西藏冈底斯南缘班则石英二长闪长岩锆石U-Pb,年龄、,Lu-Hf,同位素组成及其地质意义

王 硕, 王金贵, 杨鑫朋, 侯德华, 张立国

河北省区域地质调查院, 河北 廊坊 065000

青藏高原位于冈瓦纳大陆与欧亚大陆之间的东特提斯构造域, 由一系列性质不同的块体南北向拼贴而成, 以雅鲁藏布缝合带、 班公湖—怒江缝合带和金沙江缝合带为界, 由南向北分成印度大陆、 拉萨地块、羌塘地块和松潘—甘孜地块, 其中拉萨地块又称为冈底斯带, 是一条近东西向延伸的构造—岩浆岩带, 常被看作是新特提斯洋盆向北俯冲消减以及印度—欧亚板块碰撞的产物, 保存有大量地质演化记录, 是研究大陆动力学的理想场所, 长期以来备受地学界的关注[1-10]。

以班公湖—怒江缝合带、 狮泉河—纳木错混杂岩、 洛巴堆—米拉山断裂带以及雅鲁藏布江缝合带为界, 可将冈底斯带大致分为3 个亚带(图1a): 北冈底斯、 中冈底斯和南冈底斯。

其中, 南冈底斯即为传统的“冈底斯”, 发育大面积的复式岩基, 并伴生同期大规模的中酸性火山岩带, 莫宣学等[4]认为该带主要由4 类岩石构成: 俯冲型花岗岩类 (127 ～70 Ma)、 同碰撞花岗岩类(65～45 Ma)、 同碰撞—后碰撞强过铝质花岗岩(56～8 Ma, 主要在该带北侧及东、 西段)、 含铜斑岩带(约18 ～12 Ma), 以前2 类出露最为广泛。

始新世作为印度板块与欧亚板块相互作用的重要阶段, 一直是广大学者研究的焦点, 关于这一时期花岗岩类的成因(部分学者认为其源于新生地壳的部分熔融[9,11,12], 也有人认为其主要为加厚下地壳部分熔融的产物[13]) 以及印—亚陆陆碰撞的时限[多数学者认为这一事件发生于始新世早期(～55 Ma)[8,14-18],少数学者认为这一事件发生在±45 Ma[19]或±34 Ma 左右[20]] 等问题更是大家讨论的热点。

始新世花岗岩作为冈底斯岩浆岩带的重要组成部分, 对研究新特提斯洋演化过程、 限定印—亚陆陆碰撞的时限等问题均具有重要的科学意义。

本文在前人工作的基础之上, 选取冈底斯南缘中段班则一带始新世石英二长闪长岩为研究对象, 通过对其锆石U-Pb年代学、 Lu-Hf 同位素及全岩地球化学的研究, 推断其形成的大地构造背景及相关的壳—幔作用过程, 为冈底斯南缘始新世构造演化提供依据。

研究区位于冈底斯南缘中段(图1b), 区内始新世岩浆活动较为强烈, 是南冈底斯岩浆弧的重要组成部分, 受控于特提斯洋盆演化, 区内主构造线方向呈近东西向, 主要的构造行迹为北东向走滑断层及近东西向逆断层。

班则石英二长闪长岩体出露于夏弄卓—班则—日阿一带, 由大小不等的3 个侵入体组成, 平面形态不规则, 局部被第四纪松散堆积物覆盖, 呈岩株状产出, 被始新世花岗闪长岩及二长花岗岩侵入,并侵入中三叠世昌果组及早侏罗世叶巴组(图1c)。

图1 冈底斯带分区图、 冈底斯带岩浆岩分布图及研究区地质简图(据文献[21] 修改)Fig.1 Division map of the Gangdise belt, distribution map of magmatic rocks in Gangdise belt and geological map of the study area

岩体中发育闪长岩及石英闪长岩脉体, 局部可见变质火山岩捕虏体, 岩体无明显定向特征(图2a)。

岩石呈灰白色, 细中粒半自形粒状结构, 块状构造, 主由斜长石(55%±)、 钾长石(15%～20%)、 石英(5%～10%)、 角闪石(10%±) 及黑云母(10%±)组成。

斜长石主呈半自形板状, 大部分2 ～5 mm, 杂乱状排列, 不均匀绢云母化、 黝帘石化、 绿帘石化等, 根据垂直{010} 晶带最大消光角法测得An=35,为中长石, 多见环带构造, 次生矿物多沿斜长石核部及环带分布。

