粤西福湖岭早新元古代片麻状花岗岩的岩石成因及构造意义

2022-11-02罗财宝余小清刘洪涛

大地构造与成矿学 2022年5期

罗财宝, 徐畅, 余小清, 刘洪涛, 杨雪

罗财宝1, 2, 徐畅1, 2, 余小清1, 2, 刘洪涛3, 杨雪1, 2

(1. 中山大学地球科学与工程学院, 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室, 广东珠海 519082; 2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东珠海 519082; 3. 中山大学测试中心, 广东广州 510275)

华南陆块由扬子地块与华夏地块在新元古代碰撞拼合形成, 其形成与构造演化历史特别是扬子地块前寒武纪研究已取得较大进展, 但华夏地块在早新元古代时期的构造属性尚存在不同认识。本文选取华夏地块云开地区东南缘的粤西福湖岭片麻状花岗岩, 通过岩相学、锆石U-Pb年代学、锆石原位Lu-Hf同位素和全岩元素‒同位素研究, 为华夏地块新元古代早期演化提供信息。粤西福湖岭片麻状花岗岩样品经后期变形作用, 其边缘发育微弱的片麻状构造, 局部可见拉长的黑云母定向排列。年代学结果表明, 片麻状花岗岩的结晶年龄为986～982 Ma。地球化学特征显示, 片麻状花岗岩样品SiO2含量为67.70%～77.38%, K2O含量为1.59%～4.50%, A/CNK为1.13～1.76, 具较高Rb/Sr值和较低Al2O3/TiO2值, 为一套钙碱性过铝质S型花岗岩; 轻、重稀土元素分异明显, 富集LILE, 亏损HFSE(Nb、Ta、Ti), 具Eu负异常; 全岩Nd()值和锆石Hf()值分别为−7.4～−5.4和−8.7～−1.5, 二阶模式年龄(DM2)分别为2.2～2.1 Ga和2.4～1.9 Ga。结合前人研究, 本文认为粤西福湖岭片麻状花岗岩为华夏地块云开地区东南缘早新元古代俯冲背景下古‒中元古代变沉积岩和基性变火成岩部分熔融的产物。

华夏地块; 云开地区; 片麻状花岗岩; 早新元古代; 俯冲作用

0 引言

华南陆块由扬子地块与华夏地块在新元古代碰撞拼合形成, 其形成演化过程与Rodinia超大陆的聚合与裂解密切相关, 一直是地球科学研究前沿领域之一(Zhao and Cawood, 2012; 李献华等, 2012; Cawood et al., 2013, 2016, 2018; 张国伟等, 2013; Wang et al., 2013a; Shu et al., 2021)。关于华南陆块新元古代时期的构造演化历史存在不同观点。Li et al. (2003, 2005b, 2010b)认为扬子地块与华夏地块拼合时间应早于900 Ma, 随后, 由于地幔柱的作用, 于850 Ma产生了大规模岩浆作用(Li et al., 1999, 2002, 2003, 2005a, 2008, 2010a); Wang et al. (2007, 2008, 2009)报道了湖南益阳地区高温科马提岩, 为地幔柱假说提供了重要佐证; 另有一些学者根据江南造山带存在大量与岛弧岩浆作用相关火成岩的地质事实, 提出扬子地块和华夏地块于830～820 Ma沿江南造山带拼合成统一的华南陆块(Zhou et al., 2002, 2014, 2009; Zhang et al., 2013; Zhang and Wang, 2016, 2020; Cawood et al., 2018; Wang et al., 2018; Deng et al., 2019; Yao et al., 2019)。目前, 前人研究多聚焦于扬子地块东南缘江南造山带(860～820 Ma)的构造演化(Li et al., 1999, 2002, 2003, 2005a, 2008, 2010a; 王剑等, 2001; 周金城等, 2008; Shu et al., 2011, 2021; Zhang and Wang, 2016, 2020; Wang et al., 2018, 2019; Yao et al., 2019; Yu et al., 2022b), 而关于华南板块拼合之前的俯冲消减过程的(约1.0～0.9 Ga)研究相对较少。近年来越来越多的学者在华夏地块武夷‒南岭‒云开地区陆续识别出约1.0～0.9 Ga具有火山弧特征的变基性岩及变花岗岩(图1a、b; Shu et al., 2008; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013b, 2014; 周岱等, 2017; Yu et al., 2018); 同时在华夏地块腹地显生宙以来的沉积岩和副变质岩中的碎屑锆石, 以及广西期、印支期片麻状和块状花岗岩的捕获/残留锆石中发现大量约1.0～0.9 Ga年龄记录(Wan et al., 2007, 2010; Wang et al., 2007b, 2007c, 2010, 2012; Yu et al., 2008, 2010, 2019, 2022a; Yao et al., 2011; 王磊等, 2015; 韩坤英等, 2017; 陈国楷等, 2021), 暗示华夏地块内部可能存在约1.0～0.9 Ga的构造‒岩浆事件。

