粤北河口岩体次英安斑岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素特征及其地质意义

2021-04-09李海东龙自强吴建勇

地质与勘探 2021年2期

林坤，李海东，刘斌，龙自强，吴建勇

(1.核工业二九○研究所，广东韶关 512029；2.广东省环境保护核辐射追踪研究重点实验室，广东韶关 512029；3．广东省放射性生态环境保护工程技术研究中心，广东韶关 512029)

0 引言

大宝山-河口-南迳地区的火山岩主要分布于贵东复式花岗岩岩体外围，在粤北大宝山、河口、黄竹、上洞和赣南南迳等地均有出露(图1)。大宝山、河口、上洞等地的火山岩以英安岩、碎斑熔岩、次英安斑岩为主，多分布于破火山口构造内(巫建华等，2012)；而南迳盆地火山岩系主要由英安岩、安山岩及火山碎屑岩组成。

大宝山-河口-南迳地区的火山岩组合因其野外露头较差，风化较强，形成时代存在争议，长期被归属于中生代火山岩系。1995年，核工业二九○研究所在开展“下庄矿田岩浆演化系列及成矿富集作用”研究时获得河口盆地碎斑熔岩K-Ar年龄为143 Ma，将其地质时代归于晚侏罗世。而赵如意等(2019)、王磊等(2012)认为大宝山次英安斑岩是早侏罗世晚期(～175 Ma)沿逆冲推覆构造侵位的次火山岩，并捕获了大量志留纪岩浆锆石。

易立文等(2014)通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得上洞岩体英安岩的锆石U-Pb年龄为448.7±1.7 Ma；刘帅等(2018)通过SHRIMP锆石U-Pb测年获得南迳盆地安山岩和英安岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为442.1±3.9 Ma和439.9±3.7 Ma。瞿泓滢等(2019)、潘会彬等(2014)、伍静等(2014)、毛伟等(2013)等研究表明大宝山地区次英安斑岩形成时代为志留纪，表明该地区火山岩可能形成于加里东期。

河口地区年代学研究相对较少，徐夕生和谢昕(2005)获得的河口盆地凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为400 Ma；巫建华等(2012)在对该地区不同岩石进行野外划分和定名基础上，测定该区碎斑熔岩的锆石U-Pb年龄为443.6±5.4 Ma。而河口地区次英安斑岩属于火山期后的浅成-超浅成侵入岩，并未开展相关年代学研究。为了进一步探讨大宝山-河口-南迳地区火山岩的形成时代及岩浆源区，本文选择河口岩体次英安斑岩作为研究对象，采取新鲜的岩石样品开展锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究，并与大宝山、上洞、南迳火山岩进行对比，以判别岩浆源区及成岩构造环境，确定其形成时代。

图1 粤北地区河口岩体地质简图Fig.1 Geological map of the Hekou rock mass in north Guangdong 1-石英砂岩、砂质页岩;2-石英砂岩、变质砂岩;3-次英安斑岩;4-细粒二云母花岗岩;5-中粗粒黑云母花岗岩;6-断裂;7-小型钨矿床;8-水系;9-道路;10-取样位置及样品编号1-quartz sandstone,sandy shale;2-quartz sandstone,metamorphic sandstone;3-porphyritic dacite;4-fine-grained two mica granite;5-medium-coarse biotite granite;6-fracture;7-small tungsten deposit;8-water system; 9-road; 10-sampling location and sample number

1 地质概况

河口岩体位于粤北地区贵东岩体中部的北缘，整体呈不规则方形，面积约32 km2(图1)。北西侧为寒武系，呈断层接触；东侧为寒武系-中奥陶统变质岩系，呈不整合接触；南侧为燕山早期司前花岗岩体侵入破坏，以细粒二云母花岗岩为主，成岩年龄为151.0±11 Ma(徐夕生等，2003)。河口岩体次英安斑岩在河口山钨矿采坑内出露较好，岩石较新鲜；而边缘的凝灰岩、凝灰质砂岩等风化较强，剥蚀严重，未见较好露头。

次英安斑岩多呈浅灰色、灰绿色；岩石具斑状结构，斑晶约占35%，主要为石英、斜长石、钾长石、黑云母；基质为显微晶质结构、显微镶嵌结构，主要矿物成分为石英、斜长石、钾长石、黑云母。次生蚀变主要为斜长石绢(白)云母化，绿帘石化，黑云母发育绿泥石化、绿帘石化(图2)。

