揚子地塊西緣中元古代A型花崗巖的形成時代、地球化學特征及其大地構造意義

趙 鍇, 蔡永豐, 2*, 馮佐海, 2, 徐天德, 周 云, 劉風雷, 胡榮國, 劉昊茹

揚子地塊西緣中元古代A型花崗巖的形成時代、地球化學特征及其大地構造意義

趙 鍇1, 蔡永豐1, 2*, 馮佐海1, 2, 徐天德3, 周 云1, 劉風雷1, 胡榮國1, 劉昊茹1

(1.桂林理工大學 廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室, 廣西 桂林 541004; 2.桂林理工大學 廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發協同創新中心, 廣西 桂林 541004; 3.四川省地質礦產勘查開發局 區域地質調查隊,四川 成都 610213)

為闡明揚子地塊西緣中元古代大地構造演化特征, 本文對揚子地塊西緣苴林地區花崗巖展開了系統的LA-ICP- MS鋯石U-Pb年代學、全巖地球化學和Sr-Nd同位素研究。兩個代表性花崗巖樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學分析分別給出了1063±9 Ma和1064±6 Ma的年齡。全巖地球化學分析結果顯示, 苴林地區花崗巖具有高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦特征, 其A/CNK平均值為1.37, 屬于高鉀鈣堿性過鋁質巖石; 稀土元素配分曲線表現為右傾“海鷗”型, 具負Eu異常, 富集高場強元素Zr、Th、Hf和大離子親石元素Rb、K, 虧損Ba、Sr、P、Ti等元素; 樣品具有相對富集的Nd同位素組成, 其Nd()值為?9.90～?4.53。綜合研究表明, 苴林地區花崗巖形成于中元古代晚期, 表現出A型花崗巖的地球化學特征。結合前人研究認為, 苴林地區花崗巖是古老地殼物質重熔的產物, 形成于后碰撞或后造山的拉張環境, 其形成與Rodinia超大陸的聚合密切相關。

鋯石U-Pb定年; 中元古代; A型花崗巖; Rodinia超大陸; 苴林群; 揚子地塊

0 引 言

中元古代晚期?新元古代早期格林威爾造山運動使得地球各大板塊匯聚拼合, 形成了統一的Rodinia超大陸(Hoffman, 1991; Dalziel, 1995; Li et al., 2002, 2008), 其主要表現為全球陸續發現大規模中元古代晚期造山型花崗巖(Dalziel, 1995; Chen et al., 2014; Zhu et al., 2016)。近二十多年來, 格林威爾造山運動一直是地學界研究的熱點, 國內亦陸續有相關的研究報道, 如前人在揚子地塊東南緣的江南造山帶(Chen et al., 1991; 沈渭洲等, 1993)以及北緣的神農架群、崆嶺群等展開了大量的研究工作, 識別出了眾多約1.0 Ga巖漿活動記錄, 并普遍認為這些巖漿活動與Rodinia超大陸聚合過程有關(楊巍然和楊森楠, 1991; 徐大良等, 2016); 同時, 揚子地塊西緣昆陽群、康定群、會理群、東川群、河口群、鹽邊群等地層中也記錄了廣泛的中元古代晚期巖漿活動事件(Li et al., 2002; 耿元生等, 2007; 張傳恒等, 2007; 王生偉等, 2013; Chen et al., 2014, 2018; Zhu et al., 2016; 劉軍平等, 2018)。苴林群作為揚子地塊西緣元古宙地層單元的重要組成部分, 群內廣泛分布中元古代花崗巖、鎂鐵質以及長英質火山巖, 這些巖石是理解中元古代揚子地塊西緣構造環境及其與Rodinia超大陸相互關系的關鍵。但是目前對這些巖石研究仍顯薄弱, 缺乏精確定年以及同位素制約, 不利于我們完整理解揚子地塊前寒武紀的構造演化歷史。本文在詳細野外地質調查基礎上, 在揚子地塊西緣元謀縣苴林一帶分布的苴林群中識別出了一套花崗巖, 并對這些花崗巖展開了全巖巖石地球化學、Sr-Nd同位素以及鋯石U-Pb年代學研究, 為揭示巖漿作用時代、巖石成因及其構造環境提供了約束, 為此進一步討論揚子地塊在中元古代晚期的構造演化過程, 這一研究對于完整認識Rodinia超大陸匯聚過程具有重要意義。

