武利民, 彭頭平, 范蔚茗, 董曉涵, 彭世利, 廖冬宇

滇西點(diǎn)蒼山印支期花崗巖的成因及其大地構(gòu)造意義

武利民1, 2, 彭頭平1, 3*, 范蔚茗2, 4, 董曉涵5, 彭世利1, 2, 廖冬宇1, 2

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 4. 中國(guó)科學(xué)院 青藏高原 研究所, 北京 100101; 5. 南方海洋科學(xué)與工程廣東實(shí)驗(yàn)室(珠海), 廣東 珠海 519085)

滇西三江造山帶屬于特提斯構(gòu)造域的重要組成部分, 金沙江?哀牢山構(gòu)造帶作為古特提斯的演化產(chǎn)物之一, 記錄了古特提斯洋演化的重要信息。然而, 關(guān)于該帶古特提斯洋的屬性、時(shí)空演化方式和最終閉合的精細(xì)時(shí)間仍沒(méi)有得到很好的約束。本文選擇金沙江與哀牢山構(gòu)造帶銜接處的點(diǎn)蒼山中部偏東北和南部地區(qū)的花崗質(zhì)巖石開展詳細(xì)的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年、微量元素和Hf同位素分析以及全巖主?微量元素研究。鋯石定年和Hf同位素結(jié)果顯示, 點(diǎn)蒼山南部的片麻狀花崗巖的形成時(shí)代為240.3±1.4 Ma, 對(duì)應(yīng)的Hf()值為?16.2～?8.7; 中部偏東北的兩個(gè)淡色花崗巖的形成時(shí)代分別為241.2±2.3 Ma和240.1±2.2 Ma, 對(duì)應(yīng)的Hf()值分別為?12.0～?5.5和?15.2～?11.7。元素和鋯石Hf同位素特征顯示, 點(diǎn)蒼山南部的片麻狀花崗巖屬于A型花崗巖, 起源于該區(qū)新元古代變基性巖的部分熔融; 而中部偏東北的淡色花崗巖顯示出典型的S型花崗巖屬性, 為泥質(zhì)碎屑巖在中?低溫條件下脫水部分熔融而成。進(jìn)一步結(jié)合整個(gè)金沙江?哀牢山巖漿?變質(zhì)?構(gòu)造和沉積作用的研究結(jié)果, 精細(xì)地刻畫了金沙江?哀牢山古特提斯洋的屬性及其閉合和碰撞后開啟的時(shí)限, 即金沙江?哀牢山洋在晚二疊世之前開始發(fā)生俯沖, 整個(gè)洋盆的閉合在254 Ma已經(jīng)完成, 并不是前人認(rèn)為的由東南向西北剪刀式逐步閉合; 洋盆閉合后的陸?陸碰撞發(fā)生在254～247 Ma, 247 Ma峰期碰撞后俯沖的特提斯洋殼發(fā)生斷離, 247～220 Ma整個(gè)造山帶進(jìn)入碰撞后的伸展階段。我們?cè)邳c(diǎn)蒼山新識(shí)別的A型花崗巖為造山帶碰撞后伸展作用提供了至關(guān)重要的約束。

三疊紀(jì); A型花崗巖; 碰撞后伸展; 點(diǎn)蒼山地體; 古特提斯

0 引 言

三江特提斯構(gòu)造帶經(jīng)歷了古生代?中生代岡瓦納超大陸裂解、微地塊北向漂移及其依次拼貼等復(fù)雜的地質(zhì)過(guò)程, 發(fā)育多條古特提斯洋盆演化的縫合帶, 是橫貫歐亞大陸巨型特提斯構(gòu)造域的重要組成部分, 也是全球古特提斯洋演化記錄保存最完整的區(qū)域(圖1a; 鐘大賚, 1998; 莫宣學(xué)等, 2001; 李龔健等, 2013; Metcalfe, 2013)。古特提斯洋演化的記錄在三江地區(qū)主要表現(xiàn)為金沙江?哀牢山和昌寧?孟連兩條縫合帶。其中昌寧?孟連縫合帶代表著古特提斯洋的主洋盆的演化(Metcalfe et al., 2017), 而金沙江?哀牢山縫合帶的構(gòu)造屬性則備受爭(zhēng)議。一部分學(xué)者根據(jù)化石和火山巖鋯石U-Pb定年結(jié)果, 認(rèn)為金沙江?哀牢山縫合帶代表的是古特提斯主洋的北向俯沖過(guò)程的弧后擴(kuò)張洋盆(Catlos et al., 2017; Liu et al., 2017); 而另一部分學(xué)者則根據(jù)金沙江?哀牢山蛇綠混雜巖、MORB以及碎屑鋯石等證據(jù),認(rèn)為其是古特提斯洋的分支洋盆(Wang et al., 2000; Jian et al., 2008; 劉兵兵等, 2022)。因此, 關(guān)于金沙江?哀牢山縫合帶的構(gòu)造屬性以及古特提斯洋的演化方式和精細(xì)過(guò)程仍需進(jìn)一步深入研究。

圖1 點(diǎn)蒼山地體大地構(gòu)造位置及地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Chen et al., 2017修改)

