桂東鷹揚關群火山巖時代和構造環境的重新厘定:對欽杭結合帶西南段構造格局的制約

覃小鋒, 王宗起, 王　濤, 熊　彬, 馮佐海,楊　文, 朱安漢, 宋　炯, 黃　杰

1)桂林理工大學地球科學學院, 廣西桂林 541004; 2)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; 3)中國地質科學院礦產資源研究所, 北京 100037;　4)中國地質科學院地質研究所, 北京 100037

桂東鷹揚關群火山巖時代和構造環境的重新厘定:對欽杭結合帶西南段構造格局的制約

覃小鋒1,2), 王宗起3), 王濤4), 熊彬1,2), 馮佐海1,2),楊文1,2), 朱安漢1,2), 宋炯1,2), 黃杰1,2)

1)桂林理工大學地球科學學院, 廣西桂林 541004; 2)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; 3)中國地質科學院礦產資源研究所, 北京 100037;4)中國地質科學院地質研究所, 北京 100037

鷹揚關群在湘—粵—桂三省交界地區廣泛發育, 為一套以綠片巖相變質的細碧巖、(石英)角斑巖及相關的火山碎屑巖為主, 含有細碎屑巖和碳酸鹽巖組合。該群的成巖背景過去一直認為是Rodinia超大陸裂解背景下的大陸裂谷環境, 時代歸屬為新元古代。巖石學、地球化學和鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年結果表明, 鷹揚關群火山巖主要屬于基性-中性火山(碎屑)巖類, 在巖石化學成分上表現為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和輕稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高場強元素和重稀土元素相對虧損, 反映其具有俯沖-消減作用形成的島弧-弧后盆地型火山巖地球化學特征; 獲得鷹揚關群中變角斑巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), 表明其為加里東期海相火山噴發的產物。結合云開地塊北緣存在有早古生代MORB型和島弧型變質基性火山巖的資料表明, 揚子板塊和華夏板塊結合帶(稱之為欽—杭結合帶)西南段有早古生代的古洋盆, 鷹揚關群島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽—杭結合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質記錄, 欽—杭結合帶西南段加里東期的構造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內造山帶。

鷹揚關群火山巖; 年代學; 地球化學; 構造環境; 早古生代; 桂東

桂東鷹揚關地區位于揚子板塊與華夏板塊結合帶(稱之為欽—杭結合帶)的西南端(圖1a), 該地區由于至今未發現有蛇綠混雜巖和島弧火山巖等直接證據, 加之有大量古生代和中生代花崗巖的占位和大面積晚古生代以來地層的覆蓋, 有關兩板塊結合帶的具體延伸位置以及該地區是否存在“華南洋盆”及其閉合時間等一直存在嚴重分歧(楊明桂等, 1997; 殷鴻福等, 1999; 張焱等, 2011; 李建康等, 2013)。而鷹揚關群剛好分布于欽—杭結合帶上, 且其主要為一套經受綠片巖相區域變質作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)-沉積巖系, 因此, 它是解剖新元古代以來揚子板塊和華夏板塊拼合造山過程及其相互關系的重要對象, 歷來受到中外地質學者矚目。

然而, 該套地層由于已遭受了較強烈變形變質作用的改造, 巖石組成十分復雜, 具較強烈的構造混雜現象, 且巖石中未發現有化石。因此, 對于鷹揚關群的形成時代, 迄今尚無獲得令人信服的證據,早先的一些文獻中往往根據區域地層對比將其歸屬為青白口紀、青白口紀—南華紀、南華紀、震旦紀或早古生代地層, 而近年來的文獻中普遍認為其形成于新元古代(周漢文等, 2002)。此外, 前人對鷹揚關群的構造歸屬也頗具爭議, 目前普遍的觀點認為該群形成于Rodinia超大陸裂解背景下的大陸裂谷環境(周漢文等, 2002; 吳根耀, 2000; 王劍, 2000;周小進等, 2007; 李獻華等, 2008), 其中的鷹揚關火山巖為伸展環境下地幔柱巖漿活動的產物; 也有部分人認為其形成于弧后盆地(毛曉冬等, 1998; 尹福光等, 2003)或弧前深海盆地環境(許效松等, 2012),其中的鷹揚關火山巖為深海環境的海底噴發溢流產物; 甚至有人認為鷹揚關群形成于特提斯多島洋環境, 并將其稱之為“鷹揚關蛇綠巖”, 其可作為華夏板塊與揚子板塊中段界線的劃分依據(殷鴻福等, 1999)。

