2013, Vol. 29
“三江”杂岩带位于欧亚大陆与冈瓦纳大陆结合部位，是古特提斯构造域重要组成部分，以复杂的地质构造环境、独特的地质演化和丰富的矿产资源而长期受到国内外研究者的关注(Tapponnier et al., 1990; Mo et al., 2001; 钟大赉，1998；莫宣学等, 1998, 2001；莫宣学和潘桂堂，2006；Hou et al., 2007; Liu et al., 2007, 2012b; Jian et al., 2009a, b; 刘俊来等, 2011; 许志琴等，2012; Liu et al., 2012a)。该地区自东向西分布着三条主要断裂，依次为：哀牢山-红河断裂、澜沧江断裂和高黎贡断裂。变质杂岩系呈SN或NE-SW向沿三条主要断裂带状分布，自东向西依次为点苍山-哀牢山变质杂岩带、澜沧江变质杂岩带和高黎贡山变质杂岩带。三条杂岩带不仅分布着大量不同变质程度的变质杂岩，还出露不同时代的花岗质岩石。其中，澜沧江杂岩带内呈南北向分布的二叠-三叠纪的多期复式花岗岩基和临沧花岗岩基历来受到地质工作者的关注(陈吉琛, 1987, 1989; 刘昌实等, 1989; 李兴林, 1996; 莫宣学等, 1998; 彭头平, 2006; 彭头平等, 2006; 施小斌等, 2006; 孔会磊, 2011; Dong et al., 2013)，前人对其形成时代、构造背景已有详细的研究，本文不再赘述。点苍山-哀牢山杂岩带与晚二叠-早三叠世哀牢山-金沙江洋消失，兰坪-思茅地块与扬子板块发生俯冲碰撞有关(刘福田等, 2000; 方维萱等, 2002)，后经印度板块向北俯冲碰撞和地体旋转、逃逸形成的(Tapponnier and Molnar et al., 1976; Tapponnier et al., 1982, 1990)，有关其基底归属问题，部分研究者认为其属于扬子基底的一部分或者与扬子基底具有相似性(董申保等, 1986; 王凯元, 1998; 翟明国等, 1990; 王义昭和丁俊, 1996; 钟大赉, 1998; 沙绍礼等, 1999; 吴根耀, 2000; 张志斌等, 2005; 刘俊来等, 2008)，然而随着锆石U-Pb定年等新技术的应用，越来越多的印支期花岗质岩石的报道(张玉泉等, 2004; 李宝龙等, 2008; Liu et al., 2012a)，对其基底归属问题提出了质疑。为此，本文选取点苍山-哀牢山杂岩带出露的不同时期、不同构造背景的花岗质岩石为重点研究对象，通过地球化学、锆石U-Pb年代学的综合研究，对该区基底性质、多期岩浆作用提供年代学制约。高黎贡杂岩带沿高黎贡-腾梁-盈江一带分布着大量花岗质岩石，该区为受大型右行走滑断裂带控制的青藏高原东南部侧向挤出地体(许志琴等, 2011)，前人研究多集中在对剪切走滑运动和变质岩系的研究，并对高黎贡山群重新进行厘定，发现部分年轻的片麻状花岗岩和花岗质糜棱岩(丛峰等, 2009; 李再会等, 2012a)。Xu et al. (2012)在高黎贡-腾梁-盈江地区识别出三组花岗质岩石岩浆年龄，即早白垩世(126~121Ma)、晚白垩世(76~68Ma) 和古新世-始新世(66~52Ma)。对本区花岗质岩石的起源和年代学的研究，对于解释中、新特提斯洋的闭合，不同板块间的碰撞聚合等构造演化历史具有重要意义，同时为研究高黎贡山群变质、岩浆作用提供年代学制约(Xu et al., 2008, 2012; 李化启等, 2011; 杨启军和徐义刚, 2011; 李再会等, 2012b)。本文对点苍山-哀牢山杂岩带和高黎贡杂岩带花岗质岩石进行锆石年代学和地球化学研究，为探讨“三江”地区基底性质及岩浆作用期次提供科学依据。
2 区域地质背景点苍山-哀牢山杂岩带以哀牢山-红河断裂带为界与扬子板块相邻，北起洱源，南到中越边境，两侧发育未变质地层，东部为发育一套从泥盆系到第三系的近于连续的沉积岩层的扬子地块，西部为发育有从志留系到第三系的沉积地层的思茅地块。点苍山-哀牢山杂岩带由北部的点苍山变质杂岩带和南部的哀牢山变质杂岩带组成，两变质杂岩带被弥渡-下关中生代未变质地层所隔，南北相望(Leloup et al., 1995; 刘俊来等, 2008)。不同类型的变质岩主要分布于点苍山、哀牢山地区以及北部邻区的雪龙山和南部邻区的瑶山-大象山等地(Leloup et al., l993, 1995; Nam et al., 1998; 段建中, 1999; 沙绍礼和刘宇淳, 2001; Liu et al., 2007)。其中，点苍山杂岩带出露的变质岩系为苍山群，主要岩石类型包括黑云母长英质片麻岩、斜长角闪岩、云母(石英) 片岩和大理岩等(翟明国和从柏林, 1993)。