粵北仁化白堊紀(jì)安山玢巖鋯石年代學(xué)、地球化學(xué)和巖石成因研究

蔣 英 ,梁新權(quán)梁細(xì)榮周 云 ,

溫淑女1, 2,付建剛1, 2,王 策1, 2

(1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所,同位素地球化學(xué)國家重點實驗室,廣東 廣州 510640;2.中國科學(xué)院大學(xué),北京 100049)

0 引 言

中生代晚期,尤其白堊紀(jì),是中國及鄰區(qū)板塊構(gòu)造演化的一個重要變換期,亦是一個重要的構(gòu)造–巖漿活化期和成礦期(陳國達(dá),1956,1959a,1959b,1977,1996,1998)。在這一時期,無論是巖石類型,還是構(gòu)造格局、造山類型和盆–山系統(tǒng)都存在明顯的轉(zhuǎn)變(陳國達(dá),1956,1959b;吳根耀,2006)。在此時期,華南地區(qū)發(fā)育許多地洼盆地或斷陷盆地和火山–沉積盆地以及巖漿侵入活動,在盆地中廣泛發(fā)育同時代的玄武質(zhì)–安山質(zhì)–流紋質(zhì)火山巖石,在相鄰的山脈出露花崗巖等侵入體(圖1a)(陳國達(dá),1977;浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1988;福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1985;廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1988)。這些火山巖主要以流紋質(zhì)巖石為主,中性和基性巖較少(徐夕生和謝昕,2005),分布在東南沿海,如浙江象山–寧海、永嘉、寧波玄壇地、江山和福建永泰–德化以及江西廣豐盆地(張利民,1991;俞云文等,1993;余達(dá)淦等,2001;徐夕生和謝昕,2005),而在華南內(nèi)陸,如粵西和粵北,很少出露。隨著華南內(nèi)陸研究工作的深入,李獻華等(1997)報道了粵北存在白堊紀(jì)(105 Ma)基性巖脈;耿紅燕等(2006)報道了粵西地區(qū)存在白堊紀(jì)(約 100 Ma)火山–侵入巖漿活動;祝新友等(2013)報道了粵北凡口鉛鋅礦發(fā)育隱伏輝綠巖脈,形成時代為122～90 Ma。這些證據(jù)表明華南晚中生代大規(guī)模巖漿活化作用所形成的火山–侵入巖已經(jīng)波及到華南內(nèi)陸地區(qū)。我們對粵北凡口鉛鋅礦周邊進行野外地質(zhì)考察時,發(fā)現(xiàn)丹霞山地質(zhì)公園附近存在大量安山玢巖,并對其形成時代和地球化學(xué)組成進行了系統(tǒng)的研究。LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年顯示這些安山玢巖形成于105 Ma左右,為早白堊世晚期。這一發(fā)現(xiàn)使我們更全面地了解了華南地洼區(qū)晚中生代火山巖的分布范圍,為認(rèn)識華南晚中生代大陸動力學(xué)過程提供了重要依據(jù)。

圖1 華南燕山晚期火成巖分布范圍(據(jù)Zhou and Li,2000;Zhou et al.,2006修改)(a)與粵北韶關(guān)火山–碎屑沉積盆地(環(huán)形構(gòu)造)及樣品位置圖(b)Fig.1 Distribution of the Late Yanshanian igneous rocks in South China (a),and the sampling locations in the volcanic-clastic sedimentary basin (circular structure)at Shaoguan in northern Guangdong (b)

1 地質(zhì)背景與樣品描述

研究區(qū)位于華南地洼區(qū)湘桂地洼系南緣的丹霞山地質(zhì)公園,該區(qū)發(fā)育丹霞山、馬梓坪和石背等大小不一的環(huán)形構(gòu)造或火山–沉積盆地(圖1b)。環(huán)形構(gòu)造在侏羅紀(jì)–白堊紀(jì)可能是一個火山口,火山–碎屑沉積巖往火山盆地中心傾斜,火山作用結(jié)束之后沉積了巨厚的紅色磨拉石建造。新近紀(jì)的喜馬拉雅構(gòu)造運動使部分紅色地層發(fā)生傾斜和舒緩褶曲,并產(chǎn)生大量的垂直節(jié)理。長期強烈侵蝕分割、溶蝕和重力崩塌等綜合作用造成紅色地層平頂、陡崖、孤立突出的塔狀地形,形成丹霞地貌(陳國達(dá),1940)。研究區(qū)斷層十分發(fā)育,包括 NE、NNE、NW、NWW等不同方向的斷層,構(gòu)成環(huán)狀、放射狀,其中比較大的是韶關(guān)–仁化NE向斷層,延伸較遠(yuǎn),系吳川–四會深大斷裂的一部分(廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1988;黃海玲和鄭家儀,2001;梁新權(quán)和溫淑女,2009)。白堊紀(jì)火山巖出露在丹霞山、馬梓坪和石背等環(huán)形構(gòu)造或火山–沉積盆地內(nèi),因風(fēng)化剝蝕或被古近紀(jì)和新近紀(jì)沉積物覆蓋,很難發(fā)現(xiàn)。在丹霞山、馬梓坪和石背等侏羅紀(jì)–白堊紀(jì)環(huán)形構(gòu)造周邊分布古生代地層,包括寒武系、奧陶系、泥盆系、石炭系和二疊系。著名的凡口鉛鋅礦產(chǎn)于丹霞山環(huán)形構(gòu)造之北的泥盆紀(jì)–石炭紀(jì)灰?guī)r中,距離丹霞山大約 13 km (梁新權(quán)和溫淑女,2009;翟麗娜等,2009;祝新友等,2013)。

