揚子地塊西緣峨山新元古代A2型花崗閃長巖的成因及構造意義

徐麗娟，李 萍，劉 錚，王國昌

(1.云南大學 地球科學學院，云南 昆明 650091；2.云南大學 云南省古生物研究重點實驗室，云南 昆明 650091)

在元古宙時期，地球上曾經出現過一個羅迪尼亞超大陸(Lietal.,2008)。然而，華南地塊在該超大陸的位置仍然缺乏統一的認識。華南地塊是由揚子地塊和華夏地塊在新元古代時期碰撞拼合形成的(Zhao,2015)。在揚子地塊上，廣泛分布的新元古代巖漿巖被認為與大洋俯沖-陸陸碰撞或者地幔柱活動有關(如Wangetal.,2006,2008；Lietal.,2008；Cawoodetal.,2017；Liuetal.,2019)。基于對這些巖漿巖地球動力學意義的不同解釋，華南地塊被認為處于羅迪尼亞超大陸上兩個截然相反的位置：內部位置(圖1a)(Lietal.,1995，2008)和邊緣位置(圖1b)(Zhouetal.,2002；Zhaoetal.,2008；Zhao，2015；Cawoodetal.,2017)。“內部模型”認為，華夏和揚子地塊碰撞拼合發生在1.0～0.9 Ga之間(Lietal.,2002)，然后出現了一個超級地幔柱導致華南地塊從羅迪尼亞超大陸上裂解出來并伴隨產出了850～745 Ma的巖漿作用和相關裂解沉積層序(Lietal.,2002,2003a,2003b,2008)。與之相反，在“邊緣模型”中，華夏和揚子地塊直到830～810 Ma左右才發生碰撞拼合，揚子西緣的弧巖漿作用甚至持續到了730 Ma左右(Zhouetal.,2002,2006a,2006b；Zhao,2015)。在威爾遜旋回中，大陸裂解和洋-陸俯沖背景下產出的巖漿巖組合會明顯不同。前者產出的巖石類型以玄武質巖為主，而后者形成的巖石組合則多為中酸性鈣堿性巖石(Frischetal.,2011)。因此，仔細對比兩個超大陸重建模型可知，深入探究揚子地塊新元古代巖漿巖的巖石成因及其構造意義是重建華南地塊在羅迪尼亞超大陸所屬位置的關鍵。

圖1 羅迪尼亞超大陸重建的“內部模型”(a，據Li et al.,2008)和“外部模型”(b，據Cawood et al.,2017)Fig.1 Rodinia reconstruction in the internal model (a,after Li et al.,2008) and in the external model (b,after Cawood et al.,2017)

峨山巖體出露在華南地塊西南緣的滇中地區。前人研究認為該巖體是在地幔柱侵位導致的高溫高壓環境下，由變質火成巖發生部分熔融形成的過鋁質巖體(Lietal.,2003a)。然而，該巖體具有相對高的燒失量，說明過鋁質的組分可能與蝕變有關。本文主要選取揚子地塊西緣云南峨山花崗閃長巖和似斑狀黑云母二長花崗巖開展了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、全巖主微量和Sr-Nd同位素測試工作。結合前人研究結果，本文地球化學數據對揭示揚子地塊西緣新元古代區域地質構造背景具有重要意義，相關研究結論對重建華南地塊在羅迪尼亞超大陸所屬位置也具有重要的支撐價值。

1 區域地質概況和樣品采集

揚子地塊崆嶺地區出露了太古宙-古元古代基底，其上被不同程度變形和變質的新元古代-中生代火山-沉積層序所覆蓋(Zhao,2015)。研究區位于揚子地塊西緣，攀西-漢南帶與康滇地區南部(圖2a)，區域內未發現太古宙地層，出露的變質古老基底地層主要包括大紅山群和昆陽群(圖2b)。大紅山群中可見到變質基性巖、變質中酸性巖與變質沉積巖呈互層產出(楊紅等，2014)，前人測定的該群中變質火山巖(變鈉質熔巖、角閃片麻巖)的Sm-Nd 等時線年齡為1 657±82 Ma，εNd(t)值為3.1±1.8(Huetal.,1991)，大紅山群整體具有古元古代的年齡1.72～1.60 Ga(Greentree and Li，2008；Zhao and Zhou，2011；楊紅等，2012)和2.01 Ga(Kouetal.,2017)。昆陽群由經歷低級變質作用的碎屑巖、碳酸鹽巖夾火山巖組成，但是不同層組的年齡與關系一直存在爭議。Zhao 等(2009)將昆陽群中的古元古代到中元古代地層獨立出來組成為東川群，從底部到上部分別由因民組、落雪組、鵝頭廠組與綠汁江組構成，巖性主要包括變質的碎屑巖、碳酸鹽巖與少量變質為綠片巖相的凝灰巖(Zhao and Cawood，2012)，測年表明東川群的年齡約為1.75～1.60 Ga (Zhaoetal.,2009；朱華平等，2011)，昆陽群中其它層組年齡則為1.0～0.9 Ga(李懷坤等，2013)。滇中地區的新元古代侵入體呈南北向分布，普遍侵入到昆陽群中(圖2b)。這些巖石的巖性主要以黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖等中酸性巖漿巖為主，局部巖體中夾雜了輝綠巖或閃長巖以及輝綠巖脈(云南地礦局，1990)。

