湘東宏夏橋和板杉鋪巖體LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb年齡及地質意義

李建華,張岳橋,董樹文,馬之力 ,李 勇

1)中國地質科學院地質力學研究所,北京 100081;2)合肥工業大學資源與環境科學系,安徽合肥 230009

華南是由揚子地塊和華夏地塊拼合形成的大陸板塊,位于特提斯構造域和濱太平洋構造域的中間部位,其北鄰秦嶺—大別—蘇魯碰撞造山帶,西接昆侖、羌塘古特提斯造山帶,東鄰菲律賓海和太平洋板塊(圖1;Li et al.,2013a,2014)。早古生代,華南大陸經歷了強烈的造山作用,導致陸殼顯著縮短和加厚,前泥盆紀巖石變形變質,并誘發地殼廣泛熔融形成大規模S型花崗巖(e.g.,Shu et al.,2014;Faure et al.,2009;Charvet et al.,2010;Charvet,2013)。這些獨特的構造形跡-巖石組合是探索顯生宙早期地球演化過程的重要窗口,引發了國內外地質學家的廣泛關注(舒良樹,2006;Wang et al.,2011;熊小松等,2009;尹福光等,2001)。

關于華南早古生代造山事件的識別,可追溯至20世紀 20年代,原指發生于廣西大瑤山、大明山等地區寒武—志留系與泥盆系之間的沉積間斷和構造不整合事件,即“廣西運動”(Ting,1929),又名為 Kwangsian orogeny(Wang et al.,2011)。20世紀 60年代,前人已在華南地區識別出了上泥盆統角度不整合、下古生界緊閉褶皺和早古生代花崗巖(徐克勤等,1960),并提出華南不是一個前震旦紀地臺,而是一個變形強烈的早古生代褶皺帶(郭令智等,1965)。隨著板塊學說的發展,地質學家圍繞華南早古生代構造變形特征、巖漿活動與變質作用等關鍵科學問題,展開了大量研究(Li et al.,2010;Wang et al.,2007a)。結果一致表明:(1)華南早古生代褶皺和花崗巖以面狀分布為特征(圖1B),且遠離板塊邊界,并缺失早古生代蛇綠巖套和島弧型花崗巖,符合陸內造山帶的構造屬性(Shu et al.,2014;Charvet et al.,2010)。(2)華南早古生代陸內造山作用可劃分為兩個階段,早期擠壓造山誘發南華裂谷盆地強烈褶皺和逆沖推覆,導致地殼加厚并發生部分熔融,形成高溫高壓變質和深熔作用(Li et al.,2010);晚期后造山伸展導致造山帶伸展垮塌,并誘發大規模后造山花崗質巖漿侵位(徐先兵等,2009)。目前,關于這一陸內造山過程的年代學及區域大地背景從擠壓向伸展轉換的時代,一直缺乏有效的同位素年代學約束。同時,關于華南古生代陸內造山作用的地球動力學背景,仍存在較大爭議。Wang等(2007a)認為,其與因揚子地塊和華夏地塊之間“不成熟洋盆(Failed rift)”關閉而誘發的陸-陸碰撞造山作用有關,這一動力學過程歸結于華北和華南板塊古生代俯沖/碰撞造山的遠程效應。Faure等(2009)提出,其與華夏地塊沿紹興—江山縫合帶向揚子地塊的俯沖作用相關。Charvet等(2010)認為其與華夏地塊內部的陸內俯沖作用有關。Li等(2010)則認為,其與華夏地塊內部沿武夷山東緣邊界斷裂自南東向北西的逆沖推覆作用相關。

圖1 華南大陸及鄰區大地構造單元分布簡圖Fig.1 Simplified geological map showing the location of South China and its relation with adjacent blocks

華南早古生代花崗巖空間上呈面狀展布(圖1),總面積2萬余km2(舒良樹,2006),深入研究這些花崗巖的巖相學、年代學和地球化學成因,對理解華南大陸古生代構造演化及動力學背景具有重要意義。湘東板杉鋪和宏夏橋巖體位于江南造山帶的南緣,為具典型代表性的早古生代花崗巖,是研究華南大陸早古生代巖漿作用的理想地區。筆者選擇這2個巖體開展了精細鋯石 U-Pb同位素年代學研究,厘定了巖體的形成年代,并結合已發表的全巖主、微量元素和 Sr-Nd同位素地球化學資料,討論了其成因的深部動力學背景,為重建華南陸塊早古生代花崗巖的時序格架及大地構造演化過程提供關鍵的年代學依據。