云开地区是华夏地块古老基底出露的重要区域之一, 记录了华夏地块前寒武纪演化的重要信息。然而, 该区前寒武纪地层(天堂山群和高州群)大多被显生宙以来的沉积岩、火成岩和植被所覆盖, 或经过再循环形成了新的岩浆岩或变质岩, 这使得识别早新元古代岩石较为困难, 因而限制了对华夏地块前寒武纪构造演化历史的理解。

本文通过云开地区东南缘粤西福湖岭地区详细的野外工作, 识别出一套早新元古代片麻状花岗岩(图1a、b), 并开展了系统的岩相学、锆石U-Pb年代学和原位Lu-Hf同位素以及岩石地球化学研究, 阐明其岩石成因, 并结合区域地质探讨其构造背景, 为探究华夏地块早新元古代地质演化历史提供证据。

1 地质背景与岩相学

扬子地块和华夏地块于新元古代拼合形成统一的华南陆块, 二者具有不同的前寒武纪地质演化历史(图1a, b; Zhao and Cawood, 2012; 张国伟等, 2013)。扬子地块前寒武纪(变)沉积地层较为发育, 其结晶基底主要由中部鄂西三斗坪岩套中的太古宇崆岭群(3.2～2.4 Ga)和古元古代物质组成, 代表华南最古老的陆核; 其东南缘前寒武纪基底由新元古界冷家溪群及其相当地层(四堡群、梵净山群和双桥山群等)和板溪群及其相当地层(丹洲群、下江群等)组成(Gao et al., 1999; Qiu et al., 2000)。华夏地块基底是由出露于武夷‒南岭‒云开一带的古元古界八都群、麻源群、桃溪群和云开群组成, 其岩性主要为片岩、片麻岩、角闪岩、混合岩及火山碎屑岩等(福建地质矿产局, 1985; 浙江地质矿产局, 1989; Wang et al., 2007a, 2007c)。华夏地块大致沿政和‒大埔断裂带可划分为东、西华夏。东华夏主要由东南沿海地区广泛出露的中‒新生代火山岩和侵入岩组成。西华夏旧称“华南加里东褶皱系”或“华南加里东地槽系”, 出露古老的前寒武纪变质基底、广西期片麻状块状花岗岩以及零星出露的基性岩、印支期和燕山期中酸性岩浆岩(福建省地质矿产局, 1985; 广西壮族自治区地质矿产局, 1985; 浙江省地质矿产局, 1989; 广东省地质矿产局, 1988; Xu et al., 2005; Wang et al., 2012)。西华夏变质岩主要以构造窗形式出露, 包括绿片岩相‒高角闪岩相甚至麻粒岩相的副片麻岩、云母片岩、石英岩、大理岩、正片麻岩、混合岩、角闪岩和少量变火山岩。这些变质岩被早古生代‒晚中生代花岗岩侵入, 局部被中生代火山岩和沉积岩所覆盖。根据岩性和变质特征, 西华夏变质杂岩可分为华夏基底的上、下层序。下层序由黑云母斜长石变粒岩、矽线石云母片岩、混合岩、片麻岩和角闪岩组成, 即闽西北的麻源群、浙西南的陈蔡群和八都群、赣东南的鹤仔/寻乌群以及粤西南的云开群。上层序为福建马面山群、浙江龙泉群和粤东北桃溪群。高级变质岩主要发育于下层序, 包括沿武夷、南岭和云开地区出露的八都群、陈蔡群、麻源群、鹤仔/寻乌群和云开群(福建省地质矿产局, 1985; 广东省地质矿产局, 1988; 江西地质矿产局, 1988; 浙江省地质矿产局, 1989)。

