云南绿春县马玉岩体岩石地球化学特征及意义

2022-08-07杨钦淞易邦进李凌杰

云南地质 2022年2期

吕佳，杨钦淞，易邦进，唐骥，李凌杰

(1.云南省地质科学研究所，云南昆明 650051；2.云南地质工程勘察设计研究院有限公司，云南昆明 650200；3.昆明理工大学云南昆明 650504)

滇西北三江地区金沙江造山带是古特提斯巨型造山带中一个重要造山带，是二叠纪洋内弧和陆缘弧于早中三叠世拼贴碰撞形成的复杂造山带。东部以金沙江-红河断裂带为界，与裂离于扬子大陆西缘的中咱微陆块相接，西部增生于昌都思茅微陆块东缘[1]；前人对江达-德钦-维西火山岩浆弧中段滇西北德钦岩体花岗岩研究表明：金沙江结合带在255Ma 已经进入弧陆碰撞-后碰撞的地质历史时期[2]。绿春马玉岩体位于江达-德钦-维西火山岩浆弧南段。本文通过马玉岩体岩石学、地球化学、LA-ICP-MS锆石 U-Pb 年代学研究，以厘定岩体形成时代和岩石成因，讨论岩浆构造背景，对三江地区造山带构造演化的认识有着重要意义。

1 岩体地质与岩石学特征

绿春马玉岩体位于滇东南绿春地区共埂-布鲁斯断裂北东侧作播断片内，靠近断裂带附近，出露面积40Km2，呈北西-南东展布近椭圆状岩株产出。与南西侧上三叠统歪古村组呈断裂接触，其余方向与志留系下统水菁组呈侵入接触，北部上三叠统歪古村组部分覆盖其上。图1。绿春马玉岩体主体为花岗闪长岩，浅灰色，中细粒不等粒粒状结构，块状构造，个别可见角砾构造。成分主要斜长石(35%～70%，40%～50%居多)、石英(25%～40%)，钾长石(0～20%，变化较大)、黑云母(3%～5%，高者达7%)。副矿物以磁铁矿常见，可见磷灰石、锆石、黄铁矿及褐铁矿。斜长石为中细粒自形板状、细粒不规则粒状，无定向分布，可见聚片双晶，部分发生绢云母化蚀变；钾长石为表面较洁净的中细粒不等粒粒状结构，少数厚板状，多充填于斜长石粒间；黑云母为片状，多与斜长石相间分布，有时可包裹斜长石，部分蚀变较弱，呈棕色，多色性明显，部分为绿泥石所交代。

图1 绿春1∶5万构造纲要图(据李建康等[14]修改)Fig 1.1∶50000 Tectonic Outline Map of Luchun

2 岩体地球化学特征

2.1 主量元素地球化学特征

据马玉岩体全岩化学分析结果(表1)，w(SiO2)62.02%～71.79%，属中酸性-酸性岩类。DI 56.1～82.38，平均75.43，反映岩体经历一定程度分异演化。w(K2O+Na2O)5.4%～8.1%，K2O/Na2O 0.64～1.64，平均值1.01，里特曼指数σ<3.3，属于钙碱性系列。在硅碱图解中，除个别样品落在钙碱性系列，多数样品落于高钾钙碱性系列区域内，A/CNK 0.91～1.61，平均值1.09，为过铝质岩石。SiO2与∑FeO、MgO，Al2O3与CaO呈负相关，与K2O、Na2O表现出正相关，与岩浆一般演化规律一致。

表1 马玉岩体全岩数据成分结果Tab 1.Rock Composition Analysis of Mayu Rock Body

续上表

2.2 微量及稀土元素地球化学特征

马玉岩体∑REE147.13μg/g～324.26μg/g，平均197.34μg/g，低于酸性岩平均值285μg/g(表2)。其中∑LREE/∑HREE 6.58～16.25，平均8.85，反映稀土分馏程度(La/Yb)N比值较高，介于6.54～26.62之间，平均值12.49，属轻稀土富集型。(La/Sr)N比值2.48～5.17，平均值4.06，比值较高，说明轻稀土内部分馏明显。而(Gd/Yb)N比值1.18～2.90，平均值为1.82，相较世界花岗岩，比值较低，说明重稀土分馏较差；稀土元素配分显示富集右倾型(图2)，δEu 0.84～1.21，平均值为1.01，无Eu的异常，表明岩浆演化过程中斜长石结晶分离不明显，反映其分异演化程度不高。但Ce有弱负异常，可能是由于风化较强所致。

