海南島早白堊世初期A型花崗巖成因: U-Pb年代學、地球化學及Nd-Hf同位素制約

李　翔, 魏俊浩, 李艷軍, 翟玉林

(中國地質大學(武漢) 資源學院, 湖北 武漢 430074)

海南島早白堊世初期A型花崗巖成因: U-Pb年代學、地球化學及Nd-Hf同位素制約

李翔, 魏俊浩*, 李艷軍, 翟玉林

(中國地質大學(武漢) 資源學院, 湖北 武漢 430074)

海南島至今未見早白堊世初期 A型花崗巖報道。本文首次在石碌鐵礦床中部鉆孔中發(fā)現(xiàn)了隱伏的 A型花崗巖,巖性為黑云母二長花崗巖。對該隱伏巖體開展了年代學、地球化學和Nd-Hf同位素分析, 探討巖石成因及成巖構造背景。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果為133±3 Ma(MSWD=0.33), 為早白堊世初期巖漿活動產物。巖體屬高鉀鈣堿性巖系, 具有高硅(SiO2=75.22％～76.63％)、富堿(K2O+Na2O=8.01％～8.56％)和鐵(FeOT=1.62％～2.01％)、貧鈣(CaO=0.55％～0.69％)和鎂(MgO=0.03％～0.15％)特征。鋁飽和指數(shù) A/CNK=0.99～1.04, 為準鋁–弱過鋁質花崗巖。巖石整體富集 K、Rb等大離子親石元素(LILE)和 U、Th等高場強元素(HFSE), 明顯虧損 Ba、Sr。LREE富集, HREE相對虧損, 且具強烈的 Eu負異常(δEu=0.02～0.08)。巖相學和地球化學顯示其為高分異鋁質A型花崗巖。Nd同位素組成εNd(t)= –6.3～ –7.1, 二階段模式年齡tDM2(Nd)=1.44～1.47 Ga, Hf同位素組成εHf(t)= –18.5～ –21.7, 二階段模式年齡tDM2(Hf)=1.93～2.09 Ga, 揭示該隱伏花崗巖體源區(qū)主要為古老地殼基底, 并混合了少量富集地幔物質。黑云母二長花崗巖具有后碰撞花崗巖的特征, 形成于伸展構造背景, 與早白堊世初期印度板塊北向漂移擠壓及太平洋板塊俯沖作用減弱造成的局部伸展有關。

A型花崗巖; 早白堊世; 巖石成因; 伸展背景; 海南

0 引 言

海南島主體大地構造位置屬于武夷–云開–臺灣造山系海南地塊五指山島弧帶(潘桂棠等, 2009), 受太平洋構造域和特提斯構造域兩大地球動力學系統(tǒng)控制, 表現(xiàn)出復雜的構造格局。區(qū)內巖石以巖漿巖分布面積最廣(圖1a), 占全島面積的53.9％, 其中侵入巖約占 40％, 以花崗質侵入體為主(汪嘯風等, 1991)。A型花崗巖是海南島發(fā)育的重要巖石類型之一, 目前報道的成巖年代主要集中于二疊紀–三疊紀。謝才富等(2006a)首次報道了瓊中地區(qū)發(fā)育的中二疊世的鉀玄質巖體(SHRIMP鋯石U-Pb年齡272± 7 Ma), 認為其與石炭紀–早二疊世華南板塊向印支–南海板塊俯沖后碰撞活動有關。至于三疊紀 A型花崗巖如尖峰嶺超單元、瓊中深堀村、麻山田單元等, SHRIMP和LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為240～250 Ma (謝才富等, 2005, 2006b; 張小文等, 2009)。這些巖體形成于后造山伸展構造環(huán)境, 由富集地幔分異或殼?；旌先廴谛纬?謝才富等, 2005, 2006b; 周佐民等, 2011)。然而早白堊世初期A型花崗巖至今未見報道。

近年來華南地區(qū)早白堊世初期巖漿事件屢見報道, 巖石類型有A型花崗巖(王強等, 2005)、火山巖(羅平等, 2009; 張家菁等, 2009a; 邱駿挺等, 2011;蘇慧敏, 2013; 楊水源, 2013)、I型花崗巖(李真等, 2009; Li et al., 2012)、中基性脈巖(Wang et al., 2008)和玄武巖(Chen et al., 2008)等。海南島地區(qū)也發(fā)育該時期巖漿活動事件, 汪嘯風等(1991)和侯威(1996)曾報道海南島131.7 Ma和134.4 Ma的花崗巖漿事件,但局限于黑云母K-Ar法和全巖Rb-Sr等時線法, 該期巖漿活動仍缺乏高精度的年代學制約。另外, 葛小月(2003)曾報道了海南島發(fā)育早白堊世(全巖K-Ar年齡136.4±2.2 Ma)基性巖脈, 認為其形成于伸展構造背景下, 為EMⅡ型富集地幔來源。但關于區(qū)內同時期的A型花崗巖巖石成因和構造背景研究仍缺乏。