哀牢山杂岩带主要由哀牢山群和部分瑶山群组成，为一条强烈的碎裂-糜棱岩化带(王凯元, 1993)。东侧为红河古缝合线，南北连接洱海-金河深断裂和康定-龙门山深断裂，由片麻岩、角闪岩、大理岩和花岗岩组成，带内因受剪切带活动影响岩石已强烈糜棱岩化，属于高级变质带；西侧为藤条江缝合线，由低绿片岩相片岩、千枚岩和板岩组成的浅变质作用的早古生代碎屑岩组成，属于低级变质带。中间为一条北窄南宽的构造碎裂-糜棱岩化带。该杂岩带内还出露大量各时代的花岗质岩石，主要分布于哀牢山杂岩带的中南部的元阳附近和金平东北部(图 1)。中生代花岗质岩石主要分布于哀牢山杂岩带，其中元江及元江以北以侏罗纪花岗质岩石为主，元江以南以三叠纪花岗质岩石为主。1:5万下关市、大理县幅地质图(云南地质调查院, 1990①) 中在苍山变质岩中划出大量混合岩，1:25万大理幅(云南地质调查院, 2006②) 将其改划为中、晚元古代花岗岩侵入体，但是随着锆石U-Pb定年等同位素年代学的发展和应用，许多原来认为是元古代的花岗岩侵入体，如今被证明属中生代或新生代的变质-变形花岗岩(沙绍礼, 2011)。
①云南地质调查院.1990. 1:5万下关市、大理县幅地质图
②云南地质调查院.2006. 1:25万大理幅地质图
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图 1 云南“三江”地区杂岩带地质简图 Fig. 1 Geologic sketch map of the Sanjiang complex belt, Yunnan Province |
澜沧江杂岩带东部的临沧花岗岩总体沿南北向延伸，呈反“S”状沿澜沧江断裂(南段) 西侧展布，长约350km，宽约10~48km (李兴林等, 1996; 施小斌等, 2006; 孔会磊, 2011)。岩基东侧以逆冲-推覆韧性剪切带与上古生界和三叠系为界，西侧与中元古界澜沧群呈断层接触，北侧与中三叠统忙怀组火山岩呈侵入接触。临沧花岗岩为多期侵入复式花岗岩基，以黑云母二长花岗岩为主，其次为花岗闪长岩，是昌宁-孟连碰撞带的主要组成部分(秦元季, 1991; 钟大赉, 1998)。临沧花岗岩被中侏罗世的火山沉积岩所覆盖，西部的花岗岩中出露有元古代变质杂岩的包体(大勐龙组)(Dong et al., 2013)。南部景洪地区和北部白马雪山地区分布着花岗闪长岩侵入体(锆石U-Pb年龄为分别为282~284Ma和239Ma)，两者都具有与岛弧安山岩相似的构造背景(Hennig et al., 2009)。
高黎贡山杂岩带位于保山地块和腾冲地块之间的高黎贡山脉，是一条与深断裂活动有关的构造岩浆变质杂岩带(范承钧, 1982)，东侧以怒江断裂为界，与保山地块相连，西侧以实皆断裂为界，与密支那地块相连(李再会等, 2012b)，主体是一套遭受强烈变形的变质岩系(包括高黎贡山群和公养河群)。该杂岩带东西两侧为变质程度较低岩石，中间混合岩化作用强烈，形成混合岩以及混合花岗岩。经历了深变质作用、被认为是腾冲地块变质基底(钟大赉，1998) 的高黎贡群岩石组合以片麻岩、变粒岩、角闪质岩石为主，岩石普遍混合岩化。原岩建造可能为一套夹基性火山岩的砂泥质复理石建造。实际上，原高黎贡山群至少部分是具片麻岩外貌的年轻花岗岩。另外，分布于高黎贡山脉西坡和龙川江东岸的一套浅变质岩系(千枚岩、板岩、结晶灰岩和微晶片岩) 可能时代为下元古界。因此，重新定义的高黎贡山群仅指泸水-瑞丽韧性推覆断层上盘产出的，达角闪岩相变质的岩石(黑云斜长片麻岩、花岗片麻岩、混合岩、云英片岩、斜长角闪岩、大理岩及石英岩)，局部可达麻粒岩相(季建清, 1998; 季建清等, 2000)，其形成时代可能是中-新元古代(钟大赉, 1998)。高黎贡山杂岩带内出露多时期的花岗质岩石，包括元古代、中生代和新生代花岗质岩石(钟大赉, 1998; 赵成峰, 2000)。其中元古代花岗质岩石呈北东-南西向展布，主要出露于潞西-瑞丽西北地区，两侧为中元古代和晚元古代花岗闪长岩。研究区中生代花岗岩出露面积较大，且呈带状分布，自东而西依此为早白垩纪-晚侏罗纪东河花岗岩带、晚白垩古永花岗岩带和早第三纪槟榔江花岗岩带新生代花岗岩，按岩石类型可划分为二长花岗岩、正长花岗岩、白云母花岗岩和白云母钠长花岗岩等(董方浏等, 2006)。新生代花岗岩主要分布于盈江-潞西一线以北，花岗岩体大致呈南北向展布。陈吉琛(1989)按照花岗质岩石形成的构造环境进一步划分为三种类型，即盈江-腾冲以北为弧后环境的花岗岩，盈江-腾冲和瑞丽潞西之间为断裂变质花岗岩，瑞丽-潞西以南为地幔热点环境的花岗岩。部分研究者将该区花岗岩划分为碰撞前燕山期花岗岩和碰撞期新生代花岗岩，碰撞前燕山期花岗岩与新特提斯洋壳板片的俯冲有关；碰撞期新生代花岗岩与燕山期花岗岩相依分布，早期富钾花岗岩集中于腾冲-梁河一带，而晚期二云母花岗岩集中于察隅-波密一带(吕伯西等, 1993)。(图 1)
