時 毓,三元合,郭智超,劉希軍,王新宇,,吳祥珂,馮佐海,楊金磊,張曉晨

(1.桂林理工大學 a.廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室; b.廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發(fā)協(xié)同創(chuàng)新中心,廣西 桂林 541006;2.廣西壯族自治區(qū)地質勘查總院,南寧 530023)

南嶺位于華南地區(qū)的中南部,是由處于湘、贛、粵、桂 4省(區(qū))交界的越城嶺、都龐嶺、萌渚嶺、騎田嶺及大庾嶺等五大山脈組成的山系。南嶺地區(qū)廣泛發(fā)育中生代花崗巖,且形成了與之密切相關的鎢錫鈹鈮鉭等多種金屬礦床,南嶺成礦帶成為我國甚至世界上最重要的鎢錫鈹鈮鉭多金屬成礦帶,因而受到國內外地學界的廣泛關注[1-5]。但到目前為止,對于華南地區(qū)中生代花崗巖成因及構造背景的認識仍然存在爭議[1-5],以往對于華南中生代成礦的研究多集中在燕山期[1, 5-7],而近年來對華南印支期成礦的研究逐漸增多[7-12]。華南在中生代經歷了印支運動和燕山運動,這兩期構造運動奠定了華南大陸的主體構造輪廓,并完成了由特提斯構造域(印支期)向太平洋構造域(燕山期)的構造體制轉換[4, 12-16],然而關于華南中生代構造體制轉換的時間尚存爭議。

桂東北地區(qū)位于南嶺西段,發(fā)育了大量的中生代巖漿巖,以往對該地區(qū)的研究主要集中在花崗巖[17],相比之下,對于中-基性巖漿巖則少有報道?；詭r脈為區(qū)域性拉張伸展運動的產物,是研究深部地幔性質、殼幔相互作用的重要“巖石探針”[18],可以有效指示深部地幔性質及成巖時的構造環(huán)境[19-23]。因此,對基性巖漿巖進行深入研究對于解決華南中生代巨量花崗巖成因、成礦時代及華南中生代構造體制轉換等問題意義重大。最近在桂東北富川縣魯洞地區(qū)發(fā)現(xiàn)一處輝綠玢巖,本文通過詳細的巖石學、地球化學、鋯石U-Pb年代學及鋯石Lu-Hf同位素研究,擬探討研究區(qū)輝綠玢巖的時代、成因,并進一步揭示其對華南中生代構造體制轉換時限的約束。

1 地質概況及樣品特征

研究區(qū)處于揚子塊體和華夏塊體的拼合帶上(圖1)。研究區(qū)出露的地層從老至新依次為:寒武系、奧陶系、泥盆系、石炭系、三疊系、侏羅系及第四系[17]。樣品位于泥盆系中,泥盆系早期為陸相-濱海相碎屑巖沉積,晚期為海相沉積碳酸鹽巖,主要巖性為中厚-厚層狀灰?guī)r、泥質灰?guī)r及白云質灰?guī)r,與下伏寒武系呈角度不整合接觸關系。石炭系以海相碳酸鹽巖沉積為主,局部夾有碎屑巖、硅質巖。

樣品采自廣西富川瑤族自治縣蓮山鎮(zhèn)魯洞村東南500 m山坳南側,采樣點坐標為N24°43′48″、E111°25′15″，樣品新鮮面為黑褐色,風化面為淺黃色(圖2a), 巖脈侵入于上泥盆統(tǒng)灰?guī)r中。 樣品巖性為輝綠玢巖, 具有典型的斑狀結構, 塊狀構造。 斑晶主要由普通輝石和橄欖石(10%左右)組成: 普通輝石呈半自形柱狀, 大小為0.2～2 mm, 樣品發(fā)生了不同程度的綠泥石化和綠簾石化(圖2b); 橄欖石呈粒狀,粒徑為0.2～0.4 mm, 糙面顯著,裂紋發(fā)育, 發(fā)生弱綠簾石化。 部分斑晶已全部蝕變, 被磁鐵礦、 赤鐵礦取代, 以假晶出現(xiàn)。 基質主要由斜長石和普通輝石微晶組成, 斜長石呈半自形板柱狀, 長0.05～0.15 mm, 寬0.02～0.06 mm, 輕微絹云母化或黝簾石化, 局部可見殘留的輝綠結構; 輝石微晶呈半自形柱狀, 長0.05～0.25 mm, 基本已被綠泥石和綠簾石所取代。

