桂東北賀州英安巖鋯石年代學、Hf同位素研究及其地質(zhì)意義

王永強 ，時 毓 *，李 響，劉希軍 ，唐遠蘭 ，孫藝容

1. 桂林理工大學 廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點實驗室，桂林 541004；

2. 桂林理工大學 有色金屬礦產(chǎn)勘查與資源高效利用協(xié)同創(chuàng)新中心，桂林 541004；

3. 中國地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心，武漢 430205

華南陸塊指由揚子和華夏板塊于新元古代碰撞接貼在一起的統(tǒng)一大陸，在地理位置上位于東亞陸緣中段，瀕臨西太平洋，是古亞洲洋、太平洋和特提斯洋三大構(gòu)造域的交接處，構(gòu)造演化復雜，具有特殊的地球動力學演化模式（楊婉芩, 2019；時毓等, 2019；王炯輝等, 2014; 毛景文等, 2004; 王光杰等, 2000）。華南在中生代經(jīng)歷了印支期和燕山期兩期造山運動，構(gòu)造體制由特提斯構(gòu)造域（印支期）轉(zhuǎn)變?yōu)樘窖髽?gòu)造域（燕山期），大地構(gòu)造格局由東西向為主轉(zhuǎn)變?yōu)楸睎|向為主（Hsü et al.,1990; Chen et al., 2002; Li et al., 2003; 周新民, 2003;徐德明等, 2017; 李三忠等, 2011）。華南在燕山期經(jīng)歷了多期次的擠壓和伸展，總體呈現(xiàn)出長期的伸展和短期的擠壓。關(guān)于華南在中生代構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換的具體時限，目前主要有三種主流觀點：Yang 等（2015）認為在三疊紀約225～230 Ma發(fā)生了擠壓到伸展的體制轉(zhuǎn)換；也有部分學者（舒良樹, 2012;邢光福等, 2008; 張岳橋等, 2009; 郭岐明等, 2019）支持構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換發(fā)生在160～190 Ma的早中侏羅世，且以雙峰式火山巖和裂谷盆地群為轉(zhuǎn)換標志；但毛建仁等（2004）則認為華南在侏羅紀—白堊紀之交發(fā)生了構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換。關(guān)于太平洋板塊的俯沖深度及方向同樣尚存爭議（楊婉芩, 2019; 李三忠等, 2017; 孫占亮, 2014）。南嶺地區(qū)被認為是華南中生代構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換區(qū)（鄧平等, 2004; 舒良樹, 2012），南嶺成礦帶也是中國乃至世界上很重要的一條成礦帶，中生代尤其是燕山期巖漿活動頻繁，廣泛發(fā)育中生代花崗巖，故形成了大量與花崗巖密切相關(guān)的鎢錫鈹鈮鉭等多金屬礦產(chǎn)，與成礦有關(guān)的花崗質(zhì)巖石的形成年齡也高度集中（陽杰華等,2017）。英安巖是巖漿作用的直接地質(zhì)響應，中酸性巖漿巖的巖漿在上升過程中經(jīng)過深部而噴出地表，故巖石中保存了大量來自深部的重要信息（李政林等, 2019）。因此，對華南地區(qū)中酸性巖漿巖的研究，對于揭示其巖石成因及成巖時的構(gòu)造背景意義重大。

本文對桂東北地區(qū)的中生代中酸性英安巖樣品進行了巖石學、巖相學、鋯石U-Pb年代學和鋯石Hf同位素分析測試，進一步討論了該區(qū)英安巖的形成年代及源區(qū)，以期為華南中生代構(gòu)造背景及構(gòu)造演化格局研究提供新的思路。

