云开地区月田岩体的成因:地球化学、锆石U-Pb年龄及Hf同位素制约

2020-08-18黄锡强王国灿农军年郭尚宇孙明行周秋娥

桂林理工大学学报 2020年2期

黄锡强,王国灿,农军年,郭尚宇,孙明行,周秋娥

(1.中国地质大学地球科学学院，武汉 430074;2.广西地质调查院,南宁 530023)

华南加里东期的构造属性至今仍存在很大的分歧,归纳起来主要有以下3种不同观点:陆-弧-陆碰撞模式[1]、大陆边缘弧俯冲模式[2]、陆内造山[3]模式等,如郭令智等[4]、丘元禧等[5]认为加里东造山带为陆弧碰撞拼贴造山带;与此类似,殷鸿福等[6]认为在加里东运动前扬子地块与华夏地块之间存在一个“华南小洋盆”,华南是特提斯多岛洋的一部分;而另一部分学者认为,华南加里东运动为陆内造山运动[7],华南发育众多的混合岩是这次构造热事件的产物[8-9]。总之,目前对华南加里东期扬子地块和华夏地块拼合的方式缺乏确凿的证据资料,对华南早古生代构造属性认识的最大分歧在于早古生代华南是否存在洋壳。花岗岩是大陆地壳的重要组成部分,它记录了陆壳形成和构造演化的各种信息,因此,研究华南加里东期花岗岩,对剖析该区加里东运动的构造属性具有重要意义。

研究区大地构造位于扬子地块与华夏地块拼合带西南段, 在广西岑溪市三堡镇附近发育的绿片岩-角闪岩相的变质基底及片麻状花岗岩, 对于该套岩石的时代存在不同的认识, 《1∶50万广西壮族自治区数字地质图》将“三堡混合岩”划为奥陶纪地层, 《贵县幅 1∶25万区域地质调查成果报告》将“三堡混合岩”划为中-新元古代云开岩群。近年来,笔者等在1∶5万容县区域地质调查中, 对原“三堡混合岩”解体为新元古代天堂山岩群和云开岩群等变质表壳岩、加里东期片麻状花岗岩(月田岩体)及印支期花岗闪长岩。本次选择加里东期月田岩体中主要组成的片麻状花岗闪长岩作为研究对象, 开展锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成分析，以及全岩主量、微量、稀土元素的研究, 以探讨月田岩体的形成时代及成因, 进而为华南加里东期构造属性提供制约。

1 岩体地质概况

月田岩体出露面积约15.4 km2,呈北东向延伸至同心镇一带。岩体侵入天堂山岩群(Pt3T),岩体的边缘混合岩化普遍发育,花岗质脉体大小规模不等,或呈脉状，或呈不规则囊状,脉体宽小至几厘米,大至十余米—百米不等。花岗岩体与外接触围岩(天堂山岩群)呈渐变过渡接触关系,岩体内接触带为混合质花岗岩,岩石中发育较多变粒岩残余体,残余体边缘和内部均显示有熔融迹象;外接触带围岩为混合质含矽线堇青黑云变粒岩、混合质含红柱堇青黑云变粒岩、混合岩化斜长变粒岩等,含有较多花岗质脉体或岩囊,其或大致平行于变粒岩面理呈脉状或带状,或切割围岩面理呈囊状产出。岩体以片麻状细粒-中粒(斑状)花岗闪长岩为主(图2a、 b), 少量片麻状黑云母(混合)花岗岩(图2c、 d)。

片麻状细中粒黑云花岗闪长岩(图2a、 b):灰白色,中细粒花岗结构,局部具似斑状结构,片麻状构造。岩石中的钾长石呈他形粒状;斜长石呈半自形板状,常发生绢云母化蚀变;黑云母呈半自形-他形鳞片状,部分颗粒发生明显弯曲和不均匀状,略显定向分布;石英呈他形不规则粒状;堇青石呈自形柱状,常发育绿泥石化,晶体内常包裹有黑云母、锆石、矽线石等。岩石的特点是黑云母与堇青石等矿物不均匀聚集断续定向分布于长英矿物间形成片麻状构造。

