黔南独山下泥盆统丹林组碎屑锆石特征及其地质意义

2022-03-29刘凌云唐佐其唐婷婷

地质与勘探 2022年2期

韩雪,刘凌云,唐佐其,陈仁,唐婷婷,王琦

(1.贵州省地质调查院，贵州贵阳 550081；2.大阪市立大学理学研究科生物地球系专攻，日本大阪 5588585)

0 引言

黔南独山县位于江南造山带西南段古生代陆源盆地区(贵州地质调查院，2017)，是研究沉积物质来源的良好场所。在黔南独山地区，下泥盆统地层序列多以中-厚层石英砂岩为主，并夹少量薄层粘土岩(图2)，前人研究更为关注陆源碎屑物组成、粒度特征、沉积环境及地层古生物。而锆石作为副矿物出现在各类岩浆岩，尤其是酸性和碱性岩浆岩中，并作为碎屑物常出现于沉积岩中。由于锆石结晶时Pb很难进入其晶格而与U发生强烈分馏(Watson et al.,1997)，加之在阴极发光下锆石的增生环带清晰可见，使锆石微区U-Pb年龄精测在限定地层时代得到广泛的应用(Pi and Jiang,2016)。锆石物理化学性质及晶体结构稳定(Sinha,1992)，使得其在示踪物源(Belousova et al.,2002；Bomparola et al.,2007；Geisler et al.,2007；唐佐其等，2015；Yao et al.,2015；宋芳等，2016；何垚砚等，2020；詹骏彦等，2020)、分析古地理和构造演化(Zhang et al.,2016；刘凌云等，2020)等方面也得到了广泛的应用。黔南独山地区下泥盆统石英砂岩出露面积广、露头好、沉积连续，且在泥盆系地层中赋存铁、汞、铅锌、锑等矿产，但关于该地区碎屑锆石的研究较少见到。笔者在该区下泥盆统丹林组底部的石英砂岩系中挑选碎屑锆石进行研究，对其年龄分布、物质来源、U、Th、Ce、Eu等微量及稀土元素进行分析，进而讨论研究区丹林组碎屑锆石所代表的地质意义。

1 地质背景

黔南独山地区位于江南造山带西南段边缘，晚古生代地层十分发育并连续沉积，该区保存了贵州省内泥盆系最完整的地层系统。泥盆系下统自下而上划分为丹林组及舒家坪组，丹林组底界不整合上覆于志留系高寨田组之上，其岩石岩性主要为石英砂岩夹粘土质粉砂岩及粘土岩。其中，石英砂岩具斜层理、交错层理，磨圆度和分选性较好，石英矿物屑含量达90%～94%，填隙物成分主要为粘土矿物。前人在该组的粉砂岩中采集到植物化石。综合相关资料显示，丹林组是加里东构造运动之后沉积盆地的最早阶段沉积物，属于前滨沉积环境(中国区域地质志—贵州志，2017)。

2 采样位置及测试手段

考虑到独山地区丹林组石英砂岩在判断物源方面存在特殊意义，且在研究区南部该组地层中存在低温热液锑矿床，因此采集了丹林组底部石英砂岩系中的碎屑锆石样品一件，位于范家岭岗以南、正断层上盘之上，采样位置见图1。由采样点野外露头可见，石英砂岩具有不规则层状构造、条带状构造(图2a、b)及泄水构造(图2c)，并且在局部可见微同生正断层(图2c)，受流水侵蚀后构造特征更为明显。石英砂岩分为浅色系与暗色系，由镜下观察可知暗色系石英砂岩中因含有少量暗色矿物(电气石)所致，本次样品取自浅色系石英砂岩。

图1 研究区地质简图(据1:5万独山幅、Zhang et al.,2016修改)

图2 丹林组野外露头照片

样品锆石的分离及挑选在首钢地质勘查院完成。测试工作在中国科学院贵阳地球化学研究所激光微区分析实验室(LA-ICP-MS)进行。

锆石通过粉碎、重、磁选从样品中分离后进行人工挑纯。之后将其粘到环氧树胶上，然后经过粗磨、细磨和抛光，便进行锆石反射光、透射光照相，并采集阴极发光(CL)图像，通过锆石内部特征选择合适位置进行U-Pb同位素及其他微量元素测定。锆石阴极发光(CL)图像采集在北京锆年领航科技有限公司使用HITHCH S-3000N型扫描电镜相连接的 GEOL Gatan Chroma 阴极发光仪完成。锆石定年分析使用配备了193 nm波长的ArF准分子激光剥蚀系统(型号：GeoLas Pro)的Agilent 7900质谱仪。所用仪器是具有剥蚀物质的载气为高纯氦气(99.999%)，激光频率6 Hz，能量密度5 J/cm2，激光剥蚀所用束斑直径根据锆石颗粒大小决定，大多为40 μm。

