華南地塊東部早古生代花崗巖成因來自板杉鋪和宏夏橋的證據(jù)

華南地塊東部早古生代花崗巖成因來自板杉鋪和宏夏橋的證據(jù)

0陸內(nèi)造山帶roincipatizatormora造山帶通常形成在聚集板的邊緣，并保存了大量關(guān)于該大陸發(fā)展的信息（約瑟夫，1965）。造山帶通常分為兩大類(Windley,1995),陸-陸碰撞的特提斯型造山帶(Sengoretal.,1993;YinandHarrison,2000;DeCellesetal.,2002;Dèzesetal.,2004;Rossettietal.,2004)和年輕物質(zhì)增生的阿爾泰型造山帶(Sengoretal.,1993;Windley,1995)。與形成于板塊邊緣的這兩種傳統(tǒng)類型造山帶不同,陸內(nèi)或板內(nèi)造山帶作為第三種類型的造山帶逐漸受到廣大地質(zhì)工作者的關(guān)注(Cunninghametal.,1996;SandifordandHand,1998;HandandSandiford,1999)。這種類型的造山帶位于遠(yuǎn)離大陸邊緣幾百乃至上千公里的大陸內(nèi)部,通常伴隨著大陸的活化與再造作用(Holdsworthetal.,2001;Miller,2001),例如:中亞的新生代南天山造山帶(Yinetal.,1998;Steffenetal.,2011),澳大利亞中部的皮特曼造山帶(Raimondoetal.,2010)和艾麗斯-斯普林斯造山帶(HandandSandiford,1999;Buicketal.,2008),美國西部的拉拉米德造山帶(EnglishandJohnston,2004;Wellsetal.,2012)等。從世界典型的陸內(nèi)造山帶來看,其最顯著的特征是強(qiáng)烈的變形和變質(zhì)作用,然而巖漿活動卻很少或者缺失。盡管已經(jīng)提出了多個陸內(nèi)造山帶的運(yùn)動學(xué)模型(Petit,1998;Surpless,2008;SandifordandQuigley,2009;SciscianiandCalamita,2009),但是陸內(nèi)造山帶的演化過程特別是內(nèi)部驅(qū)動機(jī)制卻依然不清楚。華南地塊是由揚(yáng)子和華夏板塊在格林威爾造山事件中匯聚形成的(Lietal.,1995,2002b)。形成統(tǒng)一的華南大陸之后,華南地塊又遭受了多期的構(gòu)造運(yùn)動改造(早古生代的加里東運(yùn)動、中生代的印支運(yùn)動和燕山運(yùn)動)(Zhouetal.,2006;舒良樹,2006;LiandLi,2007;Lietal.,2010;Wangetal.,2007a,2012a)。在華南地塊的東部分布有大量的早古生代花崗質(zhì)巖石和同時代的變質(zhì)和變形巖石,這些被認(rèn)為是陸內(nèi)造山作用的產(chǎn)物(Faureetal.,2009;Charvetetal.,2010;Lietal.,2010;Lietal.,2011b;Wangetal.,2010,2011;Zhangetal.,2012c)。而此類特點(diǎn)在其他的陸內(nèi)造山帶中卻并不顯著,例如澳大利亞的艾麗斯-斯普林斯造山帶(McLarenetal.,2002)和皮特曼造山帶(Raimondoetal.,2010)。盡管對華南早古生代陸內(nèi)造山帶做了大量的研究,但是仍然存在著不少分歧和爭論:Wangetal.(2007b)認(rèn)為這期構(gòu)造熱事件是華南板塊與華北板塊碰撞的結(jié)果;Faureetal.(2009)和Charvetetal.(2010)認(rèn)為在持續(xù)的擠壓作用下華夏板塊俯沖到揚(yáng)子板塊的下面;而Lietal.(2010)則認(rèn)為是前寒武紀(jì)-奧陶紀(jì)的地層在持續(xù)的東南向西北方向仰沖作用下被掩埋到中地殼,同時發(fā)生了大量的變形和變質(zhì)事件以及巖漿巖的上侵。上面的幾種模型都強(qiáng)調(diào)了陸內(nèi)造山過程的構(gòu)造特征。對造山系統(tǒng)的詳細(xì)研究主要受到野外露頭、原始造山結(jié)構(gòu)的保存和地殼的剝蝕等情況的限制(Raimondoetal.,2010)。華南東部的變質(zhì)基底呈天窗式出露且受到晚古生代、中生代和新生代多期構(gòu)造熱事件的改造(Linetal.,2008;Zengetal.,2008;Yangetal.,2010;Chenetal.,2011,2012;Wangetal.,2012b),這些都給早古生代陸內(nèi)造山帶的構(gòu)造歷史演化研究帶來了極大的困難。