劉興源, 曹 杰, 李賽賽, 張洪瑞, 吳江波, 辛良偉, 王秋宇, 王建強(qiáng)

(1.桂林理工大學(xué) a.有色金屬礦產(chǎn)勘查與資源高效利用省部共建協(xié)同創(chuàng)新中心; b.地球科學(xué)學(xué)院, 廣西 桂林 541006;2.山東正元地質(zhì)資源勘查有限責(zé)任公司, 濟(jì)南 250101; 3.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037)

江南造山帶位于華南中部, 總體呈帶狀北東-南西向展布, 西起于桂北, 東止于浙西北, 寬約200 km, 延伸約1 500 km, 其北西側(cè)為揚(yáng)子地塊, 南東側(cè)為華夏地塊。該造山帶主要由前寒武紀(jì)地質(zhì)單元組成, 記錄了揚(yáng)子地塊與華夏地塊的碰撞拼貼過程[1-4]。這一匯聚和碰撞過程, 被命名為江南造山運(yùn)動[5-9]。目前對該碰撞拼合的時限還存在爭議: 有研究者將華南新元古代江南造山運(yùn)動與全球格林威爾造山運(yùn)動相關(guān)聯(lián), 認(rèn)為碰撞發(fā)生在格林威爾期[10-12]; 也有人基于地層和巖漿巖年齡資料、 全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)等認(rèn)為, 碰撞時限大約為860～800 Ma[13-15]; 還有人認(rèn)為, 這兩個塊體在新元古代時期可能并沒有完全拼合, 碰撞可能發(fā)生在早古生代[16-21]。這些爭議表明江南造山帶構(gòu)造演化模型和階段劃分還存在諸多不明確之處, 影響了對江南造山作用甚至陸內(nèi)造山作用的理解。例如, 按照前兩種觀點(diǎn), 江南造山帶早古生代構(gòu)造活動屬于典型陸內(nèi)造山, 但后一種觀點(diǎn)則認(rèn)為揚(yáng)子地塊與華夏地塊的拼合屬于一種漫長且緩慢的過程。因此, 選擇合適的研究對象, 精準(zhǔn)限定揚(yáng)子地塊與華夏地塊碰撞拼合時限, 是當(dāng)前亟待解決的科學(xué)問題。

桂北地區(qū)位于江南造山帶西段(圖1a), 區(qū)內(nèi)出露大量前寒武紀(jì)火成巖, 為研究元古代江南造山帶構(gòu)造演化提供了理想條件。前人雖然對江南造山帶西段做了大量研究, 但對新元古代酸性巖漿巖成因仍有不同認(rèn)識: 有人認(rèn)為區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育的中-酸性巖漿巖為揚(yáng)子地塊與華夏地塊在大約860 Ma拼合事件的后碰撞環(huán)境產(chǎn)物[14-15]; 但也有人指出, 新元古代(860～700 Ma)桂北處于活動大陸邊緣, 巖漿活動處于俯沖構(gòu)造背景[22-23]; 還有人用增生造山來解釋區(qū)內(nèi)花崗巖成因[24-25]; 此外, 葛文春等[26]基于該時期發(fā)育的基性巖提出地幔柱觀點(diǎn), 認(rèn)為區(qū)域內(nèi)廣泛發(fā)育的過鋁質(zhì)酸性巖漿巖成因與致使羅迪尼亞超大陸裂解的地幔柱上升導(dǎo)致巖石圈伸展有關(guān)。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置(a)和區(qū)域地質(zhì)簡圖(b)(底圖據(jù)文獻(xiàn)[14-15]和1∶5萬地質(zhì)圖, 年齡數(shù)據(jù)見表5)Fig.1 Tectonic location map(a) and geological map(b) of the study area

江南造山帶內(nèi)新元古代花崗巖形成的高峰期大約為820 Ma, 針對桂北地區(qū)新元古代巖漿事件的研究可能是解決以上問題的關(guān)鍵, 同時對江南造山帶的形成和華南前寒武紀(jì)地殼演化均有一定科學(xué)意義。本研究對尚未有過報道的桂北清明山花崗巖開展了詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查, 對花崗巖體開展了鋯石U-Pb定年, 明確其形成時代。依據(jù)巖相學(xué)和主微量元素地球化學(xué)特征, 結(jié)合鋯石原位Hf同位素結(jié)果, 分析巖漿類型及來源, 探討其形成的構(gòu)造環(huán)境, 進(jìn)而查明江南造山帶西段的構(gòu)造演化。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

