華南早古生代花崗巖中暗色包體的成因: 巖石學、地球化學和鋯石年代學證據(jù)

關義立, 袁 超, 龍曉平, 張運迎, 王鑫玉,黃宗瑩, 陳 蓓, 曲少東

(1.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學院大學, 北京 100049; 3.中煤科工集團西安研究院有限公司, 陜西 西安 710054)

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華南早古生代花崗巖中暗色包體的成因: 巖石學、地球化學和鋯石年代學證據(jù)

關義立1, 2, 袁 超1, 龍曉平1, 張運迎1, 2, 王鑫玉1, 2,黃宗瑩1, 2, 陳 蓓1, 2, 曲少東3

(1.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學院大學, 北京 100049; 3.中煤科工集團西安研究院有限公司, 陜西 西安 710054)

摘 要:早古生代是華南構(gòu)造演化和陸內(nèi)造山過程的關鍵時期。在揚子板塊的東緣, 早古生代花崗巖發(fā)育大量暗色包體。該地區(qū)的宏夏橋巖體(434 Ma)為I-型花崗閃長巖, 其中的暗色包體具有細粒巖漿結(jié)構(gòu), 形態(tài)以橢圓形和水滴狀為主, 與寄主巖的接觸界線清晰。與寄主巖相比, 暗色包體具有較低的SiO2(52.19%～58.72%)含量, 較高的MgO(2.98%～9.28%)、Fe2O3T(6.17%～8.35%)和CaO(5.08%～6.91%)含量, 相似的全堿含量(K2O+Na2O=3.79%～5.92%)。巖相學和地球化學特征顯示這些暗色包體為典型的鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)。寄主巖與暗色包體之間的互相包裹關系說明它們可能是近同時間形成的, 暗色包體的鋯石U-Pb年齡(～430 Ma)與寄主巖年齡(434 Ma)的相接近也支持這一解釋。部分斜長石貫穿包體與寄主巖之間的邊界, 寄主巖中部分斜長石被細粒的黑云母環(huán)繞, 暗色包體中含有大量的針狀磷灰石。電子探針數(shù)據(jù)顯示暗色包體中的斜長石斑晶具有反環(huán)帶特征。這些現(xiàn)象均呈現(xiàn)出高溫的基性巖漿注入到低溫的酸性巖漿并發(fā)生巖漿混合作用的特點。高的Ni(12～171 μg/g)、Cr(69～424 μg/g)含量, 高Mg#(>60)值, 以及低的鋯石εHf(t)值(–2～ –15)表明暗色包體可能來源于富集的巖石圈地幔, 與華夏板塊同時期輝長巖和玄武巖的源區(qū)特征一致。因此, 我們認為早古生代華南板塊東部地區(qū)(揚子板塊東緣+華夏板塊)存在一個廣泛的受古俯沖板塊交代過的巖石圈地幔, 并于430 Ma左右發(fā)生了部分熔融。通過對宏夏橋巖體中MME的成因研究, 我們認為華南早古生代大面積花崗巖的形成可能經(jīng)歷了如下過程: 早古生代造山后的伸展垮塌導致了被古俯沖板片交代的巖石圈地幔發(fā)生部分熔融, 這些高溫的地幔熔體底侵于中下地殼, 使中下地殼發(fā)生大規(guī)模的部分熔融, 在伸展背景下形成了面狀分布的華南早古生代花崗巖。在花崗巖形成過程中, 地幔物質(zhì)不僅有熱量的供應, 而且有物質(zhì)的直接參與。

關鍵詞:華南; 早古生代; 陸內(nèi)造山; 暗色包體; 巖漿混合; 富集巖石圈地幔; 底墊

項目資助: 國家自然科學基金項目(41073031)和中國科學院知識創(chuàng)新項目(KZCX2-YWQ08-3-6)聯(lián)合資助。

0　引 言

華南東部的早古生代造山帶是一個特殊的陸內(nèi)造山帶(Faure et al., 2009; Charvet et al., 2010; Li et al., 2010; Wang et al., 2013a), 其早古生代陸內(nèi)造山過程不僅使前泥盆紀地層發(fā)生了強烈的變形和變質(zhì),而且導致了大面積S-型花崗巖的形成。近期的研究發(fā)現(xiàn), 華南早古生代造山帶中還發(fā)育有少量的基性巖(玄武巖和輝長巖)(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b)和I-型花崗巖(Li et al., 2012; Huang et al., 2013; Zhao et al., 2013)。對于早古生代的基性巖和花崗巖之間的成因關系仍然不清楚, 如地幔物質(zhì)是否參與了花崗巖的形成過程, 還是僅僅提供了熱源？這些問題的解決對花崗巖的成因和演化過程的解析至關重要。

