南岭西段加里东期越城岭岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄、地质地球化学特征及其形成构造背景
2015-06-23柏道远贾朋远黄文义
柏道远, 钟 响, 贾朋远, 熊 雄, 黄文义
南岭西段加里东期越城岭岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄、地质地球化学特征及其形成构造背景
柏道远*, 钟 响, 贾朋远, 熊 雄, 黄文义
(湖南省地质调查院, 湖南 长沙 410016)
越城岭岩体位于南岭西段, 主体为南部的加里东期花岗岩, 北部为印支期花岗岩。加里东期花岗岩自早至晚依次为中细粒斑状黑云母二长花岗岩、细中粒斑状黑(二)云母二长花岗岩、细粒斑状黑(二)云母二长花岗岩和细粒黑(二)云母二长花岗岩。岩体东部和西部花岗岩分别具块状构造和片麻状构造。岩体西缘尚叠加了燕山期左行走滑-伸展型韧性剪切带。对中细粒斑状黑云母二长花岗岩和(糜棱岩化)细中粒斑状黑云母二长花岗岩各进行了1个样品的锆石SHRIMP U-Pb年龄测试, 分别得到(436.6±4.8) Ma、(430.5±4.3) Ma的年龄值, 反映花岗岩形成于早志留世晚期。岩石高硅、富铝、高钾、中碱, SiO2含量68.35%～78.10%, 平均73.29%; Al2O3含量11.95%～15.55%, 平均14.18%; K2O含量4.12%～5.62%, 平均4.95%; 全碱(Na2O+K2O)含量为6.18%～8.30%, 平均7.58%; K2O/Na2O值在1.36～2.82之间, 平均1.94。ASI值1.04～1.66, 平均1.23。总体属高钾钙碱性系列过铝质花岗岩类。大多数样品Ba、Nb、Sr、P、Ti表现为较强烈亏损, Rb、(Th+U+K)、(La+Ce)、Nd、(Zr+Hf+Sm)、(Y+Yb+Lu)等则相对富集; ∑REE含量为50.43～328.81 μg/g, 平均173.39 μg/g;Eu值0.21～0.68, 平均为0.40; (La/Yb)N值为0.54～14.04, 平均7.93;Sr值为0.71912和0.72415,Sr()值为208和279,Nd()值为–11.76～–7.80,2DM为1.80～2.12 Ga。A/MF-C/MF图解显示源岩为泥质岩和碎屑岩。上述地球化学特征表明花岗岩为S型花岗岩, 是陆壳碎屑岩石部分熔融的产物。花岗岩氧化物构造环境判别图解指示岩体形成于后碰撞构造环境。基于岩石成因、构造环境判别以及区域构造演化过程, 推断加里东期越城岭花岗岩的具体形成机制为：奥陶纪末—志留纪初的北流运动导致地壳增厚、升温, 早志留世中晚期在挤压减弱、应力松弛的后碰撞-减压构造环境下, 中、上地壳酸性岩石发生部分熔融并向上侵位。
锆石SHRIMP U-Pb定年; S型花岗岩; 北流运动; 后碰撞构造环境; 越城岭; 湘西南
0 引 言
早古生代晚期的构造事件在华南形成了强烈的褶皱和断裂变形[1–5], 并引发了强烈的花岗质岩浆活动[1,2,6–8]。地质工作者对加里东期构造-岩浆事件进行过大量研究并取得了丰富成果, 认识到早古生代晚期的构造事件自早至晚可分为寒武纪末—奥陶纪初的郁南运动、中奥陶世末的都匀运动、奥陶纪末—志留纪初的北流运动(崇余运动)、志留纪后期的广西运动等多期次[5,8–12]; 在该构造事件中, 古陆逐渐向北西扩展[13–15]、造山带具“由南向北”挤压趋势[12]; 相关的花岗质岩浆活动时代主要为440～390 Ma[2]或460～410 Ma[7]等。尽管如此, 华南早古生代晚期的构造事件仍有若干问题需要进一步研究, 如不同期次构造运动的影响范围及其背景差异; 再如关于加里东期花岗岩的构造成因, 或认为与板内造山环境下沿断裂发生中上地壳部分熔融有关[6], 或认为与板内碰撞造山之后的后碰撞或后造山伸展-减薄有关[2,7,16,17], 或认为陆-弧-陆碰撞所致[18]。
湖南省加里东期花岗岩发育, 近些年来已获得九嶷山雪花顶岩体[19]、彭公庙岩体[20]等部分岩体的锆石SHRIMP 和LA-ICPMS U-Pb年龄, 但高精度年龄数据总体偏少。位于湘西南的越城岭岩体和苗儿山岩体为以加里东期花岗岩为主、中生代花岗岩为次的大型复式岩体, 目前已获得印支期花岗岩(228.7±4.1) Ma和(216.8±7.5) Ma的锆石LA-ICPMS U-Pb年龄[21], 尚缺乏加里东期精确同位素定年。
湘桂交界的越城岭-苗儿山一带为加里东运动强烈影响地区, 其西侧为NNE向城步-新化大断裂。该断裂西侧发育早志留世沉积而东侧无志留系出露[22]。东侧志留系缺失成因(沉积缺失还是后期剥蚀所致?)的确定直接关系到对湘中南-雪峰山地区早古生代构造事件的期次及其影响范围的正确认识, 但目前对此问题缺乏深入研究。
