四川米易垭口地区前震旦纪五马箐组与其侵入岩体的锆石U-Pb年代学、Lu-Hf同位素特征及其地质意义*

2022-05-13殷桂芹陈友良张宝玲顾孟娟王勤姚建尹观

岩石学报 2022年4期

殷桂芹陈友良** 张宝玲顾孟娟王勤姚建尹观

1. 成都理工大学地球科学学院，成都 610059 2. 核工业二八〇研究所，广汉 618300

扬子板块西缘在大地构造位置上紧邻松潘-甘孜地块与三江造山带，该区在地质历史上经历了十分复杂的地质事件，区内地层出露较为齐全，岩浆活动频繁，构造运动和变质作用强烈，成矿作用和成矿系统极其复杂，历来是中外地学界所瞩目的重要构造单元和多金属成矿带，是研究扬子板块早期演化的重要窗口。

在扬子板块西缘断续出露有变质程度深浅不一的多套变质沉积岩系，它们共同构成了扬子西缘前震旦纪的基底地层，是研究区内前震旦纪地质演化历史的重要载体(图1a)。前人根据变质程度、变形特征和形成时代的不同将这套基底地层分为下部的结晶基底和上部的褶皱基底(程裕淇, 1994)。众多学者对这套基底地层进行了大量的年代学研究并取得了丰硕的成果，厘定下部结晶基底的沉积时代为古元古代晚期：大红山群为1710～1686Ma(杨红等, 2012)、河口群为1708～1669Ma(Zhuetal., 2013; Chenetal., 2013)、东川群为1742～1667Ma(Zhaoetal., 2010; Hanetal., 2020)；上部褶皱基底的沉积时代为中元古代晚期-新元古代早期：会理群为1200～960Ma(Sunetal., 2009; Lietal., 2013; 耿元生等, 2017)、昆阳群为1043～950Ma(Lietal., 2013; 纪星星等, 2016)、盐边群为880～830Ma(Zhao and Cawood, 2012; 杜利林等, 2013)。此外，Cuietal.(2021)在扬子板块西南缘的大红山群中识别出了3.11～2.85Ga的基底岩系(命名为撮科杂岩)，证实了扬子板块西缘有太古代结晶基底的存在。但截止目前，区内尚有许多基底地层单元因缺乏同位素年代学的制约而对其时代与地层归属等仍存在诸多争议。

四川米易垭口地区位于扬子板块西缘中部(图1a)，区内发育有一套变质沉积岩系，前人将其归属于康定群(邢无京, 1989)，自下而上划分为咱里组、冷竹关组和五马箐组，其中垭口地区的五马箐沟是五马箐组的建组之地，野外观察可见五马箐组与震旦纪观音崖组呈明显的角度不整合接触，属前震旦纪地层无疑。自20世纪60年代以来，前人围绕五马箐组开展了较多的研究工作，但至今有关其沉积时代与地层归属尚无定论。陈玉禄和邓强(1999)根据微古植物化石比对将五马箐组放在中新元古代蓟县系-青白口系，王康明和阚泽忠(2003)根据1:5万区调结果将其归为古元古代。邢无京(1989)将这套地层归入康定群，将其层序置于会理群与河口群之下，但辜学达和刘啸虎(1997)、王康明和阚泽忠(2003)将这套地层置于河口群，而耿元生等(2008)则主张将这套地层放入会理群中-下部。此外，笔者通过详细的野外地质调查，发现垭口地区五马箐组之下的所谓“冷竹关组”实为花岗岩体，即杨崇辉等(2009)所称的火山沟岩体，其主体岩性为片麻状黑云二长花岗岩，与五马箐组为侵入接触关系(图2)，在岩体内部可见五马箐组片岩类捕掳体。另外，近年来在米易地区的海塔、垭口的五马箐组变质-混合岩中均发现具有重要工业意义的铀矿化(张成江等, 2015; 王凤岗等, 2017)，因而厘定区内五马箐组的地层时代对于查明区内铀成矿地质背景以及探讨扬子板块西缘前震旦纪的构造演化均具有重要意义。

锆石具有很强的抗风化能力，其U-Pb-Lu-Hf同位素体系具有很高的封闭温度，在后期的构造热事件中具有极高的稳定性，在沉积循环过程中能够很好记录最初的构造热事件信息。此外，锆石在形成后也基本没有明显放射性成因的Hf的积累，所测定的176Lu/177Hf能够代表其形成时体系内Hf同位素组成，因此可以用碎屑锆石的U-Pb-Lu-Hf同位素体系来限定地层时代、追溯沉积物质来源以及研究区域构造岩浆事件(Mortonetal., 1996; 吴福元等, 2007)。基于此，本文选取米易垭口地区五马箐组变沉积岩和侵入其中的“冷竹关组”片麻状黑云二长花岗岩进行锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学以及Lu-Hf同位素分析，旨在限定垭口地区五马箐组的沉积时代，追溯其物质来源，并为探讨扬子板块西缘前震旦纪的构造演化历史增加新的依据。