鑒于此, 在查明鷹揚關群的巖石組成和空間分布特征的基礎上, 本文重點對該巖群的變質中-基性火山巖進行巖石學、鋯石U-Pb年代學和地球化學研究, 進而探討其形成的時代和構造背景。這些新資料對于深入理解和認識揚子板塊與華夏板塊結合帶西南段新元古代以來的地球動力學環境及其構造演化過程具有重要意義。

1　區域地質概況及火山巖巖石學特征

研究區位于湘—粵—桂三省交界地區, 區域構造上屬于揚子板塊與華夏板塊結合帶(稱之為欽—杭結合帶)的西南段(圖1a)。按廣西地質志的劃分,其主要屬于桂中—桂北臺陷大瑤山凸起的東部(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)。區內出露有新元古界、寒武系、泥盆系、白堊系及加里東期和燕山期花崗巖(圖1b)。其中鷹揚關群主要出露在廣西境內, 巖性組合上以海底火山噴發沉積的細碧-角斑巖、角斑巖及相關的火山碎屑巖為主, 含有細碎屑巖和碳酸鹽巖組合, 顯示海相火山(碎屑)-沉積巖系的特征。其中下部為片理化變火山碎屑巖夾變火山角礫巖、變細碧巖、變角斑巖、石英絹云千枚巖、變沉凝灰巖、赤鐵礦層, 含硅質巖條帶或透鏡體;上部為石英絹云千枚巖夾中-薄層變質含粉砂鈣質泥巖、紋層狀灰巖、千枚巖化沉凝灰巖、火山碎屑巖、火山角礫巖、蝕變中-基性火山巖、透鏡狀赤鐵礦層。20世紀70年代初以來, 前人先后對鷹揚關群的火山巖進行過研究, 認為其為一套細碧-石英角斑巖建造(李自惠, 1979; 陳顯偉等, 1983; 廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)。筆者對廣西賀州大寧鎮一帶出露的鷹揚關群進行詳細的野外地質調查研究表明, 其中的火山巖巖性較為復雜, 為一套經受綠片巖相區域變質作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)巖系, 其原巖巖性以角斑巖及其相應的火山碎屑巖為主, 細碧巖、石英角斑巖及其相應的火山碎屑巖較少, 與石英巖、千枚巖、變粉砂巖、白云巖、大理巖等沉積變質巖呈互層或后者的夾層產出。主要巖性如下。

圖1　桂東鷹揚關地區地質略圖(a圖據楊明桂等, 1997修改; b圖據廣西區域地質調查研究院, 2005修改)Fig. 1　Geological sketch map of Yingyangguan area, eastern Guangxi (Fig. 1a modified after YANG et al., 1997; Fig. 1b modified after Guangxi Institute of Regional Geological Survey, 2005)

(1)變(角礫)凝灰巖: 由于受到較強烈變形變質作用的改造, 巖性多已變為(綠簾)綠泥鈉長絹云片巖類。巖石呈灰綠-淡綠色, 具角礫狀、片狀構造, 顯微鱗片粒狀變晶結構或顯微粒狀鱗片變晶結構。所含角礫主要為角斑巖、細碧巖類及少量的赤鐵礦和磁鐵礦等, 大小不一, 一般為6～25 mm, 含量為0％～18％, 變形相對較弱的巖石中礫石具次棱角狀,變形較強時則呈壓扁拉長的透鏡狀、豆夾狀或長條狀沿片理方向定向分布(圖2a)。基質主要由絹云母、綠泥石、鈉長石及少量石英、黑云母、陽起石、綠簾石、赤鐵礦、磁鐵礦等組成。個別巖石中出現較多的方解石礦物。

(2)變火山角礫熔巖: 巖石呈灰綠-暗綠色, 具角礫狀構造、劈理構造。角礫為細碧巖及角斑巖類, 多已壓扁或拉長成橢圓狀、透鏡狀或渾圓狀, 大小不一, 5～120 mm不等, 礫石邊緣常被綠泥石、綠簾石、陽起石、黑云母、長石及少量石英、磁鐵礦等礦物膠結, 部分為細碧熔巖和含赤鐵礦角斑質熔巖膠結。