本次研究樣品采自妙禪寺和石背兩地,妙禪寺火山巖位于丹霞山環(huán)形構(gòu)造的東北部,含有大量火山碎屑礫石和沉積碎屑,風(fēng)化后類似灰色含礫砂巖,曾被誤歸為泥盆系(廣東省地質(zhì)局761隊,1961)。巖石具斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,基質(zhì)為交織結(jié)構(gòu)。斑晶礦物占 25%～40%,主要為角閃石和斜長石;基質(zhì)組成與斑晶類似(圖2a,b)。斜長石為半自形–它形,占基質(zhì)礦物總量的 65%～80%;石英為自形–半自形,占基質(zhì)礦物總量的 15%～20%;角閃石為自形–半自形,具有暗化邊結(jié)構(gòu),占礦物總量的 5%～10%;次要礦物有黃鐵礦,為不透明粒狀,含量約 5%;方解石充填氣孔,含量約 1%～3%;角閃石發(fā)生部分綠泥石化或綠簾石化,斜長石部分高嶺石化。石背火山巖(11SG09-1～6)采自石背環(huán)形構(gòu)造的南側(cè),屬于晚白堊世南雄群(K2NX)(廣東省地質(zhì)局761隊,1961)。巖石呈紫紅色,斑狀結(jié)構(gòu),塊狀、氣孔狀構(gòu)造。斑晶約20%～30%,主要為斜長石、石英及暗色礦物(黑云母、輝石和角閃石)。其中斜長石多呈自形–半自形,部分具明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu),為中長石;基質(zhì)主要由微晶斜長石和玻璃質(zhì)組成,約占 70%～80%;副礦物有磷灰石、磁鐵礦、黃鐵礦等(圖2c,d)。

圖2 妙禪寺和石背安山玢巖顯微照片F(xiàn)ig.2 Photomicrographs of the andesitic prophyrite from Miaochansi and Shibei

2 測試方法

樣品的鋯石分選在河北廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成。篩選出的鋯石為淺黃色至黃色,透明,顆粒很小。將待測鋯石顆粒置于環(huán)氧樹脂中做成樣品靶,固結(jié)后打磨并拋光至靶上鋯石的中心部位暴露出來。對樣品靶上的鋯石進行透射光、反射光和陰極發(fā)光(CL)照相。CL照相在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司掃描電鏡儀器上完成。

鋯石 U-Pb同位素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室的激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)上進行。標(biāo)準(zhǔn)鋯石樣品TEM (417 Ma,Black et al.,2003)用于校正所測定樣品的206Pb/238U年齡值。在樣品測定過程中,TEM和未知樣品交替測定,其比例為2/5。具體分析方法和步驟及普通 Pb校正見參考文獻(Andersen,2002;Yuan et al.,2003,2004)。數(shù)據(jù)處理及U-Pb諧和圖繪制分別采用ICPMSDataCal程序(Liu et al.,2010)和Isoplot程序(Ludwig,2003)完成。分析結(jié)果見表1。

表1 妙禪寺和石背安山玢巖鋯石U-Pb年齡測試結(jié)果Table1 Zircon U-Pb dating results for andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

樣品主量元素和微量元素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成,分別采用 X射線熒光光譜儀 Rigaku ZSX100e和Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000 ICP-MS測定。主量元素分析誤差為 1%～5%,微量元素測定儀器的分析精度一般優(yōu)于5%,詳細(xì)的分析流程參見李獻華等(2001)和劉穎等(1996)。分析結(jié)果見表2。

表2 石背和妙禪寺安山玢巖主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析結(jié)果Table2 Major (%)and trace (μg/g)element compositions of Shibei and Miaochansi andesitic porphyrite

續(xù)表2:

注:表中主量元素含量為扣除燒失量計算到100%后的相對含量。

3 測試結(jié)果

3.1 火山巖年代學(xué)

妙禪寺火山巖樣品 2011SG05-3中鋯石顆粒均為透明的自形晶體,呈柱狀,CL圖像均顯示典型的巖漿結(jié)晶韻律環(huán)帶(圖3a)。鋯石分析點的Th、U含量較高,分別為 127～673 μg/g和 386～1266 μg/g,Th/U比值為 0.25～0.66,具有典型巖漿成因鋯石特征。25個測試點206Pb/238U表面年齡為101.8～105.9 Ma,加權(quán)平均年齡為105.0±0.7 Ma (n=25,MSWD=0.25)(圖3b),代表妙禪寺火山巖的成巖或噴發(fā)年齡。

石背火山巖樣品2011SG09-3中鋯石的顏色、晶形與樣品2011SG05-3類似,呈無色,柱狀,CL圖像顯示典型的巖漿結(jié)晶韻律環(huán)帶(圖3c)。分析點的Th、U分別為 145～1165 μg/g和 401～1527 μg/g,Th/U 比值為0.29～0.77,具有巖漿成因鋯石特征。25個測試點206Pb/238U表面年齡變化范圍為102.5～109.1 Ma,加權(quán)平均年齡為104.3±0.8 Ma (n=25,MSWD=0.38)(圖3d),代表石背火山巖的成巖年齡。

圖3 妙禪寺和石背火山巖代表性鋯石陰極發(fā)光圖像(a,c)及其鋯石U-Pb年齡諧和圖(b,d)Fig.3 CL images (a,c)and U-Pb concordia diagrams (b,d)for zircons from the Miaochansi and Shibei volcanic rocks