1 區域地質概況

康滇地區位于揚子地塊西緣, 區內巖漿活動廣泛, 礦產資源豐富。在漫長地質演化過程中, 該區發生了復雜構造?巖漿活動, 在近十萬平方公里區域內陸續出露了大量的基底地層, 如北部的康定群、登相營群; 中部的會理群、湯丹群、東川群、河口群、鹽邊群、苴林群; 南部的昆陽群、大紅山群等。上述各基底地層中, 康定群和苴林群變質程度最高, 可達麻粒巖相(胥德恩等, 1995), 被認為是康滇地區出露的最古老基底巖石。隨著研究不斷深入以及高精度年代學的應用, 各基底地層沉積時代得到了較好的制約, 如東川群、大紅山群和河口群沉積時代被限定為中元古代早期, 昆陽群、會理群和登相營群沉積時代被限定為中元古代中晚期, 湯丹群沉積時代被限定為古元古代(Li et al., 2002; 耿元生等, 2007; 張傳恒等, 2007; 王生偉等, 2013; 李懷坤等, 2013a, 2013b; Chen et al., 2014)。

研究區位于康滇地區中部, 出露于南北走向綠汁江斷裂帶北段(圖1)。斷裂北側發育古元古代河口群, 河口群主要為石英鈉長巖、片巖和大理巖等組成的一套淺變質巖系, 從下到上分別為大營山組、落凼組和長沖組(關俊雷等, 2011; 周家云等, 2011); 西北側為中太古代康定群, 康定群主要為斜長角閃巖、片麻巖、混合巖和變粒巖, 從下到上分別為咱里組和冷竹關組(邢無京, 1989); 西側為中元古代苴林群, 以花崗巖、鎂鐵質?超鎂鐵質深成巖夾雜輝綠巖和長英質巖石為主, 從下到上分為普登組、路古模組、鳳凰山組和海資哨組(Chen et al., 2014)。

研究區內巖漿巖較為發育, 以花崗巖和閃長巖為主, 少量輝綠巖。花崗巖依據其變質程度強弱可以分為兩期, 其中早期變質程度較高的片麻狀花崗巖主要出露于黃瓜園鎮北側, 局部呈片麻狀, 頂部風化破碎明顯(圖2a、b); 晚期花崗巖變質程度較弱。閃長巖呈脈狀侵入至片麻狀花崗巖中。

本次研究花崗巖采自四川省元謀縣黃瓜園鎮黃江公路旁, 野外可見花崗巖侵入于苴林群中。花崗巖主要礦物為石英(30%～35%)、鉀長石(25%～30%)、斜長石(25%～30%)和黑云母(5%～10%)。石英無明顯變形; 鉀長石發育格子雙晶; 斜長石呈板狀結構, 部分發生絹云母化; 黑云母斑晶顆粒較大, 局部已經蝕變為綠泥石(圖2c、d)。

圖1 揚子地塊西緣元謀地區地質簡圖

礦物代號: Qtz. 石英; Kfs. 鉀長石; Pl. 斜長石; Bt. 黑云母。

2 分析與測試方法

2.1 主量、微量元素和Sr-Nd同位素分析

全巖主量、微量元素和Sr-Nd同位素分析測試在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室完成, 用于分析的樣品無污染粉碎至200目以下。主量元素分析是在X射線熒光光譜儀上完成, 詳細分析測試方法見李獻華等(2002)。微量元素分析是在電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)上完成, 詳細分析測試方法見劉穎等(1996)。Sr-Nd同位素分析是在多接收電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)上完成, 詳細分析測試方法見韋剛健等(2002)和梁細榮等(2003)。主量元素分析精度和準確度均高于4%, 微量元素分析精度和準確度均高于5%。

2.2 鋯石U-Pb同位素定年

鋯石挑選在河北省廊坊市區域地質調查研究所實驗室完成。用于鋯石年代學分析樣品均采自新鮮露頭, 原巖樣品去除表面風化層后, 經過手工粉碎, 淘洗去除輕礦物后, 將得到的重砂物質再經過磁選技術浮選出含有較少雜質的鋯石顆粒, 最后在雙目鏡下挑選出鋯石顆粒, 所選鋯石均為晶形較好, 裂隙少, 雜質少。隨后將鋯石顆粒粘貼在雙面膠上并用環氧樹脂固定, 然后拋光, 使鋯石顆粒晶面暴露約一半。對鋯石靶進行反射光、透射光和陰極發光照相, 并根據圖像特征, 選擇合適鋯石顆粒進行年代學分析。

