刘 迪,康志强,许继峰,陈林华,韦乃韶,韦天伟,李岱鲜,陈 欢,曹 延,刘冬梅,周 桐

(1.桂林理工大学 a.地球科学学院;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.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院,北京 100083;3.重庆市地质矿产勘查开发局107地质队,重庆 401120)

0 引 言

自早古生代以来, 华南地区经历了加里东运动、 印支运动和燕山运动, 构造、 岩浆活动十分发育[1-8]。 相对于加里东期和燕山期, 对华南地区印支期岩浆活动研究相对薄弱, 其构造背景存在明显分歧, 主要有两种认识: ①Hsü等[9]从大地构造学角度认为华南存在三叠纪碰撞造山带, 是扬子与华夏板块之间的大洋(南盘江洋)闭合造成的; 张伯友等[10]提出在粤桂交界处有古特提斯洋的分支洋盆, 在晚二叠世—早三叠世消减最终于晚三叠世闭合;吴根耀等[11]认为马山玄武岩属于印支期洋岛玄武岩, 为桂东南地区属于古特提斯造山带东延提供了证据。②华南大陆的印支期构造属于陆内造山作用[12-14]。桂东南地处特提斯构造域和环太平洋构造域的交汇部位,位于扬子和华夏两大块体接合部(钦杭结合带)[15]的西南段,受扬子、华夏和印支三大板块联合作用,对探讨华南大地构造演化具有十分重要的区位优势。钾玄质岩石是一类高碱、高Na2O/K2O值、低TiO2、A12O3含量高且变化范围大、强烈富集大离子亲石元素和轻稀土元素的岩浆岩[16],主要形成于大陆弧、后碰撞弧和岛弧环境,只有极少数钾玄岩产于与俯冲作用无关的板内环境,故研究其成因对于区域构造演化具有重要的指示意义。近年来,一些学者在桂东南地区陆续发现一些中基性和酸性富碱的钾玄质岩体[17],前人对桂东南马山杂岩体也开展了大量的年代学和元素地球化学研究工作,但主要集中在燕山期的中酸性岩[18-21],而对于印支期马山玄武岩的研究较为薄弱,缺乏系统的研究。本文通过对桂东南马山玄武岩锆石U-Pb精确年龄的测定,结合地球化学及Sr-Nd同位素资料,探讨其成因和形成的构造背景,为华南早中生代的动力学背景研究提供依据。

1 区域地质概况及岩相学特征

马山杂岩体位于桂东南六万大山内, 分布于横县马山乡至贵港市木梓镇一带(图1), 岩体呈北北东向椭圆状展布, 出露面积约为93 km2。 岩体北西侧侵入寒武系黄洞口组浅变质砂岩和泥盆系莲花山组杂砂岩之中, 在外接触部位可见明显的角岩化; 其东南侧主要与泥盆系呈断层接触; 南端侵入泥盆纪地层和印支期大容山花岗岩体之中[22]。 整个杂岩体由基性、 中性和酸性岩组成, 主要为黑云母花岗岩、 花岗闪长岩、 普通角闪正长岩、 闪长岩、 安山玢岩、 玄武玢岩、 玄武岩等。

本文样品采自木梓镇石牛岭采石场, GPS定位坐标N22°45′40.8″、 E109°35′11.8″, 岩性主要为玄武岩。该玄武岩为灰绿色, 野外常见块状构造, 具斑状结构。 镜下鉴定斑晶主要为角闪石、 斜长石, 斑晶含量约为20%～25%。角闪石呈自形,可见2组清晰的解理,粒径为0.2～0.8 mm。斜长石为半自形板状,蚀变较强烈,呈绢云母化,但有些可见聚片双晶,粒径在0.5～2.0 mm。基质(72%～77%)为间粒间隐结构, 主要为细小的斜长石微晶、 暗色矿物微晶不定向排列; 磁铁矿(3%)呈他形粒状压盖在其他矿物之上, 是最晚期形成的产物,充填在板状斜长石等矿物之间(图2)。

图1 广西横县马山玄武岩分布略图(a据文献[7]修改; b据文献[11]修改)Fig.1 Simplified map showing the distribution of Mashan basalt in Hengxian, Guangxi

