2013, Vol. 29
2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，武汉 430074
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 470074, China
峨眉山二叠纪玄武岩广泛分布于我国西南三省，是我国唯一被国际学术界认可的大火成岩省，一般认为是晚二叠世峨眉山地幔柱活动的产物(Chung and Jahn, 1995；Xu et al., 2004；Xiao et al., 2004)。传统上，峨眉山大火成岩省西以哀牢山-红河断裂为界，跨越了金沙江缝合带，西北则以龙门山-小菁河断裂为界。但由于该区复杂的地质历史，使该火成岩省遭受了强烈的变形与破坏，掩盖了原有的玄武岩分布特征。有研究表明，其分布范围远超原先认定的范围，向西至少已达松潘-甘孜丹巴地区(徐义刚等，2013以及其所引文献)。另外，对于峨眉山玄武岩形成的时限，近年来的年代学工作表明，该大火成岩省形成的时间大致在267~256Ma(Zhou et al., 2002；Shellnutt and Zhou, 2007；He et al., 2007)。
而与其紧邻的金沙江缝合带尽管在洋盆性质、地质演化、俯冲极性等还存在较多争议(刘本培等，1993；莫宣学等，1993；孙晓猛，1997；王立全等，1999；Reid et al., 2005；Pullen et al., 2008；Xiao et al., 2008)，但经过大量年代学等研究资料的积累，其岩浆活动年代学框架已基本明朗。根据前人研究，金沙江洋盆作为弧后拉张盆地(Wang et al., 2000)或受地幔柱影响(Xiao et al., 2008)于泥盆到早石炭世打开(Wang et al., 2000；莫宣学等，1993；Jian et al., 2009)，并最终于早三叠世闭合(Zi et al., 2013)。对于两者的独立研究已有大量的成果，同时，由于两者之间存在紧密的时空关系，也逐渐有学者将两者相互联系起来(Jian et al., 2009；Xiao et al., 2008)。
本文所研究的同普杂岩体位于藏东江达地区，大地构造位置处于金沙江缝合带西侧，昌都-思茅地块东缘(图 1)。该区分布有较多的火山岩与花岗质侵入体，但研究程度普遍较低，成果鲜有报道。 作者本次对该区最大的侵入杂岩体--同普杂岩体的研究得到该杂岩体形成于263Ma左右，该时间段既与金沙江构造带由俯冲向碰撞转换的时间相接近(Jian et al., 2009; Zi et al., 2013)，又与峨眉山玄武岩活动的时间基本相符，同时，在区域位置上，该区紧邻金沙江缝合带，又靠近峨眉山地幔柱的影响范围。因此，本文期望通过对该杂岩体详细的年代学、地球化学与Sr-Nd同位素的研究，弄清该地区的构造背景，并判断其主要是受金沙江洋盆演化控制还是受地幔柱影响，为进一步限定峨眉山地幔柱影响范围以及地幔柱-金沙江洋盆综合演化模型提供参考资料。
1 区域地质背景与岩体岩石学特征研究区位于江达-维西构造带北段(图 1)。江达-维西构造带位于金沙江缝合带西侧，昌都-思茅地块东缘，北起江达以北，南至维西以南，延伸数百公里。该带经历了较为复杂的构造演化史(莫宣学等，1993；王立全等，2000)，按照前人的总结，大致可以化分为三个阶段，即早二叠世晚期-晚二叠世形成俯冲型弧火山岩，早中三叠世形成碰撞型弧火山岩，晚三叠世早期发育“双峰式”火山岩。该带同样分布有较多花岗质侵入体，目前成果多集中在该构造带中南段德钦-维西一带，如鲁甸、德钦、白马雪山、羊拉等花岗质侵入体(简平等，2003；高睿等，2010；张万平等，2011；Zhu et al., 2011；Zi et al., 2012a)，而对该带的北段，特别是本文的研究区--江达地区的岩体则普遍缺乏详细的岩石学、地球化学等的研究。
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图 1 研究区大地构造位置(a, 据Reid et al., 2005修改；b, 据Zi et al., 2012a修改) Fig. 1 The tectonic position of the research area (a, after Reid et al., 2005; b, after Zi et al., 2012a) |
