桂东北均洞花岗岩体的锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义

2022-05-02高爱洋刘希军赵增霞刘明辉黄椿文

高校地质学报 2022年2期

高爱洋，时毓 *，刘希军，赵增霞，刘明辉，黄椿文

1. 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室桂林理工大学，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

华南陆块是东亚主要的大陆块体之一，有着复杂的地质构造演化历史，自中、新元古代以来，长期处于全球超大陆聚散与南北大陆离散拼合的总体构造动力学背景中。华南陆块是自元古代以来扬子板块和华夏板块在漫长的地质演化历史中多次拼合—裂解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、皖南及浙北的江南造山带（图1）。

图1 江南造山带构造简图及采样点位置图 (根据Yao et al., 2016修改)Fig. 1 Structural map of Jiangnan orogenic belt and location map of sampling points (after Yao et al., 2016)

华南早古生代加里东运动是华南大陆演化历史上一次重要的造山运动，加里东运动在华南地区形成了大规模的岩浆活动，并伴随大规模的强褶皱变形与区域角度不整合。关于华南大陆早古生代大地构造属性仍缺乏统一认识，至今还存在陆内造山（任纪舜，1990；Faure et al., 1996，2009; 舒良树，2006；Wang et al., 2007, 2013a; 舒良树，2012；张国伟等，2013； Cawood et al., 2013; Charve et al.,2013; Zhang et al., 2017）和俯冲—碰撞造山（Guo et al., 1989；Hsü et al., 1990; 刘宝珺等，1993；彭松柏等，2006, 2016；许效松等，2012；覃小锋等，2013, 2017；Zhang et al., 2015; 许华等，2016）的争议。覃小峰等（2016）对大瑶山隆起与云开陆块拼接处研究发现，在拼接处存在441～443 Ma的NMORB、E-MORB及IAB型的中基性火山岩组合，提出在该地区存在早古生代洋盆。随着对年代学、古生物学、构造学等深入研究，多数学者认为在早古生代华南地区并未存在真正的“华南洋”，陆内造山作用模式逐渐成为主流观点。加里东运动在华南地区引起的大规模花岗质岩浆活动主要发生在武夷—云开、南岭、雪峰山等地，主要为壳源的S型花岗岩（Wang et al., 2011, 2013a；Charve et al.,2013；Guo et al., 1989；Yao et al., 2013），而缺少新生幔源物质的参与。

受加里东运动影响，在桂东北地区形成大量花岗质岩体。李文杰等（2006）认为越城岭、苗儿山、海洋山岩体形成的构造环境为同碰撞挤压环境，李献华等（2001）认为其形成于与伸展作用有关的张性构造环境，张玉等（2013）认为桂岭岩体形成的构造环境为汇聚造山向后造山转化的伸张环境，李文杰等（2006）认为大宁岩体形成于碰撞向同碰撞转换的挤压构造环境。本文对桂东北均洞岩体进行了地质年代学和地球化学研究，探讨其成岩过程，并结合前人的研究结果进一步限定了华南桂东北地区加里东期的构造—岩浆演化过程。明确此次运动的构造属性对于华南早古生代构造演化具有重要的推动作用和科学意义。

1 地质概况和样品特征

1.1 地质概况

研究区位于湘—桂—粤三省交界处，大地构造位置处于江南造山带西南部，扬子板块与华夏板块的交界处，研究区构造作用复杂，区域性大断裂发育，侵入岩规模巨大，以中酸性岩浆岩为主（舒良树，2012; 图1）。主要出露有大宁、桂岭、均洞等岩体，而毗邻的广东连山一带也出露有同期、同类型的永和、太保等岩体。上述岩体多呈规模较大的岩基或岩株状产出，侵入新元古界南华系、震旦系及早生界寒武系浅变质岩系中，围岩热接触变质强烈，形成几十米—几百米不等的角岩化带。其后被中下泥盆统沉积覆盖和燕山期大规模的花岗岩侵入肢解、蚕蚀而出露不完整。

