火成岩的岩石学、地球化学和地质年代学江南造山带,中国南方:限制的早古生代构造演化华南块
渊源唐
施于1、2*,- 1广西重点实验室隐藏的金属矿产勘查,桂林理工大学,桂林,中国
- 2协同创新中心有色金属矿藏的勘探和资源高效利用,桂林理工大学,桂林,中国
早古生代构造演化的华南块(渣打银行)仍存在争议与陆内造山和大洋俯冲过程有关。我们现在的全岩主要和微量元素数据,介绍锆石U-Pb年龄和早古生代火成岩Lu-Hf同位素数据包括从Yuechengling深成岩体花岗闪长岩和火山角砾岩从Damingshan深成岩体的西部段江南造山带在渣打银行。介绍锆石U-Pb约会了侵位时代438 - 436 Ma的Yuechengling年代花岗岩类岩石的沉积年龄Damingshan火山碎屑的岩石马晚于451年。SiO Yuechengling的花岗岩类岩石有一致的2,TiO2、铁2O3T、分别和P2O5内容,高2O3内容和Na2O + K2O值,但是降低毫克#值,相比Damingshan火山碎屑的岩石。所有的研究样本表现出欧盟lree富集和温和的负异常(δEu = 0.63 - -0.75),与- Ba, Sr, Nb,助教,P,和Ti异常,和积极的Rb, Th, U, Pb, K异常。曹花岗岩类岩石的变量/ Na2O比率0.22 - -1.11的,消极的ε高频(t)的值11.98−−0.90,和相应的tDM2年龄分布从2.37到1.55。的岩石和地球化学特征Yuechengling花岗岩类岩石表明他们的母岩浆来源于地壳meta-greywacke和meta-pelite组件在古元古代的地下室,并经历了某种程度的分步结晶。火山碎屑的岩石大多负面ε高频(t)值和部分积极(−27.54到8.73),和锆石负面的ε高频(t)值(−27.54−0.14)显示tDM23.79到1.63岁。结合岩石和地球化学数据,我们建议Damingshan火山碎屑的来自Neoarchean-Neoproterozoic地壳岩石材料和长英质的母岩浆经历了某种程度的与地幔岩浆混合材料,和晚奥陶系火山喷发沉积后不久(晚于451毫安)。结合之前的研究,我们的新数据支持的陆内造山模式占早古生代构造演化。因此,我们建议早古生代构造背景的渣打银行是陆内造山运动而不是海洋subduction-collision。
1介绍
渣打银行,一个主要的东亚大陆块,位于欧亚大陆东南部,太平洋板块和欧亚板块的收敛区域(图1一个)。长江块的块由西北和华夏古陆块东南,是焊接在一起在新元古代江南褶皱带(江南造山带,图1 b)(布,2013;姚明et al ., 2014;蜀et al ., 2015)。渣打银行经历了三集的构造演化的原始(早古生代),古-(晚古生代)和Neo(新生代)自新元古地中海,对应于三个构造演化阶段的加里东早期(古生代),印支(中生代早期)和Yanshanian-Himalayan(晚新生代)(Zhang et al ., 2013)。渣打银行的第一个广泛的、反演事件自新元古代解体Rodinia超大陆(王et al ., 2011;黄et al ., 2013;Yu et al ., 2016),早古生代造山运动强烈影响的最终构造框架渣打银行(蜀,2012;Zhang et al ., 2013),它的特点是高档变质,密集的变形、广泛岩浆作用和不整合(布思et al ., 2010;刘et al ., 2010;王et al ., 2011;Zhang et al ., 2015;唐et al ., 2021)。
图1。(一)简化构造欧亚大陆的地图显示的主要构造单元和渣打银行(修改后的位置王et al ., 2018)。(B)早古生代火成岩的分布在江南造山带的渣打银行和位置(修改后赵et al ., 2022;唐et al ., 2021)。①CLF-the Chenzhou-Linwu断层(后赵,2015),②PNF-the Pingxiang-Gongcheng-Nanning断层(后周和温,2021年),③SLF-the Shizong-Mile-Luodian断层(后董et al ., 2015)。这些数字代表年龄与马的单位。
尽管几十年的研究,早古生代造山运动仍不确定关于它的构造背景和地球动力学的驱动力(布思et al ., 2010;王et al ., 2010;黄et al ., 2013;蜀et al ., 2014;Yu et al ., 2016)。两种对立的海洋subduction-collision和陆内造山的构造背景模型提出,争议仍然存在对古生代早期在渣打银行“华南海洋”。一些研究人员提出,长江和华夏古陆块合并在一起进入古代中国南方大陆的融合过程中新元古代和早古生代末Rodinia超级大陆“华南海洋”并不存在(例如,布思et al ., 2010;黄et al ., 2013;夏et al ., 2014;蜀et al ., 2015;唐et al ., 2021)。而另一些人则认为,“华南海洋”存在于早古生代和大洋俯冲发生(例如,许et al ., 1990;秦et al ., 2011;彭et al ., 2016 a;彭et al ., 2016 b;刘et al ., 2018)。基于早古生代ultramafic-mafic岩石(例如,姚明et al ., 2012;王et al ., 2013 b;Zhang et al ., 2015)和i类型花岗岩类岩石(如黄et al ., 2013;Zhang et al ., 2015;Yu et al ., 2016;唐et al ., 2021早古生代岩浆活动的),一个模型在渣打银行相关部分熔融SCLM(陆运岩石圈地幔)加热上升流软流层由岩石圈的分层算法。然而,没有共识关于地球动力学的框架的早古生代造山运动。
江南造山带位于长江的东南边缘块和必然在其东南沿Jiangshan-Shaoxing华夏古陆块东部边界断层,宽度的ca, ca和长度120公里。1500公里(图1 b;王x l . et al ., 2007;姚明et al ., 2014),它可分为东部和西部段的湖南和江西两省的边界。由于接触不良和thermo-tectonic修改(李et al ., 2010;蜀,2012),西部段的西南边界是不清楚和几个缺点已经提出,如Pingxiang-Gongcheng-Nanning故障(例如,周和温,2021年),Chenzhou-Linwu故障(例如,赵,2015),Shizong-Mile-Luodian故障(例如,董et al ., 2015)。江南造山带被认为代表扬子和华夏古陆块之间的subductional-collisional缝合(姚明et al ., 2014理解),这是一个关键的装配和演化渣打银行(王x l . et al ., 2007;林et al ., 2008;布思et al ., 2010;赵et al ., 2016)。因此,早期的时空模式和岩石成因论古生代火成岩在西方部分可以提供特定的约束的构造背景和演变早古生代造山运动(王et al ., 2010;王et al ., 2013 a;钟et al ., 2013;蜀et al ., 2014;蜀et al ., 2015)。此外,以往的研究大多集中在花岗岩类岩石在渣打银行(例如,黄et al ., 2013;赵et al ., 2013;钟et al ., 2013;Yu et al ., 2016;Cai et al ., 2017;鑫et al ., 2020;唐et al ., 2021),则较少受到关注的早古生代volcanic-volcaniclastic岩石。因此,我们研究了早古生代侵入和喷出岩位于广西东北部和中部西部段的重要意义约束早古生代岩浆作用、构造演化和地球动力学的渣打银行的驱动力。野外地质调查的基础上,我们提出新的锆石U-Pb年龄、高频同位素组成,早古生代火成岩和全岩地球化学数据披露它们的成因,并进一步提供新的视角早古生代构造背景的渣打银行。