表2 马玉岩体微量元素和稀土元素成分表(×10-6)Tab 2.Trace Element and REE Composition of Mayu Rock Body

续上表

微量元素中，整体富集Cs、Rb、Ba、Th、U、La、Ce、Nd和Sm，贫La、Ta、Sr、Zr、Hf、Sc、Cr、Yb和Y，在原始地幔标准化图解(图2)中，明显亏损高场强元素Ta，Rb/Sr值为0.20～0.60，平均0.43，与岩浆早期演化阶段平均略小于0.5一致，说明马玉岩体的岩石是岩浆早期演化的产物，结晶分异程度较低[3]。

图2 马玉岩体岩稀土微量元素蛛网图( 球粒陨石据 Boynton，1984；原始地幔据Sun and McDonough，1989)Fig 2.REE Trace Element Cobweb Diagram of Mayu Rock Body

3 锆石U-Pb定年

3.1 测试方法

锆石分选工作在河北廊坊地球物理地球化学勘查研究所完成，经粉碎、细磨、筛选、淘洗、磁选和重液分离，双目镜下尽量挑选无包裹体、无裂纹、透明度好的单颗粒锆石样品。将待测的锆石与锆石标样TEM置于环氧树脂中做成的样品靶上。将靶上锆石磨去约一半，使其内部暴露，用于透射光、反射光和阴极发光研究及随后的SHRIMP U-Pb分析。阴极发光图像在中国地质科学院完成，锆石U-Pb分析在天津地质调查中心完成，样品分析流程及原理[3、4]。数据处理采用Execl的ComPbCorr#3-15G程序(2002)，对普通Pb进行校正。

样品D3458H(花岗闪长岩)测试结果见表3。共测试31个点，由于14个点偏离谐和线或显示明显的继承锆石特征，仅分析其余17个点，结果显示U含量141×10-6～4620 ×10-6，除个别点Th/U比值较低，大部分比值在0.24～0.65之间，具有典型岩浆锆石的Th / U比值(0.31～0.83)[5]。锆石LA-ICPMS U-Pb测年结果表明本样品中17个分析点206Pb /238U年龄值257Ma～273Ma，在一致曲线图(图3)中，数据点在误差范围内非常和谐，其206Pb /238U年龄加权平均值263.6±2.4Ma(MSWD=3.3 n=17)。

表3 花岗闪长岩锆石U-Pb年龄分析数据Tab 3.Zircon U-Pb Dating of Granodiorite

图3 马玉岩体锆石U-Pb协和图Fig 3.U-Pb Concordia of Zircon of Mayu Rock Body

Chappell和White[5]在研究澳大利亚南部Lachlan褶皱带内花岗岩后，据野外观察、矿物特征、化学成分和其他标准将其划分为两大类：一类是沉积岩及相应变质岩形成的，称为S型花岗岩；一类是由火成岩及相应的变质岩形成的，为I型花岗岩。White在演讲该地区I型花岗岩的过程中，又从中分出A型和M型两类花岗岩。马玉岩体中花岗闪长岩K2O/Na2O介于0.64～1.36之间，平均值1.01，根据A/CNK划分I型花岗岩和S型花岗岩的界限(A/CNK<1.0 为I型花岗岩；A/CNK>1.1为S型花岗岩)，属于I型花岗岩。ACF分类图解(图4)中，岩体落在I型花岗岩和S型花岗岩过渡地带，位于斜长石-黑云母-堇青石之间。从岩相学特征看，花岗闪长岩中含有黑云母和角闪石，并未发现白云母，说明它是I型花岗岩而非S型花岗岩。花岗闪长岩的铝饱和指数(A/CNK)0.938～1.053，平均1.011，轻重稀土分异明显，稀土配分曲线为右倾轻稀土富集型，与I型花岗岩曲线相似；岩体表现出Rb、Th、U、La等大离子亲石元素正异常及高场强元素Ta、Zr、Hf等负异常，微量元素特征与典型的I型花岗岩相似，明显不同于S型或A型花岗岩[5、6、7、8]。

