2017, Vol. 33
2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心, 武汉 430205
2. Research Centre of Granitic Diagenesis and Mineralization, China Geological Survey, Wuhan 430205, China
华夏地块内部及周缘在新元古代-早古生代是否存在大洋，以及洋陆俯冲过程的细节，是理解其前泥盆纪地质演化的关键所在。扬子与华夏的拼合过程长期存在分歧，众多学者认为华南板块新元古代 (1000~800Ma) 存在扬子地块与华夏地块间大洋的消失和陆陆聚合过程 (Zheng et al., 2007; Li et al., 2009a; Shu et al., 2011; Zhao and Guo, 2012; Wang et al., 2013a)，而早古生代属于板内演化环境 (Wang et al., 2007, 2011; Faure et al., 2009; Li et al., 2009b; 陈旭等, 2010; 舒良树, 2012; 张国伟等, 2013)；但部分学者认为扬子地块与华夏地块在早古生代才最终拼合，存在“华南洋”(郭令智等, 1980; 刘宝珺和许效松, 1994; 丘元禧等, 1999; 马力等, 2004; 彭松柏等, 2006a, b, 2016a, b; 周永章等, 2012, 2015; 覃小锋等, 2013)，或早古生代陆陆碰撞拼合出现在武夷云开造山带南侧 (Cawood et al., 2013; Wang et al., 2011, 2013b; Yao et al., 2015; Zhang et al., 2015)。
云开地块被认为是组成华夏地块的几个古老陆块之一，是理解华夏地块早期地质演化的关键地区 (王祖伟等, 1997)。以往的调查研究中注意到，云开地块变质基底中存在为数不少的变基性岩，可能代表不同时期消失的古大洋物质 (覃小锋等, 2005, 2006, 2007; 彭松柏等, 1999, 2006a, b; Wang et al., 2013a)。变基性岩主要岩性为斜长角闪岩、变玄武岩、变辉长辉绿岩、角闪岩、石榴角闪岩和石榴辉石岩等，多以构造岩块、地层夹层或小岩株出现，沿云开地块北缘、西北缘的罗定-信宜-北流-陆川一线零星出露 (图 1)。以往采用Pb-Pb法、Sm-Nd法多获得古-中元古代、新元古代的变基性岩同位素年龄，而近年来的高精度同位素测年表明其主要是新元古代早期 (~1.0Ga; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2013a) 和早古生代 (450~430Ma; Wang et al., 2013b; 覃小锋等, 2013; 周岱和龙文国, 2013; 彭松柏等, 2016a, b) 两期岩浆作用的产物。新元古代早期变基性岩被认为是弧-弧后盆地系统的残余，而对早古生代变基性岩的构造属性主要存在两种认识：(1) 早古生代板内环境下岩石圈拆沉过程中玄武质岩浆底侵的表现 (Wang et al., 2013b; Yao et al., 2015; 舒良树, 2014)；(2) 早古生代洋陆俯冲体系中洋中脊、岛弧和弧后盆地环境的产物 (覃小锋等, 2013; 易立文等, 2014; Zhang et al., 2015; 周永章等, 2015)。现有对云开地区不同类型变基性岩的的岩石成因、地幔动力机制和构造背景的研究仍不足，变基性岩与变质地层的关系还不明确，古大洋的形成、演化和关闭过程仍然模糊。
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图 1 云开地区前泥盆系地质简图 (底图据武汉地质调查中心，2011①修改) 变基性岩位置参考Wang et al., 2013a Fig. 1 Pre-Devonian geological map of Yunkai terrane Location of metabasalts modified after Wang et al., 2013a |
①武汉地质调查中心. 2011.中南地区地质图 (内部资料)