金沙江?哀牢山縫合帶在三疊紀(jì)閉合, 導(dǎo)致?lián)P子地塊與印支地塊拼合(Li et al., 2006; Liu et al., 2015)。區(qū)域上發(fā)育大量三疊紀(jì)巖漿作用, 主要分布在點(diǎn)蒼山和哀牢山變質(zhì)地體內(nèi)(張玉泉等, 2004; 李寶龍等, 2008; Yumul et al., 2008; Jian et al., 2009)。針對(duì)哀牢山地體中的巖漿巖, 前人進(jìn)行了詳細(xì)的研究, 如, 九甲?安定斷裂帶東側(cè)地區(qū)發(fā)育早三疊世與碰撞?后碰撞有關(guān)的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿巖(高硅高鉀過(guò)鋁質(zhì)的巖漿巖)(Faure et al., 2016; Wu et al., 2017); 九甲?安定斷裂以西綠春等地區(qū)出露256～246 Ma同碰撞和后碰撞構(gòu)造背景的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿巖(劉翠等, 2011; 劉匯川等, 2013); 哀牢山斷裂帶東側(cè)滑石板、清水河、元江等地區(qū)發(fā)育251～238 Ma與碰撞?后碰撞有關(guān)花崗巖和花崗質(zhì)片麻巖(戚學(xué)祥等, 2010; Wu et al., 2017; Liu et al., 2018)。而且, 這些中?酸性巖漿巖地球化學(xué)特征均指示金沙江?哀牢山縫合帶代表的是古特提斯洋分支洋。然而點(diǎn)蒼山地體作為金沙江?哀牢山縫合帶中一個(gè)重要的組成部分, 其間分布的三疊紀(jì)巖漿巖卻很少受到關(guān)注(孫夢(mèng)珊, 2021), 作為連接金沙江蛇綠巖帶和哀牢山蛇綠巖帶的關(guān)鍵樞紐, 點(diǎn)蒼山地區(qū)構(gòu)造演化對(duì)于理解整個(gè)金沙江?哀牢山構(gòu)造帶古特提斯洋盆的演化至關(guān)重要, 但在該區(qū)目前并未發(fā)現(xiàn)與古特提斯演化相關(guān)的重要信息。為此, 本次研究選擇點(diǎn)蒼山中部偏東北和南部地區(qū)的花崗質(zhì)巖石開展了精細(xì)的鋯石U-Pb年代學(xué)、微量元素、Hf同位素組成以及全巖主量和微量元素研究, 以期探討這些花崗質(zhì)巖石的形成時(shí)代、成因及構(gòu)造背景, 并結(jié)合前人的研究成果進(jìn)一步厘清金沙江?點(diǎn)蒼山?哀牢山構(gòu)造帶的構(gòu)造屬性以及古特提斯洋的精細(xì)演化過(guò)程。

1 地質(zhì)背景及樣品特征

點(diǎn)蒼山?哀牢山構(gòu)造帶位于華南板塊與印支地塊之間(圖1a), 其為一個(gè)NW-SE向的構(gòu)造單元, 向東南延伸進(jìn)入越北, 長(zhǎng)約1000多公里, 由北向南包括滇西雪龍山、點(diǎn)蒼山、哀牢山和越北的Day Nui Con Voi 4個(gè)變質(zhì)地體(Tapponnier et al., 1990)。這四個(gè)地體以古、中元古界高級(jí)變質(zhì)巖為核心, 部分地區(qū)變質(zhì)程度接近麻粒巖相(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990), 且廣泛發(fā)育混合巖化作用(Tang et al., 2013)。

點(diǎn)蒼山地體位于哀牢山?點(diǎn)蒼山構(gòu)造帶西北段, 長(zhǎng)80 km, 寬12～15 km(圖1b; Cao et al., 2011), 主要由洱海斷裂、西洱河斷裂、大合江斷裂、喬后?劍川斷裂等所圍限, 構(gòu)成一個(gè)沿NNW方向延伸的構(gòu)造雜巖體, 該雜巖體以變質(zhì)巖系為主(圖1b;趙春強(qiáng)等, 2014)。點(diǎn)蒼山地體中最老地層為新元古代綠片巖?角閃巖相蒼山群, 由一套變質(zhì)的火山?沉積序列組成, 包括黑云母斜長(zhǎng)片麻巖、片巖和大理巖(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。新元古代地層中出現(xiàn)了兩組面理(圖2), 其產(chǎn)狀與區(qū)域上其他地層的變形特征類似, 因此該面理應(yīng)該是新生代印度板塊和歐亞板塊碰撞導(dǎo)致青藏高原東南緣擠出所產(chǎn)生的。區(qū)域上三疊紀(jì)和泥盆紀(jì)的板巖和灰?guī)r不整合覆蓋于蒼山群之上, 第四紀(jì)沉積物則主要分布在大理山間盆地內(nèi)(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。此外, 區(qū)域上還發(fā)育元古宙、中生代和新生代火成巖(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。其中新元古代巖漿巖以鈣堿性的角閃巖、花崗閃長(zhǎng)巖和花崗巖等侵入巖為特征, 鋯石U-Pb年齡為900～730 Ma (Li et al., 2018; 麻藝超等, 2021), 主要以大型侵入體和構(gòu)造透鏡體或巖脈的形式出現(xiàn), 其中一部分經(jīng)歷了低角閃巖相變質(zhì)作用(Liu et al., 2013)。中?新生代變質(zhì)火成巖主要分布于點(diǎn)蒼山地塊西南部(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。其中中生代巖漿巖多呈巖株或巖墻, 巖石類型包括晚三疊世深成花崗巖、淺成石英斑巖、花崗斑巖, 侏羅紀(jì)二長(zhǎng)花崗巖, 晚白堊世鉀長(zhǎng)花崗巖、石英正長(zhǎng)巖(張玉泉等, 2004; 李寶龍等, 2008)。新生代巖漿巖主要為呈脈狀產(chǎn)出的基性巖?變基性巖、呈巖株或巖基產(chǎn)出的堿性和酸性侵入巖(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990), 由于新生代左旋走滑剪切作用, 部分巖石發(fā)生了糜棱巖化(Leloup et al., 1993; Cao et al., 2011)。

