桂东北平乐县沙子煌斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及Hf同位素组成

时 毓,杨金磊,李 响,王新宇,,吴祥珂,刘希军,三元合,,张晓晨

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室;b.广西有色金属隐伏矿床勘查及材料开发协同创新中心,广西 桂林 541004; 2.中国地质调查局 武汉地质调查中心, 武汉 4302053; 3.广西壮族自治区地质调查院,南宁 530023)

华南地区经历了Columbia超大陆、 Gondwana超大陆、 Pangean超大陆以及亚欧大陆形成与演化的多期构造活动, 具有独特的地球动力学演化模式[1-2]。 在中生代, 华南地区经历了印支与燕山运动两期构造事件, 并完成了由特提斯构造域向太平洋构造域的转换[3-6], 构造应力场也由总体的挤压变为拉伸体制[7-9]。 由于遭受强烈的陆壳改造作用, 且在陆内岩石圈伸展的构造背景下有利于发生成岩成矿作用, 所以华南地区的金属成矿作用及各种与花岗岩有关的成矿作用主要发生在中生代, 尤其是燕山期, 是我国东部“大爆发成矿”最具代表性的区带[1, 10-14]。 因此, 华南地区受到国内外地学界的广泛关注[1-24]。 然而关于华南中生代的构造属性还存在着较大分歧[4, 6, 8, 16-17], 华南大规模成矿的具体发生时间也还未达成共识[1, 10-12, 18], 对华南地区中生代岩石成因及构造背景的认识也尚存争议[3,6,12,19-20]。 这些问题还需要进行多方面的论证。

南岭位于华南地区的中南部,被认为是华南中生代构造体制的转换区,190～160 Ma为构造体制转换期[21-23]。而桂东北地区位于南岭西段,岩浆活动频繁,出露大量岩浆岩及少量的基性岩脉[24]。基性岩脉是区域性拉张伸展运动的产物,是深部热-动力作用在地表的重要表现,是研究深部地幔性质、壳幔相互作用的重要“岩石探针”[25],对了解大陆岩石圈地幔特征和成岩时的构造背景具有重要意义[26-28]。因此,为研究上述重要问题,本文对位于南岭西段的桂东北地区基性煌斑岩进行了岩石学、岩相学、锆石年代学及锆石Hf同位素测试,探讨了研究区煌斑岩的形成时代及物质来源,这将有助于为华南中生代大规模成岩成矿作用和岩石成因及构造背景中存在的争议提供新的思路和证据。

1 研究区地质概况及样品特征

研究区桂东北平乐沙子煌斑岩位于华南地区南侧,扬子与华夏板块的拼合带上,北西为扬子板块,南东为华夏板块(图1a)。本区地壳演化具有明显的阶段性,可分为晋宁、加里东、海西-印支、燕山-喜马拉雅4个阶段[24]。研究区出露的地层为寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、三叠系、侏罗系及第四系[24]。断裂构造较发育,典型的有白石断裂、荔浦断裂、观音阁断裂带等。白石断裂,北起全州县大西江,南至平乐县沙子街附近,走向近南北,断层南段为正断层,北段为逆断层,全长180 km[29]。荔浦断裂由鹿寨县四排经荔浦延至平乐附近,走向50°～60°,为逆断层,全长约100 km[29]。观音阁断裂带位于平乐县沙子、恭城县栗木、都庞岭一带,东北延入湖南[29]。在区域上,平乐沙子煌斑岩受观音阁深断裂、荔浦大断裂及白石断裂的控制。

