桂东南早白垩世晚期火山岩年代学、地球化学特征及地质意义

Chronological, Geochemical Characteristics and Geological Significance of Volcanic Rocks in the Late Early Cretaceous in Southeast Guangxi

摘要

桂东南地区晚中生代岩浆活动广泛发育，其形成构造背景以及动力学机制仍存在争议.本文对桂东南新州塘、大业地区火山岩进行了年代学、全岩地球化学和Sr-Nd-Hf同位素研究.结果显示新州塘、大业火山岩主体分别为安山岩和英安岩，锆石U-Pb年龄分别为98.5~100.5 Ma、99.2 Ma，均形成于早白垩世晚期. 两者均具有低TiO₂（平均值<1%）、高Al₂O₃ （平均值>15%）的特点，属于高钾钙碱性-钾玄系列，均富集LILE、亏损HFSE，在稀土元素配分模式上均表现为轻稀土富集右倾型，无明显的Eu异常. 新州塘样品与大业样品相比具有较低的SiO₂含量、更高的Mg^#值以及更高的Cr、Ni的含量，属于高镁安山岩. Sr-Nd-Hf同位素结果显示新州塘安山岩样品相对大业英安岩样品具有更加亏损的特征ε_Nd（t）值（分别为-6.26~-7.11、-9.35~-9.37）和ε_Hf（t）值（分别为-6.47~-8.95、-8.70~-14.08）.综上所述，桂东南地区新州塘高镁安山岩应该是由富集地幔部分熔融形成，而大业英安岩是同期古元古代地壳物质部分熔融所形成，它们的形成与晚中生代华南大陆的拉张伸展构造密切相关.

关键词

白垩纪 / 火山岩 / 锆石U-Pb定年 / 地球化学 / 桂东南

Key words

Cretaceous / volcanic rocks / zircon U-Pb dating / geochemistry / Southeast Guangxi

0 引言

华南板块（扬子和华夏地块拼合而成）北邻华北克拉通和秦岭-大别造山带，东临太平洋，西连三江造山带，西南与印支地块接壤，处于多板块的交汇地带，受到了多个构造域的影响. 华南中生代岩浆活动十分旺盛，特别是晚中生代，发育了众多长英质岩石（Zhou et al.，2006；杨帆等，2018）. 前人对华南晚中生代岩浆活动进行了大量的研究与调查，就其成因提出了地幔柱假说（毛建仁等，1999）、岩石圈伸展假说（李献华等，1999；Li，2000）、平板俯冲假说（Li and Li，2007）、弧后环境假说（Zhou et al.， 2006；谭俊等，2008）等. 需要注意的是，前人对于华南晚中生代的相关研究大多集中东南沿海地区，对于华南内陆地区的研究相对较少. 且研究的对象集中于分布广泛的花岗岩等酸性侵入岩体，其他种类岩浆岩的证据（例如基性-中性火山岩等）相对较少，尚需更多资料进一步完善研究.

桂东南地区位于华南内陆，处于华南重要的多金属成矿带钦杭结合带的西南端，出露有晚中生代火山岩，是研究完善华南晚中生代岩浆活动成因机制和构造背景的理想研究对象. 尽管前人开展了一定程度的研究工作，但对其成因还是存在较大争议：（1）岩浆岩的形成受古太平洋板块影响，处于同碰撞挤压或伸展的环境下（毛景文等，2008；毕诗健等，2015；李程，2018）；（2）岩浆岩的形成是新特提斯洋脊向南海北缘俯冲的结果（强萌麟，2016；刘洋等，2021）；（3）岩浆岩的形成与软流圈地幔上涌和岩石圈伸展-减薄有关（陈新跃等，2013；劳妙姬等，2015）. 因此，本文选择桂东南地区新州塘、大业晚中生代火山岩进行了系统的年代学、地球化学研究，探讨其岩石成因及形成环境，从而为桂东南地区晚中生代岩浆岩形成的大地构造背景提供约束.

