西大别山腹地晚中生代安山岩U-Pb年代学和地球化学特征

2021-07-01王光洪

合肥工业大学学报（自然科学版） 2021年6期

朱江,吴波,王光洪,陈超,邓新

(1.长江大学资源与环境学院,湖北武汉 430100; 2.长江大学油气地球化学与环境湖北省重点实验室,湖北武汉 430100; 3.湖北省地质调查院,湖北武汉 430034; 4.四川省冶金地质勘查局六○五大队,四川眉山 620860; 5.中国地质调查局武汉地质调查中心,湖北武汉 430205)

大别造山带地处东秦岭造山带的东延部分,经历了新元古代—早中生代多期次、多阶段的碰撞—扩张—聚合的演化过程,构造形迹复杂,以发育早中生代超高压变质作用和白垩纪岩浆岩为显著特色[1-3]。该区域早前寒武纪岩石都发生了不同程度后期变质改造或破坏,其保存和出露范围较为有限[4]。古生代岩浆和沉积记录在大别山腹地鲜有报道[5],这可能是由于遭受了中生代强烈地壳抬升-剥蚀作用,因此对大别地区陆壳基底性质、增生历史及生长演化过程认识相对薄弱,且多依赖于变质岩和变质事件研究[1]。火山活动中捕获或继承锆石信息可能提供岩浆通道周围地质体的演化信息,为认识区域地壳基底性质和热历史提供一定约束[6-7]。

大别山白垩纪火山岩主要发育于桐柏-大别造山带北麓的北淮阳地区,构成白垩纪火山岩带,其喷发时限主要集中于133～125 Ma[8-12],火山机构保存良好,指示了地壳强烈伸展的构造背景[9-10,13-14]。在大别山腹地广泛发育晚中生代花岗岩基[15-19],而区内白垩纪火山活动出露十分有限。大别山中生代火山岩分布是与深大断裂分布有关,还是与地壳拉张-沉降程度有关?大别山腹地火山岩活动与北淮阳带火山岩有无时空和成因联系?这些问题仍有待于大别山腹地白垩纪火山岩的进一步研究。

吕王-高桥构造混杂岩带呈近南北走向贯穿西大别地区,断续出露榴辉(闪)岩、蛇纹石化橄榄岩、大理岩和陆源碎屑岩等,具有深大断裂性质[20-23]。本文对西大别腹地该构造混杂带内仙居顶安山岩开展了年代学和地球化学研究,讨论其岩石成因,为理解大别山白垩纪火山活动提供新约束,并利用其中继承锆石对西大别基底性质和陆壳演化认识提供更多信息。

1 地质背景

大别造山带地处中国中部,大地构造上是东秦岭造山带的东延,属华北和华南两大板块拼合部位。由太古宙至早中生代,该区域经历了多期次、多阶段的碰撞—扩张—聚合的演化过程[1-2]。以桐柏—磨子潭断裂(商丹缝合带的东延)为界,大别造山带可分为北淮阳构造带和大别构造带2个构造单元[1,24]。以商城—麻城(商麻)断裂为界,大别造山带又分为西大别地区和东大别地区。

西大别地区在形状上呈一个楔形体。根据变质程度和原岩特征,西大别地区由北向南被划分为6个岩石构造单元,即南湾复理石带、肖家庙混杂岩带、浒湾高压带、新县超高压带、红安高压带及木兰山蓝片岩-绿片岩带[1,25],如图1所示(据文献[25]修改)。图1中,岩体U-Pb同位素年龄据文献[15-17]。

区域内主要岩石类型有构造片岩、片麻岩、花岗质片麻岩、片麻状花岗岩、榴辉岩、角闪岩、混合岩及糜棱岩等。区内在各个地质时期均有不同程度的岩浆活动,并以新元古代和白垩纪中酸性侵入岩出露最为广泛[19,25-26]。