石碌鐵礦床位于海南島西部昌江縣城南側, 礦區(qū)南、北、西面均被侵入巖環(huán)繞, 巖石類型以印支–燕山期花崗巖類為主(汪嘯風等, 1991; 侯威, 1996),并發(fā)育印支期閃長玢巖脈和燕山晚期花崗閃長斑巖、花崗斑巖、石英斑巖、閃長巖、煌斑巖、輝綠巖等巖脈(汪嘯風等, 1991; 侯威, 1996; 王智琳等, 2011; 李艷軍等, 2013; Wang et al., 2015)。近年來海南礦業(yè)股份有限公司探礦過程中, 鉆孔 ZK2302、ZK2303等6個鉆孔均揭露了礦區(qū)中部隱伏的黑云母二長花崗巖。本文對該巖體開展了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年, 精確限定其形成于早白堊世初期, 并進行主量、微量元素、Nd-Hf同位素地球化學研究, 探討其成因類型和構造背景, 以期為研究該時期海南島的構造巖漿事件提供制約和參考。

1. 中新生代蓋層; 2. 新生代玄武巖; 3. 白堊紀礫巖層; 4. 早古生代火山碎屑巖; 5. 晚古生代火山-沉積巖; 6. 新元古界石碌群; 7. 古中元古界抱板群和片麻狀花崗巖; 8. 新太古代雜巖; 9. 石碌群第1層至第6層; 10. 震旦系石灰頂組; 11. 中-下石炭統(tǒng); 12. 中-下二疊統(tǒng); 13. 變基性巖; 14. 130～90 Ma花崗巖; 15. 270～180 Ma花崗巖; 16. 三疊紀花崗閃長巖; 17. 侏羅紀花崗閃長巖; 18. 隱伏花崗閃長巖; 19. 花崗斑巖脈; 20. 礦體; 21. 向斜; 22. 背斜; 23. 實測及推測斷裂; 24. 地質界線; 25. 鉆孔及編號。圖1　海南島地質略圖(a, 據(jù)許德如等, 2007修改)和石碌鐵礦床地質簡圖(b, 據(jù)許德如等, 2008修改)Fig.1 Tectonic map of Hainan island (a) and geological map of the Shilu iron deposit (b)

1 地質概況及巖石學特征

石碌鐵礦床產于近 EW 向區(qū)域性昌江–瓊海深大斷裂與 NE向戈枕韌–脆性斷裂的交匯部位(圖1b)。礦區(qū)中心出露的地層主要為新元古界石碌群(Pt3SL)和石灰頂組(Pt3s), 二者為斷層接觸關系。石碌群為礦區(qū)內主要的賦礦巖系, 是一套(低)綠片巖相(局部可達角閃巖相)變質為主的碎屑沉積巖和碳酸鹽巖建造。礦區(qū)整體被一軸向為NNW–近EW向延伸的石碌復式向斜所控制。斷裂構造發(fā)育, 可劃分為NW向-NNW向、EW向-NEE向及近SN向-NNE向三組。構造體系經歷了加里東中晚期NE向擠壓、海西中期–燕山早期近NE向擠壓、燕山早期NW向擠壓和燕山晚期 NNE向壓扭四次構造作用(李艷軍等, 2013)。礦區(qū)南部、北部為印支–燕山早期斑狀/似斑狀(角閃)黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖, 普遍具片麻狀構造, K-Ar和Rb-Sr年齡為190～320 Ma(汪嘯風等, 1991; 侯威, 1996), 但 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為262±1 Ma(李艷軍未發(fā)表數(shù)據(jù))。礦區(qū)西部為燕山晚期角閃黑云母二長花崗巖、花崗斑巖,其黑云母 K-Ar同位素和 Rb-Sr同位素年齡分別為131.7 Ma和134.4 Ma(汪嘯風等, 1991; 侯威, 1996)。區(qū)內發(fā)育花崗斑巖、石英斑巖、閃長巖、煌斑巖、輝綠巖等巖脈, K-Ar同位素年齡為97～100 Ma(侯威, 1996)。王智琳等(2011)應用 LA-ICP-MS鋯石 U-Pb法厘定礦區(qū)中部花崗閃長斑巖脈年齡為 93±2 Ma,李艷軍等(2013)獲得了礦區(qū)中部閃長玢巖脈鋯石U-Pb年齡為 248±1 Ma, 指示區(qū)內經歷了多期次的巖漿活動。

隱伏黑云母二長花崗巖位于石碌鐵礦床中部雞心坳礦段。巖石呈似斑狀結構, 塊狀構造(圖2)。斑晶主要為石英、斜長石、鉀長石、黑云母。石英以它形粒狀結構為主, 粒徑 0.2～2.5 mm, 可見波狀消光, 含量約 15％; 斜長石呈灰白色–白色, 半自形,粒徑 0.5～3 mm, 發(fā)育卡氏雙晶, 偶見環(huán)帶構造, 含量約 15％, 部分斜長石內部見絹云母; 鉀長石呈半自形, 發(fā)育條紋結構, 為條紋長石, 粒徑0.5～3.5 mm, 含量約 10％; 黑云母呈褐色–褐綠色, 多為半自形–自形片狀, 粒徑0.3～1 mm, 含量約5％?；|為細?；◢徑Y構, 主要礦物為石英(25％±)、條紋長石(15％±)、斜長石(15％±), 副礦物組合為磷灰石–鋯石–磁鐵礦。

