桂北三江牛浪坡煌斑岩锆石U-Pb年代学及岩石地球化学特征

2020-11-09杨金磊刘希军许继峰高爱洋刘明辉黄椿文

矿产与地质 2020年4期

杨金磊，时毓，刘希军，许继峰，3，高爱洋，刘明辉，黄椿文

(1.桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室，广西桂林 541006；2. 桂林理工大学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 541006；3. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

华南板块是自元古代以来扬子和华夏两地块在漫长的地质演化历史中多次拼合—裂解—再拼合形成的复杂大陆板块，并在两地块的拼合部形成了横跨桂北、黔东、湘西、湘北、赣北、皖南及浙北的广大区域的江南造山带[1-3]。江南造山带广泛发育新元古代火成岩，尤其是S型花岗岩分布广泛，而基性岩和超基性岩相对较少[4-7]，它们是研究江南造山带构造演化问题的关键，长期以来受到国内外学者的广泛关注[1-7]。但是关于扬子和华夏的拼合时限，江南造山带的整体构造演化，S型花岗岩形成的地球动力学背景，造山带在超大陆回旋中的作用等重大问题仍存在争议[4-8]。

江南造山带内保留了众多新元古代沉积作用—岩浆活动记录，是研究扬子与华夏地块撞拼合时间与演化机制的理想场所，也是研究华南大地构造的重要窗口[6-8]。桂北地区位于江南造山带的西段，岩浆活动频繁，发育大量花岗岩，少量基性岩、煌斑岩和伟晶岩等[9]。而煌斑岩主要来源于地幔深部，对了解地球动力学过程具有重要的意义，不仅是研究深部地幔性质、壳幔相互作用的重要“岩石探针”，也是反演矿床形成模式和成矿分布的指示标志[10]。基性岩(包括煌斑岩)中的锆石捕虏晶作为天然的超深取样，是来自岩石圈不同深度位置的岩石碎屑物，其年龄携带了诸多演化信息，能够较好地反映深部信息，“记录”着深部岩石圈的形成和演化过程[11]。因此，本文在前人研究的基础上，对扬子和华夏地块交界处的三江县牛浪坡村的煌斑岩进行了岩相学、锆石U-Pb同位素及岩石地球化学特征分析，探讨了研究区煌斑岩的成因，以期为扬子和华夏地块的拼合时限提供新的年代学证据，并为解决上述江南造山带的众多争议提供新的思路。

1 研究区地质概况及样品特征

桂北地区位于华南地区的西南侧(图1)，扬子与华夏地块的拼合带上，江南造山带的西段。桂北地区出露的地层主要有青白口系(四堡群和丹洲群)、南华系、震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系等[9，12]。区内出露面积最大的地层为寒武系，志留系缺失，四堡群为桂北出露最古老的地层，丹洲群呈角度不整合覆盖于四堡群之上。三江牛浪坡煌斑岩侵入于震旦系南沱组中，南沱组主要由浅灰、灰绿、深灰色含砾砂岩、含砾泥岩、岩屑质含砾砂岩、含砾板岩等组成[9]。研究区断裂主要有四堡断裂、平垌岭断裂、三江—融安断裂以及龙胜—柳城断裂(寿城断裂)等，走向为NE10°～30°，由桂北地区向北延入贵州、湖南境内。三江牛浪坡煌斑岩在区域上受三江—融安深断裂的控制[9]。

图1 桂北地区地质简图及采样位置 (a图据文献[13]修改；b图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)Fig.1 Geological shetch map of North Guangxi and the sampling location

