湖北钟祥地区元古宙环斑花岗岩的成因来自锆石u-pb年代学的约束

湖北钟祥地区元古宙环斑花岗岩的成因来自锆石u-pb年代学的约束

环斑岩是地壳中一种特殊类型的岩质岩，属于普通a型花岗岩。环虫牙的输出表明它是大规模生长的构造环境，通常与大陆的解体有关，并受到国内外科学家的高度重视。根据这项研究，环虫牙的发育区域暴露在世界上，尤其是在北美，形成了一条从北到西南的巨大环虫岩带。花岗岩带从北到南，从加拿大拉布拉多和格陵兰以南，再到波罗的海地盾，从西伯利亚地台到华北地台的过程。9.14）这与columbia超大陆的解体有关。它对理解元古代宇宙岩石圈的发育具有重要意义。华北地块和扬子地块是中国最大的两个前寒武纪克拉通块体,华北地块广泛出露太古宙岩石,并记录了与Columbia超大陆聚合和裂解有关的元古宙大规模构造热事件[10,15,16,17,18,19,20,21,22,23,24],其中包括北京密云元古宙典型环斑花岗岩.扬子地块太古宙基底出露有限(如崆岭杂岩)[25~28],但近年来的研究发现,扬子地块也存在1.8~2.1Ga构造热事件的年代学记录[29~38],部分研究认为可能与Columbia超大陆聚合和裂解有关[34~38].但迄今为止,在扬子地块内还没有古元古代环斑花岗岩的报道.本文报道了在湖北省钟祥市华山观地区发现的环斑花岗岩体,提供了岩相学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和全岩主量、微量元素地球化学资料,并讨论了该岩体的发现对于认识扬子地块古元古代构造演化的意义.1岩石学和矿物学特征华山观花岗岩侵入体位于扬子地块北缘鄂中钟祥地区(图1),总面积约37km2,由4个大小不等的花岗岩体组成,分别为华山观、王家棚、花冲及肖家湾岩体,他们呈近南北向分布于冷水铺背斜及次级小背斜核部.其中,华山观岩体面积22km2,王家棚岩体12km2,花冲岩体2km2,肖家湾岩体1km2.据区域地质志报道,该岩体侵入于古元古代杨坡岩组(相当于崆岭群上岩组)中,且被南华纪-震旦纪地层不整合覆盖,岩体内部可见杨坡岩组成分的捕掳体.华山观和王家棚岩体主要岩石类型为似斑状正长花岗岩和中粒黑云母二长花岗岩(局部含有斑晶),二者呈渐变过渡关系,岩体局部有暗色镁铁质包体;花冲岩体只见中粒黑云母二长花岗岩;肖家湾岩体全为似斑状正长花岗岩.4个岩体内还可见片岩、片麻岩及斜长角闪岩残留体.受动力变质作用的改造,岩体与围岩都有一定程度的变形(据湖北省钟祥幅1:20万及双河口幅1:5万区域地质调查报告).本文报道的环斑花岗岩主要出露于华山观岩体北部的似斑状正长花岗岩中,用于锆石定年的样品采于31°17.261′N,112°24.607′E(图1(b)).岩石具似斑状结构,基质为中粗粒结构,斑晶为具斜长石环边的微斜条纹长石,基质成分由微斜条纹长石、石英、斜长石、黑云母等组成.主要矿物成分:微斜条纹长石65%,斜长石10%,石英23%,黑云母2%,其中斜长石多发生绢云母化.由于华山观环斑花岗岩出露规模有限(<1km2),本次研究只采集了2个样品(ZX21-1和09ZX03)进行分析;为便于对比,本次研究还在华山观环斑花岗岩体附近采集了一个含斑黑云母二长花岗岩样品(09ZX01-1),该岩石类型具中粒等粒结构,含少量斑晶,主要矿物含量:微斜条纹长石49%,斜长石27%,石英22%,黑云母2%.2环斑岩石学特征环斑结构(Rapakivitexture)这一术语是1891年由芬兰地质学家Sederholm引入国际地质学界的,具该结构的花岗岩有经风化后呈岩块剥落而呈砾石状的习性,在芬兰语中“Rapakivi”又有“剥落岩块”的含义,“环斑花岗岩”因此而得名.