圖2 點(diǎn)蒼山地體新元古代巖石的構(gòu)造剪切特征

本次研究在點(diǎn)蒼山地體中部偏東北和南部地區(qū)共采集5件花崗巖樣品(圖1b), 南部為片麻狀花崗巖樣品(20TP-3), 中部偏東北(即洱海西側(cè)靠近喜洲)為淡色花崗巖樣品(21JS-66A/B 和21JS-73A/B)。片麻狀花崗巖為灰色, 半自形粒狀結(jié)構(gòu), 片麻狀構(gòu)造; 主要礦物有石英、長(zhǎng)石和云母; 其中石英粒徑為0.05～0.1 mm, 含量約占30%; 長(zhǎng)石粒徑為0.1～0.6 mm,含量約占55%, 大部分長(zhǎng)石發(fā)生了變形和弱蝕變; 云母呈片狀分布, 含量約為15%, 明顯定向(圖3a、d);副礦物有鋯石和磷灰石。淡色花崗巖為灰白色, 塊狀構(gòu)造, 主要礦物為石英、長(zhǎng)石和云母, 副礦物有鋯石和磷灰石。其中21JS-66A/B樣品中長(zhǎng)石含量約占60%, 石英約占10%, 白云母約占20%, 黑云母約占10%(圖3b、e); 而21JS-73A/B樣品中長(zhǎng)石含量約占50%, 石英約占10%, 白云母約占40%(圖3c、f)。

礦物代號(hào): Pl. 斜長(zhǎng)石; Qz. 石英; Mus. 白云母; Bt. 黑云母。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析

鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析均在南京FocuMS科技有限公司完成。年代學(xué)測(cè)試采用安捷倫7700x電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS)與193nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)耦合。激光系統(tǒng)頻率為10 Hz,高純度He作為載氣, 氣體流量為0.7 L/mn; 輔助氣Ar為1.13 L/mn; 光斑直徑為40 μm。使用鋯石標(biāo)樣91500(1062 Ma)作為外部標(biāo)準(zhǔn), 校正剝蝕過(guò)程中的儀器質(zhì)量歧視和元素分餾。使用鋯石標(biāo)樣GJ-1(600 Ma)和Plesovice (337 Ma)作為監(jiān)控樣, 監(jiān)測(cè)儀器的穩(wěn)定性。鋯石微量元素含量以Si為內(nèi)標(biāo)和NIST SRM 610進(jìn)行外部校準(zhǔn)。原始數(shù)據(jù)由ICPMSDataCal軟件進(jìn)行離線處理(Liu et al., 2010), 鋯石年齡諧和圖解采用Isoplot 3.23程序(Ludwig, 2003)繪制。

對(duì)定年鋯石進(jìn)行原位Hf同位素測(cè)試。采用澳大利亞Scientific Instruments Resolution LR激光燒蝕系統(tǒng)與Nu Instruments Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS聯(lián)合進(jìn)行鋯石Hf同位素分析。分析束斑直徑為45 μm, 脈沖速率為9 Hz, 能量密度為4.5 J/cm2, 燒蝕時(shí)間為40 s。每分析15個(gè)樣品后, 采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石(GJ-1、91500、Plesovice、Mud Tank、Penglai)進(jìn)行一次質(zhì)量控制。其中標(biāo)樣鋯石Penglai的176Hf/177Hf加權(quán)平均值為0.282906±0.000005(=5; 1σ), 與報(bào)道值0.282906±0.000010一致(Li et al., 2010)。

2.2 全巖主量、微量元素分析

主量和微量元素測(cè)試也在南京FocuMS科技有限公司完成。其中主量元素測(cè)定采用XRF法, 利用Shimadzu XRF-1800系列X射線熒光光譜儀完成。微量元素由等離子質(zhì)譜ICP-MS(Agilent 7700x)測(cè)定, 樣品放入溶樣彈中酸溶后, 采用電感耦合等離子質(zhì)譜儀進(jìn)行微量元素含量測(cè)定, 具體步驟見Li et al. (2002)。主要氧化物的相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差＜5%, 大部分微量元素(＞10×10?6)的分析精密度優(yōu)于5%, ＜10×10?6的元素分析精密度為8%～10%。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡和Hf同位素特征

片麻狀花崗巖樣品(20TP-3)鋯石為透明、無(wú)色, 自形?半自形柱狀, 長(zhǎng)度為100～200 μm, 寬度為25～ 50 μm, 長(zhǎng)寬比為2∶1～4∶1(圖4a)。鋯石晶型發(fā)育較好, 大部分具不完整的振蕩環(huán)帶, 少部分具有明顯的振蕩環(huán)帶(圖4a), Th/U值高(＞0.1; 表1), 表明其為典型的巖漿鋯石(Corfu et al., 2003)。鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖顯示富集重稀土元素、 虧損輕稀土元素, 具明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.01～0.02)和Ce正異常(δCe=1.64～12.2)(表2, 圖5a), 與典型花崗巖鋯石特征一致。16個(gè)分析點(diǎn)給出較集中的206Pb/238U年齡(表1), 其加權(quán)平均年齡為240.3±1.4 Ma (=16, MSWD=0.04; 圖4a), 代表片麻狀花崗巖的結(jié)晶年齡。所有分析鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282176～ 0.282388,Hf()值為?16.2～?8.7, 兩階段Hf模式年齡范圍為1.79～2.21 Ga(表3, 圖4d)。

表1 點(diǎn)蒼山花崗巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果

表2 點(diǎn)蒼山花崗巖鋯石微量元素組成(′10?6)

表3 點(diǎn)蒼山花崗巖鋯石Lu-Hf同位素組成

圖4 點(diǎn)蒼山花崗質(zhì)巖石的鋯石U-Pb年齡諧和圖及εHf(t)-鋯石U-Pb年齡圖

圖5 點(diǎn)蒼山地區(qū)花崗質(zhì)巖石的鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素模式(a～c)和鋯石飽和溫度圖解(d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

