羅財寶, 徐 暢, 余小清, 劉洪濤, 楊 雪

粵西福湖嶺早新元古代片麻狀花崗巖的巖石成因及構(gòu)造意義

羅財寶1, 2, 徐 暢1, 2, 余小清1, 2, 劉洪濤3, 楊 雪1, 2

(1. 中山大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東省地球動力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室, 廣東 珠海 519082; 2. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(珠海), 廣東 珠海 519082; 3. 中山大學(xué)測試中心, 廣東 廣州 510275)

華南陸塊由揚子地塊與華夏地塊在新元古代碰撞拼合形成, 其形成與構(gòu)造演化歷史特別是揚子地塊前寒武紀(jì)研究已取得較大進(jìn)展, 但華夏地塊在早新元古代時期的構(gòu)造屬性尚存在不同認(rèn)識。本文選取華夏地塊云開地區(qū)東南緣的粵西福湖嶺片麻狀花崗巖, 通過巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、鋯石原位Lu-Hf同位素和全巖元素?同位素研究, 為華夏地塊新元古代早期演化提供信息?；浳鞲：X片麻狀花崗巖樣品經(jīng)后期變形作用, 其邊緣發(fā)育微弱的片麻狀構(gòu)造, 局部可見拉長的黑云母定向排列。年代學(xué)結(jié)果表明, 片麻狀花崗巖的結(jié)晶年齡為986～982 Ma。地球化學(xué)特征顯示, 片麻狀花崗巖樣品SiO2含量為67.70%～77.38%, K2O含量為1.59%～4.50%, A/CNK為1.13～1.76, 具較高Rb/Sr值和較低Al2O3/TiO2值, 為一套鈣堿性過鋁質(zhì)S型花崗巖; 輕、重稀土元素分異明顯, 富集LILE, 虧損HFSE(Nb、Ta、Ti), 具Eu負(fù)異常; 全巖Nd()值和鋯石Hf()值分別為?7.4～?5.4和?8.7～?1.5, 二階模式年齡(DM2)分別為2.2～2.1 Ga和2.4～1.9 Ga。結(jié)合前人研究, 本文認(rèn)為粵西福湖嶺片麻狀花崗巖為華夏地塊云開地區(qū)東南緣早新元古代俯沖背景下古?中元古代變沉積巖和基性變火成巖部分熔融的產(chǎn)物。

華夏地塊; 云開地區(qū); 片麻狀花崗巖; 早新元古代; 俯沖作用

0 引 言

華南陸塊由揚子地塊與華夏地塊在新元古代碰撞拼合形成, 其形成演化過程與Rodinia超大陸的聚合與裂解密切相關(guān), 一直是地球科學(xué)研究前沿領(lǐng)域之一(Zhao and Cawood, 2012; 李獻(xiàn)華等, 2012; Cawood et al., 2013, 2016, 2018; 張國偉等, 2013; Wang et al., 2013a; Shu et al., 2021)。關(guān)于華南陸塊新元古代時期的構(gòu)造演化歷史存在不同觀點。Li et al. (2003, 2005b, 2010b)認(rèn)為揚子地塊與華夏地塊拼合時間應(yīng)早于900 Ma, 隨后, 由于地幔柱的作用, 于850 Ma產(chǎn)生了大規(guī)模巖漿作用(Li et al., 1999, 2002, 2003, 2005a, 2008, 2010a); Wang et al. (2007, 2008, 2009)報道了湖南益陽地區(qū)高溫科馬提巖, 為地幔柱假說提供了重要佐證; 另有一些學(xué)者根據(jù)江南造山帶存在大量與島弧巖漿作用相關(guān)火成巖的地質(zhì)事實, 提出揚子地塊和華夏地塊于830～820 Ma沿江南造山帶拼合成統(tǒng)一的華南陸塊(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, 前人研究多聚焦于揚子地塊東南緣江南造山帶(860～820 Ma)的構(gòu)造演化(Li et al., 1999, 2002, 2003, 2005a, 2008, 2010a; 王劍等, 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), 而關(guān)于華南板塊拼合之前的俯沖消減過程的(約1.0～0.9 Ga)研究相對較少。近年來越來越多的學(xué)者在華夏地塊武夷?南嶺?云開地區(qū)陸續(xù)識別出約1.0～0.9 Ga具有火山弧特征的變基性巖及變花崗巖(圖1a、b; Shu et al., 2008; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013b, 2014; 周岱等, 2017; Yu et al., 2018); 同時在華夏地塊腹地顯生宙以來的沉積巖和副變質(zhì)巖中的碎屑鋯石, 以及廣西期、印支期片麻狀和塊狀花崗巖的捕獲/殘留鋯石中發(fā)現(xiàn)大量約1.0～0.9 Ga年齡記錄(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; 韓坤英等, 2017; 陳國楷等, 2021), 暗示華夏地塊內(nèi)部可能存在約1.0～0.9 Ga的構(gòu)造?巖漿事件。

