华南早古生代花岗岩中暗色包体的成因: 岩石学、地球化学和锆石年代学证据

关义立, 袁 超, 龙晓平, 张运迎, 王鑫玉,黄宗莹, 陈 蓓, 曲少东

(1.中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049; 3.中煤科工集团西安研究院有限公司, 陕西 西安 710054)



华南早古生代花岗岩中暗色包体的成因: 岩石学、地球化学和锆石年代学证据

关义立1, 2, 袁 超1, 龙晓平1, 张运迎1, 2, 王鑫玉1, 2,黄宗莹1, 2, 陈 蓓1, 2, 曲少东3

(1.中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049; 3.中煤科工集团西安研究院有限公司, 陕西 西安 710054)

摘 要:早古生代是华南构造演化和陆内造山过程的关键时期。在扬子板块的东缘, 早古生代花岗岩发育大量暗色包体。该地区的宏夏桥岩体(434 Ma)为I-型花岗闪长岩, 其中的暗色包体具有细粒岩浆结构, 形态以椭圆形和水滴状为主, 与寄主岩的接触界线清晰。与寄主岩相比, 暗色包体具有较低的SiO2(52.19%～58.72%)含量, 较高的MgO(2.98%～9.28%)、Fe2O3T(6.17%～8.35%)和CaO(5.08%～6.91%)含量, 相似的全碱含量(K2O+Na2O=3.79%～5.92%)。岩相学和地球化学特征显示这些暗色包体为典型的镁铁质微粒包体(MME)。寄主岩与暗色包体之间的互相包裹关系说明它们可能是近同时间形成的, 暗色包体的锆石U-Pb年龄(～430 Ma)与寄主岩年龄(434 Ma)的相接近也支持这一解释。部分斜长石贯穿包体与寄主岩之间的边界, 寄主岩中部分斜长石被细粒的黑云母环绕, 暗色包体中含有大量的针状磷灰石。电子探针数据显示暗色包体中的斜长石斑晶具有反环带特征。这些现象均呈现出高温的基性岩浆注入到低温的酸性岩浆并发生岩浆混合作用的特点。高的Ni(12～171 μg/g)、Cr(69～424 μg/g)含量, 高Mg#(>60)值, 以及低的锆石εHf(t)值(–2～ –15)表明暗色包体可能来源于富集的岩石圈地幔, 与华夏板块同时期辉长岩和玄武岩的源区特征一致。因此, 我们认为早古生代华南板块东部地区(扬子板块东缘+华夏板块)存在一个广泛的受古俯冲板块交代过的岩石圈地幔, 并于430 Ma左右发生了部分熔融。通过对宏夏桥岩体中MME的成因研究, 我们认为华南早古生代大面积花岗岩的形成可能经历了如下过程: 早古生代造山后的伸展垮塌导致了被古俯冲板片交代的岩石圈地幔发生部分熔融, 这些高温的地幔熔体底侵于中下地壳, 使中下地壳发生大规模的部分熔融, 在伸展背景下形成了面状分布的华南早古生代花岗岩。在花岗岩形成过程中, 地幔物质不仅有热量的供应, 而且有物质的直接参与。

关键词:华南; 早古生代; 陆内造山; 暗色包体; 岩浆混合; 富集岩石圈地幔; 底垫

项目资助: 国家自然科学基金项目(41073031)和中国科学院知识创新项目(KZCX2-YWQ08-3-6)联合资助。

0　引 言

华南东部的早古生代造山带是一个特殊的陆内造山带(Faure et al., 2009; Charvet et al., 2010; Li et al., 2010; Wang et al., 2013a), 其早古生代陆内造山过程不仅使前泥盆纪地层发生了强烈的变形和变质,而且导致了大面积S-型花岗岩的形成。近期的研究发现, 华南早古生代造山带中还发育有少量的基性岩(玄武岩和辉长岩)(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b)和I-型花岗岩(Li et al., 2012; Huang et al., 2013; Zhao et al., 2013)。对于早古生代的基性岩和花岗岩之间的成因关系仍然不清楚, 如地幔物质是否参与了花岗岩的形成过程, 还是仅仅提供了热源？这些问题的解决对花岗岩的成因和演化过程的解析至关重要。

