岩石学报  2012, Vol. 28 Issue (9): 2994-3014   PDF    
引用本文
杨红, 刘福来, 杜利林, 刘平华, 王舫. 2012. 扬子地块西南缘大红山群老厂河组变质火山岩的锆石U-Pb定年及其地质意义. 岩石学报, 28(9): 2994-3014  
YANG H, LIU FL, DU L, LIU PH and WANG F. 2012. Zircon U-Pb dating for metavolcanites in the Laochanghe Formation of the Dahongshan Group in southwestern Yangtze Block, and its geological significance. Acta Petrologica Sinica, 28(9): 2994-3014(in Chinese with English abstract)   
扬子地块西南缘大红山群老厂河组变质火山岩的锆石U-Pb定年及其地质意义
杨红, 刘福来, 杜利林, 刘平华, 王舫     
中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2011-12-18 收稿; 2012-06-04 改回.
基金项目: 本文受创新研究群体科学基金项目(40921001)、中国地质调查局地质调查工作项目(1212011121276)和国家杰出青年科学基金项目(40725007)联合资助
第一作者简介: 杨红, 女, 1984年生, 助理研究员, 变质地质学专业, E-mail: hyang@cags.ac.cn
摘要: 大红山群是扬子地台西缘相对较老的地层单元, 普遍经历了绿片岩相-低角闪岩相变质作用。其中部的曼岗河组、红山组已获得古元古代晚期~1.68Ga的成岩年龄, 其底部的老厂河组却未有相关年龄的报道。大红山群的变质时代目前也无精确的年龄结果。本文以老厂河组厚层变质沉积岩中的薄层变质火山岩样品为研究对象, 在岩相学研究的基础上, 运用LA-ICP-MS方法对变质火山岩锆石进行原位U-Pb同位素定年及相关的微量、稀土元素测试, 获得变质火山岩的原岩年龄和变质年龄：(1)老厂河组变质中酸性岩和变质基性岩中岩浆锆石微区的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为1711±4Ma和1686±4Ma, 限定老厂河组的形成年龄范围为1711~1686Ma；(2)变质基性岩(石榴斜长角闪岩)中变质锆石的206Pb/238U年龄为849±12Ma。本文结果表明, 大红山群的形成时代可提早至1711±4Ma，又一次证明了扬子地台西缘古老结晶基底的存在；大红山群在~850Ma经历了一期新元古代变质事件，这期变质可能是与扬子地台西缘新元古代岩浆事件有关的区域变质事件。
关键词: LA-ICP-MS     锆石U-Pb定年     老厂河组     大红山群     扬子地块    
Zircon U-Pb dating for metavolcanites in the Laochanghe Formation of the Dahongshan Group in southwestern Yangtze Block, and its geological significance
YANG Hong, LIU FuLai, DU Lilin, LIU PingHua, WANG Fang     
Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037 China
Abstract: Dahongshan Group is one of the oldest stratigraphic units in western Yangtze Block, which experienced metamorphism of greenschist-lower amphibolite facies. Depositional ages (~1.68Ga, the Late Paleoproterozoic) of the Manganghe and Hongshan formations in the middle of this group have already been achieved, while that of the Laochanghe Formation at the bottom of the group has not been reported until now. Compared to its depositional ages, no accurate statistics have been reached for the metamorphic ages. This study works on the metavolcanites as thin layers in the thick metasedimentary rocks of the Laochanghe Formation. Petrography, in situ LA-ICP-MS zircon U-Pb dating and the related trace element and REE analyses provided insights into the protolith and metamorphic ages of the rocks. Results are as follows. (1) Magmatic zircon domains of the meta-intermediate-acid and metabasic rocks in the Laochanghe Formation have the weighted average 207Pb/206Pb ages of 1711±4Ma and 1686±4Ma respectively, and zircon ages constrain the timing of the Laochanghe to the range from 1711Ma to 1686Ma; (2) Metamorphic zircon domains in a metabasic rock (garnet amphibolite) has 206Pb/238U zircon age of 849±12Ma. The results show that the starting age of the Dahongshan Group is advanced to 1711±4Ma which confirms again the existence of the old crystalline basement in western Yangtze Block, and that there was a metamorphic event around~850Ma in the Neoproterozoic which must be a regional metamorphism related to the Neoproterozoic magmatism.
Key words: LA-ICP-MS     Zircon U-Pb dating     Laochanghe Formation     Dahongshan Group     Yangtze Block    

