刘奕志, 庞崇进, 3*, 冯佐海, 3, 康志强, 3, 蓝健宁, 朱家明, 肖冰清, 喻文亮

桂东北晚震旦世‒寒武纪砂岩物源特征:对华南早古生代构造演化的制约

刘奕志1, 2, 庞崇进1, 2, 3*, 冯佐海1, 2, 3, 康志强1, 2, 3, 蓝健宁1, 朱家明1, 肖冰清1, 喻文亮1

(1.桂林理工大学 地球科学学院, 广西 桂林 541004; 2.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541004; 3.有色金属矿产勘查与资源高效利用协同创新中心, 广西 桂林 541004)

桂东北位于南岭西段, 为江山‒绍兴断裂带的南部延伸地带, 较好地保存了华南晚震旦世‒寒武纪构造演化的沉积记录。本文对桂东北晚震旦世‒寒武纪砂岩开展了岩相学、地球化学和碎屑锆石U-Pb年代学工作, 试图揭示其物质来源及地质意义。分析结果表明, 永福、贺州两地浅变质长石石英砂岩和石英杂砂岩具有富集轻稀土元素, 亏损重稀土元素, 弱Ce负异常, 明显Eu负异常的特征, 母岩以上地壳长英质岩石和再循环古老沉积物组分为主。地球化学构造判别图显示, 研究区在晚震旦世‒寒武纪时可能处于类似被动大陆边缘的构造环境。永福地区晚震旦世砂岩中900～780 Ma的碎屑锆石含量丰富并少量出现2.0 Ga的锆石, 与扬子陆块具有明显的亲缘性; 但贺州地区晚震旦世砂岩以含大量～1.0 Ga碎屑锆石, 与华夏陆块具有明显的亲缘性。永福与贺州地区寒武纪砂岩中的碎屑锆石均以～1.0 Ga为主, 暗示其物源区在早‒中寒武世前(>520 Ma)由扬子陆块转变为华夏陆块。结合古地理特征, 这一物源变化暗示早寒武世开始南华裂谷盆地逐渐变浅和缩小。受加里东期构造运动的影响, 扬子与华夏陆块于早‒中寒武世再次拼合, 其西南分界线可能从永福与贺州之间通过。依据碎屑锆石物源分析, 我们认为晚震旦世‒寒武纪时期华南位于东冈瓦纳大陆北缘, 可能在印度北西缘的外围。

晚震旦世‒寒武纪; 沉积地球化学; 碎屑锆石U-Pb定年; 扬子与华夏陆块界线; 冈瓦纳大陆

0 引 言

华南板块主体由两个前寒武纪陆块组成, 西北部为太古宙‒古元古代(约1800 Ma)的扬子陆块, 东南部为太古宙‒中元古代(≥1400 Ma)的华夏陆块。扬子和华夏陆块经历了长期、多阶段的构造运动复合、叠加、改造和演化, 呈现出复杂多样的特点(张国伟等, 2013)。二者很可能在920～830 Ma期间, 伴随着古华南洋的闭合, 聚合成为统一的华南大陆(Wang et al., 2007; Li et al., 2009; Zhao and Guo, 2012; 王孝磊等, 2017)。随后, 南华裂谷盆地的形成和演化造成扬子和华夏陆块的再次分离, 而广西运动(加里东期构造运动)使华夏陆块与扬子陆块再次碰撞拼合, 形成真正统一的华南大陆(舒良树, 2012)。早古生代扬子陆块与华夏陆块汇聚的北东段(浙赣皖地区)边界为江山‒绍兴断裂(舒良树, 2006, 2012), 但二者在西南段的界线存在较多的观点, 如龙胜地区断裂带(郭令智等, 1984; 夏斌, 1984)、钦‒杭结合带(杨明桂和梅勇文, 1997; 胡肇荣和邓国辉, 2009), 华南板块出露的板溪群的南部边缘(Li et al., 1999)、郴州‒临武断裂(Wang et al., 2003)、凭祥‒崇左江州‒南宁昆仑关‒来宾‒荔浦‒恭城一线(陈凌云和张忠伟, 2003; 陈懋弘等, 2006)、吴川‒四会断裂(Zhang and Wang, 2007)、滇东南‒黔西南的弥勒‒师宗‒罗平‒兴义‒望谟‒罗甸一线(董云鹏等, 2002; Guo et al., 2009)、湘桂交界苗儿山与金鸡岭之间(王鹏鸣等, 2013)、鹿寨隆起及大瑶山以西(Ding et al., 2017)等。

桂东北地区处于华南板块的西南部, 为江山‒绍兴断裂带的西南延伸地带。研究区较好地保存了寒武纪地层, 并有少量前寒武纪变质基底, 是厘定早古生代扬子和华夏陆块再次拼合的西南段边界的关键记录。本文以桂东北永福和贺州两地区晚震旦世‒寒武纪砂岩为研究对象, 通过详细的岩相学、地球化学和碎屑锆石U-Pb年代学进行物源对比分析, 试图厘清研究区晚震旦世‒寒武纪砂岩的地球化学特征以及物质来源, 从而对华南中南部早古生代大地构造演化以及扬子和华夏陆块再拼合过程中的西南段边界提供约束, 并探讨华南与冈瓦纳大陆的关系。

1 区域地质概况

研究区位于桂东北永福和贺州两地区(图1), 区内最古老地层为新元古代四堡群, 以海相碎屑岩沉积为主, 夹火山岩, 不整合于新元古代丹洲群之下(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。

1. 新生界; 2. 中生界; 3. 下古生界; 4. 奥陶系; 5. 寒武系; 6. 震旦系; 7. 前震旦系; 8. 新元古代岩体; 9. 加里东期岩体; 10. 印支期-燕山期岩体; 11. 断层; 12. 采样点。

永福地区出露最老地层为震旦系, 震旦系自下至上由南沱组、陡山沱组和老堡组构成。南沱组岩性以灰绿色块状含砾砂质泥岩、含砾砂岩为主, 夹少量白云质砂岩。陡山沱组底部为浅灰色砂质泥岩夹白云岩透镜体, 下部为浅灰色砂质泥岩夹页岩, 上部为灰白色(含铁)硅质岩夹硅质页岩。老堡组基本为层状硅质岩。寒武系自下而上划分为清溪组和边溪组。清溪组下部为灰黑色泥质页岩、炭质页岩夹薄层硅质岩, 上部为灰色灰岩、泥质灰岩。边溪组下部以灰黑色页岩为主, 上部以灰色砂岩夹页岩为主。

贺州地区出露最老地层为南华系和震旦系, 二者零星分布。其中南华系划分为天子地组和正圆岭组, 为一套青灰色细粒长石石英砂岩夹薄层泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩。震旦系由培地组构成, 以灰绿色细砂岩、粉砂岩、泥页岩夹多层硅质岩为特征。寒武系由小内冲组和黄洞口组构成。小内冲组岩性为灰绿色长石、石英杂砂岩及岩屑长石砂岩夹泥页岩及粉砂岩。黄洞口组岩性为黄绿‒灰绿色杂砂岩及长石岩屑砂岩或石英、长石杂砂岩夹页岩、粉砂岩。

研究区地质构造较复杂, 不同时期的构造相互叠加, 控制着区内的岩浆和沉积活动。区域上的主要断裂呈NE-NEE向, 对本区影响较大的断裂有NE向的新资断裂带、龙胜‒永福断裂、荔浦断裂等(广西壮族自治区地质矿产局, 1985; 陈凌云和张忠伟, 2003; 陈懋弘等, 2006)。区内出露不同时代岩浆岩, 以加里东期花岗岩岩体为主, 如苗儿山岩体、越城岭岩体、海洋山岩体、都庞岭岩体、桂岭岩体、大宁岩体、永和岩体和雪花顶岩体等(刘耀荣等, 2003; 付建明等, 2004; 鲁学悟等, 2008; 李晓峰等, 2009; 程顺波等, 2012; 柏道远等, 2014, 2015; 郭丽爽等, 2017); 燕山期岩体主要以花山‒婆姑山岩体和九嶷山岩体等为代表(付建明等, 2004; 冯佐海等, 2011), 此外在桂北地区发育新元古代镁铁质‒超镁铁质岩体(李献华, 1999)。

2 样品采集及分析方法

本次研究样品分别采自永福‒贺州两地区的晚震旦世‒寒武纪地层(采品位置见图1、2)。永福地区包括晚震旦世老堡组(16YF03、16YF14)、寒武纪清溪组(16YF05-1、16YF05-2)和边溪组(16YF07、16YF09)6件样品; 贺州地区包括晚震旦世培地组(16DN03-1、16DN09-2)、寒武纪小内冲组(16DN09-1、16DN15-1)和黄洞口组(16DN11-3、16DN19-1)6件样品。

岩相学、地球化学和碎屑锆石U-Pb年代学测定在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成, 锆石制靶和阴极发光(CL)图像拍摄在重庆宇劲科技有限公司完成。选取12件沉积岩样品, 无污染粉碎至200目, 用于全岩地球化学分析。主量元素使用X射线荧光光谱(XRF)完成, 大多数元素分析精度优于2%; 微量和稀土元素测定采用电感耦合等离子体质谱仪Finnigan Element ICP-MS完成, 分析精度优于10%, 绝大多数优于5%。

选出6件砂岩样品挑选锆石, 根据锆石的颜色特征选取200粒制靶、清洗、抛光, 通过光学显微镜拍摄反射光和透射光图像, 采用扫描电镜拍摄锆石阴极发光(CL)图像。锆石U-Pb同位素测定采用LA-ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500cx, 而激光剥蚀系统为美国ESI公司生产的NWR-193。激光剥蚀中采用氦气作为载气、氩气作为补偿气以调节灵敏度。仪器工作参数为: 激光剥蚀方式为单点剥蚀, 输出波长193 nm, 直径为32 μm, 时间分析数据包括20 s的空白信号和35 s的分析信号, 激光脉冲重复频率5 Hz, 脉冲能量为10 J/cm2。校正采用标准参考物质GJ-1(598.3～602.7 Ma)(Jackson et al., 2004), 数据年龄以标准锆石TEMORA(417 Ma, Black et al., 2003)为外标。数据处理使用软件ICPMSDataCal 8.3(Liu et al., 2010), 普通Pb校正采用Andersen (2002)的方法。单个数据点误差均为1σ, 样品年龄加权平均值误差为2σ, 锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制采用ISOPLOT 3.0(Ludwig, 2003), 平均年龄计算取95%置信区间。