3 样品及岩相学特点本文研究的花岗质岩石主要包括花岗岩、花岗质片麻岩和糜棱岩化花岗质片麻岩。样品主要有采自点苍山-哀牢山杂岩带的糜棱岩化花岗质片麻岩(AL24-1)、二云母花岗质片麻岩(AL09-3) 和花岗闪长岩(YJ16-1)；高黎贡山杂岩带的黑云母花岗质片麻岩(AL49-2)、花岗质糜棱岩(AL48-1)、黑云母花岗质片麻岩(AL46-1)、黑云母二长岩(AL36-1) 和花岗质超糜棱岩(AL42-1)，具体采样位置见图 1。
糜棱岩化花岗质片麻岩(AL24-1) 采自点苍山杂岩带大理市西南点苍山西坡。岩石呈中细粒不等粒花岗变晶结构，块状构造或片麻状构造，岩石发生糜棱岩化，矿物组成主要为：斜长石+钾长石+石英。黑云母和白云母沿片麻理方向定向分布(图 2a)，含量约5%。
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图 2 “三江”地区花岗质岩石显微照片(正交偏光) Amp-角闪石；Bt-黑云母；Kfs-钾长石；Ms-白云母；Pl-斜长石；Pth-条纹长石；Qz-石英 Fig. 2 Micro-textures of granitoid rocks in Sanjiang complex belt (CPL) |
二云母花岗质片麻岩(AL09-3) 采自哀牢山杂岩带元江市西南的哀牢山岩群中，岩石呈中粗粒不等粒花岗变晶结构，块状构造或片麻状构造，矿物组成主要为：黑云母+白云母+斜长石+钾长石+石英。其中，被包裹于长石中的黑云母或白云母排列方向与基质中黑云母、白云母排列方向不同(图 2b)。
花岗闪长岩(YJ16-1) 采自哀牢山杂岩带元阳市南，岩石呈灰白色，细粒花岗变晶结构，块状或片麻状构造，矿物组成主要为：角闪石+斜长石+钾长石+石英。其中角闪石，他形，墨绿色-浅黄绿色多色性明显，可见简单双晶。粒度以0.5~1.0mm为主。含量10%左右。长石和石英边缘有部分熔融现象(图 2c)。
黑云母花岗质片麻岩(AL49-2) 采自高黎贡山杂岩带腾冲市东南龙陵县附近，岩石呈灰白色，中细粒花岗变晶结构，块状或片麻状构造，矿物组成主要为：黑云母+斜长石+钾长石+石英。其中，黑云母呈细小鳞片状，沿片麻理方向定向排列；石英呈他形，主要呈细小颗粒填充于其他矿物空隙之间，粒度稍大的颗粒被拉长沿片麻理方向分布(图 2d)。
花岗质糜棱岩(AL48-1) 采自高黎贡山杂岩带腾冲市东南龙陵县附近，岩石发生糜棱岩化，细粒花岗变晶结构，块状或弱片麻状构造，矿物组成主要为：黑云母+斜长石+钾长石+石英(图 2e)。
黑云母花岗质片麻岩(AL46-1) 采自高黎贡山杂岩带腾冲市东南龙陵县附近，岩石呈中粗粒眼球状花岗变晶结构，块状或片麻状构造，矿物组成主要为：黑云母+斜长石+钾长石+石英。黑云母呈浅黄褐色-红褐色多色性明显，沿片麻理方向定向排列；可见钾长石斑晶(15mm左右) 发生部分熔融现象(图 2f)。
黑云母二长岩(AL36-1) 采自高黎贡山杂岩带盈江市S378公路旁，岩石呈中细粒不等粒粒状结构，块状构造，矿物组成主要为：黑云母+斜长石+钾长石+石英。岩石中除卡斯巴双晶的钾长石、格子双晶的微斜长石外还可见条纹长石；而石英多呈半自形-它形细小颗粒分布于其他矿物之间，粒度以50~100μm为主，含量30%~40%；另外还含有5%左右的角闪石(图 2g)。
花岗质超糜棱岩(AL42-1) 采自高黎贡山杂岩带瑞丽市西南，岩石发生强糜棱岩化，可见长石、石英、角闪石碎斑，粒度以 < 0.5mm为主(图 2h)。
4 实验分析方法在本区出露的花岗质岩石样品中挑选出8件具有代表性的较新鲜样品，作为重点研究对象。样品全岩主量、微量元素分析由国家地质实验测试中心完成，主量元素采用X荧光光谱法(XRF) 方法分析，测试仪器为3080E型X荧光光谱仪；微量元素和稀土元素组成采用等离子质谱(ICP-MS) 进行分析，检测仪器为等离子质谱(X-series)；具体的分析测试条件和步骤参考靳新娣和朱和平(2000)。