3.2 火山巖地球化學(xué)特征

3.2.1 巖石分類

考慮到樣品都有不同程度的蝕變,蝕變過程中K、Na等堿金屬元素較活潑,用TAS圖解判別巖石類型可能會產(chǎn)生偏差。因此,我們選擇一些在蝕變過程中不活潑的元素(Ti、Zr、Y、Nb)來判別巖石類型。在 Zr/TiO2-Nb/Y判別圖上(圖4a),所有樣品均落入安山巖區(qū)域。在 Th-Co圖解中(圖4b),所有樣品落入高鉀鈣堿性系列和橄欖粗玄巖系列。綜合樣品主量元素和微量元素特征,以及巖相學(xué)顯示的斑狀結(jié)構(gòu),該研究樣品應(yīng)為高鉀鈣堿性安山玢巖。

3.2.2 主量元素

圖4 妙禪寺和石背火山巖巖石系列與巖石類型識別圖解:(a)Zr/TiO2-Nb/Y 圖解(據(jù)Winchester and Floyd,1977);(b)Th-Co圖解(據(jù)Hastie et al.,2007)Fig.4 Plots of Zr/TiO2 vs.Nb/Y (a)and Th vs.Co (b)for the Miaochansi and Shibei volcanic rocks

16件安山玢巖樣品的 SiO2含量為 62.02%～63.36%,Al2O3含量為15.02%～16.41%,MgO含量為1.91%～4.20%,CaO含量為5.10%～7.36%,K2O含量為 3.07%～3.81%,Na2O含量為 2.19%～2.79%。Mg#為49～61,其中妙禪寺安山玢巖 Mg#介于49～53,石背安山玢巖Mg#介于59～61。樣品鋁飽和指數(shù)A/CNK為 0.76～0.94,屬準(zhǔn)鋁質(zhì)巖石。主量元素-MgO圖解中(圖5),石背與妙禪寺安山玢巖顯示相似的相關(guān)關(guān)系,即SiO2、Al2O3、CaO、K2O和Na2O與MgO呈負(fù)相關(guān)關(guān)系,TiO2、FeOT和P2O5與MgO呈正相關(guān)關(guān)系。

3.2.3 微量元素

妙禪寺和石背安山玢巖微量分析數(shù)據(jù)見表2。兩者微量元素含量具有較大差異,詳見圖6。與埃達(dá)克巖相比,樣品具有相對低的 Sr含量、Sr/Y和(La/Yb)N比值及相對高的 Y和 Yb含量,在 Sr/YY(圖7a)和(La/Yb)N-YbN圖解(圖7b)中,樣品落入正常島弧安山玢巖–英安巖–流紋巖區(qū)域。

樣品稀土元素總量較低,∑REE=130～167 μg/g。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分型式圖解上(圖8a),所有樣品表現(xiàn)出一致的LREE富集的右傾配分模式,輕重稀土分餾較弱(LREE/HREE=8.30～9.93,(La/Yb)N=9.50～11.8),且均無明顯 Eu異常(δEu=0.81～1.0)。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖解中(圖8b),樣品整體富集大離子親石元素(LILE)Rb、K、Th 和 U,虧損高場強元素(HFSE)Nb、Ta、Ti,無 Zr、Hf異常。此外,石背安山玢巖和部分妙禪寺安山玢巖顯示明顯的Sr正異常,而另一部分妙禪寺安山玢巖則顯示明顯的Sr負(fù)異常。

4 討 論

4.1 形成時代

妙禪寺安山玢巖曾被認(rèn)為是灰色含礫砂巖,歸為泥盆系;而石背安山玢巖被歸為晚白堊世南雄群(K2NX)(廣東省地質(zhì)局761隊,1961)。此次對兩地火山巖開展的LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年研究表明其形成時代分別為105.0±0.7 Ma和104.3±0.8 Ma,二者時代一致,均屬于早白堊世晚期。

早白堊世晚期(105±5 Ma)是中國東南部重要的構(gòu)造巖漿活化期(陳國達(dá),1956,1959b),特別是在東南沿海地區(qū)廣泛形成了火山–花崗巖帶(圖1b)(陳國達(dá),1977),如福建的福州巖體(104 Ma)、丹陽巖體(103 Ma)(Martin et al.,1994)、古農(nóng)巖體(101 Ma)(周珣若等,1994);浙江的梁弄巖體(101 Ma)、龍王堂巖體(110 Ma)、山頭鄭巖體(108 Ma)(陳江峰等,1993)、大岙巖體(100 Ma)(王一先和趙振華,1997);福建永泰玄武巖–流紋巖雙峰式火山巖(103 Ma)(徐夕生和謝昕,2005);江西廣豐二渡關(guān)玄武質(zhì)粗面安山玢巖(105 Ma)(徐夕生和謝昕,2005);贛南田新安山玢巖(102 Ma)(陳振宇等,2012)等。在華南內(nèi)陸,白堊紀(jì)火山活動也有很多報道和記錄:李獻華等(1997)曾報道了粵北存在白堊紀(jì)(105 Ma)基性巖脈;舒良樹等(2004)曾獲得南雄盆地存在 96 Ma橄欖玄武巖;耿紅燕等(2006)報道了粵西郁南地區(qū)存在白堊紀(jì)(約100 Ma)火山–侵入巖漿活動。最近,祝新友等(2013)在粵北凡口鉛鋅礦區(qū)內(nèi)獲得了隱伏的輝綠巖形成時代為 122～90 Ma。這些發(fā)現(xiàn)表明華南東部晚中生代早白堊世晚期大規(guī)模巖漿活化作用形成的火山–侵入巖帶已經(jīng)影響到南嶺南緣,粵北仁化丹霞山地區(qū)是一個重要的白堊紀(jì)巖漿活動地區(qū)。

4.2 巖石成因與源區(qū)特征

圖5 妙禪寺和石背安山玢巖主量元素-MgO散點圖Fig.5 Major oxides vs.MgO diagrams for the andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

