张素梅 , 汪 洋, 任纪舜, 张敏杰, 于灵艳, 井天景
1)中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;2)河北省战略性关键矿产资源重点实验室, 河北地质大学地球科学学院, 河北石家庄 050031;3)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083;4)河北地质大学华信学院, 河北石家庄 050031
华南由于遭受全球加里东造山运动强烈影响(任纪舜等, 1990), 在早古生代形成一系列的NE-NNE向的非碰撞造山环境的陆内褶皱系(又称为华南造山带, 任纪舜等, 1990; Wang et al., 2007,2012), 并发育了一系列花岗质岩浆岩体, 以武夷山两侧花岗质岩浆岩带、武功山花岗质岩浆岩带以及诸广山—万洋山花岗质岩浆岩带为典型代表(李献华和桂训唐, 1991; 王德滋和沈渭洲, 2003)。需指出的是, 诸广山—万洋山花岗质岩浆岩带地处华南腹地, 加里东造山运动期间可能处于华南造山带构造线末端或构造线附近(郝义等, 2010), 与此同时,该岩浆岩带产出的岩石类型齐全, 出露面积大(＞3600 km2), 且受后期构造-岩浆活动影响相对较小, 其独特的大地构造位置及岩性特征等在研究加里东期首次岩浆活动时间、物质来源、壳幔相互作用程度等方面存在明显优势。
以往研究认为, 诸广山—万洋山加里东期花岗质岩石形成于464—401 Ma之间(李献华和桂训唐,1991; Li et al., 2010; 张芳荣, 2011; 赵芝等, 2012;李时谦等, 2013; 赵逸志和陈秉芳, 2013; 徐文景,2017), 源岩可能是中下地壳变质岩系及部分加里东期地壳再循环的物质(Wang et al., 2011; Chu et al.,2012; 朱清波等, 2015), 幔源物质加入不明显(Zhang et al., 2012)。徐文景(2017)认为早古生代花岗质岩石可能来源于(岩石圈/)地幔源区。这些工作为深入研究华南加里东造山运动提供了很好的基础,而华南地区加里东期岩浆活动何时开始, 华南幕式加里东造山运动所对应的岩浆活动是否也具有明显的阶段性尚不清楚。这都需要进行精细的解剖以及从全区角度开展系统研究, 岩石组成复杂、形成时间跨度大的桂东岩体为此提供了良好的对象。
本文选择桂东岩体作为研究对象, 通过岩相学、锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征系统研究, 确定其岩浆活动时限、物质来源等问题, 从而为进一步研究华南加里东期的岩浆成因、大地构造背景特征等科学问题提供关键性证据。
研究区位于湘赣交界处, 地处华南腹地, 其中心地理坐标为北纬 40°54′30″, 东经 115°05′33″, 该岩浆岩带北部以江绍断裂和郴州—临武断裂为界,南部与政和—大埔断裂带及华南中生代花岗质侵入-火山岩带相衔接(张芳荣等, 2009; 图1)。显生宙以来, 华南地区长期受全球超大陆聚散与南北大陆离散拼合的构造动力学背景影响; 自中新生代, 该区域开始遭遇西太平洋板块西向俯冲及青藏高原形成与印—澳板块北向差异运动夹持, 演变成现今华南大陆基本构造面貌(张国伟等, 2013)。
区域上主要出露震旦系、寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系及中生代等地层序列(图 1)(湖南省地质调查院, 2002; 周新民, 2007; 舒良树等, 2008,2021; Shu et al., 2009, 2021; 郝义等, 2010; 任纪舜等, 2013), 由于长期遭受复杂的地壳演化、多期次构造运动及区域变质作用等复合叠加影响, 前寒武纪的华南板块在 Rodinia大陆裂解影响下引发了华南区域性裂谷事件(Li et al., 2008)。早古生代, 华南受全球加里东造山运动影响, 基底及早古生代地层发生强烈褶皱-断裂变形(郝义等, 2010; 柏道远等,2012), 早—中奥陶世达到最高峰, 晚奥陶世—早志留世华南整体卷入加里东期造山运动, 使其整体褶皱隆起, 造成了区域性角度不整合, 之后进入后加里东准地台发展阶段(任纪舜和李崇, 2016), 并产生了普遍的绿片岩相-角闪岩相变质作用(Wan et al.,2007; Li et al., 2010), 以泥盆纪地层及更新的地层作为盖层不整合于志留系或更老地层之上为特征(王峰, 2021)。泥盆纪—三叠纪的印支运动导致华南加里东基底不同程度卷入褶皱造山作用。早侏罗世华南总体由海相转为陆相, 中侏罗世—早白垩世初华南发生强烈褶皱隆起及逆断层活动。新近纪, 华南由早白垩世—古近纪的伸展变形进入强烈挤压变形阶段, 并形成逆断层, 而闽粤沿海及南海大陆架则继续引张、裂陷(Guo et al., 1989; Li, 1998; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2009; 徐文景, 2017; 刘梓等, 2020)。
图1 华南加里东期岩浆岩分布简图(据周新民, 2007; 郝义等, 2010; 任纪舜等, 2013)Fig.1 Geological schematic diagram of Caledonian magmatic rocks in South China(modified from ZHOU, 2007; HAO et al., 2010; REN et al., 2013)