华山观环斑花岗岩呈灰白色至肉红色,似斑状结构.斑晶为钾长石,多呈卵球状,外面包有更长石-中长石薄壳,且岩石中的碱性长石和石英一般为两个世代的产物,属典型环斑结构,符合环斑花岗岩的定义.华山观环斑花岗岩环斑直径介于1~5cm之间,个别达8cm以上,其中以2~3cm最为常见(图2),其体积百分含量占岩石的45%左右.钾长石(Kfs)斑晶除少部分由单一晶体组成外,多数是由3~5个光性方位不同、粒度多在5~10mm、呈扇形的钾长石晶体构成,它们互为嵌晶状自核部向外生长为卵球形(图3(a)).钾长石卵球内常包裹有斜长石(pl)、石英(Qtz)以及黑云母(Bi)、磁铁矿(Mt)等的小晶体,这些包裹体矿物疏密不均地嵌布在主晶内(图3(b)),并呈环状展布.而在呈扇形的钾长石连晶结合面之间,可出现黑云母、磁铁矿、石英等组成的脉状充填物(图3(a)).钾长石斑晶条纹构造及格子双晶发育,为微斜条纹长石,且大部分钾长石与石英共生,部分具显微文象结构(图3(c)).基质主要由碱性长石、斜长石、石英、黑云母组成.岩石中的碱性长石和石英,都可以明显地分为两期甚至多期,早期结晶的颗粒较大,晚期结晶粒径较小.从图3(d)中可以明显看出石英大小相差悬殊,而且石英大晶体多呈圆形.副矿物主要为萤石、磷灰石、磁铁矿和锆石.这些特征均与芬兰以及北京密云等地元古宙典型环斑花岗岩特征相似[1,2,3,4,5,6,7,8,9,10,41,42].(a)和(b)均可见到暗色的斜长石包裹钾长石卵斑由于动力作用的改造,岩石多有不同程度的变形和蚀变,黑云母具绿泥石化,斜长石多发生绢云母化.在变形带中,石英的波状消光、黑云母的扭折变形及长石的脆性碎裂和晶内变形都比较明显(图3(d)~(f)).3分析方法及样品用于全岩主量元素和微量元素分析的样品,无污染粉碎至200目以下.样品主量元素分析在湖北省地质实验研究所用Regaku3080E1型光谱仪进行X射线荧光光谱分析(XRF),样品分析精度为1%.微量元素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS,Agilent7500a)分析.其中,稀土元素测试分析精度优于5%,其他微量元素分析精度在5%~15%之间,详细的分析方法见文献.样品ZX21-1中的锆石采用标准重矿物分离技术(包括磁选和重液分选等)分选,然后在双目显微镜下尽量选择透明、无裂隙且具有代表性的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶,磨去约1/3后抛光,样品抛光后进行CL显微结构观察,在此基础上选择合适的锆石颗粒和区域进行U-Pb年龄测定.锆石的CL照像在北京离子探针中心采用日立S3000-N型扫描电子显微镜外接GATAN公司的Chroma阴极发光探头完成.锆石原位微区U-Pb同位素和REE组成分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成,激光剥蚀系统为配备有193nm激光器的GeoLas2005.分析采用的激光剥蚀孔径为32µm,激光脉冲为10Hz,能量为110mJ.ICP-MS为美国安捷伦公司生产的Agilent7500a,实验中采用氦气作为剥蚀物质的载气,同位素组成用锆石91500作为外标进行校正,元素含量用NIST610作外标、29Si作内标进行标定,锆石分析的原始数据采用ICPMSD-ATACAL(ver5.8)软件处理.