煌斑岩样品采集自广西三江侗族自治县牛浪坡村附近(N25°38′46.70″，E109°35′43.13″)(图1)。煌斑岩沿三江—融安断裂方向呈脉状出现，岩脉走向约18°，脉宽1～2 m。煌斑岩风化面为灰褐色，新鲜面为灰黑色，具有典型的煌斑结构，块状构造(图2a、2b)。可见基岩露头，围岩为震旦系南沱组含砂砾岩(图2a)。岩石具有典型的斑状结构、煌斑结构，且含杏仁体，呈圆形—椭圆形，大小为0.5～1.5 mm，为碳酸盐矿物(方解石)和石英填充。岩石由斑晶(5%±)和基质(95%±)两部分组成，斑晶主要由黑云母(2%±)和斜长石假晶(3%±)组成，黑云母呈自形片状、鳞片状，粒径0.8～1 mm，红褐色，多色性显著，轻微绿帘石化，边部轻微绿泥石化；斜长石呈自形板柱状，粒径1～3 mm，基本已被碳酸盐、石英等矿物交代，以假晶出现，仅留晶型可供鉴别。基质主要由黑云母(40%±)和斜长石(50%±)组成，含有少量的黄铁矿(3%±)和磁铁矿(2%±)，黑云母呈细小的鳞片状，粒径0.1～0.6 mm，蚀变同斑晶；斜长石微晶呈细长柱状、他形粒状，粒径0.02～0.4 mm，部分可见聚片双晶，可见轻微黝帘石化、碳酸盐化、硅化和绢云母化；黄铁矿呈自形粒状，磁铁矿呈他形粒状不均匀分布于岩石中。该岩石定名为云斜煌岩。

图2 三江牛浪坡煌斑岩的野外和手标本照片及镜下特征Fig.2 Photographs of hand specimen and microscope features of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang Bi—黑云母 Pl—斜长石

2 测试方法

本文煌斑岩样品的破碎和锆石的挑选以及薄片制作工作在河北廊坊市诚信地质服务有限公司完成。全岩主量元素成分在南京大学现代分析中心完成，实验具体方法可参考Franzini et al.[14]。微量元素成分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Finnigan Element Ⅱ ICP-MS进行测定，分析精度优于10%，且绝大多数优于5%，具体的测试方法及流程见高剑峰等[15]。锆石阴极发光(CL)显微照相工作及锆石的制靶工作在重庆宇劲科技有限公司完成。锆石U-Pb定年测定工作在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成，采用的测试仪器为激光电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)，分析采用的激光束斑直径为32 μm，频率为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两次标样GJ-1分析，每组分析都包含8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[16]，普通铅校正使用ComPbCorr#3-15G程序[17]，年龄及谐和图绘制采用Isoplot 3。

3 分析测试结果

3.1 岩石地球化学

三江牛浪坡煌斑岩的全岩地球化学分析结果见表1。其中w(SiO2)=53.98%，w(TiO2)=1.09%，w(K2O)=4.65%，Na2O/K2O比值为0.40，w(Na2O+K2O)=7.08%，里特曼指数(σ)值为3.23，w(K2O)/w(Na2O)>2。结合国际地科联(IUGS)提出的岩浆岩TAS分类图和Rock[18]的煌斑岩分类，三江牛浪坡煌斑岩投在钙碱性煌斑岩和钾镁煌斑岩相交区域(图3a)。在路凤香等[19]对煌斑岩进一步分类图解中，样品点落在超钾质煌斑岩区(图3b)。

桂北三江牛浪坡煌斑岩的球粒陨石稀土配分图(图4a)显示，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，表现出右倾的特点。稀土元素含量ΣREE为583×10-6，LREE/HREE比值为26.21，轻、重稀土重度分异，(La/Yb)N比值为48.19，Eu显示中等负异常(δEu=0.61，表1)，反映了岩浆演化过程经历了斜长石的分离结晶作用。在原始地幔蛛网图上(图4b)，样品富集大离子亲石元素(LILE)，如Rb、Ba、Th、Pb等，亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti等。桂北三江牛浪坡煌斑岩与桂北罗城垒洞煌斑岩的稀土配分模式和微量元素蛛网图特征大致相似，轻稀土交汇而重稀土大致平行，三江牛浪坡煌斑岩重稀土含量较低，说明它们可能受相似程度的同化混染，推断可能是同源岩浆演化的产物。

表1 三江牛浪坡煌斑岩主量、微量、稀土元素分析结果Table 1 The analysis data of major，trace and rare earth elements of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang

图3 三江牛浪坡煌斑岩TAS分类图[18]和K/Al - K/(K+Na)图[19]Fig.3 TAS classification diagram (a) and K/Al - K/(K+Na) diagram of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang

CAL—钙碱性煌斑岩 AL—碱性煌斑岩 UML—超基性煌斑岩 LL—钾镁煌斑岩 Pc—苦橄玄武岩 B—玄武岩 O1—玄武安山岩 O2—安山岩 S1—粗面玄武岩 S2—玄武质粗面安山岩 S3—粗面安山岩 U1—碱玄岩、碧玄岩 U2—响岩质碱玄岩 U3—碱玄质响岩 L1—钠质煌斑岩 L2—弱钾质煌斑岩 L3—钾质煌斑岩 L4—超钾质煌斑岩 L5—过铝质煌斑岩 L6—钾镁煌斑岩

图4 三江牛浪坡煌斑岩稀土元素球粒陨石标准化曲线(a)和微量元素蛛网图(b) (原始地幔标准化值和球粒陨石标准化值引自文献[20])Fig.4 Chondrite standard curves of REE pattern (a) and spider diagram of trace elements (b) of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang

3.2 锆石U-Pb定年

三江牛浪坡煌斑岩中的锆石大多数呈长柱状，有些呈浑圆—椭圆状或破碎为不规则的形状，测试锆石长度为76～223 μm，长宽比1.1∶1～3.2∶1，锆石大多具有明显的核-幔结构，锆石阴极发光(CL)图像显示多数锆石具有十分明显的振荡环带(图5)，具有明显的岩浆锆石的特征[21]。

图5 三江牛浪坡煌斑岩锆石阴极发光照片Fig.5 Cathodoluminescence (CL) images for zircons of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang

对三江牛浪坡煌斑岩样品中的40颗锆石进行了40次测点分析，分析点22和32未得到可靠数据被删除。其余38颗锆石的Th、U含量分别为(81～1965)×10-6和(541～2199)×10-6，Th/U比值为0.06～1.02(表2)。所测锆石年龄有37颗形成于新元古代，其中17颗集中于812～802 Ma，10颗集中于836～824 Ma，加权平均年龄分别为(809±3)Ma(MSWD=0.18)和(829±5)Ma(MSWD=0.28)(图6)。最年轻的锆石形成于(719±7)Ma。还有4颗形成于898～871 Ma，加权平均年龄为(883±21)Ma(MSWD=2.4)。2颗形成于781～777 Ma，加权平均年龄为(779±9)Ma(MSWD=0.17)。还有3颗分别形成于(961±9)Ma、(938±13)Ma、(916±10)Ma。另外，最古老的1颗锆石形成于中元古代，年龄为(1547±36)Ma。因样品围岩为震旦系南沱组含砂砾岩，所以这些锆石均不能代表该煌斑岩的侵位时代，这些锆石很可能都是捕获锆石，而煌斑岩脉的形成时代应晚于其围岩的时代早震旦世(即应晚于700 Ma)。

表2 三江牛浪坡煌斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果Table 2 LA-ICP-MS U-Pb dating result for zircons of the lamprophyre from Niulangpo in Sanjiang

4 讨论

4.1 三江牛浪坡煌斑岩成因

本区煌斑岩根据Rock[18]的分类，可列入钙碱性煌斑岩和钾镁煌斑岩类(图3a)，据路凤香等[19]对煌斑岩进一步分类，可列入超钾质煌斑岩区(图3b)。稀土配分模式为右倾的轻稀土富集型，富集LILE(Rb、Ba、Th、Pb)，亏损HFSE(Nb、Ta、P、Ti)，Eu负异常指示源区可能有斜长石的残留或岩浆结晶过程中母岩浆经历了斜长石的分离结晶作用。P的亏损可能与磷灰石的分离结晶有关[22]，Ti的亏损可能由于起源岩浆熔融程度较低或Ti不易进入熔体而残留在源区，暗示成岩岩浆有地壳物质的参与或起源岩浆熔融程度较低[23]。Rock[24]指出钙碱性煌斑岩在岩浆上升或成岩过程中一般会存在广泛的地壳混染。地壳混染会造成La的大量加入，从而形成较高的La/Nb比值[25]，本区煌斑岩La/Nb比值为4.48，也证实了此观点。而大量捕获锆石的存在也说明岩浆在上升过程中极有可能受到了地壳物质的混染。Rock[24]认为煌斑岩不相容元素特有的Ta-Nb-Ti负异常分配模式是判别俯冲环境的标志。本区煌斑岩Ta、Nb、Ti的亏损反映了研究区俯冲作用的存在。岩石中不相容元素特有的Ta-Nb-Ti负异常分配模式和微量元素的富集都说明煌斑岩母岩浆来自于上地幔源区，在俯冲作用下遭受到一定的地壳物质混染从而富集大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)。研究区三江牛浪坡煌斑岩的母岩浆遭受了地壳物质的混染，可能有三种成因，一是研究区位于扬子和华夏地块的拼合带上，可能与拼合带地壳加厚导致岩浆上升过程中停留时间较长有关；二是煌斑岩原始岩浆含水量较高，容易同化捕获围岩。

