原特提斯洋在滇西南地区的俯冲记录:来自保山地块奥陶纪花岗岩的年代学、地球化学以及Hf-Nd同位素的支持

王晨 刘正宏 李刚** 刘俊来 李文庆 班丁 张诺 玄雨菲

特提斯是地球显生宙期间位于北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆之间纬向分布的巨型海洋,特提斯洋在新生代时期的闭合形成了阿尔卑斯山、土耳其-伊朗高原、喜马拉雅山和青藏高原(吴福元等,2020)。中国滇西南地区属于特提斯构造域的东段,保留了大量有关特提斯洋和分支洋盆演化的岩石信息,是特提斯构造研究的热点地区,受到地质学家们的广泛关注(吴福元等,2020; Liuetal., 2021a; Shanetal., 2022; 冯庆来等,2023)。作为特提斯构造域演化的初始阶段,原特提斯洋的演化过程具有多(微)陆块(华夏、扬子、印支等陆块和保山、腾冲、羌塘、拉萨等微陆块)和多期拼合的特点。这些陆块和微陆块之间经历了早古生代的碰撞-拼合过程,发育一系列的岩浆岩、蛇绿岩和高压-超高压变质带,并且遭受不同程度的构造变形,是研究原特提斯洋在早古生代时期演化的重要载体。然而,目前针对特提斯-喜马拉雅构造域早古生代岩浆事件的地球动力学机制存在两种截然不同的观点:(1)早古生代岩浆事件代表罗迪尼亚超大陆裂解或者冈瓦纳大陆最终闭合过程相关的泛非事件,这一观点主要基于藏南聂拉木、亚东、吉隆和康马地区识别出的529～457Ma的构造热事件年龄而提出(Murphy and Nance, 1991; Milleretal., 2001; 许志琴等,2005);(2)早古生代岩浆事件代表冈瓦纳大陆聚合过程,是原特提斯洋板片向印度板块和邻区微陆块下覆俯冲而引发的安第斯型造山运动,该观点主要基于吉隆地区499～473Ma片麻岩及花岗片麻岩而提出(Cawoodetal., 2007; Dongetal., 2010; 王晓先等,2011)。上述研究表明,滇西南地区早古生代岩浆岩的岩石成因及相应的地球动力学背景仍然存在较大争议,制约了对滇西南原特提斯造山带构造-岩浆演化的重建过程。此外,由于滇西南地区在晚古生代、中生代以及新生代期间遭受古特提斯洋、中特提斯洋和新特提斯洋构造体系的强烈热事件的叠加改造影响,岩浆作用强烈,岩体大量侵位,使得该地区早古生代岩浆记录被巨量的年轻地壳/地幔物质改造(Deweyetal., 1988; Metcalfe, 1996, 2002, 2013; Yin, 2006; Cawoodetal., 2013; 邢晓婉,2016)。因此,准确识别并深入研究滇西南地区早古生代岩浆岩、沉积记录以及变质作用,是探讨早古生代原特提斯洋构造岩浆演化和地球动力学机制转换的重要突破口。

