桂东南莲垌和古龙岩体加里东期I型花岗岩类的岩石成因及构造意义

Petrogenesis and tectonic significance of Caledonian I-Type granitoids in the Gulong and Liandong plutons in southeastern Guangxi

摘要

早古生代加里东造山运动使整个华南板块产生了广泛的岩浆活动,而关于华南早古生代的构造属性是俯冲-碰撞还是陆内造山尚存争议。对钦杭结合带的I型花岗岩成因研究对揭示桂东南地区早古生代地球动力学背景及其构造演化具有重要的地质意义。本文对桂东/南莲垌和古龙岩体中的花岗岩样品进行了全岩地球化学分析、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析。莲垌和古龙岩体花岗岩的形成时代相近,分别为435~434和436~435 Ma。莲垌和古龙岩体均为花岗闪长岩,并具有相似的地球化学特征:10 000Ga/Al值为2.07,w(Zr+Nb+Ce+Y)值为183×10^-6,A/CNK为0.87~1.1,平均值为0.97,ε_Hf(t)值为-2.2~1.8,主要集中在0~2,对应的T_DM2年龄主要分布在1.6~1.2 Ga,峰值在1.5~1.3 Ga,Nb/Ta值为11.47~14.66,平均值为12.80,Rb/Sr值为0.22~0.52。以上分析结果表明:莲垌和古龙岩体均为钙碱性I型花岗岩,来源于中元古代基底变质火成岩的部分熔融,并可能含一定的幔源物质。其主要形成过程为:华南板块南部与冈瓦纳北缘大规模碰撞所产生的应力,自南向北、自东向西传入华南板块,引发华南板块陆内造山作用。加厚的岩石圈经历了造山后伸展-减薄,地幔物质上涌为下地壳部分熔融提供了热量,形成新生地壳熔融型(如古龙岩体)或新生地壳与古老地壳混合熔融型(如莲垌岩体)的母岩浆;在陆内造山作用期后的伸展环境下,母岩浆沿通道上涌,形成了具有俯冲-碰撞特征的I型花岗岩。

关键词

加里东期 / 花岗岩类 / 地球化学 / 锆石U-Pb年代学 / 锆石Lu-Hf同位素 / 桂东南

Key words

Caledonian / granitoids / geochemistry / zircon U-Pb dating / zircon Lu-Hf isotopes / southeastern Guangxi

0 引言

华南板块主要由扬子与华夏地块构成,自元古宙以来经历了长时间、多期次的构造运动,包括弧-弧碰撞^[1]、弧-陆碰撞^[2-3]、陆-陆碰撞^[4-5]以及构造单元内部裂解^[2,5]等构造事件。目前,大多数学者认同扬子与华夏地块拼接后,在早—中古生代、二叠—三叠纪和侏罗—白垩纪发生了3期造山运动^[1-2,6-7];其中加里东运动是华南大陆显生宙演化历史上一次重要的造山运动,以中泥盆统与前泥盆系之间的角度不整合及广泛的岩浆活动为标志,又称为广西运动^[8]。广西运动对华南板块发展影响深远,基本奠定了华南最终的构造格局^[9-10]。由于加里东期造山带的复杂性,至今对华南大陆早古生代构造属性仍缺乏统一的认识,华南在早古生代究竟是陆内造山^[10⇓-12]还是俯冲-碰撞造山^[13-14]一直存在争议。华南早古生代加里东运动引起了大规模的花岗质岩浆活动^[15],而钦-杭结合带作为扬子和华夏地块的构造结合带,是研究华南大地构造演化的重要窗口^{[2,6-7,16-17]}。对产出于钦-杭结合带上的加里东期花岗岩开展研究,可进一步限定华南加里东期造山作用的机制。本文选取位于钦-杭结合带西南段的早古生代莲垌岩体和古龙岩体为研究对象,探究其形成时代、成因类型、岩浆演化及源区特征,对解释华南板块在早古生代是陆内造山还是俯冲-碰撞造山的争议具有重要意义。

