桂東北晚震旦世?寒武紀砂巖物源特征:對華南早古生代構造演化的制約

劉奕志, 龐崇進, 3*, 馮佐海, 3, 康志強, 3, 藍健寧, 朱家明, 肖冰清, 喻文亮

桂東北晚震旦世?寒武紀砂巖物源特征:對華南早古生代構造演化的制約

劉奕志1, 2, 龐崇進1, 2, 3*, 馮佐海1, 2, 3, 康志強1, 2, 3, 藍健寧1, 朱家明1, 肖冰清1, 喻文亮1

(1.桂林理工大學 地球科學學院, 廣西 桂林 541004; 2.廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室, 廣西 桂林 541004; 3.有色金屬礦產勘查與資源高效利用協同創新中心, 廣西 桂林 541004)

桂東北位于南嶺西段, 為江山?紹興斷裂帶的南部延伸地帶, 較好地保存了華南晚震旦世?寒武紀構造演化的沉積記錄。本文對桂東北晚震旦世?寒武紀砂巖開展了巖相學、地球化學和碎屑鋯石U-Pb年代學工作, 試圖揭示其物質來源及地質意義。分析結果表明, 永福、賀州兩地淺變質長石石英砂巖和石英雜砂巖具有富集輕稀土元素, 虧損重稀土元素, 弱Ce負異常, 明顯Eu負異常的特征, 母巖以上地殼長英質巖石和再循環古老沉積物組分為主。地球化學構造判別圖顯示, 研究區在晚震旦世?寒武紀時可能處于類似被動大陸邊緣的構造環境。永福地區晚震旦世砂巖中900～780 Ma的碎屑鋯石含量豐富并少量出現2.0 Ga的鋯石, 與揚子陸塊具有明顯的親緣性; 但賀州地區晚震旦世砂巖以含大量～1.0 Ga碎屑鋯石, 與華夏陸塊具有明顯的親緣性。永福與賀州地區寒武紀砂巖中的碎屑鋯石均以～1.0 Ga為主, 暗示其物源區在早?中寒武世前(>520 Ma)由揚子陸塊轉變為華夏陸塊。結合古地理特征, 這一物源變化暗示早寒武世開始南華裂谷盆地逐漸變淺和縮小。受加里東期構造運動的影響, 揚子與華夏陸塊于早?中寒武世再次拼合, 其西南分界線可能從永福與賀州之間通過。依據碎屑鋯石物源分析, 我們認為晚震旦世?寒武紀時期華南位于東岡瓦納大陸北緣, 可能在印度北西緣的外圍。

晚震旦世?寒武紀; 沉積地球化學; 碎屑鋯石U-Pb定年; 揚子與華夏陸塊界線; 岡瓦納大陸

0 引 言

華南板塊主體由兩個前寒武紀陸塊組成, 西北部為太古宙?古元古代(約1800 Ma)的揚子陸塊, 東南部為太古宙?中元古代(≥1400 Ma)的華夏陸塊。揚子和華夏陸塊經歷了長期、多階段的構造運動復合、疊加、改造和演化, 呈現出復雜多樣的特點(張國偉等, 2013)。二者很可能在920～830 Ma期間, 伴隨著古華南洋的閉合, 聚合成為統一的華南大陸(Wang et al., 2007; Li et al., 2009; Zhao and Guo, 2012; 王孝磊等, 2017)。隨后, 南華裂谷盆地的形成和演化造成揚子和華夏陸塊的再次分離, 而廣西運動(加里東期構造運動)使華夏陸塊與揚子陸塊再次碰撞拼合, 形成真正統一的華南大陸(舒良樹, 2012)。早古生代揚子陸塊與華夏陸塊匯聚的北東段(浙贛皖地區)邊界為江山?紹興斷裂(舒良樹, 2006, 2012), 但二者在西南段的界線存在較多的觀點, 如龍勝地區斷裂帶(郭令智等, 1984; 夏斌, 1984)、欽?杭結合帶(楊明桂和梅勇文, 1997; 胡肇榮和鄧國輝, 2009), 華南板塊出露的板溪群的南部邊緣(Li et al., 1999)、郴州?臨武斷裂(Wang et al., 2003)、憑祥?崇左江州?南寧昆侖關?來賓?荔浦?恭城一線(陳凌云和張忠偉, 2003; 陳懋弘等, 2006)、吳川?四會斷裂(Zhang and Wang, 2007)、滇東南?黔西南的彌勒?師宗?羅平?興義?望謨?羅甸一線(董云鵬等, 2002; Guo et al., 2009)、湘桂交界苗兒山與金雞嶺之間(王鵬鳴等, 2013)、鹿寨隆起及大瑤山以西(Ding et al., 2017)等。

桂東北地區處于華南板塊的西南部, 為江山?紹興斷裂帶的西南延伸地帶。研究區較好地保存了寒武紀地層, 并有少量前寒武紀變質基底, 是厘定早古生代揚子和華夏陸塊再次拼合的西南段邊界的關鍵記錄。本文以桂東北永福和賀州兩地區晚震旦世?寒武紀砂巖為研究對象, 通過詳細的巖相學、地球化學和碎屑鋯石U-Pb年代學進行物源對比分析, 試圖厘清研究區晚震旦世?寒武紀砂巖的地球化學特征以及物質來源, 從而對華南中南部早古生代大地構造演化以及揚子和華夏陸塊再拼合過程中的西南段邊界提供約束, 并探討華南與岡瓦納大陸的關系。

1 區域地質概況

研究區位于桂東北永福和賀州兩地區(圖1), 區內最古老地層為新元古代四堡群, 以海相碎屑巖沉積為主, 夾火山巖, 不整合于新元古代丹洲群之下(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)。

1. 新生界; 2. 中生界; 3. 下古生界; 4. 奧陶系; 5. 寒武系; 6. 震旦系; 7. 前震旦系; 8. 新元古代巖體; 9. 加里東期巖體; 10. 印支期-燕山期巖體; 11. 斷層; 12. 采樣點。

永福地區出露最老地層為震旦系, 震旦系自下至上由南沱組、陡山沱組和老堡組構成。南沱組巖性以灰綠色塊狀含礫砂質泥巖、含礫砂巖為主, 夾少量白云質砂巖。陡山沱組底部為淺灰色砂質泥巖夾白云巖透鏡體, 下部為淺灰色砂質泥巖夾頁巖, 上部為灰白色(含鐵)硅質巖夾硅質頁巖。老堡組基本為層狀硅質巖。寒武系自下而上劃分為清溪組和邊溪組。清溪組下部為灰黑色泥質頁巖、炭質頁巖夾薄層硅質巖, 上部為灰色灰巖、泥質灰巖。邊溪組下部以灰黑色頁巖為主, 上部以灰色砂巖夾頁巖為主。

賀州地區出露最老地層為南華系和震旦系, 二者零星分布。其中南華系劃分為天子地組和正圓嶺組, 為一套青灰色細粒長石石英砂巖夾薄層泥巖、粉砂巖、泥質粉砂巖。震旦系由培地組構成, 以灰綠色細砂巖、粉砂巖、泥頁巖夾多層硅質巖為特征。寒武系由小內沖組和黃洞口組構成。小內沖組巖性為灰綠色長石、石英雜砂巖及巖屑長石砂巖夾泥頁巖及粉砂巖。黃洞口組巖性為黃綠?灰綠色雜砂巖及長石巖屑砂巖或石英、長石雜砂巖夾頁巖、粉砂巖。