近年来,前人在滇西南地区相继厘定出多条岩浆弧和蛇绿混杂岩带,它们显示了复杂的时空变化,记录了特提斯演化过程中的洋-陆俯冲至陆-陆碰撞过程和壳-幔相互作用过程,蕴含着原特提斯洋早古生代构造-岩浆演化的重要信息,为解决上述争议提供了关键窗口。前人针对早古生代岩浆作用的研究大多集中在特提斯构造域西段的喜马拉雅地区,近年来藏东南迦巴瓦、保山和腾冲-高黎贡地区相继报道的早古生代岩浆岩表明原特提斯构造域经喜马拉雅东构造结向东延伸至了滇西南保山和腾冲地区。值得注意的是,花岗岩作为滇西南地区出露规模最大的岩石类型,对其开展精细研究可以有效反演特提斯构造域的构造-岩浆演化过程。花岗岩的分类(包括I型、S型、A型和M型花岗岩)主要基于岩浆的源区特征,其中S型花岗岩最原始定义来自对澳大利亚Lachlan褶皱带花岗岩的研究,认为其主要形成于经过风化的沉积岩(泥质岩石为主)或变质沉积岩的部分熔融过程(Chappell and White, 1974, 1992)。S型花岗岩可以形成在多种构造环境下,如同碰撞、弧后伸展和洋脊俯冲等构造环境(Clemens, 2003; Collins and Richards, 2008; Huang and Jiang, 2014; Rongetal., 2017; Chakrabortyetal., 2019; Zhangetal., 2019)。Barbarin(1999)认为S型花岗岩的形成环境与陆-陆碰撞和后碰撞相关,例如喜马拉雅型强过铝质花岗岩形成于同碰撞和后碰撞阶段的增厚地壳(厚度大于50km)(Sylvester, 1998)。然而,Collins and Richards(2008)认为环太平洋构造环境下形成的S型花岗岩是由地幔提供的热,例如在环太平洋造山带中识别出的S型花岗岩形成于以沉积物为主的弧后盆地增厚之后的弧岩浆活动中(Collins and Richards, 2008)。保山地块平达岩体形成时位于冈瓦纳大陆东北部,并伴随原特提斯洋的打开和俯冲过程,其主要由S型花岗岩组成(Danetal., 2023)。因此,对平达岩体早古生代S型花岗岩的岩石成因开展深入研究,将在约束滇西南地区原特提斯洋早古生代构造演化方面有重要的研究意义。鉴于此,本文选取保山地块早古生代平达花岗岩作为研究对象,通过对花岗岩开展详细的野外地质考察、锆石U-Pb年代学、岩相学、全岩主-微量元素和同位素研究,查明这些花岗质侵入体的岩石组合特征、结晶年龄、岩石成因、源区性质及其形成的地球动力学机制。在此基础上,综合前人研究成果,查明保山地块早古生代岩浆岩的岩石组合类型及时空变异特征,最终揭示滇西南地区原特提斯洋早古生代时期的地球动力学机制及深部作用过程。

1 区域地质背景

图1 滇西南地区地质图(据Liu et al., 2021b修改)

图2 研究区地质简图及采样位置

目前,昌宁-孟连缝合带代表古特提斯洋盆残留的证据已经得到广大地质学家的认可,但是近年来在昌宁-孟连缝合带中识别出越来越多早古生代岩浆岩记录(王保弟等,2013,2018; 王冬兵等,2016)。南汀河蛇绿混杂岩带中的(堆晶)辉长岩中锆石U-Pb年龄为444～439Ma,具有N-MORB型和E-MORB型地球化学特征,代表了弧后裂谷盆地环境(王保弟等,2013)。牛井山蛇绿混杂岩中英云闪长岩锆石U-Pb年龄为468Ma,显示高镁埃达克岩特征,为岛弧岩浆作用的产物,代表了早古生代洋壳俯冲消减的作用(王冬兵等,2016)。因此,部分学者认为昌宁-孟连缝合带主要代表古特提斯洋盆的残留产物,其中的早古生代岩浆岩可能形成于原特提斯洋俯冲相关的弧后盆地环境(赵天宇,2019;刘桂春,2020)。

澜沧地体位于昌宁-孟连缝合带和云县-勐海构造带之间,呈近南北向展布,是一个新建立的地质单元(赵天宇,2019; 刘桂春,2020; Weietal., 2022)。澜沧地体主要由澜沧群变质岩系组成(刘桂春,2020),澜沧群东侧被临沧花岗岩侵入,西侧与下石炭统南段组地层呈角度不整合接触(钟大赉,1998)。早期学者们认为澜沧群为兰坪-思茅地块西侧的大陆边缘沉积地层(罗君烈,1990; Wuetal., 1995),但Zhaoetal.(2017b)和Weietal.(2022)研究指出澜沧群内变沉积岩具有与保山地块相似的碎屑锆石年龄峰值,而明显区别于兰坪-思茅地块,从而提出在早古生代期间澜沧群与保山地块具有构造亲缘性,可能作为一个独立的块体(澜沧地体)与保山地块接收相同的物源供给。澜沧群主要由变质程度较低的变火山岩和变沉积岩组成。变火山岩以变质中-基性火山岩为主,形成时代为中-晚奥陶世(Nieetal., 2015; Xingetal., 2017; Weietal., 2022)。此外,在澜沧地体内布朗山地区发育有少量早古生代酸性侵入岩(481～459Ma),侵入到澜沧群曼来组(孙载波等,2018;赵天宇,2019)。