(a) 基質細?；◢徑Y構; (b) 似斑狀結構。礦物名稱縮寫: Q. 石英; Pl. 斜長石; Bi. 黑云母; Kfs. 鉀長石。圖2　石碌二長花崗巖體斑晶及基質正交偏光顯微照片F(xiàn)ig.2 Micrographs of the phenocrysts and groundmass from the Shilu monzogranite

2 測試方法

用于鋯石U-Pb同位素定年的樣品為ZK2303-1,取于鉆孔ZK2303161 m處。鋯石的挑選在河北省廊坊市區(qū)域地質礦產調查研究所實驗室進行。將利用重磁技術分選的鋯石置于環(huán)氧樹脂中制靶, 磨蝕至鋯石核部出露, 在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)進行陰極發(fā)光(CL)顯微照像, 結合透射光和反射光圖像, 觀察鋯石內部結構。鋯石U-Pb原位微區(qū)測試在GPMR激光剝蝕等離子體質譜儀(LA-ICP-MS)上完成, 激光束斑直徑為24 μm。鋯石U-Th-Pb同位素組成分析以標準鋯石 91500作為外標進行同位素分餾校正; 微量元素含量則利用NIST610作為外標,29Si作為內標的方法進行定量計算, 詳細分析流程和儀器參數(shù)見Liu et al. (2010)。實驗所得數(shù)據(jù)采用ICPMS-DataCal (ver3.0)程序進行處理, 普通 Pb校正見 Andersen (2002), U-Pb諧和年齡圖繪制和加權平均年齡計算用Isoplot3.23(Ludwig, 2003), 分析點表觀年齡采用206Pb/238U年齡。對已做過U-Pb定年的鋯石顆粒, 在GPMR多接收等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)上進行Hf同位素原位微區(qū)測試, 激光束斑直徑為 32 μm,具體分析方法及儀器參數(shù)詳見Hu et al. (2012)。用179Hf/177Hf=0.7325及173Yb/171Yb=1.1248 (Blichert-Toft et al., 1997)標定測定樣品的179Hf/177Hf和173Yb/171Yb比值。實驗所得數(shù)據(jù)采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)進行處理。

室內對巖石樣品進行巖相學鑒定后, 挑選出 7件新鮮、無蝕變或蝕變較弱的樣品, 切取200 g樣品粉碎至 200目以下, 進行主量、微量元素、Sm-Nd同位素測試。主量、微量元素測試在澳實礦物實驗室集團澳實分析檢測(廣州)有限公司完成主量元素用XRF熒光光譜儀分析, 分析精度優(yōu)于5％。微量元素采用 Perkin Elmer Elan 9000等離子質譜儀(ICP-MS)分析, 分析精度優(yōu)于 10％。Sm-Nd同位素比值測試在武漢地質礦產研究所MAT261多接受質譜儀上完成, 全流程本底Nd為2.13×10–11。采用實驗室標準ZK-bzNd(Nd)控制儀器工作狀態(tài),147Sm/144Nd精度優(yōu)于0.5％。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年代學

黑云母二長花崗巖(ZK2303-1)鋯石為無色–淺黃色透明狀, 以短軸狀和等軸狀為主, 粒徑多在50～120 μm之間。CL圖像顯示所測鋯石發(fā)育明顯的振蕩環(huán)帶, 基本無增生邊(圖3a)。選擇韻律環(huán)帶明顯的13顆鋯石進行了定年分析, 結果見表1。鋯石的U、Th含量分別為119～721 μg/g, 104～391 μg/g, Th/U比值為0.39～1.06, 屬巖漿成因(Th/U>0.1, Griffin et al., 2004)。輕、重稀土元素分餾明顯, 球粒隕石標準化稀土配分模式圖左傾, 表現(xiàn)為HREE富集、LREE虧損, 具較強烈的 Ce正異常及弱 Eu負異常(圖4),表明所分析的鋯石為典型的巖漿成因鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。僅測點ZK2303-1-01 LREE相對富集, 但 HREE與其他測點一致, 估計與后期地質事件擾動時 LREE優(yōu)先進入鋯石晶格有關(Wu and Zheng, 2004), 對應的CL圖像也顯示有后期的干擾。其余大部分數(shù)據(jù)點都位于諧和線上及附近,206Pb/238U年齡介于128±5 Ma～137±6 Ma之間, 加權平均年齡為133±3 Ma (MSWD=0.33) (圖3b), 代表黑云母二長花崗巖體的結晶年齡為早白堊世。

圖(a)中實線圓圈表示年齡分析點位和編號, 虛線圓圈代表Hf同位素分析點位和編號, 標示年齡為206Pb/238U表面年齡。圖3　石碌二長花崗巖體鋯石陰極發(fā)光圖(a)和U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of the representative zircon grains (a), and U-Pb concordia diagram (b) for the zircon grains from the Shilu monzogranite