花岗岩的形成常与幔源岩浆的底侵有关(Warren and Ellis, 1996; Seghedi et al., 2004; Zhao et al., 2009)。然而, 对于华南早古生代花岗岩的形成, 目前并没有发现地幔岩浆与花岗岩直接作用的证据。花岗岩岩体中往往含有大量的包体, 包括捕掳体、残留体、镁铁质微粒包体和析离体等。其中, 镁铁质微粒包体(MME)代表了岩浆混合的产物, 普遍出现在钙碱性花岗质岩石中(Didier and Barbarin, 1991), 这些镁铁质包体能够为钙碱性花岗质岩浆的起源和演化提供重要的证据(Barbarin, 2005)。岩浆混合作用往往伴随着大量的物质交换, 掩盖了岩浆源区的部分地球化学信息。然而, 岩石学和锆石Hf同位素证据能够在岩浆演化过程中得到很好的保存,可以作为判断岩浆混合作用发生的依据(Janoušek et al., 2004)。在没有基性岩体和基性岩墙出露的情况下, 成分变化较小的暗色包体被用作近似代表原始岩浆。尽管前人对华南早古生代花岗岩有过相关研究,

但是花岗岩体中的暗色包体却未引起足够的重视

(Zhang et al., 2012a)。我们选择扬子东缘的宏夏桥I-

型花岗闪长岩中的暗色包体作为研究对象(图1), 通过岩石学、锆石U-Pb年代学和地球化学等多种手段对暗色包体的成因进行了全面细致的研究, 并探讨了华南早古生代陆内造山带中大面积花岗岩的岩石成因。

图1　研究区地质简图及采样点Fig.1 Geological schematic map of the studied area and sample locations

1　地质概况和样品描述

1.1地质概况

华南板块由东南部的华夏板块和西北部的扬子板块组成, 它们被近NE-SW走向的江山-绍兴断裂带分开。新元古代以前, 扬子板块和华夏板块是两个独立的块体, 具有不同的地质演化历史。扬子板块具有太古宙基底(Gao et al., 1999), 而华夏板块的基底主要为中-新元古代物质(Wan et al., 2007; Wang et al., 2007b)。格林威尔期造山作用使扬子板块与华夏板块沿江山-绍兴断裂带拼合到一起形成统一的华南板块。格林威尔造山后的伸展垮塌形成了南华裂谷并导致了大量的裂谷岩浆作用(Zheng et al., 2008), 但是这个裂谷并没有完全地撕开华南陆块, 被称作“failed rift”(Li et al., 2010)。新元古代(～750 Ma)到奥陶纪, 华南陆块处于岩浆活动平静期, 接受了连续的沉积作用。早古生代陆内造山事件不仅导致了南华裂谷的最终闭合, 而且造成了前泥盆纪地层的严重变形和变质, 以及大面积花岗岩的形成。挤压造山作用使地壳不断抬升, 导致了华南陆块, 特别是华南陆块东部地区的志留系大面积缺失。泥盆系则不整合覆盖在前泥盆纪的地层和火成岩之上。早古生代之后, 华南陆块东部地区又遭受了两期强烈的构造热事件, 即中生代的印支期和燕山期陆内造山作用, 它们强烈改造了华南前中生代的地壳, 并形成了大面积的火成岩(Wang et al., 2013a)。

华南早古生代陆内造山带的核部位于武夷-云开地区(Li et al., 2010), 而扬子东缘则处于华南早古生代造山带的翼部。造山带内早古生代花岗岩呈东多西少的趋势, 呈面状分布, 以S-型花岗岩为主。近期的研究发现, 华南早古生代陆内造山带内还存在同时期的玄武岩和辉长岩以及基性杂岩体, 被认为是地幔参与造山事件的证据。这些基性岩具有富集地幔的特征, 被认为是交代的岩石圈地幔发生部分熔融的产物(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b; Zhong et al., 2013)。但是, 在花岗岩中却很难找到地幔物质参与的直接证据。随着研究的深入, 华南早古生代的I-型花岗岩也相继被报道(Li et al., 2012; Huang et al., 2013; Zhao et al., 2013)。这些I-型花岗岩主要为块状黑云母花岗岩、角闪石黑云母花岗岩和花岗闪长岩。

1.2宏夏桥岩体概况(寄主岩)

