桂东南早三叠世火山通道的发现及岩石成因

2022-06-07农军年孙明行郭尚宇李昌明韦守东覃初礼赵子宁周辉张鹏

地质论评 2022年3期

农军年，孙明行，郭尚宇，李昌明，韦守东，覃初礼，赵子宁，周辉，张鹏

1)中国—东盟地学合作中心(南宁)，南宁，530023；2)广西壮族自治区地质调查院，南宁，530023；3)广西矿产资源储量评审中心，南宁，530023

内容提要:位于扬子地块与华夏地块拼合带西南段的桂东南容县下罗杏发现早三叠世火山通道，对剖析华南印支期区域构造演化具有重要的地质意义。该火山通道出露主要岩性为隐爆角砾岩、流纹岩、粗面安山玢岩、霏细斑岩等，柱状节理发育，为超浅成相—溢流相。流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析表明，加权平均值为249.9±1.6 Ma (MSWD=1.9) ，代表了火山喷出年龄，属早三叠世(印支期)岩浆活动产物。岩石具有钾玄岩—高钾钙碱性系列，较低的TiO2含量、较高的K2O/Na2O值、明显亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素，显示出弧火山岩的特征。锆石的εHf(t)值为-14.50～-6.61，对应的单阶段Hf模式年龄(TDM)为1.17～1.49 Ga，二阶段Hf模式年龄(T2DM)为1.70～2.20 Ga。综合地球化学、锆石Hf同位素组成特征及区域地质资料，认为下罗杏火山岩，为地壳减压松弛的构造背景下,地幔或软流圈物质上涌，诱发地壳物质发生高温熔融作用的形成，其构造—岩浆热事件的动力应该来源于古太平洋向华南板块的俯冲。

近年来，越来越多的学者开始对印支期成岩成矿作用及其构造环境进行研究，但由于华南印支期地质构造异常复杂，构造叠加十分强烈，具有多期次、多层次滑覆特征，使得目前对华南印支期的大地构造演化及形成机制仍然存在严重的分歧。归纳起来主要有以下几个观点：一部分学者采用阿尔卑斯碰撞造山模式来解释华南早三叠纪岩浆岩的形成机制(许靖华等,1987;Hsü et al.,1989)，认为华南印支期花岗岩产生于俯冲碰撞岛弧环境。另一部分学者认为华南印支期为陆内造山带或陆内变形(Rodgers,1989;Yu Xinqi et al.,2005;Shu Liangshu et al.,2008;宋美佳,2017)，早中生代华南内陆不存在洋盆或洋陆俯冲事件(Rowley et al.,1989)。而持陆内造山或陆内变形观点的不同学者对于华南印支期的动力学机制与构造背景也存在不同的解释模式，如印支板块与华南板块碰撞模式(Carter et al.,2001;Lepvrier et al.,2004;Wang Yuejun et al.,2005;Zhou Xinmin et al.,2006;He Zhenyu et al.,2010)、多板块汇聚模式(Mao Jianren et al.,2013)、古太平洋板块向华南板块的俯冲模式(Wang Qiang et al.,2005;Li Zhengxiang et al.,2007;Carter et al.,2008)等。由此可见，全面的系统的剖析华南内陆地区印支期构造—岩浆活动标志性产物(花岗岩、流纹岩等)对深入认识华南早中生代构造—岩浆活动演化具有十分重要的地质意义(王岳军等,2005)。然而，与花岗岩相比，华南地区有关印支期火山岩却鲜有报道，研究资料相对缺乏(曹明轩等,2020)，因而限制了对华南的岩浆岩年代学骨架、构造—岩浆活动框架及地质发展演化的全面认识(丁兴等,2005)。本次在广西1∶5万容县区域地质调查中发现区内存在早三叠世中—酸性火山通道(火山岩筒)，其产于扬子地块与华夏地块拼合带的西南段，对其进行野外详细调查的基础上进行岩石学、年代学及地球化学等深入研究，将为认识华南地区印支期的地球动力学过程提供新的思路。