云县-勐海构造带分布于临沧花岗岩基边部及内部,由断续分布的蛇绿混杂岩和变质岩块组成,代表原特提斯缝合带经古特提斯改造形成的残留体(冯庆来等,2023)。早古生代蛇绿混杂岩主要沿云县-双江-澜沧-勐海一线南北向断续分布,南北向长约300km,宽为0～4km(刘桂春,2020; Liuetal., 2021b)。云县-勐海蛇绿混杂岩由北至南包括蚂蚁堆蛇绿混杂岩(459～447Ma)、湾河蛇绿混杂岩(462～455Ma)、谦迈蛇绿混杂岩(505～492Ma)和大勐龙蛇绿混杂岩(～482Ma)等。该蛇绿混杂岩带包含较为完整的洋中脊玄武岩、辉长岩岩墙、热水洋盆沉积、远洋硅-灰-泥沉积、洋岛火山岩、岛弧火山岩等组合(樊岳华,2016; 刘桂春等,2017; 刘桂春,2020; Liuetal., 2021b)。由于该蛇绿混杂岩带遭受后期变质变形作用影响,带内岩石大都变质为绿片岩、斜长角闪片岩、变质堆晶辉长岩、云母石英片岩、石英岩、变质凝灰岩等,其中夹有高压-超高压榴辉岩、退变质榴辉岩等,这些岩体呈基质夹团块的构造,断续出露于蛇绿混杂岩带内(樊岳华,2016; 刘桂春等,2017; 刘桂春,2020; Liuetal., 2021b)。

2 岩石样品特征

本文采集的岩石样品来自保山地块西部平达岩体二长花岗岩(图3a-d)。由于滇西南大部分地区被植被覆盖,且风化作用严重,使得新鲜的岩石样品出露规模较小,并且出露范围较为分散。野外地质调查和岩相学研究显示二长花岗岩具有中细粒半自形粒状结构,块状构造,主要矿物组成为石英(30%～35%)、碱性长石(25%～30%)、斜长石(25%～30%)、黑云母(5%～8%)和少量的白云母(1%～2%)以及磷灰石、锆石和榍石等副矿物(图3a-d)。其中,石英呈他形粒状,无色透明,无解理,粒度范围在0.02～1.50mm,干涉色Ⅰ级灰白,最高干涉色可见Ⅰ级黄,局部可见石英发生熔蚀成不规则状;斜长石呈自形-半自形柱状、板柱状,粒度约0.05～0.50mm,普遍遭受绢云母化蚀变作用,局部可见聚片双晶;碱性长石呈半自形板柱状-他形粒状,粒度约0.25～2.50mm,以条纹长石为主,可见条纹结构,局部发育高岭土化蚀变;黑云母呈自形-半自形鳞片状、片状,粒度约0.05～0.25mm,发育一组极完全解理,单偏光镜下可见浅褐色-深褐色的吸收性,部分黑云母发生绿泥石化蚀变作用,平行消光;白云母呈半自形鳞片状、不规则状,粒度约0.05mm,干涉色鲜艳,平行消光,发育一组极完全解理。

图3 保山地块早古生代二长花岗岩代表性的野外及显微照片

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb定年

二长花岗岩样品的破碎和锆石的分选工作由廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。首先将采集到的新鲜无蚀变的岩石样品机械粉碎至80～100目,在严格避免污染的实验条件下,采用重力分选、磁选和重液分选技术完成锆石的分选工作。锆石靶制备工作由北京地时科技有限公司完成。在双目镜下人工挑选出不同长宽比例和柱锥面特征的锆石,并用环氧树脂凝固成靶,打磨、抛光直至锆石核部充分出露,完成样品靶的制备。样品靶制备完成后,对锆石进行透射光、反射光和阴极发光(CL)图像的显微图像采集,查明锆石的内部结构,以便在后续测试中选择透明的、无裂隙的、无包裹体的锆石区域进行测试分析。

锆石LA-ICP-MS U-Pb测试由吉林大学自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。实验仪器采用的激光剥蚀为德国相干公司COMPExPro型ArF准分子激光器,质谱仪为7500A型四极杆等离子质谱。实验过程中以He气作为剥蚀物质的载气,分析过程使用的激光束斑直径、激光能量密度和剥蚀频率分别为32μm、10J/cm2和8Hz。实验过程采用国际标准锆石91500作为外标进行同位素分馏校正。使用美国国家标准物质局研制的人工合成硅酸盐玻璃NIST610进行仪器最佳化。运行GLITTER(ver. 4.4)程序计算获得锆石U-Pb同位素比值和元素含量。根据Andersen(2002)的方法进行普通Pb校正,最后利用Isoplot(ver. 3.0;Ludwig, 2003)程序完成年龄计算与谐和图的绘制。

