广东莲花山花岗岩体锆石U-Pb年龄、地球化学特征及地质意义

杨 航 ,辛宇佳,李建华,张培星

1)中国地质科学院地质力学研究所,北京 100081; 2)西北大学地质学系,陕西西安 710069

华南由扬子和华夏地块组成(Li and Li,2007),二者于新元古代沿江南造山带碰撞拼合形成统一的华南大陆(图1)。中生代,华南大陆处于板块构造活动频繁的特提斯和古太平洋两大构造域的交接部位(Li et al.,2007,2009; Li et al.,2012a)。晚中生代以来,古特提斯洋关闭,古太平洋板块向西俯冲开始起主导作用。受俯冲作用的影响,华南大陆构造格局发生剧烈变动,地壳发生大规模褶皱-逆冲变形,并伴随强烈的岩浆活动,形成宽度>1000 km的陆内褶皱-岩浆岩带(Li et al.,2018),在全球中生代构造中独具特色。前人研究表明华南大陆晚中生代构造演化主要表现为幕式挤压和伸展作用的交替,并伴随大规模的岩浆侵位、火山喷发和成矿作用(Li,2000; Zhou and Li,2000; Sun et al.,2012; Li et al.,2014)。华南中生代岩浆活动主要集中在长江中下游、东南沿海和南岭等地区,岩浆岩出露面积可达139 920 km2(Zhou et al.,2006)。许多学者认为古太平洋板片俯冲诱发的壳-幔相互作用是华南晚中生代岩浆岩形成的主要机制(Lapierre et al.,1997;Zhou and Li,2000; Li et al.,2007,2009; Wang et al.,2012),并提出了多种构造演化模型,分别强调如“古太平洋俯冲角度变陡(Zhou and Li,2000)”、“岩石圈幕式伸展(Li,2000)”、“古太平洋板块平俯冲(Li and Li,2007)”、“古太平洋板片俯冲方向变化”(Sun et al.,2007)和“古太平洋板片俯冲后撤(slab rollback)”(Li et al.,2014,2020)等。花岗岩记录有地壳深熔和壳-幔相互作用等信息,可以为理解华南晚中生代大地构造演化提供约束和参考(Zhou and Li,2000; Li and Li,2007; Li et al.,2014)。

莲花山断裂带位于东南沿海地区,隶属于政和—大埔断裂的西南段(图1)。晚中生代以来,断裂带发生多期构造变形事件并伴随有大规模岩浆活动及成矿作用,是研究华南大陆地壳深熔和壳-幔相互作用的绝佳场所。断裂带记录了多期构造变形事件(Li et al.,2020):(1)晚侏罗世(约 153～147 Ma),断裂带东部揭西地区 NE–SW 走向剪切带 top-to-the-W逆冲剪切; (2)早白垩世晚期(约120～117 Ma),断裂带西南部top-to-the-SE逆冲剪切; (3)早白垩世晚期—晚白垩世(约 110～80 Ma),断裂带西部五华拆离断层、下盘伸展剪切和上盘断陷盆地形成。两期挤压事件之间对应区域性的地壳伸展阶段(约147～120 Ma)。除多期构造变形外,研究区及邻区发育大规模晚中生代中酸性火山-侵入岩,这些岩浆岩明显具有幕式多期次演化的特点(162～155 Ma、144～132 Ma)(Li,2000; Li et al.,2007; Guo et al.,2012; 刘鹏等,2015)。本文对莲花山断裂带北段莲花山岩体进行详细的野外地质调查和采样,并进行了系统的岩石学、全岩地球化学、锆石U-Pb及Lu-Hf同位素等研究,确定了岩体的结晶时代,并探讨了岩石成因和其形成的大地构造背景,为理解华南大陆晚中生代构造演化及动力学过程提供新约束。

图1 华南大陆及邻区大地构造简图(据Li et al.,2020改编)Fig.1 Simplified geological map of South China and its adjacent blocks (after Li et al.,2020)