在此背景下, 华南发育了一系列花岗质岩浆侵入活动, 且贯穿着从前寒武纪经古生代到中生代地壳演化的全部过程。其中, 前寒武纪以太古宙—元古宙伊家湾片麻状花岗岩体(～1.9 Ga)(Yu et al.,2009)为代表, 元古宙以混合花岗岩及双峰式火山岩为代表(～830 Ma至～750 Ma)(Li, 1998; Wang and Li, 2003)。古生代以来的岩浆侵入主要受E-W向构造控制, 形成了大量加里东期花岗质岩浆岩及少量基性-中基性侵入岩, 以面积巨大的诸广山岩基为典型代表; 中生代岩体则多以岩株、岩墙产出(郑基俭, 1988; 邓平等, 2012; 孙立强, 2018; Liu et al.,2020)。
桂东岩体位于诸广山—万洋山加里东期花岗质岩浆岩带中部, 总出露面积＞1000 km2, 主要野外观测点及采样点位置如图 2。岩体沿 NE向呈不规则条带状侵入震旦系、寒武纪、奥陶纪地层之中(图2)。其西北与淋洋岩体相接, 东南与广南岩体相连,其盖层为泥盆系以来沉积岩系。根据野外地质观测及岩相学特征, 可将其分为4个单元(图2):
图2 诸广山地质简图(据湖南省地质调查院, 2002)Fig.2 Geological schematic diagram of Zhuguangshan (modified from Hunan Institute of Geological Survey, 2002)
(1)黑云母花岗岩-花岗闪长岩单元, 该单元呈带状或呈岩株、岩脉状出露于桂东岩体东南侧青龙洞—高坪镇、黄洞一带, 岩性包括花岗闪长岩、黑云母花岗岩及少量石英闪长岩, 以黑云母花岗岩(H0305-3, 坐标: 26°02"14.03""N, 114°07"33.46""E)、石英闪长岩(H0405-4, 坐标: 25°56"30.36""E,113°57"04.23""N)及花岗闪长岩(H0306-5, 坐标:26°06"05.39""N, 113°56"33.82""E)为典型代表。黑云母花岗岩呈灰白色, 中粗粒似斑状结构, 块状构造。斑晶以灰白-无色钾长石(～5%)为主(图 3-a2), 大小0.8～1.2 cm。基质大小0.2～0.6 cm, 其中石英～30%,黑云母 5%～8%, 钾长石～40%, 斜长石～25%。石英闪长岩呈浅灰-灰色, 粗粒似斑状结构, 块状构造。斑晶以灰白-无色钾长石(2%～3%)和斜长石(～5%)为主, 大小 2～4 cm。基质具不等粒结构, 大小0.5～1 cm, 其中, 石英 10%～15%, 黑云母～15%, 钾长石 5%～10%, 斜长石～60%; 副矿物主要为磷灰石、锆石。花岗闪长岩呈浅灰色, 中粗粒似斑状结构, 块状构造。斑晶以灰白-无色微斜长石(5%～8%)为主(图3-a1、a4), 大小1～2 cm。基质大小0.1～0.5 cm,其中, 钾长石～30%, 斜长石～20%, 石英～25%, 黑云母(10%～15%)常呈集合体状。岩石中含与寄主岩石接触界线清晰的不规则状-椭圆状的暗色镁铁质微粒包体, 其长轴走向(如, H0306-5中微粒包体长轴走向～30°)多与NE向断裂带走向相一致(图3-a4),个别接触带模糊。(2)二云母花岗岩-黑云母花岗岩单元, 主要出露于岩体西南段的桂东—策源一带,常见片麻状构造, 尤其在岩体边部(如, H0313-2,图 3-b5), 片麻理走向与围岩接触带走向基本一致,以二云母花岗岩(H0405-2, 坐标: 25°56"21.77""N,113°55"49.19""E)及黑云母花岗岩(H0410-1, 坐标:26°05"59.93""N, 113°55"29.75″E)为典型代表。二云母花岗岩呈灰白色, 中-细粒似斑状结构, 片麻状-块状构造。斑晶以浅灰白色-无色钾长石(～3%)和石英(～2%)为主(图3-b6、b7), 大小0.6～1 cm。基质具有中细粒不等粒结构, 大小 0.1～0.3 cm, 其中石英～30%, 黑云母 5%～10%, 白云母 3～5%, 钾长石～35%, 斜长石～20%; 副矿物主要为磷灰石、锆石等。黑云母花岗岩呈浅灰-灰, 与前一岩性单元相比, 其黑云母含量较高, 其他矿物成分相似。岩石具有中细粒似斑状结构, 片麻状-块状构造。斑晶以浅灰白色-无色钾长石(3%～5%)为主(图 3-b4),大小0.8～1 cm; 基质为不等粒结构, 大小0.1～0.4 cm。(3)黑云母花岗岩-二长花岗岩单元, 主要出露在岩体的东北侧的清泉—大汾镇一带(图 2), 岩体的暗色镁铁质微粒包体含量较多, 以样品黑云母花岗岩(H0303-8, 坐标: 26°05"48.01""N, 114°05"19.10""E)、二 长 花 岗 岩 (H0404-1, 坐 标 : 26°07"55.4""N,114°17"17.6""E)及镁铁质微粒包体(H0404-1-1, 坐标:26°08"7.11""N, 114°17"12.62""E)为典型代表。与前两个岩性单元中黑云母花岗岩相比, 黑云母花岗岩中黑云母含量更低(3%～5%), 钾长石转变为浅肉红-肉红色(图3-c4)。二长花岗岩呈灰白色, 中粗粒似斑状结构, 块状构造。斑晶主要为浅灰-无色钾长石(5%～8%)及少量斜长石斑晶(1%～2%), 大小1～2 cm。基质大小 0.1～0.3 cm, 其中, 石英占 20%～25%, 黑云母3%～5%(图3-c1、c2), 钾长石～30%, 斜长石～25%,大小0.3～0.5 cm。本单元常含黄铁矿、萤石, 大小为0.5～1 mm。