云開地區(qū)是華夏地塊古老基底出露的重要區(qū)域之一, 記錄了華夏地塊前寒武紀(jì)演化的重要信息。然而, 該區(qū)前寒武紀(jì)地層(天堂山群和高州群)大多被顯生宙以來的沉積巖、火成巖和植被所覆蓋, 或經(jīng)過再循環(huán)形成了新的巖漿巖或變質(zhì)巖, 這使得識別早新元古代巖石較為困難, 因而限制了對華夏地塊前寒武紀(jì)構(gòu)造演化歷史的理解。

本文通過云開地區(qū)東南緣粵西福湖嶺地區(qū)詳細(xì)的野外工作, 識別出一套早新元古代片麻狀花崗巖(圖1a、b), 并開展了系統(tǒng)的巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和原位Lu-Hf同位素以及巖石地球化學(xué)研究, 闡明其巖石成因, 并結(jié)合區(qū)域地質(zhì)探討其構(gòu)造背景, 為探究華夏地塊早新元古代地質(zhì)演化歷史提供證據(jù)。

1 地質(zhì)背景與巖相學(xué)

揚子地塊和華夏地塊于新元古代拼合形成統(tǒng)一的華南陸塊, 二者具有不同的前寒武紀(jì)地質(zhì)演化歷史(圖1a, b; Zhao and Cawood, 2012; 張國偉等, 2013)。揚子地塊前寒武紀(jì)(變)沉積地層較為發(fā)育, 其結(jié)晶基底主要由中部鄂西三斗坪巖套中的太古宇崆嶺群(3.2～2.4 Ga)和古元古代物質(zhì)組成, 代表華南最古老的陸核; 其東南緣前寒武紀(jì)基底由新元古界冷家溪群及其相當(dāng)?shù)貙?四堡群、梵凈山群和雙橋山群等)和板溪群及其相當(dāng)?shù)貙?丹洲群、下江群等)組成(Gao et al., 1999; Qiu et al., 2000)。華夏地塊基底是由出露于武夷?南嶺?云開一帶的古元古界八都群、麻源群、桃溪群和云開群組成, 其巖性主要為片巖、片麻巖、角閃巖、混合巖及火山碎屑巖等(福建地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985; 浙江地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; Wang et al., 2007a, 2007c)。華夏地塊大致沿政和?大埔斷裂帶可劃分為東、西華夏。東華夏主要由東南沿海地區(qū)廣泛出露的中?新生代火山巖和侵入巖組成。西華夏舊稱“華南加里東褶皺系”或“華南加里東地槽系”, 出露古老的前寒武紀(jì)變質(zhì)基底、廣西期片麻狀塊狀花崗巖以及零星出露的基性巖、印支期和燕山期中酸性巖漿巖(福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985; 廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985; 浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; 廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988; Xu et al., 2005; Wang et al., 2012)。西華夏變質(zhì)巖主要以構(gòu)造窗形式出露, 包括綠片巖相?高角閃巖相甚至麻粒巖相的副片麻巖、云母片巖、石英巖、大理巖、正片麻巖、混合巖、角閃巖和少量變火山巖。這些變質(zhì)巖被早古生代?晚中生代花崗巖侵入, 局部被中生代火山巖和沉積巖所覆蓋。根據(jù)巖性和變質(zhì)特征, 西華夏變質(zhì)雜巖可分為華夏基底的上、下層序。下層序由黑云母斜長石變粒巖、矽線石云母片巖、混合巖、片麻巖和角閃巖組成, 即閩西北的麻源群、浙西南的陳蔡群和八都群、贛東南的鶴仔/尋烏群以及粵西南的云開群。上層序為福建馬面山群、浙江龍泉群和粵東北桃溪群。高級變質(zhì)巖主要發(fā)育于下層序, 包括沿武夷、南嶺和云開地區(qū)出露的八都群、陳蔡群、麻源群、鶴仔/尋烏群和云開群(福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985; 廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988; 江西地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988; 浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)。