而巖漿巖來源于巖石圈深部,因此可以作為一個有力的工具去窺探陸內(nèi)造山作用的結(jié)構(gòu)、成分和內(nèi)部驅(qū)動機(jī)制。前人對于華南早古生代的花崗巖主要針對于S型花崗巖,對于I型花崗巖則研究較少。而且,前人的研究主要集中于造山帶的東部地區(qū)(武夷-云開地區(qū)),對整個造山帶西部地區(qū)的研究則相對缺乏和薄弱。本次工作以典型的I型花崗巖作為研究對象,通過地球化學(xué)和地質(zhì)年代學(xué)研究,不僅可以揭示早古生代的巖漿作用過程,而且能夠限制陸內(nèi)造山帶的巖石成因,可以促進(jìn)理解陸內(nèi)造山帶形成的內(nèi)部驅(qū)動機(jī)制。1巖漿巖巖體的年齡華南由西北部的揚(yáng)子地塊和東南部的華夏地塊組成(圖1),它們沿長達(dá)2000km的江山-紹興斷裂(ZhaoandCawood,1999;Wongetal.,2011)于新元古代早期(1000~800Ma)拼合而成(Charvetetal.,1996;Li,1999;Lietal.,2002b;Zhouetal.,2002;Wangetal.,2006b;Zhengetal.,2008)。拼合之后的造山帶垮塌導(dǎo)致華南地塊東部地區(qū)形成南華陸內(nèi)裂谷(Zhengetal.,2008),裂谷中沉積了巨厚的新元古代到早古生代的沉積物(>10000m)(WangandLi,2003;舒良樹,2006)。該裂谷并沒有導(dǎo)致華南地塊的完全破裂,因?yàn)槠駷橹共]有蛇綠巖或者洋殼殘片的發(fā)現(xiàn)(舒良樹等,2008;Shuetal.,2011)。裂谷活動結(jié)束(大約750Ma)之后,除了在碎屑鋯石和早古生代巖漿鋯石的繼承核中發(fā)現(xiàn)了年齡為700~500Ma的巖漿鋯石之外(Wangetal.,2010;XiangandShu,2010;Yaoetal.,2011),在華南地區(qū)并沒有發(fā)現(xiàn)同時代的巖漿巖巖體,所以南華裂谷這個時期被稱為巖漿平靜期(Chuetal.,2012)。這些碎屑鋯石年齡與岡瓦納在新元古代-寒武紀(jì)的聚合造山時間相同(Yaoetal.,2011),而早古生代華南地塊位于東岡瓦納邊部,因此這些碎屑鋯石被認(rèn)為來源于岡瓦納大陸的其他造山帶地區(qū)(于津海等,2006;Yuetal.,2008;周金城等,2008;Wangetal.,2010;Duanetal.,2011)。早古生代,陸內(nèi)造山事件作用于華南地塊東部并且導(dǎo)致了南華裂谷的最終閉合(WangandLi,2003)。華南地塊東部的陸內(nèi)造山事件不僅產(chǎn)生了大量的花崗巖和花崗閃長巖(Wangetal.,2007b,2011;劉銳等,2008;Lietal.,2010;Wanetal.,2010;Yangetal.,2010;張愛梅等,2010;Zhangetal.,2011a;Zhangetal.,2011b;Chenetal.,2012;Chuetal.,2012;Lietal.,2012;Zhangetal.,2012c),而且導(dǎo)致了前泥盆紀(jì)巖石的強(qiáng)烈變形和變質(zhì)(舒良樹,2006)。在華南地塊東部,存在著100多個早古生代花崗質(zhì)巖體,總面積大于20000km2(舒良樹,2012),它們主要分布于安化-羅城斷裂帶和政和-大埔斷裂帶之間(圖1),甚至延伸到朝鮮半島(Choetal.,2010)和越南北部(Rogeretal.,2000)。這些花崗巖侵入到前志留紀(jì)地層中,被泥盆紀(jì)的地層不整合覆蓋。這些巖體的年齡主要分布于507Ma到402Ma之間,巖體年齡并沒有定向性變化,侵入體的數(shù)量分布則是東多西少。通過對變質(zhì)巖的研究,發(fā)現(xiàn)早古生代造山作用的影響范圍在西部地區(qū)已經(jīng)延伸到了張家界-花垣-凱里斷裂帶(胡召齊等,2010)。在早古生代造山作用下,華南地塊東部的武夷-云開地區(qū)(圖1)不僅有厚皮構(gòu)造而且有薄皮構(gòu)造,變質(zhì)程度則是綠片巖相-麻粒巖相(Wanetal.,2007;Faureetal.,2009;Charvetetal.,2010;Lietal.,2010);而在西部地區(qū)(贛江斷裂帶和張家界-花垣-凱里斷裂帶之間)主要以薄皮構(gòu)造為主,變質(zhì)程度為綠片巖相(Charvetetal.,2010;胡召齊等,2010)。