1 地质背景

扬子板块西缘的古元古代结晶基底主要包括康定群、河口群、苴林群、东川群和大红山群，岩石普遍经历了高绿片岩相-低角闪岩相的变质作用，局部地区存在较为强烈的混合岩化。康定群主要分布于四川省的泸定、冕宁至攀枝花一带，出露范围较为广泛，由一套变沉积岩与变基性火山岩所组成。河口群主要分布于四川省会理县黎溪、河口一带，出露面积较小，为一套变沉积岩、变酸性火山岩、钠质火山岩以及变凝灰岩的岩性组合，河口群大营山组和落凼组中变凝灰岩的锆石年代学指示其沉积年龄为1708～1669Ma(Zhuetal., 2013; Chenetal., 2013)。苴林群主要分布于云南元谋、苴林与戌街一带，一些学者认为其是康定群的南延部分，亦是由一套变沉积岩与变基性火山岩所组成。东川群主要分布于云南省的东川至禄丰一带，因民组与鹅头厂组的凝灰岩锆石U-Pb年龄显示其形成时代为1742～1667Ma(Zhaoetal., 2010; Hanetal., 2020)。大红山群零星展布于云南大红山-漠沙地区，由变沉积岩、变火山角砾岩与变凝灰岩组成，老厂河组变火山岩锆石U-Pb年龄表明其原岩形成于1710～1686Ma(杨红等, 2012)。从前人的研究来看，目前有关河口群、东川群和大红山群的沉积时代已基本达成共识，但康定群、苴林群因缺乏同位素年代学的制约，其地层的形成时代尚存在较大的争议。

图1 扬子板块西南缘元古代地质简图(a, 据尹福光等, 2012修改)、垭口地区地质图(b,据四川省矿产地质局攀西地质大队, 1995(1)四川省矿产地质局攀西地质大队. 1995. 1:50000撒莲幅区域地质调查报告修改)以及五马箐组岩性柱状图(c)

图2 “冷竹关组”片麻状花岗岩与五马箐组片岩接触关系野外照片Fig.2 Field photograph of contact relationship between the gneissic granite of “Lengzhuguan Formation” and the schist of Wumaqing Formation

扬子西缘的褶皱基底主要包括会理群、昆阳群和盐边群，岩石的变质程度总体上相对结晶基底较低，为绿片岩相。会理群主要分布于四川省德昌、会理至会东一带，由一套厚达10km以上的变沉积岩和变火山岩组成，力马河组与天宝山组凝灰岩与侵入岩的锆石U-Pb年龄表明其地层时代为1200～960Ma(Sunetal., 2009; Lietal., 2013; 耿元生等, 2017)。昆阳群大面积分布于滇中的易门、峨山至石屏一带，亦由变沉积岩和变火山岩组成，黑山头组中的凝灰岩与变沉积岩锆石U-Pb年龄表明其地层时代为1043～950Ma(Lietal., 2013; 纪星星等, 2016)。盐边群主要分布于四川省盐边一带，为一套浅变质的火山-沉积岩系，碎屑锆石以及其中的玄武岩、侵入岩体锆石U-Pb年龄限定其沉积时代为880～830Ma(Zhao and Cawood, 2012; 杜利林等, 2013)。

米易垭口地区位于扬子西缘中部，区内出露地层主要为前震旦纪五马箐组变质沉积岩系以及震旦-二叠系的海相碳酸盐岩-碎屑岩建造(图1b)。区内岩浆活动强烈，主要为大面积分布的“冷竹关组”片麻状黑云二长花岗岩、晋宁期的二云二长花岗岩(顶针杂岩)、二叠纪的峨眉山玄武岩以及二叠纪末-三叠纪初的新田片麻状角闪闪长岩。区内断裂构造主要有近南北向的小火山断层和风流山断层。

本次研究对垭口地区的五马箐组进行了剖面实测，剖面起点位于顶针杂岩边部(坐标：26°46′52.34″N、102°01′25.13″E)，剖面终点位于震旦纪灯影组厚层大理岩中(坐标：26°45′16.10″N、102°01′54.14″E)。剖面测量表明，区内五马箐组主体上为一套以片岩为主的变沉积岩(图1c)，岩性主要有含堇青云母石英片岩、云母石英片岩、堇青二云片岩、绢云母白云母石英片岩、云母片岩、白云母石英片岩、片状石英岩等，岩层以厚层-薄层不等，层理构造发育，并多处可见岩性的韵律性变化。五马箐组与上覆震旦纪观音崖组呈角度不整合接触，与下伏“冷竹关组”片麻状黑云二长花岗岩呈侵入接触。