圖1 研究區(qū)地質簡圖[17]Fig.1 Simplified geological map of study areaQ—第四系;J-T—侏羅系-三疊系;C—石炭系;D—泥盆系;O—奧陶系;∈—寒武系;Z—震旦系;1—中生代花崗巖;2—地質界線; 3—角度不整合;4—斷層;5—采樣位置

2 測試方法

鋯石的挑選工作在河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。在重慶市宇勁科技有限公司完成鋯石的制靶及陰極發(fā)光(CL)成像分析。鋯石定年在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成,測試儀器為激光電感耦合等離子體質譜儀(LA-ICP-MS),激光取樣系統(tǒng)New Wave Research 213 nm與Agilent 7500s ICP-MS連接,分析采用的激光束斑直徑為32 μm,頻率為5 Hz。各組分析前后都進行了兩次標樣 GJ分析,每組包含12個樣品點,各組分析均包含了標樣Muk Tank的分析,以檢查儀器的穩(wěn)定性及分析結果的可靠性。樣品的同位素比值及元素含量計算采用Glitter(ver.4.0)軟件[24],使用ComPbCorr#3-15G程序[25]進行普通鉛校正,年齡及諧和圖繪制采用Isoplot程序。

圖2 魯洞輝綠玢巖手標本及鏡下特征Fig.2 Hand specimen and microscope images of sillite from LudongPx—輝石; Pl—斜長石; Ol—橄欖石

鋯石原位Hf同位素分析是在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室進行,利用裝配ESI New wave 193 ArF準分子激光器的高分辨率多接收器 ICP-MS系統(tǒng)完成。為了評估儀器的穩(wěn)定性和可靠性,在此過程中采用標準鋯石GJ-1分析,其平均值為176Hf/177Hf=0.281 996±0.000 020 (2σ,n=121)。測試儀器的工作參數(shù):剝蝕時間60 s,光束直徑44 μm,重復頻率10 Hz,脈沖能量密度約為5.2～6.1 J/cm2,剝蝕深度2 μm。為了得到精確的數(shù)據(jù)分析,采用同一點的βYb的均值176Yb對176Hf進行干擾校正,數(shù)據(jù)校準步驟可參考文獻[26]。初始176Hf/177Hf值計算采用的176Lu衰變常數(shù)為1.867×10-11 [49], 球粒隕石176Hf/177Hf=0.033 6±1和176Hf/177Hf=0.282 785±11(2σ)用作進行εHf(t)計算[50]。 每個鋯石的地殼模式年齡計算(TDM2)基于假設平均大陸地殼176Hf/177Hf 值是0.015的兩階段模型[51]。儀器的測試條件及詳細分析流程可參見文獻[27-28]。

3 測試結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

輝綠玢巖中的鋯石LA-ICP-MS分析結果見表1。陰極發(fā)光(CL)圖像顯示,魯洞輝綠玢巖樣品Gx1502中鋯石的晶形為長柱狀或呈渾圓-橢圓狀,部分鋯石破碎成不規(guī)則形狀(圖3)。樣品中所測鋯石長100～250 μm,短軸在60～150 μm,長寬比在1∶1～3∶1。大多數(shù)鋯石顯示了明顯的環(huán)帶結構,具有巖漿成因鋯石的特征[29],還有幾顆鋯石顯示了明顯的核-幔結構(如No.18)。 鋯石Th、 U含量的變化范圍分別為(22～1 106)×10-6和(37～1 146)×10-6,Th/U值為0.23～2.71。本文選擇了33顆鋯石進行了33次測點分析,所測鋯石年齡在諧和圖上投影點基本落在諧和線上或其附近,其中1顆鋯石形成于古元古代,其206Pb/238U表面年齡為2 069±11 Ma;2顆鋯石形成于新元古代,206Pb/238U表面年齡分別為753±9 Ma和620±8 Ma;4顆鋯石形成于早古生代(加里東期),其206Pb/238U表面年齡為418～450 Ma;6顆鋯石形成于晚古生代(海西期),其206Pb/238U表面年齡分別為380±6、363±5、356±4、332±7、302±4和259±4 Ma;其余20顆鋯石形成于早中生代(印支期),年齡變化于216～202 Ma,206Pb/238U加權平均年齡為207.8±1.5 Ma(MSWD=1.13)(圖4)。