由于放射性铅同位素的影响, 当年龄＜1000 Ma时, 采用206Pb/238U年龄值; 当年龄＞1000 Ma时, 采用207Pb/206Pb年龄(Compston et al., 1992)。同时对于谐和度＜90%或＞110%的数据, 视为不谐和, 不参与下文讨论。

3 岩相学特征

永福地区寒武纪边溪组样品(16YF09)和清溪组样品(16YF05-2)均为中‒细粒长石石英砂岩(图2a、b), 具中‒细粒砂质结构, 粒径多为0.25～0.35 mm(中砂占35%)、0.03～0.20 mm(细砂占60%)和0.03～ 0.05 mm(粉砂占5%), 分选性中等。碎屑颗粒以石英(82%～87%)为主、有长石(6%～7%)、白云母(≤1%)和绿泥石集合体(＜1%)。碎屑颗粒多呈次棱角状, 石英可见波状消光, 含包裹体。长石为斜长石和正长石, 轻微蚀变。杂基为细小鳞片状绢云母(5%～10%), 见轻度重结晶绢云母。晚震旦世老堡组样品(16YF03)为细粒石英杂砂岩(图2c), 具细粒砂质结构, 粒径多为0.03～0.20 mm(细砂占70%)和0.03～0.05 mm(粉砂占30%), 分选性中等。碎屑颗粒以石英(75%～80%)为主、次为硅质岩屑(3%～4%), 少量白云母(＜1%)、泥质岩屑(＜1%)和绿泥石集合体(＜1%)。碎屑颗粒呈次圆状‒棱角状, 石英可见波状消光, 含包裹体, 定向排列, 具浅变质特征, 少见长石矿物。杂基主要为细小鳞片状绢云母(15%～20%)及少量赤铁矿(＜1%), 见轻度重结晶绢云母, 均匀分布于碎屑间, 略显定向排列。

贺州地区寒武纪黄洞口组样品(16DN19-1)、小内冲组样品(16DN15-1)和晚震旦世培地组样品(16DN09-2)均为不等粒长石石英砂岩(图2d～f), 具不等粒砂质结构, 粒径多为0.30～0.50 mm(中砂占55%)、0.03～0.25 mm(细砂占45%)和0.03～0.05 mm (粉砂较少), 分选性较差。碎屑颗粒主要以石英(80%～90%)为主, 有长石(4%～12%)、白云母(≤1%)和绿泥石集合体(＜1%)。碎屑物磨圆度多呈次棱角状, 石英可见波状消光, 少数石英具溶蚀现象。长石为斜长石和正长石, 轻微蚀变。杂基主要为细小鳞片状绢云母(5%～10%), 可见轻度重结晶绢云母。

矿物代号: Q. 石英; Pl. 斜长石; Kf. 钾长石; Mu. 白云母; Ser. 绢云母; Hm. 赤铁矿。

永福‒贺州两地区的晚震旦世‒寒武纪样品均具有浅变质特征, 但永福地区晚震旦世老堡组样品的矿物组成(较少的石英、长石和赤铁矿等暗色矿物及较多填隙物)和粒度较细显示与其他样品不同, 可能受不同的沉积过程及源区差异影响。

4 地球化学特征

4.1 主量元素

永福‒贺州两地区晚震旦世‒寒武纪砂岩的主量元素组成整体相似(表1)。样品的SiO2含量中等, 为59.35%～76.95%, 平均72.14%, 高于平均上地壳(UCC, 66.00%)和澳大利亚后太古宙页岩(PAAS, 62.80%)。Al2O3含量为9.91%～17.69%(平均13.17%), 低于PAAS(18.88%), 接近UCC(15.20%)。K2O含量在1.92%～ 4.48%之间(平均2.91%), Na2O含量在0.10%～1.96%之间(平均1.36%)。K2O/Na2O值变化范围较宽, 除样品16YF03(K2O/Na2O=40.7)较大外, 其他样品的K2O/Na2O值变化于0.76～3.32(平均2.01)。通常认为, SiO2/Al2O3值可以反映沉积岩成熟度(Taylor and McLennan, 1985), 样品的SiO2/Al2O3值变化于3.07～7.76(平均5.56), 表明样品的成熟度属于中等。Al2O3/(CaO+Na2O)值可以用来判断细碎屑岩中稳定组分与不稳定组分的相对含量(顾雪祥等, 2003)。除样品16YF03(Al2O3/(CaO+Na2O)=41.7)外, 其他样品的Al2O3/(CaO+Na2O)值介于4.50～11.01(平均7.78), 其明显高于岛弧和活动大陆边缘杂砂岩的值(1.72～ 2.56; 顾雪祥等, 2003及其参考文献), 而与PAAS的比值(7.61; Taylor and McLennan, 1985)接近, 表明样品中稳定组分含量相对较高。样品中代表相对基性组分的(FeOT+MgO)含量相对较高, 为4.81%～9.79% (平均6.89%), 大部分样品明显低于PAAS(9.37%), 相似于UCC(6.70%)。

表1 永福‒贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩主(%)、微量元素(μg/g)组成

续表1:

注: PAAS、UCC和REE标准化球粒陨石数据来自Taylor and Mclennan(1985); 化学蚀变指数CIA=100×Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O), 式中化学成分均为摩尔数, CaO*指存在于硅酸盐矿物中的CaO, 当CaO的摩尔数大于Na2O 时, CaO*=Na2O, 反之, CaO*=CaO(梁斌等, 2006)。

4.2 微量元素

样品的微量元素总体变化较大(表1、图3)。其中, 相容元素Cr、Ni、Co和V的含量分别介于57.60～ 120.20 μg/g、19.42～51.22 μg/g、7.41～18.41 μg/g和59.90 ～107.59 μg/g之间。尽管研究区样品中Co、Cr、Ni、Sc、V元素含量和Cr/Ni、Ni/Co、Sc/Ni、Sc/Cr比值显示一定变化, 但总体上类似PAAS。大离子亲石元素Rb、Ba、Sr的含量分别介于73.3～164 μg/g、582～2660 μg/g和31.3～123 μg/g之间。高场强元素Zr、Hf、Th和U的含量分别变化于144～298 μg/g、4.90～9.95 μg/g、9.88～21.6 μg/g和1.85～4.35 μg/g之间。相比于PAAS, 研究区样品相容元素Cr、Ni、Co、V的含量相对较低, 大离子亲石元素Rb、Sr亏损, 而Ba相对富集(图3)。在风化条件下, Ba易于固定, 而Sr易被淋失, 表明样品的风化程度强于PAAS。高场强元素Zr、Hf相对富集, Th、U元素与PAAS基本一致(图3)。

图3 永福‒贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩微量元素澳大利亚后太古宙页岩(PAAS)标准化蛛网图(PAAS标准化值据Taylor and McLennan, 1985)

样品的稀土元素含量和特征参数见表1和图4。样品的稀土元素总量(ΣREE)为152.71～206.99 μg/g (平均183.42 μg/g), 均高于UCC(146.37 μg/g), 接近于PAAS(184.77 μg/g)。LREE/HREE值为6.17～10.45, 平均8.47, 低于UCC(9.56)和PAAS(9.49)。(La/Yb)N值为6.25～12.65(平均9.57), (Gd/Yb)N值为1.67～3.45 (平均2.57), 表明样品轻重稀土元素分异明显、重稀土元素内部分异较弱。样品具有弱的Ce负异常(δCe=0.84～0.95)。除永福地区晚震旦世老堡组样品具有弱Eu负异常(平均δEu=0.92)外, 其他样品均呈现明显的Eu负异常(δEu=0.62～0.72, 平均0.67)。总体而言, 研究区样品的稀土元素配分模式与典型的PAAS、UCC相似(图4), 为明显的右倾型, 富集轻稀土元素、亏损重稀土元素, 具有弱Ce负异常, 明显Eu负异常。而永福地区晚震旦世老堡组样品以弱的Eu负异常, 较低Th、U含量和Th/Sc、(La/Yb)N值而与其他样品明显不同。

5 碎屑锆石特征及年龄组成

挑选了永福‒贺州两地区6件晚震旦世‒寒武纪砂岩样品(16YF03、16YF05-2、16YF09、16DN09-2、16DN15-1、16DN19-1)开展碎屑锆石U-Pb年代学分析。透反射光和CL图像(图5)显示, 大部分锆石颗粒为浅灰色、部分为浅白亮色, 透明至半透明, 粒径长度约50～150 μm, 长宽比约1∶1～3∶1。部分锆石颗粒呈棱角状, 自形程度高, 表明其可能为近源沉积的锆石; 而部分颗粒显示次圆状, 呈半自形、它形, 反映其经历了长期的搬运或为沉积再循环锆石。绝大部分锆石颗粒显示典型的韵律生长振荡环带或扇形分带, 大部分锆石的Th/U值>0.4(约占70%), 表明其为岩浆成因(吴元保和郑永飞, 2004)。部分锆石发育增生边, 尤其是古老的锆石颗粒具有明显的核边结构或核幔结构(图5), 锆石的Th/U值<0.1 (约占3%), 暗示其为变质成因(吴元保和郑永飞, 2004)。每个样品随机选取75个锆石颗粒(共450个)进行U-Pb同位素定年分析, 结果见表2(数据较多见网络电子版), 将谐和度在90%～100%范围内的年龄数据(共407个)视为有效数据, 绘制碎屑锆石U-Pb年龄谐和图(图6)和年龄频率直方图(图7)。