被钾长石蚕蚀状交代可见蠕虫结构、 交代净边结构。

钾长石呈它形粒状, 直径多＜5 mm, 个别5～9 mm, 零散分布, 为微斜长石, 粒内较多见斜长石、 角闪石、 黑云母嵌布, 交代斜长石。

石英呈它形粒状, 粒径＜2.0 mm, 填隙于斜长石粒间, 粒内具波状、 带状消光。

角闪石主呈半自形—近半自形柱状、粒状, 部分2～3.5 mm, 部分＜2 mm, 杂乱状排列, 有的与黑云母混杂略显堆状聚集, 显绿色, 多色性明显。黑云母呈叶片状, 片径＜2 mm, 分布状况基本同角闪石, 显棕褐色, 多色性明显(图2b)。

图2 石英二长闪长岩露头特征及显微照片Fig.2 Outcrop characteristics of the quartz monzodiorite and micrograph

4.1 测试方法

岩石地球化学分析测试由河北省区域地质调查院实验室完成, 样品加工过程均在无污染设备中进行。主量元素采用碱烧法制备样品, 使用Axiosmax X 射线荧光光谱仪完成分析测试, 相对误差不大于2%, 烧失量、 H2O+和H2O-采用P1245 电子分析天平完成测试。

稀土元素和微量元素分析采用酸溶法制备样品,稀土元素和多数微量元素使用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS) (X Serise2) 完成测试, Zr、 Ti、 K 等元素在X 射线荧光光谱仪(Axiosmax X) 上完成测试, 分析精度高于5%～10%, 测试方法见文献 [22]。

锆石单矿物分选在河北省区域地质调查院实验室进行, 将完整的典型锆石置于DEVCON 环氧树脂中,待固结后抛磨, 使锆石内部充分暴露后进行锆石的反射光和透射光照相及锆石阴极发光照相, 锆石的制靶及透射光、 反射光、 阴极发光照相在河北省区域地质调查院实验室完成。

锆石U-Pb 定年采用LA-ICP-MS法, 在北京科荟测试技术有限公司进行。

同位素分析测试仪器为+Jena PQMS 多接收等离子体质谱, 激光剥蚀系统为New wave 193, 实验过程中的激光剥蚀斑束直径为32 μm, 激光剥蚀深度为20 ～40 μm。

锆石年龄计算采用国际标准锆石95100 作为外标, 元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST610 作为外标,29Si 作为内标元素进行校正。

样品的同位素比值和元素含量数据处理采用ICPMSDataCal软件, 并采用Anderson (2012) 软件对测试数据进行普通铅校正, 年龄计算及谐和图采用 ISOPLOT2.49软件完成[23]。

锆石Lu-Hf 同位素分析在北京科荟测试技术有限公司进行, 利用LA-ICP-MS 系统对经过LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年的同一测点进行了Hf 同位素组成测试。Lu-Hf 同位素分析激光进样系统为NWR 213 nm 固体激光器, 分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus), 实验过程中采用He 作为剥蚀物质载气, 激光束直径为55 μm, 激光脉冲频率为4～6 Hz。

本次分析过程中使用锆石国际标样Mud tank 作为外标。Mud tank 的176Hf/177Hf 值为0.282 537±15 (n=515)。仪器分析条件和数据获取方法见文献 [24, 25]。

4.2 测试结果

4.2.1 地球化学

班则始新世石英二长闪长岩的全岩主量、 微量元素分析结果及特征参数列于表1。

表1 石英二长闪长岩主量元素和微量元素含量分析结果及相关参数Table 1 Analysis results of major elements and trace elements and related parameters of the quartz monzodiorite

续表1

续表1

4 件样品SiO2含量介于60.64%～65.36%, 平均为62.62%, 属中酸性岩类。

Al2O3含量平均为16.22%, ALK 平均为6.53%, K2O/Na2O 平均值为0.78, 里特曼指数σ 介于2.04 ～2.29, 属钙碱性岩。固结指数SI 变化于15.36 ～19.28, 分异指数DI 介于61.77～69.94, 指示岩浆分异程度较高; 镁铁指数MF值平均为68.40; 长英指数FL 值平均为58.51, 二者均处于中位数附近, 说明岩浆分离结晶作用程度中等。