峨山復式巖基的北部主體巖性以似斑狀黑云母二長花崗巖為主，巖體中部夾雜了部分石英閃長巖和花崗閃長巖，巖體邊部發育大量輝綠巖脈(云南地礦局,1990)。該巖體侵入到昆陽群中(圖2c)，但是被震旦系底部的砂巖和冰川沉積物所覆蓋。本次研究主要采集了峨山巖體中的花崗閃長巖(ES-1、ES-13、ES-15、ES-10-1)和似斑狀黑云母二長花崗巖(ES-17、ES-18、ES-19、ES-26-1、ES-29、ES-31、ES-33、ES-34)樣品。花崗閃長巖主要由石英、鉀長石、斜長石、黑云母和角閃石組成(圖3a)。似斑狀黑云母二長花崗巖的斑晶主要是鉀長石，基質組成主要為石英、鉀長石、斜長石和黑云母，副礦物組成為鋯石、磷灰石、鈦鐵礦、榍石和磁鐵礦(圖3b)。本文從ES-15(花崗閃長巖)和ES-17(似斑狀黑云母二長花崗巖)中挑選出了鋯石進行U-Pb定年，對花崗閃長巖樣品ES-1、ES -10-1、ES -13、ES -15和似斑狀黑云母二長花崗巖樣品ES-17、ES-18、ES-19、ES-34進行了全巖Sr-Nd同位素成分分析，對所有樣品進行了全巖主微量成分分析。

圖2 華南地塊構造單元組成(a)、滇中地區新元古代侵入體概略圖(b，據云南地礦局，1990)和峨山巖體地質簡圖(c，據云南地礦局,1990；Hu et al.,2018)Fig.2 Tectonic units of South China Block (a),sketch map of the Neoproterozoic intrusions in the central Yunnan Province (b,after Yunnan Bureau of Geology and Mineral Resources,1990) and geological map of the Eshan intrusion (c,after Yunnan Bureau of Geology and Mineral Resources,1990;Hu et al.,2018)

圖3 峨山花崗閃長巖(a)和似斑狀黑云母二長花崗巖(b)正交偏光鏡下照片(樣品中長石和黑云母部分發生了絹云母化蝕變)Fig.3 Representative photomicrographs (+) of the Eshan granodiorite (a) and Eshan monzogranite (b) showing that feldspar and biotite have been locally altered to sericiteAmp—角閃石；Pl—斜長石；Kfs—鉀長石；Bt—黑云母；Qtz—石英Amp—amphibole；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Bt—biotite；Qtz—quartz

2 分析方法

利用人工重砂分選法分離出鋯石，挑選晶型完好、沒有破碎的顆粒用環氧樹脂固定并且拋光。鋯石樣品的測年在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成，使用Agillent 7 500a和New Wave 213 nm激光取樣系統測定。測試過程的激光束斑為32 μm，激光脈沖頻率6 Hz，激光能量2 J/cm2。原始數據采用GLITTER處理(ver.4.4.3,Griffinetal.,2008)，然后使用ISOPLOT計算鋯石年齡加權平均值(ver.4.15,Ludwig,2003)。在樣品測定過程中，使用標準鋯石GJ-1作為外標，儀器的穩定性則使用標準鋯石Mud Tank來測定，鋯石U-Pb同位素定年結果見表1。

表1 樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年數據表Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results of the samples