相對而言,晚古生代的構(gòu)造熱事件對于華南的影響并不太強(qiáng)烈,這期構(gòu)造熱事件產(chǎn)生的花崗巖只占華南東部地區(qū)總花崗巖面積的2.7%(孫濤,2006)。中生代構(gòu)造熱事件強(qiáng)烈作用于該地區(qū)前侏羅紀(jì)的巖石,而且產(chǎn)生了大量的花崗巖,其面積占華南東部地區(qū)花崗巖總量的80%(孫濤,2006)。板杉鋪和宏夏橋巖體是位于湖南省株洲市的東南方向的兩個巖體(圖1),以未變形和弱變形的花崗閃長巖為主,侵入到淺變質(zhì)的新元古代冷家溪群地層中。它們的巖石礦物組成主要由55%~65%的長石、10%~25%的石英、5%~15%的角閃石和10%~15%的黑云母組成。副礦物主要為鋯石、榍石、磷灰石和不透明礦物。2分析2.1鋯石u-pb年齡測定、年齡校正和定量標(biāo)準(zhǔn)化將新鮮巖石粉碎至60目以下,利用重液法和磁選法將鋯石挑選出來,然后在雙目鏡下對其進(jìn)行純化。隨機(jī)地挑選出100顆左右的鋯石粘到雙面膠帶上,然后用環(huán)氧樹脂固定鋯石制成鋯石靶并拋光至鋯石的核部暴露在外面。在透射光和反射光條件下對鋯石拍照。我們利用中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所的JXA-8100電子探針分析儀采集鋯石的陰極發(fā)光CL圖像,用于鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)觀察和合適的鋯石U-Pb定年點(diǎn)位選擇。鋯石U-Pb定年在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成,鋯石LA-ICP-MS原位分析所用儀器為Agilent7500aICP-MS,激光波長為193nm,激光脈沖功率為80mJ,頻率為10Hz,束斑直徑為31μm,剝蝕時間為40s。鋯石標(biāo)樣91500作為外標(biāo)進(jìn)行年齡校正,每5個樣品點(diǎn)重復(fù)分析一次91500標(biāo)樣。具體的精確分析過程描述詳見(Lietal.,2011a)。選用ICPMSDataCal8.4(Liuetal.,2010b,2010c)軟件對鋯石分析信號進(jìn)行選擇、漂移校正和定量標(biāo)準(zhǔn)化。利用ISOPLOT(version3.0)(Ludwig,2003)進(jìn)行諧和曲線作圖和年齡計(jì)算。2.2分析方法和過程新鮮的巖石樣品被破碎成拇指大小的碎塊之后用5%的稀硝酸溶液在超聲波條件下清洗并用清水沖洗干凈,烘干后剔除肉眼看得到的被污染的樣品碎塊。將巖石碎塊在瑪瑙研缽中壓碎磨成小于200目的粉末,這些粉末用于主、微量元素分析和Sr-Nd同位素測定,這些實(shí)驗(yàn)在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。將樣品和Li2B4O7按質(zhì)量比1∶8的比例混合后高溫熔融成玻璃,通過型號為RigakuZSX100e的X熒光光譜儀進(jìn)行主量元素分析(Chenetal.,2010)。XRF分析的精度:SiO2為1%,MnO和P2O5為5%,其他氧化物為2%(Li,1997;Lietal.,2003)。微量元素(包括REE)分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所的PerkinElmerSciexELAN6000質(zhì)譜儀上進(jìn)行,詳細(xì)測試過程見(Lietal.,2002a)。樣品粉末(50mg)在Teflon杯中用HNO3和HF酸進(jìn)行初步溶解,然后將其放到鋼套中高溫高壓溶解48h用以將難溶礦物溶解掉。用元素Rh作為內(nèi)標(biāo)對樣品的信號漂移進(jìn)行校正。美國地質(zhì)勘探局USGS的巖石標(biāo)樣G-2、W-2、MRG-1、AGV-1和中國國家?guī)r石標(biāo)樣GSD-12、GSR-1、GSR-2、GSR-3作為元素濃度計(jì)算的標(biāo)樣。分析精度誤差在5%以內(nèi)(Longetal.,2011)。2.3實(shí)驗(yàn)過程描述利用陽離子樹脂交換柱對Sr和Nd元素進(jìn)行提取,鹽酸作為淋洗液。