2017, Vol. 33
自从Grabau (1924)提出“华夏古陆”的认识以来，众多学者对其进行了长时期研究，但是对华夏陆块是否普遍存在古老结晶基底一直存在不同的观点。位于广东西部的云开地区处于特提斯构造带和环太平洋构造带的交汇处，是研究“华夏陆块”是否存在古老结晶基底的主要窗口之一。但是，由于显生宙多期构造运动和变质变形及混合岩化事件，华夏陆块上前寒武纪岩石出露很少(周汉文等, 1994; Zhang and Zheng, 2013)，加之该地区出露的变质岩系变质程度较深，经历过多次变质叠加作用，因此长期以来对这套地层的形成时代与构造背景没有形成统一的认识(钟增球等, 1996; 覃小锋等, 2005, 2006; 彭松柏等, 2006a, b; 于津海等, 2006)。以往的研究结果将这套变质地层划分为新太古代、古元古代-新元古代及早古生代不等(水涛, 1995; 钟增球等, 1996; 周国强等, 1996; 邝永光等, 2001; 覃小锋等, 2006; Yu et al., 2010; 龙文国等, 2012; 王磊等, 2015)。有些研究者认为华夏陆块存在加里东造山运动，但是对于它的造山类型一直存在争议。其中有学者认为武夷-云开造山带是早古生代板内造山运动(张芳荣等, 2009; Li et al., 2010)。覃小锋等(2015)认为钦-杭结合带西南段加里东期的构造格局是俯冲增生造山带而不是陆内造山带。
在云开地区，云开隆起区混合岩化作用是多期的，新元古代发生过强烈混合岩化作用(周汉文等, 1994)，加里东期发生了深熔作用(Wan et al., 2010; Wang et al., 2007)。加里东期的构造热事件，伴生有岩浆作用、深熔作用、变质作用，形成了加里东褶皱带。近年随着高精度锆石U-Pb年龄的获得，研究人员对该地区原来划归为前寒武基底的岩石又提出了新的质疑(Wan et al., 2010; 龙文国等, 2012; 王磊等, 2013)，大量加里东期的花岗质岩石，应该从基底杂岩中分离出来(王磊等, 2015)。
应用碎屑沉积岩的碎屑锆石年龄谱制约地层沉积时代，最年轻碎屑锆石可以限定地层最大的沉积时代(Cawood et al., 2007a, 2012; Andersen, 2005; Dickinson and Gehrels, 2009; 陆松年等, 2009)。碎屑锆石年龄谱还可以反映蚀源区的地层年代格架、岩浆活动、构造演化信息，并得到了广泛的应用(Cawood et al., 2007b; 陆松年等, 2009)。本文通过对云开地区天堂山岩群二云母石英岩、黑云斜长片麻岩、石榴夕线黑云斜长片麻岩，云开群的绿帘白云母片岩岩相学和锆石阴极发光图像特征进行分析，应用LA-ICP-MS技术，对锆石进行U-Pb测年和Hf同位素分析，讨论了云开地区变质沉积岩的形成时代、物源区与构造环境，从而为认识该地区变质基底的形成演化提供新的依据。
2 区域地质背景云开地块位于华夏陆块西南部，呈北东-南西向展布于“两广”交界处(图 1)。该地块东西界限分别为吴川-四会断裂带和岑溪-博白断裂带，北起广宁，可能延至清远，南到廉江以南, 其上被寒武系八村群围绕。钟增球等(1996)认为云开地区变质杂岩具有双层结构特征，基底包括早-中元古界的中深变质岩系和经加里东构造-热事件所形成的不同重熔程度的混合岩和花岗岩，即信宜-高州杂岩；浅层次基底为变质较浅的云开群和下古生界；盖层为基本不变质的泥盆系及其以上地层。覃小锋等(2006)等将该套杂岩划分为古元古界天堂山岩群、中-新元古界云开岩群和新元古代变形变质深成侵入岩。天堂山岩群主要由片麻岩、变粒岩、石英岩及辉石岩、透辉石岩等岩石组成，岩石变质程度普遍较深，达角闪岩相。云开群主要有片岩、板岩、千枚岩、变质砂岩、闪长岩和大理岩等，原岩应为一套陆源碎屑沉积的砂泥质岩石，属滨海-半深海相类复理石碎屑岩建造，为非稳定型建造系列。广东省区域地质志(未出版)中将云开地区前寒武纪变质地层划分为云开岩群，时代划分为中元古-新元古代。广西区域地质志(未出版)中将云开地区变质地层划分为古元古界天堂山岩群和中元古界云开群，其中云开群又划分为丰垌口(岩)组、兰坑(岩)组、沙湾坪(岩)组、射广(岩)组四个组级构造-岩石地层单位。
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图 1 云开地区地质简图及采样位置(据中国地质科学院地质研究所, 2016修改)，研究区位置见插图(据Yu et al., 2010修改) Fig. 1 Simplified geological map of the Yunkai area and sample locations (modified after Institute of Geology, CAGS, 2016), location of the study area is shown in inset (modified after Yu et al., 2010) |
