广西大瑶山地区大进早古生代高分异A型花岗岩的厘定及成因

2022-06-24贾小辉王晓地杨文强

地球科学与环境学报 2022年2期

贾小辉,王晓地,杨文强

(1. 中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北武汉 430223; 2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心,湖北武汉 430223)

0 引言

花岗质岩浆分异结晶机制和高分异花岗岩成因备受学者关注。花岗质岩浆被认为可以经由重力沉降、热对流和岩浆流动等机制实现分异结晶，有的学者则依据花岗质岩浆的高黏度特征对分异结晶机制提出质疑。是否存在高分异花岗岩、如何判别高分异花岗岩、高分异花岗岩的成因及成矿作用等问题受到学者们的广泛关注。其中，高分异A型花岗岩的判别仍未有统一的认识和明确的厘定指标。

发生于华南早古生代的广西运动(或加里东运动)是世界上为数不多的板内造山运动实例。近年来，对广西运动的构造属性和动力机制的研究取得了重大进展，但关于板内造山运动的启动时间、构造转换时间和影响规模等问题仍存在较大争议，如由造山挤压向后造山伸展的构造转换时限就存在诸多认识，时间尺度横跨445～410 Ma。传统的I型和S型花岗岩划分主要依据其源区组分特征，通常不具有明确的构造意义，而A型花岗岩对于造山之后的区域伸展环境具有重要的指示意义。华南早古生代花岗岩类以强过铝质的S型花岗岩为主，发育少量的I型花岗岩，主要源自加厚地壳岩石的深熔作用，相对而言，同期A型花岗岩发育极少，目前相关报道有福建西芹花岗岩、江西会同和鹅婆花岗岩等，形成时代集中于415～410 Ma，被认为是同碰撞地壳增厚向后碰撞伸展转换的岩石学响应。

广西大瑶山地区大进花岗岩具有高分异的特征，关于其岩石成因类型的认识仍存在较大争议。李欢等依据KO-NaO图解认为其为A型花岗岩；熊松泉等依据岩石地球化学特征将之判定为I型花岗岩；而Li等则根据其过铝质特征认为它是一套高钾钙碱性S型花岗岩。这种争议在华南早古生代和中生代花岗岩研究中相当普遍，主要因为高分异花岗岩成因类型判别困难。本文通过对大进花岗岩的年代学和岩石地球化学进行研究，倾向于将之归属于高分异A型花岗岩；结合前人研究成果，试图对高分异A型花岗岩的判别指标进行总结，为华南早古生代A型花岗岩研究增添新的研究素材，进一步揭示广西运动在区域上由造山挤压向后造山伸展的构造转换时限。

1 岩体地质及岩石学特征

大进花岗岩位于广西壮族自治区金秀县长垌乡南大进村附近，岩体呈近圆形产出，出露面积约4 km，区域上寒武纪和泥盆纪地层广泛出露。岩体受控于NW向次级断层，侵入震旦系培地组泥质砂岩中(图1)，与围岩的侵入接触关系明显，接触面向四周倾向于围岩，倾角为5°～65°。前人将之归属于晚白垩世和志留纪。

图(b)底图引自文献[37]图1 华南南岭地区早古生代花岗岩时空展布简图及大进花岗岩地质简图Fig.1 Schematic Map Showing the Distribution of Early Paleozoic Granites in Nanling Area of South China and Geological Map of Dajin Granites

