桂東南南渡正長巖年代學、地球化學特征及其構造意義

陳新躍，王岳軍，張玉芝，張愛梅，曹有金

(1.湖南科技大學地質系，湖南 湘潭411201;2.中國科學院 廣州地球化學研究所，同位素地球化學國家重點實驗室，廣東廣州510640;3.頁巖氣資源利用湖南省重點實驗室，湖南湘潭411201)

華南中生代巖漿活動強烈，形成大面積分布的火成巖。然而，關于這些火成巖形成的構造背景卻一直是研究者們長期爭論的焦點。有學者認為華南中生代為活動大陸邊緣環境，其巖漿活動與古太平洋板塊向歐亞大陸俯沖有關(Jahn et al.，1976，1990;Holloway，1982;黃萱等，1986;Charvet et al.，1994;Martin et al.，1994;Lan et al.，1996;Lapierre et al.，1996;Zhou and Li，2000;Li and Li，2007;張旗等，2011)，也有一些學者則認為華南在中侏羅世－白堊紀為非造山期的板內伸展－裂谷環境，巖漿活動與巖石圈伸展、幔源巖漿底侵和地溫梯度增高有關(Gilder et al.，1991，1996;李獻華等，1999;Li，2000;陳志剛等，2003;李社宏等，2010;陳希清等，2010)。近年來，在桂東南地區陸續發現一些中－基性和酸性富堿的堿性侵入巖(圖1a)，李獻華等(1999)根據巖石的地球化學特征將其命名為鉀玄巖。由于鉀玄質系列巖石主要形成于島弧環境，包括大洋弧、大陸弧以及碰撞后弧，只有極少數鉀玄巖產于板內環境，在構造演化研究中具有重要的意義。前人對桂東南花山巖體、同安巖體、牛廟巖體、里松巖體、清湖巖體和馬山巖體等開展了大量的年代學和元素地球化學研究工作，取得了豐碩的成果(廣西壯族自治區地質礦產局，1985;徐磊明和袁宗信，1992;朱金初和李向東，1988;朱金初等，1989，2005，2006a，b;袁宗信和張宗清，1992;李獻華等，1997，1999，2000，2001，2009;Chen and Jahn，1998;陳培榮等，2002;趙葵東等，2009;Wang et al.，2012)。這些巖體的研究成果為理解桂東南、乃至華南晚中生代構造背景具有重要意義。但還有一些正長巖體沒有資料報道，如南渡巖體。本文擬報道桂東南地區南渡正長巖的鋯石U-Pb年齡和元素－同位素地球化學特征，以期為華南晚中生代巖漿活動機制提供新的信息。

圖1 桂東南堿性侵入巖分布圖(a)(據李獻華等，1999修改)及南渡地區地質略圖(b)Fig.1 Simplified map showing the distribution of the alkali rocks in Southeastern Guangxi(a)(modified from Li et al.，1999)，and sketched geological map of the Nandu region(b)

1 地質背景和樣品特征

桂東南堿性侵入巖體分布在平樂、賀縣、博白、桂平、橫縣、岑溪、梧州的廣西東南部地區，沿博白－岑溪斷裂帶及十萬大山東西兩側陸續出露有燕山期石英正長巖、正長巖和二長巖體(包括西山巖體、馬山巖體、馬其崗巖體、清湖巖體、羅榮巖體和南渡巖體等)以及印支－燕山期的閃長巖－花崗巖體(同安－牛廟巖體、里松巖體和楊梅巖體等)等(圖1a)。這些鉀玄質侵入巖體均未變形，主要侵入于下古生界，馬山巖體還侵入到晚海西－早印支期的大容山巖體(廣西壯族自治區地質礦產局，1985)。