2地质背景和样品描述
扬子和华夏古陆块合并和分离在多个构造从时代演进到新元(布思et al ., 1996;王et al ., 2011;蜀,2012;蜀et al ., 2014;蜀et al ., 2015)。长江的地下室块太古代tonalitic-trondhjemitic-granodioritic (TTG)片麻岩与年龄3.2 - -2.9 Ga在北方(例如,Kongling组)和古元古代地层在西方(例如,河口组),表面由新元古代至新生代盖(邱et al ., 2000;焦et al ., 2009;王et al ., 2013 b;唐et al ., 2021)。华夏古陆块的地下室古元古代起源(1.8 - -2.0 Ga),这是主要由片岩、片麻岩、角闪岩、混合岩、火山碎屑的(刘et al ., 2009;Yu et al ., 2009;Yu et al ., 2010;王et al ., 2013 b),而江南造山带主要由新元古代早期的古元古代沉积岩、火成岩(王et al ., 2008;蜀et al ., 2015;赵et al ., 2022)。
最早期的古生代火成岩在渣打银行分布在东南部的长江块(江南造山带)和northwestern-western华夏古陆块的保证金(图1 b)。最近,越来越发现的年代(例如,王et al ., 2011;Zhang et al ., 2012;蜀et al ., 2015),i类型(例如,黄et al ., 2013;钟et al ., 2013;Zhang et al ., 2015;Yu et al ., 2016;唐et al ., 2021),a类型(冯et al ., 2014;Cai et al ., 2017;鑫et al ., 2020)花岗岩类岩石,ultramafic-mafic (王et al ., 2013 b;钟et al ., 2013;钟et al ., 2014;钟et al ., 2016;Zhang et al ., 2015)、中级(钟et al ., 2016)侵入岩、火山岩(姚明et al ., 2012;张x s . et al ., 2017;秦et al ., 2017;刘et al ., 2018)和变质岩(王y . j . et al ., 2007;李et al ., 2011渣打银行的报告)。地质年代学研究表明,早期的岩浆作用古生代发起奥陶纪末(ca。460 Ma)和一直持续到晚泥盆世(ca。390 Ma) (李et al ., 2011;王et al ., 2013 b;鑫et al ., 2020;香港et al ., 2021;唐et al ., 2021和相关的引用)。
在这项研究中,从Yuechengling深成岩体花岗岩类岩石和火山碎屑的岩石从Damingshan深成岩体位于西部的江南造山带研究(图1 b),旨在限制火成岩的岩石成因论和提供新的视角tecno-thermal演化和构造背景早古生代岩浆活动的渣打银行。取样位置和矿物成分的样品所示图2和表1。
图2。简化的地质图(一)Yuechengling(修改后冯et al ., 2022),(B)Damingshan面积和取样的位置。1-Quaternary、2-Paleogene 3-Cretaceous、4-Triassic 5-Permian, 6-Carboniferous, 7-Devonian, 8-Ordovician, 9-Cambrian, 10-Proterozoic, 11-Early古生代花岗岩类岩石,12-Early中生代花岗岩类岩石,13-Late中生代花岗岩类岩石,14-fault, 15-sampling位置,XZF-the Xin-Zi错,NBF-the Nandan-Binyang错。
表1。取样位置、岩性和矿物组合的Yuechengling花岗岩类岩石和Damingshan火山碎屑的岩石。
2.1 Yuechengling深成岩体的
Yuechengling深成岩体位于广西、湖南两省的边境地区,主要由早古生代花岗岩类岩石的表面面积超过3000公里2(吴et al ., 2012;陈et al ., 2016)。它显示一个NEE-trending分布与原生代的出露岩层(Pt)寒武纪(Є),奥陶系(O),泥盆纪(D),石炭系(C),二叠纪(P)、白垩纪(K)和第四纪(Q) (图2一个)。有两集的花岗质岩浆活动和古生代初期(435 - 422 Ma)花岗岩(赵et al ., 2013;白et al ., 2015;陈et al ., 2016和南方的相关引用)和相关的早期中生代花岗岩(236 - 222 Ma) (楚et al ., 2012;冯et al ., 2022和相关的引用)在北方分别产生。许多W-Sn-Mo-Pb-Zn-Cu存款周围的深成岩体和地层之间的接触区,形成一个ore-rich Yuechengling深成岩体周围带(吴et al ., 2012;陈et al ., 2016)。许多学者约束地质年代学、岩性、地球化学、岩石成因论(例如,赵et al ., 2013;白et al ., 2015;陈et al ., 2016)和有色金属成矿作用(例如,陈et al ., 2016;张w . l . et al ., 2017;陈et al ., 2018)早古生代和中生代早期花岗岩的研究领域。尽管许多研究都是可用的,争议仍然退出,进一步的工作是需要提炼tecno-thermal演化和构造背景。
花岗闪长岩样品(21 ldt-1 21 ldt-2-01, 21 ldt-2-02)收集来自南Yuechengling深成岩体(图2一个),典型的花岗岩纹理(图3)。这些岩石主要由石英、斜长石、钾长石、黑云母,而副矿物主要是磁铁矿、磷灰石(图3;表1)。他们经历了可变度改变,表现出高岭石化、钾长石和黑云母绿泥石化、绢云母化的斜长石,分别为(图3)。
图3。场,手标本和微观的照片Yuechengling花岗岩类岩石(ⅰ)和Damingshan火山碎屑的岩石(J-O)。缩写:Qtz-quartz、Pl-plagioclase Kfs-K-feldspar、Bt-biotite Mic-microcline, Chl-chlorite, Ser-sericite, Amp-amphibole Fsp-feldspar。
2.2 Damingshan深成岩体的
Damingshan深成岩体位于右江裂谷盆地的东南边缘,广西中部。-热门Nandan-Binyang断层是主要的断层,传递整个Damingshan复合背斜从西北到东南逐渐降低。从寒武纪地层出露(Є)第四纪(Q),花纹(S)和侏罗纪(J)失踪(图2 b)。奥陶系分布在西南Damingshan背斜的NW-trending地带(图2 b),岩性的杂砂岩、页岩、泥岩、火成碎屑岩,等等,并显示平行不整合与底层寒武纪地层泥盆系和角度不整合覆盖。奥陶系只在黄我形成(O1群出露h),它分布在Longtoushan, 53。Damingshan深成岩体的先前的研究主要集中在存款(Cai, 2012;氮化镓et al ., 2022)利用地质年代学(杨et al ., 2011)或地球化学(周,2020)方法,只有少数系统的年代学和地球化学研究已在火成岩(陈,2018;王et al ., 2020)。
火山碎屑的样本(21 dms-1 21 dms-2, 21 dms-4)则来自于奥陶纪地层。碎屑由石英、长石、方解石、黑云母,莫斯科,大部分的石英和长石矿物sericitized (表1;图3)。矩阵的组件主要是石英和绢云母,方解石仅出现在样本21 dms-2 (表1;图3)。
3分析方法