2 样品采集与分析方法

2.1 样品采集

本次研究在实测剖面上共采集了4件具有代表性的样品，其中五马箐组变沉积岩3件，“冷竹关组”花岗岩1件。4件样品岩性分别为白云母石英片岩(YG2001，坐标：26°45′12.10″N、102°01′53.89″E)、二云石英片岩(YG2002，坐标：26°45′39.63″N、102°01′49.57″E)、白云母石英片岩(YG2003，坐标：26°45′43.91″N、102°01′47.40″E)和片麻状黑云二长花岗岩(YG2004，坐标：26°46′14.04″N、102°01′47.60″E)，具体采样位置见图1b。

五马箐组变沉积岩样品的野外典型照片如图所示(图3a, c, e)，岩石具有鳞片粒状变晶结构，片状构造，矿物组成主要包括石英、白云母、黑云母、绢云母，此外可见少量斜长石、堇青石、电气石以及微量的不透明矿物等(图3b, d, f)，且野外和镜下观察岩石中均可见岩屑存在。虽然样品岩性总体上为云母石英片岩类，但其矿物含量很不均一，采用面积统计法来统计样品的矿物组成，石英含量为32%～66%，呈他形粒状、粒状集合体状，磨圆及分选性较差，少数颗粒具有压扁拉长的特征；白云母含量为13%～30%，呈片状、长片状，具定向排列，多与绢云母混杂分布；黑云母含量为7%～18%，呈片状、片状集合体状，与白云母互混、定向排列；绢云母含量为8%～15%，呈细小鳞片状集合体，并可见少量细小的白云母分布在绢云母集合体中；斜长石含量约3%，他形-半自形粒状，具聚片双晶，与石英相互镶嵌，分散分布在石英中。

片麻状黑云二长花岗岩具粒状结构，片麻状、条带状构造，主要由粒径0.05～1.8mm的粒状钾长石(17%～39%)、斜长石(10%～38%)，他形粒状石英(32%～44%)，片状黑云母(3%～15%)，少量不透明矿物(1%～3%)等组成。常见半自形柱状的斜长石、钾长石晶体残留，这些岩石的结构特征说明其原岩应为花岗岩。

图3 五马箐组变沉积岩野外典型照片和正交偏光镜下岩相学特征Qtz-石英；Ms-白云母；Bt-黑云母；Ser-绢云母；Crd-堇青石；Pl-斜长石Fig.3 Typical field photographs and microscopic (under cross-polarized light) petrographic characteristics from the metasedimentary rocks of Wumaqing FormationQtz-quartz; Ms-muscovite; Bt-biotite; Ser-sericite; Crd-cordierite; Pl-plagioclase

2.2 分析方法

锆石的分选、制靶以及阴极发光图像照相工作在河北廊坊市(宇能)宇恒矿岩技术服务有限公司完成。首先将岩石破碎成50目后采用标准的浮选、重液及电磁选等选矿技术初步分离，接着选出具有代表性的锆石样品用双面胶粘在载玻片上，放上PVC环，加入环氧树脂和固化剂使锆石颗粒固定并根据锆石大小抛光到合适尺寸，然后通过透射光和反射光进行显微照相，获取锆石外部形态和内部结构等信息，最后在样靶上选取基本无裂隙和包裹体且干净透亮的锆石颗粒以备分析。

锆石U-Pb同位素测定是在南京聚谱检测科技有限公司利用Agilent 7700x LA-ICP-MS以及配套的RESOlution LR的193nm ArF准分子激光剥蚀系统完成。实验中采用束斑直径为33μm，能量密度为3.5J/cm2，频率为5Hz，剥蚀时间为40s。测试过程中每隔8颗样品锆石，交替测试4颗标准锆石(包括91500、SRM 610、GJ-1、Ple-337)。以标准锆石91500(1062Ma)为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏，以标准锆石GJ-1为盲样来检验U-Pb定年的数据质量。原始的测试数据经过ICP MS Data Cal 8.0软件离线处理完成(Liuetal., 2010)。谐和图、频率分布直方图以及年龄加权平均图均使用Isoplot 4.15软件绘制。

锆石原位Lu-Hf同位素分析亦是在南京聚谱检测科技有限公司利用Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS及配套的RESOlution LR 193nm ArF准分子激光剥蚀系统完成。测试点位与U-Pb定年的测点位于同一环带上，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3.5J/cm2。先收集20s气体本底，随后以50μm束斑、9Hz频率剥蚀40s，气溶胶由氦气送出剥蚀池，与氩气混合后进入MC-ICP-MS，测试过程中每隔15颗样品锆石，交替分析3颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank和Penglai)，以检验锆石Hf同位素数据质量，详细实验流程及仪器运行条件参见Huetal.(2011)。采用176Lu的衰变常数(1.867±0.008)×10-5Myr-1(Söderlundetal., 2004)、球粒陨石176Hf/177Hf和176Lu/177Hf值(Blichert-Toft and Albarède, 1997)计算(176Hf/177Hf)i值和εHf(t)值，采用现今亏损地幔(176Lu/177Hf)DM=0.0384和(176Lu/177Hf)DM=0.28325(Griffinetal., 2000)计算Hf单阶段模式年龄(tDM1)，采用平均地壳(176Lu/177Hf)C比值0.015(Griffinetal., 2002)计算Hf两阶段模式年龄(tDM2)。

