川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U Pb 年代学、元素和Nd 同位素研究岩石成因与地球动力学意义.pdf

川西新元古代玄武质岩浆岩的 锆石UPb年代学、 元素和Nd同位素研究 岩石成因与地球动力学意义 李献华1, 李正祥2, 周汉文1 ,3, 刘 颖1, 梁细荣1 1. 中国科学院 广州地球化学研究所,广东 广州510640 ;2. Tectonics Special Research Centre , The University of Western Australia , Crawley , WA 6009 , Australia; 3.中国地质大学 地球科学学院,湖北 武汉430074 摘 要扬子块体西缘新元古代岩浆活动非常强烈,其成因对研究Rodinia超级大陆的演化有重要意 义。目前对这些岩浆岩的成因和形成的构造背景存在地幔柱和岛弧两种截然不同的观点。文中对康 定地区的冷碛辉长岩进行了SHRIMP锆石UPb、 元素和Nd同位素研究,结果表明辉长岩结晶年龄 为 808 12 Ma ,与康定花岗质杂岩在时空上密切共生。虽然辉长岩浆在上升过程中受到富集岩石 圈地幔和/或基性下地壳物质的混染,但其元素和Nd同位素特征总体上与苏雄碱性玄武岩典型的 板内型玄武岩相似,形成于板内裂谷环境。与玄武质岩石相反,扬子西缘新元古代花岗质岩石地球 化学特征没有明确的构造岩石组合关系。目前的研究资料表明扬子块体西北缘在约950～900 Ma 期间可能存在一个近东西向的俯冲带和火山弧,但在860～750 Ma期间不存在火山弧,这个时期的 大规模岩浆活动很可能与Rodinia超级大陆下的一个超级地幔柱活动有关。 关键词辉长岩;锆石UPb年龄;元素地球化学;Nd同位素;扬子块体;新元古代;Rodinia超级大陆 中图分类号P59 ; P58811 文献标识码A 文章编号10052321200204032910 收稿日期20020322 ;修订日期20020518 基金项目国家杰出青年科学基金项目49725309 ;国家自然科 学基金委员会重点基金项目40032010B ;中国科学院知识创 新工程方向性项目 KZCX2 101 作者简介李献华1961 , 男,研究员,同位素地质年代学和 地球化学专业,主要从事华南前寒武纪地质、 壳幔演化、 岩石地球 化学、 海洋地球化学以及元素 同位素分析地球化学研究。 0 引言 扬子块体西缘新元古代岩浆活动非常强烈,其 中以酸性岩浆岩为主,基性岩浆岩分布较少,包括玄 武岩、 基性岩脉/岩席和辉长岩侵入体图1、 图 2 。 对华南新元古代 850 ～750 Ma岩浆岩的成因 目前有两种截然不同的解释。Z. X. Li等[1]根据桂 北基性岩脉/岩席的SHRIMP锆石UPb年龄 828 7 Ma与澳大利亚地幔柱成因的 Gairdner 岩墙群年龄8276 Ma完全一致、 同期花岗岩 819～ 824 Ma侵入、 大规模地壳抬升和去顶,提 出约825 Ma前有一地幔柱位于华南,该地幔柱引 发了华南新元古代大陆裂谷和岩浆活动。李献华 等[2 ,3]最近的研究表明,川西早震旦世苏雄组双峰 式火山岩中的碱性玄武岩具有与现代洋岛玄武岩和 大陆溢流玄武岩非常相似的地球化学和同位素组成 特征,表明扬子块体西缘约800 Ma前的裂谷作用和 火山活动是地幔柱活动引发的结果,支持约825 Ma 图1 华南新元古代花岗岩类岩石分布图[3 ,5] Fig11 Simplified map showing the distribution of the Neoproterozoic granitoids in South China 第9卷第4期 2002年10月 地学前缘中国地质大学,北京 Earth Science Frontiers China University of Geosciences ,Beijing Vol. 9 No. 4 Oct. 2002 图2 川西康定 石棉地区前寒武纪地质简图 Fig12 Simplified Precambrian geological map of the Kangding - Shimian region , western Sichuan 华南地幔柱模式。