全岩主要和微量元素成分测定花岗岩类岩石和火山碎屑的样本。这些样本用于激光的锆石ablation-inductively耦合等离子体质谱仪(介绍)锆石U-Pb约会和multicollector-inductively耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)锆石Lu-Hf同位素分析。
主要和微量元素成分在广西重点实验室进行隐藏的金属矿床的勘探,桂林理工大学。主要元素成分测定使用ZSX博智II型x射线荧光光谱仪(光谱仪)和分析精度优于2%。微量元素成分测定使用安捷伦7500 cx电感耦合等离子体质谱法(icp)和分析精度优于2%。分析程序所描述的刘x j . et al。(2020)。
锆石U-Pb约会和高频同位素分析的广西重点实验室隐藏在桂林理工大学金属矿产勘查。使用的仪器锆石U-Pb相亲介绍,用一束激光光斑直径32μm和6赫兹的频率。确保分析的可靠性和稳定的仪器,标准样品分析之前和之后的每一个群分析,使用美国国家标准硅酸盐玻璃NIST610。外部标准91500进行了分析前后两次八国集团分析,和内部标准样品被GJ有限。使用ICPMSDataCal10.2测量数据处理软件,U-Pb谐波图和age-weighted样本的平均图用Isoplot v4.15。的锆石原位高频同位素分析使用一个高分辨率multi-receiver icp系统配备一个应急服务国际公司193年新浪潮Ar F准分子激光。描述的方法Bouvier et al。(2008)。标准锆石的GJ176年高频/177年高频值= 0.282000±50(2σ)是用于外部校正,原价176年高频/177年高频值计算是基于Lu衰变常数为1.865×10−11年−1(谢勒et al ., 2001)。年龄和模型ε高频(t)的假设下计算值176年陆/177年高频的地壳平均是0.015,176年高频/177年高频和176年陆/177年高频球粒状陨石的比率是0.282772和0.0332,亏损地幔的比率目前是0.28325和0.0384,分别为(Blichert宅地Albarede, 1997;格里芬et al ., 2004)。
4分析结果
4.1锆石特征和U-Pb约会的结果
以下4.4.1 Yuechengling的花岗岩类岩石
锆石年龄U-Pb得到,所示补充表S1。锆质粒样品21 ldt-1 ldt-2-01 21日和21 ldt-2-02大多形状在棱镜和全形的,只有少数是不规则的上反角和椭圆形状,主要是80 - 210年μm长和40 - 80μm宽,1:1-4:1长度/宽度比率。所示的阴极发光(CL)的图像(图4 a - c),大多数的锆石颗粒显示明显的振荡分带,这是典型的岩浆成因锆石。
图4。的锆石阴极发光(CL)图像Yuechengling花岗岩类岩石(两者)和Damingshan火山碎屑的岩石(D-F)。
22点进行了分析样本21 ldt-1(花岗闪长岩)和CL图像显示,大部分的锆石岩浆振荡分区(图4一)。22锆石颗粒展览Th / U值> 0.2,其中18显示年龄的数据与≥90%的一致性,使加权平均年龄为437.0±2.7 Ma (MSWD = 2.9,图5一个)。剩下的四个整合谷物显示年长206年Pb /238年U 859 - 549岁硕士(补充表S1),这可能是遗传或捕获锆石。
图5。整合锆石U-Pb约会图Yuechengling深成岩体的火成岩(两者)和Damingshan深成岩体(D-F)。
总共17分析样本21 ldt-2-01(花岗闪长岩)表现出成熟的岩浆振荡分区(图4 b)和显示整合年龄≥90%的一致性和Th / U值> 0.2。5锆石颗粒一致206年Pb /238年U马马从475到467岁(补充表S1),加权平均年龄为470.7±2.9 Ma (MSWD = 0.62,图5 b)。11锆石颗粒有年轻的马从431到440岁的马,加权平均年龄为436.0±1.8 Ma (MSWD = 0.55,图5 b)。剩下的一个继承锆石颗粒成立于新元(754毫安)。
岩浆锆石样本21 ldt-2-02(花岗闪长岩)展览振荡在CL图像分区(图4 c)和Th / U值> 0.2。20锆石颗粒显示整合年龄≥90%的一致性和16的一致206年Pb /238年U马马从445到436岁(补充表S1),加权平均年龄为437.8±1.4 Ma (MSWD = 0.92,图5 c)。其余四个锆石颗粒显示年龄481 - 462 Ma。
4.1.2 Damingshan的火山碎屑的岩石
锆石颗粒样本21 dms-1 dms-2 21日和21 dms-4大多是形状不规则的上反角和round-ellipse形状。他们功能的大小50 - 320μm长,45 - 160μm宽,1:1-4:1长度/宽度比率。所示的CL图像(图4 d-f),大多数的锆石颗粒显示明显的振荡分带,这是典型的岩浆成因锆石。
共有31日进行了分析从样本21 dms-1锆石颗粒(火山角砾岩),和所有有整合年龄≥90%的一致性和Th / U值> 0.2,定义一个马马年龄范围从2478到521年(补充表S1;图5 d)。这些谷物定义两种碎屑锆石年龄模式在ca。970毫安和540毫安。最古老的锆石颗粒有古元古代早期(2478毫安)和一些碎屑锆石年龄定义Mesoproterozoic-Neoproterozoic时代(1703 - 645 Ma)。八锆石形成于早古生代(542 - 521 Ma)与马521±6的最小年龄(96%的一致性),这是解释最大沉积岩石的年龄。
几乎所有的31个锆石在21 dms-2(火山角砾岩)定义整合年龄≥90%的一致性。高Th / U比率表明岩浆成因。锆石颗粒显示马大年龄跨度从2644年到451年硕士(补充表S1;图5 e),主要为新元峰值(∼970 Ma)和次要的早古生代峰值(∼530 Ma)。三个年轻的锆石谷物产量早古生代马马从543年到451岁,最小的451岁±4马(98%的一致性)约束沉积的时间晚于451 Ma。
所有的24个锆石颗粒样本21 dms-4(火山角砾岩)整合年龄≥90%的一致性。锆石颗粒也定义一个广义马马从2610到540岁(补充表S1;图5 f)和峰值∼970 Ma,也早古生代峰值∼540 Ma。九个年龄最小的整合锆石显示早古生代马马在552年和540年加权平均年龄为542.7±3.4 Ma (MSWD = 0.57,图5 f),这表明最大沉积时代。
4.2全岩主要和微量元素
4.2.1主要元素准备
提出了全岩主要和微量元素成分补充表S2。
花岗岩类岩石的SiO Yuechengling深成岩体2内容66.12 - -67.32 wt %、低铁2O3T+内容分别以5.98 - -6.31 wt %和毫克#值(毫克#=原子毫克/ (Mg +铁)]49,TiO20.45 - -0.48 wt %, P2O50.11 - -0.13 wt %和高2O314.97 - -16.30 wt %的内容。他们总碱(alaska airlines = Na2O + K2O)的值6.10 - -6.59 wt %和/ CNK [/ CNK =摩尔2O3/(曹+ Na2O + K2O)]的值1.18 - -1.55强过铝质的特色和情节在花岗闪长岩和high-K总碱钙碱性系列中的字段vs。碱(助教)和SiO2与K2阿图(图6 a, B)。大多数的样品损失点火(L.O.I.)值< 2.5 wt % (1.02 - -2.44 wt %),表明弱风化或次生蚀变。
图6。(一)助教图(后Le管家et al ., 2005),(B)K2O和SiO2情节(在Rickwood 1989),(C)原始mantle-normalized微量元素蜘蛛图(D)chondrite-normalized REE的模式Yuechengling花岗岩类岩石和Damingshan火山碎屑的岩石。