研究區地質構造較復雜, 不同時期的構造相互疊加, 控制著區內的巖漿和沉積活動。區域上的主要斷裂呈NE-NEE向, 對本區影響較大的斷裂有NE向的新資斷裂帶、龍勝?永福斷裂、荔浦斷裂等(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985; 陳凌云和張忠偉, 2003; 陳懋弘等, 2006)。區內出露不同時代巖漿巖, 以加里東期花崗巖巖體為主, 如苗兒山巖體、越城嶺巖體、海洋山巖體、都龐嶺巖體、桂嶺巖體、大寧巖體、永和巖體和雪花頂巖體等(劉耀榮等, 2003; 付建明等, 2004; 魯學悟等, 2008; 李曉峰等, 2009; 程順波等, 2012; 柏道遠等, 2014, 2015; 郭麗爽等, 2017); 燕山期巖體主要以花山?婆姑山巖體和九嶷山巖體等為代表(付建明等, 2004; 馮佐海等, 2011), 此外在桂北地區發育新元古代鎂鐵質?超鎂鐵質巖體(李獻華, 1999)。

2 樣品采集及分析方法

本次研究樣品分別采自永福?賀州兩地區的晚震旦世?寒武紀地層(采品位置見圖1、2)。永福地區包括晚震旦世老堡組(16YF03、16YF14)、寒武紀清溪組(16YF05-1、16YF05-2)和邊溪組(16YF07、16YF09)6件樣品; 賀州地區包括晚震旦世培地組(16DN03-1、16DN09-2)、寒武紀小內沖組(16DN09-1、16DN15-1)和黃洞口組(16DN11-3、16DN19-1)6件樣品。

巖相學、地球化學和碎屑鋯石U-Pb年代學測定在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室完成, 鋯石制靶和陰極發光(CL)圖像拍攝在重慶宇勁科技有限公司完成。選取12件沉積巖樣品, 無污染粉碎至200目, 用于全巖地球化學分析。主量元素使用X射線熒光光譜(XRF)完成, 大多數元素分析精度優于2%; 微量和稀土元素測定采用電感耦合等離子體質譜儀Finnigan Element ICP-MS完成, 分析精度優于10%, 絕大多數優于5%。

選出6件砂巖樣品挑選鋯石, 根據鋯石的顏色特征選取200粒制靶、清洗、拋光, 通過光學顯微鏡拍攝反射光和透射光圖像, 采用掃描電鏡拍攝鋯石陰極發光(CL)圖像。鋯石U-Pb同位素測定采用LA-ICP-MS為美國Agilent公司生產的Agilent7500cx, 而激光剝蝕系統為美國ESI公司生產的NWR-193。激光剝蝕中采用氦氣作為載氣、氬氣作為補償氣以調節靈敏度。儀器工作參數為: 激光剝蝕方式為單點剝蝕, 輸出波長193 nm, 直徑為32 μm, 時間分析數據包括20 s的空白信號和35 s的分析信號, 激光脈沖重復頻率5 Hz, 脈沖能量為10 J/cm2。校正采用標準參考物質GJ-1(598.3～602.7 Ma)(Jackson et al., 2004), 數據年齡以標準鋯石TEMORA(417 Ma, Black et al., 2003)為外標。數據處理使用軟件ICPMSDataCal 8.3(Liu et al., 2010), 普通Pb校正采用Andersen (2002)的方法。單個數據點誤差均為1σ, 樣品年齡加權平均值誤差為2σ, 鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制采用ISOPLOT 3.0(Ludwig, 2003), 平均年齡計算取95%置信區間。

由于放射性鉛同位素的影響, 當年齡＜1000 Ma時, 采用206Pb/238U年齡值; 當年齡＞1000 Ma時, 采用207Pb/206Pb年齡(Compston et al., 1992)。同時對于諧和度＜90%或＞110%的數據, 視為不諧和, 不參與下文討論。

3 巖相學特征

永福地區寒武紀邊溪組樣品(16YF09)和清溪組樣品(16YF05-2)均為中?細粒長石石英砂巖(圖2a、b), 具中?細粒砂質結構, 粒徑多為0.25～0.35 mm(中砂占35%)、0.03～0.20 mm(細砂占60%)和0.03～ 0.05 mm(粉砂占5%), 分選性中等。碎屑顆粒以石英(82%～87%)為主、有長石(6%～7%)、白云母(≤1%)和綠泥石集合體(＜1%)。碎屑顆粒多呈次棱角狀, 石英可見波狀消光, 含包裹體。長石為斜長石和正長石, 輕微蝕變。雜基為細小鱗片狀絹云母(5%～10%), 見輕度重結晶絹云母。晚震旦世老堡組樣品(16YF03)為細粒石英雜砂巖(圖2c), 具細粒砂質結構, 粒徑多為0.03～0.20 mm(細砂占70%)和0.03～0.05 mm(粉砂占30%), 分選性中等。碎屑顆粒以石英(75%～80%)為主、次為硅質巖屑(3%～4%), 少量白云母(＜1%)、泥質巖屑(＜1%)和綠泥石集合體(＜1%)。碎屑顆粒呈次圓狀?棱角狀, 石英可見波狀消光, 含包裹體, 定向排列, 具淺變質特征, 少見長石礦物。雜基主要為細小鱗片狀絹云母(15%～20%)及少量赤鐵礦(＜1%), 見輕度重結晶絹云母, 均勻分布于碎屑間, 略顯定向排列。

賀州地區寒武紀黃洞口組樣品(16DN19-1)、小內沖組樣品(16DN15-1)和晚震旦世培地組樣品(16DN09-2)均為不等粒長石石英砂巖(圖2d～f), 具不等粒砂質結構, 粒徑多為0.30～0.50 mm(中砂占55%)、0.03～0.25 mm(細砂占45%)和0.03～0.05 mm (粉砂較少), 分選性較差。碎屑顆粒主要以石英(80%～90%)為主, 有長石(4%～12%)、白云母(≤1%)和綠泥石集合體(＜1%)。碎屑物磨圓度多呈次棱角狀, 石英可見波狀消光, 少數石英具溶蝕現象。長石為斜長石和正長石, 輕微蝕變。雜基主要為細小鱗片狀絹云母(5%～10%), 可見輕度重結晶絹云母。

礦物代號: Q. 石英; Pl. 斜長石; Kf. 鉀長石; Mu. 白云母; Ser. 絹云母; Hm. 赤鐵礦。

永福?賀州兩地區的晚震旦世?寒武紀樣品均具有淺變質特征, 但永福地區晚震旦世老堡組樣品的礦物組成(較少的石英、長石和赤鐵礦等暗色礦物及較多填隙物)和粒度較細顯示與其他樣品不同, 可能受不同的沉積過程及源區差異影響。

