桂東鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖時(shí)代和構(gòu)造環(huán)境的重新厘定:對欽杭結(jié)合帶西南段構(gòu)造格局的制約

覃小鋒, 王宗起, 王　濤, 熊　彬, 馮佐海,楊　文, 朱安漢, 宋　炯, 黃　杰

1)桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 廣西桂林 541004; 2)桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣西桂林 541004; 3)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 北京 100037;　4)中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037

桂東鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖時(shí)代和構(gòu)造環(huán)境的重新厘定:對欽杭結(jié)合帶西南段構(gòu)造格局的制約

覃小鋒1,2), 王宗起3), 王濤4), 熊彬1,2), 馮佐海1,2),楊文1,2), 朱安漢1,2), 宋炯1,2), 黃杰1,2)

1)桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 廣西桂林 541004; 2)桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣西桂林 541004; 3)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 北京 100037;4)中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037

鷹揚(yáng)關(guān)群在湘—粵—桂三省交界地區(qū)廣泛發(fā)育, 為一套以綠片巖相變質(zhì)的細(xì)碧巖、(石英)角斑巖及相關(guān)的火山碎屑巖為主, 含有細(xì)碎屑巖和碳酸鹽巖組合。該群的成巖背景過去一直認(rèn)為是Rodinia超大陸裂解背景下的大陸裂谷環(huán)境, 時(shí)代歸屬為新元古代。巖石學(xué)、地球化學(xué)和鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果表明, 鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖主要屬于基性-中性火山(碎屑)巖類, 在巖石化學(xué)成分上表現(xiàn)為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和輕稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高場強(qiáng)元素和重稀土元素相對虧損, 反映其具有俯沖-消減作用形成的島弧-弧后盆地型火山巖地球化學(xué)特征; 獲得鷹揚(yáng)關(guān)群中變角斑巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), 表明其為加里東期海相火山噴發(fā)的產(chǎn)物。結(jié)合云開地塊北緣存在有早古生代MORB型和島弧型變質(zhì)基性火山巖的資料表明, 揚(yáng)子板塊和華夏板塊結(jié)合帶(稱之為欽—杭結(jié)合帶)西南段有早古生代的古洋盆, 鷹揚(yáng)關(guān)群島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽—杭結(jié)合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質(zhì)記錄, 欽—杭結(jié)合帶西南段加里東期的構(gòu)造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內(nèi)造山帶。

鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖; 年代學(xué); 地球化學(xué); 構(gòu)造環(huán)境; 早古生代; 桂東

桂東鷹揚(yáng)關(guān)地區(qū)位于揚(yáng)子板塊與華夏板塊結(jié)合帶(稱之為欽—杭結(jié)合帶)的西南端(圖1a), 該地區(qū)由于至今未發(fā)現(xiàn)有蛇綠混雜巖和島弧火山巖等直接證據(jù), 加之有大量古生代和中生代花崗巖的占位和大面積晚古生代以來地層的覆蓋, 有關(guān)兩板塊結(jié)合帶的具體延伸位置以及該地區(qū)是否存在“華南洋盆”及其閉合時(shí)間等一直存在嚴(yán)重分歧(楊明桂等, 1997; 殷鴻福等, 1999; 張焱等, 2011; 李建康等, 2013)。而鷹揚(yáng)關(guān)群剛好分布于欽—杭結(jié)合帶上, 且其主要為一套經(jīng)受綠片巖相區(qū)域變質(zhì)作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)-沉積巖系, 因此, 它是解剖新元古代以來揚(yáng)子板塊和華夏板塊拼合造山過程及其相互關(guān)系的重要對象, 歷來受到中外地質(zhì)學(xué)者矚目。

然而, 該套地層由于已遭受了較強(qiáng)烈變形變質(zhì)作用的改造, 巖石組成十分復(fù)雜, 具較強(qiáng)烈的構(gòu)造混雜現(xiàn)象, 且?guī)r石中未發(fā)現(xiàn)有化石。因此, 對于鷹揚(yáng)關(guān)群的形成時(shí)代, 迄今尚無獲得令人信服的證據(jù),早先的一些文獻(xiàn)中往往根據(jù)區(qū)域地層對比將其歸屬為青白口紀(jì)、青白口紀(jì)—南華紀(jì)、南華紀(jì)、震旦紀(jì)或早古生代地層, 而近年來的文獻(xiàn)中普遍認(rèn)為其形成于新元古代(周漢文等, 2002)。此外, 前人對鷹揚(yáng)關(guān)群的構(gòu)造歸屬也頗具爭議, 目前普遍的觀點(diǎn)認(rèn)為該群形成于Rodinia超大陸裂解背景下的大陸裂谷環(huán)境(周漢文等, 2002; 吳根耀, 2000; 王劍, 2000;周小進(jìn)等, 2007; 李獻(xiàn)華等, 2008), 其中的鷹揚(yáng)關(guān)火山巖為伸展環(huán)境下地幔柱巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物; 也有部分人認(rèn)為其形成于弧后盆地(毛曉冬等, 1998; 尹福光等, 2003)或弧前深海盆地環(huán)境(許效松等, 2012),其中的鷹揚(yáng)關(guān)火山巖為深海環(huán)境的海底噴發(fā)溢流產(chǎn)物; 甚至有人認(rèn)為鷹揚(yáng)關(guān)群形成于特提斯多島洋環(huán)境, 并將其稱之為“鷹揚(yáng)關(guān)蛇綠巖”, 其可作為華夏板塊與揚(yáng)子板塊中段界線的劃分依據(jù)(殷鴻福等, 1999)。

鑒于此, 在查明鷹揚(yáng)關(guān)群的巖石組成和空間分布特征的基礎(chǔ)上, 本文重點(diǎn)對該巖群的變質(zhì)中-基性火山巖進(jìn)行巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和地球化學(xué)研究, 進(jìn)而探討其形成的時(shí)代和構(gòu)造背景。這些新資料對于深入理解和認(rèn)識揚(yáng)子板塊與華夏板塊結(jié)合帶西南段新元古代以來的地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境及其構(gòu)造演化過程具有重要意義。

