桂东南南渡正长岩年代学、地球化学特征及其构造意义

陈新跃，王岳军，张玉芝，张爱梅，曹有金

(1.湖南科技大学地质系，湖南 湘潭411201;2.中国科学院 广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广东广州510640;3.页岩气资源利用湖南省重点实验室，湖南湘潭411201)

华南中生代岩浆活动强烈，形成大面积分布的火成岩。然而，关于这些火成岩形成的构造背景却一直是研究者们长期争论的焦点。有学者认为华南中生代为活动大陆边缘环境，其岩浆活动与古太平洋板块向欧亚大陆俯冲有关(Jahn et al.，1976，1990;Holloway，1982;黄萱等，1986;Charvet et al.，1994;Martin et al.，1994;Lan et al.，1996;Lapierre et al.，1996;Zhou and Li，2000;Li and Li，2007;张旗等，2011)，也有一些学者则认为华南在中侏罗世－白垩纪为非造山期的板内伸展－裂谷环境，岩浆活动与岩石圈伸展、幔源岩浆底侵和地温梯度增高有关(Gilder et al.，1991，1996;李献华等，1999;Li，2000;陈志刚等，2003;李社宏等，2010;陈希清等，2010)。近年来，在桂东南地区陆续发现一些中－基性和酸性富碱的碱性侵入岩(图1a)，李献华等(1999)根据岩石的地球化学特征将其命名为钾玄岩。由于钾玄质系列岩石主要形成于岛弧环境，包括大洋弧、大陆弧以及碰撞后弧，只有极少数钾玄岩产于板内环境，在构造演化研究中具有重要的意义。前人对桂东南花山岩体、同安岩体、牛庙岩体、里松岩体、清湖岩体和马山岩体等开展了大量的年代学和元素地球化学研究工作，取得了丰硕的成果(广西壮族自治区地质矿产局，1985;徐磊明和袁宗信，1992;朱金初和李向东，1988;朱金初等，1989，2005，2006a，b;袁宗信和张宗清，1992;李献华等，1997，1999，2000，2001，2009;Chen and Jahn，1998;陈培荣等，2002;赵葵东等，2009;Wang et al.，2012)。这些岩体的研究成果为理解桂东南、乃至华南晚中生代构造背景具有重要意义。但还有一些正长岩体没有资料报道，如南渡岩体。本文拟报道桂东南地区南渡正长岩的锆石U-Pb年龄和元素－同位素地球化学特征，以期为华南晚中生代岩浆活动机制提供新的信息。

图1 桂东南碱性侵入岩分布图(a)(据李献华等，1999修改)及南渡地区地质略图(b)Fig.1 Simplified map showing the distribution of the alkali rocks in Southeastern Guangxi(a)(modified from Li et al.，1999)，and sketched geological map of the Nandu region(b)

1 地质背景和样品特征

桂东南碱性侵入岩体分布在平乐、贺县、博白、桂平、横县、岑溪、梧州的广西东南部地区，沿博白－岑溪断裂带及十万大山东西两侧陆续出露有燕山期石英正长岩、正长岩和二长岩体(包括西山岩体、马山岩体、马其岗岩体、清湖岩体、罗荣岩体和南渡岩体等)以及印支－燕山期的闪长岩－花岗岩体(同安－牛庙岩体、里松岩体和杨梅岩体等)等(图1a)。这些钾玄质侵入岩体均未变形，主要侵入于下古生界，马山岩体还侵入到晚海西－早印支期的大容山岩体(广西壮族自治区地质矿产局，1985)。

南渡正长岩体位于岑溪市南渡镇，呈南北向带状分布，现出露面积约8 km2(图1b)。岩体侵入地层为下古生界，向北与三叠纪花岗岩以博白－岑溪断层相隔。正长岩体的边缘为中侏罗世二长岩，形成正长岩－二长岩组合;岩体中部大部分地区被晚侏罗世花岗岩体侵入(图1b)。南渡正长岩呈肉红色，局部被蚀变为褐色，一般具有等粒中－粗粒(几毫米至数十毫米)结构，局部地方暗色矿物分布相对集中，但未发现有基性包体，块状构造。正长岩岩性为辉石正长岩或角闪石辉石正长岩，岩石中辉石为单斜辉石(0～10%)，未见斜方辉石颗粒;一般仅含少量(＜1%)或不含黑云母;角闪石大多为普通角闪石(0～7%);钾长石以微斜条纹长石为主(85% ～90%);石英含量少，一般在5%以下;副矿物主要为锆石、磷灰石和磁铁矿等。本文所有样品均采自南渡的辉石正长岩体。

