海南岛早白垩世初期A型花岗岩成因: U-Pb年代学、地球化学及Nd-Hf同位素制约

李　翔, 魏俊浩, 李艳军, 翟玉林

(中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074)

海南岛早白垩世初期A型花岗岩成因: U-Pb年代学、地球化学及Nd-Hf同位素制约

李翔, 魏俊浩*, 李艳军, 翟玉林

(中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074)

海南岛至今未见早白垩世初期 A型花岗岩报道。本文首次在石碌铁矿床中部钻孔中发现了隐伏的 A型花岗岩,岩性为黑云母二长花岗岩。对该隐伏岩体开展了年代学、地球化学和Nd-Hf同位素分析, 探讨岩石成因及成岩构造背景。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为133±3 Ma(MSWD=0.33), 为早白垩世初期岩浆活动产物。岩体属高钾钙碱性岩系, 具有高硅(SiO2=75.22％～76.63％)、富碱(K2O+Na2O=8.01％～8.56％)和铁(FeOT=1.62％～2.01％)、贫钙(CaO=0.55％～0.69％)和镁(MgO=0.03％～0.15％)特征。铝饱和指数 A/CNK=0.99～1.04, 为准铝–弱过铝质花岗岩。岩石整体富集 K、Rb等大离子亲石元素(LILE)和 U、Th等高场强元素(HFSE), 明显亏损 Ba、Sr。LREE富集, HREE相对亏损, 且具强烈的 Eu负异常(δEu=0.02～0.08)。岩相学和地球化学显示其为高分异铝质A型花岗岩。Nd同位素组成εNd(t)= –6.3～ –7.1, 二阶段模式年龄tDM2(Nd)=1.44～1.47 Ga, Hf同位素组成εHf(t)= –18.5～ –21.7, 二阶段模式年龄tDM2(Hf)=1.93～2.09 Ga, 揭示该隐伏花岗岩体源区主要为古老地壳基底, 并混合了少量富集地幔物质。黑云母二长花岗岩具有后碰撞花岗岩的特征, 形成于伸展构造背景, 与早白垩世初期印度板块北向漂移挤压及太平洋板块俯冲作用减弱造成的局部伸展有关。

A型花岗岩; 早白垩世; 岩石成因; 伸展背景; 海南

0 引 言

海南岛主体大地构造位置属于武夷–云开–台湾造山系海南地块五指山岛弧带(潘桂棠等, 2009), 受太平洋构造域和特提斯构造域两大地球动力学系统控制, 表现出复杂的构造格局。区内岩石以岩浆岩分布面积最广(图1a), 占全岛面积的53.9％, 其中侵入岩约占 40％, 以花岗质侵入体为主(汪啸风等, 1991)。A型花岗岩是海南岛发育的重要岩石类型之一, 目前报道的成岩年代主要集中于二叠纪–三叠纪。谢才富等(2006a)首次报道了琼中地区发育的中二叠世的钾玄质岩体(SHRIMP锆石U-Pb年龄272± 7 Ma), 认为其与石炭纪–早二叠世华南板块向印支–南海板块俯冲后碰撞活动有关。至于三叠纪 A型花岗岩如尖峰岭超单元、琼中深堀村、麻山田单元等, SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为240～250 Ma (谢才富等, 2005, 2006b; 张小文等, 2009)。这些岩体形成于后造山伸展构造环境, 由富集地幔分异或壳幔混合熔融形成(谢才富等, 2005, 2006b; 周佐民等, 2011)。然而早白垩世初期A型花岗岩至今未见报道。

近年来华南地区早白垩世初期岩浆事件屡见报道, 岩石类型有A型花岗岩(王强等, 2005)、火山岩(罗平等, 2009; 张家菁等, 2009a; 邱骏挺等, 2011;苏慧敏, 2013; 杨水源, 2013)、I型花岗岩(李真等, 2009; Li et al., 2012)、中基性脉岩(Wang et al., 2008)和玄武岩(Chen et al., 2008)等。海南岛地区也发育该时期岩浆活动事件, 汪啸风等(1991)和侯威(1996)曾报道海南岛131.7 Ma和134.4 Ma的花岗岩浆事件,但局限于黑云母K-Ar法和全岩Rb-Sr等时线法, 该期岩浆活动仍缺乏高精度的年代学制约。另外, 葛小月(2003)曾报道了海南岛发育早白垩世(全岩K-Ar年龄136.4±2.2 Ma)基性岩脉, 认为其形成于伸展构造背景下, 为EMⅡ型富集地幔来源。但关于区内同时期的A型花岗岩岩石成因和构造背景研究仍缺乏。