宏夏桥岩体位于江山-绍兴断裂带以西的扬子板块东缘, 行政区域上位于湖南省东北部(图1)。岩体呈眼球状, 主要由灰白色中粒花岗闪长岩组成,出露面积大约为111 km2。岩体侵入到新元古代的冷家溪群中, 其侵位年龄为434.3 Ma (关义立等, 2013),被泥盆系不整合覆盖。岩体主要矿物组成为: 石英(10%～20%), 斜长石(40%～50%), 钾长石(10%～20%),黑云母(5%～15%), 角闪石(10%～15%)。副矿物以锆石、磷灰石和Fe-Ti氧化物为主, 属于I-型高钾钙碱性花岗闪长岩(关义立等, 2013)。

1.3暗色包体描述

宏夏桥岩体内部产出有大量形状大小各异的暗色包体(图2)。暗色包体主要由灰黑色细粒的闪长质岩石组成, 形态以椭圆和水滴状为主(图2a、b), 包体大小从几厘米到几十厘米不等。此外, 岩体边部可见零星的棱角状变沉积岩捕掳体(图2c)。包体与寄主岩之间的界线清晰, 部分包体具有过渡带(图2d)或者反向脉(图2f), 也有包体中包裹有寄主岩(图2e)。暗色包体与寄主岩中的矿物种类大致相同, 主要为斜长石、碱性长石、石英、黑云母和角闪石, 暗色包体中镁铁质矿物(角闪石和黑云母)含量更高,为块状构造, 似斑状结构, 似斑晶主要为板状斜长石和碱性长石(图3a～c), 也存在少量的粒状石英和黑云母斑晶(图3d～e), 基质主要为长条状斜长石、长柱状角闪石、片状黑云母和粒状石英(图3)。这种特征与寄主岩的等粒结构和块状构造形成鲜明对比。包体中的斑晶多大于1.5 mm, 基质颗粒则多小于0.5 mm。斑晶在包体中的比例为10%～20%, 基质中斜长石为30%～50%, 角闪石为10%～30%, 黑云母为10%～30%, 石英为1%～3%, 副矿物以磷灰石和不透明的钛铁氧化物为主。暗色包体中碱性长石斑晶和石英斑晶中多包裹有细小自形的角闪石、黑云母和斜长石小颗粒(图3a, b, d), 黑云母似斑晶则为筛孔状, 筛孔中充填石英、长石和铁质氧化物(图3e)。部分斜长石似斑晶跨越包体与寄主岩之间的边界(图3c), 几乎所有的斜长石斑晶都有增生边。磷灰石多为针状和长柱状, 以副矿物形式存在于多种矿物中(图3a, b, d)。

2　分析方法

2.1锆石的分离、CL图像采集和U-Pb年代学测定

将暗色包体样品粉碎至60目以下, 利用重液法和磁选法将锆石挑选出来, 然后在双目镜下对其进行纯化。随机地挑选出100颗左右的锆石粘到双面胶带上, 然后用环氧树脂固定锆石制成锆石靶并抛光至锆石的核部暴露出来。在透射光和反射光条件下对锆石拍照。我们利用中国科学院广州地球化学研究所的JXA-8100电子探针分析仪采集锆石的阴极发光CL图像, 用于观察锆石的内部结构和选择合适的锆石U-Pb定年点位。U-Pb锆石定年在香港大学地球科学系完成。测试仪器为装载在New Wave Research LUV213 nm激光器上的四极杆VGPQExcel ICP-MS。分析点直径30～50 μm, 采样频率10 Hz,输出能量0.6～1.3 mJ/脉冲。测试标样和外标校样以及更详细的分析条件和分析流程见Xia et al. (2004)。选用ICPMSDataCal8.4 (Liu et al., 2010)软件对锆石分析信号进行选择、漂移校正和定量标准化。利用ISOPLOT (version 3.0)(Ludwig, 2003)进行谐和曲线作图和年龄计算。

图2　包体和寄主岩的野外岩石学特征Fig.2 Field petrological characteristics of enclaves and host rocks