2 分析方法

通过人工重砂法从新鲜的样品中分选出锆石，然后在双目显微镜下挑选出无裂隙、无包体、透明干净的自形锆石颗粒，将其与一片RSES参考样SL13及数粒标准锆石Temora(年龄为417 Ma)在玻璃板上用环氧树脂固定、抛光，然后进行反射光和透射光照相，并进行CL图像分析以检查锆石内部的结构。所有用于定年的锆石均为透明－半透明柱状矿物，内部具明显的岩浆振荡环带，与岩浆成因锆石相似。锆石U-Pb同位素分析在香港大学的Nu Plasma ICP-MS激光离子探针完成，激光剥蚀系统为RESO-lution M-50，分析采用激光束斑直径为30 μm，激光脉冲为5 Hz。207Pb/206Pb和206Pb/238U计算采用GLITTER 4.0 程序(Jackson et al.，2004)。详细的分析步骤和数据处理方法见Xia et al.(2011)。

全岩的主量和微量元素在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。主量元素分析是用Rigaku RIX 2000型荧光光谱仪(XRF)分析，分析精度为1% ～5%，具体的实验流程见Li et al.(2005)。微量元素的分析则采用Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析精度为2% ～5%，详细的实验方法见刘颖等(1996)。Sr-Nd同位素在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。用阳离子树脂分离 Rb、Sr和REE，用HDEHP进一步分离Sm和Nd。Sr-Nd同位素组成用Micromass Isoprobe型多接收器等离子质谱仪(MC-ICPMS)测定。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd=0.7219 校正。详细的Sr-Nd同位素分析方法分别见韦刚健等(2002)和梁细荣等(2003)。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

样品10YK53A取自南渡正长岩体(22°52.097'N，110°47.965'E)，所分析的锆石形态完整，有明显的振荡环带构造，属岩浆成因锆石。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果分析见表1和图2。样品10YK53A中锆 石所 测 25 个 点 的 Th/U=0.31 ～ 1.37，206Pb/238U表面年龄为152±2 Ma ～ 171±1 Ma，其中23个点具有比较一致的的206Pb/238U表面年龄(162～163 Ma)，其206Pb/238U加权平均年龄为162±1 Ma(n=23，MSWD=0.1)。所获162±1 Ma的年龄可解释为桂西南南渡正长岩体的结晶年龄。

表1 10YK53A样品中锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果Table1 LA-ICP-MS U-Pb results for zircons from the Nandu syenite(10YK53A)

图2 南渡正长岩(10YK53A)锆石U-Pb谐和图和部分锆石的阴极发光(CL)图像Fig.2 Concordia diagram and CL images of zircons from the Nandu syenite(10YK53A)

3.2 地球化学特征

桂西南南渡正长岩的主量元素和微量元素分析数据列于表2。8个样品 SiO2含量为61.78% ～63.39%，MgO 含量极低(0.45% ～0.72%)，全碱含量高(K2O+Na2O=11.18% ～12.30%)。在 Middlemost(1994)提出的侵入岩(K2O+Na2O)-SiO2图中落入正长岩区(图3a)，且样品具有高的K2O含量(6.47% ～ 9.06%)、K2O/Na2O 值(1.37 ～2.80)，TiO2含量低 (0.58% ～0.71%)，高的 Al2O3含量(17.2% ～18.2%)，在 Rickwood(1989)的K2O-SiO2图上属于高钾的钾玄质系列(图3b)。

南渡正长岩样品具有非常高的稀土元素丰度(ΣREE=323.67 ～750.17 μg/g)。在球粒陨石标准化图解上，所有样品都显示出LREE富集，HREE亏损的右倾型分布模式(图4a)，LREE和HREE分异明显，(La/Yb)N=13.8 ～38.7，其中 LREE 分异明显 ((La/Sm)N=3.63 ～7.50)，HREE 分异相对较弱 ((Gd/Yb)N=2.20 ～ 3.12)，δEu=0.48 ～0.74。在原始地幔标准化多元素蛛网图中(图4b)，样品大离子亲石元素(LILE)富集，但Sr、P和Ti显示明显的负异常，Zr-Hf异常不明显。Sr、P和Ti负异常表明在岩浆演化过程中经历了斜长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用。正长岩存在低的MgO含量，其大离子亲石元素 Rb-Sr-Ba双变量图解(Azman，2000，图5)显示有黑云母的分离结晶作用，与岩石少见黑云母一致。与具有岛弧特征的钾玄质岩石不同的是，南渡正长岩无明显的Nb-Ta异常，Nb/La=0.64 ～1.72(平均1.30)，与其他桂东南钾玄质侵入岩(李献华等，1999)和赣南正长岩(陈志刚等，2003)类似，有着与板内玄武岩相似微量元素分布形式。

