扬子陆块西缘江浪穹窿超基性岩的成因：锆石U-Pb 定年、岩石地球化学及Sr-Nd 同位素

代堰锫，李同柱，张惠华

（中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081）

0 引言

扬子陆块西缘和松潘-甘孜造山带的接合带分布着十余个大小不等的穹隆状地质体（图1a），被称为变质核杂岩带（颜丹平等，1997；Yan et al.，2003）或穹状变质地体（游振东等，2006），是研究扬子陆块西缘及青藏高原东缘地质演化的重要窗口（颜丹平等，2002）。其中，江浪穹窿构造层位发育较全、变形构造最具代表性，基本结构包括前寒武纪堆垛层、古生代褶叠层及三叠纪西康群板岩带，其间为顺层韧性剪切滑脱带（颜丹平等，1997）。此外，江浪穹窿核部地层里伍岩群发育一系列铜多金属矿床，具体包括里伍、黑牛洞、笋叶林、柏香林、挖金沟及中咀等（图1b）。这些铜矿床地质特征相似，矿石品位平均为2.5%，局部可高达16.9%，被学者统称为里伍式富铜矿床（代堰锫等，2016）。因此，近年来江浪穹窿的基本地质问题及铜矿化作用已引起地质学家的极大关注。

在野外地质填图过程中，本文作者在穹窿南部地层之中发现一套超基性岩体（图1b）。已有的研究表明，超基性岩体起源于地幔，是探索地幔化学性状及示踪岩石圈深部过程的良好研究对象（邓晋福等，2003；吴建亮等，2019；次琼等，2020；王永等，2020）。截至目前，该岩体的形成时代与成岩构造背景尚未得到有效约束。本文基于野外地质工作及室内岩相学观察，结合LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年、岩石地球化学和Sr-Nd同位素分析，厘定了超基性岩的形成时代并深入探讨其岩石成因。

1 地质背景

江浪穹窿位于青藏高原东部，地处扬子陆块西缘和松潘-甘孜造山带东南缘的接合部位（图1a）。松潘-甘孜造山带形成于古特提斯洋闭合阶段，以发育巨厚的（＞5000 m）三叠系复理石为特征（许志琴等，2020）。该造山带受控于古特提斯造山作用，其变形过程主要发生于印支期并发育大量的三叠纪花岗岩（Roger et al.，2010；解超明等，2020；潘桂棠等，2020）。江浪穹隆总体为一个北北西向的短轴背斜，长轴～25 km，短轴～20 km。穹窿轴部面理倾角较为平缓，介于14°～33°；两翼面理倾角变陡：东翼22°～51°，西翼21°～62°（图1b）。各地层内部具紧闭同斜褶皱、顺层掩卧褶皱、等厚开阔褶皱等，穹窿核部尚广泛存在顺层韧性剪切带；不同地层单元之间发育环状拆离断裂带（颜丹平等，1997；Yan et al.，2003）。

穹窿核部地层里伍岩群是里伍式富铜矿床的赋矿地层，岩性为云母石英片岩、石英岩夹变基性火山岩。颜丹平等（1997）获得片状石英岩中碎屑锆石U-Pb上交点年龄为1437 Ma，斜长角闪岩全岩Sm-Nd等时线年龄为1677～1674 Ma，表明里伍岩群应当是一套中元古代的变质火山-沉积岩组合。翼部地层包括奥陶系江浪岩组（含砾石英岩夹石英片岩、千枚岩）、志留系甲坝岩组（变硅质岩、碳质板岩夹变基性火山岩）、二叠系乌拉溪组（大理岩、变硅质岩夹变基性火山岩）及三叠系西康群（复理石陆源碎屑岩夹碳酸盐岩）。穹隆周缘岩浆活动频繁，主要为花岗岩与少量基性岩、超基性岩。穹窿东北侧出露文家坪花岗岩体（图1b），岩性为中细粒似斑状黑云二长花岗岩，其锆石206Pb／238U加权平均年龄为161.5 ±0.6 Ma（周家云等，2013）；喷发相主要为中—新元古代及二叠纪基性火山岩（颜丹平等，1997）。

图1 江浪穹窿大地构造位置（a）及区域地质图（b，修改自Yan et al.，2003）Fig.1 The tectonic position（a）and regional geological map（b）of the Jianglang dome（after Yan et al.，2003）

