桂东鹰扬关群火山岩时代和构造环境的重新厘定:对钦杭结合带西南段构造格局的制约

覃小锋, 王宗起, 王　涛, 熊　彬, 冯佐海,杨　文, 朱安汉, 宋　炯, 黄　杰

1)桂林理工大学地球科学学院, 广西桂林 541004; 2)桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西桂林 541004; 3)中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;　4)中国地质科学院地质研究所, 北京 100037

桂东鹰扬关群火山岩时代和构造环境的重新厘定:对钦杭结合带西南段构造格局的制约

覃小锋1,2), 王宗起3), 王涛4), 熊彬1,2), 冯佐海1,2),杨文1,2), 朱安汉1,2), 宋炯1,2), 黄杰1,2)

1)桂林理工大学地球科学学院, 广西桂林 541004; 2)桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西桂林 541004; 3)中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;4)中国地质科学院地质研究所, 北京 100037

鹰扬关群在湘—粤—桂三省交界地区广泛发育, 为一套以绿片岩相变质的细碧岩、(石英)角斑岩及相关的火山碎屑岩为主, 含有细碎屑岩和碳酸盐岩组合。该群的成岩背景过去一直认为是Rodinia超大陆裂解背景下的大陆裂谷环境, 时代归属为新元古代。岩石学、地球化学和锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明, 鹰扬关群火山岩主要属于基性-中性火山(碎屑)岩类, 在岩石化学成分上表现为明显富集大离子亲石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和轻稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高场强元素和重稀土元素相对亏损, 反映其具有俯冲-消减作用形成的岛弧-弧后盆地型火山岩地球化学特征; 获得鹰扬关群中变角斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄为(415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), 表明其为加里东期海相火山喷发的产物。结合云开地块北缘存在有早古生代MORB型和岛弧型变质基性火山岩的资料表明, 扬子板块和华夏板块结合带(称之为钦—杭结合带)西南段有早古生代的古洋盆, 鹰扬关群岛弧-弧后盆地型火山岩可能是钦—杭结合带南西段早古生代洋陆俯冲-消减过程的地质记录, 钦—杭结合带西南段加里东期的构造格局是俯冲增生造山带而不是陆内造山带。

鹰扬关群火山岩; 年代学; 地球化学; 构造环境; 早古生代; 桂东

桂东鹰扬关地区位于扬子板块与华夏板块结合带(称之为钦—杭结合带)的西南端(图1a), 该地区由于至今未发现有蛇绿混杂岩和岛弧火山岩等直接证据, 加之有大量古生代和中生代花岗岩的占位和大面积晚古生代以来地层的覆盖, 有关两板块结合带的具体延伸位置以及该地区是否存在“华南洋盆”及其闭合时间等一直存在严重分歧(杨明桂等, 1997; 殷鸿福等, 1999; 张焱等, 2011; 李建康等, 2013)。而鹰扬关群刚好分布于钦—杭结合带上, 且其主要为一套经受绿片岩相区域变质作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)-沉积岩系, 因此, 它是解剖新元古代以来扬子板块和华夏板块拼合造山过程及其相互关系的重要对象, 历来受到中外地质学者瞩目。

然而, 该套地层由于已遭受了较强烈变形变质作用的改造, 岩石组成十分复杂, 具较强烈的构造混杂现象, 且岩石中未发现有化石。因此, 对于鹰扬关群的形成时代, 迄今尚无获得令人信服的证据,早先的一些文献中往往根据区域地层对比将其归属为青白口纪、青白口纪—南华纪、南华纪、震旦纪或早古生代地层, 而近年来的文献中普遍认为其形成于新元古代(周汉文等, 2002)。此外, 前人对鹰扬关群的构造归属也颇具争议, 目前普遍的观点认为该群形成于Rodinia超大陆裂解背景下的大陆裂谷环境(周汉文等, 2002; 吴根耀, 2000; 王剑, 2000;周小进等, 2007; 李献华等, 2008), 其中的鹰扬关火山岩为伸展环境下地幔柱岩浆活动的产物; 也有部分人认为其形成于弧后盆地(毛晓冬等, 1998; 尹福光等, 2003)或弧前深海盆地环境(许效松等, 2012),其中的鹰扬关火山岩为深海环境的海底喷发溢流产物; 甚至有人认为鹰扬关群形成于特提斯多岛洋环境, 并将其称之为“鹰扬关蛇绿岩”, 其可作为华夏板块与扬子板块中段界线的划分依据(殷鸿福等, 1999)。

