揚(yáng)子地塊西緣中元古代A型花崗巖的形成時(shí)代、地球化學(xué)特征及其大地構(gòu)造意義

趙 鍇, 蔡永豐, 2*, 馮佐海, 2, 徐天德, 周 云, 劉風(fēng)雷, 胡榮國, 劉昊茹

揚(yáng)子地塊西緣中元古代A型花崗巖的形成時(shí)代、地球化學(xué)特征及其大地構(gòu)造意義

趙 鍇1, 蔡永豐1, 2*, 馮佐海1, 2, 徐天德3, 周 云1, 劉風(fēng)雷1, 胡榮國1, 劉昊茹1

(1.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; 2.桂林理工大學(xué) 廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發(fā)協(xié)同創(chuàng)新中心, 廣西 桂林 541004; 3.四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì),四川 成都 610213)

為闡明揚(yáng)子地塊西緣中元古代大地構(gòu)造演化特征, 本文對揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖展開了系統(tǒng)的LA-ICP- MS鋯石U-Pb年代學(xué)、全巖地球化學(xué)和Sr-Nd同位素研究。兩個(gè)代表性花崗巖樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)分析分別給出了1063±9 Ma和1064±6 Ma的年齡。全巖地球化學(xué)分析結(jié)果顯示, 苴林地區(qū)花崗巖具有高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦特征, 其A/CNK平均值為1.37, 屬于高鉀鈣堿性過鋁質(zhì)巖石; 稀土元素配分曲線表現(xiàn)為右傾“海鷗”型, 具負(fù)Eu異常, 富集高場強(qiáng)元素Zr、Th、Hf和大離子親石元素Rb、K, 虧損Ba、Sr、P、Ti等元素; 樣品具有相對富集的Nd同位素組成, 其Nd()值為?9.90～?4.53。綜合研究表明, 苴林地區(qū)花崗巖形成于中元古代晚期, 表現(xiàn)出A型花崗巖的地球化學(xué)特征。結(jié)合前人研究認(rèn)為, 苴林地區(qū)花崗巖是古老地殼物質(zhì)重熔的產(chǎn)物, 形成于后碰撞或后造山的拉張環(huán)境, 其形成與Rodinia超大陸的聚合密切相關(guān)。

鋯石U-Pb定年; 中元古代; A型花崗巖; Rodinia超大陸; 苴林群; 揚(yáng)子地塊

0 引 言

中元古代晚期?新元古代早期格林威爾造山運(yùn)動使得地球各大板塊匯聚拼合, 形成了統(tǒng)一的Rodinia超大陸(Hoffman, 1991; Dalziel, 1995; Li et al., 2002, 2008), 其主要表現(xiàn)為全球陸續(xù)發(fā)現(xiàn)大規(guī)模中元古代晚期造山型花崗巖(Dalziel, 1995; Chen et al., 2014; Zhu et al., 2016)。近二十多年來, 格林威爾造山運(yùn)動一直是地學(xué)界研究的熱點(diǎn), 國內(nèi)亦陸續(xù)有相關(guān)的研究報(bào)道, 如前人在揚(yáng)子地塊東南緣的江南造山帶(Chen et al., 1991; 沈渭洲等, 1993)以及北緣的神農(nóng)架群、崆嶺群等展開了大量的研究工作, 識別出了眾多約1.0 Ga巖漿活動記錄, 并普遍認(rèn)為這些巖漿活動與Rodinia超大陸聚合過程有關(guān)(楊巍然和楊森楠, 1991; 徐大良等, 2016); 同時(shí), 揚(yáng)子地塊西緣昆陽群、康定群、會理群、東川群、河口群、鹽邊群等地層中也記錄了廣泛的中元古代晚期巖漿活動事件(Li et al., 2002; 耿元生等, 2007; 張傳恒等, 2007; 王生偉等, 2013; Chen et al., 2014, 2018; Zhu et al., 2016; 劉軍平等, 2018)。苴林群作為揚(yáng)子地塊西緣元古宙地層單元的重要組成部分, 群內(nèi)廣泛分布中元古代花崗巖、鎂鐵質(zhì)以及長英質(zhì)火山巖, 這些巖石是理解中元古代揚(yáng)子地塊西緣構(gòu)造環(huán)境及其與Rodinia超大陸相互關(guān)系的關(guān)鍵。但是目前對這些巖石研究仍顯薄弱, 缺乏精確定年以及同位素制約, 不利于我們完整理解揚(yáng)子地塊前寒武紀(jì)的構(gòu)造演化歷史。本文在詳細(xì)野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上, 在揚(yáng)子地塊西緣元謀縣苴林一帶分布的苴林群中識別出了一套花崗巖, 并對這些花崗巖展開了全巖巖石地球化學(xué)、Sr-Nd同位素以及鋯石U-Pb年代學(xué)研究, 為揭示巖漿作用時(shí)代、巖石成因及其構(gòu)造環(huán)境提供了約束, 為此進(jìn)一步討論揚(yáng)子地塊在中元古代晚期的構(gòu)造演化過程, 這一研究對于完整認(rèn)識Rodinia超大陸匯聚過程具有重要意義。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

康滇地區(qū)位于揚(yáng)子地塊西緣, 區(qū)內(nèi)巖漿活動廣泛, 礦產(chǎn)資源豐富。在漫長地質(zhì)演化過程中, 該區(qū)發(fā)生了復(fù)雜構(gòu)造?巖漿活動, 在近十萬平方公里區(qū)域內(nèi)陸續(xù)出露了大量的基底地層, 如北部的康定群、登相營群; 中部的會理群、湯丹群、東川群、河口群、鹽邊群、苴林群; 南部的昆陽群、大紅山群等。上述各基底地層中, 康定群和苴林群變質(zhì)程度最高, 可達(dá)麻粒巖相(胥德恩等, 1995), 被認(rèn)為是康滇地區(qū)出露的最古老基底巖石。隨著研究不斷深入以及高精度年代學(xué)的應(yīng)用, 各基底地層沉積時(shí)代得到了較好的制約, 如東川群、大紅山群和河口群沉積時(shí)代被限定為中元古代早期, 昆陽群、會理群和登相營群沉積時(shí)代被限定為中元古代中晚期, 湯丹群沉積時(shí)代被限定為古元古代(Li et al., 2002; 耿元生等, 2007; 張傳恒等, 2007; 王生偉等, 2013; 李懷坤等, 2013a, 2013b; Chen et al., 2014)。