PAAS. 澳大利亚后太古宙页岩; UCC. 上地壳; OIA. 大陆岛弧; CIA. 大陆岛弧; ACM. 活动大陆边缘; PM. 被动大陆边缘。

5.1 晚震旦世砂岩

对永福地区晚震旦世老堡组杂砂岩(16YF03)随机选取了75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 得到65个有效年龄(表2)。大多数测点位于谐和线上(图6a), 主要的年龄峰值为878 Ma, 次要年龄峰值为654 Ma、990 Ma和1975 Ma(图7a)。最年轻的锆石年龄为588±5 Ma, 而最老的锆石年龄为3459±42 Ma。

对贺州地区晚震旦世培地组砂岩(16DN09-2)随机选取了75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 共获得70个有效数据(表2)。大部分测点都位于谐和线上(图6b), 主要年龄峰值为995 Ma, 次要年龄峰值为819 Ma、1427 Ma、1774 Ma和2509 Ma (图7b)。最年轻的锆石年龄为553±8 Ma, 而最老的锆石年龄为3400±38 Ma。

5.2 寒武纪砂岩

对永福地区寒武纪清溪组砂岩(16YF05-2)随机选取了75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 共获得75个有效数据(表2)。所有测点均位于谐和线上(图6c), 锆石年龄变化较大, 主要年龄峰值为950 Ma, 次要年龄峰值为536 Ma、786 Ma、1476 Ma和2462 Ma(图7c)。最老的锆石年龄为3158±59 Ma, 5颗最年轻的锆石年龄变化于520～ 527 Ma, 加权平均年龄为522 Ma, 代表最大沉积作用不早于522 Ma。

对永福地区寒武纪边溪组砂岩(16YF09)随机选取75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 共获得69个有效数据(表2)。大部分测点位于谐和线上(图6e), 锆石年龄变化较大, 年龄谱主峰为997 Ma, 此外还有538 Ma、843 Ma和2420 Ma三个次峰(图7e)。1颗最老的锆石年龄为3527±26 Ma。两颗最年轻的锆石年龄为518 Ma和522 Ma(平均520 Ma), 表明该沉积岩的沉积作用不早于520 Ma。

对贺州地区寒武纪小内冲组砂岩(16DN15-1)随机选取了75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 共获得69个有效数据(表2)。大多数测点位于谐和线上(图6d), 锆石年龄变化较大, 2颗最年轻的锆石年龄分别为613 Ma和622 Ma (平均618 Ma), 最老的年龄为3158±59 Ma。年龄谱的主峰为999 Ma, 此外还有829 Ma和2440 Ma两个次峰(图7d)。

对贺州地区寒武纪黄洞口组砂岩(16DN19-1)随机选取75颗碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年代学分析, 共获得59个有效数据(表2)。大部分测点位于谐和线上(图6f), 锆石年龄变化较大, 1颗最年轻的锆石年龄为674±17 Ma, 最老的年龄为3124±48 Ma。年龄谱的主峰为981 Ma, 此外还有839 Ma、1285 Ma、1798 Ma和2501 Ma四个次峰(图7f)。

6 讨 论

6.1 源岩特征: 来自主微量元素的制约

化学蚀变指数CIA以及沉积岩的A-CN-K风化程度图可以有效地指示母岩的性质及其风化趋势(Nesbitt and Young, 1984)。通常, 未风化的长石CIA指数为50, 未风化的花岗岩和花岗闪长岩CIA指数为45～55, 而高岭土和绿泥石的CIA指数趋近100(Nesbitt and Young, 1982; 王鹏鸣等, 2013)。永福‒贺州两地区晚震旦世‒寒武纪砂岩的CIA值变化于71～78(平均74), 远高于平均上地壳(CIA=48), 接近平均页岩(CIA=73, Nesbitt and Young, 1984), 显示出较强的风化强度。A-CN-K图显示永福‒贺州两地区砂岩主要为上地壳或者TTG岩石风化的产物, 也有少数是花岗质岩石风化的产物(图8a)。未经过变质作用改造的沉积岩风化演化线与长石连线的相交点反映了源区岩石中斜长石和钾长石的比例关系, 从而可以了解原岩的类型(王鹏鸣等, 2013)。本次研究的样品连线大致交汇于TTG、上地壳和花岗岩之间(图8a), 表明物源区可能是以火成岩和长英质岩石为主的中酸性岩。

图5 永福–贺州地区晚震旦世–寒武纪砂岩中典型碎屑锆石CL图像及测点年龄

图6 永福‒贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩碎屑锆石U-Pb年龄和谐图

综合利用沉积岩中部分主量元素、REE、Th、Sc、Co、Hf等微量元素的含量及La/Th、Co/Th、La/Sc值可以有效地判别物源特征(Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986; Floyd and Leveridge, 1987)。Girty et al. (1996)认为, Al2O3/TiO2值＜14时, 沉积物可能源于镁铁质岩石; Al2O3/TiO2值介于19～28之间, 可能源于花岗岩和英云闪长岩。本次研究的样品Al2O3/TiO2值介于15.98～23.28之间(平均20.12), 表明物源主要为中酸性长英质岩石。在2-1判别图上(图8b), 贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩和永福地区寒武纪砂岩几乎都落在长英质、中性火成岩物源区及石英质沉积物源区交汇处, 相似于南岭地区的新元古代沉积岩(魏震洋等, 2009), 表明碎屑物质主要来源于中酸性火成岩混合物, 部分来自于再循环的沉积岩。而永福地区晚震旦世砂岩落在中性火成物源区和石英质沉积物源区, 与扬子南缘雪峰山地区的新元古代沉积岩相似(顾雪祥等, 2003), 表明永福地区晚震旦世砂岩主要来自于中性火成岩, 部分来自再循环的沉积岩。样品的La/Th-Hf和Co/Th-La/Sc源岩属性判别图解(图8c、d), 均表明两地区物源区主要来自于上地壳长英质源区和古老沉积物组分的再循环。

图7 永福-贺州地区晚震旦世-寒武纪砂岩碎屑锆石年龄频率直方图(a～f)和扬子和华夏陆块碎屑锆石年龄频率直方图(g～h; 数据来源据张雄等, 2016及其文献)

(a) A-CN-K风化程度图(据Fedo et al., 1995; 虚线为理想的风化趋势线); (b) 沉积岩源区判别F1-F2投影图(据Rose rand Korsch, 1988; 扬子南缘样品范围据顾雪祥等, 2003; 南岭地区样品范围据魏震洋等, 2009); (c) La/Th-Hf图(据Taylor and McLennan, 1985); (d) Co/Th-La/Sc图(据Floyd and Leveridge, 1987)。

沉积岩的REE元素配分模式曲线是判别源区岩石的重要标志(Zhao and Zhou, 1997)。对比显示, 永福‒贺州两地区砂岩的稀土元素配分模式与典型的PAAS、UCC相似(图4), 以明显右倾型、轻重稀土元素分异明显、重稀土元素内部分异较小, 具有较弱的Ce负异常为特征, 反映其主要来源于上地壳。而永福地区晚震旦世砂岩的轻重稀土元素分异相对较低(平均(La/Yb)N=6.51), 具有弱Eu负异常(平均δEu=0.92), 显示出其物源组成的差异。Th常在酸性岩中赋存, 而Sc富集于基性岩中, Th/Sc值不随沉积再循环作用而改变, 可以反映源区的特征(McLennan et al., 1993)。对样品中的微量元素组成研究表明(图9), 永福地区晚震旦世砂岩具有较低的Th、U含量和Th/Sc值(平均0.62), 明显不同于永福地区寒武纪砂岩及贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩具有相对较高的Th、U含量和Th/Sc值(1.11), 表明永福地区晚震旦世砂岩中可能含有相对较多的基性岩成分, 相似于扬子南缘的元古代沉积岩(顾雪祥等, 2003)。而永福地区寒武纪砂岩和贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩的源区中基性岩成分含量较低, 主要为酸性岩, 更接近华夏陆块南岭地区新元古代沉积岩的组成(魏震洋等, 2009)。上述结论与岩相学分析结果相吻合, 即永福地区晚震旦世老堡组样品(16YF03)具相对较多基性物质(赤铁矿等暗色矿物); 而其他样品含较多中酸性矿物(长石占4%～12%)和石英(80%～ 90%)。综合研究表明, 研究区晚震旦世‒寒武纪砂岩主要来自于上地壳长英质源区和古老沉积物组分再循环, 同时永福地区晚震旦世砂岩含有基性组分。

图9 永福‒贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩微量元素二维投影图

6.2 物源分析: 来自碎屑锆石U-Pb年龄的制约

碎屑锆石U-Pb年龄谱图显示, 永福地区晚震旦世老堡组样品(16YF03)具有与扬子南缘新元古代沉积岩相似的碎屑组成, 它们以含大量900～780 Ma主年龄峰, 654 Ma、990 Ma和1975 Ma次年龄峰值为特征, 显示与扬子陆块的亲缘性(图7g)。其中900～ 780 Ma的锆石呈半自形, 显示近源沉积特点, 物源可能来自于扬子陆块南缘900～820 Ma岩浆岩(图10a, Zhou et al., 2009)、扬子与华夏陆块在新元古代汇聚过程的同碰撞岩浆岩(图10a, Li et al., 2009; Wang et al., 2014)和南华裂谷盆地内820～720 Ma同裂谷岩浆(图10a, Yao et al., 2014)。