桂北地區(qū)位于江南造山帶的西南端(圖1a), 區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育新元古界四堡群、 丹洲群以及大量的花崗巖和鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入巖。四堡群發(fā)育一套巨厚層復(fù)理石建造, 由淺變質(zhì)砂泥質(zhì)巖石組成, 夾有火山碎屑巖、 中基性熔巖、 科馬提巖等, 與上覆丹洲群呈角度不整合接觸。丹洲群下段白竹組為變質(zhì)底礫巖、 礫巖及含礫砂巖, 中段合桐組及上段拱洞組為泥巖和陸源濁積巖夾少量碳酸鹽巖及火山巖, 空間上分布于四堡群外圍。四堡群呈現(xiàn)出一系列近東西向緊閉線狀褶皺, 而丹洲群則表現(xiàn)為一系列近南北向的開闊褶皺, 四堡群和丹洲群均發(fā)生了低綠片巖相的變質(zhì)作用。桂北地區(qū)出露的花崗巖體約占前寒武紀(jì)火成巖(總面積1 685 km2)的92%[14-15, 27-28], 花崗巖體分布基本受NNE向斷裂和近EW向四堡群褶皺控制, 與四堡群呈侵入接觸?；◢弾r體一類以花崗閃長巖為主, 包括本洞、 峒馬、 蒙洞口、 寨滾、 大寨、 龍有等巖體, 出露面積約占6%; 另一類以花崗巖為主, 包括摩天嶺、 元寶山、 田朋、 平英、 清明山等巖體(圖1b)[15]。野外常見花崗閃長巖呈小巖株?duì)钋秩胨谋と褐? 部分被花崗巖侵入并被丹洲群沉積不整合覆蓋。

2 巖體地質(zhì)及巖石學(xué)特征

清明山花崗巖體位于羅城縣寶壇鄉(xiāng)以東, 出露面積約18 km2, 呈巖株?duì)町a(chǎn)出, NNE向延伸, 巖性為黑云母花崗巖, 與圍巖四堡群呈侵入接觸關(guān)系, 界線多呈彎曲狀, 侵入接觸界面總體傾向巖體外側(cè), 傾角多在40°以上。巖體西側(cè)為NNE向四堡斷裂(圖1b)?？拷鼣嗔烟帋r石脆、 韌性變形明顯, 并發(fā)生硅化、 綠泥石化。巖石新鮮面為淺灰白色、 淺肉紅色, 風(fēng)化面呈土黃色, 中-粗?；◢徑Y(jié)構(gòu), 局部見有似斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物為鉀長石(40%～45%)、 石英(35%～40%)、 斜長石(An=5～10, 10%～20%)、 黑云母(3%～5%)。鉀長石呈半自形-自形板柱狀, 粒徑2～5 mm, 以條紋長石為主, 少量正長石及微斜長石, 局部礦物晶體因受力發(fā)生碎裂; 石英呈他形粒狀, 粒徑1～4 mm, 表面干凈, 局部見有波狀消光現(xiàn)象; 斜長石呈半自形板柱狀, 粒徑1～5 mm, 可見聚片雙晶, 部分斜長石發(fā)生絹云母化; 黑云母呈半自形片狀, 粒徑0.5～3 mm, 部分發(fā)生絹云母化、 綠泥石化; 另外, 偶見少量白云母呈細(xì)小鱗片狀充填于裂隙中, 為后期次生作用的產(chǎn)物(圖2)。

圖2 清明山花崗巖顯微照片F(xiàn)ig.2 Micrographs of Qingmingshan granitea—單偏光；b—正交偏光；Kf—鉀長石；Pl—斜長石；Qz—石英；Ser—絹云母

3 樣品采集及測試

本次工作共采集清明山花崗巖樣品7件, 其中1件樣品(G19025-N1)進(jìn)行鋯石U-Pb同位素和Hf同位素測試, 6件樣品進(jìn)行主微量和稀土元素測試。