1 研究區(qū)地質(zhì)概況及樣品特征

1.1 地質(zhì)概況

本文研究區(qū)位于揚子板塊和華夏板塊的拼合帶上，其北西為揚子板塊，南東為華夏板塊（圖1a）。區(qū)內(nèi)地層發(fā)育較齊全，出露寒武系、奧陶系、泥盆系、石炭系、三疊系、侏羅系和第四系（陸小平, 2009; 馮佐海等, 2002）。樣品采于泥盆系中(圖1b)，為了查明區(qū)內(nèi)泥盆系巖性，繪制了一條走向為266°的實測地質(zhì)剖面，剖面起點坐標為：N24°46′40.8″，E111°44′57.0″，剖面長1488 m，露頭出露良好。樣品采于18層，為灰綠色變質(zhì)英安巖（圖2）。

圖1 桂東北地區(qū)地質(zhì)圖及采樣位置Fig. 1 Geological map of Northeast Guangxi and sampling location

剖面各分層描述如下：（1）深灰色中薄層狀含生物屑微晶灰?guī)r，層間偶夾泥皮，巖層有彎曲；（2）灰色厚層—塊狀重結(jié)晶生物屑砂屑微晶灰?guī)r，頂部變厚為塊狀，可見珊瑚、腕足類化石，方解石脈發(fā)育；（3）淺灰色偶夾灰白色厚層狀重結(jié)晶含生物屑微晶灰?guī)r，可見亮晶方解石填充的晶洞或不規(guī)則狀脈，底部含生物屑；（4）灰白色偶夾淺灰色厚層狀—塊狀重結(jié)晶微晶灰?guī)r，可見鳥眼構(gòu)造，不規(guī)則方解石脈，溶洞、溶芽發(fā)育，貝殼狀斷口；（5）淺灰色厚層—塊狀重結(jié)晶微晶灰?guī)r(局部含白云巖團塊)，方解石細脈發(fā)育，部分鐵染成紅色，見晶洞、縫合線；（6）灰色厚層狀—塊狀細晶白云巖，方解石脈發(fā)育，風化面黑且多溶孔；（7）深灰色厚層—塊狀重結(jié)晶微晶灰?guī)r；（8）淺灰白色厚層—塊狀含藻屑重結(jié)晶灰?guī)r，層內(nèi)發(fā)育方解石細脈不規(guī)則穿插巖層；（9）灰綠色變質(zhì)英安巖；（10）灰白色塊狀含藻屑重結(jié)晶灰?guī)r；（11）灰綠色變質(zhì)英安巖；（12）灰白色塊狀含藻屑重結(jié)晶灰?guī)r，風化面可見生物化石；（13）灰綠色變質(zhì)英安巖；（14）淺灰色厚層狀含生物屑砂屑微晶灰?guī)r，方解石細脈發(fā)育，風化面見大量生物化石；（15）灰白色厚層狀含生物屑砂屑微晶灰?guī)r，可見鳥眼構(gòu)造、腕足類化石；（16）灰綠色變質(zhì)英安巖；（17）灰白色厚層狀重結(jié)晶微晶灰?guī)r，重結(jié)晶不均勻呈花斑狀；（18）灰綠色變質(zhì)英安巖；（19）灰白色厚層塊狀含生物屑砂屑微晶灰?guī)r，見鳥眼構(gòu)造，風化面可見生物化石；（20）灰白色厚層狀重結(jié)晶含藻紋層微晶灰?guī)r，藻紋層由結(jié)晶較粗的方解石組成，向上藻紋層增多呈水平狀，發(fā)育少量鳥眼構(gòu)造；（21）灰白色厚層狀重結(jié)晶含藻紋層砂屑微晶灰?guī)r，中上部灰?guī)r局部不均勻白云石化，藻紋呈水平、微波狀；（22）灰白色夾淺肉紅色厚層狀重結(jié)晶藻紋層砂屑微晶灰?guī)r，每個單層上部見微波、水平狀藻紋層。

研究區(qū)出露主要巖性為一套石灰?guī)r，在9、11、13、16、18層出露有灰綠色變質(zhì)英安巖，在6層出露有細晶白云巖，考慮到應為白云石化作用的結(jié)果，當時應處于一種海相沉積的環(huán)境。泥盆系角度不整合接觸于下伏寒武系地層（時毓等,2019）。該區(qū)一直是地學界討論的熱點，經(jīng)歷了晉寧期、加里東期、印支期和燕山期的巖漿活動（鹿坤, 2006）。