煌斑岩样品GX1511, 采自广西平乐县沙子镇渡河村电站西路北山坡上(N24°49′50.88″, E110°44′0.98″)(图1b)。 样品新鲜面为灰白色, 风化面为黄褐色, 风化严重。 围岩为白云质灰岩, 野外不见基岩露头, 仅从风化表层挖到遭受较强风化作用及蚀变的煌斑岩样品(图2a、 b)。 岩石由斑晶和基质两部分组成,斑晶占20%左右, 主要由斜长石假晶(15%±)和普通角闪石及其假晶(5%±)组成, 斜长石呈半自形-他形粒状, 极少量被熔蚀呈浑圆状, 粒径为0.6～3 mm, 已被绢-白云母、 绿泥石完全取代, 以假晶出现, 仅残留斜长石晶型(图2c、 d)。 从残留结构可以看出部分晶体具环带结构; 普通角闪石呈半自形柱状, 大小为0.8～2 mm, 沿其边部被绿泥石不均匀取代, 部分晶体被黑云母、 石英完全取代。 基质由斜长石微晶假晶(40%±)、 暗色矿物假晶(15%±)和玻璃质(25%±)组成。 斜长石微晶呈自形-半自形粒状, 大小为0.2～8 mm, 蚀变情况与斑晶基本相同;暗色矿物已完全蚀变,被赤铁矿、褐铁矿完全取代,仅残留晶型。玻璃质发生脱玻化,析出斜长石雏晶(图2c、 d)。

图1 桂东北地区地质简图及采样位置Fig.1 Simplified geological map of northeastern Guangxi and the sampling locations(a)据文献[24]修改; (b)据广西区域地质调查研究院1∶50万广西壮族自治区数字地质图修改

煌斑岩样品GX1512,采自广西平乐县沙子镇大旺村东南山坡果园内(N24°50′44.13″, E110°42′54.67″)(图1b)。 样品新鲜面为灰黑色, 风化面为黄褐色, 风化严重, 具有典型的煌斑结构, 块状构造(图3a、 b)。 可见基岩露头, 围岩为白云质灰岩(图3a)。 岩石由斑晶(15%±)和基质(85%±)两部分组成, 斑晶主要由橄榄石假晶(5%±)和金云母(10%±)组成, 橄榄石呈半自形-他形粒状, 大小0.6～1 mm, 已被绿泥石等完全取代, 以假晶出现, 仅从残留的晶型和结构可辨认, 个别晶体残留环带结构; 金云母及其假晶呈半自形柱状, 大小0.8～2 mm, 已被绿泥石、 白云母和黑云母完全取代。 基质由斜长石假晶(20%±)、 暗色矿物假晶(15%±)、 玻璃质(48%±)和绿帘石(2%±)组成, 斜长石假晶和暗色矿物假晶大小为0.05～0.6 mm, 蚀变情况与斑晶基本一致, 玻璃质发生脱玻化, 析出斜长石雏晶, 绿帘石呈粒状, 大小为0.05～0.1 mm, 呈不均匀分布(图3b)。

2 测试方法

煌斑岩样品的破碎和锆石的挑选工作在河北廊坊市诚信地质服务有限公司完成；阴极发光(CL)显微照相工作和锆石的制靶工作在重庆宇劲科技有限公司完成；锆石定年测定工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成,采用的仪器为激光电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS),激光取样系统New Wave Research 213 nm与Agilent 7500s ICP-MS连接,激光束斑直径32 μm,频率5 Hz。为了检查仪器的稳定性和分析结果的可靠性,每轮测试分析前后都进行了2次标样GJ分析,每组分析都包含12个样品点且均含有标样Muk Tank的分析。样品的同位素比值及元素含量计算使用Glitter(ver. 4.0)软件[30],普通铅校正使用ComPbCorr#3-15G程序[31],年龄及谐和图绘制采用Isoplot 3。

图2 煌斑岩样品GX1511的野外和手标本照片及镜下特征Fig.2 Photographs of field, hand specimen and microscope features of lamprophyre GX1511