片麻状黑云母(混合)花岗岩(图2c、 d): 灰白色,局部为肉红色, 半自形板柱状镶嵌结构, 片麻状构造。岩石主要由斜长石、石英、钾长石、黑云母略定向较均匀分布组成, 粒度0.5～5 mm不等。斜长石自形-半自形板柱状, 具有环带和聚片双晶,微裂纹发育, 核部略有泥化; 钾长石半自形板柱状晶形, 部分他形, 条纹、格子双晶发育, 部分不完全被石英和白云母、绿泥石取代, 略定向较均匀分布; 石英他形、卵形, 部分条带状聚集, 略定向较均匀分布; 黑云母呈细小褐色片状, 略定向分布; 白云母呈片状。部分薄片见有矽线石, 呈毛发毡状, 聚集于黑云母团块核部分布。

图1 月田岩体地质简图及采样点位置(据广西地质调查院1∶5万三堡圩幅修改)Fig.1 Geological sketch of Yuetian rock mass and sampling sites Q—第四系; E—古近系; K—白垩系; O—奥陶系; Pt3T—新元古界天堂山岩群; 侏罗纪花岗斑岩; 侏罗纪细中粒斑状含角闪黑云二长花岗岩; 侏罗纪粗中粒斑状含角闪黑云钾长花岗岩; ηγCT2—三叠纪中细粒(斑状)堇青黑云二长花岗岩; 三叠纪中细粒黑云花岗闪长岩; 三叠纪中粒斑状堇青黑云二长花岗岩; gγδS—志留纪片麻状中粒花岗闪长岩

图2 片麻状细中粒黑云花岗闪长岩(a、 b)及片麻状黑云母(混合)花岗岩(c、 d)Fig.2 Gneissic fine-medium grained biotite granodiorite(a,b) and gneissic biotite (migmatitic) granite(c,d)

该期侵入体中包体或者捕虏体较发育, 包体占主体岩石的0.62%～1.10%, 多呈透镜状、长条状, 长6～20 cm, 宽2～16 cm, 长宽比2∶1～3∶1。包体的岩石类型有含矽线黑云红柱堇青角岩、含堇青黑云变粒岩、含矽线红柱黑云堇青片岩、片麻岩等。

2 样品的制备和分析方法

在月田岩体典型片麻状花岗闪长岩中采集1件样品进行U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析,同时采集5件具代表性的新鲜样品进行全岩主、微量元素分析,采样位置见图1。对选取的锆石颗粒进行制靶、背散射和阴极发光(CL)照相,选取包裹体较少、在透射光下观察无明显裂隙且岩浆环带特征明显完好晶形的锆石进行微区分析。

锆石U-Pb定年和Hf同位素分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司进行。锆石U-Pb同位素定年采用LA-ICP-MS分析完成,详细的仪器参数和分析流程见文献[10]。ICP-MS型号为Agilent 7700e,由MicroLas光学系统和COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器组成 Geo lasPro激光剥蚀系统。激光剥蚀过程中以氦气为载气、以氩气为补偿气,调节灵敏度,两者先通过一个T型接头混合后进入ICP,激光剥蚀系统配置有信号平滑装置[11]。本次分析采用的激光束斑直径为35 μm, 采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括50 s的样品信号和约20～30 s的空白信号。采用软件ICPMSDataCal[12]对分析数据进行离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)。采用Isoplot 3.00[12]进行U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算。

原位微区锆石Hf同位素比值分析测试采用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)进行， MC-ICP-MS为Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific, 德国), 激光剥蚀系统为Geolas HD (Coherent, 德国)。分析过程中为了提高信号稳定性和同位素比值测试精密度而配备了信号平滑装置[13-14]。以氦气为载气,并在剥蚀池之后加入少量的氮气以提高Hf元素的灵敏度。采用Neptune Plus新设计高性能锥组合分析。激光输出能量可以调节,实际输出能量密度为5.3 J/cm2。采用单点剥蚀模式,斑束直径固定为44 μm。详细仪器操作条件及分析方法参见文献[15]。