(3)變(石英)角斑巖: 由于受到較強烈變形變質作用的改造, 巖性多已變為(綠簾)綠泥絹云鈉長片巖類。巖石呈淺灰-灰綠色, 具塊狀構造或劈理(片理化)構造, 變形變質程度相對較弱的巖石還保留有氣孔-杏仁構造, 變余斑狀結構, 基質具顯微鱗片粒狀變晶結構(圖2b, c)。斑晶主要為鈉長石, 含量在4％～16％之間, 部分巖石中出現少量石英斑晶, 含量為0％～6％; 基質礦物成分主要為鈉(更)長石、石英、絹(白)云母、綠簾石、陽起石及少量綠泥石、黑云母、方解石、赤鐵礦等。

(4)變細碧巖: 巖性多已變為(綠簾)陽起綠泥鈉長片巖類(圖2d)。巖石呈灰綠-暗綠色, 具塊狀構造或劈理(片理化)構造, 局部具氣孔-杏仁構造, 變余細碧結構、變余斑狀結構、變余交織結構。斑晶主要為鈉長石及少量陽起石、黑云母等; 基質礦物成分主要由鈉(更)長石(An=5～10)、陽起石、黑云母、綠簾石, 少量石英、綠泥石、磁鐵礦等組成。

圖2　鷹揚關群火山巖顯微照片Fig. 2　Photomicrographs of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-變角礫凝灰巖; b-變角斑巖; c-變石英角斑巖; d-變細碧巖(綠簾陽起綠泥鈉長片巖); Q-石英; Ab-鈉長石; Chl-綠泥石; Act-陽起石; Ep-綠簾石a-metamorphic breccia tuff; b-metamorphic keratophyre; c-metamorphic quartz-keratophyre; d-metamorphic spilite(epidote- actinolit-chlorite-albite schist); Q-quartz; Ab-albite; Chl-chlorite; Act-actinolite; Ep-epidote

2　樣品分析及測試方法

本次研究在系統采集鷹揚關群中各類火山巖進行詳細的顯微鏡下觀察鑒定的基礎上, 分別挑選出2個變細碧巖(10YYG1-1和10YYG1-2)、5個變角斑巖(12XL1-1至12XL1-5)和4個變石英角斑巖(10YYG6-1至10YYG6-4)新鮮樣品進行全巖主量、微量和稀土元素分析, 并選擇了其中1個變角斑巖樣品(12XL1-1)進行激光多接收等離子體質譜(LA-ICP-MS)鋯石U-Pb定年。這些樣品首先用手工除去風化表皮后在破碎機中碎成直徑為1～10 mm的碎片, 然后在瑪瑙磨樣機中磨成200目以下的巖石粉末。其中全巖的主量、微量、稀土元素分析測試工作中, 變細碧巖和變石英角斑巖的樣品由中國地質科學院國家地質實驗測試中心完成, 變角斑巖由核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成,主量元素采用X熒光光譜儀測試, 檢測方法依據GB/T14506.28—1993標準, 分析精度優于2％; 微量元素和稀土元素在電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)上分析, 檢測方法依據DZ/T0223—2001標準, 其中含量大于10×10-6的元素測試精度為5％,而小于10×10-6的元素精度為10％。

變角斑巖樣品的鋯石分選工作在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室和廣西區域地質調查研究院實驗室完成, 采集20 kg新鮮巖石經機械破碎至60目后用常規重磁法分選其中的鋯石,通過雙目顯微鏡手工挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒, 然后將選出的鋯石送中國地質科學院地質研究所北京離子探針中心進行鋯石樣品靶的制備和陰極發光(CL)成像觀察, 以確定鋯石顆粒的內部結構及適合分析的鋯石顆粒與位置供LA-ICP-MS測定, 陰極發光圖像研究在HITACHI S3000-N型掃描電子顯微鏡并配有GATAN公司Chroma陰極發光探頭分析儀器上完成。激光多接收等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)鋯石U-Pb年齡測試在中國地質科學院礦產資源研究所引進的Thermo Finningan Neptune型多接收等離子質譜上進行, 詳細的分析流程和原理見侯可軍等(2009), 有關年齡數據處理和諧和圖的繪制使用美國Berkeley地質年代中心Kenneth R Ludwig編制的計算程序Isoplot(3.0版)(Ludwig, 2003)進行。