同普杂岩体位于藏东江达地区，出露面积约400km2，是江达地区最大的侵入杂岩体。围岩主要为普水桥组(T1p)砂岩、砾岩、中基性火山岩以及东拉组(D3d)砂岩、板岩、中基性火山岩。岩体与前者呈覆盖关系与后者呈侵入接触关系。本次共收集野外样品11件，年龄样采样位置如图 2。杂岩体主要由石英闪长岩、花岗闪长岩、含黑云母花岗岩和斑状花岗岩4种岩石类型组成，其中含黑云母花岗岩与斑状花岗岩呈渐变过渡关系。各岩性矿物学特征如图 3。
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图 2 同普杂岩体地质图(据西藏自治区地质调查院-分院，2007①修改) Fig. 2 Geological map of the Tongpu intrusive complex |
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图 3 同普杂岩体显微照片(正交偏光) (a)-含黑云母花岗岩镜下特征；(b)-斑状花岗岩镜下特征；(c、d)-花岗闪长岩镜下特征；(e)-石英闪长岩镜下特征；(f)-石英闪长岩中角闪石核部辉石的残留.Kf-钾长石；Pl-斜长石；Q-石英；Am-角闪石；Py-辉石 Fig. 3 Photomicrographs of the Tongpu intrusive complex with cross-polarized light (a)-biotite granite; (b)-porphyritic granite; (c, d)-granodiorite; (e)-quartz diorite; (f)-anhedral clinopyroxenes are surrounded by amphibole. Kf-potassic-feldspar; Pl-plagioclase; Q-quartz; Am-amphibole; Py-pyroxene |
①西藏自治区地质调查院-分院.2007.1：25万江达县幅地质图
中粗粒含黑云母花岗岩主粒径3~>5mm，花岗结构，主要组成有石英(20%~25%)、斜长石(20%~25%)、钾长石(50%~55%)以及少量的黑云母(＜5%)。斑状花岗岩似斑状结构，斑晶(15%)主粒径1~2mm，主要为石英、斜长石，基质(85%)主粒径0.2~0.3mm，为石英与长石交生，另外还分布有少量呈斑晶状的角闪石(＜5%)。中细粒花岗闪长岩主粒径0.6~>2mm，花岗结构，主要组成矿物为石英(20%)、斜长石(45%~50%)、钾长石(20%~25%)，另外还见有少量的角闪石与黑云母(＜5%)。细粒石英闪长岩主粒径1~2mm，等粒结构，主要组成矿物为石英(5%~10%)、钾长石(5%~10%)、角闪石(20%)、斜长石(55%~60%)，角闪石核部见残留有辉石。
1.1 样品分析与测试本文样品的主、微量元素测试在武汉综合岩矿测试中心完成。所有测试样品均碎至200目以下。主量元素采用波长色散型射线荧光光谱分析仪(XRF)仪器进行测定，分析误差＜5%。微量元素分析首先采用酸融方法对样品进行预处理，然后利用ICP-MS法测定，分析精度优于10%。
用于锆石年代学测定的样品在廊坊地质服务有限公司利用标准技术对锆石进行了分选，制靶后进行阴极发光照相，以观察锆石的内部结构。锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。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，二者在进入感应耦合等离子体(ICP)之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度(Hu et al., 2008)。每个时间分辨分析数据包括大约20~30s的空白信号和50s的样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008, 2010a)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liu et al.(2010a, b)。
全岩 Sr-Nd 同位素分析在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室利用TritonTI型热电离同位素质谱仪(TIMS)完成，仪器的准确度分别用标样NBS987和La Jolla国际标样进行监测，Sr同位素质量分馏用88Sr/86Sr=8.375209校正，Nd同位素质量分馏用146Nd/144Nd=0.721900校正，详细流程见Ling et al.(2009) 。
