石鼓-黎明地区变沉积岩系的深熔时代和物源

2019-11-28刘福来刘平华施建荣刘利双

岩石矿物学杂志 2019年6期

王舫，刘福来，刘平华，蔡佳，施建荣，冀磊，刘利双

(1. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037； 2. 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170)

石鼓杂岩是出露于滇西北“三江”地区扬子板块与印支板块结合部位的一套重要地层单元，该变质杂岩经历了多期构造-岩浆-变质事件的改造，是研究特提斯构造演化、扬子板块与印支板块俯冲-碰撞的重要窗口。前人将该套变质杂岩称之为“石鼓群”。石鼓群原指丽江县石鼓以西一带的浅变质岩系，创名初称为“石鼓片岩”，时代划为元古代。1965年云南区测队将“石鼓片岩”改称为“石鼓群”，将其时代归属于早古生代；之后将其划出羊坡组、陇巴组和塔城组3个组，其中羊坡组时代为古元古代(翟明国等，1993)，而陇巴组和塔城组归为新元古代。1990年，云南地矿局《云南省岩石地层》将其划为震旦系。1∶25万中甸县、贡山县幅将石鼓群解体为古元古代的石鼓岩群(羊坡岩组和露西岩组)和新元古代的巨甸岩群(陇巴岩组和塔城岩组)(李昆琼， 2003；姚雪等， 2014)。罗改等(2017)通过对石鼓镇仁义村附近石鼓岩群变质基性岩中锆石进行U-Pb定年，首次在石鼓岩群中划分出新元古代的变质基性岩。沙绍礼等(2014)在1∶20维西幅(1)云南省地质矿产局区域地质调查队四分队. 1984. 1∶20万维西幅区调报告.填图的基础上，将石鼓群重新进行了划分，自下而上划分为古元古代黎明岩群、中元古代新主岩群(哈吉洛岩组和露西岩组)和新元古代巨甸岩群(陇巴岩组和塔城岩组)。有关石鼓杂岩的归属问题，沙绍礼等(2014)在归纳整理了上世纪80、90年代资料的基础上，指出石鼓杂岩应归属于甘孜-理塘板块的结晶基底，并且认为新主岩群、巨甸岩群可与苍山岩群中的龙泉峰岩组、中和寺岩组以及北部的乐平山岩组对比，而苍山群的沟头箐岩群可与哀牢山群和雪龙山群对比；杨敬奎(2014)通过对石鼓杂岩上段变沉积岩岩石学、岩相学、地球化学特征综合研究，结合锆石年代学结果，认为石鼓杂岩具有亲扬子构造属性；也有研究者通过石鼓变质带和点苍山变质带的原岩建造、岩石组合和同位素年代学方面的对比研究，认为石鼓和点苍山变质岩系具有相同的岩石建造，两者在洱源地区相接，同属扬子板块结晶基底(翟明国等， 1993；崔峻豪等， 2014)。虽然都将石鼓杂岩划归为扬子板块结晶基底，但是，翟明国等(1993)认为石鼓变质带属滇东变质岩区点苍山-石鼓变质带的一部分，而哀牢山变质带和点苍山变质带之间在变质特征、原岩建造、火山岩形成时代等方面存在着差异；崔峻豪等(2014)认为石鼓杂岩属于石鼓-点苍山-哀牢山变质带一部分，认为哀牢山变质带可与石鼓变质带和点苍山变质带相对比。

目前有关石鼓杂岩的年代地层归属存在较大的分歧，有研究者通过对石鼓杂岩中斜长角闪岩Nd同位素研究，结果得到1 369.8 Ma和1 343.8 Ma的模式年龄，认为石鼓杂岩属于中元古界(翟明国等， 1993)；但有研究者认为该年龄可能代表了石鼓杂岩的变质变形时代，而其原岩形成时代可能为古元古代(李昆琼， 2003)；罗改等(2017)对石鼓杂岩中原岩为玄武岩的变质基性岩进行定年，得到833.9 ± 3.5 Ma的年龄，认为该年龄代表了石鼓杂岩的年龄。此外，石鼓杂岩变质作用研究也相对薄弱，对其下部二云斜长片麻岩中白云母K-Ar年代学研究，得到258 Ma的主要变质作用年龄(2)云南省地质矿产局区域地质调查队四分队. 1984. 1∶20万维西幅区调报告.；同时，根据石鼓变质带内三叠纪地层发生变质，以及带内少量印支期花岗岩脉的侵入，推测石鼓杂岩遭受了印支期弱变质作用的改造(沙绍礼， 1989；杨敬奎， 2014)。本文选取石鼓-黎明地区石鼓杂岩中黑云母石英片岩及其深熔脉体中锆石开展详细的年代学研究，通过对继承锆石和深熔锆石进行SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年代学测试，探讨研究区石鼓杂岩变沉积岩的物质来源以及变质-深熔时代，为反演其构造演化过程提供科学依据。

