三江南段勐海布朗山地区早古生代变火成岩岩石成因及其大地构造意义
2021-06-29孙载波周家喜刘桂春赵江泰吴嘉林胡绍斌李小军刘梦琼
孙载波, 周 坤, 周家喜, 刘桂春, 2, 赵江泰, 吴嘉林, 胡绍斌, 2, 浦 涛, 李小军, 赵 枫, 刘梦琼
三江南段勐海布朗山地区早古生代变火成岩岩石成因及其大地构造意义
孙载波1, 2, 3, 周 坤1, 周家喜2, 3*, 刘桂春1, 2, 赵江泰1, 吴嘉林1, 胡绍斌1, 2, 浦 涛1, 李小军1, 赵 枫4, 刘梦琼5
(1.云南省地质调查院, 云南 昆明 650216; 2.自然资源部三江成矿作用及资源勘查利用重点实验室, 云南 昆明 650061; 3.云南大学 地球科学学院, 云南 昆明 650500; 4.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083; 5.云南省建筑工程设计院有限公司, 云南 昆明 650217)
滇西昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带保存了晚古生代古特提斯洋演化的记录, 近年来在该带内还识别了一套早古生代的SSZ型蛇绿岩以及早古生代洋岛型高压变质岩原岩, 证实了带内具有与青藏高原内部龙木措‒双湖蛇绿混杂岩带相对应的原特提斯演化的记录。通过对昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带东南部布朗山地区澜沧岩群中变火山岩和变辉长岩岩石学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及锆石原位Hf同位素研究, 年代学结果显示, 变辉长岩年龄为480.2±1.8 Ma, 变火山岩年龄分别为465.5±1.2 Ma和472.5±2.9 Ma, 代表了变辉长岩和变火山岩原岩形成时代。地球化学特征显示, 变辉长岩具有典型的E-MORB微量、稀土元素特征, 亏损锆石Hf同位素组成(Hf()=12.8～13.6), 为洋中脊玄武岩(N-MORB)和洋岛玄武岩(OIB)混合的产物, 代表了早古生代原特提斯洋演化的洋壳残片; 变火山岩由高镁安山岩和高镁玄武岩组成, 具有典型的岛弧岩浆岩亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti)的特征, 指示它们来源于俯冲交代富集的岩石圈地幔部分熔融, 代表的是早古代原特提斯洋俯冲消减过程的产物。因此, 昌宁‒孟连原特提斯洋在早古生代早期就具有现今太平洋多岛洋的格局, 这一研究为深入理解昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带原‒古特提斯发展和演化提供了新的、重要的信息。
锆石U-Pb定年; 变辉长岩; 变火山岩; 原特提斯洋; 昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带
0 引 言
滇西昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带位于西南三江特提斯构造域的南部, 分隔着亲冈瓦纳的保山地块与亲劳亚的思茅‒印支地块, 是古特提斯构造域的主缝合带所在, 也是研究我国西南三江特提斯演化最经典的地区(刘本培等, 1993, 2002; Fang et al., 1994; Wu et al., 1995; 钟大赉等, 1998; 潘桂棠等, 2003; 李文昌等, 2010; Metcalfe, 2013), 其向北延伸可与青藏高原内龙木措‒双湖缝合带相接, 向南可与泰国茵他侬带和庄他武里带相连(图1a)。早期研究者根据昌宁‒孟连构造带的沉积和岩浆作用记录, 认为其代表的是晚古生代古特提斯洋消亡的残迹(段向东等, 2003, 2006; 李静, 2004; 张凡等, 2006; 杨文强等, 2007; 赖绍聪等, 2010)。而近年来的研究发现, 在该结合带铜厂街蛇绿混杂岩带西侧铜厂街‒南汀河地区和东侧的湾河‒谦迈‒大勐龙地区还识别出一系列早古生代(原特提斯)大洋演化有关的物质记录, 包括洋壳岩石单元、高压变质岩和岛弧火山岩等(王保弟等, 2013; 李静等, 2015; Nie et al., 2015; 王冬兵等, 2016; 刘桂春等, 2017; Xing et al., 2017; 彭智敏等, 2018, 2019, 2020; 孙载波等, 2018a, 2019, 2021; 吴喆等, 2020; Liu et al., 2021)。很显然, 昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带存在一条比原来认为的更为复杂的板块缝合带(图1b), 该区不仅经历了晚古生代古特提斯洋的扩张、俯冲消减和闭合, 也经历了早古生代原特提斯洋扩张和俯冲消减等一系列的演化过程(云南省地质调查院, 2017; 王保弟等, 2018)。
目前研究显示, 原特提斯洋盆演化记录主要出露在昌宁‒孟连缝合带中北部地区(王保弟等, 2013; 王冬兵等, 2016; 刘桂春等, 2017; 孙载波等, 2017a; 彭智敏等, 2018, 2020), 中南部地区是否存在, 目前仍缺少可靠证据的支持。与古特提斯洋盆演化相比, 原特提斯洋壳残片的时空分布规律、地球化学属性及年代格架的综合研究, 对于深入探讨整个昌宁‒孟连古生代洋盆的完整演化历史具有更为重要的科学意义。近年来, 在临沧花岗岩基西侧广泛出露的澜沧岩群中识别出了一套早古生代奥陶纪与大洋俯冲有关的弧火山岩(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。该套含火山岩地层呈南北向展布, 贯穿了整个昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带, 向南甚至延伸至境外, 境内长约330 km,宽约25～50 km, 出露面积约4400 km2, 呈不连续带状分布, 地质构造较为复杂。由于受多期构造叠加, 该地层中多个岩组之间均为构造接触, 岩石以变砂泥质岩为主体, 夹大量变火山岩及铁矿层(云南省地质矿产局, 1996)。从构造演化角度, 该套岩系主体上为一套俯冲增生杂岩, 记录了较为复杂的演化历史; 从沉积作用角度, 该套地层可能对应了湾河蛇绿混杂岩大陆边缘沉积, 时代主体属早古生代, 部分可能为新元古代陆壳残片(云南省地质调查院, 2017)。