普通铅校正采用Andersen的方法,锆石加权平均年龄的计算及谐和图的绘制采用ISOPLOT_3.23程序.4分析的结果4.1含斑黑云母质岩微量元素特征华山观环斑花岗岩(样品ZX21-1和09ZX03)及含斑黑云母二长花岗岩(样品09ZX01-1)的主量元素和微量元素组成列于表1.从表1可以看出,华山观环斑花岗岩具有富硅(SiO2=69.92%~74.42%)(%,质量分数,下同)、富碱(Na2O+K2O=8.84%~9.23%)、富钾(K2O/Na2O=1.92%~2.52%)、富铁FeO*/(FeO*+MgO)=0.876%~0.88%)(FeO*为全铁)、贫钙(CaO=0.22%~1.15%)、贫镁(MgO=0.21%~0.42%)的特征.铝饱和指数(A/CNK)接近1.1,属过铝质岩石,而北京密云环斑花岗岩为准铝质到过铝质,华山观含斑黑云母二长花岗岩A/CNK等于1,但都落于芬兰典型环斑花岗岩成分区内(图4(a)).FeO*/(FeO*+MgO)-SiO2图解(图4(b))表明,与北京密云典型环斑花岗岩相似,华山观环斑花岗岩具较高的Fe/Mg比值,并都落于芬兰典型环斑花岗岩成分区内.而华山观含斑黑云母二长花岗岩的Fe/Mg比值相对较低,位于芬兰环斑花岗岩成分区域之外.华山观环斑花岗岩Ce含量123~256µgg-1,Ga含量19.1~23.0µgg-1,10000Ga/Al介于2.8~3.0之间,(La/Sm)N大于5.76,属轻稀土富集型,铕为负异常(δEu=0.35~0.63),中等亏损.含斑黑云母二长花岗岩δEu=0.07,强烈亏损.华山观环斑花岗岩微量元素具高Th(40.0~61.8µgg-1)、Rb(249~294µgg-1)、Ba(915~1228µgg-1)等的特点,而含斑黑云母二长花岗岩的Ba含量很低,仅为86.2µgg-1.同时,从微量元素蛛网图(图5(a))也可以看出华山观环斑花岗岩与芬兰以及北京密云典型环斑花岗岩特征相近,具Ba,Th,U,La,Ce,Nd和Sm相对富集,Nb,Sr,Zr和Y相对亏损的特征;但华山观含斑黑云母二长花岗岩Ba含量明显偏低,显示了其与华山观环斑花岗岩化学组成上的差异.从球粒陨石标准化稀土模式图(图5(b))可以看出华山观环斑花岗岩与芬兰以及北京密云典型环斑花岗岩的稀土配分模式较一致,铕负异常,轻重稀土分异明显,轻稀土富集,重稀土相对亏损,属右倾型.4.2不同号的不谐和年龄环斑花岗岩样品ZX21-1中的锆石颜色较单一,主要为淡黄色,多为半自形柱状,少数等轴粒状,大部分锆石呈破裂残缺状,长度为80~200µm,长宽比约为1.5:1~2:1.锆石CL图像(图6)显示绝大部分锆石具有岩浆振荡环带,但由于部分锆石Th,U含量较高,CL图像相对较暗.锆石的Th/U比值为0.78~1.64,亦符合岩浆型锆石的特征.用LA-ICP-MS对样品ZX21-1中的21颗锆石进行了21个分析点的U-Pb年龄测定,获得的锆石U-Th-Pb同位素比值及年龄结果见表2,锆石稀土元素(REE)分析结果见表3.21个分析点中,10号分析点发生了信号波动,反向不谐和,数据未采用.剩余20个点的不谐和年龄构成一条不一致线(图7),并给出上下交点年龄分别为(1901±45)和(803±170)Ma(MSWD=2.9).由于9,12,18和19号分析点不谐和度及Th,U含量较高,且207Pb/206Pb的谐和年龄明显偏低,说明可能发生了207Pb和206Pb的不等比例的丢失;8号分析点较谐和,但年龄明显偏低,在CL图像上可以看出,分析点位于锆石的边部,可能因受后期改造所致.