针对前述地质问题, 本研究对加里东期越城岭岩体进行了锆石SHRIMP U-Pb测年, 获得(436.6± 4.8) Ma和(430.5±4.3) Ma的岩浆事件年龄; 并对岩体地质地球化学特征进行了详细研究, 结果表明花岗岩为加厚地壳在后碰撞环境下重熔形成的S型花岗岩, 从而确定城步-新化断裂以东发生了北流运动并导致志留纪期间遭受剥蚀而无沉积。这一成果为湘桂地区加里东期花岗岩年代补充了资料, 为区域早古生代晚期构造事件期次及影响范围提供了重要约束。
1 地质概况
越城岭岩体跨湘桂交界, 总体呈NNE向狭长带状展布, 总面积约1365 km2。岩体西面为苗儿山大型复式岩体, 两者以新宁白垩纪盆地相隔(图1)。越城岭岩体北段主要为印支期花岗岩; 南段大部为加里东期花岗岩, 并有早燕山期小岩体侵入。重力异常特征显示岩体向东倾斜延伸[23]。在岩体东侧, 加里东期花岗岩与南华系—奥陶系呈侵入接触, 外接触带具角岩化、大理岩化变质; 与泥盆系跳马涧组呈沉积接触(图1)。
图1 越城岭岩体地理位置(a)及地质略图(b)
1–花岗岩; 2–片麻状花岗岩; 3–地质界线; 4–角度不整合界线; 5–断裂; 6–韧性剪切带; 7–锆石SHRIMP U-Pb年龄样品位置及编号; K–白垩系; D—C–泥盆系—石炭系; Nh—O–南华系—奥陶系;K–晚燕山期花岗岩;J–早燕山期花岗岩;T–印支期花岗岩;S–加里东期花岗岩;Sa–加里东期越城岭岩体中细粒斑状黑云母二长花岗岩;Sb–加里东期越城岭岩体细中粒斑状黑(二)云母二长花岗岩;Sc–细粒斑状黑(二)云母二长花岗岩;Sd–细粒黑(二)云母二长花岗岩
1–granite; 2–gneissic granite; 3–geological boundary; 4–uncomformity; 5–fault; 6–ductile shear zone; 7–location and serial number of zircon SHRIMP U-Pb dating sample; K–Cretaceous; D—C–Devonian—Carboniferous; Nh—O–Nanhuan—Ordovician;K–late Yanshanian granite;J–Early Yanshanian granite;J–Early Yanshanian granite;T–Indosinian granite;S–Caledonian granite;Sa–medium-fine-grained porphyritic biotite monzogranite of Caledonian Yuechengling pluton;Sb–fine-medium-grained porphyritic biotite-dimicaceous monzogranite of Caledonian Yuechengling pluton;Sc–fine-grained porphyritic biotite-dimicaceous monzogranite of Caledonian Yuechengling pluton;Sd–fine-grained biotite-dimicaceous monzogranite of Caledonian Yuechengling pluton of Caledonian Yuechengling pluton
据岩性特征和本次工作查明的相互之间的侵位关系, 加里东期越城岭花岗岩主要可分为4个侵入期次, 自早至晚依次为中细粒斑状黑云母二长花岗岩(Sa)、细中粒斑状黑(二)云母二长花岗岩(Sb)、细粒斑状黑(二)云母二长花岗岩(Sc)和细粒黑(二)云母二长花岗岩(Sd)(图1), 其中以细中粒斑状黑(二)云母二长花岗岩分布最广(主体花岗岩), 其他分布局限。此外, 局部尚见细粒斑状正长(碱长)花岗岩脉(S)。花岗岩具块状构造, 但西部发育片麻状构造或叠加韧性剪切变形, 变形强烈者可成为花岗质糜棱岩。
越城岭岩体西缘发育韧性剪切带和片麻状花岗岩, 北段和南段分别切割、叠加于印支期花岗岩和加里东期花岗岩之上。在南段, 韧性剪切带东侧与加里东期片麻状花岗岩、块状花岗岩呈过渡关系, 西侧以脆性正断裂与白垩系分界。