2 地质背景云开地块位于粤桂交界地区，狭义的云开地块是指吴川-四会断裂带、岑溪-博白断裂带与罗定-广宁断裂带所围限的部分 (图 1)。云开地块基底形成时代曾被认为是古元古代、中-新元古代等 (南颐, 1989, 1994; 于津生等, 1991; 钟增球等, 1996; 周国强等, 1996; 劳秋元等, 1997; 张志兰等, 1998; 张业明和彭松柏, 2000; 邝永光等, 2001; 黄圭成等, 2001; 王祖伟等, 1998)。通常依据不同的变质程度，将云开地块现存出露最老的地壳物质分为中-浅变质的云开群和中-深变质的高州表壳岩/天堂山岩群 (钟增球等, 1996; 覃小锋等, 2006; 龙文国等, 2012)，但不同单元的划分存在模糊和分歧，有学者认为两类地质单元的原岩物质具有相似的年龄组成特征 (Wang et al., 2007; Wan et al., 2010; Yu et al., 2010)。
两类变质地层单元中均见各类变基性岩出露 (图 1)，主要包括北流石窝、清水口、平政，高州南塘，容县黎村，岑溪归义、糯垌、大爽，信宜大井、贵子、分界等地，多以构造岩块、似层状、透镜状产出于片岩、石英岩中 (袁正新, 1995; 覃小锋等, 2006, 2007; Zhang et al., 2012)，此外在信宜龙虎岗、竹雅、东坑和高州石板等地发现早古生代辉长岩呈小岩株侵入云开群或与同期片麻状花岗岩共生 (彭松柏等, 2006a; Wang et al., 2013b; 周岱和龙文国, 2013)。
研究区位于粤西信宜贵子南约4km处，为云开地区出露最好的构造混杂岩剖面之一。所见主要为强烈片理化变玄武岩、变沉积岩等，前人对其物质和时代组成、岩石成因及构造属性存在不同的认识。南颐 (1994)将其划归“蓟县纪云开群”最底部的罗罅组；郭良田等 (2005)获得的变基性岩全岩Sm-Nd、Rb-Sr等时线年龄为667~663Ma，将其认定为早震旦世的细碧-角斑岩系；彭松柏等 (1999, 2006b) 最早提出信宜贵子坑坪一带出露的变基性岩与硅泥质岩的混杂堆积为蛇绿混杂岩残块，变玄武岩具SSZ和E-MORB特征，是新元古代-早古生代蛇绿混杂岩的重要证据；Zhang et al. (2012)和Wang et al. (2013a)认为云开地块北缘、西北缘一系列变基性岩属于Grenville期弧-弧后盆地系统残余物质。本次对信宜贵子地区变玄武岩开展了较为详细的岩石学、矿物学、地球化学和年代学研究，结合变沉积岩的岩石学、矿物学和碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析，期望对构造混杂岩的物质组成、岩石成因和构造演化提供合理的解释。
3 分析方法全岩主量元素分析在国土资源部武汉矿产资源监督检测中心采用XRF法完成，测试过程中，根据同时测定的BHVO-1、AGV-1和G-2等标样来监测测试精度，分析误差 < 2%。全岩稀土微量元素、电子探针和LA-ICP-MS分析均在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室 (GPMR) 完成，全岩稀土微量元素测试在Agilent 7500a ICP-MS上完成，详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu et al. (2008)；硅酸盐矿物电子探针测试在JEOL JXA-8100上完成，测试加速电压15.0kV，束斑直径1~2μm。Nd同位素分析在武汉地质矿产研究所同位素实验室完成，流程同程顺波等 (2009)。锆石分选由廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司采用浮选和磁选方法完成，锆石制靶、阴极发光拍照由北京锆年领航科技有限公司协助完成。锆石U-Pb同位素定年利用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪 (LA-ICP-MS) 分析完成，详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liu et al. (2010)。分析数据的离线处理采用ICPMSDataCal 9.9完成，锆石U-Pb年龄计算及谐和图均采用Isoplot 4.11 (Ludwig, 2003) 完成。对于207Pb/206Pb年龄小于900Ma的锆石采用经普通铅校正 (Andersen, 2002) 的206Pb/238U年龄，而大于900Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄。
4 岩石学与地球化学 4.1 野外产出特征西门-坑坪-滩垌剖面长约4km (图 2a)，剖面起点坐标：22°36′36.4″N、111°7′34.0″E，终点坐标：22°35′25.0″N、111°6′43.6″E。所见主要为变玄武岩与变沉积岩的混杂产出，岩石表现为强变形弱变质的特征，普遍遭受强烈片理化、劈理化，局部可见紧闭褶皱、不对称褶皱等。岩石变质程度较弱，多为绿片岩相-绿帘角闪岩相。变玄武岩多数呈大小不一的构造团块或透镜状产出，地表出露宽度十几厘米至几十米不等，剖面上可见数十处原生露头。变沉积岩为构造混杂岩的主体 (基质物质)，主要岩性为石榴石二云母石英片岩、绿泥绿帘石英岩和变质长石石英砂岩等，部分石英岩、变质砂岩呈小的构造团块产出。变玄武岩与变沉积岩多呈断层接触，局部表现为不协调的变形片理，岩石显然遭受强烈构造置换 (图 2b-e)。
