2017, Vol. 33
2. 湖南省有色地质勘查局二总队, 湘潭 411102;
3. 中国科学院地球化学研究所, 矿床地球化学国家重点实验室, 贵阳 550002
2. The Second Geological Party of Hunan Bureau of Nonferrous Geological Prospecting, Xiangtan 411102, China;
3. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry; Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China
印支期强烈的构造事件引发了华南陆块广泛的陆内变形、地壳增厚及大规模的岩浆活动和伴生的成矿作用(王岳军等, 2005; 柏道远等, 2007b; 郭春丽等, 2012; 张龙升等, 2012, 2014; 李建华等, 2014)。该期构造事件产生的花岗岩，以分布局限，整体呈面状，且较分散，缺乏共生的火山岩为特征(周新民, 2003; 丁兴等, 2005)。相对于华南燕山期花岗岩而言，该区印支期花岗岩的研究程度较低。位于湘中盆地周缘的紫云山岩体属典型的印支期花岗岩，该岩体呈南北向不规则展布，出露面积达280km2(图 1)。在该岩体的周围3km范围内，分布有很多贵金属和有色金属的矿床(点)，如岩体北侧分布有包金山金矿、铃山金矿及丫头山铅锌铜矿床等；西部外接触带有南冲金矿、清家湾金矿和朱家冲金矿等。近年来在岩体内部还发现了大坪铷-铌-钽矿。尽管前人已对该岩体开展了一些研究(王凯兴等, 2011; 刘凯等, 2014)，但该岩体的总体研究程度仍偏低，其成岩时间、岩石成因及形成构造背景、成岩-成矿的关系等方面的研究尤为薄弱，这严重制约了对该区成岩、成矿作用的认识。
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图 1 湘中紫云山岩体区域地质略图(据Jin et al., 2012改编) Fig. 1 Regional geological map of the Ziyunshan pluton, central Hunan (after Jin et al., 2012) |
本文对紫云山岩体进行了较系统的岩相学和地球化学研究，重点探讨了紫云山岩体的侵位时间、地球化学特征，并分析了其岩石成因及形成的构造背景，为进一步研究华南陆块早中生代大地构造演化历史奠定基础，并有助于加深对该区成岩作用的认识。
2 岩体地质特征紫云山岩体位于扬子地块与华夏地块汇聚带的北侧(图 1)，属湘中盆地的东缘。NE向断裂与SN向断裂构成了该区的基本构造格架，岩体南侧受NE向的长寿街-双牌深大断裂带控制。岩体大部分侵入新元古界板溪群中，南侧被白垩纪地层覆盖(图 1)。紫云山岩体的主体为似斑状石英二长岩(含少量花岗闪长岩)，分布于岩体的边部(图 2a)；补体为二云母花岗岩(图 2d)，分布于岩体的中心部位。两者均含有镁铁质暗色包体(图 2a, d)，这些暗色包体整体上具定向排列，长轴大小从数厘米到数米，呈浑圆状、透镜状、撕裂状，偶见岩墙状和镰刀状，部分暗色微粒包体有明显的拖尾现象，偶可见反向脉。
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图 2 紫云山花岗岩的野外(a、d)照片和显微照片(b、c、e、f) (a)似斑状石英二长岩，暗色包体呈定向排列；(b)斜长石的环带及聚片双晶；(c)斜长石的聚片双晶；(d)二云母花岗岩，含暗色包体；(e)补体花岗岩中的黑云母和白云母；(f)斜长石的聚片双晶 Fig. 2 Field outcrop (a, d) and microscopic photographs (b, c, e, f) of the Ziyunshan granite |
似斑状石英二长岩，呈灰白色，中-粗粒似斑状结构为主，偶见斑晶集中分布，斑晶含量一般为20%~40%。主要矿物为斜长石(An=20~40，更-中长石，20%~45%)、钾长石(25%~40%)、石英(20%~25%)，次要矿物为黑云母(>5%)及少量角闪石；副矿物有磷灰石、锆石、榍石、褐帘石等，次生矿物有绢云母、绿泥石、高岭石等。斑晶主要由斜长石组成，颗粒较粗，自形程度较高，长宽比较大。斜长石为自形、半自形板状，多数属于中长石，偏光显微镜下为无色，干涉色I级灰白色，具有聚片双晶、卡钠复合双晶、局部可见环带结构(图 2b, c)。钾长石见卡斯巴双晶和少量格状双晶。石英为半自形粒状，部分为细粒集合体，常沿边缘、裂隙嵌布黑云母，本身亦可作为条纹长石的包裹体产出，粒度较粗。黑云母和角闪石分布不均匀，局部较为富集，前者呈自形、半自形板状、片状，后者多为短柱状，菱形解理较为发育。