鋯石U-Pb同位素分析測試在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室測試完成, 所用儀器為德國Lamdaphysik公司的Com Pex 193 nm ArF準分子激光器以及MicroLas公司能實行聯機在線運行的GeoLas HD激光剝蝕系統和Agilent 7500cx型ICP-MS光學系統。在分析測試過程中, 用標準鋯石TEM作為標樣, 標準鋯石GJ-1作為監控標樣。數據處理分析采用軟件ICPMSDateCal(Liu et al., 2010)完成, 鋯石U-Pb年齡諧和圖和年齡均值圖等繪制采用Isoplot3.0(Ludwig, 2001)完成, 分析及計算誤差均為1σ。

3 實驗結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

花崗巖樣品MH162902和MH163005的鋯石U-Pb定年結果見表1。鋯石透明?半透明狀, 顏色多為淺褐色和褐色, 多呈柱狀、長柱狀, 長度一般都大于100 μm, 內部發育振蕩環帶結構, 自形程度較好(圖3a、b), 具典型巖漿鋯石特征。

樣品MH162902中鋯石Th含量為99.3×10?6～ 2708×10?6, U含量為409×10?6～3090×10?6, Th/U值絕大多數都在0.10～0.73之間, 為巖漿成因鋯石。對該樣品鋯石共分析20個點, 其中17個點均在諧和線附近(圖4a、b), 獲得其加權平均年齡為1063±9 Ma (=17, MSWD=0.15), 代表了其成巖年齡; 另外有3個點的年齡為1587 Ma、1594 Ma和1595 Ma, 可能代表了繼承/捕獲鋯石的年齡。

表1 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡分析結果

續表1:

圖3 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖代表性鋯石陰極發光圖像

樣品MH163005鋯石Th含量為81.4×10?6～ 559×10?6, U含量為307×10?6～1191×10?6, Th/U值絕大多數都在0.14～0.80之間, 為巖漿成因鋯石。該樣品20個鋯石分析點中, 有19個點均在諧和線附近(圖4c、d), 獲得其加權平均年齡為1064±6 Ma(=19, MSWD=0.52), 代表了其成巖年齡; 另外有1個點的年齡為2033 Ma, 代表了繼承/捕獲鋯石的年齡。

3.2 主量元素

樣品主量和微量元素分析數據見表2。結果顯示, 樣品總體表現為高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦特征, 其SiO2含量為68.76%～73.84%, 平均為71.90%; TiO2含量在0.26%～0.76%之間, 平均為0.47%; CaO含量為0.26%～2.10%, 平均為1.06%; MgO含量為0.41%～1.32%, 平均為0.80%; P2O5含量為0.10%～ 0.28%, 平均為0.16%; MnO含量為0.02%～0.07%, 平均為0.04%。巖石樣品具有中等K2O(1.82%～5.05%, 平均為3.63%)和Na2O(0.57%～3.49%, 平均為2.51%)含量, 全堿(Na2O+K2O)含量為3.68%～8.10%, 平均為6.14%, 且相對富鉀、貧鈉(K2O/Na2O值為0.52%～ 1.82, 平均為1.41), 里特曼指數(σ=(K2O+Na2O)2/ (SiO2?43))絕大數介于1.04～2.20之間, 均小于3。在(Na2O+K2O)-SiO2判別圖中, 樣品點落入花崗閃長巖和花崗巖區間(圖5a), 且整體上屬于高鉀鈣堿性系列(圖5b)。樣品具有低Mg#值(Mg#值在20.4～34.8之間, 平均為31.4)和較高Al2O3含量(13.39%～ 14.14%, 平均為13.80%), 其鋁飽和指數相對較高, A/CNK平均為1.37, 在A/NK-A/CNK圖中, 樣品落入過鋁質區間(圖6), 屬于典型的過鋁質巖石。