云开地区位于华夏地块西南部, 呈NE-SW向展布于粤桂两省交界处, 大地构造上被认为是武夷‒云开造山带的西南部分(图1a、b; 舒良树等, 2008; Shu et al., 2008; Zhang et al., 2012; 韩坤英等, 2017; 虞鹏鹏等, 2017)。区域上出露多条近NE-SW向断裂, 包括吴川‒四会断裂、信宜‒廉江断裂、分界断裂、黎村‒文地断裂、陆川‒岑溪断裂、博白‒梧州断裂等。区内前寒武纪基底之上角度不整合覆盖了寒武系八村群浅变质砂岩、片岩和千枚岩等。云开地区出露的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‒下古生界云开群(韩坤英等, 2017; 周岱等, 2017)。天堂山群出露于广西陆川‒容县天堂山地区, 主要由高角闪岩相(局部达麻粒岩相)的中高级变质岩组成。高州杂岩出露于广东信宜‒高州一带, 主要为砂质陆源碎屑岩, 变质程度达到角闪岩相; 此外还有由片岩、副片麻岩、大理岩以及石英岩组成的变质表壳岩石及混合岩, 局部达麻粒岩相。云开群广泛出露于桂东、粤西等地区, 主要由绿片岩相(局部达角闪岩相)的中低级变质岩组成(Wan et al., 2010)。区域内亦出露显生宙地层(王磊等, 2015); 同时, 区内还出露大量广西期片麻状、块状花岗岩及少量基性岩、印支期和燕山期花岗岩, 为华南强烈的幕式构造‒岩浆活动响应(Xu et al., 2005; 舒良树等, 2008; Shu et al., 2008; Wang et al., 2007b, 2007c, 2012, 2013a; 张国伟等, 2013; 周岱等, 2017; 徐畅等, 2019)。

文献来源: 1. Wang et al. (2013b); 2. Wang et al. (2014); 3. 刘邦秀等(2001); 4. Shu et al. (2008); 5. 刘建雄和庄文明(2003); 6. 虞鹏鹏等(2017); 7. 王磊等(2015); 8. 周汉文等(1994); 9. 杨文等(2016); 10. 覃小锋等(2006); 11. 周岱等(2017); 12. 张志兰等(1998); 13. Zhang et al. (2012); 14. Chen et al. (2020); 15. 谭忠福等(1991); 16. 徐德明等(2008)。

本文研究区位于华夏地块云开地区东南缘阳江市阳西县沙扒镇福湖岭一带。区域出露地层以寒武系八村群石英云母片岩和第四系沉积为主; 出露的岩浆岩以花岗质岩石为主, 且大都经历了强烈的变质变形作用, 如深熔作用和混合岩化作用等。野外观察发现, 区域上的岩浆岩和变质岩主要为一套近E-W向拉伸线理的混合岩、混合花岗岩, 以及一套近NE-SW向或NNE-SSW向糜棱线理的糜棱岩、糜棱岩化花岗岩; 其中前者被认为是广西期地壳深熔相关的花岗质岩浆岩和变质岩, 而后者则为印支期叠加改造的产物(周登赟和徐夕生, 2017; Wang et al., 2020b)。近期, Chen et al. (2020)在福湖岭一带也识别出1005～995 Ma层状和块状镁铁质火成岩以及991 Ma深熔花岗岩。

本文样品采自福湖岭地区的花岗岩体, 主体呈灰白色, 块状构造。该岩体经历后期变形作用改造, 边缘发育微弱不连续的片麻状构造, 局部可见拉长的黑云母呈定向‒弱定向排列(图2a), 但无明显的变质反应(图2b～d)。镜下观察显示, 花岗岩样品主要矿物为石英(40%～50%)、斜长石(15%～20%)、钾长石(10%～15%)、黑云母(5%～10%), 伴有少量白云母, 副矿物可见磷灰石、锆石、榍石等。矿物之间的界线较为清晰。石英大多具波状消光, 斜长石可见聚片双晶, 局部可见绢云母化。结合野外和镜下观察, 本次研究的花岗岩样品为片麻状花岗岩。

2 分析方法

2.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学及原位Lu-Hf同位素分析

通过重砂法和电磁选, 从新鲜样品中挑选出表面光洁、无裂隙、无包体、透明干净、形态较好的锆石颗粒, 用环氧树脂固定锆石并制成样品靶后抛光。通过透反射和阴极发光(CL)图像选取合适的位置进行锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素测试。锆石CL图像拍摄在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室JXA-8100型电子探针上完成。

矿物代号: Bt. 黑云母; Kfs. 钾长石; Qtz. 石英; Pl. 斜长石。

锆石U-Pb同位素定年在中山大学广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为GeolasHD 193 nm ArF准分子激光器, 电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)型号为iCAP RQ。分析采用的激光束斑直径为32 µm, 频率为5 Hz, 详细的分析测试过程见Wang et al. (2020a)。U-Pb同位素定年数据采用锆石标样91500(1062.4±0.6 Ma; Wiedenbeck et al., 1995)来进行同位素分馏校正, 使用Plešovice(337.13±0.37 Ma; Sláma et al., 2008)监控数据质量。锆石谐和图绘制及加权平均年龄的计算利用Isoplot ver.3.6软件(Ludwig, 2003)完成。