1 区域地质概况

莲花山断裂带贯穿华南东南部(图1),走向～NE—SW,延伸超过200 km。断裂带属于政和—大埔断裂的西南段(舒良树和周新民,2002),主要由狭窄的高应变剪切带、正断层(五华断裂)和逆冲断层(揭西、淡水断裂)组成(图 2)。晚中生代以来,断裂带发生多期构造事件(邱元禧等,1991; Li et al.,2020),并伴随大规模火山-侵入岩浆活动,这些岩浆岩通常与Sn金属成矿密切相关(Qiu et al.,2017a,b; 钱龙兵等,2018)。除第四系沉积物外,区内大面积出露中生代地层(图 2a),主要包括晚三叠世小坪组、早侏罗世金鸡组、晚侏罗世高基坪组和早白垩世官草湖组等。晚三叠世小坪组和早侏罗世金鸡组为一套滨浅海相碎屑沉积岩,主要岩性为砂岩、泥质页岩及粉砂质泥岩等。晚侏罗至早白垩世高基坪组和官草湖组主要由流纹质凝灰角砾岩、碎斑熔岩及凝灰岩等组成,为一套火山碎屑堆积岩系(徐晓春等,2000; 刘鹏等,2015)。

断裂带内岩浆活动较为强烈,出露大量中、酸性花岗质侵入体,如 164～133 Ma莲花山岩基、169～165 Ma龙窝岩体及146～141 Ma淘锡湖、金坑等岩体(邱检生等,2004; Zhang et al.,2015; Li et al.,2020),火成岩总出露面积占莲花山断裂带区域的一半以上(图 2a)。晚中生代,断裂带内岩石发生强烈的韧性剪切和糜棱岩化作用(邱元禧等,1991; Li et al.,2020),导致靠近五华剪切带部分花岗岩卷入变形并发育糜棱面理和矿物拉伸线理,形成S-C组构、σ型旋斑等运动学指向标志(图2b,图3c,d)。断裂带西北侧(佛冈岩体、白石冈岩体等)及以南100 km的香港地区也出露165～140 Ma岩体(Davis et al.,1997; Li et al.,2007)。这些岩体大都为高钾钙碱性、偏铝质-弱过铝质花岗岩,其SiO2含量变化较大,富集 Rb、Th、U、K、Pb,亏损 Ba、Sr、Ti,显示出I型或高分异I型花岗岩地球化学特征(Li et al.,2007; Cui et al.,2013)。部分早白垩世高分异花岗岩通常与Sn、Cu、W等金属成矿密切相关,形成了多个多金属矿床,如莲花山钨矿、金坑锡矿、陶锡湖锡矿、塌山锡矿及三角窝锡矿等矿床(丘增旺等,2017; Qiu et al.,2017a; Yan et al.,2017; Liu et al.,2018b; 钱龙兵等,2018; 闫庆贺等,2018; Yan et al.,2018)。

2 岩石特征及样品

莲花山岩体位于莲花山断裂带北部,为一个NE–SW向椭圆状花岗岩基,出露面积广泛(图2b)。岩基(J-Kgr)侵入晚侏罗—早白垩世高基坪群火山-沉积岩系中,并被白垩系和第三系(K1-E)所覆盖(图2a)。岩体相带特征明显,内部相为花岗闪长岩,过渡相为细-粗粒黑云母花岗岩,边缘相为二云母花岗岩和细-中粒黑云母花岗岩。本次采样主要集中在岩体过渡相,岩性以细-粗粒黑云母花岗岩为主,主要矿物组合包括石英(25 vol%～30 vol%)、钾长石(35 vol%～40 vol%)、斜长石(20 vol%～25 vol%)和黑云母(5 vol%～10 vol%)(图3a,b),副矿物为磷灰石、锆石、榍石和磁铁矿等。钾长石主要为条纹长石和微斜长石,多为半自形板状,局部以斑晶形式出现(图 3b)。斜长石呈半自形板状并发育聚片双晶,主要为钠-更长石,部分发生绢云母化。黑云母呈半自形-自形片状,分布在斜长石和钾长石之间,部分发生绿泥石化。本次研究共采集了 9件花岗岩样品,其中锆石同位素样品 3件(WH09-1、WH12-3及TTX63-1),全岩地球化学样品 6件(TTX57-1、WH09-3、TTX58-1、TTX59-1、WH06-3 及 TTX60-1),详细采样位置见图2b。

图2 莲花山断裂带地质简图(a)(据Li et al.,2020改编)和采样点位置(b)Fig.2 Sketch map of the Lianhuashan fault zone (a) (after Li et al.,2020) and sampling locations (b)

图3 莲花山岩体野外(a,c)及镜下照片(b,d)Fig.3 Representative field photographs (a,c) and photomicrographs (b,d) of the Lianhuashan granitoids