主量和微量元素分析测试均在广州澳实分析检测有限公司完成。主量元素和微量元素分别采用ME-XRF26(偏硼酸锂熔融, X荧光光谱分析)和ICP-MS分析测试, 分析精密度及准确度分别优于2%和10%。微量元素在测试之前, 先将试样加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中, 混合均匀, 在1 025 ℃以上的熔炉中熔化。熔液冷却后, 用硝酸、盐酸和氢氟酸定容, 再用等离子体质谱仪分析。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

从图3可见,大部分锆石具有较清晰的韵律振荡环带,为岩浆结晶锆石,部分样品含继承核或者轮廓较浑圆,这些可能是捕获的早期岩浆锆石。对于年轻锆石,206Pb/238U年龄更能代表锆石的结晶年龄[15],因此采用锆石的206Pb/238U年龄来代表岩体形成时代。

图3 月田岩体代表性锆石CL图像Fig.3 CL images of representative zircons from Yuetian rock mass

样品的锆石U-Pb年龄测试结果见表1。选择30个具有明显韵律环带的岩浆锆石进行测年分析,其中28个分析点位于谐和线或附近(图4),2个分析点轻度偏离谐和线。15个分析点的206Pb/238U和207Pb/206Pb年龄值明显偏老,其年龄值分别为533～2 251 Ma、656～2 510 Ma,对照锆石的内部结构特征,这些锆石可能是花岗岩形成时期捕获的继承锆石。而3个分析点(1、11、28)的206Pb/238U为350～398 Ma, 可能是U-Pb体系破坏导致Pb的丢失。余下12个分析点集中分布在谐和线上, 其206Pb/238U年龄值分布于419～446 Ma, 加权平均年龄为433.6 ±4.8 Ma(MSWD=2.9),可代表岩体的形成年龄,属加里东期。

表1 月田岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果(样品TW1054-8)Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analyses of Yuetian pluton

图4 LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图Fig.4 Concordia diagrams showing LA-ICP-MS zircon U-Pb age dating results for Yuetian pluton

3.2 主量元素特征

月田岩体花岗闪长岩的主量元素测试结果见表2。 SiO2含量在61.31%～69.42%, K2O+Na2O为3.48%～5.91%, 且K2O/Na2O为0.88～5.57; 在全碱-硅(TAS) 图解中, 落入亚碱性系列的花岗闪长岩-闪长岩范围(图5)。在SiO2-K2O图解(图6)中, 多数样品显示出高钾钙碱性系列特征; Al2O3含量为14.66%～17.24%,A/CNK值为1.32～3.42,属于过铝质系列。样品Mg#值为39.18～44.22、TFe2O3(3.71%～8.29%)、MgO(1.47%～2.67%)、CaO(0.53%～2.21%)、P2O5(0.06%～0.30%)、MnO(0.04%～0.09%)、TiO2(0.33%～1.21%)。

图5 SiO2-(K2O+Na2O)图解(据Irvine等,1971)Fig.5 SiO2-(K2O+Na2O) diagram1—橄榄辉长岩;2a—碱性辉长岩;2b—亚碱性辉长岩;3—辉长闪长岩;4—闪长岩;5—花岗闪长岩;6—花岗岩;7—硅英岩;8—二长辉长岩;9—二长闪长岩;10—二长岩;11—石英二长岩;12—正长岩;13—副长石辉长岩;14—副长石二长闪长岩;15—副长石二长正长岩;16—副长正长岩;17—副长深成岩;18—霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩

图6 SiO2-K2O图解(底图据Collins等,1982)Fig.6 SiO2-K2O diagram

表2 月田花岗闪长岩主量元素分析结果Table 2 Major elements analyses of Yuetian granodioritewB/%

3.3 稀土与微量元素

月田岩体花岗闪长岩的稀土元素分析结果列于表3。稀土总量较高(∑REE为(199.52～252.15)×10-6), LREE为(177.75～227.18)×10-6,HREE为(18.79～39.55)×10-6, 轻稀土富集, 轻稀土分馏程度中等, LREE/HREE为5.38～11.29, (La/Yb)N为5.64～14.43, 其稀土配分曲线为轻稀土富集型(图7)。具有较强的Eu负异常,δEu值为0.40～0.64。 Ce无明显异常, δCe值为0.90～1.04。

