桂東北越城嶺巖體加里東期成巖作用:鋯石U-Pb年代學、地球化學和Nd-Hf同位素制約

程順波, 付建明, 馬麗艷, 盧友月,寇曉虎, 張利國 黃惠蘭

桂東北越城嶺巖體加里東期成巖作用:鋯石U-Pb年代學、地球化學和Nd-Hf同位素制約

程順波1,2, 付建明1,2, 馬麗艷1,2, 盧友月1,2,寇曉虎3, 張利國1, 黃惠蘭1

(1.中國地質調查局 武漢地質調查中心, 湖北 武漢 430205; 2.中國地質調查局 花崗巖成巖成礦研究中心,湖北 武漢 430205; 3.中國地質大學(武漢) 地質調查研究院, 湖北 武漢 430074)

桂東北越城嶺巖體是一個由加里東期ˉ印支期花崗巖組成的復式巖基, 是目前南嶺地區鎢錫礦產調查評價的重點對象。本文選取該復式巖體中的加里東期不同巖性花崗巖, 包括細粒花崗閃長巖、(粗)中粒斑狀二長花崗巖和(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖為研究對象, 進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學、礦物學、地球化學和Nd-Hf同位素組成研究。研究結果表明, 細粒花崗閃長巖和(粗)中粒斑狀二長花崗巖具有較低SiO2(<70%)含量和A/CNK值(0.99～1.05), 較高CaO、TiO2含量和FeO+MgO值, 中等(La/Yb)N值以及中度虧損Ba、Sr、Eu元素等特征, 副礦物以榍石為主加少量磁鐵礦, 屬于 I型花崗巖, 形成時間為 435～438 Ma; (中)細粒(斑狀ˉ含斑)二長花崗巖具有富硅(>70%)、富堿、貧鈣, 高 A/CNK值(1.04～1.14), 低FeO+MgO值和(La/Yb)N值, 中到重度虧損Ba、Sr、Eu元素等特征, 副礦物含量低, 以鈦鐵礦、獨居石為主, 為S型花崗巖, 形成時間為423～429 Ma, 略晚于前者。C/MF-A/MF圖解反映I型花崗巖由變質中基性火成巖部分熔融形成, 源區具有負且穩定的εNd(t)值(–7.1～ –7.9)和εHf(t)值(–6.4～ –7.8), 平均地殼存留年齡為1.8 Ga左右。S型花崗巖的εNd(t)值(–7.9～ –8.8)和 tNd2DM值(1.81～1.88 Ga)與 I型花崗巖類似, 但是其 CaO/Na2O值(0.28～0.64)和相對分散的 εHf(t)值(–2.6～ –7.9)和tHf2DM值(1.57～1.90 Ga)說明源區可能存在變雜砂巖、變泥質巖和年輕地殼組分的三元混合, 且以前兩者為主。綜合分析華南加里東造山帶構造演化序列可以得知, 造山帶從褶皺縮短、逆沖加厚階段向伸展垮塌階段轉化而形成的等溫降壓過程, 是形成越城嶺花崗巖的誘因。等溫降壓過程可以通過巖基旁側新寧-資源深大斷裂的松弛調整來實現。

鋯石U-Pb年代學; 地球化學; Nd-Hf同位素; 加里東期; 越城嶺; 桂東北

0 引 言

花崗巖研究在大陸動力學研究中越來越顯示出其重要意義, 花崗巖的成因機制及其地球動力學背景更是華南大陸地質演化問題爭論的焦點之一(肖慶輝等, 2002)。在華南加里東期花崗巖中, 武夷–云開一線的加里東期片麻狀花崗巖–混合巖以其成因類型獨特、蘊含重要的構造信息, 吸引了國內地質單位與學者的關注(王德滋等, 1978; 莫柱孫等, 1980;南京大學地質系, 1981; 黃標等, 1994; 陳斌和黃福生, 1994; 劉銳, 2009; Wang et al., 2007, 2010, 2011; Li et al., 2010; Wan et al., 2010; Xia et al., 2014)。而對于湘桂內陸的塊狀花崗巖, 傳統觀點認為它與成礦的關系不大(南京大學地質系, 1981), 一直以來是華南地區花崗巖研究的薄弱環節。2000年以來, 現代測試技術的廣泛運用和巖基找礦思路的逐步擴展,使得湘桂內陸越來越多的加里東期花崗巖巖體或含礦加里東期花崗巖的多旋回復式巖體被報道(樓法生等, 2002; 許德如等, 2006; 沈渭洲等, 2008; 程順波等, 2009a; 王彥斌等, 2010; 張文蘭等, 2011), 極大地推動了華南加里東期花崗巖的研究工作。

越城嶺–苗兒山巖體位于南嶺成礦帶西部, 是湘桂內陸典型的、以加里東期花崗巖為主體的多旋回復式巖基, 出露面積超過3000 km2。該地區作為中南地區五大鈾礦田之一在能源礦產領域備受矚目(石少華等, 2010)。最近因加里東期和印支期鎢錫成礦作用的報道(伍靜等, 2012; 楊振, 2012), 又成為有色金屬勘查的熱點地區。目前已有武漢地調中心、湖南地質調查院、廣西二七一地質隊、中國地質大學地調院、武警黃金部隊等多家地勘單位在該地區進行礦產調查評價或者商業勘查工作。但是在科研方面, 該地區工作程度相對較低, 僅見部分同位素年齡(徐偉昌和張運洪, 1994; 劉偉等, 2011; 伍靜等, 2012; 楊振, 2012; Zhao et al., 2013)、地球化學數據(謝曉華等, 2008; 楊振, 2012; Zhao et al., 2013)和韌性剪切帶研究成果(張桂林等, 2002)的發表, 缺乏對全區花崗巖巖石學、地球化學和巖石成因的深入研究。本文選取越城嶺復式巖體中的加里東期花崗巖為研究對象, 采集不同巖性樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學、礦物學、地球化學和Nd-Hf同位素組成研究, 以便深入理解該地區加里東期花崗巖的時空范圍、巖石成因及成巖構造環境。