锆石Lu-Hf同位素原位分析在中山大学地球动力作用与地质灾害重点实验室完成。利用Neptune-Plus型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)和GeolasHD 193 nm ArF激光剥蚀系统联用完成。激光束斑直径和频率分别为44 μm和6 Hz, 详细的分析流程见Hu et al. (2012)。采用锆石标样91500校正同位素分馏效应, 锆石标样Plešovice监控仪器。采用172Yb和175Lu扣除176Hf的同质异位素176Yb和176Lu的干扰。其数值计算分别使用176Yb/172Yb=0.5886 (Chu et al., 2002)和176Lu/175Lu=0.02656(De Bievre and Taylor, 1993)进行校正。计算Hf()值的各项参数中,176Lu衰变常数为1.867×10−1a−1(Scherer et al., 2001), 现今球粒陨石176Hf/177Hf和176Lu/177Hf值分别为0.282772和0.0332(Blichert-Toft and Albarede, 1997), 亏损地幔176Hf/177Hf值为0.28325(Vervoort and Blichert-Toft, 1999); 二阶段模式年龄计算中, 平均地壳176Lu/177Hf值为0.015,cc为−0.55(Griffin et al., 2002)。

2.2 全岩主量、微量元素及Nd同位素地球化学分析

全岩主量、微量元素分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行。主量元素测试采用熔片法, 利用Rigaku RIX 2000 X射线荧光光谱(XRF)进行测试。详细的实验流程及数据处理方法见Li et al. (2005b)。微量元素分析采用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS), 样品中加入1∶1的HF+HNO3, 在密封罐中高温高压溶解制成溶液后上机进行测试。使用美国地质调查局标准W-2和G-2以及国家标准GSR-1、GSR-2和GSR-3校正样品的含量, 分析精度优于5%, 详细的实验流程及数据处理方法见Li (1997)。

全岩Nd同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。Nd的化学分离使用HF+HCl和HNO3溶解样品, 再使用阳离子树脂和二-(2-乙基己基)磷酸(HDE-HP)进行化学分离, 采用VG-354固体质谱仪进行测试。使用143Nd/144Nd=0.7219进行标准化。VG-354测定的NBS987标样143Nd/144Nd=0.5119。详细的实验流程及数据处理方法见李献华等(2002)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学及原位Lu-Hf同位素结果

本文对广东阳江福湖岭地区3件片麻状花岗岩样品(FH-8、FH-14A和FH-15A)开展了详细的锆石U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素测试, 具体分析结果分别见表1和表2。3件样品中锆石颗粒大多呈透明‒半透明、无色‒深褐色、自形‒半自形, 长度变化范围为50～200 μm, 长宽比介于1∶1～3∶1之间, CL图像上可见清晰的振荡环带, 少数锆石存在核‒边结构。

表1 福湖岭片麻状花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果

续表1:

表2 福湖岭片麻状花岗岩锆石Lu-Hf同位素组成

对样品FH-8中24颗锆石开展了U-Pb定年分析, 其中8颗锆石具较老的207Pb/206Pb表观年龄, 为1072～ 1643 Ma, 属于继承锆石; 另有5颗锆石由于Pb丢失, 落在谐和线之下; 剩下的11颗锆石Th/U值介于0.19～1.88之间, 其206Pb/238U表观年龄变化范围为948～1025 Ma, 加权平均年龄为982±19 Ma (MSWD=0.50,=11)(图3a), 代表该样品的结晶年龄。

样品FH-14A中的15个分析点206Pb/238U加权平均年龄为984±12 Ma(MSWD=0.05,=15); CL图像显示这些锆石具有清晰的振荡环带, Th/U值介于0.04～1.18之间, 绝大部分大于0.10, 为岩浆成因锆石, 加权平均年龄代表其结晶年龄。另4个分析点谐和的年龄为448±14 Ma(MSWD=0.07)(图3b), 为下交点年龄, 其Th/U值小于0.1(0.02～0.04), CL图像显示这些锆石的继承核外围有增生边, 可能为变质增生成因。另7颗锆石由于其表观年龄207Pb/206Pb>207Pb/235U>206Pb/238U, 可能在后期的构造事件中发生了Pb丢失。剩余4颗较老的锆石的207Pb/206Pb表观年龄分别为1301 Ma、1551 Ma(2颗)和1855 Ma, 属于继承锆石。在锆石原位的Lu-Hf同位素分析中(表2), 样品中锆石176Lu/177Hf 值为0.000464～0.001535,176Hf/177Hf值为0.281931～ 0.282144, 对应的Hf()值为−8.7～−1.5, 峰值为−3.2, 二阶段模式年龄(DM2)为2.38～1.93 Ga。

