桂东北贺州英安岩锆石年代学、Hf同位素研究及其地质意义

2022-05-02王永强刘希军唐远兰孙艺容

高校地质学报 2022年2期

王永强，时毓 *，李响，刘希军，唐远兰，孙艺容

1. 桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室，桂林 541004；

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，桂林 541004；

3. 中国地质调查局武汉地质调查中心，武汉 430205

华南陆块指由扬子和华夏板块于新元古代碰撞接贴在一起的统一大陆，在地理位置上位于东亚陆缘中段，濒临西太平洋，是古亚洲洋、太平洋和特提斯洋三大构造域的交接处，构造演化复杂，具有特殊的地球动力学演化模式（杨婉芩, 2019；时毓等, 2019；王炯辉等, 2014; 毛景文等, 2004; 王光杰等, 2000）。华南在中生代经历了印支期和燕山期两期造山运动，构造体制由特提斯构造域（印支期）转变为太平洋构造域（燕山期），大地构造格局由东西向为主转变为北东向为主（Hsü et al.,1990; Chen et al., 2002; Li et al., 2003; 周新民, 2003;徐德明等, 2017; 李三忠等, 2011）。华南在燕山期经历了多期次的挤压和伸展，总体呈现出长期的伸展和短期的挤压。关于华南在中生代构造体制转换的具体时限，目前主要有三种主流观点：Yang 等（2015）认为在三叠纪约225～230 Ma发生了挤压到伸展的体制转换；也有部分学者（舒良树, 2012;邢光福等, 2008; 张岳桥等, 2009; 郭岐明等, 2019）支持构造体制转换发生在160～190 Ma的早中侏罗世，且以双峰式火山岩和裂谷盆地群为转换标志；但毛建仁等（2004）则认为华南在侏罗纪—白垩纪之交发生了构造体制的转换。关于太平洋板块的俯冲深度及方向同样尚存争议（杨婉芩, 2019; 李三忠等, 2017; 孙占亮, 2014）。南岭地区被认为是华南中生代构造体制的转换区（邓平等, 2004; 舒良树, 2012），南岭成矿带也是中国乃至世界上很重要的一条成矿带，中生代尤其是燕山期岩浆活动频繁，广泛发育中生代花岗岩，故形成了大量与花岗岩密切相关的钨锡铍铌钽等多金属矿产，与成矿有关的花岗质岩石的形成年龄也高度集中（阳杰华等,2017）。英安岩是岩浆作用的直接地质响应，中酸性岩浆岩的岩浆在上升过程中经过深部而喷出地表，故岩石中保存了大量来自深部的重要信息（李政林等, 2019）。因此，对华南地区中酸性岩浆岩的研究，对于揭示其岩石成因及成岩时的构造背景意义重大。

本文对桂东北地区的中生代中酸性英安岩样品进行了岩石学、岩相学、锆石U-Pb年代学和锆石Hf同位素分析测试，进一步讨论了该区英安岩的形成年代及源区，以期为华南中生代构造背景及构造演化格局研究提供新的思路。

1 研究区地质概况及样品特征

1.1 地质概况

本文研究区位于扬子板块和华夏板块的拼合带上，其北西为扬子板块，南东为华夏板块（图1a）。区内地层发育较齐全，出露寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、三叠系、侏罗系和第四系（陆小平, 2009; 冯佐海等, 2002）。样品采于泥盆系中(图1b)，为了查明区内泥盆系岩性，绘制了一条走向为266°的实测地质剖面，剖面起点坐标为：N24°46′40.8″，E111°44′57.0″，剖面长1488 m，露头出露良好。样品采于18层，为灰绿色变质英安岩（图2）。