1 地质背景与样品描述

石鼓杂岩位于滇西北“三江”地区，沿金沙江两岸分布于丽江市石鼓镇至塔城乡一带，向北延伸可至德钦县拖顶附近，向南延伸至丽江石鼓附近，两侧为大的走向断层分割(李昆琼，2003)。西侧以金沙江断裂带为界与昌都-兰坪地块相邻，东侧以甘孜-白汉场断裂为界与上扬子陆块相邻(罗改等，2017)。

原石鼓群，主要岩性包括黑云斜长片麻岩、二云斜长片岩、石英岩、二云片岩等，现解体为石鼓岩群和巨甸岩群(姚雪等， 2014；罗改等， 2017；图1)。石鼓岩群为一套中深变质岩系，自上而下可划分为露西岩组和羊坡岩组。露西岩组主要岩石组合为二云石英片岩、二云斜长石英岩和少量黑云变粒岩及绿泥钠长片岩；羊坡岩组主要岩石组合为黑云斜长片麻岩、斜长二云石英片岩和少量变粒岩、斜长角闪岩等。巨甸岩群为一套中浅变质岩系，自下而上可划分为塔城岩组和陇巴岩组。塔城岩组主要为千枚岩及少量变质长石石英砂岩、钠长绿泥片岩等，以含较多的变质中基性火山岩为特征；陇巴岩组以千枚岩、变质石英粉砂岩为主，见少量含硅泥质板岩，以普遍含碳质为特征。本研究主要对石鼓-黎明地区石鼓岩群羊坡岩组的两处露头进行了详细观察，野外露头可见深熔现象，大小不等的浅色长英质脉体呈椭球状或不规则透镜体沿片理/片麻理方向分布于变沉积岩中。由于石鼓镇核桃坪附近石榴二云母石英片岩(SG2-1)(图2a、2c、2e)中长英质透镜体规模较小，故主要对其进行野外观察，手标本及镜下鉴定；而对黎明乡北黑云母石英片岩(SG1-1)及其深熔脉体(SG1-2)(图2b、2d、2f)进行了系统采样，并对两件样品中分选出的锆石进行了SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年代学研究，结果表明该变沉积岩遭受了三叠纪变质-深熔事件改造。

图 1 石鼓-塔城地区区域地质简图以及样品分布图(据李昆琼， 2003)Fig. 1 Regional geological map of Shigu-Tacheng area and its surrounding areas, showing the locations of major lithotectonic units and samples (after Li Kunqiong, 2003)

石榴二云母石英片岩(SG2)，出露面积较大，在核桃坪村附近长达1 km左右的范围内露头岩性较为单一。露头呈深灰色，鳞片状、粒状变晶结构，片状构造(图2a，2c)，局部可见几厘米大小的透镜体状或者不规则状的长英质细脉沿片麻理方向分布(图2a)。主要矿物包括黑云母(10%～20%)、白云母(10%～20%)、斜长石(10%～20%)和石英(40%～50%)。局部岩石可见含粗粒浑圆状或椭圆状石榴石，裂隙发育，颗粒大小0.2～1.0 mm不等，含量10%～15%(图2c)。部分石榴石核部含有大量长英质矿物包裹体，而边部包裹体含量相对较少或基本不含矿物包裹体(图2e)。黑云母和白云母两者呈鳞片状，定向分布构成片理，局部发生褶皱变形，另外可见黑云母蚀变为绿泥石的现象(图2e)。斜长石呈不规则粒状，颗粒大小0.2～0.8 mm不等。石英呈它形，不等粒粒状结构，颗粒大小0.1～1.0 mm不等。其他矿物含量5%左右。

