桂北罗城地区水牛峒煌斑岩地球化学特征

康丛轩，杨献忠，蔡逸涛，吴祥珂，梁国科

(1.中国地质调查局南京地质调查中心，南京 210016； 2.河海大学地球科学与工程学院，南京 211100；3.广西壮族自治区地质调查院，南宁 530023)

桂北地区发育大量的花岗岩、基性—超基性侵入岩及煌斑岩。随着近年来金刚石找矿勘查在罗城垒洞地区重砂大样中发现大量金刚石的指示矿物：镁铝榴石铬尖晶石、碳硅石、铬透辉石及橄榄石等，并在垒洞钾镁煌斑岩岩筒中发现1粒原生金刚石，桂北地区煌斑岩的研究也随之有了进一步发展。

钾镁煌斑岩是除金伯利岩之外原生金刚石的另一重要寄主岩石[1]，依据岩相学和地球化学特征，在桂北地区识别出了金云母钾镁煌斑岩，并从中分选出镁铝榴石、铬尖晶石和碳硅石等金刚石指示矿物。王磊等[2]利用高精度的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年技术，对桂北地区罗城垒洞煌斑岩的形成年龄进行了精确厘定，并对罗城垒洞煌斑岩成因通过年代学和同位素地球化学进行了约束，获得的煌斑岩岩石形成年龄为(100±14)Ma，认为煌斑岩在白垩纪(100 Ma)华南陆内伸展减薄的背景下，软流圈上涌促使EMⅡ的部分熔融形成煌斑岩岩浆，区域上NNE向的深大断裂为岩浆喷发提供了通道。罗城地区已发现的煌斑岩体(脉)较多，但针对性的研究工作仍显得较为薄弱，笔者通过实际工作，对位于垒洞煌斑岩东南的水牛峒煌斑岩进行了岩石学及岩石地球化学研究，进一步探讨了桂北罗城地区煌斑岩特征。

1 地质背景

桂北罗城地区位于华南板块扬子陆块桂北地块东南缘、江南古陆的西南端，即桂北地块九万大山隆起地带，属于古特提斯构造域和环太平洋构造域的复合部位(图1)。区内出露南华系、泥盆系、石炭系及第四系地层，其中大面积出露的主要为泥盆系白云岩、灰岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩及石炭系灰岩、泥灰岩地层，泥盆系缺失下统，可分为中、上两个统，二者为整合接触，不整合于南华系长安组含砾砂岩之上。石炭系地层发育较完整，与下伏上泥盆统为平行不整合接触，第四系主要为砂砾层、砂土和黏土层。本区经历两期强烈的褶皱运动，每期褶皱都伴随有断裂活动，其中以印支期断裂为主，印支期主要发育活动的区域性大断裂为北北东向—四堡断裂、池洞断裂，及其次级断裂。研究区两条平行的北北东向断裂间距为1 km左右，区内延伸长度约为7.5 km。走向为220°～240°，地表呈现明显冲沟，但由于浮土覆盖较厚，产状未能控制。其为走滑动性质，短距约200 m，切割上泥盆系融县组(D3r)、下石炭系尧云岭组(C1y)、英塘组(C1yt)及黄金—寺门组(C1h-s)。在断裂带附近见岩石较破碎，发育含燧石条带及团块，沿着断裂薄弱部位，发育岩筒或脉状煌斑岩。研究区北东向、北西向“X”型断裂分布于区内天河、垒洞及祥贝等地，呈平行排列组，多呈平推特征，断层擦痕为水平，切割北北东及北北西的断裂，构成“X”型断裂，此组断裂是受到区域三防背斜由北向南推移形成。在“X”型断裂交汇处及其附近常形成煌斑岩群出露。煌斑岩产出具有显著的岩群集中特征，同时部分岩脉(体)具有沿着带状展布的特征。这些带状分布的煌斑岩明显受到断裂控制，主要受到两组方向正断裂影响(NE向与NW向)，以及近南北向隐伏断裂控制。区内出露的岩浆岩较少，煌斑岩沿着池洞区域性大断裂西侧，次生的“X形”正断层交汇处出露，呈中高角度侵入下石炭统尧云岭组(C1y)、英塘组(C1yt)灰岩、生物屑灰岩及炭质页岩中。煌斑岩呈岩筒或者岩脉状，侵入或喷出于围岩中。水牛峒煌斑岩出露于水牛峒正西方向约300 m处，岩体呈近圆形，长×宽约为30 m×25 m，侵入石炭下统尧云岭组(C1y)的中厚层状灰黑色微晶灰岩中，新鲜面呈灰黑色，煌斑结构、块状构造，斑晶主要为黑云母、金云母和单斜辉石，次要为钾长石，其中单斜辉石含量为15%～20%，云母含量约为15%～20%，钾长石含量为10%。云母主要分为两个世代，斑晶和基质云母两种类型。基质为金云母、黑云母及长石微晶和隐晶质等组成。另外，含有少量磁铁矿或黄铁矿和磷灰石，含量<5%。定名为蚀变云煌岩，具有明显的火山岩类型。该煌斑岩体北东侧20 m见一条煌斑岩脉，脉长约80 m，宽约1.5 m，最宽处出露达2.5 m，走向约160°，局部倾角>5°，新鲜面呈深灰黑色，呈煌斑结构、块状构造，斑晶约占30%，主要成分为金云母(片状、鳞片状集合体，约1～2 mm，最大达8 mm，约占斑晶25%)、少量石榴石(呈粒状，约2 mm，占斑晶约5%)；基质多为暗色矿物、粒度小，70%左右(图2(a)和(b))。煌斑岩中见少量后期方解石细脉。