图2 次英安斑岩岩石学、矿物学特征Fig.2 The petrology and mineralogy characteristics of the porphyritic dacitea-次英安斑岩露头；b-次英安斑岩手标本；c、d-次英安斑岩显微照片(正交偏光，50×)；Q-石英；Pl-斜长石；K-钾长石；Bt-黑云母a-porphyritic dacite field outcrop;b-porphyritic dacite hand specimen;c,d-porphyritic dacite micrograph(orthogonal polarization，50×);Q-quartz;Pl-plagioclase;K-potassium feldspar;Bt-biotite

2 样品采集与分析

在河口山钨矿外围采集次英安斑岩样品2个，编号HK-1、HK-2，进行锆石U-Pb定年和Hf同位素原位组成分析。

用于锆石年代学测试的样品首先经过破碎，在碎样后采用常规重力和磁选法分选出锆石，先利用双目镜挑选晶形较好、色泽明亮的锆石，再置于环氧树脂中制靶。经研磨抛光，进行透射光、反射光及阴极发光照相后，选择典型的岩浆锆石进行测年分析。锆石U-Pb定年在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，实验使用Nu Plasma II 型多接收电感耦合等离子体质谱仪和Geolas 193准分子固体激光器，具体参照《激光剥蚀电感耦合等离子体质谱U-Pb同位素定年方法》(HDB/T 3002-2016)执行。

锆石Hf同位素原位组成分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，采用Nu Plasma II 型多接收电感耦合等离子体质谱仪和Geolas 193准分子固体激光器，仪器的测试条件及数据的采集可参见文献(Wu et al.，2006；侯可军等，2007)。根据锆石的大小选择直径40 μm或55 μm激光束斑，采用He气作为剥蚀物质的载气，先与Ar气混合，形成混合气，再将剥蚀物质从激光剥蚀系统传送到MC-ICP-MS(徐平等，2004)。具体参照《锆石Hf同位素及Lu-Hf模式年龄的测定激光剥蚀多接收电感耦合等离子体质谱法》(HDB/T 3018-2018)执行。

3 锆石U-Pb年龄

次英安斑岩中锆石多为无色透明或浅黄色。阴极发光图像显示，锆石的内部结构清晰且具典型的岩浆振荡环带。大部分锆石结晶较好，多呈长柱状，少数为等粒状(图3)。锆石中的Th/U比值能反映锆石的成因类型，当Th/U比值大于0.1时为岩浆锆石，而变质锆石Th/U比值一般小于0.1(Belousova et al.，2002)。河口岩体次英安斑岩中锆石Th/U比值在0.20～0.91之间(表1)，指示其为典型的岩浆成因锆石。

表1 次英安斑岩的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试结果

续表1

图3 次英安斑岩锆石CL图像与锆石年龄Fig.3 CL images and ages of zircon crystals from the porphyritic dacite

定年结果表明，次英安斑岩样品HK-1、HK-2的28个测点数据在谐和图上密集成簇，相对集中于谐和线附近，无明显的偏移；其中HK-1的206Pb/238U加权平均年龄为428.6±2.2 Ma(2σ，MSWD=0.31)，除去年龄异常的HK-1-02(图4)；HK-2的206Pb/238U加权平均年龄为429.6±2.4 Ma(2σ，MSWD=0.80)，除去年龄异常的HK-2-1(图5)。可见2个样品的定年结果在误差范围内是一致的，测试结果可靠。

4 锆石Hf同位素

选取次英安斑岩样品HK-1、HK-2进行锆石原位Hf同位素分析，分析结果见表2。

样品HK-1锆石的176Lu/177Hf比值变化范围为0.00099～0.00179，平均值0.00126，显示极低的放射性成因Hf的积累。176Hf/177Hf比值变化范围为0.28228～0.28240，平均值0.28236。锆石Hf同位素初始比值εHf(t)变化范围在-8.40～-4.20，平均值-5.52；单阶段Hf模式年龄(tDM1)介于1215～1374 Ma之间，平均值1268 Ma；两阶段Hf模式年龄(tDM2)介于1674～1934 Ma之间，平均值1756 Ma。

图4 次英安斑岩HK-1锆石U-Pb谐和年龄(a)和加权平均年龄(b)Fig.4 The diagrams of zircon U-Pb concordia (a) and weighted average age (b) of HK-1 porphyritic dacite

图5 次英安斑岩HK-2锆石U-Pb谐和年龄(a)和加权平均年龄(b)Fig.5 diagrams of zircon U-Pb concordia (a) and weighted average age (b) of HK-2 porphyritic dacite

表2 次英安斑岩的LA-MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析结果

样品HK-2锆石的176Lu/177Hf比值变化范围为0.00015～0.00122，平均值0.00047，显示极低的放射性成因Hf的积累。176Hf/177Hf比值变化范围为0.28229～0.28238，平均值0.28233。锆石Hf同位素初始比值εHf(t)变化范围在-7.65～-4.72，平均值-6.22；单阶段Hf模式年龄(tDM1)介于1231～1333 Ma之间，平均值1288 Ma；两阶段Hf模式年龄(tDM2)介于1709～1888 Ma之间，平均值1802 Ma。