3 测试方法

将选取的新鲜原岩样品粉碎,使粉末全部通过80目筛网(0.177 mm)。淘洗粉末,得到重砂。用磁选技术从重砂中分选出含有少量杂质的锆石样品,在双目镜下,再从中挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒,制作成样品靶,待环氧树脂固结变硬后,打磨和抛光,使锆石中心部位暴露,然后拍摄锆石的阴极发光(CL)图像,以用于测定时斑点位置的选取。制靶和阴极发光(CL)照相均在北京锆年领航科技有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室完成。所用仪器为激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪(NEPTUNE),所用激光剥蚀系统和等离子体型号分别为 Newwave UP213和 Bruker M90。激光剥蚀过程中采用氦气和氩气分别作为载气和补偿气,用以调节灵敏度。激光束斑直径30 μm,剥蚀频率 10 Hz,每个时间分辨分析数据包括15～20 s空白信号时间和45 s样品信号时间。锆石U含量、U/Pb分馏分别用标准玻璃SRM610和标准锆石GJ-1为外标。测试完成后,使用ICPMSDataCal程序(侯可军等,2009; Liu et al.,2010)处理原始数据。206Pb/238U年龄加权平均值计算和U-Pb协和图绘制使用3.0版Isoplot程序完成(Ludwig,2003),详细的实验步骤和分析流程见李怀坤等(2009)。

锆石 Hf同位素测试在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。选择已经进行了 U-Pb同位素测定的锆石颗粒,选取测点位置与前者的测点位置尽可能接近,或选取该颗粒的同一环带的对称部位。激光剥蚀的斑束直径 50 μm,剥蚀频率 10 Hz,采用GJ-1作为外标计算 Hf同位素比值,所用仪器型号为 MC-ICP-MS(Neptune Plus),具体试验流程参见耿建珍等(2011)。

全岩主微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素测试利用 PrimusⅡ X射线荧光光谱仪(XRF)完成,误差不超过 0.5%。微量元素测试仪器为 Agilent 7700e ICP-MS,分析精度优于 10%。具体实验流程及原理见何红蓼等(2002)。

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb同位素

三个样品的 LA-ICP-MS锆石 U-Pb同位素数据、U-Pb谐和图、代表性锆石阴极发光(CL)图见附表1和图4。

样品 WH09-1的锆石多为无色、透明,晶体呈柱状,自形程度较高。长轴150～250 μm,长短轴比1.5:1～3:1。锆石具有清晰的振荡环带(图4d),其Th和U含量分别为84.6×10–6～425×10–6和187×10–6～1011×10–6,Th/U 比值介于 0.33～0.66,表明锆石为岩浆结晶成因。在U-Pb谐和图中,数据投影点均落于谐和线或其附近,表明锆石没有遭受明显的后期构造-热事件影响。它们的206Pb/238U年龄加权平均值为(142.5±1.5) Ma(MWSD=3.5,n=30)(图4a),该年龄代表了锆石的结晶年龄。

样品WH12-3的锆石为无色、透明-半透明、柱状,长轴120～250 μm,长宽比2:1～3.5:1。锆石具有清晰的振荡环带(图 4d),为典型的岩浆成因锆石。锆石 Th和 U 含量变化较大,分别为140×10–6～1170×10–6和461×10–6～4101×10–6,Th/U比值介于0.19～0.40。所有分析点的年龄均谐和,它们的206Pb/238U 年龄加权平均值为(138.9±0.6) Ma(MWSD=1.4,n=30),该年龄代表样品的结晶年龄。

样品 TTX63-1的锆石多为无色、透明、自形-半自形柱状。长轴150～260 μm,长宽比2:1～3:1。锆石具有清晰的振荡环带(图 4d),为典型岩浆结晶锆石。Th和 U含量较高且变化范围极大,分别为356×10–6～3491×10–6和 790×10–6～16471×10–6,Th/U比值介于0.14～0.69。测试点的年龄均落在谐和线或附近,它们的206Pb/238U 年龄加权平均值为(145.5±0.7) Ma(MWSD=1.19,n=28),该年龄代表了样品的结晶年龄。

图4 莲花山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图(a、b、c)和代表性锆石阴极发光图(d)Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons (a,b,c) and cathodoluminescence (CL) images of representative zircons (d) from the Lianhuashan granitoids