650～550 Ma年龄报道于华夏陆块内部(Yu et al., 2008, 2010; Yao et al., 2015)、扬子陆块北缘和西缘(Wang et al., 2013a; Chen et al., 2017)的震旦纪沉积岩(图10g)以及江南造山带西段地层中650～518 Ma的凝灰岩(图10b, Jenkins et al., 2002), 但华南未见同期侵入岩(图10c), 其源区可能被华南的早古生代地层覆盖, 或是来自外部物源区(图10d, Li et al., 2014), 如澳大利亚‒南极大陆西缘的Prydz-Darling造山带(600～500 Ma, Veevers et al., 2006)、东非造山带(650～550 Ma, Robinson et al., 2014)。马筱(2018)对比了邻区(黔东从江‒桂北龙胜地区)晚新元古‒早古生代地层中650～550 Ma碎屑锆石的Hf()值和上述潜在源区锆石Hf()值, 发现扬子北缘和西缘的震旦纪地层中650～560 Ma锆石具有正的Hf()值(+1～ +8)相似于与东非造山带北缘阿拉伯‒努比亚地块(Robinson et al., 2014)和澳大利亚板块北西缘的Paterson造山带(Martin et al., 2017)中的晚新元古代新生弧岩浆岩; 而华夏陆块中650～560 Ma锆石的Hf()值整体偏负(−17～+2)可与印度南缘Madurai地块(Santosh et al., 2017)和斯里兰卡地块(Santosh et al., 2014b)的晚新元古代岩浆事件对比。Wang and Li (2003)及 Shu et al. (2014)研究认为扬子东南缘在震旦纪处于一个夭折的陆内裂谷环境, 阿拉伯地区物源难以横跨其与华南间的大洋而超远距离搬运。而Myrow et al. (2010)曾提出来自东非造山带和东南极板块的物源可以通过超远距离的搬运到印度北缘。Zhao et al. (2017)提出一种解释, 认为650～600 Ma碎屑物质源自沿东冈瓦纳大陆北缘晚新元古代‒早古生代俯冲事件相关弧火山事件的火山碎屑物质。此外, 不论是本文还是华南已报道的650～560 Ma锆石仅占总体小部分(图10g、h)。据此, 这些碎屑物质也能搬运到毗邻华南的华夏陆块一侧。考虑到在震旦纪澳大利亚板块与华南‒印度彼此分离(Xu et al., 2014; Cawood et al., 2018), 因此, 本文认为华南晚震旦世碎屑物质可能源自于东非造山带北缘和印度板块南缘。

永福地区寒武纪样品(16YF05-2、16YF09)和贺州地区晚震旦世‒寒武纪样品(16DN09-2、16DN15-1、16DN19-1)均与南岭新元古代沉积岩相似, 以～1.0 Ga和～2.5 Ga年龄峰为主, 部分样品含550～520 Ma次年龄峰, 并显示与华夏陆块明显的亲缘性(图7h)。在华夏陆块内新元古‒早古生代地层的样品中已报道了大量太古代年龄(～2.5 Ga), 如武夷山‒南岭地区晚新元古代‒早古生代沉积岩(Wu et al., 2010)、粤北地区晚新元古代沉积岩(于津海等, 2006)、粤西‒桂东云开地区基底变质沉积岩(周雪瑶等, 2015; 韩坤英等, 2017)。本研究区样品中的太古代年龄(～2.5 Ga)锆石颗粒具有较好磨圆度, 其物源可能来自于华夏陆块内部物质经长距离搬运或者多期次地壳再循环作用。～1.0 Ga的锆石颗粒主要呈次圆状, 具有较好磨圆度, 表明其为远源搬运或经历了多期次的地壳再循环作用, 这一期的锆石年龄广泛地存在于华夏陆块新元古‒早古生代沉积岩中(图10h、n, Yu et al., 2008, 2010; 王鹏鸣等, 2013)。数据资料显示, 虽然华夏陆块内报道有格林威尔期岩浆岩(王丽娟等, 2008; 李献华等, 2012; 舒良树, 2012; Yao et al., 2012; Zhang et al., 2012; Li et al., 2014), 但出露相对有限。此外, ～1.0 Ga年龄见报道于扬子陆块东南缘晚新元古代‒早古生代样品及本文永福地区老堡组样品中(图10m), 部分学者将这一年龄的碎屑锆石解释为来自被抬升的华南基底的再循环(Li et al., 2013; Jiang et al., 2014)。然而, 华南东南部震旦纪‒寒武纪地层的古水流向(由南东向北西)(陈懋弘等, 2006; Wang et al., 2010; Shu et al., 2014)及古地理重建的资料指示物源应来自华南之外东南方向的晚中元古代‒早新元古代造山带, 而不是当时应已位于水下的华夏陆块中～1.0 Ga的基底(Wang et al., 2010)。通过与现有的早古生代冈瓦纳大陆重建模型中可作为潜在源区造山带的锆石年龄谱峰对比(图10e、i～l、o～r)发现, 研究区993～950 Ma锆石(图7)可能源于印度板块和南极板块之间的Rayner-Eastern Ghat造山带(990～900 Ma)和非洲与南极板块之间的Maud-Namaqua-Natal造山带(1.09～1.03 Ga)(Wang et al., 2013b; Santosh et al., 2014a)。

图10 永福‒贺州地区与潜在物源区样品中碎屑锆石年龄分布对比(数据来源: 本文; 马筱, 2018, 及其参考文献)

样品中550～520 Ma的锆石可能来自于外部物源, 因为除了部分学者识别出海南岛变火山岩(图10b, ～528 Ma, 丁式江等, 2002)、基性岩浆岩(图10b, ～520 Ma, Xu et al., 2007)和一些零散的530～490 Ma变质年龄(Li et al., 2010; 张爱梅等, 2011; Li et al., 2017)外, 同期的岩浆事件在华南尚鲜有报道(图10c), 而这一期的岩浆作用广泛存在于东冈瓦纳大陆的边缘(造山带)(图10f), 如北缘与原特提斯洋向南俯冲事件相关的印度北缘Bhimphedian造山带(550～470 Ma, Cawood et al., 2007), 南缘与原太平洋向北俯冲事件相关的Terra-Australia造山带(530～ 480 Ma, Cawood, 2005)、澳大利亚的Pinjarra造山带(560～520 Ma, Markwitz et al., 2017)。马筱(2018)研究了邻区(龙胜地区)寒武系清溪组砂岩, 认为560～520 Ma锆石具有负的Hf()值(−12～−10)与华夏陆块寒武纪‒奥陶纪地层中沉积岩、东冈瓦纳超大陆北缘印度板块南部马达加斯加地块(Zhou et al., 2015)、澳大利亚‒南极北西缘的拉萨地块(Zhu et al., 2012)以及Prydz带(Veevers and Saeed, 2008)的寒武纪‒奥陶纪沉积岩的锆石Hf()值类似。同时, 将本研究区样品与潜在源区年龄谱峰(图10o～r)对比发现, 550～520 Ma年龄谱峰与印度北缘、澳大利亚西部地区碎屑物源相似。因此, 本文认为550～520 Ma年龄锆石可能来自印度板块(北缘550～470 Ma Bhimphedian造山带、南缘570～550 Ma Kuunga造山带)和澳大利亚板块西缘(560～520 Ma Pinjarra造山带)。

此外, 永福地区沉积盆地的物源从晚震旦世到寒武纪(＜580～520 Ma)发生了重大改变, 暗示着区域构造体系发生明显的转变。

6.3 原岩沉积构造环境

沉积岩Ce负异常的存在与否以及其强弱变化是判断沉积环境的重要标志(Murray et al., 1990)。在大陆边缘附近, Ce负异常不明显(δCe=0.84～0.93)或出现正异常; 在开阔大洋, Ce负异常明显(δCe=～0.56); 在洋中脊附近, Ce负异常最显著(δCe=～0.28)。由表1和图4所示, 研究区样品中Ce负异常不明显(δCe平均值为0.91), 表明永福‒贺州两地区在晚震旦世‒寒武纪砂岩可能形成于靠近大陆边缘的沉积环境。根据现代沉积物的组成特征, 火山活动强烈的现代深海浊积岩中的砂岩K2O/Na2O＜1, 而沉积盆地边缘砂岩的K2O/Na2O＞1(McLennan et al., 1990)。除样品16YF03(K2O/Na2O=40.7)较大外, 研究区其他样品K2O/Na2O值变化于0.76～3.32之间(平均2.01), 表明其主要为缺乏火山活动的沉积盆地边缘砂岩。

利用K2O/Na2O-SiO2图解和La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10图解可以判别砂岩和泥岩沉积盆地构造环境(Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986)。永福‒贺州地区砂岩的K2O/Na2O和SiO2值都较高, 在K2O/Na2O-SiO2构造判别图中大多样品投在被动大陆边缘(PM)范围内, 少部分落入活动大陆边缘(ACM)区域(图11a)。然而, 在Th-Sc-Zr/10和La-Th-Sc的构造位置判别图中(图11b、c), 两地区大部分样品都投在大陆岛弧(CIA)的区域内。两种构造环境判别图解得到的结论并不完全相同。由于岛弧环境的特殊性使得在大陆岛弧构造环境下的陆源碎屑沉积具有非常特别的化学特征, 并且不会有很多被动大陆边缘地球化学信息。而被动大陆边缘由于物源的复杂性则可能具有早期大陆岛弧的特征(柏道远等, 2007)。因此, 如果同时出现两种构造背景的属性, 则更可能为被动大陆边缘构造环境。另一方面, 相对主量元素而言, REE、Y、Th、Zr、Hf、Ti和Sc等微量元素的化学性质稳定, 不溶于水等, 更能定量地从原岩转移到碎屑沉积物中(McLennan et al., 1993; 柏道远等, 2007)。这样, 没有经历强烈再循环作用的沉积物往往继承了原岩形成时的大陆岛弧型的微量元素信息。因此, 在Th-Sc-Zr/10和La-Th-Sc图中将可能落入大陆岛弧范围内(图11b、c)。而在SiO2-K2O/Na2O构造判别图上则更多的屏蔽了原岩的影响显示出被动大陆构造环境的属性(图11a)。在Co/Th-La/Sc图中(图8d), 样品主要位于中性火成岩、长英质火成物源区和石英岩沉积物源区交汇区间, 这与一般的被动大陆边缘发育巨厚层浅海相沉积, 岩浆活动微弱等特征相吻合(杨世文等, 2016)。此外, 研究区样品REE配分模式均区别于大洋岛弧、大陆岛弧和大陆边缘构造环境的REE配分模式, 而与被动大陆边缘的REE配分模式呈现较好地一致性(图4)。柏道远等(2007)和王鹏鸣等(2013)也提出湘桂地区震旦纪‒寒武纪砂岩应形成于被动大陆边缘。综合分析认为, 永福‒贺州两地区晚震旦世‒寒武纪沉积环境可能处于被动大陆边缘。

