揚(yáng)子陸塊南部新元古代煌斑巖鋯石U-Pb年齡及構(gòu)造背景

段其發(fā)，曹亮，周云，吳年文，鄒先武，方喜林

1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心（中南地質(zhì)科技創(chuàng)新中心），湖北 武漢 430205；2.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局花崗巖成巖成礦地質(zhì)研究中心，湖北 武漢 430205；3.湖北省地質(zhì)局第二地質(zhì)大隊(duì)，湖北 恩施 445000

新元古代是華南重要的地質(zhì)發(fā)展演化時(shí)期，經(jīng)歷了從洋殼俯沖、弧-陸碰撞到洋-陸俯沖、弧后盆地打開(kāi)、造山后伸展的構(gòu)造演化過(guò)程(王孝磊等，2017)。在新元古代沿?fù)P子陸塊周緣分布有大量巖漿巖。其中，880～820 Ma期間的巖漿巖分布最廣，巖性以花崗巖、花崗閃長(zhǎng)巖為主（馮定猶和李志昌，1991；Wang X L et al.，2006，2014；高維和張傳恒，2009；周金城等，2009；薛懷民等，2010；柏道遠(yuǎn)等，2011；王敏等，2011；張世濤等，2016；陜亮等，2017；王艷等，2018；譚清立等，2019)；其次為基性-超基性巖（蛇綠巖）、輝綠巖（陸慧娟等，2006，2007；丁炳華等，2008；張春紅等，2009；Zhou J C et al.，2009；周效華等，2014）、中酸性火山巖及細(xì)碧-角斑巖、玄武巖、高鎂安山巖（董樹(shù)文等，2010；薛懷民等，2010；張玉芝等，2011，2015；高林志等，2012；卓皆文等，2017)、熔結(jié)火山集塊巖(張傳恒等，2014)，并在同時(shí)代地層（冷家溪群、梵凈山群、四堡群等）中普遍發(fā)育火山凝灰?guī)r（孫海清等，2012；高林志等，2010，2014）。已有的研究認(rèn)為該時(shí)期的巖漿巖多形成于拉張構(gòu)造環(huán)境，并對(duì)其深部動(dòng)力學(xué)機(jī)制提出了兩種觀點(diǎn)：一是板塊俯沖模式，認(rèn)為新元古代早中期巖漿巖受控于西緣的攀西-漢南弧和東南緣的江南島弧巖漿作用（Zhou M F et al.，2002，2006;Zhao G C，2015；徐麗娟等，2021），由于俯沖板片的折斷、拆沉引發(fā)深部地幔上涌、地殼拉張形成基性-超基性巖漿侵位或噴發(fā)，并使基底巖石部分熔融而形成花崗（閃長(zhǎng)）巖(Wang X L et al.，2006；周金城等，2009；柏道遠(yuǎn)等，2011；賴紹聰和朱毓，2020），與之相伴發(fā)生弧后小洋盆的擴(kuò)張（丁炳華等，2008；張彥杰等，2011）；二是地幔柱模式，認(rèn)為它們的形成與地幔柱上升誘發(fā)巖石圈伸展的張性構(gòu)造有關(guān)（Li Z X et al.，1999，2003；葛文春等，2001a，2001b；李獻(xiàn)華等，2001，2002，2008，2012；Li X H et al.，2003）。

煌斑巖常以巖脈的形式分布于不同構(gòu)造環(huán)境中，因其主要來(lái)源于地幔深部，在探討巖石圈地幔富集、同化混染、巖漿混合作用以及地球各圈層物質(zhì)循環(huán)等方面具有重要的指示意義（Rock et al.，1991)。此外，很多煌斑巖與一些大型-超大型金礦床有著密切的時(shí)空關(guān)系(Rock et al.，1991)，暗示其可能與金及多金屬成礦作用有關(guān)。因此，煌斑巖的研究受到越來(lái)越多學(xué)者的關(guān)注(Owen，2008；Mahéo et al.，2009；Niu Y L et al.，2011；和文言等，2014；Ma L et al.，2014)。揚(yáng)子陸塊煌斑巖主要分布在川滇西部鹽源-麗江、湖北大洪山、湖南寧鄉(xiāng)、貴州鎮(zhèn)遠(yuǎn)-凱里以及桂北羅城、融水等地區(qū)，以鉀鎂煌斑巖為主，形成于古生代-中生代（羅會(huì)文和楊光樹(shù)，1989；沈發(fā)奎等，1990；葉德隆等，1991；李子云和馬文運(yùn)，1992；劉觀亮等，1995，1997；方維萱等，2002；林瑋鵬等，2009；王新宇等，2013；王磊等，2015；郭智超等，2019；林木森等，2019）。前古生代煌斑巖的研究成果尚無(wú)報(bào)道。