前人对岩体西缘韧性剪切带特征和成因已进行过探讨[24–27], 笔者对南段李家壮-咸水口一带再次进行了地质剖面观测。剖面西部发育宽近3 km的较连续韧性剪切带, 带内岩石主要为眼球状花岗质糜棱岩。剖面东部约10 km范围内主要出露(弱)片麻状-糜棱岩化细中粒斑状黑云母二长花岗岩, 变形强度及面理发育程度总体自西向东变弱; 内部尚发育多条宽2～20 m不等的韧性剪切带。片麻理和糜棱面理(C面理)的产状较稳定, 倾向多在290°～310°之间, 倾角一般20°～45°。EW向剖面上S-C组构指示正向滑动(图2); 剪切面理(C面理)上的拉伸线理向南侧伏, 侧伏角60°～75°, 指示正向滑动的同时兼具左行走滑。糜棱岩XZ面上矿物强烈拉长、轴比大, 而YZ面上轴比小, 表明以简单剪切为主(图3)。
图2 糜棱岩中S-C 组构指示正向滑动
从上述岩石、变形特征以及北段印支期花岗岩卷入韧性剪切带来看, 加里东期主体花岗岩原生构造为块状构造(东部)或(弱)片麻状构造(西部), 具简单剪切机制的韧性剪切变形应为岩体上部在燕山期向西伸展滑动所形成, 而非岩体侵位期构造挤压产物。结合岩体向东倾斜延伸特征[23]分析, 岩体西部片麻状构造应与岩浆由下而上、由东向西侵位时造成的挤压有关。
2 锆石SHRIMP U-Pb定年
2.1 测年样品及分析方法
对中细粒斑状黑云母二长花岗岩(Sb)和(糜棱岩化)细中粒斑状黑云母二长花岗岩(Sd)分别采集样品SH01、SH12进行锆石SHRIMP U-Pb测年。
图3 同一块糜棱岩标本XZ面(a)与YZ面(b)变形差异
将花岗岩样品粗碎后进行人工分选淘洗, 再于双目镜下挑选出晶形较好且透明度较高的锆石, 送实验室分析。将样品锆石与标准锆石TEM(年龄为417 Ma)在玻璃板上用树脂固定、抛光, 然后进行反射光照相以及阴极发光扫描电镜图像分析, 以确定没有裂纹及包体不发育的分析熔样点。锆石的阴极发光照相在中国地质科学院矿床地质研究所电子探针研究室完成。锆石SHRIMP U-Pb分析在北京离子探针中心SHRIMPⅡ上完成, 分析原理和流程见Compston.[28]、Williams.[29]和简平等[30]资料。应用标准锆石TEM(417 Ma)进行元素间的分馏校正。一次离子流O–2强度为5～8 nA。一次离子流束斑直径为25～30 μm。样品点清洗时间为120～180 s。数据处理采用Ludwig博士编写的Squid1.02及Isoplot程序[31–32]。普通铅根据实测204Pb进行校正。
2.2 测试结果
样品SH01和SH12分别分析了9颗、12颗粒锆石U-Pb同位素组成。所分析锆石为透明的自形晶体, 阴极发光图像均显示出岩浆结晶成分环带(图4), 且Th/U比值高, 为0.12～1.06(大于0.1), 表明锆石为岩浆成因。
图4 加里东期越城岭岩体花岗岩锆石阴极发光图像
样品SH01的9个测点U-Pb年龄分析结果见表1和图5。除测点9.1年龄偏大外, 其余8个测点呈水平线状集中分布于谐和线左侧, 其206Pb/238U加权平均年龄为(436.6 ± 4.8) Ma(2σ), MSWD=0.25, 为花岗岩成岩年龄。顺便指出, 8个测点偏离谐和线的线状分布特征与207Pb 难以测准有关, 并表明所测锆石颗粒在形成后U-Pb 同位素体系封闭, 不影响206Pb/238U比值[33]。
图5 样品SH01锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图
样品SH12 的12个测点U-Pb年龄分析结果见表1和图6。4.1、8.1、11.1和12.1等4个测点属离群值; 其余8个测点呈水平线状分布于谐和线的两侧,206Pb/238U年龄值相近, 变化于425.8～440.8 Ma之间, 给出加权平均年龄为(430.5±4.3) Ma (2σ), MSWD= 1.9, 为花岗岩样品成岩年龄。
上述(436.6 ± 4.8) Ma和(430.5 ± 4.3) Ma的 U-Pb年龄在误差范围内一致或接近, 表明中细粒斑状黑云母二长花岗岩和(糜棱岩化)细中粒斑状黑云母二长花岗岩均形成于早志留世晚期, 为同一岩浆事件产物, 前者略早于后者。
图6 样品SH01锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图
表1 加里东期越城岭岩体锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果
注：206Pbc为全部206Pb中属于普通铅206Pb所占的百分比。Pb*为放射性成因铅的含量, 普通铅根据实测204Pb进行校正
3 岩石地球化学特征
3.1 主元素地球化学特征
加里东期越城岭岩体样品的主元素分析结果见表2。在所分析的13个样品中, 样品HX14-1采自细粒斑状碱长花岗岩脉, 其主元素组成显著区别于其他样品, SiO2含量低, 仅为65.17%(SiO2及以下主元素含量值均系无水化处理结果, 故与表2略有差别); K2O和全碱(ALK)含量极高, 分别为9.09%、13.50%, 属典型碱性花岗岩。