1 地质概况

调查区构造位置处于扬子地块与华夏地块的结合部位(图1)，区内构造发育，岩浆岩分布广，地层受到构造及岩浆岩的改造强烈，使各时代地层分布不连续，出露残缺不全。区内岩浆岩发育，可分加里东期、印支期及燕山期，以花岗岩为主，少量中新生代火山岩，后者主要分布于调查区自良断陷盆地中，为一套中酸性火山碎屑岩。调查区侵入岩主要为印支期花岗岩，以大容山复式岩体为主体，呈巨大的岩基状产出，空间上被博白—岑溪和灵山—藤县两个深大断裂所限，岩性为含堇青石黑云母二长花岗岩，分布于六万大山—大容山隆起带内，呈北东向巨型岩基分布，往南西延伸出调查区，为典型的“S”型花岗岩。加里东期花岗岩仅在调查区东部波塘—三堡一带有少量出露，岩性主要为具片麻状构造花岗岩、花岗闪长岩。区内变质岩分布相当广泛，是两广地区地质构造及变质作用演化最复杂的地区之一。变质作用在新元古界至中生界均有表现，存在有不同类型、不同期次变质作用和岩浆作用的叠加和改造。根据变质作用类型和成因，可分为区域变质岩、热接触变质岩和动力变质岩3种类型，其中以区域变质岩为主，区域变质作用改造强弱程度差别较大，局部变质程度相对较深，达角闪岩相(局部达麻粒岩相)，动力变质岩和接触变质岩大多叠加在区域变质岩之上。位于大容山下罗杏村原定晚白垩世花岗斑岩(γπK2)，经调查证实为一套“隐爆角砾岩、流纹岩、粗面安山玢岩、霏细斑岩等”火山岩系组合。

图1 桂东南容县下罗杏地区大地构造位置图(a)和地质简图(b)(据王磊等,2016修改)Fig.1 Tectonic location ( a) and geological sketch map ( b) of the Xialuoxing area in Southeast Guangxi(after Wang Lei et al.,2016&)

1.1 火山通道(岩筒)地质特征

本次于桂东南容县十里乡下罗杏村附近发现存在早三叠世中—酸性火山通道，呈近圆状，直径约85 m，与大容山复式花岗岩体呈断层接触关系，断层面近直立。火山通道的岩性主要为隐爆角砾岩、流纹岩、(含杏仁)粗面安山玢岩、(含杏仁体、粗面)霏细斑岩等，柱状节理发育(图2a、图3b)，主要为超浅成相—溢流相。野外可以识别出三期岩浆活动，第一期岩性为灰白色—灰绿色流纹岩，第二期岩性为粗面安山玢岩、(粗面)霏细斑岩，第三期为灰绿色流纹岩(图2c)，后期岩石捕获前期的岩石碎块(图2d)。火山通道内流纹面理平行于岩筒壁或环绕前期岩石面的特征。

图2 桂东南容县下罗杏火山岩野外照片:(a)、(b) 柱状节理；(c) 流纹岩；(d) 捕掳体Fig.2 Photograph of the Xialuoxing volcanic in southeastern Guangxi:(a),(b) columnar jointing；(c) rhyolite；(d) xenoliths

1.2 火山岩筒剖面介绍

广西容县下罗杏早三叠世火山通道剖面(图3)位于大容山东北缘(图1b)之下罗杏村北东约300 m处，呈南西西向(260°)展布，长约100 m。剖面起点坐标:x=464675.95,y=2535183.89。野外分层17 层，室内综合分层4层，薄片样17 件，地球化学样6件，年龄样1件。

图3 桂东南容县下罗杏火山岩通道平面图(a)和地质剖面图(b)Fig.3 The Plan(a) and geological section(b) of the Xialuoxing volcanic in southeastern Guangxi1—二长花岗岩；2—隐爆角砾岩；3—早期流纹岩；4—粗面安山玢岩、霏细斑岩；5—晚期流纹岩1—monzonite granite；2— cryptoexplosion breccia；3—early rhyolite；4— coarse antiporphyrite and pharitic porphyry；5—late rhyolite

火山通道(岩筒)：

5.灰绿色流纹岩。斑状结构，流纹构造，斑晶主体为石英，局部聚集呈弱纹层，含量约 10%。基质主体为长英质隐晶质，矿物组合，含量>85%。流动面理较为发育。其上部发育大面积横向柱状构造，节理面完整，截面呈不规则六边形。在柱状节理部位偶见椭球状安山玢岩、霏细斑岩捕虏体。