相比之下,火山碎屑的岩石SiO Damingshan深成岩体的变量2内容61.23 - -74.07 wt %,曹0.74 -2.91 wt %,铁2O3T+分别以4.34 - -9.70 wt %和毫克#47-56值,筛选值的4.95 - -6.08 wt %, TiO低20.44 - -0.62 wt %,相对较高2O311.44 - -14.00 wt %。样品有相对较高的L.O.I.值从2.46 wt % 4.77 wt %,可能由于存在方解石填充岩石裂缝。助教(图6)和SiO2与K2O (图6 b)图,样品落入dacite-rhyolite字段并显示钙碱性high-K钙碱性特征。
4.2.2微量元素
样品从Yuechengling Damingshan深成岩体微量元素成分相似,这表明相似的成因。在原始mantle-normalized微量元素蜘蛛图(图6 c),所有的样品显示相对富集大离子亲石元素(Th LILEs说,例如,Rb, U, K)和Pb,英航的相对损耗,Sr,和高场强元素(hfs中,例如,Nb,助教,P, Ti),而且没有Zr和高频异常。这些特性类似于早古生代花岗岩类岩石从Yuechengling (林et al ., 2017)。
样品有稀土元素总量124 - 181 ppm(ΣREE)值,相对富集轻稀土元素(lree,图6 d),相对消耗重稀土元素(深入分析,图6 d),LREE /三个比率从7.53到10.43 (补充表S2)。chondrite-normalized瑞模式(图6 d)显示样品right-inclined深入分析模式,洛杉矶N/ YbN比率从8.72到12.24,这表明weak-moderate分馏深入分析和lree之间。除此之外,欧盟样品表现出温和的负异常与δEu值0.63 - -0.75 (图6 d,补充表S2欧盟δEu =N/ (Sm×Gd)1/2),这表明可能有斜长石残留在源区域或它的母岩浆遭受斜长石分离在其进化。
4.3锆石Lu-Hf同位素
所示补充表S3,原位Lu-Hf同位素分析锆石,和合U-Pb年龄≥90%。176年陆/177年高频比率的锆石颗粒从0.000015到0.002425不等。他们中的大多数有176年陆/177年高频比值小于0.002,表明没有积累后放射产生的高频锆石的形成和高频同位素的比率不影响以后的部分熔融和分步结晶,比率可以代表Lu-Hf系统当锆石组成(吴et al ., 2007)。
4.3.1 Yuechengling的花岗岩类岩石
十三的锆石样本21 ldt-1(花岗闪长岩)整合年龄460 - 432 Ma显示统一的(176年陆/177年高频)我(初始比率)0.282298 - -0.282422的值(图7),负ε高频(t)值从7.49−−3.12,和两级高频同位素模型(tDM21.88 - -1.60 Ga) (图7 b)。两个遗传或捕获锆石年龄在549年和859年的马产生了(176年陆/177年高频)我0.282414和0.281963的值(图7),负ε高频(t)的值−0.90−9.89,tDM2年龄在2.37和1.55 Ga (图7 b),分别。
图7。图的锆石Lu-Hf同位素数据Yuechengling花岗岩类岩石和Damingshan火山碎屑的岩石。块(一)U-Pb年龄与(176年陆/177年高频)我,(B)U-Pb年龄vs。ε高频(t)直方图(C)ε高频(t)和值(D)高频同位素年龄两阶段模型。
Lu-Hf分析进行14日早古生代(475 - 431 Ma)锆石样本21 ldt-2-01(花岗闪长岩),和这些锆石显示(176年陆/177年高频)我0.282278 - -0.282388的值(图7),对应负的ε高频(t)的值8.24−−4.33 tDM21.92 - -1.68岁Ga (图7 b)。最古老的锆石(754毫安)显示相对较高(176年陆/177年高频)我值为0.282188 (图7),负ε高频(t)的价值−4.28,tDM2年龄1.93 Ga (图7 b)。
15锆石样本21 ldt-2-02(花岗闪长岩)和481 - 439岁的马进行了分析,结果表明,他们有类似的特征上面的花岗岩类岩石样品中,其中包含(176年陆/177年高频)我0.282171 - -0.282379的值(图7),对应负的ε高频(t)值从11.98−−4.43 tDM2年龄在2.16到1.70 Ga (图7 b)。
4.3.2的Damingshan火山碎屑的岩石
5锆石的年龄542 - 521 Ma样本21 dms-1(火山角砾岩)显示一致的(176年陆/177年高频)我值从0.282090到0.282125 (图7),负ε高频(t)的值12.53−−11.27,和tDM2年龄在2.28到2.20 Ga (图7 b),而13 Mesoproterozoic-Neoproterozoic (1703 - 645 Ma)锆石(176年陆/177年高频)我值从0.281646到0.282406 (图7),显然与消极的和积极的ε高频(t)值从11.10−7.18,相应的变量tDM2年龄从2.79到1.43 Ga (图7 b)。剩下的古元古代早期(2455毫安)和古元古代晚期(1996毫安)锆石(176年陆/177年高频)我0.280859和0.281099的值(图7),很明显负ε高频(t)的值−12.48−14.58,tDM2年龄在3.79和3.56 Ga (图7 b),分别。
最年轻的马(451)和其他早期古生代(528毫安)锆石样本21 dms-2(火山角砾岩)显示(176年陆/177年高频)我0.282404 - -0.282142的值(图7),对应负的ε高频(t)的值3.42−−10.99 tDM2年龄在2.17 - -1.63 Ga (图7 b)。15锆石Mesoproterozoic-Neoproterozoic时代(1712 - 608 Ma)产生更高(176年陆/177年高频)我值从0.281422到0.282561 (图7),显然极其负面的正面ε高频(t)−27.54到8.73的值,和变量tDM2年龄从3.26 - -1.13 Ga (图7 b)。其余三个Neoarchean-Paleoproterozoic锆石马与马从2644到2028岁的显示一个狭窄的范围(176年陆/177年高频)我值(0.281118 - -0.281386)(图7),相应的正面和负面的ε高频(t)−3.63到2.22的值,和tDM2年龄在3.08 - -2.82 Ga (图7 b)。
在样本21 dms-4(火山角砾岩),7马马锆石年龄在552到540年(176年陆/177年高频)我0.282065 - -0.282177的值(图7),很明显负ε高频(t)的值13.38−−9.43,和tDM22.33 - -2.08岁(图7 b),分别。12 Mesoproterozoic-Neoproterozoic (1708 - 737 Ma)锆石展览变量(176年陆/177年高频)我值(0.281573 - -0.282242)(图7),对应明显消极的,积极的ε高频(t)−15.26到5.08的值和变量tDM2年龄(2.69 - -1.59 Ga) (图7 b)。最古老的锆石Neoarchean年龄2610 Ma显示最低的(176年陆/177年高频)我值为0.281260时,相应的最积极的ε高频5.45 (t)的价值,最古老的tDM2年龄2.78 Ga (图7 b)。
5讨论
5.1火成岩的形成年龄
从以前的地质年代学研究突出信息的早古生代火成岩渣打银行在过去的几年中,已报告显示ca之间形成的火成岩。460毫安和390毫安,和马在ca。440 - 420年达到高峰(李et al ., 2011;王et al ., 2013 b;鑫et al ., 2020;香港et al ., 2021;唐et al ., 2021和相关的引用)。先前的研究基于Yuechengling深成岩体的早古生代花岗岩类岩石年龄在通过介绍锆石U-Pb (赵et al ., 2013;陈et al ., 2016;林et al ., 2017;陈et al ., 2018)、锆石虾U-Pb (白et al ., 2015)和西姆斯锆石U-Pb (楚et al ., 2012)测定方法和获得的年龄数据显示广泛的侵位时代达到顶峰435 - 422 Ma。我们的新介绍锆石U-Pb年龄数据进一步限制Yuechengling的花岗岩类岩石深成岩体的侵位时代438 - 436 Ma。