2 分析方法

锆石的挑选和制靶在河北省廊坊市尚艺岩矿检测有限公司完成。CL显微图像、透反射光照片在重庆宇劲科技有限公司拍摄。锆石U-Pb定年测试分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室内完成,分析仪器为激光电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS),激光取样系统New Wave 213 nm与Agilent 7500cx ICP-MS连接。本次测试采用的激光束斑直径为24 μm,用标准锆石Temora作为年龄外标,硅酸盐玻璃NIST610作为元素含量外标。年龄数据处理通过软件ICPMSDataCal 7.2[23]进行,普通Pb校正用Andersen方法[24]处理,其他的图件使用程序Isoplot 3.2[25]完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法参见文献[26-27]。U-Pb同位素分析结果见表1。

主量元素、微量元素分析测试在廊坊市中铁物探勘察有限公司进行。主量元素采用碱熔玻璃片XRF法分析, 微量元素采用酸溶法, 用Agilent 7500cx型ICP-MS分析。 主量元素分析精度好于5%,微量元素分析精度优于10%,相关分析方法和程序参考文献[28],分析结果见表2。Sr、Nd同位素测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。用阳离子树脂分离Rb、Sr和REE,用HDEHP进一步分离Sm和Nd。Sr-Nd同位素用Neptune Plus型多接收器等离子质谱仪(MC-ICP-MS)测定。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9校正。详细的Sr-Nd同位素分析方法见梁细荣等[29]。

图2 马山玄武岩薄片照片(+)Fig.2 Micrographs of Mashan basalt samples Pl—斜长石;Mag—磁铁矿;Hbl—普通角闪石

表1 马山玄武岩(17SNL-02)锆石U-Pb同位素测定结果
Table 1 Results of zircons U-Pb isotope from Mashan basalt

点号wB/10-6UThPbTh/U同位素比值207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ年龄/Ma207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ041 93733683.990.170.232 30.011 40.038 70.000 621292453 0781216735.260.210.267 90.020 40.038 80.000 8241162455 081 30042861.60.330.239 60.011 90.040 50.000 7218102564 0978623936.780.300.305 10.022 80.039 60.000 8270182505 111 63534873.390.210.244 80.013 70.038 00.000 7222112404 1263417430.150.280.295 30.022 30.040 40.001 0263172556 131 03631947.830.310.245 40.014 10.037 60.000 7223122384 1478319536.470.250.253 80.017 50.039 20.000 8230142485 1669117532.890.250.294 70.024 00.038 40.000 9262192436 1779517838.360.220.235 70.016 50.039 70.000 8215142515 2076517836.940.230.232 80.014 40.040 30.000 7212122554 2684516537.570.200.256 60.016 60.038 00.000 8232132405 271 35561565.60.450.270 30.015 50.039 00.000 7243122474 281 40537268.30.260.260 60.013 60.039 90.000 6235112534 291 21617753.010.150.247 00.014 00.037 00.000 7224112344 3072116533.230.230.279 50.018 90.039 20.000 8250152485

3 分析结果

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

样品17SNL-02中锆石多数呈短柱-长柱状,震荡环带清晰可见(图3a)。 颗粒长50～140 μm, 宽50

～80 μm, 锆石U的含量为(634～1 405)×10-6, Th为(165～615)×10-6, Th/U值为0.15～0.45, 具有岩浆锆石的特征。 对17SNL-02样品中30颗锆石进行了分析测试, 剔除了年龄明显过老的属于继承锆石的分析点和谐和度过低的分析点后, 剩余16个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为246.1±5.5 Ma(MSWD=0.36)(图3b),代表马山玄武岩的形成时代为早三叠世。

3.2 主量元素

表2 桂东南马山玄武岩全岩主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析测结果Table 2 Major elements and trace elements analyses results for Mashan basalt from southeast Guangxi

图3 马山玄武岩锆石CL图像(a)及U-Pb谐和图(b)Fig.3 CL images (a) and zircon U-Pb concordant diagrams(b) of Mashan basalt