大进花岗岩岩体风化严重，很难观察和采集到新鲜岩石样品，仅在金秀县长垌乡至滴水村新修公路沿途采集到新鲜岩石样品。大进花岗岩主要岩性为二云母花岗斑岩，呈灰白色，具斑状结构、块状构造。斑晶主要为石英(体积分数为8%)、碱性长石(15%)、斜长石(10%)；基质由石英(25%)、碱性长石(15%)、斜长石(25%)和少量黑云母和白云母(<1%)组成(图2)。石英呈灰白色、无色他形粒状或等轴状，可见熔蚀结构边；钾长石主要为条纹长石，呈灰白色半自形板状，可见卡氏双晶和条纹结构；斜长石为钠长石，呈灰白色半自形柱板状，多为细密聚片双晶，绿帘石化、绢云母化强，个别与碱性长石聚集在一起形成聚斑结构。白云母多呈细小团块状集合体产出，有的集合体中残留有微细粒绿帘石、磁铁矿、锆石、榍石等微晶。副矿物组合为锆石、磁铁矿、榍石、萤石和独居石等。岩石蚀变较强，边缘部位常发生绢云母化、高岭石化、绿泥石化、硅化等。此外，区内及岩体边缘发育一些闪长岩和辉绿玢岩脉，但由于风化极为严重，本次工作未能采得岩石样品。这些中基性岩(脉)对花岗岩的岩石成因可能起到一定的制约作用，仍有待进一步工作的开展。

Qtz为石英;Kfs为钾长石;Pl为斜长石;Mus为白云母图2 大进花岗岩显微照片Fig.2 Microphotographs of Dajin Granites

2 分析方法

2.1 LA-ICPMS锆石U-Pb定年

本次工作对广西大瑶山地区大进花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的样品编号为N33-1和N33-2，采样位置在金秀县长垌乡至滴水村新修公路旁半山坡处，为开采修路所暴露的露头，岩石样品新鲜可靠。地理坐标为(24°01′58.553″N，110°06′57.518″E)。

锆石阴极发光(CL)照相在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室JXA-8100电子探针仪上完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。实验中采用氦气作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行一起最佳化，锆石U-Pb年龄测定采用标准锆石91500作为外标标准物，元素含量采用NIST SRM610作为外标，Si作为内标。锆石U-Pb年龄测试仪器的运行条件、详细分析流程参见文献[51]。样品的同位素比值计算采用软件ICPMS DataCal完成，相关结果按照Anderson提出的方法进行年龄计算，谐和曲线的绘制采用Isoplot 3.00完成。LA-ICPMS锆石U-Pb同位素分析结果见表1。

表1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon U-Pb Isotope

2.2 主量、微量元素分析

主量元素分析在中国地质调查局武汉地质调查中心中南检测中心完成。分析方法为：Si和烧失量采用重量法，Al和Fe采用容量法，Fe、Ti和P采用分光光度法，K、Na、Ca、Mg和Mn采用原子吸收光谱法。稀土和微量元素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心采用ICP-MS法完成，所用仪器为HR-ICP-MS (Element I，德国Finnigan-MAT公司)，工作温度、相对湿度分别为20 ℃和30%，分析精度优于5%。主量、微量和稀土元素分析结果见表2。

表2 主量、微量和稀土元素分析结果Table 2 Analysis Results of Major, Trace and Rare Earth Elements

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析

全岩Sr-Nd同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。Sm和Nd的分离使用常规两次离子交换技术，质谱分析使用7个接收器的Finnigan MAT-62质量分光计，Sr用静态模式，Nd用动态模式。Nd同位素比值测定以Nd/Nd值为0.721 9进行标准化,Nd/Nd值为0.511 554±0.000 007(误差类型为2σ，样品数()为8个)；Sr同位素比值测定采用Sr/Sr值为0.119 4进行质量分馏校正，Sr同位素标准参考物质为NBS607，Sr/Sr值为1.200 35±0.000 01(误差类型为2σ，=6)。Rb、Sr全流程本底为(0.1～1.0)×10g，Sm、Nd全流程本底为(0.01～0.10)×10g。Sr-Nd同位素分析结果见表3。

表3 Sr-Nd同位素分析结果Table 3 Analysis Results of Sr-Nd Isotope

2.4 锆石原位Hf同位素分析

在进行锆石U-Pb年龄测定的同时，在LA-MC-ICP-MS上获得锆石原位Hf同位素组成。测定时采用标样91500和GJ-1、MON-1作为外标。在()计算中，采用Blichert-Toft等推荐的球粒陨石值，半衰期=1.867×10年，Lu/Hf值为0.033 2±0.000 2。亏损地幔模式年龄()计算采用Griffin等推荐的值，Lu/Hf值为0.038 4。锆石Lu-Hf同位素分析数据列于表4。