4.含杏仁蚀变粗面安山玢岩、含杏仁体(粗面)霏细斑岩。捕虏体主要为玄武玢岩(中基性熔岩)、流纹岩。局部柱状节理发育。

3.灰白色—灰绿色流纹岩。斑状结构，流纹构造。斑晶主体为石英、长石，基质为长英质隐晶质集合体。与大容山二长花岗岩呈断层接触，接触面平直，发育擦痕线理。内接触带发育宽介于 8～12 mm的冷凝边。

2.隐爆角砾岩。

1.中粗粒二长花岗岩(大容山岩体)。

该火山通道为工作区出露岩性较完整，岩石蚀变中等的。剖面次序取样，岩性分类主要有：

(1)隐爆角砾岩。岩石褐铁矿化较强，呈红褐色，出露于次火山岩与围岩接触带附近。岩石具有隐爆角砾结构(图4a)，角砾主要为石英碎块，花岗岩碎块，不规则状，大小不一，0.5～10.0 mm，基质完全被绢云母取代，石英碎块大部分具有绢云母反应边，局部聚集不均匀分布。长石碎块完全绢云母化，黑云母斑晶熔蚀圆状，褐铁矿化，略有暗化边。基质具有霏细和显微花岗结构，主要由显晶质—隐晶质的长英质微粒和显微鳞片绢云母组成。岩石受成岩后期蚀变和构造作用，局部基质完全绢云母化，并且碎裂、黄(褐)铁矿化。

(2)弱蚀变流纹岩。剖面中呈浅黄色，露头可见斑状结构，流纹构造，柱状节理发育，为该火山岩通道的主要岩性，剖面上不连续延长约有20 m。岩石具有不等粒碎斑结构，流纹构造(图4b)，成份有石英、斜长石、钾长石绝大部分碎裂状、熔蚀圆状、不规则状尖棱角状，粒度0.3～5.5 mm，黑云母斑晶片状、杆状，弱褐铁矿化，略有暗化边，并含有次棱角状安山质、花岗质捕虏体，有的被流纹层包绕。基质具有霏细结构，流纹构造发育，呈同心皮壳状圈层密集分布相片(图4c)，流纹基质成份为隐晶—显晶质长英质霏细颗粒，等轴状彼此镶嵌，界线不清，不同流纹层结晶程度略有差异，夹有少量绿泥石团块，岩石基质被少量晶粒方解石不均匀取代。

(3)含杏仁体蚀变玄武玢岩(中基性熔岩)。该岩性以角砾(捕虏体)的形式分布于蚀变粗面岩内，在火山岩与岩浆岩接触附近含量较多，粒度略大，向火山通道中心逐渐减少。呈比较深的灰绿色，有的具有弱的铁质烘烤边，交代蚀变较强。岩石具有不等粒斑状结构(图4d)，斑晶主要有自形蚀变的长石、暗色矿物(角闪石、透辉石，图4e、f)，含量相近，粒度0.3～2.0 mm，呈连续不等粒状，偶见微细磷灰石斑晶。基质具有间隐间粒结构(图4g)，成分主要为绿泥石化柱粒状暗色矿物(0.1～0.3 mm)和少量针状雏晶斜长石、暗色矿物杂乱分布，偶见斜长石构成三角区被绿泥石充填的辉绿结构。杏仁体含量2%～4%，次圆形—圆形，一般<2.0 mm，完全被方解石、微粒石英(球颗)、显微鳞片绿泥石充填，有的具有铁质冷凝边，或矿物结晶韵律结构。岩石蚀变特征：几乎完全被微细粒方解石和显微鳞片绿泥石取代，矿物晶形大都保留。

(4)含杏仁粗面安山玢岩。剖面中呈浅灰绿色，露头具有柱状节理构造，为该火山岩通道的主要岩性，剖面上不连续延长约有30～40 m。岩石具有典型不等粒斑状结构(图4h)，斑晶成份以自形斜长石、钾(正)长石为主，石英、暗色矿物(角闪石、透辉石)极少，斜长石斑晶可见聚片双晶、有点具有环带(图4i)，偶见碎裂钾长石斑晶，(正)长石为细长柱状，长宽比>3∶1，粒度0.3～2.0 mm，卡式双晶普遍可见。斑晶呈连续不等粒，反映出斑晶是在不同温压下连续结晶。部分同成分或不同成份的斑晶聚集呈团块，呈聚斑—联斑结构(图4j)。基质具有霏细结构和似粗面结构(图4k)，成份主要为非晶质长英质，颗粒界线不明显且细小，等轴状，无光性，与针状碱性长石雏晶、暗色矿物假晶略定向较均匀分布。有些岩石杏仁体呈略定向团块分布，火山通道中心部位的杏仁体为次圆—圆形，完全被黄绿色粘土矿物、石英球颗充填。