3.2 鋯石Hf同位素組成

對31顆定年過的諧和鋯石進行了Hf同位素分析(表2)。31個測試點的(176Hf/177Hf)i值為0.281 362～0.282 898。 其εHf(t)值變化在-9.33～8.60, 其中13個點的εHf(t)>0, 18個點的εHf(t)<0。 二階段Hf模式年齡TDM2變化范圍較大, 在2.92～0.67 Ga。 其中20號鋯石(207Pb/206Pb年齡為2 069 Ma)具有最低的(176Hf/177Hf)i值, 其εHf(t)=-3.55,TDM2為2.92 Ga。形成于新元古代的兩顆鋯石的(176Hf/177Hf)i值分別為0.282 344和0.282 263,εHf(t)分別為-1.75和-1.63,TDM2分別為1.66 Ga和1.76 Ga。 形成于450～259 Ma的9顆古生代鋯石, 除29號鋯石外, 其余鋯石具有相近的(176Hf/177Hf)i值, 為0.282 309～0.282 453,εHf(t)值在-8.03～-3.81,TDM2為1.85～1.58 Ga。其余18顆形成于216～202 Ma的鋯石中, 12顆鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282 733～0.282 905,εHf(t)均>0(為2.82～8.60),TDM2為1.04～0.67 Ga; 6顆鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282 387～0.282 650,εHf(t)均<0(為-9.33～-0.07),TDM2為1.82～1.23 Ga。

圖3 魯洞輝綠玢巖鋯石陰極發(fā)光照片F(xiàn)ig.3 Cathodolumine scence(CL) images for zircons of the sillite from Ludong

圖4 魯洞輝綠玢巖鋯石U-Pb諧和圖Fig.4 U-Pb concordia diagram for zircons of the sillite from Ludong

測點wB/10-6ThUTh/U同位素比值207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ年齡/Ma207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ諧和度/%176751.020.052710.002490.232690.010750.032020.00058316722129203496230430.700.050590.004030.231680.018000.033210.0008122213221215211510034602941.570.051340.001610.234240.007360.033090.0005425643214621039841271181.080.051720.001870.232140.008300.032550.0005427352212720639752151541.400.046050.002770.202050.011830.031830.00045132132187102023108647600.790.051480.002410.231530.010600.032610.000582627221192074987170732.350.056140.001540.532350.014680.068770.001024583543310429699826380.690.053590.003080.237330.013310.032120.00063354912161120449493736780.550.062540.000880.870310.013800.100920.001336931563676208971049391.270.051890.003320.231030.014380.032290.00066281105211122054971122370.610.055850.004120.253260.018110.032890.00076446118229152095911279561.390.048690.002370.219280.010380.032660.00056133772019207310313207772.710.049850.001970.230610.008870.033550.0005418860211721331011482731.120.046180.003240.204580.013940.032130.000531557189122043108153111272.450.056470.001370.450720.010600.057900.00083471283787363596164946400.770.053100.000780.241220.003490.032950.00043333152193209395172561172.190.054300.001910.454510.015330.060720.000973844738011380610018652140.310.127850.001766.654580.089580.377530.00480206911206712206522100195794921.180.066020.000811.128050.013830.123930.001598071276777539932079711350.700.053890.000850.422270.006460.056830.00072366163585356499213651412.580.053440.002670.389110.018630.052820.0010934871334143327992223510430.230.055160.001010.510000.009050.067060.000904191941864185100234096000.680.050560.000980.232420.004740.033340.0004622124212421131002468641.070.049870.002900.223610.012670.032530.00064189942051120641002555381.440.050670.004470.232100.019900.033230.00088226146212162115100261081280.850.052250.001450.345280.009540.047930.000682963830173024100273291472.240.053090.001740.300460.009650.041050.000623334626782594972879860.920.049720.002500.221330.010920.032290.0006118280203920541012911069561.160.056020.000710.532440.007700.068940.0008745314433543059930198822.420.050470.002290.237450.010570.034130.0005921771216921641003127111460.240.057250.001150.569960.012320.072220.00107501244588450698323415370.630.050560.001210.233070.005580.033440.0004522131213521231003373731.000.048720.002770.217660.012120.032400.0006513489200102064103