扬子地块西缘(康滇地轴)的前震旦系基底由多套变质岩系组成, 前人的工作将此基底划分为太古宙-古元古代的结晶基底和其上覆的浅变质褶皱基底(李复汉等, 1988；四川省地质矿产局, 1991；程裕淇等, 1994)。近年来, 随着对扬子地块西缘研究的深入, 原被定为太古宙-古元古代变质结晶基底的康定杂岩实际主要由大量的新元古代岩浆岩组成(Zhou et al., 2002；Chen et al., 2005；杜利林等, 2007；耿元生等, 2007, 2008)。因此, 该区是否存在太古宙-古元古代的结晶基底成为认识扬子地台西缘地质历史及演化的重要问题。此外, 关于新元古代构造环境问题, 一直存在两种不同的见解：一种为板块俯冲性质的岛弧环境(Zhou et al., 2002), 另一种为地幔柱(Li et al., 1999, 2003)。为解决这些重大问题, 需首先弄清相关地层的野外产状关系、岩石学、同位素地质年代学等基本问题, 尤其在地质年代格架建立起来后, 才能在识别全貌的基础上判断系列地质事件的演化序列, 进而判断地球动力学背景及构造属性。因此, 扬子地台西缘前寒武纪变质地层的详细同位素定年工作显得尤为重要。

大红山群位于扬子地块西南缘, 是扬子地块西缘变质程度相对较深、年龄相对较老的地层单元。有关大红山群的形成时代, 近年发表的同位素定年结果显示, 以变质火山岩为主体的中部岩组曼岗河组、红山组形成于~1.7Ga的古元古代晚期(Hu et al., 1991；Greentree and Li, 2008；Zhao, 2010；Zhao and Zhou, 2011), 而其底部含少量变质火山岩的老厂河组却未见精确的同位素定年资料发表。大红山群变质地层普遍经历绿片岩相-低角闪岩相的变质(颜以彬, 1981；钱锦和和沈远仁, 1990；孙克祥等, 1991), 以往的资料反映大红山群K-Ar法获得的变质年龄集中在新元古代706~897Ma (曹德斌, 1997)、Ar-Ar法测得的冷却年龄为860~820Ma (Greentree and Li, 2008)。但由于K-Ar法测年受Ar过剩或丢失、后期热扰动等的影响, 其测年具有诸多局限性, 年龄值是否失真有待确定；同样, 限于Ar-Ar法测年的矿物封闭温度较低, 测得的年龄有时为冷却年龄, 并不一定代表变质的年龄。因此, 大红山群变质时代的确定是亟待解决的问题。

本文工作以老厂河组厚层变质沉积岩中的4种变质火山岩样品为研究对象, 对其中挑选出的锆石进行详细的LA-ICP-MS原位U-Pb定年及稀土、微量元素分析, 得到老厂河组变质火山岩的成岩年龄及变质年龄结果并对其地质意义进行探讨。本文中出现的矿物缩写除Qtz=石英外, 其它依据Whitney and Evans (2010)。

1 地质背景

扬子地块是中国南方的主要构造单元之一, 它西北临青藏高原, 北接秦岭-大别-苏鲁造山带, 东南部与华夏地块相接(图 1a)。扬子地块西南缘的古元古界大红山群紧邻哀牢山-红河剪切带, 零星出露于云南省玉溪市新平县的大红山-腰街-漠沙、元江县的撮科等地(图 1b), 周围大部分为第三纪、侏罗纪沉积地层所环绕。大红山群初由白瑾于1968年提议命名, 在后续的地质调查工作中, 自下而上被分为老厂河组、曼岗河组、红山组、肥味河组和坡头组五个组(钱锦和和沈远仁, 1990), 总厚度超过3km。老厂河组(厚度1284m), 以变质沉积岩为主, 有石榴白云/石英片岩夹斜长角闪岩、大理岩夹炭质泥岩等；曼岗河组(厚度740m)和红山组(厚度>319m)主要以变质火山岩为主, 有变质火山角砾岩、凝灰岩等；肥味河组(厚度259m), 以大理岩为主；坡头组主要为含炭质较高的变沉积岩(厚度577m)。