图4 桂东南容县下罗杏火山岩镜下照片Fig.4 Photomicrographs of the Xialuoxing volcanic in Southeast Guangxi Province(a) 角砾结构(隐爆角砾岩)；(b) 碎斑结构与流纹构造；(c) 流纹构造；(d) 不等粒斑状结构(长柱状为玄武玢岩)；(e) 暗色矿物斑晶；(f) 角闪石斑晶(暗化边结构，角闪石假晶横截面，两组菱形解理)；(g) 间隐间粒结构；(h) 不等粒碎斑结构；(i) 斜长石斑晶具有环带结构(基质具有隐晶—霏细结构)；(j) 聚斑结构；(k) 假粗面结构；(l) 钾长石格子双晶；(m) 长柱状正长石斑晶碳酸盐化；(n) 隐晶质结构和霏细结构；(o) 杏仁构造(a) Cryptoexplosive breccia；(b) porphyroclastic texture and rhyolitic structure；(c) rhyolitic structure；(d) heterogranular texture；(e) phenocryst；(f) amphibole；(g) interstitial intergranular texture；(h) heterogranular texture；(i) zonal structure；(j) glomerophyric texture；(k) trachytic texture；(l) gridiron twining；(m) orthoclase porphyry；(n) cryptocrystalline texture and felsitic texture；(o) amygdaloidal structure

(5)含杏仁体(粗面)霏细斑岩。出露于次火山岩与围岩接触带附近，偶见，岩石具有少斑结构，镜下仅见数个细小碎裂熔蚀状石英、钾长石斑晶，及暗色矿物假晶。粒度<1.0 mm，钾长石斑晶具有格子双晶(图4l)，暗色矿物斑晶柱粒状，横截面四边形，完全碳酸盐化，弱暗化边。长柱状正长石斑晶，不完全碳酸盐化，卡式双晶保留(图4m)。基质具有霏细结构(图4n)，主要成份为隐晶质—霏细长英质，颗粒界线模糊，大小0.1～0.2 mm，较均匀镶嵌分布，少量不规则石英球颗零星分布。不规则杏仁体呈定向团块分布(图4o)，被半自形的方解石和石英及石英球颗充填。

综上所述，广西容县下罗杏火山通道出露岩石大部分蚀变较强，但岩性还能具有以下岩石矿物、结构构造特征，斑晶成份由斜长石、钾(正)长石、石英，黑云母、暗色矿物(角闪石、透辉石)、磷灰石，斑晶自形程度较高，少有碎裂斑晶，斜长石具有环边，钾(正)长石卡式双晶普遍发育，格子双晶偶见，暗色矿物具有弱的暗化边，不等粒斑状结构，聚斑结构，少有碎斑结构，基质具有间隐间粒结构、霏细结构，似粗面结构，含(角)砾结构，隐爆角砾结构，杏仁体构造发育。

2 样品制备及分析方法

本次在下罗杏流纹岩中挑选一件具有代表性的新鲜样品(采样位置见图1，样品TW12-1161-2)进行锆石U-Pb测年、6件样品进行全岩主量及微量元素分析。从样品中挑选出含包裹体少、无明显裂隙且晶形完好的锆石制成靶，制靶详见文献(李伟等,2021)，然后进行透射光与反射光下的显微照相及阴极发光(CL)照相，据此选择典型的岩浆锆石进行U-Pb年龄。

锆石U-Pb同位素定年和原位微区锆石Hf同位素测试在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石U-Pb同位素定年采用LA-ICP-MS同时分析完成，详细的仪器参数和分析流程见文献(Zong Keqing et al.,2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Hu Zhaochu et al.,2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为32 μm和44 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s空白信号和50s样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liu Yongsheng et al.,2008)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig,2003)完成。