锆石分选工作由河北省廊坊区域地质调查院矿物分选实验室完成。首先将样品破碎、清洗、烘干和筛选，采用磁选和重液分离技术将锆石选出，然后在双目镜下提纯。锆石制靶后，进行锆石阴极发光照相(CL)，以观察其内部结构。LA-ICP-MS锆石U-Pb原位定年在中国地质大学(北京) 地学实验中心元素地球化学实验室进行。分析仪器采用由美国New Wave Research公司生产的Agilent (UP193SS) 和AGLENT科技有限公司生产的Agilent7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子质谱仪。分析时采用10Hz的激光频率，193nm的激光波长，36μm的激光束斑直径预剥蚀时间和剥蚀时间分别为5s和45s，U、Th、Pb元素积分时间为20ms，其它元素积分时间为15ms。年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正，以TEM为监控盲样；元素含量以国际标样NIST612为外标，Si为内标计算；普通铅校正方法见Andersen (2002)，数据采用Glitter 4程序进行处理。SIMS锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的CAMECA IMS1280二次离子质谱仪(SIMS) 上完成，分析测试方法和步骤以及数据处理参考Li et al. (2009)。所有矿物代号根据Whitney and Evans (2010)资料，Pth代表条纹长石。
5 锆石U-Pb年龄黑云母花岗质片麻岩(AL49-2)：采用SIMS技术对不同性质锆石进行年龄测试，共测试了28个不同性质锆石，其中18个岩浆锆石微区记录十分一致的206Pb/238U年龄，其结果列入表 1中，相应的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图如图 3a所示。岩浆锆石U含量为71×10-6~429×10-6，Th含量为36×10-6~340×10-6，Th/U比值为0.48~0.86，206Pb/238U年龄变化于518~482Ma之间，加权平均年龄为501.2±5.0Ma (MSWD=1.9，n=18)，该年龄应代表该类黑云母花岗质片麻岩的原岩形成时代。此外，另外十个岩浆锆石记录的年龄206Pb/238U明显偏新，且比较分散，为476~120Ma之间，表明该类岩浆锆石明显受到后期热事件的影响，发生不完全重结晶或Pb丢失所致。
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表 1 黑云母花岗质片麻岩(AL49-2) 的锆石SIMS U-Pb定年结果 Table 1 SIMS zircon U-Pb age data for biotite granitic gneiss (AL49-2) |
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图 3 “三江”杂岩带花岗质片麻岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 3 U-Pb age concordia diagram for zircon from granitoid rocks in the Sanjiang complex belt |
黑云母花岗质片麻岩(AL46-1)：采用SIMS技术对不同性质锆石微区进行测试，其中继承锆石测试了10个微区，岩浆锆石微区测试了31个微区，年龄测试结果列入表 2中，岩浆锆石U-Pb年龄谐和图见图 3b。继承锆石U含量66×10-6~1586×10-6，Th含量为26×10-6~343×10-6，Th/U比值为0.12~0.92，锆石记录的206Pb/238U或207Pb/235U年龄变化较大为2750~803Ma，可能反应岩浆源区物质来源复杂。其他环带清晰，晶形较好的锆石U含量为298×10-6~4395×10-6，Th含量为67×10-6~486×10-6，Th/U比值为0.06~1.12，以小于0.50为主。锆石206Pb/238U年龄比较集中，变化于460~451Ma之间，加权平均年龄为456±2.1Ma (MSWD=0.19，n=31)，该年龄应代表该类花岗质片麻岩的原岩年龄。
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表 2 黑云母花岗质片麻岩(AL46-1) 的锆石SIMS U-Pb定年结果 Table 2 SIMS zircon U-Pb isotope data for biotite granitic gneiss (AL46-1) |
