2. 中国地质科学院地质力学研究所 北京 100081
印支地块与思茅地块、 华南地块以及Sibumasu地块是构成东南亚地块的几个主要的微板块,古生代末期—中生代中期,它们随着中特提斯洋的张开和古特提斯的闭合汇聚成一体(Metcalfe, 1996,2002,2013)。关于其汇聚的时间、 方式及汇聚的边界,随着研究的深入,认识也不同以往,如发生在印支地块南端昆嵩地体(Kontum massif)的印支运动,最初Fromaget(1934)认为其为印支地块内部由地层不整合接触体现出的造山运动,到现在逐渐被认为其为华南地块与印支地块在二叠纪末期沿Song Ma缝合带产生由东向西的俯冲及随后的碰撞造山(Lepvrier et al., 2004,2008; Faure et al., 2014; Wang et al., 2015)。相应的,印支地块与华南地块的边界,也由越南与中国接壤的Song Chay缝合带(哀牢山—红河断裂通过处)向西移动到Song Ma缝合带(图 1)。这样,作为了解印支地块窗口、 研究程度较高的越南地区,其主体变为华南地块的一部分。同样的,以奠边府缝合带为界的印支地块与思茅地块的关系,对新生代青藏高原的形成演化具有重要的构造意义,根据Tapponnier et al.(1982)的块体逃逸理论,渐新世—中新世期间,印支地块沿哀牢山—红河断裂向东南挤出500~700 km,其证据之一是以错开的奠边府缝合带与金沙江缝合带作为错断标志物(Leloup et al., 1995)。然而,近年来的构造年代学、 岩石年代学及地球化学研究表明(Lin et al., 2009; Roger et al., 2014; Wang et al., 2015),奠边府缝合带只是扬子地块与印支地块陆陆碰撞时期才活动的一条构造带,它不是板块之间的缝合带。由此,昌都—思茅地块与印支地块在特提斯演化中是一个整体(Liu et al., 2012; Faure et al., 2014; Wang et al., 2015)。如果这种认识是正确的,那么,现今的昌都—思茅—印支地块呈哑铃型(见 图 1),其蜂腰部分位于东构造结向东挤出部位。可见印支地块在新生代的陆内变形是以塑形变形为特征,而不是逃逸模式描述的刚性块体的变形特征。因此,了解印支地块本身的特征,以及它与相邻地块的相互关系,包括其基底构成特征以及其特提斯演化历史,对于理解新生代青藏高原隆升历史及其隆升对周缘块体的影响至关重要。然而,由于一些原因,我们对作为印支地块主体的老挝地区的地质认识是极其有限的。近年来,我们对老挝地区进行了多次地质考察,取得了大量有意义的研究成果,这对我们认识印支板块的基底组成、 特提斯构造演化和新生代经历的构造变形意义重大。本文展示的是该研究的部分成果。
研究区位于老挝北部川圹高原,平均海拔为2 000 m左右,行政区域归属分别为中部的川圹省、 北部的华潘省和东部的波里坎赛省。研究区北西侧为奠边府构造带(图 2),正西为Nan-Uttaruddit蛇绿岩带,它们一起曾被认为是印支地块与Sibumasu—保山地块的分界带(Hutchison,1975; Barr and MacDonald, 1987; Barr et al., 2000),近几年逐渐被认为是弧后洋壳残留物,两大陆块的真正分界在更西侧的Inthanon—昌宁—孟连缝合带(Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe,2013; 图 1)。研究区东北侧为长山构造带(Truong Son)和Song Ma缝合带,出露的地层主要为二叠系海相灰岩和火山沉积岩,少量古生代变质岩以及代表蛇绿岩套的混杂堆积,中生代地层则主要出露于研究区南部的万象地区(DMG,1991; 图 2)。花岗岩大面积分布于长山构造带以西地区,Wang et al.(2015)认为本区的花岗岩主要为250~230 Ma期间华南板块向西俯冲于印支板块之下形成的Ⅰ型花岗岩,少量的花岗岩属于加里东期,反映更早期的板块运动特征。
我们在川圹省Kham岩体、 华潘省的Phon Thong岩体和波里坎赛省的Laosang岩体分别采集了LC-7、 LC-18、 LH-1、 LH-9、 LB-4和LB-8的6块样品,这些花岗岩样品都是中-粗粒钾长花岗岩,含钾长石(45±5%)、 石英(35±5%)、 斜长石(10±5%)、 黑云母(7±2%)和少量次级矿物(如磁铁矿、 磷灰石和锆石等)。在实验室对这6块样品进行了锆石U-Pb测年和锆石Lu-Hf同位素比值分析。实验流程如下:
锆石的分选采用重液和磁选方法在河北省地质队实验室完成。运用阴极发光图像来观测锆石颗粒的内部结构并选取合适的点位用以分析研究。U、 Th、 Pb和Lu同位素原位测定在中国科学院青藏高原研究所LA-ICP-MS进行,详细分析方法见Li et al.(2009)。锆石标样与锆石样品以1 ︰ 3比例交替测定。U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice(337 Ma; Sláma et al., 2008)校正获得,以标准样品Qinghu(159.5 Ma; Li et al., 2009)作为未知样监测数据的精确度。同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig,2001)。 表 1为锆石U-Pb年龄数据。
