华夏地块东南缘放鸡岛地区花岗质岩石锆石U-Pb年代学、地球化学特征及其构造意义

2021-10-27陈国楷尹常青余晨颖俞鑫源刘明飞

大地构造与成矿学 2021年5期

陈国楷, 张健*, 尹常青, 刘锦, 余晨颖, 俞鑫源, 刘明飞

陈国楷1, 2, 张健1, 2*, 尹常青1, 2, 刘锦1, 2, 余晨颖1, 2, 俞鑫源1, 2, 刘明飞1, 2

(1.广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室, 中山大学地球科学与工程学院, 广东广州 510275; 2.南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东珠海 519082)

粤西放鸡岛地区位于华夏地块东南缘, 广泛出露强烈深熔且剪切变形的花岗质岩石, 主要以眼球状花岗质片麻岩为主, 但其形成时代及成因研究十分薄弱, 其是否与邻区(如云开地区等)经历了相似的早古生代构造演化并不确定。本次通过对放鸡岛出露的花岗质岩石进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 同时开展了全岩地球化学和锆石Hf同位素研究, 以探讨其岩石成因及其构造背景。锆石U-Pb定年结果表明, 强烈深熔且变形的花岗质片麻岩形成于早志留世(436～432 Ma),并保留了众多中‒新元古代(1183～700 Ma)的继承锆石。侵入到该花岗质片麻岩中的未变形花岗质岩脉结晶年龄为～427 Ma, 据此限定了放鸡岛地区深熔变形时代为436～427 Ma。同时, 两种岩性样品都显示出相似的地球化学和Hf同位素特征。花岗质片麻岩与未变形的花岗质岩脉样品的铝饱和指数A/CNK比值为1.10～1.24, 均显示出过铝质特征。LREE/HREE值为2.07～3.98, (La/Yb)N值为5.93～22.27, 富集轻稀土元素, 并具有强烈的Eu负异常。锆石Hf()值显示强烈负值(−22.8～−4.3),DM2为2820～1688 Ma, 平均值为2028 Ma, 表明该区花岗质岩石来源于华夏地块古老地壳物质的部分熔融。综合研究显示放鸡岛花岗质岩体与邻区(如云开地区)花岗质岩石具有相同的岩石成因, 属华南早古生代陆内造山作用伸展构造背景下深熔作用的产物。

华夏地块; 放鸡岛; 早古生代; 陆内造山; 花岗质岩石; 锆石U-Pb定年

0 引言

华南板块由华夏地块和扬子地块在新元古代沿着江南造山带拼合形成(图1a; Zhang et al., 2012c, 2015b; Zhao, 2015; Yao et al., 2019), 其早古生代构造‒岩浆演化一直是地学界关注的焦点。早古生代晚期, 华夏地块至扬子地块东部地区经历了强烈的构造‒热事件, 导致区内发育广泛的变形变质作用和地壳重熔型的岩浆活动(张国伟等, 2013; Huang and Wang, 2019), 此次构造‒热事件被称为加里东运动(舒良树, 2006)、武夷‒云开造山运动(Li et al., 2010b)或者广西运动(Ting, 1929; 陈旭等, 2010, 2014; Wang et al., 2010, 2011)。华南早古生代构造‒热事件导致华夏地块整体抬升, 除了钦防海槽外, 大部分地区缺乏志留纪的沉积记录(Wang et al., 2010; Yao and Li, 2016; Zhang et al., 2018), 并且导致华夏地块内部泥盆纪之前的地层发生广泛韧性剪切变形和褶皱变形, 与上覆泥盆系呈角度不整合接触(徐克勤等, 1960; 任纪舜, 1990)。晚古生代, 华夏地块发育稳定的碳酸盐岩台地相沉积, 缺乏同期的岩浆活动记录(舒良树, 2012), 标志该构造‒热事件的结束。然而, 目前围绕华南早古生代大地构造框架及演化时限仍然存在较大的争议, 一些学者根据蛇绿混杂岩、弧火山岩等证据, 认为该时期扬子地块与华夏地块之间存在大洋(称为“华南洋”), 此构造‒热事件是由于华南洋向扬子地块俯冲消亡形成, 并导致扬子地块和华夏地块最终碰撞拼贴成为统一的华南板块(Guo et al., 1989; Hsü et al., 1990; 陈洪德等, 2006; 彭松柏等, 2006, 2016a, 2016b; 覃小锋等, 2017; Liu et al., 2018)。但近年来随着高精度定年研究不断发展, 原先认为的早古生代蛇绿混杂岩(Guo et al., 1989; Wang and Mo, 1995)实际形成于新元古代(850～ 800 Ma; Li et al., 2005; Shu et al., 2011)。结合早古生代弥散面状、不具板块俯冲碰撞的带状分布岩浆活动特征, 以及扬子地块与华夏地块具有早古生代早中期统一陆内海盆的沉积记录(Wang et al., 2010; Yao et al., 2015)等证据, 部分学者认为陆内造山模式能更好地解释上述特征(Shu et al., 2006, 2011; Charvet et al., 2010; Charvet, 2013; Wang et al., 2013b)。但是, 陆内造山作用未能充分解释早古生代华南内部的地质现象, 如高压变质作用的存在(Zhao and Cawood, 1999, 2012)。为了更好地了解华南早古生代构造‒热事件的演化时限和影响范围, 需要在更广泛地区开展深入研究。