南渡正長巖體位于岑溪市南渡鎮，呈南北向帶狀分布，現出露面積約8 km2(圖1b)。巖體侵入地層為下古生界，向北與三疊紀花崗巖以博白－岑溪斷層相隔。正長巖體的邊緣為中侏羅世二長巖，形成正長巖－二長巖組合;巖體中部大部分地區被晚侏羅世花崗巖體侵入(圖1b)。南渡正長巖呈肉紅色，局部被蝕變為褐色，一般具有等粒中－粗粒(幾毫米至數十毫米)結構，局部地方暗色礦物分布相對集中，但未發現有基性包體，塊狀構造。正長巖巖性為輝石正長巖或角閃石輝石正長巖，巖石中輝石為單斜輝石(0～10%)，未見斜方輝石顆粒;一般僅含少量(＜1%)或不含黑云母;角閃石大多為普通角閃石(0～7%);鉀長石以微斜條紋長石為主(85% ～90%);石英含量少，一般在5%以下;副礦物主要為鋯石、磷灰石和磁鐵礦等。本文所有樣品均采自南渡的輝石正長巖體。

2 分析方法

通過人工重砂法從新鮮的樣品中分選出鋯石，然后在雙目顯微鏡下挑選出無裂隙、無包體、透明干凈的自形鋯石顆粒，將其與一片RSES參考樣SL13及數粒標準鋯石Temora(年齡為417 Ma)在玻璃板上用環氧樹脂固定、拋光，然后進行反射光和透射光照相，并進行CL圖像分析以檢查鋯石內部的結構。所有用于定年的鋯石均為透明－半透明柱狀礦物，內部具明顯的巖漿振蕩環帶，與巖漿成因鋯石相似。鋯石U-Pb同位素分析在香港大學的Nu Plasma ICP-MS激光離子探針完成，激光剝蝕系統為RESO-lution M-50，分析采用激光束斑直徑為30 μm，激光脈沖為5 Hz。207Pb/206Pb和206Pb/238U計算采用GLITTER 4.0 程序(Jackson et al.，2004)。詳細的分析步驟和數據處理方法見Xia et al.(2011)。

全巖的主量和微量元素在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。主量元素分析是用Rigaku RIX 2000型熒光光譜儀(XRF)分析，分析精度為1% ～5%，具體的實驗流程見Li et al.(2005)。微量元素的分析則采用Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000型電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)，分析精度為2% ～5%，詳細的實驗方法見劉穎等(1996)。Sr-Nd同位素在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。用陽離子樹脂分離 Rb、Sr和REE，用HDEHP進一步分離Sm和Nd。Sr-Nd同位素組成用Micromass Isoprobe型多接收器等離子質譜儀(MC-ICPMS)測定。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd=0.7219 校正。詳細的Sr-Nd同位素分析方法分別見韋剛健等(2002)和梁細榮等(2003)。

3 分析結果

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學

樣品10YK53A取自南渡正長巖體(22°52.097'N，110°47.965'E)，所分析的鋯石形態完整，有明顯的振蕩環帶構造，屬巖漿成因鋯石。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果分析見表1和圖2。樣品10YK53A中鋯 石所 測 25 個 點 的 Th/U=0.31 ～ 1.37，206Pb/238U表面年齡為152±2 Ma ～ 171±1 Ma，其中23個點具有比較一致的的206Pb/238U表面年齡(162～163 Ma)，其206Pb/238U加權平均年齡為162±1 Ma(n=23，MSWD=0.1)。所獲162±1 Ma的年齡可解釋為桂西南南渡正長巖體的結晶年齡。

表1 10YK53A樣品中鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析結果Table1 LA-ICP-MS U-Pb results for zircons from the Nandu syenite(10YK53A)

圖2 南渡正長巖(10YK53A)鋯石U-Pb諧和圖和部分鋯石的陰極發光(CL)圖像Fig.2 Concordia diagram and CL images of zircons from the Nandu syenite(10YK53A)

