粵北黃崗鎮側塘早志留世具似大陸弧特征S 型花崗巖成因及地質意義

黃孔文, 郭 敏, 湯 珂, 林杰春, 胡啟鋒, 王邱春

廣東省地質調查院, 廣東廣州 510080

花崗巖研究在大陸動力學研究中具有重要的指示意義。華南地區早古生代花崗巖成因及形成構造背景的研究, 對理解華南早古生代造山特點及區域構造環境有重要意義。隨著岡瓦納(Gondwana)大陸的形成, 從震旦紀至志留紀, 由華夏陸塊裂解的浙閩、云開、贛南、湘桂、保山、騰沖等地塊與揚子陸塊發生碰撞-拼貼, 逐步形成統一的華南大陸。同時, 武夷—云開一線的早古生代片麻狀花崗巖-混合巖以其成因類型獨特、蘊含重要的構造信息(王德滋等, 1978; 莫柱孫等, 1980; 南京大學地質系,1981; 陳斌和黃福生, 1994; 劉銳, 2009; Wang et al.,2007, 2010, 2011; Li et al., 2010; Wan et al., 2010;Xia et al., 2014)。

華南地塊在古生代造山過程具有較大爭議, 主要有弧-陸碰撞模式(孫明志和徐克勤, 1990)和陸內造山環境(張芳榮等, 2009; Charvet et al., 2010; Shu et al., 2014)等。華南大陸內部沒有發現與早古生代晚期花崗巖同期的火山巖, 和缺失洋陸碰撞過程中常見的安山質巖石(江西省地質礦產局, 1984; 福建省地質礦產局, 1985; 湖南省地質礦產局, 1988; 孫濤, 2006; Shu et al., 2006; 舒良樹, 2006; 舒良樹等,2008; Li et al., 2010)等證據并不支持弧-陸碰撞模式。陸內造山觀點基于華南早古生代褶皺和花崗巖以面狀分布為特征, 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(Charvet et al., 2010;Shu et al., 2014)等。還有, 早古生代揚子和華夏之間連續碎屑供給(Wang et al., 2010)也支持華南大陸早古生代構造屬性為陸內造山環境。

研究區位于武夷—云開造山帶上(周新民, 2003;Shu et al., 2014), 是研究武夷—云開一帶早古生代構造屬性的理想之地。而黃崗鎮側塘巖體僅在1:25 萬韶關幅報告提及(廣東省地質調查院, 2009a),認為巖體具S 型花崗巖特征; 該期侵入體與震旦紀壩里組變質地層呈侵入接觸, 在阿公山和側塘等地被中泥盆世地層不整合覆蓋; 1:5 萬西牛圩幅在深水龍一帶獲得鋯石U-Pb 表面年齡值為504.8 Ma。依據側塘巖體侵入壩里組地層, 巖性為片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖, 推測為同期巖體, 缺乏有力證據, 對側塘巖體巖石成因、源區特征及大地構造環境等方面缺乏精確的資料, 影響了對側塘巖體的構造屬性的探討。

本文選擇側塘片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖, 從巖石學特征、地球化學、LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年代學和Hf 同位素等方面入手, 對側塘片麻狀花崗巖成巖時代、巖石成因和源區特征及大地構造環境等方面進行研究, 為該地區構造-巖漿演化研究提供可靠資料。

