陳國(guó)楷, 張 健*, 尹常青, 劉 錦, 余晨穎, 俞鑫源, 劉明飛

華夏地塊東南緣放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義

陳國(guó)楷1, 2, 張 健1, 2*, 尹常青1, 2, 劉 錦1, 2, 余晨穎1, 2, 俞鑫源1, 2, 劉明飛1, 2

(1.廣東省地球動(dòng)力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中山大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東 廣州 510275; 2.南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(珠海), 廣東 珠海 519082)

粵西放雞島地區(qū)位于華夏地塊東南緣, 廣泛出露強(qiáng)烈深熔且剪切變形的花崗質(zhì)巖石, 主要以眼球狀花崗質(zhì)片麻巖為主, 但其形成時(shí)代及成因研究十分薄弱, 其是否與鄰區(qū)(如云開地區(qū)等)經(jīng)歷了相似的早古生代構(gòu)造演化并不確定。本次通過對(duì)放雞島出露的花崗質(zhì)巖石進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年, 同時(shí)開展了全巖地球化學(xué)和鋯石Hf同位素研究, 以探討其巖石成因及其構(gòu)造背景。鋯石U-Pb定年結(jié)果表明, 強(qiáng)烈深熔且變形的花崗質(zhì)片麻巖形成于早志留世(436～432 Ma),并保留了眾多中?新元古代(1183～700 Ma)的繼承鋯石。侵入到該花崗質(zhì)片麻巖中的未變形花崗質(zhì)巖脈結(jié)晶年齡為～427 Ma, 據(jù)此限定了放雞島地區(qū)深熔變形時(shí)代為436～427 Ma。同時(shí), 兩種巖性樣品都顯示出相似的地球化學(xué)和Hf同位素特征?；◢徺|(zhì)片麻巖與未變形的花崗質(zhì)巖脈樣品的鋁飽和指數(shù)A/CNK比值為1.10～1.24, 均顯示出過鋁質(zhì)特征。LREE/HREE值為2.07～3.98, (La/Yb)N值為5.93～22.27, 富集輕稀土元素, 并具有強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常。鋯石Hf()值顯示強(qiáng)烈負(fù)值(?22.8～?4.3),DM2為2820～1688 Ma, 平均值為2028 Ma, 表明該區(qū)花崗質(zhì)巖石來源于華夏地塊古老地殼物質(zhì)的部分熔融。綜合研究顯示放雞島花崗質(zhì)巖體與鄰區(qū)(如云開地區(qū))花崗質(zhì)巖石具有相同的巖石成因, 屬華南早古生代陸內(nèi)造山作用伸展構(gòu)造背景下深熔作用的產(chǎn)物。

華夏地塊; 放雞島; 早古生代; 陸內(nèi)造山; 花崗質(zhì)巖石; 鋯石U-Pb定年

0 引 言

華南板塊由華夏地塊和揚(yáng)子地塊在新元古代沿著江南造山帶拼合形成(圖1a; Zhang et al., 2012c, 2015b; Zhao, 2015; Yao et al., 2019), 其早古生代構(gòu)造?巖漿演化一直是地學(xué)界關(guān)注的焦點(diǎn)。早古生代晚期, 華夏地塊至揚(yáng)子地塊東部地區(qū)經(jīng)歷了強(qiáng)烈的構(gòu)造?熱事件, 導(dǎo)致區(qū)內(nèi)發(fā)育廣泛的變形變質(zhì)作用和地殼重熔型的巖漿活動(dòng)(張國(guó)偉等, 2013; Huang and Wang, 2019), 此次構(gòu)造?熱事件被稱為加里東運(yùn)動(dòng)(舒良樹, 2006)、武夷?云開造山運(yùn)動(dòng)(Li et al., 2010b)或者廣西運(yùn)動(dòng)(Ting, 1929; 陳旭等, 2010, 2014; Wang et al., 2010, 2011)。華南早古生代構(gòu)造?熱事件導(dǎo)致華夏地塊整體抬升, 除了欽防海槽外, 大部分地區(qū)缺乏志留紀(jì)的沉積記錄(Wang et al., 2010; Yao and Li, 2016; Zhang et al., 2018), 并且導(dǎo)致華夏地塊內(nèi)部泥盆紀(jì)之前的地層發(fā)生廣泛韌性剪切變形和褶皺變形, 與上覆泥盆系呈角度不整合接觸(徐克勤等, 1960; 任紀(jì)舜, 1990)。晚古生代, 華夏地塊發(fā)育穩(wěn)定的碳酸鹽巖臺(tái)地相沉積, 缺乏同期的巖漿活動(dòng)記錄(舒良樹, 2012), 標(biāo)志該構(gòu)造?熱事件的結(jié)束。然而, 目前圍繞華南早古生代大地構(gòu)造框架及演化時(shí)限仍然存在較大的爭(zhēng)議, 一些學(xué)者根據(jù)蛇綠混雜巖、弧火山巖等證據(jù), 認(rèn)為該時(shí)期揚(yáng)子地塊與華夏地塊之間存在大洋(稱為“華南洋”), 此構(gòu)造?熱事件是由于華南洋向揚(yáng)子地塊俯沖消亡形成, 并導(dǎo)致?lián)P子地塊和華夏地塊最終碰撞拼貼成為統(tǒng)一的華南板塊(Guo et al., 1989; Hsü et al., 1990; 陳洪德等, 2006; 彭松柏等, 2006, 2016a, 2016b; 覃小鋒等, 2017; Liu et al., 2018)。但近年來隨著高精度定年研究不斷發(fā)展, 原先認(rèn)為的早古生代蛇綠混雜巖(Guo et al., 1989; Wang and Mo, 1995)實(shí)際形成于新元古代(850～ 800 Ma; Li et al., 2005; Shu et al., 2011)。結(jié)合早古生代彌散面狀、不具板塊俯沖碰撞的帶狀分布巖漿活動(dòng)特征, 以及揚(yáng)子地塊與華夏地塊具有早古生代早中期統(tǒng)一陸內(nèi)海盆的沉積記錄(Wang et al., 2010; Yao et al., 2015)等證據(jù), 部分學(xué)者認(rèn)為陸內(nèi)造山模式能更好地解釋上述特征(Shu et al., 2006, 2011; Charvet et al., 2010; Charvet, 2013; Wang et al., 2013b)。但是, 陸內(nèi)造山作用未能充分解釋早古生代華南內(nèi)部的地質(zhì)現(xiàn)象, 如高壓變質(zhì)作用的存在(Zhao and Cawood, 1999, 2012)。為了更好地了解華南早古生代構(gòu)造?熱事件的演化時(shí)限和影響范圍, 需要在更廣泛地區(qū)開展深入研究。