6.4 对华南加里东期构造运动以及扬子和华夏陆块再拼合界线的约束

扬子陆块与华夏陆块的东北段的界线为江山‒绍兴断裂已被大多数学者接受, 但其西南段的界线则一直存在争议。例如, 郭令智等(1984)和夏斌(1984)认为龙胜地区断裂带为两地质块体的碰撞带。殷鸿福等(1999)从多岛洋体系出发, 认为华夏与扬子南段界线应以云开地块的北界(钦州‒岑溪‒罗定‒云浮构造混杂岩带)。洪大卫等(2002)从地质、地球化学和地球物理上论证, 认为华南内陆从杭州横穿江西中部至广西中部存在一条高Nd值的花岗岩带可能是扬子陆块和华夏陆块在新元古代时的一条板块缝合带, 而杨明桂和梅勇文(1997)及胡肇荣和邓国辉(2009)通过收集的数据综合研究也得出相同结论。陈凌云和张忠伟(2003)根据地层、古生物群落、沉积建造及深源岩脉群的分布, 结合重磁资料分析, 提出了凭祥‒南宁以北‒柳州以南‒荔浦‒恭城一线为两陆块的西南界线。陈懋弘等(2006)运用定量化的岩相古地理证据分析研究, 结合古流向和沉积特征等实际资料, 提出荔浦断裂为扬子陆块与华夏陆块西南端界线。Li (1999)认为扬子与华夏陆块的分界线应以华南板块出露的板溪群的南部边缘为界。Wang et al. (2003)通过研究郴州‒临武断裂两侧的镁铁质岩研究认为郴州‒临武断裂是扬子陆块与华夏陆块的界线。Zhang and Wang (2007)分析了华南地区地壳地震波资料, 认为扬子陆块和华夏陆块的界线应是在吴川‒四会断裂。而董云鹏等(2002)和Guo et al. (2009)通过对滇东南火山岩和花岗岩的研究认为滇东南‒黔西南的弥勒‒师宗‒罗平‒兴义‒望谟‒罗甸一线为扬子陆块与华夏陆块的碰撞带。饶家荣等(2012)通过研究深部地球物理资料, 认为扬子陆块和华夏陆块深部结合带北西边界大致在安徽歙县‒南昌‒湖南大围山‒沩山‒城步‒广西河池一线, 南东边界大致在江山‒绍兴‒新余‒萍乡‒衡东‒双牌‒桂林‒柳州一线, 在湖南位于钦杭结合带。王鹏鸣等(2013)认为扬子陆块和华夏陆块西南地区的分界线位于苗儿山与金鸡岭之间。张雄等(2016)通过对湘南‒桂东北地区寒武纪‒奥陶纪地层物源分析认为所研究区应处于华夏陆块与扬子陆块碰撞结合带内。Ding et al. (2017)通过对湖南江华县和桂东金秀、滕县等地区震旦‒寒武纪地层样品碎屑锆石并结合桂东地区南华‒寒武系沉积厚度, 认为如果扬子和华夏陆块碰撞闭合发生在早古生代, 鹿寨隆起及大瑶山以西可能是两陆块的沉积边界。Guo and Gao (2018)利用深反射地震剖面和地质资料, 认为扬子与华夏两陆块拼合带存在古老基底隆起或增厚(叠置了双层古老基底), 上层为扬子古老基底而下层为华夏古老基底, 两陆块拼合带东界为鹰潭‒萍乡‒衡阳‒贺州‒北海一线, 而西界为宜昌‒张家界‒铜仁‒都匀‒百色一线, 鹰潭以东和以北的拼合带位置受大规模岩浆岩干扰而不清楚。显然, 依据不同的研究资料可能得出不同的认识。

(a) K2O/Na2O-SiO2(据Roser and Korsch, 1986); (b) La-Th-Sc和(c) Th-Sc-Zr/10(据Bhatia and Crook, 1986)。

本研究区恰位于上述部分观点重合区域, 北西临近扬子陆块的江南造山带, 南东接华夏陆块加里东褶皱带(图1), 永福‒贺州两地区晚震旦世‒寒武纪砂岩的地球化学组成和物源变化特征可为确定晚震旦世‒寒武纪时期华南大地构造演化以及扬子陆块与华夏陆块西南段再拼合的分界线提供新的约束。扬子陆块与华夏陆块在新元古代早期沿江山‒邵兴断裂带发生聚合, 而在新元古代中晚期又伸展拉伸形成了南华裂谷盆地(Yao et al., 2014)。如前所述, 永福地区晚震旦世砂岩以～878 Ma碎屑锆石为主, 显示与扬子陆块的亲缘性, 而贺州地区晚震旦世砂岩碎屑锆石主要年龄峰值为995 Ma和2509 Ma, 类似于华夏陆块来源沉积物的碎屑锆石年龄特征(图7), 表明永福‒贺州两地区晚震旦世碎屑沉积物分别来源于扬子陆块和华夏陆块, 这与岩相古地理特征相符(图12)。晚震旦世, 永福地区老堡组硅质岩代表次深海环境, 而贺州地区培地组总体以细粒砂岩、泥岩夹硅质岩层为特征, 反映了陆棚‒斜坡沉积环境。这也暗示了此时永福、贺州两地区很有可能分别位于扬子陆块和华夏陆块分界线的北西侧和南东侧(图11a)。早‒中寒武世, 永福、贺州两地区砂岩样品具有相似的碎屑锆石U-Pb年龄谱特征(均以950～1000 Ma锆石为主, 图7), 同时砂岩地球化学特征显示构造背景从被动大陆边缘向活动大陆边缘变化的趋势(图11a), 表明早‒中寒武世两个沉积区碎屑物主要来源于华夏陆块。岩相古地理分析结果表明, 扬子东南缘和华夏陆块在早‒中寒武世经历由深到浅的变化(图12b、c), 反映南华裂谷盆地逐渐变浅抬升的演化趋势。这也标志着华南加里东期构造运动的起始。在早‒中寒武世, 受到加里东期造山运动初期华夏陆块隆升的影响, 贺州地区主要接受华夏陆块来源碎屑物的供给, 同时盆地沉积中心向北西方向发生迁移, 导致永福地区也接受了来自华夏陆块的碎屑物。

1. 白云质灰岩‒灰岩相; 2. 泥岩‒砂岩相; 3. 泥岩相; 4. 硅质岩相; 5. 白云岩‒硅质岩相; 6. 泥岩‒页岩‒砂岩相; 7. 硅质岩‒页岩‒长石石英砂岩相; 8. 页岩‒硅质页岩相; 9. 灰岩‒泥岩相; 10. 泥岩‒硅质岩相; 11. 白云岩‒颗粒泥岩‒颗粒灰岩相; 12. 粉砂质页岩‒白云岩相; 13. 碳质页岩泥灰岩相; 14. 硅质岩‒碳质页岩相; 15. 页岩、凝灰质砂岩‒长石石英杂砂岩相; 16. 粉砂质页岩砂岩相; 17. 页岩‒砂岩相; 18. 页岩‒长石砂岩相; 19. 角砾灰岩‒灰岩相; 20. 古陆; 21. 岩性分界; 22. 拼合带。

同时, 区域地质资料显示, 在永福‒贺州两地区间(荔浦断裂一线)两侧寒武系古生物群落分布差异、迥异的早古生代花岗岩体构造样式及不同岩浆侵位时代, 暗示了两地区可能处于不同的构造分区与区域构造背景。大致以荔浦断裂一线为界, 在其西侧至桂北三江‒靖西一线以北的寒武系碳酸盐岩中古生物群落出现了以从浮游球接子为主(过渡型生物群)至以底栖三叶虫为主(扬子地台生物群)变化(广西壮族自治区地质矿产局, 1985; 韩乃仁等, 1998; 潘罗忠等, 2000), 该侧的早古生代花岗岩体呈NNE向椭圆状展布(图1a), 与前泥盆纪先存的区域构造行迹相协调, 岩浆侵位时代集中在430～400 Ma(程顺波等, 2012; 柏道远等, 2014, 2015); 荔浦断裂一线东侧的寒武系砂泥岩中古生物群落则以微古植物(藻类)和底栖腕足类为主(属东南型生物群)(韦盛孔, 2001); 该侧的早古生代花岗岩体呈NW向的带状展布(图1a), 与前泥盆纪先存的区域构造行迹不相协调, 岩浆侵位时代集中在440～420 Ma(付建明等, 2004; 李晓峰等, 2009; 郭丽爽等, 2017)。基于沉积‒古生物群落‒构造‒岩浆岩资料, 本文认为扬子陆块与华夏陆块再拼合过程中, 其西南段分界线在桂东北地区很可能从永福与贺州之间通过, 再拼合的时间很可能开始于早‒中寒武世。

6.5 对华南与东冈瓦纳大陆关系的启示

古地磁研究表明华南在新元古代晚期到早古生代处于中到低纬度, 靠近东冈瓦纳北缘(Macouin et al., 2004; Yang et al., 2004; Zhang et al., 2015; Xue et al., 2019)。地层记录的动物亲缘关系和相关性表明, 从新元古代晚期到早古生代, 华南与印度北部边缘之间有着密切的关系(McKenzie et al., 2011; Jiang et al., 2014)。Cocks and Torsvik (2013)在重建这一区域古地理时曾提出在寒武系时, 华南沿着印度北缘通过一次右行走滑运动从阿拉伯‒印度漂移到澳大利亚‒南极附近, 以解释区域上华南与周源大陆在震旦纪‒寒武纪复杂的古生物与古地磁联系。

基于前人资料和本次碎屑锆石物源分析结果, 通过对比周缘大陆同时代地层中碎屑锆石年龄谱(图10), 研究表明: 华南震旦纪地层中650～550 Ma锆石源自东非造山带北缘和印度板块南缘, 之后, 华南沿着印度北缘右行走滑漂移到澳大利亚‒南极附近, 在寒武纪时期华南板块地层中550～520 Ma的锆石来自印度板块(北缘550～470 Ma Bhimphedian造山带、南缘570～550 Ma Kuunga造山带)和澳大利亚板块西缘(560～520 Ma Pinjarra造山带)。因此, 本文认为华南晚震旦世‒寒武纪在冈瓦纳超大陆中的位置可能在印度北西缘的外围(图13), 以解释晚震旦世来自阿拉伯地块和印度板块的碎屑物质能够传播到华南, 震旦纪‒寒武纪时期东冈瓦纳超大陆最终聚合(印度‒华南与澳大利亚的汇聚)事件(Xu et al., 2012, 2014, 2016; Martin et al., 2017), 导致华南区域构造体制发生转变(扬子与华夏陆块再拼合), 促使华南接受来自澳大利亚板块的物源。本文永福地区沉积盆地的物源从晚震旦世到寒武纪(＜580～ 520 Ma)发生重大改变正是华南早古生代构造演化的沉积响应。