深层变质基底岩石(天堂山岩群)主要出露在两广交界的广东高州地区、信宜北部地区、广西陆川-容县间的天堂山地区。岩石多已发生一定程度的混合岩化作用，沿面理方向常见有长英质脉体贯入，长英质脉体普遍发生透镜化、石香肠化(覃小锋等, 2007)；浅层基底岩石(云开群)分布较为广泛，构成了云开群的主体(龙文国等, 2012)。在信宜茶山龙虎岗、贵子坑坪一带断续分布变基性岩、超基性岩，主要呈北东-北东东向出露于云开群中，其中变基性岩出露较为广泛，变超基性岩零星出露。变基性岩以变辉长岩、变玄武岩和斜长角闪岩为主，与之伴生的深水沉积主要有硅质岩和石英角斑岩等，与围岩呈构造接触，形成一套变基性岩-深海沉积构造混杂岩系(覃小锋等, 2005; 彭松柏等, 2006a)。覃小锋等(2005)测得云开岩群变玄武岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为1462±28Ma，且这些变玄武岩具较典型的MORB型拉斑玄武岩特征，认为其代表中-新元古代的古洋壳残片。但是，MORB玄武质岩石中很难分选出岩浆锆石，这些锆石很可能为捕获成因。彭松柏等(2006a, b)认为信宜地区存在加里东期的基性侵入岩，形成于大陆边缘火山弧构造背景。扬子板块与华夏板块在加里东期发生了洋-陆俯冲-碰撞造山，并且后期又经历了海西-印支期挤压抬升和伸展揭顶作用的改造。
3 分析方法锆石的分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所矿物分离实验室进行。首先将每件样品进行破碎至适当粒级，经清洗、烘干和筛选后，采用磁选和重液分选出不同粒级的锆石晶体，然后在双目镜下挑选出颗粒相对完整的锆石晶体，制成符合阴极发光图像照相、LA-(MC)-ICP-MS的U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析的标准锆石靶。锆石阴极发光图像分析在北京离子探针中心进行。在测试前先结合锆石阴极发光图像、透射光、反射光图像，标定合适的锆石颗粒以备年龄测定。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室完成。具体的分析方法、测试过程见李怀坤等(2009)。激光束斑孔径为35μm，频率8~10Hz，激光器能量密度13~14J/cm3，采用TEMORA作为外部锆石年龄标准。锆石年龄谐和图应用ISOPLOT 3.0程序完成(Ludwig, 2003)。锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质科学院地质研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成。全岩主量元素、微量元素和稀土元素分析在国家地质实验测试中心的X射线荧光光谱仪(PW4400) 和等离子质谱仪(PE300D)上完成。
对于锆石年龄大于1000Ma的数据，采用207Pb/206Pb年龄，而对于小于1000Ma的数据，采用206Pb/238U年龄。
4 岩石学特征本文用于研究的4件变质沉积岩样品(5-1、13330-4-1、3-1、D6-1) 的采样位置见图 1。
(1) 二云母石英岩(5-1，N22°32′55.7″、E110°56′45.4″)
样品采自信宜市北天堂山岩群。岩石呈灰色，存在浅色条带定向分布，显示片麻状构造(图 2a)，薄片下观察，岩石具鳞片粒状变晶结构，矿物定向排列，由斜长石(25%)、石英(65%)、黑云母和白云母(10%)组成(图 3a)。
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图 2 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的野外照片 (a)二云母石英岩(5-1)；(b)黑云斜长片麻岩(13330-4-1)；(c)石榴夕线黑云斜长片麻岩(3-1)；(d)绿帘白云母片岩(D6-1) Fig. 2 Field photographs of rocks from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area (a) two-mica quartzite (5-1); (b) biotite-plagioclase gneiss (13330-4-1); (c) garnet-sillimanite-biotite plagiogneiss (3-1); (d) epidote-muscovite schist (D6-1) |