2.2全岩地球化学分析

新鲜的岩石样品被破碎成拇指大小的碎块之后用5%的稀盐酸溶液在超声波条件下清洗, 然后用清水冲洗干净, 烘干后剔除肉眼看得到的被污染的样品碎块。将岩石碎块在玛瑙研钵中压碎磨成小于200目的粉末, 这些粉末被用于主、微量元素分析和Sr-Nd同位素测定, 这些实验均在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。将样品和Li2B4O7按质量比1∶8的比例混合后高温熔融成玻璃, 通过型号为Rigaku ZSX100e的X荧光光谱仪对主量元素进行测试分析。XRF分析的精度: SiO2为1%, MnO和P2O5为5%, 其他氧化物为2%(Li et al., 2003)。微量元素(包括REE)分析在中国科学院广州地球化学研究所的Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000质谱仪上进行, 详细测试过程见Li et al. (2002)。样品粉末(50 mg)在Teflon杯中用HNO3和HF进行初步溶解, 然后将其放到钢套中高温高压溶解48 h用以将难溶矿物溶解掉。用元素Rh作为内标对样品的信号漂移进行校正。美国地质勘探局USGS的岩石标样G-2、W-2、MRG-1、AGV-1和中国国家岩石标样GSD-12、GSR-1、GSR-2、GSR-3作为元素浓度计算的标样。分析精度误差在5%以内。

图3　暗色包体具有代表性的岩相学照片Fig.3 Representative photomicrographs of MME

2.3Sr-Nd 同位素地球化学分析

利用阳离子树脂交换柱对Sr和Nd元素进行提取, 盐酸作为淋洗液。Sr、Nd同位素比值的测定在广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室MC-ICP-MS仪器上完成, 实验过程具体描述见韦刚健等(2002)和Li et al. (2004)。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd测试的比值分别通过86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219标准化, 而87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的报道比值则分别通过NBS SRM 987标准87Sr/86Sr =0.71025和Shin Etsu JNdi-1标准143Nd/144Nd= 0.512115进行校正(Yuan et al., 2010)。

2.4电子探针分析

电子探针分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室JXA-8100型电子探针仪上完成。其实验条件为: 1 μm的束斑; 加速电压为15 kV, 电流为20 nA; 用ZAF校正方法校正。

3　分析结果

3.1锆石U-Pb年代学

一个具有相对高Zr-Hf含量的样品10BG1-02和一个具有相对低Zr-Hf含量的样品10BG1-06被用于锆石U-Pb定年, 分析结果见表1。暗色包体中的锆石多为淡黄色和半透明状, 粒状、棱镜状和短柱状为主, 无继承核, 锆石长度为50～100 μm, 长宽比在1～1.5之间。阴极发光(CL)图像中锆石多为斑驳状,亮暗环带多被破坏, 是典型高U-Th含量的锆石特征选择具有明显震荡环带的颗粒进行测试。

样品10BG1-02和10BG1-06均具有高的Th/U比值, 分别为0.45～1.34和0.62～1.70, 显示为岩浆锆石特征。样品10BG1-02中的17粒锆石的206Pb/238U年龄集中在423～436 Ma, 其加权平均值为430.4±1.9 Ma (MSWD=0.98) (图4a)。样品10BG1-06中的9颗锆石的206Pb/238U年龄集中在426～432 Ma, 其加权平均值为429.8±2.5 Ma (MSWD=0.18) (图4b)。这两个包体的206Pb/238U加权平均年龄值在误差范围内与寄主岩的年龄434.3 Ma基本一致(关义立等, 2013)。

表1　扬子东南缘宏夏桥岩体中暗色包体10BG1-02和10BG1-06的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb age results for samples 10BG1-02 and 10BG1-06 from the enclaves in the Hongxiaqiao pluton

图4　LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams

3.2岩石地球化学和同位素地球化学

7个暗色包体主、微量和同位素地球化学分析结果列于表2。相对于寄主岩, 包体具有相对低的SiO2(52.19%～58.72%)含量, 高的MgO(2.98%～9.28%)、Fe2O3T(6.17%～8.35%)和CaO(5.08%～6.91%)含量。包体中的全碱含量(K2O+Na2O=3.79%～5.92%)与寄主岩相当(图5), 由于包体中的CaO含量高于寄主岩,因此包体具有更低的A/CNK值, 显现为准铝质特征(图6a)。包体中具有比寄主岩偏低的K2O含量, 主要表现为高钾钙碱性(图6b)。暗色包体在岩性判别图中落入闪长岩和辉长闪长岩区域(图5)。

图5　岩石系统命名图解(宏夏桥岩体数据来自关义立等, 2013, 图中虚线为碱性岩和亚碱性岩的界线据Cox et al., 1979; Wilson, 1989)Fig.5 Nomenclature diagram for granitoids