1.2 樣品特征

本文研究樣品PM027為出露于桂東北賀州開山鎮(zhèn)的角閃英安巖（圖1b; GPS：N24°42′37.64″、E111°27′6.72″），樣品風化面呈淺黃色，新鮮面為暗灰色，巖石表面風化嚴重（圖3a，b）。樣品具變余斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為蝕變斜長石（15%）自形板狀假象，粒度大者達0.8×1.6 mm，強烈絹云母化，隱約顯示聚片雙晶和環(huán)帶結(jié)構(gòu)假象；蝕變暗色礦物（5%）柱狀假象，橫切面菱形、長六邊形假象，粒度大者達1×2 mm，強烈絹云母、綠泥石和褐鐵礦化，據(jù)形態(tài)推測原生礦物可能為普通角閃石；石英（5%）呈粒狀假象，粒度達0.6 mm（圖3c，d）?；|(zhì)可能由斜長石、暗色礦物、石英、磁鐵礦、玻璃質(zhì)等組成，現(xiàn)已強烈變質(zhì)蝕變?yōu)榻佋颇?、綠泥石、褐鐵礦（約60%）、微晶隱晶石英（15%）等，巖石經(jīng)歷了強烈的蝕變、變質(zhì)和風化作用。

圖3 英安巖樣品PM027的野外和手標本照片及正交偏光鏡下特征Fig. 3 Field and hand specimen photographs and characteristics under orthogonal polarizing microscopic of dacite sample (PM027)

2 測試方法

樣品的破碎和鋯石的挑選由河北廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成。鋯石的制靶和陰極發(fā)光（CL）顯微成像工作由重慶市宇勁科技有限公司完成。在南京大學內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成了鋯石定年的測定，測試儀器為激光電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)，激光取樣系統(tǒng)New Wave Research 213 nm與Agilent 7500 s ICP-MS連接，激光束斑直徑選定為32 μm，頻率為5 Hz。為了檢查儀器的穩(wěn)定性和分析結(jié)果的可靠性，每次測試分析前后進行了兩次標樣GJ分析，每組都包含12個樣品點且各組分析均進行了標樣 Muk Tank的分析。采用Glitter（ver. 4.0）軟件（Jackson et al., 2004）對樣品的同位素比值及元素含量進行計算。普通鉛校正 使 用ComPbCorr#3-15G程 序（Andersen, 2002），年齡及諧和圖繪制采用Isoplot 3程序。

鋯石Hf同位素分析在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點實驗室完成，采用裝配ESI New wave 193 ArF準分子激光器的高分辨率多接收器ICP-MS系統(tǒng)完成。此過程采用標準鋯石GJ-1分析作為參考來評估儀器的穩(wěn)定性和可靠性，其平均值為176Hf/177Hf=0.281996±0.000020 (2σ, n=121)。測試過程中儀器的工作參數(shù)為：剝蝕時間為60 s，光束直徑為44 μm，重復頻率為10 Hz，脈沖能量密度約為5.2～6.1 J/cm2，剝蝕深度為2 μm。為得到精確的數(shù)據(jù)分析，用同一點的βYb的均值176Yb對176Hf進行干擾校正（唐紅峰等，2008）。初始176Hf/177Hf值計算采用的176Lu衰變常數(shù)1.867×10-11（S?derlund et al., 2004），球 粒 隕 石176Hf/177Hf=0.0336±1和176Hf/177Hf=0.282785±11(2σ) 用 作 進 行εHf(t)計 算（Bouvier et al., 2008）。每個鋯石的地殼模式年齡計算（TDM2）基于假設(shè)平均大陸地殼176Hf/177Hf 值是0.015的兩階段模型（Griffin et al., 2002）。