1　區(qū)域地質(zhì)概況及火山巖巖石學(xué)特征

研究區(qū)位于湘—粵—桂三省交界地區(qū), 區(qū)域構(gòu)造上屬于揚(yáng)子板塊與華夏板塊結(jié)合帶(稱之為欽—杭結(jié)合帶)的西南段(圖1a)。按廣西地質(zhì)志的劃分,其主要屬于桂中—桂北臺陷大瑤山凸起的東部(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985)。區(qū)內(nèi)出露有新元古界、寒武系、泥盆系、白堊系及加里東期和燕山期花崗巖(圖1b)。其中鷹揚(yáng)關(guān)群主要出露在廣西境內(nèi), 巖性組合上以海底火山噴發(fā)沉積的細(xì)碧-角斑巖、角斑巖及相關(guān)的火山碎屑巖為主, 含有細(xì)碎屑巖和碳酸鹽巖組合, 顯示海相火山(碎屑)-沉積巖系的特征。其中下部為片理化變火山碎屑巖夾變火山角礫巖、變細(xì)碧巖、變角斑巖、石英絹云千枚巖、變沉凝灰?guī)r、赤鐵礦層, 含硅質(zhì)巖條帶或透鏡體;上部為石英絹云千枚巖夾中-薄層變質(zhì)含粉砂鈣質(zhì)泥巖、紋層狀灰?guī)r、千枚巖化沉凝灰?guī)r、火山碎屑巖、火山角礫巖、蝕變中-基性火山巖、透鏡狀赤鐵礦層。20世紀(jì)70年代初以來, 前人先后對鷹揚(yáng)關(guān)群的火山巖進(jìn)行過研究, 認(rèn)為其為一套細(xì)碧-石英角斑巖建造(李自惠, 1979; 陳顯偉等, 1983; 廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1985)。筆者對廣西賀州大寧鎮(zhèn)一帶出露的鷹揚(yáng)關(guān)群進(jìn)行詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查研究表明, 其中的火山巖巖性較為復(fù)雜, 為一套經(jīng)受綠片巖相區(qū)域變質(zhì)作用改造的基性-中酸性火山(碎屑)巖系, 其原巖巖性以角斑巖及其相應(yīng)的火山碎屑巖為主, 細(xì)碧巖、石英角斑巖及其相應(yīng)的火山碎屑巖較少, 與石英巖、千枚巖、變粉砂巖、白云巖、大理巖等沉積變質(zhì)巖呈互層或后者的夾層產(chǎn)出。主要巖性如下。

圖1　桂東鷹揚(yáng)關(guān)地區(qū)地質(zhì)略圖(a圖據(jù)楊明桂等, 1997修改; b圖據(jù)廣西區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院, 2005修改)Fig. 1　Geological sketch map of Yingyangguan area, eastern Guangxi (Fig. 1a modified after YANG et al., 1997; Fig. 1b modified after Guangxi Institute of Regional Geological Survey, 2005)

(1)變(角礫)凝灰?guī)r: 由于受到較強(qiáng)烈變形變質(zhì)作用的改造, 巖性多已變?yōu)?綠簾)綠泥鈉長絹云片巖類。巖石呈灰綠-淡綠色, 具角礫狀、片狀構(gòu)造, 顯微鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu)或顯微粒狀鱗片變晶結(jié)構(gòu)。所含角礫主要為角斑巖、細(xì)碧巖類及少量的赤鐵礦和磁鐵礦等, 大小不一, 一般為6～25 mm, 含量為0％～18％, 變形相對較弱的巖石中礫石具次棱角狀,變形較強(qiáng)時(shí)則呈壓扁拉長的透鏡狀、豆夾狀或長條狀沿片理方向定向分布(圖2a)?；|(zhì)主要由絹云母、綠泥石、鈉長石及少量石英、黑云母、陽起石、綠簾石、赤鐵礦、磁鐵礦等組成。個(gè)別巖石中出現(xiàn)較多的方解石礦物。

(2)變火山角礫熔巖: 巖石呈灰綠-暗綠色, 具角礫狀構(gòu)造、劈理構(gòu)造。角礫為細(xì)碧巖及角斑巖類, 多已壓扁或拉長成橢圓狀、透鏡狀或渾圓狀, 大小不一, 5～120 mm不等, 礫石邊緣常被綠泥石、綠簾石、陽起石、黑云母、長石及少量石英、磁鐵礦等礦物膠結(jié), 部分為細(xì)碧熔巖和含赤鐵礦角斑質(zhì)熔巖膠結(jié)。

(3)變(石英)角斑巖: 由于受到較強(qiáng)烈變形變質(zhì)作用的改造, 巖性多已變?yōu)?綠簾)綠泥絹云鈉長片巖類。巖石呈淺灰-灰綠色, 具塊狀構(gòu)造或劈理(片理化)構(gòu)造, 變形變質(zhì)程度相對較弱的巖石還保留有氣孔-杏仁構(gòu)造, 變余斑狀結(jié)構(gòu), 基質(zhì)具顯微鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu)(圖2b, c)。斑晶主要為鈉長石, 含量在4％～16％之間, 部分巖石中出現(xiàn)少量石英斑晶, 含量為0％～6％; 基質(zhì)礦物成分主要為鈉(更)長石、石英、絹(白)云母、綠簾石、陽起石及少量綠泥石、黑云母、方解石、赤鐵礦等。

(4)變細(xì)碧巖: 巖性多已變?yōu)?綠簾)陽起綠泥鈉長片巖類(圖2d)。巖石呈灰綠-暗綠色, 具塊狀構(gòu)造或劈理(片理化)構(gòu)造, 局部具氣孔-杏仁構(gòu)造, 變余細(xì)碧結(jié)構(gòu)、變余斑狀結(jié)構(gòu)、變余交織結(jié)構(gòu)。斑晶主要為鈉長石及少量陽起石、黑云母等; 基質(zhì)礦物成分主要由鈉(更)長石(An=5～10)、陽起石、黑云母、綠簾石, 少量石英、綠泥石、磁鐵礦等組成。

圖2　鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖顯微照片F(xiàn)ig. 2　Photomicrographs of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-變角礫凝灰?guī)r; b-變角斑巖; c-變石英角斑巖; d-變細(xì)碧巖(綠簾陽起綠泥鈉長片巖); Q-石英; Ab-鈉長石; Chl-綠泥石; Act-陽起石; Ep-綠簾石a-metamorphic breccia tuff; b-metamorphic keratophyre; c-metamorphic quartz-keratophyre; d-metamorphic spilite(epidote- actinolit-chlorite-albite schist); Q-quartz; Ab-albite; Chl-chlorite; Act-actinolite; Ep-epidote