花岗质岩石由于具有易于精确定年、特征的地球化学指示等优势, 一直都是研究陆壳演化的重要对象(Abdallah et al., 2007; Castro, 2014; Vigneresse, 2014; Foden et al., 2015; 王孝磊, 2017)。华夏地块东南缘、粤西放鸡岛一带广泛出露早古生代花岗质岩石, 这些岩石普遍受强烈的深熔和剪切作用, 广泛发育糜棱叶理, 是深入认识华夏地块东南缘构造演化的最佳场所(图1b)。然而目前对华夏地块东南缘放鸡岛地区花岗质岩石时代及成因尚未有相关的研究报道。本文以该区花岗质岩石为切入点, 对其进行地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究, 探讨其岩石成因及形成环境, 为深入理解华南早古生代构造演化历史提供新的制约。

图1 华南早古生代造山作用影响范围(a;据Li et al., 2010b修改)和研究区地质简图(b;据广东省地质矿产局, 1988修改)

1 地质背景与样品采集

华夏地块北端以苏鲁‒大别造山带与华北板块相接, 西南端以Song Ma缝合带与印支地块相邻, 西段以绍兴‒江山‒安化‒罗成断裂与扬子地块相隔, 东临太平洋(图1a)。华夏地块主要由云开地体、南岭地体和武夷地体组成, 最古老的基底岩石为闽西北麻源群中1857～1851 Ma的片麻状花岗岩(Li et al., 2011a)和浙西南古元古界八都群, 由含榴黑云斜长片麻岩、黑云变粒岩、花岗质片麻岩和少量斜长角闪岩等变质表壳岩组成, 其经历了古元古代(～1850 Ma)和印支期(. 250～230 Ma)两期构造‒热事件的叠加改造(Yu et al., 2009, 2012a; Li et al., 2017)。云开地体位于两广地区, 面积大约2500 km2, 为吴川‒四会深断裂、晨溪‒博白断裂所围限, 区域内出露前寒武纪基底为古元古界天堂山群、早‒中元古代高州杂岩和新元古界‒早古生界云开群(韩坤英等, 2017;周岱等, 2017)。天堂山群主要由片麻岩、石英岩、变粒岩等组成, 岩石变质程度达到角闪岩相。高州杂岩主要为泥砂质陆源碎屑岩, 变质程度达到角闪岩相, 此外还有由片岩、副片麻岩、大理岩以及石英岩构成的变质表壳岩石及混合岩, 局部达麻粒岩相(Wan et al., 2010; 周雪瑶等, 2015)。云开群主要为陆源碎屑岩夹基性‒酸性火山岩组合, 由板岩、片岩、千枚岩以及副片麻岩、斜长角闪岩和大理岩组成, 变质程度基本为绿片岩相, 局部可达到角闪岩相(Wan et al., 2010; Zhang et al., 2012a; 柯贤忠等, 2018)。除此之外, 区域内还出露震旦系‒寒武系和早古生代岩浆岩。早古生代岩浆岩以二云母花岗岩和二长花岗岩为主, 主体结晶年龄为450～420 Ma(Zhong et al., 2016; Yan et al., 2017), 多呈片麻状构造和过铝质特征, 被认为是变质基底再造和地壳深熔作用的产物(王江海等, 1999; Liu et al., 2010a; Wang et al., 2013a)。

研究区位于华夏地块东南缘(图1a), 毗邻云开地体, 区内出露地层为早‒中元古代高州杂岩、寒武系八村群石英云母片岩和第四纪沉积, 出露的岩浆岩为早古生代和中生代花岗岩。采样点分布在研究区最南端的三座岛屿, 自东向西依次为青洲岛、竹洲岛和放鸡岛(图1b)。区内主体为强烈糜棱岩化的花岗质片麻岩, 岩石具有中粗粒结构, 发育透入性面理, 一系列未变形的中粗粒二长花岗岩呈脉状侵入到花岗质片麻岩中, 并截切了透入性面理(图2a)。花岗质片麻岩中主要造岩矿物如钾长石经历了强烈剪切作用而形成不对称旋斑(图2b); 且岩石中发育近平行于片麻理的浅色熔体条带, 表明岩体经历深熔作用(图2c)。区域上, 透入性面理受后期宽缓‒紧闭褶皱的叠加, 局部发育褶劈理(图2d)。除此之外, 花岗质片麻岩中还发现有呈布丁体构造的变沉积岩残留体(图2e), 表明其与花岗质片麻岩一同经历了剪切变形作用, 可能为源区部分熔融的残留。