表2 魯洞輝綠玢巖Hf同位素組成

4 討 論

4.1 富川魯洞輝綠玢巖的形成時代及構造背景

有關桂東北富川輝綠玢巖確切的形成年齡前人未曾報道。 本文對綠玢巖樣品(Gx1502)中的33顆鋯石進行了分析, 其中最年輕的20顆鋯石均形成于早中生代(印支期), 而且所測年齡非常集中, 其206Pb/238U加權平均年齡為207.8±1.5 Ma(MSWD=1.13)(圖4), 所測鋯石大都顯示了明顯的環(huán)帶結構, 為典型的巖漿鋯石, 并且與其侵入于上泥盆統(tǒng)灰?guī)r的地質事實相符。 另外有一些老的鋯石, 其年齡分布范圍為2 069～259 Ma, 分別為古元古代(2 069±11 Ma)、 新元古代(753±9 Ma和620±8 Ma)、 早古生代(450～418 Ma)和晚古生代(380～259 Ma)。 筆者認為該年齡(207.8±1.5 Ma)即為富川魯洞輝綠玢巖的侵位年齡, 而古元古代、 新元古代、 早古生代(加里東期)、 晚古生代(海西期)的幾顆鋯石很可能是輝綠玢巖巖漿侵位過程中捕獲的鋯石或繼承鋯石。

華南發(fā)育巨量的印支期花崗巖,以往很多學者對華南印支期花崗巖的形成時代、成因及構造背景等方面進行過大量報道(表3),但是至今還存在一些爭議:有學者認為華南印支期花崗巖是早中生代碰撞造山的產物[2];Li等[30]認為華南印支期花崗巖受古太平洋西向俯沖控制,為島弧巖漿作用的產物;但是越來越多的證據(jù)表明華南并不存在早中生代洋盆或洋陸俯沖事件[31-32],而且華南印支期花崗巖呈面狀展布及缺少同期火山巖的特征也支持其成因與俯沖、碰撞無關;Wang等[3]通過數(shù)值模擬研究,認為陸殼疊置加厚、地殼物質部分熔融是印支期花崗巖的成因;周新民[4]認為早中三疊世形成同碰撞花崗巖,為擠壓環(huán)境的產物, 晚三疊世地殼減薄, 減壓熔融,形成后碰撞花崗巖; Wang等[33]、 柏道遠等[34]認為,印支期構造巖漿活動的主要因素是印支期陸殼的疊置加厚及隨后基性巖漿的底侵作用, 導致地殼含水礦物相熔融; 于津海等[35]將華南印支期花崗巖劃分為249～225 Ma和225～207 Ma兩個階段： 第1階段為同碰撞花崗巖, 第2階段為碰撞后或后造山花崗巖。 本文中桂東北富川魯洞輝綠玢巖的成巖年齡為207.8±1.5 Ma, 與華南中生代印支期花崗巖形成年齡基本一致。 除本次獲得的桂東北富川輝綠玢巖的年齡外, 高精度的年齡還有湘南寧遠保安圩堿性玄武巖(206～212 Ma)[36]、 湘南宜章長城嶺輝綠巖(227 Ma)[37]、 湖南桃江輝綠巖(229 Ma)[38]。 上述基性巖的發(fā)現(xiàn)暗示, 它們很可能為同一期巖漿熱事件的產物,在印支期造山后的伸展背景下, 深部幔源物質上涌及玄武質巖漿的底侵可能促使地殼物質發(fā)生熔融, 形成大規(guī)模的花崗巖及少量的基性巖。 桂東北富川魯洞輝綠玢巖的發(fā)現(xiàn)與精確定年揭示了晚三疊世華南處在造山后伸展的構造環(huán)境。

表3 華南印支期花崗巖及礦床年齡

4.2 桂東北輝綠玢巖的源區(qū)