均洞岩体呈近南北向展布，北至湖南省境内，南至广东省境内，区内出露面积约4.2 km2。岩体侵入于南华系变质火山碎屑岩中，外接触变质带宽约50～100 m，主要为角岩化带。岩体南东侧为永和岩体，东侧及东南侧为禾洞岩体与太保岩体，南西侧为桂岭岩体（图1）。岩性主要为石英黑云母闪长岩、黑云母二长花岗岩，黑云母二长岩。

1.2 样品特征

研究区样品均采自贺州市八步区桂岭镇均洞村，其中样品FR18-08-1采于（GPS：N24°44′56.01″，E111°59′08.59″），岩性为石英闪长岩（图2a），主要矿物为斜长石（48%±）、石英（22%±）、黑云母（18%±）和角闪石（12%±），副矿物为磷灰石、磁铁矿等（图2b，2c）。该样品具中细粒结构、块状构造，斜长石呈半自形柱状，轻微黝帘石化、绢云母化；石英呈他形粒状，黑云母呈鳞片状，轻微绿泥石化；普通角闪石呈半自形柱状或不规则状，轻微绿泥石化、黑云母化。野外可见灰色二长花岗岩岩脉，岩脉具中细粒结构。样品FR18-09-1采于（GPS：N24°44′52.18″，E111°59′12.01″）（图2d），该样品为黑云母二长花岗岩（图2e），主要矿物为石英（35%±）、钾长石（30%±）、斜长石（30%±）和黑云母（5%±），具中细粒结构、块状构造，局部有一些长英质岩脉。样品XTC18-10-2采于（GPS：N24°44′36.01″，E111°58′38.19″），岩性为石英黑云母闪长岩，主要矿物为斜长石（45%±）、石英（18%±）、黑云母（20%±）、普通角闪石（12%±）和钾长石（5%±）（图2f）。斜长石呈半自形柱状，轻微黝帘石化、绢云母化；石英呈他形粒状，黑云母呈鳞片状，轻微绿泥石化；普通角闪石呈半自形柱状或不规则状，轻微绿泥石化。该样品呈灰色，局部可见条带状或椭圆状暗色包体，大小为3～4 cm，可见细小的黄铁矿分布于石英细脉中，约2 mm。样品XTC18-11-1采于（GPS：N24°44′29.76″，E111°58′09.39″），岩性为黑云母二长花岗岩，主要矿物为斜长石（35%±）、石英（30%±）、钾长石（30%±）和黑云母（5%±）（图2g-2h）。样品为灰黑色和灰白色，围岩局部含有捕掳体。样品XTC18-12采于（GPS：N24°44′34.61″，E111°58′05.40″）。岩性为黑云母二长岩，主要矿物为钾长石（50%±）、斜长石（40%±）、黑云母（7%±）和石英（3%±）（图2i），岩石具花岗结构，块状构造，局部呈斑状构造。

图2 均洞花岗岩体野外照片及其显微图像Fig. 2 Field photos and microscopic images of Jundong granitic pluton

2 样品分析方法

本文样品前期处理及锆石挑选工作在河北廊坊市诚信地质服务有限公司完成。锆石阴极发光(CL)显微照相及锆石制靶在重庆宇劲科技有限公司完成。锆石U-Pb定年测定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），此次测试选取激光束斑以32 μm为直径，频率5 Hz。为使所处理数据具有精准性和可靠性，每组数据前后都进行标样分析，元素含量采用美国国家标准物质人工合成硅酸盐玻璃NIST610作为外标。所得数据用ICPMSDataCal109软件进行处理，样品的U-Pb谐和图、年龄加权平均图则是采用isoplotv4.15完成。主量元素是在南京大学现代分析中心进行测试，仪器为ARL9800XP+型X射线荧光光谱分析仪（XRF），分析精度优于2%（Franzini，1972）。微量元素在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用Finnigan ElementⅡICP-MS测定，分析精度优于10%，且绝大多数优于5%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