石碌铁矿床位于海南岛西部昌江县城南侧, 矿区南、北、西面均被侵入岩环绕, 岩石类型以印支–燕山期花岗岩类为主(汪啸风等, 1991; 侯威, 1996),并发育印支期闪长玢岩脉和燕山晚期花岗闪长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩、闪长岩、煌斑岩、辉绿岩等岩脉(汪啸风等, 1991; 侯威, 1996; 王智琳等, 2011; 李艳军等, 2013; Wang et al., 2015)。近年来海南矿业股份有限公司探矿过程中, 钻孔 ZK2302、ZK2303等6个钻孔均揭露了矿区中部隐伏的黑云母二长花岗岩。本文对该岩体开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 精确限定其形成于早白垩世初期, 并进行主量、微量元素、Nd-Hf同位素地球化学研究, 探讨其成因类型和构造背景, 以期为研究该时期海南岛的构造岩浆事件提供制约和参考。

1. 中新生代盖层; 2. 新生代玄武岩; 3. 白垩纪砾岩层; 4. 早古生代火山碎屑岩; 5. 晚古生代火山-沉积岩; 6. 新元古界石碌群; 7. 古中元古界抱板群和片麻状花岗岩; 8. 新太古代杂岩; 9. 石碌群第1层至第6层; 10. 震旦系石灰顶组; 11. 中-下石炭统; 12. 中-下二叠统; 13. 变基性岩; 14. 130～90 Ma花岗岩; 15. 270～180 Ma花岗岩; 16. 三叠纪花岗闪长岩; 17. 侏罗纪花岗闪长岩; 18. 隐伏花岗闪长岩; 19. 花岗斑岩脉; 20. 矿体; 21. 向斜; 22. 背斜; 23. 实测及推测断裂; 24. 地质界线; 25. 钻孔及编号。图1　海南岛地质略图(a, 据许德如等, 2007修改)和石碌铁矿床地质简图(b, 据许德如等, 2008修改)Fig.1 Tectonic map of Hainan island (a) and geological map of the Shilu iron deposit (b)

1 地质概况及岩石学特征

石碌铁矿床产于近 EW 向区域性昌江–琼海深大断裂与 NE向戈枕韧–脆性断裂的交汇部位(图1b)。矿区中心出露的地层主要为新元古界石碌群(Pt3SL)和石灰顶组(Pt3s), 二者为断层接触关系。石碌群为矿区内主要的赋矿岩系, 是一套(低)绿片岩相(局部可达角闪岩相)变质为主的碎屑沉积岩和碳酸盐岩建造。矿区整体被一轴向为NNW–近EW向延伸的石碌复式向斜所控制。断裂构造发育, 可划分为NW向-NNW向、EW向-NEE向及近SN向-NNE向三组。构造体系经历了加里东中晚期NE向挤压、海西中期–燕山早期近NE向挤压、燕山早期NW向挤压和燕山晚期 NNE向压扭四次构造作用(李艳军等, 2013)。矿区南部、北部为印支–燕山早期斑状/似斑状(角闪)黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩, 普遍具片麻状构造, K-Ar和Rb-Sr年龄为190～320 Ma(汪啸风等, 1991; 侯威, 1996), 但 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为262±1 Ma(李艳军未发表数据)。矿区西部为燕山晚期角闪黑云母二长花岗岩、花岗斑岩,其黑云母 K-Ar同位素和 Rb-Sr同位素年龄分别为131.7 Ma和134.4 Ma(汪啸风等, 1991; 侯威, 1996)。区内发育花岗斑岩、石英斑岩、闪长岩、煌斑岩、辉绿岩等岩脉, K-Ar同位素年龄为97～100 Ma(侯威, 1996)。王智琳等(2011)应用 LA-ICP-MS锆石 U-Pb法厘定矿区中部花岗闪长斑岩脉年龄为 93±2 Ma,李艳军等(2013)获得了矿区中部闪长玢岩脉锆石U-Pb年龄为 248±1 Ma, 指示区内经历了多期次的岩浆活动。

隐伏黑云母二长花岗岩位于石碌铁矿床中部鸡心坳矿段。岩石呈似斑状结构, 块状构造(图2)。斑晶主要为石英、斜长石、钾长石、黑云母。石英以它形粒状结构为主, 粒径 0.2～2.5 mm, 可见波状消光, 含量约 15％; 斜长石呈灰白色–白色, 半自形,粒径 0.5～3 mm, 发育卡氏双晶, 偶见环带构造, 含量约 15％, 部分斜长石内部见绢云母; 钾长石呈半自形, 发育条纹结构, 为条纹长石, 粒径0.5～3.5 mm, 含量约 10％; 黑云母呈褐色–褐绿色, 多为半自形–自形片状, 粒径0.3～1 mm, 含量约5％。基质为细粒花岗结构, 主要矿物为石英(25％±)、条纹长石(15％±)、斜长石(15％±), 副矿物组合为磷灰石–锆石–磁铁矿。