鉴于此, 在查明鹰扬关群的岩石组成和空间分布特征的基础上, 本文重点对该岩群的变质中-基性火山岩进行岩石学、锆石U-Pb年代学和地球化学研究, 进而探讨其形成的时代和构造背景。这些新资料对于深入理解和认识扬子板块与华夏板块结合带西南段新元古代以来的地球动力学环境及其构造演化过程具有重要意义。

1　区域地质概况及火山岩岩石学特征

研究区位于湘—粤—桂三省交界地区, 区域构造上属于扬子板块与华夏板块结合带(称之为钦—杭结合带)的西南段(图1a)。按广西地质志的划分,其主要属于桂中—桂北台陷大瑶山凸起的东部(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。区内出露有新元古界、寒武系、泥盆系、白垩系及加里东期和燕山期花岗岩(图1b)。其中鹰扬关群主要出露在广西境内, 岩性组合上以海底火山喷发沉积的细碧-角斑岩、角斑岩及相关的火山碎屑岩为主, 含有细碎屑岩和碳酸盐岩组合, 显示海相火山(碎屑)-沉积岩系的特征。其中下部为片理化变火山碎屑岩夹变火山角砾岩、变细碧岩、变角斑岩、石英绢云千枚岩、变沉凝灰岩、赤铁矿层, 含硅质岩条带或透镜体;上部为石英绢云千枚岩夹中-薄层变质含粉砂钙质泥岩、纹层状灰岩、千枚岩化沉凝灰岩、火山碎屑岩、火山角砾岩、蚀变中-基性火山岩、透镜状赤铁矿层。20世纪70年代初以来, 前人先后对鹰扬关群的火山岩进行过研究, 认为其为一套细碧-石英角斑岩建造(李自惠, 1979; 陈显伟等, 1983; 广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。笔者对广西贺州大宁镇一带出露的鹰扬关群进行详细的野外地质调查研究表明, 其中的火山岩岩性较为复杂, 为一套经受绿片岩相区域变质作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)岩系, 其原岩岩性以角斑岩及其相应的火山碎屑岩为主, 细碧岩、石英角斑岩及其相应的火山碎屑岩较少, 与石英岩、千枚岩、变粉砂岩、白云岩、大理岩等沉积变质岩呈互层或后者的夹层产出。主要岩性如下。

图1　桂东鹰扬关地区地质略图(a图据杨明桂等, 1997修改; b图据广西区域地质调查研究院, 2005修改)Fig. 1　Geological sketch map of Yingyangguan area, eastern Guangxi (Fig. 1a modified after YANG et al., 1997; Fig. 1b modified after Guangxi Institute of Regional Geological Survey, 2005)

(1)变(角砾)凝灰岩: 由于受到较强烈变形变质作用的改造, 岩性多已变为(绿帘)绿泥钠长绢云片岩类。岩石呈灰绿-淡绿色, 具角砾状、片状构造, 显微鳞片粒状变晶结构或显微粒状鳞片变晶结构。所含角砾主要为角斑岩、细碧岩类及少量的赤铁矿和磁铁矿等, 大小不一, 一般为6～25 mm, 含量为0％～18％, 变形相对较弱的岩石中砾石具次棱角状,变形较强时则呈压扁拉长的透镜状、豆夹状或长条状沿片理方向定向分布(图2a)。基质主要由绢云母、绿泥石、钠长石及少量石英、黑云母、阳起石、绿帘石、赤铁矿、磁铁矿等组成。个别岩石中出现较多的方解石矿物。

(2)变火山角砾熔岩: 岩石呈灰绿-暗绿色, 具角砾状构造、劈理构造。角砾为细碧岩及角斑岩类, 多已压扁或拉长成椭圆状、透镜状或浑圆状, 大小不一, 5～120 mm不等, 砾石边缘常被绿泥石、绿帘石、阳起石、黑云母、长石及少量石英、磁铁矿等矿物胶结, 部分为细碧熔岩和含赤铁矿角斑质熔岩胶结。