1.2 分析结果 1.2.1 锆石U-Pb年代学本次选取3件样品用于锆石U-Pb定年，分别为含黑云母花岗岩(JD-19N)、花岗闪长岩(JD-35N)、石英闪长岩(JD-42N)。由于样品JD-19N锆石较为破碎等原因，阴极发光不能很好展现锆石内部结构，因此，对该样品本文使用背散射电子图像。样品JD-35N锆石晶形相对较好，长柱状，岩浆振荡环带清楚。而样品JD-43N锆石岩浆环带较宽缓，显示偏基性岩中锆石的特征(图 4)。U-Pb定年结果见表 1。
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图 4 锆石的U-Pb协和图与部分阴极发光图 Fig. 4 U-Pb zircon concordia diagrams and part of zircon CL images for the Tongpu intrusive complex |
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表 1 同普杂岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果 Table 1 Results of zircon U-Pb LA-ICP-MS age of Tongpu intrusive complex |
样品JD-19N所做15个测试点总体协和度较差，可能跟锆石本身较破碎以及Pb丢失有关，除去一颗年龄较老的继承锆石，以及3颗因锆石破碎或发生Pb丢失而明显偏离协和线的点，剩下11颗锆石加权平均年龄为263.7±1.6Ma(N=11，MSWD=0.86)。而样品JD-35N与JD-42N锆石均较协和，协和度大于90%以上，其中JD-35N所测的18个分析点中有8颗分析点年龄分布在310~2502Ma之间，解释为继承年龄，另外10颗锆石加权平均年龄为263.9±1.9Ma(N=10，MSWD=0.84)，解释为岩体的结晶年龄。样品JD-42N无老年龄，所测18个分析点加权平均年龄为262.8±1.5Ma(N=18，MSWD=0.48)，同样解释为岩体的结晶年龄(图 4)。
1.2.2 主量元素特征主、微量元素分析结果见表 2。总体来说，含黑云母花岗岩与斑状花岗岩具有高SiO2(72.9%~76.6%)、高碱(K2O+Na2O：6.8%~8.1%)，而低CaO(0.13%~0.89%)、低MgO(0.25%~0.88%)、低FeOT(0.99%~2.77%)等特征，Mg值变化在27~36。石英闪长岩具有低SiO2(54.2%~55.4%)、低碱(K2O+Na2O：3.2%~4.7%)，而高CaO(5.7%~8.8%)、高MgO(3.8%~4.8%)、高FeOT(6.1%~8.1%)等特征，Mg值变化在49~52。花岗闪长岩则位于两者之间。所有岩石里特曼指数δ均小于3.3，为钙碱性岩石，几件花岗质岩石样品除一件样品A/CNK值小于1.1外，其余均大于1.1。主量元素部分图解见图 5。样品主要落在高钾钙碱性系列。三个单元在哈克图解上不具有线性关系。
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表 2 同普杂岩体主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Tongpu intrusive complex |
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图 5 主、微量元素部分图解(g, 底图据Le Maitre et al., 1989; h, 底图据Maniar and Piccoli, 1989) Fig. 5 Part of diagrams of the major and trace elements (g, after Le Maitre et al., 1989; h, after Maniar and Piccoli, 1989) |
