扬子陆块南部新元古代煌斑岩锆石U-Pb年龄及构造背景

2023-01-06段其发曹亮周云吴年文邹先武方喜林

华南地质 2022年4期

段其发，曹亮，周云，吴年文，邹先武，方喜林

1.中国地质调查局武汉地质调查中心（中南地质科技创新中心），湖北武汉 430205；2.中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，湖北武汉 430205；3.湖北省地质局第二地质大队，湖北恩施 445000

新元古代是华南重要的地质发展演化时期，经历了从洋壳俯冲、弧-陆碰撞到洋-陆俯冲、弧后盆地打开、造山后伸展的构造演化过程(王孝磊等，2017)。在新元古代沿扬子陆块周缘分布有大量岩浆岩。其中，880～820 Ma期间的岩浆岩分布最广，岩性以花岗岩、花岗闪长岩为主（冯定犹和李志昌，1991；Wang X L et al.，2006，2014；高维和张传恒，2009；周金城等，2009；薛怀民等，2010；柏道远等，2011；王敏等，2011；张世涛等，2016；陕亮等，2017；王艳等，2018；谭清立等，2019)；其次为基性-超基性岩（蛇绿岩）、辉绿岩（陆慧娟等，2006，2007；丁炳华等，2008；张春红等，2009；Zhou J C et al.，2009；周效华等，2014）、中酸性火山岩及细碧-角斑岩、玄武岩、高镁安山岩（董树文等，2010；薛怀民等，2010；张玉芝等，2011，2015；高林志等，2012；卓皆文等，2017)、熔结火山集块岩(张传恒等，2014)，并在同时代地层（冷家溪群、梵净山群、四堡群等）中普遍发育火山凝灰岩（孙海清等，2012；高林志等，2010，2014）。已有的研究认为该时期的岩浆岩多形成于拉张构造环境，并对其深部动力学机制提出了两种观点：一是板块俯冲模式，认为新元古代早中期岩浆岩受控于西缘的攀西-汉南弧和东南缘的江南岛弧岩浆作用（Zhou M F et al.，2002，2006;Zhao G C，2015；徐丽娟等，2021），由于俯冲板片的折断、拆沉引发深部地幔上涌、地壳拉张形成基性-超基性岩浆侵位或喷发，并使基底岩石部分熔融而形成花岗（闪长）岩(Wang X L et al.，2006；周金城等，2009；柏道远等，2011；赖绍聪和朱毓，2020），与之相伴发生弧后小洋盆的扩张（丁炳华等，2008；张彦杰等，2011）；二是地幔柱模式，认为它们的形成与地幔柱上升诱发岩石圈伸展的张性构造有关（Li Z X et al.，1999，2003；葛文春等，2001a，2001b；李献华等，2001，2002，2008，2012；Li X H et al.，2003）。

煌斑岩常以岩脉的形式分布于不同构造环境中，因其主要来源于地幔深部，在探讨岩石圈地幔富集、同化混染、岩浆混合作用以及地球各圈层物质循环等方面具有重要的指示意义（Rock et al.，1991)。此外，很多煌斑岩与一些大型-超大型金矿床有着密切的时空关系(Rock et al.，1991)，暗示其可能与金及多金属成矿作用有关。因此，煌斑岩的研究受到越来越多学者的关注(Owen，2008；Mahéo et al.，2009；Niu Y L et al.，2011；和文言等，2014；Ma L et al.，2014)。扬子陆块煌斑岩主要分布在川滇西部盐源-丽江、湖北大洪山、湖南宁乡、贵州镇远-凯里以及桂北罗城、融水等地区，以钾镁煌斑岩为主，形成于古生代-中生代（罗会文和杨光树，1989；沈发奎等，1990；叶德隆等，1991；李子云和马文运，1992；刘观亮等，1995，1997；方维萱等，2002；林玮鹏等，2009；王新宇等，2013；王磊等，2015；郭智超等，2019；林木森等，2019）。前古生代煌斑岩的研究成果尚无报道。