花崗質(zhì)巖石由于具有易于精確定年、特征的地球化學(xué)指示等優(yōu)勢(shì), 一直都是研究陸殼演化的重要對(duì)象(Abdallah et al., 2007; Castro, 2014; Vigneresse, 2014; Foden et al., 2015; 王孝磊, 2017)。華夏地塊東南緣、粵西放雞島一帶廣泛出露早古生代花崗質(zhì)巖石, 這些巖石普遍受強(qiáng)烈的深熔和剪切作用, 廣泛發(fā)育糜棱葉理, 是深入認(rèn)識(shí)華夏地塊東南緣構(gòu)造演化的最佳場(chǎng)所(圖1b)。然而目前對(duì)華夏地塊東南緣放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石時(shí)代及成因尚未有相關(guān)的研究報(bào)道。本文以該區(qū)花崗質(zhì)巖石為切入點(diǎn), 對(duì)其進(jìn)行地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素研究, 探討其巖石成因及形成環(huán)境, 為深入理解華南早古生代構(gòu)造演化歷史提供新的制約。

圖1 華南早古生代造山作用影響范圍(a;據(jù)Li et al., 2010b修改)和研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b;據(jù)廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988修改)

1 地質(zhì)背景與樣品采集

華夏地塊北端以蘇魯?大別造山帶與華北板塊相接, 西南端以Song Ma縫合帶與印支地塊相鄰, 西段以紹興?江山?安化?羅成斷裂與揚(yáng)子地塊相隔, 東臨太平洋(圖1a)。華夏地塊主要由云開地體、南嶺地體和武夷地體組成, 最古老的基底巖石為閩西北麻源群中1857～1851 Ma的片麻狀花崗巖(Li et al., 2011a)和浙西南古元古界八都群, 由含榴黑云斜長(zhǎng)片麻巖、黑云變粒巖、花崗質(zhì)片麻巖和少量斜長(zhǎng)角閃巖等變質(zhì)表殼巖組成, 其經(jīng)歷了古元古代(～1850 Ma)和印支期(. 250～230 Ma)兩期構(gòu)造?熱事件的疊加改造(Yu et al., 2009, 2012a; Li et al., 2017)。云開地體位于兩廣地區(qū), 面積大約2500 km2, 為吳川?四會(huì)深斷裂、晨溪?博白斷裂所圍限, 區(qū)域內(nèi)出露前寒武紀(jì)基底為古元古界天堂山群、早?中元古代高州雜巖和新元古界?早古生界云開群(韓坤英等, 2017;周岱等, 2017)。天堂山群主要由片麻巖、石英巖、變粒巖等組成, 巖石變質(zhì)程度達(dá)到角閃巖相。高州雜巖主要為泥砂質(zhì)陸源碎屑巖, 變質(zhì)程度達(dá)到角閃巖相, 此外還有由片巖、副片麻巖、大理巖以及石英巖構(gòu)成的變質(zhì)表殼巖石及混合巖, 局部達(dá)麻粒巖相(Wan et al., 2010; 周雪瑤等, 2015)。云開群主要為陸源碎屑巖夾基性?酸性火山巖組合, 由板巖、片巖、千枚巖以及副片麻巖、斜長(zhǎng)角閃巖和大理巖組成, 變質(zhì)程度基本為綠片巖相, 局部可達(dá)到角閃巖相(Wan et al., 2010; Zhang et al., 2012a; 柯賢忠等, 2018)。除此之外, 區(qū)域內(nèi)還出露震旦系?寒武系和早古生代巖漿巖。早古生代巖漿巖以二云母花崗巖和二長(zhǎng)花崗巖為主, 主體結(jié)晶年齡為450～420 Ma(Zhong et al., 2016; Yan et al., 2017), 多呈片麻狀構(gòu)造和過鋁質(zhì)特征, 被認(rèn)為是變質(zhì)基底再造和地殼深熔作用的產(chǎn)物(王江海等, 1999; Liu et al., 2010a; Wang et al., 2013a)。

研究區(qū)位于華夏地塊東南緣(圖1a), 毗鄰云開地體, 區(qū)內(nèi)出露地層為早?中元古代高州雜巖、寒武系八村群石英云母片巖和第四紀(jì)沉積, 出露的巖漿巖為早古生代和中生代花崗巖。采樣點(diǎn)分布在研究區(qū)最南端的三座島嶼, 自東向西依次為青洲島、竹洲島和放雞島(圖1b)。區(qū)內(nèi)主體為強(qiáng)烈糜棱巖化的花崗質(zhì)片麻巖, 巖石具有中粗粒結(jié)構(gòu), 發(fā)育透入性面理, 一系列未變形的中粗粒二長(zhǎng)花崗巖呈脈狀侵入到花崗質(zhì)片麻巖中, 并截切了透入性面理(圖2a)?；◢徺|(zhì)片麻巖中主要造巖礦物如鉀長(zhǎng)石經(jīng)歷了強(qiáng)烈剪切作用而形成不對(duì)稱旋斑(圖2b); 且?guī)r石中發(fā)育近平行于片麻理的淺色熔體條帶, 表明巖體經(jīng)歷深熔作用(圖2c)。區(qū)域上, 透入性面理受后期寬緩?緊閉褶皺的疊加, 局部發(fā)育褶劈理(圖2d)。除此之外, 花崗質(zhì)片麻巖中還發(fā)現(xiàn)有呈布丁體構(gòu)造的變沉積巖殘留體(圖2e), 表明其與花崗質(zhì)片麻巖一同經(jīng)歷了剪切變形作用, 可能為源區(qū)部分熔融的殘留。