样品的微量元素蛛网图与稀土元素配分图见图 6。含黑云母花岗岩与斑状花岗岩表现为较强的Ba、Sr、Eu以及Nb负异常，Rb、Th、U等相对富集，REE总量变化在83.6×10-6~138×10-6，两者具有不同的稀土配分模式，前者具较强的Eu负异常，δEu变化在0.25~0.26，较弱的轻重稀土分异，(La/Yb)N变化在3.2~3.3，而后者δEu变化在0.61~0.63，(La/Yb)N变化在9.7~10.8。花岗闪长岩则表现为相对较弱的Ba、Sr、Eu以及Nb负异常，REE总量变化在81.6×10-6~130×10-6，δEu变化在0.64~0.78，(La/Yb)N变化在8.9~11.7。另外，3件石英闪长岩样品，稀土含量总体较低，REE总量变化在67.8×10-6~73.2×10-6，Eu异常不明显(δEu变化在0.74~0.76)，轻重稀土弱分异((La/Yb)N变化在2.6~3.4)。
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图 6 同普杂岩体微量元素原始地幔标准化图解与稀土元素球粒陨石标准化图解(原始地幔与球粒陨石值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams and chondrite-normalized REE patterns for the Tongpu intrusive complex (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
3件样品的Sr-Nd同位素结果列于表 3。利用表 1的年龄计算得到两件花岗质样品具有相对一致的初始87Sr/86Sr比值(分别为0.7099，0.7125)，以及相似的εNd(t)(分别为-8.6，-10.3)，tDM2为1.51Ga和1.63Ga。而1件石英闪长岩则具相对较低的初始87Sr/86Sr比值(0.7062)和较高的εNd(t)值(1.37)，tDM2为0.82Ga。
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表 3 同普杂岩体Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 The Sr-Nd isotopic compositions of Tongpu intrusive complex |
本文对同普杂岩体含黑云母花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩进行锆石U-Pb年代学研究得到三种岩性的结晶年龄分别为263.7±1.6Ma、263.9±1.9Ma、262.8±1.5Ma。表明同普杂岩体主要形成于晚二叠世早期，各岩石类型为同期形成。
含黑云母花岗岩、斑状花岗岩与花岗闪长岩除一件样品A/CNK值小于1.1外，其余均大于1.1，最高可达1.5(图 5)，镜下观察到白云母，暗色矿物含量较少(＜5%)，以及具高SiO2(除一件样品外，均>67%)，高初始87Sr/86Sr比值(>0.7099)，低εNd(t)值(＜-8.6)等均符合强过铝质S型花岗岩的特征(Sylvester，1998以及其所引文献)。其次，在研究区未发现相应的基性岩石，样品也基本不在高分异花岗岩范围内(图 7)，可以排除为高分异花岗岩的可能。另外，在年龄样中出现继承锆石，反映该杂岩体花岗质岩石母岩浆为锆饱和状态，因此，利用锆石饱和温度能有效估算其原始岩浆的形成温度(Watson and Harrison, 1983；Miller et al., 2003)。利用Watson and Harrison (1983) 提出的计算公式，本文得到含黑云母花岗岩与斑状花岗岩形成温度变化在747~818℃，平均789℃，花岗闪长岩形成温度变化在764~828℃，平均796℃。A型花岗岩具有高温浅成的特征(吴福元等，2007)，计算结果明显低于King et al. (1997) 对澳大利亚南部铝质A型花岗岩计算所得的平均值839℃。A型花岗岩通常不含继承锆石，镜下也未观察到碱性暗色矿物等特征，结合图 7中，所有样品落入了I & S型花岗岩区域以内，同样可以排除两个单元花岗岩样品为铝质A型花岗岩的可能。综合上述讨论，两个单元的花岗质岩石为强过铝质S型花岗岩。
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图 7 同普杂岩体花岗质岩石Zr+Nb+Ce+Y对FeOT/MgO图解(底图据Whalen et al., 1987) Fig. 7 Zr+Nb+Ce+Y versus FeOT/MgO diagram of granitic rocks of Tongpu intrusive complex (after Whalen et al., 1987) |