相对于寄主岩, 暗色包体中具有更高的相容元素Ni和Cr(图6c), 更低的不相容元素Ba和Sr(图6d), 这种特征可能与包体中含有更多的暗色矿物和相对少的长英质矿物有关。包体与寄主岩具有相似的稀土配分模式图, 显示富集轻稀土元素(LREE)和亏损重稀土元素(HREE), 但包体具有相对低的轻稀土和高的重稀土含量(图7a)。这种高重稀土含量的特征可能与其含有更多的暗色矿物(如角闪石)相关。部分暗色包体中的轻稀土和U、Th含量明显低于其他暗色包体中的含量(图7a, 表2), 可能与富集LREE和Th、U的副矿物(如独居石和褐帘石等)结晶分异或分布不均匀相关。从微量元素蛛网图中可以看出暗色包体和寄主岩都具有富集大离子亲石元素(Rb、Ba和K等), 亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti 等)的特征(图7b)。

包体具有较高的(87Sr/86Sr)i比值(0.711524～ 0.714292)和较低的εNd(t)值(-7.03～ -7.33), 与寄主岩的Sr-Nd同位素几乎重合, 但是个别暗色包体中具有相对低的Sr同位素比值和较高的εNd(t)值(图8)。

3.3电子探针矿物学结果

一颗暗色包体中的斜长石斑晶和一颗寄主岩中的斜长石分别被用作电子探针微区分析, 分析结果列于表3。 斜长石的背散射图像显示其具有环带状的成分分带特征(图9a, b)。电子探针数据显示, 寄主岩中的斜长石具有一个高An55的核部和相对稳定的幔部An43-46, 以及斜长石牌号逐渐下降的边部(图9c)。包体中的斜长石则具有成分相对稳定的核部An38-43, 幔部的斜长石牌号An57-56突然升高, 边部则表现为正常的斜长石牌号逐渐降低的演化趋势An41-31(图9d)。寄主岩中斜长石的核部和暗色包体中斜长石的幔部具有几乎相同的An55值, 而寄主岩中斜长石的幔部和暗色包体中斜长石的核部具有近似相同的An43值。可以认为寄主岩和暗色包体发生混合时均处于半固态, 晶体可以发生互相迁移;寄主岩中富钠斜长石进入到暗色包体之后被富钙的斜长石包裹, 而暗色包体中富钙斜长石进入到寄

表2　暗色包体(MME)主量元素(%)、微量元素(μg/g)和Sr-Nd同位素测试结果(寄主岩平均值据关义立等, 2013)Table 2 Major (%), trace element (μg/g) concentrations and Sr-Nd isotope for the MME

主岩后被富钠的斜长石包裹。由于寄主岩中的斜

长石颗粒较大, 所以进入到暗色包体后形成了较大的富钠斜长石核部。暗色包体中的斜长石颗粒较小, 所以寄主岩中的斜长石具有小的富钙的核部。

图6　A/NK-A/CNK图解(a, 底图据Maniar and Piccoli, 1989); K2O-SiO2相关图解(b, 底图据Le Maitre et al., 1989); Ni-Cr相关图解(c); Sr-Ba相关图解(d)Fig.6 A/NK vs. A/CNK (a), K2O vs. SiO2(b), Ni vs. Cr (c), and Sr vs. Ba (d) diagrams

图7　球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数据来自Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b)

图8　Sr-Nd (430 Ma)同位素组成图解Fig.8 (87Sr/86Sr)ivs. εNd(t) (t=430 Ma) diagram

图9　寄主岩中的斜长石晶体背散射图像(a)和电子探针数据(c); 暗色包体中的斜长石斑晶背散射图像(b)和电子探针数据(d) (白色箭头为从中心到边部的电子探针分析路径, An为钙长石, Ab为钠长石)Fig.9 Back-scattered electron images of plagioclases (a, b), and analysis data of the plagioclases component (c, d) of host rocks and MMEs, respectively