图 1 扬子地台西南缘大红山群露头分布地质简图及采样位置 (a)-研究区域在扬子地块的位置(据Zhao, 2010)；(b)-大红山群露头分布地质略图(据Greentree and Li, 2008) Fig. 1 Simplified geological map showing distribution of Dahongshan Group and the sample location in the southwesten Yangtze Block (a)-simplified tectonic map showing the study area in the southwestern Yangtze Block (after Zhao, 2010); (b)-simplified geological map of the study area (after Greentree and Li, 2008)

大红山群的同位素定年已取得一定的成果：Hu et al.(1991)最先对曼岗河组变钠质熔岩用TIMS法测得的锆石U-Pb年龄为1665+14/-11Ma, 曼岗河组和红山组变质沉积岩及变质碱性玄武岩的Sm-Nd等时线年龄为1657±82Ma；Greentree and Li (2008)对曼岗河组变质凝灰岩中锆石测得的SHRIMP Pb-Pb年龄为1675±8Ma；Zhao (2010)、Zhao and Zhou (2011)测得的曼岗河组石英钠长岩及变质粒玄岩侵入体的年龄分别为1681±13Ma、1659±16Ma。大红山群地质年代与出露于四川会理黎溪、河口一带的河口群具有相似性, 可进行对比(Greentree et al., 2006; 李复汉等, 1988；尹福光, 2007；关俊雷等, 2011), 最近的研究表明大红山群形成时代上也可与东川群进行对比(Zhao, 2010)。

大红山群经历了中低级区域变质作用, 其地层变形比较强烈, 褶皱构造及片理化发育, 沉积相特征多因遭受多期变质和变形而未有保存。虽然如此, Greentree and Li (2008)在其上部地层坡头组石英岩中发现了交错层理, 并在曼岗河组中找到复碎屑变质砾岩, 并以此沉积相特征判断大红山群沉积阶段曾处于大陆浅海或泻湖环境。

以往有关大红山群的地球化学研究多偏重于原岩构造环境的判定(钱锦和和沈远仁, 1990；孙克祥等, 1991；徐启东, 1998), 鉴于岩层已受到构造、变质、水热反应等因素的干扰, 已难以判别(Greentree and Li, 2008), 推断的构造环境互不相同, 不能作为唯一判别标准。最近几年随着原位同位素测试技术的发展, 大红山群同位素地质定年及相关Fe-Cu矿床的成因研究受到重视(Greentree and Li, 2008；Zhao, 2010；Zhao and Zhou, 2011), 得到了多组精确的同位素定年结果, Fe-Cu矿床的成因研究也取得了进展。

2 岩石样品及分析方法 2.1 样品采集及岩相学特征

样品采于云南省新平县大红山附近北东-南西向的老厂河河沟中(图 1b), 属于大红山群的老厂河组。样品点的岩石类型以变沉积岩为主, 变质火山岩厚度不大。两类岩石呈互层状在空间上反复出现, 或变质火山岩在厚层的变质沉积岩--石榴云母片岩中以薄层夹层出现。本文所做锆石研究的变质火山岩样品为石榴长石石英片岩(YJ13-2)、石榴长石片岩(YJ13-3)、石榴斜长角闪岩(YJ13-4)及不含石榴石的斜长角闪岩(YJ13-6)。其镜下岩相学特征见图 2。