3.3 微量元素

苴林地區花崗巖的稀土元素含量較高, 稀土元素總量(∑REE)為138×10?6～364×10?6, 平均為199×10?6; 輕稀土元素(LREE)為119×10?6～322×10?6, 平均為176×10?6; 重稀土元素(HREE)為15.9×10?6～ 41.5×10?6,平均為22.8×10?6。LREE相對富集、HREE相對虧損, 輕重稀土元素比值(LREE/HREE)為6.08～10.1, 平均為7.74, (La/Yb)N值為6.65～12.2, 平均為8.98; 樣品δEu在0.24～0.83之間, 平均為0.46, 具較明顯負Eu異常; δCe在0.98～1.06之間, 平均為1.02, Ce異常不明顯。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖中, 樣品總體表現為典型右傾“海鷗”型(圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上, 苴林地區花崗巖表現為富集高場強元素Th、Zr、Hf和大離子親石元素Rb、U、K, 虧損Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti等元素(圖7b)。

圖4 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和加權平均年齡圖

表2 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖主量元素(%)和微量元素(×10?6)分析結果

續表2:

圖5 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的(Na2O+K2O)-SiO2(a)和SiO2-K2O(b)圖解(a據Middlemost, 1994; b據Rickwood, 1989)

3.4 Sr-Nd同位素

苴林地區花崗巖Sr-Nd同位素分析結果見表3。由于苴林地區花崗巖的87Sr/86Sr比值變化范圍較大, 且具有較高的87Rb/86Sr值, 暗示Sr同位素可能受到了Rb同位素影響或受后期蝕變作用而發生了改變, 因而不宜用于巖石成因討論。樣品143Nd/144Nd值較均一, 變化范圍為0.511660～0.512034, 平均值為0.511811, 略低于原始地幔現今值(143Nd/144Nd= 0.512638), 經過計算獲得樣品的Nd()(=～1.1 Ga)為?9.90～?4.53, 一階段Nd的模式年齡(DM)為3.81～2.27 Ga。

3.5 鋯石飽和溫度

鋯石是花崗質巖漿中結晶較早而且相對穩定的副礦物, 鋯石中Ti含量對溫度變化極度敏感, 而且對其他因素的變化不敏感, 所以可以用于計算鋯石的飽和溫度(Watson et al., 2006)。根據Watson et al. (2006)計算公式:(℃)zircon=(5080±30)/[(6.01±0.03)? log(Ti)]?273, 得出苴林地區花崗巖鋯石飽和溫度為786～1002 ℃, 平均為854 ℃。

圖6 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的A/NK-A/CNK圖解(據Peccerillo and Taylor, 1976)

4 討 論

4.1 巖石成因類型

巖石成因類型和巖漿形成的地球動力學過程密切相關, 不同成因類型巖石在形成過程中往往經歷了不同的地球動力學過程(李昌年, 1992)。根據成因類型, 花崗巖可以分為M、I、S、A四種類型, 其中M型花崗巖主要指示地幔來源; I型花崗巖指示火成巖或下地殼成因; S型花崗巖指示沉積巖或上地殼成因; A型花崗巖強調形成構造環境為造山期后或非造山(Whalen et al., 1987)。其中A型花崗巖最初定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)和非造山(anorogenic)花崗巖(吳福元等, 2007), 隨著研究不斷深入, A型花崗巖包含的范圍更為廣泛, 不僅包括堿性巖類, 還包括鈣堿性巖類、弱堿?準鋁質巖類、弱過鋁質巖類和強過鋁質巖類, 或不貧水, 或形成于造山后的環境等(許保良等, 1998; 吳鎖平等, 2007; 吳福元等, 2007)。研究還發現, 由于高分異I型花崗巖、S型花崗巖與鋁質A型花崗巖常具有相似的地球化學特征, 所以有時難以進行判別(King et al., 1997)。