3　分析結果

3.1主量元素

鷹揚關群火山巖的SiO2含量變化較大, 其中變細碧巖(10YYG1-1和10YYG1-2)含量在44.13％～49.80％, 屬于基性巖類; 而其它9個樣品(變角斑巖和變石英角斑巖)的SiO2為54.97％～62.63％, 屬于中性巖類。變細碧巖、變角斑巖和變石英角斑巖的Fe2O3T含量分別為14.78％～17.66％、8.49％～10.06％和8.05％～8.66％; Al2O3含量分別為18.04％～19.20％、14.60％～16.68％和14.24％～14.63％; MgO含量分別為3.35％～7.97％、6.44％～7.43％和4.74％～5.44％, 由變細碧巖→變角斑巖→變石英角斑巖, Fe2O3T、Al2O3和MgO的含量總體上具降低趨勢; 巖石的Ti(TiO2=0.62％～0.89％, 平均值為0.72％)和P(P2O5=0.06％～0.14％, 平均值為0.10％)的含量相對較低, 明顯低于現代大洋洋中脊拉斑玄武巖(MORB)的含量, 與世界上島弧型拉斑玄武巖的含量相似(Jakes et al., 1972; Pearce, 1984); 鎂指數Mg#在29～54之間, 低于原生玄武巖(Mg#為70)(Dupuy et al., 1984), 屬于巖漿分異結晶程度高的火山巖(Hess, 1989); 全堿(Na2O+K2O)含量在2.97％～6.05％,除變細碧巖外, 其它樣品均為Na2O＞K2O。在Zr/TiO2-SiO2分類圖(圖3a)(Winchester et al., 1977)上, 變細碧巖的兩個樣品分別落入堿性玄武巖區(10YYG1-1)和拉斑玄武巖區(10YYG1-2), 變角斑巖和變石英角斑巖樣品均落入安山巖區; 而在堿-硅(TAS)分類圖解(圖3b)(Le Maitre et al., 2002)上,變細碧巖的兩個樣品分別落入苦橄質玄武巖(10YYG1-1)和玄武巖區(10YYG1-2), 變角斑巖樣品主要落入玄武安山巖區, 而變石英角斑巖則均落入安山巖區。除一個變細碧巖樣品(10YYG1-1)落在堿性系列區外, 其它樣品均落在亞堿性系列區(10YYG1-1樣品的微量元素顯示出與俯沖帶有關的地球化學特征(見后面論述), 其富堿可能是由于發生水巖作用而造成強烈鈉化的結果。因此, 落入苦橄質玄武巖區和堿性玄武巖區, 并不能表明其原巖為堿性巖類)。

圖3　鷹揚關群火山巖Zr/TiO2-SiO2分類圖解(a)和TAS分類圖解(b)Fig. 3　Zr/TiO2-SiO2(a) and TAS(b)classification diagrams of the volcanic rocks of Yingyangguan Group

3.2微量元素

高場強元素Zr、Hf和Nb在蝕變和變質作用過程中具有良好穩定性, 是巖石成因和源區性質的良好示蹤劑。本鷹揚關群火山巖Zr、Hf和Nb豐度較低(變化范圍分別在82.9×10?6～185×10?6、2.42×10?6～5.52×10?6和4.75×10?6～9.39×10?6), 與高Zr、Hf和Nb豐度的洋島型玄武巖明顯不同(分別為280×10-6、7.8×10?6和48.0×10?6), 而與低Zr、Hf和Nb豐度的島弧型玄武巖和洋中脊型玄武巖(分別為90×10-6、2.4×10?6和3.5×10-6)較相近(Pearce, 1982; Sun et al., 1989)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖4)上可以看出, 變細碧巖和變石英角斑巖的模式曲線具有一定的相似性, 均表現為富集大離子親石元素(LILE, 如K、U、Ba、Rb和Th), 而Nb-Ta、P和Ti等高場強元素明顯虧損, 反映源區可能有較多的殼源物質加入, 其曲線與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖(Omrani et al., 2008)的曲線較為相似(圖4a); 但變角斑巖的模式曲線與變細碧巖和變石英角斑巖的曲線略有區別, 其Nb-Ta、P和Ti等高場強元素的虧損相對變弱, 且出現輕微的Zr-Hf虧損,其曲線與Lau弧后盆地火山巖(Ewart et al., 1998)的曲線較為相似(圖4c)。