3 分析測試結(jié)果

3.1 鋯石陰極發(fā)光特征及U-Pb年齡

賀州開山鎮(zhèn)孔子廟英安巖樣品中的鋯石顯示渾圓—橢圓狀、長柱狀，部分為不規(guī)則的破碎狀。樣品中鋯石的長度約為100～250 μm，寬度約為40～80 μm，長寬比為1:1～3:1。陰極發(fā)光（CL）圖像顯示（圖4），所測鋯石均顯示了明顯的巖漿震蕩環(huán)帶。英安巖樣品中鋯石的LA-ICP-MS測試結(jié)果見表1。本文對22顆鋯石進行了測試分析，鋯石Th和U的含量變化范圍分別為（36～529）×10-6和（73～418）×10-6，Th/U比值為0.36～2.46，平均值為1.44，具備巖漿成因鋯石的特征（吳元保等,2004）。所測試鋯石的年齡較集中，其年齡在諧和圖上的投影點均落于諧和線或其附近（圖5a），22顆鋯石形成于燕山期晚侏羅世，年齡變化范圍為154～163 Ma，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為157.1±0.9 Ma（MSWD=1.06）（圖5b）。

圖4 賀州開山鎮(zhèn)英安巖鋯石陰極發(fā)光照片F(xiàn)ig. 4 Cathodoluminescence for zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

表1 賀州開山鎮(zhèn)英安巖U-Pb年齡分析結(jié)果Table 1 U-Pb dating results for zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

圖5 賀州開山鎮(zhèn)英安巖中鋯石U-Pb年齡諧和圖及加權(quán)平均年齡圖Fig. 5 Concordia and weighted average plots for the U-Pb ages of zircons of dacite in Kaishan, Hezhou

3.2 鋯石Hf同位素組成

本文對賀州開山鎮(zhèn)孔子廟英安巖PM027樣品中22顆定年過的鋯石進行了Hf同位素分析（表2），22個測試點的(176Hf/177Hf)i值為0.282526～0.282659（圖6a），其中εHf(t)值均小于0（-5.68～-0.97） （圖6b），暗示其可能主要來源于古老地殼。二階段Hf的模式年齡TDM2較集中（1.26～1.54 Ga），平均值為1.38 Ga。

表2 賀州開山鎮(zhèn)英安巖Hf同位素組成Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data of dacite in Kaishan, Hezhou

圖6 賀州開山鎮(zhèn)英安巖中鋯石的(176Hf/177Hf)i-U-Pb年齡圖和εHf(t)-U-Pb年齡圖（①引自于津海等，2005；②引自徐夕生，2004）Fig. 6 Plots of (176Hf/177Hf)i vs. U-Pb ages (a) and εHf(t) vs. U-Pb ages (b) for zircon grains of dacite in Kaishan, Hezhou

4 討論

4.1 英安巖的形成時代

華南在燕山期巖漿活動強烈，促進了該區(qū)的成巖成礦作用（毛景文等, 2004）。本文所測鋯石為典型的巖漿成因，指示英安巖的成巖年齡為157.1±0.9 Ma（晚侏羅世; 圖5）。然而，不同學者對華南燕山期多期次巖漿活動時限的劃分略有不同（袁永盛等, 2020; 毛景文等, 2004; 華仁民,2005），其中，毛景文（2004）提出華南燕山期多金屬成礦作用集中在170～150 Ma、140～125 Ma和110～80 Ma三個階段，且在160～150 Ma是華南成巖成礦作用的高峰期（何珍明等, 2015; 張盼盼等,2018）。故英安巖在區(qū)域上與燕山期第一階段巖漿活動年代一致。

南嶺地區(qū)分為騎田嶺—諸廣山、大東山—貴東和花山—姑婆山—連陽—佛岡三個東西向的巖帶（蘭鴻鋒等, 2020），桂東北地區(qū)處于花山—姑婆山一帶（圖1b），前人在此做了大量的年代學工作（表3）。以下成巖成礦主要集中在150～163 Ma，據(jù)章邦桐（2007）認為同一地區(qū)同期巖漿的侵入間隔不大于17 Ma，故認為以上出露于桂東北地區(qū)的巖體及礦床與本文英安巖同屬華南燕山期第一次大規(guī)模巖漿活動的產(chǎn)物。