1　區域和巖體地質

越城嶺–苗兒山巖體位于湘桂邊境地區, 橫跨湖南新寧、城步、廣西全州、興安四縣, 大地構造上位于揚子地塊與華夏地塊的結合部位(圖 1a)。巖體侵入新元古界和下古生界, 被中泥盆統跳馬澗組和中生界不整合覆蓋, 巖體長軸方向呈NNE向展布,與區域構造線方向一致(圖1b)。

越城嶺–苗兒山巖體是由多期次多階段巖漿侵入活動形成的復式巖基, 已有精確年齡報道的有晉寧期、加里東期和印支期三個成巖期次。晉寧期花崗巖主要分布在苗兒山復式巖基西北角, 從南至北有報木坪、葉溪江和貓兒界巖株三處, 總面積約35 km2(李福順和周厚祥, 2002; 柏道遠等, 2010)。在貓兒界巖體接觸帶可見矽卡巖化。常見巖性有花崗閃長巖、二長花崗巖和花崗斑巖, 巖石具細粒–細中粒結構。巖石中片麻狀構造比較發育, 普遍見斜長石雙晶彎曲變形, 黑云母扭折、石英波狀消光等動力變形印記(柏道遠等, 2010)。

加里東期花崗巖是越城嶺–苗兒山巖體的主體,主要巖性為(粗)中粒斑狀二長花崗巖(圖2a)和(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖。前者可見暗色包體, 形態為橢圓狀到透鏡狀, 大小 1～10 cm不等, 與寄主巖呈突變關系(圖2a)。在靠近新寧–資源斷裂處, 花崗巖遭受了較強的動力變質, 形成強烈的葉理和片麻狀構造(圖2b)。后者基本不含暗色包體, 常見電氣石析離體, 局部電氣石富集形成電氣石二長花崗巖(圖2c)。在晚期形成的細粒花崗巖中, 次生白云母含量較高, 成分向二云母花崗巖過渡。部分花崗巖中能見到基底圍巖捕虜體和混合巖捕虜體。在越城嶺復式巖基中南部銘泰公司采石場中, 筆者還發現了一定規模的花崗閃長巖露頭。加里東期花崗巖的接觸帶發育了許多鎢多金屬礦床(礦化點)(馮國玉等, 2009), 但工作程度很低。

早前認為印支期花崗巖主要分布在越城嶺復式巖基中北部(湖南省地質礦產局, 1988), 現在許多工作證實該期花崗巖在全區范圍內廣泛分布(趙葵東等, 2006; 謝曉華等, 2008; 伍靜等, 2012; 程順波等, 2013a), 如豆柞山、鄧家灣、楊橋嶺、油麻嶺、戈洞坪、界牌等地。除越城嶺北部湖南省部分外, 印支期花崗巖常呈橢圓狀、長條狀和不規則狀小巖株產出, 主要巖性為(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖。在研究區, 印支期花崗巖與鎢礦關系較為密切, 已見報道的有油麻嶺、界牌、云頭界等鎢多金屬礦床(伍靜等, 2012; 程順波等, 2013a)。

2　巖性描述與樣品采集

本次研究的加里東期巖石樣品都采自越城嶺巖體的花崗巖露頭, 具體位置見圖 1b。樣品的巖性相對比較簡單, 但各樣品之間斑晶含量、基質粒度變化較大, 概括起來可分為以下三種: 細粒花崗閃長巖(11D72)、(粗)中粒斑狀二長花崗巖(10D32、11D62、11D63)和(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖(10D33、11D67、11D68、11D69)。

花崗閃長巖為本次研究新發現的巖石類型, 僅見于越城嶺中南部銘泰公司采石場內(110°41′03″E,25°48′52″N)。因揭露有限, 其規模和產狀不詳。采集的樣品具細粒花崗結構, 粒徑一般在0.5～2 mm之間。巖石主要暗色礦物為角閃石和黑云母(圖 2d)。角閃石為黑色半自形柱狀, 長寬比 2～5, 鏡下具有綠色–淺黃綠色多色性, 含量1%～3%。黑云母為黑褐色薄板狀或鱗片狀, 鏡下見褐色–淺黃褐色多色性,含量5%～7%。在暗色礦物邊部和解理內常見綠泥石交代現象。淺色礦物中, 斜長石為半自形板狀, 牌號(An值)28左右, 含量45%～50%, 核心常被絹云母交代。鉀長石為微斜條紋長石, 它形粒狀, 含量20%～ 25%, 常包裹早期形成的斜長石, 內部可見格子雙晶和鈉質條紋。石英為最晚形成, 含量一般在20%～ 25%之間, 常充填其他礦物顆粒間隙, 顆粒內部能見到波狀消光。副礦物以榍石、鋯石、磷灰石為特征, 此外還含有少量斜黝簾石和磁鐵礦。

圖1　越城嶺–苗兒山巖體地質簡圖Fig.1 Simplified geological map of the Yuechengling-Miaoershan batholiths

圖2　越城嶺巖體巖石學和礦物學照片Fig.2 Photos and micrographs of the granitic rocks of the Yuechengling batholith

(粗)中粒斑狀二長花崗巖多分布在越城嶺巖體中心部位。巖石斑晶為鉀長石, 半自形板狀, 大小4 mm×8 mm～15 mm×30 mm, 含量15%～25%。內部常見格子雙晶、鈉質條紋, 邊部見斜長石交代現象,形成蠕英結構和凈邊結構。基質為細粒花崗結構,塊狀構造, 部分樣品為片麻狀構造。主要組成礦物為斜長石、鉀長石、石英、黑云母, 粒徑在3～7 mm之間。黑云母為黑色厚板狀, 鏡下具有褐色ˉ淺黃褐色多色性, 含量6%～8%。長石、石英內部結構、成分特征與花崗閃長巖非常相似, 區別在于本組樣品長石更加新鮮, 少見絹云母等蝕變礦物(圖2e)。樣品11D63塑性變形非常明顯, 表現為石英碎裂(圖2e)、斜長石雙晶彎曲和黑云母扭折等現象。基質中斜長石、鉀長石和石英含量分別為: 35%～40%、10%～15%和25%～30%。副礦物中, 榍石、鋯石、磷灰石非常豐富, 磁鐵礦、銳鈦礦和綠簾石略少, 鈦鐵礦和獨居石僅在局部視域中見到。