QT. 羌塘地块; LS. 拉萨地块; BS. 保山地块; YZ. 扬子陆块; CA. 华夏陆块; Sr. 斯里兰卡地块; Mad. 马达加斯加地块; TH. 特提斯喜马拉雅; GH.高喜马拉雅; LH. 小喜马拉雅; GI. 大印度。

7 结 论

(1) 桂东北永福‒贺州两地区晚震旦世‒寒武纪砂岩经历了较强程度的风化作用, 成分成熟度中等, 物源主要以上地壳长英质源区和古老沉积物组分循环为主, 但永福地区晚震旦世老堡组砂岩的物源组成有基性物质混入。在晚震旦世和寒武纪时两地区砂岩可能形成于被动大陆边缘的构造环境。

(2) 贺州地区晚震旦世‒寒武纪砂岩碎屑锆石显示了与华夏陆块亲缘性; 永福地区晚震旦世砂岩碎屑锆石具有明显的扬子陆块亲缘性, 而寒武纪砂岩碎屑锆石显示了与华夏陆块亲缘性, 表明其物源区在早‒中寒武世发生转变。

(3) 早‒中寒武世开始, 南华裂谷盆地逐渐变浅抬升, 扬子陆块与华夏陆块再次拼合, 其西南段分界线在桂东北地区很可能从永福与贺州之间通过。

(4) 在晚震旦世‒寒武纪, 华南位于东冈瓦纳大陆北缘, 毗邻印度‒澳大利亚板块。

致谢:岩矿鉴定、主微量元素分析、锆石LA-ICP-MS U-Pb测试得到了桂林理工大学白艳萍、方贵聪、郑国峰、袁永海、余红霞等老师以及广西区域地质调查研究院同锐灵工程师的大力帮助, 两位匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议, 在此一并表示衷心的感谢！

柏道远, 周亮, 王先辉, 张晓阳, 马铁球. 2007. 湘东南南华系‒寒武系砂岩地球化学特征及对华南新元古代‒早古生代构造背景的制约. 地质学报, 81(6): 755–771.

柏道远, 响钟, 贾朋远, 雄熊, 黄文义. 2014. 南岭西段加里东期苗儿山岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义. 岩石矿物学杂志, 33(3): 407– 423.

柏道远, 钟响, 贾朋远, 雄熊, 黄文义. 2015. 南岭西段加里东期越城岭岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄、地质地球化学特征及其形成构造背景. 地球化学, 44(1): 27– 42.

陈凌云, 张忠伟. 2003. 加里东期扬子板块与南华活动带在广西境内分界线的探讨. 南方国土资源, 12: 8–19.

陈懋弘, 梁金城, 张桂林, 李文杰, 潘罗忠, 李容森. 2006. 加里东期扬子板块与华夏板块西南段分界线的岩相古地理制约. 高校地质学报, 12(1): 111–122.

程顺波, 付建明, 陈希清, 马丽艳, 卢友月. 2012. 桂东北海洋山岩体锆石SHRIMP U-Pb定年和地球化学研究. 华南地质与矿产, 28(2): 132–140.

丁式江, 许长海, 龙文国, 周祖翼, 廖宗廷. 2002. 海南屯昌变火山岩构造属性及其年代学研究. 岩石学报, 18(1): 83–90.

董云鹏, 朱炳泉, 常向阳, 张国伟, 2002. 滇东师宗‒弥勒带北段基性火山岩地球化学及其对华南大陆构造格局的制约. 岩石学报, 18(1): 37–46.

冯佐海, 王春增, 梁金城, 李军朝, 黄永高, 廖家飞, 王睿. 2011. 南岭西段姑婆山‒花山花岗岩基侵位机制与生长方式. 中国科学: 地球科学, 41(6): 816–831.

付建明, 马昌前, 谢才富, 张业明, 彭松柏. 2004. 湖南九嶷山复式花岗岩体SHRIMP锆石定年及其地质意义. 大地构造与成矿学, 28(4): 370–378.

顾雪祥, 刘建明, Oskar S, Franz V, 郑明华. 2003. 江南造山带雪峰隆起区元古宙浊积岩沉积构造背景的地球化学制约. 地球化学, 32(5): 406–426.

广西壮族自治区地质矿产局, 1985. 广西壮族自治区区域地质志. 北京: 地质出版社: 1–853.

郭丽爽, 吕鑫, 王政华, 毛佐国, 张继林, 刘玉琳, 陈旭. 2017. 广西大宁岩体和初洞岩体锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究. 北京大学学报(自然科学版), 53(4): 667–682.

郭令智, 施央申, 马瑞士, 叶尚夫, 卢华复. 1984. 中国东南部地体构造的研究. 南京大学学报(自然科学版), 20(4): 782–739.

韩坤英, 许可娟, 高林志, 丁孝忠, 任留东, 刘燕学, 庞健峰. 2017. 云开地区变质沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素特征及其地质意义. 岩石学报, 33(9): 2939–2956.

韩乃仁, 唐兰, 李容森, 陈暑荣. 1998. 桂林阳朔寒武系球接子的发现及其意义. 桂林工学院学报, 18(2): 154–155.

洪大卫, 谢锡林, 张季生. 2002. 试析杭州‒诸广山‒花山高Nd值花岗岩带的地质意义. 地质通报, 21(6): 348– 354.

胡肇荣, 邓国辉. 2009. 钦‒杭接合带之构造特征. 东华理工大学学报(自然科学版), 32(2): 114–122.

李献华. 1999. 广西北部新元古代花岗岩锆石U-Pb年代学及其构造意义. 地球化学, 28(1): 1–9.

李献华, 李武显, 何斌. 2012. 华南陆块的形成与Rodinia超大陆聚合‒裂解——观察、解释与检验. 矿物岩石地球化学通报, 31(6): 543–559.

李晓峰, 冯佐海, 李容森, 唐专红, 屈文俊, 李军朝. 2009. 华南志留纪钼的矿化: 白石顶钼矿锆石SHRIMP U-Pb年龄和辉钼矿Re-Os年龄证据. 矿床地质, 28(4): 403–412.

梁斌, 王全伟, 阚泽忠. 2006. 珙县恐龙化石埋藏地自流井组泥质岩地球化学特征及其对物源区和古风化作用的指示. 矿物岩石, 26(3): 94–99.

刘宝珺, 许效松. 1994. 中国南方岩相古地理图集. 北京: 科学出版社: 1–188.

刘耀荣, 贺春平, 刘富国, 郑基俭. 2003. 都庞岭岩体环斑花岗岩的特征. 华南地质与矿产, 19(2): 23–29.

鲁学悟, 冯佐海, 郭俊刚, 杨锋. 2008. 南岭西段永和‒太保花岗岩体的地球化学特征及其大地构造环境. 世界地质, 27(2): 156–163.

马筱. 2018. 黔东及其邻区早古生代构造变形机制及其演化过程. 北京: 中国地质大学博士学位论文: 1–129.

潘罗忠, 李容森, 韩乃仁. 2000. 桂北阳朔‒恭城地区早古生代地层新资料. 广西地质, 13(4): 15–17.

饶家荣, 肖海云, 刘耀荣, 柏道远, 邓延林. 2012. 扬子、华夏古板块会聚带在湖南的位置. 地球物理学报, 55(2): 484–502.

舒良树. 2006. 华南前泥盆纪构造演化: 从华夏地块到加里东期造山带. 高校地质学报, 12(4): 418–431.

舒良树. 2012. 华南构造演化的基本特征. 地质通报, 31(7): 1035–1053.

王丽娟, 于津海, O’Reilly S Y, Griffin W L, 孙涛, 魏震洋, 舒良树, 蒋少涌. 2008. 华夏南部可能存在Grenville期造山作用: 来自基底变质岩中锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素信息. 科学通报, 53(14): 1680–1692.

王鹏鸣, 于津海, 孙涛, 时毓, 陈培荣, 赵葵东, 陈卫峰, 刘潜. 2013.湘桂震旦‒寒武纪沉积岩组成的变化——对华南构造演化的指示. 中国科学: 地球科学, 43(11): 1893–1906.

王孝磊, 周金城, 陈昕, 张凤凤, 孙梓铭. 2017. 江南造山带的形成与演化. 矿物岩石地球化学通报, 36(5): 714–735.

韦盛孔. 2001. 广西平南县金秀地区寒武纪微古植物群. 广西地质, 14(4): 12–16.

魏震洋, 于津海, 王丽娟, 舒良树. 2009. 南岭地区新元古代变质沉积岩的地球化学特征及构造意义. 地球化学, 38(1): 1–19.

吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, 49(16): 1589–1604.

夏斌. 1984. 广西龙胜元古代二种不同成因蛇绿岩岩石地球化学及侵位方式研究. 南京大学学报(自然科学版), (3): 554-566.

杨明桂, 梅勇文. 1997. 钦‒杭古板块结合带与成矿带的主要特征. 华南地质与矿产, 3: 52–59.

杨世文, 楼法生, 杨坤光, 张芳荣, 凌国卿, 曹员兵. 2016. 江西南部震旦‒寒武纪寻乌岩组变沉积岩地球化学特征及构造意义. 中国地质, 43(1): 351–366.

殷鸿福, 吴顺宝, 杜远生, 彭元桥. 1999. 华南是特提斯多岛洋体系的一部分. 地球科学, 24(1): 3–14.

于津海, 魏震洋, 王丽娟, 舒良树, 孙涛. 2006. 华夏地块: 一个由古老物质组成的年轻陆块. 高校地质学报, 12(4): 440–447.