锆石Hf同位素分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成,利用装配ESI New wave 193 ArF准分子激光器的高分辨率多接收器 ICP-MS系统进行。 测试过程中仪器的工作参数：剥蚀时间60 s,光束直径44 μm,重复频率10 Hz,脉冲能量密度为5.2～6.1 J/cm2,剥蚀深度2 μm。测定时采用国际标准锆石GJ-1作为参考,以评估仪器的稳定性和可靠性,其平均值为176Hf/177Hf=0.281 996±0.000 020(2σ,n=121)。 用同一点的βYb的均值176Yb对176Hf进行干扰校正[32]以得到精确的数据分析。 初始176Hf/177Hf值计算采用的176Lu

衰变常数为1.867×10-11[33], 球粒陨石176Hf/177Hf=0.033 6±1和176Hf/177Hf=0.282 785±11(2σ) 用作进行εHf(t)计算[34]。 每个锆石的地壳模式年龄计算(TDM2)基于假设平均大陆地壳176Hf/177Hf 值是0.015的两阶段模型[35]。详细测试流程参见文献[36-37]。

3 分析测试结果

3.1 锆石阴极发光特征及U-Pb年龄

沙子煌斑岩样品中的锆石为长柱状、浑圆-椭圆状或破碎的不规则状,锆石长度为75～254 μm,长宽比为1∶1～3∶1,部分锆石具有明显的核-幔结构,阴极发光(CL)图像显示多数锆石具有明显的震荡环带(图4),锆石的Th/U值大部分大于0.4,显示了岩浆锆石的特征[38-39]。

对GX1511样品中的46颗锆石进行了46个测点分析, 其Th、U含量变化范围较大,分别为(30～1 213)×10-6和(64～2 239)×10-6, Th/U值为0.21～2.84, 均值为0.91(表1)。所测锆石的年龄值分散, 变化于2 711～163 Ma, 集中于中元古代(1 465～1 056 Ma)和新元古代(988～553 Ma)； 还有5颗形成于新太古代,207Pb/206Pb年龄变化于2 711～2 516 Ma； 5颗形成于古元古代, 年龄在2 132～1 694 Ma; 8颗形成于古生代,206Pb/238U年龄变化于516～254 Ma； 3颗形成于中生代(侏罗纪), 年龄分别为197±3 Ma、 173±2 Ma和163±2 Ma(表1, 图5a、 b)。 该煌斑岩的侵位时代应小于最年轻的谐和锆石的年龄(～163 Ma),其他的老锆石则很可能为捕获锆石。

图4 煌斑岩中锆石阴极发光照片Fig.4 Cathodoluminescence (CL) images for zircons of the lamprophyres