图 2 大红山群老厂河组变质火山岩显微照片(单偏光图像) (a)-样品YJ13-2石榴长石石英片岩主要矿物组合石英(Qtz)+长石(Pl)+石榴石(Grt)；(b)-样品YJ13-3石榴长石片岩主要矿物组合长石(Pl)+石榴石(Grt)+铁氧化物+碳酸盐矿物(Cb)+黑云母(Bt)/绿泥石(Chl)；(c)-样品YJ13-4石榴斜长角闪岩主要矿物组合斜长石(Pl)+石榴石(Grt)+碳酸盐矿物(Cb)；(d)-样品YJ13-6斜长角闪岩主要矿物组合角闪石(Hb)+斜长石(Pl) Fig. 2 Photomicrographs of metavocanites in the Laochaohe Formation, Dahongshan Group (PPL) (a)-garnet felsic schist (sample YJ13-2) with main mineral assemblages of Qtz+Pl+Grt; (b)-garnet feldspar schist (sample YJ13-3) with main mineral assemblages of Pl+Grt +iron oxides+Cb+Bt/Chl; (c)-garnet amphibolite (sample YJ13-4) with main mineral assemblages of Pl+Grt+Cb; (d)-amphibolite (sample YJ13-6) with main mineral assemblages of Hb+Pl

YJ13-2石榴长石石英片岩(图 2a)具斑状中细粒粒状变晶结构, 片状构造。主要矿物组合为：石英(40%~50%)+长石(15%~20%)+石榴石(20%)+碳酸盐矿物(5%)+黑云母(2%~3%)+白云母(2%)+绿泥石(1%)。石榴石具筛状变晶结构, “筛孔”中矿物主要为石英, 次为长石, 基质中的长石多发生蚀变。薄片中未发现堇青石等其它标志性矿物, 推测仅发生低级变质作用。

YJ13-3石榴长石片岩(图 2b)具斑状细粒粒状变晶结构, 片状构造。长石含量约50%, 石榴石10%~15%, 不透明铁氧化物含量较高(10%~15%), 碳酸盐矿物约5%, 另有少量黑云母(5%~10%)和绿泥石(5%)。石榴石部分退变为绿泥石, 岩石仅发生绿片岩相低级变质作用。

YJ13-4(图 2c)石榴斜长角闪岩具不等粒变晶结构, 块状构造。主要矿物组合为斜长石(40%)+石榴石(20%)+角闪石(15%)+碳酸盐矿物(10%)+黑云母(5%)+石英(3%~5%)+磁铁矿(3%)。石榴石呈筛状变晶结构, 粒径可达1.5cm。基质或石榴石中斜长石颗粒较大、呈自形-半自形, 多为钠长石。角闪石Ng方向的多色性以蓝绿色为主, 反映变质程度较低级(常丽华等, 2006), 岩石处于低角闪岩相。

YJ13-6(图 2d)不含石榴石的斜长角闪岩具不等粒变晶结构, 块状构造。矿物组合较单一：角闪石(60%)+斜长石(30%~35%)+绿泥石(3%)+铁矿(2%), 未见石榴石, 同样角闪石Ng方向的多色性以蓝绿色为主, 处于低角闪岩相。岩相观察的变质矿物组合特征反映四个研究样品的变质程度整体较低, 最高到达低角闪岩相。

2.2 分析方法

岩石样品的锆石分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所完成, 经过碎样-淘洗-烘干-电磁法-重液法-高频介电法-镜下挑选等步骤后, 挑选的锆石被制成样品靶。锆石阴极发光(CL)图像的采集在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成, 仪器为采用Chroma阴极发光探头的HTACHI-S3000N扫描电镜。通过显微单偏光、反射光、阴极发光图像中锆石显微结构的综合分析, 选择合适的锆石微区位置以用于原位年龄、微量、稀土元素的测试。

锆石的原位U-Pb定年及原位微量、稀土元素测试在中国地质大学(北京)地学实验中心元素地球化学实验室完成。采用的仪器为美国New Wave公司生产的UP193 SS型激光剥蚀器与美国Agilent公司生产的7500a型等离子体质谱仪组装的激光等离子质谱仪(LA-ICP-MS)。实验中采用He作为剥蚀物质的载气。分析时激光频率10Hz, 激光波长193nm, 激光束斑直径36μm, 激光预剥蚀时间为5s, 剥蚀时间为45s。U-Th-Pb同位素组成分析以标准锆石91500作为外标, 国际标样NIST610作为内标, TEM为监控盲样；元素分析计算时以NIST612作为外标, Si作为内标。普通Pb校正参照Anderson (2002), 数据采用专用软件Glitter4.4进行处理。

3 锆石LA-ICP-MS定年结果及微量、稀土元素特征 3.1 石榴长石石英片岩(YJ13-2)