图1 东南亚主要板块构造带分布(a; 据 Sone and Metcalfe, 2008)及三江南段昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带地质简图(b;据Burchfiel and Chen, 2012)
在昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带南段布朗山地区野外填图过程中, 在澜沧岩群中还发现了一些变火山岩及少量变辉长岩。本文以该变辉长岩和变火山岩为研究对象, 通过详细的岩石学、全岩地球化学、锆石U-Pb年代学和锆石Hf同位素分析, 确定其原岩形成时代和属性, 探讨其原岩成因和成岩大地构造意义, 为更好地理解昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带原‒古特提斯发展和演化过程提供重要的资料和证据。
1 地质背景与样品描述
勐海布朗山地区位于滇西昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带最南端, 临沧花岗岩基西南(图1)。该区大面积出露澜沧岩群, 主要分布在勐海花岗岩以南的广大地区(图2), 以一套厚度较大的石英片岩、石英岩和绢白云片岩为主, 夹少量变火山岩。按岩石组合特征可将其分为青白口系南木岭岩组(Qb)、南华系勐井山岩组(Nh)、震旦系‒下奥陶统曼来岩组(Z-O1)、中‒上奥陶统惠民岩组(O2-3)和志留系南坑河岩组(S)(云南省地质调查院, 2020)。其中震旦系‒下奥陶统曼来岩组(Z-O1)以灰色、浅灰紫色绢白云石英片岩、钠长绢云片岩为主, 夹少量灰绿色绿泥钠长片岩、绿泥绿帘钠长绢云片岩, 以粒度细、颜色杂、发育大量杂色的条纹‒条带构造为特征而区别于其他岩组。
勐海老班章变辉长岩分布于湾河蛇绿混杂岩带的南段(图2), 湾河蛇绿混杂岩与西侧铜厂街‒牛井山蛇绿混杂岩属于昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带内两个重要的特殊地质单元。湾河蛇绿混杂岩北起云县头道水, 经双江勐库银厂河、澜沧黑河至景洪南盆、勐宋坝一带, 向南延入缅甸, 云南省境内延伸超过200 km(图1)。现存岩石有白云石英片岩、绿片岩、英云闪长岩‒斜长岩、纹层状斜长角闪岩‒变质(堆晶)辉长岩、辉石橄榄岩、蓝片岩、退变榴辉岩等, 分别对应蛇绿混杂岩中的深海沉积、洋底玄武岩、浅色岩系、镁铁质堆晶杂岩、变质橄榄岩、高压‒超高压变质岩。湾河蛇绿混杂岩最早由1∶25万临沧幅、滚龙幅发现并命名(云南省地质调查院, 2003), 主要出露于双江县湾河‒银厂河一带, 被认为是铜厂街蛇绿混杂岩经构造改造、花岗岩浆顶托等作用形成的构造岩片。近年来, 云南省地质调查院在该地区开展1∶5万区域地质调查工作时, 对该蛇绿混杂岩进行了较为系统的野外追索、剖面测制(云南省地质调查院, 2017)。刘桂春等(2017)研究显示, 湾河蛇绿混杂岩与铜厂街蛇绿混杂岩在空间分布、物质组成、成矿作用和形成时代等方面都存在一定差异, 特别是在湾河蛇绿混杂岩带内首次发现高压‒超高压变质岩‒退变质榴辉岩(李静等, 2015), 详细的岩石学、岩相学、地球化学、同位素年代学和变质作用--轨迹等研究(徐桂香等, 2016; 李静等, 2017; 陈光艳等, 2017; 孙载波等, 2017b, 2018b)表明, 早古生代大洋物质在早中生代时期俯冲到70多公里深处, 并发生了高压变质作用(Wang et al., 2019)。
变辉长岩样品D0048-1采自勐海县布朗山乡老班章停车场的湾河蛇绿混杂岩中(GPS: 21°43′58.02″N, 100°29′55.1″E)(图2)。野外露头上变辉长以岩块赋存于白云(钠长)片岩、绢云钠长片岩组成的基质中, 受勐海花岗岩岩浆侵入改造, 明显偏移了东侧的高压变质带。岩石具由暗色和浅色纹层韵律组成的纹层状构造(图3a), 且发生了较强的低角闪岩相变质作用。镜下薄片鉴定显示, 原岩结构几乎均已消失, 仅见粒状、纤维状变晶结构, 变余碎裂(粒)辉长结构, 粒度一般为0.5～1 mm, 矿物组成为普通角闪石(50%)、斜长石(45%)和少量钛磁铁矿(5%)。其中斜长石已不同程度地钠黝帘石化, 伴明显重结晶(重结晶呈微粒镶嵌状变晶), 但大部分仍保留原细粒半自形板状岩浆组构特征; 角闪石呈集合体聚集定向产出, 其中部分集合体不同程度地保留原细粒短柱状辉石假象(图3b)。在灰绿色变辉长岩旁可见深灰色退变质榴辉岩出露。
2件变火山岩样品均采自勐海县布朗山乡新班章坝卡囡村子附近的震旦系‒下奥陶统曼来岩组(图2), 其中变火山岩样品D0025-1(GPS: 21°42′0.31″N, 100°24′55.37″E)为绿泥绿帘绢白云片岩(图3c), 岩石呈似层状产出, 具显微鳞片粒状变晶结构, 微条痕片状构造, 主要由浑圆‒透镜状钠长石(6%)、微粒状绿帘石(10%)、隐微晶片状绿泥石(15%)、片状绢白云母(35%)、隐微晶片状绢白云母(54%)和少量金属矿物(3%)组成。岩石变形较强, 褶劈理发育, 镜下可见少量残留的透镜状‒浑圆状钠长石碎斑(图3d)。野外产出特征及显微镜下矿物组成初步推测其原岩可能为一套中基性火山岩。