分析点号同位素比值207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ定年结果/Ma207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ谐和度/%wB/10-6ThUTh/U GX151110.051 820.001 330.194 310.004 560.027 200.000 252773718041732961311670.7820.064 980.001 261.142 180.019 440.127 490.001 1077422774977461003272201.4930.076 240.001 331.909 080.028 220.181 630.001 431 101171 084101 0768981261410.8940.115 150.001 595.246 400.057 360.330 470.002 391 882101 86091 8411298661920.3450.067 190.001 081.400 000.018 740.151 120.001 1484416889890761021101530.7260.186 420.002 7313.707 570.164 420.533 310.004 152 711102 730112 75517102721300.5570.169 420.002 2311.412 480.116 210.488 540.003 422 55282 557102 564151001351680.8080.067 070.001 151.290 840.018 880.139 590.001 1184018842884261001191340.8990.069 100.000 971.439 670.016 220.151 120.001 0890212906790761002064830.43100.060 840.001 240.912 290.016 480.108 750.000 94634246589665510130900.33110.057 840.001 140.664 390.011 610.083 310.000 7052424517751641002751421.94120.055 880.001 630.558 440.015 110.072 480.000 784484145110451510095881.08130.066 150.001 201.233 800.021 900.135 270.001 9381117816108181110092911.00150.050 040.000 940.176 360.003 260.025 560.000 371972016531632994708480.55160.074 580.001 391.847 960.033 760.179 720.002 621 057171 063121 06514101521160.45170.179 320.002 1912.550 240.156 100.507 640.007 202 647112 646122 6473110070850.83180.062 940.001 040.909 860.014 750.104 850.001 437061665786438981611111.46190.070 920.000 921.576 000.020 410.161 190.002 14955129618963121001281261.02200.057 950.000 720.661 950.008 320.082 850.001 095281351655136995595351.04210.071 550.001 291.609 830.028 640.163 210.002 42973169741197513100522480.21220.066 460.003 420.425 860.020 780.046 490.000 97821673601529368167641.04230.165 800.002 0510.917 440.135 230.477 600.006 472 516102 516122 5172810091661.37240.105 600.001 344.550 150.057 520.312 530.004 151 725111 740111 75320102741100.67250.067 230.001 321.215 360.025 620.131 130.001 98845218081279411982431881.29260.065 920.001 101.198 260.021 750.131 850.001 838041880010798101004271502.84270.091 880.001 203.183 150.047 710.251 310.003 331 465131 453121 44517991551710.91280.103 820.001 554.277 910.069 110.298 870.003 911 694141 689131 686191001881881.00290.074 580.001 361.839 900.035 460.178 970.002 491 057191 060131 061141003074400.70300.065 810.002 341.197 580.041 810.131 990.002 378004479919799131001201131.06310.063 610.001 520.614 850.014 780.070 130.001 027292748794376906131 0220.60320.108 480.001 784.517 810.079 250.302 120.004 101 774151 734151 70220962531941.30330.074 650.001 161.825 470.030 200.177 390.002 291 059151 055111 05313991968910.22340.075 340.001 321.786 630.033 880.172 020.002 471 078181 041121 0231495871100.79360.050 040.000 940.176 360.003 260.025 560.000 3738719432644061028875691.56370.074 580.001 391.847 960.033 760.179 720.002 62983139929996121002394900.49380.179 320.002 1912.550 240.156 100.507 640.007 202 132112 134122 13823100711170.61390.062 940.001 040.909 860.014 750.104 850.001 435711855785537994272092.04400.070 920.000 921.576 000.020 410.161 190.002 142 523112 529142 536291011741960.89410.054 390.000 900.529 930.009 640.070 680.000 99744157508752101004125660.73420.071 890.000 851.655 320.023 570.167 070.002 195291928952604906637210.92430.132 520.001 567.182 190.098 490.393 210.005 054462627362544931563840.41440.059 100.000 980.730 040.013 210.089 630.001 231 056141 068101 075131027535311.42450.166 520.002 0211.065 240.164 230.482 070.006 70816247911378312994395840.75460.064 080.000 851.093 140.017 190.123 780.001 711 071131 073101 075131003407170.47470.057 970.000 970.328 840.006 050.041 150.000 589961799712998141002744710.58480.055 830.001 230.309 100.007 130.040 170.000 603741621131973931 2132 2390.54

续表1

对GX1512样品中的32颗锆石进行了32个测点分析,其Th、U含量变化范围也较大,分别为(16～471)×10-6和(13～1 053)×10-6, Th/U值为0.09～4.01, 均值为0.95(表1)。 所测锆石的年龄值也很分散, 变化于2 534～503 Ma, 同样集中于中元古代(1 430～1 007 Ma)和新元古代(992～742 Ma)； 还有2颗形成于新太古代(2 534～2 524 Ma), 5颗形成于古元古代(2 487～1 664 Ma), 2颗形成于早古生代(525～503 Ma), 这些锆石很可能是捕获锆石(表1, 图5c、 d)。 由于该煌斑岩脉侵入于泥盆系(图1),因此该样品中的锆石均不能代表煌斑岩的侵位时代。

