⅡ) 测试, 分析精度(按照GSR-1 和GSR-2 国家标准): 当元素质量分数值大于10×10-6时, 精度优于5%,当质量分数值小于10×10-6时, 精度优于10%。

4 分析结果

锆石U-Pb 测年的样品位置如图1 所示。 锆石阴极发光(CL) 图像见图5。 用于测年的锆石形态为自形-半自形短柱状或不规则粒状, 粒径总体为50-100μm, 长宽比为1 ∶1-1 ∶2 之间, 个别达1 ∶4。阴极发图光图像显示锆石可分为两类, 一类具有明显的振荡环带且环带较宽(点15、 16、 17、 18 等),大多数锆石无继承性的老锆石核, 属典型的岩浆结晶锆石; 另一类锆石没有环带, 呈暗色区, 具明显的溶蚀特征(点2、 5、 30), 为构造热事件锆石。

对30 颗锆石进行了定年分析, 样品分析数据见表2, 30 个点获得4 组相对集中年龄(图6), 其中A 组具有16 颗锆石数据集中, Th / U 比值0. 47～0. 70 之间, 具有典型的振荡环带, 为岩浆成因, 获得206Pb /238U 年龄(492±3. 4) Ma (MSWD= 2. 2, n = 16), 该年龄代表了护国岩体岩浆结晶年龄; B 组具有4颗锆石数据集中, 获得了较为一致的206Pb /238U 年龄(463. 6±9. 6) Ma (MSWD = 1. 4, n = 4), C 组具有5 颗锆石数据集中, 获得了较为一致的206Pb /238U 年龄(408±18) Ma (MSWD = 8. 4, n = 5), 可能为后期构造热事件年龄; D 组锆石粒径明显更大, 达150μm, 没有环带结构, 呈暗色区, 具明显的溶蚀特征, 获得206Pb /238U 年龄为98. 8-115Ma, 与区域上大规模早白垩纪侵入岩年龄一致; 另外还有1 颗锆石年龄为54. 0±0. 81Ma, 与区域上古近纪花岗岩年龄一致; 1 颗锆石年龄为331±12. 41Ma, 可能为混合年龄, 但也不排除后期构造热事件年龄的可能性。

5 讨论

5.1 花岗岩源区

近年来对过铝质花岗岩的研究中, 普遍认为它们的源区具有多样性, 但变质沉积岩(如泥质岩、砂屑岩或杂砂岩等) 是主要的源区(Chappell et al., 1992; Harris et al., 1992)。 护国岩体花岗岩具有较高的SiO2(68. 32%-71. 95%) 含量及较低的TiO2(0. 07% ～0. 44%) 含量, A/ CNK = 1. 04-1. 18, A/NK= 1. 34-1. 69, 表现出过铝质的特征, 岩石表现出富K 的地球化学属性, 结合微量元素比值蛛网图(图4b) 所显示的护国岩体花岗岩微量元素特征, 认为护国岩体花岗岩为高钾钙碱性花岗岩。 在花岗岩类岩石RbY—NbY (图7a) 和Rb / Sr—Rb / Ba (图7b) 源区判别图解表明护国岩体花岗岩原始岩浆形成于古老下地壳并经过上地壳的混染, 主要源于富集粘土源区的泥质岩30%左右的部分熔融。

表2 二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Th-Pb 同位素分析结果Tab 2. Zircon LA-ICP-MS Isotopic U-Th-Pb Analysis

续上表

5.2 构造环境

过铝质花岗岩可形成于陆-陆碰撞过程早期挤压环境下的地壳加厚环境(Harris et al., 1986), 也可形成于碰撞高峰期后的岩石圈伸展环境(Kalsbeek et al., 2001)。 护国岩体岩石样品表现为Rb、 Th明显富集, Ce、 Sm 选择性富集, Hf、 Zr、 Y、 Yb 等元素明显亏损。 在Batchelor 等的R1-R2图解(图8a) 中, 大部分投影点落入同碰撞花岗岩区; 在(Yb+Ta) -Rb 图解(Pearce, 1996) 上, 样品点均落入造山花岗岩区(S-COLG) (图8b), 与在R1-R2图解上反映的特点一致, 指示护国岩体形成的主要构造因素是陆-陆碰撞过程中地壳加厚导致下地壳部分熔融。

图5 护国岩体代表性锆石阴极发光(CL) 图像Fig 5. Cathodoluminescence Image (Cl) of Representative Zircon of Huguo Rockbody

图7 护国岩体花岗岩类岩石NbY-RbY (a, 具Jahn et al., 1999) 图解及Rb/ Sr-Rb/ Ba (b) 源区判别图解(具Sylvester, 1998)Fig 7. NbY-RbY (a, after Jahn, et al, 1999) and Rb/ Sr-Rb/ Ba (b, after Sylveester, 1998) of Huguo Granitoid

本文锆石U-Pb 测年结果为492. 0±3. 4Ma, 表明陇川护国岩体侵位时间为早古生代。 与之年龄相接近的早古生代岩浆活动在滇西保山和腾冲地区十分常见, 如高黎贡山南段奥陶纪花岗岩锆石U-Pb 年龄为473. 5±2. 9Ma (刘琦胜等, 2012); 保山地块早古生代岩浆活动以平河岩体为代表, 其年龄值为447-502Ma,

主体形成时间为480-490Ma (董美玲, 2016; 及其中引用文献)。 另外, Zhu et al. ( 2012) 在中部拉萨地体北缘的控错地区, 发现了寒武纪末期变质酸性火山岩(锆石U-Pb 年龄为493～495Ma) 。 这些构造岩浆信息表明, 腾冲地块、 保山地块和拉萨地体在晚寒武世末期-早奥陶世早期都可能经历了一次重要的构造事件。 泛非事件是指大约550 ±100Ma 前发生的一次重要的深成事件, 其影响的非洲大部分及相邻的冈瓦纳地区被称为泛非造山带(许志琴等, 2005; 及其中引用文献)。 此次锆石的年龄主要为484-505Ma, 代表了陇川护国岩体的岩浆结晶年龄, 是冈瓦纳大陆泛非造山事件的岩浆活动记录, 但比泛非运动核心区的年龄(600～550Ma) 滞后较多[19`FF`, 就已有的研究成果来看, 对于泛非运动结束时间的认识也在不断更新, 有学者认为泛非事件的时限可能延续到了早古生代[20-21`FF`, 与印度大陆北缘泛非运动结束的时间基本是同期的, 为早奥陶世—中奥陶世[22`FF`等。 考虑到时代、 地球化学性质和构造记录的可对比性, 本文认为滇西陇川护国地区晚寒武世侵入岩反映了泛非运动晚期陆-陆碰撞环境的岩浆活动。

图8 护国岩体岩石R1-R2 (a, 据Batchelor, 1985) 及(Y+Ta) -Rb (b, 据Pearce, 1996) 图解Fig 8. R-R (a, after Batchelor, 1985) and (Y+Ta) -Rb (b. after Pearce, 1996) of Huguo Rockbody

6 结论

(1) 在滇西陇川护国乡一带新发现一套二长花岗质糜棱岩, 并获得其LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为492±3. 4Ma, 属晚寒武世。

(2) 护国岩体花岗岩属高钾钙碱性系列, 具有过铝质S 型花岗岩特征, 地球化学特征反映其原始岩浆为下地壳泥质岩30%部分熔融形成, 并经过了上地壳的混染。

(3) 护国花岗岩形成于陆-陆碰撞环境的大地构造背景, 该期岩浆代表了泛非运动晚期岩浆活动的记录。