张爱梅, 王岳军, 范蔚茗, 张菲菲, 张玉芝. 2011. 福建武平地区桃溪群混合岩U-Pb定年及其Hf同位素组成: 对桃溪群时代及郁南运动的约束. 大地构造与成矿学, 35(1): 64–72.

张国伟, 郭安林, 王岳军, 李三忠, 董云鹏, 刘少峰, 何登发, 程顺有, 鲁如魁, 姚安平. 2013. 中国华南大陆构造与问题. 中国科学: 地球科学, 43(10): 1553– 1582.

张雄, 曾佐勋, 刘伟, 潘黎黎, 杨宝忠, 刘建雄, 魏运许, 贺赤诚, 李绍凡. 2016. 湘南‒桂东北地区寒武‒奥陶纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年代学特征及其地质意义. 中国地质, 43(1): 153–173.

周雪瑶, 于津海, 王丽娟, 沈林伟, 张春晖. 2015. 粤西云开地区基底变质岩的组成和形成. 岩石学报, 31(3): 855–882.

Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb., 192(1): 59–79.

Bhatia M R and Crook K A W. 1986. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins., 92: 181–193.

Black L P, Kamo S L, Allen C M, Aleinikoff J N, Davis D W, Korsch R J and Foudoulis C. 2003. TEMORA 1: A new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology., 200: 155–170.

Cawood P A. 2005. Terra Australis Orogen: Rodinia breakup and development of the Pacific and Iapetus margins of Gondwana during the Neoproterozoic and Paleozoic., 69(3): 249–279.

Cawood P A, Johnson M R W and Nemchin A A. 2007. Early Palaeozoic orogenesis along the Indian margin of Gondwana: Tectonic response to Gondwana assembly., 255(1–2): 70–84.

Cawood P A, Zhao G C, Yao J L, Yao J L, Wang W, Xu Y J and Wang Y J. 2018. Reconstructing South China in Phanerozoic and Precambrian supercontinents., 186: 173–194.

Chen Q, Sun M, Long X P, Zhao G C, Wang J, Yu Y and Yuan C. 2017. Provenance study for the Paleozoic sedimentary rocks from the west Yangtze Block: Constraint on possible link of South China to the Gondwana supercontinent reconstruction., 309: 271–289.

Cocks L R M and Torsvik T H. 2013. The dynamic evolution of the Palaeozoic geography of eastern Asia., 117: 40–79.

Compston W, Williams I S, Kirschvink J L, Zhang Z H and Ma G G. 1992. Zircon U-Pb ages for the early Cambrian time scale., 149: 171–184.

Ding R X, Zou H P, Min K, Yin F, Du X D, Ma X Y, Su Z X and Shen W J. 2017. Detrital Zircon U-Pb Geochronology of Sinian-Cambrian Strata in the Eastern Guangxi Area, China., 28(2): 295–304.

Fedo C M, Nesbitt H W and Young G M. 1995. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and provenance., 23: 921–924.

Floyd P A and Leveridge B E. 1987. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho Basin, south Cornwall: Framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones., 144(4): 531–542.

Girty G H, Ridge D L, Knaack C, Jonhson D and Al-Riyami R K. 1996. Provenance and depositional setting of Paleozoic chert and argillite, Sierra Nevada, California., 66: 107–118.

Guo L G, Liu Y P, Li C Y, Xu W and Ye L. 2009. SHRIMP zircon U-Pb geochronology and lithogeochemistry of Caledonian Granites from the Laojunshan area, southeastern Yunnan Province, China: Implications for the collision between the Yangtze and Cathaysia blocks., 473: 101–122.

Guo L H and Gao R. 2018. Potential-field evidence for the tectonic boundaries of the central and western Jiangnan belt in South China., 309: 45–55.

Jackson S E, Pearson N J, Griffin W L and Belousova E A. 2004. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry toU-Pb zircon geochronology., 211: 47–69.

Jenkins R, Cooper J A and Compston W. 2002. Age and biostratigraphy of Early Cambrian tuffs from SE Australia and southern China., 159(6): 645–658.

Jiang B Y, Sinclair H D, Niu Y Z and Yu J H. 2014. Late Neoproterozoic-Early Paleozoic evolution of the South China Block as a retroarc thrust wedge/foreland basin system., 103: 23–40.

Li H B, Jia D, Wu L, Zhang Y, Yin H W, Wei G Q and Benliang L. 2013. Detrital zircon provenance of the Lower Yangtze foreland basin deposits: Constraints on the evolution of the early Palaeozoic Wuyi-Yunkai orogenic belt in South China., 150(6): 959–974.

Li L M, Lin S F, Xing G F, Jiang Y and He J. 2017. First direct evidence of Pan-african orogeny associated with Gondwana assembly in the Cathaysia block of southern China., 7(1): 794.

Li X H. 1999. U-Pb zircon ages of granites from the southern margin of the Yangtze Block: Timing of Neoproterozoic Jinning: Orogeny in SE China and implications for Rodinia Assembly., 97(1–2): 43–57.

Li X H, Li W X, Li Z X, Lo C H, Wang J, Ye M F and Yang Y H. 2009. Amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks in South China: Constraints from SHRIMP U-Pb zircon ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Shuangxiwu volcanic rocks., 174: 117–128.

Li X H, Li Z X and Li W X. 2014. Detrital zircon U-Pb age and Hf isotope constrains on the generation and reworking of Precambrian continental crust in the Cathaysia Block, South China: A synthesis., 25(3): 1202–1215.

Li Z X, Li X H, Warthol J A, Clark C, Li W X, Zhang C L and Bao C M. 2010. Magmatic and metamorphic events during the early Paleozoic Wuyi-Yunkai orogeny, southeastern South China: New age constraints and pressure-temperature conditions., 122(5–6): 772–793.

Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C, Zong K and Wang D. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Ludwig K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.00: A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Special Publication, 4: 1–71.

Macouin M, Besse J, Ader M, Gilder S, Yang Z, Sun Z and Agrinier P. 2004. Combined paleomagnetic and isotopic data from the Doushantuo carbonates, South China: Implications for the “snowball Earth” hypothesis., 224(3): 387–398.

Markwitz V, Kirkland C L, Wyrwoll K H, Hancock E A, Evans N J and Lu Y. 2017. Variations in zircon provenance constrain age and geometry of an early paleozoic rift in the Pinjarra orogen, East Gondwana., 36: 2477–2496.

Martin E L, Collins W J and Kirkland C L. 2017. An Australian source for Pacific-Gondwanan zircons: Implications for the assembly of northeastern Gondwana., 45(8): 699–702.

Mckenzie N R, Hughes N C, Myrow P M, Xiao S and Sharma M. 2011. Correlation of Precambrian-Cambrian sedimentary succession across northern India and the utility of isotopic signatures of Himalayan lithotectonic zones., 312: 471–483.

McLennan S M, Hemming S, Mcdaniel D K and Hanson G N. 1993. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics., 284: 21–40.

McLennan S M, Taylor S R, McCulloch M T and Maynard J B. 1990. Geochemical and Nd-Sr isotopic composition of deep-sea turbidites: Crustal evolution and plate tectonic associations., 54(7): 2015–2050.

Murray R W, Buchholta ten Brink M R, Jones D L, Gerlach D C and Price Russ III G. 1990. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale., 18(3): 268–271.

Myrow P M, Hughes N C, Goodge J W, Fanning C M, Williams I S, Peng S, Bhargava O N, Parcha S K and Pogue K R. 2010. Extraordinary transport and mixing of sediment across Himalayan central Gondwana during the Cambrian-Ordovician., 122: 1660–1670.

Nesbitt H W and Young G M. 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites., 299: 715–717.

Nesbitt H W and Young G M. 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations., 48: 1523–1534.

Robinson F A, Foden J D, Collins A S and Payne J L. 2014. Arabian Shield magmatic cycles and their relationship with Gondwana assembly: Insights from zircon U-Pb and Hf isotopes., 408: 207–225.

Roser B P and Korsch R J. 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2content and K2O/Na2O ratios., 94: 635– 650.

Roser B P and Korsch R J. 1988. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminantcuion analysis of major-element data., 67: 119–139.

Santosh M, Hu C N, He X F, Li S S, Tsunogae T, Shaji E and Indu G. 2017. Neoproterozoic arc magmatism in the southern Madurai Block, India: Subduction, relamination, continental outbuilding, and the growth of Gondwana., 45: 1–42.

Santosh M, Maruyama S, Sawaki Y and Meeet J G. 2014a. The Cambrian explosion: Plume-driven birth of the second ecosystem on Earth., 25(3): 945–965.

Santosh M, Tsunogae T, Malaviarachchi S P K, Zhang Z, Ding H X, Tang L and Dharmapriya P L. 2014b. Neoproterozoic crustal evolution in Sri Lanka: Insights from petrologic, geochemical and zircon U-Pb and Lu-Hf isotopic data and implications for Gondwana assembly., 255: 1–29.

Shu L S, Jahn B M, Charvet J, Santosh M, Wang B, Xu X S and Jiang S Y. 2014. Early Paleozoic depositional environment and intraplate tectono-magmatism in the Cathaysia Block (South China): Evidence from stratigraphic, structural, geochemical and geochronological investigations., 314: 154– 186.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell: 1–312.

Veevers J J, Belousova E A, Saeed A, Sircombe K, Cooper A F and Read S E. 2006. Pan-Gondwanaland detrital zircons from Australia analysed for Hf-isotopes and trace elements reflect an ice-covered Antarctic provenance of 700–500 Ma age,DMof 2.0–1.0 Ga, and alkaline affinity., 76(3): 135–174.

Veevers J J and Saeed A. 2008. Gamburtsev Subglacial Mountains provenance of Permian-Triassic sandstones in the Prince Charles Mountains and offshore Prydz Bay: Integrated U-Pb andDMages and host-rock affinityfrom detrital zircons., 14(3): 316–342.

Wang J and Li Z X. 2003. History of Neoproterozoic rift basins in South China: Implications for Rodinia break-up., 122(1): 141–158.

