桂北新元古代清明山花岗岩地球化学特征及其地质意义

2023-10-23刘兴源李赛赛张洪瑞吴江波辛良伟王秋宇王建强

桂林理工大学学报 2023年3期

刘兴源, 曹杰, 李赛赛, 张洪瑞, 吴江波, 辛良伟, 王秋宇, 王建强

(1.桂林理工大学 a.有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心; b.地球科学学院, 广西桂林 541006;2.山东正元地质资源勘查有限责任公司, 济南 250101; 3.中国地质科学院地质研究所, 北京 100037)

江南造山带位于华南中部, 总体呈带状北东-南西向展布, 西起于桂北, 东止于浙西北, 宽约200 km, 延伸约1 500 km, 其北西侧为扬子地块, 南东侧为华夏地块。该造山带主要由前寒武纪地质单元组成, 记录了扬子地块与华夏地块的碰撞拼贴过程[1-4]。这一汇聚和碰撞过程, 被命名为江南造山运动[5-9]。目前对该碰撞拼合的时限还存在争议: 有研究者将华南新元古代江南造山运动与全球格林威尔造山运动相关联, 认为碰撞发生在格林威尔期[10-12]; 也有人基于地层和岩浆岩年龄资料、全岩地球化学数据等认为, 碰撞时限大约为860～800 Ma[13-15]; 还有人认为, 这两个块体在新元古代时期可能并没有完全拼合, 碰撞可能发生在早古生代[16-21]。这些争议表明江南造山带构造演化模型和阶段划分还存在诸多不明确之处, 影响了对江南造山作用甚至陆内造山作用的理解。例如, 按照前两种观点, 江南造山带早古生代构造活动属于典型陆内造山, 但后一种观点则认为扬子地块与华夏地块的拼合属于一种漫长且缓慢的过程。因此, 选择合适的研究对象, 精准限定扬子地块与华夏地块碰撞拼合时限, 是当前亟待解决的科学问题。

桂北地区位于江南造山带西段(图1a), 区内出露大量前寒武纪火成岩, 为研究元古代江南造山带构造演化提供了理想条件。前人虽然对江南造山带西段做了大量研究, 但对新元古代酸性岩浆岩成因仍有不同认识: 有人认为区内广泛发育的中-酸性岩浆岩为扬子地块与华夏地块在大约860 Ma拼合事件的后碰撞环境产物[14-15]; 但也有人指出, 新元古代(860～700 Ma)桂北处于活动大陆边缘, 岩浆活动处于俯冲构造背景[22-23]; 还有人用增生造山来解释区内花岗岩成因[24-25]; 此外, 葛文春等[26]基于该时期发育的基性岩提出地幔柱观点, 认为区域内广泛发育的过铝质酸性岩浆岩成因与致使罗迪尼亚超大陆裂解的地幔柱上升导致岩石圈伸展有关。

图1 研究区大地构造位置(a)和区域地质简图(b)(底图据文献[14-15]和1∶5万地质图, 年龄数据见表5)Fig.1 Tectonic location map(a) and geological map(b) of the study area

江南造山带内新元古代花岗岩形成的高峰期大约为820 Ma, 针对桂北地区新元古代岩浆事件的研究可能是解决以上问题的关键, 同时对江南造山带的形成和华南前寒武纪地壳演化均有一定科学意义。本研究对尚未有过报道的桂北清明山花岗岩开展了详细的野外地质调查, 对花岗岩体开展了锆石U-Pb定年, 明确其形成时代。依据岩相学和主微量元素地球化学特征, 结合锆石原位Hf同位素结果, 分析岩浆类型及来源, 探讨其形成的构造环境, 进而查明江南造山带西段的构造演化。