表4 锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 4 Analysis Results of Zircon Lu-Hf Isotope

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb年龄

广西大瑶山地区大进花岗岩样品N33-1和N33-2中锆石多呈棕褐色、褐黄色，少量为浅玫瑰色，呈透明—半透明。锆石颗粒较小，一般为50 μm×100 μm，大部分晶形不完整，呈短柱状或不规则的三角形，韵律环带发育不明显。大部分锆石颗粒阴极发光图像灰暗不清晰，对比不明显(图3)，为锆石中过高的U含量所致。所测锆石的36个分析点中，Th含量(质量分数，下同)为(664～12 165)×10，U含量为(1 080～17 724)×10，Th/U值为0.21～0.70，显示典型岩浆锆石的特点。样品N33-1中14个分析点的Pb/U年龄为448～427 Ma，投于U-Pb年龄谐和曲线上及其附近[图4(a)、(b)]，得到Pb/U加权平均年龄为(438.6±2.9)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为1.14)。样品N33-2中14个分析点的Pb/U年龄为454～433 Ma，投于U-Pb年龄谐和曲线上及其附近[图4(c)、(d)]，得到Pb/U加权平均年龄为(442.9±9.9)Ma(MSWD值为0.11)。因此，约440 Ma应为侵入体的形成年龄。样品N33-2中3个分析点(N33-2-12、13、17)Pb/U年龄相对主体年龄有所偏差，存在较大误差，未计入加权平均年龄的计算。样品N33-1和N33-2中存在3颗年龄偏老的锆石(554～515 Ma)(表1和图3)，其颗粒结构复杂，具有较明显的核幔分界(如分析点N33-2-15)，可能是源区继承锆石或捕获的围岩锆石。样品N33-1中还获得两颗偏年轻的锆石年龄，Pb/U年龄为269～264 Ma，这两颗锆石粒度偏小且呈近圆状，具有分明的核幔结构，幔部呈扇形环带，所获得的年龄可能代表后期变质作用的时间或是核幔混合时间。

图3 样品N33-2锆石阴极发光图像Fig.3 CL Images of Zircons from Sample N33-2

图4 锆石U-Pb年龄谐和曲线及年龄分布Fig.4 Concordia Diagrams and Distributions of Zircon U-Pb Ages

3.2 主量和微量元素特征

大进花岗岩具有高Si(SiO含量为75.29%～77.29%)、低Al(AlO含量为11.87%～12.71%)、准铝—强过铝质(A/CNK值为0.97～1.23)的特征[图5(a)]，富碱、更富K(NaO+KO含量为8.02%～8.62%，KO/NaO值为1.25～2.21)，属于高钾钙碱性系列[图5(b)]，富Fe、贫Mg(FeO含量为1.25%～2.43%，FeO/(FeO+MgO)值为0.82～0.96)，低P(PO含量低于0.01%)、Ti、Ca等。

图(a)引自文献[58]；图(b)引自文献[59]；图(c)引自文献[60]；图(d)引自文献[61]图5 TAS图解、A/CNK-A/NK图解、SiO2-K2O图解、Na2O-K2O图解、SiO2-Al2O3图解、SiO2-CaO图解、SiO2-Sr/Y图解和SiO2-Ba图解Fig.5 Diagrams of TAS, A/CNK-A/NK, SiO2-K2O, Na2O-K2O, SiO2-Al2O3, SiO2-CaO, SiO2-Sr/Y and SiO2-Ba

