桂西大化辉绿岩岩石成因及对区域构造演化的指示

2023-12-26石钰祥刘希军李政林覃显著张一尘黄雯敏

华南地质 2023年4期

石钰祥，刘希军,2*，李政林，刘潇，赵兵，覃显著，张一尘，黄雯敏，苏悦

1.桂林理工大学地球科学学院，广西桂林 541004；2.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室&有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心，广西桂林 541004；3.广西壮族自治区矿产资源储量评审中心，广西南宁 530028

大陆岩石圈的主动或被动破裂可使地幔柱物质上升、减压和熔融，从而产生大量熔体（White and McKenzie,1989），这些熔体形成了世界上许多大陆火山岩。地幔柱衍生的镁铁质岩浆在上升至地表过程中容易与岩石圈地幔之间发生相互作用，因此，通过这些大陆基性岩微量元素和同位素特征研究可以揭示深部岩浆作用过程和地幔源区的物质性质。

桂西地区位于峨眉山大火成岩省的东南端，处于华南、印支和思茅地块交界处。该地区自新元古代以来经历了多期构造热事件，晚古生代的构造演化受到了古特提斯洋及古太平洋板块的影响（Li J H et al.,2017;Duan L et al.,2020），同时区内出露大量的层状和似层状基性岩（主要为辉绿岩和玄武岩），被证实与峨眉山地幔柱岩浆活动有密切关系，属于峨眉山高Ti 玄武岩系列（Fan W M et al.,2008;Lai S C et al.,2012；黄文龙等,2015;Liu X J et al.,2017），但是相较于峨眉山内带高Ti 玄武岩，桂西高Ti 基性岩表现出高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的亏损。目前对于桂西基性岩的岩石成因及源区特征有不同观点：（1）认为桂西基性岩来自深部地幔柱上升后触发大陆岩石圈地幔较高程度的部分熔融，且在上升过程中经历了轻微的地壳混染，造成高场强元素的亏损（Lai S C et al.，2012）；（2）桂西巴马、玉凤等地出露的高Ti 基性岩为峨眉山地幔柱与岩石圈地幔相互作用的产物，岩浆源区为HIMU 和EM Ⅰ二元混合组分（Fan W M et al.,2008）；（3）桂西那坡地区的基性岩为峨眉山地幔柱和古特提斯洋相互作用形成（陈雪峰等，2016）。桂西大化地区沿碳酸盐岩台地出露了大量层状和似层状辉绿岩，本文对其岩石学、地球化学及Sr-Nd同位素进行研究，以探究其岩石成因、源区特征和构造意义。

1 区域地质背景

右江盆地又称南盘江盆地，在大地构造上属于古特提斯构造域和环太平洋构造域复合部位。其东北以紫云-罗甸-南丹-河池断裂为界，东南为凭祥-南宁断裂以及十万大山盆地和钦防褶皱带，西北边界为弥勒-师宗-盘县断裂，整体轮廓呈菱形。随着泥盆纪古特提斯洋的张裂到中生代古特提斯洋的闭合，右江盆地经历从伸展到挤压的转化演化过程（杜远生等，2013；刘寅等，2015）。而对于后期盆地的构造属性，存在以下观点：前陆盆地（秦建华等，1996；刘寅等，2015）、弧后盆地或者弧后前陆盆地（张锦泉和蒋廷操，1994；杜远生等，2013）。