1 区域地质背景

桂北地区位于江南造山带的西南端(图1a), 区内广泛发育新元古界四堡群、丹洲群以及大量的花岗岩和镁铁质-超镁铁质侵入岩。四堡群发育一套巨厚层复理石建造, 由浅变质砂泥质岩石组成, 夹有火山碎屑岩、中基性熔岩、科马提岩等, 与上覆丹洲群呈角度不整合接触。丹洲群下段白竹组为变质底砾岩、砾岩及含砾砂岩, 中段合桐组及上段拱洞组为泥岩和陆源浊积岩夹少量碳酸盐岩及火山岩, 空间上分布于四堡群外围。四堡群呈现出一系列近东西向紧闭线状褶皱, 而丹洲群则表现为一系列近南北向的开阔褶皱, 四堡群和丹洲群均发生了低绿片岩相的变质作用。桂北地区出露的花岗岩体约占前寒武纪火成岩(总面积1 685 km2)的92%[14-15, 27-28], 花岗岩体分布基本受NNE向断裂和近EW向四堡群褶皱控制, 与四堡群呈侵入接触。花岗岩体一类以花岗闪长岩为主, 包括本洞、峒马、蒙洞口、寨滚、大寨、龙有等岩体, 出露面积约占6%; 另一类以花岗岩为主, 包括摩天岭、元宝山、田朋、平英、清明山等岩体(图1b)[15]。野外常见花岗闪长岩呈小岩株状侵入四堡群中, 部分被花岗岩侵入并被丹洲群沉积不整合覆盖。

2 岩体地质及岩石学特征

清明山花岗岩体位于罗城县宝坛乡以东, 出露面积约18 km2, 呈岩株状产出, NNE向延伸, 岩性为黑云母花岗岩, 与围岩四堡群呈侵入接触关系, 界线多呈弯曲状, 侵入接触界面总体倾向岩体外侧, 倾角多在40°以上。岩体西侧为NNE向四堡断裂(图1b)。靠近断裂处岩石脆、韧性变形明显, 并发生硅化、绿泥石化。岩石新鲜面为浅灰白色、浅肉红色, 风化面呈土黄色, 中-粗粒花岗结构, 局部见有似斑状结构, 块状构造, 主要矿物为钾长石(40%～45%)、石英(35%～40%)、斜长石(An=5～10, 10%～20%)、黑云母(3%～5%)。钾长石呈半自形-自形板柱状, 粒径2～5 mm, 以条纹长石为主, 少量正长石及微斜长石, 局部矿物晶体因受力发生碎裂; 石英呈他形粒状, 粒径1～4 mm, 表面干净, 局部见有波状消光现象; 斜长石呈半自形板柱状, 粒径1～5 mm, 可见聚片双晶, 部分斜长石发生绢云母化; 黑云母呈半自形片状, 粒径0.5～3 mm, 部分发生绢云母化、绿泥石化; 另外, 偶见少量白云母呈细小鳞片状充填于裂隙中, 为后期次生作用的产物(图2)。

图2 清明山花岗岩显微照片Fig.2 Micrographs of Qingmingshan granitea—单偏光；b—正交偏光；Kf—钾长石；Pl—斜长石；Qz—石英；Ser—绢云母

3 样品采集及测试

本次工作共采集清明山花岗岩样品7件, 其中1件样品(G19025-N1)进行锆石U-Pb同位素和Hf同位素测试, 6件样品进行主微量和稀土元素测试。

锆石挑选、制靶及拍照在河北省区域地质矿产调查研究所及重庆宇劲科技有限公司完成。锆石U-Pb同位素年代学、 Hf同位素和主微量元素分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。锆石U-Pb同位素年代学采用LA-ICP-MS完成, ICP-MS型号为Agilent 7500, 激光剥蚀系统为GeoLas HD, 束斑直径为32 μm, 分别使用NIST 610硅酸盐玻璃和91500锆石(1 062 Ma)作为元素和年龄外标; 以29Si为内标, 使用单内标多外标法校正锆石中的微量元素含量。实验数据分析、处理及U-Th-Pb同位素值等计算使用ICPMSDataCal 7.2软件; U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算采用Isoplot 3.0完成, 单颗数据点误差均为1σ, 加权平均置信度为95%。锆石原位Hf同位素测试利用激光多接收等离子质谱仪(MC-ICP-MS)完成。剥蚀激光束斑直径43 μm, 脉冲频率8 Hz, 剥蚀时间约30 s, 用标准锆石GJ-1作为外标, 对同位素分馏进行校正。重复分析GJ-1锆石标样获得的平均176Hf/177Hf=0.281 992±0.000 012(2σ,n=7)。主量元素分析采用碱熔玻璃片XRF法, 使用日本理学ZSX Primus Ⅱ X射线荧光光谱仪分析; 微量元素采用高温高压消解酸溶法, 测试仪器为Agilent-7500cx型ICP-MS。主量元素分析精度优于2%～5%, 微量元素分析精度优于5%～10%。详细测试方法见参考文献[29]。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