镁铁质微粒包体矿物大小0.02～0.2 cm,钾长石～15%, 斜长石～55%, 石英～15%, 黑云母(8%～10%)呈集合体状(图3-d3、d4), 角闪石(5%～8%)多具有绿泥石化现象。(4)角闪黑云花岗岩单元, 主要出露于岩体的中部-东部, 呈岩株或岩脉状产出,代 表 性 样 品 H0404-2-1(坐 标: 26°05"15.43""N,114°14"39.84""E)。岩石呈浅灰-灰白色, 粗粒-巨粒似斑状结构, 块状构造。斑晶(～15%)以粗-巨粒浅肉红色钾长石(尤以微斜长石为最)为主(图3-d1、d2), 大小2～5 cm。基质为不等粒结构, 大小0.8～1.0 cm, 其中, 石英～20%, 黑云母 8%～10%, 角闪石 5%～8%,钾长石～45%和斜长石～10%, 部分斜长石发生绢云母化; 副矿物可见榍石、锆石。
图3 桂东岩体各岩性单元代表性样品及接触关系Fig.3 Microscopy photos of representative specimens of Guidong Batholith
3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素
LA-ICP-MS锆石 U-Pb定年利用北京科荟测试技术有限公司AnlyitikJena PQMS Elite型ICP-MS及与之配套的ESI NWR 193 nm准分子激光剥蚀系统完成。激光剥蚀斑束直径为 25 μm, 频率为 10 Hz,能量密度～2.01 J/cm2, 以He为载气。锆石标样GJ-1用于未知锆石样品的U-Pb同位素的Pb/U分馏校正,利用NIST 610做外标计算Pb、U、Th含量(Liu et al.,2010)。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al.,2010), 测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb＞1000,未进行普通铅校正,204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响, 对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除, 锆石 U-Pb谐和图使用 Isoplot 3.0程序绘制(Ludwig, 2003)。
3.2 Lu-Hf同位素
锆石Lu-Hf同位素测定利用北京科荟测试技术有限公司的LA-MC-ICP-MS分析完成。实验检测仪器为激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪,激光进样系统为 ASI(美国应用光谱)公司的Resolution SE 193 nm准分子激光剥蚀系统, 分析系统为美国Thermofisher公司的多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)。检测温度18～22 ℃, 相对湿度＜65%, 激光剥蚀束斑直径 38 μm, 能量密度为7～8 J/cm2, 频率为10 Hz, 激光剥蚀物质以高纯He为载气送入, 接收器配置与溶液进样方式相同。
4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素
4.1.1 黑云母花岗岩-花岗闪长岩单元
该岩性单元的锆石呈自形柱状-长柱状, 长度80～400 μm, 长宽比2: 1～5: 1, 具有典型、清晰的岩浆锆石韵律环带, 指示锆石为岩浆成因, 结果见附表1。
黑云母花岗岩(H0305-3)共测试 22颗锆石, 大小100～400 μm, 长宽比为2: 1～5: 1,232Th/238U比值为0.11～0.8。其中, 498.1 Ma是点13(443 Ma)的核部年龄, 1861 Ma、556 Ma、560 Ma、502 Ma 为捕获的太古代晚期及泛非期岩浆锆石。453 Ma、413 Ma与后期岩浆活动时间一致, 可能是后期岩浆活动改造结果, 剩余 15颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近(图 4a), 其年龄值分两组: 第一组为487～459 Ma, 8个年龄加权平均值是(474.2±9.3) Ma(MSWD=9.5,n=8, 95%置信度); 第二组为443～425 Ma, 7个年龄加权平均值是(430.4±8.7) Ma(MSWD=23,n=7, 95%置信度)。206Pb/238U 年龄为443～427 Ma的7颗锆石在阴极发光图上, 5颗的颜色较暗(图 4a), 这与所测试的韵律环带宽、颜色较亮锆石有所区别, 同时黑云母花岗岩样品主要成岩年龄为487～459 Ma。因此, 作者认为(430.4±8.7) Ma是后期岩浆活动改造结果, 而474.2 Ma是样品的成岩年龄, 即黑云母花岗岩样品 H0305-3成岩于474.2 Ma, 但遭受了452～427 Ma期间岩浆活动的强烈改造及415～410 Ma期间岩浆活动的改造。
石英闪长岩(H0405-4)共测试 20颗锆石, 大小80～120 μm, 长宽比为1.5: 1～3: 1,232Th/238U比值为0.15～0.75。其中, 509 Ma、503 Ma、503.1 Ma是泛非期继承岩浆锆石444 Ma、439 Ma、411 Ma与之后的岩浆活动相对应, 可能是后期改造的结果, 点 16的谐和度＜90%被弃用, 剩余的 13颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近(图4c), 锆石206Pb/238U年龄在454～496 Ma之间, 13个年龄值的加权平均值为(471.1±7.5) Ma (MSWD=3.0,n=13, 95%置信度), 可代表样品的结晶年龄。
