扬子地块西缘峨山新元古代A2型花岗闪长岩的成因及构造意义

徐丽娟，李 萍，刘 铮，王国昌

(1.云南大学 地球科学学院，云南 昆明 650091；2.云南大学 云南省古生物研究重点实验室，云南 昆明 650091)

在元古宙时期，地球上曾经出现过一个罗迪尼亚超大陆(Lietal.,2008)。然而，华南地块在该超大陆的位置仍然缺乏统一的认识。华南地块是由扬子地块和华夏地块在新元古代时期碰撞拼合形成的(Zhao,2015)。在扬子地块上，广泛分布的新元古代岩浆岩被认为与大洋俯冲-陆陆碰撞或者地幔柱活动有关(如Wangetal.,2006,2008；Lietal.,2008；Cawoodetal.,2017；Liuetal.,2019)。基于对这些岩浆岩地球动力学意义的不同解释，华南地块被认为处于罗迪尼亚超大陆上两个截然相反的位置：内部位置(图1a)(Lietal.,1995，2008)和边缘位置(图1b)(Zhouetal.,2002；Zhaoetal.,2008；Zhao，2015；Cawoodetal.,2017)。“内部模型”认为，华夏和扬子地块碰撞拼合发生在1.0～0.9 Ga之间(Lietal.,2002)，然后出现了一个超级地幔柱导致华南地块从罗迪尼亚超大陆上裂解出来并伴随产出了850～745 Ma的岩浆作用和相关裂解沉积层序(Lietal.,2002,2003a,2003b,2008)。与之相反，在“边缘模型”中，华夏和扬子地块直到830～810 Ma左右才发生碰撞拼合，扬子西缘的弧岩浆作用甚至持续到了730 Ma左右(Zhouetal.,2002,2006a,2006b；Zhao,2015)。在威尔逊旋回中，大陆裂解和洋-陆俯冲背景下产出的岩浆岩组合会明显不同。前者产出的岩石类型以玄武质岩为主，而后者形成的岩石组合则多为中酸性钙碱性岩石(Frischetal.,2011)。因此，仔细对比两个超大陆重建模型可知，深入探究扬子地块新元古代岩浆岩的岩石成因及其构造意义是重建华南地块在罗迪尼亚超大陆所属位置的关键。

图1 罗迪尼亚超大陆重建的“内部模型”(a，据Li et al.,2008)和“外部模型”(b，据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)

峨山岩体出露在华南地块西南缘的滇中地区。前人研究认为该岩体是在地幔柱侵位导致的高温高压环境下，由变质火成岩发生部分熔融形成的过铝质岩体(Lietal.,2003a)。然而，该岩体具有相对高的烧失量，说明过铝质的组分可能与蚀变有关。本文主要选取扬子地块西缘云南峨山花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩主微量和Sr-Nd同位素测试工作。结合前人研究结果，本文地球化学数据对揭示扬子地块西缘新元古代区域地质构造背景具有重要意义，相关研究结论对重建华南地块在罗迪尼亚超大陆所属位置也具有重要的支撑价值。