图4 马山玄武岩Zr/TiO2-Nb/Y图解(a， 底图据文献[30])和K2O-SiO2图解(b， 底图据文献[31])Fig.4 Zr/TiO2-Nb/Y(a) and K2O-SiO2(b) diagrams of Mashan basalt

3.3 微量元素

马山玄武岩稀土元素总量 (∑REE)较高, 为(234.18～339.88)×10-6。 在球粒陨石标准化REE配分图上(图5a), 总体表现为轻稀土富集,重稀土亏损的右倾型分布模式, (La/Yb)N为11.65～19.73, 表明马山玄武岩轻重稀土分异程度较高。 (La/Sm)N和(Gd/Yb)N分别为3.53～4.92和2.08～2.63,说明轻稀土分馏程度较重稀土要高;δEu为0.97～1.05,无明显Eu异常。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5b)中,样品富集大离子亲石元素,特别是明显富集Rb、Ba、Th、U的特点,无明显的Nb、Ta负异常。除了一个点外,其他样品的La/Nb值为0.88～1.02(<1.11),Nb/Zr=0.17～0.24(>0.15),类似于OIB的特征[32]。P和Ti具有微弱的负异常。

3.4 Sr、Nd同位素分析

对6件马山玄武岩进行了全岩Sr、Nd同位素分析,数据见表3。玄武岩样品的ISr为0.703 991～0.704 732,εNd(t)值为0.90～1.94, 相应的Nd同位素亏损地幔两阶段模式年龄为0.86～0.95 Ga。εNd(t)落在球粒陨石与亏损地幔之间, 接近球粒陨石演化线(图6a)。 在ISr-εNd(t)关系图(图6b)中, 样品点主要落在亏损地幔(DM)与富集地幔(EMⅠ)之间且靠近全球硅酸盐地球(BSE)区域。

图5 球粒陨石标准化稀土配分模式(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) (OIB和球粒陨石标准化值据文献[33],原始地幔标准化值据文献[34])Fig.5 Chondrite-normalized REE(a) and primitive-mantle-normalized trace element patterns(b)

表3 马山玄武岩Sr-Nd同位素组成
Table 3 Sr and Nd isotope data for Mashan basalt

样号SmNdRbSr147Sm/144Nd143Nd/144Nd2σINdεNd(t)TDM287Rb/86Sr87Sr/86Sr2σISr 17SNL-019.6455.69106.2780.30.104 60.512 58840.512 4191.930.860.393 80.705 82280.704 438 17SNL-029.0448.22135.41 0560.113 30.512 60340.512 4201.940.860.371 00.706 036110.704 732 17SNL-037.7340.34121.5537.30.115 80.512 55350.512 3660.900.950.654 30.706 88380.704 583 17SNL-049.3149.3141.9749.20.114 10.512 58430.512 3991.540.890.548 10.706 400110.704 474 17SNL-068.6146.02175.5689.90.113 10.512 56840.512 3851.270.920.736 10.706 57890.703 991 17SNL-078.9248.67164.6717.40.110 70.512 57940.512 4001.560.890.663 90.706 524100.704 191

注:t=246.1 Ma,TDM2值采用Depaolo等两阶段模式年龄, 单位为Ga。 Sm、 Nd、 Rb和Sr单位为10-6。

图6 马山玄武岩εNd(t)-t(a, 底图据文献[35])及εNd(t)-ISr(b, 底图据文献[36])关系Fig.6 εNd(t)-t (a) and εNd(t)-ISr (b) diagrams of Mashan basalt

4 讨 论

4.1 岩体形成时代

吴根耀等[11]根据马山玄武岩(及泥盆系)被燕山期花岗岩捕虏,认为其形成时代为印支期,但缺乏高精度的测年数据。王晓地[37]对马山玄武岩进行过年代学研究,得出其年龄为246.7±1.5 Ma。本次工作对马山玄武岩进行了高精度的LA-ICP-MS 锆石 U-Pb定年,获得其年龄为246.1±5.5 Ma,与前人的推论结果非常吻合,确认其属于早三叠世岩浆活动的产物。