吕王-高桥构造混杂岩带出露于宣化店—高桥—永佳河一带,其北西端被早白垩世灵山岩基截断,而南东端被麻城—新洲盆地公安寨组砂砾岩和第四系覆盖。该混杂岩带发育多期次构造变形,基质与岩块间主要为构造接触,岩块延伸方向与基质片理基本一致。基质物质主体为变碎屑沉积岩,主要岩性为白云钠长片麻岩、白云石英片岩、白云钠长石英片岩、浅粒岩等,碎屑锆石下限年龄为1 365 Ma[22]。岩块组成复杂,包括榴辉(闪)岩、斜长角闪岩、含石墨石英片岩以及大理岩等[20-22],主要为一套浅海相沉积物质。

2 样品岩石学特征

研究对象为吕王-高桥构造混杂岩带中产出的安山岩脉,出露于大悟县吕王镇仙居顶村附近(采样点地理坐标为E114°23′、N31°30′)。仙居顶安山岩野外产出露头和显微照片如图2所示。该安山岩脉沿构造带产状稳定产出,地表出露厚度3～7 m。岩脉产状与围岩产状一致,与围岩呈构造接触关系(图2a)。其围岩为白云钠长片麻岩,为变碎屑沉积岩。

仙居顶安山岩呈黄褐色,块状构造,斑状和安山结构,并发育气孔和杏仁体(图2b),弱风化。斑晶含量不均匀,一般占比为2%～5%,主要由斜长石(Pl)、暗色矿物组成,粒径0.2～0.8 mm,部分绿泥石化和碳酸盐岩化。基质呈典型安山结构,主要矿物组成为斜长石,呈细长针状无定向分布,粒径长约0.1 mm(图2c、图2d)。气孔和杏仁体多被碳酸盐类矿物充填。

3 样品与分析方法

3.1 锆石U-Pb同位素测定

选取1件安山岩样品用于锆石定年,质量约8 kg。原岩样品经常规粉碎、磁选和重选,得到纯度较高的锆石,然后在双目镜下经人工挑选出纯度在99%以上的锆石。在双目镜下对锆石进行分类,挑选晶形完好、未蚀变的锆石颗粒制成样品靶,在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室进行了透射光、反射光及阴极发光(cathodoluminescence,CL)照相。选择样品靶中环带结构发育较好、裂隙较少的锆石,在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱(laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry,LA-ICP-MS)技术进行微量元素质量分数和U-Pb同位素组成测定。激光剥蚀系统为GeoLas 2005,ICP-MS质谱仪为Agilent 7500a。本次测试中采用的激光剥蚀束斑直径为32 μm,能量密度为10 J/cm2。U-Pb同位素测试中采用锆石标准91500作外标[27-28]进行同位素分馏校正，详细仪器操作过程和数据处理方法见文献[29-30]。分析给定的同位素比值和年龄的误差(标准偏差)在1σ水平。锆石U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算均利用Isoplot[31]完成。

3.2 全岩地球化学分析

选取5件新鲜的安山岩样品进行全岩主量元素及微量和稀土元素测试，测试分析在中国地质调查局武汉地质调查中心完成。主量元素分析仪器为荷兰PW2440型波长色散X荧光光谱仪,分析精度优于3.2%;微量和稀土元素分析仪器为美国等离子质谱仪和法国JY38S型等离子体原子发射光谱仪,分析精度优于4%。

3.3 全岩Sr-Nd同位素分析

利用常规离子交换树脂技术进行样品分离。在中国地质调查局武汉地质调查中心同位素实验室采用德国Finnigan公司MAT-261热电离蒸发固体质谱计进行Sr和Nd同位素测定。

用NBS987和GBW04419标准物质对仪器和分析流程进行监控。87Rb/86Sr和147Sm/144Nd比值由测得的Rb、Sr、Sm及Nd质量分数计算得出。Sr同位素分馏校正采用86Sr/88Sr为0.119 4,Nd同位素的分馏校正采用146Nd/144Nd为0.721 9。测试中,NBS987标准给出的87Sr/86Sr平均值为0.710 34±26(2σ),GBW04419标准给出的143Nd/144Nd平均值为0.512 725±7(2σ)。全程Sr空白小于4 ng,Nd空白小于1 ng。