1 区域地质概况和样品采集

扬子地块崆岭地区出露了太古宙-古元古代基底，其上被不同程度变形和变质的新元古代-中生代火山-沉积层序所覆盖(Zhao,2015)。研究区位于扬子地块西缘，攀西-汉南带与康滇地区南部(图2a)，区域内未发现太古宙地层，出露的变质古老基底地层主要包括大红山群和昆阳群(图2b)。大红山群中可见到变质基性岩、变质中酸性岩与变质沉积岩呈互层产出(杨红等，2014)，前人测定的该群中变质火山岩(变钠质熔岩、角闪片麻岩)的Sm-Nd 等时线年龄为1 657±82 Ma，εNd(t)值为3.1±1.8(Huetal.,1991)，大红山群整体具有古元古代的年龄1.72～1.60 Ga(Greentree and Li，2008；Zhao and Zhou，2011；杨红等，2012)和2.01 Ga(Kouetal.,2017)。昆阳群由经历低级变质作用的碎屑岩、碳酸盐岩夹火山岩组成，但是不同层组的年龄与关系一直存在争议。Zhao 等(2009)将昆阳群中的古元古代到中元古代地层独立出来组成为东川群，从底部到上部分别由因民组、落雪组、鹅头厂组与绿汁江组构成，岩性主要包括变质的碎屑岩、碳酸盐岩与少量变质为绿片岩相的凝灰岩(Zhao and Cawood，2012)，测年表明东川群的年龄约为1.75～1.60 Ga (Zhaoetal.,2009；朱华平等，2011)，昆阳群中其它层组年龄则为1.0～0.9 Ga(李怀坤等，2013)。滇中地区的新元古代侵入体呈南北向分布，普遍侵入到昆阳群中(图2b)。这些岩石的岩性主要以黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩等中酸性岩浆岩为主，局部岩体中夹杂了辉绿岩或闪长岩以及辉绿岩脉(云南地矿局，1990)。

峨山复式岩基的北部主体岩性以似斑状黑云母二长花岗岩为主，岩体中部夹杂了部分石英闪长岩和花岗闪长岩，岩体边部发育大量辉绿岩脉(云南地矿局,1990)。该岩体侵入到昆阳群中(图2c)，但是被震旦系底部的砂岩和冰川沉积物所覆盖。本次研究主要采集了峨山岩体中的花岗闪长岩(ES-1、ES-13、ES-15、ES-10-1)和似斑状黑云母二长花岗岩(ES-17、ES-18、ES-19、ES-26-1、ES-29、ES-31、ES-33、ES-34)样品。花岗闪长岩主要由石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石组成(图3a)。似斑状黑云母二长花岗岩的斑晶主要是钾长石，基质组成主要为石英、钾长石、斜长石和黑云母，副矿物组成为锆石、磷灰石、钛铁矿、榍石和磁铁矿(图3b)。本文从ES-15(花岗闪长岩)和ES-17(似斑状黑云母二长花岗岩)中挑选出了锆石进行U-Pb定年，对花岗闪长岩样品ES-1、ES -10-1、ES -13、ES -15和似斑状黑云母二长花岗岩样品ES-17、ES-18、ES-19、ES-34进行了全岩Sr-Nd同位素成分分析，对所有样品进行了全岩主微量成分分析。

图2 华南地块构造单元组成(a)、滇中地区新元古代侵入体概略图(b，据云南地矿局，1990)和峨山岩体地质简图(c，据云南地矿局,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)

图3 峨山花岗闪长岩(a)和似斑状黑云母二长花岗岩(b)正交偏光镜下照片(样品中长石和黑云母部分发生了绢云母化蚀变)Fig.3 Representative photomicrographs (+) of the Eshan granodiorite (a) and Eshan monzogranite (b) showing that feldspar and biotite have been locally altered to sericiteAmp—角闪石；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Qtz—石英Amp—amphibole；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Bt—biotite；Qtz—quartz

2 分析方法

利用人工重砂分选法分离出锆石，挑选晶型完好、没有破碎的颗粒用环氧树脂固定并且抛光。锆石样品的测年在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，使用Agillent 7 500a和New Wave 213 nm激光取样系统测定。测试过程的激光束斑为32 μm，激光脉冲频率6 Hz，激光能量2 J/cm2。原始数据采用GLITTER处理(ver.4.4.3,Griffinetal.,2008)，然后使用ISOPLOT计算锆石年龄加权平均值(ver.4.15,Ludwig,2003)。在样品测定过程中，使用标准锆石GJ-1作为外标，仪器的稳定性则使用标准锆石Mud Tank来测定，锆石U-Pb同位素定年结果见表1。

表1 样品LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据表Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results of the samples