花崗巖的形成常與幔源巖漿的底侵有關(Warren and Ellis, 1996; Seghedi et al., 2004; Zhao et al., 2009)。然而, 對于華南早古生代花崗巖的形成, 目前并沒有發(fā)現(xiàn)地幔巖漿與花崗巖直接作用的證據(jù)?；◢弾r巖體中往往含有大量的包體, 包括捕擄體、殘留體、鎂鐵質(zhì)微粒包體和析離體等。其中, 鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)代表了巖漿混合的產(chǎn)物, 普遍出現(xiàn)在鈣堿性花崗質(zhì)巖石中(Didier and Barbarin, 1991), 這些鎂鐵質(zhì)包體能夠為鈣堿性花崗質(zhì)巖漿的起源和演化提供重要的證據(jù)(Barbarin, 2005)。巖漿混合作用往往伴隨著大量的物質(zhì)交換, 掩蓋了巖漿源區(qū)的部分地球化學信息。然而, 巖石學和鋯石Hf同位素證據(jù)能夠在巖漿演化過程中得到很好的保存,可以作為判斷巖漿混合作用發(fā)生的依據(jù)(Janou?ek et al., 2004)。在沒有基性巖體和基性巖墻出露的情況下, 成分變化較小的暗色包體被用作近似代表原始巖漿。盡管前人對華南早古生代花崗巖有過相關研究,

但是花崗巖體中的暗色包體卻未引起足夠的重視

(Zhang et al., 2012a)。我們選擇揚子東緣的宏夏橋I-

型花崗閃長巖中的暗色包體作為研究對象(圖1), 通過巖石學、鋯石U-Pb年代學和地球化學等多種手段對暗色包體的成因進行了全面細致的研究, 并探討了華南早古生代陸內(nèi)造山帶中大面積花崗巖的巖石成因。

圖1　研究區(qū)地質(zhì)簡圖及采樣點Fig.1 Geological schematic map of the studied area and sample locations

1　地質(zhì)概況和樣品描述

1.1地質(zhì)概況

華南板塊由東南部的華夏板塊和西北部的揚子板塊組成, 它們被近NE-SW走向的江山-紹興斷裂帶分開。新元古代以前, 揚子板塊和華夏板塊是兩個獨立的塊體, 具有不同的地質(zhì)演化歷史。揚子板塊具有太古宙基底(Gao et al., 1999), 而華夏板塊的基底主要為中-新元古代物質(zhì)(Wan et al., 2007; Wang et al., 2007b)。格林威爾期造山作用使揚子板塊與華夏板塊沿江山-紹興斷裂帶拼合到一起形成統(tǒng)一的華南板塊。格林威爾造山后的伸展垮塌形成了南華裂谷并導致了大量的裂谷巖漿作用(Zheng et al., 2008), 但是這個裂谷并沒有完全地撕開華南陸塊, 被稱作“failed rift”(Li et al., 2010)。新元古代(～750 Ma)到奧陶紀, 華南陸塊處于巖漿活動平靜期, 接受了連續(xù)的沉積作用。早古生代陸內(nèi)造山事件不僅導致了南華裂谷的最終閉合, 而且造成了前泥盆紀地層的嚴重變形和變質(zhì), 以及大面積花崗巖的形成。擠壓造山作用使地殼不斷抬升, 導致了華南陸塊, 特別是華南陸塊東部地區(qū)的志留系大面積缺失。泥盆系則不整合覆蓋在前泥盆紀的地層和火成巖之上。早古生代之后, 華南陸塊東部地區(qū)又遭受了兩期強烈的構(gòu)造熱事件, 即中生代的印支期和燕山期陸內(nèi)造山作用, 它們強烈改造了華南前中生代的地殼, 并形成了大面積的火成巖(Wang et al., 2013a)。