云開地區(qū)位于華夏地塊西南部, 呈NE-SW向展布于粵桂兩省交界處, 大地構(gòu)造上被認(rèn)為是武夷?云開造山帶的西南部分(圖1a、b; 舒良樹等, 2008; Shu et al., 2008; Zhang et al., 2012; 韓坤英等, 2017; 虞鵬鵬等, 2017)。區(qū)域上出露多條近NE-SW向斷裂, 包括吳川?四會斷裂、信宜?廉江斷裂、分界斷裂、黎村?文地斷裂、陸川?岑溪斷裂、博白?梧州斷裂等。區(qū)內(nèi)前寒武紀(jì)基底之上角度不整合覆蓋了寒武系八村群淺變質(zhì)砂巖、片巖和千枚巖等。云開地區(qū)出露的前寒武紀(jì)基底為古元古界天堂山群、早?中元古代高州雜巖和新元古界?下古生界云開群(韓坤英等, 2017; 周岱等, 2017)。天堂山群出露于廣西陸川?容縣天堂山地區(qū), 主要由高角閃巖相(局部達(dá)麻粒巖相)的中高級變質(zhì)巖組成。高州雜巖出露于廣東信宜?高州一帶, 主要為砂質(zhì)陸源碎屑巖, 變質(zhì)程度達(dá)到角閃巖相; 此外還有由片巖、副片麻巖、大理巖以及石英巖組成的變質(zhì)表殼巖石及混合巖, 局部達(dá)麻粒巖相。云開群廣泛出露于桂東、粵西等地區(qū), 主要由綠片巖相(局部達(dá)角閃巖相)的中低級變質(zhì)巖組成(Wan et al., 2010)。區(qū)域內(nèi)亦出露顯生宙地層(王磊等, 2015); 同時, 區(qū)內(nèi)還出露大量廣西期片麻狀、塊狀花崗巖及少量基性巖、印支期和燕山期花崗巖, 為華南強烈的幕式構(gòu)造?巖漿活動響應(yīng)(Xu et al., 2005; 舒良樹等, 2008; Shu et al., 2008; Wang et al., 2007b, 2007c, 2012, 2013a; 張國偉等, 2013; 周岱等, 2017; 徐暢等, 2019)。

文獻(xiàn)來源: 1. Wang et al. (2013b); 2. Wang et al. (2014); 3. 劉邦秀等(2001); 4. Shu et al. (2008); 5. 劉建雄和莊文明(2003); 6. 虞鵬鵬等(2017); 7. 王磊等(2015); 8. 周漢文等(1994); 9. 楊文等(2016); 10. 覃小鋒等(2006); 11. 周岱等(2017); 12. 張志蘭等(1998); 13. Zhang et al. (2012); 14. Chen et al. (2020); 15. 譚忠福等(1991); 16. 徐德明等(2008)。

本文研究區(qū)位于華夏地塊云開地區(qū)東南緣陽江市陽西縣沙扒鎮(zhèn)福湖嶺一帶。區(qū)域出露地層以寒武系八村群石英云母片巖和第四系沉積為主; 出露的巖漿巖以花崗質(zhì)巖石為主, 且大都經(jīng)歷了強烈的變質(zhì)變形作用, 如深熔作用和混合巖化作用等。野外觀察發(fā)現(xiàn), 區(qū)域上的巖漿巖和變質(zhì)巖主要為一套近E-W向拉伸線理的混合巖、混合花崗巖, 以及一套近NE-SW向或NNE-SSW向糜棱線理的糜棱巖、糜棱巖化花崗巖; 其中前者被認(rèn)為是廣西期地殼深熔相關(guān)的花崗質(zhì)巖漿巖和變質(zhì)巖, 而后者則為印支期疊加改造的產(chǎn)物(周登赟和徐夕生, 2017; Wang et al., 2020b)。近期, Chen et al. (2020)在福湖嶺一帶也識別出1005～995 Ma層狀和塊狀鎂鐵質(zhì)火成巖以及991 Ma深熔花崗巖。

本文樣品采自福湖嶺地區(qū)的花崗巖體, 主體呈灰白色, 塊狀構(gòu)造。該巖體經(jīng)歷后期變形作用改造, 邊緣發(fā)育微弱不連續(xù)的片麻狀構(gòu)造, 局部可見拉長的黑云母呈定向?弱定向排列(圖2a), 但無明顯的變質(zhì)反應(yīng)(圖2b～d)。鏡下觀察顯示, 花崗巖樣品主要礦物為石英(40%～50%)、斜長石(15%～20%)、鉀長石(10%～15%)、黑云母(5%～10%), 伴有少量白云母, 副礦物可見磷灰石、鋯石、榍石等。礦物之間的界線較為清晰。石英大多具波狀消光, 斜長石可見聚片雙晶, 局部可見絹云母化。結(jié)合野外和鏡下觀察, 本次研究的花崗巖樣品為片麻狀花崗巖。

2 分析方法

2.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)及原位Lu-Hf同位素分析

通過重砂法和電磁選, 從新鮮樣品中挑選出表面光潔、無裂隙、無包體、透明干凈、形態(tài)較好的鋯石顆粒, 用環(huán)氧樹脂固定鋯石并制成樣品靶后拋光。通過透反射和陰極發(fā)光(CL)圖像選取合適的位置進(jìn)行鋯石U-Pb定年及Lu-Hf同位素測試。鋯石CL圖像拍攝在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室JXA-8100型電子探針上完成。