图3 中, 样品落入Irvine 线下方的二长岩、 石英二长岩、 英云闪长岩及花岗闪长岩交汇处附近, 为亚碱性岩系, 这显然不能给出样品恰当的定名, 需进一步结合岩石镜下特征(图2b) 进行综合定名; 图4中, 样品均落于高钾钙碱性系列区; A/NK=1.66 ～1.83, A/CNK=0.90 ～0.94, 岩石属准铝质(图5);碱度率(A.R.) 值介于1.85～2.06, 在A.R. 图解中样品均落于钙碱性岩石区(图6)。

上述特点显示,岩石属准铝质高钾钙碱性系列。

图3 石英二长闪长岩TAS 图解[26]Fig.3 TAS diagram of the quartz monzodiorite

图4 石英二长闪长岩K2O-SiO2 图解[27]Fig.4 K2O-SiO2 diagram of the quartz monzodiorite

图5 石英二长闪长岩A/NK-A/CNK 图解[28]Fig.5 A/NK-A/CNK diagram of the quartz monzodiorite

图6 石英二长闪长岩A.R. 图解Fig.6 A.R. diagram of the quartz monzodiorite

稀土元素总量∑REE (包括Y 元素) 介于96.65×10-6～116.48×10-6之间, 平均值为108.27×10-6, 低于上地壳稀土元素总量(210×10-6), 高于下地壳稀土元素总量(74×10-6)[29]; LREE/HREE 值介于2.44 ～2.83 之间, (La/Yb)N值在4.85～6.55 之间, 轻稀土富集; δEu 值变化于0.88～0.95, 平均值为0.92, 略显负异常; (La/Sm)N均值为3.07, (Gd/Yb)N均值为1.22, 显示轻稀土较重稀土分馏强烈。

稀土配分曲线(图7) 为LREE 富集的右倾型。

在原始地幔标准化的蜘蛛网图中(图8), 相对富集大离子亲石元素Rb、Th、 U、 K, 亏损高场强元素Ta、 Nb、 P、 Ti。

图7 石英二长闪长岩稀土配分曲线Fig.7 Rare earth partition curve of the quartz monzodiorite

图8 石英二长闪长岩微量元素蜘蛛网图Fig.8 Spider web pattern of trace elements in quartz monzodiorite

4.2.2 锆石U-Pb 年龄

班则石英二长闪长岩锆石多数呈长柱状, 半自形—自形, 震荡环带发育(图9), 为岩浆锆石。

对晶形较好的15 颗锆石共分析了15 个测点 (表2)。Th/U 值介于0.55 ～1.27 之间, 显示岩浆锆石特征。206Pb/238U 年龄在48～50 Ma 之间, 数据和谐性好、集中度高, 15 个数据的加权平均年龄为 (48.75±0.64) Ma (N=15, MSWD=0.40) (图10), 能够代表该样品的结晶年龄。

表2 石英二长闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the quartz monzodiorite

图9 石英二长闪长岩锆石CL 图像及206Pb/ 238U 年龄、 测点位置及其编号Fig.9 Zircon CL image of the quartz monzodiorite and its 206Pb/ 238U age, location and serial number

图10 石英二长闪长岩锆石U-Pb 谐和图Fig.10 Zircon U-Pb harmonic map of the quartz monzodiorite

4.2.3 锆石Hf 同位素

班则始新世石英二长闪长岩锆石Lu-Hf 同位素分析结 果 见 表3。

15 颗 锆 石176Yb/177Hf 的 范 围 在0.019 883～0.044 851,176Lu/177Hf 的变化范围在0.000 881～0.001 885,176Lu/177Hf 比值均小于0.002, 表明这些锆石在形成以后仅有较少的放射性成因Hf 的积累[31]。fLu/Hf变化于-0.94 ～-0.97, 小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34) 和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72)[32]。εHf(t)均为正值, 变化于10.0 ～13.3。

单阶段Hf 模式年龄(tDM1) 变化于189.5 ～324.2 Ma, 平均为276.55 Ma;两阶段Hf 模式年龄(tDM2) 介于272.6 ～483.8 Ma,平均为410.05 Ma。

表3 石英二长闪长岩Lu-Hf 同位素组成Table 3 Lu-Hf isotopic compositions of the quartz monzodiorite