2 样品采集与测试

2.1 岩相学

新发现的超基性岩体位于江浪穹窿南部（图1b），野外可见其侵入二叠系乌拉溪组以及志留系甲坝岩组地层之中（图2a）。超基性岩岩性为磁铁矿化橄榄蛇纹岩，野外可见局部发育蛇纹石石棉。岩石呈灰黑色，具自形—半自形中细粒粒状结构、交代残留结构和块状构造；矿物组成主要为：（1）蛇纹石，含量约60%，主要呈纤维状集合体；（2）橄榄石，含量约30%，主要呈交代残留体产出，普遍发育蛇纹石化；（3）磁铁矿，含量约5%，呈粒状产出、粒径300～50 μm；（4）角闪石，含量约5%，呈柱状或粒状，粒径1000～100 μm，可见两组解理呈锐角相交（图2b）。

图2 超基性岩野外（a）及镜下（b）特征Fig.2 Field（a）and microscopic（b）features of the ultramafic pluton

2.2 分析方法

锆石分选在河北区域地质调查院完成，于双目镜下挑选粒度较大、透明度高的锆石粘到双面胶上并制成靶。透反射显微照相、阴极发光图象分析及锆石U-Pb定年均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。锆石LA-ICP-MS UPb 测试采用的仪器型号为Agilent 7500a，配备UP213 型固体激光剥蚀系统，束斑直径32 μm、频率5 Hz。实验原理和详细测试方法可参照Fryer et al.（1993）。数据处理使用Glitter 4.0 程序，计算获得同位素比值、年龄和误差，普通铅校正采用Anderson（2012）的方法进行。

超基性岩样品经室内挑选新鲜、蚀变较弱者碎样至74μm后进行岩石地球化学与Sr-Nd 同位素分析。主微量元素测试在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成，主量元素分析仪器为荷兰帕纳科公司生产的AXIOS-X 荧光光谱仪；稀土、微量元素分析仪器为加拿大PerkinElmer 公司制造的四级杆型电感耦合等离子质谱Q-ICP-MS，仪器型号ELADRC-e。Sr-Nd同位素测试在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，所用仪器为Finnigan MAT-261 热电离蒸发固体质谱仪（TIMS），详细的实验流程参见Zhang et al.（2002）；Sr、Nd同位素比值测定分别采用86Sr／88Sr ＝0.1194和146Nd／144Nd ＝0.7219 进行标准化。

3 锆石U-Pb定年

3.1 锆石形态学

锆石阴极发光图像显示，超基性岩样品CMP22中锆石多呈长柱状，长度介于120～50 μm，长宽比大致为2∶1（图3）。多数锆石具有清晰的振荡环带，Th／U 值大于0.4（表1），应该为典型的岩浆锆石（Hoskin and Schaltegger，2003）。部分锆石阴极发光图像发白，可能是遭受后期变质重结晶作用的影响；但锆石具有较高的Th／U 比值（表1），表明重结晶作用强度不大，对锆石U-Pb 同位素体系（封闭温度高于950 °C（Hoskin and Schaltegger，2003），无明显影响，仍然可以有效地反映岩浆的结晶年龄（代堰锫等，2012）。此外，一些锆石形态浑圆（如点4），应当为捕获自围岩的碎屑锆石。

图3 超基性岩样品CMP22锆石阴极发光照片及U-Pb年龄Fig.3 Cathodoluminescent images and U-Pb ages of zircons in the ultramafic pluton sample CMP22

3.2 分析结果

锆石U-Pb定年共分析了19 个数据点（表1），锆石测点均位于谐和线上及附近（图4a）。锆石年龄介于2427～219 Ma（大于1.0 Ga 的分析结果采用207Pb／206Pb年龄，小于1.0 Ga的采用206Pb／238U年龄），主要分布在5 个年龄区间：（1）2427～1745 Ma，包括3 个分析点（图略），Th／U 值为0.88～0.30；（2）965～726 Ma，8 个分析点Th／U 值介于1.48～0.27；（3）591 Ma，该分析点Th／U值为0.64；（4）430 Ma，该分析点Th／U 值为1.60；（5）230～219 Ma（图4b），6 个分析点Th／U 值较高（3.27～0.59），属岩浆成因（Hoskin and Schaltegger，2003），206Pb／238U 加权平均年龄为222.3 ±4.4 Ma（MSWD ＝1.9，图4c）。