研究區(qū)位于康滇地區(qū)中部, 出露于南北走向綠汁江斷裂帶北段(圖1)。斷裂北側(cè)發(fā)育古元古代河口群, 河口群主要為石英鈉長巖、片巖和大理巖等組成的一套淺變質(zhì)巖系, 從下到上分別為大營山組、落凼組和長沖組(關(guān)俊雷等, 2011; 周家云等, 2011); 西北側(cè)為中太古代康定群, 康定群主要為斜長角閃巖、片麻巖、混合巖和變粒巖, 從下到上分別為咱里組和冷竹關(guān)組(邢無京, 1989); 西側(cè)為中元古代苴林群, 以花崗巖、鎂鐵質(zhì)?超鎂鐵質(zhì)深成巖夾雜輝綠巖和長英質(zhì)巖石為主, 從下到上分為普登組、路古模組、鳳凰山組和海資哨組(Chen et al., 2014)。

研究區(qū)內(nèi)巖漿巖較為發(fā)育, 以花崗巖和閃長巖為主, 少量輝綠巖?；◢弾r依據(jù)其變質(zhì)程度強(qiáng)弱可以分為兩期, 其中早期變質(zhì)程度較高的片麻狀花崗巖主要出露于黃瓜園鎮(zhèn)北側(cè), 局部呈片麻狀, 頂部風(fēng)化破碎明顯(圖2a、b); 晚期花崗巖變質(zhì)程度較弱。閃長巖呈脈狀侵入至片麻狀花崗巖中。

本次研究花崗巖采自四川省元謀縣黃瓜園鎮(zhèn)黃江公路旁, 野外可見花崗巖侵入于苴林群中。花崗巖主要礦物為石英(30%～35%)、鉀長石(25%～30%)、斜長石(25%～30%)和黑云母(5%～10%)。石英無明顯變形; 鉀長石發(fā)育格子雙晶; 斜長石呈板狀結(jié)構(gòu), 部分發(fā)生絹云母化; 黑云母斑晶顆粒較大, 局部已經(jīng)蝕變?yōu)榫G泥石(圖2c、d)。

圖1 揚(yáng)子地塊西緣元謀地區(qū)地質(zhì)簡圖

礦物代號: Qtz. 石英; Kfs. 鉀長石; Pl. 斜長石; Bt. 黑云母。

2 分析與測試方法

2.1 主量、微量元素和Sr-Nd同位素分析

全巖主量、微量元素和Sr-Nd同位素分析測試在桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成, 用于分析的樣品無污染粉碎至200目以下。主量元素分析是在X射線熒光光譜儀上完成, 詳細(xì)分析測試方法見李獻(xiàn)華等(2002)。微量元素分析是在電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)上完成, 詳細(xì)分析測試方法見劉穎等(1996)。Sr-Nd同位素分析是在多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)上完成, 詳細(xì)分析測試方法見韋剛健等(2002)和梁細(xì)榮等(2003)。主量元素分析精度和準(zhǔn)確度均高于4%, 微量元素分析精度和準(zhǔn)確度均高于5%。

2.2 鋯石U-Pb同位素定年

鋯石挑選在河北省廊坊市區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成。用于鋯石年代學(xué)分析樣品均采自新鮮露頭, 原巖樣品去除表面風(fēng)化層后, 經(jīng)過手工粉碎, 淘洗去除輕礦物后, 將得到的重砂物質(zhì)再經(jīng)過磁選技術(shù)浮選出含有較少雜質(zhì)的鋯石顆粒, 最后在雙目鏡下挑選出鋯石顆粒, 所選鋯石均為晶形較好, 裂隙少, 雜質(zhì)少。隨后將鋯石顆粒粘貼在雙面膠上并用環(huán)氧樹脂固定, 然后拋光, 使鋯石顆粒晶面暴露約一半。對鋯石靶進(jìn)行反射光、透射光和陰極發(fā)光照相, 并根據(jù)圖像特征, 選擇合適鋯石顆粒進(jìn)行年代學(xué)分析。

鋯石U-Pb同位素分析測試在桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室測試完成, 所用儀器為德國Lamdaphysik公司的Com Pex 193 nm ArF準(zhǔn)分子激光器以及MicroLas公司能實(shí)行聯(lián)機(jī)在線運(yùn)行的GeoLas HD激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7500cx型ICP-MS光學(xué)系統(tǒng)。在分析測試過程中, 用標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM作為標(biāo)樣, 標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1作為監(jiān)控標(biāo)樣。數(shù)據(jù)處理分析采用軟件ICPMSDateCal(Liu et al., 2010)完成, 鋯石U-Pb年齡諧和圖和年齡均值圖等繪制采用Isoplot3.0(Ludwig, 2001)完成, 分析及計(jì)算誤差均為1σ。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

花崗巖樣品MH162902和MH163005的鋯石U-Pb定年結(jié)果見表1。鋯石透明?半透明狀, 顏色多為淺褐色和褐色, 多呈柱狀、長柱狀, 長度一般都大于100 μm, 內(nèi)部發(fā)育振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu), 自形程度較好(圖3a、b), 具典型巖漿鋯石特征。

樣品MH162902中鋯石Th含量為99.3×10?6～ 2708×10?6, U含量為409×10?6～3090×10?6, Th/U值絕大多數(shù)都在0.10～0.73之間, 為巖漿成因鋯石。對該樣品鋯石共分析20個(gè)點(diǎn), 其中17個(gè)點(diǎn)均在諧和線附近(圖4a、b), 獲得其加權(quán)平均年齡為1063±9 Ma (=17, MSWD=0.15), 代表了其成巖年齡; 另外有3個(gè)點(diǎn)的年齡為1587 Ma、1594 Ma和1595 Ma, 可能代表了繼承/捕獲鋯石的年齡。

表1 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡分析結(jié)果

續(xù)表1:

圖3 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖代表性鋯石陰極發(fā)光圖像

樣品MH163005鋯石Th含量為81.4×10?6～ 559×10?6, U含量為307×10?6～1191×10?6, Th/U值絕大多數(shù)都在0.14～0.80之間, 為巖漿成因鋯石。該樣品20個(gè)鋯石分析點(diǎn)中, 有19個(gè)點(diǎn)均在諧和線附近(圖4c、d), 獲得其加權(quán)平均年齡為1064±6 Ma(=19, MSWD=0.52), 代表了其成巖年齡; 另外有1個(gè)點(diǎn)的年齡為2033 Ma, 代表了繼承/捕獲鋯石的年齡。