鋯石挑選、 制靶及拍照在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所及重慶宇勁科技有限公司完成。鋯石U-Pb同位素年代學(xué)、 Hf同位素和主微量元素分析在桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石U-Pb同位素年代學(xué)采用LA-ICP-MS完成, ICP-MS型號為Agilent 7500, 激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas HD, 束斑直徑為32 μm, 分別使用NIST 610硅酸鹽玻璃和91500鋯石(1 062 Ma)作為元素和年齡外標(biāo); 以29Si為內(nèi)標(biāo), 使用單內(nèi)標(biāo)多外標(biāo)法校正鋯石中的微量元素含量。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)分析、 處理及U-Th-Pb同位素值等計算使用ICPMSDataCal 7.2軟件; U-Pb年齡諧和圖繪制和加權(quán)平均年齡計算采用Isoplot 3.0完成, 單顆數(shù)據(jù)點(diǎn)誤差均為1σ, 加權(quán)平均置信度為95%。鋯石原位Hf同位素測試?yán)眉す舛嘟邮盏入x子質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)完成。剝蝕激光束斑直徑43 μm, 脈沖頻率8 Hz, 剝蝕時間約30 s, 用標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1作為外標(biāo), 對同位素分餾進(jìn)行校正。重復(fù)分析GJ-1鋯石標(biāo)樣獲得的平均176Hf/177Hf=0.281 992±0.000 012(2σ,n=7)。主量元素分析采用堿熔玻璃片XRF法, 使用日本理學(xué)ZSX Primus Ⅱ X射線熒光光譜儀分析; 微量元素采用高溫高壓消解酸溶法, 測試儀器為Agilent-7500cx型ICP-MS。主量元素分析精度優(yōu)于2%～5%, 微量元素分析精度優(yōu)于5%～10%。詳細(xì)測試方法見參考文獻(xiàn)[29]。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年齡

樣品G19025-N1鋯石U-Pb同位素分析結(jié)果見表1。鋯石均呈自形程度較好的長柱狀, 粒徑在100～200 μm, 少數(shù)>200 μm, 長寬比2∶1～3∶1。鋯石的CL圖像顯示其陰極發(fā)光性相對較好, 韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)較發(fā)育(圖3)。鋯石的Th含量為(147.6～659.0)×10-6, U含量為(818.3～2 961.5)×10-6, Th/U值(15號測點(diǎn)除外)均大于0.1(0.11～0.46), 以上特征表明其為巖漿成因[30]。15號點(diǎn)Th/U值(0.08)小于0.1的原因可能與疊加變質(zhì)有關(guān)。35個鋯石U-Pb同位素測試點(diǎn)均位于鋯石邊部(圖3),206Pb/238U年齡集中在(817±6.4)～(832±4.8) Ma, 加權(quán)平均年齡為823.8±1.8 Ma(圖4), 代表了巖漿結(jié)晶年齡。

表1 清明山花崗巖(G19025-N1) LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果

圖3 清明山花崗巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from Qingmingshan granite

圖4 清明山花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 U-Pb concordia diagram of zircon from Qingmingshan granite

4.2 鋯石原位Hf同位素

對30顆鋯石U-Pb同位素測年樣品進(jìn)行同顆粒鋯石原位Lu-Hf同位素分析(位置見圖3), 數(shù)據(jù)結(jié)果列于表2。30件樣品中鋯石的176Yb/177Hf值為0.013 664～0.095 589, 平均0.052 116, 并且絕大部分鋯石176Lu/177Hf值小于0.002, 表明鋯石形成后放射性成因Hf積累很少, 可以很好地反映鋯石形成時巖漿的Hf同位素組成特征[31]。εHf(t)值主要為-5.8～-2.6, 平均-4.3(23號除外), 對應(yīng)二階段模式年齡(TDM2)為2 073～1 875 Ma,平均2 003 Ma。值得注意的是, 23號測點(diǎn)εHf(t)值為-13.1, 二階段模式年齡(TDM2)為2 544 Ma(圖5)。