花岗闪长岩(H0306-5)共测试 24颗锆石, 大小180～250 μm, 长宽比 1.5: 1～4: 1,232Th/238U 值为0.22～0.61。其中1307 Ma、514 Ma、487 Ma、492 Ma属于捕获古元古代及泛非期岩浆锆石, H0306-5-18远离谐和线弃用, 剩余的 19颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近(图4b), 锆石206Pb/238U年龄分为两组: 第一组在475～451 Ma之间, 10个年龄值的加权平均值为(464.3±2.1) Ma (MSWD=0.60,n=10, 95%置信度); 第二组在 437～418 Ma之间,9个年龄值的加权平均值为(426.9±1.8) Ma(MSWD=0.30,n=9, 95%置信度), 与黑云母花岗岩样品 H0305-3所遭受后期岩浆改造时间(430 Ma)一致, 作者认为该年龄是后期岩浆改造时间。集中于 451～475 Ma的年龄值与石英闪长岩样品H0405-4及黑云母花岗岩样品H0305-3的主要成岩时间一致, 因此可以作为该样品的成岩年龄。
图4 桂东岩体黑云母花岗岩-花岗闪长岩单元U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagram of the zircons from the biotite granite-granodiorite samples from Guidong Batholith
综上, 黑云母花岗岩-花岗闪长岩单元可能形成于早奥陶世—中奥陶世早期(474—464 Ma), 但遭受了后期岩浆活动(～430 Ma)改造。
4.1.2 黑云母花岗岩-二云母花岗岩
黑云母花岗岩-二云母花岗岩样品中的锆石样品 CL图及透射图像中, 大部分锆石自形程度较好,呈柱状-长柱状, 具有岩浆锆石的典型韵律环带结构, 裂纹不发育。232Th/238U 比值为 0.11～0.99(均＞0.1), 指示岩浆成因。其中:
黑云母花岗岩(H0405-3)共测试 23颗锆石, 大小90～180 μm, 长宽比1.5: 1～2: 1,232Th/238U值为0.18～0.90。其中, 1632 Ma、2056 Ma、626 Ma 分别为 09(425 Ma)、12(425 Ma)、14(456 Ma)的核部年龄; 测试点 07(2454 Ma)在锆石核部被弃用,497 Ma、482 Ma、469 Ma属捕获的泛非期及加里东早阶段的岩浆锆石, 432 Ma、430 Ma、413 Ma、403 Ma、358 Ma明显偏小, 可能是后期岩浆活动改造结果, 剩余 11颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近(图 5a), 加权平均值为(452.4±1.8) Ma(MSWD=3.2,n=11, 95%置信度), 可代表样品结晶年龄。
二云母花岗岩(H0405-2)共测试 27颗锆石, 测试部位均在边部, 大小 150～200 μm 之间, 长宽比1.5: 1～3: 1,232Th/238U 值 0.13～0.89。其中, 1101 Ma、481 Ma、497 Ma、467 Ma明显偏老, 属于捕获锆石,424 Ma、420 Ma、416 Ma、406 Ma和后期岩浆活动时间一致, 可能属于后期岩浆改造时间。剩余19颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近(图5b),加权平均值为(445.3±4.1) Ma (MSWD=1.9,n=19,95%置信度), 代表样品结晶年龄。
图5 桂东岩体黑云母花岗岩-二云母花岗岩单元U-Pb年龄谐和图Fig.5 U-Pb concordia diagram of zircons from biotite granite and two-mica granite unit samples from Guidong Batholith
黑云母花岗岩(H0410-1)共测试 24颗锆石,测试部位均在边部, 大小 150～300 μm, 长宽比1.5: 1～3: 1,232Th/238U 值 0.30～0.77。其中, 锆石774 Ma可能是捕获的元古代岩浆锆石。剩余的23颗锆石数据投影点均落在谐和线或其附近, 锆石206Pb/238U年龄分为两组: 第一组206Pb/238U在422～404 Ma之间, 8个年龄值加权平均值为(411.2±5.3) Ma (MSWD=1.6,n=8, 95%置信度); 另一组206Pb/238U在 449～430 Ma之间, 15个年龄值的加权平均值为(442.7±3.1) Ma (MSWD=1.6,n=15,95%置信度), 样品主体结晶年龄为(442.7±3.1) Ma,可以代表样品的结晶年龄, (411.2±5.3) Ma代表样品遭受后期岩浆活动强烈改造时间。
测试结果表明, 诸广山—万洋山岩浆岩带中的黑云母花岗岩-二云母花岗岩单元形成于晚奥陶世(452～442 Ma)期间。
4.1.3 黑云母花岗岩-二长花岗岩