1.石炭系黄金—寺门组；2.石炭系英塘组；3.石炭系尧云岭组；4.泥盆系额头村组；5.泥盆系桂林组；6.煌斑岩；7.断层；8.采样位置及编号图1 桂北罗城水牛峒地区地质简图

(a)罗城水牛峒煌斑岩标本

(b) 罗城水牛峒煌斑岩标本镜下的显微照片

2 分析方法

本次样品采自水牛峒煌斑岩体及岩脉中，样品尽量保持新鲜，蚀变较弱，岩性主要为辉石云煌岩，主要矿物：单斜辉石+黑云母+金云母+钾长石，次要矿物为斜长石，副矿物为磷灰石+黄铁矿。具体采样位置如图1所示。

岩石全岩主、微量元素分析测试在北京核工业地质研究所完成，其中主量元素分析仪器为AxiosmAX X射线荧光光谱仪，测定过程中采用国家标样监控，分析误差小于2%，微量及稀土元素分析仪器型号为ELEMENT XR等离子体质谱仪，依据GB/T 14506.30-2010，分析误差<5‰。

3 岩石地球化学特征

水牛峒煌斑岩主量、微量、稀土元素含量见表1。样品中SiO2平均含量49.76%，MgO平均含量7.44%，均明显低于扬子板块地区和西澳钾镁煌斑岩，分异指数DI=47.43%～62.7%，暗示岩浆物质经历的分异演化程度较低，TiO2平均含量1.37%，略低于扬子地区其他已发现的钾镁煌斑岩及西澳地区典型钾镁煌斑岩。MnO平均含量0.11%，与典型的钾镁煌斑岩相当。K2O平均含量6.44%，Na2O平均含量为1.39%，与其他地区钾镁煌斑岩基本相似，略高于罗城垒洞地区煌斑岩。在国际地科联(IUGS)提出的岩浆岩TAS分类图[3-4]中，水牛峒煌斑岩投影点落于钾镁煌斑岩与钙碱性煌斑岩共同区域，运用路凤香(1991)提出的K/(K+Na)-K/Al图解[5]，对水牛峒煌斑岩进一步分类为超钾质煌斑岩(Ⅲ)。

CAL.钙碱性煌斑岩；AL.碱性煌斑岩；UML.超基性煌斑岩；LL.钾镁煌斑岩；

样号SiO2Al2O3Fe2O3FeOMgOCaONa2OK2OMnOTiO2P2O5LOISND-147.2510.077.453.908.668.531.346.500.111.371.745.95SND-244.4710.367.183.857.848.411.616.280.121.271.509.94SND-357.5510.065.862.535.824.961.216.530.081.481.903.50样号Na2O+K2OK2O/Na2OTotalбA/CNKA/NKSND-17.844.85102.8714.460.411.09SND-27.893.90102.8342.350.421.10SND-37.745.40101.484.120.561.11样号RbSrNbBaTaPbThUScVCrCoSND-147188569.14 7883.03103.085.712.2023.816065335.7SND-243881867.94 2922.9194.082.611.8021.714453743.3SND-347282269.56 5123.0165.983.09.1324.716172144.3

表1(续)