全巖地球化學分析測試在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。主量元素成分由X熒光光譜(Thermo Scientific ARL 9900)測定，分析精度優于5%。微量元素成分測試在Finnigan Element II ICP-MS儀器上完成，分析精度優于10%，詳細的實驗流程可以參考高劍鋒等(2003)。主微量測試結果見表2。Sr-Nd同位素組成測試分別在Finnigan Triton TI型TIMS和Neptune Plus型MC-ICP-MS完成，詳細的實驗過程參見濮巍等(2005)。Sr-Nd同位素比值測定分別使用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9進行標準化。Sr-Nd同位素測試結果參見表3。

3 分析結果

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡

樣品ES-15(花崗閃長巖)和ES-17(似斑狀黑云母二長花崗巖)中鋯石的長度為70～200 μm，有著高的Th/U值，說明其為巖漿結晶成因的鋯石(Williamsetal.,1996)。樣品ES-15鋯石顆粒的U-Pb定年加權平均結果是818.3±2.8 Ma(2σ，MSWD=0.03，n=16)，而ES-17鋯石顆粒的U-Pb定年加權平均結果是826.6±2.5 Ma(2σ，MSWD=0.02，n=17)(圖4、圖5)。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果表明，峨山花崗閃長巖和似斑狀黑云母二長花崗巖均侵位于新元古代時期。

圖4 鋯石陰極發光(CL)圖像Fig.4 Zircon cathodoluminescence (CL) images of zircon

圖5 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.5 Laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-ICP-MS) zircon U-Pb concordance curves

3.2 全巖地球化學分析結果

似斑狀黑云母二長花崗巖有著高的SiO2(70.10%～74.50%)、Al2O3(12.30%～14.60%)和低的MgO(0.10%～1.00%)、Fe2O3(0.36%～2.40%)、TiO2(0.03%～0.31%)和P2O5(0.05%～0.16%)含量，并且有著變化較大的鋁飽和指數，ACNK = 0.89～1.62，這可能和成巖后的蝕變有關系(表2)。高的燒失量(1.03%～3.52%)也反映了蝕變對巖石原本的成分產生了影響(表2)。這些樣品有著右傾的稀土元素配分樣式，并且具有中等的Eu負異常，重稀土元素配分曲線平坦(圖6a)。在微量元素蛛網圖中，明顯呈現出Ba、Sr、P、Ti、Nb和Ta的虧損(圖6b)。它們的(87Sr/86Sr)i變化也很大(0.675 1～0.714 7)。高的Rb/Sr值說明Sr同位素數據可能是不可靠的(表3)，87Rb/86Sr和(87Sr/86Sr)i之間呈現明顯的負相關關系，也說明了這一點。所有樣品有著富集的Nd同位素組成，εNd(t)值從-7.92到-5.08(表3)。

表2 峨山巖體花崗閃長巖和似斑狀花崗巖主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析數據Table 2 Major elements (wB/%) and trace elements (wB/10-6) data of the Eshan granodiorite and porphyritic granite

表3 峨山樣品全巖Sr-Nd同位素數據Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic data of the Eshan samples

相對于似斑狀黑云母二長花崗巖，花崗閃長巖有著低的SiO2(62.90%～68.20%)和高的Al2O3(12.80%～15.90%)、MgO(0.90%～2.28%)、Fe2O3(2.27%～6.37%)、TiO2(0.37%～0.82%)、P2O5(0.14%～0.27%)含量(表2)。鋁飽和指數同樣變化較大，ACNK=0.72～1.08。高的燒失量(1.96%～2.70%)也同樣反映了蝕變對巖石原本的成分產生了影響(表2)。相比似斑狀黑云母二長花崗巖，花崗閃長巖的稀土元素配分曲線樣式更陡，重稀土元素分異也較為明顯，并且Eu負異常相對較弱(圖6a)。微量元素原始地幔標準化曲線樣式和似斑狀花崗巖一致(圖6b)。這些樣品最大的特征是富集高場強元素，大多數樣品Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6，10 000 Ga/Al>2.6(表2)。它們具有富集的Sr-Nd同位素特征，(87Sr/86Sr)i值為(0.708 2～0.711 8)，εNd(t)值為-8.30～-4.71(表3)。

圖6 稀土元素配分圖(a)和微量元素蛛網圖(b)(標準化數據據Sun and McDonough,1989)Fig.6 REE patterns (a) and trace elements spidergrams (b) (normalized values after Sun and McDonough,1989)

4 討論

4.1 巖石學成因

峨山花崗閃長巖和似斑狀黑云母二長花崗巖具有相對高的燒失量和變化的ACNK值，說明兩種巖性在形成以后均經歷了弱的蝕變過程(表2)。在低級蝕變過程中，有些主、微量元素如Ti、Fe、Al、P、REEs、HFSEs是穩定的，而Mg、Ca、Na、K和LILEs則會受到蝕變的影響(Smith and Smith，1976；Bedard，1999)。考慮到蝕變的影響，本文討論巖石成因主要利用穩定的元素。