5.1 岩石成因及岩浆源区

班则石英二长闪长岩Mg#值平均为53.74, 而玄武质下地壳部分熔融产生的熔体Mg#值不会高于40[33],表明有幔源物质加入; Rb/Sr 比值介于0.18 ～0.24,平均0.21, 接近大陆地壳平均值(0.24), 明显高于上地幔平均值(0.025); Nb/Ta 比值平均为16.10,低于幔源岩石(17.5±2)[34,35], 明显高于陆壳岩石(11 ±)[29,35]; Zr/Hf 比 值 为29.57 ～59.53, 平 均37.59, 高于壳源岩石(33±)[29,35]。

在FeOT-MgO 图解中岩浆混合趋势明显(图11a), (La/Yb)N-δEu 图解(图11b) 表明岩石属壳幔混合型。

在Na2O-K2O图解中(图12), 样品均落入I 型花岗岩区。

综上所述, 班则石英二长闪长岩岩浆源区存在幔源成分, 属I 型花岗岩类。

图11 石英二长闪长岩FeOT-MgO 图解和(La/Yb)N-δEu 图解[36]Fig.11 FeOT-MgO diagram of the quartz monzodiorite and (La/Yb)N-δEu diagram

图12 石英二长闪长岩Na2O-K2O 图解Fig.12 Na2O-K2O diagram of the quartz monzodiorite

在εHf(t) -t图解(图13) 上, 来自石英二长闪长岩中的锆石Hf 同位素全部落于球粒陨石和亏损地幔化线之间, 说明其形成过程中有亏损幔源物质的加入。

花岗岩形成过程中, 幔源物质的加入有2 种主要的方式, 一是壳幔作用引起的岩浆混合, 二是幔源岩石的部分熔融。

野外未发现该岩体中存在镁铁质包体等指示岩浆混合作用的特征, 区域上也没有见到有同期幔源岩石的报道, 说明幔源岩浆直接参与其成岩的可能性较小。

在班则石英二长闪长岩岩体南侧约8 km 的刘琼一带, 发育有中生代早期玄武岩及辉长岩, 说明研究区周边中生代早期地壳中存在一定数量的幔源岩石, 这些源于亏损地幔的岩石作为花岗质岩浆源区的组成部分造成正的εHf(t) 值。

图13 石英二长闪长岩εHf (t) -t 图解Fig.13 εHf (t) -t diagram of the quartz monzodiorite

5.2 地质时代及大地构造意义

前人将冈底斯带的岩浆活动划分为212 ～152 Ma、109～80 Ma、 65 ～41 Ma 和33 ～13 Ma 4 个阶段[14,37]。其中65～41 Ma 是冈底斯带岩浆活动最为剧烈的时期,并且在50 Ma 左右岩浆活动达到了顶峰[14,38,39]。

部分学者通过对林子宗火山岩(65 ～41 Ma) 的研究认为该时期为同碰撞环境, 并认为65 ～45 Ma 期间的冈底斯岩基花岗岩为同碰撞花岗岩[4,40]。

本文测年样品位于冈底斯带中段南缘 (图1), 锆石U-Pb 年龄为(48.75±0.64) Ma, 属于冈底斯岩浆活动的第3 阶段(65～41 Ma)。

微量元素蜘蛛网图显示其相对富集大离子亲石元素Rb、 Th、 U、 K, 显著亏损高场强元素Ta、 Nb、 P、 Ti, 具碰撞型花岗岩的特征。

在Nb-Y 图解中(图14a) 样品均落于火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域, 在Rb-Y+Nb 图解中(图14b), 样品集中落入后碰撞花岗岩区。

综合考虑区域地质背景及岩石地球化学特征, 班则始新世石英二长闪长岩应形成于同碰撞后期阶段。

其两阶段模式年龄为272.6 ～483.8 Ma, 平均410.05 Ma, 暗示着古生代中期可能是冈底斯中段南缘地区重要的地壳增生期。

图14 石英二长闪长岩Nb-Y 图解和Rb-Y+Nb 图解[41Fig. 14 Nb-Y diagram of the quartz monzodiorite and Rb-Y+Nb diagram

(1) 班则石英二长闪长岩体的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年表明其结晶年龄为(48.75±0.64) Ma, 时代为始新世。

(2) 班则石英二长闪长岩体锆石εHf(t) 均为正值, 两阶段Hf 模式年龄 (tDM2) 介于272.6 ～483.8 Ma, 说明其形成过程中源区存在亏损幔源物质, 古生代中期可能是冈底斯中段南缘地区重要的地壳增生期。

(3) 班则石英二长闪长岩形成于同碰撞后期, 表明在(48.75±0.64) Ma 之前印—亚大陆已经发生碰撞。

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