1 区域地质概况及样品特征

1.1 区域地质概况

研究区位于华南板块桂东南地区大瑶山隆起区,北面接壤桂东北凹陷,西、南面接壤桂中凹陷、右江再生地槽和钦州残余地槽,东面延入广东和湖南境内(图1^[18])。出露地层大部分为寒武系,在少数地区出露第四系(图2)。寒武系主要出露培地组、小内冲组和黄洞口组。培地组集中分布于大瑶山和贺州市东部,主要由砂岩、页岩和硅质岩组成,呈复理石韵律发育的沉积韵律。通常可见3~5层硅质岩,层厚不均一(1~10 m)。本组出现原始海绵骨针和微古植物化石,时代归于早寒武世。小内冲组在大瑶山、镇龙山、西大明山等地区分布广泛,岩石组成主要为灰绿色砂岩与页岩互层。本组出现原始海绵骨针和植物孢子化石,时代归于中寒武世。黄洞口组在藤县和贺州都有大量出露,主要为灰绿和黄绿色的砂岩夹页岩,少量灰质页岩及透镜状灰岩。本组出现腕足类和少量三叶虫化石,时代归于晚寒武世。研究区少量出露第四系,其主要分布于浔江流经梧州藤县塘步镇和濛江镇处,主要为桂平组和望高组。望高组出露于大宁镇大宁河流域和濛江镇浔江流域,地貌上反映为二级阶地。沉积物为砂土和黏土层夹煤炭层,含有较多种类的脊椎动物和植物化石。岩层厚度变化较大,一般为3~8 m,最厚可达28.6 m。其时代归属于早全新世。桂平组在研究区呈现典型的二元结构,下部主要由砂砾层组成,上部主要由砂土和黏土组成。

桂东南地区集中发育北东东向断裂,由东南向西北逐渐减少变弱^[18]。本研究区主要的断裂可分为北北东向断裂(陆川—岑溪断裂、灵山—藤县断裂、凭祥—大黎断裂)、南北向断裂(栗木—马江断裂)和东西向断裂(梧州—贺街断裂、陈塘断裂)3组。

华南加里东期表现为强烈的花岗质岩浆活动,华南地区花岗岩类分布较为广泛,由于所处的地质构造背景不同,岩体的成因类型、产状和岩石特征亦有差别。桂东南地区加里东期花岗岩岩体多呈长条状,沿北东向分布。岩体中常有较多的混合岩残留体,残留体产状与围岩相同。研究区大瑶山东南缘地区早古生代花岗岩出露面积不大或被覆盖在古生代和中新生代沉积盖层之下。它们既有规模较小的成群成带产出的岩株(脉),也有规模较大的复式岩体,大致沿大瑶山隆起东南缘呈北东向弧形带状展布。岩体多侵入于下古生界寒武系浅变质岩系中,围岩热接触变质强烈,往往形成几十至几百米不等的角岩化带。部分浅成相—超浅成相花岗斑岩脉群的围岩热接触变质较弱,仅表现为硅化、绢云母化等。晚古生代及中新生代沉积盖层多覆盖于岩体之上,沉积下限为下泥盆统莲花山组。

1.2 样品特征

莲垌岩体位于广西梧州市藤县蒙江镇莲垌村一带,呈近圆状岩株产出于寒武系黄洞口组第二段,出露面积约为2.2 km²;古龙岩体位于广西梧州市藤县古龙镇附近,为近椭圆状岩株,产于寒武系小内冲组中,出露面积约14.6 km²。岩体与寒武系接触带的边缘出现了不同程度的角岩化和硅化,宽度在几十至上百米不等。本文在研究区共采集了5件样品,分别为莲垌岩体(DA17-20-01、LT17-21-01和LT17-21-02)和古龙岩体(YJC17-12-1和TP17-13-1)(图3)。

莲垌岩体样品DA17-20-01采于蒙江镇东岸村南200 m处(GPS: E110°48'18″,N23°28'02″),样品轻微风化,风化面为灰绿色,新鲜面呈灰白色,含暗绿色闪长质包体。该样品中主要矿物有斜长石(40%)、石英(20%)、钾长石(20%)、普通角闪石(10%)和黑云母(10%)(图3a)。斜长石呈自形-半自形板柱状,可见聚片双晶和环带结构,发生绢云母化。石英呈它形粒状,可见波状消光。钾长石呈自形板柱状,部分可见轻微高岭土化。普通角闪石呈半自形-自形长柱状,可见角闪石的简单双晶。黑云母为自形鳞片状,弱绿泥石化。副矿物有磷灰石和磁铁矿等,综合定名为花岗闪长岩;样品LT17-21-01和LT17-21-02(图3f)位于莲垌村埌头东400 m(GPS: E110°48'52″,N23°28'42″),样品新鲜面呈灰黑色,中-细粒结构。两件样品的矿物组成相似,主要由斜长石(50%)、普通角闪石(25%)、钾长石(15%)和石英(10%)组成。斜长石呈半自形-自形柱状,见聚片双晶和环带结构,发生绢云母化。普通角闪石呈自形-半自形长柱状,弱绿泥石化,可见角闪石交代辉石而形成的辉石残余结构。钾长石呈半自形板柱状,部分可见轻微高岭土化。石英呈它形粒状充填于普通角闪石和斜长石颗粒间(图3b)。副矿物有磷灰石和磁铁矿等。综合定名为花岗闪长岩。