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图 3 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的岩相学照片 (a)二云母石英岩(5-1)；(b)黑云斜长片麻岩(13330-4-1)；(c)石榴夕线黑云斜长片麻岩(3-1)；(d)绿帘白云母片岩(D6-1). Bt-黑云母；Ms-白云母；PI-斜长石；Qz-石英 Fig. 3 Photographs showing petrographic features of rocks from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area (a) two-mica quartzite (5-1); (b) biotite-plagioclase gneiss (13330-4-1); (c) garnet-sillimanite-biotite plagiogneiss (3-1); (d) epidote-muscovite schist (D6-1). Bt-biotite; Ms-muscovite; Pl-plagioclase; Qz-quartz |
(2) 黑云斜长片麻岩(13330-4-1，N22°28′52.2″、E110°56′20″)
样品采自信宜市北部天堂山岩群，岩石呈灰色，浅色条带存在明显定向分布(图 2b)，弱片麻状构造，由斜长石(60%)、石英(25%)、黑云母(15%)组成。斜长石、黑云母呈断续条纹状定向分布，局部黑云母相对富集(图 3b)。
(3) 石榴夕线黑云斜长片麻岩(3-1)
样品采自信宜市池洞镇北部天堂山岩群，岩石呈灰色(图 2c)。薄片下观察，岩石由斑晶、基质组成。斑晶由斜长石、钾长石组成，近半自形板状、似眼球状，定向分布；基质以斜长石(35%)、石英(25%)、黑云母(20%)、红柱石、夕线石(5%)及少量钾长石和石榴子石组成(图 3c)。
(4) 绿帘白云母片岩(D6-1，N22°35′46.3″、E111°06′57.1″)
样品采自贵子大田山村附近云开群(图 2d)。薄片下观察，岩石具鳞片粒状变晶结构，片状构造，由长石(35%±)、石英(40%~45%)、白云母(15%±)、绿帘石(5%+)、石榴子石(3%)及少量黑云母、电气石组成，其中石英略显拉长定向，具强波状、带状消光(图 3d)。
5 分析结果 5.1 地球化学特征岩石化学分析结果(表 1)可以看出，天堂山岩群和云开群4件样品的主量元素组成没有太大差别。SiO2含量介于82.48%~68.76%，Al2O3含量与SiO2含量基本呈负相关关系，介于7.68%~13.76%之间，3-1样品FeO含量相对较高些，为4.76%。CaO、MgO和Na2O含量较低，分别从0.73%~2.69%、1.48%~2.67%和1.45%~1.74%。在稀土元素球粒陨石标准化图解上(图 4a)，4件岩石样品均呈现一定程度的轻、重稀土元素分馏，具有较明显的负Eu异常(δEu=0.55~0.71)，稀土总量变化范围114.5×10-6~205.1×10-6，其中二云斜长片麻岩(样品5-1) 稀土含量明显低于其它样品。在洋脊玄武岩标准化蛛网图上(图 4b)，4件样品表现出富集大离子亲石元素(K、Rb、Ba、Th)的特点，但Ba呈现负异常。高场强元素Ti、Nb和Ta呈现负异常，而Zr和Hf则具有相对富集的特点。稀土元素配分型式和微量元素蛛网图显示它们具有与大陆上地壳岩石相似的地球化学特征(Taylor and McLennan, 1985)。利用Tarney (1976) TiO2-SiO2判别图解显示，样品点均落在沉积岩区域。在Simonen (1953)的尼格里参数(al+fm)-(c+alk)-Si原岩判别图解中，样品点落在砂岩区域(图 5)，表明4件测年样品为副变质岩。
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图 4 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和洋中脊标准化微量元素蛛网图(b) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and MORB-normalized trace element spider diagrams (b) of rocks from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