1 地質背景與巖體特征

早古生代花崗巖在華南分布廣泛, 僅次于燕山期的極為重要的巖漿活動時期, 展布在湘—贛、湘—桂及桂—粵交界地區, 集中于政和—大浦及紹興—江山—萍鄉兩條區域性深大斷裂構成的區域內,主要分布于武夷山—云開地區、萬洋山—諸廣山地區和江西武功山等地(圖1a), 代表性巖體有瑋埔(徐先兵等, 2009), 豐頂山、寧化、大寧(程順波等, 2009),云開大山(Wang et al., 2007), 社垌(李巍等, 2015),苗兒山(柏道遠等, 2014), 彭公廟(張文蘭等, 2011),北牛塘界(楊振等, 2014), 欽甲巖體(王永磊等,2011), 宏夏橋、杉鋪、山莊(張菲菲等, 2010), 張佳坊、付坊、寧岡(沈渭洲等, 2008), 武功山(樓法生等,2005)、麥斜巖體(434±2) Ma)(農軍年等, 2012), 大寶山(毛偉等, 2013)巖體等。此外在贛南、湘南、粵北和大瑤山地區, 還有不少同期小巖體出露。早古生代巖體巖性主要包括二長花崗巖、花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和輝長巖等, 主要分為S、I/S 和A 型花崗巖。早古生代S 型花崗巖分布最廣, 呈面狀分布, 侵入時代為 460～410 Ma, 主要時代為450～420 Ma, 具負εHf(t)值(-34.2 ～ -0.2,n=963)、高ACNK(大部分大于 1.1)、高87Sr/86Sr 值(0.707 6～0.729 6)、負εNd(t)值(-15 ～ -5)等特征, 形成于早古生代地殼縮短而形成第一次部分熔融階段; I/S 型花崗巖主要分布于早古生代造山帶中、西段, 侵位于460～400 Ma, 主要產于435～415 Ma, 具負εNd(t)值(-12 ～ +1.32)、εHf(t)值正負值均有等特征(-13.8 ～+10.3); A 型花崗巖出露較少, 主要形成時代為415～409 Ma, 具高ACNK 值(0.99～1.62), 隨著巖體形成時代值變小,εNd(t)值增加, 和源巖物質中幔源物質決定εHf(t)值等特征, 是早古生代地殼伸展而引起的第二次部分熔融而形成(Xin et al., 2020)。

側塘巖體呈橢圓狀北東向展布, 大地構造位置位于華夏板塊廣東省英德市黃崗鎮側塘一帶(圖1b)。巖體呈巖株出露, 出露面積約5 km2, 侵入最新地層為震旦紀壩里組(Z1b)。圍巖見硅化、褐鐵礦化和角巖化等蝕變。震旦紀壩里組(Z1b)被楊溪組(D2y)覆蓋, 呈角度不整合接觸。側塘巖體內發育南北向片、北北東向和北東向等三個方向的片麻理,傾向90°～140°和310°～325°, 傾角為35°～65°, 巖體與地層接觸邊界傾角稍緩(35°)。巖體具巖相分帶,從巖體邊緣至中心部位由含石英斑晶為主變為含斜長石斑晶為主(圖2a), 到中心部位斑晶有斜長石、鉀長石和石英等。巖體邊部往往發育片麻狀、眼球狀構造, 長石、石英大多形成殘碎的斑晶, 或呈拉長的透鏡體或豆莢狀的細粒集合體出現, 基質則具明顯的紋理構造。巖石具韌性變形和重結晶, 局部具條帶狀或眼球狀構造。樣品特征見表1。

圖1 武夷—云開造山帶古生代巖漿作用分布圖(a)和黃崗鎮地區側塘巖體地質構造簡圖(b)(據廣東省地質調查院, 2009a)Fig. 1 Sketch map showing the distribution of the Early Paleozoic magmatism in the Wuyi-Yunkai orogenic belt (a) and Cetang rock mass map of Huanggang area in northern Guangdong Province (b) (after Guangdong Geological Survey Institute, 2009a)

圖2 片麻狀(眼球狀)中細粒斑狀黑云母二長花崗巖野外照片、手標本及顯微結構照片Fig. 2 The outcrop, hand specimen and microstructure photos of the gneissic (augen) middle-fine grained porphyritic biotite adamellite

表1 樣品野外巖相特征和鏡下特征Table 1 The field lithofacies characteristics and the microscopic characteristics of the samples