二云母花岗岩，呈灰白色，细-中粒花岗结构，其中南部颗粒较粗，白云母含量较高，北部偶见长石斑晶。主要矿物为斜长石(An=25~35，更-中长石，15%~35%)、钾长石(30%~50%)和石英(25%~40%)，次要矿物为黑云母和白云母(图 2e)，副矿物为磷灰石、锆石、榍石、褐帘石等，次生矿物为绢云母、绿泥石和高岭石等。斜长石为半自形板状，聚片双晶较发育(图 2f)，少数具有钠式和卡钠复合双晶，个别可见环带现象，表面发生不同程度的绢云母化；正长石呈他形-半自形板状，格状双晶发育，钠长石条纹较发育，呈短纹状，较大晶体中常见其它矿物包体；石英产出形式分为两种：一是呈自形、半自形粒状沿长石的边缘、粒间分布；二是呈隐晶质、微晶质以针状、柱状或脉状沿长石裂隙充填分布，集合体粒度较为细小；白云母和黑云母为自形片状，局部较为富集，沿长石边缘分布。
3 样品采集及测试分析在野外地质调查的基础上，根据1/5万地质图，笔者对紫云山岩体不同地段和不同岩性的花岗岩进行较系统地采样。共采集了三组样品：第一组样品为采自岩体北部的似斑状石英二长岩(9件)；第二组样品为分布于岩体中心的二云母花岗岩(8件)；第三组样品为采自岩体南部的似斑状石英二长岩(7件)。
本次研究对所采集的所有样品均进行了主量元素和微量元素分析，并对其中最有代表性的样品ZYS-5、ZYS-13和ZYS-24进行了锆石的SIMS U-Pb年龄测定及原位Hf-O同位素分析。
3.1 锆石U-Pb年龄测定供本次测年的花岗岩样品均采自采石场，样品新鲜，肉眼和镜下均未见风化、蚀变现象。锆石的挑选由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成，样品破碎至0.3mm以下，用人工淘洗和电磁选方法富集锆石，再在双目镜下精选锆石，选矿过程未使用任何化学药剂。将精选的锆石用无色透明环氧树脂固定并进行抛光，使内部暴露，进行透射光和反射光下照相，并利用阴极发光照相，以了解锆石的内部结构，在系统对比的基础上选出最理想的锆石颗粒，供U-Pb同位素定年。锆石阴极发光(CL)内部结构照相在中国科学院地质与地球物理研究所Cameca电子探针仪器上完成，分析电压为50kV，电流为15nA。锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280型二次离子质谱仪(SIMS)上进行，详细的分析流程见Li et al. (2009)。锆石样品的Pb/U比值用标准锆石TEMORA 2(417Ma)(Black et al., 2004)的ln(206Pb/238U)与ln(238U16O2/238U)之间的线性关系校正(Whitehouse et al., 1997)；Th和U含量用标准锆石91500(Wiedenbeck et al., 1995)校正获得；普通Pb校正采用实测204Pb值，用现代地壳的平均Pb同位素组成(Ireland and Williams, 2003; Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb组成进行校正。单点分析的同位素比值及年龄误差为1σ，U-Pb平均年龄误差为95%置信度。
3.2 锆石原位Hf-O同位素分析锆石微区原位Hf同位素采用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)分析方法，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(GPMR)的IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪上进行。激光剥蚀系统为GeoLas 2005(Lambda Physik, 德国)，配备了信号平滑装置，使用氦气作为载气，并引入少量氮气来提升元素的灵敏度(Hu et al., 2008)。详细仪器操作条件和分析方法参照Hu et al. (2012)。锆石样品自身的βYb用于干扰校正(Woodhead et al., 2004)；179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb=1.132685(Fisher et al., 2014)用于计算Hf和Yb的质量分馏系数βHf和βYb；179Hf/177Hf和173Yb/171Yb的比值用于计算Hf (βHf)和Yb (βYb)的质量偏差；使用176Yb/173Yb=0.79639(Fisher et al., 2014)来扣除176Yb对176Hf的同量异位干扰；使用176Lu/175Lu=0.02656(Blichert-Toft et al., 1997)来扣除干扰程度相对较小的176Lu对176Hf的同量异位干扰；采用Yb的质量分馏系数βYb来校正Lu的质量分馏行为。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICP-MS Data Cal (Liu et al., 2010)完成。