原位微区锆石Hf同位素比值测试利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD (Coherent，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific，德国)。分析过程同时配备了信号平滑装置以提高信号稳定性和同位素比值测试精密度 (Hu Zhaochu et al.,2012)。载气使用氦气，并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏度(Lin jie et al.,2016)。分析采用Neptune Plus新设计高性能锥组合。激光输出能量可以调节，实际输出能量密度为5.3 J/cm2。采用单点剥蚀模式，斑束固定为44 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照(Lin jie et al.,2016)。

主量元素和微量元素测试分析在广州澳实分析检测有限公司完成，主量元素采用ME-XRF26(偏硼酸锂熔融，X荧光光谱分析)方法测定，其分析精密度及准确度优2%。微量元素采用ICP-MS(电感耦合等离子体质谱仪)方法测定，将试样加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中，混合均匀，在1025°C以上的熔炉中熔化。熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，再用等离子体质谱仪分析。其分析精密度及准确度优于10%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本文对一件流纹岩样品(TW12-1161-2，三期)进行了锆石U-Pb定年。对于放射性成因组分积累较少的年轻锆石来说，n(206Pb)/n(238U)年龄更能代表锆石的结晶年龄(COMPSTON et al.,1992)。因此在以下的讨论中，本文用锆石的n(206Pb)/n(238U)年龄来代表火山喷出时代。样品中的锆石一般为无色，少数具有浅褐色，以自形锥柱状，透明至半透明为主，粒度较大，长度为60～250 μm。在阴极发光图像上，大部分锆石具有明显的岩浆振荡环带(图5)。

图5 桂东南容县下罗杏火山岩代表性锆石颗粒CL图像(图中实线圈为锆石U-Pb测年点；虚线圈为锆石Hf同位素分析点；圈内数字为点编号；248±3 Ma为锆石U-Pb年龄；括号内的数值为εHf(t)值)Fig.5 CL images of representative zircons from the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi (The solid cycle in the figure is the dating point of zircon U-Pb;the dotted line circle is the zircon Hf isotope analysis point.The number in the circle is the point number;248±3Ma is the U-Pb age of the zircons.The value in parentheses is the Hf(t) value)

锆石U-Pb年龄测试结果见表1。对样品TW12-1161-2测定了27颗锆石，除第23颗锆石的Th/U值为0.08外，其余26颗锆石的Th/U值介于0.12～0.37，属于典型岩浆锆石的Th/U值范围内(Chen et al.,2000;Belousova et al.,2002;de Barros et al.,2010)。所有测点均位于谐和线上，其中4个测点(08、18、23、25)的年龄相对较老(分别为343±5 Ma、289±5 Ma、305±6 Ma、288±3 Ma)，相应的锆石具较复杂的内部结构或浑圆状核心(图5)，可能是继承锆石。余下23颗锆石的206Pb/238U谐和年龄集中在244～256 Ma，加权平均年龄值为249.9±1.6 Ma (MSWD=1.9) (图6)，代表火山岩的形成年龄。

图6 桂东南容县下罗杏火山岩U-Pb同位素年龄谐和图Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagram for the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi

表1 桂东南容县下罗杏火山岩锆石U-Pb同位素定年结果Table1 Zircon U-Pb results for the Xialuoxing volcanic in Southeast Guangxi Province

3.2 主量元素

下罗杏火山岩样品的化学成分分析结果列于表2。主量元素具有如下特征：w(SiO2)为60.36%～73.93%；w(K2O+Na2O)为5.51%～6.67%，w(K2O)/w(Na2O)值为1.32～3.20；w(Al2O3)为12.29%～14.43%；w(CaO)为1.23%～4.01%；铝饱和指数A/CNK为0.88～1.26；Mg#值为27.36～36.83。在w(SiO2)—w(K2O+ Na2O)图解中，两个样品落入粗面安山岩、一个样品落入英安岩、三个样品落入流纹岩区域(图7)；在w(SiO2)—w(K2O)图解中，落入钾玄岩—高钾钙碱性系列(图8)；在A/CNK—A/NK图解(略)中落入准铝质—过铝质的范围。

图7 桂东南容县下罗杏火山岩TAS图解(据Peccerillo and Taylor,1976)Fig.7 TAS Diagram for the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi(after Peccerillo and Taylor,1976)

图8 桂东南容县下罗杏火山岩K2O—SiO2图解(据Piccoli,1989)Fig.8 K2O—SiO2 Diagram for the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi (after Piccoli,1989)