变形的花岗质片麻岩呈眼球状构造, 绝大多数斑晶为长石, 且可见石榴石斑晶(图3a), 大多存在富铝质矿物。该类岩石主要矿物组合为斜长石(～30%)、钾长石(～30%)、石英(～25%)、黑云母(～10%)、白云母(～3%)和石榴子石(～2%)。云母与长石等矿物呈定向排列, 形成透入性片麻理(图3b)。同时, 花岗质片麻岩遭受韧性剪切作用, 可见长石斑晶沿着糜棱面理方向排列, 基质含量小于10%, 为初糜棱岩(图3c)。

未变形的二长花岗岩为似斑状结构, 主要矿物为钾长石(～35%)、斜长石(～30%)、石英(～25%)、黑云母(～5%)和白云母(～5%)。长石斑晶和基质中的石英颗粒间均呈稳定的“三联晶结构”(图3d), 表明岩体结晶过程及之后均未经历强烈的韧性剪切作用。长石斑晶为自形粒状结构, 发生脆性断裂变形, 石英沿断裂面填充, 显示后期经历了较浅层次的变形(图3e), 与主体显示出较深层次的变形的花岗质片麻岩有明显区别。局部地区, 二长花岗岩发育少量石英的亚颗粒旋转动态重结晶(图3f), 表明二长花岗岩可能在主体花岗质片麻岩遭受剪切变形作用的晚期侵入, 或者在该期剪切变形作用结束后侵入至花岗质片麻岩中, 之后两者一同经历后期较弱的变形事件。

本次共采集11个花岗质片麻岩样品和6个未变形二长花岗岩样品, 对其中3个花岗质片麻岩(18YX09-1、18YX11-1和18YX18-2)和1个未变形二长花岗岩样品(18YX17-1)进行LA-ICPMS锆石U-Pb定年和锆石Hf同位素测试, 对其余8个花岗质片麻岩和5个未变形二长花岗岩样品进行主量、微量元素测试。具体的采样位置及岩相学特征见表1。

(a) 未变形二长花岗岩脉侵入到糜棱岩化的花岗质片麻岩中, 并截切主体面理; (b) 花岗质片麻岩经历剪切变形作用, 见不对称长石旋斑, 同时富含石榴子石等富铝矿物; (c) 花岗质片麻岩中浅色熔体条带, 平行于主体面理; (d) 透入性面理受到了后期宽缓‒紧闭褶皱的叠加, 局部发育褶劈理; (e) 花岗质片麻岩中的变沉积岩残留体。矿物代号: Grt. 石榴子石。

2 实验方法

全岩主量、微量元素分析在南京聚谱检测科技有限公司完成的, 主量元素采用帕纳科AxiosMAX XRF进行分析, 精度优于5%。微量元素采用Agilent 7700x 电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行分析, 称取40 mg全岩粉末放置于聚四氟乙烯溶样弹中, 加入1.0 mL氢氟酸与0.5 mL浓硝酸, 密封后放置烘箱中加热72 h以确保样品被彻底消解。将消解液稀释2000倍后, 以雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定微量元素。

锆石分选在河北廊坊诚信地质有限公司进行, 将新鲜的岩石样品粉碎后, 通过磁选和重液法挑选出锆石, 每个样品在双目镜下挑出110～150颗无氧化、无污染、晶形较好、透明度高的锆石, 之后将锆石置于环氧树脂中制靶。然后抛光, 进行反射光、透视光及阴极发光(Cathodo-luminescence, CL)照相。锆石阴极发光图像在中山大学扫描电镜实验室完成的。进行锆石U-Pb年龄测试时, 尽量选取避免内部含包裹体、裂隙的部位。LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年和LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素测试在南京聚谱检测科技有限公司完成。锆石U-Pb定年采用型号为RESOlution LR的193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统, 以及型号为Agilent 7700x四极杆型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。束斑直径为33 μm, 能量密度为5.12 J/cm2, 频率为5 Hz, 共剥蚀50 s。测试过程中以标准锆石GJ-1为盲样, 检验U-Pb定年数据质量(Jackson et al., 2004)。以标准锆石91500为外标, 校正仪器质量歧视与元素分馏(Wiedenbeck et al., 1995)。以NIST SRM 610为外标, 以Si为内标标定锆石中的Pb元素含量, 以Zr为内标标定锆石中其余微量元素含量(Liu et al., 2010c; Hu et al., 2011)。原始的测试数据经过 ICPMSDataCal 8.4 软件离线处理完成(Liu et al., 2010b, 2010c), 加权平均年龄的计算采用软件Isoplot ver. 4.15(Ludwig, 2003)。

(a) 花岗质片麻岩中石榴石斑晶; (b) 花岗质片麻岩中暗色矿物定向排列形成片麻理; (b) 花岗质片麻岩遭受糜棱岩化作用, 见长石斑晶定向拉长, 基质含量<10%, 为初糜棱岩; (d) 二长花岗岩中“三联点”结构, 夹角为近120°; (e) 二长花岗岩中长石为自形粒状结构, 经历脆性破裂变形, 石英沿破裂面生长; (f) 二长花岗岩中局部见石英亚颗粒旋转动态重结晶。矿物代号: Bi. 黑云母; Grt. 石榴子石; Kfs. 钾长石; Ms. 白云母; Pl. 斜长石; Qz. 石英。

表1 岩石样品采集位置及岩相学特征.