图1 桂东北地区地质图及采样位置Fig. 1 Geological map of Northeast Guangxi and sampling location

剖面各分层描述如下：（1）深灰色中薄层状含生物屑微晶灰岩，层间偶夹泥皮，岩层有弯曲；（2）灰色厚层—块状重结晶生物屑砂屑微晶灰岩，顶部变厚为块状，可见珊瑚、腕足类化石，方解石脉发育；（3）浅灰色偶夹灰白色厚层状重结晶含生物屑微晶灰岩，可见亮晶方解石填充的晶洞或不规则状脉，底部含生物屑；（4）灰白色偶夹浅灰色厚层状—块状重结晶微晶灰岩，可见鸟眼构造，不规则方解石脉，溶洞、溶芽发育，贝壳状断口；（5）浅灰色厚层—块状重结晶微晶灰岩(局部含白云岩团块)，方解石细脉发育，部分铁染成红色，见晶洞、缝合线；（6）灰色厚层状—块状细晶白云岩，方解石脉发育，风化面黑且多溶孔；（7）深灰色厚层—块状重结晶微晶灰岩；（8）浅灰白色厚层—块状含藻屑重结晶灰岩，层内发育方解石细脉不规则穿插岩层；（9）灰绿色变质英安岩；（10）灰白色块状含藻屑重结晶灰岩；（11）灰绿色变质英安岩；（12）灰白色块状含藻屑重结晶灰岩，风化面可见生物化石；（13）灰绿色变质英安岩；（14）浅灰色厚层状含生物屑砂屑微晶灰岩，方解石细脉发育，风化面见大量生物化石；（15）灰白色厚层状含生物屑砂屑微晶灰岩，可见鸟眼构造、腕足类化石；（16）灰绿色变质英安岩；（17）灰白色厚层状重结晶微晶灰岩，重结晶不均匀呈花斑状；（18）灰绿色变质英安岩；（19）灰白色厚层块状含生物屑砂屑微晶灰岩，见鸟眼构造，风化面可见生物化石；（20）灰白色厚层状重结晶含藻纹层微晶灰岩，藻纹层由结晶较粗的方解石组成，向上藻纹层增多呈水平状，发育少量鸟眼构造；（21）灰白色厚层状重结晶含藻纹层砂屑微晶灰岩，中上部灰岩局部不均匀白云石化，藻纹呈水平、微波状；（22）灰白色夹浅肉红色厚层状重结晶藻纹层砂屑微晶灰岩，每个单层上部见微波、水平状藻纹层。

研究区出露主要岩性为一套石灰岩，在9、11、13、16、18层出露有灰绿色变质英安岩，在6层出露有细晶白云岩，考虑到应为白云石化作用的结果，当时应处于一种海相沉积的环境。泥盆系角度不整合接触于下伏寒武系地层（时毓等,2019）。该区一直是地学界讨论的热点，经历了晋宁期、加里东期、印支期和燕山期的岩浆活动（鹿坤, 2006）。

1.2 样品特征

本文研究样品PM027为出露于桂东北贺州开山镇的角闪英安岩（图1b; GPS：N24°42′37.64″、E111°27′6.72″），样品风化面呈浅黄色，新鲜面为暗灰色，岩石表面风化严重（图3a，b）。样品具变余斑状结构，斑晶为蚀变斜长石（15%）自形板状假象，粒度大者达0.8×1.6 mm，强烈绢云母化，隐约显示聚片双晶和环带结构假象；蚀变暗色矿物（5%）柱状假象，横切面菱形、长六边形假象，粒度大者达1×2 mm，强烈绢云母、绿泥石和褐铁矿化，据形态推测原生矿物可能为普通角闪石；石英（5%）呈粒状假象，粒度达0.6 mm（图3c，d）。基质可能由斜长石、暗色矿物、石英、磁铁矿、玻璃质等组成，现已强烈变质蚀变为绢云母、绿泥石、褐铁矿（约60%）、微晶隐晶石英（15%）等，岩石经历了强烈的蚀变、变质和风化作用。

图3 英安岩样品PM027的野外和手标本照片及正交偏光镜下特征Fig. 3 Field and hand specimen photographs and characteristics under orthogonal polarizing microscopic of dacite sample (PM027)

2 测试方法

样品的破碎和锆石的挑选由河北廊坊市诚信地质服务有限公司完成。锆石的制靶和阴极发光（CL）显微成像工作由重庆市宇劲科技有限公司完成。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了锆石定年的测定，测试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 7500 s ICP-MS连接，激光束斑直径选定为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，每次测试分析前后进行了两次标样GJ分析，每组都包含12个样品点且各组分析均进行了标样 Muk Tank的分析。采用Glitter（ver. 4.0）软件（Jackson et al., 2004）对样品的同位素比值及元素含量进行计算。普通铅校正使用ComPbCorr#3-15G程序（Andersen, 2002），年龄及谐和图绘制采用Isoplot 3程序。

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，采用装配ESI New wave 193 ArF准分子激光器的高分辨率多接收器ICP-MS系统完成。此过程采用标准锆石GJ-1分析作为参考来评估仪器的稳定性和可靠性，其平均值为176Hf/177Hf=0.281996±0.000020 (2σ, n=121)。测试过程中仪器的工作参数为：剥蚀时间为60 s，光束直径为44 μm，重复频率为10 Hz，脉冲能量密度约为5.2～6.1 J/cm2，剥蚀深度为2 μm。为得到精确的数据分析，用同一点的βYb的均值176Yb对176Hf进行干扰校正（唐红峰等，2008）。初始176Hf/177Hf值计算采用的176Lu衰变常数1.867×10-11（Söderlund et al., 2004），球粒陨石176Hf/177Hf=0.0336±1和176Hf/177Hf=0.282785±11(2σ) 用作进行εHf(t)计算（Bouvier et al., 2008）。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（Griffin et al., 2002）。