1 區域地質背景與樣品描述

華南陸塊經歷了漫長的地質演化,包括強烈的板塊拼貼、拉張裂解,及多旋回沉積—構造—巖漿熱事件的演化,這些大地構造演化過程在全球獨具特色,可概述為以下幾個階段:(1)太古代—古元古代,揚子和華夏地塊結晶基底分別在崆嶺雜巖和八都雜巖形成,時代分別為 3.8～3.2 Ga和 2.5～2.0 Ga(Qiu et al.,2000;Yu et al.,2012)。(2)新元古代早期(～1.1—0.9 Ga),揚子地塊與華夏地塊沿紹興—江山縫合帶碰撞拼合,形成統一華南大陸,其與全球Rodinia超大陸聚合事件引發的Grenville期造山事件有關(Li et al.,2002)。(3)新元古代中期(～850—825 Ma),四堡造山運動導致華夏地塊冷家溪群強烈褶皺,并被板溪群角度不整合覆蓋(Wang et al.,2007b),其代表了一次強烈的板內構造反轉和縮短變形事件。(4)新元古代晚期,強烈板內裂解作用誘發大規模巖漿活動,并導致南華裂谷盆地的形成。巖漿活動主要集中在四個峰值年齡:ca.825 Ma,ca.800 Ma,ca.780 Ma 和ca.750 Ma,可能與深部超級地幔柱活動(Li et al.,1999)或活動大陸邊緣島弧巖漿作用(Zhou et al.,2002)有關。與新元古代巖漿活動相比,南華裂谷盆地的沉積作用持續時間更長,可持續至早古生代。(5)早古生代,強烈陸內造山作用造成南華裂谷夭折并發生閉合(Faure et al.,2009;Charvet et al.,2010),志留系沉積缺失,前泥盆系普遍褶皺和韌性剪切,并伴隨地殼熔融、同造山巖漿侵入和高級變質作用。陸內造山晚期,加厚地殼發生伸展垮塌,上泥盆統礫巖角度不整合覆蓋在強變形的前泥盆紀地層之上,并伴隨后造山花崗質巖漿侵位(舒良樹,2006)。(6)早中生代,隨著古特提斯洋的關閉,華南板塊沿南北邊緣的Song-Ma和秦嶺—大別兩條縫合帶與 Indochina和華北板塊分別發生陸-陸碰撞作用(～250—230 Ma)(Carter et al.,2001),導致華南地區整體抬升,經歷由海相環境向陸相環境的轉換,基底強烈韌性剪切,蓋層發生褶皺和沖斷變形(Wang et al.,2005)。后造山伸展松弛作用(～230—210 Ma)導致變質核雜巖構造形成(Faure et al.,1996),并誘發大規模花崗質巖漿侵位(李建華等,2014)。(7)晚中生代早期(～165—137 Ma),古太平洋板塊 NW 向俯沖作用導致華南陸殼廣泛縮短加厚,大規模 NE—SW 走向褶皺和逆沖推覆構造形成(張岳橋等,2008,2012)。晚中生代晚期(～136—85 Ma),加厚的華南地殼伸展垮塌,一系列NE—SW走向斷陷盆地和伸展穹窿構造形成,并伴隨大規模巖漿侵入和火山噴發(Li et al.,2012,2013b,2014)。