變形的花崗質(zhì)片麻巖呈眼球狀構(gòu)造, 絕大多數(shù)斑晶為長(zhǎng)石, 且可見石榴石斑晶(圖3a), 大多存在富鋁質(zhì)礦物。該類巖石主要礦物組合為斜長(zhǎng)石(～30%)、鉀長(zhǎng)石(～30%)、石英(～25%)、黑云母(～10%)、白云母(～3%)和石榴子石(～2%)。云母與長(zhǎng)石等礦物呈定向排列, 形成透入性片麻理(圖3b)。同時(shí), 花崗質(zhì)片麻巖遭受韌性剪切作用, 可見長(zhǎng)石斑晶沿著糜棱面理方向排列, 基質(zhì)含量小于10%, 為初糜棱巖(圖3c)。

未變形的二長(zhǎng)花崗巖為似斑狀結(jié)構(gòu), 主要礦物為鉀長(zhǎng)石(～35%)、斜長(zhǎng)石(～30%)、石英(～25%)、黑云母(～5%)和白云母(～5%)。長(zhǎng)石斑晶和基質(zhì)中的石英顆粒間均呈穩(wěn)定的“三聯(lián)晶結(jié)構(gòu)”(圖3d), 表明巖體結(jié)晶過程及之后均未經(jīng)歷強(qiáng)烈的韌性剪切作用。長(zhǎng)石斑晶為自形粒狀結(jié)構(gòu), 發(fā)生脆性斷裂變形, 石英沿?cái)嗔衙嫣畛? 顯示后期經(jīng)歷了較淺層次的變形(圖3e), 與主體顯示出較深層次的變形的花崗質(zhì)片麻巖有明顯區(qū)別。局部地區(qū), 二長(zhǎng)花崗巖發(fā)育少量石英的亞顆粒旋轉(zhuǎn)動(dòng)態(tài)重結(jié)晶(圖3f), 表明二長(zhǎng)花崗巖可能在主體花崗質(zhì)片麻巖遭受剪切變形作用的晚期侵入, 或者在該期剪切變形作用結(jié)束后侵入至花崗質(zhì)片麻巖中, 之后兩者一同經(jīng)歷后期較弱的變形事件。

本次共采集11個(gè)花崗質(zhì)片麻巖樣品和6個(gè)未變形二長(zhǎng)花崗巖樣品, 對(duì)其中3個(gè)花崗質(zhì)片麻巖(18YX09-1、18YX11-1和18YX18-2)和1個(gè)未變形二長(zhǎng)花崗巖樣品(18YX17-1)進(jìn)行LA-ICPMS鋯石U-Pb定年和鋯石Hf同位素測(cè)試, 對(duì)其余8個(gè)花崗質(zhì)片麻巖和5個(gè)未變形二長(zhǎng)花崗巖樣品進(jìn)行主量、微量元素測(cè)試。具體的采樣位置及巖相學(xué)特征見表1。

(a) 未變形二長(zhǎng)花崗巖脈侵入到糜棱巖化的花崗質(zhì)片麻巖中, 并截切主體面理; (b) 花崗質(zhì)片麻巖經(jīng)歷剪切變形作用, 見不對(duì)稱長(zhǎng)石旋斑, 同時(shí)富含石榴子石等富鋁礦物; (c) 花崗質(zhì)片麻巖中淺色熔體條帶, 平行于主體面理; (d) 透入性面理受到了后期寬緩?緊閉褶皺的疊加, 局部發(fā)育褶劈理; (e) 花崗質(zhì)片麻巖中的變沉積巖殘留體。礦物代號(hào): Grt. 石榴子石。

2 實(shí)驗(yàn)方法

全巖主量、微量元素分析在南京聚譜檢測(cè)科技有限公司完成的, 主量元素采用帕納科AxiosMAX XRF進(jìn)行分析, 精度優(yōu)于5%。微量元素采用Agilent 7700x 電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)進(jìn)行分析, 稱取40 mg全巖粉末放置于聚四氟乙烯溶樣彈中, 加入1.0 mL氫氟酸與0.5 mL濃硝酸, 密封后放置烘箱中加熱72 h以確保樣品被徹底消解。將消解液稀釋2000倍后, 以霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測(cè)定微量元素。

鋯石分選在河北廊坊誠(chéng)信地質(zhì)有限公司進(jìn)行, 將新鮮的巖石樣品粉碎后, 通過磁選和重液法挑選出鋯石, 每個(gè)樣品在雙目鏡下挑出110～150顆無(wú)氧化、無(wú)污染、晶形較好、透明度高的鋯石, 之后將鋯石置于環(huán)氧樹脂中制靶。然后拋光, 進(jìn)行反射光、透視光及陰極發(fā)光(Cathodo-luminescence, CL)照相。鋯石陰極發(fā)光圖像在中山大學(xué)掃描電鏡實(shí)驗(yàn)室完成的。進(jìn)行鋯石U-Pb年齡測(cè)試時(shí), 盡量選取避免內(nèi)部含包裹體、裂隙的部位。LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年和LA-MC-ICP-MS鋯石Hf同位素測(cè)試在南京聚譜檢測(cè)科技有限公司完成。鋯石U-Pb定年采用型號(hào)為RESOlution LR的193 nm ArF 準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng), 以及型號(hào)為Agilent 7700x四極桿型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)。束斑直徑為33 μm, 能量密度為5.12 J/cm2, 頻率為5 Hz, 共剝蝕50 s。測(cè)試過程中以標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1為盲樣, 檢驗(yàn)U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量(Jackson et al., 2004)。以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500為外標(biāo), 校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾(Wiedenbeck et al., 1995)。以NIST SRM 610為外標(biāo), 以Si為內(nèi)標(biāo)標(biāo)定鋯石中的Pb元素含量, 以Zr為內(nèi)標(biāo)標(biāo)定鋯石中其余微量元素含量(Liu et al., 2010c; Hu et al., 2011)。原始的測(cè)試數(shù)據(jù)經(jīng)過 ICPMSDataCal 8.4 軟件離線處理完成(Liu et al., 2010b, 2010c), 加權(quán)平均年齡的計(jì)算采用軟件Isoplot ver. 4.15(Ludwig, 2003)。

(a) 花崗質(zhì)片麻巖中石榴石斑晶; (b) 花崗質(zhì)片麻巖中暗色礦物定向排列形成片麻理; (b) 花崗質(zhì)片麻巖遭受糜棱巖化作用, 見長(zhǎng)石斑晶定向拉長(zhǎng), 基質(zhì)含量<10%, 為初糜棱巖; (d) 二長(zhǎng)花崗巖中“三聯(lián)點(diǎn)”結(jié)構(gòu), 夾角為近120°; (e) 二長(zhǎng)花崗巖中長(zhǎng)石為自形粒狀結(jié)構(gòu), 經(jīng)歷脆性破裂變形, 石英沿破裂面生長(zhǎng); (f) 二長(zhǎng)花崗巖中局部見石英亞顆粒旋轉(zhuǎn)動(dòng)態(tài)重結(jié)晶。礦物代號(hào): Bi. 黑云母; Grt. 石榴子石; Kfs. 鉀長(zhǎng)石; Ms. 白云母; Pl. 斜長(zhǎng)石; Qz. 石英。

表1 巖石樣品采集位置及巖相學(xué)特征.