3.2 锆石Hf同位素组成

对平乐县沙子煌斑岩GX1511样品中定年过的14颗谐和锆石进行了Hf同位素分析(表2), 其中8个点的εHf(t)为负值, 6个点的εHf(t)为正值。 (176Hf/177Hf)i值范围为0.280 760～0.282 649, 其εHf(t)值变化范围在-23.56～12.81, 二阶段Hf模式年龄TDM2在3.95～1.00 Ga。 其中, 年龄为太古代(2 552 Ma)的锆石(#7)捕掳晶,εHf(t)值为-13.7,其TDM2为3.95 Ga, 暗示其可能来源于古太古代的隐藏地壳。 而另一颗太古代(2 711 Ma)锆石(#6)捕掳晶,εHf(t)值为3.99, 其TDM2为2.95 Ga, 仅比其锆石结晶年龄老200 Ma, 暗示在太古代有新生地壳物质的加入。 形成于古元古代(1 882 Ma)的锆石(#4),εHf(t)值为-4.11,TDM2为2.81 Ga, 可能来源于古老的太古代地壳物质。 形成于中元古代的两颗锆石,具有正的εHf(t)值和中元古代的TDM2值, 指示该时期主要为新生地壳物质的加入。 新元古代的6颗锆石, 其εHf(t)值有正有负,TDM2为2.87～1.00 Ga, 指示在新元古代既有新生地壳物质的加入, 也有古老物质的再循环。 其中年龄为963 Ma的锆石(#19),TDM2值为1.00 Ga, 与其锆石的结晶年龄非常接近, 其εHf(t)值为12.81, 接近于亏损地幔值。 中侏罗世(173 Ma)的锆石(#1), 具有非常负的εHf(t)值(-23.56),TDM2为2.67 Ga, 这颗锆石很可能是从新太古代地壳再熔融岩浆中结晶出来的, 其来源于新太古代的地壳源区(表2, 图6)。

图5 煌斑岩中锆石U-Pb年龄谐和图和频谱图Fig.5 U-Pb concordia and relative probability diagrams for zircons of the lamprophyres

GX1512样品的22个测试点的(176Hf/177Hf)i值范围0.280 840～0.282 318。 新太古代早期—古元古代早期(2 534～2 455 Ma)的锆石均具有负的εHf(t)值,TDM2值为3.81～3.07 Ga, 指示其主要来源于古老的古太古代地壳物质。 形成于中元古代的6颗锆石(1 430～1 007 Ma), 其εHf(t)值有正有负,TDM2为2.29～1.44 Ga, 指示在中元古代既有新生地壳物质的加入, 也有古元古代古老物质的再循环。 新元古代的9颗锆石(992～749 Ma)均为负的εHf(t)值,TDM2值在3.69～1.88 Ga。 其中#5锆石的εHf(t)负达-29.55,TDM2值为3.69 Ga, 指示了在新元古代主要为古太古代-古元古代地壳物质的再循环； 另有2颗早古生代的锆石(525～503 Ma), 均具有负的εHf(t)值(-10.95～-16.47),TDM2值为2.51～2.15 Ga,指示了新太古代-古元古代地壳物质的再循环(表2, 图6)。

图6 煌斑岩中锆石(176Hf/177Hf)i、 εHf(t)与年龄关系Fig.6 Plots of (176Hf/177Hf)i ， εHf(t) vs ages for zircons of the lamprophyres

表2 沙子煌斑岩锆石Hf同位素组成

4 讨 论

4.1 沙子煌斑岩的形成时代

桂东北平乐县沙子煌斑岩的LA-ICP-MS年龄前人未曾报道, 本文中所测沙子煌斑岩中最年轻的锆石形成于燕山早期, 其形成年龄为163 Ma, 该煌斑岩的结晶年龄应小于该年龄, 但有资料记载其形成于燕山期, 云母同位素年龄为163 Ma[29]。 本文根据锆石年龄, 认为该煌斑岩的形成年龄应晚于163 Ma。 谢桂青等[40]提出华南地区岩石圈伸展可分为180～155、 145～125、 110～75 Ma三个阶段。 平乐县沙子煌斑岩可能与云南建水和江西崇义锡坑钨矿区等地区的煌斑岩(～158 Ma)(表3)同样是华南地区第一阶段岩石圈伸展作用下的产物[41-44]。