Sr、Nd同位素比值的測定在廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室MC-ICP-MS儀器上完成,實(shí)驗(yàn)過程具體描述見(韋剛健等,2002)和(Lietal.,2004)。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd測試的比值分別通過86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219標(biāo)準(zhǔn)化,而87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的報道比值則是分別通過NBSSRM987標(biāo)準(zhǔn)87Sr/86Sr=0.71025和ShinEtsuJNdi-1標(biāo)準(zhǔn)143Nd/144Nd=0.512115進(jìn)行校正(Yuanetal.,2010)。3分析的結(jié)果3.1鋯u-pb地質(zhì)年齡研究3.1.1鋯石的th/u分析鋯石顆粒以無色透明為主,短柱型和棱鏡狀,無繼承核,鋯石長度60~150μm,長寬比介于1.5~2.0之間。鋯石具有中等的U(323×10–6~744×10–6)和Th(208×10–6~889×10–6)含量,高的Th/U(0.64~1.19)比值,而且鋯石顆粒具有明顯的震蕩環(huán)帶,暗示其為巖漿鋯石。20粒鋯石的206Pb/238U年齡集中分布于425~444Ma之間(表1),加權(quán)平均年齡為432.4±2.6Ma(MSWD=0.43)(圖2a),表明板杉鋪巖體形成于早志留世。其他兩粒鋯石(YLL-1-19和YLL-1-21)具有完整的晶型和較高的Th/U(>0.4)比值,其206Pb/238U年齡分別為480Ma和502Ma(圖2a),它們可能是巖漿上升過程中捕獲的捕擄晶。3.1.2鋯石u-h3.4,5-61eu宏夏橋巖體(YH-1)中鋯石顆粒長度在80~200μm之間,長寬比為1.5~3.0,呈自形到半自形、無色透明棱鏡狀,震蕩環(huán)帶清晰,部分鋯石中含有繼承核。大部分鋯石為中等到高的Th(246×10–6~885×10–6)和U(349×10–6~1374×10–6)含量,其Th/U比值為0.42~1.26,顯示巖漿鋯石特征。19粒鋯石206Pb/238U年齡集中分布于424~444Ma之間(表1),其加權(quán)平均年齡為434.3±2.7Ma(MSWD=0.83)(圖2b),為宏夏橋巖體的侵位年齡,同板杉鋪巖體的侵位年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致。此外,繼承鋯石核具有較高的Th/U比值,兩個繼承鋯石核分別給出780Ma的206Pb/238U年齡和985Ma的207Pb/206Pb年齡(圖2b)。3.2巖石地球化學(xué)3.2.1巖石學(xué)和微量元素特征板杉鋪巖體中7個巖石樣品的主、微量元素分析結(jié)果列于表2。這些樣品具有中等偏高的SiO2(68.67%~69.66%)含量,高的K2O(2.71%~3.46%)含量,具有較低的MgO(1.36%~1.58%)含量(表2),顯示中鉀到高鉀的特征(圖3)。巖石具有中等的堿性成分(K2O+Na2O=5.81%~6.31%)和K2O/Na2O(0.86~1.21)比值,以及高的ACNK(MolarAl2O3/(K2O+Na2O+CaO)=1.11~1.16)和ANK(MolarAl2O3/(K2O+Na2O)=1.80~1.92)比值(圖4)。在系統(tǒng)命名圖解中板杉鋪巖體的樣品均落在花崗閃長巖區(qū)域,顯示亞堿性特點(diǎn)(圖5)。相對于平均的高硅埃達(dá)克質(zhì)花崗巖(HAS)(Martinetal.,2005),板杉鋪巖體樣品具有低的Cr(<29×10–6)和Ni(<20×10–6)含量,高的Rb(119×10–6~141×10–6)和Ba(556×10–6~890×10–6)含量(表2)。該巖體具有相對低的ΣREE(102×10–6~137×10–6)含量,總體呈明顯的右傾配分模式,強(qiáng)烈的輕稀土富集((La/Yb)N=19.59~32.35)、較為顯著的重稀土分異((Gd/Yb)N=2.18~2.86)特征以及輕微至中等的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.80~0.92)(圖8a)。樣品具有相對高的Sr(344.8×10–6~466.6×10–6)含量和低的Y(8.51×10–6~10.72×10–6)含量(表2),具有高的Sr/Y(34~47)比值。