2 分析方法

巖石主量元素、微量元素、稀土元素等在河北區域地質礦產調查研究所完成。主量元素(測試方法GB/T14506.28-2010)主要檢測儀器為Axios max X射 線 熒 光 光 譜 儀 。 FeO( 測 試 方 法GB/T14506.14-2010)主要檢測儀器為50 mL 滴定管,分析精度一般優于2%; 灼失量、H2O+、H2O-(測試方法DZG20-1 16.20 和GB/T14506.2-2010)主要檢測儀器為P124S 電子分析天平; Y-U 稀土微量等43 元素(測試方法GB/T 14506.30-2010)采用酸溶法制備樣品, 主要檢測儀器為X Serise 2 電感耦合等離子體質譜儀, 相對誤差不大于5%, 測試方法見高劍峰等(2003)。

鋯石單礦物分選是在河北省廊坊市誠信地質技術服務公司完成。制靶及鋯石陰極發光是在北京鋯年領航科技有限公司完成。參照鋯石陰極發光(CL)及透反射光圖像, 選擇鋯石顆粒表面無裂痕、內部環帶清晰、無包裹體的位置做U-Pb 定年的測試點。鋯石U-Pb 同位素定年在合肥工業大學利用LA-ICP-Ms 分析完成。測試儀器為Agilent 7500a,激光剝蝕系統為GeoLas 2005 激光剝蝕斑束直徑為32 μm, 激光剝蝕深度為20～40 μm。對分析數據的離線處理采用軟件ICP-MS DataCal 完成詳細的儀器操作條件和數據處理方法同 Liu et al.(2008,2010a, b)詳細描述。數據處理采用 Ludwig(2003)SQUID1.0 及ISOPLOT 程序。普通Pb 采用204Pb 校正, 標準樣和未知樣的普通 Pb 校正 Stacey and Kramers(1975)等人的 417 Ma 模型給207Pb/206Pb=0.864,208Pb/206Pb=2.097,206Pb/204Pb=18.052。

鋯石Hf 同位素測試是在北京科薈測試技術有限公司Neptune plus 多接收等離子質譜及配套的ESI NWR193 紫外激光剝蝕系統(LA-ICP-MS)上進行的, 實驗過程中采用He 作為剝蝕物質載氣, 剝蝕直徑采用50 μm, 測定時使用鋯石國際標樣GJ1 作為參考物質, 分析點與U-Pb 分析點為同一位置。分析過程中鋯石標準GJ1 的176Hf/177Hf 測試加權平均值為0.282 007±0.000 007。

3 分析結果

3.1 巖石地球化學特征

該期侵入巖ω(SiO2)含量為66.22%～70.90%,ω(Al2O3)為 14.11%～16.50%,ω(TiO2)為 0.52%～0.63%,ω(Na2O) 為 0.16% ～ 3.08%, 全 堿ω((Na2O+K2O)含量2.63%～6.59%, K2O/Na2O 值為1.10 ～3.52, 只有一個值較大(22.38),ω(CaO)為0.27%～1.35%, CaO/Na2O 是 0.44 ～6.10, 全鐵ω(TFe2O3)含量為3.71%～9.25%。在TAS 分類圖上(圖3), 樣品投影在花崗巖-花崗閃長巖接觸帶區域內; 在SiO2-K2O 圖上(圖4), 樣品投影點落在高鉀鈣堿性系列內; 樣品的鋁飽和指數(A/CNK)為1.26～3.49, 在A/NK-A/CNK(圖5)投影在過鋁質區域內。綜合上述, 早志留世侵入巖為過鋁質高鉀鈣堿性花崗巖。

圖3 SiO2-Na2O+K2O 侵入巖分類圖解(Middlemost, 1994)Fig. 3 SiO2-Na2O+K2O diagram for intrusive rock(after Middlemost, 1994)

圖4 SiO2-K2O 圖解(Maniar and Piccoli, 1989)Fig. 4 SiO2-K2O diagram (after Maniar and Piccoli, 1989)