宏夏橋和板杉鋪巖體,位于華夏地塊北緣湖南東部的株洲地區(圖1),均表現為穹窿狀幾何學展布特征(圖2),巖性以二長花崗巖和花崗閃長巖為主。兩巖體周緣出露的圍巖地層為新元古界—中生界(圖2)。新元古界為冷家溪群,主要由片巖、千枚巖、板巖、雜砂巖、泥巖等復理石沉積組成,夾細碧巖、凝灰巖等火山巖層,沉積時代為 860～820 Ma(Wang et al.,2007b)。古生界為泥盆—石炭紀海相碳酸鹽巖,主要由白云巖、灰巖、硅質巖、頁巖和礫巖等組成(湖南省地質礦產局,1988)。中生界為侏羅—白堊紀陸相紅色碎屑巖,主要由砂巖、粉砂巖、礫巖和泥巖等組成(湖南省地質礦產局,1988)。受上述元古代—中生代多階段構造事件的影響,這些地層發生不同程度的褶皺和沖斷變形,形成一系列NE—NNE走向褶皺、逆沖斷層和正斷層等(圖2)。宏夏橋和板杉鋪巖體與這些地層接觸界線清晰:兩巖體大部分侵入到淺變質的冷家溪群中,宏夏橋巖體西南緣被泥盆—石炭系覆蓋,板杉鋪巖體東南緣與泥盆—石炭系和侏羅—白堊系呈正斷層接觸(圖2)。本研究在宏夏橋巖體北緣地區采集2塊巖石樣品(YY150-1和YY151-1)(圖2),巖性為黑云母花崗閃長巖,中-細粒,主要礦物為鉀長石(～16%)、斜長石(～44%)、石英(～23%),黑云母(～5%)和角閃石(～8%),副礦物為鋯石、磷灰石和榍石等(湖南省地質礦產局,1988)。本研究還在板杉鋪巖體中部地區采集 2塊巖石樣品(YY152-1和YY153-2)(圖2),巖性為黑云母二長花崗巖,中-細粒,主要礦物為鉀長石(～30%)、斜長石(～31%)、石英(～30%)和黑云母(～9%),副礦物為鋯石、磷灰石和榍石等(湖南省地質礦產局,1988)。

圖2 宏夏橋和板杉鋪巖體周緣構造綱要圖與采樣位置Fig.2 Geological map showing structures around Hongxiaqiao and Banshanpu granitoids and sampling locations

2 樣品制備及分析方法

樣品首先經過破碎,經浮選和電磁選等方法挑選出單顆粒鋯石,然后在雙目鏡下挑純。手工挑出晶形完好、透明度和色澤度好的鋯石,在玻璃板上對鋯石進行精選和排列,用環氧樹脂將其固定凝結,再打磨至鋯石中心,最后進行拋光處理。然后用裝有陰極熒光探頭的掃描電鏡對拋光后的鋯石樣品進行陰極發光(CL)照相,了解被測鋯石的內部結構,并作為選取定年分析點位的依據。這項工作在北京鋯年領航科技有限公司電子探針實驗室采用掃描電鏡完成,加速電壓為15 kV。鋯石U-Pb年代學在天津地質礦產研究所利用激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICPMS)測定。詳細的分析程序、分析精度和準確性見李懷坤等(2009)。分析結果根據Andersen(2002)方法進行普通Pb校正。鋯石 U-Pb年齡計算及諧和圖均采用 ISOPLOT3.0(Ludwig,2003)程序完成。

3 CL圖像分析和鋯石U-Pb定年結果

鋯石是花崗巖類巖石中普遍存在的副礦物,其耐磨和抗風化能力強,富含U、Th放射性元素,具有良好的物理化學穩定性。鋯石 U-Pb體系是所有礦物同位素體系中封閉溫度最高的(～800～900℃),是確定變質作用峰期年齡和巖漿巖結晶年齡的理想手段(Wu et al.,2004)。鋯石內部結構分析是合理解釋所測鋯石 U-Pb年齡的必要前提和重要依據。目前,陰極發光(CL)圖像是揭示鋯石內部結構的有效手段(Wu et al.,2004)。由于235U和238U的半衰期及豐度存在差異,導致在放射性成因組分積累較少的年輕鋯石中,放射性成因207Pb的豐度比放射性成因206Pb的豐度約低一個數量級,對于年齡較輕(<1 Ga)的鋯石,采用206Pb/238U年齡更加準確(李建華等,2014)。本文所測定的花崗巖形成于古生代,故采用206Pb/238U年齡進行加權平均值計算。