3.2 地球化學特征

桂西南南渡正長巖的主量元素和微量元素分析數據列于表2。8個樣品 SiO2含量為61.78% ～63.39%，MgO 含量極低(0.45% ～0.72%)，全堿含量高(K2O+Na2O=11.18% ～12.30%)。在 Middlemost(1994)提出的侵入巖(K2O+Na2O)-SiO2圖中落入正長巖區(圖3a)，且樣品具有高的K2O含量(6.47% ～ 9.06%)、K2O/Na2O 值(1.37 ～2.80)，TiO2含量低 (0.58% ～0.71%)，高的 Al2O3含量(17.2% ～18.2%)，在 Rickwood(1989)的K2O-SiO2圖上屬于高鉀的鉀玄質系列(圖3b)。

南渡正長巖樣品具有非常高的稀土元素豐度(ΣREE=323.67 ～750.17 μg/g)。在球粒隕石標準化圖解上，所有樣品都顯示出LREE富集，HREE虧損的右傾型分布模式(圖4a)，LREE和HREE分異明顯，(La/Yb)N=13.8 ～38.7，其中 LREE 分異明顯 ((La/Sm)N=3.63 ～7.50)，HREE 分異相對較弱 ((Gd/Yb)N=2.20 ～ 3.12)，δEu=0.48 ～0.74。在原始地幔標準化多元素蛛網圖中(圖4b)，樣品大離子親石元素(LILE)富集，但Sr、P和Ti顯示明顯的負異常，Zr-Hf異常不明顯。Sr、P和Ti負異常表明在巖漿演化過程中經歷了斜長石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結晶作用。正長巖存在低的MgO含量，其大離子親石元素 Rb-Sr-Ba雙變量圖解(Azman，2000，圖5)顯示有黑云母的分離結晶作用，與巖石少見黑云母一致。與具有島弧特征的鉀玄質巖石不同的是，南渡正長巖無明顯的Nb-Ta異常，Nb/La=0.64 ～1.72(平均1.30)，與其他桂東南鉀玄質侵入巖(李獻華等，1999)和贛南正長巖(陳志剛等，2003)類似，有著與板內玄武巖相似微量元素分布形式。

南渡正長巖樣品Sr-Nd同位素分析結果見表3。3個代表性正長巖樣品的(87Sr/86Sr)i=0.70479～0.70563，εNd(t)值 變 化 范 圍 較 小 (+0.32 ～+0.84)，與廣西花山、同安、牛廟和贛南全南鉀玄質巖石有著相似的Sr-Nd同位素組成(朱金初等，1989;李獻華等，1999;陳志剛等，2003)。3個樣品的 Nd/Th=0.62 ～2.29，雖然 εNd(t)和Nd/Th 值有一定的正相關性，但與桂東南和全南較高的εNd(t)和Nd/Th相比均明顯偏低。