4.2 岩浆源区及成因

马山玄武岩的Mg#值为40.88～57.48, 略低于洋中脊拉斑玄武岩的Mg#值(60左右)[38], SiO2含量为43.93%～47.48%, 表明其不可能是由下地壳岩石部分熔融形成, 应该来自于地幔源区。 其Nb/Ta、 Zr/Hf平均值分别为19.41、 42.29, 与原始地幔值(Nb/Ta=17.5、 Zr/Hf=36.27)比较接近, 高于大陆地壳平均值(Nb/Ta=11、 Zr/Hf=33)[39]; Th/La平均值为0.17, 明显低于大陆地壳的平均值(Th/La=0.28), 稍高于下地壳的Th/La值(Th/La=0.15)[40]; 随着SiO2含量的增加,ISr无明显变化, 说明幔源岩浆上侵过程中没有发生显著的地壳混染。 比较高的Nb/La值(0.86～1.14)[41]也是没有受到大规模地壳混染的幔源大陆玄武岩的鲜明特点。 因此, 可以判断马山玄武岩源区主要来自地幔,受地壳混染程度较小。

马山玄武岩的稀土配分图和蛛网图(图5)与OIB的分布曲线模式相似, 同时样品又具有较高143Nd/144Nd值,εNd(t)值为0.90～1.94,暗示其具有与OIB型源区相似但较为亏损的源区特征。 部分熔融与分离结晶模型(La/Sm-La)显示(图8), 马山玄武岩主要由部分熔融作用形成。 从Ba/Rb-Rb/Sr图解(图7a)可以看出, 马山玄武岩的样品几乎都落在金云母的趋势范围, 说明玄武岩的源区主要的含水矿物相为金云母。 在(Tb/Yb)N-(La/Sm)N图解中, 马山玄武岩样品落在尖晶石向石榴子石相转变带并靠近石榴子石稳定域附近(图7b)。 地幔中尖晶石相转变为石榴子石相的转换深度约为55～70 km[42-43], 而样品高的Sm/Yb值(2.97～3.61)和较高的La/Yb值(16.2～27.5)也指示其源区可能处于地下80 km深处的石榴石二辉橄榄岩地幔[44-45]。根据上述分析,可以判断马山玄武岩的岩浆来源于含金云母的石榴子石橄榄岩的部分熔融。

马山玄武岩具有相对较低ISr值(低至0.703 99)和相对较低的正εNd(t)值(低至+0.90), 位于DM和EM Ⅰ混合的地幔演化区域,亏损程度较低。显示其源区可能为早期俯冲作用带入的地壳物质与亏损地幔或岩石圈地幔不断交代平衡,渐渐变为富碱、富不相容元素的亏损程度相对较低的地幔[46-48]。

图7 马山玄武岩Rb/Sr-Ba/Rb关系(a)及(Tb/Yb)N-(La/Sm)N(b)关系(底图分别据文献[49，50])Fig.7 Rb/Sr-Ba/Rb(a) and (Tb/Yb)N-(La/Sm)N(b) diagrams of Mashan basalt

图8 马山玄武岩La/Sm-La关系(底图据文献[51])Fig.8 La/Sm-La diagram of Mashan basalt

4.3 构造背景

吴根耀等[11]根据主微量元素特征认为,马山玄武岩是亚速尔型洋岛玄武岩,并以此作为桂东南及粤西南地区在印支期属古特提斯造山带的证据。但是前人的研究表明,大陆板内钾玄岩除可能显示部分岛弧型火山岩的微量元素特征外,更多地展示出与OIB相似的微量元素组成[52]。所以只考虑主、微量元素具有OIB特征并不足以证明岩石为“大洋洋岛型”,也有可能为具OIB特征的大陆玄武岩[53],它们的OIB特征只是表明这些玄武岩基本没有受到地壳物质混染的影响。本次研究的马山玄武岩样品在MgO-FeOT-Al2O3图解上主要落在岛弧及大陆玄武岩区(图9a), 在Zr/4-2Nb-Y三角图解(图9b)上落在板内碱性玄武岩区或其附近, 在Th/Hf-Ta/Hf大地构造环境的判别图落在陆内裂谷碱性玄武岩区(图10),再结合前述地球化学特征,初步判断马山玄武岩可能产于板内环境,是在陆内裂谷环境中形成的。