对锆石U-Pb年龄数据谐和度>97%的点位进行LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素原位测试, 采用仪器型号为Nu Plasma Ⅱ的多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)。仪器能量密度为3.5 J/cm2,束斑直径为50 μm, 频率为8 Hz, 每个点位剥蚀40 s。测试过程中每隔15颗样品锆石, 依次测试1颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai), 以检验锆石Hf同位素比值数据质量(Yuan et al., 2008)。

3 实验结果

3.1 主量、微量元素

主量、微量元素测试结果见表2。结果显示, 花岗质片麻岩具有较高的SiO2(68.13%～71.46%)和Al2O3含量(13.61%～14.39%), 且K2O含量(3.16%～4.32%)高于Na2O(2.18%～2.49%), 具有高Fe2O3(3.85%～ 5.08%)、低MgO(1.16%～1.63%)和P2O5(0.14%～0.17%)含量的特征。在A/NK-A/CNK图中, 样品点落在过铝质区域(图4a); 铝饱和指数(ASI)为1.10～1.17, 显示出强过铝质特征。在K2O-SiO2图中, 样品点落在高钾钙碱性系列范围(图4b)。花岗质片麻岩具有较高稀土元素总量(∑REE=262×10−6～304×10−6), 在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中, 样品呈轻稀土元素富集的右倾型配分模式, 除了一个样品(18YX11-2)的(La/Yb)N值大于20外, 其余样品(La/Yb)N值为6.48～11.81, 总体上表现出较高(La/Yb)N值特征; 并且具有强烈的Eu负异常(δEu=0.42～0.53)(图5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中, 样品显示富集大离子亲石元素U、Th、Rb, 亏损Sr、Ti、P和高场强元素Nb、Ta等特征(图5b), Nb/Ta值为11.30～ 20.37(平均值为16.40), 具有地壳部分熔融产物的特征。Sr和Eu的亏损表明岩浆源区存在斜长石的堆晶作用, P和Ti的亏损则是磷灰石和钛铁矿等副矿物分离结晶的结果。

表2 放鸡岛地区花岗质岩石主量(%)和微量元素(×10−6)组成

续表2:

图4 放鸡岛地区花岗质岩石A/NK-A/CNK(a)和K2O-SiO2(b)图解(a据Maniar and Piccoli, 1989; b据Rickwood, 1989)

图5 放鸡岛地区花岗质岩石球粒陨石标准化稀土元素配分图解(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(原始地幔与球粒陨石数据引自 Sun and McDonough, 1989)

与花岗质片麻岩样品相比, 未变形二长花岗岩样品具有更高的SiO2(72.43%～74.00%)、K2O(5.06%～ 6.64%)、Na2O含量(1.87%～2.99%)和较高的Al2O3含量(12.66%～14.25%), 但Fe2O3(1.14%～2.01%)和MgO含量(0.29%～0.62%)偏低, 与岩相学观察到的黑云母等暗色矿物含量较少结果一致。在A/NK-A/CNK图中, 样品点落在过铝质区域(图4a); 铝饱和指数(ASI)为1.12～1.24, 为强过铝质花岗岩。在K2O-SiO2图上, 样品点落在钾玄岩系列范围内(图4b)。除了样品18YX04-1 稀土元素总量略低(∑REE=88.5×10−6)外, 其余样品具有较高稀土元素总量(∑REE=144×10−6～ 177×10−6), 但总体含量均低于花岗质片麻岩。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中, 样品显示出右倾型配分模式, (La/Yb)N值在5.93～14.73之间变化, 显示富集轻稀土元素、亏损重稀土元素的特征; 且具有强烈的Eu负异常(δEu=0.26～0.68)(图5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中, 样品显示富集大离子亲石元素U、Th、Rb, 亏损Sr、Ti和高场强元素Nb(图5b)。与花岗质片麻岩相比, 二长花岗岩样品Sr和Ti亏损程度更为显著; Nb/Ta值变化范围为5.33～10.81(平均值为7.5)。

3.2 锆石U-Pb定年

对4个样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析, 共获得117个有效数据点, 具体测试结果见表3。

3.2.1 花岗质片麻岩

花岗质片麻岩样品18YX09-1采自青洲岛。其锆石颗粒晶形完好, 透明度高, 长约150～300 μm, 大多数呈短柱状, 长宽比为1.5∶1～4∶1。CL图像显示, 这些锆石大多数具有核边结构(图6a), 锆石边部呈灰白‒浅白色, 亮度高, 发育明显的岩浆振荡环带, 其Th/U值为0.10～0.47, 多数集中在0.10～ 0.26之间, 具岩浆锆石的特征; 锆石内核通常为深黑色, 部分形状较自形并且具有岩浆振荡环带, 部分呈浑圆状, 表现出碎屑锆石的特征, 其Th/U值为0.15～1.44, 多数集中在0.49～1.16之间。对该样品的23颗锆石43个点位进行U-Pb定年分析, 获得20个边部岩浆锆石年龄, 其中18个加权平均年龄为436±3 Ma(MSWD=1.8,=18), 代表了岩体的结晶年龄(图7a)。18个核部锆石定年分析点的U-Pb年龄范围为1183～634 Ma之间。另外5个核部锆石年龄(450±4 Ma、450±7 Ma、454±6 Ma、477±6 Ma、523± 8 Ma)可能为混合年龄。