黑云母石英片岩(SG1-1)，出露于玉龙纳西族自治县黎明乡附近，露头呈灰黄色，中细粒鳞片状粒状变晶结构，片状构造(图2b，2d)，局部有十几厘米的透镜体状或者不规则状长英质细脉沿片麻理方向分布(图2b)。主要矿物包括斜长石(5%～15%)、黑云母(25%～35%)和石英(40%～50%)。斜长石呈不规则粒状，颗粒大小0.2～0.6 mm不等，可见聚片双晶(图2d)。黑云母呈褐色，细小鳞片状，0.2～1.0 mm不等，定向分布构成片理(图2d)。石英呈它形，不等粒粒状结构，颗粒大小0.1～0.5 mm不等，正交偏光下具波状消光。其他矿物含量5%左右。

图 2 石鼓-黎明地区变沉积岩及长英质脉体的野外照片及显微照片(-)Fig. 2 Representative field photographs and microtexture photographs (-) of meta-sedimentary rocks and leucocratic felsic veins in the Shigu-Liming area, western Yunnan ProvinceGrt—石榴石； Bt—黑云母； Ms—白云母； Kfs—钾长石； Pl—斜长石； Qz—石英； Chl—绿泥石Grt—garnet； Bt—biotite； Ms—muscovite； Kfs—K-feldspar； Pl—plagioclase； Qz—quartz； Chl—chlorite

长英质脉体(SG1-2)，在整个露头上含量<5%。主要矿物为黑云母(5%～10%)、白云母(5%～10%)、钾长石和斜长石(40%～50%)、石英(40%～50%)，其他矿物含量5%左右(图2b、2f)。黑云母和白云母呈鳞片状不规则的分布于长英质矿物之间，颗粒大小以0.5～1.0 mm为主(图2f)。钾长石和斜长石呈不规则粒状、短柱状，颗粒大小0.5～1.5 mm不等，钾长石表面发生泥化，呈尘土状(图2f)；斜长石可见复合双晶。

2 分析方法

2.1 SHRIMP U-Pb锆石年代学

黑云母石英片岩及长英质脉体中的锆石分选工作在河北省廊坊区调院矿物分离实验室完成。采用磁选和重液分选出锆石颗粒，然后在双目镜下挑选出颗粒相对完整的锆石晶体，与TEMORA(Blacketal., 2003)标样一起粘贴、抛光，制成SHRIMP定年的锆石靶。制靶完成后进行透反射光和阴极发光照相，观察锆石表面形态及内部结构。

锆石U-Pb定年在北京离子探针中心SHRIMP II上完成。分析流程参考Williams(1998)，数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)。实验分析中一次流O2-强度为3～5 nA，束斑大小为25～30 μm。每个分析点采用5组扫描。标样M257(U=840×10-6， Nasdalaetal., 2008)和TEM(206Pb/238U年龄为417 Ma， Blacketal., 2003)分别用于锆石的U含量和年龄的校正。使用实测204Pb含量进行普通铅校正。同位素比值和单点年龄误差为1σ。

2.2 LA-ICP-MS U-Pb锆石年代学

在采用上述方法所制成的SHRIMP靶上，对黑云母石英片岩及长英质脉体中锆石进行LA-ICP-MS U-Pb原位定年，分析在南京聚谱检测科技有限公司完成。193 nm ArF准分子激光剥蚀系统由Teledyne Cetac Technologies制造，型号为Analyte Excite。四极杆型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)由安捷伦科技(Agilent Technologies)制造，型号为Agilent 7700x。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，能量密度为6.0 J/cm2，束斑直径为25 μm，频率为6 Hz，共剥蚀45 s，剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试。以标准锆石91500为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石GJ-1为盲样，检验U-Pb定年数据质量；以NIST SRM 610为外标(Liuetal., 2010a；Huetal., 2011)。数据处理采用ICPMSDataCal 软件离线处理(Liuetal., 2010a, 2010b)。年龄数据的U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算同样采用的是Isoplot v. 3.23程序(Ludwig，2003)。同位素比值和年龄误差均为1σ。