糜棱岩化花岗质片麻岩(AL24-1)：该样品中大多数锆石具有复杂的核-边结构，采用SIMS技术对不同区域锆石进行年龄测试，对16个锆石核部进行了U-Pb年龄分析，9个测试点分析在无核边结构的岩浆锆石或具有振荡环带边部，年龄测试结果见表 3中，岩浆锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和图见图 3c。继承锆石比较复杂，U含量115×10-6~1564×10-6，Th含量为28×10-6~1329×10-6，相应的Th/U比值为0.028~1.89，锆石记录的206Pb/238U或207Pb/235U年龄变化较大，年龄分布在2462~285Ma，它们可能来自岩浆源区或在上升过程中捕获的锆石，表明点苍山-哀牢山变质杂岩带可能具前寒武系基底。其他环带清晰，晶形较好的岩浆锆石Th含量为166×10-6~1123×10-6，U含量为12×10-6~1113×10-6，Th/U比值为0.012~1.35，以大于0.5为主，锆石记录的206Pb/238U年龄变化于257~245Ma之间，加权平均年龄为251±2.5Ma (MSWD=0.99，n=10)，表明该花岗质岩石形成于晚二叠-早三叠世。
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表 3 糜棱岩化花岗质片麻岩(AL24-1) 的锆石SIMS U-Pb定年结果 Table 3 SIMS zircon U-Pb isotope data for mylonitized granitic gneiss (AL24-1) |
二云母花岗质片麻岩(AL09-3)：该样品中锆石具有复杂的核-边结构，其中锆石核部测试了6个U-Pb年龄，锆石边部或简单结构的锆石分析了24个U-Pb年龄，年龄结果见表 4，相应的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图见图 3d。其中继承锆石U含量187×10-6~508×10-6，相应的Th/U比值为0.05~0.65，锆石记录的206Pb/238U或207Pb/235U年龄变化较大，最年轻的年龄为566±9.9Ma，而最老的年龄则为3567±7.9Ma，表明继承性锆石来源的复杂性。锆石边部或简单结构的岩浆锆石U含量为174×10-6~586×10-6，Th含量为34×10-6~213×10-6，Th/U比值为0.12~0.45，206Pb/238U年龄变化于254~238Ma之间，加权平均年龄为245±1.5Ma (MSWD=1.0，n=24)。该二云母花岗质片麻岩与糜棱岩化花岗质片麻岩(AL24-1) 在误差范围内具有一致的岩浆锆石年龄，表明两件样品可能形成于同一时期。
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表 4 二云母花岗质片麻岩(AL09-3) 的锆石SIMS U-Pb定年结果 Table 4 SIMS zircon U-Pb isotope data for biotite-muscovite granitic gneiss (AL09-3) |
花岗质糜棱岩(AL48-1)：采用SIMS技术对29个岩浆锆石微区进行测试，年龄测试结果列入表 5中，锆石U-Pb年龄谐和图如图 3e。岩浆锆石U含量为312×10-6~2776×10-6，Th含量为327×10-6~2965×10-6，Th/U比值为0.37~2.14，岩浆锆石记录的206Pb/238U年龄变化于137~130Ma，加权平均年龄为134±0.8Ma (MSWD=0.62，n=29)，此年龄被解释为该花岗质片麻岩的侵位年龄。
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表 5 花岗质糜棱岩(AL48-1) 的锆石SIMS U-Pb定年结果 Table 5 SIMS zircon U-Pb isotope data for granitic mylonite (AL48-1) |
花岗质超糜棱岩(AL42-1)：采用LA-ICP-MS技术对20个岩浆锆石微区进行测试，年龄测试结果列入表 6中，相应的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图如图 3f。岩浆锆石U含量为119×10-6~1683×10-6，Th含量很低为1.3×10-6~17×10-6，Th/U比值为0.009~0.016，锆石206Pb/238U年龄变化于127~122Ma，加权平均年龄为125±1.4Ma (MSWD=0.21，n=20)，表明该片麻岩的原岩侵位时代为125±1.4Ma。
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表 6 花岗质超糜棱岩(AL42-1) 的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 6 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotope data for granitic mylonite (AL42-1) |