续表3:

图6 锆石阴极发光图像

图7 锆石U-Pb年龄谐和图

花岗质片麻岩样品18YX11-1采自放鸡岛。锆石颗粒晶形完好, 长度约100～300 μm, 呈短柱状, 长宽比为1∶1～3∶1。CL图像显示锆石边部具有明显的结晶振荡环带(图6b), 且Th/U值多集中在0.11～0.30之间, 表明为岩浆成因; 核部继承锆石具有较复杂的结构和形态, 且多数呈浑圆状, 其Th/U值为0.19～1.26, 多数集中在0.30～0.80之间。对该样品13颗锆石23个点位进行U-Pb定年分析, 除了一个分析点(点位-09)外, 其他点均落在谐和线上或谐和线附近。边部岩浆锆石获得的加权平均年龄为432±4 Ma(MSWD=2.4,=10), 代表了岩体的结晶年龄(图7b)。核部继承锆石的U-Pb年龄分散, 多为1124～745 Ma之间, 表明其碎屑锆石成因。另有3个核部锆石测点年龄为441±4 Ma、455±4 Ma、472±7 Ma, 可能为混合年龄。

花岗质片麻岩样品18YX18-2采自竹洲岛。锆石颗粒晶形完好, 呈短柱状‒长柱状, 粒径约100～400 μm, 长宽比为1∶1～4∶1。CL图像显示大多数锆石均具有明显的继承核(图6c), 其边部为灰白‒浅白色, 发育明显的岩浆振荡环带, Th/U值多数集中在0.10～0.32之间, 表明其为岩浆成因; 1个锆石边部无分带结构(图6c中最后一颗锆石), Th/U值为0.08, 可能为变质增生成因; 核部继承锆石的Th/U值为0.13～1.83, 多数集中在0.20～1.07之间。对该样品17颗锆石26个点位进行U-Pb定年分析, 大多数分析点落在谐和线上或谐和线附近。其中边部岩浆锆石加权平均年龄为433±4 Ma(MSWD=3.3,=12), 代表了岩体的结晶年龄(图7c)。变质增生成因206Pb/238U年龄为432±4 Ma。核部除了一个继承锆石206Pb/207Pb年龄为2163±19 Ma外, 其他继承锆石U-Pb年龄分布在1128～778 Ma之间; 另点位07、09和25获得206Pb/207Pb年龄分别为1306±22 Ma、2425±16 Ma和3103±15 Ma, 虽然谐和度均>90%, 但由于Pb丢失导致偏离谐和线。另有3个测试点年龄为447±4 Ma、458±4 Ma、465±6 Ma, 可能为混合年龄。

3.2.2 未变形二长花岗岩脉

二长花岗岩脉样品18YX17-1采自放鸡岛, 呈脉状侵入到片麻岩主体中, 并截切透入性面理(图2a)。锆石颗粒晶形完好, 透明度高, 长度约100～300 μm, 呈短柱状, 长宽比为1∶1～3∶1。CL图像显示锆石边部呈灰白‒浅白色, 亮度高, 发育明显的振荡环带(图6d), Th/U值为0.07～0.29, 多数集中在0.12～0.17之间, 显示岩浆成因的特征; 继承锆石内核Th含量为26×10−6～511×10−6, U含量为207×10−6～1248×10−6, Th/U值为0.19～1.26, 多数集中在0.30～0.80之间。对该样品23颗锆石28个点进行U-Pb定年分析, 大多数分析点落在谐和线上或谐和线附近。边部岩浆锆石分析点的206Pb/238U加权平均年龄为427±5 Ma (MSWD=2.8,=10), 代表了岩体的结晶年龄(图7d)。点位04和05位于同一颗锆石中, Th/U均小于0.1,206Pb/238U年龄分别为382±4 Ma和411±4 Ma, 但是据CL图, 382±4 Ma对应的年龄点位对应岩浆锆石环带, 非变质锆石, 该年龄的数据在华夏地块鲜有报道, 可能为混合年龄, 需要未来工作进一步核实。15个继承内核分析点的U-Pb年龄在1018～431 Ma之间变化, 其中499～454 Ma等7个定年结果可能为混合年龄, 其余继承锆石206Pb/238U年龄在1066～ 665 Ma之间。