表1 超基性岩样品CMP22 锆石U-Pb 定年结果Table 1 Zircon U-Pb dating results of the ultramafic pluton sample CMP22

图4 超基性岩样品CMP22锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons in the ultramafic pluton sample CMP22

4 岩石地球化学

4.1 主量元素

超基性岩主微量元素测试数据列于表2。样品w（SiO）2含量很低，介于46.76%～39.07%，平均42.73%；w（TiO）2为1.27%～0.45%，平均0.78%；w（Al2O3）为9.30%～4.54%，平 均6.23%；w（Fe2O3T）为13.20%～11.46%，平 均12.34%；w（MnO）为 0.20%～0.16%，平均为0.18%；w（MgO）为28.96%～17.33%，平均为24.63%；w（CaO）为8.30%～2.94%，平均5.80%；w（Na2O）为1.19%～0.04%，平均为0.25%；w（K2O）为0.06%～0.01%，平均为0.03%；w（P2O5）为0.11%～0.03%，平均为0.07%。TAS 图解显示超基性岩化学成分大致相当于苦橄玄武岩（图5a），FeOT／MgO-SiO2图解表明超基性岩属拉斑系列岩石（图5b）。

图5 超基性岩主量元素图解，底图分别据Le Bas et al.（1986）和Miyashiro（1974）Fig.5 Major element diagrams of the ultramafic pluton，after Le Bas et al.（1986）and Miyashiro（1974）

表2 超基性岩主量（%）、微量元素（μg／g）及Sr-Nd同位素分析结果Table 2 Major，trace element contents and Sr-Nd isotopes of the ultramafic pluton

续表2

4.2 稀土、微量元素

超基性岩样品稀土元素总量ΣREE 为51.3～13.0μg／g，平均31.8μg／g；（La／Yb）N介于5.26～1.38，平均3.36。球粒陨石标准化稀土元素配分型式显示为轻微的右倾型（图6a），具有较弱的Ce 负异常（Ce／Ce*＝0.80～0.67，平均0.74），Eu异常不明显（Eu／Eu*＝1.17～0.63，平均0.85）。样品微量元素Sr（平均51.4 μg／g）、Ba（平均57.8 μg／g）、Zr（平均21.0 μg／g）、Cr（平均2112 μg／g）、Co（平均91.8 μg／g）、Ni（平均1117 μg／g）、V（平均174 μg／g）具有较高含量。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，超基性岩富集大离子亲石元素Rb、Ba 和U等，亏损高场强元素Zr和Hf（图6b）。

图6 超基性岩稀土元素配分图及微量元素蛛网图，球粒陨石与原始地幔标准化数据源自Taylor and McLennan（1985）和Sun and McDonough（1985）Fig.6 REE pattern and trace element diagram of the ultramafic pluton，the chonodrite and primitive mantle values after Taylor and McLennan（1985），Sun and McDonough（1985）

5 Sr-Nd同位素

超基性岩的Sr-Nd 同位素分析数据列于表2，（87Sr／86Sr）i值和εNd（t）值根据锆石U-Pb 年龄222.3 Ma进行计算。样品的87Sr／86Sr 值介于0.707652～0.704609，（87Sr／86Sr）i值为0.706872～0.702598，143Nd／144Nd 值分布于0.512968～0.512921，εNd（t）值介于8.02～5.64。在（87Sr／86Sr）i-εNd（t）图解中，样品落点接近于亏损地幔和岛弧玄武岩（图7）。

图7 超基性岩（87Sr／ 86Sr）i-εNd（t）图解Fig.7 The（87Sr／ 86Sr）i-εNd（t）diagram of the ultramafic pluton

6 讨论

6.1 年代学

近年来部分学者基于锆石U-Pb 定年数据，提出扬子西缘变质程度最高、年龄最古老的康定杂岩（新太古代—古元古代）是新元古代的产物（Zhou et al.，2002；耿元生和陆松年，2012）。甚至有学者认为，扬子陆块西缘并不具有古老（太古宙—古元古代）的结晶基底（耿元生和陆松年，2012）。本文的锆石U-Pb定年数据显示，江浪穹窿超基性岩中存在207Pb／206Pb 年龄为2427～1745 Ma 的锆石，应当为捕获成因。新近的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果表明：（1）江浪穹窿志留系甲坝岩组发育一套顺层产出的角闪岩形成时代为2211 Ma，并且具有一组2385 Ma的捕获锆石（张惠华等，2016a），暗示至少有部分甲坝岩组地层应当解体为古元古界；（2）侵位于里伍岩群中的煌斑岩结晶年龄为～30 Ma，当中还存在207Pb／206Pb 年龄为2784～2439 Ma 的捕获锆石（张惠华等，2016b）。这些新的测试结果均表明，江浪穹窿很可能存在太古宙—古元古代变质基底。