注：分析测试数据为本文实测，由北京核工业地质研究院完成测试工作

(a)罗城水干峒煌斑岩球粒陨石标准化REE模式图

(b)罗城水牛峒煌斑岩原始地幔标准化网图

4 讨论

4.1 岩浆活动时代

本次工作未能在水牛峒煌斑岩中获得质量可靠的年龄数据，据最近研究数据表明，罗城水牛峒煌斑岩北西侧的垒洞煌斑岩中心相含角砾煌斑岩中锆石U-Pb形成年龄为(100±14)Ma[2]，但其获得年龄值并不理想，其中仅两颗锆石206Pb/238U加权平均年龄为100 Ma左右(分别为(98.7±0.9)Ma、(101±1)Ma)，其他锆石年龄均显示出>100 Ma的特征。因垒洞云煌岩的围岩为下石炭统尧云岭组(C1y)，因此认为白垩纪为该区钾镁煌斑岩的侵位年代。

近期通过资料收集获得罗城垒洞云煌岩锆石高精度的LA-ICP-MSU-Pb法定年，获得年龄值分别为(255.5±1.8)Ma，相当于晚二叠世。水牛峒煌斑岩锆石U-Pb年龄结果为(248.0±0.5)Ma，(248.1±0.5) Ma，亦相当于早三叠世，与垒洞云煌岩获得年龄接近。本次通过野外调查，发现罗城煌斑岩区第二大岩筒—岩茂岩筒，在地貌上与垒洞岩筒存在明显差异，前者为正地形，后者为负地形，且岩石分带存在一定差异。因此，从地貌与岩石特征上，本文推测该区域可能存在两期次的煌斑岩岩浆活动，即印支期与燕山晚期—早喜山期。综上所述，桂北罗城煌斑岩区形成年代为晚二叠世—早三叠世、白垩纪。

4.2 成岩构造环境

罗城水牛峒煌斑岩具有高钾富碱，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素的特征，或许暗示了岩浆源区存在有因俯冲进入地幔的地壳物质组分[7]，较高的钾钠比值(K2O/Na2O=3.9～5.4)，钾含量显著高于大陆地壳平均值(1.1×10-2)[8]，较低的La/Nb值(1.59～1.76)表明地壳混染作用不明显。明显的Ti亏损、弱Ta-Nb亏损也暗示了早期俯冲作用的存在。

扬子和华夏地块在俯冲碰撞拼合的过程中，形成了大量的新元古代花岗岩、同沉积的褶皱基底(四堡群)以及侵入四堡群中的基性—超基性岩[9-12]，水牛峒煌斑岩地球化学分析结果具有俯冲交代作用形成的富集地幔特征，可能形成于扬子和华夏地块新元古代的俯冲作用。诸多学者认为，扬子和华夏地块在新元古代拼合形成华南陆块[9，13-14]，随后发生裂解但并未形成新的洋壳，华南自新元古代后进入陆内演化阶段，早古生代的加里东运动和中生代的印支运动均在陆内完成[15-16]。多数学者认为华南地区在中生代经历了多期的岩石圈伸展[17-20]，最早可能始于早侏罗世(190～180 Ma)[21]，水牛峒煌斑岩通过稀土元素组成所做的构造环境判别图解显示，投影点落于大陆板内环境，推测该煌斑岩形成于大陆岩石圈伸展的背景下，而桂北地区罗城垒洞煌斑岩形成于白垩纪约100 Ma，处于岩石圈进一步伸展减薄的构造背景[1]，这与华南地区最晚一期的伸展作用发生于110～80 Ma，且该期岩石圈伸展减薄作用较强[17，21]的结论相一致。

图5 罗城水牛峒煌斑岩构造环境判别图解

5 结论

1)通过野外地质现象结合前人研究成果推测桂北罗城地区可能存在印支期与燕山晚期—早喜山期两期次的煌斑岩岩浆活动，且该区煌斑岩形成年代为晚二叠世—早三叠世、白垩纪。

2)桂北罗城水牛峒煌斑岩在TAS分类图中投影点落于钾镁煌斑岩与钙碱性煌斑岩共同区域，并通过地球化学特征将其进一步分类为超钾质煌斑岩，微量元素组成显示出其与大洋板块俯冲有关的火山岩特征。

3)桂北罗城水牛峒煌斑岩地球化学分析结果具有俯冲交代作用形成的富集地幔特征，可能形成于扬子和华夏地块新元古代的俯冲作用，大陆岩石圈伸展的背景下。