樣品YY150-1中的鋯石多為淺黃色或無色,透明-半透明,柱狀或長柱狀,晶體自形程度較好。顆粒較大,長度為 100～200 μm,寬為 80～120 μm,長寬比為1.5:1～2.5:1。陰極發光電子(CL)圖像顯示,樣品中的大部分鋯石具相似形態,均為無核具韻律震蕩環帶結構(圖3A),反映被測鋯石為典型的巖漿結晶鋯石,且未發生顯著的 Pb丟失。本文共選擇 32顆巖漿鋯石,進行了 32個點的定點分析,這些點ω(Th)為(233～1080)×10-6,ω(U)為(633～1320)×10-6,Th/U比值為 0.37～0.99。所有數據點都位于諧和線上或附近(圖 3B),對其進行加權平均值計算,獲得加權平均年齡為(421±2) Ma(MSWD=0.104),屬于古生代,代表了巖體的結晶年齡。

樣品YY151-1中的鋯石多為淺黃色或無色,透明-半透明,自形或半自形長柱狀。顆粒長度多為100～200 μm,寬為 60～150 μm,長寬比為 1.5:1～4:1。陰極發光電子(CL)圖像顯示,大部分鋯石邊部均顯示強烈振蕩韻律環帶的結構面貌,揭示典型巖漿成因鋯石特征(圖 3C)。個別鋯石(9.1)具弱核-邊結構:核部CL較弱,顏色較深,為典型的捕虜鋯石核。本文共選擇 33顆鋯石,進行了 33個點的定年分析,除 9.1 外,其余點的ω(Th)為(94～1010)×10-6,ω(U)為(409～1183)×10-6,Th/U比值為0.37～1.38。這些數據點都位于諧和線上或附近(圖3D),對其進行加權平均值計算,獲得加權平均年齡為(423±2) Ma(MSWD=0.39),代表了巖體的結晶年齡。捕虜鋯石核 9.1 的ω(Pb)為 417×10-6,ω(U)為 949×10-6,Th/U比值為0.1,207Pb/206Pb年齡為2581 Ma。

圖3 宏夏橋和板杉鋪巖體被測鋯石陰極發光圖像和LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images and zircon U-Pb concordia diagrams of Hongxiaqiao and Banshanpu granitoids

樣品 YY152-1中鋯石多為淺黃色或無色,透明-半透明,柱狀或長柱狀,晶體自形程度較好。顆粒長度為 150～250 μm,寬為 80～120 μm,長寬比為1.5:1～3:1。陰極發光電子(CL)圖像顯示,樣品中的鋯石均為無核具韻律震蕩環帶結構(圖3E),證實這些鋯石為巖漿成因。本文共選擇32顆鋯石,進行了32個點的定點分析,這些點ω(Th)為(68～1047)×10-6,ω(U)為(643～1773)×10-6,Th/U比值為0.23～0.79。所有數據點都位于諧和線上或附近(圖 3F),經加權平均計算,獲得加權平均年齡為(422±2) Ma(MSWD=0.22),代表了巖體的結晶年齡。

樣品YY153-1中的鋯石多為淺黃色或無色,透明-半透明,自形或半自形長柱狀。顆粒為 150～200 μm,寬為 80～120 μm,長寬比為 1.5:1～2.5:1。陰極發光電子(CL)圖像顯示,該樣品鋯石主要為無核具強烈韻律震蕩環帶結構(圖 3G),反映這些鋯石為巖漿成因。本文共選擇 32顆鋯石,進行了32個點的定年分析,這些點的ω(Th)為(292～1404)×10-6,ω(U)為(730～2900)×10-6,Th/U 比值為 0.21～1.16。所有數據點都位于諧和線上或附近(圖 3H),經加權平均計算,獲得加權平均年齡為(421±2) Ma(MSWD=0.025),代表了巖體的結晶年齡。