在主量元素与微量元素的哈克图解中，各岩石类型并不存在线性演化关系，暗示可能具有不同的源区(图 5)。
斑状花岗岩与花岗闪长岩的εNd(t)值较低，分别为-8.6和-10.3，tDM2分别为1.51Ga与1.63Ga，远远大于岩体结晶年龄，表明其为古老地壳物质的重熔。Sylvester(1998) 指出CaO/Na2O值能有效反映强过铝质花岗岩的源区特征。泥质岩熔融产生的强过铝质花岗岩比砂质岩熔融产生的强过铝质花岗岩往往具有更低的CaO/Na2O值(＜0.3)。含黑云母花岗岩与斑状花岗岩CaO/Na2O值变化在0.04~0.35，平均0.19，而花岗闪长岩CaO/Na2O值变化在0.99~2.32，远大于0.3。Rb-Sr-Ba体系由于不受副矿物控制，同样能示踪强过铝质花岗岩源区性质(Sylvester，1998)，含黑云母花岗岩与斑状花岗岩主要落在富泥质的源区，而花岗闪长岩全部落在贫泥质的源区(图 8a)，结合CaO/Na2O值，本文认为，含黑云母花岗岩与斑状花岗岩的源区主要为变质泥质岩，而花岗闪长岩的源区则主要为贫泥质的变质砂岩。这也与花岗闪长岩样品中较多继承锆石核，而含黑云母花岗岩则相基本未观察到的现象一致，因为，粒度相对较粗的砂质岩通常比泥质岩含更多、粒径更大的锆石，也更容易在形成花岗质岩浆的过程中被继承下来。
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图 8 Rb/Ba-Rb/Sr图解(a, 底图据Sylvester, 1998)和εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(b) 图 8b中：金沙江MORB数据引自Xu and Castillo, 2004；江达-维西地区I型花岗岩数据高睿等，2011；Zhu et al., 2011；Zi et al., 2012a；江达-维西地区S型花岗岩与攀天阁高硅流纹岩数据引自Zi et al., 2012b, 2013；攀西地区与地幔柱活动有关花岗岩数据钟宏等，2009；Zhong et al., 2007; Shellnutt et al., 2007, 2011 Fig. 8 Rb/Ba vs. Rb/Sr diagram (a, after Sylvester, 1998) and εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i diagram (b) The data resource in Fig. 8b: The Jinshajiang MORB are from Xu and Castillo, 2004; I-type granites in Jiangda-Weixi region are from Gao et al., 2011, Zhu et al., 2011 and Zi et al., 2012a; S-type granites and Pantiange high Si rhyolites in Jiangda-Weixi region are from Zi et al., 2012b, 2013; granites in Panxi region are from Zhong et al., 2007, 2009; Shellnutt et al., 2007, 2011 |
石英闪长岩为同普杂岩体最基性的单元，其相对的高Mg值(49~52)和εNd(t)值(1.37)，反映其可能为新生的玄武质下地壳再熔或富集地幔楔熔融的产物。若为新生的玄武质下地壳再熔，由于其形成时间(262.8±1.5Ma)既处于金沙江洋盆俯冲与碰撞阶段，又与峨眉山玄武岩基本同期，因此，新生的玄武质地壳可能为弧玄武岩或峨眉山玄武岩。微量元素蛛网图(图 6)显示，Nb相对于Th、U等大子亲石元素亏损，Sr的异常不明显，以及轻稀土弱对富集，重稀土分异不明显等，这些特征明显不同于峨眉山玄武岩(Xiao et al., 2004)。因此，石英闪长岩最有可能为新生的弧玄武质岩石在水饱和条件下再熔的结果。石英闪长岩具有平坦的HREE分布，轻重稀土分异不明显表明源区不存在石榴子石，反映母岩浆形成压力相对较低。根据Beard and Lofgren(1991) 的实验研究，在低压环境下(3~6.9kb)，玄武质岩石在水饱和条件下熔融产生的熔体为富Ca，贫Fe、Mg、Ti和K的强过铝质长英质的熔体。这与石英闪长岩低SiO2，高MgO、Ti、Fe等的特征不符。基本可以排除为新生玄武质下地壳再熔的可能。综合上述讨论，本文认为石英闪长岩为富集地幔楔熔融的产物，与江达-维西构造带晚二叠世弧岩浆岩同源。