3.2 全岩主量元素和微量元素

在详细的岩相学观察的基础上,我们挑选15个新鲜的二长花岗岩样品进行全岩地球化学测试。将代表性样品的风化面去除,将处理后的样品放入颚式无污染碎样机中进行粗碎和细碎,研磨至200目以下。全岩主、微量元素分析在广州澳实分析检测有限公司完成。全岩主量使用ME-XRF26 X 射线荧光光谱仪硅酸盐岩主次量精密分析,利用ME-MS61r 四酸消解法电感耦合等离子体发射光谱与质谱测定超痕量元素和稀土元素含量,利用ME-MS81g 熔融法电感耦合等离子体质谱测定稀土元素的含量。主量元素和微量元素的分析精密度和准确度分别优于5%和10%。

3.3 锆石原位Hf同位素

锆石原位Lu-Hf同位素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。所用仪器为激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS),激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent,德国), MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德国)。激光输出能量可以调节,实际输出能量密度为～7.0J/cm2。采用单点剥蚀模式,斑束固定为44μm。详细仪器操作条件和分析方法参考文献(Huetal., 2012, 2015)。锆石Hf同位素干扰校正方法参考文献(Blichert-Toftetal., 1997;Fisheretal., 2014)。为确保分析数据的可靠性,Plešovice、91500和GJ-1三个国际锆石标准与实际样品同时分析,以上标样推荐值请参考Zhang and Hu(2020)。

3.4 磷灰石原位Nd同位素

磷灰石微区原位Nd同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯电感耦合等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent,德国),MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德国)。激光剥蚀系统使用氦气作为载气。分析采用单点模式,激光的束斑大小和剥蚀频率根据样品的Nd信号强度调节,一般为32～90μm和4～10Hz。激光能量密度固定在～8.0J/cm2。详细的分析方法校正描述请参考文献(Xuetal., 2015)。全部分析数据采用专业同位素数据处理软件“Iso-Compass”进行数据处理(Zhangetal., 2020)。两个天然磷灰石标样,Durango和MAD作为未知样品监控微区原位磷灰石Nd同位素校正方法的可靠性。Durango和MAD的化学组成和Nd同位素组成参见Xuetal.(2015)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

本文对滇西南保山地块平达岩体3件二长花岗岩样品进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年,测试数据见表1。用于锆石U-Pb测试分析的锆石均呈自形-半自形棱柱状,CL图像上可见清晰的岩浆振荡生长环带,指示其为岩浆成因锆石,获得的锆石206Pb/238U年龄可以代表岩体的结晶时间(图4; Belousovaetal., 2002)。

图4 早古生代平达二长花岗岩的代表性锆石阴极发光图像

样品DXN35为二长花岗岩,采自滇西南平达乡北西向S231公路旁(24°22′35″N、98°48′41″E)。对该样品的锆石共进行23个测点分析,分析结果显示所有测点均位于谐和线上或其附近,206Pb/238U年龄介于508～455Ma之间。其中15个锆石具有年轻的206Pb/238U年龄(470～455Ma),计算所得206Pb/238U加权平均年龄为463.9±1.8Ma (MSWD=1.0;

n=15),可以代表二长花岗岩样品的结晶年龄(图5a)。其余8个较老的锆石,其206Pb/238U年龄范围介于508～500Ma之间,代表二长花岗岩侵位过程中捕获锆石的结晶年龄(图5a、表1)。

图5 早古生代平达二长花岗岩的锆石U-Pb谐和图(a-c)及滇西南地区早古生代岩浆作用频谱图(d)

样品DXN36为二长花岗岩,采自滇西南平达乡北西向S231公路沿线(24°22′40″N、98°51′9″E)。对该样品的锆石共进行14个测点分析,部分测点可能由于Pb丢失(Corfu, 2013)或者Pb获得(Wiemeretal., 2017)略微偏离谐和线,分析结果显示它们的206Pb/238U年龄介于470～462Ma之间,并给出加权平均年龄为465.9±1.7Ma(MSWD=0.59;n=14),表明二长花岗岩的就位年龄为中奥陶世(图5b、表1)。

样品DXN37为二长花岗岩,采自滇西南平达乡北西向S231公路沿线(24°22′48″N、98°47′44″E)。本文对该样品中的锆石共进行了23个测点分析,除5个测点具有相对较老的锆石206Pb/238U年龄(543～504Ma),代表了二长花岗岩中捕获锆石的年龄(图5c、表1),其余18个测点均位于谐和线上或附近,206Pb/238U年龄分布较为集中,介于460～447Ma之间,并给出加权平均年龄为454.9±1.7Ma(MSWD=0.92;n=18),可以代表二长花岗岩样品的结晶年龄(图5c、表1)。

