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地质背景及岩相学

黔西南地区包括了贵州兴仁、安龙、册亨、贞丰四县所辖范围，西与滇东南接壤，南与桂西北相连(图1a)。黔西南地区是古特提斯和滨太平洋构造域复合作用的产物(杨成富等，2020)，其形成演化与太平洋板块俯冲和金沙江-哀牢山-SongMa洋开合密切相关(田冲，2021)。

晚古生代黔西南地区经历了被动大陆边缘裂谷阶段，早中生代经历了弧后裂谷盆地到弧后前陆盆地、陆内挤压收缩变形阶段，晚中生代经历了地幔上涌-地壳伸展阶段(姚书振等，2013)。

区内分布有厚达10000m的上古生界、中生界和新生界地层，其中三叠系碳酸盐岩和碎屑岩广布，二叠系碳酸盐岩次之，泥盆系和石炭系碎屑岩仅见于个别背斜或穹窿核部(贵州省地质矿产局，1987)，构成了富有特色的海相沉积岩。

岩浆岩主要有峨眉山玄武岩和少量镁铁-超镁铁岩脉岩。区内产出有烂泥沟、水银洞和泥堡等超大型卡林型金矿床，是滇黔桂“金三角”的重要组成部分。

罗悃二长花岗斑岩呈脉状(长度>2m，宽0.5~0.6m)侵入似层状辉绿岩中(图1b、图2a)，而辉绿岩体侵位于二叠系四大寨组(栖霞组)第二段的燧石泥晶灰岩与四大寨组(栖霞组)第一段的薄层与中层互层产出的泥灰岩、黏土岩的接触部位(图2a)。

岩石露头风化面呈土黄色，新鲜面为浅灰-灰白色。岩石为花岗斑状结构，块状构造。岩石斑晶主要为斜长石、钾长石和石英，偶见角闪石，斑晶粒度多在0.2~1mm之间，基质成分与斑晶相当，粒度多在0.1mm以下。磁铁矿呈半自形-他形粒状，粒度小于0.1mm，呈星散分布(图2b)。

样品及分析测试方法

本次定年分析样品采自罗甸县罗悃镇(图1b)，岩性为二长花岗斑岩。锆石的挑选送至河北省区域地质矿产调查研究所完成，方法采用重力和磁选方法分选。锆石的制靶、显微镜照相、阴极发光图像分析和锆石U-Pb定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。锆石UPb同位素定年利用LA-ICP-MS同时分析完成。

详细的仪器参数和分析流程见Zong等(2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro102ArF193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent7900。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Huetal.，2015)。

本次分析的激光束斑和频率分别为32μm和6Hz。U-Pb同位素定年采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20~30s空白信号和50s样品信号。

对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liuetal.，2008，2010a)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)完成。

微区原位锆石Hf同位素比值测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICPMS)完成。激光剥蚀系统为GeolasHD，MC-ICP-MS为NeptunePlus。

分析过程同时配备信号平滑装置以提高信号稳定性和同位素比值测试精密度(Huetal.，2015)。载气使用氦气，并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏度(Huetal.，2012)。分析采用NeptunePlus新设计高性能锥组合。采用单点剥蚀模式，斑束固定为44μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照Hu等(2012)。

采用Plešovice、91500和GJ-1做外标，其外部精密度(2SD)优于0.000020。测试值与推荐值确保在误差范围内一致。同时为了监控高Yb/Hf值锆石的测试数据，采用国际常用的高Yb/Hf值标样Temora2监控高Yb/Hf值锆石的测试数据。以上标样推荐值参考Zhang等(2020)。

样品的全岩主、微量元素组成分析在澳实矿物实验室(广州)完成。主量元素分析仪器为日本理学生产的ZSXPrimusⅡ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)，4.0kW端窗铑靶X射线光管，测试电压为50kV、电流为60mA，分析谱线均为Kα，标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14。

数据校正采用理论α系数法，测试相对标准偏差(RSD)低于2%。微量元素分析用Agilent7700eICP-MS完成。用于ICP-MS分析的样品处理如下:将200目样品置于105℃烘箱中烘干12h，准确称取粉末样品50mg置于Teflon溶样弹中，先后依次缓慢加入1mL高纯HNO3和1mL高纯HF，将Teflon溶样弹放入钢。

拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上，待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1mLHNO3并再次蒸干，加入1mL高纯HNO3、1mLMQ水和1mL内标In(浓度为1×10-6)，再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热12h以上，将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2%HNO3稀释至100g以备ICP-MS测试。

分析测试结果

分析结果(表1)显示，岩体SiO2含量为65.08%~66.79%，均值为65.91%；Al2O3含量为15.32%~15.96%，均值为15.67%；MgO含量为0.52%~0.62%，均值为0.57%；CaO含量为1.32%~1.74%，均值为1.44%；(Na2O+K2O)含量为9.46%~10.49%，均值为9.96%；K2O含量略低于Na2O，K2O/Na2O值为0.50~1.04，均值为0.76。

里特曼指数(σ)为3.76~4.98的碱性岩石。铝饱和指数(ASI)A/CNK值为0.93~0.96，表现为过铝花岗岩的特点。在(Na2O+K2O)-SiO2图中(图3)，样品落入石英二长岩区域内。在SiO2-K2O图上(图4a)，样品落在钾玄岩系列-高钾钙碱性范围内，显示岩脉富钾的特征。在A/NK-A/CNK图解中所有样品均落入准铝质区域(图4b)。

分析结果(表1)显示，样品的∑REE为323.57×10-6~369.50×10-6，均值为342.43×10-6，*土稀**总含量较高。LREE/HREE均值为8.59，LaN/YbN为7.84~9.30，均值为8.59，具一定程度的轻重*土稀**分异，略微铕负异常(εEu为0.79~0.83)，球粒陨石标准化配分图表现为右倾模式(图5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，明显富集Rb、Ba、Th、K、Nd等元素，强烈亏损Nb、Ta、P、Ti等元素(图5b)。

反射光下可见样品锆石晶形较完整，主要为自形-半自形的柱状、少部分为粒状(图6b)。CL图像显示锆石普遍较暗，但所有测年锆石样品均具有岩浆振荡环带，长轴50~100μm，短轴30~80μm(图6a)。

样品共设计测点22个(2个测点打穿，未列入)，其中20个有效测点(18颗柱状锆石，2颗粒状锆石)。柱状锆石18个测点的206Pb/238U表面年龄集中于(161±2)~(153±1)Ma(表2)，数据点集中落在谐和线上，其206Pb/238U加权平均年龄为(157.8±0.4)Ma(MSWD=1.4)(图7)，Th/U值较高(0.11~0.78)(仅测点1，3小于0.4)。

暗示他们可能属于岩浆结晶成因(吴元保和郑永飞，2004)，即(157.8±0.4)Ma可能代表二长花岗斑岩的结晶年龄。另外，2颗粒状锆石(点2，10)(图6a，表2)的206Pb/238U表面年龄分别为(239±3)Ma和(632±6)Ma，可能为捕获围岩和来自盆地基底锆石。

在LA-ICP-MSU-Pb定年的基础上，对锆石颗粒进行了Hf同位素组成原位分析(图6a)，结果列于表3，表中εHf(0)、εHf(t)、tDM、tDMC、fLu/Hf值根据吴福元等(2007)给出的公式计算。

18个测点(14和20号测点打穿，未列入)Hf同位素组成较均一，其176Lu/177Hf<0.002，说明锆石形成后放射性成因Hf累较小。锆石7H/"Hf为0.282390~0.282478，均值为0.282446，低于球粒陨石的值。测点按158Ma行年龄校正后的8hf(l)为-10.18~-7.05，均值为-8.17，具有较低&Hf(l)值。

讨论

右江盆地岩浆活动普遍存在，主要出露有印支期基性岩，燕山期中酸性脉岩和碱性超基性脉岩。黔西南及其邻区古生界基性岩主要有255Ma罗甸基性岩(韩伟等，2009)，260~261Ma罗悃辉绿岩(祝明金等，2018)，263Ma普安辉绿岩(曾广乾等，2014)和258Ma云南富民辉绿岩(李宏博，2012)等。