3.2 主量元素

樣品主量和微量元素分析數(shù)據(jù)見表2。結(jié)果顯示, 樣品總體表現(xiàn)為高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦特征, 其SiO2含量為68.76%～73.84%, 平均為71.90%; TiO2含量在0.26%～0.76%之間, 平均為0.47%; CaO含量為0.26%～2.10%, 平均為1.06%; MgO含量為0.41%～1.32%, 平均為0.80%; P2O5含量為0.10%～ 0.28%, 平均為0.16%; MnO含量為0.02%～0.07%, 平均為0.04%。巖石樣品具有中等K2O(1.82%～5.05%, 平均為3.63%)和Na2O(0.57%～3.49%, 平均為2.51%)含量, 全堿(Na2O+K2O)含量為3.68%～8.10%, 平均為6.14%, 且相對富鉀、貧鈉(K2O/Na2O值為0.52%～ 1.82, 平均為1.41), 里特曼指數(shù)(σ=(K2O+Na2O)2/ (SiO2?43))絕大數(shù)介于1.04～2.20之間, 均小于3。在(Na2O+K2O)-SiO2判別圖中, 樣品點(diǎn)落入花崗閃長巖和花崗巖區(qū)間(圖5a), 且整體上屬于高鉀鈣堿性系列(圖5b)。樣品具有低Mg#值(Mg#值在20.4～34.8之間, 平均為31.4)和較高Al2O3含量(13.39%～ 14.14%, 平均為13.80%), 其鋁飽和指數(shù)相對較高, A/CNK平均為1.37, 在A/NK-A/CNK圖中, 樣品落入過鋁質(zhì)區(qū)間(圖6), 屬于典型的過鋁質(zhì)巖石。

3.3 微量元素

苴林地區(qū)花崗巖的稀土元素含量較高, 稀土元素總量(∑REE)為138×10?6～364×10?6, 平均為199×10?6; 輕稀土元素(LREE)為119×10?6～322×10?6, 平均為176×10?6; 重稀土元素(HREE)為15.9×10?6～ 41.5×10?6,平均為22.8×10?6。LREE相對富集、HREE相對虧損, 輕重稀土元素比值(LREE/HREE)為6.08～10.1, 平均為7.74, (La/Yb)N值為6.65～12.2, 平均為8.98; 樣品δEu在0.24～0.83之間, 平均為0.46, 具較明顯負(fù)Eu異常; δCe在0.98～1.06之間, 平均為1.02, Ce異常不明顯。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖中, 樣品總體表現(xiàn)為典型右傾“海鷗”型(圖7a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上, 苴林地區(qū)花崗巖表現(xiàn)為富集高場強(qiáng)元素Th、Zr、Hf和大離子親石元素Rb、U、K, 虧損Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti等元素(圖7b)。

圖4 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和加權(quán)平均年齡圖

表2 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖主量元素(%)和微量元素(×10?6)分析結(jié)果

續(xù)表2:

圖5 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的(Na2O+K2O)-SiO2(a)和SiO2-K2O(b)圖解(a據(jù)Middlemost, 1994; b據(jù)Rickwood, 1989)

3.4 Sr-Nd同位素

苴林地區(qū)花崗巖Sr-Nd同位素分析結(jié)果見表3。由于苴林地區(qū)花崗巖的87Sr/86Sr比值變化范圍較大, 且具有較高的87Rb/86Sr值, 暗示Sr同位素可能受到了Rb同位素影響或受后期蝕變作用而發(fā)生了改變, 因而不宜用于巖石成因討論。樣品143Nd/144Nd值較均一, 變化范圍為0.511660～0.512034, 平均值為0.511811, 略低于原始地幔現(xiàn)今值(143Nd/144Nd= 0.512638), 經(jīng)過計(jì)算獲得樣品的Nd()(=～1.1 Ga)為?9.90～?4.53, 一階段Nd的模式年齡(DM)為3.81～2.27 Ga。

3.5 鋯石飽和溫度

鋯石是花崗質(zhì)巖漿中結(jié)晶較早而且相對穩(wěn)定的副礦物, 鋯石中Ti含量對溫度變化極度敏感, 而且對其他因素的變化不敏感, 所以可以用于計(jì)算鋯石的飽和溫度(Watson et al., 2006)。根據(jù)Watson et al. (2006)計(jì)算公式:(℃)zircon=(5080±30)/[(6.01±0.03)? log(Ti)]?273, 得出苴林地區(qū)花崗巖鋯石飽和溫度為786～1002 ℃, 平均為854 ℃。

圖6 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)

4 討 論

4.1 巖石成因類型

巖石成因類型和巖漿形成的地球動力學(xué)過程密切相關(guān), 不同成因類型巖石在形成過程中往往經(jīng)歷了不同的地球動力學(xué)過程(李昌年, 1992)。根據(jù)成因類型, 花崗巖可以分為M、I、S、A四種類型, 其中M型花崗巖主要指示地幔來源; I型花崗巖指示火成巖或下地殼成因; S型花崗巖指示沉積巖或上地殼成因; A型花崗巖強(qiáng)調(diào)形成構(gòu)造環(huán)境為造山期后或非造山(Whalen et al., 1987)。其中A型花崗巖最初定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)和非造山(anorogenic)花崗巖(吳福元等, 2007), 隨著研究不斷深入, A型花崗巖包含的范圍更為廣泛, 不僅包括堿性巖類, 還包括鈣堿性巖類、弱堿?準(zhǔn)鋁質(zhì)巖類、弱過鋁質(zhì)巖類和強(qiáng)過鋁質(zhì)巖類, 或不貧水, 或形成于造山后的環(huán)境等(許保良等, 1998; 吳鎖平等, 2007; 吳福元等, 2007)。研究還發(fā)現(xiàn), 由于高分異I型花崗巖、S型花崗巖與鋁質(zhì)A型花崗巖常具有相似的地球化學(xué)特征, 所以有時(shí)難以進(jìn)行判別(King et al., 1997)。

與高分異I型花崗巖相比, 苴林地區(qū)花崗巖Fe2O3T含量(2.10%～6.21%, 平均為3.99%)較高, Rb含量(120×10?6～192×10?6, 平均為158×10?6)較低, 形成溫度(786～1002 ℃, 平均為854 ℃)較高。且苴林地區(qū)花崗巖P2O5含量(0.10%～0.28%, 平均為0.16%)較低, SiO2與P2O5呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, 不含有堇青石等富鋁礦物, 這些特征也明顯不同于S型花崗巖。苴林地區(qū)花崗巖主要表現(xiàn)為過鋁質(zhì)、高鉀鈣堿性, 全堿(Na2O+K2O)含量中等, CaO含量較低(表2); 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖顯示為典型的“海鷗”型, 具有明顯的Eu負(fù)異常(圖7a); 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖呈現(xiàn)出強(qiáng)烈虧損Ba、Sr、Ti、P元素(圖7b), 高10000×Ga/Al值(2.16～5.37, 平均為3.42)和(Zr+Nb+Ce+Y)含量(377×10?6～844×10?6, 平均為551×10?6), 這些特征均與A型花崗巖相似(Whalen et al., 1987; 陳培榮和章邦桐, 1994; 賈小輝等, 2009)。且苴林地區(qū)花崗巖具高鋯石飽和溫度(平均為854 ℃), 暗示其與鋁質(zhì)A型花崗巖相似(King et al., 1997)。在Whalen (1987)提出判別圖解中, 所有樣品點(diǎn)均落入A型花崗巖范圍(圖8)。綜合研究表明, 苴林地區(qū)花崗巖為鋁質(zhì)A型花崗巖。