對(duì)鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)諧和度>97%的點(diǎn)位進(jìn)行LA-MC-ICP-MS鋯石Hf同位素原位測(cè)試, 采用儀器型號(hào)為Nu Plasma Ⅱ的多接收器型號(hào)電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)。儀器能量密度為3.5 J/cm2,束斑直徑為50 μm, 頻率為8 Hz, 每個(gè)點(diǎn)位剝蝕40 s。測(cè)試過程中每隔15顆樣品鋯石, 依次測(cè)試1顆標(biāo)準(zhǔn)鋯石(包括GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank、Penglai), 以檢驗(yàn)鋯石Hf同位素比值數(shù)據(jù)質(zhì)量(Yuan et al., 2008)。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 主量、微量元素

主量、微量元素測(cè)試結(jié)果見表2。結(jié)果顯示, 花崗質(zhì)片麻巖具有較高的SiO2(68.13%～71.46%)和Al2O3含量(13.61%～14.39%), 且K2O含量(3.16%～4.32%)高于Na2O(2.18%～2.49%), 具有高Fe2O3(3.85%～ 5.08%)、低MgO(1.16%～1.63%)和P2O5(0.14%～0.17%)含量的特征。在A/NK-A/CNK圖中, 樣品點(diǎn)落在過鋁質(zhì)區(qū)域(圖4a); 鋁飽和指數(shù)(ASI)為1.10～1.17, 顯示出強(qiáng)過鋁質(zhì)特征。在K2O-SiO2圖中, 樣品點(diǎn)落在高鉀鈣堿性系列范圍(圖4b)?；◢徺|(zhì)片麻巖具有較高稀土元素總量(∑REE=262×10?6～304×10?6), 在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解中, 樣品呈輕稀土元素富集的右傾型配分模式, 除了一個(gè)樣品(18YX11-2)的(La/Yb)N值大于20外, 其余樣品(La/Yb)N值為6.48～11.81, 總體上表現(xiàn)出較高(La/Yb)N值特征; 并且具有強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常(δEu=0.42～0.53)(圖5a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中, 樣品顯示富集大離子親石元素U、Th、Rb, 虧損Sr、Ti、P和高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta等特征(圖5b), Nb/Ta值為11.30～ 20.37(平均值為16.40), 具有地殼部分熔融產(chǎn)物的特征。Sr和Eu的虧損表明巖漿源區(qū)存在斜長(zhǎng)石的堆晶作用, P和Ti的虧損則是磷灰石和鈦鐵礦等副礦物分離結(jié)晶的結(jié)果。

表2 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石主量(%)和微量元素(×10?6)組成

續(xù)表2:

圖4 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石A/NK-A/CNK(a)和K2O-SiO2(b)圖解(a據(jù)Maniar and Piccoli, 1989; b據(jù)Rickwood, 1989)

圖5 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(原始地幔與球粒隕石數(shù)據(jù)引自 Sun and McDonough, 1989)

與花崗質(zhì)片麻巖樣品相比, 未變形二長(zhǎng)花崗巖樣品具有更高的SiO2(72.43%～74.00%)、K2O(5.06%～ 6.64%)、Na2O含量(1.87%～2.99%)和較高的Al2O3含量(12.66%～14.25%), 但Fe2O3(1.14%～2.01%)和MgO含量(0.29%～0.62%)偏低, 與巖相學(xué)觀察到的黑云母等暗色礦物含量較少結(jié)果一致。在A/NK-A/CNK圖中, 樣品點(diǎn)落在過鋁質(zhì)區(qū)域(圖4a); 鋁飽和指數(shù)(ASI)為1.12～1.24, 為強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖。在K2O-SiO2圖上, 樣品點(diǎn)落在鉀玄巖系列范圍內(nèi)(圖4b)。除了樣品18YX04-1 稀土元素總量略低(∑REE=88.5×10?6)外, 其余樣品具有較高稀土元素總量(∑REE=144×10?6～ 177×10?6), 但總體含量均低于花崗質(zhì)片麻巖。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解中, 樣品顯示出右傾型配分模式, (La/Yb)N值在5.93～14.73之間變化, 顯示富集輕稀土元素、虧損重稀土元素的特征; 且具有強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常(δEu=0.26～0.68)(圖5a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中, 樣品顯示富集大離子親石元素U、Th、Rb, 虧損Sr、Ti和高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb(圖5b)。與花崗質(zhì)片麻巖相比, 二長(zhǎng)花崗巖樣品Sr和Ti虧損程度更為顯著; Nb/Ta值變化范圍為5.33～10.81(平均值為7.5)。

3.2 鋯石U-Pb定年

對(duì)4個(gè)樣品進(jìn)行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年分析, 共獲得117個(gè)有效數(shù)據(jù)點(diǎn), 具體測(cè)試結(jié)果見表3。