锆石微区原位O同位素分析利用中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca二次离子探针完成。将做过SIMS锆石U-Pb定年的样品靶再次磨去~5μm，以消除前期在U-Pb定年时造成的氧污染，详细的分析流程见Li et al.(2009, 2010)。仪器质量分馏校正采用91500锆石标准，其中91500标准锆石的δ18O=9.9‰(Wiedenbeck et al., 2004)，测量的18O/16O比值通过VSMOW值(18O/16O=0.0020052) 校正后，加上仪器质量分馏校正因子IMF即为该点的δ18O值：δ18OSample=(δ18O)M+IMF，(δ18O)M=((18O/16O)M/0.0020052-1)×1000(‰)，IMF=(δ18O)M(standard)-(δ18O)V-SMOW。
3.3 主、微量元素和稀土元素分析主量元素XRF分析在中南大学地球科学与信息物理学院完成，使用的仪器为日本理学ZSX Primus Ⅱ型X射线荧光光谱仪，测试精度优于5%。标样GSR-1、GSR-2和GSR-3的分析结果与推荐值相当一致。微量元素和稀土元素由中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，所使用的仪器为ELAN DRC-e型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)，含量大于10×10-6的元素测试精度优于5%，而小于10×10-6的元素测试精度为10%。标样AGV-2、AMH-1和GBPG-1的分析结果与推荐值相当吻合。
4 分析结果4.1 锆石U-Pb年龄供U-Pb同位素定年的3件紫云山花岗岩样品中的锆石，均具有清晰韵律环带结构的晶体(图 3)，并且锆石的Th/U比值主要介于0.11~0.77(表 1)，仅ZYS-13-3和ZYS-13-22分析点为0.07和0.02，表明本次挑选的锆石均为岩浆结晶形成的(Belousova et al., 2002)。在Isoplot(Ludwig, 2001)软件绘制的谐和曲线及谐和年龄的投影图中(图 4)，本次分析得到的数据点均分布于谐和线上或谐和线附近，表明所测的锆石颗粒在形成后其U-Pb同位素体系是封闭的，基本未发生U或Pb的加入和丢失(Xu et al., 2003; 袁洪林等, 2003; 丁兴等, 2005)。
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图 3 紫云山花岗岩锆石CL图像及分析点位图 Fig. 3 Zircon cathodeluminescence (CL) images and analytical point bitmaps of the Ziyunshan granite |
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表 1 紫云山花岗岩样品锆石U-Pb同位素(SIMS)分析结果 Table 1 Zircon U-Pb (SIMS) analytical results of different samples collected from the Ziyunshan granite |
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图 4 紫云山花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the Ziyunshan granite |
样品ZYS-5(似斑状石英二长岩)共进行了26个点的定年分析，其中有11个测点(1、2、5、9、12、18、20、22、23、25、26) 年龄值存在不同程度的偏低或偏高，为离群值，其余15个测点206Pb/238U数据得到加权平均年龄为225.5±3.8Ma(95%置信度，MSWD=0.34)，谐和年龄为225.2±1.7Ma(95%置信度，MSWD=0.38)。
样品ZYS-13(二云母花岗岩)共进行了25个点的定年分析，该样品具有高U效应(表 1)，所以谐和度相对较差。其中有8个测点(1、5、7、10、19、22、24、25) 的年龄值存在不同程度的偏低或偏高现象，为离群值，其余17个测点206Pb/238U数据得到的加权平均年龄为228.0±3.7Ma(95%置信度，MSWD=0.38)，谐和年龄为227.9±2.2Ma(95%置信度，MSWD=19)。
样品ZYS-24(似斑状石英二长岩)共进行了25个点的定年分析，其中有2个测点(4、10) 年龄值存在偏低或偏高现象，为离群值，其余23个测点206Pb/238U数据得到的加权平均年龄为225.7±3.1Ma(95%置信度，MSWD=0.28)，谐和年龄为225.6±1.4Ma(95%置信度，MSWD=2.0)。