(3)变(石英)角斑岩: 由于受到较强烈变形变质作用的改造, 岩性多已变为(绿帘)绿泥绢云钠长片岩类。岩石呈浅灰-灰绿色, 具块状构造或劈理(片理化)构造, 变形变质程度相对较弱的岩石还保留有气孔-杏仁构造, 变余斑状结构, 基质具显微鳞片粒状变晶结构(图2b, c)。斑晶主要为钠长石, 含量在4％～16％之间, 部分岩石中出现少量石英斑晶, 含量为0％～6％; 基质矿物成分主要为钠(更)长石、石英、绢(白)云母、绿帘石、阳起石及少量绿泥石、黑云母、方解石、赤铁矿等。

(4)变细碧岩: 岩性多已变为(绿帘)阳起绿泥钠长片岩类(图2d)。岩石呈灰绿-暗绿色, 具块状构造或劈理(片理化)构造, 局部具气孔-杏仁构造, 变余细碧结构、变余斑状结构、变余交织结构。斑晶主要为钠长石及少量阳起石、黑云母等; 基质矿物成分主要由钠(更)长石(An=5～10)、阳起石、黑云母、绿帘石, 少量石英、绿泥石、磁铁矿等组成。

图2　鹰扬关群火山岩显微照片Fig. 2　Photomicrographs of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-变角砾凝灰岩; b-变角斑岩; c-变石英角斑岩; d-变细碧岩(绿帘阳起绿泥钠长片岩); Q-石英; Ab-钠长石; Chl-绿泥石; Act-阳起石; Ep-绿帘石a-metamorphic breccia tuff; b-metamorphic keratophyre; c-metamorphic quartz-keratophyre; d-metamorphic spilite(epidote- actinolit-chlorite-albite schist); Q-quartz; Ab-albite; Chl-chlorite; Act-actinolite; Ep-epidote

2　样品分析及测试方法

本次研究在系统采集鹰扬关群中各类火山岩进行详细的显微镜下观察鉴定的基础上, 分别挑选出2个变细碧岩(10YYG1-1和10YYG1-2)、5个变角斑岩(12XL1-1至12XL1-5)和4个变石英角斑岩(10YYG6-1至10YYG6-4)新鲜样品进行全岩主量、微量和稀土元素分析, 并选择了其中1个变角斑岩样品(12XL1-1)进行激光多接收等离子体质谱(LA-ICP-MS)锆石U-Pb定年。这些样品首先用手工除去风化表皮后在破碎机中碎成直径为1～10 mm的碎片, 然后在玛瑙磨样机中磨成200目以下的岩石粉末。其中全岩的主量、微量、稀土元素分析测试工作中, 变细碧岩和变石英角斑岩的样品由中国地质科学院国家地质实验测试中心完成, 变角斑岩由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成,主量元素采用X荧光光谱仪测试, 检测方法依据GB/T14506.28—1993标准, 分析精度优于2％; 微量元素和稀土元素在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上分析, 检测方法依据DZ/T0223—2001标准, 其中含量大于10×10-6的元素测试精度为5％,而小于10×10-6的元素精度为10％。

变角斑岩样品的锆石分选工作在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室和广西区域地质调查研究院实验室完成, 采集20 kg新鲜岩石经机械破碎至60目后用常规重磁法分选其中的锆石,通过双目显微镜手工挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒, 然后将选出的锆石送中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心进行锆石样品靶的制备和阴极发光(CL)成像观察, 以确定锆石颗粒的内部结构及适合分析的锆石颗粒与位置供LA-ICP-MS测定, 阴极发光图像研究在HITACHI S3000-N型扫描电子显微镜并配有GATAN公司Chroma阴极发光探头分析仪器上完成。激光多接收等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)锆石U-Pb年龄测试在中国地质科学院矿产资源研究所引进的Thermo Finningan Neptune型多接收等离子质谱上进行, 详细的分析流程和原理见侯可军等(2009), 有关年龄数据处理和谐和图的绘制使用美国Berkeley地质年代中心Kenneth R Ludwig编制的计算程序Isoplot(3.0版)(Ludwig, 2003)进行。