近年来许多研究表明, 华南地区燕山期大面积火成岩形成于伸展的构造背景中[4, 15, 45-46]。谢窦克等[47]认为我国东南大陆的裂解作用开始于燕山晚期；李献华[48]认为华南构造应力场在早白垩纪才开始发生从挤压到剪切-拉张的转变；而陈培荣等[49]认为华南在燕山早期(侏罗纪)时岩石圈发生过伸展裂解作用,并非在白垩纪才开始裂解。煌斑岩一般产出于大陆裂解的构造环境下,广西平乐县沙子煌斑岩的形成年龄应晚于163 Ma,而且华南在燕山早期晚阶段(中-晚侏罗世)形成了大量花岗岩(表3),这些花岗岩被认为是在伸展构造背景下形成的[50-76],所以它们与本文的煌斑岩很有可能是同一次岩浆热事件的产物。因此上述资料表明，华南在中晚侏罗世发生了广泛的与伸展作用相关的岩浆活动,说明华南在中晚侏罗世岩石圈仍处于伸展状态。

表3 华南中-晚侏罗世煌斑岩、花岗岩及相关矿床年龄

4.2 沙子煌斑岩的物质来源

本文所测煌斑岩样品中的锆石,大多呈浑圆-椭圆状,有些锆石具有明显的核-幔结构,煌斑岩的形成年龄应晚于～163 Ma,其余新太古代、古元古代、中元古代、新元古代和早古生代的锆石可能是煌斑岩岩浆侵入过程中捕获的锆石。所测最古老的7颗锆石形成于新太古代,进一步揭示了该地区深部可能存在未暴露的太古代结晶基底[77-78]。从样品的锆石U-Pb年龄频谱图(图5)中得到年龄在～800 Ma的锆石相对集中,研究区地处扬子地块和华夏地块的拼合带上(图1a),所以它们的形成可能与新元古代两地块的俯冲-碰撞作用有关[79-84]。

锆石具有极强的稳定性,因此其Hf同位素组成极少受到后期地质事件的影响,且其Lu含量极低从而可以获得准确的锆石形成时的Hf同位素组成。因此锆石的Hf同位素分析是探究岩浆演化和示踪源区的重要工具[33]。锆石的初始εHf为正值,表明岩体形成时加入较多的幔源物质或新生地壳物质,初始εHf为负值,则表明岩体形成时以壳源物质成分为主[37]。对平乐县沙子煌斑岩中定年过的36颗谐和锆石Hf同位素分析显示,绝大部分锆石为捕获锆石,在新太古代既有古太古代古老地壳物质的再循环,也有新生地壳物质的加入;在古元古代主要为新太古代地壳物质的再循环;在中元古代主要为新生地壳物质的加入,也伴随有古元古代古老物质的再循环;在新元古代主要为古太古代-古元古代古老物质的再循环,同时伴随有新生地壳物质的加入;早古生代主要为新太古代-古元古代地壳物质的再循环。而接近煌斑岩形成时代的中侏罗世锆石,则很可能是从古老地壳再熔融岩浆中结晶出来的。结合平乐县沙子煌斑岩中捕获锆石的Hf同位素特征及同时期花岗岩研究,因此认为研究区很可能存在古太古代-古元古代的隐藏地壳。

5 结 论

(1)桂东北平乐县沙子煌斑岩的形成年龄应晚于163 Ma,为燕山早期的产物,与华南中-晚侏罗世形成的大量花岗岩可能为同一次岩浆热事件的产物。

(2)根据桂东北平乐县沙子煌斑岩的大致侵位时代,结合同时期大量的花岗岩研究揭示了中侏罗世华南地区仍处于伸展状态。

(3)研究区很可能存在古太古代-古元古代的隐藏地壳。