3.2 巖石地球化學特征

7件樣品主量和微量元素測試結果列于表2。巖石SiO2含量為75.22％～76.63％, 全堿(K2O+Na2O)含量8.01％～8.56％, Na2O為2.92％～3.5％, K2O/Na2O為1.36～1.74, 在SiO2-K2O圖解上(圖5a), 所有樣品投點位于高鉀鈣堿性巖系列。巖石普遍貧CaO(0.55％～ 0.69％)、P2O5(0.005％～0.016％)、TiO2(0.03％～0.09％) 和MgO(0.03％～0.15％), 富FeOT(1.62％～2.01％)。鋁飽和指數(shù)A/CNK=0.99～1.04, A/NK>1, 為準鋁–弱過鋁質特征(圖5b)。CIPW標準礦物計算顯示部分樣品出現(xiàn)剛玉分子, 堿性長石含量明顯高于鈣長石。巖體總體具高硅、富堿和鐵、貧鈣和鎂的特征。

樣品ΣREE=137.14～245.11 μg/g (均值為182.2 μg/g), HREE=38.71～56.23 μg/g, LREE=86.94～203.42 μg/g, LREE/HREE為1.55～5.16(表2), 具有強烈的 Eu負異常(δEu=0.02～0.08)。在稀土元素球粒隕石標準化配分圖上(圖 6a)顯示輕稀土富集重稀土相對虧損的特點。(La/Yb)N=0.91～4.57(均值為 2.24), (Gd/Yb)N= 0.79～1.24, 重稀土分布曲線相對平坦。

表1　石碌二長花崗巖鋯石U-Pb分析結果Table1 Zircon U-Pb isotope results of the Shilu monzogranite

圖 4 二長花崗巖(ZK2303-2)鋯石球粒隕石標準化稀土配分模式圖解(球粒隕石值標準化值據(jù) Sun and McDonough, 1989)Fig.4 Chondrite normalized REE patterns for the zircon granis from the monzogranite (ZK2303-2)

微量元素方面, 在原始地幔標準化蛛網圖上所有樣品具顯著的Rb、Th、U、K等元素的正異常和Ba、Sr、P、Ti等元素負異常(圖6b)。樣品的Ga含量較高, 均值為 20.7 μg/g, 104×Ga/Al比值介于3.02～3.38, Zr、Nb、Ce、Y 等元素含量均較高, Zr+Nb+Ce+Y=223.1～ 334.8 μg/g。

3.3 Nd-Hf同位素

對4件樣品進行了全巖Sm-Nd同位素分析, 測試結果列于表 3。Nd同位素組成比較均一, 樣品143Nd/144Nd=0.512103～0.512145, εNd(t)變化于–6.3～ –7.1, 表明它們的物質來源具有相似性。對應的二階段Nd模式年齡tDM2(Nd)=1.44～1.47 Ga。

在鋯石U-Pb定年基礎上, 利用LA-MC-ICP-MS對其中11顆鋯石進行了11個點的Lu-Hf同位素分析, 結果列于表 4。176Lu/177Hf比值為 0.000744～ 0.001332, 顯示鋯石在形成之后具有較低的放射性同位素Hf積累。所有11個點的176Hf/177Hf比值為0.282077～0.282165。以各單顆粒鋯石結晶年齡計算出鋯石εHf(t)= –18.5～ –21.7, 對應的二階段Hf模式年齡tDM2(Hf)=1.93～2.09 Ga。

4 討 論

4.1 A型花崗巖的厘定

圖5　石碌二長花崗巖體SiO2-K2O圖解(a, 底圖引自Collins et al. , 1982)和A/CNK-A/NK圖解(b, 底圖據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5 SiO2vs. K2O (a) and A/CNK vs. A/NK (b) diagrams for the Shilu monzogranite

表2　石碌二長花崗巖主量(％)、微量和稀土元素(μg/g)分析結果Table 2 Major (％), trace and rare earth (μg/g) element compositions of the Shilu monzogranite

續(xù)表2:

圖 6 石碌二長花崗巖體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)(標準化值引自Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normailized trace element spider diagram (b), for the Shilu monzogranite

表3　石碌二長花崗巖全巖Sm-Nd同位素分析結果Table 3 Sm-Nd isotopic compositions of the Shilu monzogranite

表4　石碌二長花崗巖LA-MC-ICPMS鋯石Hf同位素分析結果Table 4 LA-MC-ICPMS ziron Lu-Hf isotopic compositions of the Shilu monzogranite