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图 5 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的地球化学图解 (a) TiO2-SiO2图解(Tarney, 1976)；(b) (al+fm)-(c+alk)-Si尼格里参数图解(Simonen, 1953) Fig. 5 Classification diagrams of rocks from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area (a) TiO2 vs. SiO2 (Tarney, 1976); (b) (al+fm)-(c+alk) vs. Si (Simonen, 1953) |
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表 1 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
锆石呈长柱状、不规则圆状，大部分具有震荡环带，但遭受不同程度重结晶，存在变质增生边(图 6a)。共测试了77个数据，去掉谐和度小于85%的12个数据，有效数据为65个(测试结果见电子版附表 1)，207Pb/235U-206Pb/238U谐和图解见图 7a, b。多数锆石的Th/U比值在0.30~1.96之间。2个数据的Th/U比值较低，1个位于锆石边部，年龄为886Ma，Th/U比值0.06，另1个数据年龄为875Ma，Th/U比值为0.04，锆石结构均呈变质成因特征(图 6a)。数据大致沿谐和线分布，但年龄变化很大，从>3000Ma到~500Ma (图 8a)，数据点主要位于800~1115Ma之间，年龄峰值为868Ma。
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图 6 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的锆石阴极发光图像 Fig. 6 Cathdoluminescent (CL) images of representative zircons from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
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图 7 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的锆石U-Pb谐和图 Fig. 7 Concordia diagrams for U-Pb data of zircons from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
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图 8 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的锆石年龄直方图 Fig. 8 Age histograms of zircons of rocks from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
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附表 1 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果 Appendix1 Results of zircon LA-ICP-MS U-Pb analyses of representative zircons from the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
该样品锆石与5-1相似，有长柱状、椭圆状，大部分有核、边结构，核部有岩浆环带，但遭受不同程度重结晶，存在变质增生边(图 6b)。对该样品测试了134个数据，谐和度在85%~105%之间有116个，部分测试结果见附表 1，207Pb/235U-206Pb/238U谐和图解见图 7c, d。数据大致沿谐和线分布，但年龄变化很大(图 8b)，数据点主要分布于870~1100Ma之间，年龄峰值为935。