2　樣品分析及測試方法

本次研究在系統(tǒng)采集鷹揚(yáng)關(guān)群中各類火山巖進(jìn)行詳細(xì)的顯微鏡下觀察鑒定的基礎(chǔ)上, 分別挑選出2個(gè)變細(xì)碧巖(10YYG1-1和10YYG1-2)、5個(gè)變角斑巖(12XL1-1至12XL1-5)和4個(gè)變石英角斑巖(10YYG6-1至10YYG6-4)新鮮樣品進(jìn)行全巖主量、微量和稀土元素分析, 并選擇了其中1個(gè)變角斑巖樣品(12XL1-1)進(jìn)行激光多接收等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)鋯石U-Pb定年。這些樣品首先用手工除去風(fēng)化表皮后在破碎機(jī)中碎成直徑為1～10 mm的碎片, 然后在瑪瑙磨樣機(jī)中磨成200目以下的巖石粉末。其中全巖的主量、微量、稀土元素分析測試工作中, 變細(xì)碧巖和變石英角斑巖的樣品由中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心完成, 變角斑巖由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成,主量元素采用X熒光光譜儀測試, 檢測方法依據(jù)GB/T14506.28—1993標(biāo)準(zhǔn), 分析精度優(yōu)于2％; 微量元素和稀土元素在電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)上分析, 檢測方法依據(jù)DZ/T0223—2001標(biāo)準(zhǔn), 其中含量大于10×10-6的元素測試精度為5％,而小于10×10-6的元素精度為10％。

變角斑巖樣品的鋯石分選工作在桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室和廣西區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院實(shí)驗(yàn)室完成, 采集20 kg新鮮巖石經(jīng)機(jī)械破碎至60目后用常規(guī)重磁法分選其中的鋯石,通過雙目顯微鏡手工挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒, 然后將選出的鋯石送中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所北京離子探針中心進(jìn)行鋯石樣品靶的制備和陰極發(fā)光(CL)成像觀察, 以確定鋯石顆粒的內(nèi)部結(jié)構(gòu)及適合分析的鋯石顆粒與位置供LA-ICP-MS測定, 陰極發(fā)光圖像研究在HITACHI S3000-N型掃描電子顯微鏡并配有GATAN公司Chroma陰極發(fā)光探頭分析儀器上完成。激光多接收等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)鋯石U-Pb年齡測試在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所引進(jìn)的Thermo Finningan Neptune型多接收等離子質(zhì)譜上進(jìn)行, 詳細(xì)的分析流程和原理見侯可軍等(2009), 有關(guān)年齡數(shù)據(jù)處理和諧和圖的繪制使用美國Berkeley地質(zhì)年代中心Kenneth R Ludwig編制的計(jì)算程序Isoplot(3.0版)(Ludwig, 2003)進(jìn)行。

3　分析結(jié)果

3.1主量元素

鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖的SiO2含量變化較大, 其中變細(xì)碧巖(10YYG1-1和10YYG1-2)含量在44.13％～49.80％, 屬于基性巖類; 而其它9個(gè)樣品(變角斑巖和變石英角斑巖)的SiO2為54.97％～62.63％, 屬于中性巖類。變細(xì)碧巖、變角斑巖和變石英角斑巖的Fe2O3T含量分別為14.78％～17.66％、8.49％～10.06％和8.05％～8.66％; Al2O3含量分別為18.04％～19.20％、14.60％～16.68％和14.24％～14.63％; MgO含量分別為3.35％～7.97％、6.44％～7.43％和4.74％～5.44％, 由變細(xì)碧巖→變角斑巖→變石英角斑巖, Fe2O3T、Al2O3和MgO的含量總體上具降低趨勢; 巖石的Ti(TiO2=0.62％～0.89％, 平均值為0.72％)和P(P2O5=0.06％～0.14％, 平均值為0.10％)的含量相對較低, 明顯低于現(xiàn)代大洋洋中脊拉斑玄武巖(MORB)的含量, 與世界上島弧型拉斑玄武巖的含量相似(Jakes et al., 1972; Pearce, 1984); 鎂指數(shù)Mg#在29～54之間, 低于原生玄武巖(Mg#為70)(Dupuy et al., 1984), 屬于巖漿分異結(jié)晶程度高的火山巖(Hess, 1989); 全堿(Na2O+K2O)含量在2.97％～6.05％,除變細(xì)碧巖外, 其它樣品均為Na2O＞K2O。在Zr/TiO2-SiO2分類圖(圖3a)(Winchester et al., 1977)上, 變細(xì)碧巖的兩個(gè)樣品分別落入堿性玄武巖區(qū)(10YYG1-1)和拉斑玄武巖區(qū)(10YYG1-2), 變角斑巖和變石英角斑巖樣品均落入安山巖區(qū); 而在堿-硅(TAS)分類圖解(圖3b)(Le Maitre et al., 2002)上,變細(xì)碧巖的兩個(gè)樣品分別落入苦橄質(zhì)玄武巖(10YYG1-1)和玄武巖區(qū)(10YYG1-2), 變角斑巖樣品主要落入玄武安山巖區(qū), 而變石英角斑巖則均落入安山巖區(qū)。除一個(gè)變細(xì)碧巖樣品(10YYG1-1)落在堿性系列區(qū)外, 其它樣品均落在亞堿性系列區(qū)(10YYG1-1樣品的微量元素顯示出與俯沖帶有關(guān)的地球化學(xué)特征(見后面論述), 其富堿可能是由于發(fā)生水巖作用而造成強(qiáng)烈鈉化的結(jié)果。因此, 落入苦橄質(zhì)玄武巖區(qū)和堿性玄武巖區(qū), 并不能表明其原巖為堿性巖類)。

圖3　鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖Zr/TiO2-SiO2分類圖解(a)和TAS分類圖解(b)Fig. 3　Zr/TiO2-SiO2(a) and TAS(b)classification diagrams of the volcanic rocks of Yingyangguan Group

3.2微量元素

高場強(qiáng)元素Zr、Hf和Nb在蝕變和變質(zhì)作用過程中具有良好穩(wěn)定性, 是巖石成因和源區(qū)性質(zhì)的良好示蹤劑。本鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖Zr、Hf和Nb豐度較低(變化范圍分別在82.9×10?6～185×10?6、2.42×10?6～5.52×10?6和4.75×10?6～9.39×10?6), 與高Zr、Hf和Nb豐度的洋島型玄武巖明顯不同(分別為280×10-6、7.8×10?6和48.0×10?6), 而與低Zr、Hf和Nb豐度的島弧型玄武巖和洋中脊型玄武巖(分別為90×10-6、2.4×10?6和3.5×10-6)較相近(Pearce, 1982; Sun et al., 1989)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4)上可以看出, 變細(xì)碧巖和變石英角斑巖的模式曲線具有一定的相似性, 均表現(xiàn)為富集大離子親石元素(LILE, 如K、U、Ba、Rb和Th), 而Nb-Ta、P和Ti等高場強(qiáng)元素明顯虧損, 反映源區(qū)可能有較多的殼源物質(zhì)加入, 其曲線與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖(Omrani et al., 2008)的曲線較為相似(圖4a); 但變角斑巖的模式曲線與變細(xì)碧巖和變石英角斑巖的曲線略有區(qū)別, 其Nb-Ta、P和Ti等高場強(qiáng)元素的虧損相對變?nèi)? 且出現(xiàn)輕微的Zr-Hf虧損,其曲線與Lau弧后盆地火山巖(Ewart et al., 1998)的曲線較為相似(圖4c)。