4.2 全岩主量和微量元素

滇西南地区早古生代平达岩体二长花岗岩具有相对较高的SiO2(72.16%～76.87%)、Na2O(2.30%～3.20%)、K2O(4.00%～5.59%)和全碱(Na2O+K2O)含量(7.04%～8.53%),MgO含量(0.12%～0.64%)较低,Mg#值介于20.9～35.9之间,过渡金属元素(如Cr,Ni元素)含量较低(表2)。在QAP分类图中,平达岩体的样品均落入二长花岗岩区域范围内(图6a)。在(K2O+Na2O)-SiO2图解中,平达岩体的样品均落入花岗岩的区域范围内,并显示亚碱性岩浆岩的地球化学属性(图6b);在K2O-SiO2图解中,平达岩体的样品具有高钾钙碱性系列向钾玄岩系列演化的趋势(图6c)。早古生代平达岩体二长花岗岩样品的Al2O3含量(12.50%～14.36%)相对较高,铝饱和指数(A/CNK比值)介于1.06～1.45之间,属于弱过铝质-强过铝质岩石(图6d)。此外,基于CIPW标准矿物计算方法,以平达岩体二长花岗岩的主量元素分析结果为依据,计算花岗岩中的矿物组成,结果显示该岩体标准化刚玉含量可达1.03%～4.62%,平均值为2.18%。从球粒陨石标准化稀土元素配分图解中可以看出,平达岩体早古生代二长花岗岩具有近乎一致的稀土元素分异趋势,富集轻稀土元素,亏损重稀土元素,稀土元素配分模式呈明显右倾的特征,并发育明显-中等的Eu负异常(δEu=0.12～0.47;图7a);在原始地幔标准化微量元素蛛网图,平达岩体二长花岗岩显示一致的微量元素特征,富集大离子亲石元素(如Rb、K等),亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti等)和P,具有明显的Nb-Ta-Ti负异常(图7b)。

表2 早古生代平达二长花岗岩的主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)组成

图6 早古生代平达二长花岗岩的主量元素地球化学图解

图7 早古生代平达二长花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.3 锆石原位Hf同位素

在锆石LA-ICP-MS研究的基础上,对滇西南平达岩体早古生代二长花岗岩中的锆石开展锆石原位Hf同位素测试分析(表3)。分析结果显示,二长花岗岩样品DXN35(463.9Ma)中岩浆锆石的(176Hf/177Hf)i值变化于0.282258～0.282369之间,εHf(t)值为-7.99～-4.05,相应的Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)介于1952～1704Ma(图8a、表3)。二长花岗岩样品DXN36(465.9Ma)中岩浆锆石的(176Hf/177Hf)i值变化于0.282226～0.282277之间,εHf(t)值为-9.08～-7.28,相应的Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)介于2022～1909Ma(图8a、表3)。二长花岗岩样品DXN37中岩浆锆石(454.9Ma)的(176Hf/177Hf)i比值为0.282176～0.282310,εHf(t)值变化于-11.10～-6.35,Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)为2140～1842Ma(图8a、表3)。

表3 早古生代平达二长花岗岩的锆石Hf同位素组成分析结果

图8 早古生代平达二长花岗岩锆石Hf同位素(a)和磷灰石Nd同位素(b)组成

4.4 磷灰石Nd同位素

在本文对平达岩体二长花岗岩中的磷灰石进行了原位 Nd 同位素分析(表4)。所挑选的磷灰石颗粒以自形-半自形为主,柱状(长宽比为 1:1～3:1)且颗粒内部不存在矿物包裹体以及流体活动痕迹。二长花岗岩中磷灰石的147Sm/144Nd介于 0.185805～0.308272 之间,143Nd/144Nd值为 0.512205～0.512575(图8b、表4)。利用该岩体的结晶年龄465.9Ma计算得到εNd(t)值介于-8.76～-6.96之间,磷灰石Nd-tDM2=1925～1777Ma。