大进花岗岩具有相对偏低的稀土元素总含量((170.4～235.4)×10)，球粒陨石标准化稀土元素配分模式为平坦型((La/Yb)值为1.21～1.89)，(La/Sm)值为1.46～1.89[图6(a)]，具有弱的M型四分组效应，极强烈的Eu负异常(0.01～0.05)。大进花岗岩明显亏损Sr、Ba、P和Ti以及过渡族元素(Sc、V、Cr、Co和Ni等)[图6(b)和表2]，而没有明显的Nb、Ta亏损。样品富Rb(含量为(285～493)×10)，贫Sr和Ba，Rb/Sr、Rb/Ba值分别为15.7～50.0和1.66～13.40(表2)；具有相对高的Zr/Hf值((16.5～19.6)×10)及Nb/Ta值(8.47～11.10)；富Ga和高场强元素，10 000Ga/A1值为2.6～3.1，Zr+Nb+Ce+Y含量为(349～442)×10。

ws为样品含量;wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；同一图中相同线条对应不同样品；球粒陨石标准化值和原始地幔标准化值引自文献[62]图6 球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.6 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

3.3 Sr-Nd-Hf同位素特征

AFC为同化混染和分离结晶作用；F为AFC过程的模拟百分比；(147Sm/144Nd)s为校正后的147Sm/144Nd值；(143Nd/144Nd)t为年龄t对应的143Nd/144Nd值；(176Lu/177Hf)crust为地壳的176Lu/177Hf值；图(b)引自文献[32]；早古生代花岗岩Nd-Sr-Hf同位素数据引自文献[32]、[66]～[72]；广西地区基底岩石同位素数据引自文献[66]，新元古代基性岩数据引自文献[73]和[74]；DM为亏损地幔，CHUR为球粒陨石均一储库图7 εNd(t)- (147Sm/144Nd)s图解、εNd(t)- εHf(t)图解、Sm/Nd- (143Nd/144Nd)t图解和t- 176Hf/177Hf图解Fig.7 Diagrams of εNd(t)- (147Sm/144Nd)s, εNd(t)- εHf(t), Sm/Nd- (143Nd/144Nd)t and t- 176Hf/177Hf

4 讨论

4.1 岩石成因

4.1.1 高分异花岗岩

吴福元等从岩体地质、岩石学、矿物学及地球化学等角度对高分异花岗岩进行了系统总结：①常呈补体或晚期岩枝产出于岩体的中心部位、或单独产出，常与伟晶岩或细晶岩共生；②岩性为二云母花岗岩、白云母花岗岩、微斜长石花岗岩、锂云母花岗岩和钠长石花岗岩等淡色花岗岩；③常出现白云母、石榴子石、黄玉、锂云母、萤石、独居石、富铪磷铀钍锆石、绿柱石、铌钽矿等；④铝过饱和，高Li、Rb、Cs含量，低Cr、Co、Ni、Sr、Ba、Zr等含量，以及高Rb/Sr、Rb/Ba、Zr/Hf和Nb/Ta值等。稀土元素则表现为总含量趋低，轻、重稀土元素比值趋小，Eu异常大和四分组效应等。就大进花岗岩而言，岩体呈小岩体单独产出，矿物组合出现白云母、萤石、独居石，锆石具有异常高的U、Th、Hf含量(分别高达17 724×10、12 165×10和39 103×10)。花岗岩中出现少量白云母，个别样品铝饱和指数高(A/CNK值高至1.23)[图5(b)]，亏损Sr、Ba以及过渡族元素(Sc、V、Cr、Co和Ni等)[图6(b)]；Rb含量(多大于400×10)高，高于King等认为的高分异花岗岩Rb含量(>270×10)；Rb/Sr值(>15)、Rb/Ba值(1.7～13.0)高，全岩Zr/Hf值(<20)、Nb/Ta值(<11)相对低；轻、重稀土元素分馏不明显，(La/Yb)值为1.21～1.89，Eu负异常(0.01～ 0.05)显著和稀土元素四分组效应弱。此外，在部分哈克图解中，大进花岗岩也表现出明显的分异结晶趋势[图5(c)～(h)]。因此，大进花岗岩具有典型的高分异花岗岩特征。