3.3稀土元素

本區(qū)鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖的稀土總量變化較大, 其中變細(xì)碧巖的稀土總量相對較低, ΣREE為50.36×10-6～79.51×10-6; 變角斑巖的稀土總量中等, ΣREE為93.84×10-6～124.40×10-6; 而變石英角斑巖的稀土總量相對較高, ΣREE為110.97×10-6～132.31×10-6, 由變細(xì)碧巖→變角斑巖→變石英角斑巖, 稀土總量具增高趨勢。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(圖4)中可以看出, 其配分曲線總體上均表現(xiàn)出LREE富集的右傾型配分模式, 具弱銪負(fù)異常(δEu=0.68～0.92)。但變角斑巖與變細(xì)碧巖和變石英角斑巖的配分曲線略有區(qū)別, 其中變角斑巖的模式曲線與Lau弧后盆地火山巖(Ewart et al., 1998)的曲線較為相似(圖4d); 而變細(xì)碧巖和變石英角斑巖的模式曲線與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖(Omrani et al., 2008)的曲線較為相似(圖4b)。

圖4　鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖微量元素蛛網(wǎng)圖解和稀土配分模式圖解Fig. 4　Primitive mantle-normalized spider diagrams and chondrite-normalized REE patterns of the volcanic rocks of Yingyangguan Group球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun等(1989); Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖數(shù)據(jù)來自O(shè)mrani等(2008); Lau弧后盆地火山巖數(shù)據(jù)來自Ewart等(1998); N-MORB、E-MORB和OIB數(shù)據(jù)來自Sun等(1989) chondrite-and primitive mantle-normalize values after Sun et al., 1989; the data of Sanandaj-Sirjan island arc volcanic rocks after Omrani et al., 2008; the data of Lau back-arc basin volcanic rocks after Ewart et al., 1998; the data of N-MORB, E-MORB and OIB after Sun et al., 1989

在各種主、微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖5)中, 變細(xì)碧巖、變角斑巖和變石英角斑巖的投點(diǎn)均無一例外地落入島弧玄武巖區(qū), 進(jìn)一步表明鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖主要形成于俯沖帶環(huán)境。

3.4鋯石特征及LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果

變角斑巖的鋯石多呈無色, 顆粒粒度中等, 大小一般為50～120 μm, 長短比變化不一, 1.2:1～3:1均可見到。鋯石的晶形可分為兩類: 其中大部分鋯石呈較自形的棱柱狀, 晶面整潔光滑, CL圖像上則顯示出其顏色較暗, 內(nèi)部具明顯的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu),一些顆粒內(nèi)還包裹有捕晶(圖6a), 表明該類鋯石應(yīng)為典型的巖漿成因鋯石; 而另一類鋯石(少量)在CL圖像上顯示出相對較淺的顏色, 邊部棱角不明顯,出現(xiàn)圓化現(xiàn)象, 且內(nèi)部韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)不清晰或不規(guī)則(圖6a中26.1、32.1和35.1), 表明該類鋯石可能為繼承鋯石。選出35顆比較純凈、晶形較好的鋯石進(jìn)行測年分析, 所測定的鋯石Th/U比值總體都較低,在0.19～1.07(3.1除外)區(qū)間變化。其中繼承鋯石(分析點(diǎn)26.1、32.1和35.1)的206Pb/238U表面年齡值較大,在(953.1±4.4) Ma～(1047.7±8.5) Ma。而其它32個(gè)巖漿鋯石分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡變化在(410.2±2.4) Ma～(506.5±18.5) Ma范圍內(nèi), 且明顯分為三群: 其中3顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(469.4±18.2) Ma～(506.5±18.5) Ma之間; 16顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(431.4±7.0) Ma～(443.5±1.8) Ma之間, 計(jì)算獲得其加權(quán)平均年齡值為(438.9±1.8) Ma((MSWD=1.4)(圖6b); 而另外13顆巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡集中分布于(410.2±2.4) Ma～(420.9±2.3) Ma之間, 算得其加權(quán)平均年齡值為(415.1±2.1) Ma (MSWD=1.9) (圖6b)。該年齡值應(yīng)代表其巖漿噴發(fā)的年齡。由于該分析樣品的原巖為海相噴發(fā)的角斑巖類, 上述鋯石特征表明其可能為多次海相火山噴發(fā)作用形成的, 其中(415.1±2.1) Ma應(yīng)代表其最終火山噴發(fā)的年齡。

4　討論

4.1鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖形成的時(shí)代

圖5　鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig. 5　Discrimination diagrams illustrating tectonic setting of the volcanic rocks of Yingyangguan Groupa-2Nb-Zr/4-Y圖解(據(jù)Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3圖解(據(jù)Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8圖解(據(jù)Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5圖解(據(jù)Mullen, 1983); e-Ti-Zr圖解(據(jù)Pearce, 1982); f-Ta/Yb-Th/Yb圖解(據(jù)Pearce, 1982) WPA-板內(nèi)堿性玄武巖; WPB-板內(nèi)玄武巖; WPT-板內(nèi)拉斑玄武巖; MORB-洋中脊玄武巖; VAB-火山弧玄武巖; IAT-島弧拉斑玄武巖; CAB-鈣堿性玄武巖; OIT-洋島拉斑玄武巖; OIA-洋島堿性玄武巖; OIB-洋島玄武巖; 圖5　c中: 1-火山弧(1A-鈣堿性玄武巖; 1B-過渡區(qū); 1C-火山弧玄武巖); 2-大陸玄武巖(2A-大陸玄武巖; 2B-弧后盆地玄武巖); 3-大洋玄武巖(3A-陸內(nèi)裂谷堿性玄武巖; 3B、C-E-MORB(3B富集; 3C略富集); 3D-N-MORB)a-2Nb-Zr/4-Y diagram (after Meschede, 1986); b-Th-Nb/16-Hf/3 diagram (after Wood, 1980); c-Y/15-La/10-Nb/8 diagram (after Cabanis et al., 1989); d-MnO-TiO2-P2O5diagram (after Mullen, 1983); e-Ti vs. Zr diagram(after Pearce, 1982); f-Ta/Yb vs. Th/Yb diagram (after Pearce, 1982); WPA-intraplate alkaine basalt; WPB-intraplate basalt; WPT-intraplate tholeiite; MORB-mid-ocean ridge basalt; VAB-volcanic arc basalt; IAT-island arc tholeiite; CAB-calc-alkaine basalt; OIT-oceanic island tholeiite; OIA-oceanic island alkaine basalt; OIB-oceanic island basalt; in Fig. 5c: 1-volcanic arc(1A-calc-alkaine basalt; 1B- transition region; 1C-volcanic arc basalt); 2-continental basalt(2A-continental basalt; 2B-back-arc basin basalt); 3-oceanic basalt(3A-continental rift alkaine basalt; 3B, C-E-type MORB(3B-enrichment; 3C-little enrichment); 3D-N-type MORB)