根据Laurentia、 华南、 澳大利亚 和非洲南部在860～750 Ma期间存在共同的双峰 式岩浆活动,在Laurentia西部有地幔柱成因的约 780 Ma的放射状岩墙群,而扬子块体西缘康滇裂谷 约750 Ma的基性岩脉也具有地幔柱的地球化学特 征,Z. X. Li等[4 ,5]进一步提出在860～750 Ma期 间,Rodinia超级大陆下存在一个超级地幔柱man2 tle superplume ,该超级地幔柱活动导致了广泛的非 造山岩浆活动和大陆裂谷,并最终导致Rodinia超 级大陆的裂解。与上述观点相反,Zhou等[6]最近根 据新元古代康定花岗质杂岩具有岛弧地球化学特 征,提出扬子块体在865～760 Ma期间被西 西北 缘和东南缘两个活动岛弧环绕,是一个被海洋岩石 圈俯冲带包围的孤立陆块,因此,他们对Z. X. Li 等[7]提出的华南在Rodinia超级大陆重建中的位置 提出质疑。 很显然,以上两种对扬子块体西缘新元古代构 造属性截然不同的观点在很大程度上是由于对岩浆 岩构造成因解释的不同。由于苏雄组双峰式火山岩 位于康定花岗质杂岩的东南侧,如果接受Zhou 等[7]的岛弧模式,苏雄火山岩也可以解释是弧后盆 地成因。为了检验上述两种不同的构造模式,本文 将报道与康定花岗质杂岩时、 空密切共生的冷碛辉 长岩的SHRIMP锆石UPb年龄、 元素和Nd同位 素组成特征,同时综合分析扬子西缘同时代的基性 和酸性岩浆岩的地球化学特征,为扬子块体西缘新 元古代构造属性提供更为有效的岩石地球化学制 约。 1 康定 石棉地区的区域地质概况 扬子块体西缘康定 石棉地区主要有3套前寒 武纪岩石 1 中元古代峨边群变质沉积岩 ;2 花岗 质岩石和一些基性小岩体,包括冷碛辉长岩 ; 3 苏 雄组火山沉积岩系和晚震旦世碳酸盐岩图 2 。峨 边群经历了四堡造山期约1 000 Ma不同程度的 变质和强烈变形,主构造线为东西向[8]。康定杂岩 主要为一些花岗岩以及少量的闪长岩和辉长岩,由 于普遍具有叶片理而通常被称之为片麻岩,康定杂 岩以往被认为是新太古 古元古代变质基底,但最 近的SHRIMP锆石UPb年龄测定表明康定杂岩 形成于800～750 Ma[5 ,6]。石棉花岗岩主要为钾长 花岗岩无叶理 , 其中出露一些小的辉长岩体。石 棉花岗岩侵入苏雄火山岩,其锆石UPb年龄 809 22 Ma[9]与苏雄组火山岩80312 Ma [2]和康 定花岗质杂岩约800 Ma [6]的年龄在误差范围内 相同。 冷碛辉长岩出露于石棉花岗岩北缘,包括冷碛 村南面的2个辉长岩小岩体图2 ,靠北的岩体为 粗 中粒辉长岩,靠南的岩体为中 细粒辉长岩,没 有观察到辉长岩与花岗岩的直接接触关系。分析的 样品采自公路边露头,其中一个大样98KD61用做 SHRIMP锆石UPb年龄分析。 2 分析方法 在双目镜下挑选出晶型完好、 具代表性的锆石 颗粒和标准锆石CZ3粘贴在环氧树脂表面 CZ3 的 N206Pb/N238 U 01091 4 ,相应的年龄为564 Ma[10] , 然后抛光并镀金。对待测锆石进行透射光 和反射光显微照相,并进行阴极发光扫描电镜图像 分析,以检查锆石的内部结构,从而帮助选定最佳的 待测锆石部位和数据解释。锆石UPb同位素分 析在澳大利亚科庭技术大学的SHRIMPII离子 探针上进行。数据处理程序参见Nelson[10]。 主量元素在台湾大学地质学系的Rigaku RIX 2000型荧光光谱仪XRF上分析,分析精度优于 2 ～5 。微量元素在中国科学院广州地球化学研 究所的PE Elan 6000型电感偶合等离子体 质谱仪 上分析,分析精度优于1 ～3 。SmNd的化学 330 李献华,李正祥,周汉文,等/地学前缘Earth Science Frontiers2002 , 9 4 分离采用常规的阳离子树脂REE和其他元素分 离和HDEHPSm ,Nd分离方法,化学分离在广州 地球化学研究所同位素超净实验室完成。Nd同位 素组成在广州地球化学研究所的Micromass Iso2 probe型MCICPMS进行,N143Nd/N144 Nd 比值用N146Nd/N144 Nd 01721 9校正。在本 文样品分析过程中,该MCICPMS对日本的Nd 同位素分析标准Shin Etsu的N143Nd/N144 Nd 测定值为01512 12512 2σ , 样品的N143Nd/ N144 Nd 测定值校正到Shin Etsu标准的N143Nd/ N144Nd 01512 112 相当于La Jolla标准的 N143Nd/N144Nd 01511 860。 