(a) 基质细粒花岗结构; (b) 似斑状结构。矿物名称缩写: Q. 石英; Pl. 斜长石; Bi. 黑云母; Kfs. 钾长石。图2　石碌二长花岗岩体斑晶及基质正交偏光显微照片Fig.2 Micrographs of the phenocrysts and groundmass from the Shilu monzogranite

2 测试方法

用于锆石U-Pb同位素定年的样品为ZK2303-1,取于钻孔ZK2303161 m处。锆石的挑选在河北省廊坊市区域地质矿产调查研究所实验室进行。将利用重磁技术分选的锆石置于环氧树脂中制靶, 磨蚀至锆石核部出露, 在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)进行阴极发光(CL)显微照像, 结合透射光和反射光图像, 观察锆石内部结构。锆石U-Pb原位微区测试在GPMR激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成, 激光束斑直径为24 μm。锆石U-Th-Pb同位素组成分析以标准锆石 91500作为外标进行同位素分馏校正; 微量元素含量则利用NIST610作为外标,29Si作为内标的方法进行定量计算, 详细分析流程和仪器参数见Liu et al. (2010)。实验所得数据采用ICPMS-DataCal (ver3.0)程序进行处理, 普通 Pb校正见 Andersen (2002), U-Pb谐和年龄图绘制和加权平均年龄计算用Isoplot3.23(Ludwig, 2003), 分析点表观年龄采用206Pb/238U年龄。对已做过U-Pb定年的锆石颗粒, 在GPMR多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上进行Hf同位素原位微区测试, 激光束斑直径为 32 μm,具体分析方法及仪器参数详见Hu et al. (2012)。用179Hf/177Hf=0.7325及173Yb/171Yb=1.1248 (Blichert-Toft et al., 1997)标定测定样品的179Hf/177Hf和173Yb/171Yb比值。实验所得数据采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)进行处理。

室内对岩石样品进行岩相学鉴定后, 挑选出 7件新鲜、无蚀变或蚀变较弱的样品, 切取200 g样品粉碎至 200目以下, 进行主量、微量元素、Sm-Nd同位素测试。主量、微量元素测试在澳实矿物实验室集团澳实分析检测(广州)有限公司完成主量元素用XRF荧光光谱仪分析, 分析精度优于5％。微量元素采用 Perkin Elmer Elan 9000等离子质谱仪(ICP-MS)分析, 分析精度优于 10％。Sm-Nd同位素比值测试在武汉地质矿产研究所MAT261多接受质谱仪上完成, 全流程本底Nd为2.13×10–11。采用实验室标准ZK-bzNd(Nd)控制仪器工作状态,147Sm/144Nd精度优于0.5％。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

黑云母二长花岗岩(ZK2303-1)锆石为无色–浅黄色透明状, 以短轴状和等轴状为主, 粒径多在50～120 μm之间。CL图像显示所测锆石发育明显的振荡环带, 基本无增生边(图3a)。选择韵律环带明显的13颗锆石进行了定年分析, 结果见表1。锆石的U、Th含量分别为119～721 μg/g, 104～391 μg/g, Th/U比值为0.39～1.06, 属岩浆成因(Th/U>0.1, Griffin et al., 2004)。轻、重稀土元素分馏明显, 球粒陨石标准化稀土配分模式图左倾, 表现为HREE富集、LREE亏损, 具较强烈的 Ce正异常及弱 Eu负异常(图4),表明所分析的锆石为典型的岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。仅测点ZK2303-1-01 LREE相对富集, 但 HREE与其他测点一致, 估计与后期地质事件扰动时 LREE优先进入锆石晶格有关(Wu and Zheng, 2004), 对应的CL图像也显示有后期的干扰。其余大部分数据点都位于谐和线上及附近,206Pb/238U年龄介于128±5 Ma～137±6 Ma之间, 加权平均年龄为133±3 Ma (MSWD=0.33) (图3b), 代表黑云母二长花岗岩体的结晶年龄为早白垩世。

图(a)中实线圆圈表示年龄分析点位和编号, 虚线圆圈代表Hf同位素分析点位和编号, 标示年龄为206Pb/238U表面年龄。图3　石碌二长花岗岩体锆石阴极发光图(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of the representative zircon grains (a), and U-Pb concordia diagram (b) for the zircon grains from the Shilu monzogranite