4 测试结果

(1) 锆石U-Pb同位素测年。锆石呈无色-浅褐色,颗粒大小中等,长度50～100 μm之间,宽20～80 μm。锆石CL图像显示,一部分锆石均具有清晰的单期生长的同心环带特征;还有一部分锆石发育弱分带或面状分带的变质增生边,增生边的宽度一般为2～9 μm。代表性锆石CL图像如图3所示。分析点的w(Th)/w(U)比值范围主要为0.33～3.09。

对安山岩样品XJD-1中26颗锆石进行26个测点的LA-ICP-MS分析,结果见表1所列。

数据点具有近似谐和的年龄,其206Pb/238U表面年龄范围在2 727～123 Ma之间,在U-Pb谐和曲线上可分为5组,如图4所示(第1组测点介于2 800～2 400 Ma区间,未显示)。5组测点206Pb/238U年龄及其加权平均值分别为:第1组, 2 727～2 302 Ma,n=6,(2 416±120) Ma;第2组,787～715 Ma,n=5,(730±13) Ma;第3组,431～428 Ma,n=2,(430±9) Ma;第4组,242～222 Ma,n=3,(224±15) Ma;第5组,134～123 Ma,n=9,(127.5±1.7) Ma。

图4 仙居顶安山岩锆石U-Pb年龄

第1组、第2组、第3组测点均位于锆石核部,并可见清晰的震荡环带,属岩浆锆石残核;第4组测点区域无分带或弱分带,其w(Th)/w(U)比值为0.05～0.84,暗示了变质锆石特征;第5组年龄所分析锆石均具有良好的晶型,发育清晰的单期生长的同心环带,且无变质增生边,指示了单一的岩浆成因。因此,第5组9个测点年龄数据代表了安山岩的形成年龄,其余4组测点可能代表了继承锆石或捕获锆石年龄。

(2) 岩石地球化学。5个安山岩样品的主量元素质量分数分析结果见表2所列,稀土和微量元素分析结果见表3所列。

表2 仙居顶安山岩主量元素质量分数分析结果 %

表3 仙居顶安山岩稀土和微量元素分析结果

仙居顶安山岩主量元素图解如图5所示。

图5 仙居顶安山岩主量元素图解

样品w(SiO2)为59.98%～61.40%,全碱质量分数为6.14%～7.55%,w(K2O)为5.03%～7.40%,w(K2O)/w(Na2O)比值远大于1,w(Al2O3)为15.01%～16.06%,w(TiO2)为1.04%～1.14%,w(MgO)为2.34%～3.14%。Mg#值变化范围为44～50。样品点在TAS图解中投在粗面安山岩区域,在w(SiO2)-w(K2O)图解中投在钾玄岩系列。

仙居顶安山岩稀土和微量元素图解如图6所示。图6中，稀土元素标准化值据文献[32]，微量元素标准化值据文献[33]。

图6 仙居顶安山岩稀土和微量元素图解

稀土元素质量分数介于(223.8～278.1)×10-6。在球粒陨石稀土元素配分曲线上,样品具有良好的一致性,轻稀土元素(light rare earth element, LREE)相对富集,重稀土元素相对亏损,(La/Yb)N为15.16～18.62,Eu异常不明显,δEu为0.88～1.02。在原始地幔微量元素蛛网图上,Rb、Ba、K等大离子亲石元素(large-ion lithophile element, LILE)相对富集,高场强元素Nb、Ta及Ti亏损,且亏损Sr,富集Pb。

(3) 全岩Sr-Nd同位素。5个安山岩样品Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析结果分别见表4、表5所列。全岩初始Sr比值(87Sr/86Sr)i为0.698 570～0.701 974，岩石初始Sr同位素组成整体偏低(全部小于0.704)。(143Nd/144Nd)i为0.511 737～0.511 768,εNd(t)为-13.8～-14.4,Nd同位素模式年龄TDM为1.83～1.99 Ga。