(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖常分布在巖體邊部, 在礦(化)體附近斑晶變少, 粒度更加細小。該類巖石發育不同程度的綠簾石化、綠泥石化和絹云母化蝕變。越靠近礦(化)體, 蝕變越強。巖石中斑晶為鉀長石, 含量變化較大, 高者可達 20%, 低者則<1%甚至消失。基質主要由斜長石、鉀長石、石英、黑云母, 粒徑在0.5～4 mm之間, 不同樣品粒度也有較大差別。黑云母均為褐色薄片狀, 含量在1%～5%之間, 多被綠泥石、綠簾石和黝簾石交代。斜長石牌號(An值)約在 27左右。鉀長石為微斜條紋長石,常見格子雙晶和鈉質條紋。長石類礦物不同程度地被絹云母(圖 2f)和黝簾石交代。石英常呈填隙狀分布在長石粒間, 新鮮干凈。此類樣品常含有一定數量的電氣石, 含量<2%(圖2c)。巖石中斜長石、鉀長石和石英含量分別為: 25%～35%、30%～45%和25%～ 35%。該類樣品副礦物含量較低, 有鋯石、磷灰石、綠簾石、鈦鐵礦、獨居石和金紅石。

3　測試方法

花崗巖樣品破碎和鋯石挑選由廊坊峰之源礦物分選技術服務公司完成。然后進行制靶, 并磨蝕和拋光樹脂靶, 直至鋯石核心部位暴露。陰極發光圖像拍攝和鋯石 U-Pb同位素定年分析在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)完成。

鋯石U-Pb同位素在 Agilent 7500a ICP-MS上完成。激光剝蝕系統為GeoLas 2005, 所用斑束直徑為32 μm。分析數據的離線處理采用軟件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008, 2010)。詳細的儀器操作條件和數據處理方法參見文獻Liu et al. (2008, 2010)。U-Pb年齡諧和圖繪制和加權平均年齡計算均采用 Isoplot 3.0 (Ludwig, 2003)完成。

主量、微量元素和Sr、Nd同位素分析在中國地質調查局武漢地質礦產研究所中南監督檢測中心完成。主量元素采用熔融制樣 X熒光光譜儀(帕納科Axios系列)測定。微量元素和稀土元素測試在Thermo X series 2型電感耦合等離子質譜儀上完成,標樣采用10 mg/L多元素混合內標(美國PerkinElmer公司配制), 相對偏差(RSD)均小于10%。Sr、Nd同位素分析在MAT261多接收質譜儀上完成, 用88Sr/86Sr= 8.3752和146Nd/144Nd=0.7219對Sr和Nd作質量分餾校正, 計算機自動進行數據采集, 采用美國標準樣NBS987(Sr)和本實驗室標準樣 ZkbzNd(Nd)監測儀器工作狀態, GBW 04411(Rb-Sr)和 GBW 04419 (Sm-Nd)監測分析流程。精度87Rb/86Sr 優于 1%,147Sm/144Nd優于0.5%, 衰變常數采用λ(87Rb)=1.42× 10–11a–1, λ(147Sm)=6.54×10–12a–1。地球化學參數計算與圖解生成使用GeoKit軟件(路遠發等, 2004)完成。

鋯石 Hf同位素分析在中國地質大學(武漢) GPMR實驗室Neptune多接收MC-ICP-MS儀器上進行。激光剝蝕所用斑束直徑為 44 μm。詳細儀器條件和數據獲取詳見Hu et al. (2012)。為了校正176Lu和176Yb對176Hf的干擾, 取176Lu/175Hf=0.02656和176Yb/173Yb=0.79381(Blichert et al., 1997; Segal et al., 2003)為定值。采用173Yb/171Yb=1.13017和179Hf/177Hf= 0.7325分別對Yb同位素和Hf同位素進行指數歸一化質量歧視校正(Segal, et al., 2003)。鋯石標樣GJ-1的176Hf/177Hf標準值為0.282013±19 (Hu et al., 2012)。

4　鋯石U-Pb年齡

本次研究共采集細粒花崗閃長巖(11D72)、(粗)中粒斑狀二長花崗巖(11D63)和(中)細粒(含斑)二長花崗巖(11D67、11D68、11D69)三種巖石共5個樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定。5個樣品鋯石形態比較相似, 均表現為自形–半自形短柱狀, 長寬比為2∶1～5∶1(圖3)。根據顏色可將其分為兩組,第一組鋯石(11D63)以無色到淺黃色為主, 內部裂紋很少, 第二組鋯石(11D67、11D68、11D69、11D72)以棕黃色到黑色為主, 內部網狀和/或放射狀裂紋比較發育。兩組鋯石中常見磷灰石包裹體, 在圈定靶區時盡量避開。CL圖像顯示大部分被測鋯石為“老核新殼”的復合型鋯石, 核部已基本圓化, 無環帶或顯示云霧狀分帶(圖3), 邊部具有比較明顯的巖漿韻律環帶(Corfu, 2003; 吳元保和鄭永飛, 2004)。每個鋯石樣品均選取了20個分析點, 且位于鋯石邊部。各樣品的U-Th-Pb同位素分析結果見表1。

圖3　越城嶺巖體花崗巖樣品鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖解和代表性鋯石CL照片Fig.3 U-Pb concordia plots and cathodoluminescence (CL) images of zircons from the Yuechengling batholith

表1　越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品鋯石U-Th-Pb同位素分析結果Table 1 U-Th-Pb isotopic results of zircons from the Caledonian granites from the Yuechengling batholith