桂西地区受到构造运动的影响，基性岩浆作用频繁，前人根据基性岩与地层的接触关系将其分为不同时代的基性岩：泥盆纪基性岩、石炭纪基性岩、二叠纪基性岩，以二叠纪基性岩规模和范围最大。泥盆纪基性岩分布在百色、田林、靖西等地，石炭纪基性岩主要分布在靖西、那坡一带，二叠纪基性岩大面积分布在巴马、龙川、隆林一带。近年来，一些学者对桂西基性岩进行了同位素年代学研究（图1a），吴祥珂等（2023）给出巴马-大化一带那桃、乙圩和燕洞岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为260.1±1.6 Ma、259.7±1.3 Ma和257.1±3.8 Ma,形成时代为晚二叠世，Fan W M et al.（2008）给出阳圩玄武岩的锆石U-Pb 年龄为259.6±5.9 Ma；张晓静和肖加飞（2014）给出巴马和玉凤辉绿岩的锆石U-Pb年龄分别为255.3±3.9 Ma 和257.6±2.9 Ma；赵兵等（2022）对隆林辉绿岩进行锆石U-Pb 定年，结果为257.1±1.3 Ma。由于桂西地区位于峨眉山大火成岩省的东南端，桂西巴马、玉凤、阳圩、隆林一带基性岩与峨眉山玄武岩在时空上高度重合，前人研究认为该区基性岩浆作用与峨眉山地幔柱岩浆活动有密切关系（Fan W M et al.,2008;Lai S C et al.,2012;黄文龙等,2015;Liu X J et al.,2017）。

图1 桂西基性岩分布图（a）和大化辉绿岩分布图及样品采集位置（b）Fig.1 Distribution map of basic rocks in western Guangxi(a)and distribution map and sample collection location of Dahua dolerites(b)

研究区位于广西河池市大化瑶族自治县岩滩镇一带（图1b），毗邻巴马、玉凤地区。区域褶皱构造和断裂构造发育，褶皱构造的分布比较分散，受断裂构造控制明显，区内地层倾角较大。研究区内出露石炭纪灰岩，早二叠世灰岩夹粉砂岩、灰岩夹硅质岩，晚二叠世灰岩及中三叠世页岩、粉砂岩。大化基性侵入岩以辉绿岩为主，多呈不规则状岩床产出，与二叠系茅口组为侵入接触关系，周围的三叠纪浊积岩地层未见辉绿岩侵入。吴祥珂等（2023）对大化乙圩乡-岩滩镇一带的岩体进行了同位素年代学研究，给出锆石U-Pb年龄为259.7±1.3 Ma，与峨眉山玄武岩形成时代高度重合，考虑到附近巴马、龙川和玉凤一带基性岩与峨眉山玄武岩关系密切，大化地区可能为峨眉山大火成岩省的外带。

2 岩相学特征

本文样品选取大化地区较为新鲜的辉绿岩块，采样位置见图1b。辉绿岩新鲜面呈暗绿-灰绿色，致密块状构造，主要组成矿物有辉石、基性斜长石和少量不透明矿物等（图2）。在显微镜下对样品进行观察可见辉石大多呈半自形-他形粒状或短柱状，干涉色可达Ⅱ级蓝，粒径为（1～2）mm×（2.5～4）mm，含量约40%。基性斜长石呈细长柱状自形晶或针状半自形晶，杂乱分布，粒径为（0.3～0.5）mm×（1～2.5）mm，含量约50%，多不规则分布在辉石颗粒之间或颗粒内部，构成嵌晶含长结构，含有少量磁铁矿和钛铁矿（5%～10%）。

图2 大化辉绿岩野外露头、手标本和显微照片Fig.2 Outcrop,hand specimen and microphotographs of Dahua dolerites

3 分析方法

3.1 全岩主-微量元素分析

全岩主量元素、微量元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进行。首先用陶瓷坩埚称取0.7～1.0 g 样品粉末（记录为M1），在920 ℃的高温炉中加热3 小时后取出，待稍微冷却后放入干燥器中冷却2小时。然后称量样品粉末和陶瓷坩埚的总重量（M2），接着将样品粉末倒出，待后续烧制玻璃片。擦干净陶瓷坩埚内残留的粉末之后，称量空坩埚重量（M3）。样品的烧失量（LOI）即可根据公式LOI=100%×(M1+M3-M2)/M1计算获得。主量元素分析先采用碱熔玻璃片法，对应称取0.5 g样品和5 g Li2B2O7置于蒸干后的铂金坩埚中，混合搅拌后滴入5～6滴脱模剂（氟化铵），最后放入熔样机中1200 ℃加热熔融，冷却制成玻璃片，后续采用XRF 分析方法。样品的主量元素含量由36 种涵盖硅酸盐样品范围的参考标准物质双变量拟合的工作曲线确定，参考标准物质为国家一级岩石成分分析标准物质GBW071 系列15 个，美国地质调查局（USGS）标准物质AGV-2，BHVO-2，BCR-2，W-2A四个，其分析精度优于2%～5%。