古龙岩体样品YJC17-12-1采于古龙镇羊角冲(GPS: E110°53'18″,N23°40'26″),样品呈灰白色,表面轻微风化,风化面呈灰黑色(图3g),含有少量包体,包体形状不规则,大小为3~25 cm,棱角被磨圆。该样品主要由斜长石(50%)、石英(20%)、普通角闪石(20%)和黑云母(10%)组成。斜长石呈半自形-自形板柱状,见聚片双晶和环带结构,弱绢云母化。石英呈它形粒状,可见波状消光。角闪石定向排列,线理倾角70°~80°,走向40°,呈自形-半自形长柱状,大小为2~10 mm,轻微绿泥石化。黑云母呈自形鳞片状,可见弱绿泥石化。副矿物有磷灰石和磁铁矿等(图3c),定名为花岗闪长岩。样品TP17-13-1位于古龙镇田塝村(GPS: E110°53'44″,N23°39'11″),样品新鲜面呈灰白色,风化面呈灰黑色(图3h-i)。岩石具中粒结构(图3e),主要由斜长石(40%)、普通角闪石(30%)、石英(10%)、黑云母(10%)、钾长石(5%)和微斜长石(5%)组成。斜长石呈自形-半自形板柱状,可见聚片双晶和环带结构,弱绢云母化。普通角闪石呈自形-半自形长柱状,极少见黑云母反应边,部分可见弱绿泥石化。石英呈它形粒状,可见波状消光。黑云母呈自形鳞片状,可见弱绿泥石化。钾长石呈半自形板柱状,部分可见轻微高岭土化。微斜长石可见格子状双晶。副矿物有磷灰石和磁铁矿,定名为花岗闪长岩。

2 分析测试方法

本文对野外采集的样品进行了详细的室内研究工作,包括岩石薄片偏光显微镜镜下鉴定与照相,样品测试分析包括锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素分析、全岩主微量元素分析和稀土元素分析。用于进行锆石U-Pb定年的所有样品的锆石碎样工作及锆石分选工作在河北廊坊市诚信地质服务有限公司完成。在重庆宇劲科技有限公司进行锆石阴极发光(CL)显微照相和锆石的制靶。全岩主量元素成分在桂林理工大学广西隐伏金属矿床成矿机制研究重点实验室运用 ZSX PrimusⅡ X 射线荧光光谱仪(XRF)测定,分析精度优于2%。全岩微量元素成分在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室运用Agilent 7500cx 电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定,加入Rh内标并以GSP作为外标进行测试,分析精度优于2%。在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行了锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析。锆石U-Pb定年测定采用的测试仪器为激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS),选取激光束斑直径为32 μm,频率5 Hz。为了确保分析的可靠性和仪器的稳定性,使用美国国家标准硅酸盐玻璃NIST610在每组分析之前和之后对标准样品进行分析,使用锆石91500作为校正外标样,GJ作为内标样品进行限制。锆石Hf同位素分析采用Neptune Plus多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)完成。此过程采用标准锆石GJ-1分析作为参考来评估仪器的稳定性和可靠性,其平均值为¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.281 996±0.000 020(2σ,n=121)。测试过程中仪器的工作参数为:剥蚀时间为60 s,光束直径为44 μm,重复频率为10 Hz,脉冲能量密度所得数为5.2~6.1 J/cm²,剥蚀深度为2 μm。初始¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值计算采用的¹⁷⁶Lu衰变常数为1.867×10^-11 a^{-1 [19]}, 球粒陨石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.033 6±0.000 1和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282 785±0.000 011(2σ)用于ε_Hf(t)计算^[20]。每个锆石的地壳模式年龄计算(T_DM2)基于假设平均大陆地壳¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值是0.015的两阶段模型^[21]。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