变火山岩样品D0928-1(GPS: 21°41′20.91″N, 100°27′31.03″E)为浅灰绿色钠长绿泥绢白云(构造)片岩(图3e)。岩石呈似层状、透镜状产出, 具变余细微粒鳞片粒状变晶结构, 微条纹条痕片状构造, 主要由浑圆‒透镜状钠长石(42%)、它形粒状石英(5%)、片状绢白云母(35%)、细微晶片状绿泥石(18%)和少量金属矿物(4%)组成。镜下可见钠长石绿泥石呈条痕‒透镜状残留弱应变域内(图3f)。岩石野外产出特征及显微镜下矿物组成初步推测其原岩可能为一套中基性火山岩。
1. 第四系; 2. 新近系上新统三营组; 3. 中侏罗统花开左组; 4. 上三叠统雪山组; 5. 晚古生界大新山岩组; 6.志留系南坑河岩组; 7. 中、上奥陶统惠民岩组; 8. 震旦系‒下奥陶统曼来岩组; 9.南华系勐井山岩组; 10. 青白口系南木林岩组; 11.古元古界大勐龙岩群; 12. 湾河蛇绿混杂岩; 13. 古近纪花岗斑岩; 14. 三叠纪二长花岗岩; 15. 三叠纪花岗闪长岩; 16. 三叠纪英云闪长岩; 17. 奥陶纪正长花岗岩; 18. 二叠纪辉长岩; 19. 二叠纪闪长斑岩; 20. 二叠纪英云闪长岩; 21. 石英脉; 22. 实测/推测整合界线及侵入界线; 23. 实测不整合界线; 24. 实测逆断层; 25. 实测平移断层; 26. 实测、推测性质不明断层; 27. 国境线; 28. 采样地点及样品编号。
2 分析方法
锆石单矿物分选工作在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成, 全岩主量‒微量元素、锆石阴极发光(CL)、锆石U-Pb和Lu-Hf分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素采用日本理学PrimusllX射线荧光光谱仪(XRF)分析; 微量元素采用Agilent 7700e ICP-MS等离子质谱仪分析。其中全岩主量元素精度为2%, 微量元素分析精度优于5%。
矿物代号: Hb. 角闪石; Pl. 斜长石; Chl. 绿泥石; Ab. 钠长石; Ms. 白云母; Ep. 绿帘石。
在双目镜下选取晶形较好、无裂隙的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶。抛光后对锆石进行反射光、透射光及阴极发光(CL)照相, 并选择合适的颗粒进行U-Pb同位素测定。锆石阴极发光(CL)仪器为高真空扫描电子显微镜(JSM-IT100), 配备有GATAN MINICL系统, 工作电场电压为10.0～13.0 kV, 钨灯丝电流为80～85 μA。进行锆石U-Pb同位素定年的GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成, ICP-MS型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合, 激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Hu et al., 2015)。激光束斑和频率分别为32 µm和5 Hz。采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。详细仪器参数和分析流程见Zong et al. (2017)。数据处理采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010a, 2010b), U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3软件(Ludwig, 2003)。
锆石原位Lu-Hf同位素分析所用仪器为NeptunePlus多接受器电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS), 利用193 nm FX激光器对锆石进行剥蚀, 激光剥蚀的束斑直径为32 µm, 能量密度为10～11 J/cm2, 频率为8～10 Hz。详细仪器操作条件和分析方法见Hu et al. (2012)。用于计算Hf的质量分馏因子179Hf/177Hf= 0.7325(Lin et al., 2016)。残留的176Yb+和177Lu+干扰校正采用Lin et al. (2016)校正方法。实验流程采用两个Hf同位素标样(JMC 475和AlfaHf)之间插入7个样品进行分析。JMC 475的176Hf/177Hf分析测试值为0.212861±13(2SD,=12)与推荐值0.282163±21(2SD,=676)(Weis et al., 2007)在误差范围内一致, 表明本仪器的稳定性和校正策略的可靠性满足高精度的Hf同位素分析。分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010a, 2010b)。Hf计算采用176Lu衰变常数为1.867×10−11a−1(Söderlund et al., 2004), 球粒陨石现今值176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332; 单阶段亏损地幔Hf模式年龄(DM1)计算采用现今亏损地幔值176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。
3 分析结果
3.1 锆石U-Pb年龄
变辉长岩样品D0048-1-2中的锆石多为浅黄色、自形‒半自形短柱状颗粒, 部分为破碎的不完整晶体颗粒, 锆石颗粒普遍较小, 长宽比为1∶1～2∶1。阴极发光(CL)图像显示大部分锆石具有较宽且明显的振荡环带, 少量锆石为弱振荡环带或板状结构, 无继承性核、无变质增生边(图4a), 属典型的岩浆结晶产物。35个分析点全部位于锆石边部的浅色韵律环带上, 获得的同位素比值及年龄结果见表1。其中Th和U含量分别为25.1×10−6～174×10−6和88.0×10−6～ 1134×10−6, Th/U值为0.27～0.69。锆石206Pb/238U年龄变化于472～483 Ma之间, 在U-Pb谐和图上, 所有点均分布在谐和线上, 获得其加权平均年龄为480.2±1.8 Ma(=35, MSWD=0.7)(图5a), 代表了变辉长岩原岩的结晶年龄。