全岩地球化学分析测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。主量元素成分由X荧光光谱(Thermo Scientific ARL 9900)测定，分析精度优于5%。微量元素成分测试在Finnigan Element II ICP-MS仪器上完成，分析精度优于10%，详细的实验流程可以参考高剑锋等(2003)。主微量测试结果见表2。Sr-Nd同位素组成测试分别在Finnigan Triton TI型TIMS和Neptune Plus型MC-ICP-MS完成，详细的实验过程参见濮巍等(2005)。Sr-Nd同位素比值测定分别使用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9进行标准化。Sr-Nd同位素测试结果参见表3。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

样品ES-15(花岗闪长岩)和ES-17(似斑状黑云母二长花岗岩)中锆石的长度为70～200 μm，有着高的Th/U值，说明其为岩浆结晶成因的锆石(Williamsetal.,1996)。样品ES-15锆石颗粒的U-Pb定年加权平均结果是818.3±2.8 Ma(2σ，MSWD=0.03，n=16)，而ES-17锆石颗粒的U-Pb定年加权平均结果是826.6±2.5 Ma(2σ，MSWD=0.02，n=17)(图4、图5)。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，峨山花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩均侵位于新元古代时期。

图4 锆石阴极发光(CL)图像Fig.4 Zircon cathodoluminescence (CL) images of zircon

图5 LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 Laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-ICP-MS) zircon U-Pb concordance curves

3.2 全岩地球化学分析结果

似斑状黑云母二长花岗岩有着高的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，并且有着变化较大的铝饱和指数，ACNK = 0.89～1.62，这可能和成岩后的蚀变有关系(表2)。高的烧失量(1.03%～3.52%)也反映了蚀变对岩石原本的成分产生了影响(表2)。这些样品有着右倾的稀土元素配分样式，并且具有中等的Eu负异常，重稀土元素配分曲线平坦(图6a)。在微量元素蛛网图中，明显呈现出Ba、Sr、P、Ti、Nb和Ta的亏损(图6b)。它们的(87Sr/86Sr)i变化也很大(0.675 1～0.714 7)。高的Rb/Sr值说明Sr同位素数据可能是不可靠的(表3)，87Rb/86Sr和(87Sr/86Sr)i之间呈现明显的负相关关系，也说明了这一点。所有样品有着富集的Nd同位素组成，εNd(t)值从-7.92到-5.08(表3)。

表2 峨山岩体花岗闪长岩和似斑状花岗岩主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析数据Table 2 Major elements (wB/%) and trace elements (wB/10-6) data of the Eshan granodiorite and porphyritic granite

表3 峨山样品全岩Sr-Nd同位素数据Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic data of the Eshan samples

相对于似斑状黑云母二长花岗岩，花岗闪长岩有着低的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)。铝饱和指数同样变化较大，ACNK=0.72～1.08。高的烧失量(1.96%～2.70%)也同样反映了蚀变对岩石原本的成分产生了影响(表2)。相比似斑状黑云母二长花岗岩，花岗闪长岩的稀土元素配分曲线样式更陡，重稀土元素分异也较为明显，并且Eu负异常相对较弱(图6a)。微量元素原始地幔标准化曲线样式和似斑状花岗岩一致(图6b)。这些样品最大的特征是富集高场强元素，大多数样品Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6，10 000 Ga/Al>2.6(表2)。它们具有富集的Sr-Nd同位素特征，(87Sr/86Sr)i值为(0.708 2～0.711 8)，εNd(t)值为-8.30～-4.71(表3)。

图6 稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)(标准化数据据Sun and McDonough,1989)Fig.6 REE patterns (a) and trace elements spidergrams (b) (normalized values after Sun and McDonough,1989)

4 讨论

4.1 岩石学成因

峨山花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩具有相对高的烧失量和变化的ACNK值，说明两种岩性在形成以后均经历了弱的蚀变过程(表2)。在低级蚀变过程中，有些主、微量元素如Ti、Fe、Al、P、REEs、HFSEs是稳定的，而Mg、Ca、Na、K和LILEs则会受到蚀变的影响(Smith and Smith，1976；Bedard，1999)。考虑到蚀变的影响，本文讨论岩石成因主要利用稳定的元素。