表3 花山—姑婆山巖帶燕山期巖體及礦床年齡Table 3 The Yanshanian pluton and age of ore deposits in Huashan-Guposhan rock belt

燕山早期（199.6～145.5 Ma）多為中深成侵入巖，缺少火山巖類，僅在南嶺中西段（寧遠、道縣、長城嶺）發(fā)現(xiàn) 175～178 Ma的玄武巖（朱金初等,2006）、西山地區(qū)154～159 Ma的流紋巖（付建明等, 2004）和贛南尋烏190 Ma的玄武巖（項媛馨等,2012），主要分布于內(nèi)陸（尤其南嶺地區(qū)）；燕山晚期（145.5～65.5 Ma）有大量火山巖相伴產(chǎn)出，這種現(xiàn)象以江西贛江為界，以西僅見花崗巖而未見火山巖，構(gòu)成了花崗質(zhì)火山侵入雜巖帶，多分布在東南沿海一帶（孫濤, 2006; 朱春林等, 1997; 王德滋,2004; 周新民等, 2000）。如：96.8 Ma的粵北長塘流紋巖（勞玉軍等, 2016）；浙江天目山流紋巖和英安巖為133.6±1.5 Ma和135±2.1 Ma（劉健等, 2019）；閩西南紫金山流紋巖為110.1±0.7 Ma（肖愛芳等,2012）。以往在該區(qū)的報道主要為基性—中酸性侵入巖（時毓等, 2019; 張德全等, 1985; 劉偉等,2014; 蔡永豐等, 2018, 2020; 朱藝婷等, 2019; 康志強等, 2012; 李曉峰等, 2012; 朱金初等, 2006）。本文英安巖的出現(xiàn)，指示了在內(nèi)陸的桂東北地區(qū)同樣出露有燕山早期的中酸性火山巖。

4.2 賀州開山鎮(zhèn)孔子廟英安巖的源區(qū)

鋯石Lu-Hf同位素具有很高的封閉溫度，具有極強的穩(wěn)定性，在強變質(zhì)作用下仍可保持原有的Hf同位素組成，很少受到后期地質(zhì)事件的影響。因此對鋯石進行Hf同位素分析是探討巖漿演化及示蹤巖漿源區(qū)的重要工具，εHf(t) 為正值通常代表源區(qū)為虧損地?；蛘咝律貧ぃ臜f(t) 為負值通常代表源區(qū)為古老地殼。本文樣品中的22顆鋯石的εHf(t) 值均為負值（-5.68～-0.97），二階段Hf模式年齡TDM2值為1.26～1.54 Ga，平均為1.38 Ga （表2），與徐夕生（2004）中提出的瀾河片麻巖是中元古代（～1380 Ma）的變質(zhì)基底且南嶺顯生宙花崗巖都起源于這一古老基底相吻合。但值得注意的是，第17個測點的鋯石εHf(t) 值為-0.97趨近于0，具有較高的176Hf/177Hf值（0.282662），明顯大于其他εHf(t)值，且整體鋯石εHf(t) 值變化范圍較大，據(jù)汪相等（2003）認為高的176Hf/177Hf比值的鋯石可能含有虧損地幔來源的物質(zhì)，與此同時吉雪峰等（2018）提出單純的巖漿演化不會造成同位素的分餾，對于酸性或偏酸性的巖漿巖來說，不同源區(qū)熔體的混合作用才有可能使同位素比值發(fā)生顯著變化，說明在成巖過程中不止地殼物質(zhì)的部分熔融可能還有地幔巖漿的混入使得源區(qū)的εHf(t) 值不均一。綜上筆者認為本文英安巖顯示了以殼源為主的特征，指示它們的母巖漿主要來源于中元古代的古老地殼，但不排除在熔體形成中有地幔物質(zhì)的混入。