鄂西南地区以大面积分布震旦纪-早三叠世碳酸盐岩地层为特点，仅在鹤峰走马坪背斜核部出露少量新元古代早中期地层，并在其中出露有一条长约百余米的煌斑岩脉，为区内唯一的岩浆活动记录，为了解鄂西南地区新元古代地幔源区性质及深部地质过程提供了窗口。但是，目前对其地球化学特征、形成时代和形成环境等了解均不明确。本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年及微量元素测试技术，对鹤峰煌斑岩的形成年龄进行了精确厘定，并利用锆石微量元素含量探讨其形成环境，为区域构造-热事件的研究提供参考。

1 区域地质背景及岩石学特征

1.1 区域地质背景

研究区位于湖北省西南部鹤峰县走马坪地区，大地构造位置处于扬子陆块南缘宜都-鹤峰复式背斜中段走马坪背斜（湖南称东山峰背斜），靠近江南造山带北缘断裂带。本区地壳演化大致经历了晋宁期、加里东期、海西-印支期、燕山-喜马拉雅期4个阶段，构造线呈北北东向至北东向；区内出露地层主要有南华系-奥陶系。南华系为一套杂色碎屑岩与冰碛岩，夹黑色含锰碳泥质岩系，震旦系-下寒武统以碳酸盐岩为主，夹碳质泥岩、硅质泥岩，中寒武统-奥陶系以碳酸盐岩为主，缺失志留系-下泥盆统，上泥盆统-下三叠统主体为碳酸盐岩。上述地层总体上组成一背斜构造，在背斜核部出露的最老地层为新元古界青白口系冷家溪群，面积约2 km2，岩性为浅灰绿、灰色浅变质细砂岩、粉砂质板岩、板岩，夹凝灰质粉砂质板岩，具有弧后盆地岩石组合特征（顾雪祥等，2003；孙海清等，2012；陈建书等，2020；杨风丽等，2020；柏道远等，2021），在邻区湖南杨家坪冷家溪群小木坪组顶部沉凝灰岩锆石U-Pb年龄为845±12 Ma(柏道远等，2011)；与上覆南华系下统莲沱组呈角度不整合接触。煌斑岩呈脉状产于冷家溪群粉砂质板岩中（图1）。

图1 鹤峰地区地质图(底图据陈林等，2018；王登等，2020)Fig.1 Geological sketch map of the Hefeng district(after Chen L et al.,2018;Wang D et al.,2020)

1.2 岩石学特征

煌斑岩呈脉状产于鹤峰背斜核部红罗沟一带，顺层侵入冷家溪群（图2a），走向北东向，倾角近直立，与地层产状一致，与围岩接触界线清晰可见。岩脉出露厚度约6m，因植被覆盖沿走向出露较差。新鲜煌斑岩颜色为灰、浅灰绿色，块状构造(图2b)，具典型的煌斑结构(图2c,d)。斑晶主要为角闪石（3%～5%）(图2c)，粒径为0.5～2.0 mm，偶见斜长石斑晶，二者多呈自形-半自形柱状结构；基质主要为斜长石（30%～42%）、角闪石（25%～42%），少量钠长石（2%～6%）、钾长石（1%～3%）等，粒度为0.01～0.30 mm，主体属闪斜煌斑岩；副矿物有磷灰石、黄铜矿、黄铁矿及褐铁矿，偶见锆石和钛铁矿。岩石多发生蚀变，蚀变矿物有方解石（1%～10%）、绿帘石（3%～8%）、绿泥石（5%～18%）及少量绢云母(图2d)。岩石SiO2含量为54.11%～55.64%，K2O+Na2O为5.50%～5.84%，K2O/Na2O为0.14～0.18，具有低钾富钠特征。

图2 鹤峰煌斑岩露头、手标本及显微照片Fig.2 The outcrop(a),hand-specimen(b)and micrograph(c,d)of the lamprophyre in the Hefeng district

2 分析方法

用于分选锆石的煌斑岩采自湖北省鹤峰县红罗沟，坐标110°22′48″E，31°58′36″N，样品重约25 kg。锆石挑选在廊坊宇能矿物分选综合实验室完成，将分选出的锆石和标样一同置于环氧树脂中制靶，并打磨抛光至锆石中心部位暴露出来进行透射光、反射光照相，据此选出晶体特征良好的锆石在武汉上谱分析科技有限责任公司拍摄阴极发光(CL)图像和进行LA-ICP-MS测年分析。用于测年的设备为Agilent 7700电感耦合等离子体质谱仪，激光剥蚀系统使用GeoLas Pro 193 nm激光器，使用的激光束斑直径为32µm，频率5 Hz。测定时，采用标准锆石91500作为外部标样，用以校正锆石的206Pb/238U年龄。以GJ-1作为内部标样，用以校正锆石的207Pb/235U年龄。微量元素含量采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标。具体分析流程详见Liu Y S et al.(2008，2010)。样品的同位素比值和元素含量数据处理采用ICPMSDataCAL 10.7程序，年龄计算及谐和图采用ISOPLOT(3.0)软件完成(Ludwig，2003)。