3.3稀土元素

本區鷹揚關群火山巖的稀土總量變化較大, 其中變細碧巖的稀土總量相對較低, ΣREE為50.36×10-6～79.51×10-6; 變角斑巖的稀土總量中等, ΣREE為93.84×10-6～124.40×10-6; 而變石英角斑巖的稀土總量相對較高, ΣREE為110.97×10-6～132.31×10-6, 由變細碧巖→變角斑巖→變石英角斑巖, 稀土總量具增高趨勢。在球粒隕石標準化圖解(圖4)中可以看出, 其配分曲線總體上均表現出LREE富集的右傾型配分模式, 具弱銪負異常(δEu=0.68～0.92)。但變角斑巖與變細碧巖和變石英角斑巖的配分曲線略有區別, 其中變角斑巖的模式曲線與Lau弧后盆地火山巖(Ewart et al., 1998)的曲線較為相似(圖4d); 而變細碧巖和變石英角斑巖的模式曲線與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖(Omrani et al., 2008)的曲線較為相似(圖4b)。

圖4　鷹揚關群火山巖微量元素蛛網圖解和稀土配分模式圖解Fig. 4　Primitive mantle-normalized spider diagrams and chondrite-normalized REE patterns of the volcanic rocks of Yingyangguan Group球粒隕石和原始地幔標準化值據Sun等(1989); Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖數據來自Omrani等(2008); Lau弧后盆地火山巖數據來自Ewart等(1998); N-MORB、E-MORB和OIB數據來自Sun等(1989) chondrite-and primitive mantle-normalize values after Sun et al., 1989; the data of Sanandaj-Sirjan island arc volcanic rocks after Omrani et al., 2008; the data of Lau back-arc basin volcanic rocks after Ewart et al., 1998; the data of N-MORB, E-MORB and OIB after Sun et al., 1989

在各種主、微量元素構造環境判別圖解(圖5)中, 變細碧巖、變角斑巖和變石英角斑巖的投點均無一例外地落入島弧玄武巖區, 進一步表明鷹揚關群火山巖主要形成于俯沖帶環境。

3.4鋯石特征及LA-ICP-MS U-Pb定年結果

變角斑巖的鋯石多呈無色, 顆粒粒度中等, 大小一般為50～120 μm, 長短比變化不一, 1.2:1～3:1均可見到。鋯石的晶形可分為兩類: 其中大部分鋯石呈較自形的棱柱狀, 晶面整潔光滑, CL圖像上則顯示出其顏色較暗, 內部具明顯的韻律環帶結構,一些顆粒內還包裹有捕晶(圖6a), 表明該類鋯石應為典型的巖漿成因鋯石; 而另一類鋯石(少量)在CL圖像上顯示出相對較淺的顏色, 邊部棱角不明顯,出現圓化現象, 且內部韻律環帶結構不清晰或不規則(圖6a中26.1、32.1和35.1), 表明該類鋯石可能為繼承鋯石。選出35顆比較純凈、晶形較好的鋯石進行測年分析, 所測定的鋯石Th/U比值總體都較低,在0.19～1.07(3.1除外)區間變化。其中繼承鋯石(分析點26.1、32.1和35.1)的206Pb/238U表面年齡值較大,在(953.1±4.4) Ma～(1047.7±8.5) Ma。而其它32個巖漿鋯石分析點的206Pb/238U表面年齡變化在(410.2±2.4) Ma～(506.5±18.5) Ma范圍內, 且明顯分為三群: 其中3顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(469.4±18.2) Ma～(506.5±18.5) Ma之間; 16顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(431.4±7.0) Ma～(443.5±1.8) Ma之間, 計算獲得其加權平均年齡值為(438.9±1.8) Ma((MSWD=1.4)(圖6b); 而另外13顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(410.2±2.4) Ma～(420.9±2.3) Ma之間, 算得其加權平均年齡值為(415.1±2.1) Ma (MSWD=1.9) (圖6b)。該年齡值應代表其巖漿噴發的年齡。由于該分析樣品的原巖為海相噴發的角斑巖類, 上述鋯石特征表明其可能為多次海相火山噴發作用形成的, 其中(415.1±2.1) Ma應代表其最終火山噴發的年齡。