变火山岩样品D0025-1-1中的锆石较多, 多为晶形完整的颗粒, 以短柱状为主, 长度一般为60～120 μm。阴极发光(CL)图像显示该锆石具明显振荡环带、无残留核、无变质增生边(图4b), 显示出典型的岩浆锆石特征。30个分析点均位于锆石边部的浅色韵律环带上, 获得的同位素比值及年龄结果见表1。其中Th和U含量分别为53.5×10−6～307×10−6和82.9×10−6～692×10−6, Th/U值为0.11～0.95。除了4颗可能为捕获的锆石年龄较老(2570 Ma、880 Ma、640 Ma和533 Ma)之外, 其他26颗锆石均在谐和线上, 其加权平均年龄为465.5±1.2 Ma(=26, MSWD= 1.4)(图5b), 代表了变火山岩原岩的结晶年龄。
变火山岩样品D0928-1-1中的锆石颜色为浅黄色, 呈自形‒半自形短柱状颗粒, 长度一般为50～150 μm。阴极发光(CL)结果显示大部分锆石较暗, 具有较宽且明显的振荡环带, 少量锆石为弱振荡环带或板状结构, 无变质增生边, 少量具有继承性核(图4c), 属典型的岩浆锆石。32个分析点均位于锆石边部的暗色韵律环带上, 获得的同位素比值及年龄结果见表1。其中Th和U含量分别为81.8×10−6～317×10−6和112×10−6～589×10−6, Th/U值为0.54～1.42。所有年龄中, 除了1颗锆石年龄较老(1326 Ma)之外, 其余31点均分布在谐和线上, 获得的加权平均年龄为472.5±2.9 Ma(=31, MSWD=2.8)(图5c), 代表了变火山岩原岩的结晶年龄。
3.2 锆石Hf同位素
对变辉长岩中16个岩浆锆石开展了Lu-Hf同位素组成分析, 结果见表2和图6。所有分析点的176Hf/177Hf比值为0.282840～0.282866, 以锆石结晶年龄(480.2 Ma)计算出其初始176Hf/177Hf值为0.282833～0.282858, 对应的Hf()变化范围在12.8～13.6之间, 平均值为13.0; 单阶段亏损地幔Hf模式年龄DM1为545～574 Ma, 平均值为560 Ma。
3.3 主量和微量元素
样品全岩主量和微量元素分析结果见表3。其中变辉长岩(D0048-1)4件样品的主量含量变化不大, SiO2=47.50%～48.60%, MgO=6.43%～7.54%, TFeO= 10.44%～13.46%, TiO2=0.83%～2.27%, Al2O3=14.29%～ 16.59%, 相对较高的Mg#值(53～60), 较低的全碱(Na2O+K2O)含量(2.03%～3.77%), 及富钠的特征(Na2O/K2O=5.97～33.27)。其低CaO/Al2O3值(0.54～ 0.78)表明变辉长岩经历了较高程度的分离结晶作用。在Al2O3-CaO-MgO图解中, 4个样品点全部落入镁铁质堆晶岩区域(图7)。变火山岩(D0025-1)2件样品具有相对均一的主量元素含量(表3), SiO2含量相对低(49.15%～49.76%), 具明显高MgO(10.10%～11.51%)、低TiO2(0.70%～0.71%)和P2O5(0.05%～0.07%)含量, 显示出富钠贫钾的特征(Na2O/K2O=28.75～ 33.71), 岩石地球化学特征显示其应为玄武岩类。变火山岩(D0928-1)3件样品具有相对高的SiO2含量(63.81%～66.42%), 属中性岩范畴, 为安山岩类; 样品具高Al2O3(15.31%～17.30%)和Mg#值(57～59), 低TiO2(0.66%～0.76%)和 P2O5(0.12%～0.16%)含量, 富钾(Na2O/K2O=0.18～0.49)。
图4 老班章变辉长岩(a)和新班章变火山岩(b、c)锆石阴极发光(CL)图像及测试点位置图(实线圆圈代表U-Pb分析点, 虚线圆圈代表Hf分析点)
表1 老班章变辉长岩和新班章变火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素结果
续表1:
续表1:
图5 老班章变辉长岩(a)和新班章变火山岩(b、c)锆石U-Pb年龄谐和图
表2 老班章变辉长岩锆石Hf同位素数据
注:Hf()=10000×{[(176Hf/177Hf)s−(176Lu/177Hf)s×(e−1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR, 0−(176Lu/177Hf)CHUR×(e−1)]−1},DM1=1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)s−(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)s−(176Lu/177Hf)DM]},DM2=DM1−(DM1−)×[cc−s/(cc−DM)],Lu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR−1。其中: λ=1.867×10−11a−1; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332;(176Hf/177Hf)DM=0.28325; (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772; (176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325;cc=−0.55;DM=0.157;为锆石结晶年龄; (176Hf/177Hf)s和(176Lu/177Hf)s为样品测定值。
图6 老班章变辉长岩锆石年龄-εHf(t)图解(a)和亏损地幔Hf模式年龄(tDM1)直方图(b)