與高分異I型花崗巖相比, 苴林地區花崗巖Fe2O3T含量(2.10%～6.21%, 平均為3.99%)較高, Rb含量(120×10?6～192×10?6, 平均為158×10?6)較低, 形成溫度(786～1002 ℃, 平均為854 ℃)較高。且苴林地區花崗巖P2O5含量(0.10%～0.28%, 平均為0.16%)較低, SiO2與P2O5呈負相關關系, 不含有堇青石等富鋁礦物, 這些特征也明顯不同于S型花崗巖。苴林地區花崗巖主要表現為過鋁質、高鉀鈣堿性, 全堿(Na2O+K2O)含量中等, CaO含量較低(表2); 球粒隕石標準化稀土元素配分圖顯示為典型的“海鷗”型, 具有明顯的Eu負異常(圖7a); 原始地幔標準化微量元素蛛網圖呈現出強烈虧損Ba、Sr、Ti、P元素(圖7b), 高10000×Ga/Al值(2.16～5.37, 平均為3.42)和(Zr+Nb+Ce+Y)含量(377×10?6～844×10?6, 平均為551×10?6), 這些特征均與A型花崗巖相似(Whalen et al., 1987; 陳培榮和章邦桐, 1994; 賈小輝等, 2009)。且苴林地區花崗巖具高鋯石飽和溫度(平均為854 ℃), 暗示其與鋁質A型花崗巖相似(King et al., 1997)。在Whalen (1987)提出判別圖解中, 所有樣品點均落入A型花崗巖范圍(圖8)。綜合研究表明, 苴林地區花崗巖為鋁質A型花崗巖。

圖7 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989; 黃瓜園花崗巖據付宇等, 2015)

Eby (1992)將A型花崗巖又分為A1和A2兩個亞型, 并認為A1亞型地球化學組成與洋島玄武巖(OIB)相似, 通常與板內裂谷、地幔柱或者熱點活動有關, 與俯沖、碰撞作用無關, 形成于非造山環境; A2亞型地球化學組成與陸殼及島弧玄武巖相似, 主要來源于大陸地殼或板內下地殼, 形成于后碰撞或后造山的拉張環境(Eby, 1992)。在A1-A2判別圖解中, 苴林地區花崗巖所有樣品均落入A2型花崗巖區域(圖9), 此外, 苴林地區花崗巖具有低Nb含量、較高Y含量和過鋁質等特征, 這些特征亦與A2型花崗巖相似。因此, 苴林地區花崗巖屬于A2型花崗巖。

表3 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖Sr-Nd同位素分析結果

圖8 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的Zr-10000×Ga/Al(a)和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(b)(據Whalen et al., 1987)

圖9 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的Nb-Y-Ce(a)和Nb-Y-3Ga(b)三角圖解(據Eby, 1992)

4.2 巖石源區性質

對于A型花崗巖成因機制, 目前有基性巖漿的結晶分異(Eby, 1992)、幔源巖漿與地殼物質的相互作用( Dickin, 1994)、地殼物質的部分熔融(Whalen et al., 1987)等不同觀點。

根據虧損地幔Nd同位素的演化特征, 在1.0 Ga左右虧損地幔的Nd()值為6.2～9.4(Jahn et al., 1988)。苴林地區花崗巖Sm含量在5.58×10?6～ 14.9×10?6之間,143Nd/144Nd值變化于0.511660～ 0.512034之間,Nd()值為?9.90～?4.53, 明顯不同于虧損地幔的Nd()值, 說明苴林地區花崗巖不是來自于虧損地幔的部分熔融。且其Nd()值(?9.90～?4.53)明顯小于區域內同時代玄武巖Nd()值(?1.4～5.4; Chen et al., 2014), 表明它們不是玄武質巖漿分離結晶的產物。同時, 研究區內未發現較大規模與苴林地區花崗巖相伴生的同時代基性侵入巖, 也未見基性包體或巖漿混合的現象, 因此可以排除殼幔混合的成因。苴林地區花崗巖樣品具有高硅鉀、低鎂鈦、過鋁質, 形成溫度(786～1002 ℃, 平均為854 ℃)較高, 反映它們可能來自于地殼物質在高溫下部分熔融。在Ce/Nb-Y/Nb圖解中, 苴林地區花崗巖樣品點均落入平均地殼成分區域范圍內(圖10), 亦暗示它們主要來源于地殼物質。樣品較低Nd()值與古老地殼衍生的A型花崗巖相近(Whalen et al., 1987; Eby, 1992), 且它們具有變化的Nd()值和一階段Nd的模式年齡(DM)(3.81～2.27 Ga)(表3),暗示苴林地區花崗巖很可能主要來自于古老地殼物質的重熔; 這與樣品中含有古元古代繼承/捕獲鋯石相吻合。