均洞岩体中的锆石以长柱状或短柱状为主，自形程度较好，大部分锆石可见明显的岩浆震荡环带，个别锆石包含继承核（图3）。锆石的Th/U比值大都大于0.4，具有岩浆锆石特征（吴元保，2004）。对样品进行的锆石U-Pb分析结果列于表1。

样品FR18-08-1（石英闪长岩）中的锆石呈板状（图3），23颗锆石的U-Pb年龄分析结果显示，样品点均分布在谐和线上或其附近（图4a），其206Pb /238U加权平均年龄为423.5±1.8 Ma（MSWD=0.31）（图4b）。

样品FR18-09-1（黑云母二长花岗岩）中的锆石具明显的岩浆震荡环带（图3），对其进行的23次定年分析显示，锆石年龄谐和度较高（均大于90%；表1），其206Pb/238U年龄介于438～422 Ma （图4c），加权平均年龄为426.3±1.9 Ma（MSWD = 0.69；图4d）。

表1 均洞岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Jundong granitic pluton

样品XTC18-10-2（石英黑云母闪长岩）中的锆石具明显的岩浆震荡环带（图3）。对其进行的22次定年分析显示，锆石年龄变化于427～422 Ma（图4e），其年龄加权平均值为423.8±2.4 Ma（MSWD=0.059；图4f）。

样品XTC18-11-1（黑云母二长花岗岩）中的锆石为短柱—长柱状，具明显的岩浆震荡环带（图3），23颗锆石的年龄变化于1018～410 Ma（图4g）。其中19颗锆石年龄集中于438～424 Ma，其加权平均年龄为427.2±2.3 Ma（MSWD=1.15）（图4h）。部分年龄较老的为围岩中的捕获锆石。

样品XTC18-12（黑云母二长岩）中的锆石为短柱—长柱状，具明显的岩浆震荡环带，部分锆石具有明显的核—幔—边结构，部分锆石呈板状（图3）。23颗锆石测试点的年龄变化于824～429 Ma （图4i），其中8颗锆石的年龄集中于436～429 Ma，其加权平均年龄为430.6±3.2 Ma（MSWD=0.04；图4j）。其中14颗捕获锆石的年龄集中于新元古代（824～620 Ma）。

图3 均洞花岗岩体锆石的阴极发光（CL）图像（圆圈为锆石U-Pb年龄剥蚀点）Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images for zircons of the Jundong granitic pluton

图4 均洞岩体锆石U-Pb谐和图Fig. 4 Concordia plots for zircons of the Jundong granitic pluton

续表1

3.2 岩石地球化学

本文样品的主、微量元素分析结果列于表2。样品的SiO2含量为55.47～62.95 wt%，TiO2含量为0.65～0.81 wt%，全碱（K2O+Na2O）含量为4.81～9.42 wt%（XTC18-12的全碱含量为9.42 wt%）。除XTC18-12（黑云母二长岩）中K2O含量较大（6.83 wt%），其余样品具有相似的K2O含量。在SiO2-K2O图解上（图5），除XTC18-12属于钾玄岩系列外，其余样品均属于高钾钙碱性系列。样品的CaO含量为3.58～6.47 wt%，Al2O3含量为14.87～17.46 wt%，铝饱和指数A/CNK为0.70～1.18，在A/CNK-A/NK图解（图5）中，样品显示准铝质或过铝质。

图5 均洞岩体A/NK-A/CNK图解（Rollinson，1993）(a)和K2O-SiO2图解（Ajaji and Weis，1998）(b)Fig. 5 A/NK-A/CNK Graphic（Rollinson, 1993）(a) and K2O-SiO2 Graphic（Ajaji and Weis, 1998）(b)of the Jundong granitic pluton