在微量元素蛛網(wǎng)圖中,板杉鋪巖體的樣品均顯示富集大離子親石元素(Ba,Rb,K)、Th和U元素,相對虧損Nb、Ta和Ti元素(圖8c)。3.2.2巖石學(xué)和微量元素特征宏夏橋巖體的樣品具有中等的、變化范圍很小的SiO2(64.40%~65.42%)含量。相對于板杉鋪巖體,宏夏橋巖體的樣品具有較高的MgO、K2O含量和較低的Na2O(2.60%~2.80%)含量,顯示高的K2O/Na2O(>1)比值(表2)。在K2O-SiO2圖中,所有的樣品都顯示了高鉀特征(圖3)。宏夏橋巖體的ASI變化于0.99~1.12之間,顯示輕微的準(zhǔn)鋁質(zhì)-過鋁質(zhì)的特征(圖4)。在巖石系統(tǒng)命名圖中,宏夏橋巖體的樣品全部落入花崗閃長巖的區(qū)域(圖5)。同板杉鋪巖體相比,宏夏橋巖體的樣品具有相似的大離子親石元素(Rb,Ba,Cs,U,Th)含量,相對高且變化較大的ΣREE(155×10–6~184×10–6)(表2)。宏夏橋巖體具有與板杉鋪巖體相似的右傾趨勢的稀土配分圖,輕稀土富集((La/Yb)N=16.71~21.92)和較為顯著分異的重稀土((Gd/Yb)N=2.07~2.30)(圖8b)。樣品具有中等的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.68~0.74)。宏夏橋巖體具有同板杉鋪巖體相似的Sr(334.1×10–6~409.9×10–6)含量和較高的Y(14.56×10–6~17.82×10–6)含量,因此具有比板杉鋪巖體低的Sr/Y(20~24)比值(表2)。在微量元素蛛網(wǎng)圖中,與板杉鋪巖體的元素分布特征相似,相對富集大離子親石元素(Ba,Rb,K)、Th和U元素,相對虧損Nb、Ta和Ti元素(圖8d)。角閃石是這兩個巖體的主要造巖礦物,在FeOT/MgO-SiO2圖解中(圖6),兩個巖體的所有樣品均顯示鈣堿性特征。所以,這兩個巖體均為I型鈣堿性花崗閃長巖。在判斷原巖性質(zhì)的圖解中(圖7),這些花崗閃長巖的原巖可能為變英云閃長巖和變玄武巖。3.3宏夏橋巖體的fsm/ndt和843對板杉鋪巖體的3個樣品和宏夏橋巖體的3個樣品進(jìn)行Sr-Nd同位素測定,分析結(jié)果見表2。板杉鋪和宏夏橋巖體中具有相似的Sr-Nd同位素成分,板杉鋪巖體的Sr-Nd同位素組成為εNd(t)=-7.5~-6.9和87Sr/86Sri=(0.7130~0.7169),宏夏橋巖體的則為εNd(t)=-7.7~-7.3和87Sr/86Sri=0.7142~0.7149(圖9a)。為了便于同該地區(qū)其他古老的巖石比較,盡管兩個巖體的fSm/Nd(-0.54~-0.37)落入到地殼演化的區(qū)域(fSm/Nd=-0.6~-0.2),我們?nèi)匀贿x擇用兩階段模式年齡。宏夏橋巖體的兩階段模式年齡(tDM2=1760~1795Ma)與板杉鋪巖體的兩階段模式年齡(tDM2=1729~1776Ma)相差不大,它們的原巖可能為古元古代物質(zhì)。4巖石成因研究4.1地殼內(nèi)造山帶的性質(zhì)來自板杉鋪巖體的樣品顯示高Sr和低Y的特點(diǎn),并且具有高的Sr/Y和(La/Yb)N比值,這些特征和典型的埃達(dá)克巖類似(圖10)。埃達(dá)克巖最初的定義是用來描述在洋殼板片俯沖到石榴子石穩(wěn)定區(qū)域時發(fā)生部分熔融產(chǎn)生的巖石(DefantandDrummond,1990),但是近期的研究發(fā)現(xiàn)這類巖石還具有多種其他巖石成因:(1)加厚下地殼的部分熔融(AthertonandPetford,1993;Chungetal.,2003;Houetal.,2004;Wangetal.,2005);(2)拆沉下地殼的部分熔融巖漿在上升的過程中與地幔物質(zhì)發(fā)生不同程度的物質(zhì)交換(KayandKay,1993;Xuetal.,2002);(3)正常的島弧巖漿發(fā)生同化混染和結(jié)晶分異作用(AFC)(Castillo,2006;Macphersonetal.,2006;RichardsandKerrich,2007;Guoetal.,2009a);(4)來自先前存在的埃達(dá)克質(zhì)巖石的部分熔融(Kameietal.,2009;Zhangetal.,2009)。