圖7 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989; 黃瓜園花崗巖據(jù)付宇等, 2015)

Eby (1992)將A型花崗巖又分為A1和A2兩個(gè)亞型, 并認(rèn)為A1亞型地球化學(xué)組成與洋島玄武巖(OIB)相似, 通常與板內(nèi)裂谷、地幔柱或者熱點(diǎn)活動有關(guān), 與俯沖、碰撞作用無關(guān), 形成于非造山環(huán)境; A2亞型地球化學(xué)組成與陸殼及島弧玄武巖相似, 主要來源于大陸地殼或板內(nèi)下地殼, 形成于后碰撞或后造山的拉張環(huán)境(Eby, 1992)。在A1-A2判別圖解中, 苴林地區(qū)花崗巖所有樣品均落入A2型花崗巖區(qū)域(圖9), 此外, 苴林地區(qū)花崗巖具有低Nb含量、較高Y含量和過鋁質(zhì)等特征, 這些特征亦與A2型花崗巖相似。因此, 苴林地區(qū)花崗巖屬于A2型花崗巖。

表3 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖Sr-Nd同位素分析結(jié)果

圖8 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的Zr-10000×Ga/Al(a)和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(b)(據(jù)Whalen et al., 1987)

圖9 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的Nb-Y-Ce(a)和Nb-Y-3Ga(b)三角圖解(據(jù)Eby, 1992)

4.2 巖石源區(qū)性質(zhì)

對于A型花崗巖成因機(jī)制, 目前有基性巖漿的結(jié)晶分異(Eby, 1992)、幔源巖漿與地殼物質(zhì)的相互作用( Dickin, 1994)、地殼物質(zhì)的部分熔融(Whalen et al., 1987)等不同觀點(diǎn)。

根據(jù)虧損地幔Nd同位素的演化特征, 在1.0 Ga左右虧損地幔的Nd()值為6.2～9.4(Jahn et al., 1988)。苴林地區(qū)花崗巖Sm含量在5.58×10?6～ 14.9×10?6之間,143Nd/144Nd值變化于0.511660～ 0.512034之間,Nd()值為?9.90～?4.53, 明顯不同于虧損地幔的Nd()值, 說明苴林地區(qū)花崗巖不是來自于虧損地幔的部分熔融。且其Nd()值(?9.90～?4.53)明顯小于區(qū)域內(nèi)同時(shí)代玄武巖Nd()值(?1.4～5.4; Chen et al., 2014), 表明它們不是玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。同時(shí), 研究區(qū)內(nèi)未發(fā)現(xiàn)較大規(guī)模與苴林地區(qū)花崗巖相伴生的同時(shí)代基性侵入巖, 也未見基性包體或巖漿混合的現(xiàn)象, 因此可以排除殼幔混合的成因。苴林地區(qū)花崗巖樣品具有高硅鉀、低鎂鈦、過鋁質(zhì), 形成溫度(786～1002 ℃, 平均為854 ℃)較高, 反映它們可能來自于地殼物質(zhì)在高溫下部分熔融。在Ce/Nb-Y/Nb圖解中, 苴林地區(qū)花崗巖樣品點(diǎn)均落入平均地殼成分區(qū)域范圍內(nèi)(圖10), 亦暗示它們主要來源于地殼物質(zhì)。樣品較低Nd()值與古老地殼衍生的A型花崗巖相近(Whalen et al., 1987; Eby, 1992), 且它們具有變化的Nd()值和一階段Nd的模式年齡(DM)(3.81～2.27 Ga)(表3),暗示苴林地區(qū)花崗巖很可能主要來自于古老地殼物質(zhì)的重熔; 這與樣品中含有古元古代繼承/捕獲鋯石相吻合。

4.3 大地構(gòu)造意義

Rodinia超大陸是地球演化過程中的一個(gè)重要階段, 其形成被認(rèn)為與全球普遍存在格林威爾造山作用有關(guān)(Hoffman, 1991; Dalziel, 1995)。近20多年來,在華南板塊相繼識別出了大量中元古代晚期?新元古代早期的巖漿記錄(圖11; 表4; 張傳恒等, 2007; Qiu et al., 2011; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013, 2015; Zhu et al., 2016; 劉軍平等, 2018), 指示了華南板塊是Rodinia超大陸的重要組成部分。已有的數(shù)據(jù)資料顯示, 華夏地塊云開地區(qū)發(fā)育有新元古代早期變玄武巖(984～969 Ma)和斜長角閃巖(997±21 Ma、978±19 Ma),且具有虧損Nd同位素組成(Nd()=2.3～7.0)和弧巖漿地球化學(xué)特征(Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013), 其形成被認(rèn)為與格林威爾時(shí)期洋殼俯沖作用事件有關(guān)(Zhang et al., 2012); 華夏地塊武夷山地區(qū)發(fā)育972±8 Ma流紋巖, 它們具有陸緣弧地球化學(xué)特征(SHRIMP鋯石U-Pb年齡; Shu et al., 2008)。揚(yáng)子地塊東緣贛東北地區(qū)出露的蛇綠巖套中識別出了995±22 Ma、993±12 Ma(SIMS鋯石U-Pb年齡)的輝長巖, 它們具有虧損Hf-Nd同位素組成(Hf()=8.8～13.8、Nd()=5.5～6.6), 被認(rèn)為形成于弧后盆地初始拉張環(huán)境(Wang et al., 2015)。揚(yáng)子地塊北緣神農(nóng)架群中的基性巖墻侵入年齡為1115～1083 Ma (李懷坤等, 2013a)、玄武巖形成年齡為1103±8 Ma (Qiu et al., 2011), 被認(rèn)為與Rodinia超大陸聚合有關(guān)(Qiu et al., 2011)。

圖10 揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的Ce/Nb-Y/Nb圖解(據(jù)Eby, 1992; 地殼平均成分值據(jù)洪大衛(wèi)等, 1995)