續表1:

4.1花崗閃長巖(11D72)

該樣品具有最高的Th、U含量, 分別為 1016～ 7193 μg/g、3792～26964 μg/g, Th/U=0.12～0.83。大部分分析點位于諧和線及右側臨近區域, 指示這些鋯石U-Pb同位素體系基本封閉(圖3a)。1號點打到變質核, 給出了約480 Ma的相對較老年齡; 3、5、13、17號點存在普通鉛加入, 表現在諧和圖上為平行 X軸的向右漂移。在年齡計算過程中這些分析點都排除在外。利用剩下的 15個測點計算獲得樣品的206Pb/238U 加權平均年齡為 435±4 Ma(95%置信度, MSWD=0.01), 可以代表花崗閃長巖的結晶時間。

4.2(粗)中粒斑狀二長花崗巖(11D63)

該樣品具有最低的 Th、U含量, 分別為 408～ 1524 μg/g、995～6527 μg/g, Th/U=0.11～0.68。1號點信號質量略差, 導致年齡誤差較大, 作圖時將其舍棄, 3號點略微偏移群集區(圖 3b), 可能是由普通鉛丟失引起的。其余18個測點都位于諧和線上。206Pb/238U加權平均年齡為438±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.03)(圖3b), 代表了(粗)中粒斑狀二長花崗巖的結晶時間。

4.3(中)細粒(含斑)二長花崗巖

(中)細粒(含斑)二長花崗巖有三個樣品, 分別采自越城嶺巖體的蜜蜂寨鎢礦化點(11D67、11D68)和牛路口鎢礦點(11D69)。樣品的 Th、U含量分別為579～3959 μg/g、1414～19529 μg/g, Th/U=0.12～0.83。在數據處理中, 我們發現樣品11D67、11D68鋯石中存在一定程度的普通鉛加入, 表現在諧和圖上為平行X軸的右向漂移(圖3c、d)。原因有兩種: 其一是Th、U含量太高使鋯石晶格損傷和裂紋的產生, 其二是富 F成礦流體作用, 共同引起鋯石中普通鉛的帶入(Krogh, 1982; Kober, 1987)。但是這些事件并沒有對樣品206Pb/238U 表面年齡產生顯著的影響。11D67樣品最諧和的13個測點206Pb/238U加權平均年齡為423±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.05), 11D68樣品最諧和的18個測點206Pb/238U加權平均年齡值為 429±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.16), 指示蜜蜂寨二長花崗巖大致形成于 423～429 Ma之間。樣品11D69大部分分析點在諧和線上群集分布(圖 3e),指示U-Pb同位素體系基本封閉。由于該樣品鋯石內部裂紋發育程度明顯低于樣品 11D67和 11D68, 對于2、3、8、9號點不同程度偏離群集區的現象, 用富 F成礦流體作用引起鋯石鉛的帶入帶出比較合理。5號點給出了271 Ma的孤立年輕年齡, 可能是碎樣時混入的鋯石。利用最諧和的14個測點計算獲得樣品的206Pb/238U年齡加權平均值為429±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.04), 代表牛路口細粒花崗巖的結晶時間。

5　地球化學特征和Nd、Hf同位素

5.1地球化學特征

越城嶺巖體加里東期花崗巖的主量和微量元素分析結果見表 2。本次花崗巖樣品比較突出的共性是具有高的全堿含量(K2O+Na2O=6.60%～8.35%), 在K2O-SiO2圖(圖 4a)中, 大部分樣品點落入高鉀鈣堿性區域, 少數落入鉀玄巖區域。樣品按巖石化學特征可分為兩類: 一類是花崗閃長巖和(粗)中粒斑狀二長花崗巖, 以低 SiO2含量(66.31%～68.94%)和低A/CNK值(0.99～1.05)為特征, 同時具有較高的CaO、TiO2和 FeOT含量。另一類是(中)細粒二長花崗巖, SiO2含量>70%, 鋁飽和度相對較高(A/CNK=1.04～ 1.11), CaO、TiO2和 FeOT含量較低, 與第一類差別明顯。Al2O3、P2O5含量以及A/NK值在兩類花崗巖樣品中差別不大, 只是在前者中略高。兩類樣品的F/(F+M)值均較高, 普遍大于0.70。

除樣品 10D32外, 第一類花崗巖具有較低的Rb(60.8～163 μg/g)、Sr(92.6～193 μg/g)含量和中等的Ba(280～330 μg/g)含量。相比第一類, 第二類花崗巖的Sr(36.7～78.8 μg/g)、Ba(60.1～240 μg/g)含量更低,但是Rb含量(192～447 μg/g)有明顯增加。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上(圖 5a), 兩類花崗巖樣品均表現為富集大離子親石元素Rb、Th、U、K和稀土元素La、Ce、Sm、Nd、Yb, 相對虧損Ba、Sr、Nb、P、Ti的特征, 與南嶺地區燕山期花崗巖相似(周新民等, 2007)。兩類樣品的 Nb/Ta值(3.22～9.32)和Zr/Hf值(20.51～31.02)都低于大陸地殼平均值(分別為11.42和35.68, Rudnick and Gao, 2003), 說明在花崗質巖漿的形成及其演化過程中存在副礦物分離結晶(Green, 1995; Linnen and Keppler, 2002)和/或熔體和流體之間的相互作用(Dostal and Chatterjee, 2000),導致Nb-Ta、Zr-Hf這兩組元素出現分餾。與其他樣品不同的是, 樣品10D32較為富集Rb(482 μg/g)、Ba(792 μg/g)以及高場強元素Nb(22.6 μg/g)、Ta(3 μg/g)、Zr(232 μg/g)、Hf(7.48 μg/g), 前者與樣品中含較多鉀長石斑晶相關, 后者與較高副礦物含量相關。

表2　越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品的主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析結果Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) concentrations of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

圖4　越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品的SiO2-K2O圖解(a)和A/CNK-A/NK圖解(b)Fig.4 SiO2vs. K2O (a) and A/CNK vs. A/NK (b) diagrams of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