華南地塊東部的早古生代造山帶被認(rèn)為是陸內(nèi)造山帶,主要是基于下面的地質(zhì)事實(shí):(1)缺乏早古生代的蛇綠巖套,弧巖漿作用和地幔鎂鐵質(zhì)巖石(Lietal.,2005;Shuetal.,2008;舒良樹等,2008);(2)華南新元古代(750Ma)到奧陶紀(jì)期間從揚(yáng)子板塊到華夏板塊是連續(xù)變化的沉積相和淺海生物相(Rongetal.,2002;Wangetal.,2010);(3)早古生代花崗巖的地球化學(xué)特征和Sr-Nd同位素成分顯示沒有地幔物質(zhì)的加入(ChenandJahn,1998)。對于板杉鋪巖體的成因有人提出了陸-弧-陸模型(許德如等,2006),但是在華南并沒有發(fā)現(xiàn)早古生代時期存在島弧的證據(jù)。相對低的εNd(t)(-7.5~-6.9)值和高的放射性成因Sr(87Sr/86Sri=0.7130~0.7169)同位素成分暗示板杉鋪巖體不可能來自俯沖板片的部分熔融和地幔巖漿的AFC過程,相反,其同位素特征顯示這個巖體可能來自地殼物質(zhì)的部分熔融。華南地塊中也出露高Sr/Y和La/Yb特征的巖石,如揚(yáng)子克拉通核部宜昌地區(qū)的新元古代似TTG質(zhì)巖石(Zhangetal.,2009)和江紹斷裂帶北部江西德興地區(qū)的新元古代西灣埃達(dá)克巖(LiandLi,2003)。但是,在板杉鋪巖體周圍并沒有發(fā)現(xiàn)高Sr/Y和La/Yb特征的似TTG質(zhì)巖石。同處于江紹斷裂帶北部附近的板杉鋪巖體和西灣埃達(dá)克巖具有不同的Nd同位素特征,西灣埃達(dá)克巖具有高的εNd(t)值,它們具有不同的演化區(qū)域,因此它們不具有同源性(圖9b)。所以板杉鋪埃達(dá)克巖并不是由具有高Sr/Y比值的原巖在中地殼經(jīng)重熔作用形成的“假埃達(dá)克巖”(Kameietal.,2009)。由于拆沉的下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體在上升過程中要與上地幔橄欖巖發(fā)生物質(zhì)交換,所以這種巖漿通常具有高M(jìn)gO、Ni和Cr含量、低FeO/MgO比值的特征(Xuetal.,2002;Gaoetal.,2004;Castillo,2006)。然而,板杉鋪巖體樣品卻具有低的MgO、TiO2、Ni、Cr含量,高εNd(t)值,相對高的SiO2含量和(87Sr/86Sr)i比值。這些特征明顯不同于拆沉下地殼部分熔融產(chǎn)生的埃達(dá)克巖,相反卻暗示了加厚下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖特征。在SiO2-Mg#圖中,板杉鋪巖體均落在加厚下地殼產(chǎn)生的埃達(dá)克巖區(qū)域(圖11),這也與早古生代地殼發(fā)生了縮短加厚的地質(zhì)事實(shí)相符(WangandLi,2003;舒良樹,2006,2012)。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)顯示來自加厚下地殼部分熔融的埃達(dá)克巖必然在石榴子石穩(wěn)定域12×102MPa以上,相當(dāng)于深度大于40km(RappandWatson,1995)。板杉鋪巖體相對低Nb/Ta比值(<17.3)和Nb、Ta的負(fù)異常特征暗示其源區(qū)殘留相沒有金紅石的存在。金紅石的最小穩(wěn)定壓力為1.5GPa(>50km)(Xiongetal.,2005),因此板杉鋪巖體的源區(qū)深度可能不會大于50km。4.2石榴子石作為殘留相低的εNd(t)值和老的兩階段模式年齡暗示其具有地殼源區(qū)的特征。來自宏夏橋巖體的樣品具有同板杉鋪巖體相似的Sr和La含量,但是相對高的Y和Yb含量導(dǎo)致了相對低的Sr/Y和(La/Yb)N比值。這些特征暗示在宏夏橋巖體的源區(qū)并沒有石榴子石作為殘留相。同板杉鋪巖體具有相同的εNd(t)和tDM2值說明了宏夏橋巖體具有同板杉鋪巖體物質(zhì)類似的源區(qū),但是其熔融的深度相對板杉鋪巖體較淺。5討論5.1下地殼內(nèi)的熱前人對于華南早古生代花崗巖展開過大量研究,對于華南早古生代大面積花崗巖的成因解釋主要有:(1)增厚地殼的沉積物中含有大量放射性元素(K、U和Th)產(chǎn)生的放射熱作為熱源導(dǎo)致沉積物和基底物質(zhì)的部分熔融形成花崗巖(Lietal.,2010;Zhangetal.,2011b);(2)造山后的垮塌導(dǎo)致壓力下降,減壓部分熔融導(dǎo)致大量花崗巖的形成(Lietal.,2010;Wangetal.,2011);(3)地幔巖漿為花崗巖的形成提供熱量和物質(zhì)(Wanetal.,2010;Lietal.,2012)。