5 讨论

5.1 形成时代

河口岩体次英安斑岩的锆石U-Pb年龄为428.6±2.2 Ma、429.6±2.4 Ma，而碎斑熔岩的锆石U-Pb年龄为443.6±5.4 Ma(巫建华等，2012)，两者成岩时差约15 Ma。次英安斑岩属于火山喷发活动后期的浅成-超浅成侵入岩，可见河口地区的火山活动为一个相对持续的多阶段过程。

此外，通过将河口地区、南迳盆地及大宝山地区的英安岩、次英安斑岩锆石U-Pb年龄对比分析可知(易立文等，2014；刘帅等，2018；瞿泓滢等，2019；赵如意等，2019)河口-大宝山-南径地区出露的次火山岩-火山岩形成时代主要介于445～435 Ma之间，暗示粤北-赣南地区不仅广泛发育加里东期花岗岩，而且存在广泛发育的加里东期的火山岩-次火山岩。

5.2 岩浆源区及构造环境

锆石Hf同位素体系封闭温度要高于锆石U-Pb同位素体系，可以示踪岩浆的源区和岩浆混合过程，反映岩浆源区的源岩特征，可作为讨论地壳演化、壳幔相互作用的重要工具(Patchett,1983;Cherniak et al.,1997;Cherniak and Watson,2003；吴福元等，2007；杨水源等，2010；徐文坦等，2019；高阳等，2019)。因此，通过次英安斑岩的锆石Hf同位素组成特征分析，能更好地探讨次英安斑岩的物质来源问题。

本次研究获得河口岩体次英安斑岩的εHf(t)变化范围较小，均呈明显负值(-7.65～-4.72)，指示其形成于陆壳物质的部分熔融。锆石206Pb/238U年龄与εHf(t)关系图显示，锆石的εHf(t)集中在上下地壳的演化线之间(图6)，表明其岩浆源区来自于地壳，并无明显地幔物质的加入。锆石Hf模式年龄(tDM2)平均值分别为1756 Ma、1802 Ma，指示河口地区可能存在过早元古代的古老基底，次英安斑岩可能是早元古代的变质岩部分熔融的产物。

图6 次英安斑岩的锆石206Pb/238U年龄与εHf(t)关系图Fig.6 The relationship between the age of 206Pb/238U and εHf(t)of zircons in porphyritic dacite

前人研究表明，在早古生代，扬子地块与华夏地块靠拢并发生碰撞，导致扬子地块东南缘地壳加厚，并产生热-应力松弛作用，随后转换为以碰撞为主的局部拉张减薄的伸展环境(钟立峰等，2006；夏明哲等，2010；舒良树，2012；张喜松和徐夕生，2015；覃晓云，2015)。地壳加厚和岩石圈地幔的拆沉，引起软流圈上涌，岩浆在上升过程中经历分离结晶作用形成火山岩(毛建仁等，2014；易立文等，2014；夏菲等，2017；刘帅等，2018)。河口岩体次英安斑岩地球化学特征研究表明其具有壳源S型花岗岩的特征，可能是在陆陆碰撞导致地壳不断增厚的背景下，地壳物质发生部分熔融的产物。可见，河口岩体次英安斑岩形成于加厚地壳背景下的后碰撞拉张构造环境，岩浆在上升过程中经历了结晶分离而形成安山质岩浆。

5.3 地质意义

河口岩体位于贵东复式花岗岩体的北东部边缘，后者因产出下庄铀矿田而受众多学者关注。研究表明，贵东花岗岩体为印支-燕山期多期多阶段的复式岩体，该岩体为铀成矿提供了丰富的铀源(徐夕生等，2003；凌洪飞等，2005)。多期次岩浆作用导致铀在岩体中不断富集，其铀含量明显高于地壳丰度值。而火山岩系中铀主要赋存于火山玻璃基质中，火山玻璃基质在后期水-岩相互作用过程中，容易释放出大量的铀并迁移富集。因此，河口岩体加里东期火山岩-次火山岩系可作为早期铀源，为铀的初步富集提供物质基础，再经后期岩浆演化、水-岩作用等进一步富集成矿。

结合前人研究成果，粤北-赣南地区广泛存在加里东期火山岩系，进一步暗示该阶段发生了较大的拉张活动，而并非前人所认为的华南加里东期岩浆活动发生在较大的深度和较闭合的非伸展环境(周新民，2003；王德滋，2004)。而伸展环境有利于流体的运移，这也为后期热液铀成矿提供了条件，促使该区成为重要的铀成矿远景区。