此外，超基性岩中发育965～726 Ma的锆石，多数锆石具有清晰的振荡环带与高的Th／U 比值（如点1、10、12），应当为岩浆成因；个别锆石阴极发光图像发白、Th／U比值较低（如点6、7），可能属变质锆石（Hoskin and Schaltegger，2003）。该年龄范围对应于全球Rodinia 超大陆会聚和裂解时间（Li et al.，2008），代表了扬子西缘对该地质事件的岩浆及变质作用响应（李献华等，2002）。591 Ma 锆石（点9）可能是泛非事件（0.8～0.5 Ga；Rino et al.，2008）的年龄记录，430 Ma锆石（点4）应当是捕获自志留系甲坝岩组。230～219 Ma锆石发育清晰的振荡环带，Th／U值介于3.27～0.59，当属岩浆成因（Hoskin and Schaltegger，2003），其206Pb／238U 加权平均年龄为222.3 ±4.4 Ma（MSWD ＝1.9，图4c）。众所周知，在超基性岩浆结晶早期，由于硅的相对不饱和，所形成的含锆矿物只能是斜锆石而不是锆石；到了超基性岩浆结晶的中晚期，达到硅的相对饱和时锆石开始形成（李惠民等，2006），而这些锆石的U-Pb年龄即为超基性岩的成岩时代（冯光英等，2011；李立兴等，2012；冯宏业等，2014）。因此，本文认为最年轻一组岩浆锆石的206Pb／238U 年龄可以代表超基性岩的结晶年龄，即江浪穹窿超基性岩体形成于～222.3 Ma。

6.2 部分熔融、分离结晶与地壳混染

超基性岩样品发育大量蛇纹石化（图2），且具有较高烧失量（表2），表明部分元素可能发生了活化迁移。Zr 被认为是最不活泼的元素，与TiO2、MgO、Cr等元素具有良好正相关关系（图8a-c），表明这些元素在后期地质作用过程中没有发生明显迁移（Hoskin and Schaltegger，2003）。为了更有效评估，本文主要利用不活泼元素对岩石成因和构造背景进行讨论。

超基性岩SiO2含量很低（46.76%～39.07%），具有高的Mg＃值（82.3～74.0，平均79.5）、MgO（平均24.63%）与Cr（平均2112 μg／g）含量（表2），在（87Sr／86Sr）i-εNd（t）图解中样品落点接近于亏损地幔（图7），表明其起源于超基性的地幔源区。众所周知，随着地幔橄榄岩熔融程度增大，岩浆Mg 含量逐渐升高、稀土元素分异逐渐减弱（Gill，2010）。岩石Mg＃值与MgO 含量高，稀土元素含量（ΣREE 平均31.8 μg／g）与（La／Yb）N值（5.26～1.38）偏低，稀土配分型式较为平坦（图6a），暗示超基性岩应该是幔源岩浆高度部分熔融的产物。

岩石具有高的Cr（平均2112 μg／g）、Co（平均91.8 μg／g）及Ni（平均1117 μg／g）含量（表2），结合其高Mg＃值与MgO含量特点，表明母岩浆分异程度相对较低（Liu et al.，2008）。哈克图解显示（图8d-i）：（1）SiO2与Fe2O3T含量呈负相关，Cr 与MgO为正相关，可能由于铬铁矿的分离结晶造成；（2）Co含量较高且与MgO含量为正相关，暗示存在橄榄石的分离结晶作用；（3）MgO与TiO2、Al2O3、CaO含量呈明显的负相关，说明含Ti矿物（如金红石、钛铁矿和榍石等）和辉石不是主要的结晶相，同时斜长石也不具有明显的分离结晶（冯光英等，2011），与稀土配分型式缺乏Eu负异常吻合（图6a）。

图8 超基性岩主微量元素哈克图解Fig.8 The major and trace element Harker diagrams of the ultramafic pluton