4 地球化學特征

4.1 主量元素

永福?賀州兩地區晚震旦世?寒武紀砂巖的主量元素組成整體相似(表1)。樣品的SiO2含量中等, 為59.35%～76.95%, 平均72.14%, 高于平均上地殼(UCC, 66.00%)和澳大利亞后太古宙頁巖(PAAS, 62.80%)。Al2O3含量為9.91%～17.69%(平均13.17%), 低于PAAS(18.88%), 接近UCC(15.20%)。K2O含量在1.92%～ 4.48%之間(平均2.91%), Na2O含量在0.10%～1.96%之間(平均1.36%)。K2O/Na2O值變化范圍較寬, 除樣品16YF03(K2O/Na2O=40.7)較大外, 其他樣品的K2O/Na2O值變化于0.76～3.32(平均2.01)。通常認為, SiO2/Al2O3值可以反映沉積巖成熟度(Taylor and McLennan, 1985), 樣品的SiO2/Al2O3值變化于3.07～7.76(平均5.56), 表明樣品的成熟度屬于中等。Al2O3/(CaO+Na2O)值可以用來判斷細碎屑巖中穩定組分與不穩定組分的相對含量(顧雪祥等, 2003)。除樣品16YF03(Al2O3/(CaO+Na2O)=41.7)外, 其他樣品的Al2O3/(CaO+Na2O)值介于4.50～11.01(平均7.78), 其明顯高于島弧和活動大陸邊緣雜砂巖的值(1.72～ 2.56; 顧雪祥等, 2003及其參考文獻), 而與PAAS的比值(7.61; Taylor and McLennan, 1985)接近, 表明樣品中穩定組分含量相對較高。樣品中代表相對基性組分的(FeOT+MgO)含量相對較高, 為4.81%～9.79% (平均6.89%), 大部分樣品明顯低于PAAS(9.37%), 相似于UCC(6.70%)。

表1 永福?賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖主(%)、微量元素(μg/g)組成

續表1:

注: PAAS、UCC和REE標準化球粒隕石數據來自Taylor and Mclennan(1985); 化學蝕變指數CIA=100×Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O), 式中化學成分均為摩爾數, CaO*指存在于硅酸鹽礦物中的CaO, 當CaO的摩爾數大于Na2O 時, CaO*=Na2O, 反之, CaO*=CaO(梁斌等, 2006)。

4.2 微量元素

樣品的微量元素總體變化較大(表1、圖3)。其中, 相容元素Cr、Ni、Co和V的含量分別介于57.60～ 120.20 μg/g、19.42～51.22 μg/g、7.41～18.41 μg/g和59.90 ～107.59 μg/g之間。盡管研究區樣品中Co、Cr、Ni、Sc、V元素含量和Cr/Ni、Ni/Co、Sc/Ni、Sc/Cr比值顯示一定變化, 但總體上類似PAAS。大離子親石元素Rb、Ba、Sr的含量分別介于73.3～164 μg/g、582～2660 μg/g和31.3～123 μg/g之間。高場強元素Zr、Hf、Th和U的含量分別變化于144～298 μg/g、4.90～9.95 μg/g、9.88～21.6 μg/g和1.85～4.35 μg/g之間。相比于PAAS, 研究區樣品相容元素Cr、Ni、Co、V的含量相對較低, 大離子親石元素Rb、Sr虧損, 而Ba相對富集(圖3)。在風化條件下, Ba易于固定, 而Sr易被淋失, 表明樣品的風化程度強于PAAS。高場強元素Zr、Hf相對富集, Th、U元素與PAAS基本一致(圖3)。

圖3 永福?賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖微量元素澳大利亞后太古宙頁巖(PAAS)標準化蛛網圖(PAAS標準化值據Taylor and McLennan, 1985)

樣品的稀土元素含量和特征參數見表1和圖4。樣品的稀土元素總量(ΣREE)為152.71～206.99 μg/g (平均183.42 μg/g), 均高于UCC(146.37 μg/g), 接近于PAAS(184.77 μg/g)。LREE/HREE值為6.17～10.45, 平均8.47, 低于UCC(9.56)和PAAS(9.49)。(La/Yb)N值為6.25～12.65(平均9.57), (Gd/Yb)N值為1.67～3.45 (平均2.57), 表明樣品輕重稀土元素分異明顯、重稀土元素內部分異較弱。樣品具有弱的Ce負異常(δCe=0.84～0.95)。除永福地區晚震旦世老堡組樣品具有弱Eu負異常(平均δEu=0.92)外, 其他樣品均呈現明顯的Eu負異常(δEu=0.62～0.72, 平均0.67)。總體而言, 研究區樣品的稀土元素配分模式與典型的PAAS、UCC相似(圖4), 為明顯的右傾型, 富集輕稀土元素、虧損重稀土元素, 具有弱Ce負異常, 明顯Eu負異常。而永福地區晚震旦世老堡組樣品以弱的Eu負異常, 較低Th、U含量和Th/Sc、(La/Yb)N值而與其他樣品明顯不同。

5 碎屑鋯石特征及年齡組成

挑選了永福?賀州兩地區6件晚震旦世?寒武紀砂巖樣品(16YF03、16YF05-2、16YF09、16DN09-2、16DN15-1、16DN19-1)開展碎屑鋯石U-Pb年代學分析。透反射光和CL圖像(圖5)顯示, 大部分鋯石顆粒為淺灰色、部分為淺白亮色, 透明至半透明, 粒徑長度約50～150 μm, 長寬比約1∶1～3∶1。部分鋯石顆粒呈棱角狀, 自形程度高, 表明其可能為近源沉積的鋯石; 而部分顆粒顯示次圓狀, 呈半自形、它形, 反映其經歷了長期的搬運或為沉積再循環鋯石。絕大部分鋯石顆粒顯示典型的韻律生長振蕩環帶或扇形分帶, 大部分鋯石的Th/U值>0.4(約占70%), 表明其為巖漿成因(吳元保和鄭永飛, 2004)。部分鋯石發育增生邊, 尤其是古老的鋯石顆粒具有明顯的核邊結構或核幔結構(圖5), 鋯石的Th/U值<0.1 (約占3%), 暗示其為變質成因(吳元保和鄭永飛, 2004)。每個樣品隨機選取75個鋯石顆粒(共450個)進行U-Pb同位素定年分析, 結果見表2(數據較多見網絡電子版), 將諧和度在90%～100%范圍內的年齡數據(共407個)視為有效數據, 繪制碎屑鋯石U-Pb年齡諧和圖(圖6)和年齡頻率直方圖(圖7)。

PAAS. 澳大利亞后太古宙頁巖; UCC. 上地殼; OIA. 大陸島弧; CIA. 大陸島弧; ACM. 活動大陸邊緣; PM. 被動大陸邊緣。

5.1 晚震旦世砂巖

對永福地區晚震旦世老堡組雜砂巖(16YF03)隨機選取了75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 得到65個有效年齡(表2)。大多數測點位于諧和線上(圖6a), 主要的年齡峰值為878 Ma, 次要年齡峰值為654 Ma、990 Ma和1975 Ma(圖7a)。最年輕的鋯石年齡為588±5 Ma, 而最老的鋯石年齡為3459±42 Ma。

對賀州地區晚震旦世培地組砂巖(16DN09-2)隨機選取了75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 共獲得70個有效數據(表2)。大部分測點都位于諧和線上(圖6b), 主要年齡峰值為995 Ma, 次要年齡峰值為819 Ma、1427 Ma、1774 Ma和2509 Ma (圖7b)。最年輕的鋯石年齡為553±8 Ma, 而最老的鋯石年齡為3400±38 Ma。