圖5 A/NK-A/CNK 圖解(Rollison, 1993)Fig. 5 A/NK-A/CNK diagram (after Rollison, 1993)

由主要特征參數表可知, 該期侵入的分異指數表明該期巖漿分異程度相對較高。

樣品稀土元素含量及其比值變化范圍基本一致,具有相似的稀土元素地球化學特征, 稀土元素總量ω(ΣREE) 為 (150.01～214.32)×10-6, 個 別 為588.17×10-6, 輕重稀土比值(LREE/HREE)為6.88～8.59, (La/Yb)N值為5.18～10.62, Eu 虧損程度(δEu)為0.52～0.60。明顯具有輕稀土富集、稀土配分模式相似以及總體為右傾斜等特征(圖6), 且具有明顯的Eu 虧損。該稀土元素配分曲線與上地殼球粒隕石標準化曲線相一致, 暗示其成巖物質很可能來自地殼。

圖6 稀土球粒隕石標準化分布型式圖(Sun and McDonough, 1989)Fig. 6 Rare earth element spider diagram(after Sun and McDonough, 1989)

在微量元素原始地幔標準化圖解上(圖7), 樣品具有相似的配分模式, 富集Rb、Th、U、K、Pb、Nd 等, 虧損Ba、Nb、Ta、Sr、Ti 等。巖石虧損Nb、Ta、P 和Ti, 可能與磷灰石、鈦鐵礦、金紅石或榍石等殘留在巖漿源區有關。Sr、Ba 的虧損可能暗示巖漿源區斜長石作用熔融殘留相或結晶分離相的存在。具體數據見附表1。

圖7 微量元素原始地幔標準化分布型式圖(Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Primitive mantle normalized spider diagram(after Sun and McDonough, 1989)

3.2 鋯石U-Pb 定年結果

該樣品野外定名為片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖。本次工作對1 個樣品(D5600dy)進行了鋯石陰極發光和U-Pb 同位素分析, U-Pb 同位素分析結果見表2。

表2 片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖D5600dy 鋯石U-Pb 分析結果Table 2 Zircon U-Pb isotopic analysis data of the the gneissic middle-fine porphyritic biotite adamellite D5600dy

樣品中鋯石主要是自形-半自形雙錐柱狀晶體,長:寬比值為 1:1 至 4:1, 顆粒粒徑大小為 160～480 μm。鋯石晶形主要是以{100}和{110}發育。在陰極發光照片上, 鋯石大部分邊緣發育規則的韻律環帶結構且部分具有核部結構, 為巖漿鋯石。部分鋯石具有清晰環帶或無環帶, 而邊部不清楚呈不規則狀, 具有發亮現象, 核部鋯石邊部發亮或發黑。

樣品鋯石Th/U 值介于0.14～1.64 之間。對該樣品進行了30 顆鋯石U-Pb 同位素分析。測點01年齡諧和度較小(82%)而舍去, 此外, 10 個測點為繼承鋯石, 其時代為新元古代和中元古代, 即早古生代早期和晉寧期巖漿活動的產物, 其諧和度92%～98%, 具有較高的可信度。其余17 個測點全部落在諧和線或者臨近諧和曲線, 鋯石206U/238Pb 年齡介于 422.1 ～468.0 Ma 之間, 加權平均年齡為(441.5±13) Ma (MSWD=0.23,n=17), 代表了片麻狀花崗巖的結晶年齡, 屬于早志留世侵入巖體(圖8)。圖8 中的下交點代表了本次侵入巖體結晶年齡, 上交點代表了繼承鋯石的結晶年齡。

圖8 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡諧和和陰極發光(CL)圖像Fig. 8 U-Pb concordia diagram of zircons of LA-ICP-MS and CL images for LA-ICP-MS measurements