3.2.1 花崗質(zhì)片麻巖

花崗質(zhì)片麻巖樣品18YX09-1采自青洲島。其鋯石顆粒晶形完好, 透明度高, 長(zhǎng)約150～300 μm, 大多數(shù)呈短柱狀, 長(zhǎng)寬比為1.5∶1～4∶1。CL圖像顯示, 這些鋯石大多數(shù)具有核邊結(jié)構(gòu)(圖6a), 鋯石邊部呈灰白?淺白色, 亮度高, 發(fā)育明顯的巖漿振蕩環(huán)帶, 其Th/U值為0.10～0.47, 多數(shù)集中在0.10～ 0.26之間, 具巖漿鋯石的特征; 鋯石內(nèi)核通常為深黑色, 部分形狀較自形并且具有巖漿振蕩環(huán)帶, 部分呈渾圓狀, 表現(xiàn)出碎屑鋯石的特征, 其Th/U值為0.15～1.44, 多數(shù)集中在0.49～1.16之間。對(duì)該樣品的23顆鋯石43個(gè)點(diǎn)位進(jìn)行U-Pb定年分析, 獲得20個(gè)邊部巖漿鋯石年齡, 其中18個(gè)加權(quán)平均年齡為436±3 Ma(MSWD=1.8,=18), 代表了巖體的結(jié)晶年齡(圖7a)。18個(gè)核部鋯石定年分析點(diǎn)的U-Pb年齡范圍為1183～634 Ma之間。另外5個(gè)核部鋯石年齡(450±4 Ma、450±7 Ma、454±6 Ma、477±6 Ma、523± 8 Ma)可能為混合年齡。

續(xù)表3:

續(xù)表3:

圖6 鋯石陰極發(fā)光圖像

圖7 鋯石U-Pb年齡諧和圖

花崗質(zhì)片麻巖樣品18YX11-1采自放雞島。鋯石顆粒晶形完好, 長(zhǎng)度約100～300 μm, 呈短柱狀, 長(zhǎng)寬比為1∶1～3∶1。CL圖像顯示鋯石邊部具有明顯的結(jié)晶振蕩環(huán)帶(圖6b), 且Th/U值多集中在0.11～0.30之間, 表明為巖漿成因; 核部繼承鋯石具有較復(fù)雜的結(jié)構(gòu)和形態(tài), 且多數(shù)呈渾圓狀, 其Th/U值為0.19～1.26, 多數(shù)集中在0.30～0.80之間。對(duì)該樣品13顆鋯石23個(gè)點(diǎn)位進(jìn)行U-Pb定年分析, 除了一個(gè)分析點(diǎn)(點(diǎn)位-09)外, 其他點(diǎn)均落在諧和線上或諧和線附近。邊部巖漿鋯石獲得的加權(quán)平均年齡為432±4 Ma(MSWD=2.4,=10), 代表了巖體的結(jié)晶年齡(圖7b)。核部繼承鋯石的U-Pb年齡分散, 多為1124～745 Ma之間, 表明其碎屑鋯石成因。另有3個(gè)核部鋯石測(cè)點(diǎn)年齡為441±4 Ma、455±4 Ma、472±7 Ma, 可能為混合年齡。

花崗質(zhì)片麻巖樣品18YX18-2采自竹洲島。鋯石顆粒晶形完好, 呈短柱狀?長(zhǎng)柱狀, 粒徑約100～400 μm, 長(zhǎng)寬比為1∶1～4∶1。CL圖像顯示大多數(shù)鋯石均具有明顯的繼承核(圖6c), 其邊部為灰白?淺白色, 發(fā)育明顯的巖漿振蕩環(huán)帶, Th/U值多數(shù)集中在0.10～0.32之間, 表明其為巖漿成因; 1個(gè)鋯石邊部無(wú)分帶結(jié)構(gòu)(圖6c中最后一顆鋯石), Th/U值為0.08, 可能為變質(zhì)增生成因; 核部繼承鋯石的Th/U值為0.13～1.83, 多數(shù)集中在0.20～1.07之間。對(duì)該樣品17顆鋯石26個(gè)點(diǎn)位進(jìn)行U-Pb定年分析, 大多數(shù)分析點(diǎn)落在諧和線上或諧和線附近。其中邊部巖漿鋯石加權(quán)平均年齡為433±4 Ma(MSWD=3.3,=12), 代表了巖體的結(jié)晶年齡(圖7c)。變質(zhì)增生成因206Pb/238U年齡為432±4 Ma。核部除了一個(gè)繼承鋯石206Pb/207Pb年齡為2163±19 Ma外, 其他繼承鋯石U-Pb年齡分布在1128～778 Ma之間; 另點(diǎn)位07、09和25獲得206Pb/207Pb年齡分別為1306±22 Ma、2425±16 Ma和3103±15 Ma, 雖然諧和度均>90%, 但由于Pb丟失導(dǎo)致偏離諧和線。另有3個(gè)測(cè)試點(diǎn)年齡為447±4 Ma、458±4 Ma、465±6 Ma, 可能為混合年齡。

3.2.2 未變形二長(zhǎng)花崗巖脈

二長(zhǎng)花崗巖脈樣品18YX17-1采自放雞島, 呈脈狀侵入到片麻巖主體中, 并截切透入性面理(圖2a)。鋯石顆粒晶形完好, 透明度高, 長(zhǎng)度約100～300 μm, 呈短柱狀, 長(zhǎng)寬比為1∶1～3∶1。CL圖像顯示鋯石邊部呈灰白?淺白色, 亮度高, 發(fā)育明顯的振蕩環(huán)帶(圖6d), Th/U值為0.07～0.29, 多數(shù)集中在0.12～0.17之間, 顯示巖漿成因的特征; 繼承鋯石內(nèi)核Th含量為26×10?6～511×10?6, U含量為207×10?6～1248×10?6, Th/U值為0.19～1.26, 多數(shù)集中在0.30～0.80之間。對(duì)該樣品23顆鋯石28個(gè)點(diǎn)進(jìn)行U-Pb定年分析, 大多數(shù)分析點(diǎn)落在諧和線上或諧和線附近。邊部巖漿鋯石分析點(diǎn)的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為427±5 Ma (MSWD=2.8,=10), 代表了巖體的結(jié)晶年齡(圖7d)。點(diǎn)位04和05位于同一顆鋯石中, Th/U均小于0.1,206Pb/238U年齡分別為382±4 Ma和411±4 Ma, 但是據(jù)CL圖, 382±4 Ma對(duì)應(yīng)的年齡點(diǎn)位對(duì)應(yīng)巖漿鋯石環(huán)帶, 非變質(zhì)鋯石, 該年齡的數(shù)據(jù)在華夏地塊鮮有報(bào)道, 可能為混合年齡, 需要未來工作進(jìn)一步核實(shí)。15個(gè)繼承內(nèi)核分析點(diǎn)的U-Pb年齡在1018～431 Ma之間變化, 其中499～454 Ma等7個(gè)定年結(jié)果可能為混合年齡, 其余繼承鋯石206Pb/238U年齡在1066～ 665 Ma之間。