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图 2 贵子构造混杂岩典型露头 (a) 剖面及采样位置示意图，1-16依次为GZ1401~GZ1416采样/观察点；(b-e) 变玄武岩呈构造岩块产出，与石英岩、云母石英片岩呈构造接触 Fig. 2 Field photos of tectonic mélange in Guizi-Xinyi (a) section and sampling locations; (b-e) metabasalt in Yunkai Group, which is tectonic contact with quartzite and mica-quartzose schist |
变玄武岩呈变余粒状-柱状变晶结构 (图 3a, b)，变余斑状结构 (图 3c, d)，斑晶为普通辉石0~25%，斜长石0~40%，粒径0.5~2.4mm，斑晶多已破碎肢解，弱变形域内可见少量残余的完整辉石、斜长石斑晶 (图 3c, d)。基质矿物组成为角闪石15%~65%，帘石化长石20%~40%，钠长石15%~30%，绿帘石10%~30%，及少量黝帘石、榍石和金属矿物，基质粒度较细，多小于0.3mm。辉石斑晶主要为富钙的普通辉石 (Wo28-29En44-45Fs24-27, 表 1)。角闪石表现为一致的富钙贫钛的特征，为钙质闪石组中的普通角闪石 (图 4a, 表 2)，(Ca+Na)B=1.83~1.91，CaO含量均大于11%，分子式中的Ti均小于0.06。在成因判别图解中，角闪石全部为变质成因，属于绿帘角闪变质岩相范围 (图 4b)。利用Gerya et al. (1997)钙质角闪石Ti温度计估算得出的角闪石形成温度为588~713℃(平均642℃)。长石不同程度的帘石化、绢云母化，仅保留板状假像，主要为中长石-更长石 (An25-38Ab61-74, 表 3)，应受斜长石帘石化的影响。变玄武岩普遍具变余斑状结构，基质矿物粒度细，暗色矿物含量高 (50%~65%)，推测原岩为玄武岩，可见斑晶主要为单斜辉石和斜长石，未见橄榄石斑晶。
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图 3 贵子坑坪典型变玄武岩薄片照片 (正交偏光) (a-d) 片理化变玄武岩；(c、d) 构造透镜体中的残余辉石斑晶.Ab-钠长石；Cpx-单斜辉石；Ep-绿帘石；Hbl-普通角闪石；Pl-长石；Q-石英；Ttn-榍石 Fig. 3 Microscopic photos of metabasalt (crossed polars) (a-d) metabasalt shows schisteous texture; (c, d) pyroxene phenocryst in tectonic lens. Ab-albite; Cpx-clinopyroxene; Ep-epidote; Hbl-hornblende; Pl-plagioclase; Q-quartz; Ttn-titanite |
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表 1 变玄武岩中辉石电子探针数据 (wt%) Table 1 Mineral chemical analyses of pyroxene in metabasalt (wt%) |
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图 4 角闪石分类及成因判别图 (b, 据马昌前等, 1994; 靳是琴, 1991) Fig. 4 Classification and origin distinguishing of hornblende. (b, after Ma et al., 1994; Jin, 1991) |
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表 2 变玄武岩和变沉积岩中角闪石电子探针数据 (wt%) Table 2 Mineral chemical analyses of hornblende in metabasalt and metasedimentary (wt%) |