因此，紫云山岩体的主体(似斑状石英二长岩)形成年龄为225.2±1.7Ma和225.6±1.4Ma，其补体(二云母花岗岩)的形成年龄为227.0±2.2Ma。尽管紫云山岩体存在两种岩性明显不同的花岗岩，但其形成时间在误差范围内基本一致。刘凯等(2014)利用锆石LA-ICP-MS U-Pb定年方法，测得紫云山岩体的主体年龄为222.5±1.0Ma，补体年龄为222.3±1.8Ma，与本文所得数据大体吻合。因此，紫云山岩体应形成于印支晚期，其补体和主体的形成时间大体一致，均在225Ma左右。
值得注意地是，紫云山岩体邻近的歇马岩体，其锆石SHRIMP U-Pb年龄为218±3Ma(Wang et al., 2007)；南岳岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为215.5±1.5Ma(马铁球等, 2013)；沩山岩体单颗粒黑云母Rb-Sr等时线年龄为227.0±13Ma和221.9±5.8Ma(丁兴等, 2012)；大神山花岗岩的形成年龄为224.3±1.0Ma(张龙升等, 2012)，这表明印支晚期的岩浆活动在湖南衡阳-双峰-宁乡-安化-桃江一带普遍存在，湖南境内存在一次较大规模的晚印支期岩浆活动事件。
4.2 锆石Hf-O同位素组成对花岗岩样品ZYS-5、ZYS-13和ZYS-24的锆石颗粒(包括定年的锆石)进行了原位Hf-O同位素测定，其分析结果见表 2。
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表 2 紫云山花岗岩锆石Hf-O同位素分析结果 Table 2 Ziron Hf-O isotopic analytical results of different samples collected from the Ziyunshan granite |
样品ZYS-5的锆石的Hf-O同位素组成：176Hf/177Hf=0.282179~0.282583，平均为0.282511，对应的εHf(t)=-5.9~-1.9，平均为-3.96，两阶段模式年龄tDM2=1.23~1.79Ga，平均为1.36Ga；锆石的δ18O值为7.8‰~9.4‰，平均为8.92‰。
样品ZYS-13的锆石的Hf-O同位素组成：176Hf/177Hf=0.282286~0.282592，平均为0.282495，对应的εHf(t)=-10.0~-1.6，平均为-4.76，两阶段模式年龄tDM2=1.22~1.76Ga，平均为1.40Ga；锆石的δ18O=8.3‰~11.4‰，平均为9.10‰。
样品ZYS-24的锆石的Hf-O同位素变化范围相对较小：176Hf/177Hf=0.282498~0.282573，平均为0.282532，对应的εHf(t)=-4.7~-2.3，平均为-3.72；两阶段模式年龄tDM2=1.25~1.40Ga，平均为1.33Ga；锆石的δ18O为8.6‰~9.8‰，平均为9.12‰。
4.3 主量元素紫云山岩体不同岩石类型的主量元素组成见表 3。
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表 3 紫云山花岗岩的主量元素含量(wt%) Table 3 Major element compositions of the Ziyunshan granite (wt%) |
紫云山主体和补体落在不同岩性区域，分布于岩体外侧的主体落入石英二长岩的范围，而位于岩体中心的补体则落入花岗岩的范围中(图 5a)。前者SiO2的含量(62.98%~72.80%)明显低于后者(72.14%~74.23%)；两者的Al2O3含量分别为13.46%~15.50%和12.48%~13.69%(表 3)，A/CNK值均小于1.1，A/NK值分别为1.12~1.43和1.06~1.20，在A/CNK-A/NK图解中，紫云山岩体的样品点主要分布于准铝质区域中(图 5b)，属准铝质-弱过铝质花岗岩。
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图 5 紫云山花岗岩TAS图解(a, 据Middlemost, 1994)、A/CNK-A/NK图解(b, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和K2O-SiO2图解(c, 据Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985) Fig. 5 Diagrams of TAS (a, after Middlemost, 1994), A/CNK vs. A/NK (b, after Peccerillo and Taylor, 1976) and K2O vs. SiO2 (c, after Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985) of the Ziyunshan granite |