圖6　鷹揚(yáng)關(guān)群變角斑巖(12XL1-1)鋯石陰極發(fā)光圖像和鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖Fig. 6　Cathodoluminescence images and zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of metamorphic keratophyre(12XL1-1) of Yingyangguan Group

鷹揚(yáng)關(guān)群由于缺乏古生物化石和可靠的同位素年齡資料, 早先的一些文獻(xiàn)中往往根據(jù)區(qū)域地層對比將其劃歸為青白口紀(jì)、青白口紀(jì)—南華紀(jì)、南華紀(jì)、震旦紀(jì)或早古生代地層。周漢文等(2002)獲得其中變細(xì)碧巖的TIMS鋯石U-Pb年齡為(819±11) Ma, 這也是已知鷹揚(yáng)關(guān)群的唯一年齡資料。因此, 近年來的文獻(xiàn)中普遍引用該年齡數(shù)據(jù)而認(rèn)為其形成于新元古代, 并將其作為Rodinia超大陸裂解背景下地幔柱巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。然而, 從周漢文等(2002)報(bào)道的7個(gè)鋯石測試結(jié)果看, 其鋯石的206Pb/238U表面年齡變化較大, 在500～818 Ma之間,只有3個(gè)分析點(diǎn)的表面年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致,該年齡結(jié)果尚不足以證明其原巖的形成年齡。因此,目前關(guān)于其形成時(shí)代問題仍然存在較大爭論。近年來, 我們系統(tǒng)的野外地質(zhì)調(diào)查和室內(nèi)綜合研究表明,本區(qū)鷹揚(yáng)關(guān)群的巖性組合十分復(fù)雜, 空間上變化較大。而前述同位素年代學(xué)測試結(jié)果表明, 鷹揚(yáng)關(guān)群中變角斑巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(415.1±2.1) Ma, 表明該火山巖的形成時(shí)代為早古生代晚期。此外, 我們還獲得鷹揚(yáng)關(guān)群中變基性火山巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和年齡為(755.8±3.9) Ma; 兩個(gè)變質(zhì)凝灰質(zhì)砂巖的最新鋯石LA-ICP-MS U-Pb加權(quán)平均值年齡為(673.0±3.0) Ma和(398.6±4.0) Ma, 分別代表其沉積物形成的下限年齡(另文發(fā)表)。

上述年代學(xué)研究結(jié)果表明, 鷹揚(yáng)關(guān)群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其實(shí)質(zhì)為一套由不同時(shí)代地層發(fā)生構(gòu)造混雜作用形成的構(gòu)造混雜巖系。

4.2鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖形成的地球動(dòng)力學(xué)背景及其構(gòu)造意義探討

前面已提及, 揚(yáng)子板塊與華夏板塊結(jié)合帶(稱之為欽—杭結(jié)合帶)西南端, 由于至今未發(fā)現(xiàn)有蛇綠混雜巖和島弧火山巖等直接證據(jù), 加之有大量古生代和中生代花崗巖的占位和大面積晚古生代以來地層的覆蓋, 有關(guān)兩板塊之間南華紀(jì)以前存在的大洋(古華南洋)是否一直持續(xù)到古生代(稱之為華南殘余洋盆), 最后通過加里東運(yùn)動(dòng)或印支運(yùn)動(dòng)才最終關(guān)閉？還是早期的大洋隨著Grenville造山而關(guān)閉, 華南地區(qū)進(jìn)入陸內(nèi)發(fā)展階段, 并伴隨Rondinia超大陸的裂解而形成華南裂谷盆地, 不存在華南殘余洋盆等問題一直存在嚴(yán)重分歧(楊明桂等, 1997;殷鴻福等, 1999; 張焱等, 2011; 李建康等, 2013),尤其是欽—杭結(jié)合帶西南端加里東造山的類型是板塊俯沖增生、碰撞造山還是陸內(nèi)造山及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制問題一直未達(dá)成一致認(rèn)識。

上述鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖的地化學(xué)特征研究結(jié)果表明, 其Ti和P的含量相對較低, 明顯低于現(xiàn)代大洋洋中脊拉斑玄武巖(MORB)的含量, 與世界上島弧型拉斑玄武巖的含量相似; Nb、Zr和Hf豐度也較低, 與高Nb、Zr和Hf豐度的洋島型玄武巖明顯不同, 而與低Nb、Zr和Hf豐度的島弧型玄武巖和洋中脊型玄武巖較相近, 且表現(xiàn)為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等), 而相對虧損高場強(qiáng)元素(HFSE, 包括Nb、Ta、P和Ti等), 顯示出與俯沖帶有關(guān)的巖漿巖相似的地球化學(xué)特征; 變細(xì)碧巖和變石英角斑巖與變角斑巖的微量元素和稀土元素模式曲線分別與Sanandaj-Sirjan島弧型火山巖和Lau弧后盆地火山巖曲線較為相似,而在各種構(gòu)造環(huán)境判別中均落入島弧玄武巖區(qū)。由此表明, 鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖形成于島弧或弧后盆地環(huán)境, 它是在加里東運(yùn)動(dòng)末發(fā)生的洋陸俯沖-消減的構(gòu)造演化過程中形成的, 并導(dǎo)致了不同時(shí)代和不同構(gòu)造環(huán)境的地層發(fā)生構(gòu)造混雜作用, 從而形成了鷹揚(yáng)關(guān)構(gòu)造混雜巖系(即原定的“鷹揚(yáng)關(guān)群”)。

區(qū)域地質(zhì)特征表明, 在研究區(qū)東南側(cè)云開地塊北緣的陸川縣石窩—北流市清水口一帶有洋中脊型(MORB)和島弧型(IAB)兩種變質(zhì)基性火山巖(玄武巖), 證明云開地塊北緣可能存在有古洋殼殘片——蛇綠巖(覃小鋒等, 2005, 2007, 2008), Zhang等(2012)獲得變質(zhì)基性火山巖的同位素年齡為(997±21) Ma和(978±19) Ma, 也認(rèn)為沿著華夏古陸的云開地塊北部可能存在格林威爾(Grenville)期的島弧-弧后盆地; 我們在云開地塊北緣的岑溪地區(qū),沿著北海-梧州斷裂帶兩側(cè)也識別出一系列呈巖片狀產(chǎn)出的N-MORB、E-MORB和IAB三種類型基性火山巖塊, 其鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡分別為(444±3) Ma、(441±2) Ma和(442±4) Ma(另文發(fā)表)。上述特征暗示, 在欽—杭結(jié)合帶南西段(揚(yáng)子板塊和華夏古陸之間)存在有早古生代的古洋盆, 云開地塊北緣岑溪地區(qū)呈巖片狀產(chǎn)出的N-MORB、E-MORB和IAB三種類型基性火山巖塊以及“鷹揚(yáng)關(guān)群”中早古生代島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽—杭結(jié)合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質(zhì)記錄, 欽杭結(jié)合帶西南段加里東期的構(gòu)造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內(nèi)造山帶。