图4 五马箐组变沉积岩代表性锆石阴极发光图像白圈代表锆石U-Pb测点位置，红圈代表锆石Lu-Hf测点位置Fig.4 The typical cathodoluminescence images of detrital zircons from the metasedimentary rocks of Wumaqing FormationThe white circles represent the location of zircon U-Pb test points and the red circle represent the location of zircon Lu-Hf test points

3 分析结果

3.1 五马箐组碎屑锆石特征

从五马箐组3件变沉积岩样品中的锆石CL图像(图4)来看，锆石整体上呈次圆状-次棱角状，粒径较小，介于30～100μm，长宽比介于1:1～2:1。在所测202颗锆石中，约3/4的锆石呈他形-半自形，1/4的锆石呈自形的长柱状或短柱状。大多数锆石发育清晰的岩浆振荡环带，仅个别锆石发育较弱的条带状、面状分带结构。多数锆石颗粒边缘发育较薄的黑色增生边结构，反映一次锆石增生事件，可能与变沉积岩遭受的后期变质作用有关。

碎屑锆石的Th、U含量和Th/U比值变化均较大(表1)，Th含量为35.2×10-6～826.7×10-6，均值为180.0×10-6，U含量为46.9×10-6～947.5×10-6，均值为310.9×10-6。Th/U比值介于0.09～1.91，均值为0.63，其中仅有测点YG-2003-40的Th/U比值小于0.1，绝大多数测点的Th/U比值都大于0.4，结合锆石CL图像特征来看，五马箐组变沉积岩样品中的锆石整体上为岩浆成因锆石(Wu and Zheng, 2004)。

3.2 五马箐组碎屑锆石U-Pb年代学特征

本次对垭口地区五马箐组3件变沉积岩样品中的碎屑锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb定年，共计测点202个，从测得数据中剔除谐和度小于90%的测点后共得到183组有效数据(表1)，从测年数据来看，所有测点的年龄均大于1000Ma，故均采用207Pb/206Pb年龄值。

3.2.1 白云母石英片岩(YG2001)

样品YG2001共计测点60个，从中得到47组有效的锆石U-Pb定年数据(表1)，对其构建207Pb/235U-206Pb/238U谐和图和年龄频率统计直方图如图5a, b所示，测点年龄值介于2686～1189Ma。从年龄频率统计直方图(图5b)中可以看出其有一个明显的主要年龄谱峰区间，年龄介于1670～1189Ma(n=35，峰值年龄1.56Ga)，另外有两个次要年龄变化区间1972～1820Ma(n=5)、2502～2265Ma(n=6)，以及一个孤点YG-2001-15年龄为2686±16Ma。

3.2.2 二云石英片岩(YG2002)

样品YG-2002共计测点54个，从中得到52组有效的锆石U-Pb定年数据(表1)，对其构建207Pb/235U-206Pb/238U谐和图和年龄频率统计直方图如图5c, d所示，测点年龄值介于3171～1267Ma。从年龄频率统计直方图(图5d)来看，该样品的年龄集中分布在2006～1267Ma(n=51，两个主峰峰值年龄分别为1.53Ga、1.69Ga)，另有一个孤点YG-2002-04年龄为3171±15Ma。

3.2.3 白云母石英片岩(YG2003)

样品YG-2003共计测点88个，从中得到84组有效的锆石U-Pb定年数据(表1)，对其构建207Pb/235U-206Pb/238U谐和图和年龄频率统计直方图如图5e, f所示，测点年龄分布在2903～1183Ma。在年龄频率统计直方图(图5f)中显示有一个明显的主要年龄谱峰区间，年龄介于2094～1183Ma(n=74，峰值年龄1.59Ga)，另外有一个次要年龄变化区间2647～2291Ma(n=9)，以及一个孤点YG-2003-33年龄为2903±21Ma。