表2 清明山花崗巖(G19025-N1)鋯石Hf同位素分析結(jié)果

圖5 清明山花崗巖εHf(t)與U-Pb年齡[32]關(guān)系(a)及εHf(t)(b)、 TDM2統(tǒng)計直方圖(c)Fig.5 εHf(t) vs. U-Pb ages(a), εHf(t)(b) and TDM2(c) histograms of zircons from Qingmingshan granite

4.3 全巖地球化學(xué)特征

圖6 清明山花崗巖A/NK-A/CNK(a)[33]及K2O-SiO2(b)[34]圖解(前人數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)[14])Fig.6 A/NK vs.A/CNK(a) and K2O vs.SiO2(b) diagrams from Qingmingshan granite

表3 清明山花崗巖主、 微量元素分析結(jié)果

樣品稀土元素總量較低((60.5～96.7)×10-6), LREE/HREE值為2.89～3.62, LaN/YbN值為2.43～3.55, 顯示輕重稀土弱-中等分餾。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示出Rb、 Th、 U、 Pb等大離子親石元素及Ta元素明顯富集, Ba、 Sr元素明顯虧損(圖8a)。Sr元素的虧損可能與巖石中的Ca含量低或者斜長石在巖漿演化過程中的大量結(jié)晶有關(guān)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖8b), 稀土元素分布曲線呈右傾“海鷗”型, 具有強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常(δEu平均值為0.13)。

5 討 論

5.1 巖體形成時代

研究區(qū)位于江南造山帶西段, 區(qū)內(nèi)花崗巖與圍巖四堡群呈侵入接觸, 與丹洲群呈沉積不整合接觸, 表明其就位于新元古代。來自四堡群中的凝灰?guī)r、 火山碎屑巖以及碎屑鋯石的測年工作指示四堡群的沉積時間為860～830 Ma; 來自丹洲群的凝灰?guī)r以及碎屑鋯石的測年工作指示丹洲群的形成時代晚于805 Ma(表4)。研究區(qū)廣泛發(fā)育的新元古代過鋁質(zhì)酸性巖漿巖, 主要可分為花崗閃長巖和花崗巖兩類, 野外常見花崗巖侵入于花崗閃長巖中[27], 說明花崗巖形成年代稍晚。對區(qū)內(nèi)兩類巖漿巖的形成時代, 前人發(fā)表過較多的同位素年齡數(shù)據(jù), 早期年齡數(shù)據(jù)較分散, 主要為688～1 100 Ma[36-37]。近年來, 對桂北地區(qū)出露的花崗閃長巖體如本洞、 峒馬、 蒙洞口、 大寨、 寨滾及龍有等大量測年工作表明, 其成巖年齡為820～837 Ma; 對花崗巖體如摩天嶺(三防)、 元寶山、 龍勝、 田朋、 平英等成巖時代研究顯示, 其成巖年齡主要集中在794～835 Ma[4, 13-14, 38], 說明兩類巖漿巖同屬于新元古代巖漿活動產(chǎn)物?；◢忛W長巖成巖年齡略早于花崗巖, 與野外觀察到侵入接觸關(guān)系基本一致。前人的年代學(xué)研究結(jié)果顯示, 桂北地區(qū)花崗巖體侵入年齡普遍晚于四堡群沉積年齡下限值, 表明其巖漿活動主要發(fā)育于四堡群層序結(jié)束沉積之后(表4、 5與圖9)。

表4 桂北四堡群和丹洲群年齡數(shù)據(jù)

雖然對江南造山帶西段新元古代巖漿活動產(chǎn)生的動力機(jī)制還有不同認(rèn)識, 但越來越多證據(jù)表明造山帶基底(四堡群)與蓋層(丹州群)之間不整合代表了揚(yáng)子地塊與華夏地塊碰撞造山結(jié)束的標(biāo)志[28]。因此, 對這兩個沉積序列之間的巖漿活動背景研究顯得尤為重要。本次獲得的清明山花崗巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb為823.8±1.8 Ma, 晚于四堡群沉積時限, 與前人測得的區(qū)內(nèi)新元古代花崗巖年齡范圍一致, 屬同時代巖漿活動的產(chǎn)物。