3　分析结果

3.1主量元素

鹰扬关群火山岩的SiO2含量变化较大, 其中变细碧岩(10YYG1-1和10YYG1-2)含量在44.13％～49.80％, 属于基性岩类; 而其它9个样品(变角斑岩和变石英角斑岩)的SiO2为54.97％～62.63％, 属于中性岩类。变细碧岩、变角斑岩和变石英角斑岩的Fe2O3T含量分别为14.78％～17.66％、8.49％～10.06％和8.05％～8.66％; Al2O3含量分别为18.04％～19.20％、14.60％～16.68％和14.24％～14.63％; MgO含量分别为3.35％～7.97％、6.44％～7.43％和4.74％～5.44％, 由变细碧岩→变角斑岩→变石英角斑岩, Fe2O3T、Al2O3和MgO的含量总体上具降低趋势; 岩石的Ti(TiO2=0.62％～0.89％, 平均值为0.72％)和P(P2O5=0.06％～0.14％, 平均值为0.10％)的含量相对较低, 明显低于现代大洋洋中脊拉斑玄武岩(MORB)的含量, 与世界上岛弧型拉斑玄武岩的含量相似(Jakes et al., 1972; Pearce, 1984); 镁指数Mg#在29～54之间, 低于原生玄武岩(Mg#为70)(Dupuy et al., 1984), 属于岩浆分异结晶程度高的火山岩(Hess, 1989); 全碱(Na2O+K2O)含量在2.97％～6.05％,除变细碧岩外, 其它样品均为Na2O＞K2O。在Zr/TiO2-SiO2分类图(图3a)(Winchester et al., 1977)上, 变细碧岩的两个样品分别落入碱性玄武岩区(10YYG1-1)和拉斑玄武岩区(10YYG1-2), 变角斑岩和变石英角斑岩样品均落入安山岩区; 而在碱-硅(TAS)分类图解(图3b)(Le Maitre et al., 2002)上,变细碧岩的两个样品分别落入苦橄质玄武岩(10YYG1-1)和玄武岩区(10YYG1-2), 变角斑岩样品主要落入玄武安山岩区, 而变石英角斑岩则均落入安山岩区。除一个变细碧岩样品(10YYG1-1)落在碱性系列区外, 其它样品均落在亚碱性系列区(10YYG1-1样品的微量元素显示出与俯冲带有关的地球化学特征(见后面论述), 其富碱可能是由于发生水岩作用而造成强烈钠化的结果。因此, 落入苦橄质玄武岩区和碱性玄武岩区, 并不能表明其原岩为碱性岩类)。

图3　鹰扬关群火山岩Zr/TiO2-SiO2分类图解(a)和TAS分类图解(b)Fig. 3　Zr/TiO2-SiO2(a) and TAS(b)classification diagrams of the volcanic rocks of Yingyangguan Group

3.2微量元素

高场强元素Zr、Hf和Nb在蚀变和变质作用过程中具有良好稳定性, 是岩石成因和源区性质的良好示踪剂。本鹰扬关群火山岩Zr、Hf和Nb丰度较低(变化范围分别在82.9×10−6～185×10−6、2.42×10−6～5.52×10−6和4.75×10−6～9.39×10−6), 与高Zr、Hf和Nb丰度的洋岛型玄武岩明显不同(分别为280×10-6、7.8×10−6和48.0×10−6), 而与低Zr、Hf和Nb丰度的岛弧型玄武岩和洋中脊型玄武岩(分别为90×10-6、2.4×10−6和3.5×10-6)较相近(Pearce, 1982; Sun et al., 1989)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图4)上可以看出, 变细碧岩和变石英角斑岩的模式曲线具有一定的相似性, 均表现为富集大离子亲石元素(LILE, 如K、U、Ba、Rb和Th), 而Nb-Ta、P和Ti等高场强元素明显亏损, 反映源区可能有较多的壳源物质加入, 其曲线与Sanandaj-Sirjan岛弧型火山岩(Omrani et al., 2008)的曲线较为相似(图4a); 但变角斑岩的模式曲线与变细碧岩和变石英角斑岩的曲线略有区别, 其Nb-Ta、P和Ti等高场强元素的亏损相对变弱, 且出现轻微的Zr-Hf亏损,其曲线与Lau弧后盆地火山岩(Ewart et al., 1998)的曲线较为相似(图4c)。