3.2 岩石地球化学特征

7件样品主量和微量元素测试结果列于表2。岩石SiO2含量为75.22％～76.63％, 全碱(K2O+Na2O)含量8.01％～8.56％, Na2O为2.92％～3.5％, K2O/Na2O为1.36～1.74, 在SiO2-K2O图解上(图5a), 所有样品投点位于高钾钙碱性岩系列。岩石普遍贫CaO(0.55％～ 0.69％)、P2O5(0.005％～0.016％)、TiO2(0.03％～0.09％) 和MgO(0.03％～0.15％), 富FeOT(1.62％～2.01％)。铝饱和指数A/CNK=0.99～1.04, A/NK>1, 为准铝–弱过铝质特征(图5b)。CIPW标准矿物计算显示部分样品出现刚玉分子, 碱性长石含量明显高于钙长石。岩体总体具高硅、富碱和铁、贫钙和镁的特征。

样品ΣREE=137.14～245.11 μg/g (均值为182.2 μg/g), HREE=38.71～56.23 μg/g, LREE=86.94～203.42 μg/g, LREE/HREE为1.55～5.16(表2), 具有强烈的 Eu负异常(δEu=0.02～0.08)。在稀土元素球粒陨石标准化配分图上(图 6a)显示轻稀土富集重稀土相对亏损的特点。(La/Yb)N=0.91～4.57(均值为 2.24), (Gd/Yb)N= 0.79～1.24, 重稀土分布曲线相对平坦。

表1　石碌二长花岗岩锆石U-Pb分析结果Table1 Zircon U-Pb isotope results of the Shilu monzogranite

图 4 二长花岗岩(ZK2303-2)锆石球粒陨石标准化稀土配分模式图解(球粒陨石值标准化值据 Sun and McDonough, 1989)Fig.4 Chondrite normalized REE patterns for the zircon granis from the monzogranite (ZK2303-2)

微量元素方面, 在原始地幔标准化蛛网图上所有样品具显著的Rb、Th、U、K等元素的正异常和Ba、Sr、P、Ti等元素负异常(图6b)。样品的Ga含量较高, 均值为 20.7 μg/g, 104×Ga/Al比值介于3.02～3.38, Zr、Nb、Ce、Y 等元素含量均较高, Zr+Nb+Ce+Y=223.1～ 334.8 μg/g。

3.3 Nd-Hf同位素

对4件样品进行了全岩Sm-Nd同位素分析, 测试结果列于表 3。Nd同位素组成比较均一, 样品143Nd/144Nd=0.512103～0.512145, εNd(t)变化于–6.3～ –7.1, 表明它们的物质来源具有相似性。对应的二阶段Nd模式年龄tDM2(Nd)=1.44～1.47 Ga。

在锆石U-Pb定年基础上, 利用LA-MC-ICP-MS对其中11颗锆石进行了11个点的Lu-Hf同位素分析, 结果列于表 4。176Lu/177Hf比值为 0.000744～ 0.001332, 显示锆石在形成之后具有较低的放射性同位素Hf积累。所有11个点的176Hf/177Hf比值为0.282077～0.282165。以各单颗粒锆石结晶年龄计算出锆石εHf(t)= –18.5～ –21.7, 对应的二阶段Hf模式年龄tDM2(Hf)=1.93～2.09 Ga。

4 讨 论

4.1 A型花岗岩的厘定

图5　石碌二长花岗岩体SiO2-K2O图解(a, 底图引自Collins et al. , 1982)和A/CNK-A/NK图解(b, 底图据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5 SiO2vs. K2O (a) and A/CNK vs. A/NK (b) diagrams for the Shilu monzogranite

表2　石碌二长花岗岩主量(％)、微量和稀土元素(μg/g)分析结果Table 2 Major (％), trace and rare earth (μg/g) element compositions of the Shilu monzogranite

续表2:

图 6 石碌二长花岗岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值引自Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normailized trace element spider diagram (b), for the Shilu monzogranite

表3　石碌二长花岗岩全岩Sm-Nd同位素分析结果Table 3 Sm-Nd isotopic compositions of the Shilu monzogranite

表4　石碌二长花岗岩LA-MC-ICPMS锆石Hf同位素分析结果Table 4 LA-MC-ICPMS ziron Lu-Hf isotopic compositions of the Shilu monzogranite