揚(yáng)子地塊西緣亦廣泛存在中元古代晚期?新元古代早期巖漿作用記錄, 如會理群中的基性巖脈和中酸性火山巖SIMS鋯石U-Pb年齡分別為1023±7 Ma和1025±13 Ma、1021±6 Ma, 流紋巖和英安巖LA- ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1052±9 Ma、1032±27 Ma、1063±41 Ma(Chen et al., 2018), 被認(rèn)為形成于碰撞裂谷環(huán)境(Zhu et al., 2016); 康定群中的花崗片麻巖形成于1007±14 Ma(SHRIMP鋯石U-Pb年齡, Li et al., 2002); 苴林群中的變質(zhì)玄武巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1043±19 Ma、1050±14 Ma, 并被認(rèn)為形成于大陸裂谷環(huán)境(Chen et al., 2014); 苴林群中的黑云母花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1041±12 Ma, 其形成被認(rèn)為與后造山地殼拉張作用有關(guān)(Wang et al., 2019); 昆陽群中的安山質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r和玄武巖形成年齡分別為1032±9 Ma～1007± 13 Ma和1005±18 Ma(SHRIMP/LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡)(張傳恒等, 2007; 劉軍平等, 2018), 其形成被認(rèn)為與造山作用有關(guān)(劉軍平等, 2018); 昆陽群中的斜長角閃巖和花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1162 Ma、1165 Ma、1167 Ma、1168 Ma, 并被認(rèn)為形成于大陸裂谷盆地環(huán)境(Liu et al., 2021); 川南會東菜園子花崗巖、米易二長花崗巖和酸性火山巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為1063±7 Ma～1040± 6 Ma(王生偉等, 2013)、1014±8 Ma(楊崇輝等, 2009)和1028±9 Ma(耿元生等, 2007), 并被認(rèn)為是格林威爾造山運(yùn)動的產(chǎn)物(王生偉等, 2013)。本次研究獲得的苴林地區(qū)花崗巖年齡與揚(yáng)子地塊西緣普遍發(fā)育的中元古代晚期?新元古代早期巖漿巖具有相似的形成時(shí)代, 表明苴林群沉積時(shí)代不晚于中元古代晚期。

揚(yáng)子地塊周緣地區(qū)亦曾報(bào)道有中元古代晚期的沉積作用、變質(zhì)作用和成礦作用。如揚(yáng)子地塊北緣神農(nóng)架群鄭家埡組中的砂巖中碎屑鋯石給出了～1094 Ma的最小年齡峰值(徐大良等, 2016), 打鼓石群中的碎屑鋯石最小年齡峰值為～1129 Ma(孔令耀等, 2017), 馬槽園群中的凝灰?guī)r形成時(shí)代為1165±14 Ma (SHRIMP鋯石U-Pb年齡, 鄧奇等, 2013); 揚(yáng)子地塊西緣昆陽群中的碎屑鋯石記錄最小年齡峰值為～1160 Ma (李懷坤等, 2013b); 華夏地塊元古代地層中的碎屑鋯石最小年齡峰值為～996 Ma(Yu et al., 2008)。鄧尚賢等(2001)對揚(yáng)子地塊西緣苴林群中的十字石?藍(lán)晶石進(jìn)行研究, 發(fā)現(xiàn)其變質(zhì)作用--軌跡表現(xiàn)出逆時(shí)針方向的演化特征, 并認(rèn)為該變質(zhì)作用與島弧巖漿的增生作用有關(guān)。吳健民等(1998)提出揚(yáng)子地塊西緣存在中元古代晚期銅礦變質(zhì)改造作用, 如滇北楚雄武定地區(qū)迤納廠鐵銅礦床的變質(zhì)改造成礦年齡為～1037 Ma,滇西南新平大紅山鐵銅礦床改造成礦年齡為～1087 Ma,川東北廣元槽子溝鋅多金屬礦床變質(zhì)改造成礦年齡為～1040 Ma。李澤琴等(2003)對揚(yáng)子地塊西緣拉拉銅礦床輝鉬礦Re-Os同位素研究得到～1.0 Ga成礦時(shí)代。方維萱等(2013)在揚(yáng)子地塊西緣滇北東川白錫臘鐵銅礦段底部識別出了1067±20 Ma和1047±15 Ma (SHRIMP鋯石U-Pb年齡)堿性鈦鐵質(zhì)輝長巖, 并提出該區(qū)鐵氧化物銅金型礦床成礦時(shí)代為中元古代晚期。

圖11 揚(yáng)子地塊周緣中元古代?新元古代早期巖漿巖分布圖(據(jù)Cai et al., 2014改編, 年齡統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)來自表4)

表4 揚(yáng)子地塊周緣中元古代?新元古代早期巖石/礦石年齡統(tǒng)計(jì)

綜上, 華南板塊在中元古代晚期?新元古代早期廣泛存在同時(shí)期的巖漿作用、變質(zhì)作用、沉積作用和成礦作用, 這些強(qiáng)烈地質(zhì)作用表明華南板塊保存了豐富的與Rodinia超大陸聚合密切相關(guān)的地質(zhì)記錄。值得注意的是, Rodinia超大陸聚合時(shí)間在華南板塊不同地區(qū)具有一定的差異, 且同一地區(qū)在聚合時(shí)間上也表現(xiàn)出明顯的差異, 如揚(yáng)子地塊北緣神農(nóng)架群～1103 Ma(Qiu et al., 2011)島弧玄武巖暗示揚(yáng)子地塊北緣至少于～1.1 Ga已處于俯沖匯聚階段, 火山作用噴出大量火山碎屑物經(jīng)沉積作用形成了～1165±14 Ma凝灰?guī)r(鄧奇等, 2013); 揚(yáng)子地塊東緣995～993 Ma蛇綠巖(Wang et al., 2015)、華夏地塊云開和武夷山地區(qū)984～969 Ma具有弧巖漿特征的變玄武巖(Wang et al., 2013)、997～978 Ma斜長角閃巖(Zhang et al., 2012)和972±8 Ma流紋巖(Shu et al., 2008)暗示揚(yáng)子地塊東緣和華夏地塊在～1.0 Ga時(shí)期仍處于俯沖作用階段; 云開地區(qū)906±24 Ma花崗質(zhì)片麻巖表明本區(qū)在～906 Ma處于碰撞階段(覃小鋒等, 2006)。揚(yáng)子地塊西緣則記錄著更為復(fù)雜構(gòu)造演化歷史, 會理群中1063～1021 Ma具有A型花崗巖地球化學(xué)特征的流紋巖和英安巖(Zhu et al., 2016; Chen et al., 2018)表明本區(qū)于～1063 Ma已進(jìn)入碰撞裂谷環(huán)境(Zhu et al., 2016); 昆陽群中的1032～1005 Ma安山質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r和玄武巖形成于弧后裂陷盆地(張傳恒等, 2007; 劉軍平等, 2018), 暗示本區(qū)于中元古代晚期處于弧后拉張階段。本文在揚(yáng)子地塊西緣苴林群中新識別的中元古代晚期A2型花崗巖(1063±9 Ma、1064±6 Ma), 其一般被認(rèn)為形成于后碰撞或后造山的拉張環(huán)境(Eby, 1992), 暗示本區(qū)于～1064 Ma已處于后碰撞或后造山拉張階段, 表明Rodinia超大陸的聚合時(shí)間在本區(qū)為中元古代晚期。