5.2 寒武紀砂巖

對永福地區寒武紀清溪組砂巖(16YF05-2)隨機選取了75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 共獲得75個有效數據(表2)。所有測點均位于諧和線上(圖6c), 鋯石年齡變化較大, 主要年齡峰值為950 Ma, 次要年齡峰值為536 Ma、786 Ma、1476 Ma和2462 Ma(圖7c)。最老的鋯石年齡為3158±59 Ma, 5顆最年輕的鋯石年齡變化于520～ 527 Ma, 加權平均年齡為522 Ma, 代表最大沉積作用不早于522 Ma。

對永福地區寒武紀邊溪組砂巖(16YF09)隨機選取75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 共獲得69個有效數據(表2)。大部分測點位于諧和線上(圖6e), 鋯石年齡變化較大, 年齡譜主峰為997 Ma, 此外還有538 Ma、843 Ma和2420 Ma三個次峰(圖7e)。1顆最老的鋯石年齡為3527±26 Ma。兩顆最年輕的鋯石年齡為518 Ma和522 Ma(平均520 Ma), 表明該沉積巖的沉積作用不早于520 Ma。

對賀州地區寒武紀小內沖組砂巖(16DN15-1)隨機選取了75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 共獲得69個有效數據(表2)。大多數測點位于諧和線上(圖6d), 鋯石年齡變化較大, 2顆最年輕的鋯石年齡分別為613 Ma和622 Ma (平均618 Ma), 最老的年齡為3158±59 Ma。年齡譜的主峰為999 Ma, 此外還有829 Ma和2440 Ma兩個次峰(圖7d)。

對賀州地區寒武紀黃洞口組砂巖(16DN19-1)隨機選取75顆碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年代學分析, 共獲得59個有效數據(表2)。大部分測點位于諧和線上(圖6f), 鋯石年齡變化較大, 1顆最年輕的鋯石年齡為674±17 Ma, 最老的年齡為3124±48 Ma。年齡譜的主峰為981 Ma, 此外還有839 Ma、1285 Ma、1798 Ma和2501 Ma四個次峰(圖7f)。

6 討 論

6.1 源巖特征: 來自主微量元素的制約

化學蝕變指數CIA以及沉積巖的A-CN-K風化程度圖可以有效地指示母巖的性質及其風化趨勢(Nesbitt and Young, 1984)。通常, 未風化的長石CIA指數為50, 未風化的花崗巖和花崗閃長巖CIA指數為45～55, 而高嶺土和綠泥石的CIA指數趨近100(Nesbitt and Young, 1982; 王鵬鳴等, 2013)。永福?賀州兩地區晚震旦世?寒武紀砂巖的CIA值變化于71～78(平均74), 遠高于平均上地殼(CIA=48), 接近平均頁巖(CIA=73, Nesbitt and Young, 1984), 顯示出較強的風化強度。A-CN-K圖顯示永福?賀州兩地區砂巖主要為上地殼或者TTG巖石風化的產物, 也有少數是花崗質巖石風化的產物(圖8a)。未經過變質作用改造的沉積巖風化演化線與長石連線的相交點反映了源區巖石中斜長石和鉀長石的比例關系, 從而可以了解原巖的類型(王鵬鳴等, 2013)。本次研究的樣品連線大致交匯于TTG、上地殼和花崗巖之間(圖8a), 表明物源區可能是以火成巖和長英質巖石為主的中酸性巖。

圖5 永福–賀州地區晚震旦世–寒武紀砂巖中典型碎屑鋯石CL圖像及測點年齡

圖6 永福?賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖碎屑鋯石U-Pb年齡和諧圖

綜合利用沉積巖中部分主量元素、REE、Th、Sc、Co、Hf等微量元素的含量及La/Th、Co/Th、La/Sc值可以有效地判別物源特征(Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986; Floyd and Leveridge, 1987)。Girty et al. (1996)認為, Al2O3/TiO2值＜14時, 沉積物可能源于鎂鐵質巖石; Al2O3/TiO2值介于19～28之間, 可能源于花崗巖和英云閃長巖。本次研究的樣品Al2O3/TiO2值介于15.98～23.28之間(平均20.12), 表明物源主要為中酸性長英質巖石。在2-1判別圖上(圖8b), 賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖和永福地區寒武紀砂巖幾乎都落在長英質、中性火成巖物源區及石英質沉積物源區交匯處, 相似于南嶺地區的新元古代沉積巖(魏震洋等, 2009), 表明碎屑物質主要來源于中酸性火成巖混合物, 部分來自于再循環的沉積巖。而永福地區晚震旦世砂巖落在中性火成物源區和石英質沉積物源區, 與揚子南緣雪峰山地區的新元古代沉積巖相似(顧雪祥等, 2003), 表明永福地區晚震旦世砂巖主要來自于中性火成巖, 部分來自再循環的沉積巖。樣品的La/Th-Hf和Co/Th-La/Sc源巖屬性判別圖解(圖8c、d), 均表明兩地區物源區主要來自于上地殼長英質源區和古老沉積物組分的再循環。

圖7 永福-賀州地區晚震旦世-寒武紀砂巖碎屑鋯石年齡頻率直方圖(a～f)和揚子和華夏陸塊碎屑鋯石年齡頻率直方圖(g～h; 數據來源據張雄等, 2016及其文獻)

(a) A-CN-K風化程度圖(據Fedo et al., 1995; 虛線為理想的風化趨勢線); (b) 沉積巖源區判別F1-F2投影圖(據Rose rand Korsch, 1988; 揚子南緣樣品范圍據顧雪祥等, 2003; 南嶺地區樣品范圍據魏震洋等, 2009); (c) La/Th-Hf圖(據Taylor and McLennan, 1985); (d) Co/Th-La/Sc圖(據Floyd and Leveridge, 1987)。

沉積巖的REE元素配分模式曲線是判別源區巖石的重要標志(Zhao and Zhou, 1997)。對比顯示, 永福?賀州兩地區砂巖的稀土元素配分模式與典型的PAAS、UCC相似(圖4), 以明顯右傾型、輕重稀土元素分異明顯、重稀土元素內部分異較小, 具有較弱的Ce負異常為特征, 反映其主要來源于上地殼。而永福地區晚震旦世砂巖的輕重稀土元素分異相對較低(平均(La/Yb)N=6.51), 具有弱Eu負異常(平均δEu=0.92), 顯示出其物源組成的差異。Th常在酸性巖中賦存, 而Sc富集于基性巖中, Th/Sc值不隨沉積再循環作用而改變, 可以反映源區的特征(McLennan et al., 1993)。對樣品中的微量元素組成研究表明(圖9), 永福地區晚震旦世砂巖具有較低的Th、U含量和Th/Sc值(平均0.62), 明顯不同于永福地區寒武紀砂巖及賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖具有相對較高的Th、U含量和Th/Sc值(1.11), 表明永福地區晚震旦世砂巖中可能含有相對較多的基性巖成分, 相似于揚子南緣的元古代沉積巖(顧雪祥等, 2003)。而永福地區寒武紀砂巖和賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖的源區中基性巖成分含量較低, 主要為酸性巖, 更接近華夏陸塊南嶺地區新元古代沉積巖的組成(魏震洋等, 2009)。上述結論與巖相學分析結果相吻合, 即永福地區晚震旦世老堡組樣品(16YF03)具相對較多基性物質(赤鐵礦等暗色礦物); 而其他樣品含較多中酸性礦物(長石占4%～12%)和石英(80%～ 90%)。綜合研究表明, 研究區晚震旦世?寒武紀砂巖主要來自于上地殼長英質源區和古老沉積物組分再循環, 同時永福地區晚震旦世砂巖含有基性組分。