在样品FH-15A中, 10颗锆石具较老的207Pb/206Pb表观年龄, 为1146～2501 Ma, 属于继承锆石。余下的12颗锆石均落在谐和线上, Th/U值为0.10～1.42, 其206Pb/238U表观年龄为977～1000 Ma, 加权平均年龄为986±17 Ma(MSWD=0.05,=12)(图3c), 代表该样品的结晶年龄。

3.2 全岩地球化学特征

福湖岭片麻状花岗岩样品的全岩主量、微量和Nd同位素分析结果见表3。片麻状花岗岩样品SiO2含量具有一定的变化范围(67.70%～77.38%, 归一化后含量, 下同), FeOT含量为3.47%～5.87%, TiO2含量为0.62%～0.76%, P2O5含量为0.06%～0.16%, 具较低的CaO(1.20%～3.62%)和Na2O含量(0.43%～2.34%)。样品的Al2O3含量为10.16%～15.67%, K2O含量为1.59%～4.50%。在QAP图解上, 样品落入二长花岗岩区域内(图4a)。样品A/CNK值变化范围为1.13～ 1.76, A/NK值介于1.95～4.19之间, 具过铝质花岗岩的特征(图4b)。样品全碱(Na2O+K2O)含量较高(2.02%～6.12%), 并具有高K2O/Na2O值(0.86～3.74)。在K2O-SiO2图解中, 样品落入钙碱性系列区域(图4c), 为钙碱性过铝质花岗岩。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图5a), 样品呈显著的轻稀土元素富集, 重稀土元素亏损的右倾特征, 轻重、稀土元素分异明显, (La/Yb)N=9.35～19.01, (Gd/Yb)N=1.56～2.89。样品稀土元素总量(ΣREE)为157×10−6～255×10−6, 具Eu负异常(δEu=0.40～0.62)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5b), 样品呈富集大离子亲石元素(LILE)和亏损Nb、Ta、Ti等元素的特征, (Nb/La)PM=0.31～0.50, (Ta/La)PM=0.49～1.00, (Ti/Gd)PM=0.27～0.37。微量元素和稀土元素特征显示, 本次研究的片麻状花岗岩样品与武夷‒南岭‒云开地区早新元古代(约982～909 Ma)火成岩相类似(图5a、b)。样品具有负的Nd()值(−7.4～−5.4), 其二阶段模式年龄(DM2)为2.2～2.1 Ga。

锆石中实线圈和虚线圈分别标注了代表性锆石颗粒U-Pb和原位Lu-Hf同位素测试位置。

表3 福湖岭片麻状花岗岩全岩主量(%)、微量元素(×10−6)及Nd同位素分析结果

图4 福湖岭片麻状花岗岩QAP(a)、A/NK-A/CNK(b)和K2O-SiO2(c)图解

华南早新元古代火成岩数据来源: Shu et al., 2008; 舒良树等, 2008; Wang et al., 2014。球粒陨石和原始地幔标准化数据引自Sun and McDonough, 1989。

4 讨论

4.1 岩石成因

显微镜下特征显示, 福湖岭片麻状花岗岩矿物自形程度较好, 矿物之间的界线清晰, 无明显的矿物变质反应或反应残留结构; 局部黑云母含量较高且有定向排列的特征, 说明样品虽受后期(或近同期)变形作用的影响但程度较弱。镜下观察未见明显的矿物蚀变现象, 且样品的烧失量(LOI)较低(0.94%～1.77%), 且与活泼元素氧化物(如K2O和Al2O3等)和大离子亲石元素(如Rb、Ba、Nb和Ta等)不具明显的相关关系(图6a～d), 说明它们受后期流体蚀变影响较小。高场强元素(如Zr)地球化学性质一般较稳定, 不易受变质、蚀变、风化等作用的影响。本文样品中Zr与其他大离子亲石元素(如Rb、Ba和Nb)均呈明显的相关关系(图6e、f)。综上, 样品中微量元素含量未受到后期蚀变作用的显著影响, 因此可以用来约束它们的源区性质及其形成构造背景。

粤西福湖岭片麻状花岗岩样品中主要矿物为石英、斜长石、钾长石和黑云母, 伴有少量白云母, 未见角闪石(图2b～d)。该套片麻状花岗岩不含碱性矿物, 且具较低的10000×Ga/Al(平均值为2.49, <2.6)和Zr+Nb+Ce+Y值(平均值为352×10−6, ≤350), 大部分样品点都落入非A型花岗岩区域内(图7a、b)。且样品轻重稀土元素分异明显, (La/Yb)N=9.35～19.01, 不具有A型花岗岩特征的“海鸥型”稀土元素配分型式(贾小辉等, 2009)。此外, 样品含黑云母等含水矿物, 与贫水的A型花岗岩特征不符。福湖岭片麻状花岗岩样品含有黑云母、白云母等富铝矿物, 其A/CNK值大于1.1, 为过铝质。样品中未见角闪石等暗色矿物, CIPW标准矿物中刚玉分子含量大于1.0%, P2O5和SiO2不具显著的负相关关系。在(Al2O3-(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO)图解中, 样品都落在S型花岗岩区域内(图7c)。综上, 福湖岭片麻状花岗岩特征明显不同于I型花岗岩(Wolf and London, 1994), 应为S型花岗岩。