表3 月田花岗闪长岩稀土元素分析结果Table 3 Rare earth elements analyses of Yuetian granodioritewB/10-6

图7 岩石稀土元素球粒陨石标准化配分图 (球粒陨石值据Sun等[16])Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns for Yuetian pluton

月田岩体花岗闪长岩的微量元素分析结果见表4。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图8)中,明显亏损Ba、 Sr等大离子亲石元素和Ta、 Nb、 P、 Ti等高场强元素,相对富集Th、 U、 Ce、 Zr、 Hf、 Y、 La、 Nd、 Sm等高场强元素和Rb、 K等大离子亲石元素。在不相容元素总体富集的背景上,由于单斜辉石、钛铁矿及磷灰石等的分离结晶, Ba、 Sr、 Ti、 P等不同程度的显示出负异常, 而Rb、 Zr、 Hf、 Th、 REE则不同程度地显示出正异常。相对富集Th、 U、 Zr、 Hf等元素和相对亏损Nb、 Ta、 Ti、 P等高场强元素的特征, 具类似火山岛弧花岗岩的特征。

表4 月田花岗闪长岩微量元素分析结果Table 4 Trace elements analyses of Yuetian granodioritewB/%

图8 岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图 (原始地幔据Sun等[16])Fig.8 Primitive mantle normalized trace element spidergrams for Yuetian pluton

3.4 锆石Hf同位素特征

月田岩体花岗闪长岩样品的锆石Hf同位素分析结果见表5。在U-Pb测年的基础上, 对206Pb/238U年龄值在419～446 Ma的12颗锆石进行Hf同位素分析, 获得176Hf/177Hf值为0.282 223～0.282 417, 一阶段Hf模式年龄(T1DM)为1.17～1.47 Ga, 二阶段Hf模式年龄(T2DM)为1.62～2.06 Ga, εHf(t)为-10.01～-3.22。所获得的176Yb/177Hf值在0.018 276～0.076 179, 表明Yb含量较低, 因此所获得的Hf同位素组成的实验数据是可靠的。在εHf(t)-t图解(图9)中, 样品落在球粒陨石与平均地壳的Hf同位素演化线之间, 二阶段Hf模式年龄(T2DM=1.62～2.06 Ga)远大于岩体的形成年龄(433.6 ±4.8 Ma)。月田岩体锆石Hf同位素组成特征暗示其源岩可能来自古元古代地壳物质。此外, 有15个分析点的206Pb/238U和207Pb/206Pb年龄值分别为533～2 251、 656～2 510 Ma,暗示物源来自古元古代—新元古代基底物质。

图9 月田岩体εHf(t)-t图解 (底图据Rollison, 转引自文献[18])Fig.9 εHf(t)-t diagram for Yuetian pluton

表5 月田岩体LA-MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析结果(样品TW1054-8)Table 5 LA-MC-ICP-MS zircon Lu-Hf isopote analyses for Yuetian pluton