3 分析测试结果

3.1 锆石阴极发光特征及U-Pb年龄

贺州开山镇孔子庙英安岩样品中的锆石显示浑圆—椭圆状、长柱状，部分为不规则的破碎状。样品中锆石的长度约为100～250 μm，宽度约为40～80 μm，长宽比为1:1～3:1。阴极发光（CL）图像显示（图4），所测锆石均显示了明显的岩浆震荡环带。英安岩样品中锆石的LA-ICP-MS测试结果见表1。本文对22颗锆石进行了测试分析，锆石Th和U的含量变化范围分别为（36～529）×10-6和（73～418）×10-6，Th/U比值为0.36～2.46，平均值为1.44，具备岩浆成因锆石的特征（吴元保等,2004）。所测试锆石的年龄较集中，其年龄在谐和图上的投影点均落于谐和线或其附近（图5a），22颗锆石形成于燕山期晚侏罗世，年龄变化范围为154～163 Ma，206Pb/238U加权平均年龄为157.1±0.9 Ma（MSWD=1.06）（图5b）。

图4 贺州开山镇英安岩锆石阴极发光照片Fig. 4 Cathodoluminescence for zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

表1 贺州开山镇英安岩U-Pb年龄分析结果Table 1 U-Pb dating results for zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

图5 贺州开山镇英安岩中锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图Fig. 5 Concordia and weighted average plots for the U-Pb ages of zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

3.2 锆石Hf同位素组成

本文对贺州开山镇孔子庙英安岩PM027样品中22颗定年过的锆石进行了Hf同位素分析（表2），22个测试点的(176Hf/177Hf)i值为0.282526～0.282659（图6a），其中εHf(t)值均小于0（-5.68～-0.97）（图6b），暗示其可能主要来源于古老地壳。二阶段Hf的模式年龄TDM2较集中（1.26～1.54 Ga），平均值为1.38 Ga。

表2 贺州开山镇英安岩Hf同位素组成Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data of dacite in Kaishan, Hezhou

图6 贺州开山镇英安岩中锆石的(176Hf/177Hf)i-U-Pb年龄图和εHf(t)-U-Pb年龄图（①引自于津海等，2005；②引自徐夕生，2004）Fig. 6 Plots of (176Hf/177Hf)i vs. U-Pb ages (a) and εHf(t) vs. U-Pb ages (b) for zircon grains of dacite in Kaishan, Hezhou

4 讨论

4.1 英安岩的形成时代

华南在燕山期岩浆活动强烈，促进了该区的成岩成矿作用（毛景文等, 2004）。本文所测锆石为典型的岩浆成因，指示英安岩的成岩年龄为157.1±0.9 Ma（晚侏罗世; 图5）。然而，不同学者对华南燕山期多期次岩浆活动时限的划分略有不同（袁永盛等, 2020; 毛景文等, 2004; 华仁民,2005），其中，毛景文（2004）提出华南燕山期多金属成矿作用集中在170～150 Ma、140～125 Ma和110～80 Ma三个阶段，且在160～150 Ma是华南成岩成矿作用的高峰期（何珍明等, 2015; 张盼盼等,2018）。故英安岩在区域上与燕山期第一阶段岩浆活动年代一致。

南岭地区分为骑田岭—诸广山、大东山—贵东和花山—姑婆山—连阳—佛冈三个东西向的岩带（兰鸿锋等, 2020），桂东北地区处于花山—姑婆山一带（图1b），前人在此做了大量的年代学工作（表3）。以下成岩成矿主要集中在150～163 Ma，据章邦桐（2007）认为同一地区同期岩浆的侵入间隔不大于17 Ma，故认为以上出露于桂东北地区的岩体及矿床与本文英安岩同属华南燕山期第一次大规模岩浆活动的产物。

表3 花山—姑婆山岩带燕山期岩体及矿床年龄Table 3 The Yanshanian pluton and age of ore deposits in Huashan-Guposhan rock belt