淡色花崗巖21JS-66A/B中鋯石呈透明、無(wú)色或者淺褐色, 大部分為短柱狀, 粒徑為50～150 μm, 長(zhǎng)寬比為1∶1～4∶1(圖4b)。大部分鋯石顯示明顯的振蕩環(huán)帶, 少部分具不完全的環(huán)帶, 部分鋯石CL圖像顏色較暗(圖4b)。鋯石Th/U值相對(duì)高(＞0.5; 表1),表明為巖漿鋯石(Corfu et al., 2003)。樣品中鋯石具明顯Eu負(fù)異常(δEu=0.14～0.42)和Ce正異常(δCe=4.78～92.1),與典型花崗巖鋯石(表2, 圖5b)一致。12個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U年齡為240～793 Ma, 顯示兩個(gè)集中的年齡群。其中7個(gè)年輕測(cè)點(diǎn)給出的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為241.2±2.3 Ma(=7, MSWD=0.82)(圖4b), 代表該花崗巖的結(jié)晶年齡; 其他5個(gè)分析點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為790.9±9.7 Ma(=5, MSWD=0.01)(圖4b), 應(yīng)該是巖漿侵位過(guò)程中捕獲自圍巖的鋯石年齡。鋯石Lu-Hf同位素測(cè)試結(jié)果顯示, ～240 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282294～0.282724,Hf()值為?12.0～3.2, Hf兩階段模式年齡范圍為1.04～2.00 Ga(表3, 圖4d); 而790 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值比240 Ma鋯石略高, 為0.282320～0.282489,Hf()值為1.2～7.2, 兩階段Hf模式年齡為1.22～1.59 Ga(表3, 圖4d)。

淡色花崗巖21JS-73A/B樣品中鋯石主要以自形?半自形為主, 粒徑長(zhǎng)50～110 μm, 寬為 40～50 μm, 長(zhǎng)寬比在 1∶1～2∶1 之間, 顯示清晰振蕩環(huán)帶(圖4c);鋯石Th/U 值為0.43～2.16(表1), 均＞0.4,指示其為巖漿成因。鋯石稀土元素配分模式呈明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.04～0.64)和Ce正異常(δCe=1.84～51.6) (表2, 圖5c), 與典型花崗巖鋯石特征相一致。14個(gè)分析點(diǎn)的年齡范圍為239～791 Ma, 也顯示兩個(gè)集中的年齡群(圖4c)。其中8個(gè)年輕分析點(diǎn)的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為240.1±2.2 Ma(=8, MSWD=0.05), 為該淡色花崗巖結(jié)晶年齡(圖4c); 另外6個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為789.2±8.4 Ma(=6, MSWD= 0.03), 應(yīng)來(lái)自巖漿演化過(guò)程中捕獲自圍巖的鋯石(圖4c)。鋯石Lu-Hf同位素結(jié)果顯示, 240 Ma鋯石(176Hf/177Hf)i值為0.282205～0.282302, 對(duì)應(yīng)的Hf()值為?15.2～?11.7, 兩階段Hf模式年齡為2.00～2.19 Ga(表3, 圖4d); 而790 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282378～0.282506,Hf()值為3.2～7.8, 兩階段Hf模式年齡為1.18～1.47 Ga (表3, 圖4d)。

3.2 全巖地球化學(xué)特征

在SiO2-Zr/TiO2分類圖解(圖6)中, 本次研究的樣品均落在了花崗巖的區(qū)域, 這與巖相學(xué)觀察顯示出典型的花崗質(zhì)結(jié)構(gòu)相一致。

圖6 點(diǎn)蒼山花崗質(zhì)巖石地球化學(xué)分類圖(底圖據(jù)Winchester and Floyd, 1977)

片麻狀花崗巖樣品(20TP-3)具有高SiO2含量(73.95%), 較高的TiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、P2O5含量和低Mg#值(表4)。樣品的稀土元素總量較高(ΣREE=181×10–6), 在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖7a),富集輕稀土元素, 輕、重稀土元素分異顯著((La/Yb)N=7.12), 具明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.35)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖7b)中, 樣品明顯富集Rb、Ba等大離子親石元素, 虧損Nb、P和Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素。

表4 點(diǎn)蒼山花崗巖主量(%)和微量(′10?6)元素結(jié)果

圖7 點(diǎn)蒼山花崗質(zhì)巖石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

淡色花崗巖也具有較高的SiO2(73.41%～ 74.90%)、Na2O(4.21%～4.96%)和K2O(3.36%～5.48%)含量, 低Mg#值(29～40)。淡色花崗巖的稀土元素含量(ΣREE= 9.40×10–6～28.3×10–6)比片麻狀花崗巖低, 輕、重稀土元素分異較弱((La/Yb)N=1.89～5.22); 其中3個(gè)樣品顯示明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.29～0.68), 一個(gè)樣品則具有明顯的Eu正異常(表4, 圖7a)。微量元素特征上, 淡色花崗巖也明顯富集大離子親石元素Rb和U, 虧損Nb、P、Ti高場(chǎng)強(qiáng)元素, 其中一個(gè)樣品具有不同的Sr正異常(圖7b)。

