桂东北富川鲁洞辉绿玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及Hf同位素组成

时 毓,三元合,郭智超,刘希军,王新宇,,吴祥珂,冯佐海,杨金磊,张晓晨

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室; b.广西有色金属隐伏矿床勘查及材料开发协同创新中心,广西 桂林 541006;2.广西壮族自治区地质勘查总院,南宁 530023)

南岭位于华南地区的中南部,是由处于湘、赣、粤、桂 4省(区)交界的越城岭、都庞岭、萌渚岭、骑田岭及大庾岭等五大山脉组成的山系。南岭地区广泛发育中生代花岗岩,且形成了与之密切相关的钨锡铍铌钽等多种金属矿床,南岭成矿带成为我国甚至世界上最重要的钨锡铍铌钽多金属成矿带,因而受到国内外地学界的广泛关注[1-5]。但到目前为止,对于华南地区中生代花岗岩成因及构造背景的认识仍然存在争议[1-5],以往对于华南中生代成矿的研究多集中在燕山期[1, 5-7],而近年来对华南印支期成矿的研究逐渐增多[7-12]。华南在中生代经历了印支运动和燕山运动,这两期构造运动奠定了华南大陆的主体构造轮廓,并完成了由特提斯构造域(印支期)向太平洋构造域(燕山期)的构造体制转换[4, 12-16],然而关于华南中生代构造体制转换的时间尚存争议。

桂东北地区位于南岭西段,发育了大量的中生代岩浆岩,以往对该地区的研究主要集中在花岗岩[17],相比之下,对于中-基性岩浆岩则少有报道。基性岩脉为区域性拉张伸展运动的产物,是研究深部地幔性质、壳幔相互作用的重要“岩石探针”[18],可以有效指示深部地幔性质及成岩时的构造环境[19-23]。因此,对基性岩浆岩进行深入研究对于解决华南中生代巨量花岗岩成因、成矿时代及华南中生代构造体制转换等问题意义重大。最近在桂东北富川县鲁洞地区发现一处辉绿玢岩,本文通过详细的岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学及锆石Lu-Hf同位素研究,拟探讨研究区辉绿玢岩的时代、成因,并进一步揭示其对华南中生代构造体制转换时限的约束。

1 地质概况及样品特征

研究区处于扬子块体和华夏块体的拼合带上(图1)。研究区出露的地层从老至新依次为:寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、三叠系、侏罗系及第四系[17]。样品位于泥盆系中,泥盆系早期为陆相-滨海相碎屑岩沉积,晚期为海相沉积碳酸盐岩,主要岩性为中厚-厚层状灰岩、泥质灰岩及白云质灰岩,与下伏寒武系呈角度不整合接触关系。石炭系以海相碳酸盐岩沉积为主,局部夹有碎屑岩、硅质岩。

样品采自广西富川瑶族自治县莲山镇鲁洞村东南500 m山坳南侧,采样点坐标为N24°43′48″、E111°25′15″，样品新鲜面为黑褐色,风化面为浅黄色(图2a), 岩脉侵入于上泥盆统灰岩中。 样品岩性为辉绿玢岩, 具有典型的斑状结构, 块状构造。 斑晶主要由普通辉石和橄榄石(10%左右)组成: 普通辉石呈半自形柱状, 大小为0.2～2 mm, 样品发生了不同程度的绿泥石化和绿帘石化(图2b); 橄榄石呈粒状,粒径为0.2～0.4 mm, 糙面显著,裂纹发育, 发生弱绿帘石化。 部分斑晶已全部蚀变, 被磁铁矿、 赤铁矿取代, 以假晶出现。 基质主要由斜长石和普通辉石微晶组成, 斜长石呈半自形板柱状, 长0.05～0.15 mm, 宽0.02～0.06 mm, 轻微绢云母化或黝帘石化, 局部可见残留的辉绿结构; 辉石微晶呈半自形柱状, 长0.05～0.25 mm, 基本已被绿泥石和绿帘石所取代。

图1 研究区地质简图[17]Fig.1 Simplified geological map of study areaQ—第四系;J-T—侏罗系-三叠系;C—石炭系;D—泥盆系;O—奥陶系;∈—寒武系;Z—震旦系;1—中生代花岗岩;2—地质界线; 3—角度不整合;4—断层;5—采样位置