莲垌与古龙岩体的锆石U-Pb年龄分析结果如表1所示。

样品DA17-20-01(花岗闪长岩)中的锆石多为短柱状,半自形-自形,粒径大小为80~150 μm,长宽比约1.5∶1,大多数锆石具震荡韵律环带或简单环带结构,部分可见核-边结构(图4)。对该样品中的锆石进行了23次U-Pb年龄分析,其Th/U值都大于0.2(均值为0.57),指示其为岩浆成因锆石。该样品中的23颗锆石的年龄值集中在437~424 Ma,加权平均年龄值为(434±2)Ma(谐和度大于92%,MSWD=0.34)(图5a)。

样品LT17-21-01(花岗闪长岩)中的锆石多为长柱状,多呈自形,粒径大小为100~200 μm,长宽比约2∶1,所有锆石具震荡韵律环带或简单环带结构,少见残留的继承核(图4)。对该样品中的锆石进行了20次U-Pb年龄分析,其Th/U值都大于0.2(均值为0.96),指示其为岩浆成因锆石。该样品中的20颗锆石的年龄值集中在437~431 Ma,加权平均年龄值为(435±2) Ma(谐和度大于93%,MSWD=0.09)(图5b)。

样品LT17-21-02(花岗闪长岩)中的锆石为自形柱状,有些锆石还可见尖棱状,粒径大小为50~80 μm,长宽比约2∶1,大部分锆石具有较好的岩浆震荡环带,部分可见核-边结构(图4)。对该样品中的锆石进行了20次U-Pb年龄分析,其Th/U值都大于0.2(均值为1.00),指示其为岩浆成因锆石。该样品中的19颗锆石的年龄值集中在438~431 Ma,加权平均年龄值为(435±3) Ma(谐和度大于93%,MSWD=0.10)(图5c)。

样品YJC17-12-1(花岗闪长岩)中的锆石多为短柱状,半自形-自形,粒径大小为80~150 μm,长宽比约1.5∶1,大多数锆石具震荡韵律环带或简单环带结构(图4)。对该样品中的锆石进行了17次U-Pb年龄分析,其Th/U值都大于0.2(均值为0.41),指示其为岩浆成因锆石。该样品中的17颗锆石的年龄值集中在438~433 Ma,加权平均年龄值为(435±3) Ma(谐和度大于90%,MSWD=0.05)(图5d)。

样品TP17-13-1(花岗闪长岩)中的锆石多为短柱状,半自形-自形,颗粒较大,粒径大小为100~200 μm,长宽比约1.5∶1,所有锆石具震荡韵律环带或简单环带结构,环带形状和其外形基本一致(图4)。对该样品中的锆石进行了24次U-Pb年龄分析,其Th/U值大多数都大于0.2(均值为0.45),指示其为岩浆成因锆石。该样品中的24颗锆石的年龄值集中在439~431 Ma,加权平均年龄值为(436±4) Ma(谐和度大于91%,MSWD=0.10)(图5e)。

3.2 锆石Lu-Hf同位素特征

对莲垌岩体3个样品中的59颗锆石进行锆石Lu-Hf同位素分析(表2),锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值基本小于0.002,说明这些锆石形成后的放射性成因Hf积累十分有限,测得的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值能较好地反映其形成过程中Hf同位素的组成特征^[22]。花岗闪长岩样品(DA17-20-01)的(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i值变化范围不大(0.282 450~0.282 562),T_DM2值为1.54~1.29 Ga。ε_Hf(t)值有正有负(-2.2~1.8),正负大致相当(表2、图6),指示其母岩浆来自中元古代古老地壳再熔融与新生地壳物质的混合。花岗闪长岩样品(LT17-21-01)中的(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i值集中在0.282 481~0.282 555,T_DM2为1.47~1.30 Ga。ε_Hf(t)值有正有负(-1.1~1.5),正值稍多,表明其母岩浆可能主要来自新生的地壳物质,部分来自中元古代古老地壳物质的再循环。花岗闪长岩样品(LT17-21-02)中的(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i值也很均一(0.282 449~0.282 559),T_DM2值为1.54~1.29 Ga(表2、图6d)。ε_Hf(t)值有正有负(-2.2~1.7),且正负值相当,指示其母岩浆来自中元古代古老地壳再熔融和新生地壳物质的混合。