1 地质背景及样品描述

桂东南地区位于扬子地块与华夏地块拼合带西南段（钦杭成矿带西南缘，如图1），研究区属于钦州-云开地块，夹持于凭祥-大黎断裂系和岑溪-博白断裂系之间，白垩纪火山活动多以安山质岩浆喷发开始，向英安质、流纹质演化（强萌麟，2019）. 本文研究区火山岩分布于玉林市新州塘、岑溪市大业一带（如图2），新州塘地区出露的主要地层为志留系、泥盆系、石炭系、白垩系、第四系；大业地区出露的主要地层为志留系、侏罗系和白垩系.

本次研究8件样品采自新州塘地区的燕山晚期紫苏安山玢岩（N：22°31′51″，E：110°13′20.5″），2件样品采于大业地区的晚白垩世西垌组火山岩（N：22°58′16.98″，E：111°12′43.32″）. 对其中用于锆石U-Pb定年的样品19XZT-01、19XZT-02、19DY-02、20XZT-02、20XZT-04进行了详细的镜下鉴定，结合野外观察，新州塘样品均为安山岩，大业样品为英安岩.

19XZT-01样品手标本呈紫红色，具斑状结构（图3a）. 镜下斑晶主要为斜长石（1%~3%）和暗色矿物假晶（5%~10%），另外还有少量的石英（<1%）. 其中斜长石呈自形-半自形板柱状，粒径0.5~1.2 mm，具明显双晶并且具有溶蚀边以及爆裂纹；暗色矿物（角闪石、辉石）蚀变较强，形态不明显（图3b）. 基质具比较明显的安山结构，主要以暗色矿物微晶为主，其间充填斜长石微晶. 定名为紫红色安山岩.

19XZT-02样品手标本呈灰绿色，具斑状结构（图3c）. 斑晶以辉石和斜长石为主（10%~20%），也含有少量的角闪石、黑云母、绿泥石（<1%）. 其中斜长石呈自形-半自形板柱状，粒径0.5~1.0 mm；辉石呈自形-半自形板柱状，粒径0.2~0.8 mm，两者蚀变均较强. 黑云母、绿泥石等应该是由暗色矿物假晶的演化而来，暗示样品演化程度较强（图3d）. 基质具比较明显的安山结构，主要以暗色矿物微晶为主，其间充填斜长石微晶. 定名为灰绿色安山岩.

20XZT-02样品手标本呈紫红色，具斑状结构（图3e）. 斑晶主要为暗色矿物（10%~15%），辅以斜长石（4%~5%）和石英（1%~2%）. 其中暗色矿物斑晶以角闪石和辉石为主，角闪石数量相对较多，粒度0.2~0.5 mm，蚀变程度较强；斜长石呈自形-半自形板柱状，粒度0.3~0.9 mm，双晶比较明显；石英整体较平整光滑，粒度0.5~1.2 mm，有些石英边部经受了比较明显的溶蚀（图3f）. 基质具比较明显的安山结构，主要以暗色矿物微晶为主，其间充填斜长石微晶. 定名为紫红色安山岩.

20XZT-04样品手标本呈灰绿色，具斑状结构（图3g）. 斑晶主要为斜长石（5%~15%），另外还含有少量的石英与暗色矿物（2%~3%）. 其中斜长石呈自形-半自形板柱状，粒径0.5~2.0 mm，多数在0.5~1.0 mm之间，常具破碎纹，部分蚀变较强（图3h）. 基质具比较明显的安山结构，主要以暗色矿物微晶为主，其间充填斜长石微晶. 定名为灰绿色安山岩.

19DY-02样品手标本为灰绿色，较为致密且具斑状结构（图4a）. 斑晶主要为斜长石（10%~20%）与暗色矿物（5%~10%）. 其中斜长石自形情况不佳且破碎较严重，蚀变程度较高，具绢云母化以及暗色矿物矿化；暗色矿物蚀变程度也比较高，以角闪石和辉石居多，自形程度较斜长石更好，粒度0.2~0.9 mm（图4b）. 基质具明显的隐晶质结构，主要以长英质物质为主. 定名为灰绿色英安岩.