安山巖成因很復(fù)雜,但其對理解陸殼生長有著重大意義(邢光福等,2001;謝昕等,2003;Lee and Bachmann,2014)。目前關(guān)于安山巖的成因有以下幾種解釋:(1)由酸性的英安–流紋質(zhì)巖漿(或富硅的地殼物質(zhì))與基性的玄武質(zhì)巖漿混合作用形成(Clynne,1999;Dungan and Davidson,2004;Reubi and Blundy,2009;Streck et al.,2007);(2)由玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異形成(Gill,1981;Graham and Cole,1991;Jagoutz et al.,2009;Tiepolo et al.,2011;Dessimoz et al.,2012);(3)由玄武質(zhì)洋殼/地殼(俯沖洋殼板片或玄武質(zhì)下地殼)的部分熔融形成(Rapp et al.,1999,2003;Yogodzinski et al.,2001);(4)水飽和情況下,由地幔橄欖巖部分熔融形成(Kelemen,1995;Kawamoto and Holloway,1997;Carmichael,2002;Grove et al.,2012)。

圖6 妙禪寺和石背安山玢巖微量元素-MgO變化圖解Fig.6 Trace elements vs.MgO diagrams for the andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

圖7 妙禪寺和石背安山玢巖Sr/Y-Y (a)和(La/Yb)N-YbN (b)圖解(據(jù)Defant and Drummond,1990)Fig.7 Sr/Y vs.Y (a),and (La/Yb)N vs.YbN (b)diagrams for the andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

圖8 妙禪寺和石背安山玢巖稀土元素配分型式(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值引自Sun and McDonough,1989;原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值引自McDonough and Sun,1995)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spidergram (b)for the andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

本文所研究的妙禪寺和石背安山玢巖樣品均具有 LREE富集的右傾配分模式(圖8a),輕重稀土分餾較弱 ((La/Yb)N=9.50～11.8,Dy/Yb=1.09～1.34),表明巖漿源區(qū)石榴石不穩(wěn)定,巖漿形成的深度較淺。兩者 Eu異常不明顯(δEu=0.81～1.0),指示巖漿源區(qū)可能有較高水含量,抑制了斜長石的分離結(jié)晶(Grove and Baker,1984);或者指示巖漿源區(qū)可能有較高的氧逸度(Sun and Nesbitt,1978;Crawford et al.,1989;Woodhead et al.,1998)。巖漿中Eu3+/Eu2+比值往往隨氧逸度增加而升高,高氧逸度情況下的 Eu與其他REE在斜長石中分配系數(shù)一致,這種情況下即使巖漿發(fā)生斜長石的分離結(jié)晶作用也不會形成明顯的Eu負(fù)異常。而妙禪寺和石背安山玢巖顯示明顯 Sr異?，F(xiàn)象(圖8b),暗示其可能為源區(qū)巖漿在高氧逸度環(huán)境下發(fā)生過斜長石結(jié)晶分異作用(形成于貧水的環(huán)境)的產(chǎn)物,部分樣品 Sr正異?？赡芘c地殼混染有關(guān)。

妙禪寺和石背安山玢巖 Mg#值較高,介于 49～61(平均 54)。Atherton and Petford (1993)曾認(rèn)為通過下地殼鐵鎂質(zhì)巖石直接部分熔融形成的安山質(zhì)巖漿由于未與地幔相互作用,其 Mg#小于 45;Rapp and Wastson (1995)認(rèn)為單純的基性巖石部分熔融形成的巖漿Mg#不會超過45;Kelemen (1995)提出Mg#>60和 Ni>100 μg/g的高鎂安山質(zhì)巖漿很可能與地幔橄欖石是平衡的,代表了地幔熔體。顯然,妙禪寺和石背安山玢巖不可能單獨由下地殼或基性巖石直接部分熔融產(chǎn)生,而更可能是深部地幔橄欖巖部分熔融形成的產(chǎn)物。巖漿中Cr、Ni含量主要受控于橄欖石。妙禪寺和石背安山玢巖 Cr (24.6～176 μg/g,平均91.8 μg/g)、Ni (5.80～41.0 μg/g,平均 20.4 μg/g)含量均低于對應(yīng)地幔原始巖漿值(Cr>1000 μg/g,Ni>400～500 μg/g,Wilson,1989),這表明形成仁化安山玢巖的地幔巖漿可能經(jīng)歷了橄欖石分離結(jié)晶作用,但巖漿較高的 Mg#值表明橄欖石分離結(jié)晶作用并不強烈。樣品的P2O5(0.23%～0.36%)含量高于地幔直接熔融的巖漿(P2O5<0.2%,Lee and Bachmann,2014)和地殼(P2O5<0.1%,Rudnick and Gao,2003),也說明幔源巖漿曾經(jīng)歷過不包含磷灰石的結(jié)晶分異作用,從而提高了巖漿中P2O5的含量。