其他12个样品主元素特征如下。SiO2含量变化较大且总体含量较高, 为68.35%～78.10%, 平均为73.29%; 自早至晚含量总体变高。随着SiO2含量的增加, Al2O3、FeOT、TiO2、MgO、CaO和P2O5等均呈规律减少, Na2O和K2O无明显变化(图7), 反映可能为同来源和同时代产物。Al2O3含量较高, 为11.95%～15.55%, 平均为14.18%。K2O含量较高,为4.12%～5.62%, 平均为4.95%; 全碱(ALK)含量中等, Na2O+K2O为6.18%～8.30%, 平均为7.58%。K2O大于Na2O, K2O/Na2O值在1.36～2.82之间, 平均为1.94。FeOT含量变化较大, 为1.15%～4.25%, 平均2.59%。TiO2、MgO、CaO和P2O5含量平均分别为0.26%、0.71%、1.17%和0.09%。
根据Frost.[34]提出的修改的碱钙指数(Na2O+K2O–CaO)、铝饱和指数ASI等地球化学变量及ANK, 加里东期越城岭岩体花岗岩总体属钙碱性-碱钙性及过铝质花岗岩(图8a、图8b)。ASI均大于1.0 (1.04～1.66), 平均1.23, 属弱过铝-强过铝质。在K2O-SiO2图中, 总体属高钾钙碱性系列(图8c)。
在(K2O+Na2O)-SiO2图解中, 加里东期越城岭花岗岩主要落于花岗岩区(图9), 样品HX14-1落入正长岩区。
3.2 微量和稀土元素地球化学特征
加里东期越城岭岩体花岗岩微量和稀土元素分析结果分别见表3和表4, 不相容元素对原始地幔标准化分布曲线和稀土元素球粒陨石标准化分布曲线分别见图10和图11。
表2 加里东期越城岭岩体的主元素组成(%)
注: 样品由湖北武汉综合岩矿测试中心测定, 除CO2采用非水滴定法、H2O+采用高温加热-浓硫酸吸收-重量法外, 其他氧化物均采用X射线荧光光谱法(XRF)分析; 样品采用无水四硼酸锂作为熔剂。ASI=Al/(Ca-1.67P+Na+K)(分子比); ANK=Al/(Na+K)(分子比); A/MF=Al2O3/ (MgO+FeO)(分子比)
表3 加里东期越城岭岩体微量元素分析结果(μg/g)及有关参数
注: 样品由湖北武汉综合岩矿测试中心测定分析, 分别采用X射线荧光光谱法(XRF)、电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)、原子荧光光谱法(AFS)、发射光谱法(ES)等方法测定。除W、Mo采用碱溶法测定外, 其他微量元素均采用酸溶法测定
图7 加里东期越城岭岩体主要氧化物Harker图解
在不相容元素对原始地幔标准化蛛网图上(图10), 与相邻元素相比, 大多数样品的Ba、Nb、Sr、P、Ti表现为强烈亏损, 而Rb、(Th+U+K)、(La+Ce)、Nd、(Zr+Hf+Sm)、(Y+Yb+Lu)等则相对富集, 显示出一般壳源花岗岩特征。Nb明显相对Ta亏损, 也暗示花岗岩具有壳源花岗岩特征[39]。Rb、Ba、Sr、Ti含量的变化主要与造岩矿物有关, Rb升高和Sr、Ba降低一般由钾长石、斜长石和黑云母分离结晶所造成, Ti负异常反映出钛铁矿的分离结晶作用。P亏损暗示存在磷灰石的分离结晶。值得指出的是, 样品HX06-1与其他样品相反, 未显示出P的亏损, 而是显示(Zr+Hf)亏损, 可能与锆石的分离结晶有关。
稀土元素含量变化较大(表4), ∑REE为50.43～328.81 μg/g, 平均为173.39 μg/g。∑Ce/∑Y为0.40～4.59, 平均为2.95; (La/Yb)N值为0.54～14.04, 平均7.93, 显示轻稀土明显富集。但其中样品HX407-1的∑Ce/∑Y和(La/Yb)N值分别仅为0.40、0.54, 明显为重稀土相对富集; 样品HX06-1和HX06-2的∑Ce/∑Y值分别为1.45和1.44, 显示轻稀土相对重稀土略有富集。Eu具较明显亏损,Eu值0.21～0.68, 平均为0.40, 暗示经历了斜长石的分离结晶作用。稀土分布曲线大多明显向右倾斜(图11), 反映多数样品轻稀土相对富集且轻、重稀土元素均具明显分馏; 样品HX407-1总体左倾, 反映重稀土富集; 样品HX06-1和HX06-2总体呈近水平海鸥状, 反映轻、重稀土分馏不明显。样品HX407-1重稀土的富集可能与流体分异和氟化物的形成有关[40–41]; 而其轻稀土的减少可能为早期岩浆中褐帘石的分离结晶作用所造成[42–43]。
图8 加里东期越城岭岩体地球化学分类图解
(a)和(b)据Frost.[34]; (c)据Peccerillo.[35]