表3 老班章变辉长岩和新班章变火山岩主量(%)及微量元素(×10−6)组成
续表3:
注: Mg#=100×Mg/(Mg+Fe)(原子数); δEu=2EuN/(SmN+GdN), 其中N为球粒陨石标准化值。球粒陨石准化值分别据Taylor and Mclennman (1985)。
Ⅰ. 地幔橄榄岩; Ⅱ. 超镁铁质堆晶岩; Ⅲ. 镁铁质堆晶岩; K. 科马提岩。
在稀土元素特征上, 老班章变辉长岩(D0048-1-2)4件样品稀土元素总量变化大(ΣREE=(51.7～238)×10−6), 轻重稀土元素分异较弱((La/Yb)N=1.2～2.3, (Gd/Yb)N= 1.1～1.2), 无明显的Eu异常(δEu=0.84～1.09), 具有与E-MORB相似的稀土元素特征(图8a); 在微量元素蛛网图上, 变辉长岩高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf)无明显异常(图8b)。新班章变火山岩中变安山岩(D0928-1-1)具有比变玄武岩(D0025-1-1)更高的稀土元素总量, 且更明显的轻重稀土元素分异特征(图8a); 变玄武岩无明显的Eu异常, 变安山岩则显示明显的Eu异常; 在微量元素蛛网图上, 变玄武岩和变安山岩显示一致的Nb和Ti负异常, 但是变玄武岩还显示明显的Zr和Hf亏损(图8b)。
4 讨 论
4.1 澜沧岩群火山岩形成时代
澜沧岩群由一系列的低绿片岩相变沉积岩和变火山岩组成, 由于缺乏古生物证据, 且受到中‒新生代多期次构造‒岩浆‒变质作用改造, 与其他地层接触关系也不清楚, 因此对其确切形成时代一直存在争议。早期云南省地质矿产局(1979a, 1979b)在景洪和勐海一带则划为新元古代; 云南省地质矿产局(1990)将该群置于中元古代晚期; 翟明国等(1990)基于全岩Rb-Sr等时线年龄(519 Ma), 认为澜沧群中的惠民组火山岩喷发于早古生代; 而钟大赉等(1998)基于全岩Sm-Nd等时线年龄将其归为扬子地块的基底; 最近, Nie et al. (2015)和Xing et al. (2017)在澜沧惠民和曼来地区获得惠民组4件高精度锆石U-Pb年龄, 精确限定了其形成时代为462～456 Ma。本次研究在昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带最南端布朗山地区澜沧岩群曼来岩组中获得2件变质火山岩锆石U-Pb年龄分别为465.5 Ma和472.5 Ma, 比前人研究的惠民组火山岩略微偏老。
4.2 岩石类型和成因
勐海县布朗山乡老班章和新班章地区基性岩普遍遭受了绿片岩相变质作用的改造, 原生矿物组成和结构、构造很难辨别, 岩相学观察难以准确命名岩石类型。由于蚀变作用和变质作用也会导致大离子亲石元素(如Cs、Rb、Ba、Pb、K)发生迁移, 但稀土元素以及部分高场强元素(Zr、Hf、Nb、Ta)在蚀变过程中活动性弱, 甚至在高级麻粒岩相变质作用中亦能保持相对稳定而不发生迁移(Hajash, 1984; Beck, 1999; Escuder-Viruete et al., 2010)。因此, 本文主要利用这些不活动元素来划分岩石类型、讨论其岩石成因和形成的构造背景。在Zr/TiO2×0.0001- Nb/Y图解中, 4件变辉长岩和2件变玄武岩全部落入到亚碱性玄武岩中, 其余3件变安山岩则落在亚碱性玄武岩与安山岩之间(图9a)。根据3件变安山岩(D0928-1)的低SiO2、MgO、TFeO和CaO含量的特征, 并且具有高的Mg#的特征, 则表明这些变安山岩具有高镁安山岩的属性(图9b)(Kelemen, 1995), 与前人证实的惠民和曼来地区的火山岩的属性一致(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。不同于高镁安山岩, 另外2件变玄武岩样品(D0025-1-1)以高的MgO (>10%)和Mg#(>70), 与典型的高镁玄武岩一致(Yao et al., 2012), 属于高镁玄武岩系列。
球粒陨石和原始地幔标准化值分别据Taylor and Mclennman (1985)和Sun and McDonough(1989)。
图9 老班章变辉长岩和新班章变火山岩Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y(a;底图据Winchester and Flody, 1977)和Mg#-SiO2图解(b;底图据Kelemen, 1995)
变辉长岩地球化学, 特别是稀土和微量元素特征与典型的E-MORB型玄武岩类似(图8)。目前普遍接受的观点是, E-MORB是N-MORB与OIB不同程度混合的产物(Pearce et al., 1984; Saunders et al., 1988; Michael, 1995; Mühe et al., 1997; Donnelly, 2002; Donnelly et al., 2004; Cheo et al., 2007; Niu, 2015)。如太平洋出露有大量的E-MORB和洋岛海山(夏威夷海山链等), 而且大部分洋底海山高原的玄武岩也显示出典型的E-MORB特征。因此, 最好的解释就是这些E-MORB型的玄武岩来自富集轻稀土元素的岩浆(OIB)与亏损轻稀土元素的N-MORB源区(亏损的软流圈地幔橄榄岩)混合的结果(Griffiths and CamPbell, 1990; Chung et al., 1997; Rogers et al., 2000; Condie, 2001; Doucelance et al., 2003; Panter et al., 2006; Davis, 2008; Brandl et al., 2013)。而布朗山地区变辉长岩中地球化学特征差别明显, 比如, 部分样品具有相对高的稀土和微量元素含量, 可能与OIB与N-MORB岩浆混合比例的差别有关, 而且变辉长岩样品也显示轻微的Sr、Eu和Ti亏损, 与岩浆演化过程的斜长石和钛铁矿的分离结晶有关。