3.3 鋯石Hf 同位素

對已獲得的鋯石LA-ICP-MS U-Pb 年齡的D5600樣品片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖中的10 個鋯石顆粒進行LA-ICP-MS 鋯石Lu-Hf 同位素分析,其分析點與鋯石LA-ICP-MS U-Pb 分析點相同, 各樣品分析點采用與U-Pb 分析相同的編號, 結果見表3。10 個測試點的176Hf/177Hf 的比值在0.282 14～0.282 484之間(表3), 平均值為0.282 348,fLu-Hf值較為穩定(fLu-Hf= -0.9～-0.97)。εHf(t)= -1.3～12.5, 其平均值為-5.82。二階模式年齡TDM2=1502～2228 Ma(n=10), 平均值為1 794.8 Ma。其中, Hf 同位素分析過程中采用的標準為球粒原始(176Lu/177Hf)CHUR=0.033 2,(176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.028 277 2; 虧損地幔(176Lu/177Hf)DM=0.038 4, (176Hf/177Hf)DM=0.283 25; Lu衰變常數(Lu=1.86× 10-1a-1)。

表3 粵北黃崗地區片麻狀中細粒花崗巖Lu-Hf 原位分析結果Table 3 LA-ICP-MS zircon Lu-Hf dating results of the gneissic middle-fine grained biotite adamellite in Huanggangzhen area of northern Guangdong

4 討論

4.1 年代學及其地質意義

側塘巖體呈巖株出露, 侵入最新地層為震旦紀壩里組(Z1b), 圍巖蝕變主要為硅化、褐鐵礦化和角巖化等, 巖體內局部見壩里組角巖化捕擄體, 并見壩里組被楊溪組(D2y)呈角度不整合覆蓋。1:25 萬韶關幅內茶石嶺—曾屋、沙壩鎮、水邊鎮黃灣、連江口鎮腰古等地同樣出露有片麻狀(眼球狀)黑云母二長花崗巖, 結晶年齡為504 Ma; 1: 25 萬連平縣幅內韶關市龍南、定南縣城南見早志留世巖基狀沿北東—南西向、近東西向展布片麻狀二長花崗(眼球狀)二長花崗巖SHRIMP 鋯石年齡為(432.80±3.9) Ma、(431.60±2.7) Ma(廣東省地質調查院, 2009b)。本次研究的片麻狀(眼球狀)花中細粒斑狀黑云母二長花崗巖加權平均年齡為(441.5±13) Ma, 代表了片麻狀(眼球狀)中細粒斑狀黑云母二長花崗巖的結晶年齡,屬于早志留世侵入巖體(圖8)。

此外, 研究樣品中具有10 個測點為繼承鋯石,其時代來自新元古代和中元古代, 即晉寧早期和晉寧晚期巖漿活動的產物, 其諧和度92%～98%, 具有較高的可信度。樣品中發現晉寧晚期侵入巖捕獲鋯石, 年齡范圍700～836 Ma(n=4), 并在1:25 萬連平縣幅見細坳鎮條紋條帶狀黑云二長花崗巖出露面積約58 km2, SHRIMP 鋯石U-Pb 年齡為(742.3±9.3) Ma,對應于Rodinia 超大陸的裂解事件。同時, 樣品中也發現晉寧早期捕獲鋯石, 年齡范圍1150～1728 Ma(n=6), 暗示著研究區記錄哥倫比亞(Columbia)超大陸裂解事件, 和存在格林威爾期(Grenville)運動信息。

4.2 巖石成因

粵北黃崗鎮地區側塘片麻狀(眼球狀)中細粒斑狀黑云母二長花崗巖主量元素ω(SiO2)＝66.22%～70.90%、A/CNK=1.26～3.49＞1.1(Chappell and White,1974), K2O/Na2O=1.10～4.5, 1 個樣品達22.36,Rb/Sr=1.06～6.01, 平均值為3.3(Rb/Sr＞0.9 時, 為S型花崗巖)(王德滋等, 1993), C.I.P.W 標準礦物中發現有剛玉分子(3.23～12.05)(Chappell and White,1974)。C/MF-A/MF(圖10)圖解中, 樣品點落在變質泥巖區。在Rb/Sr-Rb/Ba(Sylvester, 1998)圖解中(圖11), 樣品大部分落在頁巖和泥巖源巖中。在A-C-F圖解中(圖12)中, 侵入巖樣品均落在“S 型”區域。以上特征均顯示側塘巖體為S 型花崗巖。