燕山早期（199.6～145.5 Ma）多为中深成侵入岩，缺少火山岩类，仅在南岭中西段（宁远、道县、长城岭）发现 175～178 Ma的玄武岩（朱金初等,2006）、西山地区154～159 Ma的流纹岩（付建明等, 2004）和赣南寻乌190 Ma的玄武岩（项媛馨等,2012），主要分布于内陆（尤其南岭地区）；燕山晚期（145.5～65.5 Ma）有大量火山岩相伴产出，这种现象以江西赣江为界，以西仅见花岗岩而未见火山岩，构成了花岗质火山侵入杂岩带，多分布在东南沿海一带（孙涛, 2006; 朱春林等, 1997; 王德滋,2004; 周新民等, 2000）。如：96.8 Ma的粤北长塘流纹岩（劳玉军等, 2016）；浙江天目山流纹岩和英安岩为133.6±1.5 Ma和135±2.1 Ma（刘健等, 2019）；闽西南紫金山流纹岩为110.1±0.7 Ma（肖爱芳等,2012）。以往在该区的报道主要为基性—中酸性侵入岩（时毓等, 2019; 张德全等, 1985; 刘伟等,2014; 蔡永丰等, 2018, 2020; 朱艺婷等, 2019; 康志强等, 2012; 李晓峰等, 2012; 朱金初等, 2006）。本文英安岩的出现，指示了在内陆的桂东北地区同样出露有燕山早期的中酸性火山岩。

4.2 贺州开山镇孔子庙英安岩的源区

锆石Lu-Hf同位素具有很高的封闭温度，具有极强的稳定性，在强变质作用下仍可保持原有的Hf同位素组成，很少受到后期地质事件的影响。因此对锆石进行Hf同位素分析是探讨岩浆演化及示踪岩浆源区的重要工具，εHf(t) 为正值通常代表源区为亏损地幔或者新生地壳，εHf(t) 为负值通常代表源区为古老地壳。本文样品中的22颗锆石的εHf(t) 值均为负值（-5.68～-0.97），二阶段Hf模式年龄TDM2值为1.26～1.54 Ga，平均为1.38 Ga （表2），与徐夕生（2004）中提出的澜河片麻岩是中元古代（～1380 Ma）的变质基底且南岭显生宙花岗岩都起源于这一古老基底相吻合。但值得注意的是，第17个测点的锆石εHf(t) 值为-0.97趋近于0，具有较高的176Hf/177Hf值（0.282662），明显大于其他εHf(t)值，且整体锆石εHf(t) 值变化范围较大，据汪相等（2003）认为高的176Hf/177Hf比值的锆石可能含有亏损地幔来源的物质，与此同时吉雪峰等（2018）提出单纯的岩浆演化不会造成同位素的分馏，对于酸性或偏酸性的岩浆岩来说，不同源区熔体的混合作用才有可能使同位素比值发生显著变化，说明在成岩过程中不止地壳物质的部分熔融可能还有地幔岩浆的混入使得源区的εHf(t) 值不均一。综上笔者认为本文英安岩显示了以壳源为主的特征，指示它们的母岩浆主要来源于中元古代的古老地壳，但不排除在熔体形成中有地幔物质的混入。

4.3 华南燕山期构造演化

华南区域地质复杂，矿产丰富（艾斌, 2015），深受地质界的青睐。华南从新元古代到晚中生代至少发生了4次区域性的地球动力学事件（艾斌,2015; 舒良树, 2012），中生代华南由特提斯构造域（印支期）转变为太平洋构造域（燕山期），奠定了华南由近EW向转变为NE向的大地构造格局(Hsü et al.,1990; Chen et al., 2002; Li et al., 2003; 周新民, 2003; 徐德明等, 2017; 李三忠等, 2011)。与此同时，在古太平洋低角度俯冲伸展背景下引起了巨量的岩浆活动，形成了大量与成矿密切相关的花岗岩、中酸性火山岩，构成了举世闻名的“南岭成矿带”，也导致了华南盆岭构造的形成（舒良树,2012; 王德滋, 2004）。