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表 3 变玄武岩中长石电子探针数据 (wt%) Table 3 Mineral chemical analyses of feldspar in metabasalt (wt%) |
变沉积岩多呈细粒鳞片粒状变晶结构、变余砂状结构 (图 5)，主要矿物成分为：石英、绿帘石、白云母、黑云母、绿泥石、长石、石榴石、角闪石等。石英显示不规则粒状变晶，颗粒间紧密镶嵌，含量40%~75%不等；长石形态和粒度与石英相似，较强泥状绿帘石化、绢云母化，部分样品中长石 (多已蚀变为绿帘石) 含量达25%~25%(图 5e, f)；白云母、绿泥石多集中成条带，普遍发生弯曲、揉皱 (图 5d)。变沉积岩中主要矿物均定向排列，显示片理构造。镜下可见石英、蚀变长石、绿帘石、绿泥石分布不均匀，部分样品中富石英微层和富蚀变斜长石、绿帘石、绿泥石微层相间交替产出，显示变余层理构造 (图 5a, b)。绿泥石为较富镁的绿泥石 (1个测点的MgO=14.7%，数据略)，含量5%~15%，可能是基性火山灰变质结晶的产物 (图 5b)。镜下常见锆石、电气石等重矿物碎屑。推测变沉积岩的原岩为细粒 (长石) 石英砂岩、杂砂岩、砂泥岩等。变沉积岩变质程度达绿片岩相-绿帘角闪岩相，普遍出现石榴石、角闪石等变质斑晶 (图 5c, e, f)，石榴石主要为铁铝榴石-钙铝榴石系列 (表 4)，角闪石为普通角闪石，与变玄武岩中矿物地球化学特征相似 (图 4、表 2；富钙贫钛，CaO>11%，分子式中Ti < 0.06，钙质角闪石温度计估算值稍低，541~604℃，平均583℃)。剖面两端变质程度较剖面中部稍低，大致存在绿片岩相向绿帘角闪岩相过渡的趋势。变沉积岩总体显示陆源碎屑沉积特征，可能含少量火山物质，本次未发现前人所述的硅质岩/似硅质岩 (郭良田等, 2005; 彭松柏等, 2006b)。
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图 5 贵子坑坪变沉积岩薄片照片 (a、b) 绿泥绿帘石英岩 (a单偏光，b反射光)；(c) 黑云母石英岩 (正交偏光)；(d) 白云母绿泥石石英片岩 (正交偏光)；(e、f) 石榴角闪绿帘石英岩 (单偏光). Bt-黑云母；Chl-绿泥石；Grt-石榴石；Ms-白云母 Fig. 5 Microscopic photos of meta-sedimentary rock (a, b) Chl-Ep quartzite; (c) Mica-quartzose schist; (d) Ms-Chl quartz schist; (e, f) Grt-Hbl-Ep quartzite. Bt-biotite; Chl-chlorite; Grt-garnet; Ms-muscovite |
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表 4 变沉积岩中石榴石电子探针数据 (wt%) Table 4 Mineral chemical analyses of garnet in metasedimentary (wt%) |
结合野外观察和室内岩石学、矿物学研究，初步认为贵子西门-坑坪-滩垌剖面出露的是一套由变玄武岩与变质硅泥质碎屑岩组成的构造混杂单元。
4.3 变玄武岩地球化学特征变玄武岩样品表现为一致的地球化学特征 (表 5)，SiO2含量变化较小 (45.05%~50.06%)，MgO含量中等 (MgO=5.90%~8.26%，Mg#=50~64)，富钠贫钾 (Na2O>K2O)。在火山岩Zr/TiO2-Nb/Y和SiO2-Zr/TiO2岩石化学分类图解上 (图 6)，样品落入亚碱性玄武岩范围。FeOT/MgO=1.28~2.20，Nb/Y=0.23~0.34，属于拉斑玄武岩系列 (图略)。稀土元素总量较低 (68.7×10-6~112.8×10-6)，表现为轻重稀土中-弱分异 ((La/Yb)N=2.5~4.4)，无显著Eu异常，类似于E-MORB稀土元素配分模式 (图 7a)。微量元素以弱亏损Sr-Nb-Ta和高的Nb/La、Nb/U为特征 (图 7b、图 8)。除1个样品外 (GZ1409-1)，(Ta/La)PM=0.78~0.94，(Nb/U)PM=0.58~0.89。而高的Nb含量 (8.1×10-6~13.1×10-6) 和高的Nb/La (0.75~0.91)、Nb/U (19.7~30.1)，与富Nb玄武岩类似 (NEBA，图 8)。143Nd/144Nd变化于0.512513~0.512655之间，对应的εNd(t) 值介于2.89~4.90之间。