微量元素及稀土元素分析采用密闭高压酸溶法。准确称取40 mg左右的样品粉末置于洗干净的Teflon 溶样器中。依次加入0.8 ml 1:1 的HNO3、0.8 ml 的HF 和15 滴1:3 的HClO4，然后将溶样器放在超声震荡仪中震荡半小时左右，使粘在容器壁的残留粉末也溶解到酸溶液中。接着将溶样器置于100 ℃的电热板上保温两天之后开盖蒸干。蒸干之后，再加入0.8 ml 1:1 的HNO3，封盖之后在100 ℃的电热板上保温过夜。之后开盖，加入0.8 ml的HF和15 滴1:3 的HClO4，然后封盖放入高压釜中，在190 ℃的烘箱内加热两天后取出。开盖蒸干后加入4 ml1:4 的HNO3。再次将溶样器放入高压釜中，在170 ℃的烘箱内加热4 小时后取出。趁热用3%的HNO3将溶液稀释至粉末重量的2000 倍（约80 g），然后称取稀释后的溶液2.50 g，并加入相同质量（2.50 g）的Rh-Re 内标溶液，充分摇匀之后送ICP-MS实验室测量。微量元素测量采用的ICP-MS型号为Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000，详细的仪器操作流程以及工作条件参见Li X H et al.(2002)。同未知样品一起分析的标样有：W-2a（辉绿岩）、RGM-2（流纹岩）、AGV-2（安山岩）、BCR-2（玄武岩）以及国内标准GSR-1（花岗岩）、GSR-2（安山岩）和GSR-3（玄武岩）。对于所分析的大多数元素，分析精度一般优于2%～5%。

3.2 全岩Sr-Nd同位素分析

全岩Sr-Nd 同位素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。前处理采用酸溶法，主要包括Teflon杯的清洗、溶样、过柱三个阶段。以微量元素分析结果得到的Sr和Nd两个元素中最低含量为标准，称取适量（50～150 mg）的200目粉末样品于洗干净的Teflon溶样器中，然后加入1 ml1:1 的HNO3和2 ml 的HF，封盖在120 ℃的电热板上保温一周。然后开盖蒸干，加入1 ml浓HNO3后再次开盖蒸干。在蒸干的样品中再次加入1 ml浓HNO3后，将Teflon置于120 ℃的电热板上保温4小时，开盖蒸干。接着加入1 ml 3M的HNO3保温两小时，准备过柱分离富集Sr-Nd。首先通过AGW50-X12和特效Sr 柱分离和富集Sr 和REE。收集含有Sr 的溶液可以直接送实验室分析Sr 同位素。收集REE溶液蒸干后加入0.25M HCl 溶解，用HDEHP 特效树脂分离和富集Nd。详细的前处理流程见韦刚健等（2002）和梁细荣等（2003）。

Sr-Nd 同位素分析采用Neptune 公司生产的多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS），详细的仪器操作流程以及工作条件参见Li X H et al.(2006)。测量的87Sr/86Sr 和143Nd/144Nd 同位素比值分别用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd=0.7219 校正。样品溶液连同标准溶液（Sr同位素：NBS SRM 987；Nd 同位素：Shin Etsu JNdi-1）一同参与质谱仪测试。每隔5个未知样品溶液分析一次相应的标准溶液，以监控仪器的稳定性。实验过程中，NBS SRM 987和Shin Etsu JNdi-1标样的加权平均值分别是：0.710242±10(2σ,n=10)和0.512116±12(2σ,n=9)，在误差范围内和标样的推荐值（NBS SRM 987为0.710241 ± 12，Thirlwall,1991；Shin Etsu JNdi-1为0.512115±7，Tanaka et al.,2000）一致。