3.3 稀土与微量元素

下罗杏火山岩样品的稀土总量为∑REE=186.48×10-6～233.04×10-6，∑LREE/∑HREE介于8.93～10.51，(La/Yb)N介于10.59～13.56，(La/Sm)N介于3.99～4.65，(Gd/Yb)N介于1.70～2.09，属轻稀土富集型，且LREE与HREE分异较明显；在稀土元素分布模式图上，呈右倾型的配分曲线 (图9a)，轻稀土分布曲线较陡，分馏明显，重稀土相对平坦，明显的Eu负异常，δEu值介于0.35～0.61之间，反映了大陆边缘安山岩的稀土分布型式特点。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图9b)中，明显亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素和Ba、Sr等亲石元素，相对富集Th、U、Zr、Hf、Ce等高场强元素和Rb、K、Th等亲石元素，显示弧火山岩地球化学特征。Sr、Eu 的负异常说明其源区残留了斜长石，或是岩浆分离结晶作用中有大量斜长石析出；P、Ti负异常表明岩浆可能经历明显的含磷、含钛矿物的分离结晶作用。

图9 桂东南容县下罗杏火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(据(Sun and McDonough,1989)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle-normalized incompatible-element spidergrams (b) of the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi ( after Sun and Mc Donough，1989)

3.4 锆石Hf同位素特征

在U-Pb定年分析的基础上，对下罗杏流纹岩样品(TW12-1161-2)中的27个锆石进行Hf同位素测试，其测试数据见表3。其中四个继承锆石分析点(08、18、23、25)的176Hf/177Hf值为0.282299～0.282325，对应的εHf(t)为-9.00～-10.65，一阶段Hf模式年龄(TDM)分别为1.31～1.36 Ga，二阶段Hf模式年龄(T2DM)为1.91～1.98 Ga，这4个分析点的176Yb/177Hf值为0.039717～0.065831，Yb的含量不是很高，因此所获得的Hf同位素组成的测试结果应该是可靠的。其余23个分析点的176Hf/177Hf值变化于0.282215～0.282436之间，εHf(t)为-14.50～-6.61<0，对应的单阶段Hf模式年龄(TDM)为1.17～1.49 Ga，二阶段Hf模式年龄(T2DM)为1.70～2.20 Ga，其二阶段Hf模式年龄远大于火山岩的形成年龄249.9±1.6 Ma，表明岩浆源区为古老陆壳物质的部分熔融。

表3 桂东南容县下罗杏火山岩LA-MC-ICP-MS锆石Lu—Hf同位素分析结果Table 3 Lu—Hf isotope composition of the zircons from the Xialuoxing volcanic as measured by using LA-MC-ICP-MS

4 讨论

4.1 形成时代

1∶25万贵县幅区域地质调查将该套岩石厘定为石英斑岩，其形成时代被认为是晚白垩世，但并无年代学有关数据。本次研究获得了下罗杏流纹岩的喷发年龄为249.9±1.6 Ma，属印支期岩浆活动产物，与大容山花岗岩年龄(233～255 Ma，项目组未刊数据)一致。前人在桂西南十万大山中新生代盆地的火山岩夹层中获得英安岩和流纹岩锆石 SHRIMP U-Pb 谐和年龄分别为 246 ± 2 Ma和 250 ± 2 Ma (覃小锋等,2011) ，在湘南宜章县获得安山岩 SHRIMP锆石U-Pb年龄为229.3±7.6 Ma(刘勇等,2012)，在桂中蓬莱滩剖面大隆组顶部获得2个凝灰质砂岩样品中81%的碎屑锆石U-Pb年龄集中在235±2.7～258±4.8 Ma之间(王曼等,2018)。上述年代学研究结果表明，华南印支期存在火山活动。