5.2.3 石榴夕线黑云斜长片麻岩(3-1)锆石大多呈长柱状，少量椭圆状。大部分有核、边结构，其中核部存在不同程度的重结晶(图 6c)。测试100个锆石，其中谐和度在90%~101%之间有84个数据(部分测试结果见附表 1)。从图 7e, f中可以看出，大部分数据点落在谐和线右侧，有可能是铅丢失或者有少量普通铅的存在。该样品的年龄谱存在691~1080Ma主峰，峰值895Ma (图 8c)。
5.2.4 绿帘白云母片岩(D6-1)锆石从形状、结构和大小看与上面几个样品没有太大差别，大部分具有震荡环带，但遭受不同程度重结晶，存在变质增生边(图 6d)。共测试了110颗锆石(部分测试结果见附表 1)，其中谐和度在84%~103%之间有93个数据(图 7g, h)，其年龄谱系见图 8d。
5.3 锆石Hf同位素从4件样品中选择了谐和度在84%~105% U-Pb年龄的锆石进行了Lu-Hf同位素分析，共分析点数为255。分析结果见表 2(部分数据)和图 9。
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图 9 云开地区天堂山岩群和云开群变质沉积岩的锆石的年龄-εHf(t)图 Fig. 9 εHf(t) vs. U-Pb age diagram of zircons from rocks of the Tiantangshan and Yunkai groups in the Yunkai area |
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表 2 天堂山岩群二云斜长片麻岩(5-1) 和云开群绿帘白云母片岩(D6-1) 碎屑锆石原位Lu-Hf同位素分析结果 Table 2 Detrital zircon Lu-Hf isotope data of mica plagiogneiss (5-1) from the Tiantangshan Group and epidote-muscovite schist (D6-1) from the Yunkai Group |
进行Lu-Hf分析的碎屑锆石年龄大概可以分为四组：475~568Ma、594~1339Ma、1391~2229Ma、2355~2857Ma。年龄在475~568Ma之间的锆石有23颗，εHf(t)值基本为负值，只有3-1样品和13330-4样品各有一颗为正值(图 9)，不排除误差或其他原因引起的，如果去掉2个εHf(t)值为正值的数据(558Ma和529Ma)，它们的二阶段模式年龄在1616~3098Ma之间，表明源区物质是中太古代到古元古代地壳的再循环，云开地区存在古老的陆块。碎屑锆石的主峰年龄区间594~1339Ma，锆石εHf(t)值介于-18.9~13.1之间，两阶段模式年龄在972~2973Ma之间，εHf(t)值跨度很大。表明在这一时期既有古老地壳的重熔，又有新生地壳的加入。年龄在1391~2229Ma锆石的εHf(t)值介于-13.8~15.4，两阶段模式年龄介于1364~3669Ma，表明这一时期碎屑锆石来源于古老地壳和新生地壳的混合物。碎屑锆石年龄在2335~2857Ma之间的锆石εHf(t)介于-23.3~3.4之间，两阶段模式年龄在2783~4496Ma之间，表明该时期锆石主要来源于太古宙地壳的循环。
6 讨论 6.1 天堂山岩群和云开群形成时代由于后期构造热事件改造，云开地区天堂山岩群和云开群变质岩形成时代存在长期争论，有早古生代、新元古代、早-中元古代、新太古代等不同观点(水涛, 1995; 钟增球等, 1996; 周国强等, 1996; 彭松柏等, 2000; 邝永光等, 2001; 覃小锋等, 2006; Wan et al., 2010; Yu et al., 2010; 龙文国等, 2012; 王磊等, 2015)。我们对天堂山岩群和云开群的4个变质沉积岩样品进行定年研究，共获得有效数据353个。4件样品都显示出类似的锆石年龄分布模式，许多数据点沿谐和线从~1200Ma到600Ma分布，最小年龄分别为504Ma、491Ma、499Ma和526Ma，锆石Th/U比值在0.1~2.6之间。考虑到：1) 云开地区加里东构造岩浆热事件十分发育，除存在大量加里东期花岗质岩石外，也获得许多该期变质锆石年龄记录(Wan et al., 2010)；2) 数据点具沿谐和线连续分布，这种分布特征在很多情况下并非表明物源区存在连续的岩浆作用事件，而是后期构造热事件叠加构造的结果；3) 尽管一些锆石的定年成分域仍显示岩浆成因震荡环带，但许多锆石都遭受强烈重结晶，并有变质增生边存在，我们认为，难以确定上述最小年龄是否仍可代表原岩浆锆石(现为碎屑锆石)的真实年龄，把其用来限制沉积岩的最小沉积时代需十分谨慎。