在微量元素蛛网图中, 粤西福湖岭片麻状花岗岩富集LILE, 亏损Nb、Ta、Ti和P元素(图5b), (Ti/Gd)PM=0.27～0.37, 可能与磷灰石及含钛矿物的分离结晶有关。样品稀土元素配分曲线呈明显右倾型, (La/Yb)N=9.35～19.01, (La/Sm)N=3.44～4.06, 轻、重稀土元素分异明显。且样品具Ba、Sr和Eu负异常(图5a、b), 表明岩浆源区可能发生斜长石的分离结晶作用。

过铝质S型花岗岩通常被认为是地壳(变)沉积岩部分熔融形成的(Sylvester, 1998; Clemens, 2003; Jiang et al., 2011)。福湖岭片麻状花岗岩样品SiO2含量变化较大(67.70%～77.38%), 具有较高K2O/Na2O值(0.9～3.7, 大部分>1)。样品Nb/Ta值为8.06～16.63, 平均值为12.64, 与大陆地壳Nb/Ta平均值(～11)相近(Rudnick and Gao, 2003), 且其Nd() 和Hf()值皆落入全球下地壳和全球沉积物区域内(图8a), 这与(变)沉积岩部分熔融形成的S型花岗质岩石特征较为一致。然而, 相对于典型的变泥质源区(如喜马拉雅淡色花岗岩)部分熔融的产物(Harris and Inger, 1992; Aikman et al., 2012; 吴福元等, 2015), 本文样品具有较高的CaO/Na2O值(0.7～8.5, >0.6)以及较低的Al2O3/TiO2值(16.1～22.7), 类似于拉克兰褶皱带的过铝质花岗岩, 表明其源区组成可能是以变硬砂岩为主(Wyborn et al., 1987; Chappell and White, 1992)。此外, 在CaO/Na2O-Al2O3/TiO2图解中(图8b), 样品落入泥质派生熔体和玄武质派生熔体之间区域, 推测其可能来源于变泥质和变火成岩两端元混合源区。且样品具有较高的FeOT、MgO、TiO2、Cr和Ni含量, 以及较低的Al2O3/(MgO+FeOT)值, 认为其源区可能有基性火成岩衍生熔体成分的加入。微量元素蛛网图和稀土元素配分图显示, 福湖岭片麻状花岗岩和华夏地块武夷‒南岭‒云开地区早新元古代花岗质岩石的特征较为一致(图5a、b), 表明它们具有相似的成因, 可能是古老的变沉积岩和变火成岩源区部分熔融的产物(Shu et al., 2008, 舒良树等, 2008; Wang et al., 2014)。此外, 样品中锆石Hf()值变化范围较大, 介于−8.7～−1.5之间, 峰值为−3.2, Hf模式年龄(DM2)为2.4～1.9 Ga; 全岩Nd()值为−7.4～−5.4, Nd模式年龄(DM2)为2.2～2.1 Ga, 其同位素地球化学特征与由变沉积岩为主和部分变火成岩的华夏武夷‒云开地区的变质基底相似(Yu et al., 2005, 2007; Wan et al., 2007, 2010; Wang et al., 2014)。综上所述, 福湖岭S型片麻状花岗岩可能为华夏地块基底古‒中元古代的变沉积岩和变火成岩基底岩石部分熔融的产物。

图6 福湖岭片麻状花岗岩TiO2、K2O、Sr、Ba与LOI图解(a～d)和Rb-Zr(e)、Nb-Zr(f)图解

图7 福湖岭片麻状花岗岩Ce-10000×Ga/Al(a)、Y-10000×Ga/Al(b)和(Al2O3‒(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO)(c)判别图解(图a, b底图据Whalen et al., 1987; 图c底图据White and Chappell, 1977)

OIB. 洋岛玄武岩; MORB. 洋中脊玄武岩; 喜马拉雅强过铝花岗岩数据和端元混合曲线据Sylvester et al., 1998。

4.2 构造背景

福湖岭地区位于华夏地块云开地区的东南缘。由于显生宙多期次岩浆‒构造事件的强烈叠加、改造, 长期以来区域上的花岗质岩石、零星出露的基性岩以及一些变质岩的年龄一直未能得到很好的限定。