表3　斜长石的电子探针数据Table 3 Microprobe analysis data of plagioclases

4　讨 论

4.1暗色包体成因

酸性岩体中的包体分为五类: 残留体、同源包体、析离体、捕掳体和镁铁质微粒包体(MME)(Didier and Barbarin, 1991)。本研究中包体的锆石年代学显示其形成年龄为～430 Ma, 在误差范围内与寄主岩形成年龄434 Ma一致(关义立等, 2013), 包体具有明显的岩浆结构特征(图3), 由此可以排除其为残留体和捕掳体的可能性, 因为这两种来源的包体都具有比寄主岩年龄偏老的特征。同源包体或堆晶体中的矿物颗粒往往较大, 而且其边界与周围的酸性寄主岩之间是渐变的。如果包体是结晶分异或者堆晶形成的, 由于残留熔体中的斜长石数量减少将导致熔体中的Eu负异常明显, 包体应该具有更高的斜长石含量并表现为Eu和Sr的正异常。图7显示, 包体中的Eu异常与寄主岩相当, 而包体中的Sr异常更明显, 并且包体的岩相学中不具有堆晶结构, 因此可以排除包体是寄主岩的同源岩浆堆晶作用形成的可能性。酸性岩体中的析离体主要为豆荚状和透镜状, 矿物颗粒定向排列, 与寄主岩的界线为渐变关系(Didier and Barbarin, 1991)。堆晶的矿物成分也是随着岩浆的固结而正向演变, 如斜长石的牌号从中心向边部逐渐降低的特征, 这与本文中观察到的包体中斜长石的反环带结构相矛盾。相反, 椭圆状和水滴状的包体是镁铁质微粒包体(MME)的主要存在形式(Didier and Barbarin, 1991; Yang et al., 2006),它们与寄主岩的界线清晰截然(图2)。实验岩石学的研究表明针状磷灰石是快速冷却的结果(Wyllie et al., 1962), 暗色包体中出现大量的针状磷灰石代表其具有一个快速降温的过程(图3a、3d)。另一个快速降温的宏观表现证据就是反向脉的出现(图3f),反向脉是由于高温的暗色包体快速冷却导致其边部收缩后寄主岩熔体贯入形成的。暗色包体中斜长石核部具有与寄主岩中斜长石幔部大致相同的斜长石牌号An43(图9), 说明暗色包体中的斜长石来自寄主岩。部分斜长石似斑晶横跨在暗色包体与寄主岩的边界上(图3c), 这是暗色包体与寄主岩物质交换的直接证据。暗色包体与寄主岩之间的互相包裹关系说明包体与寄主岩是在塑性条件下发生的混合作用(图3e)。在镜下也可以看到寄主岩中的部分斜长石和石英等浅色矿物颗粒被暗色矿物黑云母所包围(图3f), 说明在寄主岩岩浆结晶固结的过程中有镁铁质物质的加入(Gourgaud, 1991)。暗色包体的岩石学和矿物学显示其为岩浆来源, 锆石年代学表明其与寄主岩是同时存在的两种类型的岩浆。暗色包体中的斜长石似斑晶来自于寄主岩说明基性岩注入到寄主岩中的时候寄主岩还处于流动状态(部分结晶),宏夏桥岩体是高温的基性岩浆贯入酸性岩浆后岩浆混合不均匀的产物。

4.2基性岩浆源区

实验岩石学显示, 只有超高温(>1100 ℃)条件下才能让变玄武岩经过脱水熔融形成镁铁质准铝质低硅熔体(SiO2<56%), 而且这种条件下得到的熔融体具有低Mg#(<44)和高Na2O(>4.3%)含量的特征(Altherr et al., 1999)。然而, 暗色包体中的高Mg#(>60)和低Na2O(<3.13%)含量的特征与其并不符合。暗色包体一旦进入酸性岩就不再发生结晶分异作用,其成分的变化主要来自与寄主岩之间的交换(Chen et al., 2009)。暗色包体中Cr(最大值为424 μg/g)和Ni(最大值为171 μg/g)含量也比大陆下地壳Cr(215 μg/g) 和Ni(88 μg/g)含量要高得多(表2), 部分样品具有低的Cr和Ni含量可能是由于岩浆混合过程中元素迁移所致。因此, 我们认为暗色包体更可能来源于地幔的部分熔融。