表4 早古生代平达二长花岗岩的磷灰石Nd同位素组成分析结果

5 讨论

5.1 滇西南地区保山地块早古生代岩浆作用

滇西南地区保山地块植被覆盖严重,岩体普遍遭受强烈的生物风化和化学风化,加上后期特提斯构造域的叠加改造作用,大部分早古生代岩体难以识辨,早古生代火成岩岩石组合和系统的全岩主-微量元素及同位素研究程度还不够,这使得原特提斯东延部分滇西南地区早古生代的构造属性和演化过程一直存在较大争议。作为原特提斯构造域的重要组成部分,滇西南地区腾冲-保山地块、昌宁-孟连缝合带和澜沧地体还保存有一部分早古生代花岗质岩石以及同期的镁铁质岩石(辉长岩和变基性火山岩)。因此,查明滇西南地区早古生代岩浆岩的岩石组合类型和岩浆活动期次,并结合前人研究成果,对深入研究并探讨滇西南地区早古生代构造-岩浆演化历史具有重要意义。前人研究成果以及区域地质调查研究已经表明保山地块早古生代岩浆作用以花岗质岩浆作用为主,主要出露在保山地块西部平河-平达岩体以及高黎贡剪切带内部。中基性岩浆作用的出露规模较小,零星分布在澜沧地体、昌宁-孟连缝合带以及云县-勐海构造带内部。其中,保山地块西部早古生代花岗质岩浆作用主要形成于500～445Ma,包括漕涧、龙陵、平河和平达等花岗质岩体(Chenetal., 2007; Liuetal., 2009; 董美玲等, 2012; Wangetal., 2013; Lietal., 2016; Zhaoetal., 2017a);高黎贡剪切带内部的花岗岩形成于495～487Ma(Zhaoetal., 2016)。除此之外,前人在保山地块东侧澜沧地体澜沧群惠民组内火山岩夹层中识别出早古生代高镁安山岩(478～442Ma;Nieetal., 2015; Xingetal., 2017; Weietal., 2022),在云县-勐海构造带中识别出变辉长岩和斜长花岗岩(505～447Ma;刘桂春等,2017; 刘桂春,2020; Liuetal., 2021b),在昌宁-孟连缝合带中识别出辉长岩和埃达克岩(468～439Ma;王保弟等,2013; 王冬兵等,2016)。

通过系统收集并分析前人研究成果,查明滇西南地区原特提斯洋(云县-勐海洋)西侧腾冲-保山地块、昌宁-孟连缝合带以及澜沧地体内早古生代岩浆作用的活动时间介于502～439Ma之间,其主体为一套大陆弧型地球化学属性的火成岩岩石组合。综合本文报道的滇西南保山地块平达花岗岩锆石U-Pb定年结果和前人研究成果,可以将滇西南地区早古生代岩浆作用主要划分为～498Ma(寒武纪晚期)、～465Ma(中奥陶世)和～445Ma(晚奥陶世-早志留世)这三个阶段(图5d、表5)。

表5 滇西南地区早古生代岩浆作用

5.2 岩石成因及源区性质

花岗岩作为地壳的重要组成部分,在大陆区域构造和岩浆演化过程中起着重要的作用。通过研究花岗岩的岩石组合特征、岩石成因、源区特点以及形成机制,可以有效揭示大陆地壳的结构、生长、演化以及壳-幔相互作用,同时对于理解地壳的形成和演化过程也具有关键意义(Jahnetal., 2000; Wuetal., 2011)。基于花岗岩的源区组分及其形成的构造背景,花岗岩的成因类型可以划分为I型、S型、A型和M型花岗岩(Chappell and White, 1974, 1992)。其中,I型花岗岩强调以火成岩为主的源区,富含角闪石,而S型花岗岩源区成分主要为变沉积岩,A/CNK值通常大于1.1,且富含原生石榴子石、堇青石、白云母等富铝矿物(Chappell and White, 1974)。

保山地块平达岩体二长花岗岩形成于465.9～454.9Ma,显示高硅、高钾,低镁的特征,Mg#值介于20.9～35.9,Na2O/K2O比值范围为0.48～0.80,属于高钾钙碱性系列花岗岩。同时,平达岩体二长花岗岩的A/CNK值介于1.06～1.45之间,具有过铝质岩石的地球化学特征。结合滇西南地区早古生代二长花岗岩样品中存在捕获锆石的现象,表明研究区花岗岩并不属于M型花岗岩,不可能形成于幔源岩浆的分离结晶过程(Whalen, 1985)。此外,A型花岗岩通常形成于高温、低压的条件(Collinsetal., 1982),大部分A型花岗岩的锆石饱和温度大于850℃(Eby, 1990, 1992)。采用锆石饱和温度计(Watson and Harrison, 1983),依据全岩主-微量元素含量计算本文二长花岗岩的锆饱和温度,数据结果表明平达岩体二长花岗岩的锆石饱和温度介于706～790℃,平均值为752℃,明显低于A型花岗岩的温度。由于本文的花岗岩样品相对低的10000×Ga/Al比值、Zr和Nb含量,在Zr-10000×Ga/Al和Nb-10000×Ga/Al图解中,绝大多数样品点投影至I型,S型或M型花岗岩区域内(图9a,b)。在10000×Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解中,花岗岩样品的投影点大多落入高分异花岗岩的区域内(图9c,d)。显微镜下观察显示平达岩体二长花岗岩样品中含有典型的富铝类矿物白云母,结合其弱过铝质-强过铝质的地球化学特点,表明这些岩石为S型花岗岩(Chappell and White, 1974, 1992, 2001; Chappelletal., 2012)。此外,CIPW标准矿物计算结果表明平达岩体二长花岗岩中含有刚玉,其含量介于1.03%～4.62%之间,平均值为2.18%,进一步表明了其S型花岗岩的属性。综上所述,本文认为平达地区二长花岗岩属于S型花岗岩。