鋯石Lu-Hf同位素具有很高的封閉溫度,即使在麻粒巖相等高級變質條件下,仍可保持原始的Hf同位素組成[39],鋯石Hf同位素分析對于探討巖漿演化及示蹤源區(qū)具有重要意義[28]。本文對定年過的鋯石進行了31次Lu-Hf同位素分析。其中20顆形成于早中生代(印支期)的鋯石,年齡在216～202 Ma,被認為是富川魯洞輝綠玢巖的形成年齡。本文對18顆印支期鋯石進行了Hf同位素分析(圖5), 其中12顆鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282 733～0.282 905,εHf(t)值均為正(2.82～8.60),TDM2為1.04～0.67 Ga, 指示它們的母巖漿有中新元古代新生地殼或幔源物質的參與。 6顆鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282 387～0.282 650,εHf(t)均<0(-9.33～-0.07),TDM2為1.82～1.23 Ga, 顯示了殼源的特征。 因此, 早中生代印支期的母巖漿既有中新元古代新生地殼或幔源物質的參與, 又有古老的古中元古代地殼物質的殘余。 剩余13顆鋯石均很可能為輝綠玢巖巖漿侵位過程的捕獲鋯石或繼承鋯石, 除1顆鋯石的εHf(t)>0, 其余鋯石的εHf(t)<0,指示它們的母巖漿起源于古老的地殼物質。結合富川魯洞輝綠玢巖的結晶年齡及鋯石Hf同位素特征,認為富川魯洞輝綠玢巖的原巖為新生地殼/幔源物質與古老地殼物質的混合,以新生地殼/幔源物質為主,在巖漿侵位過程中受到古老地殼物質的混染。

4.3 華南印支期成礦

華南位于近東西向的印支期構造帶和與太平洋俯沖有關的北東向燕山期構造帶的疊加轉換部位,經歷了加里東期、印支期和燕山期等幾次構造-巖漿事件[9, 40],并形成了與之相關的大量中生代礦床。以前的研究多集中于燕山期[4, 6],對于印支期成礦的研究較少。華南是否存在印支期成礦事件近年來已成為討論的熱點[7-12]。

但近些年越來越多的華南印支期礦床被識別出來,例如:蔡明海等[7]對荷花坪錫多金屬礦中早期矽卡巖輝鉬礦進行了Re-Os測年,得到了224±1.9 Ma的等時線年齡;楊鋒等[8]在桂北栗木錫礦的云英巖化花崗巖中得到了214.1±1.9 Ma的白云母40Ar-39Ar坪年齡; 鄒先武等[41]在桂東北李貴福鎢錫多金屬礦中對輝鉬礦的Re-Os測年得到了213.3±2.9 Ma的年齡; 黎應書等[42]在云南個舊錫礦得到礦石鉛同位素模式年齡為200～280 Ma, 并且成礦時代和物質來源研究結果表明, 在印支期基性火山巖形成過程中已經形成礦床雛形或者為成礦提供了礦源層;在華南地區(qū)印支期成巖成礦事件廣泛發(fā)育(表3)。以上研究資料表明,華南不僅存在著燕山期成礦,印支期成巖成礦作用同樣存在,印支期找礦工作應該得到足夠重視。輝綠玢巖為伸展構造的產物,研究發(fā)現(xiàn)陸內巖石圈伸展的構造背景也有利于成巖成礦作用的發(fā)生[19, 71]。本文桂東北富川魯洞輝綠玢巖得到207.8±1.5 Ma的成巖年齡,與印支期成礦時代一致,它們很可能為同一期巖漿-構造事件的產物。

圖5 魯洞輝綠玢巖中鋯石的(176Hf/177Hf)i-t和εHf(t)-t圖解Fig.5 (176Hf/177Hf)i-t and εHf(t)-t diagrams of zircons from Ludong sillite

5 結 論

(1)桂東北富川魯洞輝綠玢巖的形成年齡為207.8±1.5 Ma,為中生代晚三疊世(印支期)的產物,很可能和華南印支期花崗巖及其相關礦床為同一時代的產物。

(2)桂東北富川魯洞輝綠玢巖的發(fā)現(xiàn)與精確定年揭示了晚三疊世華南處在大陸裂解或造山后伸展的構造環(huán)境。

(3)桂東北富川魯洞輝綠玢巖來源于新生地殼/幔源物質與古老地殼物質的混合,以新生地殼/幔源物質為主,在巖漿侵位過程中受到了古老地殼物質的混染。

(4)華南地區(qū)不僅存在燕山期成礦作用,印支期成巖成礦作用同樣發(fā)育。