5.2 巖石類型及源區(qū)特征

研究區(qū)花崗巖具有高Si(69.7%～75.8%), 低Co(<2.96×10-6)、 Cr(<5.27×10-6)和Ni(<2.78×10-6)的特點(diǎn), 以及高Rb/Sr值(平均44.4)、 低Zr/Hf值(平均23.4, 高分異花崗巖<25[50])的特征。在哈克圖解上, 主量元素與微量元素(除P2O5外)整體隨SiO2含量的升高而降低(圖7), 表明巖石經(jīng)歷了高程度的結(jié)晶分異。巖體鋯石εHf(t)值主要為-5.8～-2.6, 變化幅度小, 表明其主要為地殼物質(zhì)重熔形成, 與來源于新生幔源物質(zhì)的M型花崗巖特征不符。通常認(rèn)為I、 S型花崗巖的成因主要在其原巖物質(zhì)不同, 前者實(shí)際上是地殼物質(zhì)與幔源巖漿混合作用的產(chǎn)物, 后者則是一種以殼源沉積物為源巖, 經(jīng)過部分熔融、 結(jié)晶而產(chǎn)生[31]。樣品La/Ta值為2.46～3.56, 小于受巖石圈地幔混染熔體的下限值(25)[31], 與鋯石εHf(t)特征一致, 說明巖體在部分熔融過程中并沒有受到幔源物質(zhì)的混染。在光學(xué)顯微鏡下并未見到角閃石等特征礦物, 但在CIPW準(zhǔn)礦物計算中顯示其剛玉分子(c)>1%(表3); 樣品主量元素P2O5元素隨SiO2含量升高變化不明顯(P2O5含量為0.07%～0.08%), 這些特征與S型花崗巖相同。用Watson等[51]方法計算的鋯石飽和溫度(TZr)值為741～821 ℃, 平均756 ℃, 與S型花崗巖成巖溫度相近。以上分析表明, 清明山花崗巖為高分異過鋁質(zhì)S型花崗巖。

圖7 清明山花崗巖主微量元素哈克圖解Fig.7 Harker diagrams of major and trace elements from Qingmingshan granite

通常認(rèn)為, S型花崗巖是由源區(qū)變質(zhì)沉積巖部分熔融或鎂鐵質(zhì)巖漿在下地殼條件下高度分離結(jié)晶而成[52-54]。研究區(qū)花崗巖的Si、 Al、 K含量高, 為鉀質(zhì)-高鉀鈣堿性過鋁質(zhì)巖石。樣品Mg、 Ca、 Ni、 Cr元素含量低, 虧損Nb、 Ta、 Ti、 Sr元素以及Rb/Sr>1的特點(diǎn), 表現(xiàn)出變沉積巖衍生熔體的特征[55], 說明研究區(qū)花崗巖由大陸地殼物質(zhì)熔融而成。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明, 貧Sr過鋁質(zhì)花崗巖可由變泥質(zhì)巖部分熔融形成[52], 樣品在[Al2O3/(MgO+FeOT)]-[CaO/(MgO+FeOT)]和Rb/Ba-Rb/Sr圖解中, 也均落入變質(zhì)泥巖部分熔融區(qū)域(圖10)。這些特征表明清明山花崗巖源區(qū)主要是變質(zhì)泥巖為主的殼源物質(zhì)。此外, 殼源花崗巖的Rb-Sr關(guān)系可以反映部分熔融類型和原巖性質(zhì), 長石和云母在變質(zhì)泥巖中為Sr和Rb的主要寄主礦物, 相比之下, 云母類脫水熔融得到的熔體Rb相對Sr富集強(qiáng)烈, Rb/Sr值高[55]。研究區(qū)花崗巖樣品具有Rb的強(qiáng)烈富集(圖8a)、 高Rb/Sr值(平均44.44)及Rb-Sr較一致的負(fù)相關(guān)關(guān)系及富鉀的特征, 表明源區(qū)主要為高Rb低Sr的富云母類貧斜長石變質(zhì)泥巖發(fā)生的部分熔融。

圖8 清明山花崗巖微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(a)和稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[35], 前人數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[14])Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element spidergram(a) and chondrite-normalized REE parttern(b) for Qingmingshan granite