表1 五马箐组变沉积岩碎屑锆石U-Pb定年结果

3.3 “冷竹关组”黑云二长花岗岩(YG2004)锆石U-Pb年代学

样品黑云二长花岗岩YG2004的锆石CL图像如图6所示，锆石呈自形-半自形柱状，内部可见明显的岩浆震荡环带，Th/U比值均大于0.4(表2)，属于典型的岩浆锆石。共挑选了52颗锆石进行LA-ICP-MS U-Pb定年，剔除谐和度小于90%的测点共获得42组有效的定年数据(表2)。从表2可以看出，除代表继承性锆石的测点YG-2004-49的207Pb/206Pb表面年龄为2487Ma外，其余测点的年龄值均为1000Ma左右，且206Pb/238U年龄值的相对误差明显小于207Pb/206Pb年龄值，故除测点YG-2004-49外其余测点均采用206Pb/238U年龄。对其构建207Pb/235U-206Pb/238U谐和图和年龄频率统计直方图如图7所示，从频率统计直方图(图7d)中可以看出该样品的年龄分布非常集中，除测点YG-2004-49外，其余测点的206Pb/238U年龄均分布在1135～760Ma(峰值年龄为1.01Ga)。在谐和图中去掉偏离谐和线和年龄明显偏离锆石群的测点，得到谐和年龄为1005±11Ma(n=20，MSWD=0.49)(图7a)和加权平均年龄1010±6Ma(n=20，MSWD=1.5)(图7c)，采用加权平均年龄来代表岩浆锆石结晶年龄，也就是岩浆的侵位时间为1010±6Ma，这一年龄与杨崇辉等(2009)得到的岩体侵位年龄1014±8Ma在误差范围内一致。

表2 “冷竹关组”黑云二长花岗岩YG2004锆石U-Pb测年结果

图5 五马箐组变沉积岩碎屑锆石U-Pb谐和图及年龄分布直方图Fig.5 Concordia diagrams for U-Pb data and age histograms of the detrital zircons from the metasedimentary rocks of Wumaqing Formation

图6 “冷竹关组”黑云二长花岗岩代表性锆石阴极发光图像白圈代表锆石U-Pb测点位置，红圈代表锆石Lu-Hf测点位置Fig.6 The typical cathodoluminescence images of zircons from the biotite adamellite of “Lengzhuguan Formation”The white circles represent the location of zircon U-Pb test points and the red circle represent the location of zircon Lu-Hf test points

图7 “冷竹关组”黑云二长花岗岩锆石U-Pb谐和图及年龄频率分布直方图Fig.7 Concordia diagrams for U-Pb data and age histogram of zircons from the biotite adamellite of “Lengzhuguan Formation”

3.4 锆石Lu-Hf同位素特征

在锆石U-Pb定年的基础上，原位选取合适的区域进行Lu-Hf同位素测定，共计获得115组有效的Lu-Hf同位素数据(表3)，其中YG-2001为19组、YG-2002为23组、YG-2003为32组，YG-2004为41组。在五马箐组变沉积岩74个测点中只有6个测点的176Lu/177Hf值略大于0.002，其余68个测点均小于0.002，均值为0.001191；“冷竹关组”黑云二长花岗岩仅有1个测点(YG-2004-39)的176Lu/177Hf值略大于0.002(为0.002356)，其余40个测点均小于0.002，均值为0.001102，说明这些锆石在形成后基本没有放射性成因Hf的积累，所测176Hf/177Hf比值能代表其形成时的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。五马箐组74个测点的fLu/Hf值介于-0.99～-0.91，均值为-0.96，“冷竹关组”黑云二长花岗岩41个测点的fLu/Hf值介于-0.98～-0.93，均值为-0.97，明显小于硅铝质地壳fLu/Hf值(-0.72, Vervoortetal., 1996)和铁镁质地壳的fLu/Hf值(-0.34, Amelinetal., 2000)，所以tDM2更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间。

3.4.1 五马箐组碎屑锆石Lu-Hf同位素特征

对五马箐组变沉积岩样品作锆石εHf(t)-年龄与(176Hf/177Hf)i-年龄图解(图8)，从图中可以看出，锆石的εHf(t)值、(176Hf/177Hf)i值与锆石年龄整体上呈负相关关系，锆石的Hf同位素组成具有一定的规律性：(1)176Hf/177Hf值介于0.281162～0.281698的锆石，其年龄介于1433～2686Ma，这部分锆石的εHf(t)值介于-15.7～+2.9，其中绝大多数为负值，对应的tDM2介于2483～3412Ma，远大于锆石形成年龄；(2)176Hf/177Hf值介于0.281711～0.281834的锆石，其年龄介于1494～1707Ma，εHf(t)值介于-2.9～+2.6，对应的tDM2介于2227～2437Ma，也远大于锆石形成年龄，这部分锆石的年龄和二阶段模式年龄分布都比较集中；(3)176Hf/177Hf值介于0.281877～0.282165的锆石，其年龄介于1294～1620Ma，εHf(t)值介于-1.5～+7.8，其中绝大多数为正值，对应的tDM2介于1707～2199Ma，同样远大于锆石形成年龄。另外有一颗年龄为3171Ma的古老锆石，其176Hf/177Hf值为0.280862，为所有锆石中最低，其εHf(t)值为+2.9，对应tDM2为3340Ma，与锆石形成年龄相差不大。

表3 五马箐组变沉积岩与“冷竹关组”黑云二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素测试结果

图8 五马箐组变沉积岩碎屑锆石εHf(t)-年龄(a)和(176Hf/177Hf)i-年龄(b)图解(底图据吴福元等, 2007)Fig.8 εHf(t) vs. U-Pb age (a) and (176Hf/177Hf)i vs. U-Pb age (b) diagrams of detrital zircons from the metasedimentary rocks of Wumaqing Formation (base maps after Wu et al., 2007)