3 结果 311 SHRIMP锆石UPb年龄 锆石UPb年龄分析结果列于表1。所分析的 锆石颗粒为透明的自型晶体,阴极发光图像均显示 出岩浆结晶成分环带。大多数分析点的U含量较 低大多数wU 50～100μ g/ g 、w Th/ wU 015～115。所有15个分析点在误差范围 内有一致的207Pb/ 206Pb、206Pb/238U 和207Pb/ 235 U 原 子个数比值,其206Pb/ 238U 年龄的加权平均值为 808 12 Ma 2σ 图3 ,代表了冷碛辉长岩的结 晶年龄。 该年龄与石棉花岗岩的年龄 809 22Ma[9] 图3 冷碛辉长岩锆石UPb一致图解 Fig13 U2Pb zircon concordia diagram for the Lengqi Gabbro 在误差范围内完全一致,表明两者为同期岩浆活动 的产物。 312 元素地球化学 选择了5块蚀变程度最低的辉长岩样品进行了 主量、 微量元素和Nd同位素分析,结果列于表2。这 些样品的w SiO 2 4616 ～4917 ,w Na 2O K2O 219 ～511 ,Mg 值为0155～0159 ,为分异 的玄武质成分,在T AS图上落入辉长岩范围图4a , 界于碱性-亚碱性过渡区。 在Zr/ P2O5TiO2图上[11] 表1 冷碛辉长岩样品98KD61的SHRIMP锆石UPb同位素分析结果 Table 1 SHRIMP UPb zircon data from the Lengqi gabbro sample 98 KD61 分析 序号 w U/ μgg- 1 wTh/ μgg- 1 wTh /wU f206 / N207Pb3 / N206Pb3 1σ N206Pb3 / N238 U 1σ N207Pb3 / N235 U 1σ 206 Pb3/ 238U 年龄/ Ma 1σ 1105760172018601061 601002 501128 101002 5110890105277715 269440163013601066 401003 0011324010027112120106280216 3921131122018101066 601002 801134 001002 7112300106181116 4100750175015301066 001002 201134 601002 7112240105081415 552320161018701067 601003 801131 401002 8112260107779616 63443611105013201064 601001 001133 201002 4111870103080614 794830188011401066 801002 301132 501002 6112190105180215 8108970190014501065 101002 201134 401002 6112060104981315 959320153113001062 401003 901128 801002 7111080107678116 1070560181018801066 901003 601133 801002 8112340107480916 1148240149019201065 901005 101133 301003 0112110110080617 121031031100016501065 301002 001134 701002 6112130104781515 132744031147012901065 101001 101133 301002 5111960103180714 1451280156115701065 801004 701131 201002 9111910109279516 1579670185018501064 301002 601134 401002 7111920105781315 注f206表示普通206Pb占总206Pb的百分比。 李献华,李正祥,周汉文,等/地学前缘Earth Science Frontiers2002 , 9 4 331 表2 冷碛辉长岩的元素和Nd同位素分析结果 Table 2 Geochemical and Nd isotopic data for the Lengqi Gabbro 样 号 主量元素质量分数/ SiO2TiO2Al2O3Fe2O3MnO3MgOCaONa2OK2OP2O5烧失量 总量 Mg 值 微量元素质量分数 / μgg- 1 ScVCrNi 98KD61 48149112616194 1114301186. 