对古龙岩体中两个样品中的41颗锆石进行了锆石Lu-Hf同位素分析(表2),其¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值均小于0.002。对花岗闪长岩样品(YJC17-12-1)中的17颗锆石进行了Lu-Hf同位素分析,其(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i值集中在0.282 519~0.282 561,T_DM2值为1.39~1.29 Ga。ε_Hf(t)值皆为正(0.3~1.8)(表2和图6b,c),表明其母岩浆可能主要来自中元古代新生的地壳物质。花岗闪长岩样品(TP17-13-1)的分析结果显示,其(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i值也很均一(0.282 516~0.282 593)。T_DM2值为1.39~1.22 Ga(表2、图6d)。ε_Hf(t)值全部是正值(0.2~2.9),指示其母岩浆可能主要来自中元古代新生的地壳物质。

3.3 全岩主微量元素特征

3.3.1 主量元素特征

莲垌岩体3个花岗闪长岩样品的SiO₂含量为52.93%~66.08%;Na₂O含量为2.66%~3.14%,K₂O含量为1.33%~1.98%,全碱(Na₂O+K₂O)含量为3.99%~5.12%,Na₂O/K₂O为1.59~2.00;镁指数(Mg^#)为45.04~50.71;A/CNK为0.87~1.10;里特曼指数(σ)为1.14~1.60。在A/CNK-A/NK图解(图7a^[23-24])中,花岗闪长岩样品(DA17-20-01)落在准铝质和过铝质的过渡带中,花岗闪长岩样品(LT17-21-01和LT17-21-02)为准铝质;在SiO₂-K₂O图解(图7b^[25])上样品均属于钙碱性系列。

古龙岩体两个花岗闪长岩样品(YJC17-12-1和TP17-13-1)中的SiO₂含量为60.83%~61.21%;Na₂O含量为2.71%~2.90%,K₂O含量为1.10%~1.14%,全碱(Na₂O+K₂O)含量为3.81%~4.04%,Na₂O/K₂O为2.38~2.64;Mg^#为49.62~50.17;A/CNK为0.97~0.98;里特曼指数(σ)为0.81~0.90。在A/CNK-A/NK图解(图7a)中,本文样品和古龙岩体^[23]样品特征相似,均属准铝质-弱过铝质和钙碱性系列(图7b)。

3.3.2 微量元素特征

莲垌和古龙岩体花岗闪长岩的稀土与微量元素特征具有相似性,在稀土元素球粒陨石标准化配分图上(图8a^[26])都表现为右倾,Eu具有弱负异常。如表3所示,莲垌岩体稀土总量中等,􀰑REE含量=(87~131)×10^-6,LREE/HREE=4.10~8.67;轻重稀土分馏中等((La/Yb)_N=3.41~9.02);Eu具有中等负异常(δΕu=0.68~0.76),指示源区可能有斜长石的残留或岩浆结晶过程中母岩浆经历了斜长石的结晶分异作用。在原始地幔蛛网图(图8b)上,样品呈现出大离子亲石元素(LILE,如K、Rb、Th和U)相对富集、高场强元素(HFSE,如Zr、Hf和Ti)相对亏损的特征。

古龙岩体花岗闪长岩样品的稀土总量中等,􀰑REE含量=(65.70~69.24)×10^-6,LREE/HREE=5.98~6.02;轻重稀土分馏中等((La/Yb)_N=5.24~5.27);Eu表现中等负异常(δΕu=0.76~0.77),指示源区可能有斜长石的残留或岩浆结晶过程中母岩浆经历了斜长石的结晶分异作用。在原始地幔蛛网图(图8b)上,样品呈现出大离子亲石元素(LILE,如K、Rb、Th和U)相对富集、高场强元素(HFSE,如Zr、Hf和Ti)相对亏损的特征。

4 讨论

4.1 形成时代

在前人的研究中,对莲垌和古龙岩体的年龄有过报道。如陈懋弘等^[27]采用LA-ICP-MS锆石U-Pb法测得的莲垌花岗闪长岩年龄为(445.5±2.2)Ma,而前人测得的古龙岩体锆石U-Pb年龄值则差别较大(463~435 Ma)^[23,28-29]。

本文对莲垌与古龙岩体中的花岗闪长岩样品采用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年法更精确地限定了其成岩时代,测得莲垌岩体成岩年龄为435~434 Ma,古龙岩体的成岩年龄为436~435 Ma。两者侵位时间相近,均为早志留世。