锆石U-Pb同位素组成分析用91500国际标准锆石作为外标来进行线性漂移校正，内标为QINGHU锆石(156 Ma)。详细测试分析过程见文献(Tang et al.，2020)。从ICP-MS中收集的数据使用ICPMSDateCal软件处理，用于校准、背景校正和积分区间漂移处理。加权平均年龄计算与谐和图的绘制运用Ludwig(2003)编制的Isoplot/Ex_ver4.15软件完成。样品分析过程中，91500、QINGHU标样作为未知样品的分析结果与推荐年龄值(1064 Ma，156 Ma)(Yuan et al.，2004，2008)在误差范围内一致。

3 测试结果

3.1 锆石年龄测试结果

样品GZ-20190728-2中碎屑大部分锆石磨圆度较好，多呈圆状、次圆状，少数呈半自形，大小从150～200 μm不等。如图3所示，部分锆石阴极发光图像(CL)显示灰-暗灰色，多数锆石具有密集环带，部分锆石环带不明显或受到后期破坏，表现出变质(热液)锆石的特征。

图3 部分碎屑锆石阴极发光(CL)图像、测点位置及年龄

挑选了样品中77颗发育明显环带的锆石开展LA-ICP-MS U-Pb同位素分析，获得72个谐和度大于90%的分析结果(附表1)。其中仅1颗锆石Th/U比值小于0.1，结合阴极发光图像，这些锆石几乎均属于岩浆锆石，分析结果可以大致反映沉积物源区岩浆活动事件。

在分析年龄分布频度时(图4)，对于小于1000 Ma的测点则采用206Pb/238U年龄，而对于年龄大于1000 Ma 的测点采用207Pb/206Pb年龄。72颗锆石分析结果揭示了这些岩浆锆石较广的年龄范围(427～2753 Ma)。3颗最年轻锆石谐和年龄分别为427±5 Ma、433±5 Ma、438±5 Ma，其组成一组，占比4.2%，加权平均年龄为432±14 Ma(MSWD=1.2)。这些锆石形成于中志留世，符合样品所处层位(下泥盆统)。

图4 独山地区丹林组下泥盆统碎屑锆石U-Pb年龄直方图

本次将剩余锆石分为4组：中寒武世(500～519 Ma)，早寒武世(530～560 Ma)，共占比12.5%、新元古代(600～995 Ma)，占比50.0%、中元古代(1000～1600 Ma)，占比13.9%，以及前中元古代(>1600 Ma)，占比19.4%。4颗中寒武世锆石组成密集的一组，加权平均年龄为509±14 Ma。8颗早寒武世锆石组成另一密集的组，加权平均年龄为547.1±9.3 Ma。新元古代锆石测年结果显示五个明显峰值，分别为613、703、798、897、988 Ma，而中元古代锆石具有两个年龄峰，位于1068、1144 Ma。前中元古代锆石年龄峰值并不明显，可能与测试数据较少有关系。

3.2 锆石稀土元素测试结果

锆石中稀土元素总量(∑REE)变化范围较大，在(206.65～1781.35)×10-6之间变化。球粒陨石标准化稀土配分模式表现为左倾型，即轻稀土亏损、重稀土逐步富集，普遍出现Ce的正异常。不同时代的锆石Eu含量存在变化(附表2)：所有古生代及前中元古代锆石均显示明显的负Eu异常(δEu：0.03～0.37)，但部分新元古代锆石(926～831 Ma)没有表现出明显Eu异常(δEu：0.57～0.87)。

4 讨论

4.1 物源来源

图4a列出了邻近地区前寒武纪扬子板块东缘、华夏板块、江南造山带碎屑锆石年龄谱特征(李献华，2012；Geng，2015)；图4b为本次工作所得丹林组底部碎屑锆石年龄谱；图4c为独山地区丹林组-舒家坪组碎屑锆石年龄谱(Zhang et al.,2016)。