Hu 等(2018)根据似斑状黑云母二长花岗岩具有高的ACNK值(>1.1)，认为它们具有强过铝质的组分，属于S型花岗岩，很可能是由变质杂砂岩部分熔融形成的。本文测试结果显示并不是所有样品都是强过铝质组分，还有准铝质和弱过铝质的组分(表2)。另一方面，相对高的烧失量已经反映出岩体侵位以后发生了低程度的蚀变(表2)，因此，似斑状黑云母二长花岗岩中高的ACNK值可能是蚀变作用导致的，不能用来判别花岗岩的类型。实验结果表明P在强过铝质岩浆中的溶解度是非常高的，而在准铝质-弱过铝质的岩浆中溶解度很低(Monteletal.,1988)。前人的研究进一步证实P2O5在Ⅰ型花岗质岩浆演化过程中是逐渐减少的，而在S型花岗质岩浆演化过程中则是逐渐增加的(Chappell and White，1992)。在P2O5-SiO2投图中似斑状黑云母花岗岩明显呈现出了负相关关系(图7)，这说明其更可能是I型花岗岩。前人的研究结果表明扬子西缘产出的新元古代玄武质岩石的Nd同位素组成都是亏损的[εNd(t)>0]，明显不同于峨山似斑状黑云母二长花岗岩(表3)。因此，这些岩石最可能来源于地壳岩石中的变质火成岩。在球粒陨石稀土元素标准化曲线上，明显呈现出Eu的负异常(图6a)，这说明源区在部分熔融后残余有斜长石。而重稀土元素分异不明显则进一步暗示了源区部分熔融后并没有石榴子石的出现。因此，稀土元素配分曲线的特征说明源区的深度在正常的地壳厚度内，不超过30 km(Jiangetal.,2011)。

图7 样品的P2O5和SiO2含量之间的二元协变图Fig.7 Binary covariant diagram between P2O5 and SiO2 of the Eshan samples

峨山花岗闪长岩也具有高的烧失量，说明ACNK值也受到了蚀变的影响。这些样品在P2O5-SiO2投图中也呈现出负相关关系(图7)，说明蚀变前的岩体很可能也是准铝质-弱过铝质的组分。相较于峨山似斑状二长花岗岩，峨山花岗闪长岩具有较低的SiO2含量和较高的Fe2O3含量，特别是具有富集的高场强元素(Zr+Nb+Ce+Y = 340×10-6～560×10-6)以及较高的Ga/Al值(10 000 Ga/Al=2.98～4.62>2.6)(表2)。这些地球化学指标是识别A型花岗岩的主要指标(Whalenetal.,1987；图8)。因此，峨山花岗闪长岩很可能属于A型花岗岩(图8)。Eby(1990)根据地球化学特征进一步将A型花岗岩类分成了2个亚类型：A1和A2。其中A1型花岗岩来源于和洋岛玄武质类似的岩浆的结晶分异作用，而A2型花岗岩则主要形成于地壳岩石部分熔融作用。峨山花岗闪长岩有着高的Y/Nb值(1.34～3.06)，说明它们是A2型花岗岩。这些样品具有富集的Sr-Nd同位素组分和Nb-Ta-Ti负异常(表3、图6b)，也进一步说明它们来源于地壳源区。实验岩石学和实验模拟的结果显示英云闪长质-花岗闪长质岩石部分熔融可以形成A型花岗岩 (Creaseretal.,1991;Skjerlie and Johnston,1992)。峨山花岗闪长岩相对于花岗岩来讲具有低SiO2、高MgO和Fe2O3的特征，其主量元素成分和上述实验岩石学和模拟所用的原岩的成分很相似，但是与熔融体和模拟结果的成分相比明显更加偏向镁铁质端员。因此，认为峨山花岗闪长岩不可能是由英云闪长质-花岗闪长质岩石部分熔融而来的。在早期的研究中，学者们认识到A2型花岗岩可能是一个已经萃取出过岩浆后残余下来的麻粒岩源区部分熔融而来的(Whalenetal.,1987)。本文支持这一成因模式，原因有以下3点：① 峨山似斑状黑云母二长花岗岩的形成时代比A2型的花岗闪长岩的形成时代要早几个百万年；② 两者具有一致的Nd同位素组成，说明它们来自同一源区；③ 峨山花岗闪长岩比似斑状黑云母二长花岗岩在成分上更偏向于镁铁质，这一点与残余的麻粒岩熔融成因模式是一致的。综上所述，峨山花岗闪长岩完整的成因模式是：首先，变质火成岩源区在826 Ma时发生部分熔融形成了峨山似斑状黑云母二长花岗岩并且残留下来一个麻粒岩化的源区；其后，麻粒岩源区在818 Ma时再次发生部分熔融形成了具有A型属性的峨山花岗闪长岩。