(a) and (b) after reference Frost.[34]; (c) after reference Peccerillo.[35]
图9 加里东期越城岭岩体(K2O+Na2O)-SiO2图解(据Middlemost[36])
综上, 除个别样品外加里东期越城岭岩体花岗岩微量元素蛛网图及稀土元素分布曲线形态总体一致, 暗示其为同时代、同来源的产物。
3.3 锶、钕同位素地球化学特征
为了提供花岗岩成因与物质来源信息, 对加里东期越城岭岩体进行了4个样品的锶、钕同位素分析, 具体由武汉地质矿产研究所同位素室完成。
Rb-Sr同位素测定方法 采用阳离子树脂(Dowex50×8)交换法分离和纯化Rb、Sr, 用热电离质谱仪MAT261分析铷、锶同位素组成, 用同位素稀释法计算试样中的Rb、Sr含量及锶同位素比值, 用GBW04411、NBS607和NBS987标准物质分别对分析流程和仪器进行监控; 全流程Rb、Sr空白分别为0.4×10–9g和0.8×10–9g。
Sm-Nd同位素分析方法 取加入145Nd+149Sm混合稀释剂和不加稀释剂的样品各1份, 以氢氟酸和高氯酸溶解后用Dowex50×8阳离子交换树脂进行分离和纯化。加了稀释剂的样品用于Sm、Nd含量质谱分析; 未加稀释剂的解吸液上P507有机萃取树脂柱分离和纯化Nd以用于钕同位素比值分析。Sm、Nd含量和钕同位素比值质谱分析采用热电离质谱仪Triton完成, Sm、Nd含量采用同位素稀释法公式计算得到。用GBW04419和ZkbzNd(JMC)标准物质对分析流程和仪器进行监控。全流程Nd、Sm空白分别为1×10–10g和0.7×10–10g。
图10 加里东期越城岭岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图
原始地幔值据Sun.[37]
Primitive mantle data are quoted from Sun.[37]
图11 加里东期越城岭岩体稀土元素球粒陨石标准化分布模式
球粒陨石值据Taylor.[38]
Chondrite data are quoted from Taylor.[38]
同位素测试数据及有关参数值列于表5。根据岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄, 在计算有关参数时样品年龄取值433 Ma。由于小于BABI(玄武质无球粒陨石最初初始值)0.69897±0.00003的值不能用于讨论岩石成因[45], 因而不考虑样品HX06-2和HX17的初始Sr值(0.64721)。剔除样品HX06-2和HX17的锶同位素值, 则加里东期越城岭岩体花岗岩Sr值为0.71912和0.72415,Sr()值为208和279,Nd()值为–11.76～–7.80,2DM(两阶段Nd模式年龄)为1.80～2.12 Ga。
4 讨 论
4.1 岩浆成因
加里东期越城岭岩体东部与前泥盆纪地层呈清楚的侵入接触关系, 外接触带见热接触变质, 镜下表现出典型的岩浆结晶结构, 表明花岗岩为岩浆成因。
岩体的岩石地球化学及锶、钕同位素地球化学特征表明其为陆壳重熔型花岗岩, 且源岩为中、上地壳酸性岩石而非下地壳基性岩; 岩浆过程受分离结晶作用控制。具体分析如下。
(1) 岩石大部分属ASI值大于1.1的强过铝(SP)花岗岩(表2, 图8), 而前人研究表明强过铝花岗岩多为地壳物质熔融产物, 属S型壳源花岗岩类[46]。
(2) 微量元素蛛网图(图10)上岩石显示出一般壳源花岗岩特征(见前述)。
表4 加里东期越城岭岩体稀土元素分析结果(μg/g)及有关参数
注: 样品由湖北武汉综合岩矿测试中心测定分析, 采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)分析。样品处理采用酸溶法
表5 加里东期越城岭岩体锶、钕同位素组成及有关参数计算
注:Nd()、Sr()、Sr和2DM的计算据陈江峰等[44]; 计算参数为:=433 Ma; (143Nd/144Nd)CHUR=0.512638, (147Sm/144Nd)CHUR=0.1967, (87Sr/86Sr)UR= 0.7045, (147Sm/144Nd)CC=0.118, (147Sm/144Nd)DM=0.2137, (143Nd/144Nd)DM=0.513151,Sm=6.54×10–12/a,Rb= 1.42×10–11/a。参数中下角字母代表的含义: UR代表锶同位素均一储库; CHUR代表球粒陨石均一储库; DM代表亏损地幔; CC代表大陆地壳