5491892173017011191119 991650157661419311039 98KD62 46157114616194 1219401216199101422158013401381106 991890156471923412288 98KD64 48171117015153 121520120615881042160115801501177 991720155601422010343 98KD65 47170114716140 121120119713771702126211601411172 991500159561019318356 98KD66 49174112216158 111820118616761592165214601281150 99168015728141842038 样 号 微量元素质量分数 / μgg- 1 GaRbSrYZrNbCsBaLaCePrNdSmEuGdTbDyHo 98KD611617171550521127615318001713681113271031841711410711633199016331790176 98KD62191351358125108618410501322711310321241612019418011954174017941510192 98KD64181240183802716156713801664621818451261552816611011845180018951071101 98KD65161960193472315136617011966171619401051382312418311754182017241390185 98KD66171566133482313116511711645561312321741291910411211444118016741310181 样 号 微量元素质量分数 / μgg- 1 ErTmYbLuHfTaUTh N143Nd/N144 Nd 误差 2 σmεNd ,t 98KD610134210201312109012311152109013001512 35301000 011- 011 98KD620141216201392133012501672173012501512 36101000 008 0160 98KD6401442170014131730152122191016201512 46101000 008 316 98KD650135211801343119014311412139013901512 49101000 010 414 98KD660137212601353126013521482131017201512 51701000 009 414 注Mg 值 xMg/xMg Fe2 , 假设x Fe 2O3 / xFeO Fe2O3 0 120 ;t 808 Ma ,SHRIMP锆石UPb年龄。 图4 a冷碛辉长岩的 Na 2O K2 O 2SiO2岩石分类图解[13] b Zr/ P2O52TiO2相关关系图解[11 ,3 ,5] Fig14 a TAS diagram for classification of igneous rocks; b Zr/ P2O5vs. TiO2plot 有4个样品落入碱性玄武岩范围图 4b 。与苏雄碱 性玄武岩[3]w Al 2O3 1212 ～1416 ,w TiO 2 214 ～313 ,w P 2O5 0 134 ～0171 相 比,冷碛辉长岩w Al 2O3 15 15 ～161 9 较高、 w TiO 2 1 12 ～11 7 和w P 2O5 0 128 ～ 0150 较低。总体上冷碛辉长岩显示出弱碱性玄 武岩的主量元素特征,而明显不同于岛弧玄武岩 w Al 2O3 16 ,w TiO 2 1 , w P 2O5 17 , w TiO 2 1 12 ,w P 2O5 0 1 4 [12]。 冷碛辉长岩样品具有一致的REE分布形式图 5 ,中等富集LREEwnLa 46～ 77 10 - 6 , wnLa/wn Yb 318～51 2 。