图9 早古生代平达二长花岗岩类型判别图解(据Whalen et al., 1987)

地壳衍生岩浆的地球化学特征主要受控于岩浆源区组分特征和熔融条件(Beard and Lofgren, 1991)。本文报道的滇西南地区早古生代平达岩体二长花岗岩的形成年龄相近(465.9～454.9Ma),采样位置相邻,并且地球化学特征和花岗岩类型也基本一致,指示它们可能具有相似的岩浆源区。以往的实验岩石学、地球化学和同位素研究表明大规模过铝质S型花岗岩主要起源于大陆岩石的部分熔融过程,它们的原岩可能包括富铝变沉积岩(变泥质岩)和变质基性岩浆岩等(Miller, 1985; Petford and Atherton, 1996; Springer and Seck, 1997; Sylvester, 1998; Wangetal., 2007)。实验岩石学研究表明花岗岩的CaO/Na2O-Al2O3/TiO2值和Rb/Sr-Rb/Ba体系反映岩浆源区组分变化。滇西南地区平达岩体二长花岗岩具有低的Al2O3/TiO2比值和变化的CaO/Na2O比值,表明其岩浆源区包含泥质岩石和砂质岩石,显示混合源区的特征(图10a)。在Rb/Sr-Rb/Ba判别图解中,平达岩体二长花岗岩样品点也分散投影至砂质岩源区和泥质岩源区(图10b)。结合滇西南早古生代二长花岗岩变化较大的锆石εHf(t)值(-11.10～-4.05)、磷灰石εNd(t)值(-8.76～-6.96)和Hf同位素二阶段模式年龄(2140～1704Ma),表明其形成于古元古代地壳中泥质和砂质混合源区的低温部分熔融过程。

图10 早古生代平达二长花岗岩CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(a, 底图据Sylvester, 1998)和Rb/Ba-Rb/Sr图解(b, 底图据Janoušek et al., 2004)

5.3 早古生代花岗岩形成的构造背景及其对原特提斯洋西向俯冲过程的制约

滇西南地区是与特提斯洋最终闭合有关构造带的重要组成部分(张旗等,1985; 从柏林等,1993; 钟大赉,1998; Liuetal., 2021b)。如上所述,滇西南地区在早古生代原特提斯洋的演化过程还没有得到很好的制约:一些学者认为早古生代冈瓦纳大陆北缘为被动大陆边缘,滇西南地区的早古生代造山运动与泛非碰撞造山运动有关,为冈瓦纳的最终拼合后的伸展背景(宋述光等,2007; 杨学俊等,2012);另一些学者认为滇西南地区的早古生代岩浆事件与原特提斯洋的俯冲有关(刘桂春等,2017; 王保弟等,2018)。最近研究表明,在云县-勐海构造带存在早古生代寒武纪-志留纪蛇绿岩记录,证明该时期存在原特提斯洋(刘桂春,2020)。这些蛇绿岩记录代表着原特提斯洋的残块,表明原特提斯洋(云县-勐海洋)至少在寒武纪就已经打开。近年来,越来越多的研究表明滇西南地区存在广泛的原特提斯洋俯冲相关的岩石记录,如徐晓尹等(2017)报道了保山邦迈地区蒲满哨群中变质基性岩,锆石U-Pb测年结果表明这些变质基性岩形成时代在536～532Ma,地球化学特征显示它们为俯冲作用的产物,代表保山地块早古生代最古老的岩浆岩,可能记录了俯冲初始的时间。然而,有关奥陶纪期间原特提斯洋的构造演化仍然存在争议,一部分学者认为原特提斯洋在奥陶纪期间持续西向俯冲,直至志留纪俯冲作用结束(Nieetal., 2015; 邢晓婉,2016; 赵天宇,2019; 刘桂春,2020; Liuetal., 2021b)。而另一部分学者认为在奥陶纪期间,原特提斯洋已经闭合,保山地块与其他地块碰撞-造山导致地壳增厚,随后发生岩石圈拆沉,形成后碰撞岩浆作用(Lietal., 2016; Zhaoetal., 2016)。