4.2 岩石成因

从前述主量元素化学特征分析看出，下罗杏火山岩SiO2含量中等(60.36%～73.93%)，相对富碱(ALK=5.51%～6.73%)，K2O含量较高(3.79%～4.94%)，TiO2含量较低(0.19%～0.65%)，K2O/Na2O值>1，属高钾—钾质火山岩。在微量元素原始地幔标准化配分图解中，明显亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素和Ba、Sr等亲石元素，相对富集Th、U、Zr、Hf、Ce等高场强元素和Rb、K、Th等亲石元素，在稀土元素配分图解中显示Eu弱负异常，显示出大陆弧火山岩的特征。研究表明，由地幔橄榄岩派生的岩石一般具有高Cr( 500×10-6～600×10-6)元素含量特征，随橄榄石、尖晶石、单斜辉石的分离结晶作用使Cr丰度降低(Wilson,1989)。下罗杏火山岩具有较低的Cr元素含量特征，表明其不是原始岩浆而类似于弧火山岩。相比于洋岛玄武岩(OIB)(Zr/Nb=5.83)，下罗杏火山岩具有高的Zr/Nb值(13.43～19.30)，排除了来自软流圈地幔的可能性(Zhao Junhong,2007)。实验岩石学表明，Mg#值是判断岩浆熔体是壳源或幔源的有效参数，地壳熔融所形成的岩石Mg#值较低(<40)，而Mg#>45的岩石则可能存在地幔物质的加入(Rapp and Watson,1995;何鹏等,2021)。下罗杏火山岩Mg#值较低(27.36～36.83)，表明母岩浆未与幔源岩浆相互作用(Sun and McDonough,1989)。由于Nb/Ta值在地幔部分熔融和在岩浆结晶分异过程中的变化非常小，其Nb /Ta值大的差异被解释为源区成分不同所致，因此可通过Nb/Ta值研究岩浆的壳—幔作用和地幔演化过程(Barth et al.,2000)。下罗杏火山岩的Nb/Ta 值在10.38～13.00，低于原始地幔比值(Nb /Ta=17.4 ± 0.5)和亏损地幔比值( Nb/Ta=15.5± 1.0) (Jochum et al.,1997)，与大陆地壳的比值( Nb /Ta = 11～12)(Taylor and Mclennan,1985)接近。从具有指示意义的微量元素比值上来看，下罗杏火山岩Nb /La、Nb/Ce、Nb /U、Ce /Pb值分别为0.27～0.33、0.13～0.16，2.96～5.63、0.001～0.985，远低于原始地幔(Nb /La≈1.02、Nb/Ce≈0.4、Nb /U= 47±10、Ce /Pb= 25±5)(Hoffman et al.,1986;Daley,2000)，与大陆地壳值(Nb /La≈0.69、Nb/Ce≈0.33、Nb /U= 7～10、Ce /Pb=4)(Wedepohl,1995)相对较近。此外，下罗杏火山岩La/Sm、Rb/Sr值分别为6.19～7.20、2.65～3.67，位于壳源岩浆的(La/Sm>4.5(Lassiter and Depaolo,2013)，Rb/Sr >0.5(Wilson,1989;张永明等,2019)范围内,指示岩浆来源于地壳。花岗质岩浆的CaO/Na2O值取决于其原岩的组分(Jung and Pf Nder,2007)，当原岩成分为富长石的碎屑岩时，CaO/Na2O值一般大于0.3。下罗杏火山样品的CaO/Na2O值为0.70～2.18，表明其源区可能为富长石的碎屑岩。在C/MF—A/MF源区判别图解上(图10)，样品主体落入变砂岩和基性岩范围内，表明岩浆主要源自于地壳变质杂砂岩和基性岩的部分熔融。

图10 桂东南容县下罗杏火山岩C/MF — A/MF图解(据Altherr et al.,2000)Fig.10 C/MF—A/MF Diagram for the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi (after Altherr et al.,2000)

实验岩石学资料表明，若锆石εHf(t)>0，岩浆源区为亏损地幔或新生地壳，反之则为古老地壳物质或富集地幔为主体(Vervoort and Patchett,1996)；若锆石Hf 两阶段模式年龄远大于锆石结晶年龄，则岩浆受到地壳混染或来源于富集地幔(吴福元等,2007;王嘉玮等,2021)。本次测试表明下罗杏火山εHf(t)主体小于0，在εHf(t)—t图解(图11)中，下罗杏火山岩样品位于球粒陨石与平均地壳的Hf同位素演化线之间，其二阶段Hf模式年龄(T2DM=1.70～2.20 Ga)远高于岩体的形成年龄(249.9±1.6 Ma)，表明其源岩可能来自古元古代地壳物质。

图11 桂东南容县下罗杏火山岩锆石εHf(t)—T图解(据Zhou et al.,2013)Fig.11 Zircon Hf isotopic features for the Xialuoxing volcanic rocks in southeastern Guangxi (after Zhou Jie et al.,2013)