華南早古生代陸內(nèi)造山帶的核部位于武夷-云開地區(qū)(Li et al., 2010), 而揚子東緣則處于華南早古生代造山帶的翼部。造山帶內(nèi)早古生代花崗巖呈東多西少的趨勢, 呈面狀分布, 以S-型花崗巖為主。近期的研究發(fā)現(xiàn), 華南早古生代陸內(nèi)造山帶內(nèi)還存在同時期的玄武巖和輝長巖以及基性雜巖體, 被認為是地幔參與造山事件的證據(jù)。這些基性巖具有富集地幔的特征, 被認為是交代的巖石圈地幔發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b; Zhong et al., 2013)。但是, 在花崗巖中卻很難找到地幔物質(zhì)參與的直接證據(jù)。隨著研究的深入, 華南早古生代的I-型花崗巖也相繼被報道(Li et al., 2012; Huang et al., 2013; Zhao et al., 2013)。這些I-型花崗巖主要為塊狀黑云母花崗巖、角閃石黑云母花崗巖和花崗閃長巖。

1.2宏夏橋巖體概況(寄主巖)

宏夏橋巖體位于江山-紹興斷裂帶以西的揚子板塊東緣, 行政區(qū)域上位于湖南省東北部(圖1)。巖體呈眼球狀, 主要由灰白色中?；◢忛W長巖組成,出露面積大約為111 km2。巖體侵入到新元古代的冷家溪群中, 其侵位年齡為434.3 Ma (關義立等, 2013),被泥盆系不整合覆蓋。巖體主要礦物組成為: 石英(10%～20%), 斜長石(40%～50%), 鉀長石(10%～20%),黑云母(5%～15%), 角閃石(10%～15%)。副礦物以鋯石、磷灰石和Fe-Ti氧化物為主, 屬于I-型高鉀鈣堿性花崗閃長巖(關義立等, 2013)。

1.3暗色包體描述

宏夏橋巖體內(nèi)部產(chǎn)出有大量形狀大小各異的暗色包體(圖2)。暗色包體主要由灰黑色細粒的閃長質(zhì)巖石組成, 形態(tài)以橢圓和水滴狀為主(圖2a、b), 包體大小從幾厘米到幾十厘米不等。此外, 巖體邊部可見零星的棱角狀變沉積巖捕擄體(圖2c)。包體與寄主巖之間的界線清晰, 部分包體具有過渡帶(圖2d)或者反向脈(圖2f), 也有包體中包裹有寄主巖(圖2e)。暗色包體與寄主巖中的礦物種類大致相同, 主要為斜長石、堿性長石、石英、黑云母和角閃石, 暗色包體中鎂鐵質(zhì)礦物(角閃石和黑云母)含量更高,為塊狀構(gòu)造, 似斑狀結(jié)構(gòu), 似斑晶主要為板狀斜長石和堿性長石(圖3a～c), 也存在少量的粒狀石英和黑云母斑晶(圖3d～e), 基質(zhì)主要為長條狀斜長石、長柱狀角閃石、片狀黑云母和粒狀石英(圖3)。這種特征與寄主巖的等粒結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造形成鮮明對比。包體中的斑晶多大于1.5 mm, 基質(zhì)顆粒則多小于0.5 mm。斑晶在包體中的比例為10%～20%, 基質(zhì)中斜長石為30%～50%, 角閃石為10%～30%, 黑云母為10%～30%, 石英為1%～3%, 副礦物以磷灰石和不透明的鈦鐵氧化物為主。暗色包體中堿性長石斑晶和石英斑晶中多包裹有細小自形的角閃石、黑云母和斜長石小顆粒(圖3a, b, d), 黑云母似斑晶則為篩孔狀, 篩孔中充填石英、長石和鐵質(zhì)氧化物(圖3e)。部分斜長石似斑晶跨越包體與寄主巖之間的邊界(圖3c), 幾乎所有的斜長石斑晶都有增生邊。磷灰石多為針狀和長柱狀, 以副礦物形式存在于多種礦物中(圖3a, b, d)。