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表 5 变玄武岩主量元素 (wt%)、微量元素 (×10-6) 及Nd同位素组成 Table 5 Major (wt%), trace (×10-6) and Nd isotope element compositions of metabasalt |
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图 6 火山岩岩石化学分类图解 Fig. 6 Classification diagrams for metabasalt |
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图 7 变玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分图 (a) 和原始地幔标准化微量元素蛛网图 (b)(OIB, N-MORB, E-MORB及标准化值据Sun and McDonough, 1989) 黄色阴影部分彭松柏等，2006b Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized multi-elemental spider diagrams (b) of the metabasalts in Guizi (OIB, N-MORB, E-MORB and normalization values after Sun and McDonough, 1989) Yellow shadow is from Peng et al., 2006b |
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图 8 Nb/La-MgO和Nb/U-Nb图解 (据Kepezhinskas et al., 1996) Fig. 8 Plots of Nb/La vs. MgO and Nb/U vs. Nb (after Kepezhinskas et al., 1996) |
本次完成了2个变玄武岩的锆石U-Pb定年，样品中的锆石形态特征基本一致。锆石长轴为50~100μm，长宽比1：1~3：1，大多数锆石呈边缘圆滑的粒状、短柱状。绝大多数锆石显示清晰的韵律环带，其中多数为宽板状、补丁状或扇形韵律环带，少数为窄而密的震荡环带。偶见小而暗的继承核和窄而亮的变质增生边 (图 9)。Th和U含量范围分别为14×10-6~743×10-6和87×10-6~2398×10-6(表 6)，其中多数集中在 < 500×10-6和 < 1000×10-6，Th/U多集中在0.4~1.0，少数为0.1~0.4(图 10)。绝大多数锆石稀土配分曲线陡倾 (图 9，灰线)，La至Lu之间急速增加，具有显著的Ce和Eu异常，为典型的岩浆锆石稀土元素特征；少数测点轻稀土平坦 (黑线)，可能受变质改造影响。结合锆石形态、阴极发光特征及原位稀土微量元素特征可知，本次获得的2个变玄武岩样品的锆石大多数为岩浆锆石，较少数可能为继承/捕获锆石。
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图 9 变玄武岩锆石U-Pb谐和图及典型锆石阴极发光图像 Fig. 9 U-Pb concordia plot and CL images of zircons from metabasalts in Guizi |
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表 6 变玄武岩锆石U-Pb定年数据 Table 6 Zircon U-Pb isotope of metabasalt |
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图 10 变玄武岩和变沉积岩中锆石Th/U特征 Fig. 10 Th/U ratios of zircons |
本次2件变玄武岩样品完成了38次锆石U-Pb同位素测定，全部测点均落在谐和线上或附近，谐和度多为98%~99%。测试结果显示 (图 9，表 6)：大多数年龄点集中在1100~900Ma范围内，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为1031±28Ma (MSWD=1.3，n=11)、1025±39Ma (MSWD=1.9，n=11)。此外也获得了较多大于1100Ma的古老锆石，最老锆石207Pb/206Pb谐和年龄分别为2703±26Ma、3246±26Ma；部分测点可能受后期变质改造的影响 (GZ1407-4-02最小表面年龄为731±8Ma)。本文认为~1.0Ga可代表变玄武岩结晶年龄，这与Zhang et al. (2012)和Wang et al. (2013a)在邻区获得的变基性岩锆石U-Pb年龄 (978~997Ma) 误差范围内一致。