表4 仙居顶安山岩全岩Rb-Sr同位素分析结果

表5 仙居顶安山岩全岩Sm-Nd同位素分析结果

5 讨论

5.1 岩石成因和起源

安山岩广泛发育于安第斯型活动大陆边缘,往往与板块俯冲关系密切[34]。其成因模式复杂,受到源区组成、岩浆混合、分离结晶及地壳混染等因素影响[34-36]。大别造山带北淮阳火山岩带中广泛发育粗面安山岩、安山岩、粗面岩、英安岩及流纹岩,其中流纹岩或英安岩可能是地壳重熔产物[10,14],而安山质火山岩成因模式主要有玄武质熔体在地壳中演化产物[36]、交代地幔源区部分熔融的产物[10,36-37]2种。幔源初始岩浆组分差异是这2种成因模式的重要区别[10,14]。

仙居顶安山岩的喷发时限为(127.5±1.7) Ma,在时间上形成于大别造山带陆内演化阶段[13,16-18,38-40]。岩石w(Al2O3)为15.01%～16.06%、w(K2O)/w(Na2O)值远大于1、属于钾玄岩系列、富集LREE和LILE,显示出弧火山岩亲缘性,暗示成岩过程中存在大量地壳物质的参与。该安山岩发育大量古老继承或捕获锆石,并保留了新太古代(2 727～2 302 Ma)、新元古代(787～715 Ma)、印支期(242～222 Ma)的岩浆锆石年龄信息,也支持地壳物质参与到成岩过程的认识。

仙居顶安山岩内未见基性包体,研究区白垩纪基性-超基性岩石未见出露[22,38-40],这暗示该安山岩是玄武质岩浆演化产物的可能性较小。文献[14]通过研究北淮阳地区毛坦厂组和苏鲁地区晚中生代火山岩的元素和同位素地球化学特征,认为这些火山岩源于受到陆壳改造的富集岩石圈地幔;文献 [38-40]也认为富集岩石圈地幔是大别山早白垩世镁铁质-超镁铁质侵入岩的重要源区。仙居顶安山岩具有很低的ISr值和负εNd(t)值(-13.8～-14.4);其ISr值均低于0.705,可能存在Sr流失,不具有实际地质意义。仙居顶安山岩Sr-Nd同位素图解如图7所示(底图据文献[17,38]修改)。图7中:华北地块下地壳、中上地壳和扬子地块上、下地壳范围引自文献[38];中生代花岗岩范围引自文献[17];白垩纪镁铁质-超镁铁质岩石范围引自文献[39-40];灵山花岗岩基数据为笔者待发表数据;MORB表示洋中脊玄武岩,EMⅠ表示富集地幔端元Ⅰ。仙居顶安山岩Nd同位素组成与大别地区镁铁质-超镁铁质岩石接近,表现出富集Nd同位素特征,高于同一时期起源于下地壳重熔的灵山花岗岩基。

图7 仙居顶安山岩Sr-Nd同位素图解

综上所述,仙居顶安山岩的初始岩浆可能起源于受到流体/地壳熔体改造后的富集岩石圈地幔,幔源安山质初始岩浆上侵过程中发生壳幔相互作用[38],并存在地壳物质的加入。

5.2 对西大别伸展背景的指示

大别山白垩纪火山岩主要出露于桐柏—磨子潭断裂以北的北淮阳地区,发育陈棚组、金刚台组、响洪甸组及毛坦厂组[8-12,41],构成北淮阳白垩纪火山岩带,其主要岩性包括玄武质粗面安山岩、安山岩、粗面安山岩及粗面岩,还有部分的英安岩、流纹岩、响岩、凝灰岩及火山碎肩岩,其形成时限主要集中于130～125 Ma[8-12,41]。北淮阳火山岩带中保留了良好的火山颈、火山口、隐爆角砾岩等火山机构构造,暗示了地壳强烈伸展和快速沉降[8-12,41]。