黔西南中生界中酸性脉岩分布于罗甸地区，且均产在二叠纪辉绿岩脉中(黄勇等，2017)，如罗悃石英二长斑岩、峨劳石英二长斑岩和罗暮石英二长斑岩脉等(郝家栩等，2014；黄勇等，2017；Zhuetal.，2019；黄勇，2021；周琨等，2021)。

前人对罗悃石英二长斑岩(与本文为同一脉岩)的年代学研究得出的成岩年龄差距较大，分别为255Ma(黄勇等，2017)和164Ma(MSWD=5.7)(Zhuetal.，2019)，可能是源于前人用于研究岩体成岩年龄的锆石成因复杂，既包括岩浆锆石，也有继承性捕获锆石和变质锆石，结果不能真实地反映该脉岩的成岩年龄。

黄勇等(2017)用4颗残留碎片状锆石(可能为继承性捕获锆石)的U-Pb年龄来估算该脉岩成岩年龄，且表面年龄谐和度差。Zhu等(2019)用于估算该脉岩成岩年龄的6颗锆石U-Pb年龄的加权平均方差值大(MSWD=5.7)，而Brooks等(1972)研究，指出当MSWD>2.5时，其很可能是一条误差等时线。

并且这些锆石206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄数据相差较大(周琨等，2021)，暗示这些锆石可能受后期蚀变的影响(周红英和李惠民，2011)，所以这两次对罗悃中酸性脉岩成岩年龄测试应该不算成功。

本文挑选罗悃二长花岗斑岩样品的岩浆锆石进行LA-ICP-MSU-Pb定年，获得柱状锆石18个测点的206Pb/238U表面年龄为(161±2)~(153±1)Ma，数据点集中落在谐和线上，其206Pb/238U加权平均年龄为(157.8±0.4)Ma(MSWD=1.4)，Th/U值较高(0.11~0.78；仅测点1和3小于0.4)，暗示它们可能属于岩浆结晶形成(吴元保和郑永飞，2004)，即(157.8±0.4)Ma可能代表罗悃二长花岗斑岩的结晶年龄。

罗悃二长花岗斑岩具有高硅(65.08%~66.79%)、低镁(0.52%~0.66%)、低铁(3.87%~4.93%)、低钙(1.32%~1.74%)和低钛(0.58%~0.69%)，高碱(9.46%~10.49%)等富碱花岗岩的特征(Bietal.，2000)。

此外其Ga含量偏低，10000Ga/Al值为1.63~2.04，远低于A型花岗岩的下限值2.6(陈璟元和杨进辉，2015)。铝饱和指数(ASI)A/CNK(0.93~0.96)和磷(0.08%~0.15%)较低，与S型花岗岩强烈富铝(A/CNK>1.1)且常具有较高的磷(P2O5>0.20%)(Chappell，1999)明显不同。在Nb-SiO2判别图中(Collinsetal.，1982)，样品均落入I型花岗岩区(图8)。

罗悃二长花岗斑岩矿物主要为斜长石、钾长石和石英，偶见角闪石等矿物，未见到典型的S型花岗岩富铝矿物，如刚玉、电气石、堇青石、石榴子石等(Zen，1986)，以及A型花岗岩标志性碱性暗色矿物(钠闪石-钠铁闪石、霓石-霓辉石、铁橄榄石等)(Chappell，1999)。综上所述，罗悃二长花岗斑岩可能属于I型花岗岩。

岩浆在上升过程中，一般会经历不同程度的结晶分异和地壳混染过程(廖宝丽等，2012)。罗悃二长花岗斑岩样品在Harker图解中，CaO、Al2O3、MgO、TFe2O3与SiO2呈负相关(图9)，暗示岩浆在演化过程中可能存在斜长石、暗色矿物的结晶分异(周琨等，2021)。

此外，在蛛网图中Eu、Nb、Ta、Sr等元素的相对亏损，也指示存在斜长石的分离结晶。P2O5、TiO2与SiO2呈正相关(图9)，以及P、Ti等元素的相对亏损，可能反应原始岩浆P和Ti组分含量低。Hofmann等(1986)和Campbell(2002)研究指出，Nb/U值可以指示火成岩是否受到地壳混染。

