大别山地区鸡公山岩体锆石U-Pb年龄、Sr-Nd-Hf同位素特征及其地质意义

2022-12-04唐相伟杨泽强周雷强许德忠郭跃闪种凯琳

岩石矿物学杂志 2022年6期

唐相伟，杨泽强，周雷强，许德忠，郭跃闪，种凯琳

(河南省地质矿产勘查开发局第三地质矿产调查院，河南郑州 450000)

鸡公山岩体位于秦岭造山带的东延部分大别造山带，后者为三叠纪扬子陆块向华北陆块俯冲碰撞形成的大陆碰撞型造山带，在晚中生代碰撞后伸展机制下，经历了地壳加厚、地壳拆沉作用等过程，期间发生大规模的岩浆活动(Maetal., 1998；高山等， 1999；毛景文等， 2003；罗照华等，2006)。许多学者对大别山地区白垩纪岩浆活动开展了大量研究，发现岩浆活动主要集中145～110 Ma之间，又分为两个主要集中时间段： 145～132 Ma和130～110 Ma。前者包括新县岩体的锆石U-Pb年龄(133.2±1.7 Ma)(杨春玥等， 2020)、商城岩体的锆石U-Pb年龄(137±2 Ma)(高昕宇等， 2013)、肖畈似斑状花岗岩的锆石U-Pb年龄(139.3±0.64 Ma)(杨泽强等， 2015)；后者包括汤家坪花岗斑岩的锆石U-Pb年龄(121.6±4.6 Ma)(魏庆国等， 2010)、千鹅冲花岗斑岩的锆石U-Pb年龄(129±2 Ma)(高阳等， 2014)、陡坡二长花岗岩的锆石U-Pb年龄(124.2±0.28 Ma)(孟芳， 2013)。但对下地壳拆沉作用时限还存在较大的分歧，一些学者认为加厚下地壳拆沉发生在133 Ma左右或更早(朱江等， 2019； Chenetal.， 2015)，也有学者认为拆沉减薄作用发生在130 Ma以后(张超等， 2008； Heetal., 2011；唐相伟等， 2017)。这一问题还有待进一步研究。

前人对鸡公山岩体开展了初步研究，测得锆石 U-Pb年龄为135 Ma，认为岩体可能来源于古元古代古陆壳的部分熔融(Zhangetal., 2018)。20世纪80年代至今，在鸡公山岩体内发现有娘娘顶铍矿(屠江海等， 2017)和犁华嘴钇矿，但该区稀有金属富集成矿与岩体的源区、演化等成因的关系还不清楚。本次在前人研究成果基础上，开展了野外地质调查以及锆石U-Pb年龄、岩石地球化学、Sr-Nd-Hf同位素研究，欲进一步解析鸡公山岩体成因、动力学背景、岩体与成矿关系，为指导下一步铍、稀土找矿提供一定岩石成因的理论依据。

1 区域地质背景

大别造山带位于栾川-明港断裂以南、襄樊-广济断裂以北，又以商丹断裂(龟山-梅山断裂)、磨子潭-晓天断裂为界，北侧属北秦岭弧盆系，中间为南秦岭陆棚-陆坡带，南侧属大别高压-超高压变质杂岩带。在中侏罗世之前，受东西向构造带控制，形成“东西成带”的构造格局。中侏罗世以后，受构造体制转换的影响，呈现出断陷与隆升相间的盆岭构造格局，即“纵横成块”(钟增球等， 2001；毛景文等， 2005)。

侏罗纪以前出露地层有新太古界-古元古界大别岩群、古元古界秦岭岩群、中上元古界浒湾岩组、中-新元古界龟山岩组、震旦系-下古生界肖家庙岩组、古生界定远组、下古生界寒武系二郎坪群、泥盆系南湾组，侏罗纪以后出露地层有侏罗系朱集组、段集组，白垩系金刚台组、陈棚组、周家湾组。