相比之下,很少学研究已经进行的早古生代火成岩Damingshan区域,与报道年龄花岗岩类岩石(441 - 432 Ma的陈,2018;王et al ., 2020火山碎屑的岩石),但一个空缺。在这项研究中,从火山碎屑的岩石主要是继承锆石或捕获的锆石,和最年轻的整合锆石从三个样品521±451±540±6马,分别。自火山碎屑的岩石通常沉积火山爆发后不久,其沉积年龄将接近火山喷发时代。和火山喷发时代可能受到最小的组或单个火成岩火山碎屑岩中锆石的年龄。因此,我们认为应该由早古生代火山碎屑岩火山喷发马晚于451年。此外,继承锆石Neoarchean新元古代表明古代材料可能存在的来源地区。
总之,的侵位时代Yuechengling花岗岩类岩石约束ca。437 Ma的沉积年龄Damingshan火山碎屑的岩石马晚于451年。
5.2遗传类型Yuechengling花岗岩类岩石
花岗岩一般分为I - S - a类型根据原岩的性质和岩相学的地球化学特性(Chappell和白色,1974年;Loiselle,赢得了1979年)。研究表明,长石主要是碱性长石在a型花岗岩,经常albite-orthoclase坚实的解决方案或共生,显微照相的共生的石英和长石组成碱是很常见的(柯林斯et al ., 1982)。然而,Yuechengling花岗岩类岩石由石英、斜长石、钾长石、黑云母,磁铁矿、磷灰石、不符合典型的a型花岗岩的岩相特征。与与年代花岗岩相比,a类型花岗岩可以区分从高锆+ Nb + Ce + Y内容(平均值= 350 ppm)和FeO说T/分别以比率(平均值= 10)和浓缩hfs中(例如,Nb和Ta) (惠伦et al ., 1987)。地球化学数据的Yuechengling花岗岩类岩石显示低锆+ Nb + Ce + Y内容(246 - 275 ppm;平均值= 257)和低FeO说T/分别以比率(1.84 - -1.93;平均值= 1.87)(补充表S2),低于限制,不符合Fe-rich a型花岗岩的特征(惠伦et al ., 1987)。hfs的损耗(Nb,助教,P, Ti)也不同于典型的a型花岗岩,但类似于我与花岗岩(图6 c)。此外,本研究的所有花岗岩类岩石下降的范围未分离和分级I -与花岗岩Zr + Nb + Ce + Yvs。FeO说T/分别以(图8)、锆+ Nb + + Y与(K2O +钠2O) /曹图(图8 b),这类似于Yuechengling花岗岩类岩石的报道陈et al。(2016),程et al。(2016),陈et al。(2018),只有少数样本显示a类型特征可由强烈分馏S -或I -类型花岗岩(冠军和Bultitude, 2013年)。
图8。岩石成因的判别图解的Yuechengling花岗岩类岩石:(一)Zr + Nb + Ce + Y和FeO说T/分别;(B)Zr + Nb + Ce + Y与(K2O +钠2O) /曹,(C)SiO2和FeO说T/ (FeO说T+采用)(D)ACF图。FG-fractionated M - I -,与花岗岩;OGT-unfractionated M - I -,与花岗岩。(A, B)是后惠伦et al。(1987),(C)之后弗罗斯特et al。(2001),(D)之后Chappell和白色(1992)。以前的数据Yuechengling花岗岩类岩石陈et al。(2016),程et al。(2016),陈et al。(2018)。
与年代花岗岩石矿物学和地球化学成分相似,但也有一些差异。i类型花岗岩含有角闪石和辉石,与标准矿物C(刚玉)< 1的内容(Chappell和白色,1974年)。这个研究没有矿物学的花岗岩类岩石的典型i类型花岗岩,所有的研究样本不含角闪石和辉石与标准矿物C > 1的内容(2.80 - -5.87;平均值= 3.89)。此外,i类型花岗岩metaluminous弱过铝质(A / CNK值< 1.1)和相对较高的钠2O内容(> 3.2 wt %;Chappell和白色,1992年)。研究了花岗岩类岩石都强过铝质花岗岩类岩石,高/ CNK值的1.18 - -1.55(平均值= 1.32,> 1.1),/ NK值> 1.0 (1.77 - -2.00;平均值= 1.85)和相对较低的Na2O内容从2.78到3.13 wt %(平均值= 2.90 wt %,所有< 3.2 wt %;补充表S2),这是典型的年代花岗岩的特征。此外,SiO2和FeO说T/ (FeO说T+分别)(图8 c)和ACF图(图8 d),花岗岩类岩石都分布在年代范围,这是类似于先前的研究Yuechengling深成岩体的进一步发展年代亲和力。
5.3早古生代火成岩的起源
5.3.1 Yuechengling的花岗岩类岩石
折中观点花岗岩石通常表现为长英质的成分较低的铁+ Mg内容少于3% -4%以合理的地壳压力和温度(冠军和Bultitude, 2013年和引用其中),而Yuechengling花岗岩类岩石显示high-maficity特性与相对较高的铁+镁5.98 - -6.31 wt %的内容。提出了几种不同机制的这一特性,包括1)异质性来源,特别是异构大陆地壳物质来源(例如,Villaros et al ., 2012);2)岩浆混合,把幔源的镁铁质岩浆将会导致镁铁质特性(克莱门斯et al ., 2011;冠军和Bultitude, 2013年);3)选择性夹带包晶/ restitic和副矿物,特别是包晶石榴石(例如,朱et al ., 2020;歌曲和徐,2022年);4)热液蚀变、热液流体可以把铁和Mg组件到花岗岩(例如,歌曲和徐,2022年)。因为没有包晶/ restitic石榴石是包含在Yuechengling花岗岩类岩石(表1),包晶夹带的石榴石的机制是排除在外。因此,一个完整的评估部分融化,异质性来源,岩浆混合和分离结晶在岩浆演化过程和post-magmatic热液蚀变可以占岩石成因论和high-maficity特性Yuechengling花岗岩类岩石。
5.3.1.1部分熔融和异质性来源
锆石Lu-Hf同位素岩浆演化研究具有重要意义和源跟踪,因为它关闭温度极高,能保持原始高频同位素组成甚至在高级变质条件下(吴et al ., 2007)。Yuechengling的花岗岩类岩石有负面的ε高频(t)值从11.98−−0.90,和相应的tDM2年龄分布从2.37到1.55 Ga (图7罪犯;补充表S3),这表明他们可能是来自古元古代的地壳来源的地下室。花岗岩类岩石的Rb / Sr比率从0.95到1.25(平均值= 1.1),高于幔源花岗岩类岩石(Rb / Sr < 0.05)和crust-mantle-sourced花岗岩类岩石(Rb / Sr = 0.05 - -0.50),但与幔源花岗岩的范围一致(Rb / Sr > 0.5;西尔维斯特,1998)。他们有Nb / Ta比率(7.89 - -8.4,平均= 8.21),接近大陆地壳的平均价值(Nb / Ta = 11)的平均值明显低于原始地幔(Nb / Ta = 17.8;西尔维斯特,1998)。所有的花岗岩类岩石的特点是Nb的损耗,Ti和浓缩的Pb (图6 c),它促进了地壳来源。