样品G19025-N1锆石U-Pb同位素分析结果见表1。锆石均呈自形程度较好的长柱状, 粒径在100～200 μm, 少数>200 μm, 长宽比2∶1～3∶1。锆石的CL图像显示其阴极发光性相对较好, 韵律环带结构较发育(图3)。锆石的Th含量为(147.6～659.0)×10-6, U含量为(818.3～2 961.5)×10-6, Th/U值(15号测点除外)均大于0.1(0.11～0.46), 以上特征表明其为岩浆成因[30]。15号点Th/U值(0.08)小于0.1的原因可能与叠加变质有关。35个锆石U-Pb同位素测试点均位于锆石边部(图3),206Pb/238U年龄集中在(817±6.4)～(832±4.8) Ma, 加权平均年龄为823.8±1.8 Ma(图4), 代表了岩浆结晶年龄。

表1 清明山花岗岩(G19025-N1) LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

图3 清明山花岗岩锆石阴极发光(CL)图像Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from Qingmingshan granite

图4 清明山花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagram of zircon from Qingmingshan granite

4.2 锆石原位Hf同位素

对30颗锆石U-Pb同位素测年样品进行同颗粒锆石原位Lu-Hf同位素分析(位置见图3), 数据结果列于表2。30件样品中锆石的176Yb/177Hf值为0.013 664～0.095 589, 平均0.052 116, 并且绝大部分锆石176Lu/177Hf值小于0.002, 表明锆石形成后放射性成因Hf积累很少, 可以很好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成特征[31]。εHf(t)值主要为-5.8～-2.6, 平均-4.3(23号除外), 对应二阶段模式年龄(TDM2)为2 073～1 875 Ma,平均2 003 Ma。值得注意的是, 23号测点εHf(t)值为-13.1, 二阶段模式年龄(TDM2)为2 544 Ma(图5)。

表2 清明山花岗岩(G19025-N1)锆石Hf同位素分析结果

图5 清明山花岗岩εHf(t)与U-Pb年龄[32]关系(a)及εHf(t)(b)、 TDM2统计直方图(c)Fig.5 εHf(t) vs. U-Pb ages(a), εHf(t)(b) and TDM2(c) histograms of zircons from Qingmingshan granite

4.3 全岩地球化学特征

图6 清明山花岗岩A/NK-A/CNK(a)[33]及K2O-SiO2(b)[34]图解(前人数据来自文献[14])Fig.6 A/NK vs.A/CNK(a) and K2O vs.SiO2(b) diagrams from Qingmingshan granite

表3 清明山花岗岩主、微量元素分析结果

样品稀土元素总量较低((60.5～96.7)×10-6), LREE/HREE值为2.89～3.62, LaN/YbN值为2.43～3.55, 显示轻重稀土弱-中等分馏。原始地幔标准化蛛网图显示出Rb、 Th、 U、 Pb等大离子亲石元素及Ta元素明显富集, Ba、 Sr元素明显亏损(图8a)。Sr元素的亏损可能与岩石中的Ca含量低或者斜长石在岩浆演化过程中的大量结晶有关。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图8b), 稀土元素分布曲线呈右倾“海鸥”型, 具有强烈的Eu负异常(δEu平均值为0.13)。