区内岩浆活动大致可划分为新太古代、新元古代、古生代、中生代岩浆活动阶段，其中新元古代和中生代岩浆活动最为强烈。中生代中酸性小岩体和大的花岗岩基共存，既有深成相，也有浅成相、超浅成相，构成燕山期中酸性侵入岩为主的岩浆岩带(图1)，其中的中酸性小岩体是该区钼多金属矿的主要成矿母岩，小岩体分布严格受断裂控制，产出部位往往是北西西向断裂与北北东向断裂的交汇部位或附近。

2 样品采集和分析方法

样品来自公路旁采石坑新鲜岩石，无风化，采样位置及编号见图1，其中似斑状黑云二长花岗岩U-Pb、Lu-Hf同位素分析样品1件，全岩主量元素和微量、稀土元素和Sr-Nd同位素样品3件。

图1 大别山燕山期花岗岩分布图[修改自Chen等(2017)]

全岩主微量元素地球化学分析由河南省岩石矿物测试中心完成，采用等离子体发射光谱仪、紫外可见分光光度计、电感耦合等离子体质谱仪等测定，测试中通过标样对测得数据质量进行监控，元素分析精度优于5%。

锆石样品制靶、阴极发光、透反射光照相、锆石U-Pb测年和Lu-Hf同位素分析、全岩Sr-Nd同位素组成分析均由天津地质调查中心实验测试室完成，锆石样品挑选由河北省区域地质调查队实验室完成，通过人工破碎、重砂淘洗，然后，在双目镜下挑纯。在透射光、反射光、阴极发光研究基础上，优选环带较好，裂隙不发育锆石。锆石 U-Pb测年和 Hf同位素分析采用仪器为美国ESI公司的NEW WAVE 193 nm FX ArF激光器与Thermo Fisher公司的 Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪。锆石U-Pb测年束斑直径约为35 μm，剥蚀时间30 s左右，标样为美国国家标准技术研究院合成的硅酸盐物质 NIST610。Hf同位素分析束斑直径选择在50 μm左右，剥蚀时间30 s左右，具体流程见耿建珍等(2011)。数据处理采用ICPMSDataCal程序进行(刘勇胜等， 2013)。

取200目全岩样品粉末，采用离子交换树脂技术进行全岩Sr-Nd同位素组成分析样品分离，仪器为Triton热电离质谱，采用标样为NBS987和国家一级标准GBS04419、国际标准岩石BCR-2进行质量监控。Sr分馏的内校正因子均采用88Sr/86Sr=8.375 209、Sm=(6.70±0.14)×10-6、Nd=(28.00±0.56)×10-6、143Nd/144Nd=0.512 633±30， Nd分馏的内校正因子均采用146Nd/144Nd=0.721 900，基本流程同文献(王树庆等， 2018)。

3 岩石特征

鸡公山岩体呈北西向带状展布于四望山-鸡公山一带，向西延伸至湖北省武胜关，出露面积大于300 km2，与北边灵山岩体、车云山岩体呈侵入接触关系。岩体为似斑状黑云二长花岗岩，岩石呈肉红色，似斑状结构，块状构造(图2a～2c)，矿物成分为钾长石(40%～45%)、斜长石(An=13～15)(25%～35%)、石英(15%～25%)、黑云母(2%～5%)(图2d、2e)。斑晶为深肉红色条纹长石和微斜长石，含量不均匀，一般在5%～50%，以10%～20%为多，大小2.5 mm×4 mm～4 mm×8 mm。基质主要为石英、条纹长石、斜长石及少量黑云母。副矿物主要有钇硅磷灰石、褐钇铌矿、铌钇矿、辉钼矿、褐帘石、绿帘石、萤石、锆石和少量角闪石。岩石内部有伟晶岩脉，伟晶岩呈脉状或透镜状(图2f)与岩体之间呈过渡接触关系，与犁华嘴钇矿、娘娘顶铍矿密切相关。

图2 伟晶岩手标本(a)、似斑状黑云二长花岗岩标本(b、c)、似斑状黑云二长花岗岩镜下照片(d、e，单偏光)、野外伟晶岩岩脉(f)照片

4 测试结果

4.1 岩石地球化学

鸡公山岩体全岩分析结果(表1)显示，岩石具有高SiO2(69.22%～71.42%)、Al2O3(14.44%～16.07%)和K2O+Na2O(8.01%～8.92%)特征， K2O/Na2O=0.84～1.15。除样品JG-QF2为1.21外，其他样品的含铝指数A/CNK都集中在0.98～1.13之间。A/NK值(1.23～1.43)显示准铝质到弱过铝质花岗岩特征(图3a)；岩体分异指数DI=85.2～91.02，在K2O-SiO2图解上，岩体属高钾钙碱性系列(图3b)。