目前最常用的花岗岩分类方法是ISMA分类法,其中I、S、M型花岗岩主要是依据源岩性质划分。A型花岗岩最早由Loiselle and Wones (1979)提出来,他们将 A 型花岗岩定义为碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)、非造山(anorogenic)的花岗岩, 不涉及物质来源。贾小辉等(2009)综合国内外学者的研究, 对A型花岗岩特征分别从岩石类型、矿物学特征、地球化学成分上进行了总结, 指出: (1)岩石类型上, A型花岗岩不仅包括碱性岩类, 还包括碱钙性、弱碱–准铝、弱过铝甚至强过铝质岩石, 几乎囊括除I、S型花岗岩以外的其他花岗岩; (2)矿物学特征上,主要的矿物组合为石英+(富 Fe)镁铁质暗色矿物±碱性长石; (3)化学成分方面, A型花岗岩富硅、碱,贫钙、镁、铝, 高(K2O+Na2O)/Al2O3和 FeOT/MgO比值, 富 Rb、Th、Ta、Y, 贫 Sr、Ba, 具有显著的Eu负异常, Ga/Al值高, 稀土元素配分模式常呈右倾的海鸥型。本文研究的石碌黑云母二长花岗岩属于高钾钙碱性弱过铝质岩石, 矿物组合上以石英、斜长石、钾长石、黑云母为主(图2), 化学成分高Si、Na和K, 低Ca、Mg, 富Rb、Th、Ta、Y等高场强元素, 贫 Sr、Ba, 稀土元素配分曲线呈现轻稀土富集的右倾型配分模式, 具显著的Eu负异常, 与A型花岗岩具有一致的地球化学特征。样品的104×Ga/Al 值(3.02～3.38)和 Zr+Nb+Ce+Y值(223.1～334.8 μg/g)较高, 在Whalen et al. (1987)的成因类型判别图解中(图7), 均落入A型花岗岩区域。

尽管A型花岗岩与高分异的I型、S型花岗岩在地球化学组成上有相似的特点往往很难区分, 但S型花岗岩通常是过铝质并且随着分异程度的增加而更加强烈, 仅根据特征矿物就可以区分 S型和 A型花岗岩(King et al., 1997)。此外, S型花岗岩具有高P2O5(均值为0.14％), 低Na2O(均值为2.81％)的特征, 且 P2O5含量与岩石分异程度呈正相关关系(Chappell and White, 1992)。石碌黑云母二长花岗岩中并没有发现白云母、石榴石、堇青石等典型富铝矿物, A/CNK 变化范围为0.99～1.04, 主体属准铝–弱过铝质。样品P2O5含量较低(0.005％～ 0.016％), Na2O含量高(2.92％～3.5％), P2O5含量并没有与 SiO2含量呈现正相关关系, 明显不同于 S型花岗岩的矿物组合和化学特征, 排除其为高分异的S型花岗岩。

至于高分异的I型花岗岩与A型花岗岩的区分,目前普遍采用FeOT含量、形成温度及判别图解等判别标准加以判定(Whalen et al., 1987; 王强等, 2000;吴福元等, 2007; 贾小辉等, 2009)。A型花岗岩全铁(FeOT)含量较高(>1.00％), 且形成温度高(>800 ℃),而高分异I型花岗岩FeOT含量一般小于1.00％, 形成温度较低(均值764 ℃)(王强等, 2000; 贾小辉等, 2009; 李小伟等, 2010)。石碌黑云母二长花岗岩体FeOT含量为1.62％～2.01％, 据Watson et al. (2006)Ti温度计计算的锆石结晶温度均值为 814 ℃(表 1),符合上述A型花岗岩的特征。样品高硅、高分异指数(DI最小为93.7％)及强烈的Eu负异常均反映岩体经历了高程度的分异演化作用。综上, 石碌隐伏二长花岗岩体应属于高分异铝质A型花岗岩。

图7　石碌二长花岗岩体成因类型判别图解(底图据Whalen et al., 1987)Fig.7 Petrogenesis discrimination diagrams for the Shilu monzogranite

4.2 岩石成因

A型花岗岩成因一直饱受争议, 提出的成因模式也各式各样, 主要的争议焦点是岩浆源区来源问题。目前关于A型花岗岩的岩浆源区的观点归纳起来主要有: (1)幔源岩浆结晶分异(Eby, 1990, 1992; Turner et al., 1992; Frost et al., 1999); (2)幔源岩浆与壳源岩浆混合(邱检生等, 1996; Yang et al., 2006;李艳军等, 2014); (3)地壳物质部分熔融(Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)。本文所研究的石碌黑云母二长花岗岩样品明显高硅(SiO2含量 75.22％～ 76.63％)、富碱(K2O+Na2O=8.01％～8.56％), 相对富集大离子亲石元素和轻稀土元素, 显示陆壳物质参与了成岩作用。较低的 Nb/Ta比值(6.16～9.53), 高的tDM2(Hf) (1.93～2.09 Ga)和tDM2(Nd)(1.43～1.50 Ga)值,同样显示地壳物质对成岩作用的贡献。