2　分析方法

2.1鋯石的分離、CL圖像采集和U-Pb年代學測定

將暗色包體樣品粉碎至60目以下, 利用重液法和磁選法將鋯石挑選出來, 然后在雙目鏡下對其進行純化。隨機地挑選出100顆左右的鋯石粘到雙面膠帶上, 然后用環(huán)氧樹脂固定鋯石制成鋯石靶并拋光至鋯石的核部暴露出來。在透射光和反射光條件下對鋯石拍照。我們利用中國科學院廣州地球化學研究所的JXA-8100電子探針分析儀采集鋯石的陰極發(fā)光CL圖像, 用于觀察鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和選擇合適的鋯石U-Pb定年點位。U-Pb鋯石定年在香港大學地球科學系完成。測試儀器為裝載在New Wave Research LUV213 nm激光器上的四極桿VGPQExcel ICP-MS。分析點直徑30～50 μm, 采樣頻率10 Hz,輸出能量0.6～1.3 mJ/脈沖。測試標樣和外標校樣以及更詳細的分析條件和分析流程見Xia et al. (2004)。選用ICPMSDataCal8.4 (Liu et al., 2010)軟件對鋯石分析信號進行選擇、漂移校正和定量標準化。利用ISOPLOT (version 3.0)(Ludwig, 2003)進行諧和曲線作圖和年齡計算。

圖2　包體和寄主巖的野外巖石學特征Fig.2 Field petrological characteristics of enclaves and host rocks

2.2全巖地球化學分析

新鮮的巖石樣品被破碎成拇指大小的碎塊之后用5%的稀鹽酸溶液在超聲波條件下清洗, 然后用清水沖洗干凈, 烘干后剔除肉眼看得到的被污染的樣品碎塊。將巖石碎塊在瑪瑙研缽中壓碎磨成小于200目的粉末, 這些粉末被用于主、微量元素分析和Sr-Nd同位素測定, 這些實驗均在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。將樣品和Li2B4O7按質(zhì)量比1∶8的比例混合后高溫熔融成玻璃, 通過型號為Rigaku ZSX100e的X熒光光譜儀對主量元素進行測試分析。XRF分析的精度: SiO2為1%, MnO和P2O5為5%, 其他氧化物為2%(Li et al., 2003)。微量元素(包括REE)分析在中國科學院廣州地球化學研究所的Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000質(zhì)譜儀上進行, 詳細測試過程見Li et al. (2002)。樣品粉末(50 mg)在Teflon杯中用HNO3和HF進行初步溶解, 然后將其放到鋼套中高溫高壓溶解48 h用以將難溶礦物溶解掉。用元素Rh作為內(nèi)標對樣品的信號漂移進行校正。美國地質(zhì)勘探局USGS的巖石標樣G-2、W-2、MRG-1、AGV-1和中國國家?guī)r石標樣GSD-12、GSR-1、GSR-2、GSR-3作為元素濃度計算的標樣。分析精度誤差在5%以內(nèi)。

圖3　暗色包體具有代表性的巖相學照片F(xiàn)ig.3 Representative photomicrographs of MME

2.3Sr-Nd 同位素地球化學分析

利用陽離子樹脂交換柱對Sr和Nd元素進行提取, 鹽酸作為淋洗液。Sr、Nd同位素比值的測定在廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室MC-ICP-MS儀器上完成, 實驗過程具體描述見韋剛健等(2002)和Li et al. (2004)。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd測試的比值分別通過86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219標準化, 而87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的報道比值則分別通過NBS SRM 987標準87Sr/86Sr =0.71025和Shin Etsu JNdi-1標準143Nd/144Nd= 0.512115進行校正(Yuan et al., 2010)。

2.4電子探針分析

電子探針分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室JXA-8100型電子探針儀上完成。其實驗條件為: 1 μm的束斑; 加速電壓為15 kV, 電流為20 nA; 用ZAF校正方法校正。

3　分析結(jié)果

3.1鋯石U-Pb年代學

一個具有相對高Zr-Hf含量的樣品10BG1-02和一個具有相對低Zr-Hf含量的樣品10BG1-06被用于鋯石U-Pb定年, 分析結(jié)果見表1。暗色包體中的鋯石多為淡黃色和半透明狀, 粒狀、棱鏡狀和短柱狀為主, 無繼承核, 鋯石長度為50～100 μm, 長寬比在1～1.5之間。陰極發(fā)光(CL)圖像中鋯石多為斑駁狀,亮暗環(huán)帶多被破壞, 是典型高U-Th含量的鋯石特征選擇具有明顯震蕩環(huán)帶的顆粒進行測試。