Hu 等(2018)根據似斑狀黑云母二長花崗巖具有高的ACNK值(>1.1)，認為它們具有強過鋁質的組分，屬于S型花崗巖，很可能是由變質雜砂巖部分熔融形成的。本文測試結果顯示并不是所有樣品都是強過鋁質組分，還有準鋁質和弱過鋁質的組分(表2)。另一方面，相對高的燒失量已經反映出巖體侵位以后發生了低程度的蝕變(表2)，因此，似斑狀黑云母二長花崗巖中高的ACNK值可能是蝕變作用導致的，不能用來判別花崗巖的類型。實驗結果表明P在強過鋁質巖漿中的溶解度是非常高的，而在準鋁質-弱過鋁質的巖漿中溶解度很低(Monteletal.,1988)。前人的研究進一步證實P2O5在Ⅰ型花崗質巖漿演化過程中是逐漸減少的，而在S型花崗質巖漿演化過程中則是逐漸增加的(Chappell and White，1992)。在P2O5-SiO2投圖中似斑狀黑云母花崗巖明顯呈現出了負相關關系(圖7)，這說明其更可能是I型花崗巖。前人的研究結果表明揚子西緣產出的新元古代玄武質巖石的Nd同位素組成都是虧損的[εNd(t)>0]，明顯不同于峨山似斑狀黑云母二長花崗巖(表3)。因此，這些巖石最可能來源于地殼巖石中的變質火成巖。在球粒隕石稀土元素標準化曲線上，明顯呈現出Eu的負異常(圖6a)，這說明源區在部分熔融后殘余有斜長石。而重稀土元素分異不明顯則進一步暗示了源區部分熔融后并沒有石榴子石的出現。因此，稀土元素配分曲線的特征說明源區的深度在正常的地殼厚度內，不超過30 km(Jiangetal.,2011)。

圖7 樣品的P2O5和SiO2含量之間的二元協變圖Fig.7 Binary covariant diagram between P2O5 and SiO2 of the Eshan samples

峨山花崗閃長巖也具有高的燒失量，說明ACNK值也受到了蝕變的影響。這些樣品在P2O5-SiO2投圖中也呈現出負相關關系(圖7)，說明蝕變前的巖體很可能也是準鋁質-弱過鋁質的組分。相較于峨山似斑狀二長花崗巖，峨山花崗閃長巖具有較低的SiO2含量和較高的Fe2O3含量，特別是具有富集的高場強元素(Zr+Nb+Ce+Y = 340×10-6～560×10-6)以及較高的Ga/Al值(10 000 Ga/Al=2.98～4.62>2.6)(表2)。這些地球化學指標是識別A型花崗巖的主要指標(Whalenetal.,1987；圖8)。因此，峨山花崗閃長巖很可能屬于A型花崗巖(圖8)。Eby(1990)根據地球化學特征進一步將A型花崗巖類分成了2個亞類型：A1和A2。其中A1型花崗巖來源于和洋島玄武質類似的巖漿的結晶分異作用，而A2型花崗巖則主要形成于地殼巖石部分熔融作用。峨山花崗閃長巖有著高的Y/Nb值(1.34～3.06)，說明它們是A2型花崗巖。這些樣品具有富集的Sr-Nd同位素組分和Nb-Ta-Ti負異常(表3、圖6b)，也進一步說明它們來源于地殼源區。實驗巖石學和實驗模擬的結果顯示英云閃長質-花崗閃長質巖石部分熔融可以形成A型花崗巖 (Creaseretal.,1991;Skjerlie and Johnston,1992)。峨山花崗閃長巖相對于花崗巖來講具有低SiO2、高MgO和Fe2O3的特征，其主量元素成分和上述實驗巖石學和模擬所用的原巖的成分很相似，但是與熔融體和模擬結果的成分相比明顯更加偏向鎂鐵質端員。因此，認為峨山花崗閃長巖不可能是由英云閃長質-花崗閃長質巖石部分熔融而來的。在早期的研究中，學者們認識到A2型花崗巖可能是一個已經萃取出過巖漿后殘余下來的麻粒巖源區部分熔融而來的(Whalenetal.,1987)。本文支持這一成因模式，原因有以下3點：① 峨山似斑狀黑云母二長花崗巖的形成時代比A2型的花崗閃長巖的形成時代要早幾個百萬年；② 兩者具有一致的Nd同位素組成，說明它們來自同一源區；③ 峨山花崗閃長巖比似斑狀黑云母二長花崗巖在成分上更偏向于鎂鐵質，這一點與殘余的麻粒巖熔融成因模式是一致的。綜上所述，峨山花崗閃長巖完整的成因模式是：首先，變質火成巖源區在826 Ma時發生部分熔融形成了峨山似斑狀黑云母二長花崗巖并且殘留下來一個麻粒巖化的源區；其后，麻粒巖源區在818 Ma時再次發生部分熔融形成了具有A型屬性的峨山花崗閃長巖。