该样品中的锆石多数呈自形柱状, 少数呈他形破碎不规则粒状, 长短轴之比1：1~4：1, 短轴粒径范围在60~160μm之间。该种锆石的阴极发光特征(图 3)较特别：具有明显的核边双层结构, 核部较自形且多数具有岩浆的环带特征、少数具有较暗的弱发光效应, 边部则具不均匀的发光特征, 应为低级变质条件下流体事件改造后重结晶的结果。采用LA-ICP-MS方法对该样品锆石的156个核部微区、39个边部微区进行了原位U-Pb年龄测试(表 1), 并对30粒锆石的核部微区进行了原位微量、稀土元素分析(表 2), 相对应的稀土元素配分模式如图 4a所示。

图 3 大红山群老厂河组四个变质火山岩样品中锆石的阴极发光图像 Fig. 3 Cathodoluminescence images of zircons from four metavolcanite samples of the Laochanghe Formation, Dahongshan Group

表 1 大红山群老厂河组石榴长石石英片岩(YJ13-2)中锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据 Table 1 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of garnet felsic schist (YJ13-2) in the Laochanghe Formation, Dahongshan Group

表 2 大红山群老厂河组代表性锆石微区LA-ICP-MS平均稀土、微量元素化学组成特征(×10-6) Table 2 Mean LA-ICP-MS trace element and REE compositions of representative zircon domains from rocks of the Laochanghe Formation, Dahongshan Group (×10-6)

图 4 大红山群老厂河组变质火山岩中锆石的稀土元素球粒陨石标准化曲线(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE-patterns of zircons from metavolcanites in the Laochanghe Formation, Dahongshan Group (normalization values after Sun and McDonough, 1989)
3.1.1 锆石核部微区

该类锆石核部微区的Th、U含量变化较大(表 1), Th含量变化于13×10-6~703×10-6之间；U含量变化于71×10-6~1579×10-6之间；相应的Th/U值变化在0.019~1.736之间。在锆石206Pb/238U-207Pb/235U年龄图解(图 5a)上, 156个锆石微区部分发生明显的铅丢失, 偏离谐和线, 年龄数据落在一条上交点年龄为1688±16Ma、下交点年龄为692±43Ma的不一致线上；还有小部分锆石铅丢失不明显, 年龄基本沿谐和线分布, 且在不一致线下交点处密集。

图 5 大红山群老厂河组变质火山岩锆石的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图 Fig. 5 206Pb/238U-207Pb/235U concordia diagrams of zircons from metavolcanites in the Laochanghe Formation, Dahongshan Group

锆石成因可分为岩浆的或变质的, 一般变质锆石的Th/U值较低, 多 < 0.1, 而岩浆锆石的Th/U值较高, 多≥0.5(Belousova et al., 2002；Rubatto, 2002；Hoskin and Schaltegger, 2003)。对于大多数Th/U值较高(0.16~1.74)的锆石核部微区, 其206Pb/238U年龄多大于900Ma, 其207Pb/206Pb年龄从900~1746Ma断续分布, 多数集中于1710Ma左右。另外, 进行微量、稀土元素分析的30个锆石核部微区具有岩浆成因的性质, 其Th/U值属于较高的一组, 介于0.17~1.10, 平均值0.69(表 2), 且其稀土元素配分模式(图 4a)表明稀土总量ΣREE较高, 平均值为1332×10-6, HREE明显富集, LREE相对亏损, 具明显的负Eu异常(Eu/Eu*=0.21)和正Ce异常(Ce/Ce*=6.79), 即微量及稀土元素特征与岩浆锆石稀土元素配分曲线相似(Hoskin and Ireland, 2000；Belousova et al., 2002；Rubatto, 2002；Hoskin and Schaltegger, 2003；Liu and Liou, 2011)。对于小部分Th/U值低(0.02~0.17)的锆石核部微区, 其对应的206Pb/238U年龄在578~857Ma左右(n=16)(图 5a；表 1), 无论沿谐和线还是偏离谐和线, 均靠近不一致年龄数据线的下交点。虽然Th/U值较低, 但这些锆石的核部微区阴极发光特征与大部分Th/U值高的并无明显的不同, 均具岩浆的振荡环带特征(图 3), 因此不能简单地将其列为变质锆石微区。尤其根据激光剥蚀后的孔洞发现, 因颗粒较小及实验中不可避免的操作误差, 这些具有低Th/U值的锆石核部微区均已被打穿或打偏至边部的变质锆石微区, 其数据已不能代表核部。同样, 较低的年龄数据实为混合了晚期变质年龄(见本文3.1.2)的假年龄, 予以舍弃, 不予讨论。