圖9 永福?賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖微量元素二維投影圖

6.2 物源分析: 來自碎屑鋯石U-Pb年齡的制約

碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖顯示, 永福地區晚震旦世老堡組樣品(16YF03)具有與揚子南緣新元古代沉積巖相似的碎屑組成, 它們以含大量900～780 Ma主年齡峰, 654 Ma、990 Ma和1975 Ma次年齡峰值為特征, 顯示與揚子陸塊的親緣性(圖7g)。其中900～ 780 Ma的鋯石呈半自形, 顯示近源沉積特點, 物源可能來自于揚子陸塊南緣900～820 Ma巖漿巖(圖10a, Zhou et al., 2009)、揚子與華夏陸塊在新元古代匯聚過程的同碰撞巖漿巖(圖10a, Li et al., 2009; Wang et al., 2014)和南華裂谷盆地內820～720 Ma同裂谷巖漿(圖10a, Yao et al., 2014)。

650～550 Ma年齡報道于華夏陸塊內部(Yu et al., 2008, 2010; Yao et al., 2015)、揚子陸塊北緣和西緣(Wang et al., 2013a; Chen et al., 2017)的震旦紀沉積巖(圖10g)以及江南造山帶西段地層中650～518 Ma的凝灰巖(圖10b, Jenkins et al., 2002), 但華南未見同期侵入巖(圖10c), 其源區可能被華南的早古生代地層覆蓋, 或是來自外部物源區(圖10d, Li et al., 2014), 如澳大利亞?南極大陸西緣的Prydz-Darling造山帶(600～500 Ma, Veevers et al., 2006)、東非造山帶(650～550 Ma, Robinson et al., 2014)。馬筱(2018)對比了鄰區(黔東從江?桂北龍勝地區)晚新元古?早古生代地層中650～550 Ma碎屑鋯石的Hf()值和上述潛在源區鋯石Hf()值, 發現揚子北緣和西緣的震旦紀地層中650～560 Ma鋯石具有正的Hf()值(+1～ +8)相似于與東非造山帶北緣阿拉伯?努比亞地塊(Robinson et al., 2014)和澳大利亞板塊北西緣的Paterson造山帶(Martin et al., 2017)中的晚新元古代新生弧巖漿巖; 而華夏陸塊中650～560 Ma鋯石的Hf()值整體偏負(?17～+2)可與印度南緣Madurai地塊(Santosh et al., 2017)和斯里蘭卡地塊(Santosh et al., 2014b)的晚新元古代巖漿事件對比。Wang and Li (2003)及 Shu et al. (2014)研究認為揚子東南緣在震旦紀處于一個夭折的陸內裂谷環境, 阿拉伯地區物源難以橫跨其與華南間的大洋而超遠距離搬運。而Myrow et al. (2010)曾提出來自東非造山帶和東南極板塊的物源可以通過超遠距離的搬運到印度北緣。Zhao et al. (2017)提出一種解釋, 認為650～600 Ma碎屑物質源自沿東岡瓦納大陸北緣晚新元古代?早古生代俯沖事件相關弧火山事件的火山碎屑物質。此外, 不論是本文還是華南已報道的650～560 Ma鋯石僅占總體小部分(圖10g、h)。據此, 這些碎屑物質也能搬運到毗鄰華南的華夏陸塊一側。考慮到在震旦紀澳大利亞板塊與華南?印度彼此分離(Xu et al., 2014; Cawood et al., 2018), 因此, 本文認為華南晚震旦世碎屑物質可能源自于東非造山帶北緣和印度板塊南緣。

永福地區寒武紀樣品(16YF05-2、16YF09)和賀州地區晚震旦世?寒武紀樣品(16DN09-2、16DN15-1、16DN19-1)均與南嶺新元古代沉積巖相似, 以～1.0 Ga和～2.5 Ga年齡峰為主, 部分樣品含550～520 Ma次年齡峰, 并顯示與華夏陸塊明顯的親緣性(圖7h)。在華夏陸塊內新元古?早古生代地層的樣品中已報道了大量太古代年齡(～2.5 Ga), 如武夷山?南嶺地區晚新元古代?早古生代沉積巖(Wu et al., 2010)、粵北地區晚新元古代沉積巖(于津海等, 2006)、粵西?桂東云開地區基底變質沉積巖(周雪瑤等, 2015; 韓坤英等, 2017)。本研究區樣品中的太古代年齡(～2.5 Ga)鋯石顆粒具有較好磨圓度, 其物源可能來自于華夏陸塊內部物質經長距離搬運或者多期次地殼再循環作用。～1.0 Ga的鋯石顆粒主要呈次圓狀, 具有較好磨圓度, 表明其為遠源搬運或經歷了多期次的地殼再循環作用, 這一期的鋯石年齡廣泛地存在于華夏陸塊新元古?早古生代沉積巖中(圖10h、n, Yu et al., 2008, 2010; 王鵬鳴等, 2013)。數據資料顯示, 雖然華夏陸塊內報道有格林威爾期巖漿巖(王麗娟等, 2008; 李獻華等, 2012; 舒良樹, 2012; Yao et al., 2012; Zhang et al., 2012; Li et al., 2014), 但出露相對有限。此外, ～1.0 Ga年齡見報道于揚子陸塊東南緣晚新元古代?早古生代樣品及本文永福地區老堡組樣品中(圖10m), 部分學者將這一年齡的碎屑鋯石解釋為來自被抬升的華南基底的再循環(Li et al., 2013; Jiang et al., 2014)。然而, 華南東南部震旦紀?寒武紀地層的古水流向(由南東向北西)(陳懋弘等, 2006; Wang et al., 2010; Shu et al., 2014)及古地理重建的資料指示物源應來自華南之外東南方向的晚中元古代?早新元古代造山帶, 而不是當時應已位于水下的華夏陸塊中～1.0 Ga的基底(Wang et al., 2010)。通過與現有的早古生代岡瓦納大陸重建模型中可作為潛在源區造山帶的鋯石年齡譜峰對比(圖10e、i～l、o～r)發現, 研究區993～950 Ma鋯石(圖7)可能源于印度板塊和南極板塊之間的Rayner-Eastern Ghat造山帶(990～900 Ma)和非洲與南極板塊之間的Maud-Namaqua-Natal造山帶(1.09～1.03 Ga)(Wang et al., 2013b; Santosh et al., 2014a)。

圖10 永福?賀州地區與潛在物源區樣品中碎屑鋯石年齡分布對比(數據來源: 本文; 馬筱, 2018, 及其參考文獻)