4.2 蚀变作用

利用地球化学数据作为示踪剂之前,有必要评价蚀变作用的影响。一方面,花岗岩的LOI值总体上小于2%(表3),表示蚀变程度较低;另一方面,也可以通过将主量元素与SiO₂(图9)和微量元素与Th(图10)进行比较来评估其影响,因为SiO₂和Th都被认为在蚀变和变质过程中是不动的。在Haker图解中,大多数主量元素与SiO₂含量呈负相关(图9),而REE、Hf、Zr、Rb、Nb、Ta、Nd和Ba与Th呈正相关,Sr与Th呈负相关(图10)。这表明这些元素在岩浆期后变质和/或风化过程中一直保持相对稳定^[30]。因此,蚀变作用对全岩成分的影响可忽略,本文的地球化学数据可以用来探讨花岗岩的成因。

4.3 岩体的分类及成因

4.3.1 岩体的分类

现今花岗岩广泛使用ISMA分类,用以判别花岗岩来源及其成因^[31⇓-33]。莲垌和古龙岩体的ε_Hf(t)值有正有负,莲垌岩体ε_Hf(t)值正负基本相当,而古龙岩体ε_Hf(t)值均为正值;M型花岗岩通常是蛇绿岩套有关的斜长花岗岩,莲垌和古龙岩体为花岗闪长岩,虽然有一定幔源物质加入,但显然不符合M型花岗岩的特征。A型花岗岩中常见碱性暗色矿物,其10 000Ga/Al值为2.6,w(Zr+Nb+Ce+Y)值为350×10^-6[34],莲垌与古龙岩体的10 000Ga/Al值为2.07(图11),w(Zr+Nb+Ce+Y)值为183×10^-6,均低于A型花岗岩的相应值,并且未见碱性暗色矿物,因此莲垌和古龙岩体均不属于A型花岗岩。典型的S型花岗岩是指含堇青石的强过铝质花岗岩类岩石,白云母和石榴子石并不能作为鉴定S型花岗岩的有效标志^[35],其A/CNK值大于1.1,刚玉含量大于1.0%,而I型花岗岩的特征矿物为角闪石和辉石,其A/CNK值小于1.1^[36]。

莲垌与古龙岩体中A/CNK为0.87~1.1,平均值为0.97,总体小于1.1,在CIPW标准矿物计算中样品DA17-20-01刚玉含量为1.87%,其余样品无刚玉,为准铝质-弱过铝质I型花岗岩。

4.3.2 岩体的成因

莲垌和古龙岩体为花岗闪长岩,二者具有相似的锆石Hf同位素、主微量投图上显示连续变化,且球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化蛛网图具有相同的趋势,因此莲垌和古龙岩体具有一致的岩浆源区。钙碱性I型花岗岩的成因主要有以下几种:幔源镁铁质岩浆与地壳的同化混染和分离结晶作用(AFC)^[37-38];深部或浅部的地壳物质部分熔融^[39-40];幔源镁铁质岩浆与地壳熔体之间的混合^[41];残留玄武质洋壳与沉积物的部分熔融^[42⇓-44]。Hf同位素数据显示,莲垌和古龙岩体的ε_Hf(t)值为-2.2~1.8(大部分为正),主要集中在0~ 2,对应的T_DM2年龄主要分布在1.6~1.2 Ga,峰值在1.5~1.3 Ga,说明花岗岩的主要来源为前寒武纪地壳物质。Nb/Ta值为11.47~14.66,平均值为12.80,整体大于大陆地壳Nb/Ta平均值(11),小于原始地幔Nb/Ta平均值(17.8);Rb/Sr值为0.22~0.52,大于幔源岩浆成因花岗岩(Rb/Sr<0.05),处于壳幔混合源花岗岩(Rb/Sr=0.05~0.5^[45])之间。在C/MF-A/MF图解(图12^[46])中,莲垌和古龙岩体的所有样品均落在了基性岩部分熔融的区域内,即莲垌和古龙岩体的主要来源是中元古代基底变火成岩成分的部分熔融。