4.3 大地構造意義

Rodinia超大陸是地球演化過程中的一個重要階段, 其形成被認為與全球普遍存在格林威爾造山作用有關(Hoffman, 1991; Dalziel, 1995)。近20多年來,在華南板塊相繼識別出了大量中元古代晚期?新元古代早期的巖漿記錄(圖11; 表4; 張傳恒等, 2007; Qiu et al., 2011; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013, 2015; Zhu et al., 2016; 劉軍平等, 2018), 指示了華南板塊是Rodinia超大陸的重要組成部分。已有的數據資料顯示, 華夏地塊云開地區發育有新元古代早期變玄武巖(984～969 Ma)和斜長角閃巖(997±21 Ma、978±19 Ma),且具有虧損Nd同位素組成(Nd()=2.3～7.0)和弧巖漿地球化學特征(Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013), 其形成被認為與格林威爾時期洋殼俯沖作用事件有關(Zhang et al., 2012); 華夏地塊武夷山地區發育972±8 Ma流紋巖, 它們具有陸緣弧地球化學特征(SHRIMP鋯石U-Pb年齡; Shu et al., 2008)。揚子地塊東緣贛東北地區出露的蛇綠巖套中識別出了995±22 Ma、993±12 Ma(SIMS鋯石U-Pb年齡)的輝長巖, 它們具有虧損Hf-Nd同位素組成(Hf()=8.8～13.8、Nd()=5.5～6.6), 被認為形成于弧后盆地初始拉張環境(Wang et al., 2015)。揚子地塊北緣神農架群中的基性巖墻侵入年齡為1115～1083 Ma (李懷坤等, 2013a)、玄武巖形成年齡為1103±8 Ma (Qiu et al., 2011), 被認為與Rodinia超大陸聚合有關(Qiu et al., 2011)。

圖10 揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的Ce/Nb-Y/Nb圖解(據Eby, 1992; 地殼平均成分值據洪大衛等, 1995)

揚子地塊西緣亦廣泛存在中元古代晚期?新元古代早期巖漿作用記錄, 如會理群中的基性巖脈和中酸性火山巖SIMS鋯石U-Pb年齡分別為1023±7 Ma和1025±13 Ma、1021±6 Ma, 流紋巖和英安巖LA- ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1052±9 Ma、1032±27 Ma、1063±41 Ma(Chen et al., 2018), 被認為形成于碰撞裂谷環境(Zhu et al., 2016); 康定群中的花崗片麻巖形成于1007±14 Ma(SHRIMP鋯石U-Pb年齡, Li et al., 2002); 苴林群中的變質玄武巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1043±19 Ma、1050±14 Ma, 并被認為形成于大陸裂谷環境(Chen et al., 2014); 苴林群中的黑云母花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1041±12 Ma, 其形成被認為與后造山地殼拉張作用有關(Wang et al., 2019); 昆陽群中的安山質熔結凝灰巖和玄武巖形成年齡分別為1032±9 Ma～1007± 13 Ma和1005±18 Ma(SHRIMP/LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡)(張傳恒等, 2007; 劉軍平等, 2018), 其形成被認為與造山作用有關(劉軍平等, 2018); 昆陽群中的斜長角閃巖和花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1162 Ma、1165 Ma、1167 Ma、1168 Ma, 并被認為形成于大陸裂谷盆地環境(Liu et al., 2021); 川南會東菜園子花崗巖、米易二長花崗巖和酸性火山巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為1063±7 Ma～1040± 6 Ma(王生偉等, 2013)、1014±8 Ma(楊崇輝等, 2009)和1028±9 Ma(耿元生等, 2007), 并被認為是格林威爾造山運動的產物(王生偉等, 2013)。本次研究獲得的苴林地區花崗巖年齡與揚子地塊西緣普遍發育的中元古代晚期?新元古代早期巖漿巖具有相似的形成時代, 表明苴林群沉積時代不晚于中元古代晚期。