2 测试方法

锆石的挑选工作在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。在重庆市宇劲科技有限公司完成锆石的制靶及阴极发光(CL)成像分析。锆石定年在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成,测试仪器为激光电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS),激光取样系统New Wave Research 213 nm与Agilent 7500s ICP-MS连接,分析采用的激光束斑直径为32 μm,频率为5 Hz。各组分析前后都进行了两次标样 GJ分析,每组包含12个样品点,各组分析均包含了标样Muk Tank的分析,以检查仪器的稳定性及分析结果的可靠性。样品的同位素比值及元素含量计算采用Glitter(ver.4.0)软件[24],使用ComPbCorr#3-15G程序[25]进行普通铅校正,年龄及谐和图绘制采用Isoplot程序。

图2 鲁洞辉绿玢岩手标本及镜下特征Fig.2 Hand specimen and microscope images of sillite from LudongPx—辉石; Pl—斜长石; Ol—橄榄石

锆石原位Hf同位素分析是在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行,利用装配ESI New wave 193 ArF准分子激光器的高分辨率多接收器 ICP-MS系统完成。为了评估仪器的稳定性和可靠性,在此过程中采用标准锆石GJ-1分析,其平均值为176Hf/177Hf=0.281 996±0.000 020 (2σ,n=121)。测试仪器的工作参数:剥蚀时间60 s,光束直径44 μm,重复频率10 Hz,脉冲能量密度约为5.2～6.1 J/cm2,剥蚀深度2 μm。为了得到精确的数据分析,采用同一点的βYb的均值176Yb对176Hf进行干扰校正,数据校准步骤可参考文献[26]。初始176Hf/177Hf值计算采用的176Lu衰变常数为1.867×10-11 [49], 球粒陨石176Hf/177Hf=0.033 6±1和176Hf/177Hf=0.282 785±11(2σ)用作进行εHf(t)计算[50]。 每个锆石的地壳模式年龄计算(TDM2)基于假设平均大陆地壳176Hf/177Hf 值是0.015的两阶段模型[51]。仪器的测试条件及详细分析流程可参见文献[27-28]。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

辉绿玢岩中的锆石LA-ICP-MS分析结果见表1。阴极发光(CL)图像显示,鲁洞辉绿玢岩样品Gx1502中锆石的晶形为长柱状或呈浑圆-椭圆状,部分锆石破碎成不规则形状(图3)。样品中所测锆石长100～250 μm,短轴在60～150 μm,长宽比在1∶1～3∶1。大多数锆石显示了明显的环带结构,具有岩浆成因锆石的特征[29],还有几颗锆石显示了明显的核-幔结构(如No.18)。 锆石Th、 U含量的变化范围分别为(22～1 106)×10-6和(37～1 146)×10-6,Th/U值为0.23～2.71。本文选择了33颗锆石进行了33次测点分析,所测锆石年龄在谐和图上投影点基本落在谐和线上或其附近,其中1颗锆石形成于古元古代,其206Pb/238U表面年龄为2 069±11 Ma;2颗锆石形成于新元古代,206Pb/238U表面年龄分别为753±9 Ma和620±8 Ma;4颗锆石形成于早古生代(加里东期),其206Pb/238U表面年龄为418～450 Ma;6颗锆石形成于晚古生代(海西期),其206Pb/238U表面年龄分别为380±6、363±5、356±4、332±7、302±4和259±4 Ma;其余20颗锆石形成于早中生代(印支期),年龄变化于216～202 Ma,206Pb/238U加权平均年龄为207.8±1.5 Ma(MSWD=1.13)(图4)。

3.2 锆石Hf同位素组成

对31颗定年过的谐和锆石进行了Hf同位素分析(表2)。31个测试点的(176Hf/177Hf)i值为0.281 362～0.282 898。 其εHf(t)值变化在-9.33～8.60, 其中13个点的εHf(t)>0, 18个点的εHf(t)<0。 二阶段Hf模式年龄TDM2变化范围较大, 在2.92～0.67 Ga。 其中20号锆石(207Pb/206Pb年龄为2 069 Ma)具有最低的(176Hf/177Hf)i值, 其εHf(t)=-3.55,TDM2为2.92 Ga。形成于新元古代的两颗锆石的(176Hf/177Hf)i值分别为0.282 344和0.282 263,εHf(t)分别为-1.75和-1.63,TDM2分别为1.66 Ga和1.76 Ga。 形成于450～259 Ma的9颗古生代锆石, 除29号锆石外, 其余锆石具有相近的(176Hf/177Hf)i值, 为0.282 309～0.282 453,εHf(t)值在-8.03～-3.81,TDM2为1.85～1.58 Ga。其余18颗形成于216～202 Ma的锆石中, 12颗锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.282 733～0.282 905,εHf(t)均>0(为2.82～8.60),TDM2为1.04～0.67 Ga; 6颗锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.282 387～0.282 650,εHf(t)均<0(为-9.33～-0.07),TDM2为1.82～1.23 Ga。