4 討論

4.1 形成年齡

桂東南鉀玄質侵入巖主要侵入下古生界，其中馬山巖體侵入到晚海西－早印支期的大容山花崗巖體中，李獻華等(1999)認為這些鉀玄質侵入巖很可能形成于中生代燕山期。徐磊明和袁宗信(1992)獲得桂東南鉀玄質侵入巖帶南部清湖巖體的鋯石U-Pb下交點年齡為158±2 Ma，而李獻華等(2009)獲得清湖巖體的 SIMS鋯石U-Pb年齡為160±1 Ma。朱金初等(1989)在桂東南鉀玄質侵入巖帶北部獲得一批Rb-Sr等時線年齡，認為同安和牛廟巖體為 210.5 Ma，形成于印支期;花山巖體為164.7 Ma，形成于燕山早期。而朱金初等(2006a，b)獲得桂東北牛廟巖體和同安巖體SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為163±4 Ma和160±4 Ma。趙葵東等(2009)對桂東北的花山、同安、牛廟和里松等巖體進行了元素地球化學和年代學研究，認為這些巖體形成于燕山早期(160～163 Ma)，與李獻華等(2009)獲得里松巖體SIMS鋯石U-Pb年齡一致。李獻華等(2000，2001)獲得馬山巖體角閃石單礦物39Ar-40Ar坪年齡為164±2 Ma。南渡巖體位于桂東南鉀玄質侵入巖帶的中部，侵入地層為下古生界，其形成時代也應與清湖、花山和里松等巖體相近。本次取自于南渡正長巖的樣品(10YK53A)中LA-ICPMS鋯石U-Pb定年所測25個分析點中有23個點取得了基本一致的206Pb/238U表面年齡(162～163 Ma)，經過計算后，獲得162±1 Ma(MSWD=0.1)的加權平均年齡。這個年齡與桂東南鉀玄質侵入巖帶南部的清湖巖體和北部的花山巖體的形成年齡在誤差范圍內基本一致，可代表南渡正長巖的形成年齡。因此，162±1 Ma的加權平均年齡可解釋為南渡正長巖的結晶年齡。此外，在南嶺花崗巖區和贛杭帶南段發現有少量侏羅紀正長巖，峰期年齡為160 Ma(Zhou and Li，2000;李獻華等，1997，1999，2000，2001，2009;陳志剛等，2003;Zhou et al.，2006;Huang et al.，2008;He et al.，2010;Wang et al.，2012)，暗示在燕山早期華南有一次較大規模的堿性巖漿活動。

圖3 (K2O+Na2O)-SiO2巖石化學分類圖(a)和K2O-SiO2圖解(b)Fig.3 (K2O+Na2O)vs SiO2diagram(a)(Middlemost，1994)and K2O vs SiO2diagram(b)for the Nandu syenite

圖4 南渡正長巖稀土元素配分模式圖(a)(球粒隕石數據值據Boynton，1984)和微量元素蛛網圖(b)(原始地幔數據值據Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE-patterns(a)and spider diagram for the Nandu syenite(b)(the normalized values for chondrite and primitive mantle are from Boynton(1984)and Sun and McDonough(1989)，respectively)

圖5 南渡正長巖Rb-Sr-Ba元素雙變量圖解(據Azman，2000)(Hb.角閃石，Pl.斜長石，Ksp.鉀長石，Bi.黑云母)Fig.5 Ba-Sr and Rb-Ba diagrams for the Nandu syenite(modified from Azman，2000)(Hb.Hornblende，Pl.Plagioclase，Ksp.K-feldspar，Bi.Biotite)

表3 南渡正長巖Sr-Nd同位素分析數據表Table3 Sr-Nd isotopic composition of the Nandu syenite

4.2 構造環境探討

鉀玄質巖石主要形成于島弧環境，包括大洋島弧、大陸島弧以及碰撞后弧，只有極少數鉀玄巖產于板內環境。島弧鉀玄巖具有高度富集LILE和LREE以及顯著的 Ta-Nb-Ti負異常(Muller and Goves，1995;Rock，1991)。大洋板內鉀玄巖具有典型洋島玄武巖(OIB)微量元素特征(Weaver et al.，1987);而大陸板內鉀玄巖既有島弧型微量元素特征(如北美 Colorada(Leat et al.，1988)、印度尼西亞加里曼丹的Borneo(Bergman et al.，1988)和澳大利亞東南部的Lachlan Fold Belt(Wyborn，1992))，也有OIB型微量元素特征(如東非裂谷，Rogers et al.，1988)。板內鉀玄質巖漿的形成通常與軟流圈地幔上涌和巖石圈伸展－減薄相關(Nelson et al.，1986;李獻華等，1999;陳志剛等，2002)。南渡正長巖有正的 εNd(t)值、無Nb-Ta異常、微量元素顯示 Eu輕微負異常(δEu=0.48～0.74)、富集大離子親石元素(LILE)、Sr-P-Ti明顯負異常，其分布形式與板內玄武巖相似，表明南渡正長巖的形成與島弧無關，而與板內交代富集的巖石圈地幔有關。這種交代富集的巖石圈地?？赡芎蚅ILE富集的地幔柱底墊相關，或巖石圈本身存在不均一性(李獻華等，1999)。南渡正長巖HREE沒有明顯虧損也無明顯Eu異常，表明他可能不是由巖石圈地幔下部石榴石二輝橄欖巖部分熔融而成，而是來源于巖石圈地幔上部含金云母的尖晶石二輝橄欖巖地幔的小比例部分熔融(Nelson et al.，1986;李獻華等，1999)。