4 巖石地球化學特征

關于宏夏橋和冷杉鋪巖體的巖石地球化學特征,前人已做詳細的研究,積累了一批高質量的測試數據(關義立等,2013;許德如等,2006)。綜合這些數據,這兩個花崗巖體的主量元素質量分數:ω(SiO2)=64%～70%,ω(Al2O3)=15.17%～17.00%,全堿ω(Na2O+K2O)=5.81%～6.31%,ω(P2O5)=0.09%～0.18%,ω(TiO2)=0.37%～0.61%,ω(MgO)=0.52%～1.58%,ω(FeOt)=2.68%～4.79%,ω(CaO)=2.64%～4.39%;鋁飽和指數A/CNK值為1.11～1.4,A/NK指數為 1.80～2.30,顯示準鋁質-過鋁質花崗巖的特征(關義立等,2013;許德如等,2006)。在微量元素組成上,這兩個花崗巖體顯示明顯高 Sr(345×10-6～520×10-6),和偏低 Y(8.4×10-6～17.82×10-6)和Rb(110×10-6～180×10-6),Sr/Y 比值(33.6～63.5)顯著高,而Rb/Sr比值(0.17～0.42)非常低(關義立等,2013;許德如等,2006),符合Martin(1999)提出的埃達克質巖漿的基本特征。在微量元素蛛網圖中,這兩個巖體均富集大離子親石元素(Ba,Rb,K)、Th和U元素,相對虧損 Nb、Ta和 Ti元素。稀土元素配分模式上,ω(ΣREE)為(102～184)×10-6,中等-弱負Eu異常(δEu=0.68～0.74),輕稀土富集 (La/Yb)N=16.71～32.35(關義立等,2013;許德如等,2006),與殼源花崗巖的稀土元素特征一致(Harris et al.,1992)。全巖Sr-Nd同位素測試結果顯示,兩巖體的(87Sr/86Sr)i值為 0.7078～0.7169,εNd(t)值為–8.4 ～ –6.4,這些結果進一步佐證了殼源的特性。Nd模式年齡T2DM為1.72～1.80 Ga(關義立等,2013),暗示這兩個巖體可能起源于古元古代地殼物質的部分熔融。

5 討論

5.1 宏夏橋和板杉鋪花崗巖體形成時代與巖石學成因

本文LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb定年結果表明,宏夏橋巖體形成于 423～421 Ma,板杉鋪巖體形成于 423～422 Ma,這一結果與前人獲得的巖體結晶鋯石年齡(宏夏橋巖體:434～432 Ma;板杉鋪巖體:432～418 Ma)基本一致(關義立等,2013;Zhang et al.,2012)。綜合上述年代學資料可知,宏夏橋和板杉鋪花崗巖為華南古生代同期巖漿活動的產物。這兩個巖體具顯著高的Sr/Y和La/Yb比值,與典型的埃達克巖類似(Martin et al.,1999)。通常,埃達克巖的巖石成因與(1)地幔玄武質巖漿底侵作用使地殼發生垂向增生,導致地殼厚度加大并使下地殼保持高熱流狀態和部分熔融(Atherton and Petford,1993),或(2)俯沖洋殼的部分熔融(Johnston et al.,1997)有關。前者一般形成于陸內造山環境,而后者在新生代的島弧火山巖中有較多發現。宏夏橋和板杉鋪花崗巖低的εNd(t)值(–8.4 ～ –6.4)和高放射性成因 Sr 值(0.7078～0.7169)暗示它們可能源自地殼物質的部分熔融,且形成過程中無明顯地幔物質的加入,與俯沖洋殼的部分熔融無關。這也與早古生代華南地殼發生了顯著縮短加厚的地質事實相符(Charvet et al.,2010)。

5.2 華南古生代陸內造山過程及年代學探討

主造山期地殼擠壓增厚與造山后期地殼伸展減薄構成了華南早古生代陸內造山過程的一個完整構造旋回(Faure et al.,2009;張苑等,2011)。然而,關于這一造山過程的年代學一直缺乏有效的同位素年代學約束。本文對華南古生代巖漿活動和高級變質作用的高精度鋯石 U-Pb和云母 Ar-Ar年齡進行了統計(圖1),其為探討華南早古生代巖漿-變質作用的時序格架和陸內造山過程提供關鍵的年代學依據。