图3 鲁洞辉绿玢岩锆石阴极发光照片Fig.3 Cathodolumine scence(CL) images for zircons of the sillite from Ludong

图4 鲁洞辉绿玢岩锆石U-Pb谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagram for zircons of the sillite from Ludong

测点wB/10-6ThUTh/U同位素比值207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ年龄/Ma207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ谐和度/%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 鲁洞辉绿玢岩Hf同位素组成

4 讨 论

4.1 富川鲁洞辉绿玢岩的形成时代及构造背景

有关桂东北富川辉绿玢岩确切的形成年龄前人未曾报道。 本文对绿玢岩样品(Gx1502)中的33颗锆石进行了分析, 其中最年轻的20颗锆石均形成于早中生代(印支期), 而且所测年龄非常集中, 其206Pb/238U加权平均年龄为207.8±1.5 Ma(MSWD=1.13)(图4), 所测锆石大都显示了明显的环带结构, 为典型的岩浆锆石, 并且与其侵入于上泥盆统灰岩的地质事实相符。 另外有一些老的锆石, 其年龄分布范围为2 069～259 Ma, 分别为古元古代(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)。 笔者认为该年龄(207.8±1.5 Ma)即为富川鲁洞辉绿玢岩的侵位年龄, 而古元古代、 新元古代、 早古生代(加里东期)、 晚古生代(海西期)的几颗锆石很可能是辉绿玢岩岩浆侵位过程中捕获的锆石或继承锆石。

华南发育巨量的印支期花岗岩,以往很多学者对华南印支期花岗岩的形成时代、成因及构造背景等方面进行过大量报道(表3),但是至今还存在一些争议:有学者认为华南印支期花岗岩是早中生代碰撞造山的产物[2];Li等[30]认为华南印支期花岗岩受古太平洋西向俯冲控制,为岛弧岩浆作用的产物;但是越来越多的证据表明华南并不存在早中生代洋盆或洋陆俯冲事件[31-32],而且华南印支期花岗岩呈面状展布及缺少同期火山岩的特征也支持其成因与俯冲、碰撞无关;Wang等[3]通过数值模拟研究,认为陆壳叠置加厚、地壳物质部分熔融是印支期花岗岩的成因;周新民[4]认为早中三叠世形成同碰撞花岗岩,为挤压环境的产物, 晚三叠世地壳减薄, 减压熔融,形成后碰撞花岗岩; Wang等[33]、 柏道远等[34]认为,印支期构造岩浆活动的主要因素是印支期陆壳的叠置加厚及随后基性岩浆的底侵作用, 导致地壳含水矿物相熔融; 于津海等[35]将华南印支期花岗岩划分为249～225 Ma和225～207 Ma两个阶段： 第1阶段为同碰撞花岗岩, 第2阶段为碰撞后或后造山花岗岩。 本文中桂东北富川鲁洞辉绿玢岩的成岩年龄为207.8±1.5 Ma, 与华南中生代印支期花岗岩形成年龄基本一致。 除本次获得的桂东北富川辉绿玢岩的年龄外, 高精度的年龄还有湘南宁远保安圩碱性玄武岩(206～212 Ma)[36]、 湘南宜章长城岭辉绿岩(227 Ma)[37]、 湖南桃江辉绿岩(229 Ma)[38]。 上述基性岩的发现暗示, 它们很可能为同一期岩浆热事件的产物,在印支期造山后的伸展背景下, 深部幔源物质上涌及玄武质岩浆的底侵可能促使地壳物质发生熔融, 形成大规模的花岗岩及少量的基性岩。 桂东北富川鲁洞辉绿玢岩的发现与精确定年揭示了晚三叠世华南处在造山后伸展的构造环境。