由此可见, 锆石核部微区Th/U高的岩浆锆石, 年龄相对较老(900~1746Ma), 207Pb/206Pb年龄加权平均值为1711±4Ma (n=53, MSWD=1.4)。不一致线上交点年龄1688±16Ma与其差别在20Ma左右, 接近原岩的形成年龄, 而下交点年龄692±43Ma应是一个混合年龄, 不具有实际意义。因此207Pb/206Pb加权平均年龄1711±4Ma为锆石结晶的年龄, 也是老厂河组长英质火山岩的喷出年龄。

3.1.2 锆石边部微区

39个锆石边部微区的Th/U极低, 变化范围为0.004~0.060(表 1), 具有变质锆石的特征。其206Pb/238U年龄从468±5Ma变化到725±8Ma (图 5a), 变质边最小年龄468±5Ma可能代表最后一次流体交代的变质年龄, 且变质程度较低而使得锆石阴极发光呈明暗不均匀的特征, 而725±8Ma应为混合年龄, 不具有实际意义。

一般来说, 长石石英片岩的原岩可能为沉积岩或中酸性火山岩。样品YJ13-4的锆石核部微区在排除少部分具有较低Th/U值的、接近下交点的假年龄点后, 整体具有的较一致的岩浆锆石形态特征、阴极发光特征以及原岩年龄说明了本样品锆石具有相同的来源, 而并非碎屑锆石, 石榴长石石英片岩的原岩不是沉积岩而是中酸性火山岩, 其原岩形成年龄为1711±4Ma, 可能在468±5Ma发生最后一次变质程度较低的流体交代作用。

3.2 石榴长石片岩(YJ13-3)

该样品中的锆石呈半自形柱状或他形破碎不规则粒状, 长短轴之比为1 ︰ 1~3 ︰ 1, 短轴粒径多数在40~100μm, 个别可达160μm。锆石阴极发光图像(图 3)中具较暗的岩浆结晶环带, 边部为一层极窄的变质亮边。对90个锆石微区进行了U-Pb原位测年(表 3), 并对29个锆石进行了原位微量及稀土元素分析(表 2), 相对应的稀土元素分配模式见图 4b。

表 3 大红山群老厂河组石榴长石片岩(YJ13-3)中锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据 Table 3 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of garnet feldspar schist (YJ13-3) in Laochanghe Formation, Dahongshan Group

锆石微区Th含量变化于37.9×10-6~1088.4×10-6之间(表 3), U含量变化为14.8×10-6~1453.5×10-6, 其Th/U多大于0.4, 介于0.483~2.144, 具有岩浆锆石成因特征。该样品锆石的Lu/Hf平均比值为0.031, 稀土总量ΣREE较高, 平均值为3203×10-6(表 2), 稀土元素球粒陨石标准化配分曲线的HREE明显富集, LREE相对亏损, 具明显的负Eu异常(Eu/Eu*=0.35)和正Ce异常(Ce/Ce*=11.64)(图 4b), 因此其稀土元素特征与典型的岩浆锆石稀土元素配分曲线相似(Hoskin and Ireland, 2000；Belousova et al., 2002；Rubatto, 2002；Hoskin and Schaltegger, 2003；Liu and Liou, 2011)。部分锆石发生Pb丢失, 年龄数据偏离谐和曲线, 组成的不一致线上交点年龄为1714±17Ma (图 5b), 应接近该石榴长石片岩的原岩年龄, 下交点年龄尚不具实际意义。207Pb/206Pb加权平均年龄为1686±4Ma, 代表该石榴长石片岩的原岩形成年龄。

3.3 石榴斜长角闪岩(YJ13-4)