另一个问题是，这套具有高分异特征的花岗岩代表着岩浆演化哪个阶段的产物？其可能代表初始岩浆或经历高度分异结晶后的残余岩浆，前者可能源自极度成熟的地壳组分部分熔融或地壳物质经历多次部分熔融的产物，代表了花岗质岩浆的初始组分，自身具有高分异花岗岩相似的矿物学和地球化学特征。大进高分异花岗岩具有富铀钍铪锆石以及弱的稀土元素M型四分组效应等特征，岩体岩性为花岗斑岩，呈小岩株形式浅层产出，不同于初始熔体常以浅色体赋存于源岩之中。因此，大进花岗岩应为花岗质岩浆经历高度分异结晶的残余熔体晶出固结的产物，即为传统的高分异花岗岩。

4.1.2 岩石成因类型

对于高分异花岗质岩浆而言，当经历高度分异结晶作用之后，其矿物组成和化学成分都趋近于低共结的花岗岩，从而使得岩石成因类型鉴定出现困难。大进高分异花岗岩既无区域上同期次同源未分异岩浆岩的出露，也未见标志性矿物，如碱性暗色矿物(霓辉石、钠闪石、钠铁闪石、铁锂云母等)、富铝矿物(堇青石、石榴子石等)、角闪石。这也是华南分异型花岗岩的典型特征，常常造成同一个岩体被识别为多种成因类型。

通常而言，I型和S型花岗岩偏重于其源区组分的反演，而A型花岗岩则侧重于花岗岩本身，如碱性、高温、无水、非造山等。因此，本文从花岗岩的形成温度和地球化学指标来探讨高分异A型花岗岩的特有性质。

(1)形成温度。在源区组成上，A型花岗岩与I型、S型花岗岩的区别主要在于其低的水含量和相对高的卤族元素(F、Cl等)含量，这也是其有显著高岩浆温度的主要原因。根据Waston等实验所得的锆石饱和温度计，计算得到大进花岗岩的岩浆温度为819 ℃～863 ℃(表2)，高于通常判别为未分异I型和S型花岗岩的形成温度。事实上，该估算温度代表了岩浆经历高度分异后残余熔体的结晶温度，而非岩浆初始形成温度，意味着岩浆的形成温度要高得多(应大于900 ℃)。需要说明的是，花岗质岩浆分异过程中，随着锆石等副矿物的分异结晶，熔体结晶温度呈降低趋势，表征温度的Zr含量也呈降低趋势，故Zr在高分异花岗岩中含量较低。Whalen等认为A型花岗岩判别指标为10 000Ga/Al值高于2.6和Zr含量高于250×10，大进花岗岩的10 000Ga/Al值为2.6～3.1，而Zr含量相对较低((158～217)×10)，但是该值代表了锆石等矿物分异结晶后残余熔体中Zr含量，在初始岩浆中则不止于此。那么形成大进A型花岗岩高熔融温度的热源来自哪里？A型花岗岩的源区组分具有低的水含量和高的卤族元素含量，其部分熔融要求较高的熔融温度，而一般的地热梯度或放射性元素生成的热不能满足这个条件，需要一个额外的热源，如玄武质岩浆持续长时间的底侵作用可以在区域上形成一个高的地热梯度，进而不断产生岩浆。大进花岗岩附近发育一些基性岩脉(图1)，尽管因风化导致详尽的定年工作未开展，但据这些岩脉侵入到寒武纪—震旦纪地层中，且研究区东部大宁等地发育同期次的煌斑岩脉(约440 Ma)等地质事实，本文倾向于桂东北地区存在一期早志留世的玄武质岩浆活动，并为大进花岗岩的形成提供了热源。

图8 Zr+Nb+Ce+Y-10 000Ga/Al图解和SiO2-Zr图解Fig.8 Diagrams of Zr+Nb+Ce+Y-10 000Ga/Al and SiO2-Zr

图(a)中，A型花岗岩，I型、S型分异花岗岩演化趋势引自文献[3]；图件引自文献[64]图9 A型花岗岩判别图解Fig.9 Discrimination Diagrams of A-type Granites