上述差異性暗示: ①神農(nóng)架群、苴林群、會理群和昆陽群等在中元古代可能并非屬于統(tǒng)一的揚(yáng)子地塊, 而是屬于不同的微陸塊, 因而使得Rodinia超大陸在揚(yáng)子地塊西緣不同區(qū)域呈現(xiàn)出不同的聚合時(shí)間。碎屑鋯石研究表明, 神農(nóng)架群、會理群、東川群和昆陽群碎屑鋯石年齡譜系在揚(yáng)子地塊不同地區(qū)具有明顯不同的變化特征(李懷坤等, 2013b; 孔令耀等, 2017), 暗示這些地層具有不同的物源, 亦說明它們在中元古代時(shí)期可能歸屬不同的微陸塊。對于這些微陸塊, Cawood et al. (2020)稱之為“原揚(yáng)子地塊”(Proto-Yangtze Block), 它們可能經(jīng)歷新元古代早期的構(gòu)造演化后才相繼拼合, 形成統(tǒng)一的揚(yáng)子陸塊基底(Qiu et al., 2015)。②對于華南板塊而言, Rodinia超大陸的聚合作用首先發(fā)生在揚(yáng)子地塊北緣和西緣, 比揚(yáng)子地塊東緣和華夏地塊至少早約100 Ma, 表明Rodinia超大陸的聚合作用在華南板塊的不同地區(qū)發(fā)生的時(shí)間不同。

5 結(jié) 論

通過對揚(yáng)子地塊西緣苴林地區(qū)花崗巖的鋯石U-Pb年代學(xué)、全巖地球化學(xué)和Sr-Nd同位素研究, 得出以下結(jié)論:

(1) 苴林地區(qū)花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為1063±9 Ma和1064±6 Ma, 為中元古代晚期巖漿作用的產(chǎn)物, 與全球性的格林威爾造山運(yùn)動有關(guān)。

(2) 苴林地區(qū)花崗巖具有高硅鉀、貧鎂鈣、低磷鈦的特征, 為高鉀鈣堿性過鋁質(zhì)巖石。巖石具有高的10000×Ga/Al值和(Zr+Nb+Ce+Y)含量, 整體表現(xiàn)出A型花崗巖的地球化學(xué)特征。

(3) 苴林地區(qū)花崗巖是古老地殼物質(zhì)重熔的產(chǎn)物, 形成于后碰撞或后造山的拉張環(huán)境, 其形成與Rodinia超大陸的聚合有關(guān)。

感謝桂林理工大學(xué)馬蓮花和蘇小倩協(xié)助完成鋯石U-Pb年代學(xué)和Sr-Nd同位素的分析測試, 以及桂林理工大學(xué)麻藝超和蒙麟鑫對野外工作的幫助, 特別感謝審稿專家提出的寶貴意見和建議。

陳培榮, 章邦桐. 1994. A型花崗巖類研究綜述. 國外花崗巖地質(zhì)與礦產(chǎn), (4): 9–14.

鄧奇, 王劍, 王正江, 邱艷生, 楊青雄, 江新勝, 杜秋定. 2013.揚(yáng)子北緣元古宇馬槽園群時(shí)代歸屬新證據(jù)——對地層對比和古地理格局的啟示. 地質(zhì)通報(bào), 32(4): 631–638.

鄧尚賢, 王江海, 朱炳泉. 2001. 云南元謀苴林群變質(zhì)作用軌跡及其地球動力學(xué)意義. 中國科學(xué)(D輯), 31(2): 127–135.

方維萱, 楊新雨, 郭茂華, 柳玉龍. 2013. 云南白錫臘堿性鈦鐵質(zhì)輝長巖類與鐵氧化物銅金型礦床關(guān)系研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 37(2): 242–261.

付宇, 王生偉, 孫曉明, 廖震文, 蔣小芳, 任光明, 周邦國, 郭陽, 王子正. 2015. 云南元謀縣黃瓜園花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年和巖石地球化學(xué)及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評, 61(2): 376–392.

耿元生, 楊崇輝, 杜利林, 王新社, 任留東, 周喜文. 2007. 天寶山組形成的時(shí)代和形成環(huán)境——鋯石SHRIMP U-Pb年齡和地球化學(xué)證據(jù). 地質(zhì)論評, 53(4): 556– 562.

關(guān)俊雷, 鄭來林, 劉建輝, 孫志明, 程萬華. 2011. 四川省會理縣河口地區(qū)輝綠巖體的鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 85(4): 482–490.

洪大衛(wèi), 王式?jīng)? 韓寶福, 靳滿元. 1995. 堿性花崗巖的構(gòu)造環(huán)境分類及其鑒別標(biāo)志. 中國科學(xué)(B輯), 25(4): 418–426.

賈小輝, 王強(qiáng), 唐功建. 2009. A型花崗巖的研究進(jìn)展及意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 33(3): 465–480.

孔令耀, 毛新武, 陳超, 鄧乾忠, 張漢金, 楊青雄, 李琳靜, 李啟文. 2017. 揚(yáng)子北緣大洪山地區(qū)中元古代打鼓石群碎屑鋯石年代學(xué)及其地質(zhì)意義. 地球科學(xué), 42(4): 485–501.

李昌年. 1992. 火成巖微量元素巖石學(xué). 湖北: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 1–195.

李懷坤, 張傳林, 相振群, 陸松年, 張健, 耿建珍, 瞿樂生, 王志先. 2013a. 揚(yáng)子克拉通神農(nóng)架群鋯石和斜鋯石U-Pb年代學(xué)及其構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào), 29(2): 673? 697.

李懷坤, 張傳林, 姚春彥, 相振群. 2013b. 揚(yáng)子西緣中元古代沉積地層鋯石U-Pb年齡及Hf同位素組成. 中國科學(xué)(D輯), 43(8): 1287–1298.

李獻(xiàn)華, 劉穎, 涂湘林. 2002. 硅酸鹽巖石化學(xué)組成的ICP-AES和ICP-MS準(zhǔn)確測定: 酸溶與堿溶分解樣品方法的對比. 地球化學(xué), 31(3): 289–294.

李澤琴, 王獎?wù)? 劉家軍, 李朝陽, 杜安道, 劉玉平, 葉琳. 2003. 拉拉鐵氧化物銅金鉬稀土礦床Re-Os同位素年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)找礦論叢, 18(1): 39–42.