3.3 锆石Hf同位素

对80个谐和度均在97%及以上的锆石定年测试点位进行了Hf同位素原位测试, 结果见表4。

结果显示, 4个样品的176Lu/177Hf比值为0.000106～ 0.002511, 表明锆石在形成之后具有较小的放射性成因Hf的积累, 测定的176Hf/177Hf结果可靠, 可代表体系初始形成时Hf同位素的组成(吴福元等, 2007)。(176Hf/177Hf)的变化范围在0.281576～0.282539之间, Hf同位素成分比较均一, 加权平均值0.282208, 显示4个样品具有近似的锆石Hf同位素组成。在二阶段模式年龄DM2频数分布直方图中, 岩浆锆石DM2为2820～1688Ma, 主要集中在2200～1700 Ma之间(图8b), 其Hf()均为负值, 主要集中在−15.6～−4.3之间(图8c), 揭示了研究区的花岗质岩石来源于古老地壳物质的再循环。在Hf()-年龄图解中, 继承锆石Hf()主要集中在−15.7～8.3, 除了少量具有较高的Hf()值之外, 其他继承锆石落在岩浆锆石177Lu/177Hf演化线所围限的区域内(图8a), 即两者的DM2相近, 表明岩浆锆石与核部的继承锆石的源区来自晚太古代‒古元古代壳源物质的重熔。

4 讨论

4.1 花岗质岩浆侵位时代及成因

华南板块大量发育早古生代岩浆岩, 主要分布在扬子地块东部至华夏地块的广大区域(图9)。针对早古生代岩浆岩, 前人研究已获得一批高精度的定年结果, 例如云开地区宁潭片麻状二长花岗岩锆石U-Pb年龄为433～426 Ma(夏金龙等, 2018); 恩平二长花岗岩锆石U-Pb年龄为429±3 Ma(Yu et al., 2018); 罗定花岗岩锆石U-Pb年龄为443～426 Ma(Yan et al., 2017); 台山花岗岩锆石U-Pb年龄为436±6 Ma (Huang et al., 2013)。除了大面积分布的早古生代花岗岩外, 云开地区还出露少量的基性岩类如辉长岩等(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013c, 2018; 徐畅等, 2019), 其侵位时代约为435～420 Ma, 与花岗岩类的侵位时代大致相同。武夷地区和南岭地区也发育了同期的早古生代花岗岩(Li et al., 2010a; 张爱梅等, 2010; Xia et al., 2014; 李建华等, 2015)。本次研究得到花岗质片麻岩结晶年龄为436～432 Ma, 未变形二长花岗岩脉结晶年龄为427±5 Ma, 即放鸡岛花岗质岩石的侵位时代为436～427 Ma, 为早志留世, 与上述岩浆活动的时代一致, 表明放鸡岛岩体是华南早古生代构造‒热事件的产物。

表4 花岗质岩石样品锆石Hf同位素数据

续表4:

图8 锆石εHf(t)-年龄演化图(a)、tDM2频数分布直方图(b)和εHf(t)频数分布直方图(c)

图9 华南早古生代花岗质岩石分布范围及其成岩时代(据Li et al., 2010b; Wang et al., 2013a修改)

放鸡岛地区436～427 Ma花岗质岩石具有高硅、低镁铁、富钾的特点, 表明其源区为地壳岩石。岩石中富含石榴石和白云母等富铝矿物, 且具有明显强过铝质的地球化学特征(A/CNK=1.10～1.24), 不含角闪石, 具有S型花岗岩的特点; 在野外露头上还观察到花岗质岩体中含有未完全熔融的变沉积岩残留体(图2e), 反映其原岩为沉积岩。此外, 这些花岗质岩石中具有大量的继承锆石, 年龄主要分布在1183～726 Ma之间, 主要为源区岩石残留或岩浆侵位过程中捕获围岩中的锆石。岩浆锆石的Hf()均为负值(−15.6～−4.3), 二阶段模式年龄在2820～1688 Ma之间; 且大部分继承锆石的二阶段模式年龄也在该区间内, 反映放鸡岛地区花岗质岩石的岩浆源区为中新元古代(变)沉积岩的部分熔融, 并且无明显地幔物质的加入, 即是华夏地块古老地壳基底再循环的产物。放鸡岛地区与邻区的同时期S型花岗岩具有相似的地球化学特征和锆石Hf同位素组成, 如宁潭花岗岩和罗定二长花岗岩(Yan et al., 2017; 夏金龙等, 2018), 因此认为该区域内大部分早古生代S型花岗岩具有相似的岩浆源区和成岩过程。