4　討論

4.1鷹揚關群火山巖形成的時代

圖5　鷹揚關群火山巖構造環境判別圖解Fig. 5　Discrimination diagrams illustrating tectonic setting of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-2Nb-Zr/4-Y圖解(據Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3圖解(據Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8圖解(據Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5圖解(據Mullen, 1983); e-Ti-Zr圖解(據Pearce, 1982); f-Ta/Yb-Th/Yb圖解(據Pearce, 1982) WPA-板內堿性玄武巖; WPB-板內玄武巖; WPT-板內拉斑玄武巖; MORB-洋中脊玄武巖; VAB-火山弧玄武巖; IAT-島弧拉斑玄武巖; CAB-鈣堿性玄武巖; OIT-洋島拉斑玄武巖; OIA-洋島堿性玄武巖; OIB-洋島玄武巖; 圖5　c中: 1-火山弧(1A-鈣堿性玄武巖; 1B-過渡區; 1C-火山弧玄武巖); 2-大陸玄武巖(2A-大陸玄武巖; 2B-弧后盆地玄武巖); 3-大洋玄武巖(3A-陸內裂谷堿性玄武巖; 3B、C-E-MORB(3B富集; 3C略富集); 3D-N-MORB)a-2Nb-Zr/4-Y diagram (after Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3 diagram (after Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8 diagram (after Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5diagram (after Mullen, 1983); e-Ti vs. Zr diagram(after Pearce, 1982); f-Ta/Yb vs. Th/Yb diagram (after Pearce, 1982); WPA-intraplate alkaine basalt; WPB-intraplate basalt; WPT-intraplate tholeiite; MORB-mid-ocean ridge basalt; VAB-volcanic arc basalt; IAT-island arc tholeiite; CAB-calc-alkaine basalt; OIT-oceanic island tholeiite; OIA-oceanic island alkaine basalt; OIB-oceanic island basalt; in Fig. 5c: 1-volcanic arc(1A-calc-alkaine basalt; 1B- transition region; 1C-volcanic arc basalt); 2-continental basalt(2A-continental basalt; 2B-back-arc basin basalt); 3-oceanic basalt(3A-continental rift alkaine basalt; 3B, C-E-type MORB(3B-enrichment; 3C-little enrichment); 3D-N-type MORB)

圖6　鷹揚關群變角斑巖(12XL1-1)鋯石陰極發光圖像和鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖Fig. 6　Cathodoluminescence images and zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of metamorphic keratophyre(12XL1-1) of Yingyangguan Group

鷹揚關群由于缺乏古生物化石和可靠的同位素年齡資料, 早先的一些文獻中往往根據區域地層對比將其劃歸為青白口紀、青白口紀—南華紀、南華紀、震旦紀或早古生代地層。周漢文等(2002)獲得其中變細碧巖的TIMS鋯石U-Pb年齡為(819±11) Ma, 這也是已知鷹揚關群的唯一年齡資料。因此, 近年來的文獻中普遍引用該年齡數據而認為其形成于新元古代, 并將其作為Rodinia超大陸裂解背景下地幔柱巖漿活動的產物。然而, 從周漢文等(2002)報道的7個鋯石測試結果看, 其鋯石的206Pb/238U表面年齡變化較大, 在500～818 Ma之間,只有3個分析點的表面年齡在誤差范圍內基本一致,該年齡結果尚不足以證明其原巖的形成年齡。因此,目前關于其形成時代問題仍然存在較大爭論。近年來, 我們系統的野外地質調查和室內綜合研究表明,本區鷹揚關群的巖性組合十分復雜, 空間上變化較大。而前述同位素年代學測試結果表明, 鷹揚關群中變角斑巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(415.1±2.1) Ma, 表明該火山巖的形成時代為早古生代晚期。此外, 我們還獲得鷹揚關群中變基性火山巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(755.8±3.9) Ma; 兩個變質凝灰質砂巖的最新鋯石LA-ICP-MS U-Pb加權平均值年齡為(673.0±3.0) Ma和(398.6±4.0) Ma, 分別代表其沉積物形成的下限年齡(另文發表)。