鄂西南地區(qū)以大面積分布震旦紀(jì)-早三疊世碳酸鹽巖地層為特點(diǎn)，僅在鶴峰走馬坪背斜核部出露少量新元古代早中期地層，并在其中出露有一條長(zhǎng)約百余米的煌斑巖脈，為區(qū)內(nèi)唯一的巖漿活動(dòng)記錄，為了解鄂西南地區(qū)新元古代地幔源區(qū)性質(zhì)及深部地質(zhì)過(guò)程提供了窗口。但是，目前對(duì)其地球化學(xué)特征、形成時(shí)代和形成環(huán)境等了解均不明確。本文利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年及微量元素測(cè)試技術(shù)，對(duì)鶴峰煌斑巖的形成年齡進(jìn)行了精確厘定，并利用鋯石微量元素含量探討其形成環(huán)境，為區(qū)域構(gòu)造-熱事件的研究提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于湖北省西南部鶴峰縣走馬坪地區(qū)，大地構(gòu)造位置處于揚(yáng)子陸塊南緣宜都-鶴峰復(fù)式背斜中段走馬坪背斜（湖南稱東山峰背斜），靠近江南造山帶北緣斷裂帶。本區(qū)地殼演化大致經(jīng)歷了晉寧期、加里東期、海西-印支期、燕山-喜馬拉雅期4個(gè)階段，構(gòu)造線呈北北東向至北東向；區(qū)內(nèi)出露地層主要有南華系-奧陶系。南華系為一套雜色碎屑巖與冰磧巖，夾黑色含錳碳泥質(zhì)巖系，震旦系-下寒武統(tǒng)以碳酸鹽巖為主，夾碳質(zhì)泥巖、硅質(zhì)泥巖，中寒武統(tǒng)-奧陶系以碳酸鹽巖為主，缺失志留系-下泥盆統(tǒng)，上泥盆統(tǒng)-下三疊統(tǒng)主體為碳酸鹽巖。上述地層總體上組成一背斜構(gòu)造，在背斜核部出露的最老地層為新元古界青白口系冷家溪群，面積約2 km2，巖性為淺灰綠、灰色淺變質(zhì)細(xì)砂巖、粉砂質(zhì)板巖、板巖，夾凝灰質(zhì)粉砂質(zhì)板巖，具有弧后盆地巖石組合特征（顧雪祥等，2003；孫海清等，2012；陳建書(shū)等，2020；楊風(fēng)麗等，2020；柏道遠(yuǎn)等，2021），在鄰區(qū)湖南楊家坪冷家溪群小木坪組頂部沉凝灰?guī)r鋯石U-Pb年齡為845±12 Ma(柏道遠(yuǎn)等，2011)；與上覆南華系下統(tǒng)蓮沱組呈角度不整合接觸?；桶邘r呈脈狀產(chǎn)于冷家溪群粉砂質(zhì)板巖中（圖1）。

圖1 鶴峰地區(qū)地質(zhì)圖(底圖據(jù)陳林等，2018；王登等，2020)Fig.1 Geological sketch map of the Hefeng district(after Chen L et al.,2018;Wang D et al.,2020)

1.2 巖石學(xué)特征

煌斑巖呈脈狀產(chǎn)于鶴峰背斜核部紅羅溝一帶，順層侵入冷家溪群（圖2a），走向北東向，傾角近直立，與地層產(chǎn)狀一致，與圍巖接觸界線清晰可見(jiàn)。巖脈出露厚度約6m，因植被覆蓋沿走向出露較差。新鮮煌斑巖顏色為灰、淺灰綠色，塊狀構(gòu)造(圖2b)，具典型的煌斑結(jié)構(gòu)(圖2c,d)。斑晶主要為角閃石（3%～5%）(圖2c)，粒徑為0.5～2.0 mm，偶見(jiàn)斜長(zhǎng)石斑晶，二者多呈自形-半自形柱狀結(jié)構(gòu)；基質(zhì)主要為斜長(zhǎng)石（30%～42%）、角閃石（25%～42%），少量鈉長(zhǎng)石（2%～6%）、鉀長(zhǎng)石（1%～3%）等，粒度為0.01～0.30 mm，主體屬閃斜煌斑巖；副礦物有磷灰石、黃銅礦、黃鐵礦及褐鐵礦，偶見(jiàn)鋯石和鈦鐵礦。巖石多發(fā)生蝕變，蝕變礦物有方解石（1%～10%）、綠簾石（3%～8%）、綠泥石（5%～18%）及少量絹云母(圖2d)。巖石SiO2含量為54.11%～55.64%，K2O+Na2O為5.50%～5.84%，K2O/Na2O為0.14～0.18，具有低鉀富鈉特征。