岩浆演化过程中，分离结晶和同化混染作用往往相伴相生，即AFC 过程（Depaolo，1981）。锆石U-Pb定年显示，超基性岩中含有大量捕获锆石（图4），表明岩浆侵位过程中确实发生了一定程度的地壳混染。前人研究指出，地壳混染程度可通过（Th／Yb）PM值来判别（Qi and Zhou，2008），超基性岩的（Th／Yb）PM值（29.8～1.56，表2）部分介于上地壳（28）与下地壳（4.6）之间（Taylor and McLennan，1985），表明岩浆遭受了地壳物质的混染。一般而言，岩浆混入下地壳物质之后，（Th／Ta）PM值接近1，（La／Nb）PM值大于1（Sun and McDonough，1989）；混入上地壳物质后，两个比值均在2 以上（Peng et al.，1994）。超基性岩样品（Th／Ta）PM值为0.22～0.03，（La／Nb）PM值介于1.91～0.39，表明岩浆地壳混染程度较低。另外，高的La／Sm 值（＞4.5）指示了地壳物质的混染（Peng et al.，1994），超基性岩La／Sm值介于5.88～1.11（平均2.92），暗示较低的混染程度。Sr-Nd同位素分析显示，超基性岩样品具有较低的（87Sr／86Sr）i值（0.706872～0.702598）和高的εNd（t）值（8.02～5.64，表2），表明岩浆侵位过程中地壳物质的混染程度十分有限；以亏损地幔和上、下地壳作为两端元进行混合计算，结果显示地壳物质的混染程度低于5%（图7）。

6.3 构造背景

如前所述，江浪穹窿的超基性岩体仅遭受了较低程度（＜5%）的地壳物质混染，因此其岩石地球化学特征可有效地反映成岩构造背景（Gill，2010）。地球化学研究显示，超基性岩石具有较低的TiO2含量（1.27%～0.45%）与Ce 负异常（Ce／Ce*＝0.80～0.67，图6a），富集大离子亲石元素Rb、Ba 和U等、亏损高场强元素Zr和Hf（图6b），这些是岛弧岩浆具有的特征（Gill，2010）。TiO2-MnO-P2O5及Ti-Zr（图9a-b）构造环境判别图解进一步显示超基性岩属于岛弧拉斑玄武岩，与其Sr-Nd 同位素组成接近岛弧玄武岩的特征一致（图7）。

图9 超基性岩构造环境判别图解，底图据Mullen（1983）和Pearce and Cann（1973）Fig.9 Tectonic discrimination diagrams of the ultramafic pluton，after Mullen（1983），Pearce and Cann（1973）

已有的研究表明，松潘-甘孜造山带形成于古特提斯洋闭合阶段，是三叠纪末华北、扬子和羌塘陆块的主要汇聚区（许志琴等，1992；Roger et al.，2010）。莫宣学和潘桂棠（2006）研究认为，古特提斯洋在晚三叠世末—早侏罗世初完全闭合。许志琴等（1992）基于大量的变形构造证据指出，该造山带主造山作用发生于晚印支期—早燕山期。近年来精细的地质年代学研究显示，松潘-甘孜造山带钙碱性I型花岗岩和埃达克质花岗岩形成于219 Ma～185Ma（周家云等，2013），代表了造山带俯冲-碰撞作用时间。本文的锆石U-Pb 定年结果表明，江浪穹窿超基性岩结晶年龄为222.3 ± 4.4 Ma（MSWD ＝1.9，n ＝6，图4c），暗示其很可能形成于古特提斯洋闭合阶段的板片俯冲相关构造背景，与前述岩石地球化学与Sr-Nd 同位素分析结果完全吻合。

7 结论

（1）江浪穹窿南部的超基性岩结晶年龄约为222.3 Ma，可能形成于古特提斯洋闭合阶段的板片俯冲相关（如岛弧）构造背景。

（2）该岩石是幔源岩浆高度部分熔融的产物，岩浆上升侵位过程中主要经历了铬铁矿与橄榄石的分离结晶作用，且遭受了较低程度（＜5%）的地壳物质混染。

（3）捕获锆石的年龄谱反映江浪穹窿很可能存在太古宙—古元古代变质基底，并且具有Rodinia超大陆会聚—裂解以及泛非事件的地质年龄记录。