3.3 鋯石Hf同位素

對(duì)80個(gè)諧和度均在97%及以上的鋯石定年測(cè)試點(diǎn)位進(jìn)行了Hf同位素原位測(cè)試, 結(jié)果見表4。

結(jié)果顯示, 4個(gè)樣品的176Lu/177Hf比值為0.000106～ 0.002511, 表明鋯石在形成之后具有較小的放射性成因Hf的積累, 測(cè)定的176Hf/177Hf結(jié)果可靠, 可代表體系初始形成時(shí)Hf同位素的組成(吳福元等, 2007)。(176Hf/177Hf)的變化范圍在0.281576～0.282539之間, Hf同位素成分比較均一, 加權(quán)平均值0.282208, 顯示4個(gè)樣品具有近似的鋯石Hf同位素組成。在二階段模式年齡DM2頻數(shù)分布直方圖中, 巖漿鋯石DM2為2820～1688Ma, 主要集中在2200～1700 Ma之間(圖8b), 其Hf()均為負(fù)值, 主要集中在?15.6～?4.3之間(圖8c), 揭示了研究區(qū)的花崗質(zhì)巖石來源于古老地殼物質(zhì)的再循環(huán)。在Hf()-年齡圖解中, 繼承鋯石Hf()主要集中在?15.7～8.3, 除了少量具有較高的Hf()值之外, 其他繼承鋯石落在巖漿鋯石177Lu/177Hf演化線所圍限的區(qū)域內(nèi)(圖8a), 即兩者的DM2相近, 表明巖漿鋯石與核部的繼承鋯石的源區(qū)來自晚太古代?古元古代殼源物質(zhì)的重熔。

4 討 論

4.1 花崗質(zhì)巖漿侵位時(shí)代及成因

華南板塊大量發(fā)育早古生代巖漿巖, 主要分布在揚(yáng)子地塊東部至華夏地塊的廣大區(qū)域(圖9)。針對(duì)早古生代巖漿巖, 前人研究已獲得一批高精度的定年結(jié)果, 例如云開地區(qū)寧潭片麻狀二長(zhǎng)花崗巖鋯石U-Pb年齡為433～426 Ma(夏金龍等, 2018); 恩平二長(zhǎng)花崗巖鋯石U-Pb年齡為429±3 Ma(Yu et al., 2018); 羅定花崗巖鋯石U-Pb年齡為443～426 Ma(Yan et al., 2017); 臺(tái)山花崗巖鋯石U-Pb年齡為436±6 Ma (Huang et al., 2013)。除了大面積分布的早古生代花崗巖外, 云開地區(qū)還出露少量的基性巖類如輝長(zhǎng)巖等(Yao et al., 2012; Wang et al., 2013c, 2018; 徐暢等, 2019), 其侵位時(shí)代約為435～420 Ma, 與花崗巖類的侵位時(shí)代大致相同。武夷地區(qū)和南嶺地區(qū)也發(fā)育了同期的早古生代花崗巖(Li et al., 2010a; 張愛梅等, 2010; Xia et al., 2014; 李建華等, 2015)。本次研究得到花崗質(zhì)片麻巖結(jié)晶年齡為436～432 Ma, 未變形二長(zhǎng)花崗巖脈結(jié)晶年齡為427±5 Ma, 即放雞島花崗質(zhì)巖石的侵位時(shí)代為436～427 Ma, 為早志留世, 與上述巖漿活動(dòng)的時(shí)代一致, 表明放雞島巖體是華南早古生代構(gòu)造?熱事件的產(chǎn)物。

表4 花崗質(zhì)巖石樣品鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)

續(xù)表4:

圖8 鋯石εHf(t)-年齡演化圖(a)、tDM2頻數(shù)分布直方圖(b)和εHf(t)頻數(shù)分布直方圖(c)

圖9 華南早古生代花崗質(zhì)巖石分布范圍及其成巖時(shí)代(據(jù)Li et al., 2010b; Wang et al., 2013a修改)

放雞島地區(qū)436～427 Ma花崗質(zhì)巖石具有高硅、低鎂鐵、富鉀的特點(diǎn), 表明其源區(qū)為地殼巖石。巖石中富含石榴石和白云母等富鋁礦物, 且具有明顯強(qiáng)過鋁質(zhì)的地球化學(xué)特征(A/CNK=1.10～1.24), 不含角閃石, 具有S型花崗巖的特點(diǎn); 在野外露頭上還觀察到花崗質(zhì)巖體中含有未完全熔融的變沉積巖殘留體(圖2e), 反映其原巖為沉積巖。此外, 這些花崗質(zhì)巖石中具有大量的繼承鋯石, 年齡主要分布在1183～726 Ma之間, 主要為源區(qū)巖石殘留或巖漿侵位過程中捕獲圍巖中的鋯石。巖漿鋯石的Hf()均為負(fù)值(?15.6～?4.3), 二階段模式年齡在2820～1688 Ma之間; 且大部分繼承鋯石的二階段模式年齡也在該區(qū)間內(nèi), 反映放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石的巖漿源區(qū)為中新元古代(變)沉積巖的部分熔融, 并且無(wú)明顯地幔物質(zhì)的加入, 即是華夏地塊古老地殼基底再循環(huán)的產(chǎn)物。放雞島地區(qū)與鄰區(qū)的同時(shí)期S型花崗巖具有相似的地球化學(xué)特征和鋯石Hf同位素組成, 如寧潭花崗巖和羅定二長(zhǎng)花崗巖(Yan et al., 2017; 夏金龍等, 2018), 因此認(rèn)為該區(qū)域內(nèi)大部分早古生代S型花崗巖具有相似的巖漿源區(qū)和成巖過程。