3 锆石U-Pb年代学结果

3.1 黑云母石英片岩(SG1-1)

该样品中锆石多呈椭球状或浑圆状，部分锆石破碎呈不规则状。颗粒相对完整的锆石颗粒长轴以150～200 μm为主，短轴以80～120 μm为主，长宽比约为1.5～2.0。阴极发光图像显示大部分锆石保留清晰的振荡环带，少部分锆石环带较弱或呈灰色无分带结构，极少数锆石发育灰色/黑色边部(图3a)。

本研究对14颗锆石进行了SHRIMP U-Pb定年(表1、图4a)，14个测试点中除了2个测试点(图4a中编号为3、5)明显不谐和，其余12个测试点均分布在谐和线附近。所有谐和测试点中有5个测试点分析在灰色/黑色锆石边部(点号为SG1-1-1、SG1-1-7、SG1-1-8、SG1-1-9和SG1-1-13)，它们的U含量较高，为801 × 10-6～2 417 × 10-6，Th/U比值较低为0.01～0.07，206Pb/238U年龄变化于864.3 ± 9.2 Ma～784.7 ± 7.8 Ma之间(表1)。另外7个分析在弱环带的部位(点号为SG1-1-2、SG1-1-4、SG1-1-6、SG1-1-10、SG1-1-11、SG1-1-12和SG1-1-14)，具有相对较低的U含量，为246 × 10-6～1 464 × 10-6，Th/U比值较高为0.11～0.76，206Pb/238U年龄变化于881.9±9.6～806.5 ± 8.9 Ma之间(表1)。

图 3 石鼓-黎明地区黑云母石英片岩及其长英质脉体中锆石阴极发光图像Fig. 3 Cathodoluminescence images of zircons from biotite quartz schist and leucocratic felsic vein in the Shigu-Liming area圆大小为30 μm，椭圆长、短轴分别为30 μm、20 μm，代表年龄分析点位； U-Pb年龄结果亦在图中标出Circles (30 μm) and ellipses (length = 30 μm, width = 20 μm) show positions of U-Pb analytical sites, U-Pb ages are also plotted

同时，对该样品中阴极发光图像显示环带较弱或呈灰色无分带结构的锆石微区，进行了LA-ICP-MS U-Pb定年(图3a)，48个测试点获得了谐和年龄(表2、图4b)。除1颗谐和锆石核部207Pb/206Pb年龄为2 557 ± 30 Ma(图3a中编号为14)，其余锆石206Pb/238U谐和年龄主要集中于914～811 Ma之间，U含量变化范围较大为74 × 10-6～1 854 × 10-6，具有较高的Th/U值，范围为0.06～1.28。在锆石U-Pb年龄频率直方图中显示明显的～858 Ma的年龄峰值(图5a)。

由此可见，分析在灰色/黑色锆石边部的5个SHRIMP年龄结果与分析在弱环带的部位或无分带锆石微区(除207Pb/206Pb年龄为2 557 ± 30 Ma)的54个年龄(7个SHRIMP年龄和47个LA-ICP-MS年龄)结果具有一致性。但是，5个SHRIMP年龄结果具有相对较高的U含量和相对较低的Th/U值，表明其锆石形成于岩浆演化晚期，受到自身变质作用的影响。

3.2 长英质脉体(SG1-2)

该样品中锆石多呈半自形、椭球状，少量锆石呈浑圆状。大部分锆石颗粒长轴以60～120 μm为主，短轴以30～60 μm为主，长宽比约为1.5～2.0。阴极发光图像显示，大部分锆石具有核-边结构(图3b)，其核部保留清晰的振荡环带或呈灰色无分带结构，边部呈黑色普遍较窄(均小于40 μm)。