在锆石U-Pb定年的基础上,选择谐和度较好的年龄点,在与年龄点环带趋势一致的微区圈定Hf同位素点位。锆石Hf 同位素分析利用Neptune Plusma Ⅱ 多接收等离子质谱仪和NWR193UC 193 nm激光取样系统上进行,仪器详细步骤参见 Liu et al.(2015)。激光剥蚀斑束直径一般为60 μm,每一测点包含有10 s 预剥蚀、 45 s 剥蚀和30 s 的清洗时间。样品测试过程中以91500作为标样,其176 Hf/177 Hf=0.282 286±12(2σ,n=21)。
3 实验结果 3.1 锆石U-Pb年龄样品LC-7和LC-18 来自Kham岩体,锆石呈80~120 μm的无色透明的短柱状,CL图像显示锆石一般具有发光的核部(低U)以及晶形较好的岩浆岩振荡环带(图 3)。测试结果显示年龄数据一致。LC-7中18个测试点206 Pb/238 U的平均年龄为247±1.2 Ma,LC-18中18个测试点的206 Pb/238 U的平均年龄为254.7±1.2 Ma年龄(表 1),样品LC-7的Th/U比值为0.45~0.75,样品LC-18的Th/U比值为0.47~0.78,指示典型岩浆岩来源。由于这些数据来自锆石核部和边缘,254.7~247 Ma代表了该岩体的侵入时间。
样品LH-9来自Phon Thong岩体,其中的锆石为浅黄至透明,自形晶,棱柱状。CL图像显示锆石一般具有发光的核部(低U)以及晶形较好的岩浆岩振荡环带(图 2),颗粒通常长为100~180 μm,宽为50~80 μm。19个测试点的年龄值范围在263±5 Ma~212±5 Ma之间(表 1),206 Pb/238 U的平均年龄为248.1±1.3 Ma(图 3b)。Th/U 比值为0.38~0.78,指示典型岩浆来源。248 Ma代表了Phon Thong岩体的侵入时间。
样品LB-4和LB-8来自Laosang岩体,锆石为浅粉红或无色,棱柱状,长约为80~150 μm,具有明显的振荡环带(图 3)。LB-4中17个测试点206 Pb/238 U的平均年龄为424.7±2.7 Ma,LB-8中15个测试点的206 Pb/238 U的平均年龄为406.2±1.8 Ma年龄(表 1); LB-4的Th/U值为0.26~1.24,LB-8的Th/U值为0.27~1.28,指示典型岩浆岩来源。由于这些数据来自锆石核部和边缘,424.7~407 Ma代表了该岩体的侵入时间。
3.2 Lu-Hf二阶段模式年龄样品LC-7 的20 颗锆石的(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 349~0.282 728 之间(表 2),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 483,对应的εHf(t)变化范围在-9.6~0 之间,平均值为-4.8; 地壳模式年龄TDMC 变化范围在1.97~1.03 Ga 之间,加权平均值为1.58 Ga(图 4)。
样品LC-18 的17颗锆石的(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 466~0.282 670 之间(表 2),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 536,对应的εHf(t)变化范围在-5~2 之间,17个样品中2个为正值,其余均为负值,平均值为-2.8; 地壳模式年龄TDMC 变化范围在1.66~1.15 Ga 之间,加权平均值为1.46 Ga(图 4)。
样品LH-1的20颗锆石(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 424~0.282 624 之间(表 2,LH-1的U-Pb年龄数据见Wang et al., 2015),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 501,对应的εHf(t)变化范围在-7.0~0.4 之间,20个样品中1个为正值,其余均为负值,平均值为-4.1; 地壳模式年龄TDMC 变化范围在1.26~1.69 Ga 之间,加权平均值为1.54 Ga(图 4)。
样品LH-9的18颗锆石的(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 321~0.282 557 之间(表 2),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 456,对应的εHf(t)变化范围在 -10.4~-2.0 之间,20个样品均为负值,平均值为-5.7; 地壳模式年龄TDMC 变化范围在1.94~1.41 Ga 之间,加权平均值为1.64 Ga(图 4)。
样品LB-4的15颗锆石的(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 099~0.282 595 之间(表 2),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 401,对应的εHf(t)变化范围在-14.9~2.8 之间,15个样品中只有1个为正值,其余均为负值,平均值为-3.8; 地壳模式年龄TDMC 变化范围在2.34~1.22 Ga 之间,加权平均值为1.65 Ga(图 4)。