5 讨论

5.1 岩体形成时代

研究区位于江南造山带西段, 区内花岗岩与围岩四堡群呈侵入接触, 与丹洲群呈沉积不整合接触, 表明其就位于新元古代。来自四堡群中的凝灰岩、火山碎屑岩以及碎屑锆石的测年工作指示四堡群的沉积时间为860～830 Ma; 来自丹洲群的凝灰岩以及碎屑锆石的测年工作指示丹洲群的形成时代晚于805 Ma(表4)。研究区广泛发育的新元古代过铝质酸性岩浆岩, 主要可分为花岗闪长岩和花岗岩两类, 野外常见花岗岩侵入于花岗闪长岩中[27], 说明花岗岩形成年代稍晚。对区内两类岩浆岩的形成时代, 前人发表过较多的同位素年龄数据, 早期年龄数据较分散, 主要为688～1 100 Ma[36-37]。近年来, 对桂北地区出露的花岗闪长岩体如本洞、峒马、蒙洞口、大寨、寨滚及龙有等大量测年工作表明, 其成岩年龄为820～837 Ma; 对花岗岩体如摩天岭(三防)、元宝山、龙胜、田朋、平英等成岩时代研究显示, 其成岩年龄主要集中在794～835 Ma[4, 13-14, 38], 说明两类岩浆岩同属于新元古代岩浆活动产物。花岗闪长岩成岩年龄略早于花岗岩, 与野外观察到侵入接触关系基本一致。前人的年代学研究结果显示, 桂北地区花岗岩体侵入年龄普遍晚于四堡群沉积年龄下限值, 表明其岩浆活动主要发育于四堡群层序结束沉积之后(表4、 5与图9)。

表4 桂北四堡群和丹洲群年龄数据

虽然对江南造山带西段新元古代岩浆活动产生的动力机制还有不同认识, 但越来越多证据表明造山带基底(四堡群)与盖层(丹州群)之间不整合代表了扬子地块与华夏地块碰撞造山结束的标志[28]。因此, 对这两个沉积序列之间的岩浆活动背景研究显得尤为重要。本次获得的清明山花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb为823.8±1.8 Ma, 晚于四堡群沉积时限, 与前人测得的区内新元古代花岗岩年龄范围一致, 属同时代岩浆活动的产物。

5.2 岩石类型及源区特征

研究区花岗岩具有高Si(69.7%～75.8%), 低Co(<2.96×10-6)、 Cr(<5.27×10-6)和Ni(<2.78×10-6)的特点, 以及高Rb/Sr值(平均44.4)、低Zr/Hf值(平均23.4, 高分异花岗岩<25[50])的特征。在哈克图解上, 主量元素与微量元素(除P2O5外)整体随SiO2含量的升高而降低(图7), 表明岩石经历了高程度的结晶分异。岩体锆石εHf(t)值主要为-5.8～-2.6, 变化幅度小, 表明其主要为地壳物质重熔形成, 与来源于新生幔源物质的M型花岗岩特征不符。通常认为I、 S型花岗岩的成因主要在其原岩物质不同, 前者实际上是地壳物质与幔源岩浆混合作用的产物, 后者则是一种以壳源沉积物为源岩, 经过部分熔融、结晶而产生[31]。样品La/Ta值为2.46～3.56, 小于受岩石圈地幔混染熔体的下限值(25)[31], 与锆石εHf(t)特征一致, 说明岩体在部分熔融过程中并没有受到幔源物质的混染。在光学显微镜下并未见到角闪石等特征矿物, 但在CIPW准矿物计算中显示其刚玉分子(c)>1%(表3); 样品主量元素P2O5元素随SiO2含量升高变化不明显(P2O5含量为0.07%～0.08%), 这些特征与S型花岗岩相同。用Watson等[51]方法计算的锆石饱和温度(TZr)值为741～821 ℃, 平均756 ℃, 与S型花岗岩成岩温度相近。以上分析表明, 清明山花岗岩为高分异过铝质S型花岗岩。

图7 清明山花岗岩主微量元素哈克图解Fig.7 Harker diagrams of major and trace elements from Qingmingshan granite