2 测试方法

本次研究选取了新州塘地区的安山岩19XZT-01、19XZT-02、20XZT-02、20XZT-04和大业地区英安岩19DY-02进行定年. 研究用于进行锆石U-Pb年代学测试的样品交由河北廊坊市诚信地质服务有限公司代为分选锆石并制靶，在桂林理工大学精密显微镜实验室进行锆石透-反射照片拍摄，在广西隐伏金属矿产勘查重点实验室电子探针室拍摄锆石阴极发光（CL）图，通过透-反射照片和阴极发光（CL）图像观察其锆石的晶体形貌和内部结构，从中挑选出合适的同位素分析区域. LA-ICP-MS锆石微区原位定点年测试分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室内完成，分析仪器为激光电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS），激光取样系统Coherent GeoLas HD激光剥蚀系统与Agilent 7900电感耦合等离子体质谱仪连接. 本次分析激光器工作频率为５Hz，剥蚀物质载气为高纯度氦气，测试采用的激光束斑直径为32 μm，锆石年龄计算采用标准锆石Temora作为外标，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST610作为外标. 数据处理通过ICPMSDataCal7.2（Liu et al.， 2009）进行，普通Pb校正采用Andersen方法（Andersen，2002），锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用国际标准程序Isoplot3.0（Ludwig，2003）. 详细的仪器操作条件和数据处理方法参考文献（Yuan et al.， 2004）. U-Pb同位素分析结果见附表１、附表2.

样品的主、微量元素分析测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成. 主量元素采用碱熔玻璃片XRF法，使用仪器日本理学ZSX PrimusⅡX射线荧光光谱仪分析，微量元素采用高温高压消解，用Angilent 7500cx多接收电感耦合等离子质谱仪进行分析. 分析精度好于5%，微量元素分析精度优于10%，相关分析方法和程序参见文献刘颖等（刘颖等，1996）. 分析结果见附表3.

Sr、Nd同位素测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成. 用阳离子树脂分离Rb，Sr和REE，用HDEHP进一步分离 Sm和Nd. Sr-Nd同位素用Micromass Isoprobe型多接收器等离子质谱仪（MC-ICP-MS）测定. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.119 4和¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.721 9校正. 详细的Sr-Nd同位素分析方法采用梁细荣等（2003）. 测试结果见附表4.

锆石原位Hf同位素分析是在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行，利用装配ESI New wave 193 ArF准分子激光器的高分辨率多接收器ICP-MS系统完成. 本次分析激光器重复频率为10 Hz，剥蚀时间60 s，测试采用的激光束斑直径为44 μm，脉冲能量密度约为5.2 ~6.1 J/cm²，剥蚀深度2 μm. 在实验过程中，采用标准锆石GJ-1来检验仪器的稳定性和可靠性，其平均值为¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.281 996±0.000 020（2σ，n=121）. 并且采用同一点的β_Yb的平均值¹⁷⁶Yb对¹⁷⁶Hf进行干扰校正（唐红峰，2008），以此来确保数据的准确程度. 初始¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值计算采用的¹⁷⁶Lu衰变常数为1.867×10^-11，球粒陨石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.033 6±1和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282 785±11（2σ）用作进行ε_Hf（t）计算，每个锆石的地壳模式年龄计算（T _DM2）基于假设平均大陆地壳¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值是0.015的两阶段模型，详细测试流程及方法详见文献侯可军等、吴福元等（吴福元等，2007）. 测试结果详见附表5、附表6.

3 分析结果

3.1　锆石U-Pb年龄

样品19XZT-01中的锆石阴极发光（CL）图像显示大多无色透明，自形程度较好，呈短柱状-长柱状，长度为100~200 μm，宽60~120 μm，几乎所有的锆石都显示典型的韵律震荡环带，U、Th元素含量分别为1 140×10^-6~4 851×10^-6，816×10^-6~2 444×10^-6，Th/U比值均大于0.4（附表1），显示典型的岩浆锆石特点（Hoskin and Black， 2007）. 选择样品中35颗锆石进行U-Pb同位素分析测试，剔除谐和度小于90%的分析点后，有15个分析点位于U-Pb年龄谐和线附近（图5a），使用Isoplot得出其²⁰⁶Pb／²³⁸U年龄加权平均值为100.5±1.7 Ma（图5b），代表了火山岩的形成时代.