石背安山玢巖具有較妙禪寺安山玢巖更高的MgO、FeOT、Cr和Ni含量,更低的CaO、Al2O3、K2O、Na2O、Rb和 Ba含量,且主、微量元素含量變化范圍更小,表明兩者的巖漿演化過程可能存在差異。從La/Sm-La/Nb圖解(圖9)可以看出,妙禪寺安山玢巖可能較石背安山玢巖經(jīng)歷了更高程度的地殼混染。妙禪寺和石背安山玢巖微量元素特征一致,均具有大離子親石元素(LILE)K、Rb、U、Th等富集,高場強元素(HFSE)Nb、Ta和Ti虧損的特征(圖8b),與島弧和陸殼巖石的微量元素特征相似。但是,具有類似島弧微量元素特征的巖漿并不一定產(chǎn)于島弧環(huán)境,也可能由其他原因所致,如地殼混染、巖漿混合、古老島弧物質(zhì)的活化或者受改造地幔的熔融(Wang et al.,2010)。由于島弧巖漿過程中Th的活動性小于U (Hawkesworth et al.,1997),島弧巖漿Th/U比值介于1.5～2.5 (Becker et al.,1999)。妙禪寺和石背安山玢巖 Th/U=3.72～4.31,明顯大于島弧巖漿Th/U比值,暗示二者可能并非形成于島弧環(huán)境。其Zr含量(122～155 μg/g)和 Zr/Y比值(6.56～9.10),均指示板內(nèi)巖漿源區(qū)特征(Pearce and Norry,1979);結(jié)合其他地球化學(xué)特征如樣品的 La/Nb>3,Nb/La<0.31,(Th/Nb)N>10等,表明仁化安山玢巖源區(qū)應(yīng)為有地殼物質(zhì)加入的大陸板內(nèi)玄武質(zhì)巖漿(Saunders et al.,1992;Kieffer et al.,2004)。結(jié)合前人在該區(qū)域發(fā)現(xiàn)同時期的基性巖脈(李獻華等,1997),妙禪寺和石背安山玢巖可能為陸內(nèi)拉張環(huán)境下的產(chǎn)物。

圖9 妙禪寺和石背安山玢巖La/Sm-La/Nb圖解Fig.9 La/Sm vs.La/Nb diagram for the andesitic porphyrite from Miaochansi and Shibei

因此,我們認(rèn)為仁化安山玢巖母巖漿是陸內(nèi)拉張環(huán)境下由巖石圈地幔部分熔融產(chǎn)生。巖漿經(jīng)歷一定程度結(jié)晶分異作用,并在上升或侵位過程中遭受不同程度地殼混染后最終形成安山質(zhì)巖漿噴出地表。

4.3 構(gòu)造背景

關(guān)于華南中生代巖漿作用及其活動的大地構(gòu)造背景,長期以來都是研究熱點和爭議焦點。陳國達(dá)(1956,1959b)曾提出了地幔蠕動熱能聚散交替所引起的地臺區(qū)構(gòu)造活化假說;郭令智等(1983)提出西太平洋中、新生代溝–弧–盆復(fù)合體系的觀點。此后,Jahn et al.(1986)和Lapierre et al.(1997)認(rèn)為中國東部晚侏羅世–早白堊世巖漿活動與太平洋板塊的西向俯沖有關(guān),晚白堊世開始轉(zhuǎn)為陸內(nèi)拉伸裂陷活動。鄧晉福和趙國春(2000)認(rèn)為,中國東部燕山期火山巖是巖石圈拆沉與大洋俯沖的聯(lián)合作用所致。而董樹文等(2000)認(rèn)為約在160～150 Ma前后,亞洲東部巖石圈發(fā)生巨量減薄,導(dǎo)致軟流圈地幔側(cè)向上涌補償,致使太平洋板塊、西伯利亞板塊和印度洋板塊向東亞大陸匯聚,晚侏羅世–早白堊世出現(xiàn)了太平洋板塊的西向俯沖。周新民和李武顯(2000)則提出了巖石圈消減和玄武巖底侵相結(jié)合的燕山晚期火成巖成因模式。Li and Li (2007)認(rèn)為早侏羅世(大約190 Ma),造山作用結(jié)束,俯沖板片開始斷離,出現(xiàn) A型花崗巖,此后,中侏羅世(180～150 Ma)斷離板片拆沉,俯沖板片后撤或高角度俯沖,在華東南形成堿性玄武巖、雙峰式火山巖和A型或I型花崗巖。上述觀點不盡相同,但基本上都同意中國東部自晚中生代開始發(fā)生了重大的巖漿作用與構(gòu)造體制的變化,這些變化與太平洋板塊向西俯沖的速率和俯沖角度以及板塊的拆沉等有關(guān)(Engebretson et al.,1985;Maruyama and Seno,1986;Zhou and Li,2000),由此造成巖漿活動帶總體上從內(nèi)陸向沿海方向的遷移,即侏羅紀(jì)花崗巖類主要分布于武夷山以西的內(nèi)陸地區(qū),白堊紀(jì)火山–侵入巖主要分布于浙閩沿海地區(qū)。這些沿海的白堊紀(jì)火山–侵入巖構(gòu)成了華南受太平洋構(gòu)造域影響發(fā)生大規(guī)模巖漿作用的主旋律,它們形成于弧后拉張的構(gòu)造環(huán)境,蘊含了豐富的殼幔相互作用信息(徐夕生和謝昕,2005;耿紅燕等,2006)。

粵北地區(qū)雖遠(yuǎn)離太平洋板塊向歐亞大陸板塊的俯沖帶,但晚中生代以來該地區(qū)的巖石圈動力學(xué)演化明顯地受控于這兩大板塊的相互作用(李獻華等,1997;耿紅燕等,2006;董傳萬和彭亞鳴,1994;Wang et al.,2013)。無論浙江青田109 Ma的A型花崗巖(董傳萬和彭亞鳴,1994),還是贛南–粵北的長塘、仁居、尋烏盆地105～96 Ma雙峰式火山巖(巫建華等,2012)的出露,都充分說明粵北在早白堊世晚期已處于巖石圈的伸展環(huán)境。這些證據(jù)表明,在包括粵北凡口和南嶺在內(nèi)的中國東南部廣大地區(qū),早白堊世晚期約100 Ma是一次重要的巖石圈拉張時代。

5 結(jié) 論

(1)LA-ICP-MS 鋯石 U-Pb同位素定年結(jié)果表明,粵北仁化妙禪寺和石背安山玢巖形成時代分別為105.0±0.7 Ma和 104.3±0.8 Ma,指示粵北地區(qū)存在早白堊世晚期的強烈?guī)r漿活化作用。