5　結(jié)論

通過以上對鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖的巖石學(xué)、年代學(xué)以及地球化學(xué)的研究, 我們得出以下幾點(diǎn)初步認(rèn)識。

(1)鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年結(jié)果顯示, 鷹揚(yáng)關(guān)群中變角斑巖的最終火山噴發(fā)年齡為(415.1±2.1) Ma, 為加里東期海相火山噴發(fā)的產(chǎn)物。結(jié)合其它巖石類型的同位素年代學(xué)研究結(jié)果認(rèn)為,鷹揚(yáng)關(guān)群主要形成于早古生代, 部分可能形成于新元古代, 其實(shí)質(zhì)為一套由不同時(shí)代和不同構(gòu)造環(huán)境地層發(fā)生構(gòu)造混雜作用形成的構(gòu)造混雜巖系。

(2)鷹揚(yáng)關(guān)群火山巖總體上表現(xiàn)為明顯富集大離子親石元素(LILE, 包括U、Th、Ba、K和Rb等)和輕稀土元素, 而Nb、Ta、P和Ti等高場強(qiáng)元素和重稀土元素相對虧損, 反映其具有俯沖-消減作用形成的島弧-弧后盆地型火山巖地球化學(xué)特征。

(3)根據(jù)鷹揚(yáng)關(guān)地區(qū)早古生代島弧-弧后盆地型火山巖的厘定, 并結(jié)合本區(qū)其它一些研究成果認(rèn)為,揚(yáng)子板塊和華夏板塊結(jié)合帶(欽—杭結(jié)合帶)西南段有早古生代的古洋盆, 鷹揚(yáng)關(guān)群中島弧-弧后盆地型火山巖可能是欽杭結(jié)合帶南西段早古生代洋陸俯沖-消減過程的地質(zhì)記錄, 欽杭結(jié)合帶西南段加里東期的構(gòu)造格局是俯沖增生造山帶而不是陸內(nèi)造山帶。

致謝: 在主量、微量和稀土元素分析測試中得到核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心劉牧老師的支持; 在LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年和數(shù)據(jù)分析過程中得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所侯可軍博士的熱心指導(dǎo)和幫助。在此一并致以衷心的感謝！

陳顯偉, 何崇泉. 1983. 桂湘粵邊境鷹揚(yáng)關(guān)震旦系剖面[J]. 廣西區(qū)測, (1): 8-22.

廣西區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院. 2005. 1:25萬賀州幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告[R]. 桂林: 廣西區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院.

廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1985. 廣西壯族自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)志[M]. 北京: 地質(zhì)出版社: 30-39.

侯可軍, 李延河, 田有榮. 2009. LA-MC-ICP-MS鋯石微區(qū)原位U-Pb定年技術(shù)[J]. 礦床地質(zhì), 28(4): 481-492.

李建康, 王登紅, 粱婷, 許以明, 張怡軍, 梁華英, 盧煥章, 趙斌, 李建國, 屈文俊, 周四春, 王汝成, 韋龍明, 林錦福. 2013. 南嶺區(qū)域成礦與深部探測的研究進(jìn)展及其對西藏鎢錫找礦的指示[J]. 地球?qū)W報(bào), 34(1): 58-74.

李獻(xiàn)華, 王選策, 李武顯, 李正祥. 2008. 華南新元古代玄武質(zhì)巖石成因與構(gòu)造意義: 從造山運(yùn)動(dòng)到陸內(nèi)裂谷[J]. 地球化學(xué), 37(4): 382-398.

李自惠. 1979. 廣西賀縣鷹揚(yáng)關(guān)海相火山巖基本地質(zhì)特征初步認(rèn)識[C]//廣西地質(zhì)學(xué)會第二屆會員代表及學(xué)術(shù)報(bào)告論文摘要集: 21-28.

毛曉冬, 汪嘯風(fēng), 陳孝紅. 1998. 揚(yáng)子地臺東南緣震旦紀(jì)-早寒武世沉積環(huán)境及有關(guān)礦產(chǎn)[J]. 華南地質(zhì)與礦產(chǎn), (2): 24-31.

覃小鋒, 李江, 李容森, 周府生, 胡貴昂, 李廣寧, 周開華, 謝凌鋒, 潘藝文. 2008. 云開地塊北緣博白-岑溪造山帶的形成與演化[M]. 北京: 中國大地出版社.

覃小鋒, 潘元明, 夏斌, 李容森, 周府生, 胡貴昂, 陸國斌. 2007.云開地塊北緣構(gòu)造帶中變質(zhì)基性火山巖的地球化學(xué)特征及其大地構(gòu)造意義[J]. 地球化學(xué), 36(3): 311-322.

覃小鋒, 周府生, 胡貴昂, 李廣寧, 謝凌峰, 周開華, 黃錫強(qiáng),潘藝文. 2005. 云開地塊北緣MORB型火山巖的首次發(fā)現(xiàn)及其大地構(gòu)造意義[J]. 地質(zhì)科技情報(bào), 24(3): 20-24.

王劍. 2000. 華南新元古代裂谷盆地演化——兼論與Rodinia解體的關(guān)系[M]. 北京: 地質(zhì)出版社: 1-146.

吳根耀. 2000. 華南的格林威爾造山帶及其坍塌: 在羅迪尼亞超大陸演化中的意義[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 24(2): 112-123.

許效松, 劉偉, 門玉澎, 張海全. 2012. 對新元古代湘桂海盆及鄰區(qū)構(gòu)造屬性的探討[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 86(12): 1890-1903.

楊明桂, 梅勇文. 1997. 欽-杭古板塊結(jié)合帶與成礦帶的主要特征[J]. 華南地質(zhì)與礦產(chǎn), 9(3): 52-59.

殷鴻福, 吳順寶, 杜遠(yuǎn)生, 彭元橋. 1999. 華南是特提斯多島洋體系的一部分[J]. 地球科學(xué)—中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào), 24(1): 1-12.

尹福光, 萬方, 陳明. 2003. 泛華夏大陸群東南緣多島弧盆系統(tǒng)[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 30(2): 126-131.

張焱, 周永章, 王正海, 黃銳, 呂文超, 王林峰, 梁錦, 曾長育. 2011. 廣東龐西垌地區(qū)地球化學(xué)組合異常識別與提取[J].地球?qū)W報(bào), 32(5): 533-540.