宏夏橋和板杉鋪埃達克質花崗巖形成于423～421 Ma,暗示～420 Ma以前,華南已遭受構造擠壓,地殼已發生了顯著的縮短加厚和部分熔融作用。這期強烈的擠壓事件造成華南前泥盆紀地層廣泛褶皺(舒良樹,2006),并誘發大規模重熔型巖漿活動和混合巖化作用,導致武夷—云開造山帶大面積460～420 Ma混合巖和片麻狀花崗巖形成(圖1),如贛南菖蒲混合巖(446 Ma;徐先兵等,2009)、閩北混合巖(440～435 Ma;劉銳等,2008)、閩西天井坪組混合巖(447 Ma;Zeng et al.,2008)、浙西南松陽八都群塹頭組混合巖(436 Ma;陳正宏等,2008)、贛中南界品和東堡片麻狀花崗巖(441 Ma和436 Ma;張苑等,2011)、粵南云潭和池峒、桂東博白和松旺片麻狀花崗巖(441～420 Ma;Wang et al.,2007a)。除此之外,這期擠壓還造成華夏地塊基底強烈韌性剪切和高級變質作用。Faure等(2009)對贛南含石榴子石云母片巖進行了獨居石U-Th-Pb定年,證實華夏地塊北緣于453 Ma發生了top-to-the-south韌性剪切和角閃巖相變質作用。Li等(2010)運用SHRIMP鋯石U-Pb法,對陳蔡、龍游和麻源地區的角閃巖、變輝長巖和花崗片麻巖中的變質鋯石進行了測定,證實武夷山—云開造山帶角閃巖相變質的時代為～460～445 Ma。Wan等(2007)對麻源群片麻巖中的變質鋯石進行了 SHRIMP鋯石 U-Pb定年,證實麻源群角閃巖變質時代為458～425 Ma。于津海等(2005)對閩西南桃溪變質巖進行了鋯石U-Pb年代學和Hf同位素測試,證實該區晚新元古代沉積巖于 443 Ma發生了麻粒巖相變質作用。綜合上述資料可知,華南早古生代陸內擠壓造山作用發生于～460～420 Ma,主要表現為前泥盆紀地層廣泛褶皺和大規模地殼重熔型巖漿活動、混合巖化作用、基底韌性剪切及高級變質作用。

早古生代陸內造山后期的伸展松弛作用導致華南大陸地殼減壓減薄,形成一系列后造山巖漿巖(徐先兵等,2009)。與華南早古生代主造山期大規模地殼重熔和混合巖化巖漿活動相比,造山后期巖漿活動較弱,以～420～400 Ma未變形塊狀S型花崗巖為主(圖1),如江西豐頂山黑云母花崗巖(402 Ma;張菲菲等,2010)、廣西樂安二長花崗巖(409 Ma;張芳榮等,2009)、福建瑋埔花崗巖(419 Ma;陳正宏等,2008),云開那蓬黑云母花崗巖(418 Ma;王江海等,1998)、湖南彭公廟和苗兒山黑云母花崗巖(405 Ma和400 Ma;Zhang et al.,2012)等。同時,地殼伸展作用還導致武夷山和武功山高級變質帶隆升并伴隨退變質和張扭性韌性剪切作用,高精度SHRIMP鋯石U-Pb和云母40Ar/39Ar指示后造山隆升、退變質和張扭性剪切作用形成于～420～385 Ma(舒良樹等,1999;Faure et al.,2009;Li et al.,2010)。綜上所述,華南早古生代陸內造山后期的伸展松弛作用發生于～420～385 Ma,主要表現為后造山花崗巖形成、張扭性韌性剪切和退變質作用。之后,晚泥盆紀礫巖呈角度不整合廣泛覆蓋在整個華南大陸上,形成統一的中國南方沉積體系和古地理格局(舒良樹,2006)。

6 結論

湖南東部宏夏橋和板杉鋪巖體分別由黑云母花崗閃長巖和黑云母二長花崗巖組成,它們的鋯石均呈無核具強烈韻律震蕩環帶結構,為典型巖漿成因。LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb定年結果顯示,宏夏橋巖體形成于 423～421 Ma,板杉鋪巖體形成于422～421 Ma。地球化學特征顯示這兩個巖體均為殼源型準鋁質-過鋁質花崗巖,它們的形成與早古生代華南地殼縮短加厚和部分熔融作用相關。綜合區域巖漿和變形變質年代學資料,本文將華南早古生代陸內擠壓造山事件和后造山伸展松弛事件的時間分別限定在～460～420 Ma和～420～385 Ma。

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