現階段對華南廣泛出露的巖漿巖主要有兩種觀點。一是與古太平洋俯沖有關(Jahn，1974;Jahn et al.，1976，1990;Holloway，1982;黃萱等，1986;Charvet et al.，1994;Martin et al.，1994;Lan et al.，1996;Lapierre et al.，1997;Zhou and Li，2000;周新民和李武顯，2000;Li and Li，2007);二是與巖石圈伸展有關(Gilder et al.，1991，1996;李獻華等，1999;Li，2000;陳志剛等，2003;Li et al.，2004)。陳培榮等(2002)認為華南燕山早期巖漿巖是印支期碰撞造山運動后的后造山巖石組合。而形成于燕山早期(162±0.6 Ma)的南渡正長巖富集大離子親石元素(LILE)、高Nb/La比值(＞1)、沒有Nb-Ta虧損和正的εNd(t)值，表明南渡正長巖為典型的“裂谷型”鉀玄巖，形成于非造山環境，與燕山早期華南內部軟流圈地幔上涌和巖石圈伸展－減薄相關。南嶺花崗巖區和贛杭帶南段出露侏羅紀正長巖，這表明在中侏羅世華南內部區域構造背景可能為板內伸展－裂谷環境(Zhou and Li，2000;李獻華等，1997，1999，2000，2001，2009;陳志剛等，2003;Zhou et al.，2006;Huang et al.，2008;He et al.，2010;Wang et al.，2012)。但華南內部燕山早期的“伸展－裂谷”模式及與區域燕山早期大規?；◢弾r巖漿活動的關系還有待于進一步的深入研究。

華南后造山階段大陸地殼拉張減薄的構造環境，軟流圈地幔沿超巖石圈深斷裂的上涌和底侵是造成富集巖石圈地幔和中下地殼熔融的主要機制。李獻華等(2009)獲得清湖巖體和里松巖體的SIMS鋯石U-Pb年齡均為160 Ma，從Hf-O、Sr-Nd同位素和微量元素地球化學表明其母巖漿來源于受含金云母巖的地幔交代作用和少量地殼混染。

5 結論

南渡正長巖形成于162±1 Ma，代表華南中生代燕山早期的巖石圈伸展事件。正長巖SiO2含量61.78% ～ 63.39%，具有低鎂 (MgO=0.45% ～0.72%)、高堿(K2O+Na2O=11.18% ～12.30%)、高的K2O 含量(6.47～9.06)和K2O/Na2O 值(1.37～2.80)等特征，為高鉀的鉀玄質系列的巖石。同時富集 LREE，(La/Yb)N=13.80 ～38.66，顯示 Eu輕微負異常(δEu=0.48 ～0.74);富集大離子親石元素(LILE)，Sr、P和Ti顯示明顯的負異常，無明顯的 Nb-Ta異常，Nb/La=0.68 ～1.72(平均 1.30)，微量元素分布形式板內玄武巖相似。正長巖巖石地球化學特征和Sr、Nd同位素組成表明其形成于非造山的大陸裂谷環境，與華南中生代燕山早期軟流圈地幔上涌和巖石圈伸展－減薄相關。

致謝:中國科學院廣州地球化學研究所李武顯研究員和另一位匿名審稿專家對本文提出了建設性的意見和建議，筆者在此表示衷心的感謝。

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