在此变质基性岩样品中选出20粒锆石, 并对其进行原位U-Pb年龄(表 4)及微量、稀土测试(表 2)。其锆石类型较一致：呈他形浑圆状, 粒径多数在50-80μm, 不存在核边结构, 均具变质锆石扇状或冷杉状阴极发光特征(图 3), 为完全变质新生锆石。

表 4 大红山群老厂河组石榴斜长角闪岩(YJ13-4)中锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据 Table 4 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of garnet amphibolite (YJ13-4) in the Laochanghe Formation, Dahongshan Group

锆石微区整体Th、U含量非常低, Th含量在0.02×10-6~3.20×10-6, U含量在4.12×10-6~69.63×10-6, Th/U介于0.002~0.173, 多数小于0.1(表 4), Th/U平均值为0.04。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(图 4c)上虽HREE富集, LREE相对亏损, 但其稀土元素总量非常低(ΣREE=133×10-6), 具有明显的正Eu异常(Eu/Eu*=1.46), Ce异常(反映氧化程度)可正可负, 平均值为1.06, 其微量、稀土元素特征整体上与变质锆石相似(Hoskin and Ireland, 2000；Rubatto, 2002；Hoskin and Schaltegger, 2003；Liu and Liou, 2011)。锆石测得的206Pb/238U年龄加权平均值为849±12Ma (n=16, MSWD=2.8；YJ134-2, -11, -19, -20未参与计算)(图 5c), 代表石榴斜长角闪岩的变质时代为新元古代。但对应的变质相尚未确定, 可能为低角闪岩相的热液交代变质, 也可能为更高级的变质作用。

3.4 斜长角闪岩(YJ13-6)

此变质基性岩中选出70多粒锆石, 锆石形态呈半自形短柱状或破碎不规则状, 粒径在20~120μm。与YJ13-3中的锆石阴极发光图像类似(图 3), 其主体微区具有较暗的阴极发光, 边部则为极窄的变质亮边。

对74粒锆石进行原位U-Pb测年(表 5), 并对35粒锆石进行了原位微量、稀土元素测试(表 2)。锆石的Th含量变化为316.9×10-6~3299×10-6, U含量变化为93.4×10-6~1062×10-6, Th/U较高, 介于1.18~9.46。Lu/Hf平均比值为0.0314, 稀土元素总量较高(ΣREE=3708×10-6), 稀土元素配分曲线显示HREE富集、LREE亏损, 具明显的负异常(Eu/Eu*=0.33), Ce正异常(Ce/Ce*=11.72), 以上特征与岩浆成因锆石较一致(Hoskin and Ireland, 2000；Belousova et al., 2002；Rubatto, 2002；Hoskin and Schaltegger, 2003；Liu and Liou, 2011)。大部分锆石发生Pb丢失, 年龄数据组成的不一致线与谐和曲线的上交点年龄为1722±19Ma (图 5d), 应反映该斜长角闪岩的原岩年龄为1.7Ga左右；其207Pb/206Pb年龄集中于1688Ma (图 5d), 与YJ13-3石榴长石片岩的207Pb/206Pb加权平均年龄1686±4Ma接近。变质基性岩YJ13-6与YJ13-3虽岩石类型不同, 其锆石的形态、微量及稀土元素特征以及年龄都具有一定的相似性。

表 5 大红山群老厂河组斜长角闪岩(YJ13-6)中锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据 Table 5 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of amphibolite (YJ13-6) in the Laochanghe Formation, Dahongshan Group
4 讨论与结论

本文研究的变质火山岩样品主要为夹层产出于大红山群老厂河组厚层石榴云母片岩(变质沉积岩)中。锆石LA-ICP-MS原位U-Pb定年, 结合微量、稀土元素测试给出了老厂河组的成岩时代为1710~1686Ma, 处于古元古代晚期。