周漢文, 李獻(xiàn)華, 王漢榮, 李江, 李惠民. 2002. 廣西鷹揚(yáng)關(guān)群基性火山巖的鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義[J]. 地質(zhì)論評, 48(增刊): 22-25.

周小進(jìn), 楊帆. 2007. 中國南方新元古代-早古生代構(gòu)造演化與盆地原型分析[J]. 石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì), 29(5): 446-451.

References:

Bureau of Geology and Mineral Resources of Guangxi Zhuang Autonomous Region. 1985. Regional Geology of Guangxi ZhuangAutonomous Region[M]. Beijing: Geological Publishing House: 30-39(in Chinese).

CABANIS B, LECOLLE M. 1989. Le diagrmmme La/10-Y/15-Nb/8: unoutil pour la discrimination de series volcaniques et la mise en evidence desprocessus de melange et/ou de contamination crustale[J]. C.R. Acad．Sci, Ser., Ⅱ309: 2023-2029.

CHEN Xian-wei, HE Chong-quan. 1983. The Yingyangguan Sinian section in Guangxi- Hunan-Guangdong adjacent region[J]. Regional Geological Survey of Guangxi, (1): 8-22(in Chinese).

DUPUY C, DOSTAL J. 1984. Trace element geochemistry of some continental tholeiites[J]. Earth and Planetary Science Letters, 67(1): 61-69.

EWART A, COLLERSON K D, REGELOUS M, WENDT J I, NIU Y. 1998. Geochemical evolution within the Tonga-Kermadec-Lau arc-back arc systems: the role of varying mantle wedge composition in space and time[J]. Journal of Petrology, 39(3): 331-368.

Guangxi Institute of Regional Geological Survey. 2005. Reports on 1: 250000 regional geological surveys of Hezhou sheet[R]. Guilin: Guangxi Institute of Regional Geological Survey(in Chinese).

HESS P C. 1989. Origins of igneous rocks[M]. Harvard: Harvard University Press: 109-275.

HOU Ke-jun, LI Yan-he, TIAN You-rong. 2009. In situ U-Pb zircon dating using laser ablation-multi ion counting-ICP-MS[J]. Mineral Deposits, 28(4): 481-492(in Chinese with English abstract).

JAKES P, WHITE A J R. 1972. Major and trace element abundances in volcanic rocks of orogenic areas[J]. Bull. Geol. Soc. Am., 83: 29-40.

LE MAITRE R W, STRECKEISEN A, ZANETTIN , LE BAS MJ, BONIN B, BATEMAN P, BELLIENI G, DUDEK A, EFREMOVA S, KELLER J, LAMERE J, SABINE PA, SCHMID R, SORENSEN H, WOOLLEY A R. 2002. Igneous rocks: A Classification and Glossary of Terms, Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks[M]. Cambridge: Cambridge University Press: 1-236.

LI Jian-kang, WANG Deng-hong, LIANG Ting, XU Yi-ming, ZHANG Yi-jun, LIANG Hua-ying, LU Huan-zhang, ZHAO Bin, LI Jian-guo, QU Wen-jun, ZHOU Si-chun, WANG Ru-cheng, WEI Long-ming, LIN Jin-fu. 2013. Progress of research on metallogenic regularity and deep exploration in Nanling region and its indication for W-Sn exploration in Ti-bet[J]. Acta Geoscientica Sinica, 34(1): 58-74(in Chinese with English abstract).

LI Xian-hua, WANG Xuan-ce, LI Wu-xian, LI Zheng-xiang. 2008. Petrogenesis and tectonic significance of Neoproterozoic basaltic rocks in South China: from orogenesis to intracontinental rifting[J]. Geochimica, 37(4): 382-398(in Chinese with English abstract).

LI Zi-hui. 1979. Geological characteristics and initial understanding of Yingyangguan marine volcanic rocks in Hexian area, Guangxi[C]//The abstract proceedings on the 2th congress of Geological Society of Guangxi: 21-28(in Chinese).

LUDWIG K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.0: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel[J]. Berkeley Geochronology Center Special Publication, 4: 1-70.

MAO Xiao-dong, WANG Xiao-feng, CHEN Xiao-hong. 1998. Discussion on simian-early cambrian sedimentary environment and mineral resources in southeastern margin of the Yangtze platform [J]. Geology and Mineral Resources of South China, (2): 24-31(in Chinese with English abstract).

MESCHEDE M. 1986. A Met hod of Discriminating Between Different Types of Mid-Ocean Ridge Basalt s and Continental Tholeiites with the Nb-Zr-Y Diagram[J]. Chem. Geol., 56: 207-218.

MULLEN E D. 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis[J]. Earth Planet. Sci. Lett., 62: 53-63.

OMRANI J, AGARD P, WHITECHURCH H, BENOIT M, PROUTEAU G, JOLIVET L. 2008. Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences[J]. Lithos, 106: 380-398.

PEARCE J A. 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries[M]//THORPE R S. New York: John Wiley &Sons: 525-548.

PEARCE J A. 1984. A “users guide” to basalt discrimination diagrams[J]. Overseas Geology, (4): 1-13.

QIN Xiao-feng, LI Jiang, LI Rong-sen, ZHOU Fu-sheng, HU Gui-ang, LI Guang-ning, ZHOU Kai-hua, XIE Ling-feng, PAN Yi-wen. 2008. Geological evolution of Bobai-Cenxi orogenic belt in the north margin of Yunkai block, southeastern Guangxi[M]. Beijing: China Land Press(in Chinese).

QIN Xiao-feng, PAN Yuan-ming, XIA Bin, LI Rong-sen, ZHOU Fu-sheng, HU Gui-ang, LU Guo-bin. 2007. Geochemical characteristics and tectonic signification of the metabasic volcanic rocks in tectonic belt of the north margin of the Yunkai block, southeastern Guangxi[J]. Geochimica, 36(3): 311-322(in Chinese with English abstract).

QIN Xiao-feng, ZHOU Fu-sheng, HU Gui-ang, LI Guang-ning, XIE Ling-feng, ZHOU Kai-hua, HUANG Xi-qiang, PAN Yi-wen. 2005. First discovery of MORB volcanic rock and its tectonic significance on the north margin of the Yunkai block, southeastern Guangxi[J]. Geological Science and Technology Information, 24(3): 20-24(in Chinese with English abstract).

SUN S S, MCDONOUGH W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes[C]//SAUNDERS A D, NORRY M J. Magmatism in the ocean basins. Geological Society Special Publication, 42: 313-345.

WANG Jian. 2000. Neopterozoic Rifting History of South China: Significance to Rodinia Breakup[M]. Beijing: Geological Publishing House(in Chinese).