本次研究获得福湖岭花岗质岩石样品的结晶年龄分别为982±19 Ma、984±12 Ma和986±17 Ma, 为新元古代早期。样品FH-14A中还获得448±14 Ma的变质年龄, 表明其可能经历了显生宙以来的广西期变质变形作用。前人在对华夏地块的前寒武纪地质研究中, 通过全岩同位素或古生物定年方式确定了一套新元古代早期的岩石, 如刘邦秀等(2001)在赣南鹤仔获得花岗闪长岩Pb-Pb同位素年龄为996±29 Ma; 南颐(1989, 1994)根据微古植物化石和同位素年龄将云开群时代定为新元古代青白口纪; 李献华等(1993)在云开群斜长角闪岩中获得Sm-Nd等时线年龄为971±69 Ma。近年来, 一些学者在华夏腹地武夷‒云开‒南岭地区中厘定了一系列早新元古代岩石组合(表4), 如Wang et al. (2013b, 2014)沿武夷‒南岭‒云开一带识别出了982～913 Ma花岗片麻岩和984～969 Ma的角闪岩、斜长角闪岩和变基性岩; Zhang et al. (2012)在云开北部识别出997～978 Ma的斜长角闪岩和变基性岩; Shu et al. (2008, 2011)和舒良树等(2008)在粤东北兴宁、径南获得了流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为972±8 Ma; 张志兰等(1997)对云开群中的变英安斑岩进行了锆石U-Pb测年, 也获得了约940～920 Ma的年龄。此外, 在武夷建宁地区、建阳地区, 南岭增城、南雄地区, 以及云开高州、信宜等地区新元古代沉积岩中也发现了大量年龄峰值为0.95 Ga的碎屑锆石(于津海等, 2006, 2007; Wan et al., 2007, 2010; Yu et al., 2008, 2010; 王丽娟等, 2008; Xiang and Shu, 2010)。同样, 华夏地块广西期、印支期块状花岗岩和片麻状花岗岩捕掳锆石中大都具有约1.0～0.9 Ga的年龄峰值(丁兴等, 2005; Wang et al., 2007b, 2007c, 2010, 2012, 2013a)。因此, 在华夏地块内部沿武夷‒南岭‒云开地区存在早新元古代(约980～920 Ma)的构造‒岩浆事件。

表4 华夏地块早新元古代岩石年龄统计表

续表4:

前人研究表明, 早新元古代(约1000～900 Ma)华夏地块武夷‒南岭‒云开一带为一个火山弧‒弧后盆地体系。如周汉文等(1994)首次获得950 Ma左右的低压麻粒岩相变质作用年龄, 认为此时云开地区处于拉张的构造环境; 张志兰等(1998)在云开地区识别的早新元古代英安斑岩形成于火山弧背景; 覃小锋等(2006)在云开地区北缘“云开岩群”变质岩系中发现了一套MORB型变基性火山岩, 推测其代表了中‒新元古代古洋壳残片; Zhang et al. (2012)在华夏云开地区的广西北流和广东信宜, 识别出约997～978 Ma原岩为弧玄武岩的斜长角闪岩和富Nb玄武岩, 指示云开地区北部在～1.0 Ga时期为弧‒弧后盆地体系; Wang et al. (2013b)沿华夏地块武夷‒云开地区一带识别出早新元古代(约984～969 Ma)MORB型和火山弧型原岩的斜长角闪岩、角闪岩和变辉长岩及花岗岩类, 指示约1000～900 Ma武夷‒云开地区为弧‒弧后盆地体系的构造背景; 虞鹏鹏等(2017)在华夏地块云开地区识别出一套富Nb玄武岩类和活动大陆边缘沉积物组成的构造混杂岩, 认为该套岩石形成于新元古代早期(～950 Ma)的岛弧环境; 周岱等(2017)认为在云开地区北缘识别出的信宜‒贵子地区变玄武岩可能是早新元古代弧后盆地玄武岩的残余物质; Shu et al. (2008, 2011)和舒良树等(2008)在南岭粤北径南地区识别出了972 Ma的流纹岩, 其火山弧地球化学特征指示了新元古代俯冲拼贴的过程; Wang et al. (2014)报道了武夷‒云开地区982～913 Ma花岗质片麻岩, 并认为Rodinia外围大洋岩石圈向扬子地块西缘和北缘攀西‒汉南一带俯冲, 导致华南陆块内部武夷‒云开弧盆体系的发育。粤西福湖岭片麻状花岗岩样品稀土元素配分图解呈显著的右倾特征(图5a), (La/Yb)N=9.35～19.01, 具Eu负异常(δEu=0.40～0.62)。样品富集LILE、亏损HFSE(图5b), (Nb/La)PM=0.31～0.68, (Ti/Gd)PM=0.27～0.37, 与弧岩浆岩特征类似。此外, 在Nb-Y和Rb-(Y+Nb)图解中, 花岗岩样品全部都落在了火山弧花岗岩的区域中(图9a、b)。综上, 华夏地块内部武夷‒云开地区在早新元古代时期(约1000～970 Ma)发育一套弧‒盆体系, 粤西福湖岭片麻状花岗岩可能是华夏地块武夷‒南岭‒云开早新元古代俯冲背景下变火成岩和变沉积岩部分熔融的产物。