樣品中550～520 Ma的鋯石可能來自于外部物源, 因為除了部分學者識別出海南島變火山巖(圖10b, ～528 Ma, 丁式江等, 2002)、基性巖漿巖(圖10b, ～520 Ma, Xu et al., 2007)和一些零散的530～490 Ma變質年齡(Li et al., 2010; 張愛梅等, 2011; Li et al., 2017)外, 同期的巖漿事件在華南尚鮮有報道(圖10c), 而這一期的巖漿作用廣泛存在于東岡瓦納大陸的邊緣(造山帶)(圖10f), 如北緣與原特提斯洋向南俯沖事件相關的印度北緣Bhimphedian造山帶(550～470 Ma, Cawood et al., 2007), 南緣與原太平洋向北俯沖事件相關的Terra-Australia造山帶(530～ 480 Ma, Cawood, 2005)、澳大利亞的Pinjarra造山帶(560～520 Ma, Markwitz et al., 2017)。馬筱(2018)研究了鄰區(龍勝地區)寒武系清溪組砂巖, 認為560～520 Ma鋯石具有負的Hf()值(?12～?10)與華夏陸塊寒武紀?奧陶紀地層中沉積巖、東岡瓦納超大陸北緣印度板塊南部馬達加斯加地塊(Zhou et al., 2015)、澳大利亞?南極北西緣的拉薩地塊(Zhu et al., 2012)以及Prydz帶(Veevers and Saeed, 2008)的寒武紀?奧陶紀沉積巖的鋯石Hf()值類似。同時, 將本研究區樣品與潛在源區年齡譜峰(圖10o～r)對比發現, 550～520 Ma年齡譜峰與印度北緣、澳大利亞西部地區碎屑物源相似。因此, 本文認為550～520 Ma年齡鋯石可能來自印度板塊(北緣550～470 Ma Bhimphedian造山帶、南緣570～550 Ma Kuunga造山帶)和澳大利亞板塊西緣(560～520 Ma Pinjarra造山帶)。

此外, 永福地區沉積盆地的物源從晚震旦世到寒武紀(＜580～520 Ma)發生了重大改變, 暗示著區域構造體系發生明顯的轉變。

6.3 原巖沉積構造環境

沉積巖Ce負異常的存在與否以及其強弱變化是判斷沉積環境的重要標志(Murray et al., 1990)。在大陸邊緣附近, Ce負異常不明顯(δCe=0.84～0.93)或出現正異常; 在開闊大洋, Ce負異常明顯(δCe=～0.56); 在洋中脊附近, Ce負異常最顯著(δCe=～0.28)。由表1和圖4所示, 研究區樣品中Ce負異常不明顯(δCe平均值為0.91), 表明永福?賀州兩地區在晚震旦世?寒武紀砂巖可能形成于靠近大陸邊緣的沉積環境。根據現代沉積物的組成特征, 火山活動強烈的現代深海濁積巖中的砂巖K2O/Na2O＜1, 而沉積盆地邊緣砂巖的K2O/Na2O＞1(McLennan et al., 1990)。除樣品16YF03(K2O/Na2O=40.7)較大外, 研究區其他樣品K2O/Na2O值變化于0.76～3.32之間(平均2.01), 表明其主要為缺乏火山活動的沉積盆地邊緣砂巖。

利用K2O/Na2O-SiO2圖解和La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10圖解可以判別砂巖和泥巖沉積盆地構造環境(Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986)。永福?賀州地區砂巖的K2O/Na2O和SiO2值都較高, 在K2O/Na2O-SiO2構造判別圖中大多樣品投在被動大陸邊緣(PM)范圍內, 少部分落入活動大陸邊緣(ACM)區域(圖11a)。然而, 在Th-Sc-Zr/10和La-Th-Sc的構造位置判別圖中(圖11b、c), 兩地區大部分樣品都投在大陸島弧(CIA)的區域內。兩種構造環境判別圖解得到的結論并不完全相同。由于島弧環境的特殊性使得在大陸島弧構造環境下的陸源碎屑沉積具有非常特別的化學特征, 并且不會有很多被動大陸邊緣地球化學信息。而被動大陸邊緣由于物源的復雜性則可能具有早期大陸島弧的特征(柏道遠等, 2007)。因此, 如果同時出現兩種構造背景的屬性, 則更可能為被動大陸邊緣構造環境。另一方面, 相對主量元素而言, REE、Y、Th、Zr、Hf、Ti和Sc等微量元素的化學性質穩定, 不溶于水等, 更能定量地從原巖轉移到碎屑沉積物中(McLennan et al., 1993; 柏道遠等, 2007)。這樣, 沒有經歷強烈再循環作用的沉積物往往繼承了原巖形成時的大陸島弧型的微量元素信息。因此, 在Th-Sc-Zr/10和La-Th-Sc圖中將可能落入大陸島弧范圍內(圖11b、c)。而在SiO2-K2O/Na2O構造判別圖上則更多的屏蔽了原巖的影響顯示出被動大陸構造環境的屬性(圖11a)。在Co/Th-La/Sc圖中(圖8d), 樣品主要位于中性火成巖、長英質火成物源區和石英巖沉積物源區交匯區間, 這與一般的被動大陸邊緣發育巨厚層淺海相沉積, 巖漿活動微弱等特征相吻合(楊世文等, 2016)。此外, 研究區樣品REE配分模式均區別于大洋島弧、大陸島弧和大陸邊緣構造環境的REE配分模式, 而與被動大陸邊緣的REE配分模式呈現較好地一致性(圖4)。柏道遠等(2007)和王鵬鳴等(2013)也提出湘桂地區震旦紀?寒武紀砂巖應形成于被動大陸邊緣。綜合分析認為, 永福?賀州兩地區晚震旦世?寒武紀沉積環境可能處于被動大陸邊緣。