图8 A型花岗岩的Zr+Nb+Ce+Y-10 000 Ga/Al地球化学判别图解(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 构造背景及意义

关于扬子地块西缘新元古代岩浆岩产出的地球动力学背景，主要有两种认识：一是认为它们形成于超级地幔柱上涌诱发的罗迪尼亚超大陆裂解的板内环境(Lietal.,2002，2003a，2003b，2008)；二是认为它们产出在古大洋向大陆俯冲诱发的活动大陆边缘环境(Zhouetal.,2002，2006a，2006b；Zhao，2015)。前人研究表明，产出在这两种地球动力学环境中的岩浆岩组合类型明显不同。在地幔柱上涌相关的板内环境中产出的岩浆岩以大陆溢流玄武岩和基性侵入岩为主，伴随产生的中酸性岩石很少，且很多都具有A型的特征(Ernst and Buchan，2003)。与之相反，产出在活动大陆边缘环境的岩浆岩则以中酸性钙碱性火山岩和侵入岩为主，只有少量的钙碱性基性岩产出(Frischetal.,2011)。在扬子地块西缘没有大规模新元古代溢流玄武岩的出现。当然，很有可能溢流玄武岩已经被风化剥蚀掉了，但是目前出露的侵入岩也是以酸性岩为主，而只有少量基性岩产出，并且这些基性岩大多数都具有和火山弧玄武岩相似的特征(图9)。更进一步，地幔柱环境下产出的A型花岗岩通常属于A1亚类型，是由地幔柱部分熔融形成的类OIB玄武质岩浆结晶分异形成的(Eby，1990)。然而，峨山花岗闪长岩具有比OIB更高的Y/Nb值，和火山弧岩石一致，属于A2亚类型而并非A1亚类型。此外，在扬子西缘产出的岩石普遍都是钙碱性的，相对缺乏拉斑质和碱性岩石。因此，扬子地块西缘在新元古代时期最有可能是一个受大洋俯冲影响的活动大陆边缘。学者们相对一致的观点认为罗迪尼亚超大陆在0.9 Ga以前已经完成了彻底的拼合(如Lietal.,2002，2003，2008；Zhouetal.,2002，2006a，2006b；Zhao，2015)。扬子西缘存在0.8 Ga左右的活动大陆边缘说明扬子地块所属的华南地块当时不太可能位于罗迪尼亚超大陆的内部，更可能位于边缘。

图9 扬子地块西缘新元古代玄武质岩石的构造背景判别投图(数据引自Cawood et al.,2017;底图据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和板内拉斑玄武岩；C—板内碱性玄武岩；D—火山弧玄武岩A—N-MORB；B—E-MORB；C—intraplate alkali basalt；D—arc basalt

5 结论

(1) 峨山花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩均侵位于新元古代，形成时代分别是818.3±2.8 Ma和826.6±2.5 Ma。

(2) 在826 Ma时，峨山似斑状黑云母二长花岗岩形成于变质火成岩源区部分熔融过程，熔融过程中源区发生了麻粒岩化；随后，在818 Ma的时候，该麻粒岩化的源区再一次发生熔融形成了具有A型属性的峨山花岗闪长岩。

(3) 扬子西缘在0.8 Ga左右是一个活动大陆边缘，华南地块在当时可能位于罗迪尼亚超大陆的边缘。