目前最常用的花崗巖分類方法是ISMA分類法,其中I、S、M型花崗巖主要是依據(jù)源巖性質劃分。A型花崗巖最早由Loiselle and Wones (1979)提出來,他們將 A 型花崗巖定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)、非造山(anorogenic)的花崗巖, 不涉及物質來源。賈小輝等(2009)綜合國內外學者的研究, 對A型花崗巖特征分別從巖石類型、礦物學特征、地球化學成分上進行了總結, 指出: (1)巖石類型上, A型花崗巖不僅包括堿性巖類, 還包括堿鈣性、弱堿–準鋁、弱過鋁甚至強過鋁質巖石, 幾乎囊括除I、S型花崗巖以外的其他花崗巖; (2)礦物學特征上,主要的礦物組合為石英+(富 Fe)鎂鐵質暗色礦物±堿性長石; (3)化學成分方面, A型花崗巖富硅、堿,貧鈣、鎂、鋁, 高(K2O+Na2O)/Al2O3和 FeOT/MgO比值, 富 Rb、Th、Ta、Y, 貧 Sr、Ba, 具有顯著的Eu負異常, Ga/Al值高, 稀土元素配分模式常呈右傾的海鷗型。本文研究的石碌黑云母二長花崗巖屬于高鉀鈣堿性弱過鋁質巖石, 礦物組合上以石英、斜長石、鉀長石、黑云母為主(圖2), 化學成分高Si、Na和K, 低Ca、Mg, 富Rb、Th、Ta、Y等高場強元素, 貧 Sr、Ba, 稀土元素配分曲線呈現(xiàn)輕稀土富集的右傾型配分模式, 具顯著的Eu負異常, 與A型花崗巖具有一致的地球化學特征。樣品的104×Ga/Al 值(3.02～3.38)和 Zr+Nb+Ce+Y值(223.1～334.8 μg/g)較高, 在Whalen et al. (1987)的成因類型判別圖解中(圖7), 均落入A型花崗巖區(qū)域。

盡管A型花崗巖與高分異的I型、S型花崗巖在地球化學組成上有相似的特點往往很難區(qū)分, 但S型花崗巖通常是過鋁質并且隨著分異程度的增加而更加強烈, 僅根據(jù)特征礦物就可以區(qū)分 S型和 A型花崗巖(King et al., 1997)。此外, S型花崗巖具有高P2O5(均值為0.14％), 低Na2O(均值為2.81％)的特征, 且 P2O5含量與巖石分異程度呈正相關關系(Chappell and White, 1992)。石碌黑云母二長花崗巖中并沒有發(fā)現(xiàn)白云母、石榴石、堇青石等典型富鋁礦物, A/CNK 變化范圍為0.99～1.04, 主體屬準鋁–弱過鋁質。樣品P2O5含量較低(0.005％～ 0.016％), Na2O含量高(2.92％～3.5％), P2O5含量并沒有與 SiO2含量呈現(xiàn)正相關關系, 明顯不同于 S型花崗巖的礦物組合和化學特征, 排除其為高分異的S型花崗巖。

至于高分異的I型花崗巖與A型花崗巖的區(qū)分,目前普遍采用FeOT含量、形成溫度及判別圖解等判別標準加以判定(Whalen et al., 1987; 王強等, 2000;吳福元等, 2007; 賈小輝等, 2009)。A型花崗巖全鐵(FeOT)含量較高(>1.00％), 且形成溫度高(>800 ℃),而高分異I型花崗巖FeOT含量一般小于1.00％, 形成溫度較低(均值764 ℃)(王強等, 2000; 賈小輝等, 2009; 李小偉等, 2010)。石碌黑云母二長花崗巖體FeOT含量為1.62％～2.01％, 據(jù)Watson et al. (2006)Ti溫度計計算的鋯石結晶溫度均值為 814 ℃(表 1),符合上述A型花崗巖的特征。樣品高硅、高分異指數(shù)(DI最小為93.7％)及強烈的Eu負異常均反映巖體經歷了高程度的分異演化作用。綜上, 石碌隱伏二長花崗巖體應屬于高分異鋁質A型花崗巖。

圖7　石碌二長花崗巖體成因類型判別圖解(底圖據(jù)Whalen et al., 1987)Fig.7 Petrogenesis discrimination diagrams for the Shilu monzogranite

4.2 巖石成因

A型花崗巖成因一直飽受爭議, 提出的成因模式也各式各樣, 主要的爭議焦點是巖漿源區(qū)來源問題。目前關于A型花崗巖的巖漿源區(qū)的觀點歸納起來主要有: (1)幔源巖漿結晶分異(Eby, 1990, 1992; Turner et al., 1992; Frost et al., 1999); (2)幔源巖漿與殼源巖漿混合(邱檢生等, 1996; Yang et al., 2006;李艷軍等, 2014); (3)地殼物質部分熔融(Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)。本文所研究的石碌黑云母二長花崗巖樣品明顯高硅(SiO2含量 75.22％～ 76.63％)、富堿(K2O+Na2O=8.01％～8.56％), 相對富集大離子親石元素和輕稀土元素, 顯示陸殼物質參與了成巖作用。較低的 Nb/Ta比值(6.16～9.53), 高的tDM2(Hf) (1.93～2.09 Ga)和tDM2(Nd)(1.43～1.50 Ga)值,同樣顯示地殼物質對成巖作用的貢獻。