圖 5 越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品的微量元素蛛網圖解(a)和稀土元素配分圖解(b)(原始地幔和球粒隕石標準值據Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Primitive mantel-normalized spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

兩類花崗巖樣品的稀土總量并沒有明顯區分(樣品10D32除外), ΣREE含量集中分布在131.82～ 211.24 μg/g之間。10D32樣品ΣREE明顯偏高(347.73 μg/g) (表2), 與其副礦物含量較高有關。在稀土元素配分圖解上(圖 5b), 兩類樣品都具有類似的右傾配分曲線, 但是在(La/Yb)N值和δEu值上區別比較明顯: 第一類花崗巖樣品(La/Yb)N值(9.1～14.4)略高, Eu虧損中等(δEu=0.41～0.62); 第二類樣品(La/Yb)N值(3.9～ 9.1)較低, Eu虧損較強(δEu=0.15～0.32)。

5.2Nd、Hf同位素特征

越城嶺加里東期花崗巖Sm-Nd同位素組成較為均一(表 3), 6個樣品的實測147Sm/144Nd比值介于0.1030～0.1360, 處在平均大陸上部地殼(0.118±0.017)的誤差范圍內(Jahn and Condie, 1995)。樣品的εNd(t)值也比較穩定, 第一類花崗巖位于–7.1～ –7.9之間,第二類花崗巖介于–7.9～ –8.8, 前者略低。在 εNd(t)-t關系圖(圖6)中, 所有樣品均落入華南元古宙地殼演化域內。為了減少地殼階段147Sm/144Nd比值變化對模式年齡計算的影響, 我們用二階段模式年齡來代表花崗巖源區的平均地殼存留年齡(tNd2DM)(Chen and Jahn, 1998)。由表3可以看出, 越城嶺加里東期花崗巖樣品都具有古元古代的 Nd模式年齡, 其中第一類tNd2DM值為1.75～1.82 Ga, 第二類為1.81～1.88 Ga。

表3　越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品的Sm-Nd同位素組成Table 3 Sm-Nd isotopic compositions of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

圖 6 越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品的 εNd(t)-t關系圖(底圖據沈渭洲等, 1994)Fig.6 εNd(t) vs. t diagram of various granitic rocks of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

在鋯石U-Pb定年的基礎上, 我們選取第一類樣品11D63和第二類樣品11D67各16個測點進行了原位 Hf同位素分析, 測點的 εHf(t)值以及二階段模式年齡一般按測點年齡來計算, 無對應年齡者按樣品年齡加權平均值計算。結果顯示, 它們的Hf同位素組成相對均勻(表 4), 除少數分析點, 大部分分析點176Lu/177Hf≤0.002, 指示鋯石形成后放射成因 Hf積累十分有限(Kinny and Maas 2003; 吳福元等, 2007)。分析點11D67-17的176Lu/177Hf誤差和176Yb/177Hf誤差高出其他測點一個數量級, 在統計過程中該測點數據被排除在外。樣品11D63的εHf(t)值集中分布在–6.4～ –7.8之間, 平均–7.0(圖7a), Hf二階段模式年齡(tHf2DM)在 1.82～1.91 Ga, 平均值為 1.86 Ga(圖7b)。樣品11D67 的εHf(t)值略為分散, 分布在–2.6～–7.9之間, 平均–6.3(圖7c), tHf2DM在1.57～1.90 Ga之間, 平均值為1.81 Ga(圖7d)。

6　討 論

6.1巖基內花崗巖時空分布

越城嶺巖基首次被劃入加里東期侵入巖是在20世紀50年代末, 當時廣西區調隊在全州縣李家源發現越城嶺巖體被中泥盆統覆蓋(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)。在20世紀80年代, 廣西壯族自治區地質礦產局(1985)和湖南省地質礦產局(1988)分別在越城嶺巖基廣西部分和湖南部分獲得 409 Ma和411 Ma的單顆粒鋯石U-Pb數據, 進一步證實其形成時代為加里東期。同時獲得的還有西部苗兒山巖基的鋯石U-Pb年齡, 其分布范圍為368～418 Ma。隨著工作的逐步開展, 地質同行們開始從該巖基中解體出其他旋回的花崗質巖石。如湖南省地質礦產局418地質隊(1992)在越城嶺北部進行1∶5萬新寧縣幅和大廟口幅區調時, 從巖基中識別出印支期侵入體, 其形成年齡范圍為193～233 Ma, 說明越城嶺巖基是一個多旋回的復式巖體。受當時測試樣本和測試方法的限制, 越城嶺巖基內加里東期成巖作用時空范圍一直未被明確限定。

圖7　越城嶺加里東期花崗巖樣品εHf(t)和tHf2DM直方圖Fig.7 Histograms of εHf(t) and Hf modal ages of zircons from the Caledonian granitic rocks of the Yuechengling batholith

區內鎢錫成礦作用的存在(伍靜等, 2012; 楊振, 2012; 程順波等, 2013a), 使得越城嶺復式巖基的成巖期次研究變得非常必要, 而成熟的實驗測試技術方法為上述研究提供了良好條件。近幾年來巖基南部和中部陸續見有一些高精度定年數據的發表(趙葵東等, 2006; 楊振, 2012; Chu et al., 2012; Zhao et al., 2013)。最近, 中國地質大學地調院在巖基中部–中北部1∶5萬資源、龍水和窯市幅區調中也做了大量的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb測年工作, 獲得加里東期巖體的形成時間范圍為 418～436 Ma(未發表數據)。本文也利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb法對越城嶺中北部–中南部的 5個花崗巖樣品進行了測年工作,獲得423～438 Ma的成巖年齡。從巖基的成巖年齡分布來看(圖 1b), 加里東期花崗巖遍布越城嶺巖基中北部到南部邊緣的廣大區域內, 是巖基的主體, 形成時限為418～438 Ma。它明顯分為兩個階段, 第Ⅰ階段花崗巖主要分布在巖基東南部(圖 1b), 形成時間為435～438 Ma, 巖性有(粗)中粒二長花崗巖、(中)細粒二長花崗巖和少量花崗閃長巖; 第Ⅱ階段花崗巖分布在巖基中部和西南部, 形成時間為418～429 Ma,巖性以(中)細粒二長花崗巖為主。巖基北部湖南部分年齡數據匱乏, 但現有資料表明印支期花崗巖(Ⅲ)占主導地位(湖南省地質礦產局, 1988; 中國地質大學地調院未發表數據)。加里東期花崗巖在該地區也有出露, 只是規模不詳。