圖8 A型花崗巖的Zr+Nb+Ce+Y-10 000 Ga/Al地球化學判別圖解(改自Whalen et al.,1987)Fig.8 Geochemical discrimination diagram of Zr+Nb+Ce+Y-10 000*Ga/Al (after Whalen et al.,1987)

4.2 構造背景及意義

關于揚子地塊西緣新元古代巖漿巖產出的地球動力學背景，主要有兩種認識：一是認為它們形成于超級地幔柱上涌誘發的羅迪尼亞超大陸裂解的板內環境(Lietal.,2002，2003a，2003b，2008)；二是認為它們產出在古大洋向大陸俯沖誘發的活動大陸邊緣環境(Zhouetal.,2002，2006a，2006b；Zhao，2015)。前人研究表明，產出在這兩種地球動力學環境中的巖漿巖組合類型明顯不同。在地幔柱上涌相關的板內環境中產出的巖漿巖以大陸溢流玄武巖和基性侵入巖為主，伴隨產生的中酸性巖石很少，且很多都具有A型的特征(Ernst and Buchan，2003)。與之相反，產出在活動大陸邊緣環境的巖漿巖則以中酸性鈣堿性火山巖和侵入巖為主，只有少量的鈣堿性基性巖產出(Frischetal.,2011)。在揚子地塊西緣沒有大規模新元古代溢流玄武巖的出現。當然，很有可能溢流玄武巖已經被風化剝蝕掉了，但是目前出露的侵入巖也是以酸性巖為主，而只有少量基性巖產出，并且這些基性巖大多數都具有和火山弧玄武巖相似的特征(圖9)。更進一步，地幔柱環境下產出的A型花崗巖通常屬于A1亞類型，是由地幔柱部分熔融形成的類OIB玄武質巖漿結晶分異形成的(Eby，1990)。然而，峨山花崗閃長巖具有比OIB更高的Y/Nb值，和火山弧巖石一致，屬于A2亞類型而并非A1亞類型。此外，在揚子西緣產出的巖石普遍都是鈣堿性的，相對缺乏拉斑質和堿性巖石。因此，揚子地塊西緣在新元古代時期最有可能是一個受大洋俯沖影響的活動大陸邊緣。學者們相對一致的觀點認為羅迪尼亞超大陸在0.9 Ga以前已經完成了徹底的拼合(如Lietal.,2002，2003，2008；Zhouetal.,2002，2006a，2006b；Zhao，2015)。揚子西緣存在0.8 Ga左右的活動大陸邊緣說明揚子地塊所屬的華南地塊當時不太可能位于羅迪尼亞超大陸的內部，更可能位于邊緣。

圖9 揚子地塊西緣新元古代玄武質巖石的構造背景判別投圖(數據引自Cawood et al.,2017;底圖據Wood,1980)Fig.9 Tectonic discrimination diagram of the Neoproteorozic basaltic rocks in western Yangtze Block(data after Cawood et al.,2017;base map after wood,1980)A—N型MORB；B—E型MORB和板內拉斑玄武巖；C—板內堿性玄武巖；D—火山弧玄武巖A—N-MORB；B—E-MORB；C—intraplate alkali basalt；D—arc basalt

5 結論

(1) 峨山花崗閃長巖和似斑狀黑云母二長花崗巖均侵位于新元古代，形成時代分別是818.3±2.8 Ma和826.6±2.5 Ma。

(2) 在826 Ma時，峨山似斑狀黑云母二長花崗巖形成于變質火成巖源區部分熔融過程，熔融過程中源區發生了麻粒巖化；隨后，在818 Ma的時候，該麻粒巖化的源區再一次發生熔融形成了具有A型屬性的峨山花崗閃長巖。

(3) 揚子西緣在0.8 Ga左右是一個活動大陸邊緣，華南地塊在當時可能位于羅迪尼亞超大陸的邊緣。