4 讨论

4.1 加里东期华南岩浆活动时限

本次研究获得月田岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb的结晶年龄为433.6±4.8 Ma,为早志留世花岗岩(加里东期花岗岩体)。目前华南地区获得高精确的加里东期年龄主要有:桂东南的古龙岩体435±2 Ma[18],大村岩体438±1 Ma[19]、451.5±1.3 Ma[19],大进岩体457.7±1.2 Ma[20],社山岩体438±3 Ma[21],大王顶岩体463±5.0 Ma[22]; 桂北的猫儿山岩体429±4、409±4 Ma[23],牛塘界岩体422±2 Ma[24];桂东北的大宁岩体419±6 Ma[25];桂东-粤西的云开大山岩体(424±7)～(443±4) Ma[26];桂西的钦甲岩体412±2、435± 2、442± 2 Ma[27];湘南的彭公庙岩体435±1 Ma[28];湘东的板杉铺岩体418±2 Ma[29],宏夏桥岩体432±6 Ma[29];湘东-赣西的宁冈岩体433±2 Ma[3];赣东的付坊岩体443±3、 433±4 Ma[30];赣西的山庄岩体460±1.5、424±3 Ma[31],张佳坊岩体427±1.2、440±2 Ma[31],武功山岩体(428±1) ～(462±2)Ma[31];赣中的麦斜岩体434±2 Ma[32];赣西北的丰顶山岩体(402±2)～(446±4)Ma[29,32]; 闽西南的玮埔岩体(429±3)～ (447±5) Ma[33]; 闽西的宁化岩体 (448±3) Ma[34]; 粤北的大宝山岩体427 ± 2 Ma等[35], 这些高精度的年龄数据显示华南加里东期构造-岩浆活动主要分布于420～450 Ma(图10),其分布至少在桂、湘、赣、闽、粤等5个省,说明华南加里东期花岗岩呈面状展布。

图10 华南地区早古生代部分中酸性侵入岩年龄的分布直方图(年龄数据来自文献[19-35]和项目组未刊数据)Fig.10 Age distribution histogram of some Early Paleozoic of intermediate-acidic intrusive rocks in South China

4.2 岩石类型及成因

月田岩体A/CNK值在1.41～3.42(>1.1), 属于强过铝质系列。王德滋等[36]研究显示,若花岗岩的Rb/Sr值>0.9, 其属S型花岗岩;若花岗岩的Rb/Sr值<0.9, 其属I型花岗岩; 月田岩体样品Rb/Sr值较高(除一个样品为0.3外, 其余介于1.20～6.27, 平均值为2.16), 显示源区是演化比较充分的成熟地壳, 具有S型花岗岩的特征; 在K2O-Na2O图解中(图11), 所采集的4个样品中,3个落入S型花岗岩区域, 1个落入I型花岗岩区域, 由此认为月田岩体主要为S型花岗岩为主, 兼有I型花岗岩特征。月田岩体明显亏损Ba、Sr等大离子亲石元素和Ta、Nb、P、Ti等高场强元素, 相对富集Th、U、Ce、Zr、Hf、Y、La、Nd、Sm等高场强元素和Rb、K等大离子亲石元素, 总体上月田岩体属于低Ba-Sr花岗岩类。

图11 K2O-Na2O图解(底据Rollison,1993)Fig.11 K2O-Na2O diagram

月田岩体的岩石学、岩石地球化学特征均表明, 其兼有S型和I型以及低Ba-Sr花岗岩的特征, 说明其在岩浆的起源上不可能像高Ba-Sr花岗岩一样和洋壳俯冲有关, 成因上也不可能像富Ba、 Sr铁镁质岩石一样由岩浆底侵或者岩石圈受流体交代富集有关, 而更有可能是壳源物质部分熔融的产物。研究表明, Nb/Ta值在地幔部分熔融或在岩浆结晶分异过程中的变化非常小, 因此可通过Nb/Ta值的差异情况对生成岩浆的壳-幔作用和地幔演化过程提供重要的限制[37]。月田岩体的 Nb/Ta值在10.13～12.18, 低于原始地幔值(Nb/Ta=17.4 ± 0.5)和亏损地幔值(Nb/Ta=15.5± 1)[38], 与大陆地壳值(Nb/Ta=11～12)[39]接近, 暗示具有壳源的特征。在野外岩体和围岩(片麻岩、片粒岩、片岩)之间呈渐变关系,在岩体围岩常形成边缘混合岩化, 在岩体边部常见到块状或者不规则状的片麻岩、片粒岩、片岩残留体, 残留体中的面理产状与围岩中的面理产状通常一致。此外, 在εHf(t)-t图解(图9)中, 月田岩体样品位于球粒陨石与平均地壳的Hf同位素演化线之间, 其二阶段Hf模式年龄(T2DM=1.62～2.06 Ga)远高于岩体的形成年龄(433.6 ±4.8 Ma)。月田岩体Hf同位素组成特征暗示其源岩可能来自古元古代地壳物质。此外,有15个分析点的206Pb/238U和207Pb/206Pb年龄值分别为533～2 251、 656～2 510 Ma, 暗示物源来自古元古代—新元古代基底物质。