表4　越城嶺巖體加里東期花崗巖樣品鋯石Hf同位素分析結果表Table 4 MC-ICP-MS Hf isotopic compositions of zircons from the Caledonian granitic rocks of the Yuechengling batholith

6.2巖石成因

南嶺加里東期花崗巖一般被劃入S型花崗巖(南京大學地質學系, 1981)。但是大調查以來的一些研究工作證實, 很多加里東期花崗巖中都不同程度存在殼幔相互作用(樓法生等, 2002; 許德如等, 2006;程順波等, 2009b)。鑒于此, 程順波等(2013b)將南嶺加里東期花崗巖重新分為HSS型、HS型以及S型三類, 分別對應于石英(或英云)閃長巖–花崗閃長巖組合、花崗閃長巖–二長花崗巖組合和二長花崗巖–二云母花崗巖組合。在這個分類中, 作者將越城嶺和苗兒山巖體歸入 S型花崗巖, 主要依據有: (1)花崗巖巖性以二長花崗巖為主, 部分巖石中含有過鋁質礦物白云母和電氣石, 標準礦物計算時出現剛玉分子, 副礦物以鋯石、磷灰石、鈦鐵礦、獨居石為特征(李福順和周厚祥, 2002); (2)花崗巖樣品 K2O/ Na2O值多≥1.5, A/CNK值多>1.1, P2O5含量不隨SiO2升高而降低; (3)花崗巖樣品 ISr值明顯大于0.710。在本批次樣品中, 所有加里東期第Ⅱ階段樣品(10D33、11D67、11D68、11D69)都具有上述特征(Sr同位素沒有列出), 無疑屬于 S型花崗巖。此外,這些樣品還具有富 SiO2(71.37%～74.73%)、富堿(7.34%～8.35%)、貧 CaO(0.766%～1.96%)、低 FeO+ MgO值(2.66%～3.99%), 富集大離子親石元素 Rb、Th、U和虧損Ba、Sr、P、Ti、Eu等地球化學特征。

通過巖石學、礦物學和地球化學工作, 本文發現越城嶺巖基并不是單一的S型花崗巖。在本批樣品中, 第 I階段的花崗巖, 包括細粒花崗閃長巖(11D72)和(粗)中粒斑狀二長花崗巖(10D32、11D63),就顯示出一些I型花崗巖(Chappell and White, 2001)特征, 如他們的副礦物組合為榍石、鋯石、磷灰石和磁鐵礦, 地球化學上具有相對較低的 SiO2(66.31%～ 68.94%)、較高的 CaO(2.46%～3.14%)和 FeO+MgO (4.58%～6.23%)、高 TiO2(0.45%～0.56%), 以及低A/CNK(0.99～1.05)等。雖然在樣品 11D62、11D63采集區域還見有較多的具塑形流動構造的暗色包體(圖 2a), 但是 Nd-Hf同位素證據不支持花崗巖內存在明顯的殼幔相互作用, 在此暫將這三個樣品定義為 I型花崗巖較為合適。巖基東南角的花崗巖(YCL-14)(Zhao et al., 2013)也具有類似的副礦物和地球化學特征, 可以想象 I型花崗巖的出露面積還是可觀的(圖1b中加里東期第I階段)。

眾所周知, 花崗巖中 Rb-Sr元素對的主要載體為長石, 產生的放射成因Sr容易受到后期地質事件影響而丟失, 因此用高 Rb/Sr比值校正后計算出來的ISr不能討論其源區(Wu et al., 2000; Jahn et al., 2001; Yu et al., 2007)。Sm-Nd、Lu-Hf元素對的主要載體是各類副礦物, 而后者又常常被各種造巖礦物所包裹(Clemens, 2003), 因此Nd、Hf同位素具有很強的抗干擾能力, 是十分理想的地球化學示蹤劑。在本批加里東期樣品中, I型花崗巖樣品具有負且穩定的εNd(t)值(–7.1～ –7.9)和εHf(t)值(–6.4～ –7.8), tNd2DM值和tHf2DM值分別集中在1.75～1.82 Ga之間和1.82～ 1.91 Ga之間, 說明其源區是平均地殼存留年齡為～1.8 Ga的變質火成巖。在C/MF-A/MF圖解(圖8a)中, 樣品點落入變質玄武巖、英云閃長巖區域, 進一步反映源區巖石為古老中基性變質巖(Altherr et al., 2000)。根據Patino Douce and Beard (1995)的實驗結果, (10～15)×102MPa壓力下斜長角閃巖部分熔融時,反映殘留礦物為單斜輝石、斜方輝石和少量石榴子石, 生成的熔體具有較低到中等的Yb、Y含量、中等(La/Yb)N值以及負Eu異常, 這與本批I型花崗巖的地球化學特征比較符合。據此反推, 本區I型花崗巖的源區殘留巖石可能為二輝麻粒巖。樣品中較強的 Sr、Ba虧損還反映出源區有較多斜長石殘留(謝才富等, 2006)。與低鉀I型花崗巖不同的是, 本批I型花崗巖樣品還具有明顯的富鉀印記(表2), 對此可能的解釋有兩種: 一是源區巖石具有富鉀地球化學屬性(Xiao and Clemens, 2007; Xiong et al., 2011), 二是花崗巖熔體經歷了同化混染和結晶分異過程(Xiao and Clemens, 2007)。