结合前人研究成果，对于高分异A型花岗岩的判别，归纳为以下几个层次/方面：①野外地质，找寻岩石组合中更基性的端元组分，结合岩相学和地球化学特征加以综合分析。例如，东准噶尔喀拉萨依高分异花岗岩在时空分布和地球化学特征等方面均与区域上的老鸦泉A型花岗岩具有内在的成因联系，是后者岩浆分异晚期的产物。事实上，分异花岗岩相应的基性端元一般出露很少，高分异花岗岩体往往单独产出。②标志性矿物，高分异A型花岗岩也可能存在少量的碱性暗色矿物，如钠闪石/钠铁闪石、铁锂云母、锂云母等。Huang等在对川西南冕宁地区新元古代高分异花岗岩进行研究时，发现了少量钠闪石(Riebeckite)，为A型花岗岩的厘定提供了有力佐证。孙佳琪等对中国东南部晚中生代高分异A型花岗岩进行了系统的电子探针工作，发现Ba主要富集于钾长石斑晶边缘，钾长石斑晶中心和基质中钾长石Ba含量较低，斜长石中则极低，表明在岩浆晚期快速晶出时，Ba大量进入钾长石，熔体中Ba含量降低，A型花岗岩Ba含量降低的原因在于岩浆经历了高分异。精细的矿物学研究对于高分异A型花岗岩的判别意义重大，但相关成果十分稀少。③形成温度，这是高分异A型花岗岩有别于其他类型花岗岩的最大特点。依据锆石饱和温度计所估算的高分异A型花岗岩具有相对高的岩浆温度(一般高于800 ℃)，其初始岩浆具有更高的形成温度，而I型和S型花岗岩由于源区富水，低熔点的源区物质部分熔融形成的岩浆初始温度相对偏低(一般低于800 ℃)，经历分异结晶后则更低。④地球化学指标，对于高分异A型花岗岩的厘定，目前仍是以地球化学特征研究为基础。最有效的指标是10 000Ga/Al值、Zr+Nb+Ce+Y含量、Zr含量及其相关判别图解(图8、9)，并与I型和S型花岗岩特征元素含量及其演化趋势进行综合对比分析。

4.1.3 AFC过程

花岗岩的化学组成受控于诸多因素，其中最重要的是源区物质组成、构造背景和分异程度等。此外，岩浆在形成和演化过程中的物理化学条件也起到关键作用。例如，岩浆的碱度主要受控于压力，随压力的增加而增加，英安质-花岗闪长质地壳的部分熔融在低压下形成准铝质岩浆，在高压下形成过铝质岩浆。大进花岗岩具有相对高的FeO含量(1.25%～2.43%)和FeO/(FeO+MgO)值(0.82～0.96)，结合岩石相对高的()值(-3.93～-0.31)和()值(-1.2～3.3)，在-Hf/Hf图解[图7(d)]中，花岗岩投影于亏损地幔与球粒陨石均一储库之间，暗示着它们可能是成熟度低的地壳组分或镁铁质下地壳岩石部分熔融的产物。在Nd-Hf同位素相关图解[图7(a)、(c)]中，大进高分异A型花岗岩投影于桂东北新元古代基性岩和全球下地壳区域，表明它们的源区组成可能与桂北地区新元古代基性岩组分相似，可能是新元古代时期新生幔源岩浆形成的镁铁质下地壳岩石在早古生代部分熔融所形成的。

对于A型花岗质岩浆来说，结晶分异在岩浆演化过程中起到至关重要的作用。铁钛氧化物、斜方辉石、斜长石及一些副矿物(如磷灰石、锆石等)是A型花岗质岩浆较早结晶的矿物相，而残余岩浆的组分主要受控于斜方辉石和斜长石，角闪石和黑云母的结晶则相对较晚，主要受控于熔体的氧逸度(O)和水含量。从图5、10可以看出：大进A型花岗岩的AlO、MnO、FeO、TiO、PO、Sr、Ba等含量随着SiO含量的增加逐渐降低，而Ca/Al值则逐渐升高，Eu(Eu异常为0.01～0.05)、Sr、Ba、P、Ti等强烈负异常，表明岩浆经历了铁钛氧化物、长石及辉石等矿物的结晶分异。花岗岩的Rb/Sr值高达50，Zr/Hf值低至16.5，Eu异常低至0.01，稀土元素含量相对低，暗示着发生了锆石、独居石、褐帘石等副矿物的分异结晶。稀土元素四分组效应及富氟矿物萤石的出现，表明大进A型花岗质岩浆在演化的晚阶段经历了流体作用，与自变质作用花岗岩相似。