4.2 大地構(gòu)造背景啟示

華南早古生代構(gòu)造?熱事件持續(xù)時(shí)間為. 460～ 390 Ma(Li et al., 2010b; Wang et al., 2013b), 且?guī)r漿活動(dòng)在440～420 Ma達(dá)到頂峰(Li et al., 2010b, 2011b), 總體上可以分為造山擠壓增厚和造山后伸展垮塌兩個(gè)階段(Guan et al., 2014)。雖然造山擠壓增厚階段加厚地殼的部分熔融會(huì)形成巖漿巖, 但擠壓增厚產(chǎn)生的熱量不足以產(chǎn)生如此大規(guī)模的中酸巖漿活動(dòng), 也無(wú)法解釋區(qū)域內(nèi)基性巖漿活動(dòng)的形成, 因?yàn)榛詭r的形成需要有地幔物質(zhì)的加入(Yao et al., 2012; Wang et al., 2018)。從而認(rèn)為華夏地塊內(nèi)部大部分的花崗巖是在造山后伸展垮塌階段由于下地殼拆沉、地幔物質(zhì)的上涌導(dǎo)致地殼大規(guī)模重熔或深熔所形成的(Li et al., 2010b; Song et al., 2015; Huang and Wang, 2019)。由于此次構(gòu)造?熱事件影響范圍涉及華夏地塊至揚(yáng)子地塊東部的廣大區(qū)域, 在不同地區(qū)可能有時(shí)空上的差異, 但主要認(rèn)為. 440～435 Ma時(shí)期為擠壓增厚向伸展垮塌轉(zhuǎn)換的過程(Yao et al., 2012; Guan et al., 2014; Huang and Wang, 2019)。Xin et al. (2020)通過對(duì)比華南擠壓增厚以及伸展階段的巖漿活動(dòng)特征, 得到兩者可能在時(shí)間上存在重疊的階段(435～420 Ma)。同時(shí)華南早古生代花崗質(zhì)巖石的Nd值和Hf值在. 440～435 Ma階段存在最小值, 之后有上升的趨勢(shì)(Huang and Wang, 2019; Xin et al., 2020), 可能是下地殼的拆沉導(dǎo)致地幔物質(zhì)上涌, 因此該階段更可能存在同碰撞造山期的伸展作用(Xie et al., 2020; Xin et al., 2020)。但不管是造山后伸展垮塌階段還是同碰撞造山的伸展背景, 均表明了. 435 Ma之后華南整體或局部為地殼伸展的構(gòu)造環(huán)境。

在Rb-(Y+Nb)構(gòu)造環(huán)境判別圖解中, 放雞島花崗質(zhì)樣品落在后碰撞區(qū)域(圖10a), 在Nb-Y判別圖解中落在板內(nèi)和同碰撞及弧火山巖的交接區(qū)域(圖10b), 整體反映為后碰撞的伸展背景。根據(jù)Miller et al. (2003)提出的鋯石飽和溫度計(jì)算方法, 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖和未變形二長(zhǎng)花崗巖的全巖鋯飽和溫度分別為832～850 ℃和739～781 ℃。在上文討論中, 放雞島花崗質(zhì)巖石為S型花崗巖, 然而根據(jù)Whalen et al. (1987)的花崗巖判別圖解(圖11a～c), 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖樣品落在A型花崗巖區(qū)域。A型花崗巖又可分為A1和A2兩種類型, A1型形成于熱點(diǎn)、地幔柱及大陸裂谷等構(gòu)造背景; A2型形成于后碰撞、大陸邊緣和島弧等多種構(gòu)造背景(Eby, 1992; 賈小輝等, 2009; 趙振華, 2016)。在Nb-Y-3Ga圖解中, 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)樣品落在A2區(qū)域(圖11d)。從礦物學(xué)特征上看, A型花崗巖的主要造巖礦物為石英+鎂鐵質(zhì)礦物+堿性長(zhǎng)石, 一般很少或不含斜長(zhǎng)石(賈小輝等, 2009); 從地球化學(xué)特征上看, A型花崗巖稀土元素配分模式呈海鷗型展布(賈小輝等, 2009; 趙振華, 2016); 且其P2O5含量(通常小于0.05%)明顯低于S型花崗巖, Bonin (2007)也把P2O5含量作為區(qū)分A型和S型花崗巖的重要標(biāo)志。放雞島花崗質(zhì)片麻巖富含斜長(zhǎng)石(28%～42%), 不含角閃石, 具有較高的P2O5含量(0.14%～0.17%), 這些特征與典型的A型花崗巖明顯不同。而且, 放雞島花崗質(zhì)巖石中含石榴子石等富鋁礦物(圖2b、3a), 巖石中可見(變)沉積巖殘留體, 其地球化學(xué)特征和鋯石Hf均為負(fù)值表明巖漿源區(qū)為地殼物質(zhì)的熔融, 無(wú)地幔物質(zhì)的加入, 具典型的S型花崗巖特征。但放雞島花崗質(zhì)片麻巖又具有A型花崗巖的特征, 其形成溫度(832～850 ℃)又大于一般S型花崗巖(700～ 830 ℃), 則恰好進(jìn)一步說明該巖體產(chǎn)出于地殼伸展的構(gòu)造背景。此時(shí)由于軟流圈地幔物質(zhì)上涌帶來大量熱量, 使地殼在較高溫度下(>830 ℃)發(fā)生部分熔融, 形成地殼重熔型(S型)巖漿活動(dòng)。

圖10 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

圖11 花崗巖判別圖解(據(jù)Whalen et al., 1987; Eby, 1992)

4.3 對(duì)華夏地塊早古生代構(gòu)造?熱事件的響應(yīng)