圖10 C/MF-A/MF 圖解(Altherr et al., 2014)Fig. 10 C/MF-A/MF diagram (after Altherr et al., 2014)

圖11 Rb/Sr-Rb/Ba 圖解(Sylvester, 1998)Fig. 11 Rb/Sr-Rb/Ba diagram (after Sylvester, 1998)

圖12 A-C-F 圖解Fig. 12 A-C-F diagram

側塘片麻狀、局部眼球狀花崗巖體為殼源型花崗巖, 證據如下: ①C/MF-A/MF(圖10)圖解中, 樣品點落在變質泥巖區內; ②微量元素原始地幔標準化蛛網圖顯示富集Rb、Th、U、K、Pb、Nd 等, 虧損Ba、Nb、Ta、Sr、Ti 等; ③Rb/Sr 比值為0.52～6.01, 平均值為2.74, 明顯高于中國東部上地殼平均值(0.31)(Gao et al., 1999)和全球上地殼平均值(0.32)(Taylor and Mclennan, 1995); Nb/Ta 比值11.81～17.75, 平均值為 13.74, 接近平均地殼值(12～13); ④Rb/Nb 比值7.98～15.71, 均高于全球上地殼Rb/Nb 比值(4.5) (Taylor and Mclennan, 1985);⑤側塘巖體Ba(402×10-6～909×10-6)的含量明顯高于大陸地殼巖石的 Ba 含量(390×10-6), 而Sr(34.7×10-6～170×10-6)含量則比地殼(325×10-6)含量低; ⑥Nb/Ta 比值11.81～17.75, 平均值為13.74,平均地殼值12～13; ⑦鋯石Hf 同位素研究結果表明, εHf(t)= -1.3～-12.5, 均小于 0, 其平均值為-5.82。其兩階段模式年齡(TDM2)主要為 1502～2228 Ma (n=10), 平均值為1 794.8 Ma, 在εHf(t)-t圖解(圖9)上可見數據主要分布較為分散, 有少量點落在球粒隕石線之下。

圖9 粵北黃崗地區片麻狀花崗巖εHf(t)-t 圖解Fig. 9 εHf(t)-t diagram of the gneissic middle-fine grained biotite adamellite in Huanggang area of northern Guangdong

綜上所述, 側塘片麻狀(眼球狀)中細粒斑狀黑云母二長花崗巖主要是由下地殼古-中元古代砂泥質麻粒巖相源巖(魏春景, 2016)部分熔融而成。

4.3 構造環境與演化

對研究樣品的巖石地球化學分析結果表明: 樣品均落入鈣堿性-高鉀鈣堿性系列, 稀土元素特征表現為輕稀土富集、重稀土相對虧損的右傾型, 具有左陡右緩, 銪負異常的特征, 顯示了典型大陸邊緣巖漿弧環境, Sr、Ti 的虧損也表明了該期巖體具有大陸弧花崗巖的特征。但華南大陸早古生代是否存在洋殼俯沖過程存在爭議(Hsu, 1994; Faure et al.,2009; Charvet et al., 2010; 彭松柏等, 2016)。目前地質資料顯示華南早古生代巖體呈面狀展布(Wang et al., 2007; Qin et al., 2015), 并未有確切早古生代蛇綠巖的報道(Zhang et al., 2017)和缺少高Sr、低Y 特征的埃達克質巖(Guan et al., 2014)。本文所述“大陸弧”性質可能是繼承自源區(Yao et al., 2012;Zhang et al., 2017)。