4.2 锆石Hf同位素

本文对 2个已完成锆石 U-Pb同位素测定(WH09-1、WH12-3)的花岗岩样品进行锆石 Lu-Hf同位素测试,结果见附表 2。锆石εHf(t)值和二阶段模式年龄计算中,以该样品的锆石206Pb/238U年龄加权平均值作为锆石的年龄。所有样品测试点(176Hf/177Hf)i值相对均一,介于0.282 556～0.282 630之间,对应的 εHf(t)值为–4.5～–2.0,Hf单阶段模式年龄为 994～875 Ma,二阶段模式年龄为 1481～1319 Ma (附表 2,图 5a,b)。所有样品点 εHf(t)值为负值,表明岩体源岩可能为中元古代基底物质。但在年龄-εHf(t)图中(图 5a)样品点均落入球粒陨石演化线和华夏基底演化线之间,因此源岩也可能为元古代基底与新生地壳物质的混合。

图5 莲花山岩体锆石年龄-εHf(t)图解(a)和Hf二阶段模式年龄直方图(b)(华夏基底Hf同位素演化:Xu et al.,2007; He and Xu,2012)Fig.5 Hf isotopic compositions of zircons from the Lianhuashan granitoids:εHf(t) values versus zircon U-Pb ages (a) and histograms of the depleted mantle two-stage Hf model ages (b) (Hf isotope evolution for Cathaysia crustal basement after Xu et al.,2007; He and Xu,2012)

4.3 全岩地球化学

本文对岩体代表性的6件样品进行了全岩主、微量及稀土元素测试,相关数据见附表2。样品SiO2含量变化较大(69.5 wt%～80.6 wt%)、富钾(K2O=3.94 wt%～4.84 wt%; K2O/Na2O=1.35～1.80),富碱(K2O+Na2O=6.12 wt%～8.03 wt%),属高钾钙碱性系列岩石(图8b)。在QAP图解,样品点落入正长花岗岩区域(图6a)。在TAS图中,所有样品均落入亚碱性花岗岩范围之内(图 6b)。Al2O3含量较低(10.4 wt%～14.8 wt%),A/CNK值介于0.97～1.08之间,为偏铝质-弱过铝质岩石(图6c)。在Harker图解中(图8a-i),各样品点具良好的线性关系,随着 SiO2含量增加,Al2O3、K2O、TiO2、CaO、FeOT、MgO、P2O5、MnO和Sr含量下降。

图6 莲花山岩体QAP图解(a)、TAS图(b,据Middemost,1994)和A/CNK-A/NK图(c,据Miniar and Piccoli,1989)Fig.6 QAP diagram (a),TAS diagram (b) (after Middemost,1994) and A/CNK-A/NK diagram (c)(after Miniar and Piccoli,1989) for the Lianhuashan granitoids

岩体稀土元素总量较高(∑REE=152×10–6～315×10–6),轻 、 重 稀 土 分 馏 作 用 明 显(LREE/HREE=5.42～24.8,LaN/YbN=5.61～34.3),球粒陨石标准化图解中(图 7a),呈轻稀土相对富集的右倾型(图 7a),具中等 Eu 负异常(δEu=0.36～0.57)。微量元素蛛网图中(图7b),所有样品均富集Rb、Th、U、K、Pb,而相对亏损 Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti,与壳源岩浆特征类似。根据样品的主量元素和Zr含量,运用Watson and Harrison(1983)实验得到的Zr饱和温度公式,计算得到莲花山岩体的 Zr饱和温度为793～820℃(平均为 801℃)(附表 3)。

图7 莲花山岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a,球粒陨石标准化数据据Taylor and McLellan,1985)和微量元素蛛网图(b,原始地幔标准化数据据Sun and McDonough,1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multiple trace element diagrams (b) of the Lianhuashan granitoids (chondrite and primitive mantle normalizing values after Taylor and McLennan,1985;Sun and McDonough,1989,respectively)