上述年代學研究結果表明, 鷹揚關群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其實質為一套由不同時代地層發生構造混雜作用形成的構造混雜巖系。

4.2鷹揚關群火山巖形成的地球動力學背景及其構造意義探討

前面已提及, 揚子板塊與華夏板塊結合帶(稱之為欽—杭結合帶)西南端, 由于至今未發現有蛇綠混雜巖和島弧火山巖等直接證據, 加之有大量古生代和中生代花崗巖的占位和大面積晚古生代以來地層的覆蓋, 有關兩板塊之間南華紀以前存在的大洋(古華南洋)是否一直持續到古生代(稱之為華南殘余洋盆), 最后通過加里東運動或印支運動才最終關閉？還是早期的大洋隨著Grenville造山而關閉, 華南地區進入陸內發展階段, 并伴隨Rondinia超大陸的裂解而形成華南裂谷盆地, 不存在華南殘余洋盆等問題一直存在嚴重分歧(楊明桂等, 1997;殷鴻福等, 1999; 張焱等, 2011; 李建康等, 2013),尤其是欽—杭結合帶西南端加里東造山的類型是板塊俯沖增生、碰撞造山還是陸內造山及其動力學機制問題一直未達成一致認識。

上述鷹揚關群火山巖的地化學特征研究結果表明, 其Ti和P的含量相對較低, 明顯低于現代大洋洋中脊拉斑玄武巖(MORB)的含量, 與世界上島弧型拉斑玄武巖的含量相似; Nb、Zr和Hf豐度也較低, 與高Nb、Zr和Hf豐度的洋島型玄武巖明顯不同, 而與低Nb、Zr和Hf豐度的島弧型玄武巖和洋中脊型玄武巖較相近, 且表現為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等), 而相對虧損高場強元素(HFSE, 包括Nb、Ta、P和Ti等), 顯示出與俯沖帶有關的巖漿巖相似的地球化學特征; 變細碧巖和變石英角斑巖與變角斑巖的微量元素和稀土元素模式曲線分別與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖和Lau弧后盆地火山巖曲線較為相似,而在各種構造環境判別中均落入島弧玄武巖區。由此表明, 鷹揚關群火山巖形成于島弧或弧后盆地環境, 它是在加里東運動末發生的洋陸俯沖-消減的構造演化過程中形成的, 并導致了不同時代和不同構造環境的地層發生構造混雜作用, 從而形成了鷹揚關構造混雜巖系(即原定的“鷹揚關群”)。

區域地質特征表明, 在研究區東南側云開地塊北緣的陸川縣石窩—北流市清水口一帶有洋中脊型(MORB)和島弧型(IAB)兩種變質基性火山巖(玄武巖), 證明云開地塊北緣可能存在有古洋殼殘片——蛇綠巖(覃小鋒等, 2005, 2007, 2008), Zhang等(2012)獲得變質基性火山巖的同位素年齡為(997±21) Ma和(978±19) Ma, 也認為沿著華夏古陸的云開地塊北部可能存在格林威爾(Grenville)期的島弧-弧后盆地; 我們在云開地塊北緣的岑溪地區,沿著北海-梧州斷裂帶兩側也識別出一系列呈巖片狀產出的N-MORB、E-MORB和IAB三種類型基性火山巖塊, 其鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡分別為(444±3) Ma、(441±2) Ma和(442±4) Ma(另文發表)。上述特征暗示, 在欽—杭結合帶南西段(揚子板塊和華夏古陸之間)存在有早古生代的古洋盆, 云開地塊北緣岑溪地區呈巖片狀產出的N-MORB、E-MORB和IAB三種類型基性火山巖塊以及“鷹揚關群”中早古生代島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽—杭結合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質記錄, 欽杭結合帶西南段加里東期的構造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內造山帶。

5　結論

通過以上對鷹揚關群火山巖的巖石學、年代學以及地球化學的研究, 我們得出以下幾點初步認識。

(1)鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年結果顯示, 鷹揚關群中變角斑巖的最終火山噴發年齡為(415.1±2.1) Ma, 為加里東期海相火山噴發的產物。結合其它巖石類型的同位素年代學研究結果認為,鷹揚關群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其實質為一套由不同時代和不同構造環境地層發生構造混雜作用形成的構造混雜巖系。