南渡正长岩样品Sr-Nd同位素分析结果见表3。3个代表性正长岩样品的(87Sr/86Sr)i=0.70479～0.70563，εNd(t)值 变 化 范 围 较 小 (+0.32 ～+0.84)，与广西花山、同安、牛庙和赣南全南钾玄质岩石有着相似的Sr-Nd同位素组成(朱金初等，1989;李献华等，1999;陈志刚等，2003)。3个样品的 Nd/Th=0.62 ～2.29，虽然 εNd(t)和Nd/Th 值有一定的正相关性，但与桂东南和全南较高的εNd(t)和Nd/Th相比均明显偏低。

4 讨论

4.1 形成年龄

桂东南钾玄质侵入岩主要侵入下古生界，其中马山岩体侵入到晚海西－早印支期的大容山花岗岩体中，李献华等(1999)认为这些钾玄质侵入岩很可能形成于中生代燕山期。徐磊明和袁宗信(1992)获得桂东南钾玄质侵入岩带南部清湖岩体的锆石U-Pb下交点年龄为158±2 Ma，而李献华等(2009)获得清湖岩体的 SIMS锆石U-Pb年龄为160±1 Ma。朱金初等(1989)在桂东南钾玄质侵入岩带北部获得一批Rb-Sr等时线年龄，认为同安和牛庙岩体为 210.5 Ma，形成于印支期;花山岩体为164.7 Ma，形成于燕山早期。而朱金初等(2006a，b)获得桂东北牛庙岩体和同安岩体SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为163±4 Ma和160±4 Ma。赵葵东等(2009)对桂东北的花山、同安、牛庙和里松等岩体进行了元素地球化学和年代学研究，认为这些岩体形成于燕山早期(160～163 Ma)，与李献华等(2009)获得里松岩体SIMS锆石U-Pb年龄一致。李献华等(2000，2001)获得马山岩体角闪石单矿物39Ar-40Ar坪年龄为164±2 Ma。南渡岩体位于桂东南钾玄质侵入岩带的中部，侵入地层为下古生界，其形成时代也应与清湖、花山和里松等岩体相近。本次取自于南渡正长岩的样品(10YK53A)中LA-ICPMS锆石U-Pb定年所测25个分析点中有23个点取得了基本一致的206Pb/238U表面年龄(162～163 Ma)，经过计算后，获得162±1 Ma(MSWD=0.1)的加权平均年龄。这个年龄与桂东南钾玄质侵入岩带南部的清湖岩体和北部的花山岩体的形成年龄在误差范围内基本一致，可代表南渡正长岩的形成年龄。因此，162±1 Ma的加权平均年龄可解释为南渡正长岩的结晶年龄。此外，在南岭花岗岩区和赣杭带南段发现有少量侏罗纪正长岩，峰期年龄为160 Ma(Zhou and Li，2000;李献华等，1997，1999，2000，2001，2009;陈志刚等，2003;Zhou et al.，2006;Huang et al.，2008;He et al.，2010;Wang et al.，2012)，暗示在燕山早期华南有一次较大规模的碱性岩浆活动。

图3 (K2O+Na2O)-SiO2岩石化学分类图(a)和K2O-SiO2图解(b)Fig.3 (K2O+Na2O)vs SiO2diagram(a)(Middlemost，1994)and K2O vs SiO2diagram(b)for the Nandu syenite

图4 南渡正长岩稀土元素配分模式图(a)(球粒陨石数据值据Boynton，1984)和微量元素蛛网图(b)(原始地幔数据值据Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE-patterns(a)and spider diagram for the Nandu syenite(b)(the normalized values for chondrite and primitive mantle are from Boynton(1984)and Sun and McDonough(1989)，respectively)

图5 南渡正长岩Rb-Sr-Ba元素双变量图解(据Azman，2000)(Hb.角闪石，Pl.斜长石，Ksp.钾长石，Bi.黑云母)Fig.5 Ba-Sr and Rb-Ba diagrams for the Nandu syenite(modified from Azman，2000)(Hb.Hornblende，Pl.Plagioclase，Ksp.K-feldspar，Bi.Biotite)