图6 三江牛浪坡煌斑岩锆石U-Pb年龄谐和图

4.2 三江牛浪坡煌斑岩的锆石来源

桂北三江牛浪坡煌斑岩的LA-ICP-MS年龄前人未曾报道，本文所测煌斑岩中最年轻的锆石形成于(719±7)Ma，而煌斑岩样品围岩为震旦系南沱组含砂砾岩，受NNE向的三江—融安深断裂的控制，所以所测锆石不能代表煌斑岩的侵位年龄，均为捕获锆石。这些捕获锆石的年龄绝大多数集中于约829 Ma和约809 Ma，2颗集中于约779 Ma(图6)。在江南造山带西段新元古界四堡群(冷家溪群、梵净山群等)被丹洲群(下江群、板溪群等)不整合覆盖[28-29]。近年来，人们对这两个地层做了大量研究(图7)。研究数据表明四堡群的沉积年龄在870～830 Ma[29]，丹洲群白竹组沉积时限在820～805 Ma，合桐组沉积时限在805～780 Ma，拱洞组沉积时限在780～725 Ma[30-33]。因此集中于约829 Ma的锆石极有可能捕获自四堡群，而集中于约809 Ma和约779 Ma以及最年轻的锆石[(719±7)Ma]则可能分别捕获自丹洲群白竹组、合桐组和拱洞组。

桂北地区广泛发育新元古代花岗岩，许多花岗岩体被新元古代沉积岩不整合覆盖[34]。近年来，许多学者对桂北地区寨滚岩体、本洞岩体、峒马岩体、三防岩体、田朋岩体和元宝山岩体等做了大量研究，结果表明它们的年龄在836～794 Ma之间[2，13，29，34-36](图7-Ⅲ)，与本文所测锆石年龄十分接近。所以三江牛浪坡煌斑岩中的这些锆石也很有可能是捕获自这些新元古代花岗岩岩体中。

4.3 扬子和华夏的拼合时限

关于扬子和华夏地块的拼合时限是一个长期争论的问题，主要存在1000～900 Ma[4]、 900～880 Ma[5]、865～820 Ma[1，6]等几种观点。Zhu et al.[7]对扬子陆块西南缘的屏边群的碎屑锆石年龄谱进行研究显示，扬子和华夏地块的拼合时限可能发生于844～808 Ma。最近也有许多学者推断江南造山带在830～800 Ma期间发生拼合，与全球格林威尔造山运动无关[8]。关于扬子和华夏地块的拼合讨论了已有30年，但其时间和机制至今仍无定论。

图7 江南造山带地质简图

江南造山带是位于扬子和华夏地块拼合部的一套浅变质、强变形的前寒武纪巨厚沉积-火山岩系以及同时期的侵入体所组成的地质构造单元。带内广泛发育新元古代晋宁期花岗岩类岩石，这些花岗岩的形成年龄多集中在839～794 Ma[2，13，29，34-45](图7)。而本文中煌斑岩捕获锆石年龄集中于829～809 Ma，前人研究桂北罗城垒洞煌斑岩中的捕获锆石年龄集中于830～810 Ma[28]，湘西锡矿山煌斑岩捕获锆石年龄集中在约830 Ma和约800 Ma[46]，这些煌斑岩中的大量捕获锆石的年龄都集中于该时期，说明这些锆石很可能与这些花岗岩形成于同一期构造岩浆事件。而这些花岗岩大多具有S型花岗岩的特征，S型花岗岩属于造山期花岗岩，一般产出于挤压-碰撞-地壳加厚的造山带或造山后伸展的构造环境中[48]。所以三江牛浪坡煌斑岩中的捕获锆石很可能与这些花岗岩一样都是扬子地块和华夏地块碰撞的产物[48]。综上，本文认为扬子和华夏地块的最终拼合可能发生在829～809 Ma。