图3 鸡公山岩体A/NK-A/CNK图解(a，据Morrison， 1980)和K2O-SiO2图解(b，据Middlemost， 1994)

表1 鸡公山岩体主量元素(wB/%)及微量元素(wB/10-6)分析结果

岩体稀土元素总量在170.95×10-6～246.45×10-6之间，轻、重稀土元素比(LREE/HREE)为20.10～26.06， (La/Yb)N= 35.3～56.81，轻稀土元素分馏明显，稀土元素球粒陨石标准化模式图中呈右倾模式(图4a)，铕谷不明显(δEu为0.7～1.09)，重稀土元素整体稍平坦， Ho弱亏损，属轻稀土元素富集型。岩体微量元素蛛网图(图4b)显示，曲线整体右倾，大离子亲石元素富Ba、K，高场强元素富集Hf，亏损Nb、Ta、P等。

图4 鸡公山岩体稀土元素球粒陨石标准化图解(a，标准化值据Boynton， 1984)和微量元素原始地幔标准化图解(b，标准化值据Sun and McDonough， 1989)

其中JG-1、JG-2、JG-3样品数据来自河南省地矿厅第三地质调查队(1996)(1)河南省地矿厅第三地质调查队. 1996. 1∶5万游河幅、信阳市幅、谭家河幅、浉河港幅、李家寨幅区域地质调查报告.。

4.2 锆石 U-Pb测年

锆石呈短柱状或长柱状，多为自形晶，粒径为45～75 μm，长宽比约1∶1～2∶1，从锆石的阴极发光图像可以观察到清晰的单生长同心环带特征(图5)，锆石的Th/U值较高(0.12～1.5)，具有岩浆锆石特征(吴元保等， 2004)。

图5 鸡公山岩体锆石阴极发光图像、激光点位置及U-Pb年龄、εHf(t)值

从鸡公山岩体29颗锆石中，选择29个点开展了LA-ICP-MS U-Pb定年测试，测试结果见表2。测点14、25由于206Pb/238U年龄明显偏老，测点12的206Pb/238U年龄误差偏大，其余26颗锆石206Pb/238U年龄介于146～136 Ma之间，加权平均年龄值为141.8±0.8 Ma(n=26， MSWD=1.15)(图6)，此年龄值代表了鸡公山岩体的结晶年龄。

图6 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄图(b)

表2 鸡公山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

4.3 全岩Sr-Nd同位素

本次采集鸡公山岩体样品的Sr-Nd同位素3件，分析及计算结果见表3，表中其他计算值在142 Ma基础上计算得到。鸡公山岩体样品的 (87Sr/86Sr)i值为0.707 75～0.708 18，εNd(t)值为-19.21～-17.63，相应的两阶段模式年龄为2.49～2.36 Ga，平均2.45 Ga。

表3 鸡公山全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素数据

4.4 Hf同位素

在LA-ICP-MS U-Pb定年基础上，优选13颗锆石，在相应测年位置，开展了微区Lu-Hf同位素测定，测得176Hf/177Hf值范围为0.281 845～0.282 083(表4)。根据测得年龄计算得到εHf(t)为-29.67～-21.31，平均值-25.18；Hf同位素两阶段模式年龄3.07～2.54 Ga，平均2.78 Ga。