黑云母花岗岩-二长花岗岩单元的代表性样品包括二长花岗岩(样品 H0404-1)及其暗色镁铁质微粒包体样品(样品 H0404-1-1), 样品的锆石颗粒在CL图及投射图像中, 大部分锆石自形程度较好, 呈柱状-长柱状, 结晶环带清晰, 具有岩浆锆石的典型韵律环带结构, 裂纹不发育。
二长花岗岩(H0404-1)共测试 22颗锆石, 大小70～240 μm, 长宽比 1.5: 1～4: 1,232Th/238U 值0.12～0.97。其中, 480 Ma、481 Ma、487 Ma、500 Ma属于捕获的泛非期岩浆锆石, 468 Ma、451 Ma、446 Ma、444 Ma、440 Ma可能是捕获的加里东早期阶段的岩浆锆石; 409 Ma、413.6 Ma、413 Ma、405 Ma属于后期岩浆活动改造时间; 除去14和18两颗锆石谐和度小于90%被弃用外, 剩余的7颗锆石206Pb/238U年龄均在谐和线上或其附近(图6a), 加权平均值为(425.2±4.0) Ma (MSWD=0.33,n=7, 95%置信度), 可以代表样品结晶年龄。
暗色镁铁质微粒包体(H0404-1-1)共测试 21颗锆石, 大小 70～150 μm, 长宽比为 1.5: 1～4: 1,232Th/238U值为0.11～1.02。其中, 457 Ma为捕获的加里东早期阶段岩浆锆石, 02、13谐和度小于90%弃用, 剩余的18颗锆石206Pb/238U年龄数据投影点均落在谐和线上(图 6b), 可分两组: 第一组为446～426 Ma之间, 11个年龄值的加权平均值为(435.3±4.1) Ma (MSWD=1.3,n=11, 95%置信度); 暗示样品结晶年龄(435.3±4.1) Ma有效; 第二组为418～407 Ma之间, 7个年龄值的加权平均值为(412.1±5.4) Ma (MSWD=7.4,n=7, 95%置信度), 它与寄主岩石遭受早泥盆世岩浆活动改造时间吻合。
图6 桂东岩体黑云母花岗岩-二长花岗岩单元U-Pb年龄谐和图Fig.6 U-Pb concordia diagram of the zircons from the biotite granite-monzonite granite unit samples from Guidong Batholith
因此, 黑云母花岗岩-二长花岗岩单元形成于中志留世(435～425 Ma)期间, 可能遭受了后期岩浆活动改造。
4.1.4 角闪黑云花岗岩-黑云母花岗岩
角闪黑云花岗岩(H0404-2-1)共测试23颗锆石,CL图及投射图像上裂纹不发育, 柱状-长柱状,232Th/238U值0.12～0.97。其中: 15和16点谐和度小于90%, 762 Ma、998 Ma分别为02和22锆石的核部年龄, 434 Ma、435 Ma可能是捕获的前一阶段的岩浆锆石, 384 Ma、394 Ma年龄明显偏小, 因此以上8个年龄不参与计算, 剩余的15颗锆石数据投影点均落在谐和线上或其附近(图 7), 集中于426～408 Ma之间, 15个年龄值的加权平均值为(415.3±3.4) Ma (MSWD=1.6,n=15, 95%置信度), 代表样品的结晶年龄为(415.3±3.4) Ma。
图7 桂东岩体角闪黑云花岗岩U-Pb年龄谐和图Fig.7 U-Pb concordia diagram of the zircons from the hornblende biotite samples from Guidong Batholith
因此, 该单元可能主要形成于早泥盆世(415—411 Ma)期间, 但可能遭受了后期岩浆活动的改造。
4.2 锆石Lu-Hf同位素
桂东岩体锆石原位 Lu-Hf同位素测试结果见附表2。8个样品(除继承锆石外)所测定的176Lu/177Hf比值为0.001 863～0.000 317(均小于0.002), 可以代表锆石形成过程中Hf同位素的组成特征。
4.2.1 黑云母花岗岩-花岗闪长岩单元(早奥陶世—中奥陶世早期, 474—464 Ma)
黑云母花岗岩(H0305-3)测试18点, (176Hf/177Hf)初始比值为0.281 469～0.282 430,εHf(t)值为-2.20 ～-35.20, 一阶段Hf模式年龄TDM1为1160～2455 Ma,二阶段 Hf模式年龄TDM2为1577～3668 Ma(图 8)。石英闪长岩(H0405-4)测试 12点, (176Hf/177Hf)初始比值为 0.281 536～0.282 404,εHf(t)值为-3.25 ～-33.84, 一阶段Hf模式年龄TDM1为1204～2398 Ma,二阶段Hf模式年龄TDM2为1642～3554 Ma(图 8)。花岗闪长岩(H0306-5)测试 20点, (176Hf/177Hf)初始比值为 0.281 964～0.282 414,εHf(t)值为-3.71 ～-19.12, 一阶段Hf模式年龄TDM1为1179～1779 Ma,二阶段Hf模式年龄TDM2为1639～2621 Ma。
4.2.2 黑云母花岗岩-二云母花岗岩单元(晚奥陶世,452—442 Ma)