4 討 論

4.1 巖石分類

根據(jù)前人的研究, 花崗巖可以分為M、I、S、A四種類型(陳國(guó)能, 2009), 其中M型花崗巖主要指示地幔來(lái)源, I型花崗巖為火成巖成因, S型花崗巖指示沉積巖或上地殼成因, 而A型花崗巖則形成于造山期后或非造山構(gòu)造環(huán)境(Whalen et al., 1987)。點(diǎn)蒼山片麻狀花崗巖中含黑云母等堿性暗色礦物(圖3d), 具高10000×Ga/Al值(2.8), 富Zr(199×10?6)、Hf(5.43×10?6)、REE(181×10?6)及貧CaO、MgO、Sr (50.4×10?6)特征, 與典型的A型花崗巖十分相似(圖8a), 結(jié)合其與典型A型花崗巖相似, 具明顯高的鋯石飽和溫度(＞820 ℃; 圖5d; Watson and Harrison, 2005; 張旗等, 2008),以及較高的FeOT(2.28%)含量和FeOT/(FeOT+MgO)值(0.81, 圖8b), 而區(qū)別于I型花崗巖或高分異I型花崗巖的低FeOT＜1. 0%特征。因此, 該片麻狀花崗巖為A型花崗巖, 基于該花崗巖具有低Nb、較高Y含量和過(guò)鋁質(zhì)等特征, 進(jìn)一步將其歸為A2型花崗巖。

圖8 點(diǎn)蒼山花崗質(zhì)巖石元素地球化學(xué)分類和巖石成因圖解(a、b底圖據(jù)Whalen et al., 1987; c底圖據(jù)Eby, 1992; d底圖據(jù)Wang et al., 2016)

淡色花崗巖中不含角閃石, 但含少量原生白云母(圖3e、f), 標(biāo)準(zhǔn)礦物計(jì)算(CIPW)顯示該巖石中含有1.34%～1.83%剛玉, 與典型的S型花崗巖十分相似。此外, 在(Al2O3?(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO) 圖解(圖8c)中, 點(diǎn)蒼山淡色花崗巖均落在S型花崗巖區(qū)域。結(jié)合淡色花崗巖具相對(duì)低鋯石飽和溫度660～680 ℃(圖5d), 類似于變沉積巖脫水部分熔融的特征, 應(yīng)屬于S型花崗巖。

4.2 巖石成因

4.2.1 A型花崗巖

對(duì)于A型花崗巖主要有以下幾種成因機(jī)制: ①地殼物質(zhì)的部分熔融(Collins et al., 1982; Huang et al., 2011); ②地幔玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物(Litvinovsky et al., 2002; Mushkin et al., 2003); ③殼?幔巖漿混合作用(Wickham et al., 1996; Yang et al., 2006)。點(diǎn)蒼山地體內(nèi)目前并沒(méi)有報(bào)道與中三疊世花崗巖共生的大規(guī)模玄武質(zhì)巖石, 因此, 不太可能是地幔玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。雖然點(diǎn)蒼山地區(qū)報(bào)道有少量同時(shí)代的石英閃長(zhǎng)巖, 但是片麻狀A(yù)型花崗巖具有比石英閃長(zhǎng)巖(Hf()=4.8～11.9; 孫夢(mèng)珊, 2021)更低的鋯石Hf值(Hf()=?16.2～?8.7), 很顯然, 點(diǎn)蒼山片麻狀A(yù)型花崗巖也不可能是地幔來(lái)源的基性巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。此外, 考慮到以下幾個(gè)特征, 我們認(rèn)為巖漿混合成因也無(wú)法解釋片麻狀A(yù)型花崗巖的成因。如: ①片麻狀花崗巖中鋯石都較均一, 未見有任何捕獲鋯石和繼承鋯石; ②斜長(zhǎng)石也未有環(huán)帶結(jié)構(gòu); ③未見任何巖漿混合現(xiàn)象的基性包體(Shaw and Flood, 2009; Jiang et al., 2013); ④鋯石Hf同位素組成與該區(qū)新元古代花崗巖非常一致(Li et al., 2018), 而未報(bào)道具有更低鋯石Hf同位素特征的巖石端元。結(jié)合片麻狀A(yù)型花崗巖具有與地殼巖石(Nb=8.00×10?6～11.5×10?6和Ta=0.70×10?6～0.92×10?6)相似的Nb(12.1×10?6)和Ta(1.20×10?6)含量, 以及明顯富集的鋯石Hf同位素組成特征, 表明該A型花崗巖來(lái)源于古老地殼物質(zhì)的部分熔融。而且, 點(diǎn)蒼山片麻狀A(yù)型花崗巖具有與該區(qū)新元古代花崗巖和斜長(zhǎng)角閃巖相似的鋯石Hf同位素組成(圖4d), 因此其應(yīng)該來(lái)源于下地殼新元古代變基性巖, 這也與點(diǎn)蒼山片麻狀花崗巖落在變角閃巖的部分熔融區(qū)域相一致(圖8d)。由此可見, 點(diǎn)蒼山南部中三疊世A型花崗巖來(lái)源于該區(qū)新元古代變基性巖的部分熔融, 且?guī)r漿演化的過(guò)程中經(jīng)歷過(guò)不同程度的斜長(zhǎng)石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結(jié)晶, 導(dǎo)致該花崗巖顯示出明顯的高演化特征以及Eu、Sr、P和Ti的負(fù)異常(圖7b)。