4.2 大地构造背景启示

华南早古生代构造‒热事件持续时间为. 460～ 390 Ma(Li et al., 2010b; Wang et al., 2013b), 且岩浆活动在440～420 Ma达到顶峰(Li et al., 2010b, 2011b), 总体上可以分为造山挤压增厚和造山后伸展垮塌两个阶段(Guan et al., 2014)。虽然造山挤压增厚阶段加厚地壳的部分熔融会形成岩浆岩, 但挤压增厚产生的热量不足以产生如此大规模的中酸岩浆活动, 也无法解释区域内基性岩浆活动的形成, 因为基性岩的形成需要有地幔物质的加入(Yao et al., 2012; Wang et al., 2018)。从而认为华夏地块内部大部分的花岗岩是在造山后伸展垮塌阶段由于下地壳拆沉、地幔物质的上涌导致地壳大规模重熔或深熔所形成的(Li et al., 2010b; Song et al., 2015; Huang and Wang, 2019)。由于此次构造‒热事件影响范围涉及华夏地块至扬子地块东部的广大区域, 在不同地区可能有时空上的差异, 但主要认为. 440～435 Ma时期为挤压增厚向伸展垮塌转换的过程(Yao et al., 2012; Guan et al., 2014; Huang and Wang, 2019)。Xin et al. (2020)通过对比华南挤压增厚以及伸展阶段的岩浆活动特征, 得到两者可能在时间上存在重叠的阶段(435～420 Ma)。同时华南早古生代花岗质岩石的Nd值和Hf值在. 440～435 Ma阶段存在最小值, 之后有上升的趋势(Huang and Wang, 2019; Xin et al., 2020), 可能是下地壳的拆沉导致地幔物质上涌, 因此该阶段更可能存在同碰撞造山期的伸展作用(Xie et al., 2020; Xin et al., 2020)。但不管是造山后伸展垮塌阶段还是同碰撞造山的伸展背景, 均表明了. 435 Ma之后华南整体或局部为地壳伸展的构造环境。

在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解中, 放鸡岛花岗质样品落在后碰撞区域(图10a), 在Nb-Y判别图解中落在板内和同碰撞及弧火山岩的交接区域(图10b), 整体反映为后碰撞的伸展背景。根据Miller et al. (2003)提出的锆石饱和温度计算方法, 放鸡岛地区花岗质片麻岩和未变形二长花岗岩的全岩锆饱和温度分别为832～850 ℃和739～781 ℃。在上文讨论中, 放鸡岛花岗质岩石为S型花岗岩, 然而根据Whalen et al. (1987)的花岗岩判别图解(图11a～c), 放鸡岛地区花岗质片麻岩样品落在A型花岗岩区域。A型花岗岩又可分为A1和A2两种类型, A1型形成于热点、地幔柱及大陆裂谷等构造背景; A2型形成于后碰撞、大陆边缘和岛弧等多种构造背景(Eby, 1992; 贾小辉等, 2009; 赵振华, 2016)。在Nb-Y-3Ga图解中, 放鸡岛地区花岗质样品落在A2区域(图11d)。从矿物学特征上看, A型花岗岩的主要造岩矿物为石英+镁铁质矿物+碱性长石, 一般很少或不含斜长石(贾小辉等, 2009); 从地球化学特征上看, A型花岗岩稀土元素配分模式呈海鸥型展布(贾小辉等, 2009; 赵振华, 2016); 且其P2O5含量(通常小于0.05%)明显低于S型花岗岩, Bonin (2007)也把P2O5含量作为区分A型和S型花岗岩的重要标志。放鸡岛花岗质片麻岩富含斜长石(28%～42%), 不含角闪石, 具有较高的P2O5含量(0.14%～0.17%), 这些特征与典型的A型花岗岩明显不同。而且, 放鸡岛花岗质岩石中含石榴子石等富铝矿物(图2b、3a), 岩石中可见(变)沉积岩残留体, 其地球化学特征和锆石Hf均为负值表明岩浆源区为地壳物质的熔融, 无地幔物质的加入, 具典型的S型花岗岩特征。但放鸡岛花岗质片麻岩又具有A型花岗岩的特征, 其形成温度(832～850 ℃)又大于一般S型花岗岩(700～ 830 ℃), 则恰好进一步说明该岩体产出于地壳伸展的构造背景。此时由于软流圈地幔物质上涌带来大量热量, 使地壳在较高温度下(>830 ℃)发生部分熔融, 形成地壳重熔型(S型)岩浆活动。

图10 放鸡岛地区花岗质岩石构造环境判别图解(据Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

图11 花岗岩判别图解(据Whalen et al., 1987; Eby, 1992)