礦物代號: Bt. 黑云母; Kfs. 鉀長石; Qtz. 石英; Pl. 斜長石。

鋯石U-Pb同位素定年在中山大學(xué)廣東省地球動力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室利用激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為GeolasHD 193 nm ArF準(zhǔn)分子激光器, 電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)型號為iCAP RQ。分析采用的激光束斑直徑為32 μm, 頻率為5 Hz, 詳細(xì)的分析測試過程見Wang et al. (2020a)。U-Pb同位素定年數(shù)據(jù)采用鋯石標(biāo)樣91500(1062.4±0.6 Ma; Wiedenbeck et al., 1995)來進(jìn)行同位素分餾校正, 使用Ple?ovice(337.13±0.37 Ma; Sláma et al., 2008)監(jiān)控數(shù)據(jù)質(zhì)量。鋯石諧和圖繪制及加權(quán)平均年齡的計算利用Isoplot ver.3.6軟件(Ludwig, 2003)完成。

鋯石Lu-Hf同位素原位分析在中山大學(xué)地球動力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室完成。利用Neptune-Plus型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)和GeolasHD 193 nm ArF激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)用完成。激光束斑直徑和頻率分別為44 μm和6 Hz, 詳細(xì)的分析流程見Hu et al. (2012)。采用鋯石標(biāo)樣91500校正同位素分餾效應(yīng), 鋯石標(biāo)樣Ple?ovice監(jiān)控儀器。采用172Yb和175Lu扣除176Hf的同質(zhì)異位素176Yb和176Lu的干擾。其數(shù)值計算分別使用176Yb/172Yb=0.5886 (Chu et al., 2002)和176Lu/175Lu=0.02656(De Bievre and Taylor, 1993)進(jìn)行校正。計算Hf()值的各項參數(shù)中,176Lu衰變常數(shù)為1.867×10?1a?1(Scherer et al., 2001), 現(xiàn)今球粒隕石176Hf/177Hf和176Lu/177Hf值分別為0.282772和0.0332(Blichert-Toft and Albarede, 1997), 虧損地幔176Hf/177Hf值為0.28325(Vervoort and Blichert-Toft, 1999); 二階段模式年齡計算中, 平均地殼176Lu/177Hf值為0.015,cc為?0.55(Griffin et al., 2002)。

2.2 全巖主量、微量元素及Nd同位素地球化學(xué)分析

全巖主量、微量元素分析測試在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室進(jìn)行。主量元素測試采用熔片法, 利用Rigaku RIX 2000 X射線熒光光譜(XRF)進(jìn)行測試。詳細(xì)的實驗流程及數(shù)據(jù)處理方法見Li et al. (2005b)。微量元素分析采用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS), 樣品中加入1∶1的HF+HNO3, 在密封罐中高溫高壓溶解制成溶液后上機進(jìn)行測試。使用美國地質(zhì)調(diào)查局標(biāo)準(zhǔn)W-2和G-2以及國家標(biāo)準(zhǔn)GSR-1、GSR-2和GSR-3校正樣品的含量, 分析精度優(yōu)于5%, 詳細(xì)的實驗流程及數(shù)據(jù)處理方法見Li (1997)。

全巖Nd同位素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成。Nd的化學(xué)分離使用HF+HCl和HNO3溶解樣品, 再使用陽離子樹脂和二-(2-乙基己基)磷酸(HDE-HP)進(jìn)行化學(xué)分離, 采用VG-354固體質(zhì)譜儀進(jìn)行測試。使用143Nd/144Nd=0.7219進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化。VG-354測定的NBS987標(biāo)樣143Nd/144Nd=0.5119。詳細(xì)的實驗流程及數(shù)據(jù)處理方法見李獻(xiàn)華等(2002)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)及原位Lu-Hf同位素結(jié)果

本文對廣東陽江福湖嶺地區(qū)3件片麻狀花崗巖樣品(FH-8、FH-14A和FH-15A)開展了詳細(xì)的鋯石U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素測試, 具體分析結(jié)果分別見表1和表2。3件樣品中鋯石顆粒大多呈透明?半透明、無色?深褐色、自形?半自形, 長度變化范圍為50～200 μm, 長寬比介于1∶1～3∶1之間, CL圖像上可見清晰的振蕩環(huán)帶, 少數(shù)鋯石存在核?邊結(jié)構(gòu)。

表1 福湖嶺片麻狀花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定結(jié)果

續(xù)表1:

續(xù)表1:

表2 福湖嶺片麻狀花崗巖鋯石Lu-Hf同位素組成

對樣品FH-8中24顆鋯石開展了U-Pb定年分析, 其中8顆鋯石具較老的207Pb/206Pb表觀年齡, 為1072～ 1643 Ma, 屬于繼承鋯石; 另有5顆鋯石由于Pb丟失, 落在諧和線之下; 剩下的11顆鋯石Th/U值介于0.19～1.88之間, 其206Pb/238U表觀年齡變化范圍為948～1025 Ma, 加權(quán)平均年齡為982±19 Ma (MSWD=0.50,=11)(圖3a), 代表該樣品的結(jié)晶年齡。