6.4 對華南加里東期構造運動以及揚子和華夏陸塊再拼合界線的約束

揚子陸塊與華夏陸塊的東北段的界線為江山?紹興斷裂已被大多數學者接受, 但其西南段的界線則一直存在爭議。例如, 郭令智等(1984)和夏斌(1984)認為龍勝地區斷裂帶為兩地質塊體的碰撞帶。殷鴻福等(1999)從多島洋體系出發, 認為華夏與揚子南段界線應以云開地塊的北界(欽州?岑溪?羅定?云浮構造混雜巖帶)。洪大衛等(2002)從地質、地球化學和地球物理上論證, 認為華南內陸從杭州橫穿江西中部至廣西中部存在一條高Nd值的花崗巖帶可能是揚子陸塊和華夏陸塊在新元古代時的一條板塊縫合帶, 而楊明桂和梅勇文(1997)及胡肇榮和鄧國輝(2009)通過收集的數據綜合研究也得出相同結論。陳凌云和張忠偉(2003)根據地層、古生物群落、沉積建造及深源巖脈群的分布, 結合重磁資料分析, 提出了憑祥?南寧以北?柳州以南?荔浦?恭城一線為兩陸塊的西南界線。陳懋弘等(2006)運用定量化的巖相古地理證據分析研究, 結合古流向和沉積特征等實際資料, 提出荔浦斷裂為揚子陸塊與華夏陸塊西南端界線。Li (1999)認為揚子與華夏陸塊的分界線應以華南板塊出露的板溪群的南部邊緣為界。Wang et al. (2003)通過研究郴州?臨武斷裂兩側的鎂鐵質巖研究認為郴州?臨武斷裂是揚子陸塊與華夏陸塊的界線。Zhang and Wang (2007)分析了華南地區地殼地震波資料, 認為揚子陸塊和華夏陸塊的界線應是在吳川?四會斷裂。而董云鵬等(2002)和Guo et al. (2009)通過對滇東南火山巖和花崗巖的研究認為滇東南?黔西南的彌勒?師宗?羅平?興義?望謨?羅甸一線為揚子陸塊與華夏陸塊的碰撞帶。饒家榮等(2012)通過研究深部地球物理資料, 認為揚子陸塊和華夏陸塊深部結合帶北西邊界大致在安徽歙縣?南昌?湖南大圍山?溈山?城步?廣西河池一線, 南東邊界大致在江山?紹興?新余?萍鄉?衡東?雙牌?桂林?柳州一線, 在湖南位于欽杭結合帶。王鵬鳴等(2013)認為揚子陸塊和華夏陸塊西南地區的分界線位于苗兒山與金雞嶺之間。張雄等(2016)通過對湘南?桂東北地區寒武紀?奧陶紀地層物源分析認為所研究區應處于華夏陸塊與揚子陸塊碰撞結合帶內。Ding et al. (2017)通過對湖南江華縣和桂東金秀、滕縣等地區震旦?寒武紀地層樣品碎屑鋯石并結合桂東地區南華?寒武系沉積厚度, 認為如果揚子和華夏陸塊碰撞閉合發生在早古生代, 鹿寨隆起及大瑤山以西可能是兩陸塊的沉積邊界。Guo and Gao (2018)利用深反射地震剖面和地質資料, 認為揚子與華夏兩陸塊拼合帶存在古老基底隆起或增厚(疊置了雙層古老基底), 上層為揚子古老基底而下層為華夏古老基底, 兩陸塊拼合帶東界為鷹潭?萍鄉?衡陽?賀州?北海一線, 而西界為宜昌?張家界?銅仁?都勻?百色一線, 鷹潭以東和以北的拼合帶位置受大規模巖漿巖干擾而不清楚。顯然, 依據不同的研究資料可能得出不同的認識。

(a) K2O/Na2O-SiO2(據Roser and Korsch, 1986); (b) La-Th-Sc和(c) Th-Sc-Zr/10(據Bhatia and Crook, 1986)。

本研究區恰位于上述部分觀點重合區域, 北西臨近揚子陸塊的江南造山帶, 南東接華夏陸塊加里東褶皺帶(圖1), 永福?賀州兩地區晚震旦世?寒武紀砂巖的地球化學組成和物源變化特征可為確定晚震旦世?寒武紀時期華南大地構造演化以及揚子陸塊與華夏陸塊西南段再拼合的分界線提供新的約束。揚子陸塊與華夏陸塊在新元古代早期沿江山?邵興斷裂帶發生聚合, 而在新元古代中晚期又伸展拉伸形成了南華裂谷盆地(Yao et al., 2014)。如前所述, 永福地區晚震旦世砂巖以～878 Ma碎屑鋯石為主, 顯示與揚子陸塊的親緣性, 而賀州地區晚震旦世砂巖碎屑鋯石主要年齡峰值為995 Ma和2509 Ma, 類似于華夏陸塊來源沉積物的碎屑鋯石年齡特征(圖7), 表明永福?賀州兩地區晚震旦世碎屑沉積物分別來源于揚子陸塊和華夏陸塊, 這與巖相古地理特征相符(圖12)。晚震旦世, 永福地區老堡組硅質巖代表次深海環境, 而賀州地區培地組總體以細粒砂巖、泥巖夾硅質巖層為特征, 反映了陸棚?斜坡沉積環境。這也暗示了此時永福、賀州兩地區很有可能分別位于揚子陸塊和華夏陸塊分界線的北西側和南東側(圖11a)。早?中寒武世, 永福、賀州兩地區砂巖樣品具有相似的碎屑鋯石U-Pb年齡譜特征(均以950～1000 Ma鋯石為主, 圖7), 同時砂巖地球化學特征顯示構造背景從被動大陸邊緣向活動大陸邊緣變化的趨勢(圖11a), 表明早?中寒武世兩個沉積區碎屑物主要來源于華夏陸塊。巖相古地理分析結果表明, 揚子東南緣和華夏陸塊在早?中寒武世經歷由深到淺的變化(圖12b、c), 反映南華裂谷盆地逐漸變淺抬升的演化趨勢。這也標志著華南加里東期構造運動的起始。在早?中寒武世, 受到加里東期造山運動初期華夏陸塊隆升的影響, 賀州地區主要接受華夏陸塊來源碎屑物的供給, 同時盆地沉積中心向北西方向發生遷移, 導致永福地區也接受了來自華夏陸塊的碎屑物。

1. 白云質灰巖?灰巖相; 2. 泥巖?砂巖相; 3. 泥巖相; 4. 硅質巖相; 5. 白云巖?硅質巖相; 6. 泥巖?頁巖?砂巖相; 7. 硅質巖?頁巖?長石石英砂巖相; 8. 頁巖?硅質頁巖相; 9. 灰巖?泥巖相; 10. 泥巖?硅質巖相; 11. 白云巖?顆粒泥巖?顆粒灰巖相; 12. 粉砂質頁巖?白云巖相; 13. 碳質頁巖泥灰巖相; 14. 硅質巖?碳質頁巖相; 15. 頁巖、凝灰質砂巖?長石石英雜砂巖相; 16. 粉砂質頁巖砂巖相; 17. 頁巖?砂巖相; 18. 頁巖?長石砂巖相; 19. 角礫灰巖?灰巖相; 20. 古陸; 21. 巖性分界; 22. 拼合帶。

同時, 區域地質資料顯示, 在永福?賀州兩地區間(荔浦斷裂一線)兩側寒武系古生物群落分布差異、迥異的早古生代花崗巖體構造樣式及不同巖漿侵位時代, 暗示了兩地區可能處于不同的構造分區與區域構造背景。大致以荔浦斷裂一線為界, 在其西側至桂北三江?靖西一線以北的寒武系碳酸鹽巖中古生物群落出現了以從浮游球接子為主(過渡型生物群)至以底棲三葉蟲為主(揚子地臺生物群)變化(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985; 韓乃仁等, 1998; 潘羅忠等, 2000), 該側的早古生代花崗巖體呈NNE向橢圓狀展布(圖1a), 與前泥盆紀先存的區域構造行跡相協調, 巖漿侵位時代集中在430～400 Ma(程順波等, 2012; 柏道遠等, 2014, 2015); 荔浦斷裂一線東側的寒武系砂泥巖中古生物群落則以微古植物(藻類)和底棲腕足類為主(屬東南型生物群)(韋盛孔, 2001); 該側的早古生代花崗巖體呈NW向的帶狀展布(圖1a), 與前泥盆紀先存的區域構造行跡不相協調, 巖漿侵位時代集中在440～420 Ma(付建明等, 2004; 李曉峰等, 2009; 郭麗爽等, 2017)。基于沉積?古生物群落?構造?巖漿巖資料, 本文認為揚子陸塊與華夏陸塊再拼合過程中, 其西南段分界線在桂東北地區很可能從永福與賀州之間通過, 再拼合的時間很可能開始于早?中寒武世。