因此,除去8,9,10,12,18,19这6个分析点,对剩余15个谐和度较高的数据207Pb/206Pb加权平均,获得的年龄为(1851±18)Ma(95%置信限,MSWD=1.2;图7).该年龄与不一致线上交点年龄在误差范围内相同,应代表了华山观岩体的侵位年龄.从锆石CL图像(图6)可见,华山观环斑花岗岩锆石振荡环带比较模糊,这是否是流体交代所致?从锆石的球粒陨石标准化REE分配模式图(图8)中可以看出,华山观环斑花岗岩锆石LREE含量低,Ce正异常明显,显然是岩浆成因的.而热液流体成因锆石则一般表现出LREE含量高,Ce弱正异常的特征.可见,华山观环斑花岗岩锆石样品的REE特点与流体成因锆石特征不同.部分锆石环带模糊的现象可能与变质重结晶的影响有关,但从锆石U-Pb年龄谐和曲线(图7)可见,测点多位于谐和线上及其附近,说明大多数锆石U-Pb体系仍保持封闭.因此,可提供可靠的207Pb/206Pb年龄.从锆石U-Pb年龄资料也可以看到,部分锆石发生了Pb丢失,这可能主要与后期热事件(特别是新元古代强烈的岩浆作用)所导致的变质重结晶有关,这一过程也可能导致这些锆石中岩浆环带的模糊.因此,~800Ma的下交点年龄可能代表了岩体遭受了后期构造热事件改造的时代,这也与区域上甚至整个华南地区广泛发育的新元古代构造热事件时代一致[54~63].5讨论5.1环斑火山岩的地球化学特征环斑结构的成因是100多年来地质学领域长期争论的问题,Haapala等人和Rämö等人曾对其进行过总结.归纳起来可以分为两类,即岩浆成因模式和岩浆期后的出溶-成分调整模式.从现有资料来看,岩浆混合与晶体饱和花岗质岩浆的亚等温减压成因模式(即岩浆成因模式)得到了较广泛的支持.岩浆混合模式强调长英质岩浆与镁铁质岩浆混合过程中导致的结构的不平衡;而亚等温减压模式强调岩浆上升后的减压和缓慢冷却作用而导致的钾长石和石英的部分溶解和斜长石在溶蚀的钾长石外围的结晶,而且这一成因模式得到了Eklund等人的证实.经岩相学观察,华山观环斑花岗岩也应为岩浆结晶成因的.例如,从矿物之间的包裹关系可见,钾长石斑晶内部几乎包裹了主岩中所有的造岩矿物,细小的包裹体矿物在巨晶中多呈环状展布,并与巨晶晶面平行.说明在钾长石斑晶生长过程中,那些生长较慢的矿物是在旋转、定向的同时,拼贴到钾长石斑晶之上的.这种条件,只有在对流岩浆中才能满足.这说明华山观的环斑长石为岩浆结晶产物.Haapala等人把环斑花岗岩定义为具有环斑结构的A型花岗岩,而那些虽具环斑结构但岩石类型属于S型和I型的花岗岩则不属于环斑花岗岩范围.事实上,环斑花岗岩在时代上从晚太古代到三叠纪都有,在岩性上包括中酸性到酸性的岩石.但从现有资料来看,具有这种特殊结构的岩石,且最普遍、最典型的仍是元古宙AMCG(斜长岩,纹长二长岩,紫苏花岗岩和环斑花岗岩)组合中的花岗质岩石.AMCG组合形成于伸展的构造环境,在岩石成因模式上强调它们与大陆地壳克拉通化后的地幔上涌、上地幔减压熔融和底侵作用有关.岩相学和地球化学研究表明,华山观环斑花岗岩不仅具有典型的环斑结构,而且其化学成分完全可与A型花岗岩相对比,符合环斑花岗岩的定义.华山观环斑花岗岩主、微量元素判别图(图9)表明,华山观环斑花岗岩属于亚碱性系列的A型花岗岩,并落于芬兰典型环斑花岗岩成分区内,且与北京密云环斑花岗岩的成分相近.华山观环斑花岗岩主量元素富硅、碱(尤其富钾)和铁,具高FeO*/MgO比值,贫钙和镁.微量元素富Th,U,La,Ga,Ce和Sm,贫Sr,Nb和Y;轻稀土富集,重稀土亏损及铕负异常,亦符合环斑花岗岩的特点.尽管本区还未发现相当于AMCG的岩石组合,但华山观环斑花岗岩体附近就存在同期基性岩浆活动的证据.