华南地块印支期的构造演化一直被认为与印支地块和华南地块在三叠纪的碰撞造山活动有关[9-11],另外一些学者则强调,华南早中生代时期不存在碰撞造山作用,而以陆内变形占主导地位[12-14]。 郭锋等[54]认为湖南印支期花岗岩的形成可能为辉长岩浆对中下地壳烘烤重熔的结果,与岩石圈的伸展、减薄有关; 王岳军等[55]根据数值模拟结果认为, 湖南印支期过铝质富钾花岗岩的形成主要受地壳叠置加厚作用所控制; 王强等[56]认为武夷山洋坊霓辉石正长岩形成于印支造山作用结束时的伸展环境。 Sibumasu地块向印支-华南地块斜向汇聚的主碰撞期为258～243 Ma[57],马山玄武岩LA-ICP-MS锆石的U-Pb年龄为246.1±5.5 Ma,地球化学特征显示其为钾玄质岩石, 岩性为碱性玄武岩, 通过构造环境判断,其产于板内裂谷环境, 同时又远离Songma碰撞缝合带及古太平洋板块向华南大陆之下俯冲带,所以其形成机制和印支板块碰撞及太平洋板块的俯冲作用关系不大。 桂东南地区灵山断裂、岑溪-博白断裂、罗定-广宁断裂、吴川-四会断裂等印支期的逆冲-推覆构造十分发育[58-59]。丁汝鑫等[60]测得防城-灵山断裂在印支期可能发生过大规模的活动, 时间为244.8±0.6 Ma。Lepvrier等[61]通过越南北部与中部韧性剪切带中同构造矿物(白云母、黑云母)的40Ar/39Ar定年, 得出其塑性变形与高温变质作用发生在250～240 Ma。 这些构造活动在时间上与马山玄武岩的年龄非常接近。综上所述,马山玄武岩更可能与桂东南地区逆冲-推覆构造后期的伸展作用有关, 由于伸展作用产生有利空间,造成玄武岩浆上侵并喷发而形成。

图10 马山玄武岩Th/Hf-Ta/Hf关系 (底图据文献[64])Fig.10 Th/Hf-Ta/Hf diagrams of Mashan basalt Ⅰ—板块发散边缘N-MORB区; Ⅱ—板块汇聚边缘(Ⅱ1—大洋岛弧玄武岩区; Ⅱ2—陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区); Ⅲ—大洋板内洋岛, 海山玄武岩及T-MORB、 E-MORB区; Ⅳ—大陆板内(Ⅳ1—陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区; Ⅳ2—陆内裂谷碱性玄武岩区; Ⅳ3—大陆拉张带或初始裂谷玄武岩区); Ⅴ—地幔热柱玄武岩区

5 结 论

(1)广西马山杂岩体中的玄武岩喷发年龄为246.1±5.5 Ma,表明其形成于早三叠世。

图9 马山玄武岩MgO-FeOT-Al2O3(a)及Zr/4-2Nb-Y(b)关系(底图分别据文献[62,63])Fig.9 MgO-FeOT-Al2O3(a) and Zr/4-2Nb-Y(b)diagrams of Mashan basalt1—岛弧扩张中心;2—造山带;3—大洋中脊和洋底;4—洋岛;5—大陆;A1+A2—板内碱性玄武岩;A2+C—板内拉斑玄武岩;B—P型MORB;D—N型MORB;C+D—火山弧玄武岩

(2)该玄武岩源区可能来自含金云母的石榴子石橄榄岩的地幔部分熔融。其源区可能为早期俯冲作用带入的地壳物质与亏损地幔或岩石圈地幔不断交代平衡,渐渐变为富碱、富不相容元素的亏损程度相对较低的地幔。

(3)马山玄武岩产于陆内裂谷环境,其形成与桂东南地区逆冲-推覆构造后期的伸展作用有关,由于伸展作用产生有利空间,造成玄武岩浆上侵喷发而形成。