4.3 对华夏地块早古生代构造‒热事件的响应

华夏地块早古生代构造‒热事件的动力学背景目前仍然存在许多争议(Li et al., 2010b; Wang et al., 2010; Shu et al., 2015; Lin et al., 2018)。Guo et al. (1989)提出的洋陆俯冲模式可以解释志留纪时期大规模岩浆活动存在, 但该模型与华夏地块早古生代岩浆岩呈弥散面状分布的地质事实、传统认为俯冲‒碰撞型花岗岩带呈线状分布的特征相矛盾。沉积学研究表明早古生代早中期扬子地块中东部与华夏地块内部为统一的陆内海盆沉积, 并且迄今为止尚未发现华南板块内部有早古生代残留的洋壳物质(Wang et al., 2010)。结合Yao et al. (2015)的研究表明, 扬子地块与华夏地块之间不存在早古生代的大洋, 而更有可能是统一华南板块从伸展裂谷构造演变成为被陆内海盆分割的两个地块。另有学者认为早古生代大洋存在于华夏地块东部, 华夏地块位于俯冲和碰撞带的下盘, 早古生代蛇绿岩和弧岩浆位于走滑游离的上盘板块, 从而导致华南内部缺少早古生代蛇绿岩等代表大洋的直接地质记录(Zhao and Cawood, 2012; Lin et al., 2018; Yang et al., 2019), 但是这种模式还需地质和地球动力学研究的进一步验证。综合早古生代华南内部岩浆活动、构造变形和沉积学的特征, 此时华南板块更可能处于陆内造山背景(Li et al., 2010b; Wang et al., 2010, 2013b; Huang and Wang, 2019), 其动力学机制可能是澳大利亚‒印度板块与华南板块在早古生代沿着冈瓦纳大陆北缘拼合, 所产生的远程效应导致华南板块内部发生变形、变质作用和大规模地壳重熔型岩浆活动(Wang et al., 2011; Cawood et al., 2018; 徐亚军和杜远生, 2018)。因此, 放鸡岛地区与邻区(如云开地区)的花岗质岩石具有相同的岩石成因, 是早古生代陆内造山作用伸展阶段、深熔作用的产物。

5 结论

(1) 放鸡岛地区糜棱岩化花岗质片麻岩的结晶年龄为436～432 Ma, 侵入并截切该片麻岩的未变形二长花岗岩形成时代为～427 Ma, 限定了区域变质变形年龄为436～427 Ma。

(2) 放鸡岛地区花岗质岩石为S型花岗岩类, 其原岩为新元古代(变)沉积岩, 锆石Hf同位素特征揭示岩浆源区为华夏地块古老陆壳物质的再循环。

(3) 放鸡岛地区花岗质岩石最有可能形成于早古生代造山作用的伸展构造背景, 是地幔物质上涌带来大量热量, 使地壳基底发生重熔和深熔作用的产物, 期间伴随有一系列区域韧性剪切带的发育。

感谢中山大学姚卫华副教授、张玉芝副教授、刘晓光博士后、赵辰博士生和中国地质科学院王洛娟副研究员对本文初稿有益的探讨, 感谢杨天件博士协助处理锆石U-Pb定年数据。感谢两位匿名审稿专家的宝贵意见。

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Zircon U-Pb Dating, Geochemical Characteristics of the Fangjidao Granitic Rocks in the Southeasternmost Cathaysia Block and Their Tectonic Implications

CHEN Guokai1, 2, ZHANG Jian1, 2*, YIN Changqing1, 2, LIU Jin1, 2, YU Chenying1, 2, YU Xinyuan1, 2and LIU Mingfei1, 2

(1. Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, SUN Yat-sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China; 2. Southern Laboratory of Ocean Science and Engineering, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

Early Paleozoic granites are widely distributed in the Fangjidao area, the western Guangdong province, i.e., the southeastern Cathaysia Block. They experienced intensive shearing zone deformation and metamorphism, and now occur as mylonized granitic gneiss. The later undeformed monzogranitic veins intruded and truncated the major foliation of the granitic gneiss. However, the crystallization age, petrogenesis and deformation characteristics of these granites are poorly constrained, which hinder our understanding of the tectonic evolution of the region and its relation to the Cathaysia Block. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results show that the granitic gneisses contain abundant inherited zircon of. 1183–700 Ma, and have crystallization age of 436–432 Ma. In contrast, the undeformed monzogranitic veins have a younger crystallization age of ～427 Ma. This can well bracket the timing of regional anatexis and regional deformation in 436–427 Ma. The granitic gneisses and monzogranite samples are characterized by a peraluminous signature with A/CNK values varying from 1.10 to 1.24. The rocks are enriched in LREE, with LREE/HREE ratios ranging from 2.07 to 3.98, and (La/Yb)Nfrom 5.93 to 22.27 (mean value is 10.36). All the samples exhibit distinct negative Eu anomalies. Zircon crystals from the granitic rocks have negativeHf() values mainly ranging from −22.8 to −4.3, with two stage model ages of 2820–1688 Ma. New data of this study reveal that the Early Paleozoic granitic rocks in the Fangjidao area were generated by partial melting of the Paleoproterozoic crustal components. Combined with the previously published data, we infer that the granitic rocks in the Fangjidao area have a similar origin with the coeval granites in the adjacent areas (e.g. the Yunkai area). They were most likely derived from partial melting of the crustal materials during the extension stage of the intra-plate orogeny.

Cathaysia Block; Fangjidao area; early Paleozoic; intra-plate orogeny; granite; zircon U-Pb dating

2020-07-19;

2020-08-23

广东省引进人才创新团队(2016ZT06N331)和国家级大学生创新创业训练计划项目(201810558204)联合资助。

陈国楷(1996–), 男, 硕士研究生, 构造地质学专业。Email: chengk8@mail3.sysu.edu.cn

张健(1978–), 男, 教授, 博士生导师, 从事造山带相关的构造地质学研究。Email: zhangjian@mail.sysu.edu.cn

P581; P597

1001-1552(2021)05-0983-024

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.009