表3 南渡正长岩Sr-Nd同位素分析数据表Table3 Sr-Nd isotopic composition of the Nandu syenite

4.2 构造环境探讨

钾玄质岩石主要形成于岛弧环境，包括大洋岛弧、大陆岛弧以及碰撞后弧，只有极少数钾玄岩产于板内环境。岛弧钾玄岩具有高度富集LILE和LREE以及显著的 Ta-Nb-Ti负异常(Muller and Goves，1995;Rock，1991)。大洋板内钾玄岩具有典型洋岛玄武岩(OIB)微量元素特征(Weaver et al.，1987);而大陆板内钾玄岩既有岛弧型微量元素特征(如北美 Colorada(Leat et al.，1988)、印度尼西亚加里曼丹的Borneo(Bergman et al.，1988)和澳大利亚东南部的Lachlan Fold Belt(Wyborn，1992))，也有OIB型微量元素特征(如东非裂谷，Rogers et al.，1988)。板内钾玄质岩浆的形成通常与软流圈地幔上涌和岩石圈伸展－减薄相关(Nelson et al.，1986;李献华等，1999;陈志刚等，2002)。南渡正长岩有正的 εNd(t)值、无Nb-Ta异常、微量元素显示 Eu轻微负异常(δEu=0.48～0.74)、富集大离子亲石元素(LILE)、Sr-P-Ti明显负异常，其分布形式与板内玄武岩相似，表明南渡正长岩的形成与岛弧无关，而与板内交代富集的岩石圈地幔有关。这种交代富集的岩石圈地幔可能和LILE富集的地幔柱底垫相关，或岩石圈本身存在不均一性(李献华等，1999)。南渡正长岩HREE没有明显亏损也无明显Eu异常，表明他可能不是由岩石圈地幔下部石榴石二辉橄榄岩部分熔融而成，而是来源于岩石圈地幔上部含金云母的尖晶石二辉橄榄岩地幔的小比例部分熔融(Nelson et al.，1986;李献华等，1999)。

现阶段对华南广泛出露的岩浆岩主要有两种观点。一是与古太平洋俯冲有关(Jahn，1974;Jahn et al.，1976，1990;Holloway，1982;黄萱等，1986;Charvet et al.，1994;Martin et al.，1994;Lan et al.，1996;Lapierre et al.，1997;Zhou and Li，2000;周新民和李武显，2000;Li and Li，2007);二是与岩石圈伸展有关(Gilder et al.，1991，1996;李献华等，1999;Li，2000;陈志刚等，2003;Li et al.，2004)。陈培荣等(2002)认为华南燕山早期岩浆岩是印支期碰撞造山运动后的后造山岩石组合。而形成于燕山早期(162±0.6 Ma)的南渡正长岩富集大离子亲石元素(LILE)、高Nb/La比值(＞1)、没有Nb-Ta亏损和正的εNd(t)值，表明南渡正长岩为典型的“裂谷型”钾玄岩，形成于非造山环境，与燕山早期华南内部软流圈地幔上涌和岩石圈伸展－减薄相关。南岭花岗岩区和赣杭带南段出露侏罗纪正长岩，这表明在中侏罗世华南内部区域构造背景可能为板内伸展－裂谷环境(Zhou and Li，2000;李献华等，1997，1999，2000，2001，2009;陈志刚等，2003;Zhou et al.，2006;Huang et al.，2008;He et al.，2010;Wang et al.，2012)。但华南内部燕山早期的“伸展－裂谷”模式及与区域燕山早期大规模花岗岩岩浆活动的关系还有待于进一步的深入研究。

华南后造山阶段大陆地壳拉张减薄的构造环境，软流圈地幔沿超岩石圈深断裂的上涌和底侵是造成富集岩石圈地幔和中下地壳熔融的主要机制。李献华等(2009)获得清湖岩体和里松岩体的SIMS锆石U-Pb年龄均为160 Ma，从Hf-O、Sr-Nd同位素和微量元素地球化学表明其母岩浆来源于受含金云母岩的地幔交代作用和少量地壳混染。

5 结论

南渡正长岩形成于162±1 Ma，代表华南中生代燕山早期的岩石圈伸展事件。正长岩SiO2含量61.78% ～ 63.39%，具有低镁 (MgO=0.45% ～0.72%)、高碱(K2O+Na2O=11.18% ～12.30%)、高的K2O 含量(6.47～9.06)和K2O/Na2O 值(1.37～2.80)等特征，为高钾的钾玄质系列的岩石。同时富集 LREE，(La/Yb)N=13.80 ～38.66，显示 Eu轻微负异常(δEu=0.48 ～0.74);富集大离子亲石元素(LILE)，Sr、P和Ti显示明显的负异常，无明显的 Nb-Ta异常，Nb/La=0.68 ～1.72(平均 1.30)，微量元素分布形式板内玄武岩相似。正长岩岩石地球化学特征和Sr、Nd同位素组成表明其形成于非造山的大陆裂谷环境，与华南中生代燕山早期软流圈地幔上涌和岩石圈伸展－减薄相关。

致谢:中国科学院广州地球化学研究所李武显研究员和另一位匿名审稿专家对本文提出了建设性的意见和建议，笔者在此表示衷心的感谢。

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