(2)粵北仁化早白堊世晚期安山玢巖為高鉀鈣堿性巖石,與浙閩沿海的晚中生代火山巖類似,明顯富集輕稀土(LREE)和大離子親石元素(Rb、K、Th、U),虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti),具有類似島弧和大陸地殼巖石的地球化學(xué)特征。微量元素特征指示其母巖漿應(yīng)是由陸內(nèi)拉張環(huán)境下的巖石圈地幔部分熔融產(chǎn)生,經(jīng)歷一定結(jié)晶分異作用,并在上升或侵位過程中遭受不同程度地殼混染,最終形成安山質(zhì)巖漿噴出地表。

(3)粵北地區(qū)早白堊世晚期火山巖形成于巖石圈伸展構(gòu)造背景,是太平洋板塊向歐亞板塊俯沖后緣的拉張環(huán)境下形成的產(chǎn)物?；洷钡貐^(qū)出現(xiàn)早白堊世中性火山巖,表明晚中生代火山巖不只局限在東南沿海地區(qū)。

致謝:感謝匿名審稿專家對本文提出的意見和建議。本研究工作得到了中金嶺南有色金屬股份有限公司凡口鉛鋅礦姚曙、顏克俊、宋亮明、劉武生、陳尚周、羅文生等高級工程師和中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室曾文、涂湘林、劉穎、胡光黔以及馬金龍等老師的支持和幫助,在此表示衷心的感謝。

謹(jǐn)以此文紀(jì)念我們最尊敬的導(dǎo)師、著名地質(zhì)學(xué)家陳國達(dá)院士誕辰102周年！

陳國達(dá).1940.崇仁–宜黃間地質(zhì)礦產(chǎn).江西省地質(zhì)調(diào)查所匯刊,第4號:71–128.

陳國達(dá).1956.中國地臺“活化區(qū)”的實例并兼論“華夏古陸”問題.地質(zhì)學(xué)報,36(3):239–272.

陳國達(dá).1959a.地殼的第三基本構(gòu)造單元——地洼區(qū)．科學(xué)通報,4(3):94–95.

陳國達(dá).1959b.地殼動“定”轉(zhuǎn)化遞進說——論地殼發(fā)展的一般規(guī)律.地質(zhì)學(xué)報,39(3):227–241.

陳國達(dá).1977.1∶400萬中國大地構(gòu)造圖.北京:地圖出版社.

陳國達(dá).1996.地洼學(xué)說——活化構(gòu)造及成礦理論體系概論.長沙:中南工業(yè)大學(xué)出版社:1–455.

陳國達(dá).1998.亞洲陸海殼體大地構(gòu)造.長沙:湖南教育出版社:1–322.

陳江峰,Foland K A,劉義茂.1993.蘇州復(fù)式花崗巖體的精確40Ar-39Ar定年.巖石學(xué)報,9(1):77–85.

陳振宇,王登紅,陳鄭輝,侯可軍,趙正.2012.贛南興國田新白堊紀(jì)火山巖的鋯石U-Pb定年及其構(gòu)造背景.巖礦測試,31:543–548.

鄧晉福,趙國春.2000.中國東部燕山期火成巖構(gòu)造組合與造山–深部過程.地質(zhì)論評,46(1):41–48.

董傳萬,彭亞鳴.1994.浙江青田地區(qū)火山–侵入雜巖的地球化學(xué)特征及其板塊構(gòu)造背景.浙江大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,28(5):540–548.

董樹文,吳錫浩,吳珍漢,鄧晉福,高銳,王成善.2000.論東亞大陸的構(gòu)造翹變.地質(zhì)論評,46(1):8–13.

福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局.1985.福建省區(qū)域地質(zhì)志.北京:地質(zhì)出版社:1–671.

耿紅燕,徐夕生,O’Reilly S Y,趙明,孫濤.2006.粵西白堊紀(jì)火山–侵入巖漿活動及其地質(zhì)意義.中國科學(xué)(D輯),36(7):601–617.

廣東省地質(zhì)局761隊.1961.廣東省韶關(guān)地區(qū)1∶20萬地質(zhì)圖說明書:1–81.

廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局.1988.廣東省區(qū)域地質(zhì)志.北京:地質(zhì)出版社:1–941.

郭令智,施央申,馬瑞士.1983.西太平洋中、新生代活動大陸邊緣和島弧構(gòu)造的形成及演化.地質(zhì)學(xué)報,57(1):11–21.

黃海玲,鄭家儀.2001.吳川–四會斷裂帶的運動學(xué)特征研究.鈾礦地質(zhì),17(1):34–43.

李獻華,胡瑞忠,饒冰.1997.粵北白堊紀(jì)基性巖脈的年代學(xué)和地球化學(xué).地球化學(xué),26(2):14–31.

李獻華,周漢文,劉穎,李寄嵎,陳正宏,于津生,桂訓(xùn)唐.2001.粵西陽春中生代鉀玄質(zhì)侵入巖及其構(gòu)造意義:II .微量元素和Sr-Nd同位素地球化學(xué).地球化學(xué),30(1):57–65.

梁新權(quán),溫淑女.2009.廣東凡口鉛鋅礦床的走滑構(gòu)造及成礦模式.大地構(gòu)造與成礦學(xué),33(4):556–566.

劉穎,劉海臣,李獻華.1996.用ICP-MS準(zhǔn)確測定巖石樣品中的40余種微量元素.地球化學(xué),25(6):552–558.

舒良樹,鄧平,王彬,譚正中,余心起,孫巖.2004.南雄–諸廣地區(qū)晚中生代盆山演化的巖石化學(xué)、運動學(xué)與年代學(xué)制約.中國科學(xué)(D輯),34(1):1–13.

王一先,趙振華.1997.浙江花崗巖類地球化學(xué)與地殼演化:Ⅰ.顯生宙花崗巖類.地球化學(xué),26(5):1–15.