3 分析结果

3.1 锆石阴极发光（CL）图像及微量元素特征

煌斑岩中的锆石多为无色透明，少数带浅黄色色调。晶形多为长柱状、椭圆状，长50～130μm，长宽比为1:1～2:1，多数锆石的柱面及两端双锥发育完整，自形程度高，部分锆石两端双锥不发育而呈短柱状。阴极发光图像如图3所示，大多数锆石具有明显的振荡生长环带，少数锆石核心与外围的环带发育程度有所差异，边部熔蚀或重结晶不明显，晶内颜色较为均一，继承性核少见。锆石分析结果见表1，各样品的Th、U含量变化介于(66.5～446.0)×10-6和(82～610)×10-6之间，Th/U比值均大于0.4(0.4～1.1)，与典型岩浆锆石具有高Th/U比值的特征一致(Hoskin and Schaltegger，2003)。

图3 鹤峰煌斑岩锆石阴极发光照片Fig.3 Cathodoluminescence images of zircon grains from the lamprophyre in the Hefeng district

表1 鹤峰煌斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons from Hefeng lamprophyre

计算年龄所用24颗锆石的微量元素分析结果见表2，其中Ti含量为(0.27～21.2)×10-6，Nb含量为(0.40～8.76)×10-6，Ta含量为(0.20～2.62)×10-6，均在岩浆锆石相应元素含量正常范围（Hoskin and Ireland,2000），Y含量为(466～3176)×10-6，Hf含量为(8641～11394)×10-6。除HLG-01和HLG-02样品的La含量太低未达检出限外，其余样品稀土元素含量变化明显。稀土元素总量(ΣREE)为(419.81～2125.83)×10-6，LREE为(10.35～123.19)×10-6，HREE为(403.95～2093.99)×10-6，LREE/HREE为0.015～0.217，平均为0.045，显示轻、重稀土元素分异明显；(Lu/Sm)N为75～374，(Yb/Gd)N为13.21～46.50（平均为30.35），HREE内部分异程度较高。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（图4）中，除HLG-12在轻稀土部分出现不协调外，其余样品具有相似的HREE明显富集的左倾配分曲线，均显示强烈的Ce正异常（δCe为1.37～2039.76）、强烈到中等程度的Eu负异常(δEu为0.10～0.78)，与典型岩浆锆石稀土配分模式一致。因此，其锆石定年结果可用于限定煌斑岩的结晶年龄。

图4 鹤峰煌斑岩锆石稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（标准化值据Taylor and McLennan,1985)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from Hefeng lamprophyre（The Chondrite normalizing values are from Taylor and McLennan,1985）

3.2 锆石U-Pb年龄

本次获得24个锆石的206Pb/238U年龄值集中在826～868 Ma(表2)，且分布于谐和线上或附近(图5a)，加权平均年龄为839±5Ma（MSWD=2.1，n=24）（图5b），表明煌斑岩形成于新元古代中期。

图5 鹤峰煌斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图和加权平均年龄Fig.5 U-Pb Concordia diagram(a)and weighted average age of zircon grains from lamprophyre in the Hefeng district

表2 鹤峰煌斑岩锆石微量元素含量（×10-）6Table 2 Trace element compositions（×10-）6of zircons from Hefeng lamprophyre

4 讨论

本次获得鹤峰煌斑岩锆石U-Pb年龄为839±5 Ma，属新元古代青白口纪。与该年龄相同或相近的岩浆岩广泛分布于扬子陆块周缘（陆慧娟等，2006；Wang X L et al.，2006，2014；张春红等，2009；Zhou J C,et al.，2009；董树文等，2010；薛怀民等，2010；王敏等，2011；高林志等，2012，20l4；张传恒等，2014；张玉芝等，2015；张世涛等，2016；陕亮等，2017；王艳等，2018；谭清立等，2019），即便是位于扬子陆块内部的黄陵地区也发育同时期岩浆岩（冯定犹和李志昌，1991；高维和张传恒，2009)，这些表明了新元古代早期扬子陆块发育区域性岩浆活动，鹤峰地区也受到了该期岩浆作用影响。