6.5 對華南與東岡瓦納大陸關系的啟示

古地磁研究表明華南在新元古代晚期到早古生代處于中到低緯度, 靠近東岡瓦納北緣(Macouin et al., 2004; Yang et al., 2004; Zhang et al., 2015; Xue et al., 2019)。地層記錄的動物親緣關系和相關性表明, 從新元古代晚期到早古生代, 華南與印度北部邊緣之間有著密切的關系(McKenzie et al., 2011; Jiang et al., 2014)。Cocks and Torsvik (2013)在重建這一區域古地理時曾提出在寒武系時, 華南沿著印度北緣通過一次右行走滑運動從阿拉伯?印度漂移到澳大利亞?南極附近, 以解釋區域上華南與周源大陸在震旦紀?寒武紀復雜的古生物與古地磁聯系。

基于前人資料和本次碎屑鋯石物源分析結果, 通過對比周緣大陸同時代地層中碎屑鋯石年齡譜(圖10), 研究表明: 華南震旦紀地層中650～550 Ma鋯石源自東非造山帶北緣和印度板塊南緣, 之后, 華南沿著印度北緣右行走滑漂移到澳大利亞?南極附近, 在寒武紀時期華南板塊地層中550～520 Ma的鋯石來自印度板塊(北緣550～470 Ma Bhimphedian造山帶、南緣570～550 Ma Kuunga造山帶)和澳大利亞板塊西緣(560～520 Ma Pinjarra造山帶)。因此, 本文認為華南晚震旦世?寒武紀在岡瓦納超大陸中的位置可能在印度北西緣的外圍(圖13), 以解釋晚震旦世來自阿拉伯地塊和印度板塊的碎屑物質能夠傳播到華南, 震旦紀?寒武紀時期東岡瓦納超大陸最終聚合(印度?華南與澳大利亞的匯聚)事件(Xu et al., 2012, 2014, 2016; Martin et al., 2017), 導致華南區域構造體制發生轉變(揚子與華夏陸塊再拼合), 促使華南接受來自澳大利亞板塊的物源。本文永福地區沉積盆地的物源從晚震旦世到寒武紀(＜580～ 520 Ma)發生重大改變正是華南早古生代構造演化的沉積響應。

QT. 羌塘地塊; LS. 拉薩地塊; BS. 保山地塊; YZ. 揚子陸塊; CA. 華夏陸塊; Sr. 斯里蘭卡地塊; Mad. 馬達加斯加地塊; TH. 特提斯喜馬拉雅; GH.高喜馬拉雅; LH. 小喜馬拉雅; GI. 大印度。

7 結 論

(1) 桂東北永福?賀州兩地區晚震旦世?寒武紀砂巖經歷了較強程度的風化作用, 成分成熟度中等, 物源主要以上地殼長英質源區和古老沉積物組分循環為主, 但永福地區晚震旦世老堡組砂巖的物源組成有基性物質混入。在晚震旦世和寒武紀時兩地區砂巖可能形成于被動大陸邊緣的構造環境。

(2) 賀州地區晚震旦世?寒武紀砂巖碎屑鋯石顯示了與華夏陸塊親緣性; 永福地區晚震旦世砂巖碎屑鋯石具有明顯的揚子陸塊親緣性, 而寒武紀砂巖碎屑鋯石顯示了與華夏陸塊親緣性, 表明其物源區在早?中寒武世發生轉變。

(3) 早?中寒武世開始, 南華裂谷盆地逐漸變淺抬升, 揚子陸塊與華夏陸塊再次拼合, 其西南段分界線在桂東北地區很可能從永福與賀州之間通過。

(4) 在晚震旦世?寒武紀, 華南位于東岡瓦納大陸北緣, 毗鄰印度?澳大利亞板塊。

致謝:巖礦鑒定、主微量元素分析、鋯石LA-ICP-MS U-Pb測試得到了桂林理工大學白艷萍、方貴聰、鄭國峰、袁永海、余紅霞等老師以及廣西區域地質調查研究院同銳靈工程師的大力幫助, 兩位匿名審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議, 在此一并表示衷心的感謝！

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Provenance of Late Sinian-Cambrian Sandstones in Northeastern Guangxi: Constraints on Early Paleozoic Tectonic Evolution of South China Block

LIU Yizhi1, 2, PANG Chongjin1, 2, 3*, FENG Zuohai1, 2, 3, KANG Zhiqiang1, 2, 3, LAN Jianning1, ZHU Jiaming1, XIAO Bingqing1and YU Wenliang1

(1.College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 2. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 3. Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi, Guilin 541004, Guangxi, China)

Late Sinian-Cambrian sandstones are well preserved in the northeastern area of the Guangxi Zhuang Autonomous Region, which is the western part of the Nanling Metallogenic Belt and the southern extension of the Jiangshan-Shaoxing fault zone, and can thus provide crucial information to constrain the Early Paleozoic tectonic evolution of the South China Block. This study presents petrological, geochemical and geochronological data of the Late Sinian-Cambrian sandstones in order to reveal their provenance and to constrain the Early Paleozoic tectonic evolution of the South China Block. Results show that the quartzofeldspathic sandstone and quartzose greywacke in the Yongfu and Hezhou areas are generally characterized by the enrichment of light Rare Earth Elements (REE), depletion of heavy REE, with negative Eu and Ce anomalies. The detritus could have been dominated by the recycled felsic igneous rocks and sedimentary components. Geochemical results suggest that the Late Sinian-Cambrian sandstones in the Yongfu and Hezhou areas may have been deposited in a tectonic setting that resembles passive continental margin. U-Pb ages of detrital zircon grains in the Yongfu Late Sinian sandstones peak at 900 to 780 Ma, with subordinated peak at 2.0 Ga, showing an affinity with the Yangtze Block. The Cambrian sandstones in the Yongfu area and the Late Sinian-Cambrian sandstones in the Hezhou area are characterized by large amounts of ca.1.0 Ga detrital zircon grains, showing an affinity with the Cathaysia Block. Combined with paleogeography, the shift of provenance of the Cambrian sandstones in the Yongfu area suggests that the Nanhua rift basin became shallower and smaller during the Early Cambrian. The Yangtze Block and the Cathaysia Block began to assemblage again during the early-Middle Cambrian (＞520 Ma), with a southwestern boundary between the Yongfu and the Hezhou areas. Based on detrital zircon provenance analyses, we propose that the South China Block was located at the periphery of the northwestern margin of India in East Gondwana during the Late Sinian to Cambrian.

Late Sinian-Cambrian; sedimentary geochemistry; detrital zircon U-Pb dating; boundary between Yangtze and Cathaysia blocks; gondwana continent

2019-12-16;

2020-03-28;

2020-09-16

國家自然科學基金項目(42072259、41703039)、廣西研究生教育創新計劃項目(YCBZ2019055)、中國地質調查局基礎地質調查項目(DD20190022)、廣西中青年教師基礎能力提升項目(2021KY0250)、廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室課題(19-185-17-06)聯合資助。

劉奕志(1986–), 男, 博士研究生, 地質資源與地質工程專業。Email: liuyz130505@163.com

龐崇進(1983–), 男, 副教授, 從事沉積學和盆地動力學研究。Email: chongjinpang@glut.edu.cn

P542; P597

A

1001-1552(2021)04-0761-025