WINCHESTER J A, FLOYD P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differential products, using immobile elements[J]. Chemical Geology, 20: 325-344.

WOOD D A. 1980. The applicationof a Th-Hf-Ta diagram to problems of toctonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province[J]．Earth Planet. Sci. Lett., 50(1): 11-30.

WU Gen-yao. 2000. Grenville orogens in south China and their collapse: implications for evolution of the supercontinent RODINIA[J]. Geotectonica et Metallogenia, 24(2): 112-123(in Chinese with English abstract).

XU Xiao-song, LUI Wei, MEN Yu-peng, ZHANG Hai-quan. 2012. Probe into tectonic nature of Neoproterozoic southern Hunan-northern Guangxi marine basin[J]. Acta Geologica Sinica, 86(12): 1890-1903(in Chinese with English abstract).

YANG Ming-gui, MEI Yong-wen. 1997. Characteristics of Geology and Metatllization in the Qinzhou-Hangzhou Paleoplate Juncture[J]. Geology and Mineral Resources of South China, 9(3): 52-59(in Chinese with English abstract).

YIN Fu-guang, WAN Fang, CHEN Ming. 2003. The multi-arc basin system on the south-eastern margin of the Pan-Cathaysian continental group[J]. Journal of Chengdu university of Technology(Science and Technology Edition), 30(2): 126-131(in Chinese with English abstract).

YIN Hong-fu, WU Shun-bao, DU Yuan-sheng, PENG Yuan-qiao. 1999. South China Defined as Part of Tethyan Archipelagic Ocean System[J]. Earth Science, 24(1): 1-12(in Chinese with English abstract).

ZHANG Ai-mei, WANG Yue-jun, FAN Wei-ming, ZHANG Yu-zhi, YANG Joe. 2012. Earliest Neoproterozoic (ca. 1.0 Ga) arc–back-arc basin nature along the northern Yunkai Domain of the Cathaysia Block: Geochronological and geochemical evidence from the metabasite[J]. Precambrian Research, 220/221: 217-233.

ZHANG Yan, ZHOU Yong-zhang, WANG Zheng-hai, HUANG Rui, Lü Wen-chao, WANG Lin-feng, LIANG Jin, ZENG Chang-yu. 2011. The Recognition and Extraction of Geochemical Composite Anomalies: A Case Study of Pangxidong Area[J]. Acta Geoscientica Sinica, 32(5): 533-540(in Chinese with English abstract).

ZHOU Han-wen, LI Xian-hua, WANG Han-rong, LI Jiang, LI Hui-min. 2002. U-Pb zircon geochronology of basic volcanic rocks of the Yingyangguan group in Hezhou, Guangxi, and its tectonic implications[J]. Geological Review, 48(S1): 22-25(in Chinese with English abstract).

ZHOU Xiao-jin, YANG Fan. 2007. Tectonic evolution and prototypes analysis from Neoproterozoic to early Paleozoic in south China[J]. Petroleum Geology and Experiment, 29(5): 446-451(in Chinese with English abstract).

The Reconfirmation of Age and Tectonic Setting of the Volcanic Rocks of Yingyangguan Group in the Eastern Guangxi: Constraints on the Structural Pattern of the Southwestern Segment of Qinzhou–Hangzhou Joint Belt

QIN Xiao-feng1,2), WANG Zong-qi3), WANG Tao4), XIONG Bin1,2), FENG Zuo-hai1,2), YANG Wen1,2), ZHU An-han1,2), SONG Jiong1,2), HUANG Jie1,2)
1) College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 2) Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi 541004; 3) Institute of Mineral Resources, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037; 4) Institute of Geology, Chinese Amdemy of Geological Sciences, Beijing 100037

Yingyangguan Group is widely distributed in the junction area of the Hunan, Guangdong and Guangxi Provinces. It consists dominantly of the green schist facies metamorphic spilite, (quartz-) keratophyre and related to volcanic clastic rocks, with small quantities of fine clastic rocks and carbonate rocks. Previously it had beenthought that this group formed in a continental rift environment under the background of Rodinia supercontinent breakup during the Neoproterozoic time. The combined petrology, geochemistry and zircon LA-ICP-MS U-Pb dating study reveal that the volcanic rocks of Yingyangguan Group belong primarily to basic-intermediate volcanic(-clastic) rocks, and petrochemically are pronounced enrichment in large-ion incompatible elements (LILEs, e.g., U, Th, Ba, K and Rb) and LREEs and pronounced depletion in high field strength elements (HFSEs, e.g., Nb, Ta, P and Ti) and HREEs. Such signatures display geochemical characteristics of typical subduction-related arc-back arc basin volcanic rocks. A metamorphic keratophyre sample of Yingyangguan Group yielded a zircon LA-ICPMS U-Pb concordia age of (415.1±2.1) Ma (n=13, MSWD=1.8), indicate that it is to be the product of Marine volcanic eruption during Caledonian period. Together with early Paleozoic MORB-type and arc-type metabasic volcanic rocks in the northern margin of Yunkai block, appears to support a development of an early Paleozoic oceanic basin within the southwestern segment of the joint belt between the Yangtze and Cathaysian blocks (so-called Qinzhou-Hangzhou joint belt). Therefore, we conclude that Yingyangguan arc-back arc basin volcanic rocks were likely an important record of the oceanic subduction and subsequent continental collision in the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt during Early Paleozoic time, and Caledonian structural pattern of the southwestern segment of Qinzhou-Hangzhou joint belt is a subduction-accretion orogenic belt and not an intracontinental orogenic belt.

the volcanic rocks of Yingyangguan Group; chronology; geochemistry; tectonic setting; Early Paleozoic; eastern Guangxi

P588.14; P597.1; P542.4

A

10.3975/cagsb.2015.03.03

本文由國土資源部百名優(yōu)秀青年科技人才計(jì)劃項(xiàng)目(編號: 200811)、廣西自然科學(xué)基金項(xiàng)目(編號: 2013GXNSFAA019272)、廣西壯族自治區(qū)“新世紀(jì)十百千人才工程”專項(xiàng)資金項(xiàng)目(編號: 2006218)、桂林理工大學(xué)人才引進(jìn)科研啟動(dòng)基金項(xiàng)目(編號: 002401003364)、中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查評價(jià)項(xiàng)目(編號: 1212011085408)和桂林市漓江學(xué)者基金項(xiàng)目(編號: 2013-5)聯(lián)合資助。

2014-10-20; 改回日期: 2015-01-25。責(zé)任編輯: 張改俠。

覃小鋒, 男, 1969年生。博士, 教授。主要從事構(gòu)造地質(zhì)和巖石學(xué)研究。通訊地址: 541004, 廣西桂林市建干路12號。

E-mail: qxf@glut.edu.cn。