近年来，华南构造应力场在燕山期由挤压变为拉伸体制，基本已达成共识。然而关于拉伸的期次与时间众说纷纭，谢桂青（2003）提出华南地区在燕山早期和燕山晚期均发生了岩石圈伸展（180～155 Ma、145～125 Ma、110～75 Ma）；周永章等（2017）则认为在燕山期发生了195～165 Ma、145～125 Ma和125～100 Ma三次伸展作用；Chen 等（2002）认为印支期后中国东南部持续拉张；吴淦国等（2000）认为华南在印支晚期（T3）为挤压应力状态，燕山期则为拉张和挤压交替进行；杨婉芩（2019）认为华南燕山期总体以长期的伸展和短期的挤压为主；张岳桥等（2012）研究沉积盆地地层单元的几何学、运动学并进行野外观察测量，提出华南经历了由挤压（J2-J3）—伸展（K1）—挤压（K1中晚期）—伸展（K2）—挤压（E）的构造应力场变化；部分学者（张岳桥等, 2009, 2012; 俞云文等,1999; 邢光福, 2002）认为华南在中晚侏罗世强烈挤压造山，岩石圈持续挤压，晚白垩世才开始伸展；李泽民等（2020）则认为华南受太平洋板块俯冲后撤的影响，在120 Ma其构造环境由挤压变为伸展状态。综上，华南岩石圈在燕山期可能发生过多期次的幕式伸展作用。

关于华南燕山期花岗岩形成的大地构造背景及深部动力学机制，不同学者给出了不同的伸展模式。如Jia 等（2004）认为是地幔柱活动导致了中生代陆内岩石圈拉张；而舒良树（2012）将地幔柱在地表的基本标志与华南岩浆岩的特征进行对比，否认了华南晚中生代地幔柱的存在；张旗等（2001）认为是地壳拉张下的拆沉作用引起了软流圈地幔上涌，与玄武岩浆的底侵有关，与古太平洋板块的俯冲无关。鉴于华南多期次的岩浆活动及复杂的地质现象，不少学者提出了多种机制相结合的观点。如周新民（2003）认为华南在燕山早期为快速张裂构造背景下的板内伸展造山，而燕山晚期为较慢速张裂背景下的岛弧型伸展造山；杨明桂等（2020）认为是欧亚板块和古太平洋板块和造山—蠕散相复合的一种独特动力学机制。近年来华南中生代岩浆成因的动力学机制基本达到了共识，即多板块汇集和多方向挤压—伸展造山（刘凯等, 2016），同时，董树文等（2008）提出了华南燕山运动为“多向汇聚”的构造体制，经历了强挤压陆内造山—主伸展岩石圈减薄—弱挤压变形三个阶段。Mao 等（2013, 2014）提出华南在印支期—燕山期经历了多板块汇聚与伸展—太平洋板块斜向俯冲—正向俯冲阶段的观点。因此，古太平洋板块快速低角度俯冲/后撤背景下幔源玄武质岩浆底侵是导致中酸性侵入岩形成的主要机制（Zhou and Li, 2000；Li and Li, 2007；李三忠等, 2017; 舒良树等, 2012; 张岳桥等, 2012）。

本文英安岩样品属中酸性火山岩，众所周知，华南晚中生代火山岩具有明显的时空特征，距海岸线约450 km处的赣江断裂被称为“火山岩线”。即其以西基本缺少火山岩，其东侧越靠近沿海一带火山岩的年代愈新、规模愈大。关于华南中生代火山岩的成因，目前主要有三种主流观点：（1）活动大陆边缘说：古太平洋板块俯冲作用导致俯冲带地幔楔和地壳的广泛熔融（周新民等, 2000; 王德滋等, 2002）；（2）扭断层系活动导致地壳重熔形成大量长英质岩浆（Xu et al., 1987）；（3）岩石圈伸展背景下软流圈—岩石圈相互作用的产物（范蔚茗等, 2003）。舒良树（2012）认为古太平洋俯冲作用产生的远程效应影响不到距海岸线＞1000 km的内陆地区，已有资料表明（Shigenori et al.,1986），自燕山早期开始，古太平洋板块沿NW、NNW向朝欧亚板块俯冲，故南岭中生代EW向展布的花岗岩带也暗示了其岩浆活动并非完全受控于古太平洋构造域(胡建等, 2005）。而扭断层系活动成因的火山岩则主要受控于郯庐断裂系统（Xu et al.,1987），显然郯庐断裂的南端起源于湖北武穴市。诸多研究表明（李晓峰等, 2019; 李兆鼐等, 2003;张旗等2012; 张国伟等, 2013），自早中生代以来华南内部地区属陆内造山和伸展裂谷环境，与俯冲作用无关，如桂东南和桂西右江盆地晚侏罗世火山与侵入岩形成于板内拉张环境，且英安岩的成岩年龄与区域上岩石圈的幕式伸展相吻合（吴福元等, 2007; 谢桂青, 2003; 李晓峰等, 2019; 周永章等,2017），指示了一种陆内伸展环境，所以推测本文英安岩的形成可能与华南燕山早期约160 Ma岩石圈的板内伸展—减薄作用有关。