另一方面，云开地区仅局部存在麻粒岩相高级作用改造，许多核部碎屑锆石仍有岩浆环带，锆石遭受后期构造热事件改造而使U-Pb同位素体系发生重置的程度也不应太高，9.0Ga左右的锆石受后期构造-热事件的影响不会太大。所以，我们认为这一研究支持了近年来的认识：云开地区的天堂山岩群和云开群形成时代类似或相同，为古生代早期-新元古代。天堂山岩群和云开群变质程度的差异主要反映了加里东构造热事件改造程度的差异(钟增球等, 1996; Wan et al., 2010)。
6.2 沉积岩物源区云开群与天堂山岩群变沉积岩碎屑锆石主要峰值区间为800~1200Ma之间，这一年龄与格林威尔造山和Rodinia超级大陆聚合和裂解时期相对应。这个年龄区间的岩浆岩在云开地区及华夏陆块出露的较少，但具这一年龄谱的碎屑锆石在华夏陆块各个时代沉积岩-变沉积岩中都广泛存在(于津海等, 2007; 王丽娟等, 2008; Wan et al., 2010; 向磊和舒良树, 2010; Yao et al., 2011; 舒良树, 2012)。舒良树等(2008)、舒良树(2012)通过年代学和岩石地球化学研究，认为华夏块体存在二期新元古代岩浆作用，早期以梅州972±8Ma的变质流纹岩和流纹质杂砂岩为代表；晚期以860~800Ma镁铁质岩、同时代双峰式火成岩为代表。在华夏陆块的南部海南抱板花岗闪长岩中许多锆石的年龄分布于1200~1000Ma之间。结合前人资料，我们认为格林威尔期岩浆岩为主要物源区，新元古代时期华夏陆块处于格林威尔造山带内与之相邻。任纪舜(1964)认为在华南东南及沿海曾存在一个古陆，除一部分地区被海水淹没以外，大部分地区可能都是侵蚀地带，它们可能是新元古代-早古生代初大量碎屑物的物源区(许效松等, 2012; Wan et al., 2010)。于津海等(2007)认为这些新元古代锆石很可能是Rodinia裂解峰期岩浆活动的产物。
云开群和天堂山岩群碎屑锆石次要峰值区间年龄为480~598Ma，在云开地区这一时期岩浆岩并未发现。在东北地区佳木斯地块存在500Ma左右的麻山杂岩，并推测麻山杂岩曾经是晚泛非造山带的一部分(Wilde et al., 1999, 2000, 2001, 2003; Zhou et al., 2010a, b)。目前已知在青藏高原南部及滇西一带发现500Ma左右的火山岩、花岗岩，并且碎屑锆石有500Ma的峰值年龄(Cawood et al., 2007b)。例如滇西高黎贡山南段公养河群变质基性火山岩年龄为499Ma (杨学俊等, 2012)，该火山岩形成于陆内拉张环境，可能与泛非造山期后的伸展有关，滇西特提斯构造带保山地块的平河岩体U-Pb年龄在480~486Ma，这些S型花岗岩主要来源于古老地壳物质的重熔，并不同程度地混入了幔源物质，可能代表了早古生代冈瓦纳大陆原特提斯边缘岩浆弧的一部分。在滇西芒市地区，龙江眼球状片麻岩锆石U-Pb年龄约为502~518Ma，认为是青藏高原东南缘滇西地区早古生代早期造山带为冈瓦纳大陆北缘的安第斯型造山带的一部分(蔡志慧等, 2013)。它们有可能是云开地块480~598Ma的岩浆锆石的源区。舒良树和孙岩(1993)根据古地磁资料，认为华南部分地区曾是Gondwana大陆的一部分。Zhao and Cawood (1999)认为Rodinia裂解事件，华南与澳大利亚北部分开。于津海等(2006)发现华夏板块的某些基底地层中含有主要形成于650~530Ma泛非时期的碎屑锆石，认为在晚新元古代-早古生代时期，华夏陆块很可能位于Gondwana古大陆靠近东印度和东南极地块的地区。泛非事件曾经波及华夏地区(舒良树, 2012; 向磊和舒良树, 2010; Yao et al., 2011)。
另一个次要峰值区间2400~2506Ma之间，许多锆石，包括十分年轻的锆石，具有2500~2800Ma的Hf同位素模式年龄，这一时期对应全球陆壳形成增生事件。虽然太古宙岩石在华夏陆块迄今为止并未发现，但这一时期的碎屑锆石在华夏陆块普遍存在，表明该地区可能存在或曾经存在古元古代末期-新太古代早期的陆壳岩石(于津海等, 2006, 2007)。