S型花岗岩来自于变质沉积岩的部分熔融,可以形成在多种构造环境下,如同碰撞、弧后伸展和洋脊俯冲等构造环境(Clemens, 2003; Collins and Richards, 2008; Huang and Jiang, 2014; Rongetal., 2017; Chakrabortyetal., 2019; Zhangetal., 2019)。上述研究表明,本文研究的保山地块早古生代花岗岩具有高硅、高碱,高铝含量以及弱过铝质-强过铝质的地球化学特征,属于高钾钙碱性系列的S型花岗岩。在Nb-Y(图11a)、Rb-(Y+Nb)(图11b)、Ta-Yb(图11c)和Ta-(Ta+Yb)(图11d)判别图中(Pearceetal., 1984; Harrisetal., 1986; Pearce, 1996),本文报道的平达岩体的S型花岗岩样品主要落在弧和碰撞花岗岩重叠的区域内。此外,前人报道的澜沧群惠民组的高镁安山岩(478～439Ma)来源于受俯冲沉积物流体交代的地幔楔源区,指示了俯冲相关的活动大陆边缘背景,表明原特提斯洋在奥陶纪期间持续西向俯冲(Nieetal., 2015; Xingetal., 2017; Weietal., 2022)。

图11 早古生代平达二长花岗岩Nb-Y(a)、Rb-(Y+Nb)(b)、Ta-Yb(c)和Ta-(Ta+Yb)(d)图解(底图据Pearce et al., 1984)

近年来针对昌宁-孟连缝合带和云县-勐海构造带的研究也取得了较大进展,具体如下:(1)云县-双江-澜沧-勐海发育的蛇绿混杂岩,形成时代为505～447Ma,它们显示N-MORB、E-MORB和OIB的地球化学属性,代表了早古生代原特提斯洋洋壳的残片(刘桂春,2020; Liuetal., 2021b);(2)王冬兵等(2016)报道了牛井山高镁埃达克岩,查明岩石形成时代为468Ma,岩石成因研究表明其很可能是俯冲洋壳加上部分大洋沉积物部分熔融并与上覆地幔楔反应的产物;(3)王保弟等(2013)通过南汀河地区堆晶辉长岩以及辉长岩的锆石U-Pb定年研究显示,堆晶辉长岩形成时代为473.0±3.8Ma和443.6±4.0Ma,辉长岩形成时代为439.0±2.4Ma,地球化学特征指示这些岩石可能形成于弧后裂谷盆地环境。堆晶辉长岩晚期岩浆结晶时代与辉长岩结晶时代基本一致,表明南汀河地区存在444～439Ma的弧后盆地。综合考虑滇西南地区的原特提斯洋残留蛇绿混杂岩记录和早古生代岩浆事件,本文认为滇西南地区早古生代三期岩浆活动(分别为寒武纪晚期、中奥陶世以及晚奥陶世-早志留世)均与原特提斯洋在早古生代期间持续西向俯冲相关,保山地块早古生代火成岩形成于原特提斯洋向保山地块俯冲相关的活动大陆边缘背景,与软流圈物质上涌导致地壳部分熔融作用密切相关。

6 结论

(1)滇西南地区保山地块平达花岗岩形成于465.9～454.9Ma,是中-晚奥陶世岩浆活动的产物。

(2)平达岩体中二长花岗岩属于高钾钙碱性系列,具有过铝质S型花岗岩的特征。结合其全岩地球化学和同位素特征,表明其形成于古元古代地壳泥质和砂质混合源区的低温部分熔融过程。

(3)综合保山地块广泛发育的早古生代花岗岩、高镁安山岩以及同时期的蛇绿岩记录,本文认为滇西南地区早古生代S型花岗岩是地壳沉积组分部分熔融的产物,形成于原特提斯洋西向俯冲相关的活动大陆边缘背景。

致谢感谢自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室郝宇杰老师在锆石LA-ICP-MS U-Pb测年过程中给予的帮助和指导;感谢广州澳实分析检测有限公司和武汉上谱分析测试有限公司在岩石地球化学和同位素分析过程中给予的支持。感谢审稿人提出的宝贵意见!