3.3稀土元素

本区鹰扬关群火山岩的稀土总量变化较大, 其中变细碧岩的稀土总量相对较低, ΣREE为50.36×10-6～79.51×10-6; 变角斑岩的稀土总量中等, ΣREE为93.84×10-6～124.40×10-6; 而变石英角斑岩的稀土总量相对较高, ΣREE为110.97×10-6～132.31×10-6, 由变细碧岩→变角斑岩→变石英角斑岩, 稀土总量具增高趋势。在球粒陨石标准化图解(图4)中可以看出, 其配分曲线总体上均表现出LREE富集的右倾型配分模式, 具弱铕负异常(δEu=0.68～0.92)。但变角斑岩与变细碧岩和变石英角斑岩的配分曲线略有区别, 其中变角斑岩的模式曲线与Lau弧后盆地火山岩(Ewart et al., 1998)的曲线较为相似(图4d); 而变细碧岩和变石英角斑岩的模式曲线与Sanandaj-Sirjan岛弧型火山岩(Omrani et al., 2008)的曲线较为相似(图4b)。

图4　鹰扬关群火山岩微量元素蛛网图解和稀土配分模式图解Fig. 4　Primitive mantle-normalized spider diagrams and chondrite-normalized REE patterns of the volcanic rocks of Yingyangguan Group球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun等(1989); Sanandaj-Sirjan岛弧型火山岩数据来自Omrani等(2008); Lau弧后盆地火山岩数据来自Ewart等(1998); N-MORB、E-MORB和OIB数据来自Sun等(1989) chondrite-and primitive mantle-normalize values after Sun et al., 1989; the data of Sanandaj-Sirjan island arc volcanic rocks after Omrani et al., 2008; the data of Lau back-arc basin volcanic rocks after Ewart et al., 1998; the data of N-MORB, E-MORB and OIB after Sun et al., 1989

在各种主、微量元素构造环境判别图解(图5)中, 变细碧岩、变角斑岩和变石英角斑岩的投点均无一例外地落入岛弧玄武岩区, 进一步表明鹰扬关群火山岩主要形成于俯冲带环境。

3.4锆石特征及LA-ICP-MS U-Pb定年结果

变角斑岩的锆石多呈无色, 颗粒粒度中等, 大小一般为50～120 μm, 长短比变化不一, 1.2:1～3:1均可见到。锆石的晶形可分为两类: 其中大部分锆石呈较自形的棱柱状, 晶面整洁光滑, CL图像上则显示出其颜色较暗, 内部具明显的韵律环带结构,一些颗粒内还包裹有捕晶(图6a), 表明该类锆石应为典型的岩浆成因锆石; 而另一类锆石(少量)在CL图像上显示出相对较浅的颜色, 边部棱角不明显,出现圆化现象, 且内部韵律环带结构不清晰或不规则(图6a中26.1、32.1和35.1), 表明该类锆石可能为继承锆石。选出35颗比较纯净、晶形较好的锆石进行测年分析, 所测定的锆石Th/U比值总体都较低,在0.19～1.07(3.1除外)区间变化。其中继承锆石(分析点26.1、32.1和35.1)的206Pb/238U表面年龄值较大,在(953.1±4.4) Ma～(1047.7±8.5) Ma。而其它32个岩浆锆石分析点的206Pb/238U表面年龄变化在(410.2±2.4) Ma～(506.5±18.5) Ma范围内, 且明显分为三群: 其中3颗岩浆锆石的206Pb/238U表面年龄集中分布于(469.4±18.2) Ma～(506.5±18.5) Ma之间; 16颗岩浆锆石的206Pb/238U表面年龄集中分布于(431.4±7.0) Ma～(443.5±1.8) Ma之间, 计算获得其加权平均年龄值为(438.9±1.8) Ma((MSWD=1.4)(图6b); 而另外13颗岩浆锆石的206Pb/238U表面年龄集中分布于(410.2±2.4) Ma～(420.9±2.3) Ma之间, 算得其加权平均年龄值为(415.1±2.1) Ma (MSWD=1.9) (图6b)。该年龄值应代表其岩浆喷发的年龄。由于该分析样品的原岩为海相喷发的角斑岩类, 上述锆石特征表明其可能为多次海相火山喷发作用形成的, 其中(415.1±2.1) Ma应代表其最终火山喷发的年龄。