虽然包体和寄主岩之间经过了矿物和元素的交换, 但是仍然没有达到完全的成分间平衡, 它们的主量和微量元素均存在着较大的差异(表2), SiO2含量越低的包体与其原始岩浆成分更接近。因此, 我们选择SiO2最低和Mg#最高的两个样品(10BG2-4和10BG2-5)作为初始岩浆成分, 其SiO2和MgO含量分别为52.19%、53.19%和8.56%、9.28%, Mg#为73、75(表2)。暗色包体具有富集的Sr-Nd同位素组成,这种特征有两种成因: 一种是来自富集的岩石圈地幔的部分熔融; 另一种是来自亏损地幔的部分熔融,但被古老的地壳物质强烈混染。如果亏损地幔的熔融体被古老地壳物质强烈混染, 不仅会改变其同位素特征, 主、微量元素和Mg#值都会有相应的变化, 如SiO2含量升高, MgO含量和Mg#值降低(Zhong et al., 2013), 这些特征与本次研究的暗色包体不相符。因此, 这两个具有高MgO含量和Mg#值的样品并没有受到明显的地壳混染作用和寄主岩物质交换的影响。我们认为这两个暗色包体的Sr-Nd同位素与其原始岩浆相当, 来自富集的岩石圈地幔。我们测得的暗色包体锆石Hf同位素值(εHf(430 Ma)=–2.6～ –11.7)(作者未发表数据)同样支持此推论。

俯冲板片析出流体(或熔体)交代上部的岩石圈地幔是造成地幔富集的主要和普遍的方式(Prouteauet al., 2001)。暗色包体高的Zr/Nb比值、低的Nb/La比值、蛛网图中低Nb-Ta异常和不明显的甚至高的Zr-Hf异常更像是岛弧岩浆的特征(Pearce and Peate, 1995; George et al., 2003)。因此, 暗色包体可能来自于经过板片交代的岩石圈地幔。板片流体和熔体新交代的地幔楔往往具有正的εNd值, 这与暗色包体的εNd(t)值约为-7是相矛盾的。而且, 多种证据表明华南板块早古生代时期并不存在洋壳(Wang et al., 2013b)。因此, 这种富集的岩石圈地幔可能来自古板片流体交代过的岩石圈地幔。新元古代时期扬子板块同华夏板块沿江山-绍兴断裂带聚合, 扬子板块东部汇聚边缘下的岩石圈地幔经历了板片熔体的交代作用变成富集的岩石圈地幔(Wang et al., 2008; Zhang et al., 2012b)。扬子板块东部的经过板片交代作用后的岩石圈部分熔融形成了高镁安山岩(Zhang et al., 2012b), 这种高镁安山岩具有同暗色包体相同的εNd值(图8), 可能与暗色包体具有相同的源区。在岩体附近并没有发现同时期的来自富集岩石圈地幔的基性火成岩, 我们推测在宏夏桥岩体的下部可能存在基性隐伏岩体。

4.3构造演化启示

研究表明早古生代的陆内造山事件导致了华南东部地区中下地壳的普遍加厚(Li et al., 2010), 并在极短的时间内(440～420 Ma)普遍出现了中下地壳部分熔融, 形成大面积呈面状分布的花岗岩(Wang et al., 2013a)。虽然前人对于这些花岗岩的成因做过大量的工作(Wang et al., 2013a), 但对于呈爆发式面状分布的成因机理, 尤其是地幔物质在花岗岩形成过程中所承担的角色并不清楚。

除大面积的早古生代花岗岩外, 华南还发育少量同期的辉长岩和玄武岩(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b), 这些少量基性岩同大面积的花岗岩形成鲜明对比。而且, 这些基性岩主要分布于华夏板块,在扬子板块同时期仅有个例的基性杂岩在近期被报道(Zhong et al. 2013)。宏夏桥岩体中来自幔源的暗色包体是该时期扬子板块东缘基性岩浆活动的直接证据, 暗示了岩浆混合作用的发生, 为壳幔相互作用的提供了直接证据。