巫建華,徐勛勝,劉帥.2012.贛南–粵北地區(qū)晚白堊世早期長英質(zhì)火山巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義.地質(zhì)通報,31(8):1296–1305.

吳根耀.2006.白堊紀(jì):中國及鄰區(qū)板塊構(gòu)造演化的一個重要變換期.中國地質(zhì),33(1):64–77.

謝昕,徐夕生,邢光福,鄒海波.2003.浙東早白堊世火山巖組合的地球化學(xué)及其成因研究.巖石學(xué)報,19(3):385–398.

邢光福,汪慶華,陶奎元.2001.東南沿海中生代安山玢巖的地質(zhì)意義.火山地質(zhì)與礦產(chǎn),22(1):157–162.

徐夕生,謝昕.2005.中國東南部晚中生代–新生代玄武巖與殼幔作用.高校地質(zhì)學(xué)報,11(3):318–334.

余達(dá)淦,葉發(fā)旺,王勇.2001.江西廣豐早白堊世中晚期盆地火山–侵入雜巖活動序列確認(rèn)及地質(zhì)意義.大地構(gòu)造與成礦學(xué),25(3):271–276.

俞云文,周泰禧,陳江峰.1993.浙江玄壇地早白堊世晚期雙峰式火山巖特征及其成因.南京大學(xué)學(xué)報:地球科學(xué)版,5(4):420–429.

翟麗娜,蔡錦輝,劉慎波.2009.廣東凡口鉛鋅礦床成礦地質(zhì)特征及資源預(yù)測.華南地質(zhì)與礦產(chǎn),(2):37–51.

張利民.1991.從信江盆地新資料論侏羅–白堊系的界線.地質(zhì)論評,37(4):300–318.

浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局.1988.浙江省區(qū)域地質(zhì)志.北京:地質(zhì)出版社:1–440.

周新民,李武顯.2000.中國東南部晚中生代火成巖成因:巖石圈消減和玄武巖底侵相結(jié)合的模式.自然科學(xué)進展,10(3):240–247.

周 珣 若,吳克隆,嚴(yán)炳銓.1994.漳州I-A型花崗巖.北京:科學(xué)出版社:8–117.

祝新友,王京彬,劉慎波,王艷麗,韓英,甄世民,郭寧寧.2013.廣東凡口MVT鉛鋅礦床成礦年代——來自輝綠巖鋯石SHRIMP定年證據(jù).地質(zhì)學(xué)報,87(2):167–177.

Andersen T.2002.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology,192:59–79.

Atherton M P and Petford N.1993.Generation of sodium rich magmas from newly under plated basaltic crust.Nature,362:144–146.

Becker H,Wenzel T and Volker F.1999.Geochemistry of glimmerite veins in peridotites from lower Austria—implications for the origin of K-rich magmas in collision zones.Journal of Petrology,40(2):315–338.

Black L P,Kamo S L,Allen C M,Aleinikoff J N,Davis D W,Korsch R J and Foudoulis C.2003.TEMORA 1:A new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology.Chemical Geology,200(1–2):155–170.

Carmichael I S.2002.The andesite aqueduct:Perspectives on the evolution of intermediate magmatism in west-central (105-99°W)Mexico.Contributions to Mineralogy and Petrology,143(6):641–663.

Clynne M A.1999.A complex magma mixing origin for rocks erupted in 1915,Lassen Peak,California.Journal of Petrology,40(1):105–132.

Crawford A J,Falloon T J and Green D H.1989.Classification,petrogenesis and tectonic setting of boninites // Crawford A J.Boninites.London:Unwin Hyman:2–49.

Defant M J and Drummond M S.1990.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere.Nature,347:662–665.

Dessimoz M,Müntener O and Ulmer P.2012.A case for hornblende dominated fractionation of arc magmas:The Chelan Complex (Washington Cascades).Contributions to Mineralogy and Petrology,163(4):567–589.

Dungan M A and Davidson J.2004.Partial assimilative recycling of the mafic plutonic roots of arc volcanoes:An example from the Chilean Andes.Geology,32(9):773–776.

Engebretson D C,Cox A and Gordon R G.1985.Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basin.Geological Society of America Special Paper,206:1–60.

Gill J B.1981.Orogenic Andesites and Plate Tectonic.New York:Springer-Verlag Berlin:390.

Graham I J and Cole J W.1991.Petrogenesis of andesites and dacites of White Island volcano,Bay of Plenty,New Zealand,in the light of new geochemical and isotopic data.New Zealand Journal of Geology and Geophysics,34:303–315.

Grove T L,Till C B and Krawczynski M J.2012.The role of H2O in subduction zone magmatism.Annual Review of Earth and Planetary Sciences,40:413–439.

Grove T L and Baker M B.1984.Phase equilibrium controls on the tholeiitic versus calc-alkaline differentiation trends.Journal of Geophysical Research:Solid Earth,89(B5):3253–3274.

Hastie A R,Kerr A C,Pearce J A and Mitchell S F.2007.Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements:Development of the Th-Co discrimination diagram.Journal of Petrology,48(12):2341–2357.

Hawkesworth C J,Turner S P,McDermott F,Peate D W and Van Calsteren P.1997.U-Th isotopes in arc magmas:Implications for element transfer from the subducted crust.Science,276(5312):551–555.

Jahn B M,Martineu F,Peucat J and Cornichet J.1986.Geochronology of the Tananao schist complexes,Taiwan,and its regional tectonics significance.Tectonophysics,125:145–160.