没有争论过铝质的来源,crustal-evolved,年代花岗质岩浆,源自meta-sedimentary岩石的部分熔融(克莱门斯et al ., 2011)。然而,一些学者已经表明,一些年代花岗岩类岩石在渣打银行来自异类源(例如,朱et al ., 2020)。研究了花岗岩类岩石中含有高2O3内容(14.97 - -16.30 wt %),显示高铝质特征(/ CNK值= 1.18 - -1.55,补充表S2),它可以从subaluminous由角闪石的分离结晶融化(/ CNK值< 1,禅,1986)或meta-igneous烃源岩的部分熔融(Reichardt温伯格,2012)。然而,结合以前的研究,Yuechengling / CNK值的花岗岩类岩石与增加SiO常数2内容(图9)和欧盟显示负异常(图6 d),不符合分步结晶subaluminous融化的角闪石(江朱,2017)。此外,部分熔融产生的融化meta-igneous烃源岩通常显示充实Na (K2O / Na2O < 1), Sr (Sr / Rb > 10)和欧盟(δEu > 1) (Reichardt温伯格,2012)。我们的样品含有高K2O / Na2O比率(1.11 - -1.26),低Sr / Rb比率(0.8 - -1.06)和显示损耗在欧盟(补充表S2;图6 c),不含meta-igneous烃源岩的部分熔融。一般来说,融化源自metapelite曹/ Na相对较低2< 0.3的比率和metagreywacke-derived融化含有更高的曹/ Na2O 0.3 - -1.5的比率(西尔维斯特,1998),本研究的花岗岩类岩石曹变量/ Na20.22 - -1.11的比率。结合之前的数据,Rb / Sr和曹/ Na2O和Rb / Sr vs . Rb / Ba图(图9 c, D),Yuechengling花岗岩类岩石分布的范围clay-poor clay-rich来源,说明泥质岩和花岗岩类岩石可能是产品杂砂岩融化。总之,我们建议meta-sedimentary来源的异质性可能导致花岗岩类岩石,他们来自地壳源meta-greywacke和古老的地下室meta-pelite组件。
图9。岩石成因的判别图解的Yuechengling花岗岩类岩石。(一)SiO2与A / CNK,(B)SiO2与K2啊,(C)Rb / Sr和曹/ Na2啊,(D)Rb / Sr vs . Rb / Ba。(C)之后李et al。(2003),(D)之后西尔维斯特(1998)。以前的数据Yuechengling花岗岩类岩石陈et al。(2016),程et al。(2016),陈et al。(2018)。
5.3.1.2混合岩浆和热液蚀变
最近,越来越多的古生代早期ultramafic-mafic岩石已报告在渣打银行(例如,王et al ., 2013 b;钟et al ., 2013;2014年;2016年;Zhang et al ., 2015),表明mantal-derived材料参与代subaluminous长英质的岩浆,和幔源公司的镁铁质岩浆将引发更多的镁铁质特性,比如高铁镁矿物融化的内容(克莱门斯et al ., 2011)。岩浆混合过程已经被广泛讨论的起源早古生代花岗岩类岩石在渣打银行,与幔源材料的输入(例如,Zhang et al ., 2012;夏et al ., 2014;唐et al ., 2021)。一般来说,变量的锆石ε高频(t)值从消极到积极的结果被认为是地壳和之间的混合幔源岩浆(例如,夏et al ., 2014)。然而,Yuechengling花岗岩类岩石有负面的ε高频(t)值(−11.98−0.90),这表明他们来自地壳之间没有显著的地壳源混合,幔源岩浆。高的花岗岩类岩石毫克#值(通常> 50)可能有贡献他们的母岩浆幔源组件(例如,Abdallsamed et al ., 2017)。本研究的样本有毫克#49的值(< 50),进一步发展没有发生混合。此外,SiO2与A / CNK (图9)图,他们不显示一个明显的趋势的岩浆混合结合我们的新数据与先前的研究。这些证据表明没有一定程度的岩浆混合,这表明幔源材料没有涉及和岩浆混合的模型是排除在外。
研究表明,post-magmatic tectonic-thermal事件年代花岗岩会导致更多的镁铁质特性,热液流体可以把铁和Mg组件到花岗岩(例如,歌曲和徐,2022年)。花岗岩类岩石,从我们的研究表现出高岭石化、钾长石和黑云母绿泥石化分别伴随着斜长石的绢云母化。这些岩相特征表明,他们已经修改变量的中间,低温热液蚀变。同时,角闪石可以倒退黑云在水热条件下,这解释了花岗闪长岩中角闪石样品的缺失。此外,大部分存款Yuechengling地区被认为是与岩浆热液有关的活动(吴et al ., 2012;陈et al ., 2016)。因此,热液蚀变可能是最合理的解释high-maficity特性的花岗岩类岩石。应该注意的是,热液流体中的Mg组件的比例可能会相对较高,我们样品含有相对高的原因毫克#值几乎接近50,没有参与他们的岩浆幔源材料来源。
然而,由于存在的同时代的幔源岩浆产品在渣打银行,high-maficity特性归因于Yuechengling年代花岗岩类岩石的幔源物质的参与或热液流体的变更应该在将来的研究中进一步检查。
5.3.1.3分步结晶
在公元Zr + Nb + + Y和FeO说T/分别以(图8)、锆+ Nb + Ce + Yvs。(K2O +钠2O) /曹图(图8 b),样品落入弱分离花岗岩类岩石字段,表示一定程度的分离结晶。花岗岩类岩石的SiO含量低的特点2(66.12 - -67.32 wt %)和分化指数(DI)(73.46 - -84.96)和Rb的比率/ Sr(0.95 - -1.25),高比率的K / Rb (135 - 184) (补充表S2),展示一个有限的分步结晶(萨米et al ., 2020)。
分步结晶或剩余可以表示欧盟的损耗(斜长石的图6 d)。铌、钛通常驻留在Ti-bearing矿物质(如钛铁矿和榍石)、Nb的损耗和Ti表明Ti-bearing分步结晶的矿物和地壳岩浆来源(图6 c)。损耗的P (图6 c)和P含量低的特点2O5(0.11 - -0.13 wt %,补充表S2分离磷灰石(相关)希利et al ., 2004)。此外,增加K2随着SiO O内容2内容显示,没有明显的分离结晶钾长石和黑云母(图9 b)。因此,Yuechengling花岗岩类岩石发生了一定程度的分离结晶的斜长石,Ti-bearing矿物质和磷灰石。
5.3.2 Damingshan的火山碎屑的岩石
5.3.2.1风化和沉积物回收。
化学蚀变指数中情局(CIA)[=摩尔2O3/ (Al2O3+曹* + Na2O + K2O)×100]通常是作为一个重要的参数,揭示烃源岩的风化程度(奈斯比特和年轻,1982年)。一般来说,岩石以45 - 55的CIA值显示低程度的风化(中央情报局的地壳是ca。47)和值100强烈的风化程度,与碱和碱土元素不再保留(McLennan et al ., 1993)。的Damingshan火山碎屑的岩石有CIA值从52到61年平均57的价值(补充表S2),表明早期风化条件。这些岩石成熟度指数2O3/ (Na2O + K2O)值2.30 - -2.44有限变异,显示相似,低成熟度和近端来源。
Th、锆不相容元素共生的火成岩的组件,通常富含长英质的岩石,而Sc通常包含一个兼容的元素镁铁质矿物成分在岩浆演化的初始阶段(McLennan和泰勒,1991年)。Th / Sc的比率被认为是一项指标揭示平均出处和浓缩程度的锆石(重矿物),这将增加与沉积物回收过程(McLennan et al ., 1993)。在Zr / Sc与Th / Sc图(图10 b沿着成分),火山碎屑的岩石分布变化趋势,表明低程度的沉积物回收和重矿物排序。因此,火山碎屑岩的地球化学数据是有效进行进一步的讨论。
图10。图的(一)Sc与Th,(B)Zr / Sc与Th / Sc,(C)Sc与Th / Sc,(D)倪vs . TiO2。(一)之后纳贾et al。(2015),(B)之后McLennan et al。(1993),平均后的岩石拱形门et al。(2002),(C)之后纳贾et al。(2015),(D)之后弗洛伊德et al。(1990)。PASS-Post-Archean澳大利亚页岩;UCC-Upper大陆地壳。