5 讨论

5.1 莲花山岩体的形成时代

本文对莲花山岩体中部三个花岗岩样品进行LA-ICP-MS锆石 U-Pb同位素测定,获得片麻状花岗岩、细粒黑云母花岗岩和细-中粒黑云母花岗岩的206Pb/238U 年龄加权平均值分别为:(142.5±1.5) Ma(MWSD=3.5,n=30)、(138.9±0.6) Ma(MWSD=1.4,n=30)、(145.5±0.7) Ma(MWSD=1.19,n=28)(图 4a,b,c)。除了本文获得的锆石 U-Pb年龄,Zhang et al.(2015)获得莲花山岩体西南部花岗闪长岩结晶年龄为(154±2) Ma和(154±1) Ma(LA-ICP-MS和SIMS);Li et al.(2020)获得莲花山岩体西部剪切变形花岗岩的结晶时代为164～133 Ma(LA-ICP-MS); 王晓虎等(2020)获得五华县城附近变形花岗岩年龄(147±1) Ma(LA-ICP-MS)。综合上述年龄数据可知,莲花山岩体为幕式岩浆作用形成的复式岩体,主要由中—晚侏罗世(164～153 Ma)和晚侏罗—早白垩世(147～133 Ma)两期花岗岩组成。

5.2 莲花山岩体分离结晶作用

本文对莲花山岩体的两个样品(WH09-1、WH12-3)进行了锆石 Lu-Hf同位素分析,它们具有十分相似的(176Hf/177Hf)i比值和 εHf(t)值(图 5,附表2),但这两个样品的SiO2、Al2O3、TiO2、CaO等元素含量却截然不同(附表 3,图 8),这表明它们的源区组成基本一致,但母岩浆遭受了不同程度的演化。根据SiO2含量的不同,莲花山岩体样品可分为低硅和高硅两组:低硅组样品 SiO2含量(69.5 wt%～71.1 wt%)和DI分异指数(80.9～83.2)偏低,表明演化程度低; 高硅组样品 SiO2(74.5 wt%～80.6 wt%)含量和DI分异指数(85.4～91.2)较高,暗示经过了一定程度的结晶分异。Harker图解中,SiO2与Al2O3、CaO和Sr含量呈负相关关系(图8a,d,i),表明发生斜长石的分离结晶。钾长石也可能经历一定程度的分离结晶,因为K2O含量随SiO2含量升高而略微下降(图 8b)。SiO2与 TiO2、FeOT、MgO 的负相关关系表明黑云母和 Fe-Ti氧化物等矿物发生了分离结晶(图8c,e,f)。研究区及邻区早白垩世花岗岩也明显经历了一定程度的结晶分异(图 8),这些分异的花岗岩通常与锡、铜等多金属成矿密切相关(李晓峰等,2008),说明分离结晶作用在成矿金属(如锡、铜)的富集过程中扮演重要角色(Xu et al.,2016; Yan et al.,2017)。鉴于分异样品已不能完全代表岩浆的原始成分,因此,下文我们主要使用低硅组数据判别花岗岩的类型及其源岩组成特征。

5.3 花岗岩类型

岩体为偏铝质-弱过铝质(A/CNK=0.97～1.1),显示出 I型花岗岩的地球化学特征(A/CNK<1.1,Chappell and White,2001)。Wolf and London(1994)岩石学实验表明 P元素在过铝质熔体(A/CNK>1.1)中溶解度相对较高,因此S型花岗岩通常具有较高的 P2O5并与 SiO2成正相关(>0.2 wt%,Chappell,1999; Li et al.,2007),而I型花岗岩的P2O5与SiO2成负相关。莲花山岩体样品P2O5含量较低(0.030 wt%～0.13 wt%),而且P2O5与SiO2成明显的负相关关系,显示出 I型花岗岩的特征(图 8g)。另外,相比于 S型花岗岩,I型花岗岩Th和Y元素含量通常与Rb成正相关关系(Chappell and White,1992),这主要是由含Th和Y的矿物(如独居石)在偏铝质熔体中的分离结晶作用所导致。在Rb-Th和Rb-Y图解中(图9a,b),莲花山样品的Rb与Th、Y具明显的正相关性,显示出 I型花岗岩特征。综上所述,本文认为莲花山早白垩世花岗岩为典型的I型花岗岩。

图8 莲花山岩体Harker图解Fig.8 Diagrams of selected elements versus SiO2 for the Lianhuashan granitoids

图9 莲花山岩体微量元素图Rb-Th(a)和Rb-Y(b)(据Chappell and White,1992)Fig.9 Trace element variation diagrams for granitoids in the Lianhua Mountain:the diagrams of Rb-Th (a) and Rb-Y (b)(after Chappell and White,1992)