華夏地塊早古生代構(gòu)造?熱事件的動(dòng)力學(xué)背景目前仍然存在許多爭(zhēng)議(Li et al., 2010b; Wang et al., 2010; Shu et al., 2015; Lin et al., 2018)。Guo et al. (1989)提出的洋陸俯沖模式可以解釋志留紀(jì)時(shí)期大規(guī)模巖漿活動(dòng)存在, 但該模型與華夏地塊早古生代巖漿巖呈彌散面狀分布的地質(zhì)事實(shí)、傳統(tǒng)認(rèn)為俯沖?碰撞型花崗巖帶呈線狀分布的特征相矛盾。沉積學(xué)研究表明早古生代早中期揚(yáng)子地塊中東部與華夏地塊內(nèi)部為統(tǒng)一的陸內(nèi)海盆沉積, 并且迄今為止尚未發(fā)現(xiàn)華南板塊內(nèi)部有早古生代殘留的洋殼物質(zhì)(Wang et al., 2010)。結(jié)合Yao et al. (2015)的研究表明, 揚(yáng)子地塊與華夏地塊之間不存在早古生代的大洋, 而更有可能是統(tǒng)一華南板塊從伸展裂谷構(gòu)造演變成為被陸內(nèi)海盆分割的兩個(gè)地塊。另有學(xué)者認(rèn)為早古生代大洋存在于華夏地塊東部, 華夏地塊位于俯沖和碰撞帶的下盤, 早古生代蛇綠巖和弧巖漿位于走滑游離的上盤板塊, 從而導(dǎo)致華南內(nèi)部缺少早古生代蛇綠巖等代表大洋的直接地質(zhì)記錄(Zhao and Cawood, 2012; Lin et al., 2018; Yang et al., 2019), 但是這種模式還需地質(zhì)和地球動(dòng)力學(xué)研究的進(jìn)一步驗(yàn)證。綜合早古生代華南內(nèi)部巖漿活動(dòng)、構(gòu)造變形和沉積學(xué)的特征, 此時(shí)華南板塊更可能處于陸內(nèi)造山背景(Li et al., 2010b; Wang et al., 2010, 2013b; Huang and Wang, 2019), 其動(dòng)力學(xué)機(jī)制可能是澳大利亞?印度板塊與華南板塊在早古生代沿著岡瓦納大陸北緣拼合, 所產(chǎn)生的遠(yuǎn)程效應(yīng)導(dǎo)致華南板塊內(nèi)部發(fā)生變形、變質(zhì)作用和大規(guī)模地殼重熔型巖漿活動(dòng)(Wang et al., 2011; Cawood et al., 2018; 徐亞軍和杜遠(yuǎn)生, 2018)。因此, 放雞島地區(qū)與鄰區(qū)(如云開地區(qū))的花崗質(zhì)巖石具有相同的巖石成因, 是早古生代陸內(nèi)造山作用伸展階段、深熔作用的產(chǎn)物。

5 結(jié) 論

(1) 放雞島地區(qū)糜棱巖化花崗質(zhì)片麻巖的結(jié)晶年齡為436～432 Ma, 侵入并截切該片麻巖的未變形二長(zhǎng)花崗巖形成時(shí)代為～427 Ma, 限定了區(qū)域變質(zhì)變形年齡為436～427 Ma。

(2) 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石為S型花崗巖類, 其原巖為新元古代(變)沉積巖, 鋯石Hf同位素特征揭示巖漿源區(qū)為華夏地塊古老陸殼物質(zhì)的再循環(huán)。

(3) 放雞島地區(qū)花崗質(zhì)巖石最有可能形成于早古生代造山作用的伸展構(gòu)造背景, 是地幔物質(zhì)上涌帶來大量熱量, 使地殼基底發(fā)生重熔和深熔作用的產(chǎn)物, 期間伴隨有一系列區(qū)域韌性剪切帶的發(fā)育。

感謝中山大學(xué)姚衛(wèi)華副教授、張玉芝副教授、劉曉光博士后、趙辰博士生和中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院王洛娟副研究員對(duì)本文初稿有益的探討, 感謝楊天件博士協(xié)助處理鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)。感謝兩位匿名審稿專家的寶貴意見。

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CHEN Guokai1, 2, ZHANG Jian1, 2*, YIN Changqing1, 2, LIU Jin1, 2, YU Chenying1, 2, YU Xinyuan1, 2and LIU Mingfei1, 2

(1. Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, SUN Yat-sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China; 2. Southern Laboratory of Ocean Science and Engineering, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

Early Paleozoic granites are widely distributed in the Fangjidao area, the western Guangdong province, i.e., the southeastern Cathaysia Block. They experienced intensive shearing zone deformation and metamorphism, and now occur as mylonized granitic gneiss. The later undeformed monzogranitic veins intruded and truncated the major foliation of the granitic gneiss. However, the crystallization age, petrogenesis and deformation characteristics of these granites are poorly constrained, which hinder our understanding of the tectonic evolution of the region and its relation to the Cathaysia Block. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results show that the granitic gneisses contain abundant inherited zircon of. 1183–700 Ma, and have crystallization age of 436–432 Ma. In contrast, the undeformed monzogranitic veins have a younger crystallization age of ～427 Ma. This can well bracket the timing of regional anatexis and regional deformation in 436–427 Ma. The granitic gneisses and monzogranite samples are characterized by a peraluminous signature with A/CNK values varying from 1.10 to 1.24. The rocks are enriched in LREE, with LREE/HREE ratios ranging from 2.07 to 3.98, and (La/Yb)Nfrom 5.93 to 22.27 (mean value is 10.36). All the samples exhibit distinct negative Eu anomalies. Zircon crystals from the granitic rocks have negativeHf() values mainly ranging from ?22.8 to ?4.3, with two stage model ages of 2820–1688 Ma. New data of this study reveal that the Early Paleozoic granitic rocks in the Fangjidao area were generated by partial melting of the Paleoproterozoic crustal components. Combined with the previously published data, we infer that the granitic rocks in the Fangjidao area have a similar origin with the coeval granites in the adjacent areas (e.g. the Yunkai area). They were most likely derived from partial melting of the crustal materials during the extension stage of the intra-plate orogeny.

Cathaysia Block; Fangjidao area; early Paleozoic; intra-plate orogeny; granite; zircon U-Pb dating

2020-07-19;

2020-08-23

廣東省引進(jìn)人才創(chuàng)新團(tuán)隊(duì)(2016ZT06N331)和國(guó)家級(jí)大學(xué)生創(chuàng)新創(chuàng)業(yè)訓(xùn)練計(jì)劃項(xiàng)目(201810558204)聯(lián)合資助。

陳國(guó)楷(1996–), 男, 碩士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。Email: chengk8@mail3.sysu.edu.cn

張健(1978–), 男, 教授, 博士生導(dǎo)師, 從事造山帶相關(guān)的構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究。Email: zhangjian@mail.sysu.edu.cn

P581; P597

A

1001-1552(2021)05-0983-024

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.009