图9 “冷竹关组”黑云二长花岗岩锆石εHf(t)-年龄(a)和(176Hf/177Hf)i-年龄(b)图解(底图据吴福元等, 2007)Fig.9 εHf(t) vs. U-Pb age (a) and (176Hf/177Hf)i vs. U-Pb age (b) diagrams of zircons from the biotite adamellite of “Lengzhuguan Formation” (base maps after Wu et al., 2007)

图10 五马箐组变沉积岩碎屑锆石整体U-Pb谐和图及年龄频率分布直方图Fig.10 Incorporat concordia diagram for U-Pb data and age histogram of the detrital zircons from the metasedimentary rocks of Wumaqing Formation

3.4.2 “冷竹关组”黑云二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素特征

对“冷竹关组”黑云二长花岗岩样品作锆石εHf(t)-年龄与(176Hf/177Hf)i-年龄图解如图9所示。继承性锆石YG-2004-49测点的176Hf/177Hf比值为0.281303，εHf(t)值为+2.7，(176Hf/177Hf)i值为0.281276，tDM2为2823Ma。其余所有测点的εHf(t)值、(176Hf/177Hf)i值分布较为集中，εHf(t)值绝大多数为正值，介于-5.3～+6.7之间，均值为+1.9，(176Hf/177Hf)i值介于0.282126～0.282259，均值为0.282208，176Hf/177Hf比值介于0.282171～0.282278，均值为0.282228，对应的tDM2为1524～1979Ma，均值为1715Ma。

4 讨论

4.1 五马箐组地层时代与归属

地层时代的厘定是认识一个地区构造演化的基础，已有碎屑锆石年代学研究表明，从碎屑锆石中测得的谐和度高且最年轻的测点可以有效限定沉积物的最大沉积时限，这已在约束前寒武纪变沉积岩沉积时代方面得到了广泛应用(Wangetal., 2008; Lietal., 2016; Huangetal., 2019)。本次对五马箐组变沉积岩的碎屑锆石研究表明，两颗最年轻的锆石年龄分别为1189±40Ma、1183±35Ma，其加权平均年龄为1186±52Ma，从而限定了五马箐组的沉积年龄不早于1186±52Ma，结合侵入到五马箐组中的“冷竹关组”黑云二长花岗岩的年龄1010±6Ma，厘定四川米易垭口地区五马箐组的沉积时代介于1.19～1.01Ga，属于中元古代晚期的沉积产物。

邢无京(1989)将扬子板块西缘康定-攀枝花一带出露的变质地层归入康定群，自下而上分为咱里组、冷竹关组和五马箐组，并将其层序置于会理群与河口群之下，认为其时代应属太古代-古元古代，其中米易垭口地区的五马箐沟即是五马箐组建组之处。1:5万撒莲幅地质调查报告(四川省矿产地质局攀西地质大队,1995)则将米易垭口地区的变沉积岩自下而上划分为冷竹关岩组和五马箐岩组，将冷竹关岩组划归康定岩群，五马箐岩组归属下河岩群，亦将其时代归属太古代-古元古代。本次研究表明，米易垭口地区的五马箐组与邻区的会理群在沉积时代、岩石组合上均可进行比对。会理群出露于四川会理-会东地区，自下而上包括力马河组、凤营山组和天宝山组，其中力马河组下部为板岩、千枚岩和页岩，向上变为石英砂岩和石英岩，偶夹薄层状火山凝灰岩，上部以石英砂岩和石英岩为主，夹薄层状板岩和千枚岩。从岩性组合上来看，垭口地区五马箐组与会理群力马河组岩性组合类似，都为一套陆缘碎屑沉积建造。从前人研究来看，会理群的沉积时代为1200～960Ma(Sunetal., 2009; Lietal., 2013; 耿元生等, 2017)，与五马箐组沉积时代1.19～1.01Ga相近。此外，会理群天宝山组的酸性火山岩形成时代为1028±9Ma(耿元生等, 2007)、1011.9±8.9Ma(张继彪等, 2020)，与米易垭口地区五马箐组之下的“冷竹关组”片麻状黑云二长花岗岩可能为同一期岩浆活动的产物。因此，应将米易垭口地区的五马箐组置于会理群下部，而不能归属于康定群。