花崗巖鋯石Hf同位素測試結(jié)果表明(表2), 樣品具有較低的176Hf/177Hf初始值, 除23號點(diǎn)外,εHf(t)值集中在-5.8～-2.6, 二階段模式年齡集中于1 875～2 073 Ma; 23號測點(diǎn)εHf(t)值為-13.1, 二階段模式年齡為2 544 Ma。本文研究結(jié)果與Xia等[32]整理的江南造山帶西段代表性火成巖Hf同位素模式年齡相吻合(圖5a), 佐證了清明山花崗巖物源主要來源于古元古代地殼物質(zhì)。

圖9 桂北四堡群、 丹洲群沉積年齡和侵入巖體年齡分布圖Fig.9 Age distribution of deposition for Sibao，Danzhou Groups and intrusive rock mass in northern Guangxi

5.3 構(gòu)造背景

清明山花崗巖體鉀含量高, 為高鉀鈣堿性-鉀玄質(zhì)花崗巖, 主要由古元古代(少量太古代)富云母貧斜長石類變質(zhì)泥巖部分熔融形成的過鋁質(zhì)S型花崗巖。而過鋁質(zhì)S型花崗巖可以形成于同碰撞或后碰撞環(huán)境, 其高Si, 貧Mg、 Fe, 富集K、 Rb等元素, 虧損Nb、 Sr、 Ti等元素, 與后碰撞階段形成的高鉀鈣堿性花崗巖(KCG)地球化學(xué)特征一致[57]。在構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖11), 樣品均落于與碰撞相關(guān)的后碰撞環(huán)境。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料, 桂北清明山花崗巖的形成環(huán)境與揚(yáng)子地塊和華夏地塊新元古代碰撞有關(guān)，而非地幔柱上升導(dǎo)致地殼重熔。

圖11 桂北地區(qū)花崗巖類Rb/10-Hf-Ta×3(a)[14]及Rb-(Y+Nb)(b)[58]判別圖解(前人數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[14])Fig.11 Rb/10-Hf-Ta×3(a) and Rb-(Y+Nb)(b)discrimination diagrams for granite in northern GuangxiVAG—火山弧花崗巖; WPG—板內(nèi)花崗巖; COLG—碰撞花崗巖; ORG—洋脊斜長花崗巖; S-COLG—同碰撞花崗巖; P-COLG—后碰撞花崗巖

盡管有部分學(xué)者認(rèn)為, 揚(yáng)子地塊和華夏地塊在新元古代時期可能并沒有完全拼合, 而是在早古生代才發(fā)生碰撞[16-21], 但大部分學(xué)者研究結(jié)果表明碰撞發(fā)生在新元古代[10-15]。隨著對江南造山帶研究的深入, 新元古代陸-陸碰撞確切時間仍爭議不斷。部分學(xué)者對造山帶東段贛東北雙溪塢地區(qū)的蛇綠巖套研究后發(fā)現(xiàn), 其內(nèi)發(fā)育有仰沖型淡色花崗巖(大約880 Ma)和與高壓環(huán)境有關(guān)的藍(lán)閃片巖(大約860 Ma), 這套組合被認(rèn)為是揚(yáng)子地塊與雙溪塢火山弧拼合的產(chǎn)物, 并將揚(yáng)子與華夏地塊拼合時間限制在大約880～860 Ma[59-60]。但近些年來通過對桂北、 湘西等造山帶西段地區(qū)860～830 Ma的基性、 中性巖漿巖研究顯示, 這些具有島弧性質(zhì)的基性巖及中性-中酸性的安山巖、 高M(jìn)g#閃長巖形成環(huán)境仍與洋-陸俯沖作用有關(guān)[61-64], 表明造山帶西段至少約830 Ma以前仍處于活動大陸邊緣環(huán)境。那么, 贛東北地區(qū)這套巖石組合研究結(jié)果可能僅代表造山帶東段地區(qū)俯沖結(jié)束、 陸-陸碰撞造山開始的時限(880～860 Ma), 而造山帶西段華南洋向揚(yáng)子地塊之下俯沖并沒有結(jié)束。