巖石Hf同位素特征(εHf(t)= –18.5～ –21.7)表明古老的地殼基底對成巖貢獻很大。海南島結晶基底為抱板群, Li et al. (2002)測得其鋯石U-Pb同位素諧和年齡為1.43 Ga, 確定其為中元古代巖系。本次測得的石碌隱伏花崗巖體二階段Nd模式年齡tDM2(Nd)= 1.43～1.50 Ga, 與基底抱板群的形成年齡一致。εNd(t)值介于–6.28和–7.1之間(表3), 在t–εNd(t)圖上(圖8),樣品位于抱板群地殼演化線和原始地幔演化線之間,顯示有幔源物質參與。較高的鋯石結晶溫度(均值為814 ℃, 最高達 952 ℃)也為地幔物質的上侵提供了依據(jù)(李小偉等, 2010)。因此, 我們傾向于認為石碌黑云母二長花崗巖是幔源物質上侵致使原始基底物質重熔形成的, 而在此過程中伴隨有少量幔源物質的混入。葛小月(2003)報道了海南島早白堊世(136.4±2.2 Ma)基性巖脈的存在, 并指出其為 EMⅡ型富集地幔來源, 為海南島這一時期富集地幔物質的上侵提供了佐證。同時期華南新路火山盆地中的A型花崗巖(133～136 Ma, 楊水源, 2013)及武夷地區(qū)天華山盆地早白堊世的火山–侵入巖(137～144 Ma,蘇慧敏, 2013)研究表明其成巖過程也有地幔物質的參與。另外, 武夷地區(qū)同時代的毛斷高演化I型花崗巖(140.0±1.6 Ma, Li et al., 2012)、南嶺地區(qū)基性巖脈(146.2±2.3 Ma, Wang et al., 2008)和何嶺玄武巖(136.8±0.8 Ma, Chen et al., 2008)等研究表明這一時期華南地區(qū)上侵的幔源物質主要為富集地幔。綜上,石碌黑云母二長花崗巖體極有可能是富集地幔上侵, 致使古老基底重熔, 在此過程中伴隨少量富集地幔物質混合, 熔體經過高度分異演化過程而侵位形成的。

圖8　石碌二長花崗巖體t-εNd(t)圖解(抱板群Nd同位素數(shù)據(jù)引自雷裕紅等, 2005)Fig.8 t vs. εNd(t) diagram for the Shilu monzogranite

4.3 成巖構造背景

海南島地處華南地塊與印支地塊之間, 受太平洋構造域和特提斯構造域兩大地球動力學系統(tǒng)的影響, 具有復雜的地質構造演化歷史。然而, 對海南島基底屬性及其構造區(qū)劃目前尚有爭議, 主要有四種觀點: (1)海南島陸殼是華夏古陸的一部分(譚忠福等, 1991; 丁式江, 1995; 張業(yè)明等, 1997); (2)是中生代從親東岡瓦納(澳大利亞)裂解的塊體(殷鴻福等, 1999); (3)以白沙斷裂或九所–陵水斷裂或昌江–瓊海斷裂為界把海南島劃分為不同的塊體(Metcalfe et al., 1993; 雷裕紅等, 2005; Zhang et al., 2011; Xu et al., 2013); (4)以邦溪–晨星蛇綠巖帶作為華南塊體與印支塊體的縫合帶(Li et al., 2002; Cai and Zhang, 2009;陳新躍等, 2011)。第四種觀點目前基本被認可。邦溪–晨星蛇綠巖Sm-Nd等時線年齡為333±12 Ma (Li et al., 2002), 鋯石U-Pb年齡為345±4 Ma陳新躍等, 2013), 表明古特提斯洋東段開始形成于石炭紀。該洋盆在早三疊世消減關閉使華南(包括海南島北部)和印支塊體(包括海南島中南部)碰撞拼合(Li et al., 2002; 陳新躍等, 2013; 溫淑女等, 2013)。自此海南島與華南地塊成為統(tǒng)一的地塊。