雖然華南地塊的構造屬性具有較大爭議(孫明志和徐克勤, 1990; 張芳榮等, 2009; Charvet et al.,2010; Shu et al., 2014)。但近來不同研究者從巖漿活動、構造變質作用和沉積盆地演化等方面對華南早古生代構造熱事件進行研究, 所獲得的一系列證據越來越支持華南早古生代屬陸內造山環境的模式:

巖漿活動方面: 華南內陸地區早古生代晚期花崗巖以侵入巖為主, 僅見少量火山巖(Yao et al.,2012; Zhang et al., 2017; 夏金龍等, 2018), 與典型洋-陸造山帶成帶狀展布的鈣堿性巖漿作用分布趨勢不相吻合, 且沒有發現與早古生代晚期花崗巖同期的火山巖; 區內缺失洋—陸碰撞過程中常見的安山質巖石(江西省地質礦產局, 1984; 福建省地質礦產局, 1985; 湖南省地質礦產局, 1988; 孫濤, 2006;Shu et al., 2006; 舒良樹, 2006; 舒良樹等, 2008; Li et al., 2010), 更確切的說是缺失早古生代蛇綠巖套和島弧型花崗巖(Charvet et al., 2010; Shu et al.,2014)。還有, 本次研究的早古生代花崗巖為S 型花崗巖, 鋯石εHf(t)值為-1.3 ～ -12.5, 源巖主要下地殼古—中元古代砂泥質麻粒巖相巖等, 其部分熔融無明顯幔源物質加入。巖體的形成機制可能與岡瓦納大陸東緣造山作用的遠程效應有關(Wang et al.,2010; 關義立等, 2013; 徐亞軍和杜遠生, 2018)。

構造-變質作用方面: 華南板塊與澳大利亞板塊寒武紀—奧陶紀之交碰撞, 形成了廣泛分布在東岡瓦納北緣的寒武系和奧陶系之間的不整合面, 由SE(S)向NW(N)呈現出由老變新的不對稱變化, 反映了早古生代造山作用由SE(S)向NW(N)方向的發展(陳旭等, 2104; 徐亞軍和杜遠生, 2018)。本研究區內見泥盆紀沉積層呈角度不整合覆蓋于側塘巖體之上(圖1b)。晚奧陶世末, 閩粵兩省和贛中南、湘東南以及桂東北地區產生強烈的區域變質、混合巖化, 是華南早古生代最重要最強烈的一次造山運動(袁正新等, 1997)。此時, 岡瓦納大陸最終聚合, 華南板塊與澳大利亞板塊拼合在一起, 應力在南華盆地聚集并活化了華南基底, 產生了分布在華南南部的少量同期變質作用(于津海等, 2007; 張愛梅等,2011), 最終導致了地殼由南向北的抬升(陳旭等,2014)。隨著變形由南向北傳播, 奧陶紀晚期到達揚子東南緣局部的不均衡上升(戎嘉余等, 2011, 2012;Yu et al., 2015)。同時, 南華盆地被夾持在碰撞帶和揚子板塊之間, 雙向的擠壓導致南華盆地的全面反轉, 地殼加厚, 早期巖石深埋進入下地殼發生深熔,產生呈面狀分布在華南內陸的S 型花崗質巖漿(徐亞軍和杜遠生, 2018)。

沉積盆地演化方面: 新元古代早期(9 億年左右), 華南洋朝揚子陸塊俯沖、消減, 揚子與華夏陸塊發生碰撞; 新元古代中期(8 億年左右), 揚子—華夏古陸發生陸內裂解; 震旦紀—奧陶紀, 華南板塊(揚子—華夏巖石圈板塊)處于板內淺海碎屑—碳酸鹽盆地; 志留紀—早泥盆世, 為板內淺海盆地。而且, 華南大陸還經歷了印支期構造事件的強烈改造(張芳榮等, 2009)。古生代期間, 華南大陸內大量的震旦紀—奧陶紀巖層多屬淺海相沉積環境, 主要標志有灰巖透鏡體、交錯層理和波痕構造等(舒良樹等,2008; Wang et al., 2010)。早古生代揚子和華夏之間連續碎屑供給, 地層中碎屑鋯石年齡譜具有相似性,且古水流方向具有一致性(西或北西向)(Wang et al.,2010)。地層學以及沉積學方面也說明華夏地塊到揚子地塊之間早古生代存在過渡或連續的古生態變化和沉積物搬運(徐亞軍和杜遠生, 2018)。