Sylvester[40]根据脱水熔融实验的成果提出,过铝花岗岩的源区物质成分可以通过CaO/Na2O值来判断:过铝花岗岩CaO/Na2O<0.3,源区物质通常是泥质岩;过铝花岗岩CaO/Na2O值>0.3,源区物质通常是砂屑岩;但若TFeO+MgO+TiO2低于4%,在此条件下,CaO/Na2O>0.3的花岗岩的源岩仍为泥质岩[41]。月田岩体CaO/Na2O值为0.8～1.0>0.3,且TFeO+MgO+TiO2值为4.75%～12.17%(>4%),说明其源岩主要为砂屑岩。过铝质花岗岩的源区部分熔融温度可通过Al2O3/TiO2值来判别[1]:若Al2O3/TiO2> 100,部分熔融温度低于875 ℃;若Al2O3/TiO2< 100,则部分熔融温度高于875 ℃,月田岩体样品的Al2O3/TiO2值为14.2～52.6,说明该岩体过铝质花岗岩部分熔融温度较高。另外,通过CIPW方法计算得出液相线温度也较高(857～958 ℃), 在Q-Ab-Or相图中(图12),落在PH2O=200～500 MPa压力范围附近,形成时的温度大于800 ℃,与上述分析吻合。

图12 Q-Ab-Or图解(据Barker等,1976)Fig.12 Q-Ab-Or diagram

综上所述,月田岩体为古元古代—新元古代地壳物质(砂屑岩)经过深熔作用形成,同时还引起了混合岩化作用。

4.3 构造背景分析

月田岩体样品在MgO-TFeO、 SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)、 CaO-(TFeO+MgO)三组图解中(图13、 14、 15), 均落入IAG+CAG+CCG区域内, 判定月田岩体属于IAG+CAG+CCG型, 又根据Shand指数(>1.41)和属低Ba-Sr花岗岩类,说明月田岩体很有可能为CCG型。

图13 MgO-TFeO图解(据Maniar等, 1989)Fig.13 MgO-TFeO diagram IAG—岛弧花岗岩类;CAG—大陆弧花岗岩类;CCG—大陆碰撞花岗岩类;POG—后造山花岗岩类;RRG—与裂谷有关的花岗岩类;CEUG—与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类

至今，对华南加里东运动的构造属性仍然存在很大的分歧,主要存在陆-弧-陆碰撞模式[42]、大陆边缘弧俯冲模式[43]、陆内造山模式[7，30]等不同观点。但随高精度年代学的发展,以往被认为是华南早古生代的蛇绿岩,新测得的锆石U-Pb年龄为新元古代年龄[44],迄今尚未见到确凿的华南地区存在与加里东期侵入岩同期的岛弧火山岩、蛇绿岩或者同期的高压变质岩[45]报道;很多学者通过古生物地层学、地层年代学、地层地球化学、古生态生物演化、韧性变形运动学、沉积学等手段对华南的古生代地层的综合研究表明,扬子地块和华夏地块之间是陆内海盆,并无洋盆存在。此外,华南加里东期花岗岩呈面状展布等特征,说明华南早古生代的构造属性不太可能是洋-陆俯冲作用[30]。综上,无论是弧-陆碰撞模式观点或者是陆-弧-陆碰撞模式观点,均不能合理解释华南加里东期花岗岩的形成构造背景。研究发现，华南地区于早古生代发育很多的褶皱造山带,在造山带中发育可达麻粒岩相的高级变质岩和普遍发育混合岩,但无高压低温型变质岩、无洋壳存在的证据,且花岗岩呈面状展布等独特的地质特征,陆内构造模式更能说明华南加里东期花岗岩形成的构造背景。