由碎屑锆石年龄频率分布图及与相邻区域相当层位的对比图(图4)可见，本文所得碎屑锆石年龄分布与Zhang et al.(2016)的结果相似。本文数据及前人数据均表明，丹林组内绝大部分锆石形成于新元古代(56.2%)，形成五个明显的年龄峰值(图4d)，代表五次岩浆集中活动期。大量已发表数据已经揭示，与这五次岩浆活动相关的地质记录广泛存在于江南造山带中(丁炳华等，2008；柏道远等，2010；高林志等，2010；薛怀民等，2010；王敏等，2011，2016；Wang et al.,2012；王劲松等，2012；王鹏鸣等，2012；徐文坦等，2019；詹俊彦等，2020)。显而易见，丹林组沉积碎屑主要来自附近的江南造山带。

图5 独山地区丹林组碎屑锆石稀土元素球粒陨石标准化分布图(球粒陨石标准化值引自Taylor and Mc Lennan,1985)

在江南造山带主体地区并没有明确的早古生代岩浆活动记录。位于江南造山带以南的桂北地区发育一套以加里东-印支期花岗岩为主的大型复式岩体(伍静等，2012；薛生升等，2019),其中记录了早古生代岩浆活动，如桂北苗儿山-越城岭花岗岩(415～382 Ma)(Zhao et al.，2013;Zhang et al.,2016)。加里东期华夏板块苗儿山-越城岭大型复式岩体为丹林组碎屑物的次要源区。该推论与其较低的锆石频度吻合，较之于江南造山带，桂北苗儿山-越城岭地区距离盆地沉积区更远。

4.2 锆石数据记录的岩浆活动频次、岩浆岩构造属性

江南造山带的岩浆活动历史已经比较清晰(王敏等，2016)，但华夏板块苗儿山-越城岭大型复式岩体岩浆活动早古生代历史还值得讨论。本文的新数据揭示三个早古生代岩浆活动集中期，分别为547 Ma、509 Ma、437 Ma。推测这三次岩浆活动集中期代表了华夏板块苗儿山-越城岭大型复式岩体早古生代主要岩浆活动历史。

锆石稀土元素含量可以为岩浆活动构造属性提供一定制约。锆石具有极紧密的晶体结构，只有半径较小的离子易于进入其晶格内。因而，几乎所有锆石的稀土配分样式均显示重稀土富集型。Eu、Ce两个元素均存在两个具有不同离子半径的价态：+2、+3价，其受控于锆石结晶时的环境氧化-还原条件(Hoskin and Schaltegger，2003)。二价Eu的离子半径比四价Zr大很多(Shannon,1976)，不容易进入锆石晶格。因而，在还原环境下，锆石稀土配分样式往往表现出明显的负Eu异常，否则不显示异常。本文报道的古生代锆石全部显示明显的负Eu异常，表明其形成环境的氧逸度并不高。相反，新元古代锆石则既有负Eu异常的锆石，也有不存在Eu异常的锆石。这种差异指示两者形成环境明显不同。鉴于江南造山带内的新元古代岩浆岩普遍被认为形成于板内环境(如Li et al.,2003;薛怀民等，2012；王敏等，2016)，推测华夏板块西缘的古生代岩浆岩主体形成于板缘环境，即其形成与板块俯冲或大陆碰撞相关。由此还可以推测，研究区(乃至整个扬子板块东南缘)泥盆系形成于板块俯冲之后的前陆盆地环境。在采样区，石英砂岩显示为浅色石英砂脉，其边界不规则状、火焰状(图2b)，并可见泄水构造与微同沉积断层(图2d)。这些特点表明，丹林组砂岩沉积期处于强构造活动阶段。此外，泥盆系与下伏地层之间的沉积间断及角度不整合在扬子板块东南缘广泛发育。

4.3 沉积环境分析

由地震作用改造未固结的水下沉积物而形成再沉积层被Seilacher(1969)定义为震积岩。其识别标志包括微同沉积断裂、重力断层、微褶皱纹理、砂岩脉(墙)、泥晶脉等，以及与伴生的一系列构造例如枕状构造、球状构造、包卷层理、泄水构造、滑塌滑移等，这些特征均可作为震积岩的识别标志(贾志海等，2003；袁静，2005；赵卫卫等，2006)。在采样地点可见石英砂岩系野外露头具有明显的浅色系石英砂岩脉，且它们具有不规则层状、条带状构造(图2b)，并且可见泄水构造与微同沉积断层(图2d)。据韩雪等(2021)研究结果表明，在丹林组早期沉积时期，其下部地层震动液化可能是由于该地区存在潜火山作用引起，且处于热水沉积的状态。