5 结论

(1) 粤西福湖岭片麻状花岗岩形成年龄为986～ 982 Ma, 指示华夏地块内部在早新元古代发生了一次构造‒岩浆事件。

(2) 粤西福湖岭片麻状花岗岩为一套钙碱性过铝质S型片麻状花岗岩, 其Nd()和Hf()分别为−7.4～−5.4和−8.7～−1.5, 具有相似的Nd、Hf同位素二阶模式年龄, 分别为2.2～2.1 Ga和2.4～1.9 Ga, 地球化学特征指示该套片麻状花岗岩来源于华夏地块基底古‒中元古代变沉积岩和基性变火成岩的部分熔融。

图9 福湖岭片麻状花岗岩Nb-Y(a)和Rb-(Y+Nb)(b)图解(底图据Pearce et al., 1984)

(3) 粤西福湖岭片麻状花岗岩的地球化学特征与弧岩浆岩类似, 可能是华夏地块武夷‒南岭‒云开地区早新元古代俯冲背景下变火成岩和变沉积岩部分熔融形成的。

致谢:中山大学王洋副教授参与了野外采样工作, 王玉琨、卢向红、余永琪和吴赛男博士参与了实验分析, 两位匿名审稿人提出了宝贵的意见, 在此一并感谢。

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Petrogenesis and Tectonic Implications of the Early Neoproterozoic Gneissic Granite in the Fuhuling Area, Western Guangdong Province

LUO Caibao1, 2, XU Chang1, 2, YU Xiaoqing1, 2, LIU Hongtao3, YANG Xue1, 2

(1. Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-sen University, Zhuhai 519082, Guangdong, China; 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Zhuhai), Zhuhai 519082, Guangdong, China; 3. Instrumental Analysis and Research Center, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China)

TheSouth China Block is one of the major continental blocks in China. The formation and tectonic evolution history of the South China Block, especially the Early Neoproterozoic tectonic attributes of the Cathaysia Block are still controversial. Therefore, the Fuhuling gneissic granite in the western Guangdong province, the southeastern margin of the Yunkai Domain of the Cathaysia Block, is selected to investigate the Early Neoproterozoic evolution of the Cathaysia Block through detailed fieldwork, petrographic, zircon U-Pb geochronological and Lu-Hf isotopic, and whole-rock geochemical analyses. The gneissic granite samples exhibit weak schistosity texture developed at the edge after late deformation, and elongated biotite is orientated locally. The zircon U-Pb ages of the samples are 986–982 Ma. Their SiO2and K2O contents are 67.70%–77.38% and 1.59%–4.50%, respectively, with A/CNK of 1.13–1.76. They have high Rb/Sr and low Al2O3/TiO2ratios, showing features of calc-alkaline series and peraluminized S-type granites. The gneissic granties are enriched in LILEs, but depleted in HFSEs (Nb, Ta, Ti), exhibiting obvious REE fractionated patterns with significant negative Eu anomalies. TheNd() andHf() values of the rock samples range from −7.4 to −5.4 and −8.7 to −1.5, respectively, and corresponding two stage model ages of 2.2–2.1 Ga and 2.4–1.9 Ga, respectively. These characteristics indicate that the gneissic granites were derived from partial melting of the Paleo-Mesoproterozoic metaigneous and metasedimentary rocks in the Cathaysian basement. Compared with the contemporary magmatic activities in the Wuyi-Nanling-Yunkai region, it is further presumed that the gneissic granites were formed by partial melting of the basic metaigneous and metasedimentary rocks triggered by the subduction in the southeastern margin of Yunkai Domain of the Cathaysia Block during the Early Neoproterozoic.

Cathaysia Block; Yunkai Domain; gneissic granite; Early Neoproterozoic; subduction

2021-12-10;

2022-02-25

国家自然科学基金项目(U1701641、41830211、41972235)和广东省基础与应用基础研究基金项目(2018B030312007、2019B1515120019)联合资助。

罗财宝(1997–), 女, 硕士研究生, 地球化学专业。E-mail: luocb6@mail2.sysu.edu.cn

P597; P581

1001-1552(2022)05-1008-020

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.013