與I型花崗巖類似, 本批S型花崗巖樣品也具有低、負的 εNd(t)值(–7.9～ –8.8)。其 1.81～1.88 Ga的tNd2DM值反映源區平均地殼存留年齡也為 1.8 Ga左右, 但相比前者略老。對于 S型花崗巖, CaO/Na2O比值是判別源區成分的重要指標, 泥質巖源區生成的花崗巖CaO/Na2O<0.3, 而雜砂巖源區生成的花崗巖CaO/Na2O>0.3(Sylvester, 1998)。10D33、11D67、11D68、11D69四個樣品CaO/Na2O值變化于0.28～ 0.64, 在CaO/Na2O-Al2O3/TiO2判別圖解(圖8b)中均落在澳大利亞 Lachlan造山帶和喜馬拉雅造山帶強過鋁花崗巖的過渡區域, 表明越城嶺 S型花崗巖的源區為不同比例變質泥巖和變質雜砂巖混合形成的。在C/MF-A/MF圖解(圖8a)中, 它們也落入變質泥巖和變質雜砂巖的過渡區域, 與圖8b得出的結論相似。值得注意的是, 相比全巖的 εNd(t)值和 tNd2DM值, 11D67樣品鋯石的εHf(t)值(–2.6～ –7.9)和tHf2DM值(1.57～1.90 Ga)顯得更加分散, 用“鋯石效應”(Patchett et al., 1984)并不能圓滿解釋樣品中Nd-Hf同位素不一致現象, 因為樣品中部分鋯石的高 εHf(t)值(如–2.6～ –4.6)與全巖εNd(t)值不符合Vervoort et al. (1999)提出的Nd-Hf同位素線性關系。Nd同位素測試對象為全巖, 而Hf同位素測試對象為鋯石, 加上鋯石的封閉溫度高, 所以通過鋯石Hf同位素可以察覺出巖石中更細微的同位素變化情況。從這個角度講, 樣品鋯石中εHf(t)值的分散現象很可能是由源區混合造成的。占大多數的低負εHf(t)值, 與εNd(t)值類似, 反映 S型花崗巖源區巖石以變質沉積巖為主, 少數高εHf(t)值則直觀顯示出源區卷入了少量年輕地殼組分,樣品的tHf2DM值平均值(1.81 Ga)與全巖tHf2DM值平均值(1.84 Ga)相差不大也能從側面提供支持。根據前人的雜砂巖(或黑云片麻巖)實驗結果(Vielzeuf and Montel, 1994; Patino and Beard, 1995), 樣品中較低的 Al2O3(12.67%～13.83%)、CaO(0.77%～1.96%)、Sr(32.3～78.8 μg/g)含量和(La/Yb)N值應反映源區殘留礦物以斜長石和斜方輝石為主, 形成壓力在10×102MPa以下。

圖8　越城嶺花崗巖樣品C/MF-A/MF(a, 據Altherr et al., 2000)和Al2O3/TiO2-CaO/Na2O(b, 據Sylvester, 1998)圖解Fig.8 Diagrams of C/MF vs. A/MF (a), and Al2O3/TiO2vs. CaO/Na2O (b) of granitic rocks from the Yuechengling batholith

6.3成巖構造環境

華南大地構造演化歷史表明, 本地區經歷新元古代造山運動后, 隨之轉入陸內裂谷階段(李獻華等, 2008)。至早古生代晚期, 華南各塊體是處于板塊碰撞階段, 還是經歷陸內造山過程, 是許多學者研究的重點問題(舒良樹等, 2008, Wang et al., 2010)。問題的關鍵在于是否存在早古生代的洋殼或蛇綠巖套。研究表明沿政和–大埔斷裂帶、江紹斷裂帶、皖南–贛東北斷裂帶分布的、原認為是早古生代蛇綠巖的基性–超基性巖石, 其實形成于新元古代(Li et al., 2005; Shu et al., 2006; 舒良樹等, 2008), 而且早古生代揚子和華夏之間連續碎屑供給(Wang et al., 2010), 都說明華南各塊體在早古生代仍處于陸內演化階段。在此基礎上, Li et al.(2010)將華南加里東期造山帶歸入板內造山帶, 并指出其P-T-t軌跡具有順時針演化等特征。而來自地層不整合的證據(袁正新等, 1997; 杜遠生和徐亞軍, 2012; Chen et al., 2014)顯示, 造山帶的構造驅動力可能來自東南方向。

已有的資料表明, 460～440 Ma, 華南加里東期造山帶地殼發生快速褶皺縮短(舒良樹等, 2008)和逆沖加厚(李繼亮等, 1993), 中地殼(即陳蔡群所在位置)進入變質峰期達到石榴子石角閃巖相(Li et al., 2010), 下地殼層次也達到了高壓麻粒巖相(于津海等, 2005)。440 Ma左右, 造山帶逐漸轉入伸展垮塌階段, 下、中地殼近等溫降壓發生部分熔融形成大面積的中酸性巖漿侵入活動(440～420 Ma)(年齡數據來自Wang et al., 2007, 2011; Wan et al., 2010; Li et al., 2010; 徐先兵等, 2009; 張菲菲等, 2010; 程順波等, 2013b及本文), 之后造山帶逐漸調整到正常地殼厚度, 伴隨近等壓降溫退變質作用(Li et al., 2010)。從上可知, 造山帶從褶皺縮短、逆沖加厚階段向伸展垮塌階段轉化而形成的快速等溫降壓過程是誘發華南加里東期大面積中酸性侵入活動的直接因素。那么在華南加里東造山帶, 有限時間內中下地殼的快速等溫降壓過程是通過何種途徑實現的？表面上看, 華南約 2萬余平方公里的加里東期花崗巖, 呈面狀分布于武夷–云開、湘贛邊界及湘桂邊界地區(周新民, 2003)。實際上, 在大型花崗巖體分布區或其附近總能找到同時期的(深)大斷裂(帶), 如云開地區花崗巖都被局限于吳川–四會斷裂帶和博白–岑溪斷裂帶之間, 彭公廟、諸廣山–萬洋山巖基群被挾持在郴州–茶陵、桂東–汝城和萬安–遂川三條斷裂之間, 苗兒山–越城嶺巖基的中部也正好被新寧–資源斷裂穿過。從這個角度講, 中下地殼的快速等溫降壓過程可能是通過(深)大斷裂(帶)的伸展松弛來實現。