4.2.2 S型花崗巖

S型花崗巖起源于變沉積巖的部分熔融, 形成S型花崗巖的變沉積巖包括泥巖、砂巖或者泥砂巖混合的變沉積巖(Miller, 1985)。點(diǎn)蒼山三疊紀(jì)淡色花崗巖中的鋯石Hf同位素二階段模式年齡(DM2)為1578～2193 Ma, 平均為1952 Ma, 而Hf()值為?15.2～?5.5, 顯示出深部源區(qū)古元古代或更老地殼物質(zhì)的信息,與區(qū)域上蒼山群的時(shí)代相一致(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。蒼山群主要以變粒巖和混合巖為主, 其原巖為含火山巖的泥質(zhì)碎屑巖和碎屑巖?碳酸鹽巖?基性火山巖(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。點(diǎn)蒼山淡色花崗巖中原生白云母的存在指示其母巖漿熔體中含有較高的水, 表明其源區(qū)以富黏土的泥質(zhì)巖為主, 與巖石具有較低的CaO/Na2O 值和較高Rb/Ba值相一致(Sylvester, 1998)。在主量元素源區(qū)判別圖(圖8d)中, 所有S型花崗巖樣品都落在泥質(zhì)巖石部分熔融的范圍內(nèi), 也表明它們的源巖為泥巖。因此, 我們認(rèn)為點(diǎn)蒼山S型淡色花崗巖主要來(lái)源于變泥質(zhì)碎屑巖的部分熔融, 且?guī)r漿在演化過(guò)程中經(jīng)歷過(guò)長(zhǎng)石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結(jié)晶, 如樣品中存在明顯的Eu、Sr、P、Ti負(fù)異常(圖7b); 其中一個(gè)樣品顯示明顯的Eu和Sr正異常(圖7b), 代表長(zhǎng)石堆晶。淡色花崗巖普遍存在新元古代的捕獲鋯石和變化的鋯石Hf同位素組成, 表明巖漿在演化過(guò)程與圍巖發(fā)生了同化混染作用(圖4b、c)。

4.3 金沙江?點(diǎn)蒼山?哀牢山構(gòu)造帶印支期巖漿 作用的構(gòu)造意義

關(guān)于金沙江?哀牢山古特提斯洋是古特提斯的分支洋盆還是弧后洋盆(劉本培等, 1993; Fan et al., 2010), 以及該洋盆的閉合時(shí)間是晚二疊世、早三疊世、中三疊世還是晚三疊世仍存在較大的爭(zhēng)議(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; Metcalfe, 2013; Xu et al., 2019; 劉匯川等, 2020)。綜合分析前人的研究成果, 金沙江?哀牢山特提斯洋盆應(yīng)該屬于古特提斯洋的分支洋, 關(guān)鍵的證據(jù)包括: ①該構(gòu)造帶內(nèi)分布有與昌寧?孟連古特提斯主洋盆同時(shí)代的蛇綠巖, 如439～404 Ma、387～377 Ma、359～346 Ma和345～279 Ma的蛇綠巖(Lai et al., 2014b; 王保弟等, 2021), 表明金沙江?哀牢山特提斯洋的演化與昌寧?孟連洋的演化時(shí)間一致; ②哀牢山蛇綠巖帶中發(fā)育與昌寧?孟連帶相同時(shí)代(383～328 Ma)的N-MORB 型蛇綠巖(Wang et al., 2018), 暗示洋脊擴(kuò)張同步發(fā)生, 與弧后擴(kuò)張形成的洋盆要滯后的特點(diǎn)不一致。雖然北部的金沙江和南部的哀牢山都發(fā)育同時(shí)期的蛇綠巖, 而點(diǎn)蒼山地區(qū)卻未發(fā)現(xiàn)有典型蛇綠巖的報(bào)道(可能已經(jīng)被剝蝕), 但作為連接金沙江和哀牢山古特提斯洋的重要樞紐(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990), 其構(gòu)造?巖漿演化的記錄對(duì)于理解金沙江?哀牢山古特提斯洋完整的演化非常關(guān)鍵。本次研究在點(diǎn)蒼山地體中識(shí)別出了一套中三疊世240 Ma的A型和S型花崗巖, 結(jié)合構(gòu)造帶上近年來(lái)的巖漿?變質(zhì)?構(gòu)造?沉積事件的證據(jù), 可以精細(xì)地約束金沙江?哀牢山洋盆閉合?碰撞后的演化方式和時(shí)間節(jié)點(diǎn)。

從巖漿作用的時(shí)空方式上看, 金沙江?點(diǎn)蒼山?哀牢山構(gòu)造帶晚二疊世?晚三疊世巖漿作用呈現(xiàn)出四個(gè)年齡峰值, 分別為262 Ma、250 Ma、239 Ma和230 Ma(圖9a、b)。其中哀牢山蛇綠巖帶以西的五素?雅軒橋地區(qū)發(fā)育二疊紀(jì)(287～260 Ma)弧巖漿巖(Fan et al., 2010; Lai et al., 2014b), 說(shuō)明與洋殼俯沖有關(guān)的弧巖漿作用至少持續(xù)到晚二疊世。而250～240 Ma期間出現(xiàn)的大規(guī)模巖漿作用, 特別是金沙江段的德欽?維西地區(qū)和哀牢山段的與伸展作用有關(guān)巖漿巖的出現(xiàn), 如德欽、綠春、魯春、幾家頂、葉枝鄉(xiāng)等地(247.3 Ma;劉翠等, 2011; 王保弟等, 2011; Wang et al., 2014)和維西攀天閣地區(qū)(Zi et al., 2012)早?中三疊世(249～245 Ma)“雙峰式”火山巖, 以及維西地區(qū)、點(diǎn)蒼山和哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)中三疊世(247～240 Ma)大型伸展有關(guān)花崗巖的侵位(簡(jiǎn)平等, 2003; Liu et al., 2015, 2018; 本研究中A型花崗巖), 說(shuō)明區(qū)域上的構(gòu)造體制從俯沖擠壓轉(zhuǎn)換到碰撞后的伸展構(gòu)造背景。區(qū)域巖漿巖鋯石Hf同位素組成顯示, 構(gòu)造帶內(nèi)254 Ma以前的巖漿巖顯示出明顯虧損的鋯石Hf同位素組成特征(正的Hf值), 而從254 Ma開始出現(xiàn)了以古老地殼物質(zhì)重熔為主的信息, 鋯石Hf同位素組成顯示明顯的負(fù)值特征(圖9c), 意味著254 Ma開始區(qū)域構(gòu)造體制發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變, 展現(xiàn)出大洋閉合后的陸?陸碰撞階段的巖漿作用特征。