Wang L J, Griffin W L, Yu J H and O’Reilly S Y. 2013a. U-Pb and Lu-Hf isotopes in detrital zircon from Neoproterozoic sedimentary rocks in the northern Yangtze Block: Implications for Precambrian crustal evolution., 23(4): 1261–1272.

Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, Wang R C, Qiu J S, O’Reilly S Y, Xu X S, Liu X M and Zhang G L. 2007. Detrital zircon geochronology of Precambrian basement sequences in the Jiangnan orogen: Dating the assembly of the Yangtze and Cathaysia Blocks., 159: 117–131.

Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, Zhao G C, Yu J H, Qiu J S, Zhang Y J and Xing G F. 2014. Geochemical zonationacross a Neoproterozoic orogenic belt: Isotopic evidence from granitoids and metasedimentary rocks of the Jiangnan orogen, China., 242: 154–171.

Wang Y J, Fan W M, Guo F, Peng T and Li C. 2003. Geochemistry of Mesozoic mafic rocks adjacent to the Chenzhou-Linwu fault, South China: Implications for the lithospheric boundary between the Yangtze and Cathaysia Blocks., 45: 263–286.

Wang Y J, Zhang A M, Cawood P A, Fan W M, Xu J F, Zhang G W and Zhang Y Z. 2013b. Geochronological, geochemical and Nd-Hf-Os isotopic fingerprinting of an early Neoproterozoic arc-back-arc system in South China and its accretionary assembly along the margin of Rodinia., 231: 343–371.

Wang Y J, Zhang F F, Fan W M, Zhang G W, Chen S Y, Cawood P A and Zhang A M. 2010. Tectonic setting of the South China Block in the early Paleozoic: Resolving intracontinental and ocean closure models from detrital zircon U-Pb geochronology., 29: TC6020.

Wu L, Jia D, Li H B, Deng F and Li Y Q. 2010. Provenance of detrital zircons from the late Neoproterozoic to Ordovician sandstones of South China: Implications for its continental affinity., 147(6): 974–980.

Xu D R, Xia B, Li P C, Chen G H, Ma C and Zhang Y Q. 2007. Protolith natures and U-Pb sensitive high mass-resolution ion microprobe (SHRIMP) zircon ages of the metabasites in Hainan Island, South China: Implications for geodynamic evolution since the late Precambrian., 16(4): 575–597.

Xu Y J, Cawood P A and Du Y S. 2016. Intraplate orogenesis in response to Gondwana assembly: Kwangsian Orogeny, South China., 316: 329–362.

Xu Y J, Cawood P A, Du Y S, Zhong Z Q and Hughes N C. 2014. Terminal suturing of Gondwana along the southern margin of South China Craton: Evidence from detrital zircon U-Pb ages and Hf isotopes in Cambrian and Ordovician strata, Hainan Island., 33(12): 2490–2504.

Xu Y J, Du Y S, Cawood P A, Zhu Y H, Li W C and Yu W C. 2012. Detrital zircon provenance of Upper Ordovician and Silurian strata in the northeastern Yangtze Block: Response to orogenesis in South China., 267–268: 63–72.

Xue E K, Wang W, Huang S F and Lu G M. 2019. Detrital zircon U-Pb-Hf isotopes and whole-rock geochemistry of neoproterozoic-cambrian successions in the Cathaysia Block of South China: Implications on paleogeographic reconstruction in supercontinent., 331: 1–18.

Yang Z Y, Sun Z, Yang T and Pei J. 2004. A long connection (750‒380 Ma) between South China and Australia: Paleomagnetic constraints., 220: 423–434.

Yao J L, Shu L S and Santosh M. 2014. Neoproterozoic arc-trench system and breakup of the South China Craton: Constraints from N-MORB type and arc-related mafic rocks, and anorogenic granite in the Jiangnan orogenic belt., 247: 187–207.

Yao J L, Shu L S, Santosh M and Li J Y. 2012. Precambrian crustal evolution of the South China Block and its relation to supercontinent history: Constraints from U-Pb ages, Lu-Hf isotopes and REE geochemistry of zircons from sandstones and granodiorite., 208–211: 19–48.

Yao W H, Li Z X, Li W X and Yang J H. 2015. Detrital provenance evolution of the Ediacaran-Silurian Nanhua foreland basin, South China., 28(4): 1449–1465.

Yu J H, O’Reilly S Y, Wang L J, Griffin W L, Zhang M, Wang R C, Jiang S Y and Shu L S. 2008. Where was South China in the Rodinia supercontinent? Evidence from U-Pb geochronology and Hf isotopes of detrital zircons., 164: 1–15.

Yu J H, O’Reilly S Y, Wang L J, Griffin W L, Zhou M F, Zhang M and Shu L S. 2010. Components and episodic growth of Precambrian crust in the Cathaysia Block, South China: Evidence from U-Pb ages and Hf isotopes of zircons in Neoproterozoic sediments., 181: 97–114.

Zhang A M, Wang Y J, Fan W M, Zhang Y Z and Yang J. 2012. Earliest Neoproterozoic (ca. 1.0 Ga) arc-back-arc basin nature along the northern Yunkai Domain of the Cathaysia Block: Geochronological and geochemical evidence from the metabasite., 220–221: 217–233.

Zhang C L, Santosh M, Zhu Q B, Chen X Y and Huang W C. 2015. The Gondwana connection of South China: Evidence from monazite and zircon geochronology in the Cathaysia Block., 28: 1137–1151.

Zhang Z J and Wang Y H. 2007. Crustal structure and contact relationship revealed from deep seismic sounding data in South China., 165: 114–126.

Zhao G C and Guo J H. 2012. Precambrian geology of China: Preface., 222: 1–12.

Zhao T Y, Feng Q L, Metcalfe I, Milan L, Liu G H and Zhang Z B. 2017. Detrital zircon U-Pb-Hf isotopes and provenance of Late Neoproterozoic and Early Paleozoic sediments of the Simao and Baoshan blocks, SW China: Implications for Proto-Tethys and Paleo-Tethys evolution and Gondwana reconstruction., 51: 193–208.

Zhao Z H and Zhou L D. 1997. REE geochemistry of some alkali-rich intrusive rocks in China.(), 40(2): 145–158.

Zhou J C, Wang X L and Qiu J S. 2009. Geochronology of Neoproterozoic mafic rocks and sandstones from northeastern Guizhou, South China: Coeval arc magmatismand sedimentation., 170(1): 27–42.

Zhou J L, Rasoamalala V, Razoeliarimalala M, Ralison B and Luo Z H. 2015. Age and geochemistry of Early Cambrian post-collisional granites from the Ambatondrazaka area in east-central Madagascar., 106: 75–86.

Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, Dilek Y, Wang Q, Ji W H, Dong G C, Sui Q L, Liu Y S, Yuan H L and Mo X X. 2012. Cambrian bimodal volcanism in the Lhasa Terrane, southern Tibet: Record of an early Paleozoic Andean-type magmatic arc in the Australian proto-Tethyan margin., 328: 290–308.

Provenance of Late Sinian-Cambrian Sandstones in Northeastern Guangxi: Constraints on Early Paleozoic Tectonic Evolution of South China Block

LIU Yizhi1, 2, PANG Chongjin1, 2, 3*, FENG Zuohai1, 2, 3, KANG Zhiqiang1, 2, 3, LAN Jianning1, ZHU Jiaming1, XIAO Bingqing1and YU Wenliang1

(1.College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 2. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 3. Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi, Guilin 541004, Guangxi, China)

Late Sinian-Cambrian sandstones are well preserved in the northeastern area of the Guangxi Zhuang Autonomous Region, which is the western part of the Nanling Metallogenic Belt and the southern extension of the Jiangshan-Shaoxing fault zone, and can thus provide crucial information to constrain the Early Paleozoic tectonic evolution of the South China Block. This study presents petrological, geochemical and geochronological data of the Late Sinian-Cambrian sandstones in order to reveal their provenance and to constrain the Early Paleozoic tectonic evolution of the South China Block. Results show that the quartzofeldspathic sandstone and quartzose greywacke in the Yongfu and Hezhou areas are generally characterized by the enrichment of light Rare Earth Elements (REE), depletion of heavy REE, with negative Eu and Ce anomalies. The detritus could have been dominated by the recycled felsic igneous rocks and sedimentary components. Geochemical results suggest that the Late Sinian-Cambrian sandstones in the Yongfu and Hezhou areas may have been deposited in a tectonic setting that resembles passive continental margin. U-Pb ages of detrital zircon grains in the Yongfu Late Sinian sandstones peak at 900 to 780 Ma, with subordinated peak at 2.0 Ga, showing an affinity with the Yangtze Block. The Cambrian sandstones in the Yongfu area and the Late Sinian-Cambrian sandstones in the Hezhou area are characterized by large amounts of ca.1.0 Ga detrital zircon grains, showing an affinity with the Cathaysia Block. Combined with paleogeography, the shift of provenance of the Cambrian sandstones in the Yongfu area suggests that the Nanhua rift basin became shallower and smaller during the Early Cambrian. The Yangtze Block and the Cathaysia Block began to assemblage again during the early-Middle Cambrian (＞520 Ma), with a southwestern boundary between the Yongfu and the Hezhou areas. Based on detrital zircon provenance analyses, we propose that the South China Block was located at the periphery of the northwestern margin of India in East Gondwana during the Late Sinian to Cambrian.

Late Sinian-Cambrian; sedimentary geochemistry; detrital zircon U-Pb dating; boundary between Yangtze and Cathaysia blocks; gondwana continent

2019-12-16;

2020-03-28;

2020-09-16

国家自然科学基金项目(42072259、41703039)、广西研究生教育创新计划项目(YCBZ2019055)、中国地质调查局基础地质调查项目(DD20190022)、广西中青年教师基础能力提升项目(2021KY0250)、广西隐伏金属矿产勘查重点实验室课题(19-185-17-06)联合资助。

刘奕志(1986–), 男, 博士研究生, 地质资源与地质工程专业。Email: liuyz130505@163.com

庞崇进(1983–), 男, 副教授, 从事沉积学和盆地动力学研究。Email: chongjinpang@glut.edu.cn

P542; P597

A

1001-1552(2021)04-0761-025