樣品10BG1-02和10BG1-06均具有高的Th/U比值, 分別為0.45～1.34和0.62～1.70, 顯示為巖漿鋯石特征。樣品10BG1-02中的17粒鋯石的206Pb/238U年齡集中在423～436 Ma, 其加權(quán)平均值為430.4±1.9 Ma (MSWD=0.98) (圖4a)。樣品10BG1-06中的9顆鋯石的206Pb/238U年齡集中在426～432 Ma, 其加權(quán)平均值為429.8±2.5 Ma (MSWD=0.18) (圖4b)。這兩個包體的206Pb/238U加權(quán)平均年齡值在誤差范圍內(nèi)與寄主巖的年齡434.3 Ma基本一致(關義立等, 2013)。

表1　揚子東南緣宏夏橋巖體中暗色包體10BG1-02和10BG1-06的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定結(jié)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

圖4　LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams

3.2巖石地球化學和同位素地球化學

7個暗色包體主、微量和同位素地球化學分析結(jié)果列于表2。相對于寄主巖, 包體具有相對低的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。包體中的全堿含量(K2O+Na2O=3.79%～5.92%)與寄主巖相當(圖5), 由于包體中的CaO含量高于寄主巖,因此包體具有更低的A/CNK值, 顯現(xiàn)為準鋁質(zhì)特征(圖6a)。包體中具有比寄主巖偏低的K2O含量, 主要表現(xiàn)為高鉀鈣堿性(圖6b)。暗色包體在巖性判別圖中落入閃長巖和輝長閃長巖區(qū)域(圖5)。

圖5　巖石系統(tǒng)命名圖解(宏夏橋巖體數(shù)據(jù)來自關義立等, 2013, 圖中虛線為堿性巖和亞堿性巖的界線據(jù)Cox et al., 1979; Wilson, 1989)Fig.5 Nomenclature diagram for granitoids

相對于寄主巖, 暗色包體中具有更高的相容元素Ni和Cr(圖6c), 更低的不相容元素Ba和Sr(圖6d), 這種特征可能與包體中含有更多的暗色礦物和相對少的長英質(zhì)礦物有關。包體與寄主巖具有相似的稀土配分模式圖, 顯示富集輕稀土元素(LREE)和虧損重稀土元素(HREE), 但包體具有相對低的輕稀土和高的重稀土含量(圖7a)。這種高重稀土含量的特征可能與其含有更多的暗色礦物(如角閃石)相關。部分暗色包體中的輕稀土和U、Th含量明顯低于其他暗色包體中的含量(圖7a, 表2), 可能與富集LREE和Th、U的副礦物(如獨居石和褐簾石等)結(jié)晶分異或分布不均勻相關。從微量元素蛛網(wǎng)圖中可以看出暗色包體和寄主巖都具有富集大離子親石元素(Rb、Ba和K等), 虧損高場強元素(Nb、Ta和Ti 等)的特征(圖7b)。

包體具有較高的(87Sr/86Sr)i比值(0.711524～ 0.714292)和較低的εNd(t)值(-7.03～ -7.33), 與寄主巖的Sr-Nd同位素幾乎重合, 但是個別暗色包體中具有相對低的Sr同位素比值和較高的εNd(t)值(圖8)。

3.3電子探針礦物學結(jié)果

一顆暗色包體中的斜長石斑晶和一顆寄主巖中的斜長石分別被用作電子探針微區(qū)分析, 分析結(jié)果列于表3。 斜長石的背散射圖像顯示其具有環(huán)帶狀的成分分帶特征(圖9a, b)。電子探針數(shù)據(jù)顯示, 寄主巖中的斜長石具有一個高An55的核部和相對穩(wěn)定的幔部An43-46, 以及斜長石牌號逐漸下降的邊部(圖9c)。包體中的斜長石則具有成分相對穩(wěn)定的核部An38-43, 幔部的斜長石牌號An57-56突然升高, 邊部則表現(xiàn)為正常的斜長石牌號逐漸降低的演化趨勢An41-31(圖9d)。寄主巖中斜長石的核部和暗色包體中斜長石的幔部具有幾乎相同的An55值, 而寄主巖中斜長石的幔部和暗色包體中斜長石的核部具有近似相同的An43值?？梢哉J為寄主巖和暗色包體發(fā)生混合時均處于半固態(tài), 晶體可以發(fā)生互相遷移;寄主巖中富鈉斜長石進入到暗色包體之后被富鈣的斜長石包裹, 而暗色包體中富鈣斜長石進入到寄