樣品FH-14A中的15個分析點206Pb/238U加權(quán)平均年齡為984±12 Ma(MSWD=0.05,=15); CL圖像顯示這些鋯石具有清晰的振蕩環(huán)帶, Th/U值介于0.04～1.18之間, 絕大部分大于0.10, 為巖漿成因鋯石, 加權(quán)平均年齡代表其結(jié)晶年齡。另4個分析點諧和的年齡為448±14 Ma(MSWD=0.07)(圖3b), 為下交點年齡, 其Th/U值小于0.1(0.02～0.04), CL圖像顯示這些鋯石的繼承核外圍有增生邊, 可能為變質(zhì)增生成因。另7顆鋯石由于其表觀年齡207Pb/206Pb>207Pb/235U>206Pb/238U, 可能在后期的構(gòu)造事件中發(fā)生了Pb丟失。剩余4顆較老的鋯石的207Pb/206Pb表觀年齡分別為1301 Ma、1551 Ma(2顆)和1855 Ma, 屬于繼承鋯石。在鋯石原位的Lu-Hf同位素分析中(表2), 樣品中鋯石176Lu/177Hf 值為0.000464～0.001535,176Hf/177Hf值為0.281931～ 0.282144, 對應(yīng)的Hf()值為?8.7～?1.5, 峰值為?3.2, 二階段模式年齡(DM2)為2.38～1.93 Ga。

在樣品FH-15A中, 10顆鋯石具較老的207Pb/206Pb表觀年齡, 為1146～2501 Ma, 屬于繼承鋯石。余下的12顆鋯石均落在諧和線上, Th/U值為0.10～1.42, 其206Pb/238U表觀年齡為977～1000 Ma, 加權(quán)平均年齡為986±17 Ma(MSWD=0.05,=12)(圖3c), 代表該樣品的結(jié)晶年齡。

3.2 全巖地球化學(xué)特征

福湖嶺片麻狀花崗巖樣品的全巖主量、微量和Nd同位素分析結(jié)果見表3。片麻狀花崗巖樣品SiO2含量具有一定的變化范圍(67.70%～77.38%, 歸一化后含量, 下同), FeOT含量為3.47%～5.87%, TiO2含量為0.62%～0.76%, P2O5含量為0.06%～0.16%, 具較低的CaO(1.20%～3.62%)和Na2O含量(0.43%～2.34%)。樣品的Al2O3含量為10.16%～15.67%, K2O含量為1.59%～4.50%。在QAP圖解上, 樣品落入二長花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖4a)。樣品A/CNK值變化范圍為1.13～ 1.76, A/NK值介于1.95～4.19之間, 具過鋁質(zhì)花崗巖的特征(圖4b)。樣品全堿(Na2O+K2O)含量較高(2.02%～6.12%), 并具有高K2O/Na2O值(0.86～3.74)。在K2O-SiO2圖解中, 樣品落入鈣堿性系列區(qū)域(圖4c), 為鈣堿性過鋁質(zhì)花崗巖。

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖5a), 樣品呈顯著的輕稀土元素富集, 重稀土元素虧損的右傾特征, 輕重、稀土元素分異明顯, (La/Yb)N=9.35～19.01, (Gd/Yb)N=1.56～2.89。樣品稀土元素總量(ΣREE)為157×10?6～255×10?6, 具Eu負(fù)異常(δEu=0.40～0.62)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖5b), 樣品呈富集大離子親石元素(LILE)和虧損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顯示, 本次研究的片麻狀花崗巖樣品與武夷?南嶺?云開地區(qū)早新元古代(約982～909 Ma)火成巖相類似(圖5a、b)。樣品具有負(fù)的Nd()值(?7.4～?5.4), 其二階段模式年齡(DM2)為2.2～2.1 Ga。

鋯石中實線圈和虛線圈分別標(biāo)注了代表性鋯石顆粒U-Pb和原位Lu-Hf同位素測試位置。

表3 福湖嶺片麻狀花崗巖全巖主量(%)、微量元素(×10?6)及Nd同位素分析結(jié)果

圖4 福湖嶺片麻狀花崗巖QAP(a)、A/NK-A/CNK(b)和K2O-SiO2(c)圖解

華南早新元古代火成巖數(shù)據(jù)來源: Shu et al., 2008; 舒良樹等, 2008; Wang et al., 2014。球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)引自Sun and McDonough, 1989。

4 討 論

4.1 巖石成因

顯微鏡下特征顯示, 福湖嶺片麻狀花崗巖礦物自形程度較好, 礦物之間的界線清晰, 無明顯的礦物變質(zhì)反應(yīng)或反應(yīng)殘留結(jié)構(gòu); 局部黑云母含量較高且有定向排列的特征, 說明樣品雖受后期(或近同期)變形作用的影響但程度較弱。鏡下觀察未見明顯的礦物蝕變現(xiàn)象, 且樣品的燒失量(LOI)較低(0.94%～1.77%), 且與活潑元素氧化物(如K2O和Al2O3等)和大離子親石元素(如Rb、Ba、Nb和Ta等)不具明顯的相關(guān)關(guān)系(圖6a～d), 說明它們受后期流體蝕變影響較小。高場強元素(如Zr)地球化學(xué)性質(zhì)一般較穩(wěn)定, 不易受變質(zhì)、蝕變、風(fēng)化等作用的影響。本文樣品中Zr與其他大離子親石元素(如Rb、Ba和Nb)均呈明顯的相關(guān)關(guān)系(圖6e、f)。綜上, 樣品中微量元素含量未受到后期蝕變作用的顯著影響, 因此可以用來約束它們的源區(qū)性質(zhì)及其形成構(gòu)造背景。