下罗杏火山岩样品普遍具有较低的Al2O3/TiO2值(15.2～40.77),表明其是在较高的温度下(>875℃)部分熔融形成的(Sylvester,1998)。样品均具有较高的Zr含量(188×10-6～276×10-6),根据公式(Watson and Harrison,1983)计算,得到岩石的Zr饱和温度>800℃，且在Q—Ab—Or图解中(略)，样品落入相对高温低压范围内，说明其形成于相对高温低压的环境，暗示由幔源岩浆提供主要热源。

综上，本文认为下罗杏火山岩岩浆源区可能是以古元古代的地壳物质为主，由于地幔或软流圈物质上涌，诱发地壳物质熔融作用的结果。

4.3 构造背景

目前对华南内陆早中生代构造环境背景及其演化过程的认识仍然存在重大的分歧，归纳主要有以下几种观点：① 推覆构造引起陆壳加厚发生重熔；② 印支—华南板块相互作用(王德滋等,2003;孙涛等,2003;周新民,2003;Wang Yuejun et al.,2007)；③ 受到峨眉山地幔柱的热影响(Chen Chenghong et al.,2011)；④ 古太平洋板块的西向平板俯冲(钟玉芳等,2011)；

笔者等通过对印支期断裂带进行绢云母40Ar-39Ar测年，获得该期褶皱和逆冲推覆构造变形年龄为230～235 Ma(项目组未刊数据)；另外，陈泽超等通过对野外地层及出露的不同时期岩体变形特征、U-Pb年代学数据的综合研究，将越南东北部Song Chay构造带上这期褶皱与逆冲推覆变形时间厘定为 237～228 Ma(陈泽超等,2013)，与项目组获得的未刊数据一致，说明研究区印支期花岗岩和火山岩的形成时间应早于该期褶皱和逆冲推覆构造变形时间，因此研究区印支期花岗岩和火山岩不是由推覆构造引起陆壳加厚发生重熔而形成。

调查发现与下罗杏火山岩几乎同期的大容山—十万大山花岗岩带(大容山 233～255 Ma)呈NE—SW 向展布，与标志华南—印支地块碰撞造山作用的 NW—SE走向松马碰撞缝合带近垂直，暗示下罗杏火山岩和大容山—十万大山花岗岩带的形成与华南—印支地块碰撞作用无必然联系。因此，华南印支期的变质、变形和构造—岩浆热事件不可能由印支—华南板块相互作用的构造背景下形成。

峨眉山玄武岩火山活动结束于约257～263 Ma(He Bin et al.,2007)，比下罗杏火山岩及大容山花岗岩形成时代(约255～235 Ma)早约10 Ma，且下罗杏火山岩和大容山花岗岩带距峨眉山玄武岩中心位置(永仁县)约850 km，而与外带的最近距离约500 km，大容山—十万大山构造带内并未发育同期大规模基性岩浆活动，因此下罗杏火山岩和大容山花岗岩不太可能由峨眉山地幔柱的热影响而形成。

下罗杏火山岩具有较低的TiO2含量、较高的K2O/Na2O值、明显亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素和Ba、Sr等亲石元素，相对富集Th、U、Zr、Hf、Ce等高场强元素和Rb、K、Th等亲石元素、Eu负异常等，显示出弧火山岩的特征，可能与古太平洋向华南板块的俯冲有关。越来越多的地质资料也表明华南印支期(早中生代以来)的构造—岩浆热事件可能与古太平洋向华南板块的俯冲有关。如华南地区发现了形成于伸展环境的印支早期的碱性岩、钾玄岩(Wang Qiang et al.,2005)，以及I-型岛弧花岗岩(Li Xianhua et al.,2006)，这些花岗岩类岩石的形成于岛弧岩浆或流体/熔体有关(钟玉芳等,2011)。结合区域地质资料，认为华南印支期的构造—岩浆热事件的动力应该来源于古太平洋向华南板块的俯冲。其俯冲到一定程度，可能是由于板块的折断和反转，或者是强大俯冲作用朝华南内陆的应力传递，扰动破坏了华南深部岩浆的平衡，导致幔源岩浆沿构造窗上涌，诱发古元古代地壳物质部分熔融，其沿着NE向的断裂侵位，形成了该区呈NE向分布的地壳重熔型的过铝质花岗岩，部分岩浆沿着断裂上升至地表，形成下罗杏火山岩。