4 分析结果

4.1 主、微量元素特征

本文选取桂西大化12个新鲜的辉绿岩样品进行主、微量元素测试分析，数据见表1。桂西大化辉绿岩具有较为一致的全岩成分，总体上看，SiO2的含量较低，为44.62～46.71 wt.%，MgO含量较低，为4.82～8.42 wt.%，TiO2含量较高，为2.00～3.82 wt.%，平均2.84 wt.%；Al2O3含量为13.11～15.14 wt.%；Na2O+K2O的含量为2.61～5.07 wt.%，Fe2O3T的含量为11.79～16.04 wt.%。在抗蚀变元素Nb/Y-Zr/TiO2岩石分类图解（图3）中，大化辉绿岩属于碱性玄武岩系列。

表1 大化辉绿岩主量元素（wt.%）和微量元素（×10-6）含量Table 1 Contents of major elements(wt.%)and trace elements(×10-6)in Dahua dolerites

图3 大化辉绿岩Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001图解Fig.3 Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001 diagram of Dahua dolerites

大化辉绿岩微量元素变化范围小，特征总体上较一致。大化辉绿岩具有OIB（洋岛玄武岩）右倾型稀土配分模式（图4a），落入峨眉山高Ti 玄武岩区域，样品富集轻稀土元素（LREE），亏损重稀土元素（HREE），ΣREE 为（85.75～280.02）×10-6，ΣLREE/ΣHREE 为6.16～10.59，具较为明显的铕正异常（δEu=3.83～9.16），可能与斜长石的堆晶作用有关。在原始地幔标准化蛛网图（图4b）中，相较于典型的OIB，大化辉绿岩高场强元素（HFSE）Nb、Ta、Zr、Hf明显亏损，整体趋势与桂西高Ti基性岩相似，表现出具有峨眉山高Ti 玄武岩和BABB（弧后玄武岩）混合的微量元素特征。

图4 大化辉绿岩稀土元素球粒陨石标准化图解(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)Fig.4 Rare earth element chondrite standardization diagram of Dahua dolerites(a)and primitive mantle normalized trace element cobweb diagram(b)

4.2 Sr-Nd同位素特征

本文选取了7 个代表性大化辉绿岩样品进行全岩Sr-Nd 同位素分析，分析结果见表2。大化辉绿岩的初始Sr 同位素值变化范围较宽，Nd 同位素变化范围较窄。大化辉绿岩整体具有较高的87Sr/86Sr(t)值，为0.710087～0.712849，中度偏低的εNd(t)值，为-1.68～1.21。在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)图解（图5a）中，大化辉绿岩偏离了OIB 系列，表现为趋向EMII 源区的特征，较低的La/Nb 值显示出自OIB型地幔源区与扬子下地壳混合的趋势（图5b），暗示大化辉绿岩可能为多地幔端元混合成因。

表2 大化辉绿岩Sr-Nd同位素分析结果Table 2 Results of Sr-Nd isotopic analysis results of Dahua dolerites

图5 大化辉绿岩87Sr/86Sr(t)-εNd(t)图解（a）和La/Nb-εNd(t)图解（b）Fig.5 87Sr/86Sr(t)-εNd(t)(a)and La/Nb-εNd(t)(b)diagrams of Dahua dolerites

5 讨论

5.1 地壳混染和结晶分异的影响

在探讨大化辉绿岩的岩石成因机制之前，有必要先讨论岩浆在上升过程中是否受到了地壳混染及结晶分异的影响。在大化辉绿岩的原始地幔标准化微量元素蛛网图（图4b）中，表现出高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的负异常、较高的87Sr/86Sr 值，反映出其可能受到了地壳混染的影响。而大化辉绿岩较高的εNd(t)值和Nb/U（大陆地壳Nb/U=9,据Campbell,2002）表明样品未经历明显的地壳混染（图6a），为一次封闭的岩浆演化进程。Th/Nb 比值与SiO2含量之间会由于地壳物质的加入而呈现正相关性，而大化辉绿岩的Th/Nb值基本上不受岩浆演化进程的影响或者受其影响微弱，呈现出结晶分异（FC）趋势（图6b），说明岩浆在演化过程中主要受结晶分异作用的控制。