对于变火山岩中的高镁玄武岩除了具有明显的轻稀土元素富集, 暗示来源于富集岩石圈地幔之外, 还具有非常高的MgO含量(>10%)、Mg#(>70)和相容元素Cr和Ni含量(表3), 与原生岩浆非常一致(邓晋福等, 1987)。结合其低TiO2(<1.0%)和较高且分异明显的重稀土元素((Gd/Yb)N=0.95～0.97)特征, 说明其岩浆源区是尖晶石相地幔橄榄岩, 而非石榴子石相地幔橄榄岩。此外, 明显高场强元素(Nb、P和Ti)负异常(图8b), 暗示这些高镁玄武岩的源区应该是一个受到俯冲流体交代的富集岩石圈地幔(Yao et al., 2012;Wang et al., 2013; 张玉芝等, 2015)。考虑到高镁玄武岩的形成需要高的地幔熔融温度(Yao et al., 2012), 布朗山地区这些高镁玄武岩的形成应该是与软流圈上涌尖晶石相岩石圈地幔发生部分熔融的结果。然而, 对于变火山岩中的高镁安山岩, 虽然高镁玄武岩的分离结晶可以形成高镁安山岩(Kelemen, 1995;邵济安等, 2015; Yuan et al., 2016), 但后者比前者的形成时代要早。因此, 这些高镁安山岩不可能是由该地区高镁玄武岩分离结晶所形成的。而目前关于高镁安山岩的成因主要包括: ①拆沉的加厚榴辉岩下地壳部分熔融产生的熔体与地幔橄榄岩的相互作用的结果(Wang et al., 2005; Castillo, 2006); ②俯冲板片的部分熔融形成的熔体与上覆地幔橄榄岩相互作用的产物(Defant and Drummond, 1990); ③难熔的残留地幔橄榄岩水化熔融(Yogodzinski et al., 1994; Shimoda et al., 1998)。考虑到加厚下地壳和俯冲板片熔融形成的熔体具有高Sr(>400×10−6)和Sr/Y(>40)值, 低Y(<18×10−6)和Yb(<1.9×10−6)含量, 与地幔橄榄岩相互作用通常形成高镁埃达克质岩石(Defant and Drummond, 1990; Wang et al., 2005; Castillo, 2006), 且布朗山地区这些早古生代高镁安山岩具有低Sr、高Y和Yb的特征(表3), 不可能是由加厚下地壳和俯冲板片来源的熔体与地幔橄榄岩相互作用的产物。因此, 这些高镁安山岩应该是来源于俯冲板片释放的水流体引发上覆难熔地幔橄榄岩部分熔融的结果(Yogodzinski et al., 1994; Shimoda et al., 1998)。
4.3 成岩构造背景
如前所述, 对于E-MORB型辉长岩的成因, 是N-MORB和OIB相互作用的产物, 其中N-MORB是来自亏损的软流圈地幔橄榄岩在洋脊下无水环境的中‒高程度部分熔融而形成的, OIB则是来自富集下地幔来源的(Pearce et al., 1984; Zindler and Hart, 1986; Sun and McDonough, 1989; Hofmann and Hémond, 2006), 说明布朗山地区E-MORB型变辉长岩应该形成于大洋的构造环境。对于变火山岩而言, 反映的是形成于板片俯冲有关的构造环境, 比如具有原始熔体特征的高镁玄武岩显示出亏损高场强元素, 暗示其岩石圈地幔受到了俯冲流体交代的作用; 相反, 来源于难熔地幔橄榄岩水化作用形成的高镁安山岩的出现, 则进一步证实该区存在同时代的俯冲构造背景。事实上, 已有研究表明, 昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带内澜沧岩群的沉积特征, 以变砂泥质岩为主, 夹大量变火山岩及铁矿层(云南省地质矿产局, 1996), 也反应了是活动大陆边缘沉积的背景(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。而且, 在微量元素构造环境判别图上, 所有布朗山地区早古生代岩浆岩的成岩构造背景与以上的解释相吻合(图10), 即变辉长岩代表的是洋中脊型玄武岩与洋岛玄武岩相互作用的产物, 而变火山岩则代表的是大洋板片俯冲作用的结果。
4.4 大地构造意义
滇西澜沧江构造带南段昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带以往研究仅仅证实了古特提斯洋的存在和演化(钟大赉等, 1998)。而近十多年来的大面积1∶5万区域地质调查, 高精度的LA-ICP-MS、SHRIMP锆石U-Pb年代学和岩石地球化学的研究显示, 该区还保存早古生代原特提斯洋演化的印迹(图11), 如, 早古生代的蛇绿岩包括云县邦海地区447 Ma变辉长岩、459 Ma辉长闪长岩(Liu et al., 2021), 南汀河地区454～439 Ma堆晶辉长岩(王保弟等, 2013), 双江勐库忙那河～471 Ma钠质堆晶斜长岩(刘桂春等, 2017), 孟连曼信地区～420 Ma变辉长岩(王保弟等未发表数据), 双江清平地区434～437 Ma斜长角闪岩等(彭智敏等, 2020)。这些岩石及其组合出露的区域, 特别是南汀河地区(王保弟等, 2013, 2018)和双江清平地区(彭智敏等, 2020), 有类似典型的蛇绿岩剖面, 发现代表大洋岩石圈地幔的橄榄岩和代表洋壳组分的堆晶辉长岩、辉长岩和玄武岩(斜长角闪岩或枕状熔岩), 甚至有少量斜长花岗岩类的浅色岩系, 暗示昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带中北部地区可能存在原特提斯洋残片的记录。深入研究研究表明, 部分岩石显示俯冲带上典型的N-MORB或E-MORB特征的洋壳岩石的属性(王保弟等, 2013, 2018; 彭智敏等, 2020), 进而证实了这些岩石组合代表的是原特提斯洋在该区演化的洋壳残片。