(2)鷹揚關群火山巖總體上表現為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和輕稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高場強元素和重稀土元素相對虧損, 反映其具有俯沖-消減作用形成的島弧-弧后盆地型火山巖地球化學特征。

(3)根據鷹揚關地區早古生代島弧-弧后盆地型火山巖的厘定, 并結合本區其它一些研究成果認為,揚子板塊和華夏板塊結合帶(欽—杭結合帶)西南段有早古生代的古洋盆, 鷹揚關群中島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽杭結合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質記錄, 欽杭結合帶西南段加里東期的構造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內造山帶。

致謝: 在主量、微量和稀土元素分析測試中得到核工業北京地質研究院分析測試研究中心劉牧老師的支持; 在LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年和數據分析過程中得到中國地質科學院礦產資源研究所侯可軍博士的熱心指導和幫助。在此一并致以衷心的感謝！

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The Reconfirmation of Age and Tectonic Setting of the Volcanic Rocks of Yingyangguan Group in the Eastern Guangxi: Constraints on the Structural Pattern of the Southwestern Segment of Qinzhou–Hangzhou Joint Belt

QIN Xiao-feng1,2), WANG Zong-qi3), WANG Tao4), XIONG Bin1,2), FENG Zuo-hai1,2), YANG Wen1,2), ZHU An-han1,2), SONG Jiong1,2), HUANG Jie1,2)
1) College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 2) Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 3) Institute of Mineral Resources, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037; 4) Institute of Geology, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037

Yingyangguan Group is widely distributed in the junction area of the Hunan, Guangdong and Guangxi Provinces. It consists dominantly of the green schist facies metamorphic spilite, (quartz-) keratophyre and related to volcanic clastic rocks, with small quantities of fine clastic rocks and carbonate rocks. Previously it had beenthought that this group formed in a continental rift environment under the background of Rodinia supercontinent breakup during the Neoproterozoic time. The combined petrology, geochemistry and zircon LA-ICP-MS U-Pb dating study reveal that the volcanic rocks of Yingyangguan Group belong primarily to basic-intermediate volcanic(-clastic) rocks, and petrochemically are pronounced enrichment in large-ion incompatible elements (LILEs, e.g., U, Th, Ba, K and Rb) and LREEs and pronounced depletion in high field strength elements (HFSEs, e.g., Nb, Ta, P and Ti) and HREEs. Such signatures display geochemical characteristics of typical subduction-related arc-back arc basin volcanic rocks. A metamorphic keratophyre sample of Yingyangguan Group yielded a zircon LA-ICPMS U-Pb concordia age of (415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), indicate that it is to be the product of Marine volcanic eruption during Caledonian period. Together with early Paleozoic MORB-type and arc-type metabasic volcanic rocks in the northern margin of Yunkai block, appears to support a development of an early Paleozoic oceanic basin within the southwestern segment of the joint belt between the Yangtze and Cathaysian blocks (so-called Qinzhou-Hangzhou joint belt). Therefore, we conclude that Yingyangguan arc-back arc basin volcanic rocks were likely an important record of the oceanic subduction and subsequent continental collision in the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt during Early Paleozoic time, and Caledonian structural pattern of the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt is a subduction-accretion orogenic belt and not an intracontinental orogenic belt.

the volcanic rocks of Yingyangguan Group; chronology; geochemistry; tectonic setting; Early Paleozoic; eastern Guangxi

P588.14; P597.1; P542.4

A

10.3975/cagsb.2015.03.03

本文由國土資源部百名優秀青年科技人才計劃項目(編號: 200811)、廣西自然科學基金項目(編號: 2013GXNSFAA019272)、廣西壯族自治區“新世紀十百千人才工程”專項資金項目(編號: 2006218)、桂林理工大學人才引進科研啟動基金項目(編號: 002401003364)、中國地質調查局地質礦產調查評價項目(編號: 1212011085408)和桂林市漓江學者基金項目(編號: 2013-5)聯合資助。

2014-10-20; 改回日期: 2015-01-25。責任編輯: 張改俠。

覃小鋒, 男, 1969年生。博士, 教授。主要從事構造地質和巖石學研究。通訊地址: 541004, 廣西桂林市建干路12號。

E-mail: qxf@glut.edu.cn。