黑云母二长岩(AL36-1)：采用LA-ICP-MS技术对26个岩浆锆石微区进行测试，年龄测试结果列入表 7中，相应的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图见图 3g。岩浆锆石U含量为148×10-6~1144×10-6，Th含量为96×10-6~673×10-6，Th/U比值为0.34~1.18，锆石206Pb/238U年龄变化于57~53Ma，加权平均年龄为55±0.6Ma (MSWD=0.6，n=26)，此年龄应代表该花岗岩的侵位年龄。
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表 7 黑云母二长岩(AL36-1) 的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 7 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotope data for biotite monzonlite (AL36-1) |
花岗闪长岩(YJ16-1)：采用LA-ICP-MS技术对该样品19个岩浆锆石微区进行了测试，年龄测试结果列入表 8中，锆石U-Pb谐和图见图 3h。岩浆锆石Th、U含量变化较大，U含量为163×10-6~3613×10-6，Th含量为30×10-6~10716×10-6，Th/U比值为0.08~2.97，206Pb/238U年龄分布在41~36Ma之间，加权平均年龄为38±0.5Ma (MSWD=2.8，n=18)，表明该花岗岩侵位于始新世晚期。
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表 8 花岗闪长岩(YJ16-1) 的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 8 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotope data for granodiorite (YJ16-1) |
本文对以上8件花岗质样品进行了主量和微量元素分析，分析结果见表 9。主量元素分析结果显示，这些花岗质岩石SiO2含量变化范围较大，为60.41%~77.41%，Al2O3含量为11.57%~17.54%，CaO含量为0.44%~4.8%，Na2O含量为2.05%~4.16%，K2O含量变化范围为2.09%~6.31%，Na2O/K2O比值为0.42~1.89。这些花岗质岩石铝饱和指数A/NK范围为1.08~1.70，A/CNK值为0.92~1.18，早三叠世以前的花岗质岩石的A/CNK≥1，以过铝质为主；而早三叠世以后的花岗质岩石的A/CNK＜1，属偏铝质。在花岗岩分类图解中(图 4)，样品主要落在花岗岩区域。在SiO2-K2O图解中大部分花岗质岩石落入高钾钙碱性系列范围(图 5)。
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表 9 云南“三江”地区杂岩带花岗质岩石地球化学成分(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 9 Major and trace element data for granitoid rocks in Sanjiang area, Yunnan Province (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) |
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图 4 云南“三江”地区花岗质岩石图解 (a)-TAS图解(据Middlemost, 1994); (b)-An-Ab-Or图解(据O’connor, 1965; 虚线为Barker, 1979修正边界线) Fig. 4 Diagrams for classification of granitoid rocks in Sanjiang area, Yunnan Province (a)-TAS diagram (after Middlemost, 1994); (b)-An-Ab-Or diagram (after after O'connor, 1965; the dashed lines cited from Barker, 1979) |
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图 5 云南“三江”地区花岗质岩石SiO2-K2O图解(据Rickwood，1989) Fig. 5 Si2O-K2O diagram for granitoid rocks in Sanjiang area, Yunnan Province (after Rickwood, 1989) |