對于地幔物質(zhì)的作用仍沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)證明:下地殼(10×102MPa)的部分熔融需要1000℃以上,上地殼的部分熔融需要700℃以上(AnnenandSparks,2002)。這樣的溫壓條件在正常的地溫梯度下是很難達(dá)到的。研究發(fā)現(xiàn),形成于板內(nèi)環(huán)境的I型高鉀鈣堿性花崗質(zhì)巖石的形成,需要外部的熱源供應(yīng)才能使其源區(qū)發(fā)生部分熔融(RobertsandClemens,1993)。放射性元素產(chǎn)生的放射熱可以導(dǎo)致地溫梯度的升高,但是放射熱并不能長時間地為原巖的部分熔融提供熱量(Camachoetal.,2002)。另外,放射熱也不能為下地殼的部分熔融提供足夠的熱量以達(dá)到固相線溫度(Wangetal.,2009)。所以,南華裂谷中沉積物的放射性元素產(chǎn)生的放射熱并不是I型花崗巖的外部熱來源。伴隨著裂谷出現(xiàn)(大約750Ma)的軟流圈和巖石圈界限的抬升將會導(dǎo)致地溫梯度異常,這種熱異常180Ma之后將會減少95%(ZieglerandCloetingh,2004)。因此,這兩個巖體的形成過程中必然有額外熱的供應(yīng)。同樣的,分布于華南東部同時代為數(shù)不多的其他I型花崗巖和花崗閃長巖(Lietal.,2012;農(nóng)軍年等,2012;Zhaoetal.,2013)在形成過程中也需要額外的熱源供應(yīng)。中下地殼部分熔融的額外熱源可能來自玄武巖的底墊作用或者軟流圈的直接上涌(Thompson,1999;Schulmannetal.,2002)。軟流圈的上涌可以由巖石圈的伸展作用導(dǎo)致,也可以由下大陸巖石圈的拆沉作用形成。部分證據(jù)顯示華南早古生代時期的造山帶核部(華夏板塊的武夷-云開地區(qū))在435Ma左右可能發(fā)生了下大陸巖石圈的拆沉作用(Wangetal.,2013;Yaoetal.,2012)。如果大面積的造山帶根部拆沉到軟流圈中,地表就會在短時間內(nèi)發(fā)生迅速的隆起(KayandKay,1993;Garzioneetal.,2008),在造山帶邊部的沉積物中則會有大量的磨拉石建造出現(xiàn)。由拆沉作用產(chǎn)生的巖漿巖具有高M(jìn)gO、Cr和Ni的含量,部分礦物會出現(xiàn)反環(huán)帶結(jié)構(gòu),巖體中經(jīng)常含有具地幔特征的鎂鐵質(zhì)包裹體(Xuetal.,2002;Gaoetal.,2004;Zhangetal.,2010)。然而揚(yáng)子板塊東部地區(qū)的早古生代花崗巖中的Mg、Cr和Ni并不高,礦物也沒有出現(xiàn)相應(yīng)的反環(huán)帶現(xiàn)象,同時,奧陶系和志留系中也沒有大量磨拉石的出現(xiàn)。所以,揚(yáng)子?xùn)|部地區(qū)早古生代可能并未發(fā)生拆沉作用,而僅僅有下地殼(或者巖石圈)的加厚。因此,在擠壓后的伸展作用下軟流圈上涌,造山帶核部(武夷-云開)地區(qū)出現(xiàn)了大面積的花崗巖和部分的基性巖(Wangetal.,2013;Yaoetal.,2012),而造山帶西部(揚(yáng)子板塊東南緣)只出現(xiàn)少部分的中下地殼部分熔融的花崗質(zhì)巖石。近年來的研究顯示,華南地區(qū)部分花崗巖及其包體具有接近虧損地幔特征的同位素組成(Lietal.,2012)。最新在華夏地塊發(fā)現(xiàn)的新元古代角閃片巖、鎂鐵質(zhì)綠片巖、石英長石片巖(Zhangetal.,2012b)和變玄武巖(Zhangetal.,2012a)都具有高的εNd值,而且為數(shù)不多的具有高εNd值(Wanetal.,2010;Lietal.,2012)的早古生代花崗巖都落在它們的演化區(qū)域內(nèi)(圖9c)。因此,這些具有高εNd值的新元古代鎂鐵質(zhì)巖石(Wangetal.,2013)可能為少數(shù)具有高εNd值的早古生代巖漿巖的源區(qū)物質(zhì)。另外,大量的研究發(fā)現(xiàn),華南早古生代的大面積花崗巖仍以準(zhǔn)鋁質(zhì)到過鋁質(zhì)的S型花崗巖為主(王德滋和沈渭洲,2003;舒良樹,2012),具有相對較低的εNd(t)和εHft值(Wangetal.,2011;Chuetal.,2012;Zhangetal.,2012c)。