二云母花岗岩(H0405-2)测试12点, (176Hf/177Hf)初始比值为0.281 211～0.282 419,εHf(t)值为-2.08 ～-23.56, 一阶段Hf模式年龄TDM1为1189～2825 Ma,二阶段Hf模式年龄TDM2为1615～3068 Ma(图8)。样品 H0405-2测试 17点, (176Hf/177Hf)初始比值为0.282 308～0.282 438,εHf(t)值为-2.59 ～ -7.18, 一阶段 Hf模式年龄TDM1为 1166～1342 Ma, 二阶段Hf模式年龄TDM2为1584～1872 Ma。黑云母花岗岩(H0410-1)测试 23点, (176Hf/177Hf)初始比值为0.281 101～0.282 392, 其中, 形成于(411.2±5.3) Ma的εHf(t)值为-4.36 ～ -7.13, 形成于(442.7±3.1) Ma的εHf(t)值集中于-4.10 ～ -7.16。一阶段 Hf模式年龄TDM1为 1204～2950 Ma(集中于 1204～1668 Ma),二阶段Hf模式年龄TDM2为1682～4522 Ma(集中于1682～1880 Ma)。
4.2.3 黑云母花岗岩-二长花岗岩(中志留世, 435—425 Ma)
二长花岗岩(H0404-1)测试 10点, (176Hf/177Hf)初始比值为0.282 339～0.282 396,εHf(t)值为-3.22 ～-6.55, 一阶段 Hf模式年龄TDM1为 1222～1309 Ma,二阶段Hf模式年龄TDM2为1654～1818 Ma。镁铁质微粒包体(H0404-1-1)测试18点, (176Hf/177Hf)初始比值为 0.281 49～0.282 430,εHf(t)值为-2.20 ～ -35.20,一阶段Hf模式年龄TDM1为1160～2455 Ma, 二阶段Hf模式年龄TDM2为1577～2600 Ma(图8)。
图8 锆石Hf同位素及εHf(t)与年龄关系图(据吴福元等, 2007修改)Fig.8 Diagram of the relationship between Hf isotopes and εHf(t) and age of the rocks from Guidong Batholith(modified from WU et al., 2007)
4.2.4 角闪石黑云花岗岩-黑云母花岗岩(早泥盆世,415—411 Ma)
角闪黑云花岗岩(H0404-2-1)测试 16点,(176Hf/177Hf)初始比值为 0.282 271～0.282 420,εHf(t)值为-3.87 ～ -8.90(点 23 为-6.34), 一阶段Hf模式年龄TDM1为1192～1407 Ma, 二阶段Hf模式年龄TDM2为 1448～1969 Ma(图 8)。
综上, 桂东岩体的εHf(t)值分布在-2.20 ～-35.20之间, 主要集中于-2.20 ～ -9.84之间, 模式年龄TDM1分布于 1156～2398 Ma之间, 以1156～1455 Ma为主,TDM2为1577～3554 Ma, 集中于1969～1577 Ma之间。其中, 474～464 Ma之间的样品εHf(t)值在-2.20 ～ -35.20之间; 452～442 Ma之间的样品εHf(t)值在-2.08 ～ -23.56之间; 435～425 Ma之间的样品εHf(t)值在-3.14 ～ -18.84之间; 415～410 Ma之间的样品εHf(t)值在-6.34 ～ -8.58之间; 暗示桂东岩体主要由太古代—古元古代的下地壳-地幔物质重熔或部分重熔形成, 以古太古宙的物质重熔为主,地幔物质参与程度较高, 并且侵入越晚地幔物质参与度可能越高。
5.1 桂东岩体的形成时代
本次研究表明, 桂东岩体形成于 474～411 Ma之间, 其岩浆活动可能开始于～474 Ma, 结束于～411 Ma, 岩浆活动峰期为452～425 Ma。以往研究认为, 华南加里东期花岗岩质岩浆岩成岩年龄为464～381 Ma(李献华和桂训唐, 1991; 吴富江和张芳荣, 2003; 李光来, 2011; Chu et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhao et al., 2013; 徐文景, 2017; Zhang et al., 2020; 郭春丽和刘泽坤, 2021), 诸广山岩基北段成岩年龄集中于 450～420 Ma(徐文景, 2017), 南段集中于 462～424 Ma(李光来等, 2010), 这与本次研究的岩浆活动峰期时间相一致, 但首次岩浆活动提前～10 Ma。在系统研究其年代学及岩相学特征基础上, 结合诸广山—万洋山及邻区加里东期岩浆岩成岩年龄分布特征(图9), 将其岩浆活动分为4个阶段(图2):
图9 诸广山一带花岗岩体的年龄分布图Fig.9 Distribution of crystallization age in Zhuguangshan area
早奥陶世末—中奥陶世末(474—464 Ma)阶段,呈不规则条带状或者脉状分布于岩体的北西和南东两侧, 岩性以黑云母花岗岩-花岗闪长岩为主, 基本不含白云母, 岩浆侵入后期可见石英闪长岩脉体,断裂带附近常见暗色镁铁质微粒包体长轴略具定向性, 且与断裂带走向一致; 中奥陶世末—晚奥陶世末(452—442 Ma)阶段, 呈岩基状分布于岩体西南侧, 构成岩体西南段的主体部分, 岩性以黑云母花岗岩-二云母花岗岩为主, 岩体边部具有片麻状构造; 中志留世初—晚志留世初(435—425 Ma)阶段,岩体边部略呈片麻状构造特征, 构成了岩体东北段的主体部分, 岩性以黑云母花岗岩-二长花岗岩为主, 具有典型的块状构造; 晚志留世末(415—411 Ma)阶段, 多呈岩株状、岩脉、岩墙状产出, 零星分布在岩体内部, 岩性以含角闪石黑云母花岗岩-黑云母花岗岩为主。系统年代学特征表明加里东造山运动可能在早奥陶世之前开始影响诸广山—万洋山一带, 早奥陶世—中奥陶世产生了首次岩浆活动;随着加里东造山运动的推进, 中奥陶世末—晚奥陶世末产生第二次岩浆活动, 中志留世初达到高峰;晚志留世初岩浆活动开始减弱, 到晚志留世末期岩浆活动再次加强, 从而形成了一个多阶段、多成分的岩浆岩复合体。4个岩性单元既有独特性又有相关性, 岩性相似又稍有变化, 但总体表现出由酸性向中酸性演化的微弱趋势。