本文二长花岗斑岩的Nb/U值为13.29~16.85(均值为13.58)，与整体地壳Nb/U约为9±3(RudnickandGao，2003)相当，而远低于大洋玄武岩和原始地幔Nb/U值(分别为47和34)(SunandMcDonough，1989)，说明二长花岗斑岩形成过程中可能受到地壳物质的混染。此外，样品还存在(239±3)Ma和(632±6)Ma两颗继承锆石，也说明二长花岗斑岩成岩过程中可能混染了少量的地壳物质(Samsonetal.，2018)。

Ta和Nb为强不相容元素，Nb/Ta值在岩浆分异中不会造成较大的分异，因此，能够指示岩浆源区特征及演化过程(Green，1995)。罗悃二长花岗斑岩样品Nb/Ta值为12.39~16.26(均值为13.5)，介于壳源岩浆Nb/Ta值(11~12)和幔源岩浆Nb/Ta值(17.5±2)(Green，1995)之间，靠近壳源岩浆特征。

罗悃二长花岗斑岩16个锆石测点的176Hf/177Hf为0.282390~0.282478，远低于球粒陨石或亏损地幔的176Hf/177Hf(≥0.282772)，εHf(t)为-10.18~-7.05(均值为-8.17)，小于球粒陨石或亏损地幔的εHf(t)值(零或正值)，而相似于不同类型富集地幔及地壳的176Hf/177Hf值较小和εHf(t)为负值(吴福元等，2007)。

在εHf(t)-t图解上，所有的数据点都落在下地壳演化线上，且相对集中(图10a)，显示富集的特点。综上所述，罗悃二长花岗斑岩源区可能是以富集地幔为主，岩浆上升过程中经历了分离结晶演化过程，以及混染了少量上地壳物质后，最终以岩脉的形式侵位于辉绿岩中。

上述研究得到罗悃二长花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄Ma，为晚侏罗世。右江盆地东南缘晚侏罗世形成于伸展构造环境的岩浆岩广泛分布。两广交界地区166~154Ma板内伸展环境的钾玄质岩石。粤西南地区166~159Ma陆内伸展环境的高钾钙碱性花岗岩。

赣中地区168Ma陆内伸展环境的OIB碱性玄武岩，以及湘南地区175Ma碱性玄武岩和桂东南地区160~150Ma正长岩，也形成于陆内伸展环境。右江盆地内部产于板内伸展环境159Ma杨屯安山岩钾玄质高镁安山岩。可见，罗悃二长花岗斑岩也是华南陆内晚白垩世大规模成岩作用的一部分。

右江盆地地处华南西缘，南西邻三江特提斯构造带，南东为太平洋构造域。尽管右江盆地仅邻三江特提斯构造带，但西南三江地区古特提斯主洋盆俯冲闭合于早三叠世晚期，甚至有学者研究指出古特提斯洋在晚二叠世到中三叠世之间关闭。而印度-亚洲大陆的碰撞发生在65Ma左右。

以上分析可知，罗悃二长花岗斑岩的成岩时间晚于古特提斯的洋闭，而早于印度-欧亚大陆的碰撞，其动力学背景可能与三江特提斯构造域无关。虽然有学者认为华南陆内晚侏罗世的岩浆活动与古太平洋板块的俯冲作用相关，但右江盆地远离太平洋俯冲带(>2000km)，即使平板俯冲(<1500km)也不能影响到如此远的距离(郭佳，2019)。

且晚中生代右江盆地也没有发现与俯冲相关的岩浆岩记录(Wangetal.，2013)。罗悃二长花岗斑岩在Y-Nb构造判别图解中，样品全部落入板内玄武岩区域内(图10b)，且罗悃二长花岗斑岩岩石地球化学特征，以及锆石Hf同位素组成均未表现出被俯冲板片来源的流体或俯冲沉积物交代的结果。

因此，本文认为软流圈地幔上涌导致板内岩石圈伸展减薄，岩浆沿超壳深断裂上涌或底侵形成一系列富碱质的中酸性侵入体，即晚侏罗世罗悃二长花岗斑岩可能形成于岩石圈伸展一减薄的板内环境。