華南大陸內早古生代陸內造山早期擠壓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, 發生高溫高壓變質和深熔作用(Li et al., 2010), 形成導致武夷—云開造山帶大面積460～420 Ma 混合巖和片麻狀花崗巖形成, 是一個獨特的陸內造山帶(關義立等, 2013), 460～440 Ma造山帶地殼發生快速褶皺縮短(舒良樹等, 2008), 中地殼進入變質峰期達到石角閃巖相(Li et al., 2010),下地殼層次也達到了高壓麻粒巖相(于津海等,2005)。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), 巖漿活動較弱, 以～420～400 Ma 未變形塊狀S 型花崗巖為主(張芳榮等, 2009; 張菲菲等,2010; Zhang et al., 2012)。

粵北韶關地區具有低εNd(t)值(-8.0 ～ -8.4)、負鋯石εHf(t) (- 21.7 ～ - 6.3)和高的鋯石δ18O 值(7.3‰～9.0‰)的高鎂玄武巖(Yao et al., 2012)和負的全巖?Nd(t)值的安山巖(Zhang et al., 2017)等, 可能是陸內碰撞造山期后伴隨巖石圈局部伸展-減薄,軟流圈高溫地幔物質上涌, 并非幔源物質直接參與物質部分熔融(關義立等, 2013, 2016), 只是為本研究區早古生代花崗巖的形成提供熱源。

華南地塊粵北黃崗鎮側塘早古生代巖體形成過程: 來自東南方向的驅動力(袁正新等, 1997; 杜遠生和徐亞軍, 2012; 陳旭等, 2014), 華夏古陸殘塊與揚子地塊之間以及華夏古陸殘塊與東南未知名地塊群之間的發生碰撞-拼貼作用(王劍等, 2001; Li et al., 2002; Li et al., 2003; 周新民, 2003; Shu et al.,2006; 舒良樹, 2006; 柏道遠等, 2007; 舒良樹等,2008), 沿活動大陸邊緣環境持續進行直至 450～430 Ma(Zhang et al., 2014), 是岡瓦納大陸東緣造山作用的遠程效應(Wang et al., 2010; 關義立等, 2013;徐亞軍和杜遠生, 2018), 同時, 記錄了華南東部早古生代陸內造山事件, 促使華南早古生代早期擠壓造山, 導致強烈褶皺和逆沖推覆, 造成地殼加厚,部分幔源物質提供熱源, 誘發地殼部分熔融而形成側塘巖體。

5 結論

(1)側塘片麻狀(眼球狀)中細粒黑云母二長花崗巖鋯石加權平均年齡為(441.5±13) Ma 代表了巖體的結晶年齡, 屬于早志留世侵入巖體。

(2)側塘片麻狀(眼球狀)中細粒黑云母二長花崗巖具有S 型花崗巖特征。鋯石Hf 同位素研究結果表明,εHf(t)= -1.3～-12.5, 均小于0, 其平均值為-5.82。其兩階段模式年齡(TDM2)主要為 1502～2228 Ma(n=10), 平均值為1794.8 Ma, 由下地殼古-中元古代砂泥質麻粒巖相源巖部分熔融而成, 是華南東部早古生代陸內造山事件的產物。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No. DD20160032-17).

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附表1 粵北黃崗地區片麻狀中細粒斑狀黑云母二長花崗巖主量元素(%)和微量元素(10-6)分析結果Supplementary Table 1 Major (%) and trace element (10-6) analytical results of the gneissic middle-fine grained porphyritic biotite adamellite in Huanggang area of northern Guangdong