岩石Hf同位素特征(εHf(t)= –18.5～ –21.7)表明古老的地壳基底对成岩贡献很大。海南岛结晶基底为抱板群, Li et al. (2002)测得其锆石U-Pb同位素谐和年龄为1.43 Ga, 确定其为中元古代岩系。本次测得的石碌隐伏花岗岩体二阶段Nd模式年龄tDM2(Nd)= 1.43～1.50 Ga, 与基底抱板群的形成年龄一致。εNd(t)值介于–6.28和–7.1之间(表3), 在t–εNd(t)图上(图8),样品位于抱板群地壳演化线和原始地幔演化线之间,显示有幔源物质参与。较高的锆石结晶温度(均值为814 ℃, 最高达 952 ℃)也为地幔物质的上侵提供了依据(李小伟等, 2010)。因此, 我们倾向于认为石碌黑云母二长花岗岩是幔源物质上侵致使原始基底物质重熔形成的, 而在此过程中伴随有少量幔源物质的混入。葛小月(2003)报道了海南岛早白垩世(136.4±2.2 Ma)基性岩脉的存在, 并指出其为 EMⅡ型富集地幔来源, 为海南岛这一时期富集地幔物质的上侵提供了佐证。同时期华南新路火山盆地中的A型花岗岩(133～136 Ma, 杨水源, 2013)及武夷地区天华山盆地早白垩世的火山–侵入岩(137～144 Ma,苏慧敏, 2013)研究表明其成岩过程也有地幔物质的参与。另外, 武夷地区同时代的毛断高演化I型花岗岩(140.0±1.6 Ma, Li et al., 2012)、南岭地区基性岩脉(146.2±2.3 Ma, Wang et al., 2008)和何岭玄武岩(136.8±0.8 Ma, Chen et al., 2008)等研究表明这一时期华南地区上侵的幔源物质主要为富集地幔。综上,石碌黑云母二长花岗岩体极有可能是富集地幔上侵, 致使古老基底重熔, 在此过程中伴随少量富集地幔物质混合, 熔体经过高度分异演化过程而侵位形成的。

图8　石碌二长花岗岩体t-εNd(t)图解(抱板群Nd同位素数据引自雷裕红等, 2005)Fig.8 t vs. εNd(t) diagram for the Shilu monzogranite

4.3 成岩构造背景

海南岛地处华南地块与印支地块之间, 受太平洋构造域和特提斯构造域两大地球动力学系统的影响, 具有复杂的地质构造演化历史。然而, 对海南岛基底属性及其构造区划目前尚有争议, 主要有四种观点: (1)海南岛陆壳是华夏古陆的一部分(谭忠福等, 1991; 丁式江, 1995; 张业明等, 1997); (2)是中生代从亲东冈瓦纳(澳大利亚)裂解的块体(殷鸿福等, 1999); (3)以白沙断裂或九所–陵水断裂或昌江–琼海断裂为界把海南岛划分为不同的块体(Metcalfe et al., 1993; 雷裕红等, 2005; Zhang et al., 2011; Xu et al., 2013); (4)以邦溪–晨星蛇绿岩带作为华南块体与印支块体的缝合带(Li et al., 2002; Cai and Zhang, 2009;陈新跃等, 2011)。第四种观点目前基本被认可。邦溪–晨星蛇绿岩Sm-Nd等时线年龄为333±12 Ma (Li et al., 2002), 锆石U-Pb年龄为345±4 Ma陈新跃等, 2013), 表明古特提斯洋东段开始形成于石炭纪。该洋盆在早三叠世消减关闭使华南(包括海南岛北部)和印支块体(包括海南岛中南部)碰撞拼合(Li et al., 2002; 陈新跃等, 2013; 温淑女等, 2013)。自此海南岛与华南地块成为统一的地块。