样品98KD61和 98KD62由于斜长石堆晶而显示明显的Eu正异常 wEu/w Eu 3 1123～11 25 。与苏雄碱性玄 武岩相比,LREE富集程度略低,而HREE丰度略 高,因此REE分布形式的斜率较平缓。 在微量元素 “蛛网图” 上图6 ,所有样品的元 素丰度从Lu至 La 不相容性增加逐渐增加,样品 98KD61和98KD62两个样品由于斜长石堆晶而显 示出Sr和Eu正异常,而其他微量元素丰度总体偏 低,ZrHf略显负异常;另外3个样品的微量元素 丰度和分布特征总体上和苏雄碱性玄武岩类似,而 332 李献华,李正祥,周汉文,等/地学前缘Earth Science Frontiers2002 , 9 4 不同于岛弧玄武岩LREE和HFSE丰度低、ZrHf 略显负异常和明显的Sr正异常。所有样品的Nb Ta相对La和Th亏损,因而显示出明显的Nb Ta负异常,和岛弧玄武岩相似。 图5 冷碛辉长岩的稀土分布形式图 球粒陨石值引自Sun和McDonough[14]; 苏雄碱性玄武岩引自X. H. Li等[3] Fig15 Chondrite2normalized REE distribution diagrams 图6 冷碛辉长岩的不相容元素 “蛛网图” 原始地幔值引自Sun和McDonough[14];苏雄碱性玄武岩 引自X. H. Li等[3];岛弧玄武岩范围引自Tatsumi和Eggins[15], 其中阿留申岛弧的中钾钙碱性玄武岩引自Nye和Reid[16] Fig16 Primitive mantle2normalized incompatible trace element spidergrams 313 Nd同位素 冷碛辉长岩的N147Sm/N144 Nd 比值变化 范围小 0 1126～01144 ,其中3个样品具有较一致 的ε Nd ,t正值 316～ 414 ,表明来源于一长 期亏损的地幔源区,没有明显的大陆地壳物质混染。 另外两个样品98KD6和98KD62的εNd ,t值明 显偏低 - 0 12～ 016 ,显示出地壳物质的混染。 4 岩石成因 元素和Nd同位素地球化学特征表明冷碛辉长 岩明显不同于典型的火山弧玄武岩,总体上类似于 板内碱性玄武岩,但叠加了一些岛弧岩浆的特征,如 NbTa亏损图 6 。这种地球化学特征的双重性 也在一些玄武岩构造判别图上清楚地表现出来。例 如,在Pearce和Norry[17]的Zr/ YZr相关图上,冷 碛辉长岩的w Zr/ wY 315～518 ,明显高于岛 弧玄武岩而落入板内玄武岩范围图7a ,其中3个 高ε Nd ,t值样品98KD64、 98KD65和98KD66 的wNb/w Yb≈515 ,界于苏雄碱性玄武岩 w Zr/ wY 717～ 10 和另外2个低εNd ,t 值样品98KD61和98KD62 ,w Zr/ wY≈31 5 图7 玄武质岩石的构造判别图 Fig17 Tectonic discrimination diagrams a ZrZr/ Y判别图 [17];b Ti ZrY判别图[18]; cLaYNb判别图 [19] 李献华,李正祥,周汉文,等/地学前缘Earth Science Frontiers2002 , 9 4 333 之间;在Pearce和Cann[18]的TiZrY三角图上, 样品点界于板内和岛弧玄武岩的边界,其中3个高 εNd ,t值样品和2个低εNd ,t值样品分别落入 板内玄武岩和岛弧玄武岩范围图7b ;而在Caban2 is和Lecolle[19]的YLaNb三角图上,所有冷碛 辉长岩样品落入了火山弧玄武岩范围图 7c 。需 要指出的是,虽然所研究的辉长岩样品经历过一定 的分异而不能代表原始岩浆成分,但其不相容微量 元素的 “蛛网图” 以及在上述构造判别图上的分布仍 反映其固有的地球化学特征。 显然,我们不能仅仅根据NbTa亏损这种岛 弧岩浆特征的地球化学特征就将冷碛辉长岩解释成 岛弧成因,事实上,冷碛辉长岩的大多数主量和微量 元素地球化学特征和板内裂谷玄武岩类似。冷碛辉 长岩和苏雄玄武岩的元素和Nd同位素组成的相似 性表明两者可能有相似的地幔源区,但两者在地幔 源区和成因上也存在以下差异 1 NbTa亏损和从典型的板内玄武岩向岛 弧玄武岩 “飘移” 的地球化学特征表明有岛弧或大陆 地壳物质加入到了冷碛辉长岩浆中。