仙居顶安山岩研究表明,白垩纪安山质火山活动不仅发育于北淮阳地区,在大别山核部也有发育。该安山岩形成时限为(127.5±1.7) Ma,与北淮阳火山岩带形成时限基本一致,可能形成于统一的伸展动力学背景。西大别山地区灵山、新县及夏店等岩基地球化学特征研究[14-18]认为,上述花岗岩基主要形成于加厚下地壳拆沉阶段的挤压—伸展转化环境,峰期时限在133 Ma左右。花岗岩基一般侵位于地壳较深部位(大于5～10 km),而火山岩多形成于地壳浅表部[42],两者在同一夷平面出露暗示:在仙居顶安山岩喷发之前,西大别地壳在数百万年内遭受了强烈隆升-剥蚀作用。综合推断,西大别区域在127 Ma左右发生岩石圈强烈伸展和快速沉降。深部安山质岩浆沿区域性深大断裂(吕王-高桥构造混杂岩带)上升和喷发出地表。

5.3 对基底性质和演化的约束

因为强烈变质改造和剥蚀作用的存在,大别山地区多数前寒武纪岩石出露和保存范围较为有限[4],另外迄今少有大别山腹地古生代岩浆-热事件报道[1,5],所以对大别山前寒武纪—古生代陆壳基底性质和热演化历史认识尚不清晰[1,5]。仙居顶安山岩中发育大量继承或捕获锆石,这可能是幔源岩浆沿深大断裂带上侵过程中地壳物质加入的印记。通过俘获锆石的研究可以推测岩浆通道周围地质体的演化历史[6-7],笔者期望借此进一步理解西大别山腹地陆壳形成-热演化历史。

仙居顶安山岩中继承锆石保留了大量太古代—中生代U-Pb年龄信息,结合区域地质分析,本文得到以下认识:

(1) 第1组年龄(2 727～2 302 Ma,n=6)反映了大别地区新太古代古老物质基底物质。这与吕王-高桥构造混杂岩带副变质岩的碎屑锆石最古老年龄峰期(2 800～2 400 Ma)[4]一致,并与大别岩群和黄土岭片麻岩中2 500～2 766 Ma锆石核部年龄记录[43-44]相吻合。

(2) 第2组年龄(787～715 Ma,n=5)记录了扬子北缘新元古代强烈拉张-岩浆作用。西大别地区大量发育记录新元古代740 Ma左右拉张-岩浆事件的岩浆岩[26,45-46],如定远组[46]和红安岩群七角山岩组双峰式火山岩[26],属于扬子地块区的重要印记。

(3) 第3组年龄(431～428 Ma,n=2)暗示了早古生代岩浆作用。文献[5]提出在桐柏-大别山南、北麓存在古生代双岩浆岩带,分别与伸展有关和与岛弧俯冲有关。在大地构造上,西大别地区向西可与随枣-南秦岭构造带相联接,属于该双岩浆岩带中的南带。但是由于经历强烈剥蚀作用,大别核部古生代岩浆岩出露和保存较少。古生代岩浆岩在南秦岭、随州地区保存较好,多以小岩体或火山岩形式产出[5,47-51],如随州黄羊山A型花岗岩-碱性杂岩体((439±6) Ma)[47]、南秦岭两竹和随州地区碱性岩及辉长岩(440～430 Ma)[48-51]。

(4) 第4组年龄(242～222 Ma,n=3)反映了早中生代扬子与华北地块陆陆碰撞-变质事件。大别地区广泛发育的榴辉岩及超高压变质岩较好地记录了该期构造-热事件[1,25]。

综上所述,仙居顶安山岩中捕获锆石年龄是不同构造-热事件的印记,记录了亲扬子陆壳属性信息;吕王-高桥构造混杂岩带发育于扬子地块北缘;西大别山核部地壳经历了元古代—中生代复杂的多期次构造-热事件,其中至少包括3次显著岩浆事件。