对16颗锆石边部进行了SHRIMP U-Pb定年(表3、图4c)，大部分年龄结果落在谐和线附近。其中11个测点的206Pb/238U年龄变化于241.6 ± 2.5 Ma～ 174.4 ± 4.1 Ma之间(表3)，其Th和U含量变化范围较大，分别为29 × 10-6～4 349 × 10-6和295 × 10-6～6 221 × 10-6，Th/U值变化范围为0.02～0.72。另外Th/U值较小(<0.1)、在谐和图上分布比较集中的5个测点(点号为SG1-2-1、SG1-2-3、SG1-2-10、SG1-2-11和SG1-2-15)，其206Pb/238U年龄变化于224.5 ± 3.3 Ma～ 197.0 ± 3.0 Ma之间，可能代表了该长英质脉体的深熔时代。

同时，对该样品中阴极发光图像保留清晰的振荡环带或呈灰色无分带结构的锆石核部，进行了LA-ICP-MS U-Pb定年(图3b)。55个测试点获得了谐和年龄(表4、图4d)，207Pb/206Pb年龄范围为2 637～743 Ma，其Th和U含量变化范围较大，分别为1 × 10-6～934 × 10-6和80 × 10-6～1 730 × 10-6，Th/U比值变化范围较大为0.003～4.23(表4)。在锆石U-Pb年龄频率直方图中明显呈～852 Ma的年龄峰值，另外还具有1 840～1 670 Ma和～2 495 Ma的年龄次峰(图5b)。

图 4 石鼓-黎明地区黑云母石英片岩及其长英质脉体中锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 Concordia diagrams for zircons from biotite quartz schist and leucocratic felsic vein in the Shigu-Liming area

图 5 石鼓-黎明地区黑云母石英片岩及其长英质脉体中谐和锆石U-Pb年龄分布频率直方图Fig. 5 U-Pb age histograms for U-Pb zircon analyses from biotite quartz schist and leucocratic felsic vein in the Shigu-Liming area

4 讨论

4.1 变沉积岩的沉积物质来源及沉积时代

沉积岩中碎屑锆石年代学研究可以为探讨源区物质组成、主要岩浆事件以及沉积盆地的构造背景等提供重要信息(Griffinetal., 2004； Condieetal., 2005； Cawoodetal., 2012)。杨敬奎(2014)在石鼓群上段(相当于巨甸岩群塔城岩组)变沉积岩中获得～2.4 Ga和～1.9 Ga的古元古代碎屑锆石年龄，认为此两组年龄与扬子板块早期最具代表性的两期构造-岩浆事件时代相吻合；～1.6 Ga和～1.4 Ga的碎屑锆石年龄，将其解释为石鼓群存在两期中元古代岩浆事件；1.0～0.6 Ga的碎屑锆石年龄，表明石鼓群同样也经历了新元古代岩浆活动；另外，510～237 Ma的锆石年龄被认为是来自冈瓦纳古大陆的物质或者与该期的岩浆事件有关。本研究对石鼓-黎明地区黑云母石英片岩中碎屑锆石进行U-Pb定年，得到年龄范围为2 557～785 Ma。同时对深熔长英质脉体中锆石进行研究，阴极发光图像显示明显的核-边结构，其核部显示碎屑锆石特点(图3b)。核部年龄范围为2 637～743 Ma，与寄主岩石年龄一致(黑云母石英片岩，2 557～811 Ma)，表明该长英质脉体中的锆石是在深熔过程中从寄主岩石中捕获的。实验结果表明，黑云母石英片岩及其深熔长英质脉体中锆石存在858～852 Ma的主要年龄峰值。根据前人研究资料，扬子板块西缘广泛分布新元古代中酸性和基性侵入岩(e.g. Zhouetal., 2002； Li Xianhuaetal., 2002, 2003； Li Zengxiangetal., 2003； Zhouetal., 2006； Zhao and Zhou, 2007； Huangetal., 2008； Zhaoetal., 2008； Zhuetal., 2008；刘俊来等, 2008； Wangetal., 2011； Linetal., 2012； Caietal., 2014)，其中部分岩体(例如，关刀山岩体、格宗岩体)的形成时代为～860 Ma(徐士进等，1996； Zhouetal., 2002； Sun and Zhou, 2008；耿元生等, 2008； Duetal., 2014)。同样，扬子板块西缘(例如，大红山群、河口群等)也存在大量古元古代火山岩(e.g. Greentree and Li, 2008；杨红等， 2012；范宏鹏等， 2015)，近年来在扬子板块西缘也陆续有大量太古代-古元古代碎屑锆石年龄的报道(e.g. Sunetal., 2009； Zhaoetal., 2010；朱华平等, 2011； Wangetal.， 2013)。综合上述，表明石鼓-黎明地区出露的该套变沉积岩的主要物质来源可能为扬子板块西缘新元古代岩浆岩，同时太古代-古元古代基底岩石也为其提供了部分物质来源。