样品19XZT-02中的锆石阴极发光（CL）图像显示大多无色透明，自形程度较好，呈短柱状-长柱状，长度为100~200 μm，宽60~150 μm，几乎所有的锆石都显示典型的韵律震荡环带，U、Th元素含量分别为970×10^-6~2 899×10^-6，716×10^-6~1 837×10^-6，Th/U比值均大于0.4（附表1），显示典型的岩浆锆石特点（Hoskin and Black， 2007）. 选择样品中35颗锆石进行U-Pb同位素分析测试，剔除谐和度小于90%的分析点后，有17个分析点位于U-Pb年龄谐和线附近（图5c），使用Isoplot得出其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为98.6±1.5 Ma（图5d），代表了火山岩的形成时代.

样品20XZT-02中的锆石阴极发光（CL）图像显示大多无色透明，自形程度较好，呈短柱状-长柱状，长度为100~200 μm，宽60~110 μm，几乎所有的锆石都显示典型的韵律震荡环带，U、Th元素含量分别为561×10^-6~3 545×10^-6，450×10^-6~2 251×10^-6， Th/U比值均大于0.4（附表1），显示典型的岩浆锆石特点（Hoskin and Black， 2007）. 选择样品中32颗锆石进行U-Pb同位素分析测试，剔除谐和度小于90%的分析点后，有17个分析点位于U-Pb年龄谐和线附近（图5e），使用Isoplot得出其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为98.6±0.7 Ma（图5f），代表了火山岩的形成时代.

样品20XZT-04中的锆石阴极发光（CL）图像显示大多无色透明，自形程度较好，呈短柱状-长柱状，长度为100~200 μm，宽60~120 μm，几乎所有的锆石都显示典型的韵律震荡环带，U、Th元素含量分别为811×10^-6~4 430×10^-6，622×10^-6~2 739×10^-6，Th/U比值均大于0.4（附表1），显示典型的岩浆锆石特点（Hoskin and Black， 2007）. 选择样品中32颗锆石进行U-Pb同位素分析测试，剔除谐和度小于90%的分析点后，有20个分析点位于U-Pb年龄谐和线附近（图5g），使用Isoplot得出其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为98.4±0.7 Ma（图5h），代表了火山岩的形成时代.

样品19DY-02中的锆石阴极发光（CL）图像显示大多无色透明，自形程度较好，呈短柱状-长柱状，长度为100~200 μm，宽60~110 μm，几乎所有的锆石都显示典型的韵律震荡环带，U、Th元素含量分别为681×10^-6~4 653×10^-6，766×10^-6~3 253×10^-6，，Th/U比值均大于0.4（附表2），显示典型的岩浆锆石特点（Hoskin and Black， 2007）. 选择样品中35颗锆石进行U-Pb同位素分析测试，剔除谐和度小于90%的分析点后，有17个分析点位于U-Pb年龄谐和线附近（图6a），使用Isoplot得出其²⁰⁶Pb／²³⁸U年龄加权平均值为99.2±1.6 Ma（图6b），代表了火山岩的形成时代.

3.2　主量元素

新州塘地区火山岩的SiO₂含量为53.95%~58.61%，平均值为56.46%；Al₂O₃含量为13.45%~15.42%，平均值为14.64%；铝饱和度较高（A/CNK=0.73~1.17，平均值0.91）；全碱Na₂O+K₂O平均含量为5.99%，此外具有高镁（Mg^#=65.5~71.8）和低钛（TiO₂值为0.66~0.73）的特征，详细主量数据见附表3. 在Zr/TiO₂-Nb/Y图解中（图7a），样品均落入安山岩范围内，符合镜下安山岩的鉴定. 在Th-Co图解上（图7b），样品位于高钾钙碱性系列. 大业地区火山岩的SiO₂含量为65.00%~74.08%，平均值为69.54%；Al₂O₃含量为13.97%~15.87%，平均值为14.92%；铝饱和度较高（A/CNK=1.22~2.81，平均值2.01）；全碱Na₂O+K₂O平均含量为5.27%，此外具有低镁（Mg^#=31.2~37.0）和低钛（TiO₂值为0.44~0.56）的特征. 在Zr/TiO₂-Nb/Y图解中（图7a），样品落入英安岩-流纹岩与粗面安山岩交界处内，符合镜下英安岩的辨别. 在Th-Co图解上（图7b），样品位于高钾钙碱性-钾玄系列.