华南地区中生代岩浆活动发育, 前人对成岩构造背景研究主要集中于 230～210 Ma、170～150 Ma 和100～90 Ma三个峰值阶段, 早白垩世初期岩浆构造背景很少专门论述。然而, 近年来华南的武夷山及南岭构造带中有越来越多的早白垩世初期成岩成矿事件的报道, 如苏村(王强等, 2005)、毛断(Li et al., 2012)、金山(李真等, 2009)等花岗岩体, 鹅湖岭组等火山岩(苏慧敏, 2013), 南岭地区基性岩脉(146.2± 2.3 Ma, Wang et al., 2008)和何岭玄武岩(136.8±0.8 Ma, Chen et al., 2008)等, 以及毛断(辉钼矿Re-Os模式年龄 139.0±0.8 Ma, Li et al., 2012)、铜坑嶂(辉钼矿Re-Os等时线年龄133.8±0.65 Ma, 许建祥等, 2007)、金竹坪(辉钼矿Re-Os等时线年龄135.5±5.7 Ma, 张家菁等, 2009b)等 Mo-Pb-Zn矿床, 锯板坑(绢云母Ar-Ar坪年龄139.2±1.5 Ma, 付建明等, 2009)、茅坪(辉钼矿 Re-Os模式年龄 141.4±2.2 Ma, 曾载淋等, 2009)和大吉山(绢云母 Ar-Ar坪年龄 144.0±0.7 Ma,张文兰等, 2006)等 W-Sn矿床, 马坑铁矿床(辉钼矿Re-Os模式年龄133.0±0.8 Ma, 张承帅等, 2012)等。另外, 东南沿海火山–侵入岩带也发育 145～124 Ma的峰值阶段(Guo et al., 2012)。这些地质事件的报道表明早白垩世初期也应为华南地区一个重要的岩浆活动阶段, 甚至是一个重要的成岩成矿时段(Li et al., 2012)。前人也指出该时期是个重要的地球动力学调整的时间段(毛景文等, 2004; 吴根耀, 2006; 薛怀民等, 2009; 毛建仁等, 2014)。对于早白垩世初期的构造背景, 前人普遍认为是伸展背景(王强等,2005; 张岳桥等, 2012)。该时期的 A型花岗岩、A型火山岩、I型花岗岩、基性脉岩及玄武岩的发现,也表明该时期华南地区处于伸展背景无疑。王强等(2005)总结出139～123 Ma(峰期135±5 Ma)是华南一个重要的 A型花岗岩侵入活动时期。同时, 构造地质学研究也表明, 此时华南处于伸展构造背景(张岳桥等, 2012)。但是, 该时期伸展活动的动力学机制仍存在争议, 目前主要有大陆伸展和裂谷(Gilder et al., 1996)、古太平洋板块高角度俯冲(Jahn, 1974; Zhou and Li, 2000; Chen et al., 2014)、古太平洋板块平板俯冲(Li and Li, 2007; Li et al., 2012)或俯冲角度由缓变陡地壳伸展垮塌引起的区域性伸展(张岳桥等, 2012)等成因模式。

然而, 详细的构造应力场研究表明, 从135 Ma开始, 华南地区构造主压应力场是以 NNE-SSW 向近水平挤压为主要特征, 动力源来自于西南方向(万天丰, 2004)。Wang et al. (2013)也指出142～132 Ma华夏地块普遍发育NW-SE向挤压变形, 受到SW向动力的挤压作用。另外, 李艳军等(2013)通过应力场分析也已指出海南石碌铁矿区晚燕山期 NNE向压扭性断裂由NNE-SSW向挤压作用形成。显然, 上述构造成因模式明显不能解释早白垩世初期的应力场。一种可能的解释是早白垩世古太平洋板块的俯冲作用可能受到了印度板块北向漂移(Jaeger et al., 1989; Beck et al., 1995; Gilder et al., 1996, 1999; 谭俊等, 2008; 李艳军等, 2009, Wang et al., 2013)的影响, 华南地区处于NE向局部伸展环境。这一模式明显符合上述NW向挤压应力场。受印度板块快速北移的影响, 古太平洋板块的俯冲作用可能被逐渐减弱(王强等, 2005), 甚至发生间歇性后撤, 并出现反转(Tatsumi et al., 1990; Ren et al., 2002; Zhao et al., 2013), 其中135 Ma是个重要的转换时间点(薛怀民等, 2009; 周涛发等, 2012)。在此构造背景下, 形成NE向局部伸展环境。此时期华南地区形成了一系列NE向早白垩世断陷盆地, 岩浆侵入作用和火山作用强烈(张岳桥等, 2012)。正是这一岩浆作用, 形成了苏村 A型花岗岩(王强等, 2005)、毛断(Li et al., 2012)和金山(李真, 2009)等I型花岗岩、鹅湖岭组火山岩(苏慧敏, 2013)、基性岩脉(Wang et al., 2008)和何岭玄武岩(Chen et al., 2008)等表征伸展构造背景的地质体。

石碌隐伏黑云母二长花岗岩体锆石 U-Pb年龄为 133±3 Ma (MSWD=0.33), 与上述构造岩浆事件时间一致。在104×Ga/Al-R1和Nb-Y-3×Ga图解中(图9), 样品投点于 PA、A2型花岗岩区域, 表明岩石形成于板块碰撞后或后造山伸展构造环境(Eby, 1992; Hong et al., 1996), 微量元素(Y+Nb)-Rb判别图解(图10)中样品均位于火山弧花岗岩、同碰撞花岗岩与板内花岗岩交界部位, 这一范围也是后碰撞花岗岩的投影区域(Pearce, 1996; Förster et al., 1997), 而非板内裂谷等构造环境的产物。同时, 琼南地区136.4±2.2 Ma富集地幔来源基性岩脉(葛小月, 2003)也反映了该时期海南岛处于伸展构造背景。因此,我们认为石碌隐伏黑云母二长花岗岩的侵位与早白垩世初期印度板块北向漂移挤压及太平洋板块俯冲作用减弱造成的局部伸展作用有关。