5.3.2.2出处
碎屑沉积岩,未经重大沉积物回收,其地球化学特征可用于区分镁铁质、超镁铁的和长英质的来源材料(泰勒和McLennan, 1985年;Wronkiewicz Condie, 1987)。艾尔2O3/ TiO2比率可以用来区分烃源岩的特点,镁铁质岩石有低2O3/ TiO23 - 8的比率,中间的岩石在8至21和长英质的岩石更高的比率(21 - 70)(Hayashi et al ., 1997)。本研究火山碎屑的岩石相对高2O3/ TiO219.4 - -26.1的比率,这表明中间长英质的组件来源地区。Th和Sc情节,岩石集中领域的来源(大陆图10)。在Th / Sc和Zr / Sc图(图10 b),英安岩和花岗岩字段之间的样本分布。Sc与Th / Sc图(图10 c),他们集中之间的安山岩和花岗岩接近花岗岩。结合倪与TiO2图(图10 d),岩石被认为是酸性的,而不是镁铁质。稀土元素内容和欧盟碎屑沉积岩的异常也重要的烃源岩特征(键湘et al ., 2015)。镁铁质岩石LREE /三个比率较低,没有负面的欧盟异常,而长英质的岩石通常有更高的LREE /欧盟三个比率和负异常(燕et al ., 2012)。样品有相对较高的LREE /三个比率从7.53到9.12,平均值为8.27 (补充表S2)和欧盟表现出温和的负异常(图6 d),也说明主要是长英质的来源。故事情节是一致的解释,主要烃源岩和一些中间成分包括长英质的成分。推理也支持的矿物组合(表1;图3)。
锆石颗粒从我们的样品展览主要是负面的ε高频(t)值和部分积极(−27.54至8.73,图7 b, C),这表明他们主要来源于地壳物质和可能经历了某种程度的与幔源岩浆混合材料。此外,相对较高的Mg#值(47-56,补充表S2)的样品也表明幔源组件的贡献。锆石的负面ε高频(t)值(−27.54−0.14)显示tDM2年龄在3.79 ~ 1.63之间,表明他们主要来源于Archean-Mesoproterozoic地壳物质。因此,结合岩石和地球化学数据,我们建议长英质的母岩浆爆发表面在晚奥陶系火山事件比451毫安(后来)和沉积后不久爆发。
5.4限制早古生代构造演化的渣打银行
争论围绕早古生代造山运动的构造演化在渣打银行和两个不同的构造模型提出:1)陆内造山运动(布思et al ., 2010;夏et al ., 2014;蜀et al ., 2015;福尔et al ., 2017;唐et al ., 2021),即。,the Yangtze and Cathaysia Blocks were amalgamated together into the ancient South China continent during the amalgamation process of the Rodinia supercontinent in the Late Neoproterozoic, and the Early Paleozoic “Huanan Ocean” did not exist. 2) oceanic subduction-collision (秦et al ., 2011;彭et al ., 2016 a;彭et al ., 2016 b;刘et al ., 2018),即。,the “Huanan Ocean” existed and oceanic subduction occurred in the SCB in the Early Paleozoic.
没有早古生代蛇绿岩,岛弧火成岩,同时代的惠普/ LT(压强低温度高)类型的变质岩和浊积岩与“Bouma序列”相关的关闭“华南海洋”是缺乏在渣打银行,intra-continental造山模式已被广泛接受的(例如,布思et al ., 2010;王et al ., 2011;蜀et al ., 2014)。与此同时,一些“早古生代岛弧火成岩”和“蛇绿岩套件”的西南段江南造山带最近已报告。根据地球化学、岩石学和地质年代学研究,早古生代“华南海洋”的存在和不同subductional-collisional模型提出了(彭et al ., 2016 a;彭et al ., 2016 b;秦et al ., 2017)。然而,火成岩的起源与subductional签名是不确定的。早古生代火成岩渣打银行通常显示消耗的hfs中(例如,Nb和Ta),这是地球化学类似于岛弧岩浆,被认为是形成subductional-collisional设置(秦et al ., 2011;秦et al ., 2017)。然而,“subductional签名”的解释不仅应用于岛弧岩浆。在某些情况下,铌和钽的损耗是由于一些内部裂谷岩浆作用相关(鲁德尼克和高,2003;墨菲和Dostal, 2007年),或者岩浆来源于古岛弧的融化材料(李et al ., 2005)、岩石圈地幔或地壳的污染材料(张x s . et al ., 2017)。此外,完整的序列和年龄的早古生代蛇绿岩套是不确定的。虽然一套早期Nuodong地区古生代蛇绿岩”被发现的渣打银行(彭et al ., 2016 a),它缺乏超镁铁的岩石(地幔橄榄岩)单位,应该排除在标准的蛇绿岩套。此外,一些“早古生代蛇绿岩”渣打银行被证实在新元古代形成(李et al ., 2005;蜀et al ., 2006)。因此,进一步的工作是需要完善的完整性和年龄“蛇绿岩套”。
火成岩形成subductional-collisional设置通常显示一个线性分布(Zhang et al ., 2013)。较晚中生代花岗岩在渣打银行(李和李,2007年),早古生代花岗岩的时空分布不显示一个明确的趋势逐渐年轻从内陆到沿海造成的板回档位(刘x et al ., 2020)。从东南到西北,渣打银行显示不间断碎屑锆石年龄和沉积相的低古生代沉积岩(王et al ., 2010;Yu et al ., 2015)。结合生物地层学、古河道、古生态学签名(陈et al ., 2010;蜀et al ., 2014;Yu et al ., 2015),建议扬子和华夏古陆块并不在古生代早期分离。
此外,没有足够的地球化学证据存在的软流层幔源火成岩。早古生代镁铁质火成岩在渣打银行的特点是极低的ε高频(t)和εNd(t)值和显示消逝在hfs中(例如,Nb和Ta),类似于火成岩的岩石圈地幔源(贾et al ., 2017)。因此,Yuechengling花岗岩类岩石和Damingshan火山碎屑的岩石可能是形成intra-continental设置而不是subductional-collisional设置。
根据当前时间的数据从渣打银行,渣打银行的早古生代造山运动始于奥陶纪末(ca 460毫安),达到一带志留纪(ca。440 - 420 Ma),最后在泥盆纪早期(ca。390 Ma) (李et al ., 2011;王et al ., 2013 b;鑫et al ., 2020;香港et al ., 2021;唐et al ., 2021和相关的引用)。已经接受了早古生代造山运动经历了两集的构造阶段,包括syn-collisional阶段(ca 460 - 440 Ma)和post-collisional阶段(ca 440 - 400 Ma) (夏et al ., 2014;Yu et al ., 2016;Cai et al ., 2017;唐et al ., 2021)。