粵西福湖嶺片麻狀花崗巖樣品中主要礦物為石英、斜長石、鉀長石和黑云母, 伴有少量白云母, 未見角閃石(圖2b～d)。該套片麻狀花崗巖不含堿性礦物, 且具較低的10000×Ga/Al(平均值為2.49, <2.6)和Zr+Nb+Ce+Y值(平均值為352×10?6, ≤350), 大部分樣品點都落入非A型花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖7a、b)。且樣品輕重稀土元素分異明顯, (La/Yb)N=9.35～19.01, 不具有A型花崗巖特征的“海鷗型”稀土元素配分型式(賈小輝等, 2009)。此外, 樣品含黑云母等含水礦物, 與貧水的A型花崗巖特征不符。福湖嶺片麻狀花崗巖樣品含有黑云母、白云母等富鋁礦物, 其A/CNK值大于1.1, 為過鋁質(zhì)。樣品中未見角閃石等暗色礦物, CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物中剛玉分子含量大于1.0%, P2O5和SiO2不具顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系。在(Al2O3-(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO)圖解中, 樣品都落在S型花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖7c)。綜上, 福湖嶺片麻狀花崗巖特征明顯不同于I型花崗巖(Wolf and London, 1994), 應(yīng)為S型花崗巖。

在微量元素蛛網(wǎng)圖中, 粵西福湖嶺片麻狀花崗巖富集LILE, 虧損Nb、Ta、Ti和P元素(圖5b), (Ti/Gd)PM=0.27～0.37, 可能與磷灰石及含鈦礦物的分離結(jié)晶有關(guān)。樣品稀土元素配分曲線呈明顯右傾型, (La/Yb)N=9.35～19.01, (La/Sm)N=3.44～4.06, 輕、重稀土元素分異明顯。且樣品具Ba、Sr和Eu負(fù)異常(圖5a、b), 表明巖漿源區(qū)可能發(fā)生斜長石的分離結(jié)晶作用。

過鋁質(zhì)S型花崗巖通常被認(rèn)為是地殼(變)沉積巖部分熔融形成的(Sylvester, 1998; Clemens, 2003; Jiang et al., 2011)。福湖嶺片麻狀花崗巖樣品SiO2含量變化較大(67.70%～77.38%), 具有較高K2O/Na2O值(0.9～3.7, 大部分>1)。樣品Nb/Ta值為8.06～16.63, 平均值為12.64, 與大陸地殼Nb/Ta平均值(～11)相近(Rudnick and Gao, 2003), 且其Nd() 和Hf()值皆落入全球下地殼和全球沉積物區(qū)域內(nèi)(圖8a), 這與(變)沉積巖部分熔融形成的S型花崗質(zhì)巖石特征較為一致。然而, 相對于典型的變泥質(zhì)源區(qū)(如喜馬拉雅淡色花崗巖)部分熔融的產(chǎn)物(Harris and Inger, 1992; Aikman et al., 2012; 吳福元等, 2015), 本文樣品具有較高的CaO/Na2O值(0.7～8.5, >0.6)以及較低的Al2O3/TiO2值(16.1～22.7), 類似于拉克蘭褶皺帶的過鋁質(zhì)花崗巖, 表明其源區(qū)組成可能是以變硬砂巖為主(Wyborn et al., 1987; Chappell and White, 1992)。此外, 在CaO/Na2O-Al2O3/TiO2圖解中(圖8b), 樣品落入泥質(zhì)派生熔體和玄武質(zhì)派生熔體之間區(qū)域, 推測其可能來源于變泥質(zhì)和變火成巖兩端元混合源區(qū)。且樣品具有較高的FeOT、MgO、TiO2、Cr和Ni含量, 以及較低的Al2O3/(MgO+FeOT)值, 認(rèn)為其源區(qū)可能有基性火成巖衍生熔體成分的加入。微量元素蛛網(wǎng)圖和稀土元素配分圖顯示, 福湖嶺片麻狀花崗巖和華夏地塊武夷?南嶺?云開地區(qū)早新元古代花崗質(zhì)巖石的特征較為一致(圖5a、b), 表明它們具有相似的成因, 可能是古老的變沉積巖和變火成巖源區(qū)部分熔融的產(chǎn)物(Shu et al., 2008, 舒良樹等, 2008; Wang et al., 2014)。此外, 樣品中鋯石Hf()值變化范圍較大, 介于?8.7～?1.5之間, 峰值為?3.2, Hf模式年齡(DM2)為2.4～1.9 Ga; 全巖Nd()值為?7.4～?5.4, Nd模式年齡(DM2)為2.2～2.1 Ga, 其同位素地球化學(xué)特征與由變沉積巖為主和部分變火成巖的華夏武夷?云開地區(qū)的變質(zhì)基底相似(Yu et al., 2005, 2007; Wan et al., 2007, 2010; Wang et al., 2014)。綜上所述, 福湖嶺S型片麻狀花崗巖可能為華夏地塊基底古?中元古代的變沉積巖和變火成巖基底巖石部分熔融的產(chǎn)物。