锆石的微量元素对示踪岩浆成因和成岩过程有独特的优越性（Belousova et a1.,2002;Grifin et a1.,2002;Hoskin and Schaltegger,2003;Hanchar and Westrenen,2007;吴福元等，2007），其微量元素比值可以反映岩浆形成环境(Schulz et al.，2006；Grimes et a1.，2007，2015)。鹤峰煌斑岩的锆石稀土元素均出现Ce的正异常，说明锆石是在相对氧化条件下结晶形成的(韩吟文等，2003)，稀土元素配分曲线呈现明显的Ce峰和弱Eu谷，类似于壳源岩浆锆石(Li X H,et a1.，2000；吴元保等，2003)；负Eu异常可能与斜长石的分离结晶作用或者在部分熔融作用中斜长石残留在源区有关，在δCe-δEu协变图(图6)中，二者存在一定程度的正相关性，表明锆石形成前或者近于同时有斜长石分离结晶，在岩石组成中样品表现出斜长石含量较高。少数样品表现为弱Ce正异常（δCe为1.37）和较低的La含量，反映源区可能有幔源物质参与了岩浆过程(Belousova et a1.，1998)。锆石的U/Yb比值（0.29～1.85）指示岩浆形成于大陆弧岩浆环境(0.1～4.0)（Grimes et a1.，2015）。在Y-U/Yb图解上（图7），大多数样品点落在陆壳锆石区域，少数落入洋壳与陆壳过渡区域，暗示源区可能受到了洋壳物质的影响。Th/U值为0.40～1.14，Lu/Hf值为0.0045～0.0186，在Y-Th/U图和Y-Lu/Hf图上(图8a,b)，大多数样品点落在火山弧区域内，只有少量样品点落在或靠近板内区域，显示岩浆源区受到了明显的俯冲（弧岩浆）作用影响。

图6 鹤峰煌斑岩锆石δCe-δEu协变图Fig.6 δCe-δEu covariant diagrams for zircons of Hefeng lamprophyre

图7 锆石Y-U/Yb图(底图据Grimes et al.，2007)Fig.7 Y-U/Yb diagrams for zircons of Hefeng lamprophyre(after Grimes et al.，2007)

图8 锆石微量元素构造环境判别图Fig.8 Trace element discriminant diagrams of zircons in different tectonic setting

研究表明，新元古代时期扬子陆块周缘岩浆作用是板内拉张环境的产物，可能与古华南洋持续向扬子陆块俯冲消减过程中，伴随弧后小洋盆扩张（唐增才等，2018）或者是碰撞后伸展作用有关（王孝磊等，2006；周金城等，2009；李献华等，2012；薛怀民等，2012；代雅然等，2019；程进雄和李武显，2021）；该时期的大部分火成岩具有岛弧特征的地球化学组成，可能与早期Greenville造山过程中俯冲交代作用有关(Zheng Y F et al.，2007，2008)。因此，鹤峰煌斑岩所显示的弧岩浆岩地球化学特征是源区受到早期俯冲作用的反映。鹤峰煌斑岩产于江南造山带北西侧弧后盆地区（顾雪祥等，2003；孙海清等，2012；陈建书等，2020；杨风丽等，2020；柏道远等，2021）；谭满堂等（2022）认为沿江南造山带第二阶段（870～820 Ma）俯冲增生开始，弧后盆地开启，伴随基性-超基性岩侵位和海相火山岩喷发，在区域上形成皖南伏川基性-超基性岩（蛇绿岩）、赣东北泗州辉绿岩、鄣源地区具有初始洋壳特征的基性岩以及湘西隘口基性-超基性岩墙（陆慧娟等，2006，2007；丁炳华等，2008；周效华等，2014)。据此认为鹤峰煌斑岩形成于弧后盆地拉张环境，受控于江南造山带及其北西部弧后盆地伸展构造作用，可能与华夏陆块向北西俯冲过程中俯冲板片的折断、拆沉引发深部地幔上涌的动力学机制有关。