圖2 鶴峰煌斑巖露頭、手標(biāo)本及顯微照片F(xiàn)ig.2 The outcrop(a),hand-specimen(b)and micrograph(c,d)of the lamprophyre in the Hefeng district

2 分析方法

用于分選鋯石的煌斑巖采自湖北省鶴峰縣紅羅溝，坐標(biāo)110°22′48″E，31°58′36″N，樣品重約25 kg。鋯石挑選在廊坊宇能礦物分選綜合實(shí)驗(yàn)室完成，將分選出的鋯石和標(biāo)樣一同置于環(huán)氧樹(shù)脂中制靶，并打磨拋光至鋯石中心部位暴露出來(lái)進(jìn)行透射光、反射光照相，據(jù)此選出晶體特征良好的鋯石在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司拍攝陰極發(fā)光(CL)圖像和進(jìn)行LA-ICP-MS測(cè)年分析。用于測(cè)年的設(shè)備為Agilent 7700電感耦合等離子體質(zhì)譜儀，激光剝蝕系統(tǒng)使用GeoLas Pro 193 nm激光器，使用的激光束斑直徑為32μm，頻率5 Hz。測(cè)定時(shí)，采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外部標(biāo)樣，用以校正鋯石的206Pb/238U年齡。以GJ-1作為內(nèi)部標(biāo)樣，用以校正鋯石的207Pb/235U年齡。微量元素含量采用NIST SRM610作為外標(biāo)，29Si作為內(nèi)標(biāo)。具體分析流程詳見(jiàn)Liu Y S et al.(2008，2010)。樣品的同位素比值和元素含量數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCAL 10.7程序，年齡計(jì)算及諧和圖采用ISOPLOT(3.0)軟件完成(Ludwig，2003)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像及微量元素特征

煌斑巖中的鋯石多為無(wú)色透明，少數(shù)帶淺黃色色調(diào)。晶形多為長(zhǎng)柱狀、橢圓狀，長(zhǎng)50～130μm，長(zhǎng)寬比為1:1～2:1，多數(shù)鋯石的柱面及兩端雙錐發(fā)育完整，自形程度高，部分鋯石兩端雙錐不發(fā)育而呈短柱狀。陰極發(fā)光圖像如圖3所示，大多數(shù)鋯石具有明顯的振蕩生長(zhǎng)環(huán)帶，少數(shù)鋯石核心與外圍的環(huán)帶發(fā)育程度有所差異，邊部熔蝕或重結(jié)晶不明顯，晶內(nèi)顏色較為均一，繼承性核少見(jiàn)。鋯石分析結(jié)果見(jiàn)表1，各樣品的Th、U含量變化介于(66.5～446.0)×10-6和(82～610)×10-6之間，Th/U比值均大于0.4(0.4～1.1)，與典型巖漿鋯石具有高Th/U比值的特征一致(Hoskin and Schaltegger，2003)。

圖3 鶴峰煌斑巖鋯石陰極發(fā)光照片F(xiàn)ig.3 Cathodoluminescence images of zircon grains from the lamprophyre in the Hefeng district

表1 鶴峰煌斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons from Hefeng lamprophyre