與江南造山帶東段不同, 造山帶西段缺少蛇綠巖以及高壓、 超高壓變質(zhì)巖對該碰撞時限的約束, 使得限定碰撞時間十分困難。但前人通過對造山帶西段地區(qū)基底及上覆蓋層研究指出, 四堡群形成于揚(yáng)子地塊與華夏地塊碰撞前的弧后盆地環(huán)境, 上覆蓋層丹洲群則形成于碰撞后陸內(nèi)裂谷環(huán)境, 它們之間的不整合是造山運(yùn)動的標(biāo)志[3, 27, 65-66]。桂北地區(qū)四堡群及丹洲群的鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)表明四堡群沉積結(jié)束時限在830 Ma左右, 丹洲群最大沉積年齡大約為800 Ma(表4), 不整合形成的時限被限制在大約830～800 Ma, 加之造山帶西段普遍缺失825～800 Ma具島弧性質(zhì)的基性巖, 表明此時限內(nèi)洋殼俯沖已經(jīng)終止, 揚(yáng)子地塊與華夏地塊已完成拼貼。

前人年代學(xué)資料顯示, 造山帶西段花崗巖活動年齡峰值在825 Ma左右[3, 26, 46, 65]。不同學(xué)者對該期花崗巖做了大量研究, 大部分學(xué)者認(rèn)為這些花崗巖為碰撞環(huán)境下的過鋁質(zhì)酸性巖漿巖[15, 47-48, 67]。但從已有的報道來看, 同碰撞花崗巖的規(guī)模遠(yuǎn)小于后碰撞花崗巖[48, 67], 這可能與陸塊碰撞而形成的強(qiáng)烈擠壓環(huán)境不利于同碰撞花崗巖大面積形成有關(guān)。桂北丹洲群白竹組底部為礫巖, 反映了先期造山帶垮塌導(dǎo)致的快速抬升、 剝蝕、 短距離搬運(yùn)和沉積作用[68], 表明區(qū)內(nèi)存在碰撞造山后期構(gòu)造環(huán)境的變化。一般來說陸-陸碰撞后期, 增厚地殼進(jìn)一步縮短, 會導(dǎo)致剝蝕、 退變質(zhì)和造山帶垮塌作用, 從而促使強(qiáng)烈的擠壓環(huán)境向伸展環(huán)境轉(zhuǎn)變[69-70], 這反而更容易促使后碰撞巖漿巖大面積發(fā)育。而構(gòu)造環(huán)境的變化除導(dǎo)致地殼部分熔融形成過鋁質(zhì)酸性巖漿巖外, 也會促使部分基性巖形成。Zhou 等[4]對造山帶西段梵凈山群中的基性-超基性巖研究表明其平均成巖年齡在822±15 Ma左右,εHf(t)為+3.9～+5.97, 表明這些源于富集地幔熔融形成的基性巖-超基性巖可能是碰撞造山后期軟流圈上涌形成的。因此, 造山帶西段陸-陸碰撞時限更可能發(fā)生在830～800 Ma。

清明山花崗巖形成時間為823.8±1.8 Ma, 與區(qū)內(nèi)花崗巖825～800 Ma為同期巖漿活動產(chǎn)物, 均屬于后碰撞環(huán)境, 顯示為后碰撞花崗巖。而在后碰撞階段, 巖石圈分層、 俯沖板片的自然斷離等均會導(dǎo)致造山帶垮塌, 此時深部地幔物質(zhì)上涌, 可以為地殼物質(zhì)部分熔融形成花崗質(zhì)巖漿提供熱源。清明山后碰撞花崗巖即為地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

綜上, 清明山花崗巖體是后碰撞階段巖漿活動產(chǎn)物, 反映了江南造山帶西段陸-陸碰撞發(fā)生在新元古代早期, 且時限不晚于823 Ma。

6 結(jié) 論

(1)江南造山帶西段桂北地區(qū)清明山花崗巖鋯石U-Pb年齡為823.8±1.8 Ma, 形成于新元古代早期。

(2)清明山花崗巖與高分異S型花崗巖地球化學(xué)特征一致, 具有負(fù)的鋯石εHf(t)值(-5.8～-2.6)。主微量元素及同位素地球化學(xué)特征指示清明山花崗巖可能源自古元古代(少量太古代)富云母貧斜長石類變質(zhì)泥巖部分熔融。

(3)清明山花崗巖形成于后碰撞構(gòu)造環(huán)境。

(4)江南造山帶西段陸-陸碰撞時限不晚于823 Ma。