值得注意的是 冷碛辉长岩样品的Th含量非常低w Th 1 000 km700 km ,但形成的年龄非常一致约825～ 820 Ma ,而且和桂北的基性/超基性岩的时代 828 7 Ma [1]也非常接近 ,因此很可能是地幔柱 活动引发下部地壳物质重熔的产物。这些酸性和基 性岩浆岩在时 空上与大陆裂谷非常密切,而没有同 李献华,李正祥,周汉文,等/地学前缘Earth Science Frontiers2002 , 9 4 335 时代典型的岛弧火山岩和弧前沉积或构造,所以不 支持火山弧模式[6]。 613 约760 Ma康定基性岩脉也是地幔柱成因 Z. X. Li等[5]最近报道了康定裂谷中6个花岗 质岩石的高精度SHRIMP锆石UPb年龄为780 ～750 Ma ,其中3个是 “康定杂岩”,岩性分别为花 岗岩、 花岗闪长岩和闪长岩。在康定地区,一些基性 岩脉明显与花岗质岩石呈塑性相互穿插关系,表明 是同时代的共生岩浆。主量和微量元素地球化学分 析表明,这些基性岩脉为拉斑质玄武岩成分,具有较 平坦的REE分布形式和地幔柱成因的玄武岩微量 元素分布特征除受地壳混染样品显示出NbTa 亏损。受地壳混染程度最低的样品有最高的 εNd ,t值 3 14 ,与澳大利亚地幔柱成因的 Gairdner基性岩脉εNd ,t 4 [29]及铁船山拉 斑玄武岩εNd ,t 4～ 5 [27]相当。根据这 些地幔柱成因的基性岩脉以及广泛的约780～750 Ma岩浆活动,Z. X. Li等[4 ,5]推测华南及邻近的 Rodinia陆块可能存在另一个地幔柱。在860～750 Ma期间,Rodinia超级大陆的大多数地区存在普遍 的同期双峰式岩浆活动,因此他们进一步提出这两 个地幔柱活动约825 Ma和约780～750 Ma 是一 个超级地幔柱mantle superplume的两次主要爆发 期。这个超级地幔柱模式合理解释了扬子块体上持 续了约100 Ma的岩浆活动。而这个持续约100 Ma 的岩浆活动正是Zhou等[6]质疑地幔柱模式的主要 依据。 614 “盐边蛇绿岩”板内基性-超基性侵入岩 在扬子块体西缘出露了一些基性-超基性岩, 虽然一些研究人员认为它们是蛇绿岩[34],但遭到另 一些研究人员的反驳[35],“盐边蛇绿岩” 和 “石棉蛇 绿岩” 是其中的代表,也是Zhou等[6]提出新元古代 岛弧模式的重要证据。 “盐边蛇绿岩” 由橄榄岩、 橄辉岩、 辉长岩、 火山 岩和沉积岩组成[35],其中可见辉长岩明显侵入周围 的火山岩和片岩[35 ,36],其中同德辉长岩和闪长岩的 SHRIMP锆石UPb年龄分别为 820 13 Ma和 813 14 Ma[36],因此,盐边地区的辉长岩形成于 新元古代,它们既不是蛇绿岩,也和盐边群火山岩 无成因关系。盐边群火山岩的REE和微量元素分 析结果表明,这些火山岩的具有LREE富集的特 征[36],明显不同于蛇绿岩中NMORB的LREE亏 损特征。因此,盐边群火山岩和火山沉积岩以及侵 入其中的基性-超基性岩不可能是蛇绿岩[35 ,36]。 7 小结 1 SHRIMP锆石UPb定年结果表明冷碛辉 长岩的结晶年龄为 808 12 Ma ,与康定花岗质杂 岩在时空上密切共生。冷碛辉长岩的元素和Nd同 位素特征总体上与苏雄碱性玄武岩相似,形成于板 内裂谷环境。辉长岩浆在上升过程中受到富集岩石 圈地幔被年轻俯冲板块交代和/或基性下地壳物 质的混染。 2扬子块体西缘新元古代花岗质岩石构造环 境的地球化学判别结果是多解的。由于花岗岩的地 球化学特征主要受源区组成和岩浆结晶演化过程等 因素的制约,而构造环境往往是第二位的控制因素, 因此花岗质岩石的构造岩石组合关系则往往不确 定。根据康定花岗质杂岩的某些 “岛弧地球化学特 征” 而提出的865～760 Ma火山弧模式Zhou等, 2002是有问题的。 3目前的研究资料表明扬子块体西北缘在约 950～900 Ma期间存在一个近东西向的俯冲带和火 山弧,而860～750 Ma期间的大规模岩浆活动与 Rodinia超级大陆下的一个超级地幔柱活动有关。 感谢李寄 和涂湘林帮助测试主量元素和微量元素,并感 谢成都地质矿产研究所对野外考察工作提供的支持与帮助。 References[参考文献] [ 1 ] LI Z X, LI X H , KINNY P D , et al. 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