主体和补体的K2O+Na2O含量均较高，分别为7.79%~9.10%和8.46%~9.65%(表 3)，K2O/Na2O比值分别为0.80~1.57(多数大于1) 和1.32~1.70之间，均表现出相对富钾的特征；里特曼指数σ分别为2.66~3.64和2.29~3.20，大都小于3.3，属钙碱性系列；在K2O-SiO2图解中，两类岩石样品点主要落入钾玄岩-高钾钙碱性系列区域(图 5c)，表明其均为钾玄岩-高钾钙碱性系列花岗岩。
紫云山两类岩石的CaO和MgO含量均较低，且二云母花岗岩CaO和MgO的含量更低；两类岩石的固结指数SI值分别为4.13~14.06(平均10.31) 和3.61~5.05(平均4.29)，反映出该岩体的分异程度均较高，且内部的二云母花岗岩(补体)较外部的似斑状石英二长岩(主体)的分异程度更高。
与华南地区印支期花岗岩的平均值(南京大学地质学系, 1981)比较，紫云山花岗岩具有主体酸度低，而碱度高，相对富钙和镁的特点；补体酸度高，贫钙和镁的特点。
4.4 微量元素紫云山花岗岩的三组样品的微量元素组成见表 4。该区两类岩石均具有不相容元素Rb、U、La、Nd和Zr相对富集，而Ba、Nb、Ta、Sr、P和Ti明显亏损的特征(图 6a)。二云母花岗岩较似斑状石英二长岩具有较明显的“谷”和“峰”差异，表现出较强的分异特征。元素Ba、Sr的亏损说明有斜长石的熔融残留相或结晶分离相存在(Patiño Douce and Johnston, 1991; Patiño Douce and Beard, 1995)，元素P和Ti的强亏损可能与磷灰石、钛铁矿的分离结晶有关。
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表 4 紫云山花岗岩的微量元素含量(×10-6)及其相关参数 Table 4 Trace element compositions (×10-6) and related parameters of the Ziyunshan granite |
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图 6 紫云山花岗岩(a)和邻近花岗岩(b)的原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 The primitive mantle-normalized trace elements spidergrams for the Ziyunshan granite (a) and other adjacent Indosinian granite (b) (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
主体较补体岩石具有较高的Ba/Rb、Nb/Ta、Rb/Sr、K/Rb值，较低的Ni/Co和Zr/Hf值。上述微量元素特征与湖南的南岳、白马山及大神山岩体的微量元素特征非常相似(图 6b)。
4.5 稀土元素该区不同类型岩石的稀土元素组成见表 5。该区花岗岩的ΣREE含量均较高，二云母花岗岩和似斑状石英二长岩分别为125.1×10-6~257.8×10-6和133.8×10-6~214.1×10-6；前者较后者具有较显著的负Eu异常，较高的ΣLREE/ΣHREE值(分别为11.3~15.5和6.66~12.9) 和(La/Yb)N值(分别为15.5~22.7和6.06~17.4)，显示出前者较后者的轻、重稀土分馏更为强烈。
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表 5 紫云山花岗岩稀土元素含量(×10-6)及其相关参数 Table 5 The rare earth element compositions (×10-6) and related parameters of the Ziyunshan granite |
所有样品的稀土元素配分模式呈明显的右倾“V”字型，重稀土部分较为平坦，Eu显示负异常(图 7a)，均属轻稀土富集型。HREE的相对亏损可能与普通角闪石、锆石等矿物的分离结晶有关。紫云山花岗岩的稀土元素特征与湖南印支晚期的白马山、南岳、大神山岩体的稀土元素特征极为相似(图 7b)，暗示湘中地区印支期晚期的岩浆作用应是一个广泛分布的区域性地质事件。