梁細(xì)榮, 韋剛健, 李獻(xiàn)華, 劉穎. 2003. 利用MC-ICPMS精確測定143Nd/144Nd和Sm/Nd比值. 地球化學(xué), 32(1): 91–96.

劉軍平, 曾文濤, 徐云飛, 胡紹斌, 孫柏東, 宋冬虎, 呂勃燁, 王偉. 2018. 滇中峨山地區(qū)中元古界昆陽群黑山頭組火山巖鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)通報(bào), 37(11): 2063–2070.

劉穎, 劉海臣, 李獻(xiàn)華. 1996. 用ICP-MS準(zhǔn)確測定巖石樣品中的40余種微量元素. 地球化學(xué), 25(6): 552–558.

覃小鋒, 潘元明, 李江, 李容森, 周府生, 胡貴昂, 鐘鋒運(yùn). 2006. 桂東南云開地區(qū)變質(zhì)雜巖鋯石SHRIMP U-Pb年代學(xué). 地質(zhì)通報(bào), 25(5): 553–559.

沈渭洲, 凌洪飛, 章邦桐. 1993. 江南元古宙島弧基底變質(zhì)巖的Sm-Nd同位素研究. 南京大學(xué)學(xué)報(bào), 29(4): 460–467.

王生偉, 廖震文, 孫曉明, 周邦國, 郭陽, 蔣小芳, 朱華平, 孫志明, 羅茂金, 馬東, 沈占武, 張海. 2013. 會東菜園子花崗巖的年齡、地球化學(xué)——揚(yáng)子地臺西緣格林威爾造山運(yùn)動的機(jī)制探討. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 87(1): 55–70.

韋剛健, 梁細(xì)榮, 李獻(xiàn)華, 劉穎. 2002. (LP)MC-ICPMS方法精確測定液體和固體樣品的Sr同位素組成. 地球化學(xué), 31(3): 295–299.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 楊進(jìn)輝, 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報(bào), 23(6): 1217–1238.

吳健民, 劉肇昌, 黎功舉, 黃永平. 1998. 揚(yáng)子地塊西緣銅礦床地質(zhì). 武漢: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 1–268.

吳鎖平, 王梅英, 戚開靜. 2007. A型花崗巖研究現(xiàn)狀及其評述. 巖石礦物學(xué)雜志, 26(1): 57–66.

邢無京. 1989. 康定群的地質(zhì)特征及其在揚(yáng)子地臺基底演化中的意義. 中國區(qū)域地質(zhì), (4): 347–356.

胥德恩, 陳友良, 張應(yīng)全, 李文賢, 趙寶光, 羅曇. 1995. 康定雜巖時(shí)代及成因探討. 地質(zhì)論評, 41(2): 101–111.

徐大良, 劉浩, 魏運(yùn)許, 彭練紅, 鄧新. 2016. 揚(yáng)子北緣神農(nóng)架地區(qū)鄭家埡組碎屑鋯石年代學(xué)及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 90(10): 2648–2660.

許保良, 閻國翰, 張臣, 李之彤, 何中甫. 1998. A型花崗巖的巖石學(xué)亞類及其物質(zhì)來源. 地學(xué)前緣, 5(3): 113–124.

楊崇輝, 耿元生, 杜利林, 任留東, 王新社, 周喜文, 楊鑄生. 2009. 揚(yáng)子地塊西緣Grenville期花崗巖的厘定及其意義. 中國地質(zhì), 36(3): 647–657.

楊巍然, 楊森楠. 1991. 造山帶結(jié)構(gòu)與演化的現(xiàn)代理論和研究方法——東秦嶺造山帶剖析. 湖北: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 59–87.

張傳恒, 高林志, 武振杰, 史曉穎, 閆全人, 李大健. 2007. 滇中昆陽群凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡: 華南格林威而期造山的證據(jù). 科學(xué)通報(bào), 52(7): 818–824.

周國慶, 趙建新. 1991. 華南揚(yáng)子克拉通東南緣贛東北蛇綠巖的Sm-Nd同位素研究. 科學(xué)通報(bào), 36(2): 129–132.

周家云, 毛景文, 劉飛燕, 譚洪旗, 沈冰, 朱志敏, 陳家彪, 羅麗萍, 周雄, 王越. 2011. 揚(yáng)子地臺西緣河口群鈉長巖鋯石SHRIMP年齡及巖石地球化學(xué)特征. 礦物巖石, 31(3): 66–73.

周新民, 鄒海波, 楊杰東, 王銀喜. 1989. 安徽歙縣伏川蛇綠巖套的Sm-Nd等時(shí)線年齡及其地質(zhì)意義. 科學(xué)通報(bào), 34(16): 1243–1245.

Cai Y F, Wang Y J, Cawood P A, Fan W M, Liu H C, Xing X W and Zhang Y Z. 2014. Neoproterozoic subduction along the Ailaoshan zone, South China: Geochronological and geochemical evidence from amphibolite., 245: 13–28.

Cawood P A, Wang W, Zhao T Y, Xu Y J, Mulder J A, Pisarevsky S A, Zhang L M, Gan C S, He H Y, Liu H C, Qi L, Wang Y J, Yao J L, Zhao G C, Zhou M F and Zi J W. 2020. Deconstructing South China and consequencesfor supercontinent reconstruction., 204(1): 103–169.

Chen J F, Foland K A, Xing F M, Xu X and Zhou T X. 1991. Magmatism along the southern east margin of the Yangtzeblock: Precambrian collision of the Yangtze and Cathysia blocks of China., 19(8): 815–818.

Chen W T, Sun W H, Wang W, Zhao J H and Zhou M F. 2014. “Grenvillian” intraplate mafic magmatism in the southwestern Yangtze Block, SW China., 242: 138–153.

Chen W T, Sun W H, Zhou M F and Wang W. 2018.1050 Ma intra-continental rift-related A-type felsic rocks in the southwestern Yangtze Block, South China., 309: 22–44.

Dalziel I W D. 1995. Earth before Pangea., 272(1): 58–63.

Dickin A P. 1994. Nd isotope chemistry of Tertiary igneous rocks from Arran, Scotland: Implications for magma evolution and crustal structure., 131(3): 329–333.

Eby G N. 1992. Chemical subdivision of the A-type grani-toids: Petrogenetic and tectonic implications., 20(7): 641–644.

Hoffman P F. 1991. Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland inside-out?, 252(5011): 1409– 1412.

Jahn B M, Auvray B, Shen Q H, Liu D Y, Zhang Z Q, Dong Y J, Ye X J, Comichet J and Mace J. 1988. Archaean crustal evolution in China: The Taishan Complex and evidence for juvenile crustal addition from long term depleted mantle., 38(4): 381–403.