图6 大化辉绿岩Nb/U-εNd(t)图解（a）和SiO2-Th/Nb图解（b）Fig.6 Nb/U-εNd(t)diagrams(a)and SiO2-Th/Nb diagrams(b)base maps of Dahua dolerites

原始岩浆从地幔源区经部分熔融作用开始生成、到迁移至岩浆房、再到最终就位，是一个不断结晶分异、物质不断带出或带入、残余熔体和矿物间平衡和再平衡的过程。在Harker 图解（图7）中，大化辉绿岩的MgO 与Fe2O3T、CaO 以及CaO/Al2O3具正相关性，说明原始岩浆在上升侵位过程中经历了辉石、Fe-Ti矿物和斜长石的分离结晶作用，而MgO与TiO2之间具负相关性，暗示富含Ti 矿物（钛铁矿）的分离结晶程度较弱。Mg、Cr和Ni在尖晶石和辉石当中是相容元素，大化辉绿岩的Cr、Ni元素与MgO 呈正相关性，说明该岩体发生过尖晶石和辉石的结晶分异作用。

图7 大化辉绿岩哈克图解Fig.7 Harker diagram of Dahua dolerites

5.2 岩石成因及源区特征

相较于典型的洋岛玄武岩（OIB），大化辉绿岩具有明显的高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的亏损。与大化辉绿岩相似，桂西地区巴马、玉凤、龙川等地出露的高Ti 辉绿岩，在原始地幔标准化微量元素蛛网图均出现高场强元素（Nb、Ta、Zr 和Hf）的亏损（Liu X J et al.,2017），可能是由于岩浆在上升过程中受到了结晶分异作用的影响或者是源区物质已经受到了改造。大化辉绿岩主、微量元素特征及远低于峨眉山原始岩浆的MgO 含量（20～23 wt.%）（Ren Z Y et al.,2017），说明大化辉绿岩经历了大量的单斜辉石、斜长石的分离结晶作用。单斜辉石、斜长石的分离结晶不会降低岩浆中Nb、Ta、Zr、Hf 的含量，因此，大化辉绿岩高场强元素的亏损源于幔源物质本身的特征。

利用相容性相同的微量元素比值可以很好地示踪岩浆源区，在Zr-Zr/Y（图8）和Nb/Yb-TiO2/Yb图解（图9a）中，大化辉绿岩数据点落入了板内玄武岩/OIB范围，对比已发表的峨眉山玄武岩数据，发现大化辉绿岩与峨眉山高Ti玄武岩具有相似的岩浆源区特征。前人研究认为Nb/Yb、TiO2/Yb的比值可以很好地揭示原始地幔等压熔融深度和熔体成分之间的关系（Pearce,2008），在Nb/Yb-TiO2/Yb 图解（图9a）中，峨眉山低Ti玄武岩形成压力多在3 GPa以下，峨眉山高Ti 玄武岩形成于3 GPa 以上的环境，且部分熔融程度为约5%，大化辉绿岩数据点落入OIB 地幔源区，整体处在3.5 GPa 较高的等压熔融趋势线附近。大化辉绿岩的Sm/Yb 比值为2.79～3.78，更为接近石榴石二辉橄榄岩的熔融轨迹（图9b），来源于地幔深部的石榴石二辉橄榄岩源区低程度的部分熔融（黄文龙等，2015；Liu X J et al.,2017）。

图9 大化辉绿岩Nb/Yb-TiO2/Yb图解（a）和Sm-Sm/Yb图解（b）Fig.9 Nb/Yb-TiO2/Yb diagram（a）and Sm-Sm/Yb diagram（b）of Dahua dolerites