4　讨论

4.1鹰扬关群火山岩形成的时代

图5　鹰扬关群火山岩构造环境判别图解Fig. 5　Discrimination diagrams illustrating tectonic setting of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-2Nb-Zr/4-Y图解(据Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3图解(据Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8图解(据Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5图解(据Mullen, 1983); e-Ti-Zr图解(据Pearce, 1982); f-Ta/Yb-Th/Yb图解(据Pearce, 1982) WPA-板内碱性玄武岩; WPB-板内玄武岩; WPT-板内拉斑玄武岩; MORB-洋中脊玄武岩; VAB-火山弧玄武岩; IAT-岛弧拉斑玄武岩; CAB-钙碱性玄武岩; OIT-洋岛拉斑玄武岩; OIA-洋岛碱性玄武岩; OIB-洋岛玄武岩; 图5　c中: 1-火山弧(1A-钙碱性玄武岩; 1B-过渡区; 1C-火山弧玄武岩); 2-大陆玄武岩(2A-大陆玄武岩; 2B-弧后盆地玄武岩); 3-大洋玄武岩(3A-陆内裂谷碱性玄武岩; 3B、C-E-MORB(3B富集; 3C略富集); 3D-N-MORB)a-2Nb-Zr/4-Y diagram (after Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3 diagram (after Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8 diagram (after Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5diagram (after Mullen, 1983); e-Ti vs. Zr diagram(after Pearce, 1982); f-Ta/Yb vs. Th/Yb diagram (after Pearce, 1982); WPA-intraplate alkaine basalt; WPB-intraplate basalt; WPT-intraplate tholeiite; MORB-mid-ocean ridge basalt; VAB-volcanic arc basalt; IAT-island arc tholeiite; CAB-calc-alkaine basalt; OIT-oceanic island tholeiite; OIA-oceanic island alkaine basalt; OIB-oceanic island basalt; in Fig. 5c: 1-volcanic arc(1A-calc-alkaine basalt; 1B- transition region; 1C-volcanic arc basalt); 2-continental basalt(2A-continental basalt; 2B-back-arc basin basalt); 3-oceanic basalt(3A-continental rift alkaine basalt; 3B, C-E-type MORB(3B-enrichment; 3C-little enrichment); 3D-N-type MORB)

图6　鹰扬关群变角斑岩(12XL1-1)锆石阴极发光图像和锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图Fig. 6　Cathodoluminescence images and zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of metamorphic keratophyre(12XL1-1) of Yingyangguan Group

鹰扬关群由于缺乏古生物化石和可靠的同位素年龄资料, 早先的一些文献中往往根据区域地层对比将其划归为青白口纪、青白口纪—南华纪、南华纪、震旦纪或早古生代地层。周汉文等(2002)获得其中变细碧岩的TIMS锆石U-Pb年龄为(819±11) Ma, 这也是已知鹰扬关群的唯一年龄资料。因此, 近年来的文献中普遍引用该年龄数据而认为其形成于新元古代, 并将其作为Rodinia超大陆裂解背景下地幔柱岩浆活动的产物。然而, 从周汉文等(2002)报道的7个锆石测试结果看, 其锆石的206Pb/238U表面年龄变化较大, 在500～818 Ma之间,只有3个分析点的表面年龄在误差范围内基本一致,该年龄结果尚不足以证明其原岩的形成年龄。因此,目前关于其形成时代问题仍然存在较大争论。近年来, 我们系统的野外地质调查和室内综合研究表明,本区鹰扬关群的岩性组合十分复杂, 空间上变化较大。而前述同位素年代学测试结果表明, 鹰扬关群中变角斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄为(415.1±2.1) Ma, 表明该火山岩的形成时代为早古生代晚期。此外, 我们还获得鹰扬关群中变基性火山岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄为(755.8±3.9) Ma; 两个变质凝灰质砂岩的最新锆石LA-ICP-MS U-Pb加权平均值年龄为(673.0±3.0) Ma和(398.6±4.0) Ma, 分别代表其沉积物形成的下限年龄(另文发表)。

上述年代学研究结果表明, 鹰扬关群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其实质为一套由不同时代地层发生构造混杂作用形成的构造混杂岩系。