变沉积岩中最年轻一组碎屑锆石年龄可以用来限定沉积时代(刘福来等， 2015)。本研究中黑云母石英片岩及其深熔脉体最年轻一组碎屑锆石年龄峰值为858～852 Ma，表明石鼓-黎明地区变沉积岩的沉积时代应在～852 Ma之后。该变沉积岩系在地层划分上属于李昆琼(2003)、姚雪等(2014)划分的古元古代石鼓岩群羊坡岩组，属于沙绍礼(2014)划分的古元古代黎明岩群。由此可见，不论是以上哪种划分方案，均将该套变沉积岩系时代划归为古元古代。罗改等(2017)在羊坡岩组中识别出新元古代基性岩。结合以往资料，本次研究结果表明，石鼓岩群羊坡岩组的形成时代需要重新限定，该岩组中至少存在部分形成于新元古代或新元古代之后的变质基性岩和变沉积岩系。

4.2 变沉积岩中生代变质-深熔事件

从黑云母石英片岩中呈透镜体状或不规则状分布的长英质脉体中分选出的锆石，其边部阴极发光图像呈灰色/黑色弱环带或者无分带结构(图3b)，并且具有较低的Th/U比值，表现深熔锆石特点(Rubattoetal., 2001, 2009； Imayamaetal., 2012)。该深熔锆石边部225～197 Ma的定年结果，代表了熔体结晶、长英质脉体的形成年龄(Caoetal., 2019)。杨敬奎(2014)对塔城岩组2件变沉积岩样品中锆石进行定年得到多组年龄，其中两组主要年龄之一为300～200 Ma，认为该岩组受到该时期构造岩浆作用影响较大，推测变质时代为海西期-印支期。若该论文中510～237 Ma、被认为是来自冈瓦纳古大陆的物质或者与该期的岩浆事件有关的锆石年龄可信，表明该变沉积岩应该形成于中三叠纪之后，其变质年龄范围应进一步限定在237～200 Ma之间。本文得到的石鼓岩群羊坡岩组变沉积岩深熔时代与杨敬奎(2014)得到的巨甸岩群塔城岩组变沉积岩变质时代在误差范围内一致，表明石鼓岩群和巨甸岩群变沉积岩普遍遭受了中生代变质-深熔事件的改造。

查明中生代变质-深熔事件在扬子板块西缘与印支板块之间的空间展布，建立变质-深熔事件年代格架，对深入了解古特提斯洋闭合过程具有重要意义。近年来随着变质作用以及年代学研究的深入，沿金沙江-点苍山-哀牢山变质带有多处二叠纪-三叠纪变质事件的报道。Cao等(2015)对金沙江变质带斜长角闪岩中岩浆锆石核部进行LA-ICP MS分析，得到242 Ma的结晶年龄，对石榴片岩中白云母进行40Ar/39Ar年代学分析，得到224 Ma的变质年龄，进而将金沙江变质带的峰期变质年龄限定在242～224 Ma之间。Liu等(2013)和Ji 等(2019)分别将点苍山-哀牢山变质带变质杂岩的变质时代限定在249～230 Ma和227～220 Ma之间，并通过详细的岩相学和变质作用研究，确定峰期条件可达高压麻粒岩相。根据前人观点，石鼓杂岩属于石鼓-点苍山-哀牢山变质带的一部分(崔峻豪等，2014)，其中，点苍山-哀牢山杂岩带变质杂岩普遍记录了中生代和古新世-中新世多期变质-深熔事件(Liuetal., 2013, 2015； Jietal., 2019)。本文研究表明石鼓岩群羊坡岩组变质杂岩遭受中生代变质-深熔事件改造，而石鼓岩群是否存在古新世-中新世多期变质-深熔事件的记录，还有待于进一步工作。