一般来说,花岗岩的构造背景和中间岩石具有不确定性,它们可以形成于挤压环境以及具体的设置(a类型花岗岩除外)。然而,高铝质年代花岗岩一般设置与syn-collisional或post-collisional阶段(Kalsbeek et al ., 2001;2002年阿瑟顿和甘尼)。一般来说,增厚的地壳,超然的俯冲板(2002年阿瑟顿和甘尼)和岩石圈分层(西尔维斯特,1998)的机制设想为热源,导致部分沉积岩生成年代花岗岩石融化。相比之下,ultramafic-mafic岩石通常被认为是一个地区的产品外延的设置,这是深表面热动力学行为的重要表现。最近,一些mafic-intermediate岩石在渣打银行的报告,如广东北部高镁安山岩和英安岩(ca。435 Ma) (姚明et al ., 2012),Longhugang (423±8 Ma), Xinchuan (434±6 Ma)和新寺(420±3 Ma) gabbroic深成岩体(王et al ., 2013 b马),Dakang gabbroic深成岩体(441.1±4.7)(Zhang et al ., 2015),桃园角闪石辉长岩(409±2 Ma) (钟et al ., 2013),大宁煌斑岩(445±4 Ma) (贾et al ., 2017)。a类型花岗岩有关具体的设置还发现在渣打银行,如南Fufang和Yingshang花岗岩类岩石(ca。414 - 404 Ma) (鑫et al ., 2020),Xiqin花岗岩(410毫安)(Cai et al ., 2017),汇通和促红细胞生成素花岗岩(414 - 415 Ma) (冯et al ., 2014)。因此,早期的构造背景改变了古生代造山运动强烈张性环境至少从445毫安,和构造过渡的时机可能进一步限制445 - 440 Ma基于这些早古生代ultramafic-mafic岩石和渣打银行的a型花岗岩。它建议Damingshan火山碎屑的岩石(晚于451 Ma)可能形成syn-collisional阶段而Yuechengling花岗岩类岩石(∼437 Ma)在post-collisional阶段。
地壳缩短、深变质作用,地壳崩溃和扩展应该参与一个造山旋回(Froidevaux和理查德,1987年)。最近,一个模型的渣打银行早古生代岩浆活动有关的部分熔融SCLM加热上升流软流层由岩石圈分层提出(例如,姚明et al ., 2012;王et al ., 2013 b;Zhang et al ., 2015;贾et al ., 2017)。早古生代火山和镁铁质岩石很少报道相比,花岗岩的同步早古生代造山运动(王et al ., 2013 b),这是类似于地区怀疑发生了最近的分层,特点是微不足道的镁铁质岩浆作用(Ducea 2011)。这可能是由于广泛的intra-crustal基性岩浆的形成和厚寒武-奥陶系地层在渣打银行,这是障碍与镁铁质岩浆的上升(徐、徐,2015年)。此外,玄武岩岩浆的熔化温度和计算地幔潜在的温度都是ca。1300°C,类似于一个MORB(大洋中脊玄武岩)——如asthenospheric地幔(姚明et al ., 2012),支持的假设部分熔融SCLM被上涌加热软流层剥落的岩石圈的下降引发了。
基于之前的研究,这项研究中,渣打银行的早古生代构造演化过程如下:
(1)从460年到440年硕士(图11),渣打银行经历了地壳和地壳缩短增厚,导致变质> 8 GPa压力和温度峰值的835°C - 878°C开发一系列的逆冲断层(Yu et al ., 2003;2007年;李et al ., 2010;夏et al ., 2014)。引起的诱导变质meta-sedimentary融化岩石在地壳,形成某种程度的岩浆混合后的母岩浆。随后,逆断层提供了岩浆的形成渠道母岩浆的侵入或喷发,syn-collisional火成岩形成(如Tanghu花岗岩,Zhang et al ., 2012在这项研究中,Damingshan火山碎屑的岩石)。
(2)从440年到400年硕士(图11 b),造山带逐渐从压缩转换扩展。峰变质和发掘后,扩展了变质ca的等温变质温度和减少压力。4 GPa (李et al ., 2010)。由于变质压力下降,SCLM与快速去顶和崩溃,经历了分层,导致软流圈上涌,哪些输入的部分熔融热SCLM以上(李et al ., 2010;姚明et al ., 2012;王et al ., 2013 b;夏et al ., 2014)。部分熔融形成的玄武岩岩浆SCLM底座外壳(例如,贾et al ., 2017),导致meta-sedimentary岩石部分熔融形成长英质的岩浆。在这个阶段,父母的一些花岗岩的岩浆相互作用中形成的玄武岩和长英质的岩浆(例如,大宁和桂林花岗岩,唐et al ., 2021)。接受某种程度的同化分步结晶后,post-collision火成岩生产(Yuechengling花岗岩类岩石在这项研究)。伴随着冷却退步,造山带逐步调整到正常的地壳厚度、和早古生代泥盆纪早期造山运动结束(ca 400 - 390 Ma)。
图11。漫画显示了岩石成因的机制,导致了早古生代形成的火成岩在渣打银行(一)460 - 440 Ma(B)440年到400年硕士(后修改唐et al ., 2021和姚明et al ., 2012)。ALF-the Anhua-Luocheng错,CLF-the Chenzhou-Linwu断层(后赵,2015),PNF-the Pingxiang-Gongcheng-Nanning断层(后周和温,2021年),SLF-the Shizong-Mile-Luodian断层(后董et al ., 2015),ZDF-the Zhenghe-Dapu错。
6结论
(1)Yuechengling花岗岩类岩石(438 - 436 Ma)年代花岗岩类岩石。他们的母岩浆来源于地壳meta-greywacke和meta-pelite组件在古元古代的地下室,并经历了某种程度的分步结晶。
(2)Damingshan火山碎屑的岩石(晚于451 Ma)分为强过铝质,钙碱性,high-K钙碱性火山碎屑的岩石。他们的母岩浆来源于Neoarchean-Neoproterozoic地壳材料,经历了某种程度的岩浆混合和幔源岩浆。长英母岩浆是表面在晚奥陶系火山爆发事件比451毫安(后来)和沉积后不久爆发。
(3)结合以前的研究和我们的新证据在早古生代火成岩在渣打银行,我们建议渣打银行的早古生代构造背景是陆内造山运动而不是海洋subduction-collision。花岗岩类岩石和火山碎屑的岩石在这项研究中记录的过渡阶段syn-collision压缩(ca 460 - 440 Ma)和post-collision外延设置(ca。440 - 400 Ma)早期的古生代造山运动。
数据可用性声明
最初的贡献提出了研究中都包含在这篇文章/补充材料,进一步的调查可以针对相应的作者。
作者的贡献
欧美原创作品草稿,方法。y:监督、概念化、审查和编辑稿件。BW, YZ, YL:实验援助,数据管理。所有作者的文章和批准提交的版本。
资金
这项研究是由国家科学基金会共同支持中国(批准号41862003)和广西自然科学基金杰出青年学者(批准号2019 gxnsffa245005)。
确认
我们感谢徐h .援助与田野调查和评论家的极大的建设性的反馈和建议。
的利益冲突
作者声明,这项研究是在没有进行任何商业或财务关系可能被视为一个潜在的利益冲突。
出版商的注意
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补充材料
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关键词:华南块火成岩,锆石U-Pb地质年代学、地球化学、同位素高频
引用:翁唐Y, Y, B,周和局域网Y(2023)岩石学、地球化学和地质年代学的火成岩江南造山带,中国南方:限制的早古生代构造演化华南块。前面。地球科学。11:1202477。doi: 10.3389 / feart.2023.1202477
收到:08年4月2023;接受:2023年5月22日;
发表:2023年6月1日。
编辑:
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