7　結 論

加里東期成巖作用是越城嶺復式巖基的主成巖期, 該時期花崗巖分布在巖基中北部到南部邊緣的廣大區域內, 巖性包含細粒花崗閃長巖、(粗)中粒斑狀二長花崗巖和(中)細粒(斑狀–含斑)二長花崗巖。在巖基北部湖南省部分, 印支期可能是花崗巖的主成巖期。在本批次加里東期花崗巖樣品中, 花崗閃長巖和(粗)中粒二長花崗巖屬于 I型花崗巖, (中)細粒二長花崗巖屬于S型花崗巖。前者形成于435～438 Ma, 副礦物以豐富榍石加少量磁鐵礦為特征; 后者形成于423～429 Ma, 常含電氣石, 副礦物含量較低,以鈦鐵礦、獨居石為特征。區內加里東期鎢礦(化)與后者關系較為密切。

相對而言, I型花崗巖具有較低SiO2、較高CaO和 TiO2含量, 低 FeO+MgO值和 A/CNK值(0.99～ 1.05), 中等(La/Yb)N值以及中度虧損Ba、Sr、Eu元素等特征; S型花崗巖具有富硅、富堿、貧CaO, 低FeO+MgO值和(La/Yb)N值, 高A/CNK值(1.04～1.14),中到重度虧損Ba、Sr、Eu元素等特征。I型花崗巖由變質中基性火成巖部分熔融形成, 源區具有負且穩定的 εNd(t)值和 εHf(t)值, 平均地殼存留年齡為 1.8 Ga左右。S型花崗巖的源區略為復雜一些, 可能存在變雜砂巖、變泥質巖和年輕地殼組分的三元混合, 以前兩者為主。

對于華南加里東期花崗巖的成巖構造背景, 要謹慎考慮使用主碰撞–碰撞后伸展模式來解釋, 因為原認為屬于早古生代蛇綠巖的基性–超基性巖石多被重新劃入新元古代。實際上, 該區加里東期大面積中酸性侵入活動發生在造山帶從褶皺縮短、逆沖加厚階段向伸展垮塌階段快速轉化時期。誘發大面積中酸性侵入活動的中(下)地殼快速等溫降壓條件, 可能是通過(深)大斷裂(帶)的伸展松弛來實現。

致謝： 南京大學于津海教授給本文提出許多寶貴修改意見, 在此表示誠摯感謝！

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Origin of the Yuechengling Caledonian Granitic Batholith, Northeastern Guangxi: Constraint from Zircon U-Pb Geochronology, Geochemistry and Nd-Hf Isotopes

CHENG Shunbo1,2, FU Jianming1,2, MA Liyan1,2, LU Youyue1,2, KOU Xiaohu3, ZHANG Liguo1and HUANG Huilan1
(1. Wuhan Center of Chinese Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 2. Research Center of Granitic Diagenesis and Mineralization, Chinese Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 3. Institute of Geological Survey, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China)

The Yuechengling granitic batholith in the junction of Guangxi and Guangdong provinces contains Caledonian to Indonesian granitoids, and recently becomes a new target of geological survey and exploration for W-Sn mineralization in the Nanling Range. In this batholith, Caledonian granitoid mainly consists of (coarse to) medium grained and medium to fine grained monzogranite, with minor fine grained granodiorite. LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb chronology, mineralogy, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Caledonian granitoids were carried out to constraint their temporal and spatial distribution, petrogenesis and tectonic setting. The results showed that the (coarse to) medium grained monzogranite and granodiorite are of I-type emplaced at 435～438 Ma, while the medium to fine grained monzogranite is S-type in origin emplace at 423～429 Ma, which is a little later than the former. I-type granitoid has abundant titanite and some magnetite as their typical accessory mineral, and has relatively low SiO2(<70%), moderate to high CaO, FeO+MgO, and high TiO2contents with low A/CNK (0.99～1.05), moderate (La/Yb)Nratios and moderate depletion of Ba, Sr, and Eu. By contrast, the S-type granite has low abundance of ilmenite and monazite and are characterized by high SiO2(>70%) and alkaline, low CaO and FeO+MgO with high A/CNK(1.04～1.14), (La/Yb)Nratios and moderate to highly depleted Ba, Sr, and Eu. C/MF-A/MF diagram indicate that I-type granitoid derived from the metamorphic basic to intermediate igneous rocks. Those of the S-type granitoid has similar εNd(t) (ˉ7.9～ ˉ8.8) and tNd2DM(1.81～1.88 Ga) ratios as I type, but CaO/Na2O (0.28～0.64) and dispersed εHf(t) (ˉ2.6～ ˉ7.9) ratios suggest a source dominated of metagreywacks and metapelites with minor younger crust component. Intergrated with tectonic involvement of the Wuyi-Yunkai Orogen of South China, isothermal decompression of the middle to lower crust during stress transformation process of this orogen may be the key factor controlling the granitic intrusions of the the Yuechengling region. The decompression process perhaps was accomplished through relaxation of the deep fault nearby. Keywords: zircon U-Pb geochronology; geochemistry; Nd-Hf isotopes; Caledonian; Yuechengling; northeastern Guangxi

P597; P595

A

1001-1552(2016)04-0853-020

2014-01-08; 改回日期: 2014-09-02

項目資助: 中國地質調查局地質大調查項目(1212011120804、1212011120798、12120114020701)和右江成礦區桂西地區地質礦產調查二級項目(DD2016034)聯合資助。

程順波(1983–), 男, 助理研究員, 從事礦床學和地球化學研究。Email: chsb2007@qq.com