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图 7 湘中紫云山花岗岩(a)和邻近印支期花岗岩(b)的球粒陨石标准化稀土元素模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns for Ziyunshan granite (a) and other adjacent Indosinian granite (b) in central Hunan (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
本次获得紫云山花岗岩A/CNK值均小于1.1，多数小于1.0，所有样品点均落于准铝质-弱过铝质区域(图 5b)，具有I型花岗岩的特征(Chappell and White, 1992)；从岩石化学组成来看，紫云山花岗岩的主量元素具有富Si、Na、K，贫Ca、Mg、Al的特征，碱质含量高，属于碱性花岗岩(赵振华, 2007)；微量元素具有富集Rb、U、La、Nd、Zr，亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti的特征；稀土元素具有典型的右倾“V”字型，较显著负Eu异常，ΣREE含量高，轻、重稀土分馏明显，表现出A型花岗岩的特征(苏玉平和唐红峰, 2005; 苏玉平等, 2006; 吴锁平等, 2007; 李小伟等, 2010; 张旗等, 2012; 张旗, 2013)。该岩体的固结指数较高，主体为3.61~5.05(平均4.29)，补体为4.13~14.06(平均10.31)，表明该岩体的分异程度均较高，且补体较主体的分异程度更高的特征。
鉴于该岩体为高碱质花岗岩，选择张旗(2013)推荐的Ga/Al比值图解进行判别，在图 8a中确实有部分样品点(尤其是主体花岗岩)落入A型花岗岩区域；但是在图 8b中，样品点(尤其是主体花岗岩)却主要落在高分异的I型花岗岩区域，表明该岩体同时具有I型和A型花岗岩的特征。但该岩体未见碱性暗色矿物，且Ga/Al值为2.30~2.83，多数小于2.6。因此，该岩体应该不属于A型花岗岩，其具有A型花岗岩的特征可能为高度分异的结果(Whalen et al., 1987; Wu et al., 2002; 吴福元等, 2007b)。
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图 8 紫云山岩体Na2O+K2O-10000×Ga/Al判别图解(a, 据Whalen et al., 1987)和10000×Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)判别图解(b, 据Eby, 1992) 图 8、图 9、图 12-图 15的图例同图 5 Fig. 8 Discrimination diagram of Na2O+K2O vs. 10000×Ga/Al (a, after Whalen et al., 1987) and Discrimination diagram of 10000×Ga/Al vs. (Zr+Nb+Ce+Y) (b, after Eby, 1992) for the Ziyunshan granite Legends in Fig. 8, Fig. 9 and Fig. 12-Fig. 15 are same as those in Fig. 5b |
刘凯等(2014)测得的黑云母花岗岩的样品部分落于过铝质区域(图 5b)，所以认为补体花岗岩为S型花岗岩。而陶继华等(2013)认为P2O5-SiO2相关关系是判断初始岩浆是I型还是S型的重要指标，该岩体样品明显沿I型花岗岩演化趋势线分布(图 9j)。尽管主体和补体之间的主量元素，存在一定的差距(图 9)，但两者的微量元素特征高度一致。因此，认为紫云山岩体的主体和补体岩石应该具有相同的岩石成因，均应划归为高分异的I型花岗岩。
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图 9 紫云山花岗岩主量、微量元素Harker图解(图 9j, 据陶继华等, 2013) Fig. 9 Harker diagrams showing major and trace elements of the Ziyunshan granite (Fig. 9j after Tao et al., 2013) |
在研究岩浆源区时，锆石原位微区Hf-O同位素比全岩同位素体系更有优势，且可通过与锆石U-Pb定年及Hf-O同位素研究相结合，能够对岩石的源区给出更直接、更精确的限制(Vervoort and Patchett, 1996; Scherer et al., 2000; Griffin et al., 2002; 吴福元等, 2007a; Zhang et al., 2012; Chen et al., 2015)。