通常认为, S型花岗岩是由源区变质沉积岩部分熔融或镁铁质岩浆在下地壳条件下高度分离结晶而成[52-54]。研究区花岗岩的Si、 Al、 K含量高, 为钾质-高钾钙碱性过铝质岩石。样品Mg、 Ca、 Ni、 Cr元素含量低, 亏损Nb、 Ta、 Ti、 Sr元素以及Rb/Sr>1的特点, 表现出变沉积岩衍生熔体的特征[55], 说明研究区花岗岩由大陆地壳物质熔融而成。实验岩石学研究表明, 贫Sr过铝质花岗岩可由变泥质岩部分熔融形成[52], 样品在[Al2O3/(MgO+FeOT)]-[CaO/(MgO+FeOT)]和Rb/Ba-Rb/Sr图解中, 也均落入变质泥岩部分熔融区域(图10)。这些特征表明清明山花岗岩源区主要是变质泥岩为主的壳源物质。此外, 壳源花岗岩的Rb-Sr关系可以反映部分熔融类型和原岩性质, 长石和云母在变质泥岩中为Sr和Rb的主要寄主矿物, 相比之下, 云母类脱水熔融得到的熔体Rb相对Sr富集强烈, Rb/Sr值高[55]。研究区花岗岩样品具有Rb的强烈富集(图8a)、高Rb/Sr值(平均44.44)及Rb-Sr较一致的负相关关系及富钾的特征, 表明源区主要为高Rb低Sr的富云母类贫斜长石变质泥岩发生的部分熔融。

图8 清明山花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分图(b)(标准化数据引自文献[35], 前人数据引自文献[14])Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element spidergram(a) and chondrite-normalized REE parttern(b) for Qingmingshan granite

花岗岩锆石Hf同位素测试结果表明(表2), 样品具有较低的176Hf/177Hf初始值, 除23号点外,εHf(t)值集中在-5.8～-2.6, 二阶段模式年龄集中于1 875～2 073 Ma; 23号测点εHf(t)值为-13.1, 二阶段模式年龄为2 544 Ma。本文研究结果与Xia等[32]整理的江南造山带西段代表性火成岩Hf同位素模式年龄相吻合(图5a), 佐证了清明山花岗岩物源主要来源于古元古代地壳物质。

图9 桂北四堡群、丹洲群沉积年龄和侵入岩体年龄分布图Fig.9 Age distribution of deposition for Sibao，Danzhou Groups and intrusive rock mass in northern Guangxi

5.3 构造背景

清明山花岗岩体钾含量高, 为高钾钙碱性-钾玄质花岗岩, 主要由古元古代(少量太古代)富云母贫斜长石类变质泥岩部分熔融形成的过铝质S型花岗岩。而过铝质S型花岗岩可以形成于同碰撞或后碰撞环境, 其高Si, 贫Mg、 Fe, 富集K、 Rb等元素, 亏损Nb、 Sr、 Ti等元素, 与后碰撞阶段形成的高钾钙碱性花岗岩(KCG)地球化学特征一致[57]。在构造环境判别图解中(图11), 样品均落于与碰撞相关的后碰撞环境。结合区域地质资料, 桂北清明山花岗岩的形成环境与扬子地块和华夏地块新元古代碰撞有关，而非地幔柱上升导致地壳重熔。

图11 桂北地区花岗岩类Rb/10-Hf-Ta×3(a)[14]及Rb-(Y+Nb)(b)[58]判别图解(前人数据引自文献[14])Fig.11 Rb/10-Hf-Ta×3(a) and Rb-(Y+Nb)(b)discrimination diagrams for granite in northern GuangxiVAG—火山弧花岗岩; WPG—板内花岗岩; COLG—碰撞花岗岩; ORG—洋脊斜长花岗岩; S-COLG—同碰撞花岗岩; P-COLG—后碰撞花岗岩