表3 华南印支期花岗岩及矿床年龄

4.2 桂东北辉绿玢岩的源区

锆石Lu-Hf同位素具有很高的封闭温度,即使在麻粒岩相等高级变质条件下,仍可保持原始的Hf同位素组成[39],锆石Hf同位素分析对于探讨岩浆演化及示踪源区具有重要意义[28]。本文对定年过的锆石进行了31次Lu-Hf同位素分析。其中20颗形成于早中生代(印支期)的锆石,年龄在216～202 Ma,被认为是富川鲁洞辉绿玢岩的形成年龄。本文对18颗印支期锆石进行了Hf同位素分析(图5), 其中12颗锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.282 733～0.282 905,εHf(t)值均为正(2.82～8.60),TDM2为1.04～0.67 Ga, 指示它们的母岩浆有中新元古代新生地壳或幔源物质的参与。 6颗锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.282 387～0.282 650,εHf(t)均<0(-9.33～-0.07),TDM2为1.82～1.23 Ga, 显示了壳源的特征。 因此, 早中生代印支期的母岩浆既有中新元古代新生地壳或幔源物质的参与, 又有古老的古中元古代地壳物质的残余。 剩余13颗锆石均很可能为辉绿玢岩岩浆侵位过程的捕获锆石或继承锆石, 除1颗锆石的εHf(t)>0, 其余锆石的εHf(t)<0,指示它们的母岩浆起源于古老的地壳物质。结合富川鲁洞辉绿玢岩的结晶年龄及锆石Hf同位素特征,认为富川鲁洞辉绿玢岩的原岩为新生地壳/幔源物质与古老地壳物质的混合,以新生地壳/幔源物质为主,在岩浆侵位过程中受到古老地壳物质的混染。

4.3 华南印支期成矿

华南位于近东西向的印支期构造带和与太平洋俯冲有关的北东向燕山期构造带的叠加转换部位,经历了加里东期、印支期和燕山期等几次构造-岩浆事件[9, 40],并形成了与之相关的大量中生代矿床。以前的研究多集中于燕山期[4, 6],对于印支期成矿的研究较少。华南是否存在印支期成矿事件近年来已成为讨论的热点[7-12]。

但近些年越来越多的华南印支期矿床被识别出来,例如:蔡明海等[7]对荷花坪锡多金属矿中早期矽卡岩辉钼矿进行了Re-Os测年,得到了224±1.9 Ma的等时线年龄;杨锋等[8]在桂北栗木锡矿的云英岩化花岗岩中得到了214.1±1.9 Ma的白云母40Ar-39Ar坪年龄; 邹先武等[41]在桂东北李贵福钨锡多金属矿中对辉钼矿的Re-Os测年得到了213.3±2.9 Ma的年龄; 黎应书等[42]在云南个旧锡矿得到矿石铅同位素模式年龄为200～280 Ma, 并且成矿时代和物质来源研究结果表明, 在印支期基性火山岩形成过程中已经形成矿床雏形或者为成矿提供了矿源层;在华南地区印支期成岩成矿事件广泛发育(表3)。以上研究资料表明,华南不仅存在着燕山期成矿,印支期成岩成矿作用同样存在,印支期找矿工作应该得到足够重视。辉绿玢岩为伸展构造的产物,研究发现陆内岩石圈伸展的构造背景也有利于成岩成矿作用的发生[19, 71]。本文桂东北富川鲁洞辉绿玢岩得到207.8±1.5 Ma的成岩年龄,与印支期成矿时代一致,它们很可能为同一期岩浆-构造事件的产物。

图5 鲁洞辉绿玢岩中锆石的(176Hf/177Hf)i-t和εHf(t)-t图解Fig.5 (176Hf/177Hf)i-t and εHf(t)-t diagrams of zircons from Ludong sillite

5 结 论

(1)桂东北富川鲁洞辉绿玢岩的形成年龄为207.8±1.5 Ma,为中生代晚三叠世(印支期)的产物,很可能和华南印支期花岗岩及其相关矿床为同一时代的产物。

(2)桂东北富川鲁洞辉绿玢岩的发现与精确定年揭示了晚三叠世华南处在大陆裂解或造山后伸展的构造环境。

(3)桂东北富川鲁洞辉绿玢岩来源于新生地壳/幔源物质与古老地壳物质的混合,以新生地壳/幔源物质为主,在岩浆侵位过程中受到了古老地壳物质的混染。

(4)华南地区不仅存在燕山期成矿作用,印支期成岩成矿作用同样发育。