微量和稀土元素方面，Sr含量为15.1×10-6~955×10-6，Zr含量为87.1×10-6~249×10-6，Hf含量为3.58×10-6~7.49×10-6，Y含量为12.8×10-6~53.8×10-6。轻重稀土分异明显，轻稀土相对富集，(La/Yb)N值变化于5.22~19.56。除样品YJ16-1具有较低的稀土元素总量(∑REE=102×10-6) 和弱的负铕异常(Eu/Eu*=0.87)，其他样品具有相对一致的稀土配分型式，稀土总量为203×10-6~361×10-6；Eu/Eu*=0.07~0.74(图 6a、表 9)。在微量元素分布蛛网图(图 6b) 上，显示出Nb、Ta、P、Ti的负异常。除YJ16-1外，其他样品还表现出Sr的负异常。
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图 6 云南“三江”地区花岗质岩石稀土配分模式图和微量元素蛛网图(球粒陨石和原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace earth element patterns for granitoid rocks in Sanjiang area, Yunnan province (data of chondrite and primitive mantle are after Sun and McDonough, 1989) |
对上述花岗质样品中的5件进行了Sr-Nd同位素分析(表 10)。分析的样品为：AL49-2(507±4.2Ma)、AL46-1(456±2.1Ma)、AL24-1(251±2.5Ma)、AL09-3(246±1.7Ma)、AL36-1(55±0.6Ma)。这些样品的87Sr/86Sr变化范围很大，为0.70941~0.87169，初始的Sr同位素比值Isr=0.67596~0.72304。这些样品的87Rb/86Sr比值为7.8040~52.1882 (样品AL36-1除外，其比值为0.74031)，如此大的87Rb/86Sr比值可能导致初始87Sr/86Sr不够准确，而无法使用(Wu et al., 2000)。这5样品的143Nd/144Nd比值为0.51195~0.51255，εNd(t)=0~-11.11，tDM=1071~1969Ma，反应这些花岗质岩石可能来自古元古-新元古代古老岩石的重熔。
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表 10 云南“三江”地区杂岩带花岗质岩石Rb-Sr、Sm-Nd分析结果 Table 10 Sr-Nd isotope compositions of granitoid rocks in Sanjiang area, Yunnan Province |
前人对“三江”地区杂岩带内花岗质岩石年代学的研究表明，三叠纪、白垩纪和古近纪-中新世岩浆作用事件在该区广泛发育(简平等, 2003a, b; 施小斌等, 2006; 彭头平等, 2006; 李宝龙等, 2008; Xu et al., 2012)。本研究通过对点苍山-哀牢山杂岩带和高黎贡杂岩带8件花岗质岩石进行锆石U-Pb定年，得到6组岩浆锆石年龄，即中寒武世(501.2±5.0Ma)、晚奥陶世(456±2.1Ma)、晚二叠-早三叠世(251~246Ma)、早白垩世早期(134~125Ma)、古新世早期(55±0.62Ma) 和始新世晚期(38±0.52Ma)。其中两件较老的样品可能反映该地区存在古生代的岩浆作用。晚二叠-早三叠世花岗质岩石与Liu et al. (2012a)中描述的点苍山-哀牢山杂岩带三叠纪高压反应年龄相一致，可能是古特提斯洋闭合构造-热事件的响应。Xu et al. (2012)对高黎贡杂岩带西北部花岗质岩石进行锆石U-Pb定年，得到126~121Ma的侵位年龄，与拉萨地体北部岩浆带相似，认为是拉萨地块和羌塘地块发生碰撞引发地壳加厚的结果，本研究在高黎贡杂岩带南部的瑞丽和龙陵地区得到134~125Ma的花岗质岩石锆石U-Pb年龄，两者可能形成于同一构造背景；古新世-中新世(55~38Ma) 岩浆事件在高黎贡-腾梁-盈江和点苍山-哀牢山地区都有记录(李宝龙等, 2009; Xu et al., 2012)，变质锆石同样也记录了该期热事件(Schärer et al., 1990; Tapponnier et al., 1990; Leloup and Kienast, 1993; Leloup et al., 1995; Gilley et al., 2003; Sassier et al., 2009; Cao et al., 2011; Xu et al., 2012; Liu et al., 2012a)，可能与印支板块和欧亚板块俯冲-碰撞事件有关。