揚子地塊周緣地區亦曾報道有中元古代晚期的沉積作用、變質作用和成礦作用。如揚子地塊北緣神農架群鄭家埡組中的砂巖中碎屑鋯石給出了～1094 Ma的最小年齡峰值(徐大良等, 2016), 打鼓石群中的碎屑鋯石最小年齡峰值為～1129 Ma(孔令耀等, 2017), 馬槽園群中的凝灰巖形成時代為1165±14 Ma (SHRIMP鋯石U-Pb年齡, 鄧奇等, 2013); 揚子地塊西緣昆陽群中的碎屑鋯石記錄最小年齡峰值為～1160 Ma (李懷坤等, 2013b); 華夏地塊元古代地層中的碎屑鋯石最小年齡峰值為～996 Ma(Yu et al., 2008)。鄧尚賢等(2001)對揚子地塊西緣苴林群中的十字石?藍晶石進行研究, 發現其變質作用--軌跡表現出逆時針方向的演化特征, 并認為該變質作用與島弧巖漿的增生作用有關。吳健民等(1998)提出揚子地塊西緣存在中元古代晚期銅礦變質改造作用, 如滇北楚雄武定地區迤納廠鐵銅礦床的變質改造成礦年齡為～1037 Ma,滇西南新平大紅山鐵銅礦床改造成礦年齡為～1087 Ma,川東北廣元槽子溝鋅多金屬礦床變質改造成礦年齡為～1040 Ma。李澤琴等(2003)對揚子地塊西緣拉拉銅礦床輝鉬礦Re-Os同位素研究得到～1.0 Ga成礦時代。方維萱等(2013)在揚子地塊西緣滇北東川白錫臘鐵銅礦段底部識別出了1067±20 Ma和1047±15 Ma (SHRIMP鋯石U-Pb年齡)堿性鈦鐵質輝長巖, 并提出該區鐵氧化物銅金型礦床成礦時代為中元古代晚期。

圖11 揚子地塊周緣中元古代?新元古代早期巖漿巖分布圖(據Cai et al., 2014改編, 年齡統計數據來自表4)

表4 揚子地塊周緣中元古代?新元古代早期巖石/礦石年齡統計

綜上, 華南板塊在中元古代晚期?新元古代早期廣泛存在同時期的巖漿作用、變質作用、沉積作用和成礦作用, 這些強烈地質作用表明華南板塊保存了豐富的與Rodinia超大陸聚合密切相關的地質記錄。值得注意的是, Rodinia超大陸聚合時間在華南板塊不同地區具有一定的差異, 且同一地區在聚合時間上也表現出明顯的差異, 如揚子地塊北緣神農架群～1103 Ma(Qiu et al., 2011)島弧玄武巖暗示揚子地塊北緣至少于～1.1 Ga已處于俯沖匯聚階段, 火山作用噴出大量火山碎屑物經沉積作用形成了～1165±14 Ma凝灰巖(鄧奇等, 2013); 揚子地塊東緣995～993 Ma蛇綠巖(Wang et al., 2015)、華夏地塊云開和武夷山地區984～969 Ma具有弧巖漿特征的變玄武巖(Wang et al., 2013)、997～978 Ma斜長角閃巖(Zhang et al., 2012)和972±8 Ma流紋巖(Shu et al., 2008)暗示揚子地塊東緣和華夏地塊在～1.0 Ga時期仍處于俯沖作用階段; 云開地區906±24 Ma花崗質片麻巖表明本區在～906 Ma處于碰撞階段(覃小鋒等, 2006)。揚子地塊西緣則記錄著更為復雜構造演化歷史, 會理群中1063～1021 Ma具有A型花崗巖地球化學特征的流紋巖和英安巖(Zhu et al., 2016; Chen et al., 2018)表明本區于～1063 Ma已進入碰撞裂谷環境(Zhu et al., 2016); 昆陽群中的1032～1005 Ma安山質熔結凝灰巖和玄武巖形成于弧后裂陷盆地(張傳恒等, 2007; 劉軍平等, 2018), 暗示本區于中元古代晚期處于弧后拉張階段。本文在揚子地塊西緣苴林群中新識別的中元古代晚期A2型花崗巖(1063±9 Ma、1064±6 Ma), 其一般被認為形成于后碰撞或后造山的拉張環境(Eby, 1992), 暗示本區于～1064 Ma已處于后碰撞或后造山拉張階段, 表明Rodinia超大陸的聚合時間在本區為中元古代晚期。