計(jì)算年齡所用24顆鋯石的微量元素分析結(jié)果見(jiàn)表2，其中Ti含量為(0.27～21.2)×10-6，Nb含量為(0.40～8.76)×10-6，Ta含量為(0.20～2.62)×10-6，均在巖漿鋯石相應(yīng)元素含量正常范圍（Hoskin and Ireland,2000），Y含量為(466～3176)×10-6，Hf含量為(8641～11394)×10-6。除HLG-01和HLG-02樣品的La含量太低未達(dá)檢出限外，其余樣品稀土元素含量變化明顯。稀土元素總量(ΣREE)為(419.81～2125.83)×10-6，LREE為(10.35～123.19)×10-6，HREE為(403.95～2093.99)×10-6，LREE/HREE為0.015～0.217，平均為0.045，顯示輕、重稀土元素分異明顯；(Lu/Sm)N為75～374，(Yb/Gd)N為13.21～46.50（平均為30.35），HREE內(nèi)部分異程度較高。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖（圖4）中，除HLG-12在輕稀土部分出現(xiàn)不協(xié)調(diào)外，其余樣品具有相似的HREE明顯富集的左傾配分曲線，均顯示強(qiáng)烈的Ce正異常（δCe為1.37～2039.76）、強(qiáng)烈到中等程度的Eu負(fù)異常(δEu為0.10～0.78)，與典型巖漿鋯石稀土配分模式一致。因此，其鋯石定年結(jié)果可用于限定煌斑巖的結(jié)晶年齡。

圖4 鶴峰煌斑巖鋯石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線（標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Taylor and McLennan,1985)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from Hefeng lamprophyre（The Chondrite normalizing values are from Taylor and McLennan,1985）

3.2 鋯石U-Pb年齡

本次獲得24個(gè)鋯石的206Pb/238U年齡值集中在826～868 Ma(表2)，且分布于諧和線上或附近(圖5a)，加權(quán)平均年齡為839±5Ma（MSWD=2.1，n=24）（圖5b），表明煌斑巖形成于新元古代中期。

圖5 鶴峰煌斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb諧和圖和加權(quán)平均年齡Fig.5 U-Pb Concordia diagram(a)and weighted average age of zircon grains from lamprophyre in the Hefeng district

表2 鶴峰煌斑巖鋯石微量元素含量（×10-）6Table 2 Trace element compositions（×10-）6of zircons from Hefeng lamprophyre

4 討論

本次獲得鶴峰煌斑巖鋯石U-Pb年齡為839±5 Ma，屬新元古代青白口紀(jì)。與該年齡相同或相近的巖漿巖廣泛分布于揚(yáng)子陸塊周緣（陸慧娟等，2006；Wang X L et al.，2006，2014；張春紅等，2009；Zhou J C,et al.，2009；董樹(shù)文等，2010；薛懷民等，2010；王敏等，2011；高林志等，2012，20l4；張傳恒等，2014；張玉芝等，2015；張世濤等，2016；陜亮等，2017；王艷等，2018；譚清立等，2019），即便是位于揚(yáng)子陸塊內(nèi)部的黃陵地區(qū)也發(fā)育同時(shí)期巖漿巖（馮定猶和李志昌，1991；高維和張傳恒，2009)，這些表明了新元古代早期揚(yáng)子陸塊發(fā)育區(qū)域性巖漿活動(dòng)，鶴峰地區(qū)也受到了該期巖漿作用影響。

鋯石的微量元素對(duì)示蹤巖漿成因和成巖過(guò)程有獨(dú)特的優(yōu)越性（Belousova et a1.,2002;Grifin et a1.,2002;Hoskin and Schaltegger,2003;Hanchar and Westrenen,2007;吳福元等，2007），其微量元素比值可以反映巖漿形成環(huán)境(Schulz et al.，2006；Grimes et a1.，2007，2015)。鶴峰煌斑巖的鋯石稀土元素均出現(xiàn)Ce的正異常，說(shuō)明鋯石是在相對(duì)氧化條件下結(jié)晶形成的(韓吟文等，2003)，稀土元素配分曲線呈現(xiàn)明顯的Ce峰和弱Eu谷，類(lèi)似于殼源巖漿鋯石(Li X H,et a1.，2000；吳元保等，2003)；負(fù)Eu異?？赡芘c斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用或者在部分熔融作用中斜長(zhǎng)石殘留在源區(qū)有關(guān)，在δCe-δEu協(xié)變圖(圖6)中，二者存在一定程度的正相關(guān)性，表明鋯石形成前或者近于同時(shí)有斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶，在巖石組成中樣品表現(xiàn)出斜長(zhǎng)石含量較高。少數(shù)樣品表現(xiàn)為弱Ce正異常（δCe為1.37）和較低的La含量，反映源區(qū)可能有幔源物質(zhì)參與了巖漿過(guò)程(Belousova et a1.，1998)。鋯石的U/Yb比值（0.29～1.85）指示巖漿形成于大陸弧巖漿環(huán)境(0.1～4.0)（Grimes et a1.，2015）。在Y-U/Yb圖解上（圖7），大多數(shù)樣品點(diǎn)落在陸殼鋯石區(qū)域，少數(shù)落入洋殼與陸殼過(guò)渡區(qū)域，暗示源區(qū)可能受到了洋殼物質(zhì)的影響。Th/U值為0.40～1.14，Lu/Hf值為0.0045～0.0186，在Y-Th/U圖和Y-Lu/Hf圖上(圖8a,b)，大多數(shù)樣品點(diǎn)落在火山弧區(qū)域內(nèi)，只有少量樣品點(diǎn)落在或靠近板內(nèi)區(qū)域，顯示巖漿源區(qū)受到了明顯的俯沖（弧巖漿）作用影響。