所以,華南地塊東部的早古生代花崗巖以元古代的火成巖和沉積巖的重熔為主,沒有明顯的地幔物質(zhì)參與的跡象(圖9)。綜上所述,華南早古生代大面積花崗巖的形成過程中并沒有明顯地幔物質(zhì)的加入,地幔物質(zhì)主要提供了熱源,在伸展作用下熱的軟流圈地幔物質(zhì)導(dǎo)致了中下地殼同時發(fā)生熔融形成大面積的花崗巖。5.2熱地殼效應(yīng)的形成機(jī)制盡管不同的陸內(nèi)造山具有不同的構(gòu)造演化歷史,但是它們具有相似的觸發(fā)機(jī)制:遠(yuǎn)程效應(yīng)(Murphyetal.,1999;Galeazzietal.,2010);熱地毯效應(yīng)(SandifordandHand,1998;Sandifordetal.,1998;HandandSandiford,1999);古老斷裂的再活化(Raimondoetal.,2010)。高級變質(zhì)作用、強(qiáng)烈變形和缺乏大量的巖漿巖是典型陸內(nèi)造山帶的主要特征。所以,陸內(nèi)造山事件主要受內(nèi)部(熱地毯模式和古斷裂的再活化)(SandifordandHand,1998)和外部(遠(yuǎn)程效應(yīng))(Murphyetal.,1999;Galeazzietal.,2010)因素控制。數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果(BraunandShaw,2001;PysklywecandBeaumont,2004)也支持陸內(nèi)造山的熱地毯模式和遠(yuǎn)程效應(yīng)模式。陸內(nèi)造山帶一般位于熱流變軟弱帶或者硬陸塊之間的結(jié)合部,因?yàn)檫@些部位在遠(yuǎn)程效應(yīng)的擠壓下往往容易發(fā)生再活化作用(BraunandShaw,2001;Sandifordetal.,2001;DyksterhuisandMuller,2008),例如澳大利亞中部的皮特曼造山帶。然而,除了其他造山帶具有的大量高級變質(zhì)作用和強(qiáng)烈變形之外,華南地塊東部的早古生代陸內(nèi)造山事件還存在著幾乎同時出現(xiàn)的大面積花崗巖,古斷層的活化也并不明顯,是一個獨(dú)特的陸內(nèi)造山帶。揚(yáng)子板塊同華夏板塊在新元古代時期拼合到一起,之后出現(xiàn)一個陸內(nèi)裂谷(即南華裂谷)并伴隨有侵入巖和噴出巖的巖漿活動(Lietal.,1999,2002b;WangandLi,2001,2003;Zhengetal.,2008;Lietal.,2009)。陸內(nèi)裂谷往往是相對的軟弱地帶,當(dāng)?shù)貧な艿綉?yīng)力作用縮短時,這個區(qū)域是最容易發(fā)生變形的地區(qū)(Vauchezetal.,1998;Schulmannetal.,2002),同時也是在擠壓應(yīng)力作用下地殼容易加厚的區(qū)域(Thompsonetal.,2001)。盡管華南地塊的南華裂谷接受了從新元古代到早古生代的上萬米沉積物(WangandLi,2003;舒良樹,2006),但是它相對于揚(yáng)子克拉通來說仍然是軟弱的地質(zhì)區(qū)域(Thompsonetal.,2001;Pérez-Gussinyéetal.,2007)。而且,裂谷中的沉積物含有大量的產(chǎn)熱元素(U、Th和K),它們會為陸內(nèi)造山和變質(zhì)作用提供“熱地毯效應(yīng)”(SandifordandHand,1998;Sandifordetal.,1998;HandandSandiford,1999)。盡管放射性衰變產(chǎn)生的熱量尚不足以使地殼發(fā)生部分熔融(Camachoetal.,2002),但是卻可以使地殼和上地幔發(fā)生軟化(Vauchezetal.,1998)。因此,覆蓋有大量沉積物的南華裂谷是構(gòu)造應(yīng)力集中釋放和發(fā)生陸內(nèi)變形的區(qū)域。所以,華南早古生代的陸內(nèi)造山帶是在南華裂谷的基礎(chǔ)上形成的。因此,華南地塊早古生代陸內(nèi)造山帶的獨(dú)特性說明形成大面積花崗巖的陸內(nèi)造山作用的基本條件是:要有薄弱帶以及大量沉積物的存在,從而積累大量的放射熱以便于巖石的軟化;造山峰期之后的軟流圈快速上涌導(dǎo)致地溫梯度的升高,使中下地殼同時發(fā)生部分熔融形成大面積的花崗