圖9 金沙江?點(diǎn)蒼山?哀牢山構(gòu)造帶中生代巖漿巖年齡分布圖以及εHf(t)和年齡關(guān)系圖

在變質(zhì)作用的記錄上, 在金沙江?哀牢山構(gòu)造帶發(fā)現(xiàn)與俯沖有關(guān)的中三疊世(244～230 Ma)高壓變質(zhì)巖。如西藏貢覺地區(qū)榴輝巖相變質(zhì)作用的年齡為244～240 Ma(Tang et al., 2020); 滇西魯?shù)榈貐^(qū)原巖為N-MORB型基性巖發(fā)生榴輝巖相變質(zhì)作用時(shí)間為230 Ma(王保弟等, 2021); 構(gòu)造帶南延的越南北部的松馬縫合帶中出露的大量榴輝巖, 其變質(zhì)鋯石U-Pb年齡為243～230 Ma(Nakano et al., 2010; Zhang et al., 2013), 表明金沙江?哀牢山古特提斯洋盆應(yīng)該在245 Ma前已經(jīng)閉合。因此245 Ma開始, 俯沖到榴輝巖相變質(zhì)條件深度下的洋殼開始發(fā)生折返, 意味著區(qū)域構(gòu)造體制轉(zhuǎn)進(jìn)入碰撞后的伸展構(gòu)造背景, 與區(qū)域伸展型巖漿巖的出現(xiàn)相吻合。榴輝巖的折返, 也進(jìn)一步說(shuō)明區(qū)域構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換可能與俯沖的洋殼板片的斷離密切相關(guān), 由于板片的斷裂, 俯沖的大洋巖石圈失重而發(fā)生回撤, 而榴輝巖相變質(zhì)的大洋基性巖在斷裂板片處開始經(jīng)歷漫長(zhǎng)的折返路程。除此之外, 金沙江?哀牢山?越北松馬蛇綠巖帶同時(shí)代高壓榴輝巖, 以及這些榴輝巖一致地出現(xiàn)在蛇綠巖的西側(cè), 說(shuō)明金沙江?哀牢山古特提斯洋盆的閉合是同時(shí)發(fā)生的, 而不是前人認(rèn)為的由南到北剪刀式閉合方式(Lai, 2012), 因此印支造山事件主體不僅僅在越北地區(qū)(Carter et al., 2001; Lepvrier et al., 2004), 而是包括整個(gè)金沙江?哀牢山構(gòu)造帶。

在構(gòu)造?沉積作用記錄方面, 早期的區(qū)域調(diào)查和填圖顯示區(qū)域上普遍缺乏早三疊世沉積(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990), 說(shuō)明早三疊世金沙江?哀牢山古特提斯洋盆已經(jīng)閉合, 并發(fā)生了大規(guī)模的造山隆升作用, 導(dǎo)致了區(qū)域處于剝蝕階段而缺乏沉積, 對(duì)應(yīng)的應(yīng)該是同造山階段。金沙江南段江達(dá)?維西地區(qū)的構(gòu)造?沉積作用研究, 精確地厘定了同造山期擠壓構(gòu)造的時(shí)間在269～259 Ma 之間, 而區(qū)域沉積的角度不整合時(shí)間限定了該區(qū)大地構(gòu)造體制由擠壓轉(zhuǎn)換成伸展體制發(fā)生在晚二疊世254～249 Ma之間(李旭拓, 2018), 因此249 Ma開始進(jìn)入碰撞后的演化階段, 與前面討論的巖漿和變質(zhì)作用相一致。往南至金沙江與哀牢山構(gòu)造帶結(jié)合部位的點(diǎn)蒼山地區(qū), 三疊紀(jì)?侏羅紀(jì)砂巖的碎屑鋯石年齡、微量元素和Hf同位素組成, 以及海相碳酸鹽巖和陸相碎屑巖組合的研究, 也證實(shí)了該區(qū)古特提斯洋盆的閉合應(yīng)該發(fā)生在～247 Ma之前(陳靜等, 2021)。至哀牢山構(gòu)造帶, 該構(gòu)造帶內(nèi)及兩側(cè)中上三疊統(tǒng)沉積碎屑鋯石年代學(xué)和Hf同位素結(jié)果顯示, 所有碎屑主體來(lái)源于構(gòu)造帶內(nèi)的巖漿巖, 也說(shuō)明哀牢山古特提斯洋盆早三疊世(～247 Ma)已經(jīng)閉合, 中?晚三疊世已經(jīng)進(jìn)入了碰撞后的伸展階段, 共同接受了來(lái)自造山帶內(nèi)的巖漿巖剝蝕沉積(劉兵兵等, 2022)。