表2　暗色包體(MME)主量元素(%)、微量元素(μg/g)和Sr-Nd同位素測試結(jié)果(寄主巖平均值據(jù)關義立等, 2013)Table 2 Major (%), trace element (μg/g) concentrations and Sr-Nd isotope for the MME

主巖后被富鈉的斜長石包裹。由于寄主巖中的斜

長石顆粒較大, 所以進入到暗色包體后形成了較大的富鈉斜長石核部。暗色包體中的斜長石顆粒較小, 所以寄主巖中的斜長石具有小的富鈣的核部。

圖6　A/NK-A/CNK圖解(a, 底圖據(jù)Maniar and Piccoli, 1989); K2O-SiO2相關圖解(b, 底圖據(jù)Le Maitre et al., 1989); Ni-Cr相關圖解(c); Sr-Ba相關圖解(d)Fig.6 A/NK vs. A/CNK (a), K2O vs. SiO2(b), Ni vs. Cr (c), and Sr vs. Ba (d) diagrams

圖7　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(wǎng)圖(b)(標準化數(shù)據(jù)來自Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b)

圖8　Sr-Nd (430 Ma)同位素組成圖解Fig.8 (87Sr/86Sr)ivs. εNd(t) (t=430 Ma) diagram

圖9　寄主巖中的斜長石晶體背散射圖像(a)和電子探針數(shù)據(jù)(c); 暗色包體中的斜長石斑晶背散射圖像(b)和電子探針數(shù)據(jù)(d) (白色箭頭為從中心到邊部的電子探針分析路徑, An為鈣長石, Ab為鈉長石)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　斜長石的電子探針數(shù)據(jù)Table 3 Microprobe analysis data of plagioclases

4　討 論

4.1暗色包體成因

酸性巖體中的包體分為五類: 殘留體、同源包體、析離體、捕擄體和鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)(Didier and Barbarin, 1991)。本研究中包體的鋯石年代學顯示其形成年齡為～430 Ma, 在誤差范圍內(nèi)與寄主巖形成年齡434 Ma一致(關義立等, 2013), 包體具有明顯的巖漿結(jié)構(gòu)特征(圖3), 由此可以排除其為殘留體和捕擄體的可能性, 因為這兩種來源的包體都具有比寄主巖年齡偏老的特征。同源包體或堆晶體中的礦物顆粒往往較大, 而且其邊界與周圍的酸性寄主巖之間是漸變的。如果包體是結(jié)晶分異或者堆晶形成的, 由于殘留熔體中的斜長石數(shù)量減少將導致熔體中的Eu負異常明顯, 包體應該具有更高的斜長石含量并表現(xiàn)為Eu和Sr的正異常。圖7顯示, 包體中的Eu異常與寄主巖相當, 而包體中的Sr異常更明顯, 并且包體的巖相學中不具有堆晶結(jié)構(gòu), 因此可以排除包體是寄主巖的同源巖漿堆晶作用形成的可能性。酸性巖體中的析離體主要為豆莢狀和透鏡狀, 礦物顆粒定向排列, 與寄主巖的界線為漸變關系(Didier and Barbarin, 1991)。堆晶的礦物成分也是隨著巖漿的固結(jié)而正向演變, 如斜長石的牌號從中心向邊部逐漸降低的特征, 這與本文中觀察到的包體中斜長石的反環(huán)帶結(jié)構(gòu)相矛盾。相反, 橢圓狀和水滴狀的包體是鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)的主要存在形式(Didier and Barbarin, 1991; Yang et al., 2006),它們與寄主巖的界線清晰截然(圖2)。實驗巖石學的研究表明針狀磷灰石是快速冷卻的結(jié)果(Wyllie et al., 1962), 暗色包體中出現(xiàn)大量的針狀磷灰石代表其具有一個快速降溫的過程(圖3a、3d)。另一個快速降溫的宏觀表現(xiàn)證據(jù)就是反向脈的出現(xiàn)(圖3f),反向脈是由于高溫的暗色包體快速冷卻導致其邊部收縮后寄主巖熔體貫入形成的。暗色包體中斜長石核部具有與寄主巖中斜長石幔部大致相同的斜長石牌號An43(圖9), 說明暗色包體中的斜長石來自寄主巖。部分斜長石似斑晶橫跨在暗色包體與寄主巖的邊界上(圖3c), 這是暗色包體與寄主巖物質(zhì)交換的直接證據(jù)。暗色包體與寄主巖之間的互相包裹關系說明包體與寄主巖是在塑性條件下發(fā)生的混合作用(圖3e)。在鏡下也可以看到寄主巖中的部分斜長石和石英等淺色礦物顆粒被暗色礦物黑云母所包圍(圖3f), 說明在寄主巖巖漿結(jié)晶固結(jié)的過程中有鎂鐵質(zhì)物質(zhì)的加入(Gourgaud, 1991)。暗色包體的巖石學和礦物學顯示其為巖漿來源, 鋯石年代學表明其與寄主巖是同時存在的兩種類型的巖漿。暗色包體中的斜長石似斑晶來自于寄主巖說明基性巖注入到寄主巖中的時候寄主巖還處于流動狀態(tài)(部分結(jié)晶),宏夏橋巖體是高溫的基性巖漿貫入酸性巖漿后巖漿混合不均勻的產(chǎn)物。