本文样品稀土总量较高ΣREE= (201～496)×10-6（表2），在稀土元素配分图上（图6a），富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，为右倾型，Eu显示明显负异常（δEu=0.39～0.78）。石英闪长岩及石英黑云母闪长岩样品轻、重稀土分馏明显((La/Yb)N=28.08～28.13)，黑云母二长花岗岩和黑云母二长岩样品轻、重稀土分馏程度中等((La/Yb)N=9.47～13.32)。在微量元素蛛网图上（图6b），样品的微量元素特征相似，均显示富集大离子亲石元素（如Rb、Ba、Th、U）和亏损高场强元素（如Nb、Ta、Sr、P、Ti）的特征。

图6 均洞岩体稀土元素配分图（Sun and McDonough, 1989）（a）和微量元素蛛网图（Sun and McDonough, 1989）（b）Fig. 6 Rare earth element distribution map （Sun and McDonough, 1989）（a）and Microelement cobweb（Sun and McDonough, 1989）of the Jundong granitic pluton

表2 均洞岩体主量（wt%）和微量（×10-6）分析结果Table 2 Major elements（wt%）and trace elements（×10-6）of Jundong granitic pluton

3.3 锆石微量元素

稀土元素分配模式可以反应岩浆锆石的壳源型和幔源型特征（雷玮琰等，2013），幔源型稀土球粒陨石标准化配分曲线以弱的铕负异常或者不存在铕异常为特征，壳源型稀土球粒陨石标准化配分以强烈的铈正异常和铕负异常为特征（吴元保，2004；雷玮琰等，2013；Hoskin and Schaltegger,2003；赵振华，20010）。在锆石稀土元素球粒陨石标准化模式图（图7a-e）中表现出明显的Ce正异常和Eu负异常，符合岩浆锆石壳源型特征。锆石的许多微量元素之间存在一定的相关关系，根据相关性信息可以对锆石是陆壳岩浆结晶还是洋壳岩浆结晶进行判别（赵振华等，2010；Grimes et al.,2007）。研究区岩体中锆石微量元素U/Yb-Y图解（图7f）显示，锆石整体落在大陆锆石内，极少部分落在大陆锆石与洋壳锆石的重合区域，即研究区岩体中的岩浆锆石应为陆壳岩浆结晶形成。

图7 均洞岩体锆石稀土元素球粒陨石标准化模式图（Sun and McDonough, 1989；a-e）和锆石微量元素判别图（Grimes et al., 2007；f）Fig. 7 Zircon rare earth chondrite meteorite standardization diagram of Jundong granitic pluton（Sun and McDonough, 1989）（a-e）and identification of trace elements in zircons（Grimes et al., 2007; f）

4 讨论

4.1 形成时代

通过对均洞岩体进行精确的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，其年龄主要集中在430～423 Ma。通过前人调查，广西地区加里东运动多发生在450～400 Ma（李晓峰，2009，2012；程顺波，2009，2013；王玲，2014；柏道远，2014，2015；魏春夏，2016），主要集中于430 ～420 Ma之间（程顺波，2013），如雪花顶岩体的侵位时代为～432 Ma（付建明，2004；程顺波，2009）、大宁岩体形成时代为～419 Ma（程顺波，2009）、桂东岩体形成于424～428 Ma（Li et al., 1994）、桂岭岩体形成于～424 Ma（李晓峰等，2009）、大村岩体形成于438 Ma（农军年，2017）、古龙岩体形成于435 Ma（农军年2017）、玉坡矿床成岩形成于441 Ma（党院，2018）、云开大山形成于424～443 Ma（Wang et al., 2007）、社垌岩体438 Ma（李巍，2015）、武功山岩体形成于428～462 Ma（楼法生，2005）。此次对均洞岩体的定年结果显示，430～423 Ma代表岩体成岩年龄，为同期岩浆热事件下成岩。