桂西大化辉绿岩具有相比于OIB 较低的εNd(t)值，为-1.68～1.21，以及较低的La/Nb 值，显示出自OIB型地幔源区与扬子下地壳混合的趋势（图5b），在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)图解（图5a）中，大化辉绿岩表现出趋向EMII 源区的特征，结合其亏损高场强元素的微量元素特征，暗示大化辉绿岩的原始岩浆可能受到了EMII 型次大陆岩石圈地幔的混染，或者来源于被俯冲板块衍生流体交代的富集型岩石圈地幔。

5.3 地质意义

自元古宙开始，扬子和华夏两地块经历了多期次不同规模、不同级次构造单元间的弧-弧碰撞、弧-陆碰撞、陆-陆碰撞及构造单元内部的裂解等构造事件，最终导致了扬子和华夏两个构造单元的拼接与缝合，形成了沿扬子地块与华夏地块结合部呈带状展布长达1300 km 的江南造山带（Wang Y J et al.,2007）。随着古华南洋闭合，扬子和华夏两地块在新元古代（860～800 Ma）通过拼贴，形成华南地块（舒良树，2006；胡肇荣，2010）。相关的岩浆记录有桂北元宝山镁铁-超镁铁岩（约825 Ma，周继彬等，2007）、摩天岭花岗岩（870～822 Ma，宋昊等，2015）、贵州梵净山镁铁-超镁铁岩（850～830 Ma，王敏等，2016）。晚奥陶世至志留纪，加里东运动导致震旦纪-早古生代海槽关闭，巨厚沉积物发生褶皱隆升，在元古宙变质基底上形成了加里东期褶皱造山带，同时发生了强烈的壳幔物质相互作用和花岗岩浆活动（舒良树，2012），在桂西地区相关岩体主要出露在右江盆地南缘靖西地区，比如钦甲岩体（445～410 Ma，王永磊等，2011）。至印支期，古特提斯洋的俯冲闭合及随后思茅地块、印支板块与华南板块的碰撞拼合，形成了北西向哀牢山-马江（Song Ma）缝合带（Carter and Clift,2008;Faure et al.,2014），但由于该缝合带受中生代构造改造而部分缺失，一些学者提出了缺失部分可能为斋江(Song Chay)缝合带（Faure et al.,2014）或滇-琼缝合带（Cai J X and Zhang K J et al.,2009）。在哀牢山-马江缝合带附近，相关的二叠纪（287～254 Ma）岛弧或弧后火山序列是玄武岩-安山岩-英安岩组合（Jian P et al.,2009）。

加里东期构造-热事件之后，来源于扬子陆块内部岩石圈地幔的基性岩呈现出越来越富集的地球化学和同位素组成（Li J H et al.,2017;Duan L et al.,2020），这些构造热事件诱发的洋-陆、陆-陆板块之间相互作用、壳幔物质相互交换，可能将扬子陆块下伏的岩石圈地幔进行了改造，导致其物质组成越来越富集并表现出地球化学和同位素的不均一性。右江盆地处于扬子陆块南部，在构造位置上与哀牢山-马江缝合带毗邻，西南部受到哀牢山-马江分支洋盆俯冲的影响（李政林等，2019）。然而，大化辉绿岩处于右江盆地的中部，距离哀牢山-马江缝合带较远，其次，大化辉绿岩体及周边地区并未出露更早或同期与俯冲作用相关的岩浆岩。因此，大化辉绿岩涉及的富集岩石圈地幔可能由更早期构造热事件改造形成。

综合上述，本文对大化辉绿岩的岩石学、地球化学和Sr-Nd 同位素研究表明大化辉绿岩可能为峨眉山地幔柱物质部分熔融上升后与扬子陆块下伏岩石圈地幔混染形成，同时认为右江盆地高Ti辉绿岩与峨眉山内带高Ti玄武岩地球化学特征差异可能不是由地幔柱源区物质成分的差异引起，而是由是否发生岩石圈地幔混染以及岩石圈地幔物质组成差异引起。