5.4 莲花山岩体的岩石学成因

关于分异的偏铝质-弱过铝质 I型花岗岩成因,目前学术界有两种主流观点:1)地壳长英质火成岩部分熔融(Champion and Chappell,1992;Chappell et al.,2012); 2)原生镁铁质岩浆结晶分异(Cawthorn and Brown,1976; Wyborn et al.,2001)。由于研究区未发现有同时期、大面积出露的镁铁质岩石,因此莲花山早白垩世花岗岩不可能通过原生镁铁质岩浆结晶分异而形成(Chappell,1999)。岩体具有负 εHf(t)值(–4.5～–2.0)和低 MgO(0.18 wt%～0.74 wt%),且在稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图中(图 7a,b),样品均富集 Rb、Th、U、K、Pb,而相对亏损 Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti,显示出壳源岩浆的特征(Harris and Inger,1992),这些证据均暗示莲花山岩体主要源于壳源物质的部分熔融。莲花山岩体 CaO/Na2O比值较高(0.60～0.95),表明其源岩可能为贫黏土的碎屑岩或长英质火成岩,前者部分熔融形成的熔体为强过铝质,后者则形成偏铝质或弱过铝质熔体(Sylvester,1998)。莲花山早白垩世花岗岩样品均为偏铝质-弱过铝质(A/CNK=0.98～1.1),同时具较低的FeOt+MgO(1.30 wt%～3.99 wt%)及较高K2O(3.94 wt%～4.84 wt%)含量,这些特征均表明其源岩以长英质火成岩为主。在CMF-AMF源岩判别图解(图 10)中,莲花山岩体的样品大多落入了火成岩源岩区域内,进一步证实莲花山岩体主要源于长英质火成岩的部分熔融。综合上述证据可知,莲花山岩体的源岩主要为地壳中长英质火成岩。莲花山岩体锆石Hf二阶段模式年龄1481～1319 Ma(中元古代),在年龄-εHf(t)图中,样品点均落在球粒陨石演化线和华夏基底演化线之间,且较靠近球粒陨石演化线(图 5a)。值得注意的是,华夏地块基底年龄主要为新元古代和古元古代(Zhao and Cawood.,2012),中元古代基底的报道极少。上述资料暗示其源岩更可能为元古代长英质火成岩,并存在少量幔源物质混入。这种成因模式与莲花山断裂带邻区其他早白垩世花岗岩类似(刘鹏等,2015; Zhang et al.,2015; Qiu et al.,2017a; Yan et al.,2017; Liu et al.,2018b)。

图10 摩尔CaO/(MgO+FeOT)-摩尔Al2O3/(MgO+FeOT)图解(据Altherr et al.,2000)Fig.10 Molar CaO/(MgO+ FeOT)-molar Al2O3/(MgO+FeOT) diagram ( after Altherr et al.,2000)

综上所述,莲花山早白垩世岩体为典型的 I型花岗岩,其源岩主要为壳源长英质火成岩,幔源岩浆在岩体形成过程中贡献热量和少量物质,母岩浆在成岩过程中经历了斜长石、钾长石、黑云母和Fe-Ti氧化物等矿物的结晶分异作用。

5.5 大地构造意义

莲花山岩体为典型的I-型花岗岩。早白垩世(约143～139 Ma),岩体源区经历一次强烈的高温熔融事件(>801 ℃),此过程中幔源岩浆为岩体的形成提供热量和少量物质,暗示莲花山岩体形成于岩石圈伸展背景。区内同时代I-型花岗岩也有类似的成因,如莲花山石英斑岩(Liu et al.,2018b)、金坑黑云母花岗岩(Qiu et al.,2017a)、淘锡湖花岗斑岩(Yan et al.,2017)、塌山花岗斑岩(闫庆贺等,2018)、田东花岗岩(刘鹏等,2015)、东山地区片麻状花岗岩(Liu et al.,2012)、粤东流周山二长花岗岩(Jia et al.,2020)等,这些岩体的产生表明早白垩世莲花山断裂带经历一次强烈的地壳伸展事件,持续的地壳伸展导致岩石圈减薄,软流圈地幔物质上涌,形成大面积分布的壳-幔混合成因花岗岩。断裂带邻区同时代 A型花岗岩的报道(如三角窝、飞鹅山和香港西贡等岩体)也进一步证实这期伸展事件(Eby,1990,1992;Bonin,2007; Liu et al.,2018a; Yan et al.,2018)。前人通过野外构造解析和年代学研究认为晚侏罗至早白垩世(147～120 Ma)期间,莲花山断裂带区域古构造应力场主要表现为近 NW–SE的伸展,并在揭西北部盆地发育有与伸展相关的断陷沉积(Li et al.,2020)。通过统计东南沿海地区晚中生代岩浆岩Lu-Hf同位素资料(图11),我们发现150～110 Ma期间εHf(t)值随年龄有明显的波动。在约145～116 Ma阶段,岩浆岩锆石 εHf(t)值逐渐增加,并且在约135～116 Ma期间显示正值,暗示此阶段幔源组分明显参与到岩浆岩的成岩过程中,进一步表明了早白垩世沿海地区持续性的地壳伸展。