表4 鸡公山岩体锆石Hf同位素数据

5 讨论

5.1 岩体成因类型

鸡公山岩体SiO2(69.22%～71.42%)、高的Al2O3(14.44%～16.07%)、钾钠含量大致相同显示准铝质-弱过铝质花岗岩(A/CNK=0.98～1.13)特征，属于高钾钙碱性系列。副矿物发现有少量角闪石，薄片观察未见白云母、石榴子石、堇青石、电气石等矿物。上述特征暗示鸡公山岩体具有I型花岗岩的亲缘性。鸡公山岩体分异指数DI=85.20～91.02，岩体内外接触带发现有铍、钇矿等，副矿物有钇硅磷灰石，在FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)关系图上样品均落入分异花岗岩区域(图7a)，证明岩体经历过一定的结晶分异演化。部分学者用P2O5含量演化趋势来区分I型、S型花岗岩(吴福元等， 2007， 2017)，鸡公山岩体P2O5含量不高(0.09%～0.13%)，与典型S型花岗岩(>0.12%)存在差别，P2O5- SiO2图解(图7b)表明P2O5随SiO2含量增加而减少，呈现出负相关性，具I型演化趋势，支持了鸡公山岩体具I型花岗岩特征。一般认为，典型的A型花岗岩高FeOT/MgO、铕谷明显、Zr+Nb+Ce+Y含量>350×10-6、Yb含量>1×10-6、Sr含量<100×10-6(Bonin， 2007；张旗等， 2021)。鸡公山岩体FeOT/MgO(3.86～5.86)，铕谷不明显， Zr+Nb+Ce+Y含量(271×10-6～355×10-6)、Sr含量(418×10-6～670×10-6)、Yb含量(0.73×10-6～0.99×10-6，一个点为1.1×10-6)，明显有别于A型花岗岩特征。综上所述，认为鸡公山岩体更倾向于为分异I型花岗岩。

图7 FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)关系图(a，据Whalen等， 1987)和P2O5- SiO2图解(b)

5.2 岩浆源区

多数学者研究认为大别山早白垩世花岗岩是扬子板块中下地壳的产物，如新县岩体、达权店岩体、商城岩体、谭冲花岗岩、千鹅冲花岗岩等(高昕宇等， 2013；高阳等， 2014；刘清泉等， 2016；朱江等， 2019)。鸡公山岩体的(87Sr/86Sr)i集中在0.707 75～0.708 18，具有较大的负εNd(t)值(-19.21～ -17.63)和εHf(t)值(-29.67～ -21.31)， Sr-Nd同位素和Hf同位素均显示壳源特征。Sr-Nd同位素图解显示， 3件样品点落入扬子下地壳附近(图8a)，与大别山区多数早白垩世花岗岩Sr-Nd同位素组成类似，暗示鸡公山岩体可能是扬子板块中下地壳古老物质重熔的产物。

近年来，研究者除在扬子陆核崆岭地区发现最古老的岩石外，其他地区也发现有南秦岭块体鱼洞子群、陡岭杂岩等太古宙地壳岩石。在大别地区新县、红安、麻城一带发现新太古代岩石，统称大别岩群(大别表壳岩，为一套TTG岩系)。该岩群一般呈残留包体分布于田铺序列花岗质片麻岩系及中生代花岗岩之中，如在黄土岭地区麻粒岩原岩中测得岩浆中结晶锆石为2.7～2.6 Ga(陈能松等， 2006)，在团风地区发现2.8 Ga左右的岩浆锆石(邱啸飞等， 2020)，河南省地质矿产勘查开发局第三地质矿产调查院(2018)(2)河南省地质矿产勘查开发局第三地质矿产调查院. 2018. 大别山铜钼金银铅锌成矿系统与成矿预测研究报告.测得商城陈家湾一带大别表壳岩岩浆锆石U-Pb年龄为2.69～2.58 Ga。大别山早白垩世商城岩体、达权店岩体(高昕宇等， 2013)、新县岩体(刘清泉等， 2016)等岩体Hf同位素二阶段模式年龄都集中在新太古代，说明大别山早白垩世部分岩体岩浆源区为新太古代地壳。鸡公山岩体Nd同位素二阶段模式年龄为2.49～2.36 Ga，平均2.45 Ga； Hf同位素二阶段模式年龄集中在3.07～2.54 Ga，平均2.78 Ga，与区域同时代岩体具有相同的特征(图8b)。因此，推测鸡公山岩体岩浆可能为新太古代大别表壳岩物质重熔形成。