w(La)N为元素La含量标准化后的值；Kfs为钾长石;Pl为斜长石;Opx为斜方辉石;Cpx为单斜辉石;Ol为橄榄石;Bt为黑云母;Zrn为锆石;Ap为磷灰石;Mnz为独居石;Aln为褐帘石图10 LaN-(La/Yb)N图解、Eu/Eu*-Ba图解、Sr-Rb/Sr图解、Rb-Ba图解、Cr-Ni图解和SiO2-Nb/Ta图解Fig.10 Diagrams of LaN-(La/Yb)N, Eu/Eu*-Ba, Sr-Rb/Sr, Rb-Ba, Cr-Ni and SiO2-Nb/Ta

大进花岗岩中存在一些继承锆石(554～515 Ma)，可能是继承的源区锆石或捕获的围岩锆石。相对于岩浆锆石，这些老的锆石具有明显低的U含量((1 082～2 443)×10)和Th含量((363～464)×10)，以及显著低的锆石Hf含量((502～6 307)×10)和P含量((499～1 621)×10)，与高分异花岗岩新生锆石差别较大，表明它们更可能是捕获的围岩锆石。结合花岗岩具有变化的Nd-Hf同位素组成，暗示着大进花岗质岩浆遭受了一定程度的围岩物质混染作用。A型花岗质岩浆在形成初始阶段由于温度较高，几乎没有继承锆石，在经历高度分异结晶后，随着温度的降低，捕获的围岩不能“消化”，岩浆中残留了一些围岩锆石。大进高分异A型花岗岩可能经历了相似的演化过程。此外，在Sm/Nd-(Nd/Nd)图解[图7(c)]中，岩石样品与AFC过程总体一致，暗示着大进花岗质岩浆经历了AFC过程。

4.2 构造意义

诸多研究表明，发生于华南早古生代的广西运动更可能是陆内(板内)造山作用，但其造山作用的具体过程仍未得到有效制约，其中由造山挤压向后造山伸展的构造转换时限仍众说纷纭。Feng等分别将福建西芹花岗岩和江西会同、鹅婆花岗岩厘定为A型花岗岩，形成年龄为415～410 Ma，该时代被认为是同碰撞地壳增厚向后碰撞伸展的转换时期；Zhong等认为华南早古生代造山地壳增厚时间为460～425 Ma，随后的造山垮塌时间为425～400 Ma；Wang等通过对武夷—云开地区花岗岩年龄及变质作用年龄的系统分析，认为约430 Ma是花岗质岩浆作用的峰期，代表了造山垮塌时间；Yao等通过对粤北高镁玄武岩-安山岩系列火山岩的研究，认为约435 Ma华南发生了岩石圈拆沉，进而导致了造山垮塌作用；Zhang等和Jia等分别对华南早古生代基性岩进行研究，认为这些基性岩石可能是岩石圈拆沉的岩石学响应，445～442 Ma则代表了由造山挤压向后造山伸展的转换时间。造成这种争议的原因可能有两点：①广西运动由造山挤压向后造山伸展的构造转换时限在不同地区发生的时间不尽相同；②一些形成于伸展环境的岩石更可能形成于造山作用晚阶段的板内伸展。

近年来，岩石圈拆沉作用及其形成的岩浆岩受到了学者们的广泛关注，如粤北地区志留系地层中发育的一些435 Ma中基性火山岩，被认为是岩石圈拆沉所引发的造山垮塌岩石学响应，代表了区域构造转换的时限，同时岩石圈地幔拆沉所导致的软流圈地幔上涌及其诱发的玄武质岩浆底侵为下地壳镁铁质岩的部分熔融提供了热源。大进A型花岗岩可能也是后造山拆沉作用的产物，暗示着桂北地区于440 Ma已由造山挤压向后造山伸展发生了构造转换。