图4 马玉岩体ACF图解(据文献[9])Fig 4.ACF Diagram of Mayu Rock Body

4.2 岩浆源区讨论

目前，大多数岩石学家认为，花岗岩类岩石的差异是因为不同来源造成的，一般认为主要有三种来源：壳源、幔源和壳幔混源。

地壳和地幔所产生的物质具有不同的化学特征，所产生的花岗岩类型可依据其化学特性判别。铝饱和指数(ASI=n(Al2O3)/[n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)])是判别强过铝质花岗岩类(ASI>1.1)、过铝质花岗岩类(ASI>1)和偏铝质花岗岩类(ASI<1)的化学识别指标。偏铝质成分可进一步划分为钙碱性花岗岩类或碱性至过碱性花岗岩类。过铝质花岗岩类岩石成岩物质主要来源于地壳，钙碱性花岗岩类岩石主要成岩物质主要表现为壳幔相互作用的特征，而碱性至过碱性花岗岩类岩石成岩物质可能主要来源于地幔。马玉岩体铝饱和指数ASI=(0.91～1.61，平均值1.09)>1，属过铝质花岗岩类。说明岩体属于地壳来源[10]。

Castro(1991)认为很多造山带花岗岩都存在岩浆混合作用，并认为I型花岗岩并不属于一种独立岩浆，而是S型(壳源)与M型(幔源)两个端元岩浆混合作用的产物。在反应岩浆演化方式TFeO-MgO图解(图5)中，马玉岩体沿着混合线分布，说明马玉岩体并不是岩浆直接分离结晶的产物，而是经过一定的岩浆混合作用。

图5 TFeO-MgO图解(据文献[11])Fig 5.TFeO-MgO Diagram

根据Sylvester(1998)CaO/Na2O比值和数据点在Rb/Sr-Rb/Ba和A/MF-C/MF图解上分布特征对花岗岩源区物质成分进行判别。马玉岩体CaO/Na2O比值0.2～1.5，都小于0.3，反映其源区物质为泥质岩。岩石在Rb/Sr-Rb /Ba图解(图6)上，由于具有较低的Rb/Sr(0.20～0.60)和Rb /Ba(0.08～0.19)比值，而分布于贫粘土源区。在A/MF-C/MF(图7)图解上，岩体数据主要投影于变质砂岩区和变质泥岩区，个别数据靠近基性岩区。Rb/Sr大多小于5，表明熔融反应可能与黑云母脱水作用有关，反映岩浆可能为地幔底辟引起地壳深熔作用的产物。

图6 Rb/Sr-Rb/Ba(据Sylvester，1998)图解Fig 6.Rb/Sr-Rb/Ba Diagram

图7 C/M F-A/MF(据Altherr et al1，2000)图解Fig 7.C/MF-A/MF Diagram

综上，马玉岩体的岩浆是由地壳物质和地幔物质相互混合作用的产物，且以地壳为主，属于造山期花岗岩。

4.3 构造背景讨论

研究区处于特提斯-金沙江-哀牢山造山带东南段与扬子陆块结合部。经历了古生代-新生代印支陆块(兰坪-思茅地块)与扬子陆块相互裂离、碰撞拼贴及陆内会聚作用。研究表明(刘增乾等，1993)，古哀牢山洋盆于早石炭世打开，至早二叠世洋盆边缘已演化成为成熟的被动大陆边缘。晚三叠统歪古村组砾岩中有蛇绿岩的超镁铁岩砾石，显示蛇绿岩构造侵位应早于晚三叠世(董云鹏等，2001)，与本文所研究马玉岩体的地质特征相吻合，俯冲碰撞应早于晚三叠世。研究区北侧东部发育一套上二叠统(P3)火山岩带，具有岛弧火山岩地球化学特征(魏启荣等，1997；董云鹏等，2000)，属于“俯冲同步型”陆缘弧火山岩(魏启荣等，1997)，是哀牢山洋盆向西俯冲的产物(魏启荣等，1997；董云鹏等，2000)，但该套弧火山岩在本区并未发现。