3.3　微量元素

新州塘安山岩样品在球粒陨石标准化REE分布模式图上（图8a），总体表现轻稀土富集右倾型，稀土总量（∑REE含量）为（149.69×10^-6~212.73×10^-6），平均值为174.24×10^-6；（La/Yb）_N为15.37~18.87，平均值为17.01；Eu表现为无负异常到弱的负异常（δEu值为0.84~0.95）. 大业英安岩样品在球粒陨石标准化REE分布模式图上也表现轻稀土富集右倾型，稀土总量（∑REE含量）为（297.43×10^-6~306.98×10^-6），平均值为302.20×10^-6；（La/Yb）_N为24.81~36.10，平均值为30.46；Eu表现为弱的负异常（δEu值为0.76~0.81），可能与斜长石在岩浆中的分离结晶有关，或与难熔残余相有关（Sun et al.，1989；曹延等，2020）.

在微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图8b），安山岩与英安岩样品总体上富集大离子亲石元素Rb、K、Th 和U等，亏损高场强元素Nb、Zr、Ta和 Ti，其中英安岩还表现出明显Sr负异常，可能与岩浆演化过程中钛铁矿物和斜长石的结晶分离或残留于熔融残余体中有关（Sun et al.，1989）.

3.4　Sr-Nd元素

本次研究对所采样品进行了Sr-Nd同位素分析，岩石整体具有高的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i和低¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd的特点，新州塘安山岩样品的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i值为0.708 309~0.708 442，ε_Nd（t）值为-6.26~-7.11；大业英安岩样品的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i值为0.702 026~0.709 930，ε_Nd（t）值为-9.35~-9.37，两者样品均显示出富集特征. t-ε_Nd（t）图解（图9a）中，大业英安岩样品落入华南元古宙地壳演化范围内（沈渭洲等，1993）；在（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i-ε_Nd（t）图解（图9b）中，样品均落在EMⅠ型富集地幔附近.

3.5　锆石Hf元素

原位锆石Hf同位素分析显示样品均具有负的ε_Hf（t）值，并且（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf） _i的值与二阶段Hf模式年龄T _DM2变化较小. 其中新州塘安山岩的（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf） _i的值为0.282 471~0.282 539，其ε_Hf（t）值变化范围在-6.47~-8.95，二阶段Hf模式年龄T _DM2在1.55~1.70 Ga；大业英安岩的（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf） _i的值为0.282 325~0.282 480，其ε_Hf（t） 值变化范围在-8.70~-14.08，二阶段Hf模式年龄T _DM2在1.68~2.02 Ga. 在t~ε_Hf（t）图解（图10b）中，所有安山岩以及部分英安岩均落入球粒陨石与1.8 Ga地壳演化线之间，部分英安岩落入1.8 Ga地壳与2.5 Ga地壳演化线之间. 在t-（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf） _i图解中（图10a），所有安山岩均落入球粒陨石与下地壳演化线之间，而大部分英安岩点位于下地壳演化线与上地壳演化线之间.