尽管有部分学者认为, 扬子地块和华夏地块在新元古代时期可能并没有完全拼合, 而是在早古生代才发生碰撞[16-21], 但大部分学者研究结果表明碰撞发生在新元古代[10-15]。随着对江南造山带研究的深入, 新元古代陆-陆碰撞确切时间仍争议不断。部分学者对造山带东段赣东北双溪坞地区的蛇绿岩套研究后发现, 其内发育有仰冲型淡色花岗岩(大约880 Ma)和与高压环境有关的蓝闪片岩(大约860 Ma), 这套组合被认为是扬子地块与双溪坞火山弧拼合的产物, 并将扬子与华夏地块拼合时间限制在大约880～860 Ma[59-60]。但近些年来通过对桂北、湘西等造山带西段地区860～830 Ma的基性、中性岩浆岩研究显示, 这些具有岛弧性质的基性岩及中性-中酸性的安山岩、高Mg#闪长岩形成环境仍与洋-陆俯冲作用有关[61-64], 表明造山带西段至少约830 Ma以前仍处于活动大陆边缘环境。那么, 赣东北地区这套岩石组合研究结果可能仅代表造山带东段地区俯冲结束、陆-陆碰撞造山开始的时限(880～860 Ma), 而造山带西段华南洋向扬子地块之下俯冲并没有结束。

与江南造山带东段不同, 造山带西段缺少蛇绿岩以及高压、超高压变质岩对该碰撞时限的约束, 使得限定碰撞时间十分困难。但前人通过对造山带西段地区基底及上覆盖层研究指出, 四堡群形成于扬子地块与华夏地块碰撞前的弧后盆地环境, 上覆盖层丹洲群则形成于碰撞后陆内裂谷环境, 它们之间的不整合是造山运动的标志[3, 27, 65-66]。桂北地区四堡群及丹洲群的锆石U-Pb年龄数据表明四堡群沉积结束时限在830 Ma左右, 丹洲群最大沉积年龄大约为800 Ma(表4), 不整合形成的时限被限制在大约830～800 Ma, 加之造山带西段普遍缺失825～800 Ma具岛弧性质的基性岩, 表明此时限内洋壳俯冲已经终止, 扬子地块与华夏地块已完成拼贴。

前人年代学资料显示, 造山带西段花岗岩活动年龄峰值在825 Ma左右[3, 26, 46, 65]。不同学者对该期花岗岩做了大量研究, 大部分学者认为这些花岗岩为碰撞环境下的过铝质酸性岩浆岩[15, 47-48, 67]。但从已有的报道来看, 同碰撞花岗岩的规模远小于后碰撞花岗岩[48, 67], 这可能与陆块碰撞而形成的强烈挤压环境不利于同碰撞花岗岩大面积形成有关。桂北丹洲群白竹组底部为砾岩, 反映了先期造山带垮塌导致的快速抬升、剥蚀、短距离搬运和沉积作用[68], 表明区内存在碰撞造山后期构造环境的变化。一般来说陆-陆碰撞后期, 增厚地壳进一步缩短, 会导致剥蚀、退变质和造山带垮塌作用, 从而促使强烈的挤压环境向伸展环境转变[69-70], 这反而更容易促使后碰撞岩浆岩大面积发育。而构造环境的变化除导致地壳部分熔融形成过铝质酸性岩浆岩外, 也会促使部分基性岩形成。Zhou 等[4]对造山带西段梵净山群中的基性-超基性岩研究表明其平均成岩年龄在822±15 Ma左右,εHf(t)为+3.9～+5.97, 表明这些源于富集地幔熔融形成的基性岩-超基性岩可能是碰撞造山后期软流圈上涌形成的。因此, 造山带西段陆-陆碰撞时限更可能发生在830～800 Ma。

清明山花岗岩形成时间为823.8±1.8 Ma, 与区内花岗岩825～800 Ma为同期岩浆活动产物, 均属于后碰撞环境, 显示为后碰撞花岗岩。而在后碰撞阶段, 岩石圈分层、俯冲板片的自然断离等均会导致造山带垮塌, 此时深部地幔物质上涌, 可以为地壳物质部分熔融形成花岗质岩浆提供热源。清明山后碰撞花岗岩即为地壳物质部分熔融的产物。

综上, 清明山花岗岩体是后碰撞阶段岩浆活动产物, 反映了江南造山带西段陆-陆碰撞发生在新元古代早期, 且时限不晚于823 Ma。