綜上, 本次研究構(gòu)建了一個(gè)更精細(xì)的金沙江?哀牢山古特提斯洋時(shí)空演化模型: ①中?晚二疊世, 金沙江?哀牢山古特提斯洋開始俯沖, 并在揚(yáng)子和松潘?甘孜地塊西緣形成了一系列同期的巖漿弧; ②晚二疊世?早三疊世晚期, 金沙江?哀牢山古特提斯洋完全閉合, 進(jìn)入陸?陸碰撞的同碰撞階段, 并在～250 Ma的時(shí)候碰撞達(dá)到頂峰, 導(dǎo)致此時(shí)區(qū)域以構(gòu)造抬升為主, 缺乏相關(guān)的沉積; ③中?晚三疊世, 由于俯沖的古特提斯洋殼板片斷離, 板片失重回撤, 造山帶發(fā)生快速的隆升, 在造山帶兩側(cè)沉積有大量造山作用期的巖漿巖記錄, 與此同時(shí), 軟流圈上涌并減壓熔融, 引發(fā)巖石圈的部分熔融, 巖石圈熔融的巖漿侵位中下地殼, 引發(fā)中下地殼的部分熔融, 形成了區(qū)域上249～240 Ma伸展有關(guān)的“雙峰式”火山巖、A型花崗巖及其他相關(guān)的巖石組合, 斷裂后的俯沖殘余洋殼板片開始隨著巖石圈的伸展而沿著俯沖通道逐步的折返, 其最老高壓變質(zhì)年齡245 Ma代表的是最早的板片斷裂時(shí)間; 隨著伸展的進(jìn)一步增強(qiáng), 中?晚三疊世造山帶內(nèi)也開始處于凹陷沉積作用階段, 從而沉積了較厚的中?晚三疊世的陸緣碎屑沉積。

5 結(jié) 論

(1) 滇西點(diǎn)蒼山地體南部的片麻狀花崗巖和中部偏東北的淡色花崗巖形成于中三疊世(～240 Ma)。

(2) 點(diǎn)蒼山地體中部偏東北和南部的中三疊世花崗巖都屬于高演化的鈣堿性系列, 其中南部的片麻狀花崗巖地球化學(xué)特征上顯示出A型花崗巖特征, 為該區(qū)新元古代變基性巖的高溫部分熔融的產(chǎn)物; 而中部偏東北的淡色花崗巖則具有典型的S型花崗巖屬性, 來(lái)自泥質(zhì)碎屑巖在中?低溫條件下脫水部分熔融而成。

(3) 金沙江?點(diǎn)蒼山?哀牢山古特提斯洋的閉合應(yīng)該在254 Ma完成; 254～247 Ma期間發(fā)生強(qiáng)烈的同碰撞構(gòu)造作用, 導(dǎo)致區(qū)域上的整體抬升; 247～230 Ma向東俯沖的洋殼板片發(fā)生斷離、回撤, 造山帶由擠壓轉(zhuǎn)向伸展, 從而進(jìn)入碰撞后的演化階段, 并至少持續(xù)到220 Ma左右, 伸展構(gòu)造背景下, 產(chǎn)生了造山帶內(nèi)及其兩側(cè)的“雙峰式”巖漿作用、A型花崗巖及其相關(guān)的巖石組合。

致謝: 感謝中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所陳林麗工程師在鋯石結(jié)構(gòu)分析中的幫助, 感謝兩位匿名審稿專家對(duì)本文提出了建設(shè)性的修改意見。

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Petrogenesis and Tectonic Significance of the Indosinian Granites in the Diancangshan Massif, Western Yunnan, China

WU Limin1, 2, PENG Touping1, 3*, FAN Weiming2, 4, DONG Xiaohan5, PENG Shili1, 2, LIAO Dongyu1, 2

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3.CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. Institute of TibetanPlateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China; 5. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Zhuhai), Zhuhai 519085, Guangdong, China)

The Sanjiang orogenic belt in West Yunnan is an important component of the Tethyan tectonic domain. The Jinshajiang-Ailaoshan tectonic belt, as one of the evolution products of the Paleo-Tethys Ocean, recorded important information on the evolution of the Paleo-Tethys Ocean. However, the attribute, spatial-temporal evolution mode, and final closing time of the Paleo-Tethys Ocean in the Jinshajiang-Ailaoshan tectonic belt are still not well-constrained. In this paper, we present zircon U-Pb ages, trace element and Lu-Hf isotopic compositions, and whole-rock major and trace element concentrations of the granitic rocks in the Northeast and South Diancangshan massif. The zircon U-Pb dating and Hf isotope results show that the granitic gneiss in the South Diancangshan was formed at 240.3±1.4 Ma with correspondingHf() values of ?16.2 to ?8.7, while the leucogranites in the Northeastcrystallized at 241.2±2.3 Ma and 240.1±2.2 Ma with correspondingHf() values of ?12.0 to ?5.5 and ?15.2 to ?11.7, respectively. These geochemical signatures indicate that the gneissic granite belongs to A-type granite and was formed by partial melting of the Neoproterozoic metabasites. In contrast, the leucogranites show an affinity to S-type granite, and were formed by partial melting of the argillaceous clastic rocks under middle-low temperature conditions. Additionally, our results, coupled with previously reported magmatism-metamorphism-tectonism-sedimentation data in the region, illustrate that the Jinshajiang-Ailaoshan Paleo-Tethys Ocean began to subduct before the late Permian, and the closure of the ocean was simultaneously completed at 254 Ma, which is not consist the Southeast to Northwest gradual closure pattern proposed by previous researchers. Subsequently, the continent-continent collision occurred during 254 Ma to 247 Ma, and then the Paleo-Tethys oceanic slab began to break off at 247 Ma. Since then, the whole orogenic belt entered the post-collision extension stage during 247 Ma to 220 Ma. Consequently, the new identification of 240 Ma A-type granite in the Diancangshan massif provides a crucial constraint on the post-collisional extension of the orogenic belt.

Triassic; A-type granite; post-collisional extension; the Diancangshan massif; Paleo-Tethys

2022-12-28;

2023-01-25;

2023-10-12

第二次青藏科考項(xiàng)目(2019QZKK0702)和國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(92055207、42072263、41490613)聯(lián)合資助。

武利民(1996–), 男, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: wulimin@gig.ac.cn

彭頭平(1974–), 男, 研究員, 從事巖石大地構(gòu)造研究。E-mail: tppeng@gig.ac.cn

P595; P597; P542

A

1001-1552(2023)06-1363-018

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.203