4.3 華南燕山期構(gòu)造演化

華南區(qū)域地質(zhì)復雜，礦產(chǎn)豐富（艾斌, 2015），深受地質(zhì)界的青睞。華南從新元古代到晚中生代至少發(fā)生了4次區(qū)域性的地球動力學事件（艾斌,2015; 舒良樹, 2012），中生代華南由特提斯構(gòu)造域（印支期）轉(zhuǎn)變?yōu)樘窖髽?gòu)造域（燕山期），奠定了華南由近EW向轉(zhuǎn)變?yōu)镹E向的大地構(gòu)造格局(Hsü et al.,1990; Chen et al., 2002; Li et al., 2003; 周新民, 2003; 徐德明等, 2017; 李三忠等, 2011)。與此同時，在古太平洋低角度俯沖伸展背景下引起了巨量的巖漿活動，形成了大量與成礦密切相關(guān)的花崗巖、中酸性火山巖，構(gòu)成了舉世聞名的“南嶺成礦帶”，也導致了華南盆嶺構(gòu)造的形成（舒良樹,2012; 王德滋, 2004）。

近年來，華南構(gòu)造應力場在燕山期由擠壓變?yōu)槔祗w制，基本已達成共識。然而關(guān)于拉伸的期次與時間眾說紛紜，謝桂青（2003）提出華南地區(qū)在燕山早期和燕山晚期均發(fā)生了巖石圈伸展（180～155 Ma、145～125 Ma、110～75 Ma）；周永章等（2017）則認為在燕山期發(fā)生了195～165 Ma、145～125 Ma和125～100 Ma三次伸展作用；Chen 等（2002）認為印支期后中國東南部持續(xù)拉張；吳淦國等（2000）認為華南在印支晚期（T3）為擠壓應力狀態(tài)，燕山期則為拉張和擠壓交替進行；楊婉芩（2019）認為華南燕山期總體以長期的伸展和短期的擠壓為主；張岳橋等（2012）研究沉積盆地地層單元的幾何學、運動學并進行野外觀察測量，提出華南經(jīng)歷了由擠壓（J2-J3）—伸展（K1）—擠壓（K1中晚期）—伸展（K2）—擠壓（E）的構(gòu)造應力場變化；部分學者（張岳橋等, 2009, 2012; 俞云文等,1999; 邢光福, 2002）認為華南在中晚侏羅世強烈擠壓造山，巖石圈持續(xù)擠壓，晚白堊世才開始伸展；李澤民等（2020）則認為華南受太平洋板塊俯沖后撤的影響，在120 Ma其構(gòu)造環(huán)境由擠壓變?yōu)樯煺範顟B(tài)。綜上，華南巖石圈在燕山期可能發(fā)生過多期次的幕式伸展作用。

關(guān)于華南燕山期花崗巖形成的大地構(gòu)造背景及深部動力學機制，不同學者給出了不同的伸展模式。如Jia 等（2004）認為是地幔柱活動導致了中生代陸內(nèi)巖石圈拉張；而舒良樹（2012）將地幔柱在地表的基本標志與華南巖漿巖的特征進行對比，否認了華南晚中生代地幔柱的存在；張旗等（2001）認為是地殼拉張下的拆沉作用引起了軟流圈地幔上涌，與玄武巖漿的底侵有關(guān)，與古太平洋板塊的俯沖無關(guān)。鑒于華南多期次的巖漿活動及復雜的地質(zhì)現(xiàn)象，不少學者提出了多種機制相結(jié)合的觀點。如周新民（2003）認為華南在燕山早期為快速張裂構(gòu)造背景下的板內(nèi)伸展造山，而燕山晚期為較慢速張裂背景下的島弧型伸展造山；楊明桂等（2020）認為是歐亞板塊和古太平洋板塊和造山—蠕散相復合的一種獨特動力學機制。近年來華南中生代巖漿成因的動力學機制基本達到了共識，即多板塊匯集和多方向擠壓—伸展造山（劉凱等, 2016），同時，董樹文等（2008）提出了華南燕山運動為“多向匯聚”的構(gòu)造體制，經(jīng)歷了強擠壓陸內(nèi)造山—主伸展巖石圈減薄—弱擠壓變形三個階段。Mao 等（2013, 2014）提出華南在印支期—燕山期經(jīng)歷了多板塊匯聚與伸展—太平洋板塊斜向俯沖—正向俯沖階段的觀點。因此，古太平洋板塊快速低角度俯沖/后撤背景下幔源玄武質(zhì)巖漿底侵是導致中酸性侵入巖形成的主要機制（Zhou and Li, 2000；Li and Li, 2007；李三忠等, 2017; 舒良樹等, 2012; 張岳橋等, 2012）。