在Sr-Nd同位素图解中(图 8b)，斑状花岗岩与花岗闪长岩处于江达-维西构造带中南段I型花岗岩的区域下方，落入S型花岗岩与高硅流纹岩区域。而石英闪长岩靠近金沙江MORB，落在其下方。表明斑状花岗岩与花岗闪长岩具有与研究区S型花岗岩和高硅流纹岩相同的源区，而石英闪长岩则来可能来自富集地幔，与上述讨论的结果一致。因此，本文认为同普杂岩体各岩性的源区均存在差异，其中含黑云母花岗岩与斑状花岗岩的源区以变质泥质岩为主，花岗闪长岩以变质砂岩为主，而石英闪长岩则来自富集地幔。
2.3 同普杂岩体的构造背景与意义同普杂岩体所有样品均落入火山弧环境(图 9)。结合前述讨论，本文认为在晚二叠世早期(~263Ma)，江达地区构造背景仍受金沙江洋盆俯冲体系控制，而峨眉山地幔柱对该区并未产生影响。该杂岩体形成过程大致可概括为：晚二叠世早期(~263Ma)金沙江洋盆仍处于俯冲消减阶段，从俯冲板片产生大量流体进入地幔楔，导致地幔楔的部分熔融产生弧岩浆岩，弧岩浆岩持续侵入上覆地壳，未喷出地表部分形成同普杂岩体石英闪长岩，同时加热上覆地壳物质，使其发生部分熔融形成含黑云母花岗岩、斑状花岗岩与花岗闪长岩。
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图 9 同普杂岩体Nb-Y (a)和Rb-Y+Nb (b)判别图(底图据Pearce et al., 1984) WPG:板内花岗岩；VAG:弧花岗岩；syn-COLG:同碰撞花岗岩；ORG:洋脊花岗岩 Fig. 9 Nb vs. Y (a) and Rb vs. Y+Nb (b) discriminant diagrams of Tongpu intrusive complex (after Pearce et al., 1984) |
近年来的研究普遍认为作为古特提斯洋的重要分支金沙江-哀牢山洋从俯冲环境向碰撞环境转换的时间大致在晚二叠到早三叠(Wang et al., 2000；Jian et al., 2009；Zi et al., 2013)。本文通过对同普杂岩体的研究表明在晚二叠世早期(~263Ma)金沙江洋盆仍处于俯冲阶段，进一步限定了其从俯冲向碰撞环境演化的时限。另外，该区也未受到峨眉山地幔柱的影响，也进一步限定了峨眉山地幔柱的影响范围。同时，本文的研究也表明峨眉山玄武岩形成时，金沙江洋盆仍处于俯冲阶段，峨眉山玄武岩的形成可能与金沙江洋盆的俯冲消减有关。当然，这还需要更多，更深入的研究。
3 结论(1) 同普杂岩体主要由石英闪长岩、花岗闪长岩、含黑云母花岗岩和斑状花岗岩组成。前三者结晶年龄分别为262.8±1.5Ma、263.9±1.9Ma、263.7±1.6Ma，为同期岩浆事件，其中含黑云母花岗岩与斑状花岗岩呈渐变过渡关系。
(2) 含黑云母花岗岩、斑状花岗岩与花岗闪长岩为强过铝质S型花岗岩，具有相似的初始87Sr/86Sr比值(分别为0.7099，0.7125)和εNd(t)值(分别为-8.6，-10.3)，均落入江达-维西地区S型花岗岩与高硅流纹岩区域。但前二者源区以变质泥岩为主，花岗闪长岩则为缺乏泥质的变质砂岩。石英闪长岩具有相对较低的初始87Sr/86Sr比值(0.7062)和较高的εNd(t)值(1.37)，源区为受俯冲流体交代的富集地幔。
(3) 同普杂岩体形成于火山弧环境，表明在晚二叠世早期(~263Ma)金沙江洋仍处于俯冲消减阶段，江达地区构造背景受洋壳俯冲体系控制。
致谢 参加野外工作的还有杨海军、刘颖员、范俊成；两位审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示感谢！| [] | Beard JS, Lofgren GE. 1991. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3, and 6. 9 kb. Journal of Petrology, 32(2): 365–401. DOI:10.1093/petrology/32.2.365 |
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