样品LB-8的22颗锆石的(176 Hf/177 Hf)i的变化范围在0.282 217~0.282 495 之间(表 2),Hf 同位素成分比较均一,加权平均值为0.282 366,对应的εHf(t)变化范围在-10.8~-1.1 之间,22个样品均为负值,平均值-5.5; 地壳模式年龄TDMC变化范围在1.51~2.08 Ga 之间,加权平均值为1.74 Ga(图 4)。
4 讨论与结论 4.1 印支地块基底特征及其与兰坪昌都地块的关系由印支期花岗岩和加里东期花岗岩的Lu-Hf比值可以看到,εHf(t)值主要集中在 -10~0 之间,有少量显示正值,表示花岗岩物质来源主要来自地壳,少量地幔物质混入。其二阶段模式年龄集中在2.0~1.5 Ga之间,与Wang et al.(2015)在本区早期的研究结果一致(图 5a)。Lan et al.(2003)总结的印支地块的锆石年龄及Lu-Hf二阶段模式年龄表明,印支地块经历的第一次造山运动在2.7~2.4 Ga期间,在1.4~1.2 Ga期间经历了另一次造山运动。我们在老挝的Lu-Hf比值数据遵循这一特征,表明印支地块内部有统一的物质来源。
过去曾认为奠边府构造带为分割印支地块与思茅—昌都地块的缝合带(Sengör,1979; Leloup et al., 1995),近年来的工作已否认了这种说法(Liu et al., 2012; Faure et al., 2014; Wang et al., 2015)。关于这两个地区的基底是否一体,需要更多的岩石学、 岩石地球化学及构造方面的工作来证实。地层及古生物证据表明昌都—思茅地块有与印支地块相似的古生代暖水动物群(Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe,2013),表明这两个地块具有亲缘性,思茅盆地中生代碎屑锆石U-Pb年龄数据有两个峰值区,为2.5~2.4 Ga和1.9~1.8 Ga(Wang et al., 2014),与本文数据显示的峰值区吻合(图 5b),同时与印支地块泰国呵叻盆地沉积物有相似的年龄峰值(Carter and Bristow, 2003)。Wang et al.(2014)进一步指出思茅和呵叻盆地有相同的物源区,其物源区应为华南地块秦岭造山带。而更西北端的北羌塘双湖附近,该地块的花岗岩二阶段模式年龄在1.8~1.6 Ga区间(Zhai et al., 2013),与印支地块相同。碎屑锆石和花岗岩Lu-Hf数据表明印支地块与昌都—思茅地块具有相同的年龄峰值构成,存在成为同一地块的可能性。思茅盆地由于发育中生代沉积盆地而鲜有基底露头出露,现有为数不多的锆石Lu-Hf研究均集中在临沧花岗岩带以及更北的澜沧江缝合带一线。临沧花岗岩带在印支地块对应部分是Sukhothai地体(Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe,2013),已有的Lu-Hf和Rb-Sr比值显示,临沧花岗岩二阶段模式年龄集中在2.1~1.8 Ga(孔会磊等,2012; Dong et al., 2013; Peng et al., 2014; 图 5c),略早于印支地块的峰值,这表明作为岛弧的临沧花岗岩体和Sukhothai岩体相对于昌都—思茅地块和印支地块有独特的演化史,许多研究者认为它们均是在古特提斯闭合时拼贴在主陆块之上的(Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe,2013; Faure et al., 2014)。
4.2 印支地块与华南地块的关系印支地块,昌都—思茅地块与华南地块因为有相似的古生代暖水动物群而被古生物学家认为他们在特提斯演化中同属华南板块,然而,金沙江蛇绿岩带研究发现约338 Ma的洋壳成分(Jian et al., 2008),表明在晚古生代时期这两个板块之间存在洋盆,而大量的250~200 Ma期间造山带证据也表明印支地块与华南地块是印支期才拼合在一起的。据李献华等(2012)总结的华南板块基底U-Pb年龄及Lu-Hf二阶段模式年龄特征显示其年龄峰值分别是: 约2.5~2.3 Ga,2.0~1.8 Ga和1.4 Ga,与印支地块相似度极高,表明在Rodinia超大陆阶段两者可能是一体的。Lan et al.(2003)总结的印支地块的历史演化中,2.6~2.4 Ga是板块演化的第一个峰值,板块缺少4.0~3.5 Ga这期代表华南地块最早演化时期的资料。然而,近年在昌都地块玉树小莽岭地区,何世平等(2011)首次报道了昌都地块4.0 Ga古老基底的存在,并认为昌都地块和华南地块具有亲缘性。由此,昌都—思茅—印支地块与华南地块有完全相同的Lu-Hf同位素峰值谱,表明这两大陆块有相同的基底演化史。
4.3 结 论老挝北部花岗岩的同位素数据表明印支地块在1.8~1.6 Ga时有一期重要的造山运动,结合印支地块内其它相关数据,印支地块陆核的形成经历了2.5~2.3 Ga、 2.0~1.6 Ga和1.5~1.2 Ga的3个重要的发展期。印支地块的形成发展史与昌都思茅地块以及华南地块相似,表明他们可能有统一的Rodinia基底。昌都—思茅地块与印支地块是一个地块的推论对印支地块在新生代经历大规模逃逸的假说是否成立有至关重要的影响。
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