4 讨论

4.1　岩浆成因与源区特征

新州塘安山岩样品样品MgO含量为5.44~6.82 %、 FeO^T/MgO比值为0.91~1.23、Al₂O₃含量为13.45%~15.87%、CaO含量为1.18%~5.80%、Mg^#值为65.5~71.8，与典型的高镁安山岩划分标准相符. 根据前人研究，高镁安山岩的成因一般包括：①含水流体加入地幔楔后促使地幔橄榄岩部分熔融（Tatsumi，1982； Crawford et al.，1989）；②俯冲板片（蚀变洋壳以及沉积物）熔融产生的熔体与地幔橄榄岩反应（Wang et al.，2011）；③拆沉下地壳熔融产生的熔体与地幔橄榄岩反应（Kelemen et al.，1998）；④基性岩浆与酸性岩浆的混合（Tatsumi et al.，2002）；⑤富集地幔的部分熔融. 熔融实验认为含水的地幔橄榄岩部分熔融产生的高镁安山岩通常是与上地幔橄榄岩平衡的岩浆岩，具有典型的亏损地幔特征（Smithies et al.，2003）. 而新州塘样品具富集的ε_Nd（t）值（-6.26~-7.11）和较高的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i值（0.708 309~0.708 442），不符合上述特征，排除第一种成因可能；而由俯冲板片部分熔融形成的岩石往往具有高的Sr/Y和La/Yb比值（王存智等，2016），新州塘安山岩样品Sr/Y比值介于12.6~41.8之间、La/Yb比值平均为23.7，与上述特征不符. 并且据前人研究，晚侏罗世桂东南地区已经处于陆内拉张伸展的环境之下，尚无证据证明晚中生代时存在大洋板片，故排除第二种成因；通常来说，拆沉作用产生的高镁安山岩常显示出Eu、Sr元素的富集及埃达克岩相似的特点（张旗等，2006），而微量元素蛛网图（图8b）中显示，新州塘安山岩整体具有弱的Eu负异常，且部分样品存在比较明显的Sr负异常，与上述特征不符. 此外，新州塘安山岩与典型埃达克岩（较高的SiO₂、极高的Sr、HREE亏损等）并不相同（例如样品SiO₂含量相对典型埃达克岩偏低、Cr>210×10^-6、Ni除少数外均>90×10^-6、Sr存在负异常、HREE较平坦），故排除第三种成因. 第四种成因模式岩浆混合作用是安山岩一种比较广泛的成因，认为安山岩是由基性岩浆与酸性岩浆混合形成. 新州塘火山岩样品主量元素、Sr-Nd同位素的值变化不大，具有比较稳定的地球化学特征，未显示出明显的岩浆混合作用特点. 本次样品中锆石Hf同位素的ε_Hf（t）值变化范围很小（-6.5~-8.9），也暗示样品未经历过岩浆混合作用（吴福元等，2007）.

那么新州塘安山岩是否是富集地幔部分熔融形成的呢？新州塘样品具有中等的SiO₂、高的MgO以及比较高的Cr、Ni的含量，与日本的赞岐岩比较类似（张旗等，2005）. 本次新州塘样品Mg^#值很高，与原生岩浆的参考值相近（Mg^#=68~75），说明样品的母岩浆并非是起源于下地壳，而是源于地幔源区（Green， 1976）. 另外，新州塘样品具有高的Nb/Yb值（4.72~6.70）和低TiO₂/Yb值（0.32~0.47），在稀土元素配分图中呈现轻稀土元素富集右倾的特点，在锆石Hf同位素相关图解（图10）中，样品均落于地壳与球粒陨石演化线之间，具有比较明显的富集特征. 在（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i-ε_Nd（t）图解（图9b）中，样品均落在EMⅠ型富集地幔演化区附近，表明新州塘安山岩样品的源区可能为富集地幔源区. 根据前人研究，赞岐岩可由富集地幔部分熔融而形成（MgO>6%、Ni和Cr>100×10^-6），其与俯冲板片（蚀变洋壳以及沉积物）熔融产生的熔体与地幔橄榄岩反应而形成的赞岐岩具有不同的地球化学特征（Stern et al.，1989）. 本次新州塘样品较高的MgO（平均5.99%）和Cr、Ni（Cr平均305.63，Ni平均88.27）含量，可与富集地幔部分熔融的赞岐岩相比，也暗示样品可能为富集地幔部分熔融的产物，与第五种成因相符. 此外，新州塘样品还具有较高的La/Sm（7.51~8.17）以及Ce/Pb（3.40~7.77）比值，部分样品具有明显的Sr负异常，表明在岩浆过程中存在着地壳物质的混染以及斜长石的分离结晶作用.

大业英安岩具有较低的Mg^#值、ε_Nd（t）值（-9.35~-9.37）以及很低且变化范围较小的ε_Hf值（-8.7~-14.1），在t-（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf）图解中样品基本都处于下地壳与上地壳演化线之间，并未显示出地幔物质加入的特征，说明样品与地壳物质密切相关. 根据前人研究表明，古老地壳物质的部分熔融是华南绝大多数中酸性岩石的重要成因（周云等，2015）. 结合样品在t-ε_Nd（t）图解（图9a）中样品落入华南前寒武纪地壳演化域范围、样品比较老的Hf二阶段年龄（T _DM2=1.68~2.02 Ga）、在La-La/Sm图解（图11a）中较强的分离结晶趋势，大业英安岩样品很有可能是在富集地幔部分熔融的影响下，华南古元古代地壳物质受热导致部分熔融，随后经历AFC过程所形成的产物.