華南地區(qū)中生代巖漿活動發(fā)育, 前人對成巖構造背景研究主要集中于 230～210 Ma、170～150 Ma 和100～90 Ma三個峰值階段, 早白堊世初期巖漿構造背景很少專門論述。然而, 近年來華南的武夷山及南嶺構造帶中有越來越多的早白堊世初期成巖成礦事件的報道, 如蘇村(王強等, 2005)、毛斷(Li et al., 2012)、金山(李真等, 2009)等花崗巖體, 鵝湖嶺組等火山巖(蘇慧敏, 2013), 南嶺地區(qū)基性巖脈(146.2± 2.3 Ma, Wang et al., 2008)和何嶺玄武巖(136.8±0.8 Ma, Chen et al., 2008)等, 以及毛斷(輝鉬礦Re-Os模式年齡 139.0±0.8 Ma, Li et al., 2012)、銅坑嶂(輝鉬礦Re-Os等時線年齡133.8±0.65 Ma, 許建祥等, 2007)、金竹坪(輝鉬礦Re-Os等時線年齡135.5±5.7 Ma, 張家菁等, 2009b)等 Mo-Pb-Zn礦床, 鋸板坑(絹云母Ar-Ar坪年齡139.2±1.5 Ma, 付建明等, 2009)、茅坪(輝鉬礦 Re-Os模式年齡 141.4±2.2 Ma, 曾載淋等, 2009)和大吉山(絹云母 Ar-Ar坪年齡 144.0±0.7 Ma,張文蘭等, 2006)等 W-Sn礦床, 馬坑鐵礦床(輝鉬礦Re-Os模式年齡133.0±0.8 Ma, 張承帥等, 2012)等。另外, 東南沿海火山–侵入巖帶也發(fā)育 145～124 Ma的峰值階段(Guo et al., 2012)。這些地質事件的報道表明早白堊世初期也應為華南地區(qū)一個重要的巖漿活動階段, 甚至是一個重要的成巖成礦時段(Li et al., 2012)。前人也指出該時期是個重要的地球動力學調整的時間段(毛景文等, 2004; 吳根耀, 2006; 薛懷民等, 2009; 毛建仁等, 2014)。對于早白堊世初期的構造背景, 前人普遍認為是伸展背景(王強等,2005; 張岳橋等, 2012)。該時期的 A型花崗巖、A型火山巖、I型花崗巖、基性脈巖及玄武巖的發(fā)現(xiàn),也表明該時期華南地區(qū)處于伸展背景無疑。王強等(2005)總結出139～123 Ma(峰期135±5 Ma)是華南一個重要的 A型花崗巖侵入活動時期。同時, 構造地質學研究也表明, 此時華南處于伸展構造背景(張岳橋等, 2012)。但是, 該時期伸展活動的動力學機制仍存在爭議, 目前主要有大陸伸展和裂谷(Gilder et al., 1996)、古太平洋板塊高角度俯沖(Jahn, 1974; Zhou and Li, 2000; Chen et al., 2014)、古太平洋板塊平板俯沖(Li and Li, 2007; Li et al., 2012)或俯沖角度由緩變陡地殼伸展垮塌引起的區(qū)域性伸展(張岳橋等, 2012)等成因模式。

然而, 詳細的構造應力場研究表明, 從135 Ma開始, 華南地區(qū)構造主壓應力場是以 NNE-SSW 向近水平擠壓為主要特征, 動力源來自于西南方向(萬天豐, 2004)。Wang et al. (2013)也指出142～132 Ma華夏地塊普遍發(fā)育NW-SE向擠壓變形, 受到SW向動力的擠壓作用。另外, 李艷軍等(2013)通過應力場分析也已指出海南石碌鐵礦區(qū)晚燕山期 NNE向壓扭性斷裂由NNE-SSW向擠壓作用形成。顯然, 上述構造成因模式明顯不能解釋早白堊世初期的應力場。一種可能的解釋是早白堊世古太平洋板塊的俯沖作用可能受到了印度板塊北向漂移(Jaeger et al., 1989; Beck et al., 1995; Gilder et al., 1996, 1999; 譚俊等, 2008; 李艷軍等, 2009, Wang et al., 2013)的影響, 華南地區(qū)處于NE向局部伸展環(huán)境。這一模式明顯符合上述NW向擠壓應力場。受印度板塊快速北移的影響, 古太平洋板塊的俯沖作用可能被逐漸減弱(王強等, 2005), 甚至發(fā)生間歇性后撤, 并出現(xiàn)反轉(Tatsumi et al., 1990; Ren et al., 2002; Zhao et al., 2013), 其中135 Ma是個重要的轉換時間點(薛懷民等, 2009; 周濤發(fā)等, 2012)。在此構造背景下, 形成NE向局部伸展環(huán)境。此時期華南地區(qū)形成了一系列NE向早白堊世斷陷盆地, 巖漿侵入作用和火山作用強烈(張岳橋等, 2012)。正是這一巖漿作用, 形成了蘇村 A型花崗巖(王強等, 2005)、毛斷(Li et al., 2012)和金山(李真, 2009)等I型花崗巖、鵝湖嶺組火山巖(蘇慧敏, 2013)、基性巖脈(Wang et al., 2008)和何嶺玄武巖(Chen et al., 2008)等表征伸展構造背景的地質體。

石碌隱伏黑云母二長花崗巖體鋯石 U-Pb年齡為 133±3 Ma (MSWD=0.33), 與上述構造巖漿事件時間一致。在104×Ga/Al-R1和Nb-Y-3×Ga圖解中(圖9), 樣品投點于 PA、A2型花崗巖區(qū)域, 表明巖石形成于板塊碰撞后或后造山伸展構造環(huán)境(Eby, 1992; Hong et al., 1996), 微量元素(Y+Nb)-Rb判別圖解(圖10)中樣品均位于火山弧花崗巖、同碰撞花崗巖與板內花崗巖交界部位, 這一范圍也是后碰撞花崗巖的投影區(qū)域(Pearce, 1996; F?rster et al., 1997), 而非板內裂谷等構造環(huán)境的產物。同時, 瓊南地區(qū)136.4±2.2 Ma富集地幔來源基性巖脈(葛小月, 2003)也反映了該時期海南島處于伸展構造背景。因此,我們認為石碌隱伏黑云母二長花崗巖的侵位與早白堊世初期印度板塊北向漂移擠壓及太平洋板塊俯沖作用減弱造成的局部伸展作用有關。