如彭敏等人在距华山观岩体不远的扬子崆岭高级变质地体中发现了同时代(~1.85Ga)的基性岩脉,表明存在双峰式岩石组合.但正如Rämö所言,“环斑花岗岩具有共性,但每一个环斑花岗岩体又有其独特性”.与芬兰、北京密云等地典型环斑花岗岩不同的是,本区的环斑花岗岩出露规模较小,且并未像芬兰以及北京密云等地常见到角闪石,而主要出现黑云母等暗色矿物,反映了岩浆房结晶时的水压比一般的环斑花岗岩要高,这可能就是本区环斑花岗岩分布局限的原因所在.此外,本区的岩石Rb/Sr以及Rb/Ba比值较高,指示岩石的形成过程中经历了较高程度的岩浆结晶分异.5.2岩石学和岩浆事件古元古代期间发生了一系列全球性的超级事件,如全球性的碰撞造山事件和Columbia超级大陆的形成、大陆地壳的快速生长、超级地幔柱活动等.在扬子地块,古元古代构造岩浆事件的研究程度相对较低,但近年来随着研究工作的深入,越来越多的古元古代地质事件的记录被发现,并对这些地质事件的演化序列及其全球构造背景和意义开展了讨论.古元古代Columbia超大陆的存在已经得到较为广泛的认可,华北地块有着与Columbia超大陆聚合和裂解有关的的元古代大规模构造热事件的记录[10,15,16,17,18,19,20,21,22,23,24].最新研究表明,扬子地块也广泛存在2.1~1.8Ga构造热事件的年代学记录.(1)2.1~2.0Ga的岩浆事件.该时期的岩浆岩体目前在扬子地块尚未发现.但碎屑锆石年代学研究显示,在扬子地块新元古代沉积岩中广泛出现了2.1~2.0Ga的锆石,它们显示振荡环带,且具有很高的Th/U比值(~1.0),显然是岩浆成因的.此外,在扬子地块各地的钾镁煌斑岩中获得了~2000Ma的锆石捕虏晶年龄(LA-ICPMS法,多数锆石Th/U>1);在安徽铜陵地区中生代岩体中也测得了2091~2025Ma的古锆石年龄(SHRIMP法,Th/U为0.15~0.46,具振荡环带),都表明扬子地块可能存在2.1~2.0Ga的岩浆事件.(2)2.0~1.9Ga的变质事件.如大别山的黄土岭麻粒岩(1992Ma,锆石蒸发法;(1998±35)Ma,石榴石逐步溶解法;(2052±100)Ma,LA-ICPMS;(2002±17)Ma,SIMS)以及崆岭变质地体中的崆岭群副片麻岩和角闪岩((1939±44)和(1958±15)Ma,Sm-Nd等时线)、奥长花岗岩和变泥质岩((1990±16)和(1930±50)Ma,SHRIMP;(1992±16)和(1928±18)Ma,SHRIMP)、变泥质岩和角闪岩((1950±50),(1980±20)和(1940±40)Ma,LA-ICPMS)、混合岩(1980~2013Ma,SHRIMP).这些年代学记录似乎集中分布于扬子地块北部,它很可能代表了扬子地块北缘2.0~1.9Ga的一次碰撞造山事件,并且可能与Columbia超大陆的聚合有关.(3)~1.85Ga的伸展裂解事件.环斑花岗岩形成于非造山或造山后的构造环境,被认为是伸展构造的标志之一.本次报道的华山观岩体为典型的环斑花岗岩体,测年结果显示该岩体形成于古元古代晚期~1850Ma.而扬子地块与Columbia超大陆聚合作用有关的造山事件发生在2.0~1.9Ga,恰早于华山观环斑花岗岩岩体形成的时间.此外,在崆岭高级变质地体中发现的区域伸展作用标志的基性岩脉形成时代也约为1.85Ga.最近报道的圈椅埫A型花岗岩形成时代亦为~1.85Ga,且锆石Hf同位素研究表明其源岩可能来自扬子大陆深部太古宙地壳,并可能与Columbia超大陆聚合后