对锆石原位微区Hf-O同位素数据统计表明，紫云山岩体中不同锆石样品的Hf-O同位素组成非常相似，甚至可以重叠(图 10a, b)，其初始176Hf/177Hf比值集中分布在0.2825附近，对应的εHf(t)值分布在-10~-1.6之间，表明该岩体中不同岩性的花岗岩很可能是同一岩浆不同演化阶段的产物。该岩体的两阶段模式年龄tDM2为1.79~1.22Ga，平均为1.36Ga，表明该区花岗岩的源区为中元古代的岩石。
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图 10 紫云山花岗岩的Hf、O同位素组成 Fig. 10 The Hf-O isotope compositions for the Ziyunshan granite |
该岩体的δ18O值(7.8~11.4) 明显大于地幔δ18O值(5.3±0.3‰, Valley et al., 1998)，且紫云山岩体的所有样品点均落在下地壳岩石演化区域(图 11a)，表明该岩体具有壳源的特征。紫云山主体岩石相对于补体岩石具有较低的Al2O3/(Mg+FeOT)值，前者主要落在靠近变质杂砂岩和变质基性岩的交界处，而后者落于变质杂砂岩区(图 12a)；在图 12b中，前者主要落于变质杂砂岩和角闪岩的交汇叠覆区，而后者主要落于变质杂砂岩区，因此刘凯等(2014)认为两者的源区不同。在Harker图解中(图 9)，紫云山岩体的主体和补体花岗岩的化学组成存在一定的间断，但整体具有明显的线性变化趋势，表明两者应为同一岩浆演化的产物(周珣若, 1994; Kwon et al., 1989)。两者的主要氧化物比值也表现出良好的协变关系，它们在同分母氧化物比值协变图中表现为线性相关(图 13a, b)，在多元素不同分母比值图(图 13c, d)中表现为双曲线演化关系，暗示它们在成因上可能存在密切的联系(陈迪等, 2014; 张晓琳等, 2005)。考虑到在如此小的范围内，同时代形成的岩体应该为同源。因此，我们认为该岩体不同岩石均应为变质杂砂岩熔融的产物。
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图 11 紫云山花岗岩体εHf(t)-U/Pb (a, 据Altherr et al., 2000)和δ18O-εHf(t) (b, 据李献华等, 2009)图解 Fig. 11 Plot of εHf(t) vs. U/Pb (a, after Altherr et al., 2000) and δ18O vs. εHf(t) (b, after Li et al., 2009) for the Ziyunshan granite |
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图 12 紫云山岩体CaO/(MgO+FeOT)-Al2O3/(MgO+FeOT)(a, 据Altherr et al., 2000)和(Na2O+K2O)/(MgO+FeOT+TiO2)-Na2O+K2O+MgO+FeOT+TiO2(b, 据Patiño Douce, 1999)判别图解 Fig. 12 Plots of CaO/(MgO+FeOT) vs. Al2O3/(MgO+FeOT) (a, after Altherr et al., 2000) and (Na2O+K2O)/(MgO+FeOT+TiO2) vs. (Na2O+K2O+MgO+FeOT+TiO2) (b, after Patiño Douce, 1999) in the Ziyunshan granite |
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图 13 紫云山花岗岩体主量元素协变图解(据陈迪等, 2014) Fig. 13 Covariant diagram for major elements of the Ziyunshan granite (after Chen et al., 2014) |
在δ18O-εHf(t)图解中(图 11b)，紫云山岩体的Hf-O同位素全部落在以大容山过铝质花岗岩为代表的地壳端元区域以外，表明该岩体有幔源物质的加入，且加入地幔物质的比例至少可达20%(陶继华等, 2013; 李献华等, 2009)。不同岩石样品基本上都在钾玄岩-高钾钙碱性系列岩石区域(图 5c)，并沿岩浆混合趋势线分布、而远离结晶分异趋势线(图 13a)，岩体内见有岩浆结构的铁镁质暗色包体(图 2)，均指示有幔源岩浆参与了该岩体的成岩作用(陈迪等, 2014; Langmuir et al., 1978)。
与扬子地块和华夏地块的Hf同位素组成对比发现(图 11)，紫云山花岗岩落于华夏地块三个主要生长期的演化线之外(Yu et al., 2007; Kemp et al., 2006)，而与扬子地块地壳物质形成较好的演化趋势，指示紫云山花岗岩很可能由扬子地块古老物质演化而来。
综上所述，紫云山岩体的源区为扬子地块中元古代下地壳变质杂砂岩重熔，且与部分幔源岩浆形成的混合岩浆源区。