4.2基性巖漿源區(qū)

實驗巖石學顯示, 只有超高溫(>1100 ℃)條件下才能讓變玄武巖經(jīng)過脫水熔融形成鎂鐵質(zhì)準鋁質(zhì)低硅熔體(SiO2<56%), 而且這種條件下得到的熔融體具有低Mg#(<44)和高Na2O(>4.3%)含量的特征(Altherr et al., 1999)。然而, 暗色包體中的高Mg#(>60)和低Na2O(<3.13%)含量的特征與其并不符合。暗色包體一旦進入酸性巖就不再發(fā)生結(jié)晶分異作用,其成分的變化主要來自與寄主巖之間的交換(Chen et al., 2009)。暗色包體中Cr(最大值為424 μg/g)和Ni(最大值為171 μg/g)含量也比大陸下地殼Cr(215 μg/g) 和Ni(88 μg/g)含量要高得多(表2), 部分樣品具有低的Cr和Ni含量可能是由于巖漿混合過程中元素遷移所致。因此, 我們認為暗色包體更可能來源于地幔的部分熔融。

雖然包體和寄主巖之間經(jīng)過了礦物和元素的交換, 但是仍然沒有達到完全的成分間平衡, 它們的主量和微量元素均存在著較大的差異(表2), SiO2含量越低的包體與其原始巖漿成分更接近。因此, 我們選擇SiO2最低和Mg#最高的兩個樣品(10BG2-4和10BG2-5)作為初始巖漿成分, 其SiO2和MgO含量分別為52.19%、53.19%和8.56%、9.28%, Mg#為73、75(表2)。暗色包體具有富集的Sr-Nd同位素組成,這種特征有兩種成因: 一種是來自富集的巖石圈地幔的部分熔融; 另一種是來自虧損地幔的部分熔融,但被古老的地殼物質(zhì)強烈混染。如果虧損地幔的熔融體被古老地殼物質(zhì)強烈混染, 不僅會改變其同位素特征, 主、微量元素和Mg#值都會有相應的變化, 如SiO2含量升高, MgO含量和Mg#值降低(Zhong et al., 2013), 這些特征與本次研究的暗色包體不相符。因此, 這兩個具有高MgO含量和Mg#值的樣品并沒有受到明顯的地殼混染作用和寄主巖物質(zhì)交換的影響。我們認為這兩個暗色包體的Sr-Nd同位素與其原始巖漿相當, 來自富集的巖石圈地幔。我們測得的暗色包體鋯石Hf同位素值(εHf(430 Ma)=–2.6～ –11.7)(作者未發(fā)表數(shù)據(jù))同樣支持此推論。

俯沖板片析出流體(或熔體)交代上部的巖石圈地幔是造成地幔富集的主要和普遍的方式(Prouteauet al., 2001)。暗色包體高的Zr/Nb比值、低的Nb/La比值、蛛網(wǎng)圖中低Nb-Ta異常和不明顯的甚至高的Zr-Hf異常更像是島弧巖漿的特征(Pearce and Peate, 1995; George et al., 2003)。因此, 暗色包體可能來自于經(jīng)過板片交代的巖石圈地幔。板片流體和熔體新交代的地幔楔往往具有正的εNd值, 這與暗色包體的εNd(t)值約為-7是相矛盾的。而且, 多種證據(jù)表明華南板塊早古生代時期并不存在洋殼(Wang et al., 2013b)。因此, 這種富集的巖石圈地幔可能來自古板片流體交代過的巖石圈地幔。新元古代時期揚子板塊同華夏板塊沿江山-紹興斷裂帶聚合, 揚子板塊東部匯聚邊緣下的巖石圈地幔經(jīng)歷了板片熔體的交代作用變成富集的巖石圈地幔(Wang et al., 2008; Zhang et al., 2012b)。揚子板塊東部的經(jīng)過板片交代作用后的巖石圈部分熔融形成了高鎂安山巖(Zhang et al., 2012b), 這種高鎂安山巖具有同暗色包體相同的εNd值(圖8), 可能與暗色包體具有相同的源區(qū)。在巖體附近并沒有發(fā)現(xiàn)同時期的來自富集巖石圈地幔的基性火成巖, 我們推測在宏夏橋巖體的下部可能存在基性隱伏巖體。