4.2 岩浆源区性质

本文样品微量元素显示出富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征，指示均洞岩体可能为地壳成因（程顺波等，2009）。Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti等亏损，表明岩浆经历了分异演化过程（农军年等，2017），其中Nb、Ta、Ti的亏损，说明周围可能存在富钛矿物相；P亏损显示了磷灰石的结晶分异作用；Ba、Sr、Eu的亏损为斜长石和钾长石的结晶分异作用。在壳幔分离及陆壳演化中Rb/Sr可敏锐的记录源区的性质，以0.9为界限（＞0.9显示壳源型；＜0.9多显示幔源型）（王德滋等，1993）。研究区样品Rb/Sr为0.51～1.21之间，但成岩过程中岩浆发生分异作用，因此部分Rb/Sr值相对较小，均洞岩体总体应为壳源型。

由于地壳的形成使得原始地幔比值稳定的Nb/Ta（17.8）发生分馏，导致地壳平均Nb/Ta为11～12（陈小明等，2002）；均洞岩体Nb/Ta为9.12～16.79，均小于原始地幔Nb/Ta（17.8），暗示均洞岩体可能来自于地壳；同时，在A/MF-C/MF图解（图8a）中，样品分布在基性岩的部分熔融区域，表明主要为基型岩的部分熔融；实验岩石学研究结果显示，Mg#值可以作为判断壳源岩浆是否有幔源物质加入的依据。地壳熔融产生的熔体显示Mg#＜40（Frey et al., 1978），而Mg#不因部分熔融程度而改变，只有加入幔源物质时才能显示Mg#＞40（Hawkesworth，2006）。研究区岩体具有较高的Mg#值（48.8～66.5），表明在岩体形成时存在幔源物质的加入。同时均洞岩体围岩发生明显角岩化，可能与幔源岩浆的底侵作用引起的高温有关。于津海等（2005）在对华南地区南岭东段的研究发现，华南地区在早古生代存在地幔岩浆的物质来源。程顺波等（2009）在研究大宁岩体时发现，大宁岩体呈I-S型的过渡类型，并存在幔源物质加入。证明华南地区在早古生代岩浆作用中有着地幔物质的参与。即研究区花岗岩体可能源于古老地壳物质熔体（地壳）和幔源熔体（地幔）的混合。

图8 A/MF-C/MF图解(Altherr et al., 2000)Fig. 8 Graphic of A/MF-C/MF (Altherr et al., 2000)

实验岩石学研究结果显示，可以用CaO/Na2O的比值来推断中酸性岩浆的源区特征。当CaO/Na2O比值＜0.5时，指示源区可能为泥质岩；当CaO/Na2O比值介于0.3～1.5时，指示源区可能为变杂砂岩或火成岩；而更高的CaO/Na2O比值（可达10）则可能来源于角闪岩部分熔融而成的偏基性熔体（花岗闪长岩、石英闪长岩等（Jung and Pfänder， 2007）。通常，基性岩类的部分熔融形成偏基性的、花岗闪长质的准铝质花岗岩类（Sisson et al., 2005），碎屑沉积岩类部分熔融则形成偏酸性的过铝质花岗岩类（Patino, 1998），泥砂质沉积岩类部分熔融形成强烈富铝、富钾花岗岩（Patino, 1998）。

本文样品的CaO/Na2O比值分为两组，一组较高（2.26～2.81），一组较低（1.22～1.47）。其A/CNK值也分为两组，一组为准铝质花岗岩类（A/CNK=0.70-0.81），其CaO/Na2O比值较高；一组为过铝质花岗岩类（A/CNK=1.10-1.18），其CaO/Na2O比值较低。推断CaO/Na2O比值高的准铝质花岗岩类可能源于角闪岩部分熔融而成的偏基性熔体，而CaO/Na2O比值低的过铝质花岗岩类的源区物质可能为碎屑沉积岩类或杂砂岩。因此，均洞花岗岩体的岩浆源岩具有多样性，可能存在不同来源的岩浆混合作用。