此外, 昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带内从北到南大量早古生代俯冲有关的岛弧型岩浆岩被陆续识别和报道, 如南汀河地区449 Ma英云闪长岩、大南美地区454～444 Ma英云闪长岩和绿片岩(云南省地质调查院, 2017), 双江牛井山地区约468.0 Ma的O型高镁埃达克质英云闪长岩(王冬兵等, 2016), 澜沧惠民和粟义地区～460 Ma高镁安山岩(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017), 双江南榔地区澜沧岩群内476.7 Ma浅粒岩(韩文文等, 2020), 勐海布朗山459 Ma花岗岩(孙载波等, 2018a), 这些岩石在地球化学上都显示典型的弧岩浆岩亏损Nb-Ta等高场强元素的特征, 表明起源于一个受到俯冲交代的地幔源区, 暗示当时存在一个早古生代的洋壳板片俯冲有关的岩浆弧。除此之外, 在昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带的东边临沧花岗岩基内也确定了一些与早古代板片俯冲有关弧岩浆岩, 如具有岛弧成岩构造背景的477 Ma和466 Ma花岗质片麻岩的发现(彭智敏等, 2018); 思茅大中河地区427 Ma和421 Ma的中酸性‒中基性弧火山岩的发现(毛晓长等, 2012), 也间接指示存在一个与早古生代板片俯冲有关的岩浆弧。本次研究在该构造带最南端的布朗山地区老班章一带新识别出480 Ma的E-MORB变辉长岩, 说明该地区原特提斯洋的结构类似现今的太平洋格局, 即存在许多洋底高原, 而这些洋底高原玄武岩大部分是E-MORB型(Niu et al., 1999)。Wang et al. (2019)报道的与典型的OIB具有相似的地球化学特征450 Ma榴辉岩也证实了以上推断。因此这些早古生代SSZ型蛇绿岩的发现说明原特提斯大洋至少在480 Ma以前就已经在昌宁‒孟连带存在, 洋内弧初始俯冲时间也早于480 Ma。而～470 Ma的高镁安山岩以及其他澜沧岩群中弧火山岩的出现, 则表明原特提斯洋的演化在中奥陶世已经发育了成熟的岩浆弧。综上, 澜沧江构造带南段的昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带原特提斯洋演化记录比古特提斯演化记录出露更广泛、岩石类型更加完整和丰富。
图a底图据Glassley (1974); 图b底图据Wood (1980)。IAT. 岛弧拉斑玄武岩; MORB. 大洋中脊玄武岩; OIB. 洋岛玄武岩。
图11 昌宁‒孟连构造带早古生代岩浆岩分布及年代学数据图
5 结 论
滇西三江特提斯构造域的昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带东南端布朗山地区新识别出来的早古生代原特提斯洋演化有关的岩浆岩, 结合带内中北部地区前人的研究资料, 可以获得以下几点认识:
(1) 布朗山地区老班章变辉长岩、新班章变玄武岩和变安山岩锆石U-Pb定年结果显示其原岩形成时代分别为: 480.2±1.0 Ma、472.5±2.9 Ma和465.5±1.2 Ma, 厘定出昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带内更广泛的早古生代岩浆作用。
(2) 老班章变辉长岩具有E-MORB型玄武岩的地球化学特征, 为大洋中脊玄武岩(N-MORB)与洋岛玄武岩(OIB)混合的产物; 新班章澜沧岩群变火山岩由高镁玄武岩和高镁安山岩组成。两者都是形成于俯冲有关的构造环境, 确定了原特提斯洋演化在该区的存在。
(3) 澜沧江南段昌宁‒孟连蛇绿混杂岩带并不是原来认为的仅由古特提斯洋演化的洋壳残片组成, 还包括广泛的原特提斯洋演化的物质记录。原特提斯洋的演化方式类似现今的太平洋格局, 具有多岛洋的特征, 可能是一个更宽泛的大洋。
致谢:分析测试得到了武汉上谱分析科技有限公司的支持和帮助; 论文撰写过程得到中国科学院广州地球化学研究所彭头平研究员和云南省地质调查局李静教授级高工、段向东教授级高工的指导; 中国地质科学院地质研究所刘福来研究员和中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心王保弟研究员两位审稿专家对本文完善提出了诸多宝贵的修改意见和建议, 在此一并表示衷心感谢。
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Petrogenesis and Tectonic Implication of the Early Paleozoic Metaigeneous Rocks in the Bulangshan Area, Menghai County, Southern Sanjiang Tectonic Zone
SUN Zaibo1, 2, 3, ZHOU Kun1, ZHOU Jiaxi2, 3*, LIU Guichun1, 2, ZHAO Jiangtai1, WU Jialin1, HU Shaobin1, 2, PU Tao1, LI Xiaojun1, ZHAO Feng4and LIU Mengqiong5
(1. Yunnan Institute of Geological Survey, Kunming 650216, Yunnan, China; 2. Yunnan Geological Survey, Key Laboratory of Sanjiang Metallogeny and Resources Exploration and Utilization, Ministry of Natural Resources, Kunming 650061, Yunnan, China; 3. School of Earth Sciences, Yunnan University, Kunming 650500, Yunnan, China; 4. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 5. Yunnan Archtectural Engineering Design Company Limited, Kunming 650217, Yunnan, China)