本文英安巖樣品屬中酸性火山巖，眾所周知，華南晚中生代火山巖具有明顯的時空特征，距海岸線約450 km處的贛江斷裂被稱為“火山巖線”。即其以西基本缺少火山巖，其東側(cè)越靠近沿海一帶火山巖的年代愈新、規(guī)模愈大。關(guān)于華南中生代火山巖的成因，目前主要有三種主流觀點：（1）活動大陸邊緣說：古太平洋板塊俯沖作用導致俯沖帶地幔楔和地殼的廣泛熔融（周新民等, 2000; 王德滋等, 2002）；（2）扭斷層系活動導致地殼重熔形成大量長英質(zhì)巖漿（Xu et al., 1987）；（3）巖石圈伸展背景下軟流圈—巖石圈相互作用的產(chǎn)物（范蔚茗等, 2003）。舒良樹（2012）認為古太平洋俯沖作用產(chǎn)生的遠程效應影響不到距海岸線＞1000 km的內(nèi)陸地區(qū)，已有資料表明（Shigenori et al.,1986），自燕山早期開始，古太平洋板塊沿NW、NNW向朝歐亞板塊俯沖，故南嶺中生代EW向展布的花崗巖帶也暗示了其巖漿活動并非完全受控于古太平洋構(gòu)造域(胡建等, 2005）。而扭斷層系活動成因的火山巖則主要受控于郯廬斷裂系統(tǒng)（Xu et al.,1987），顯然郯廬斷裂的南端起源于湖北武穴市。諸多研究表明（李曉峰等, 2019; 李兆鼐等, 2003;張旗等2012; 張國偉等, 2013），自早中生代以來華南內(nèi)部地區(qū)屬陸內(nèi)造山和伸展裂谷環(huán)境，與俯沖作用無關(guān)，如桂東南和桂西右江盆地晚侏羅世火山與侵入巖形成于板內(nèi)拉張環(huán)境，且英安巖的成巖年齡與區(qū)域上巖石圈的幕式伸展相吻合（吳福元等, 2007; 謝桂青, 2003; 李曉峰等, 2019; 周永章等,2017），指示了一種陸內(nèi)伸展環(huán)境，所以推測本文英安巖的形成可能與華南燕山早期約160 Ma巖石圈的板內(nèi)伸展—減薄作用有關(guān)。

5 結(jié)論

（1）桂東北賀州市開山鎮(zhèn)孔子廟英安巖的形成年齡為157.1±0.9 Ma，為中生代燕山早期（晚侏羅世）的產(chǎn)物，與桂東北地區(qū)燕山早期形成的巖體及礦床同屬華南燕山期第一次大規(guī)模巖漿活動的產(chǎn)物。

（2）英安巖的源區(qū)主要為中元古代的古老地殼，但不排除在熔體形成過程中有地幔物質(zhì)的混入。指示英安巖主要源于中元古代結(jié)晶基底的地殼物質(zhì)。

（3）英安巖的形成可能與華南燕山早期巖石圈的板內(nèi)伸展—減薄作用有關(guān)。