圖6 鶴峰煌斑巖鋯石δCe-δEu協(xié)變圖Fig.6 δCe-δEu covariant diagrams for zircons of Hefeng lamprophyre

圖7 鋯石Y-U/Yb圖(底圖據(jù)Grimes et al.，2007)Fig.7 Y-U/Yb diagrams for zircons of Hefeng lamprophyre(after Grimes et al.，2007)

圖8 鋯石微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig.8 Trace element discriminant diagrams of zircons in different tectonic setting

研究表明，新元古代時(shí)期揚(yáng)子陸塊周緣巖漿作用是板內(nèi)拉張環(huán)境的產(chǎn)物，可能與古華南洋持續(xù)向揚(yáng)子陸塊俯沖消減過(guò)程中，伴隨弧后小洋盆擴(kuò)張（唐增才等，2018）或者是碰撞后伸展作用有關(guān)（王孝磊等，2006；周金城等，2009；李獻(xiàn)華等，2012；薛懷民等，2012；代雅然等，2019；程進(jìn)雄和李武顯，2021）；該時(shí)期的大部分火成巖具有島弧特征的地球化學(xué)組成，可能與早期Greenville造山過(guò)程中俯沖交代作用有關(guān)(Zheng Y F et al.，2007，2008)。因此，鶴峰煌斑巖所顯示的弧巖漿巖地球化學(xué)特征是源區(qū)受到早期俯沖作用的反映。鶴峰煌斑巖產(chǎn)于江南造山帶北西側(cè)弧后盆地區(qū)（顧雪祥等，2003；孫海清等，2012；陳建書(shū)等，2020；楊風(fēng)麗等，2020；柏道遠(yuǎn)等，2021）；譚滿堂等（2022）認(rèn)為沿江南造山帶第二階段（870～820 Ma）俯沖增生開(kāi)始，弧后盆地開(kāi)啟，伴隨基性-超基性巖侵位和海相火山巖噴發(fā)，在區(qū)域上形成皖南伏川基性-超基性巖（蛇綠巖）、贛東北泗州輝綠巖、鄣源地區(qū)具有初始洋殼特征的基性巖以及湘西隘口基性-超基性巖墻（陸慧娟等，2006，2007；丁炳華等，2008；周效華等，2014)。據(jù)此認(rèn)為鶴峰煌斑巖形成于弧后盆地拉張環(huán)境，受控于江南造山帶及其北西部弧后盆地伸展構(gòu)造作用，可能與華夏陸塊向北西俯沖過(guò)程中俯沖板片的折斷、拆沉引發(fā)深部地幔上涌的動(dòng)力學(xué)機(jī)制有關(guān)。

5 結(jié)論

（1）鶴峰煌斑巖產(chǎn)于揚(yáng)子陸塊南緣走馬坪背斜核部冷家溪群中，首次獲得該巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為839±5 Ma，為新元古代青白口紀(jì)巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

（2）巖體鋯石微量元素特征顯示LREE虧損、HREE強(qiáng)烈富集的左傾稀土元素配分型式。巖石具有明顯的弧巖漿巖特征，巖漿起源于受洋殼影響的陸殼區(qū)域。巖石形成于弧后盆地拉張環(huán)境，即鄂西南地區(qū)在新元古代中期經(jīng)歷了弧后擴(kuò)張的構(gòu)造演化過(guò)程，可能與俯沖板片的折斷、拆沉引發(fā)深部地幔上涌的動(dòng)力學(xué)機(jī)制有關(guān)。

野外工作過(guò)程中得到了湖北省地質(zhì)局第二地質(zhì)大隊(duì)陳林總工的幫助；成文過(guò)程中武漢地質(zhì)調(diào)查中心邱嘯飛研究員、王磊副研究員提出了很多建設(shè)性意見(jiàn)和建議，在此深表感謝！