The Changning-Menglian ophiolitic complex zone (CMOCZ) preserves the records of the Late Paleozoic Palaeo-Tethyan evolution in the western Yunnan province. In recent years, a set of Early Paleozoic SSZ-type ophiolites and oceanic island-type high-pressure metamorphic rocks has been recognized in this zone, which confirms a record of Proto-Tethyan evolution corresponding to the Longmucuo-Shuanghu ophiolites zone in the Tibetan Plateau. In this study, the petrology, petrogeochemistry, zircon U-Pb chronology and in situ zircon Hf isotopes of the metavolcanics and metagabbro within the Lancang Group in the Bulangshan area have been analyzed. The chronological results show that the protolith of the metagabbro was formed at 480.2±1.8 Ma, while those of the metavolcanic rocks were formed at 465.5±1.2 Ma and 472.5±2.9 Ma. The metagabbros have trace element features typical for the E-MORB, and the depleted zircon Hf isotopic compositions (εHf(t)=12.8–13.6) that may arise from mixing of the mid-ocean ridge basalt (N-MORB) and ocean island basalt (OIB), and therefore, may represent the fragments of the Early Paleozoic oceanic crust of the Proto-Tethys. The metavolcanic rocks consist of high-Mg andesite and high-Mg basalt. They have characteristics typical for island arc magmatic rocks such as depletion of high-field elements (Nb, Ta, and Ti). It is thus can be inferred that the metavolcanic rocks were derived from partial melting of the enriched lithospheric mantle by subduction metasomatism, and represent the products of the subduction of the Early Paleozoic Proto-Tethyan Ocean. Therefore, the Changning-Menglian Proto-Tethyan Ocean in the Early Paleozoic had a pattern which is roughly analoguous to that of the current Pacific multi-island. This study provides new and important information for the in-depth understanding of the development and evolution of the Proto- and Palaeo- Tethys in the CMOCZ.
zircon U-Pb dating; metagabbro; metavolcanics; Proto-Tethys Ocean; Changning-Menglian ophiolitic complex zone
2020-11-23;
2021-02-04
国家自然科学基金地区基金项目(420602005)、国家自然科学基金特提斯重大研究计划重点项目(92055207)、云南省自然资源厅地质勘查基金项目(D2017014)、中国地质调查局项目(121201010000150007、DD20160345-02)和云南大学引进人才科研启动项目(YJRC4201804)联合资助。
孙载波(1981–), 男, 硕士, 高级工程师, 从事区域地质调查工作与研究。Email: ynddyszb@163.com
周家喜(1982–), 男, 研究员, 从事地质学教学和研究工作。Email: zhoujiaxi@ynu.edu.cn
P612
A
1001-1552(2021)03-0586-022
10.16539/j.ddgzyckx.2021.03.008