5.2 变沉积岩碎屑锆石年龄变沉积岩样品中的锆石形态特征类似 (图 11)，多呈次圆状-浑圆状，大小不一，粒径集中在80~150μm。绝大多数锆石显示清晰的韵律环带，其中多数环带窄而密，少数为宽板状或扇形环带。多数锆石中溶蚀结构、裂隙和变质增生边 (~5μm) 发育，显示普遍受变质改造；但测点均选择远离裂隙、包裹体和变质增生边的幔部，Th、U含量均集中在 < 1000×10-6 (表 7)，Th/U集中在0.4~1.0，少数为0.1~0.4，稀土配分曲线陡倾，显示为典型的岩浆成因特征 (图 10)。
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图 11 变沉积岩碎屑锆石阴极发光图像 Fig. 11 CL images of detrital zircons from quartzite in Guizi |
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表 7 石英岩碎屑锆石U-Pb定年数据 Table 7 Zircon U-Pb isotope of metasedimentary |
本次选择2个石英岩样品中不同矿物形态、环带特征和核幔结构的96粒锆石完成了96次U-Pb同位素测试，结果均呈现~1.0Ga、~2.5Ga两期主要的物源年龄峰值 (图 12、表 7)。其中900~1100Ma年龄段锆石占总体的41%，峰值分别为981Ma和974Ma，表明原岩主要由Grenville期碎屑物质组成。GZ1407-3中锆石最小一组表面年龄为777Ma、787Ma、807Ma，GZ1410-1中最小表面年龄为509Ma、571Ma、593Ma，其中509Ma (测点46) 的Th/U高达2.49，(Pr/Gd)N=0.16，轻稀土配分曲线平坦，有可能测点处有细小富轻稀土元素的磷酸盐矿物 (独居石和磷灰石) 或受后期地质事件扰动 (吴元保和郑永飞, 2004)，年龄可靠性成疑。依据这些数据可以初步约束变沉积岩原岩的沉积下限为777Ma和571Ma。
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图 12 石英岩碎屑锆石U-Pb年龄谐和图与直方图 Fig. 12 U-Pb concordia plot and ages spectra of detrital zircons from quartzite in Guizi |
依据中等的Mg#和Cr (136.3×10-6~390×10-6)、Ni (31.5×10-6~108.4×10-6) 含量推测基性岩浆演化过程中存在橄榄石/斜方辉石的分离结晶。斜长石的分离结晶或岩浆源区残留斜长石会导致Eu、Sr、Ba表现出类似的亏损特征。变玄武岩样品遭受了相当程度的蚀变作用，显著的Sr负异常而没有Eu的负异常 (图 7) 表明岩浆未发生显著的斜长石分离结晶或源区无斜长石的残留，因而Sr负异常和Rb、Ba含量较大的变化应该是蚀变作用的结果。考虑到蚀变作用对大离子亲石元素的影响，本文主要采用相对惰性元素 (Th、Nb、Zr、Y、Yb等) 和稀土元素进行变玄武岩的岩石成因和源区性质讨论。
地壳物质总体具高SiO2、HREE和负εNd值的特征，幔源岩浆的地壳混染过程会导致SiO2升高和εNd降低。贵子变玄武岩变化范围较小的全岩εNd(t) 表明无明显的地壳混染，而亏损的Nd同位素组成表明其源自亏损地幔或具地幔性质的洋壳。高的Nb/La、Nb/U比值类似于典型的富Nb玄武岩 (图 8)，亏损的Nd同位素组成表明地壳物质混染不是其富Nb特征的主因，而更可能是俯冲板片熔体交代地幔橄榄岩熔融的结果 (Kepezhinskas et al., 1996; Defant and Kepezhinskas, 2001; Green and Falloon, 2015)，暗示变玄武岩可能形成于俯冲环境。Pearce (1982)的Ta/Yb-Th/Yb图解可用于判别弧火山岩及其岩浆系列，图 13a中可见，变玄武岩样品离开地幔演化趋势，落在活动大陆边缘弧范围内，对应钙碱性火山岩系列 (CA) 范围，Th/Yb变化范围较大，吻合俯冲带富集/地壳混染趋势。可能的岩浆演化过程是：源自相对亏损的地幔源区的拉斑玄武质岩浆 (TH) 受板片熔体改造，导致岩浆总体向钙碱性方向演化。在Zr/Y-Zr判别图解中 (图 13b)，变玄武岩样品落在板内玄武岩与洋中脊玄武岩过渡区域。但相对低的Ti含量 (8169×10-6~12918×10-6) 和Ti/V比值 (29~39) 不同于典型的板内玄武岩。上述结果表明，变玄武岩可能形成于弧后盆地环境。