图8 鸡公山岩体Sr-Nd同位素[a，据Jahn等(1999)]和锆石Hf同位素[b，据吴福元(2007)]图解

5.3 动力学背景及成矿意义

大别造山带为中晚三叠世扬子陆块向华北陆块俯冲碰撞形成的大陆碰撞型造山带，经历了早期俯冲碰撞导致加厚地壳形成，后期折返伸展导致地壳拆沉、减薄，在挤压-伸展时期发生大规模的中生代岩浆活动(王强等， 2000；许志琴等， 2003)。该区挤压-伸展转化、加厚下地壳拆沉时限仍存在争议。马昌前等(2003)对刘家洼花岗岩的研究认为形成135 Ma前的高Sr/Y 花岗岩是加厚地壳开始减薄以及挤压向伸展转换的产物。高昕宇等(2013)认为商城岩体137 Ma年龄为北淮阳地区构造体制转换的最小时间。朱江等(2019)认为西大别和东大别造山带加厚下地壳拆沉和构造体制转换时限基本一致，发生在133 Ma左右。但多数研究者认为，中生代岩浆在130 Ma前后形成的花岗岩地球化学特征明显不一样， >130 Ma花岗岩通常具有高Sr低Yb、较高的(La/Yb)N和Sr/Y值、铕负异常不明显等特征，类似于埃达克型花岗岩，形成于加厚下地壳(>50 km)的部分熔融； <130 Ma花岗岩通常具有低Sr低Yb等特征，可能发生了加厚下地壳拆沉作用，形成于减薄地壳(<35 km)的部分熔融(Wangetal., 2007； Xuetal., 2007；张超等， 2008)。鸡公山岩体锆石U-Pb年龄介于146～136 Ma之间，同时具高Sr低Yb(Sr=418×10-6～670×10-6， Yb=0.73×10-6～1.1×10-6)，较高的(La/Yb)N(35.3～56.81)、Sr/Y(42～79)值，铕谷不明显等特征，具有埃达克型花岗岩特征。而高Sr/Y值同样证明源区残留石榴子石的存在(李承东等， 2004)， Nb、Ta和Ti亏损指示源区可能存在残留金红石，指示熔融深度相当于50 km左右。Mg#在0.23～0.51之间，除个别大于0.5外，整体较小， Cr和Ni含量中等，指示岩浆源区受到地幔混染的程度较低。综上，鸡公山岩体发生于构造体制转换及伸展机制下，为尚未发生拆沉的加厚下地壳部分熔融的产物。

前人将伟晶岩主要分为LCT型(Li-Cs-Ta)和NYF型(Nb-Y-F)(蒋少涌等， 2021)，其中NYF型伟晶岩的母体花岗岩(分为A型花岗岩和I型花岗岩)具准铝质-亚铝质，稀土元素含量较富集，内部无-弱岩相分带，主要形成富含硅铍钇矿等重稀土矿物的重稀土矿床，大地构造环境为伸展背景下的非造山环境，岩浆可源于亏损LCT元素的中下地壳麻粒岩、花岗岩(毛景文等， 2019；蒋少涌等， 2021)。鸡公山岩体具准铝质-弱过铝质、高钾钙碱性岩系特征、较高REE含量、I型花岗岩等特征，岩体与伟晶岩呈过渡接触关系(图2a、2b)，伟晶岩无岩相分带，发现稀土矿为铍钇矿等重稀土矿物，综上，认为鸡公山岩体和岩体内伟晶岩形成时间一致并有构造背景相同，属同期岩浆活动；鸡公山岩体可能是岩体内伟晶岩脉的母体花岗岩，伟晶岩类型为NYF型(Nb-Y-F)型。

吴福元等(2017)认为高分异花岗岩经常与W、Sn、Nb、Ta、Li、Be、Sb和REE等金属矿化联系密切，稀有金属花岗岩首先就是一种高分异花岗岩。有研究者提出，同锆石Zr/Hf值类似，全岩的Zr/Hf和Nb/Ta值也可视为花岗岩浆结晶分异程度的标志(Ballouardetal.， 2016)。Breiter等(2014)提出根据锆石的Zr/Hf值，可将花岗岩划分为普通花岗岩(Zr/Hf>55)、中等分异花岗岩(25