结合研究区岩相学特征、岩石地球化学、年代学和同位素地球化学,本文认为莲垌岩体与古龙岩体均发生了岩浆混合作用。主要有以下几点证据:(1)莲垌岩体的Mg^#值为45.04~50.71,古龙岩体的Mg^#值为49.62~50.17,指示源区母岩浆有一定来自幔源物质的贡献;(2)在MgO-FeO^T和SiO₂/MgO-Al₂O₃/MgO图解(图13)中,莲垌岩体和古龙岩体的所有样品均与岩浆混合作用的趋势线一致;(3)花岗质岩浆的黏度大,岩浆混合的能干性较差,如果发生壳幔混合作用,将会在形成的花岗岩中产生非常直观的岩相学证据^[47],就古龙岩体而言,野外观察到的包体形状不规则且大小不一(3~25 cm),棱角被磨圆,指示在岩体形成过程中可能存在幔源组分的加入;(4)莲垌岩体的锆石Hf同位素特征指示其寄主岩源区可能为壳-幔混合的结果;(5)在广西发现了越来越多的早古生代(445~415 Ma)镁铁质岩石,如广西东南部的岑溪^{[14,48⇓-50]}和大瑶山^[51]深成岩体,这也进一步说明幔源物质很可能在桂东南加里东期的岩体形成中发挥了重要作用。

综上所述,莲垌和古龙岩体主要形成于中元古代基底变火成岩成分的部分熔融,且在其形成及演化过程中,幔源基性岩浆为其部分熔融提供了热能和少量的物质成分。其具体演化过程为:幔源岩浆的底侵诱发下地壳物质的部分熔融,随后壳源熔体与少量幔源熔体发生不同程度的混合作用。中-下地壳前寒武纪基底变火成岩成分部分熔融形成的酸性岩浆,在源区和基性岩浆发生不同程度的壳幔混合,随后发生斜长石分离结晶形成花岗闪长岩。

4.4 构造意义

华南加里东期造山带的构造属性一直以来备受争议,目前主流的观点有两种:其一认为在扬子和华夏地块之间存在一个残留洋盆——华南洋,加里东运动使其闭合,因此华南加里东期造山带应为俯冲-碰撞造山带^[3,14,48];另一观点则认为华南加里东期造山带应为陆内造山^{[23,52⇓-54]}。

前人研究指出,华南早古生代弧状镁铁质侵入岩和火山岩来自新元古代交代的岩石圈地幔,并非早古生代交代的岩石圈地幔^[55];前人研究资料也显示,扬子与华夏地块之间确实存在新元古代的俯冲-碰撞带和江绍缝合带,但目前仍没有确凿的证据证明江绍断裂以南地区存在一个早古生代蛇绿岩带或早古生代火山岛弧带以及早古生代深海沉积区^[52-53]。华南显生宙以来受多期次构造运动影响,裂解深度并没有到达岩石圈以下,属于陆内海盆环境。

在分布特征上,华南早古生代花岗岩与典型的俯冲碰撞带岩浆岩存在明显区别。俯冲碰撞带岩浆岩多呈线性分布,而华南早古生代花岗岩呈面状(弥散状)分布,分布面积广^{[9,17,53,55-56]}。

在地球化学特征方面,以往的研究表明无论是S型花岗岩还是I型花岗岩,其全岩Sr-Nd同位素都显示相对富集,锆石Hf-O同位素也都显示为混合的特征(以富集为主,仅个别颗粒显示亏损)^[57],暗示不存在同时期的亏损地幔,即早古生代的新生洋壳。已报道的华南早古生代基性岩的全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素结果显示,来自软流圈地幔的岩浆产物鲜有出现,这些基性岩以异常低的ε_Hf(t)和ε_Nd(t)同位素成分和亏损高场强元素(Nb和Ta)为特征,与岩石圈地幔源区的火成岩相似^[7,58]。因此,目前并没有足够的证据证明存在来自软流圈地幔源区的火成岩。这表明华南早古生代洋壳俯冲-碰撞构造过程确实没有发生;或是目前已有的研究还未发现或无法识别来源于软流圈地幔的基性岩。此外,前人研究发现,大瑶山地区花岗岩普遍相对富集轻稀土并亏损高场强元素和重稀土,具有类似岛弧火山岩的地球化学性质^{[23,27,29,56,59]}。花岗岩具有继承物源特征的性质,其地球化学特征受到多种因素的制约,如原岩性质、源区的物质组成和温压条件等,其地球化学特征直接反映的是原岩形成时的构造环境而不是花岗岩形成时的构造环境,因此仅凭花岗岩具有岛弧岩浆特征来判断其形成于岛弧环境是不够准确的^[60-61]。此外,在华夏板块下部存在被早期俯冲板块上的物质改造、交代的地幔楔,而这些被改造、交代的富集地幔至今仍广泛但不均匀地残存,在后期(如加里东期、燕山期)重新活化后发生玄武质岩浆的底侵作用,为同期花岗质岩浆的形成提供了热与物质^[62-63];这也指示具有岛弧特征的花岗岩不仅可能形成于岛弧环境,也有可能由古岛弧区内的物质重熔形成。