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图 13 构造判别图解 (a, 据Pearce, 1982；b, 据Pearce and Norry, 1979) Fig. 13 Tectonic setting diagram (a, after Pearce, 1982; b, after Pearce and Norry, 1979) |
变沉积岩作为构造混杂岩的基质物质，对构造混杂的时代约束和成因类型判别具有重要意义。本次完成的2件石英岩样品碎屑锆石呈现~1.0Ga和~2.5Ga两组峰值。~2.5Ga存在全球构造岩浆事件 (Griffin et al., 2014)，该峰期碎屑锆石显然经历多次改造，可能对应华夏地块的古老物质组成，也可能由后期构造运动中相邻陆块提供。900~1100Ma对应全球Rodinia大陆聚合阶段，~1.0Ga峰期碎屑锆石是华夏地块显生宙沉积物特征峰值，可能源自华夏地块南缘或临近的一个Grenville期造山带 (王丽娟等, 2008; Wang et al., 2013a; 王磊等, 2015)。变沉积岩中最年轻锆石分别为777Ma和571Ma，大致为南华纪-震旦纪。
云开地区变质基底物质碎屑锆石的直接对比存在一定的障碍。通常依据不同的变质程度，将云开地区的变质基底物质分为中-浅变质的云开群和中-深变质的高州表壳岩/天堂山岩群，但有学者认为两类地质单元的原岩物质组成没有截然的区别 (Wang et al., 2007; Wan et al., 2010; Yu et al., 2010)。谨慎起见，本文仅选取了研究区附近可对应云开群浅变质物质的样品进行统计对比。图 14可见，5件样品表现为一致的碎屑锆石频谱特征，均具~1.0Ga和~2.5Ga两组特征峰值，最年轻锆石年龄范围较宽，为571~777Ma，这可能受不同研究者选取测年点位不同或测试点偏少的影响，但更可能反应了云开群具有长期的演化过程，存在复杂的物质组分，本文认为云开群的主体应由新元古代早期的碎屑物质组成，其沉积时代为新元古代晚期 (大致为震旦纪)，后遭受了早古生代和早中生代两次构造运动的强烈改造。
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图 14 云开群碎屑锆石U-Pb年龄对比 选取207Pb/206Pb表面年龄，剔除谐和度小于90%测试点 Fig. 14 Zircon U-Pb age probability diagrams of meta-sedimentary rocks in Yunkai Group U-Pb ages are 207Pb/206Pb apparent age with concordance >90% |
信宜-贵子地区见玄武岩与变质砂泥质碎屑岩的混杂堆积，变玄武岩可能是新元古代早期弧后盆地玄武岩的残余物质，而变沉积岩为云开群所代表的新元古代晚期浅变质物质，表现为陆缘碎屑沉积的特征。前述本次获得的2个石英岩的沉积下限为571Ma和777Ma，可以代表构造混杂岩基质物质的形成时间。构造混杂的时代显然要晚于碎屑岩的沉积时间，因而混杂堆积的时间可能发生在早古生代。
云开地块在早古生代和早中生代遭受了强烈的构造-岩浆作用，发育广泛的片麻状花岗岩、混合岩，遭受了强烈的角闪岩相-麻粒岩相变质作用和中深层次韧性变形。本文认为，信宜-贵子构造混杂岩是Grenville期大洋板片残余与新元古代晚期陆缘碎屑岩被卷入后期强烈构造作用而遭受肢解的结果，其可能并非典型蛇绿混杂岩，推测其构造堆积的时间可能为奥陶纪-志留纪。
7 结论(1) 云开地块北缘的信宜-贵子地区出露由变玄武岩与变沉积岩组成的构造混杂岩。变玄武岩原岩可能为弧后盆地富铌玄武岩，变沉积岩类似变质砂泥质碎屑岩。
(2) 变玄武岩锆石U-Pb年龄为1031±28Ma、1025±39Ma；变质砂泥质碎屑岩中碎屑锆石显示~1.0Ga的主年龄峰和777~571Ma的最小年龄。结合前人的研究认为，信宜贵子构造混杂岩是Grenville期弧后盆地玄武岩与新元古代晚期陆缘碎屑沉积物构造混杂堆积的结果。
致谢 中国地质大学 (武汉) 曾广策教授在岩石薄片鉴定、胡兆初教授在样品分析测试方面给予了指导和帮助; 成文过程中与付建明研究员、贾小辉助理研究员、王磊助理研究员进行了深入的讨论; 黄皓和刘松峰一同参加了野外考察和采样工作; 审稿人详细的修改意见使得本文得以极大的完善; 在此一并表示感谢。| [] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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