5.2 物质来源的探讨
鉴于研究区内加里东期岩浆活动分不同阶段侵入, 因此, 岩浆物质来源将按不同活动阶段进行探讨。
早奥陶世—中奥陶世(474—464 Ma)阶段, 岩石εHf(t)值、TDM1、TDM2总体具有递变趋势: 474 Ma的样品的εHf(t)集中于-2.20 ～ -9.53, 少量样品＜ -10,Hf模式年龄TDM1=1160～2455 Ma,TDM2=1577～3668 Ma; 471 Ma的样品εHf(t)集中于-3.25 ～ -7.06,TDM1=1179～1779 Ma,TDM2=1639～2621 Ma; 464 Ma的样品εHf(t)= -4.21 ～ -6.78,TDM1=1204～2398 Ma,TDM2=1642～3554 Ma。暗色镁铁质微粒包体边部往往具有淬火边结构(图 3-a1), 反映其幔源来源属性(Jiang et al., 2018), ～474 Ma期间的包体较小且含量较少, 与寄主岩石界线较模糊, ～464 Ma花岗岩中含量明显增多, 与寄主岩石接触边界较清晰, 粒径大小不一。继承锆石以泛非期岩浆岩锆石居多, 早期继承锆石含量高, 来源复杂, 中晚期含量较低。因此, 该阶段的岩浆物质可能由中下地壳物质的一次或多次重熔形成, 岩浆性质随着侵入时间推移由酸性逐渐向中酸性演化, 尤其是岩浆活动后期, 随着幔源物质参与程度地不断增强, 岩浆性质由壳源型逐渐向混合源型过渡。
中奥陶世末—晚奥陶世末(452—442 Ma)阶段,εHf(t)值由于遭受后期构造热事件改造变化较大, 集中于-2.08 ～ -15.65之间: 早期形成的花岗岩εHf(t)=-3.36 ～ -14.29; 晚期εHf(t)= -2.59 ～ -15.65。部分锆石具核边结构(如, H0405-3-09、H0405-3-12、H0405-3-14等), 捕获的继承锆石以太古代、泛非期及加里东早期岩浆锆石为主。岩体的片麻理方向往往与围岩接触带展布方向一致, 与前一阶段相比,其边部矿物呈细粒-微粒集合体状(图3c), 可排除来源于围岩捕掳体的可能。因此, 该阶段花岗质岩石源岩具有多源性, 以中下地壳物质的一次或多次重熔为主, 并随幔源物质持续加入, 形成了混合源型的岩浆岩, 但主体仍为壳源型。
中志留世初—晚志留世初(435—425 Ma)阶段,岩石的εHf(t)值为-3.22 ～ -6.55。这一阶段的继承锆石以泛非期(500—480 Ma)及加里东早阶段(469—440 Ma)岩浆锆石为主。与前两阶段相比, 暗色镁铁质微粒包体具有典型岩浆成因特征, 数量多、粒径大(大多10～30 cm, 个别＞100 cm), 大多与寄主岩石接触边界清晰, 长轴基本沿 NE向展布, 且包体成岩年龄及遭受后期岩浆改造时间与主岩一致(如,H0404-1及其中的微粒包体), 证实了暗色微粒包体来源于地幔深部的可能性。同时, 徐文景(2017)认为430～400 Ma花岗质岩浆存在岩浆混合作用, 贾小辉等(2021)认为距离桂东岩体～20 km 横市辉长岩(423.3 Ma)可能源自古俯冲改造的富集型大陆岩石圈地幔部分熔融且受地壳混染影响较小。因此, 该期岩浆物质存在大量幔源物质参与, 可能属于以壳源物质为主的混合源型岩浆物质。
晚志留世末(415—411 Ma)阶段, 岩石中含少量的角闪石, 岩石的εHf(t)值为-3.87 ～ -8.90, 继承岩浆锆石主要为晋宁期、早志留世, 部分锆石具有核边结构(如, 部分锆石核部年龄998～762 Ma)。推测该期岩浆物质可能来源于地壳物质的一次或多次重熔。
以往研究认为, 华南早古生代造山运动可能始于奥陶纪晚期, 终于早石炭世, 东部造山带形成于460—410 Ma之间, 在 450—430 Ma期间(峰值为435 Ma)伴生了岩浆活动、变形与变质作用, 形成了准铝质-过铝质S型或I型花岗岩(黄标等, 1993; 张芳荣等, 2009, 2010; Charvet et al., 2010; Li et al.,2010; Yang et al., 2010; Wang et al., 2011, 2012;Chen et al., 2012; Yao et al., 2012; 赵芝等, 2012;Zhang et al., 2012; Zhao et al., 2013; 朱清波等, 2015;刘松峰, 2018)。其中440—460 Ma花岗岩以片麻状构造为主, 410—440 Ma期间以块状构造为主(张芳荣等, 2010; 王丽丽, 2015; 朱清波等, 2015; 徐文景,2017), 岩浆物质主要来源于成熟度比较高的变质沉积岩(赵风清等, 1995), 源岩可能为前寒武系基底岩系或新元古代大陆裂谷系(李献华和桂训唐, 1991;Li et al., 2010), 有学者认为是中下地壳变质岩系及部分加里东期地壳再循环的物质(Wang et al., 2011;Chu et al., 2012; 朱清波等, 2015)。这与本次研究的诸广山—万洋山地区主成岩期结果基本一致。因此,该岩浆岩带的加里东期花岗质岩石源岩可能由华南造山带的下地壳物质部分熔融, 甚至由下地壳物质经多次重熔后形成, 岩浆演化总体呈螺旋形演化发展, 早期阶段的岩浆活动存在极少量地幔物质参与,到中后期的幔源物质参与程度加强, 最终形成混合源型岩浆岩。