(3) 湘桂内陆带花岗岩的钕模式年龄(DM)背景值为1.8～2.4 Ga[47–48], 基底时代主要为1.7～2.7 Ga间[49]。湘东南地区具地幔物质加入的早燕山期花岗岩2DM多在1.22～1.76 Ga之间[49]。由此可见, 加里东期越城岭岩体的两阶段Nd模式年龄值(1.80～2.12 Ga)与区域基底地壳相当, 并明显高于具地幔物质加入的湘东南早燕山期壳源花岗岩。鉴此, 推断岩体源于基底地壳的重熔。此外, 岩体Sr值(0.71912和0.72415)与高于大陆地壳0.719的Sr平均值[50], Sr、Nd同位素组成(Sr()=208和279,Nd()= –11.76～–7.80)与澳大利亚东南部Lachlan褶皱带S型花岗岩(Sr()= 77～204,Nd()= –6.1和–9.8)[51]相近, 样点在Nd()-Sr() 图解(图12)中落入华南S型花岗岩区, 也说明岩体源于地壳重熔。
图12 加里东期越城岭岩体εNd(t)-εSr(t)图解
I–华南I型花岗岩; S–华南S型花岗岩, 据刘昌实等[52]
I–I-type granite of South China; S–S-type granite of South China, after Liu.[52]
(4) Allégre.[53]指出花岗岩Sr()值大于0, 反映同位素与中、上地壳的亲缘性, 而非麻粒岩相下地壳。因此, 加里东期越城岭岩体Sr()值为208～279, 暗示源岩主要为中、上地壳酸性岩石, 而不是下地壳基性岩。这一认识得到了A/MF-C/MF图解的支持, 图中样点主要落入变质泥质岩和变质杂砂岩部分熔融区(图13)。
(5) 前述微量元素和稀土元素特征显示出明显的分离结晶作用, La/Sm-La图解中也显示出良好的分离结晶趋势(图14), 因此推断产生岩性分异的岩浆过程主要受分离结晶作用控制。
图13 加里东期越城岭五团岩体A/MF-C/MF图解(据Alther et al. [54])
图14 加里东期越城岭岩体La/Sm-La图解
4.2 加里东期越城岭岩体形成构造环境及机制
在Maniar.[55]提出的多组主元素构造环境判别图解中, 加里东期越城岭岩体的分析样品主要落入IAG+CAG+CCG区, 且有较多样品位于与POG重叠区之外(图15), 因此应属于IAG+CAG+CCG组类型。岩石大部分属ASI值大于1.1的强过铝(SP)花岗岩, 进而可进一步判断为大陆碰撞花岗岩类(CCG)(包括同碰撞与后碰撞花岗岩)[56]。
已有研究表明, 赣湘桂一带早中生代构造事件自早至晚可分为寒武纪末—奥陶纪初的郁南运动、奥陶纪末—志留纪初的北流运动(崇余运动)以及志留纪后期的广西运动等3个期次[5,8–12,57]; 前述U-Pb年龄表明加里东期越城岭花岗岩形成于早志留世晚期。因此, 推断花岗岩形成主要与稍早的北流运动有关。结合前述岩浆成因, 推断加里东期越城岭花岗岩形成机制为：北流运动(陆内造山运动)导致中、上地壳叠置、增厚和升温, 挤压峰期之后的早志留世中晚期在挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境下, 中、上地壳酸性岩石减压熔融并向上侵位, 从而形成越城岭花岗岩体。
4.3 加里东期越城岭花岗岩对区域构造背景的制约
越城岭岩体前述构造-岩浆事件可得到区域资料的佐证。邻区彭公庙岩体(435.3±2.7) Ma和(436.2±3.1) Ma[20]、大宁岩体(419±6.4) Ma[58]、宁冈岩体(433.8±2.2) Ma[59]、海洋山岩体(431±7) Ma[60]、苗儿山岩体(428.5±3.8) Ma(笔者拟另撰文)等锆石LA-ICPMS或SHRIMP U-Pb年龄, 在误差范围内与加里东期越城岭花岗岩年龄一致, 应均因北流运动(崇余运动)强烈挤压和陆壳增厚所致。
湘南地区南华纪—早古生代沉积中缺少火山岩发育, 沉积物组成自西向东呈渐变特征, 说明引发加里东期越城岭花岗质岩浆活动的构造运动属板内造山运动。此为近年来已有研究得出的华南早古生代构造运动属板内造山运动的认识[2,61–64]提供了佐证。
区域上, 城步-新化大断裂以西发育早志留世两江河组和珠溪江组前陆盆地复理石沉积, 断裂以东至湘东南却缺失志留系[22], 而缺失属沉积缺失还是后期剥蚀所致, 尚无可信的证据确认。显然, 城步-新化断裂东侧越城岭岩体加里东期花岗岩的发育及其反映的北流运动变形和增厚事件, 充分说明断裂以东在奥陶纪末已褶皱造山, 因此志留系的缺失属沉积缺失而非后期剥蚀造成。