由于早古生代华夏板块被交代的岩石圈地幔部分熔融形成的基性火成岩与本文讨论的起源于富集岩石圈地幔的暗色包体时代(430 Ma)几乎同时, 因而我们认为早古生代华南陆块东部的岩石圈之下,可能存在一个分布广泛的经过古板片交代的岩石圈地幔。造山后的伸展垮塌导致这种被交代过的岩石圈地幔大面积部分熔融, 其熔融体上侵并底垫于中下地壳。在这种高温的底垫作用下, 中下地壳发生部分熔融形成了呈面状分布的大面积S-型和少量I-型花岗岩。本文对华南早古生代花岗岩中的暗色包体研究表明, 地幔物质不仅为华南大面积的花岗岩的形成提供了热量, 还直接参与了成岩过程。如前所述, 江山-绍兴断裂带作为缝合带将华南板块分为扬子和华夏两个板块, 它们拼合的时间为新元古代(1000～800 Ma)。华夏板块下的富集岩石圈地幔,被认为是由于新元古代洋壳的俯冲之后交代地幔楔形成的(Wang et al., 2013b)。本文暗色包体的研究显示了扬子板块东缘也存在同时期的富集岩石圈地幔。在缝合带两侧同时存在富集的岩石圈地幔可能指示了扬子板块与华夏板块拼合时洋壳是双向俯冲的(Zhao and Cawood, 2012)。

5　结 论

(1) 华南早古生代宏夏桥岩体中的暗色包体是起源于富集岩石圈地幔的镁铁质微粒包体(MME),宏夏桥岩体为岩浆混合后的产物。

(2) 华南大面积的早古生代花岗岩可能为幔源岩浆底垫作用下, 中下地壳同时发生部分熔融的产物。

致谢： 中山大学王岳军教授和另一位匿名审稿人对本文进行了认真审阅并提出了宝贵的修改意见, 使得本文质量有了新的提高, 在此表示衷心的感谢。

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Genesis of Mafic Enclaves from Early Paleozoic Granites in the South China Block: Evidence from Petrology, Geochemistry and Zircon U-Pb Geochronology

GUAN Yili1, 2, YUAN Chao1, LONG Xiaoping1, ZHANG Yunying1, 2, WANG Xinyu1, 2, HUANG Zongying1, 2, CHEN Bei1, 2and QU Shaodong3
(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. CCTEG Xi'an Research Institute, Xi’an 710054, Shaanxi, China)

Abstract:The early Paleozoic is an important period for intracontinental orogeny of South China Block. In the eastern Yangtze Block, massive mafic enclaves occurred in the granitic plutons. The Hongxiaqiao pluton (434 Ma), located at the eastern Yangtze Block, is a typical I-type granodioritic pluton. Mafic enclaves from this pluton are mainly ellipsoid and stilliform with fine-grained magmatic texture. In contrast to the host rock, the mafic enclaves have lower SiO2(52.19%- 58.72%), higher MgO (2.98%- 9.28%), Fe2O3T(6.17%- 8.35%) and CaO (5.08%- 6.91%), and homogeneous total alkali contents (K2O+Na2O=3.79%- 5.92%). This indicates that the enclaves are typical mafic microgranular enclaves (MME). The relationship of mutually enwrapped texture between the MMEs and host rocks suggests that these rocks formed contemporaneously, which is also supported by their similar zircon U-Pb ages (～430 Ma). In the enclaves, acicular apatites and plagioclases with reverse zoning bestriding the interface between MMEs and host rocks can be observed. These features indicate that the parental high-temperature mafic magma must have injected into a low-temperature acid magma. High Ni (12- 171 μg/g) and Cr (69- 424 μg/g), high Mg#(>60), and low εHf(t) (-2- -15) of zircons suggest that the MMEs may derived from a metasomatized lithospheric mantle, similar to the source of contemporaneous gabbros and basalts in Cathaysia Block. Therefore, it is possible that metasomatized lithospheric mantle beneath the eastern South China Block (eastern Yangtze Block and whole Cathaysia Block), and the metasomatized lithospheric mantle melted at ～430 Ma. We propose a scenario to interpreter the formation of massive early Paleozoic granites in South China Block. Partial melting of enriched mantle was triggered by the post-orogenic extensional collapse, and then the high-temperature enriched melts underplated into the middle and lower crust and caused extensive crustal partial melting. Thereafter, the early Paleozoic granites were generated in an extension setting with planar-distribution. During the formation of these granites, the mantle has provided not only heat but also materials.

Keywords:South China; the Early Paleozoic; intracontinental orogeny; MME; magmatic mixing; enriched lithospheric mantle; underplating

中图分类号:P595; P597

文献标志码:A

文章编号:1001-1552(2016)01-0109-016

收稿日期:2013-11-22; 改回日期: 2014-04-13

第一作者简介:关义立(1984–), 男, 博士研究生, 岩石地球化学方向。Email: guanyili@gig.ac.cn