上述差異性暗示: ①神農架群、苴林群、會理群和昆陽群等在中元古代可能并非屬于統一的揚子地塊, 而是屬于不同的微陸塊, 因而使得Rodinia超大陸在揚子地塊西緣不同區域呈現出不同的聚合時間。碎屑鋯石研究表明, 神農架群、會理群、東川群和昆陽群碎屑鋯石年齡譜系在揚子地塊不同地區具有明顯不同的變化特征(李懷坤等, 2013b; 孔令耀等, 2017), 暗示這些地層具有不同的物源, 亦說明它們在中元古代時期可能歸屬不同的微陸塊。對于這些微陸塊, Cawood et al. (2020)稱之為“原揚子地塊”(Proto-Yangtze Block), 它們可能經歷新元古代早期的構造演化后才相繼拼合, 形成統一的揚子陸塊基底(Qiu et al., 2015)。②對于華南板塊而言, Rodinia超大陸的聚合作用首先發生在揚子地塊北緣和西緣, 比揚子地塊東緣和華夏地塊至少早約100 Ma, 表明Rodinia超大陸的聚合作用在華南板塊的不同地區發生的時間不同。

5 結 論

通過對揚子地塊西緣苴林地區花崗巖的鋯石U-Pb年代學、全巖地球化學和Sr-Nd同位素研究, 得出以下結論:

(1) 苴林地區花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1063±9 Ma和1064±6 Ma, 為中元古代晚期巖漿作用的產物, 與全球性的格林威爾造山運動有關。

(2) 苴林地區花崗巖具有高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦的特征, 為高鉀鈣堿性過鋁質巖石。巖石具有高的10000×Ga/Al值和(Zr+Nb+Ce+Y)含量, 整體表現出A型花崗巖的地球化學特征。

(3) 苴林地區花崗巖是古老地殼物質重熔的產物, 形成于后碰撞或后造山的拉張環境, 其形成與Rodinia超大陸的聚合有關。

感謝桂林理工大學馬蓮花和蘇小倩協助完成鋯石U-Pb年代學和Sr-Nd同位素的分析測試, 以及桂林理工大學麻藝超和蒙麟鑫對野外工作的幫助, 特別感謝審稿專家提出的寶貴意見和建議。

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Geochronological and Geochemical Characteristics of the Mesoproterozoic A-type Granite in the Western Yangtze Block and its Tectonic Implications

ZHAO Kai1, CAI Yongfeng1, 2*, FENG Zuohai1, 2, XU Tiande3, ZHOU Yun1, LIU Fenglei1, HU Rongguo1and LIU Haoru1

(1. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 2. Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 3. Regional Geological Survey Party, Sichuan Bureau of Geology and Mineral Resources, Chengdu 610213, Sichuan, China)

In order to elucidate the characteristics of the Mesoproterozoic tectonic evolution of the western margin of the Yangtze Block, this paper carried out systematic studies of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating, whole rock geochemistry and Sr-Nd isotope analyses on the granite exposed in the Julin area of the western margin of the Yangtze Block. LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronological results show that two representative granite samples give formation age of 1063±9 Ma and 1064±6 Ma, respectively. The whole-rock geochemical results show that the Julin granites are characterized by high Si and K, low Mg, Ca, P and Ti. The average A/CNK is 1.37, indicating a high-potassium calc-alkaline peraluminous series. The REE patterns show a right-leaning “seagull” type, with negative Eu anomalies. They are enriched in high field strength elements (e.g., Zr, Th and Hf) and large ion lithophile elements (e.g., Rb and K), and depleted in Ba, Sr, P and Ti. They show enriched Nd isotope compositions withNd() values from ?9.90 to ?4.53. The above results indicate that the Julin granites were formed in the late Mesoproterozoic and exhibit geochemical characteristics similar to those of A-type granites. Comprehensive studies suggest that the Julin granites were derived from partial melting of old continental crust. They were formed in a post-collisional or post-orogenic extensional environment, which is closely related to the aggregation of the Rodinia supercontinent.

zircon U-Pb dating; Mesoproterozoic; A-type granite; Rodinia supercontinent; the Julin Group; Yangtze Block

2020-11-17;

2021-01-07

國家自然科學基金項目(41502180)和廣西自然科學基金項目(2018GXNSFBA281069)聯合資助。

趙鍇(1995–), 男, 碩士研究生, 地質學專業。Email: zdk2037@163.com

蔡永豐(1986–), 男, 副教授, 從事構造地球化學研究。Email: caiyongfeng@glut.edu.cn

P595; P597

A

1001-1552(2021)05-1007-016

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.010