5.3 地质意义
桂东岩体年代学及 Lu-Hf同位素特征表明, 诸广山—万洋山加里东岩浆岩带形成于早奥陶世—早泥盆世, 主体形成时间(454—426 Ma)与华南加里东期岩浆活动主峰期一致; 所经历的早奥陶世末—中奥陶世末、中奥陶世末—晚奥陶世末、中志留世初—晚志留世初、晚志留世的4个阶段由弱—强—弱岩浆活动过程, 与华南加里东造山运动的“幕”式作用相一致(任纪舜, 1990)。岩体两侧部位成岩年龄早于中部, 西南部早于东北部, 这与华南早古生代造山运动可能“由南向北”推进特征相吻合(李献华和桂训唐, 1991; 吴富江和张芳荣, 2003; 李光来等, 2010; Chen et al., 2012; Chu et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhao et al., 2013; 徐文景, 2017)。但其岩浆活动时间比华南造山带甚至华南大部更早也更加宽泛(延续时长＞60 Ma), 基本与华南加里东运动的作用时间相吻合, 这是首次在华南造山带上发现形成于早奥陶世末—中奥陶世末的花岗质岩石, 这一发现为详细研究加里东造山运动第一幕相关课题提供了基础。该研究区加里东期岩浆物质可能主要来源于华南造山带下地壳物质部分熔融, 甚至多次重熔, 地幔物质加入程度与岩浆活动时间有关, 总体呈现由弱到强趋势: 474—464 Ma阶段幔源物质加入较少, 452—442 Ma阶段参与程度开始增强,435—425 Ma阶段参与程度最高, 需要注意的是,435—425 Ma阶段暗色镁铁质微粒包体中, 大多包体的长轴展布方向与 NE断裂带走向相一致, 基本平行于横市辉长岩脉群的NNE向展布方向(贾小辉等, 2021), 推测与 NE-NNE深大断裂有一定相关性。到晚志留世末(415—411 Ma)又开始变弱。
本文首次发现诸广山—万洋山地区乃至华南造山带上存在早奥陶世—中奥陶世岩浆岩并探讨了其物质来源问题。该地区的岩浆活动罕见的持续时长、首次岩浆活动启动时间早及其与加里东三幕造山运动的契合性, 不仅较完整地反映了加里东造山运动的关键地质信息, 也涵盖了加里东构造-岩浆活动事件的几乎全部过程, 为进一步研究华南加里东造山运动影响程度、影响范围、大地构造背景特征、壳幔相互作用程度等关键地质问题, 特别是加里东造山运动早期的相关课题提供了典型对象。
(1)桂东岩体是形成于早奥陶世晚期—晚志留世末期(474—411 Ma)的复式岩体, 经历了 474—464 Ma、452—442 Ma、435—425 Ma、415—411 Ma等 4阶段的岩浆侵位过程, 各阶段岩浆活动间隔10～20 Ma。
(2)诸广山—万洋山加里东期岩浆岩带的物质来源以华南造山带的中、下地壳物质部分熔融, 甚至多次重熔为主。早期阶段岩浆物质包含幔源物质成分较少, 其余阶段参与程度均较高, 尤以 435—425 Ma间参与程度最高。
(3)桂东岩体的4个岩浆侵位阶段较完整、典型地反映了华南加里东造山运动呈幕式发展的特点,它为进一步研究华南加里东期大地构造背景演化、加里东运动特点等重要课题提供了一个天然实验室,同时为研究加里东早期的岩浆活动提供了一个直接研究对象。
致谢: 首先感谢各位评审老师的建设性建议及意见, 感谢中国地质科学院地质研究所赵磊研究员及朱俊宾博士在论文写作过程中的指导与帮助, 野外工作由中国地质科学院地质研究所硕士徐腾达、中国地质地质大学(北京)硕士田野及中国地质科学院地质研究所司机师傅江敦刚的不辞辛劳地协助并历时数月完成, 在此一并表示衷心的感谢！
Acknowledgements:
This study was supported by China Geological Survey (No.D1912), Natural Science Foundation of Hebei Province (Nos.D2019403015 and D2020403101),and Hebei GEO University (Nos.2014J17 and 2016J19).
本文附有增强材料(附表1、附表2), 请通过本文网络版阅读或下载。
附表1 桂东岩体花岗质质岩石LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据Supplement Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotope data of zircon from the granitic rocks in Guiding batholith
续附表1
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附表2 桂东岩体花岗质质岩石LA-ICP-MS锆石原位Lu-Hf同位素数据Supplement Table 2 LA-MC-ICP-MS in-situ analyses of zircon Lu-Hf isotopic composition of the granitic rocks in Guiding batholith
续附表2
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