图11 沿海地区晚中生代岩浆岩年龄-εHf(t)趋势图(具体数据见附表4)Fig.11 Age versus εHf(t) diagram of late Mesozoic granitoids in coastal areas (for detailed data see Supplementary Table 4)

结合区域变形和岩浆记录,此次伸展事件在华南大陆形成了大面积展布的NE–SW走向的盆地和伸展穹隆,如雪峰山地区的沅麻盆地(张岳桥等,2012; Li et al.,2012b)、庐山伸展穹隆(Lin et al.,2000)、衡山伸展穹隆(Li et al.,2016)和武功山伸展穹隆(Faure et al.,1996)等(图 1)。Li et al.(2020)对晚中生代(160～80 Ma)华南地区已发表的岩浆岩锆石年龄进行统计,认为这期伸展事件在华南范围内引发大规模的岩浆活动(136～118 Ma),岩浆岩主要分布在长江中下游、绍兴—江山缝合带及东南沿海区域。尽管岩浆岩的成因不尽相同,但大部分学者认为它们的形成背景,均为早白垩世地壳伸展背景(Wong et al.,2011; Zheng et al.,2017; 辛宇佳等,2018; Li et al.,2020)。关于这期事件的动力学机制,前人提出了许多经典的地球动力学模型。虽然这些模型目前仍存较大争议,但都强调了古太平洋板块俯冲作用在华南晚中生代变形和岩浆事件中的重要性。值得注意的是早白垩世期间,莲花山断裂带区域古构造应力场方向与古太平洋板块的俯冲方向一致(Engebretson et al.,1985; Li et al.,2020),暗示这期伸展事件与古太平洋板块的俯冲作用有着必然联系,因此推测这期伸展事件与古太平洋板块俯冲后撤作用相关(Li et al.,2014)。本文认为:早白垩世,古太平洋板片俯冲后撤诱发弧后扩张,在地壳伸展减薄的背景下,软流圈幔源物质上涌,致使古老壳源基底物质部分熔融。岩浆在上涌过程中经过不同程度的结晶分异演化,最终在莲花山断裂带及邻区形成大面积出露的花岗岩岩体。

6 结论

(1)本文在莲花山北部新获得的花岗岩体锆石U-Pb年龄为 146～139 Ma,结合前人在莲花山其他地区的岩浆岩年龄数据,判断莲花山岩体为幕式岩浆作用形成的复式岩体,主要由晚侏罗世(164～153 Ma)和晚侏罗—早白垩世(147～133 Ma)两期花岗岩所组成。

(2)莲花山岩体为偏铝质-弱过铝质、富钾、富碱,富集 Rb、Th、U、K、Pb,亏损 Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti,与壳源岩浆特征类似。岩体SiO2含量差异较大,高硅样品明显经历更高程度的结晶分异演化,属于分异的I型花岗岩。

(3)莲花山岩体源岩主要为地壳内古老的长英质火成岩,并可能伴有少量幔源岩浆的注入。

(4)研究区和邻区出露的同期花岗岩岩体是同一构造背景下岩浆活动的产物,它们的形成可能与古太平洋板片俯冲后撤(roll back)引起的弧后扩张作用有关。

致谢:两位审稿专家和编辑部对文章提出许多宝贵意见，在此表示感谢！

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.41822205 and 42072239),Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No.DZLXJK202005),and China Geological Survey (No.DD20190306).

本文附有增强材料(附表1,2,3,4),请通过本文网络版阅读或下载。