图a中: R1=4×Si-11×(Na+K)-2×(Fe+Ti), PA. 造山后A型花岗岩, AA. 非造山A型花岗岩; 图b中: A1. 大陆裂谷或板内环境, A2. 陆-陆碰撞或岛弧环境。图9　石碌二长花岗岩体104×Ga/Al-R1 (a, 据Hong et al. , 1996)和Nb-Y-3×Ga (b, 据Eby, 1992)图解Fig.9 104×Ga/Al vs. R1(a) and Nb-Y-3×Ga (b) diagrams for the Shilu monzogranite

Syn-COLG. 同碰撞花岗岩; WPG. 板内花岗岩; VAG. 火山弧花岗岩; ORG. 洋脊花岗岩; Post-COLG. 后碰撞花岗岩。图 10 石碌二长花岗岩体(Y+Nb)-Rb判别图解(底图据Pearce, 1996)Fig.10 (Y+Nb) vs. Rb diagram for the Shilu monzogranite

5 结 论

(1) 石碌黑云母二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为133±3 Ma, 形成于早白垩世初期。

(2) 岩相学、地球化学及 Nd-Hf同位素特征表明石碌黑云母二长花岗岩为高分异铝质A型花岗岩,是富集地幔上侵致使基底重熔, 并伴随少量富集地幔物质混合形成的。

(3) 石碌黑云母二长花岗岩体具有后碰撞花岗岩的特征, 形成于早白垩世初期印度板块北向漂移挤压及太平洋板块俯冲作用减弱造成的局部伸展构造背景。

致谢： 论文承蒙中山大学王岳军教授及另外一位匿名审稿专家的审阅, 对他们提出的宝贵意见和建议表示诚挚的谢意。野外工作过程中得到了海南矿业股份有限公司陈福雄部长、王永辉和梁将科长的帮助, 在此一致表示感谢。

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Zircon U-Pb Age and Geochemical and Nd-Hf Isotopic Constraints on the Origin of the Early Cretaceous Shilu A-type Granite in Hainan Island, South China

LI Xiang, WEI Junhao*, LI Yanjun and ZHAI Yulin
(Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, Hubei, China)

Mesozoic granites widely distribute in Hainan island, South China. However, U-Pb age, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Early Cretaceous A-type granites have rarely been reported so far. This paper reports a concealed A-type granite, mainly composed of biotite monzogranite, found in drill cores from the Shilu iron deposit (it is called the Shilu A-type granite). LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the A-type granite yields a weighted206Pb/238U mean age of 133±3 Ma (MSWD=0.33), indicating that it was emplaced in the Early Cretaceous. Petrography and geochemical compositions show that the granite belongs to high-K cal-alkaline series and is characterized by high silicon (SiO2=75.22％–76.63％), alkali (K2O+Na2O=8.01％–8.56％) and iron (FeOT=1.62％–2.01％), but low calcium (CaO=0.55％–0.69％) and magnesium (MgO=0.03％–0.15％). The granite is metaluminous to weak peraluminous with A/CNK values in the range of 0.99 to 1.04. The granitic rocks are enriched in large ion lithophile element (e.g. K and Rb) and high field strength elements (e.g. U and Th) but depleted in Ba, Sr. The chondrite normalized REE patterns of the granitic rocks are right dipping with significant negative Eu anomalies (δEu=0.02- 0.08). The evidence from mineralogy and geochemistry suggests that the concealed granite is a highly fractionated aluminous A-type granite. The εNd(t) values range from –6.3 to –7.1 with two-stage model ages tDM2(Nd) from 1.44 to 1.47 Ga. The εHf(t) values of zircon from the A-type granite range from –18.5 to –21.7 and the two-stage model ages tDM2(Hf) range from 1.93 Ga to 2.09 Ga, which suggests that the granite was dominantly derived from the basement with minor enriched mantle materials. The trace element features show that the A-type granite was formed in an extensional tectonic setting in the Early Cretaceous, which was related to the northward movement of the Indian plate and the atteunuation of the subduction of the Pacific plate.

A-type granite; Early Cretaceous; petrogenesis; extensional tectonic setting; Hainan

P595; P597

A

1001-1552(2016)03-0587-016

2015-07-22; 改回日期: 2015-10-18
项目资助: 国家自然科学基金项目(41202054)、中国地质大学(武汉)中央高校基本科研业务费专项基金(CUG120702)和全国危机矿山“桂东粤西地区铅锌金等矿床成矿规律总结研究”项目(20089946)联合资助。

李翔(1990–), 男, 硕士研究生, 矿产普查与勘探专业。Email: lixiang9007@163.com

魏俊浩(1961–), 教授, 博士生导师, 从事矿床地球化学、成矿规律与成矿预测研究。Email: junhaow@163.com