Jagoutz O E,Burg J P,Hussain S,Dawood H,Pettke T,Iizuka T and Maruyama S.2009.Construction of the granitoid crust of an island arc part I:Geochronological and geochemical constraints from the plutonic Kohistan(NW Pakistan).Contributions to Mineralogy and Petrology,158(6):739–755.

Kawamoto T and Holloway J R.1997.Melting temperature and partial melt chemistry of H2O-saturated mantle peridotite to 11 gigapascals.Science,276(5310):240–243.

Kelemen P B.1995.Genesis of high Mg-number andesites and the continental-crust.Contributions to Mineralogy and Petrology,120:1–19.

Kieffer B,Arndt N,Lapierre H,Bastien F,Bosch D,Pecher A,Yirgu G,Ayalew D,Weis D and Jerram D A.2004.Flood and shield basalts from Ethiopia:Magmas from the African superswell.Journal of Petrology,45(4):793–834.

Lapierre H,Jahn B M,Charvet J and Yu Y W.1997.Mesozoic felsic arc magmatism and continent al olivine tholeiites in Zhejiang Province and their relationship with tectonic activity in SE China.Tectonophysics,274:321–338.

Lee C T A and Bachmann O.2014.How important is the role of crystal fractionation in making intermediate magmas? Insights from Zr and P systematics.Earth and Planetary Science Letters,393:266–274.

Li Z X and Li X H.2007.Formation of the 1300-km-wide intracontinental orogen and post-orogenic magmatic province in Mesozoic South China:A flat-slab subduction model.Geology,35(2):179–182.

Liu Y,Gao S,Hu Z,Gao C,Zong K and Wang D.2010.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb dating,Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths.Journal of Petrology,51(1–2):537–571.

Ludwig K R.2003.User's manual for Isoplot 3.00:A geochronological toolkit for Microsoft Excel.

Martin H,Bonin B,Capdevila R,Jahn B M,Lameyre J and Wang Y.1994.The Kuiqi peralkaline granitic complex(SE China):Petrology and geochemistry.Journal of Petrology,35(4):983–1015.

Maruyama S and Seno T.1986.Orogeny and relative plate motions:Example of Japanese islands.Tectonophysics,127:305–329.

McDonough W F and Sun S S.1995.The composition of the Earth.Chemical Geology,120(3–4):223–253.

Pearce J A and Norry M J.1979.Petrogenetic implications of Ti,Zr,Y,and Nb variations in volcanic rocks.Contributions to Mineralogy and Petrology,69(1):33–47.

Rapp R P,Shimizu N and Norman M D.2003.Growth of early continental crust by partial melting of eclogite.Nature,425(6958):605–609.

Rapp R P,Shimizu N,Norman M D and Applegate G S.1999.Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge:Experimental constraints at 3.8 GPa.Chemical Geology,160(4):335–356.

Rapp R P and Watson E B.1995.Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar:Implications for continental growth and crust-mantle recycling.Journal of Petrology,36:891–931.

Reubi O and Blundy J.2009.A dearth of intermediate melts at subduction zone volcanoes and the petrogenesis of arc andesites.Nature,461:1269–1273.

Rudnick R L and Gao S.2003.Composition of the continental crust.Treatise on Geochemistry (Volume 3),3:1–64.

Saunders A D,Storey M,Kent R W and Norry M J.1992.Consequences of plume-lithosphere interactions.Geological Society,London,Special Publications,68(1):41–60.

Streck M J,Leeman W P and Chesley J.2007.High-magnesian andesite from Mount Shasta:A product of magma mixing and contamination,not a primitive mantle melt.Geology,35:351–354.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.Geological Society,London,Special Publications,42:313–345.

Sun S S and Nesbitt R W.1978.Geochemical regularities and genetic significance of ophiolitic basalts.Geology,6(11):689–693.

Tiepolo M,Tribuzio R and Langone A.2011.High-Mg andesite petrogenesis by amphibole crystallization and ultramafic crust assimilation:Evidence from Adamello Hornblendites (Central Alps,Italy).Journal of Petrology,52:1011–1045.

Wang X L,Jiang S Y and Dai B Z.2010.Melting of enriched Archean subcontinental lithospheric mantle:Evidence from the ca.1760 Ma volcanic rocks of the Xiong’er Group,southern margin of the North China Craton.Precambrian Research,182(3):204–216.

Wang Y J,Fan W M,Zhang G W and Zhang Y H.2013.Phanerozoic tectonics of the South China Block:Key observations and controversies.Gondwana Research,23(4):1273–1305.

Wilson B M.1989.Igneous petrogenesis.London:Unwin Hyman:1–466.

Winchester J A and Floyd P A.1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements.Chemical geology,20:325–343.

Woodhead J D,Eggins S M and Johnson R W.1998.Magma genesis in the New Britain island arc:Further insights into melting and mass transfer processes.Journal of Petrology,39(9):1641–1668.

Yogodzinski G M,Lees J M,Churikova T G,Dorendorf F,W?erner G and Volynets O N.2001.Geochemical evidence for the melting of subducting oceanic lithosphere at plate edges.Nature,409(6819):500–504.

Yuan H L,Gao S,Liu X M,Gunther D and Wu F Y.2004.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasmamass spectrometry.Geostandards and Geoanalytical Research,28(3):353–370.

Yuan H L,Wu F Y,Gao S,Liu X M,Xu P and Sun D Y.2003.Determination of U-Pb age and rare earth element concentrations of zircons from Cenozoic intrusions in northeastern China by laser ablation ICP-MS.Chinese Science Bulletin,48(22):2411–2421.

Zhou X M and Li W X.2000.Origin of Late Mesozoic igneous rocks in Southeastern China:Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas.Tectonophysics,326:269–287.

Zhou X M,Sun T,Shen W Z,Shu L S and Niu Y L.2006.Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China:A response to tectonic evolution.Episodes,29(1):26–33.