圖a中: R1=4×Si-11×(Na+K)-2×(Fe+Ti), PA. 造山后A型花崗巖, AA. 非造山A型花崗巖; 圖b中: A1. 大陸裂谷或板內環(huán)境, A2. 陸-陸碰撞或島弧環(huán)境。圖9　石碌二長花崗巖體104×Ga/Al-R1 (a, 據(jù)Hong et al. , 1996)和Nb-Y-3×Ga (b, 據(jù)Eby, 1992)圖解Fig.9 104×Ga/Al vs. R1(a) and Nb-Y-3×Ga (b) diagrams for the Shilu monzogranite

Syn-COLG. 同碰撞花崗巖; WPG. 板內花崗巖; VAG. 火山弧花崗巖; ORG. 洋脊花崗巖; Post-COLG. 后碰撞花崗巖。圖 10 石碌二長花崗巖體(Y+Nb)-Rb判別圖解(底圖據(jù)Pearce, 1996)Fig.10 (Y+Nb) vs. Rb diagram for the Shilu monzogranite

5 結 論

(1) 石碌黑云母二長花崗巖 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為133±3 Ma, 形成于早白堊世初期。

(2) 巖相學、地球化學及 Nd-Hf同位素特征表明石碌黑云母二長花崗巖為高分異鋁質A型花崗巖,是富集地幔上侵致使基底重熔, 并伴隨少量富集地幔物質混合形成的。

(3) 石碌黑云母二長花崗巖體具有后碰撞花崗巖的特征, 形成于早白堊世初期印度板塊北向漂移擠壓及太平洋板塊俯沖作用減弱造成的局部伸展構造背景。

致謝： 論文承蒙中山大學王岳軍教授及另外一位匿名審稿專家的審閱, 對他們提出的寶貴意見和建議表示誠摯的謝意。野外工作過程中得到了海南礦業(yè)股份有限公司陳福雄部長、王永輝和梁將科長的幫助, 在此一致表示感謝。

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Zircon U-Pb Age and Geochemical and Nd-Hf Isotopic Constraints on the Origin of the Early Cretaceous Shilu A-type Granite in Hainan Island, South China

LI Xiang, WEI Junhao*, LI Yanjun and ZHAI Yulin
(Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, Hubei, China)

Mesozoic granites widely distribute in Hainan island, South China. However, U-Pb age, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Early Cretaceous A-type granites have rarely been reported so far. This paper reports a concealed A-type granite, mainly composed of biotite monzogranite, found in drill cores from the Shilu iron deposit (it is called the Shilu A-type granite). LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the A-type granite yields a weighted206Pb/238U mean age of 133±3 Ma (MSWD=0.33), indicating that it was emplaced in the Early Cretaceous. Petrography and geochemical compositions show that the granite belongs to high-K cal-alkaline series and is characterized by high silicon (SiO2=75.22％–76.63％), alkali (K2O+Na2O=8.01％–8.56％) and iron (FeOT=1.62％–2.01％), but low calcium (CaO=0.55％–0.69％) and magnesium (MgO=0.03％–0.15％). The granite is metaluminous to weak peraluminous with A/CNK values in the range of 0.99 to 1.04. The granitic rocks are enriched in large ion lithophile element (e.g. K and Rb) and high field strength elements (e.g. U and Th) but depleted in Ba, Sr. The chondrite normalized REE patterns of the granitic rocks are right dipping with significant negative Eu anomalies (δEu=0.02- 0.08). The evidence from mineralogy and geochemistry suggests that the concealed granite is a highly fractionated aluminous A-type granite. The εNd(t) values range from –6.3 to –7.1 with two-stage model ages tDM2(Nd) from 1.44 to 1.47 Ga. The εHf(t) values of zircon from the A-type granite range from –18.5 to –21.7 and the two-stage model ages tDM2(Hf) range from 1.93 Ga to 2.09 Ga, which suggests that the granite was dominantly derived from the basement with minor enriched mantle materials. The trace element features show that the A-type granite was formed in an extensional tectonic setting in the Early Cretaceous, which was related to the northward movement of the Indian plate and the atteunuation of the subduction of the Pacific plate.

A-type granite; Early Cretaceous; petrogenesis; extensional tectonic setting; Hainan

P595; P597

A

1001-1552(2016)03-0587-016

2015-07-22; 改回日期: 2015-10-18
項目資助: 國家自然科學基金項目(41202054)、中國地質大學(武漢)中央高校基本科研業(yè)務費專項基金(CUG120702)和全國危機礦山“桂東粵西地區(qū)鉛鋅金等礦床成礦規(guī)律總結研究”項目(20089946)聯(lián)合資助。

李翔(1990–), 男, 碩士研究生, 礦產普查與勘探專業(yè)。Email: lixiang9007@163.com

魏俊浩(1961–), 教授, 博士生導師, 從事礦床地球化學、成礦規(guī)律與成礦預測研究。Email: junhaow@163.com