6.3 构造背景探讨有关云开造山带的大地构造属性和演化过程一直以来存在较多争议(周汉文等, 1994; 彭松柏等, 2000; 覃小锋等, 2006, 2015; Wang et al., 2007; 王磊等, 2013)。一种观点认为云开群形成于多岛洋盆构造环境，且洋盆可能在新元古代早期发生的Grenville期(四堡期)造山运动而闭合的(覃小锋等, 2007)，而彭松柏等(2006a)认为扬子板块和华夏板块之间存在有新元古代-早古生代的洋盆，加里东期扬子板块与华夏板块的洋-陆俯冲-碰撞导致华南新元古代-早古生代洋盆闭合和消亡，云开隆起是这次洋-陆俯冲-碰撞构造背景下形成的。覃小峰等(2013)认为壶垌片麻状复式岩体是云开地块北缘早古生代洋陆俯冲-碰撞的地质记录。另一种观点认为它是一个加里东期陆内碰撞造山带(王磊等, 2013; Li et al., 2010)，且该造山带与新元古代-早古生代的一个夭折裂谷有关，是华南板块与华北板块俯冲-碰撞构造运动的响应(Wang et al., 2007)。云开地区原“前寒武纪结晶基底岩石”古元古代-新元古代的侵入岩，现在认为是加里东期由前寒武基底岩石发生深熔作用而成(Wan et al., 2010)，是华南地区加里东期陆内造山作用的响应(王磊等, 2013)，加里东期发育的深熔花岗岩是陆内碰撞造山的产物(Wang et al., 2007)。第三种观点认为云开隆起在晋宁期处于拉张的构造背景(周汉文等, 1994)。
变质沉积岩的全岩地球化学，特别是稀土以及高场强元素，如Th、Sc、Zr等不活动元素，可以对变质沉积岩进行源区特征及构造背景判别(Bhatia and Crook, 1986; Taylor et al., 1986)。在Th-Sc-Zr/10和La-Th-Sc构造判别图解中，样品点主要落在大陆岛弧、活动大陆边缘范围内(图 10)。Cawood et al. (2012)分析总结了不同构造背景下碎屑锆石物源特征，提出碎屑锆石年龄峰值特征可以反映沉积盆地的构造背景，通过对比大致判断碎屑锆石的沉积构造环境。本文4件样品碎屑锆石的年龄谱分析，显示形成于弧后或裂谷盆地的特征。彭松柏等(2006b)认为侵入云开群的基性侵入岩是加里东期的，形成于俯冲-碰撞大陆边缘的火山弧构造背景。云开造山带中深熔花岗岩形成时代465Ma左右，是加里东期扬子板块向华夏板块发生了洋-陆俯冲-碰撞造山和后造山的伸展-拆沉-底侵岩浆岩作用的证据(彭松柏, 2006c)。在信宜、贵子地区出露的云开岩群(样品D6-1的采集地)，断续出露的变基性、超基性岩，代表新元古代蛇绿岩(彭松柏等, 2006a)。云开岩群原岩为一套类复理石-复理石建造，是一套总体有序、局部无序的构造地层单位系统(邝永光等, 2001)。综合各种资料分析，我们推测天堂山岩群和云开群形成于具有陆缘弧发育的活动大陆边缘环境。
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图 10 变沉积岩岩石构造环境判别图解 (a) La-Th-Sc图解(Bhatia and Crook, 1986)；(b) Th-Sc-Zr/10图解(Bhatia and Crook, 1986).A-大洋岛弧；B-大陆岛弧；C-活动大陆边缘；D-被动大陆边缘.数据来自本次研究及Wan et al., 2010; Wang et al., 2011 Fig. 10 Geochemical triangle diagrams for the meta-sedimentary rocks from Yunkai area (a) La-Th-Sc (Bhatia and Crook, 1986); (b) Th-Sc-Zr/10 (Bhatia and Crook, 1986). A-Oceanic Island Arc; B-Continental Island Arc; C-Active Continental Margin; D-Passive Continental Margin. Data from Wan et al., 2010; Wang et al., 2011; and this study |
(1) 天堂山岩群、云开群变质岩原岩的沉积时代不会晚于最年轻碎屑锆石的年龄。结合前人的研究资料，我们认为云开地区天堂山岩群、云开群变质碎屑沉积岩应部分属于早古生代-新元古代。天堂山岩群与云开岩群从年龄上难以区分，而不是前人认为的新老不同。它们之间变形、变质程度的差异更可能是加里东构造热事件改造程度的差异。
(2) 天堂山岩群与云开群变沉积岩的物源主要来自于格林威尔造山时期的岩浆岩锆石，新元古代时期华夏陆块处于格林威尔造山带内与之相邻。
(3) 变质沉积岩碎屑锆石的Hf同位素分析显示，华夏陆块存在前寒武基底物质，存在太古宙的古老陆壳。
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