石榴长石石英片岩(YJ13-2)的原岩--中酸性火山岩形成于1711±4Ma, 作为大红山群底部的岩层, 比上覆的曼岗河组形成时间1681±13Ma (Zhao, 2010)要早约30Ma；而石榴长石片岩(YJ13-3)及斜长角闪岩(YJ13-6)的原岩--基性火山岩形成时间为1686±4Ma, 层位上较靠近曼岗河组。因此, 结合Zhao (2010)的测年结果, 大红山群除在曼岗河组有1.68Ga的长英质火山岩外, 老厂河组也存在1.71Ga的中酸性火山岩和1.69Ga的基性火山岩；大红山群沉积可能始于~1711Ma, 其沉积时代为1711~1659Ma。Greentree and Li (2008)曾把大红山群作为扬子地块西缘最古老的地层单元, 随着地质年代学工作的展开, 更老的地层单元被确定：东川群的沉积年龄被限定为古元古代晚期1740~1690Ma (Zhao, 2010), 河口群的形成时代也被限定为更老的古元古代晚期1817~1710Ma (关俊雷等, 2011)。因此, 形成于1711~1659Ma的大红山群, 只是扬子地块西缘最古老的地层单元之一, 它连同东川群、河口群证实了扬子地块西缘古老结晶基底的存在。

样品YJ13-4石榴斜长角闪岩中的锆石获得了849±12Ma的变质年龄, 由此推断Greentree and Li (2008)给出的860~820Ma角闪石的冷却年龄也是合理的。这期~850Ma新元古代变质事件可能在其它三个样品YJ13-2、YJ13-3、YJ13-6锆石的边部都有所反映。YJ13-2锆石边部具有不均匀的重结晶，可能为多次变质流体改造的结果，其变质年龄最小值468±5Ma可能代表最后一次流体交代的年龄，而变质年龄最大值725±8Ma可能反映锆石在经历~850Ma变质事件后又被后期流体交代而得到的混合年龄。YJ13-2反映大红山群可能至少经历了两次变质事件, 一次为~850Ma相对广泛的变质作用, 另一次发生在468±5Ma, 且仅为局部范围内低级变质流体活动事件, 849±12Ma~468±5Ma之间的变质年龄可能只是锆石被多次流体交代后部分重结晶的混合年龄。YJ13-3、YJ13-6阴极发光图像中极细的变质亮边也可能反映了这期新元古代变质作用，只是由于受控于一定的外部环境而未能充分生长。

关于~850Ma变质作用的程度, 锆石的阴极发光特征(短轴及冷杉状)最有可能指示角闪岩相到麻粒岩相的过渡相(Vavra et al., 1999), 但也不排除热液交代作用下的低角闪岩相变质。

若为角闪岩相到麻粒岩相的过渡相, 则说明大红山群可能经历过更高级的变质作用, 而不是通常认为的低角闪岩相变质(颜以彬, 1981；钱锦和和沈远仁, 1990；孙克祥等, 1991), 岩相观察中看到的低角闪岩相可能只是退变相。扬子地块西缘多数变质岩只经历了中低级变质作用, 对于是否经历高级变质作用-麻粒岩相变质作用一直存在争议(张儒媛等, 1985；徐士进等, 2002；Xu et al., 2004；Chen et al., 2005；刘文中等, 2005；耿元生等, 2008)。因此, 大红山群变质相的辨别需进一步确认。

除大红山群外, 河口群也有~850Ma变质年龄的报道(孙燕和李承德, 1990)。耿元生等(2008)认为扬子地台西缘存在~750Ma的绿片岩相-角闪岩相的区域变质作用, 且这期变质作用与~750Ma的岩浆事件有关, 即岩浆事件为区域变质事件提供了热源。同样地, ~850Ma的变质事件可能为区域变质事件, 或与新元古代岩浆事件有关。岩浆产生的构造背景之争依然存在, 无论“地幔柱”岩浆还是“板块俯冲下的岛弧”岩浆都可能引起这种区域变质作用。需要明确的是, 变质作用与构造背景的研究息息相关, 新元古代变质相的进一步研究尤其该变质相在整个P-T演化中所处位置的确定, 将为扬子地块西缘构造背景提供有力的证据。

致谢 感谢杨崇辉研究员、万渝生研究员在成文过程中给予的指导和建设性意见；感谢中国地质大学(北京)地学实验中心元素地球化学实验室苏犁教授在实验过程中给予的指导和帮助；同时对成文过程中刘建辉副研究员的帮助表示感谢。
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