4.3構(gòu)造演化啟示

研究表明早古生代的陸內(nèi)造山事件導致了華南東部地區(qū)中下地殼的普遍加厚(Li et al., 2010), 并在極短的時間內(nèi)(440～420 Ma)普遍出現(xiàn)了中下地殼部分熔融, 形成大面積呈面狀分布的花崗巖(Wang et al., 2013a)。雖然前人對于這些花崗巖的成因做過大量的工作(Wang et al., 2013a), 但對于呈爆發(fā)式面狀分布的成因機理, 尤其是地幔物質(zhì)在花崗巖形成過程中所承擔的角色并不清楚。

除大面積的早古生代花崗巖外, 華南還發(fā)育少量同期的輝長巖和玄武巖(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013b), 這些少量基性巖同大面積的花崗巖形成鮮明對比。而且, 這些基性巖主要分布于華夏板塊,在揚子板塊同時期僅有個例的基性雜巖在近期被報道(Zhong et al. 2013)。宏夏橋巖體中來自幔源的暗色包體是該時期揚子板塊東緣基性巖漿活動的直接證據(jù), 暗示了巖漿混合作用的發(fā)生, 為殼幔相互作用的提供了直接證據(jù)。

由于早古生代華夏板塊被交代的巖石圈地幔部分熔融形成的基性火成巖與本文討論的起源于富集巖石圈地幔的暗色包體時代(430 Ma)幾乎同時, 因而我們認為早古生代華南陸塊東部的巖石圈之下,可能存在一個分布廣泛的經(jīng)過古板片交代的巖石圈地幔。造山后的伸展垮塌導致這種被交代過的巖石圈地幔大面積部分熔融, 其熔融體上侵并底墊于中下地殼。在這種高溫的底墊作用下, 中下地殼發(fā)生部分熔融形成了呈面狀分布的大面積S-型和少量I-型花崗巖。本文對華南早古生代花崗巖中的暗色包體研究表明, 地幔物質(zhì)不僅為華南大面積的花崗巖的形成提供了熱量, 還直接參與了成巖過程。如前所述, 江山-紹興斷裂帶作為縫合帶將華南板塊分為揚子和華夏兩個板塊, 它們拼合的時間為新元古代(1000～800 Ma)。華夏板塊下的富集巖石圈地幔,被認為是由于新元古代洋殼的俯沖之后交代地幔楔形成的(Wang et al., 2013b)。本文暗色包體的研究顯示了揚子板塊東緣也存在同時期的富集巖石圈地幔。在縫合帶兩側(cè)同時存在富集的巖石圈地?？赡苤甘玖藫P子板塊與華夏板塊拼合時洋殼是雙向俯沖的(Zhao and Cawood, 2012)。

5　結(jié) 論

(1) 華南早古生代宏夏橋巖體中的暗色包體是起源于富集巖石圈地幔的鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME),宏夏橋巖體為巖漿混合后的產(chǎn)物。

(2) 華南大面積的早古生代花崗巖可能為幔源巖漿底墊作用下, 中下地殼同時發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。

致謝： 中山大學王岳軍教授和另一位匿名審稿人對本文進行了認真審閱并提出了寶貴的修改意見, 使得本文質(zhì)量有了新的提高, 在此表示衷心的感謝。

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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

中圖分類號:P595; P597

文獻標志碼:A

文章編號:1001-1552(2016)01-0109-016

收稿日期:2013-11-22; 改回日期: 2014-04-13

第一作者簡介:關義立(1984–), 男, 博士研究生, 巖石地球化學方向。Email: guanyili@gig.ac.cn