King P L, White A J R, Chappell B W and Allen C M. 1997. Characterization and origin of aluminous A-type granites from the Lachlan fold belt, southeastern Australia., 38(3): 371–391.

Li Z X, Bogdanova S V, Collins A S, Davidson A, Waele B D, Ernst R E, Fitzsimons I C W, Fuck R A, Gladkochub D P, Jacobs J, Karlstrom K E, Lu S, Natapov L M, Pease V, Pisarevsky S A, Thrane K and Vernikovsky V. 2008. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis., 160(1–2): 179–210.

Li Z X, Li X H, Zhou H W and Kinny P D. 2002. Grenvillian continental collision in south China: New SHRIMP U-Pb zircon results and implications for the configura-tion of Rodinia., 30(2): 163–166.

Liu G C, Li J, Qian X, Feng Q L, Wang W, Chen G Y and Hu S B. 2021. Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of late Mesoproterozoic mafic and granitic rocks in the southwestern Yangtze Block., 12(1): 39–52.

Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q and Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons of mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Ludwig K R. 2001. User’s Manual for Isoplot/Ex rev. 2.49. Berkeley Geochronology Centre Special Publication, 1a: 56.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/ igneous rock system., 37(3–4): 215–224.

Peccerillo R and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene cal-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey., 58(1): 63–81.

Qiu X F, Ling W L, Liu X M, Kusky T, Berkana W, Zhang Y H, Gao Y J, Lu S S, Kuang H and Liu C X. 2011. Recognition of Grenvillian volcanic suite in the Shennongjia region and its tectonic significance for the South China Craton., 191(3–4): 101–119.

Qiu X F, Yang H M, Lu S S, Ling W L, Zhang L G, Tan J J and Wang Z X. 2015. Geochronology and geochemistry of Grenville-aged (1063±16 Ma) metabasalts in the Shennongjia district, Yangtze block: Implications for tectonic evolution of the South China Craton., 57(1): 76–96.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements., 22(4): 247–263.

Shu L S, Deng P, Yu J H, Wang Y B and Jiang S Y. 2008. The age and tectonic environment of the rhyolitic rocks on the western side of Wuyi mountain, South China.:, 51(8): 1053–1063.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes., 42(1): 313–345.

Wang X S, Gao J, Klemd R, Jiang T, Zhai Q G and Liang X Q. 2015. Early Neoproterozoic multiple arc–back-arc system formation during subduction-accretion processesbetween the Yangtze and Cathaysia blocks: New constraints from the supra-subduction zone NE Jiangxi ophiolite (South China)., 236–237: 90–105.

Wang Y J, Zhang A M, Cawood P A, Fan W M, Xu J F, Zhang G W and Zhang Y Z. 2013. Geochronological, geochemical and Nd-Hf-Os isotopic fingerprinting of an early Neoproterozoic arc–back-arc system in South China and its accretionary assembly along the margin of Rodinia., 231: 343–371.

Wang Y J, Zhu W G, Huang H Q, Zhong H, Bai Z J, Fan H P and Yang Y J. 2019.1.04 Ga hot Grenville granites in the western Yangtze Block, southwest China., 328: 217–234.

Watson E B, Wark D A and Thomas J B. 2006. Crystalli-zation thermometers for zircon and rutile., 151(4): 413–433.

Whalen J B, Currie K L and Chappell B W. 1987. A-type granite: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis., 95(4): 407–419.

Yu J H, O’Reilly S Y, Wang L J, Griffin W L, Zhang M, Wang R C, Jiang S Y and Shu L S. 2008. Where was South China in the Rodinia supercontinent? Evidence from U-Pb geochronology and Hf isotopes of detrital zircons., 164(1–2): 1–15.

Zhang A M, Wang Y J, Fan W M, Zhang Y Z and Yang J. 2012. Earliest Neoproterozoic (1.0 Ga) arc–back- arc basin nature along the northern Yunkai Domain of the Cathaysia Block: Geochronological and geochemical evidence from the metabasite., 220–221: 217–233.

Zhu W G, Zhong H, Li Z.X and Yang Y J. 2016. SIMS zircon U-Pb ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes of1.0 Ga mafic dykes and volcanic rocks in the Huili area, SW China: Origin and tectonic significance., 273: 67–89.

Geochronological and Geochemical Characteristics of the Mesoproterozoic A-type Granite in the Western Yangtze Block and its Tectonic Implications

ZHAO Kai1, CAI Yongfeng1, 2*, FENG Zuohai1, 2, XU Tiande3, ZHOU Yun1, LIU Fenglei1, HU Rongguo1and LIU Haoru1

(1. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 2. Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 3. Regional Geological Survey Party, Sichuan Bureau of Geology and Mineral Resources, Chengdu 610213, Sichuan, China)

In order to elucidate the characteristics of the Mesoproterozoic tectonic evolution of the western margin of the Yangtze Block, this paper carried out systematic studies of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating, whole rock geochemistry and Sr-Nd isotope analyses on the granite exposed in the Julin area of the western margin of the Yangtze Block. LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronological results show that two representative granite samples give formation age of 1063±9 Ma and 1064±6 Ma, respectively. The whole-rock geochemical results show that the Julin granites are characterized by high Si and K, low Mg, Ca, P and Ti. The average A/CNK is 1.37, indicating a high-potassium calc-alkaline peraluminous series. The REE patterns show a right-leaning “seagull” type, with negative Eu anomalies. They are enriched in high field strength elements (e.g., Zr, Th and Hf) and large ion lithophile elements (e.g., Rb and K), and depleted in Ba, Sr, P and Ti. They show enriched Nd isotope compositions withNd() values from ?9.90 to ?4.53. The above results indicate that the Julin granites were formed in the late Mesoproterozoic and exhibit geochemical characteristics similar to those of A-type granites. Comprehensive studies suggest that the Julin granites were derived from partial melting of old continental crust. They were formed in a post-collisional or post-orogenic extensional environment, which is closely related to the aggregation of the Rodinia supercontinent.

zircon U-Pb dating; Mesoproterozoic; A-type granite; Rodinia supercontinent; the Julin Group; Yangtze Block

2020-11-17;

2021-01-07

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41502180)和廣西自然科學(xué)基金項(xiàng)目(2018GXNSFBA281069)聯(lián)合資助。

趙鍇(1995–), 男, 碩士研究生, 地質(zhì)學(xué)專業(yè)。Email: zdk2037@163.com

蔡永豐(1986–), 男, 副教授, 從事構(gòu)造地球化學(xué)研究。Email: caiyongfeng@glut.edu.cn

P595; P597

A

1001-1552(2021)05-1007-016

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.010