4.2鹰扬关群火山岩形成的地球动力学背景及其构造意义探讨

前面已提及, 扬子板块与华夏板块结合带(称之为钦—杭结合带)西南端, 由于至今未发现有蛇绿混杂岩和岛弧火山岩等直接证据, 加之有大量古生代和中生代花岗岩的占位和大面积晚古生代以来地层的覆盖, 有关两板块之间南华纪以前存在的大洋(古华南洋)是否一直持续到古生代(称之为华南残余洋盆), 最后通过加里东运动或印支运动才最终关闭？还是早期的大洋随着Grenville造山而关闭, 华南地区进入陆内发展阶段, 并伴随Rondinia超大陆的裂解而形成华南裂谷盆地, 不存在华南残余洋盆等问题一直存在严重分歧(杨明桂等, 1997;殷鸿福等, 1999; 张焱等, 2011; 李建康等, 2013),尤其是钦—杭结合带西南端加里东造山的类型是板块俯冲增生、碰撞造山还是陆内造山及其动力学机制问题一直未达成一致认识。

上述鹰扬关群火山岩的地化学特征研究结果表明, 其Ti和P的含量相对较低, 明显低于现代大洋洋中脊拉斑玄武岩(MORB)的含量, 与世界上岛弧型拉斑玄武岩的含量相似; Nb、Zr和Hf丰度也较低, 与高Nb、Zr和Hf丰度的洋岛型玄武岩明显不同, 而与低Nb、Zr和Hf丰度的岛弧型玄武岩和洋中脊型玄武岩较相近, 且表现为明显富集大离子亲石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等), 而相对亏损高场强元素(HFSE, 包括Nb、Ta、P和Ti等), 显示出与俯冲带有关的岩浆岩相似的地球化学特征; 变细碧岩和变石英角斑岩与变角斑岩的微量元素和稀土元素模式曲线分别与Sanandaj-Sirjan岛弧型火山岩和Lau弧后盆地火山岩曲线较为相似,而在各种构造环境判别中均落入岛弧玄武岩区。由此表明, 鹰扬关群火山岩形成于岛弧或弧后盆地环境, 它是在加里东运动末发生的洋陆俯冲-消减的构造演化过程中形成的, 并导致了不同时代和不同构造环境的地层发生构造混杂作用, 从而形成了鹰扬关构造混杂岩系(即原定的“鹰扬关群”)。

区域地质特征表明, 在研究区东南侧云开地块北缘的陆川县石窝—北流市清水口一带有洋中脊型(MORB)和岛弧型(IAB)两种变质基性火山岩(玄武岩), 证明云开地块北缘可能存在有古洋壳残片——蛇绿岩(覃小锋等, 2005, 2007, 2008), Zhang等(2012)获得变质基性火山岩的同位素年龄为(997±21) Ma和(978±19) Ma, 也认为沿着华夏古陆的云开地块北部可能存在格林威尔(Grenville)期的岛弧-弧后盆地; 我们在云开地块北缘的岑溪地区,沿着北海-梧州断裂带两侧也识别出一系列呈岩片状产出的N-MORB、E-MORB和IAB三种类型基性火山岩块, 其锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为(444±3) Ma、(441±2) Ma和(442±4) Ma(另文发表)。上述特征暗示, 在钦—杭结合带南西段(扬子板块和华夏古陆之间)存在有早古生代的古洋盆, 云开地块北缘岑溪地区呈岩片状产出的N-MORB、E-MORB和IAB三种类型基性火山岩块以及“鹰扬关群”中早古生代岛弧-弧后盆地型火山岩可能是钦—杭结合带南西段早古生代洋陆俯冲-消减过程的地质记录, 钦杭结合带西南段加里东期的构造格局是俯冲增生造山带而不是陆内造山带。

5　结论

通过以上对鹰扬关群火山岩的岩石学、年代学以及地球化学的研究, 我们得出以下几点初步认识。

(1)锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年结果显示, 鹰扬关群中变角斑岩的最终火山喷发年龄为(415.1±2.1) Ma, 为加里东期海相火山喷发的产物。结合其它岩石类型的同位素年代学研究结果认为,鹰扬关群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其实质为一套由不同时代和不同构造环境地层发生构造混杂作用形成的构造混杂岩系。