4.2　构造环境与动力学机制

华南中生代岩浆活动十分强烈，特别是晚中生代形成了大规模的火山-侵入岩类和伸展断陷盆地（毛建仁，2013），其成因与中国东南部此时岩石圈拉张伸展的背景有关（李献华等，2000；蔡明海等，2002；毛景文等，2008；张岳桥等，2012；杨振等，2014；Wang et al.，2020）. 毕诗建等认为华南在燕山晚期就已经处于拉张伸展的环境之下，双峰式火山岩、A型花岗岩、拉张盆地等典型产物均有分布（毕诗健等，2015）；毛景文等结合前人数据指出，华南在早白垩世晚期-晚白垩世早期（80~100 Ma）经历了比较大的岩石圈伸展减薄（毛景文等，2008），甚至在早白垩世初就已经处于岩石圈强烈伸展的后造山阶段（曹明轩等，2020）；蔡明海等通过研究华南云开地块也指出，华南在中侏罗世（154~163 Ma）就已经开始从挤压环境向着伸展环境进行转换，白垩纪时华南已处于强烈的拉张伸展背景之下（蔡明海等，2002）. 研究区位于云开地块，其夹持于凭祥-大黎断裂系和岑溪-博白断裂系之间，该区域广泛分布晚白垩世幔源基性岩浆作用，如广西龙昌煌斑岩脉（89 Ma）（李玺瑶，2015）、桂中都安-马山煌斑岩（100.4 Ma）（唐远兰等，2021）、粤北诸广山辉绿岩脉与煌斑岩脉（88~105 Ma）（李献华等，1997）、广东南雄玄武岩（95 Ma）（Shu et al.， 2004）、南岭中段长城岭斜斑玄武岩（79 Ma）（杨帆等，2018）、衡阳玄武岩和赣西北禾埠玄武岩（63~70 Ma）（Meng et al.， 2012）等，这些幔源岩石与同期的中、酸性岩石共同产出，表明在晚白垩世华南陆内处于连续的拉张伸展过程中. 结合广东麒麟发现与玄武质岩浆底侵作用有关的辉长质麻粒岩捕掳体 （112±17.8 Ma）、桂南出现岩石圈中等程度减薄（李玺瑶，2015）以及粤西阳春盆地侏罗纪-白垩纪岩浆岩岩性从钾玄质过渡到钙碱质的特点（李献华等，2000），说明此时的华南内陆确实存在玄武质岩浆底侵以及岩石圈进一步拉张减薄的过程，桂东南以及周围地区已经处于岩石圈拉张伸展环境.

在Zr-Zr/Y图解（Pearce，1984）中（图12b），本次样品与前人桂东南玉林样品均落在WPB（板内玄武岩）附近，为板内环境的产物. 在Th/Hf-Ta/Hf和La/Zr-Nb/Zr判别图解中（汪云亮等，2001；武莉娜等，2003）中（图12a），样品投影点同样均位于陆内拉张区域，据此认为桂东南新州塘、大业样品应该形成于白垩纪的陆内拉张伸展环境，可能并非前人认为的新特提斯域洋脊向北俯冲的产物（强萌麟，2016；刘洋等，2021）. 综上所述，笔者认为桂东南新州塘、大业地区在早白垩世晚期处于陆内拉张的构造背景之下，由于拉张伸展导致早期形成的富集地幔部分熔融形成新州塘高镁安山岩，随后古元古代地壳物质受热部分熔融并经历AFC过程形成大业英安岩.

5 结论

（1）桂东南研究区新州塘、大业火山岩形成时代分别为98.5~100.5 Ma和99.2 Ma，二者时代一致，均属于早白垩晚期.

（2）新州塘高镁安山岩样品由富集地幔部分熔融形成，大业英安岩样品是同期古元古代地壳物质受富集地幔熔融影响受热部分熔融并经过AFC过程形成.

（3）新洲塘高镁安山岩和大业英安岩均形成于晚中生代华南大陆拉张伸展构造背景.

附表见本刊官网：www.earth-science.net.

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基金资助

国家自然科学基金资助项目(42173048;41863005)

广西八桂学者项目（许继峰）

国家重点研发计划项目(2020YFA0714804)

第二次青藏高原综合科学考察项目(2019QZKK0703)