总之, 奥陶纪末—早志留世的北流运动造成了城步-新化断裂以东造山抬升成陆并遭受剥蚀, 断裂以西(现雪峰造山带)因东侧逆冲块体的重力荷载而为前陆盆地的构造古地理格局。值得指出的是, 位于城步-新化断裂以西的北邻白马山加里东期花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为(411.0±4.5) Ma(湖南省地质调查院, 1׃ 25万邵阳幅区域地质调查报告, 2013), 显著晚于越城岭加里东期岩体, 印证了早志留世构造格局的认识。从时代看, 白马山加里东期花岗岩应与影响范围更广的志留纪后期广西运动有关。
图15 加里东期越城岭岩体构造环境氧化物判别图
底图据Maniar.[55]。IAG–岛弧花岗岩; RRG–与裂谷有关的花岗岩; CAG–大陆弧花岗岩类; CEUG–大陆造陆抬升花岗岩类; CCG–大陆碰撞花岗岩类; POG–后造山花岗岩类
After Maniar.[55]. IAG–Island-arc granite; RRG–Granite related to rift; CAG–Continent-arc granite; CEUG–Continent emerge-uplift granite; CCG–Continent-collision granite; POG–Post-orogenic granite
5 结 论
(1) (436.6±4.8) Ma、(430.5±4.3) Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄值, 反映加里东期越城岭花岗岩形成于早志留世晚期。
(2) 岩体总体为高钾钙碱性系列过铝质花岗岩类, 属S型花岗岩, 源岩主要为中、上地壳酸性岩石。
(3) 花岗岩在北流运动强挤压之后应力相对松弛、压力降低的板内后碰撞构造环境下, 因地壳增厚而升温的中、上地壳岩石减压熔融并向上侵位而形成。
审稿人对论文进行了认真审阅并提出了建设性修改意见, 在此表示衷心感谢。
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The zircon SHRIMP U-Pb dating, geochemical characteristics and tectonic setting of Caledonian Yuechengling pluton in the western segment of the Nanling Mountains
BAI Dao-yuan*, ZHONG Xiang, JIA Peng-yuan, XIONG Xiong and HUANG Wen-yi
(Hunan Institute of Geology Survey, Changsha 410016, China)
Yuechengling pluton in the western segment of the Nanling Mountains is mainly composed of Caledonian and Indosinian granites in the southern and northern parts, respectively. Caledonian granites change with time from medium-fine-grained porphyritic biotite monzogranite, fine-medium-grained porphyritic two-mica monzogranite, fine-grained porphyritic two-mica monzogranite and fine-grained two-mica monzogranite. The Caledonian granites in the eastern part are characterized by massive and gneissic structures. Late Mesozoic extensional-type ductile shear zones occur in the western margin of this pluton. U-Pb zircon dating for a porphyritic biotite monzogranite sample and a mylonitic porphyritic biotite monzogranite sample yield weighted average ages of (436.6±4.8) Ma and (430.5±4.3) Ma, respectively, which indicate that the Yuechengling pluton was formed in late