7.2 结晶基底“三江”地区杂岩带是否存在前寒武纪古老结晶基底、形成时代及其构造归属，目前仍存在分歧。长期以来，地质学家针对变质杂岩带内不同岩石类型进行大量同位素年代学测试研究，越来越多的前寒武纪的年龄相继报导。云南省地质矿产局(1990)在总结云南区域地质概况时，认为在“三江”地区古老的结晶基底分布规模十分有限，零星分布于变质杂岩带中。在点苍山-哀牢山地区，翟明国等(1990)对哀牢山群斜长角闪岩进行研究得到1367Ma的Sm-Nd等时线年龄；翟明国和从柏林(1993)根据变质沉积岩和花岗质片麻岩的同位素年龄，确定点苍山地区存在20亿年前的古老陆壳；钟大赉(1998)报道苍山群和哀牢山群斜长角闪岩Nd模式年龄分别为1492~1402Ma和1900~1600Ma。近年来，随着定年技术尤其是锆石U-Pb定年技术的发展，更多精确的年代学数据相继发表。点苍山-哀牢山杂岩带中获得了大量新元古代锆石U-Pb年龄(刘俊来等, 2008; 李宝龙等, 2010; Qi et al., 2012)。钟大赉(1998)通过研究得到高黎贡群斜长角闪岩和花岗片麻岩Nd模式年龄分别为1094~840Ma和2717~2218Ma；李宝龙等(2010)对高黎贡山杂岩带内糜棱岩进行SHRIMP锆石U-Pb定年，获得524±6.6Ma的岩浆年龄，认为“三江”杂岩带普遍存在前寒武纪变质基底，只是受到三叠纪等后期岩浆作用影响，基底被强烈改造而零星出露。我们对点苍山-哀牢山杂岩带和高黎贡杂岩带花岗质岩石进行锆石U-Pb年代学研究，在样品中发现一些古太古代晚期-中生代的捕获锆石。其中大多数捕获锆石的年龄分布在1100~800Ma之间(图 7)，这与前人在该地区获得的新元古代年龄一致(刘俊来等, 2008; 李宝龙, 2010)，指示该地区可能存在新元古代岩浆作用。而少量古-中元古代锆石的存在，指示该地区可能存在更古老的基底物质。这与Nd同位素结果相一致。这些花岗质岩石的Nd的模式年龄大致可以分为两期：其中三件的tDM为1969~1735Ma，另外两件为1297~1070Ma。结合前人在该地区获得的Nd模式年龄(钟大赉, 1998)，指示该地区可能存在古元古代和中-新元古代的基底岩石。
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图 7 继承锆石年龄分布频率直方图 Fig. 7 Relative probability plots of U-Pb ages for concordant inherited zircons |
(1) “三江”地区杂岩带内发育多期岩浆作用事件，通过对点苍山-哀牢山杂岩带和高黎贡杂岩带8件花岗质岩石进行锆石U-Pb定年，得到6组岩浆锆石年龄，即中寒武世(501.2±5.0Ma)、晚奥陶世(456±2.1Ma)、晚二叠-早三叠世(251~246Ma)、早白垩世早期(134~125Ma)、古新世早期(55±0.62Ma) 和始新世晚期(38±0.52Ma)。
(2) 本研究中花岗质岩石样品中大多数捕获锆石的年龄分布在1100~800Ma之间，指示该地区可能存在新元古代岩浆作用；少量古-中元古代锆石的存在，指示该地区可能存在更古老的基底物质。Nd的模式年龄大致可以分为两期，即1969~1735Ma和1297~1070Ma，同样指示该地区可能存在古元古代和中-新元古代的基底岩石。
致谢 本文全岩分析由国家地质实验测试中心韩慧明老师等完成；锆石SIMS U-Pb定年测试在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针室完成，数据处理过程中得到李献华、李秋立研究员的帮助；锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测试在中国地质大学(北京) 地学实验中心元素地球化学研究室激光等离子质谱实验室完成，实验中得到苏犁老师的帮助; 薛怀民和董永胜两位审稿人对本文提出了许多宝贵的修改意见；在此一并致谢。| [] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192: 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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