圖6 福湖嶺片麻狀花崗巖TiO2、K2O、Sr、Ba與LOI圖解(a～d)和Rb-Zr(e)、Nb-Zr(f)圖解

圖7 福湖嶺片麻狀花崗巖Ce-10000×Ga/Al(a)、Y-10000×Ga/Al(b)和(Al2O3?(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO)(c)判別圖解(圖a, b底圖據(jù)Whalen et al., 1987; 圖c底圖據(jù)White and Chappell, 1977)

OIB. 洋島玄武巖; MORB. 洋中脊玄武巖; 喜馬拉雅強過鋁花崗巖數(shù)據(jù)和端元混合曲線據(jù)Sylvester et al., 1998。

4.2 構(gòu)造背景

福湖嶺地區(qū)位于華夏地塊云開地區(qū)的東南緣。由于顯生宙多期次巖漿?構(gòu)造事件的強烈疊加、改造, 長期以來區(qū)域上的花崗質(zhì)巖石、零星出露的基性巖以及一些變質(zhì)巖的年齡一直未能得到很好的限定。

本次研究獲得福湖嶺花崗質(zhì)巖石樣品的結(jié)晶年齡分別為982±19 Ma、984±12 Ma和986±17 Ma, 為新元古代早期。樣品FH-14A中還獲得448±14 Ma的變質(zhì)年齡, 表明其可能經(jīng)歷了顯生宙以來的廣西期變質(zhì)變形作用。前人在對華夏地塊的前寒武紀(jì)地質(zhì)研究中, 通過全巖同位素或古生物定年方式確定了一套新元古代早期的巖石, 如劉邦秀等(2001)在贛南鶴仔獲得花崗閃長巖Pb-Pb同位素年齡為996±29 Ma; 南頤(1989, 1994)根據(jù)微古植物化石和同位素年齡將云開群時代定為新元古代青白口紀(jì); 李獻(xiàn)華等(1993)在云開群斜長角閃巖中獲得Sm-Nd等時線年齡為971±69 Ma。近年來, 一些學(xué)者在華夏腹地武夷?云開?南嶺地區(qū)中厘定了一系列早新元古代巖石組合(表4), 如Wang et al. (2013b, 2014)沿武夷?南嶺?云開一帶識別出了982～913 Ma花崗片麻巖和984～969 Ma的角閃巖、斜長角閃巖和變基性巖; Zhang et al. (2012)在云開北部識別出997～978 Ma的斜長角閃巖和變基性巖; Shu et al. (2008, 2011)和舒良樹等(2008)在粵東北興寧、徑南獲得了流紋巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為972±8 Ma; 張志蘭等(1997)對云開群中的變英安斑巖進(jìn)行了鋯石U-Pb測年, 也獲得了約940～920 Ma的年齡。此外, 在武夷建寧地區(qū)、建陽地區(qū), 南嶺增城、南雄地區(qū), 以及云開高州、信宜等地區(qū)新元古代沉積巖中也發(fā)現(xiàn)了大量年齡峰值為0.95 Ga的碎屑鋯石(于津海等, 2006, 2007; Wan et al., 2007, 2010; Yu et al., 2008, 2010; 王麗娟等, 2008; Xiang and Shu, 2010)。同樣, 華夏地塊廣西期、印支期塊狀花崗巖和片麻狀花崗巖捕擄鋯石中大都具有約1.0～0.9 Ga的年齡峰值(丁興等, 2005; Wang et al., 2007b, 2007c, 2010, 2012, 2013a)。因此, 在華夏地塊內(nèi)部沿武夷?南嶺?云開地區(qū)存在早新元古代(約980～920 Ma)的構(gòu)造?巖漿事件。

表4 華夏地塊早新元古代巖石年齡統(tǒng)計表

續(xù)表4:

前人研究表明, 早新元古代(約1000～900 Ma)華夏地塊武夷?南嶺?云開一帶為一個火山弧?弧后盆地體系。如周漢文等(1994)首次獲得950 Ma左右的低壓麻粒巖相變質(zhì)作用年齡, 認(rèn)為此時云開地區(qū)處于拉張的構(gòu)造環(huán)境; 張志蘭等(1998)在云開地區(qū)識別的早新元古代英安斑巖形成于火山弧背景; 覃小鋒等(2006)在云開地區(qū)北緣“云開巖群”變質(zhì)巖系中發(fā)現(xiàn)了一套MORB型變基性火山巖, 推測其代表了中?新元古代古洋殼殘片; Zhang et al. (2012)在華夏云開地區(qū)的廣西北流和廣東信宜, 識別出約997～978 Ma原巖為弧玄武巖的斜長角閃巖和富Nb玄武巖, 指示云開地區(qū)北部在～1.0 Ga時期為弧?弧后盆地體系; Wang et al. (2013b)沿華夏地塊武夷?云開地區(qū)一帶識別出早新元古代(約984～969 Ma)MORB型和火山弧型原巖的斜長角閃巖、角閃巖和變輝長巖及花崗巖類, 指示約1000～900 Ma武夷?云開地區(qū)為弧?弧后盆地體系的構(gòu)造背景; 虞鵬鵬等(2017)在華夏地塊云開地區(qū)識別出一套富Nb玄武巖類和活動大陸邊緣沉積物組成的構(gòu)造混雜巖, 認(rèn)為該套巖石形成于新元古代早期(～950 Ma)的島弧環(huán)境; 周岱等(2017)認(rèn)為在云開地區(qū)北緣識別出的信宜?貴子地區(qū)變玄武巖可能是早新元古代弧后盆地玄武巖的殘余物質(zhì); Shu et al. (2008, 2011)和舒良樹等(2008)在南嶺粵北徑南地區(qū)識別出了972 Ma的流紋巖, 其火山弧地球化學(xué)特征指示了新元古代俯沖拼貼的過程; Wang et al. (2014)報道了武夷?云開地區(qū)982～913 Ma花崗質(zhì)片麻巖, 并認(rèn)為Rodinia外圍大洋巖石圈向揚子地塊西緣和北緣攀西?漢南一帶俯沖, 導(dǎo)致華南陸塊內(nèi)部武夷?云開弧盆體系的發(fā)育。粵西福湖嶺片麻狀花崗巖樣品稀土元素配分圖解呈顯著的右傾特征(圖5a), (La/Yb)N=9.35～19.01, 具Eu負(fù)異常(δEu=0.40～0.62)。樣品富集LILE、虧損HFSE(圖5b), (Nb/La)PM=0.31～0.68, (Ti/Gd)PM=0.27～0.37, 與弧巖漿巖特征類似。此外, 在Nb-Y和Rb-(Y+Nb)圖解中, 花崗巖樣品全部都落在了火山弧花崗巖的區(qū)域中(圖9a、b)。綜上, 華夏地塊內(nèi)部武夷?云開地區(qū)在早新元古代時期(約1000～970 Ma)發(fā)育一套弧?盆體系, 粵西福湖嶺片麻狀花崗巖可能是華夏地塊武夷?南嶺?云開早新元古代俯沖背景下變火成巖和變沉積巖部分熔融的產(chǎn)物。

5 結(jié) 論

(1) 粵西福湖嶺片麻狀花崗巖形成年齡為986～ 982 Ma, 指示華夏地塊內(nèi)部在早新元古代發(fā)生了一次構(gòu)造?巖漿事件。

(2) 粵西福湖嶺片麻狀花崗巖為一套鈣堿性過鋁質(zhì)S型片麻狀花崗巖, 其Nd()和Hf()分別為?7.4～?5.4和?8.7～?1.5, 具有相似的Nd、Hf同位素二階模式年齡, 分別為2.2～2.1 Ga和2.4～1.9 Ga, 地球化學(xué)特征指示該套片麻狀花崗巖來源于華夏地塊基底古?中元古代變沉積巖和基性變火成巖的部分熔融。

圖9 福湖嶺片麻狀花崗巖Nb-Y(a)和Rb-(Y+Nb)(b)圖解(底圖據(jù)Pearce et al., 1984)

(3) 粵西福湖嶺片麻狀花崗巖的地球化學(xué)特征與弧巖漿巖類似, 可能是華夏地塊武夷?南嶺?云開地區(qū)早新元古代俯沖背景下變火成巖和變沉積巖部分熔融形成的。

致謝:中山大學(xué)王洋副教授參與了野外采樣工作, 王玉琨、盧向紅、余永琪和吳賽男博士參與了實驗分析, 兩位匿名審稿人提出了寶貴的意見, 在此一并感謝。

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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

國家自然科學(xué)基金項目(U1701641、41830211、41972235)和廣東省基礎(chǔ)與應(yīng)用基礎(chǔ)研究基金項目(2018B030312007、2019B1515120019)聯(lián)合資助。

羅財寶(1997–), 女, 碩士研究生, 地球化學(xué)專業(yè)。E-mail: luocb6@mail2.sysu.edu.cn

P597; P581

A

1001-1552(2022)05-1008-020

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.013