Early Silurian. The rocks are silicon-high (SiO2= 68.35%―78.10%, 73.29% on average), aluminium-rich (Al2O3= 11.95%―15.55%, 14.18% on average), potassium-high (K2O = 4.12%―5.62%, 4.95% on average) and alkali-moderate (Na2O+K2O = 6.18%―8.30%, 7.58% on average) with K2O/Na2O value of 1.36―2.82 (1.94 on average) and ASI value of 1.04―1.66 (1.23 on average), thus belong to high-K Calc-alkaline series perluminous granitoids. Most samples are depleted in Ba, Nb, Sr, P and Ti, and enriched in Rb, (Th+U+K), (La+Ce), Nd, (Zr+Hf+Sm) and (Y+Yb+Lu). The studied sampels have ∑REE values of 50.43―328.81 μg/g (173.39 μg/g on average),Eu values of 0.21―0.68 (0.40 on average), (La/Yb)Nvalues of 0.54―14.04 (7.93 on average),Srvalues of 0.71912 and 0.72415,Sr() values of 207 and 279,Nd() values of –11.76―–7.80 and2DMages of 1.80―2.12 Ga. The A/MF-C/MF diagram indicates that the Caledonian Yuechengling granites were form by partial melting of mudstones and clastic rocks. All above geochemical characteristics indicate that the granites are S-type granitoid. Multiple oxide-diagrams for discrimination of structural environment show that the granites were formed in post-collisional tectonic setting. According to petrogenesis, discrimination of structural environment and regional tectonic evolution, the formation mechanism of Caledonian Yuechengling granites is inferred as follows:the thickening of crust in Beiliu Movement (in the late Ordovician to the early Silurian) raised the crust temperature,granites formed through parting melting in post-collisional tectonic setting in middle-late Early Silurian.
zircon SHRIMP U-Pb dating; S-type granitoid; Beiliu Movement; post-collisional tectonic setting; Yurchengling; southwestern Hunan Province
P597
A
0379-1726(2015)01-0027-16
2013-08-03;
2013-12-08;
2014-01-23
中国地质调查局“湖南1︰25万武冈市和永州市幅区调修测”项目(1212011120793);“中国地质构造区划综合研究与区域地质志修编”项目(1212010811032)
柏道远(1967–), 男, 研究员级高级工程师, 长期从事区域地质调查与基础地质研究。
BAI Dao-yuan, E-mail: daoyuanbai@sina.com; Tel: +86-731-89807272