根据古地磁、沉积岩中碎屑锆石特征及岩浆作用特征分析数据,扬子和华夏地块之间的古生物-古地理特征一致^[64⇓-66],同时扬子和华夏地块接触地带区及两侧广泛分布的早古生代沉积岩的碎屑锆石普遍具有相似的年龄谱系,揭示了扬子和华夏地块之间的连续统一,而无洋盆的分割^[7,56]。而且岩浆作用呈面状分布,不具俯冲碰撞的带状性质^{[9,17,53,55-56]},这也证明早古生代已经不存在“华南洋”。全球板块古地理位置重建特征研究提供陆内造山证据:冈瓦纳大陆四周边部存在新元古代—早古生代的俯冲型活动大陆边缘或造山带,造山作用主要集中在520~470 Ma^[67],而在华南板块南部在寒武纪到奥陶纪之间也确认发生了构造变动,郁南运动(488 Ma)^[53,68]发生时间处于冈瓦纳大陆四周边缘的造山时间范围内,时间上吻合。同时,李三忠等^[69]通过对加里东期构造特征研究,认为在加里东期构造演化运动中主要表现为由南向北、由东向西运动强度逐渐减弱且扩展变新的趋势,反映华南陆块南部地区的陆内碰撞造山在晚寒武世至早奥陶世之间存在由南向北的动力源,而该动力源是华南板块南部部分陆块与冈瓦纳大陆北部外缘逐步碰撞所产生的。近年来无论是古地磁数据还是华南东南部的构造地质研究和运动学分析都较一致地认为,陆内造山运动可能是由澳大利亚板块、印度板块和华南板块在东冈瓦纳北缘的融合所引起的远场应力引起的。

结合本文及前人研究,桂东南地区加里东期花岗岩主要集中在440~430 Ma。其主要形成过程为:470~445 Ma期间,华南板块南部陆块与冈瓦纳大陆北部外缘大面积碰撞产生作用力,应力由南向北、由东向西传入华南板块,引发华南板块的陆内造山作用,这导致地壳增厚且压力升高,使变质沉积基底部分重熔形成母岩浆,而一系列逆冲断层发育形成的岩浆通道,使母岩岩浆可以沿通道上侵固结成岩,从而产出广西早古生代早期重熔型(S型)花岗岩;在445~420 Ma期间,增厚的岩石圈经历造山后伸展-减薄,地幔物质上涌为下地壳部分熔融提供热量,形成由新生地壳熔融型(如古龙岩体)或新生地壳与古老地壳混合熔融型(如莲垌岩体)母岩浆,母岩浆沿通道上侵冷凝,从而形成造山后伸展环境影响下的具有俯冲-碰撞特征的I型花岗岩,但该I型花岗岩并非形成于俯冲-碰撞的构造环境,而是形成于陆内造山后的伸展环境。

5 结论

(1)对莲垌岩体与古龙岩体的样品采用了LA-ICP-MS锆石U-Pb法,测得莲垌岩体成岩年龄为435~434 Ma,古龙岩体成岩年龄为436~435 Ma。二者侵位时间相近,均为早志留世。

(2)莲垌和古龙岩体为准铝质-弱过铝质钙碱性I型花岗岩,其主要形成于中元古代基底变火成岩成分的部分熔融,且在形成及演化过程中,幔源基性岩浆为其部分熔融提供了热能和少量的物质成分。

(3)莲垌和古龙岩体形成于造山后伸展环境下,为具有俯冲-碰撞特征的I型花岗岩。

广西区域地质调查研究院许华老师在野外工作上给予了帮助,评审专家给出了建设性意见,在此一并致谢!

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基金资助

广西自然科学基金杰出青年基金项目“华南显生宙构造演化”(2019GXNSFFA245005)

国家自然科学基金项目“扬子克拉通古元古代地壳演化:来自崆岭孔兹岩系的证据”(42372083)