4.2 物源分析

前人研究表明，碎屑锆石的U-Pb年龄谱可以用来识别物源区的构造热事件，Lu-Hf同位素体系可以用来揭示沉积物源(Olicrooketal., 2019)。野外观察和镜下鉴定表明，虽然五马箐组变沉积岩中碎屑矿物以石英(32%～66%)为主，但石英有两种形式存在，一种为单晶石英颗粒，另一种为石英的集合体，前者无疑是矿物碎屑，而后者应当是硅质岩的岩屑经变质而成。另一方面，在镜下见有较多的团块状绢云母集合体，它们可能是泥质岩岩屑或火山凝灰岩的岩屑经变质而成。较多的硅质岩岩屑和泥质岩岩屑或火山凝灰岩岩屑存在，表明母岩的成分成熟度较低；此外样品中较多的黑云母和少量堇青石的存在表明母岩也富含铁质，从另一个侧面证实其成分成熟度低。从前面的论述中可以看出，样品中石英的含量介于32%～66%，余下的主要为白云母、黑云母和绢云母，较高的白云母、绢云母含量表明原岩中富含泥质，说明未变质前母岩的结构成熟度低，这也与成分成熟度低相对应。低的成分成熟度和结构成熟度，以及部分碎屑锆石呈次棱角-棱角状(如图4中的YG-2001-17、YG-2002-46、YG-2003-51等测点)，指示其为近源沉积。3件样品的碎屑锆石具有相似的CL图像、年龄图谱以及Lu-Hf同位素特征，故在此将3件样品合并讨论。3件样品组合的U-Pb谐和图和年龄统计频率分布直方图如图10所示，碎屑锆石U-Pb年龄整体上分为2686～2265Ma(n=16)、2094～1183Ma(n=165)两个区间以及3171Ma、2903Ma两个孤点，出现～1.56Ga、～2.50Ga两个主要峰值以及～1.43Ga、～1.68Ga、～1.87Ga、～2.32Ga、～2.68Ga五个次要峰值。

测点YG-2002-04年龄为3171Ma，其εHf(t)值为+2.9，对应的tDM2为3340Ma，形成年龄与模式年龄非常接近，代表着古太古代新生地壳物质的加入。

2.69～2.26Ga的碎屑锆石具有～2.50Ga的显著峰值以及～2.32Ga、～2.68Ga的两个次要峰值。对其中6颗锆石进行Lu-Hf同位素分析，其εHf(t)值介于-4.3～+1.6，对应的tDM2介于3.17～2.95Ga。在扬子板块及其周边地块广泛存在峰值年龄为～2.5Ga的碎屑锆石，如扬子板块西缘会理群、昆阳群、盐边群(Sunetal., 2009)，华夏陆块天堂山岩群、云开群(韩坤英等, 2017)，松潘-甘孜地体南缘的长枪穹隆核部里伍群(刘晓佳等, 2019)，滇西保山孟定街群和公养河群(周美玲等, 2020)等都有峰值年龄为～2.5Ga的碎屑锆石记录。以往研究表明，这一年龄区间的代表性岩体主要为扬子板块北缘的鱼洞子杂岩和陡岭杂岩，其峰值年龄为～2.50Ga，岩浆锆石的εHf(t)值介于-6.8～+8.1，对应的tDM2为3.31～2.76Ga(张宗清等, 2001; 张欣等, 2010; 王洪亮等, 2011; Huetal., 2013; Nieetal., 2016; Huietal., 2017; Zhouetal., 2018; Hanetal., 2019)，因此一些学者认为扬子西缘～2.50Ga碎屑锆石可能来源于扬子板块北缘(崔晓庄, 2020)。但最近Cuietal.(2019, 2020, 2021)在扬子板块西南缘大红山群中识别出的撮科杂岩中存在3.11～3.06Ga、2.86～2.85Ga和2.36～2.22Ga等年龄区间的花岗质片麻岩、片麻状花岗岩和片麻状花岗闪长岩，其εHf(t)值介于-13.0～-1.9，tDM2介于3.3～2.9Ga，证实了扬子板块西缘有太古宙基底的存在。虽然扬子板块西缘暂未发现～2.5Ga的岩体，但综合来看我们更倾向于认为这一年龄区间的碎屑锆石来源于扬子板块西南缘的撮科杂岩以及隐伏的或还暂未发现的太古代基底岩石。