(2)鹰扬关群火山岩总体上表现为明显富集大离子亲石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和轻稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高场强元素和重稀土元素相对亏损, 反映其具有俯冲-消减作用形成的岛弧-弧后盆地型火山岩地球化学特征。

(3)根据鹰扬关地区早古生代岛弧-弧后盆地型火山岩的厘定, 并结合本区其它一些研究成果认为,扬子板块和华夏板块结合带(钦—杭结合带)西南段有早古生代的古洋盆, 鹰扬关群中岛弧-弧后盆地型火山岩可能是钦杭结合带南西段早古生代洋陆俯冲-消减过程的地质记录, 钦杭结合带西南段加里东期的构造格局是俯冲增生造山带而不是陆内造山带。

致谢: 在主量、微量和稀土元素分析测试中得到核工业北京地质研究院分析测试研究中心刘牧老师的支持; 在LA-ICP-MS锆石U-Pb测年和数据分析过程中得到中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士的热心指导和帮助。在此一并致以衷心的感谢！

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The Reconfirmation of Age and Tectonic Setting of the Volcanic Rocks of Yingyangguan Group in the Eastern Guangxi: Constraints on the Structural Pattern of the Southwestern Segment of Qinzhou–Hangzhou Joint Belt

QIN Xiao-feng1,2), WANG Zong-qi3), WANG Tao4), XIONG Bin1,2), FENG Zuo-hai1,2), YANG Wen1,2), ZHU An-han1,2), SONG Jiong1,2), HUANG Jie1,2)
1) College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 2) Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 3) Institute of Mineral Resources, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037; 4) Institute of Geology, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037

Yingyangguan Group is widely distributed in the junction area of the Hunan, Guangdong and Guangxi Provinces. It consists dominantly of the green schist facies metamorphic spilite, (quartz-) keratophyre and related to volcanic clastic rocks, with small quantities of fine clastic rocks and carbonate rocks. Previously it had beenthought that this group formed in a continental rift environment under the background of Rodinia supercontinent breakup during the Neoproterozoic time. The combined petrology, geochemistry and zircon LA-ICP-MS U-Pb dating study reveal that the volcanic rocks of Yingyangguan Group belong primarily to basic-intermediate volcanic(-clastic) rocks, and petrochemically are pronounced enrichment in large-ion incompatible elements (LILEs, e.g., U, Th, Ba, K and Rb) and LREEs and pronounced depletion in high field strength elements (HFSEs, e.g., Nb, Ta, P and Ti) and HREEs. Such signatures display geochemical characteristics of typical subduction-related arc-back arc basin volcanic rocks. A metamorphic keratophyre sample of Yingyangguan Group yielded a zircon LA-ICPMS U-Pb concordia age of (415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), indicate that it is to be the product of Marine volcanic eruption during Caledonian period. Together with early Paleozoic MORB-type and arc-type metabasic volcanic rocks in the northern margin of Yunkai block, appears to support a development of an early Paleozoic oceanic basin within the southwestern segment of the joint belt between the Yangtze and Cathaysian blocks (so-called Qinzhou-Hangzhou joint belt). Therefore, we conclude that Yingyangguan arc-back arc basin volcanic rocks were likely an important record of the oceanic subduction and subsequent continental collision in the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt during Early Paleozoic time, and Caledonian structural pattern of the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt is a subduction-accretion orogenic belt and not an intracontinental orogenic belt.

the volcanic rocks of Yingyangguan Group; chronology; geochemistry; tectonic setting; Early Paleozoic; eastern Guangxi

P588.14; P597.1; P542.4

A

10.3975/cagsb.2015.03.03

本文由国土资源部百名优秀青年科技人才计划项目(编号: 200811)、广西自然科学基金项目(编号: 2013GXNSFAA019272)、广西壮族自治区“新世纪十百千人才工程”专项资金项目(编号: 2006218)、桂林理工大学人才引进科研启动基金项目(编号: 002401003364)、中国地质调查局地质矿产调查评价项目(编号: 1212011085408)和桂林市漓江学者基金项目(编号: 2013-5)联合资助。

2014-10-20; 改回日期: 2015-01-25。责任编辑: 张改侠。

覃小锋, 男, 1969年生。博士, 教授。主要从事构造地质和岩石学研究。通讯地址: 541004, 广西桂林市建干路12号。

E-mail: qxf@glut.edu.cn。