4.3 构造背景

关于华南早古生代花岗岩的成因机制，至今仍存在两种截然不同的观点，一种观点是陆内造山（李三忠等，2016；舒良树等，2008；Wang et al., 2010; Cawood et al., 2013），另一种观点是洋壳俯冲造山（彭松柏等，2006, 2016a, 2016b；覃小锋等，2017），两者观点的核心在于“华南洋”，它是否真实存在才是解释华南加里东运动构造争议的关键。“华南洋”区及两侧广泛区域的早古生代沉积岩的碎屑锆石普遍具有相似的年龄谱系，揭示了扬子和华夏之间的连续统一性，而无洋盆的分割（Wang et al., 2010, 2013）。“华南洋”即使存在，也是新元古代的大洋，在新元古代末就消亡了，早古生代的“华南洋”不存在，扬子和华夏已处于陆内环境。陈旭等（1997, 2010）通过对早古生代笔石等古生物进行研究，并结合古生物地层学、演化及沉积环境分析，华南地区并不存在洋盆，而是陆内海盆（陈旭等，1997, 2010）。同时，现有资料表明，并未在华南地区发现与早古生代晚期花岗岩同时期的蛇绿岩，扬子板块与华夏板块之间不存在“洋”，应为原特提斯洋俯冲碰撞后致使发生陆—陆碰撞所形成的陆内海盆，陆—陆碰撞所产生的动力最终使华南进入陆内造山阶段。

结合研究区样品地球化学特征分析，在Fe-Mg-Ca构造环境判别图解（图9a，b）中，除个别点落在造山后花岗岩区域，其余各点均落在岛弧花岗岩类（IAG）+大陆花岗岩类（CAG）+大陆碰撞花岗岩类（CCG）中。在Y-Nb图解（图10a）中，均洞花岗岩体均落在火山弧花岗岩区和同碰撞花岗岩区。但花岗岩具有继承物源性，化学特征受多方面条件制约，故具有岛弧化学特征的花岗岩不一定有岛弧存在（Li et al.，2005），对构造属性的探讨应结合华南地区所处的构造演化阶段进行分析，江南造山带在早古生代为滨海环境，起初变成浅海斜坡相沉积，于早古生代晚期晚奥陶世海盆关闭，受制于临区的大陆碰撞，发生陆内碰撞挤压，形成了早古生代的华南造山带。华南地区在早古生代冈瓦纳大陆汇聚过程因挤压作用导致出现大量同碰撞花岗岩，样品XTC18-10-2（石英闪长岩）形成于447 Ma，推测动力来源于冈瓦纳大陆汇聚阶段。挤压作用结束后逐渐向伸展作用过渡，并伴随软流圈的高温上涌，导致部分基性下地壳的部分熔融，结合SiO2-CaO/（K2O+Na2O）图解中（图10b），均洞岩体显示临近挤压与伸展构造背景，结合Eu的负异常（在挤压型构造中Eu显示负异常）（鲁学悟等，2008），均洞岩体显示同碰撞—后碰撞造山构造特点，为陆内造山环境。在Y+Nb-Rb图解（图11）中，样品点均落在后碰撞花岗岩中，指示后碰撞构造环境。综上所述均洞岩体应形成于陆内碰撞造山后伴随软流圈的高温上涌，导致部分基性下地壳的部分熔融后，随着幔源物质的加入形成母岩浆，后经历不同程度的分异演化最终成岩。

图10 Y-Nb构造判别图（a）（Pearce et al., 1984）和SiO2-CaO/(K2O+Na2O) 构造判别图（b）（Brown et al., 1982）Fig. 10 Tectonic setting discriminations of Y-Nb (a) （Pearce et al., 1984）and Tectonic discrim ination of SiO2-CaO/(K2O+Na2O)(b) （Brown et al., 1982）