2.09～1.18Ga的碎屑锆石具有一个显著的年龄峰值(～1.56Ga)和三个次要峰值(～1.43Ga、～1.68Ga、～1.87Ga)。对其中67颗碎屑锆石进行Lu-Hf同位素分析，结果显示年龄大于1.70Ga的碎屑锆石其εHf(t)值几乎都为负值，而小于1.70Ga的绝大部分碎屑锆石的εHf(t)值为正值，暗示着～1.70Ga可能是区域上构造体制的转折点，也可能反映了碎屑锆石的不同物源。2.09～1.70Ga共有19组Lu-Hf同位素数据，其中17颗锆石εHf(t)值为负值，测点YG-2002-30的εHf(t)值明显偏低(-15.7)，对应的tDM2为3412Ma，反映出这颗锆石来源于太古代古老物质的循环或改造，其余16颗锆石的εHf(t)值介于-9.4～-0.5，对应的tDM2介于3.08～2.44Ga；另外两颗锆石εHf(t)值分别为+2.6、+0.7，对应的tDM2分别为2.23Ga和2.50Ga。扬子陆块西缘该时期有大量的岩浆记录，如1.94～1.89Ga的撮科杂岩(Cuietal., 2020)、通安组1.74Ga凝灰岩以及1.74Ga花岗岩(耿元生等, 2017, 2019)、河口群1.70～1.72Ga变凝灰岩(Zhuetal., 2017)，与2.09～1.71Ga的碎屑锆石具有一致的εHf(t)值和tDM2，反映扬子西缘这一年龄区间的岩浆岩为碎屑锆石提供了充足的物源。1.70～1.18Ga共有48组Lu-Hf同位素数据，其中两颗锆石εHf(t)值明显偏低，为-11.0和-13.3，对应的tDM2分别为3.02Ga、2.88Ga，其余46颗锆石εHf(t)值介于-4.6～+7.8，对应的tDM2介于2.58～1.71Ga。扬子西缘在这一时段岩浆岩广泛出露，且多分布在峰值年龄1.6～1.5Ga及其附近，例如东川群黑山组碎斑熔岩1.57Ga(刘军平等, 2018)、东川群黑山组凝灰岩1.50Ga(孙志明等, 2009)、河口群落凼组石英角斑岩1.66Ga(耿元生等, 2017)，这些扬子西缘同时期岩浆岩可能为五马箐组的潜在物源。此外2.09～1.18Ga的碎屑锆石年龄图谱与东川群青龙山组(肖剑等, 2021)非常相似，反映这部分碎屑锆石也可能来源于扬子板块西南缘古-中元古代变碎屑沉积岩的再循环。

4.3 地质意义

发生在2.1～1.8Ga时期全球范围内的碰撞造山作用使Columbia超大陆最终聚合，随后造山带发生伸展垮塌并伴有大规模的裂谷活动代表着Columbia超大陆的裂解(Zhaoetal., 2002, 2004)。在Columbia超大陆聚合期间扬子板块出现大量与造山作用相关的岩浆活动和变质作用，如扬子北缘2.1～1.8Ga时期的岩浆活动和麻粒岩相变质事件，而后扬子西南缘出现大量的裂谷盆地沉积，如～1.7Ga大红山群、东川群、河口群等，这些都被认为是扬子板块参与了Columbia超大陆聚合与裂解的证据(Zhangetal., 2006; Sunetal., 2008; Wuetal., 2008)。五马箐组碎屑锆石在～1.7Ga前后的εHf(t)值具有明显差异，大于1.7Ga锆石的εHf(t)值几乎都为负值，而小于1.7Ga的锆石绝大部分的εHf(t)值为正值，体现出～1.7Ga是扬子板块西缘陆壳活动的重要时间节点，暗示扬子板块西缘与陆壳改造有关的岩浆活动高潮的结束和裂谷岩浆活动的启动。从火山凝灰岩(1742±13Ma)到玄武岩(1690±32Ma)的变化也可能标志着大陆地壳改造向裂谷岩浆活动的转变(Zhaoetal., 2002; Houetal., 2008)。因此，从本文的研究结果来看，Columbia超大陆在扬子板块西缘的最终裂解时间可能始于～1.7Ga，并在～1.56Ga处于裂谷岩浆活动的峰期。

前人研究认为，扬子板块西缘在中元古代-新元古代的构造活动与岩浆演化事件很可能是全球格林威尔造山事件在华南板块上的反映，该期造山事件与Rodinia超大陆汇聚有关(Lietal., 2002; 耿元生等, 2008)。近年来，众多学者在扬子板块西缘的会理-米易-攀枝花-云南东川一带进行了详细的地球化学、构造学以及年代学研究，结果表明在中元古代晚期-新元古代早期扬子板块西南缘岩浆构造活动与格林威尔造山运动密切相关，主要表现为呈带状分布的～1.0Ga的造山型岩浆岩，如会东地区侵入于会理群力马河组中的1063.2±6.9Ma、1040.4±6.1Ma花岗岩(王子正等, 2012; 王生伟等, 2013)，会理群天宝山组1019.1±9.7Ma凝灰岩(Lietal., 2013)，云南元谋黄瓜园地区1069.4±6.9Ma片麻状花岗岩(付宇等, 2015)，云南峨山塔甸村昆阳群富良棚组1032±9Ma凝灰岩(Zhangetal., 2007)，这些岩石形成于碰撞伸展构造背景下。本文研究的垭口地区“冷竹关组”片麻状黑云二长花岗岩的形成时代为1010±6Ma，20颗代表岩浆结晶年龄的锆石εHf(t)值仅有测点YG-2004-39为低负值(-0.7)，其余测点的εHf(t)值介于+0.6～+3.4，均值为+2.2，指示该时期幔源物质加入到地壳中形成新生地壳。结合区内分布的大量同期A型花岗岩体(付宇等, 2015)，作者认为～1.0Ga的新生陆壳生长事件可能是格林威尔造山后的伸展塌陷构造背景下裂谷作用的产物(Zhengetal., 2007)。因此，扬子板块西缘保留着Columbia超大陆聚合与裂解和格林威尔造山事件等全球构造演化有关的地质记录。