5.3 形成的构造背景在常见的构造环境判别图解中，不同区域常常发生重叠或同一个区域代表两种构造环境的现象。因此，借助于岩石地球化学组成来判定花岗岩形成的构造背景时，必须选择与所研究的岩石类型相一致的构造环境判别图，并且应综合应用多个图解进行判别(赵振华, 2007)。对于碱性花岗岩而言，在进行构造环境判别时应选用该类花岗岩的特征元素(如Nb、Rb、Ga、Y)进行判别(Eby, 1992; 赵振华, 2007)。
Pearce et al. (1984)利用不同构造环境花岗岩的微量元素组成特点，将花岗岩分为洋脊花岗岩(ORG)、火山弧花岗岩(VAG)、板内花岗岩(WPG)和同碰撞型花岗岩(VAG+Syn-COLG)。在Nb-Y判别图解中(图 14a)，紫云山花岗岩样品点落入VAG+Syn-COLG区域内；在Rb-(Y+Nb)图解中(图 14b)，紫云山花岗岩样品点主要投在碰撞后区域内Pearce (1996)。在Rb-Hf-Ta图解中(图 15)，紫云山样品点落于碰撞后构造环境区域内，表明该岩体形成于碰撞后的环境(Harris et al., 1986)。
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图 14 紫云山岩体Nb-Y判别图解(a, 据Pearce et al., 1984)和Rb-(Y+Nb)判别图解(b, 据Pearce, 1996) Fig. 14 Post-collision diagram of Nb vs. Y (a, after Pearce et al., 1984) and Rb vs. (Y+Nb) (b, after Pearce, 1996) in the Ziyunshan granite |
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图 15 紫云山岩体Rb-Hf-Ta三元图解(据Harris et al., 1986) Fig. 15 Rb-Hf-Ta ternary diagram of the Ziyunshan granite (after Harris et al., 1986) |
因此，紫云山岩体为碰撞后构造环境下的产物。
5.4 地质意义及成岩启示华南地块位于秦岭-大别山和Song Ma两条印支期缝合带之间(图 1)。在印支早期，印支地块与华南地块的南缘发生陆-陆碰撞，导致华南地块与华北地块碰撞形成秦岭造山带(Meng and Zhang, 2000; Carter et al., 2001)，对华南地块的北部形成约束；同时，还受太平洋板块的俯冲作用，华南地块与Sibumasu地块相互碰撞形成松潘-甘孜造山带(Bruguier et al., 1997; Carter et al., 2001; 梁新权和郭定良, 2003; Li and Li, 2007)，对华南地块的西侧形成限制。在此构造背景下，华南地块形成大量NE走向的褶皱、逆冲推覆构造，并导致了地层的加厚。之后10~20Myr的时间，即印支晚期，受热-应力的松弛作用，华南地块进入伸展应力体制(Wang et al., 2002; 周新民, 2003; 王岳军等, 2005; Patiño Douce et al., 1990; 周新民, 2003; 张龙升等, 2012)。受该期构造运动的影响，华南地块形成了早、晚两期花岗岩，早期(约250Ma)花岗岩形成于同碰撞背景，晚期(约225Ma)花岗岩形成于碰撞后背景(Lepvrier et al., 1997; Nam et al., 1998; Carter et al., 2001; 丁兴等, 2005; Wang et al., 2007; 于津海等, 2007; Mao et al., 2011; Zhao et al., 2013; 蔡杨等, 2013)。
本次采用高精度SIMS锆石测年方法获得的紫云山岩体年龄(227.0±2.2Ma~225.2±1.7Ma)，属典型的印支晚期的产物。本次研究证实该岩体形成于碰撞后构造背景，尤其是在华南地块印支晚期A型花岗岩的逐渐确认，如湖南的锡田岩体、浙江的大爽岩体、江西蔡江岩体和福建高溪岩体等(Sun et al., 2005; 陈卫锋等, 2006; 柏道远等, 2007b; Wang et al., 2007; 郭春丽等, 2012; Mao et al., 2013)，表明印支晚期华南地块的花岗岩与伸展构造环境有关。本次研究确认紫云山岩体具有壳、幔岩浆混合成因，表明华南地块进入伸展阶段还诱发了幔源岩浆的底侵。Zhang et al.(2005, 2008)综合地球物理资料认为华夏中地壳下部20km左右存在一个厚约5km的辉长岩-玄武岩层，也间接证实了幔源岩浆的底侵作用。因此，认为紫云山岩体为碰撞后地壳发生伸展-减薄，地幔物质底侵诱发地壳物质部分熔融，形成壳、幔岩浆混合成因的岩体。
花岗岩的地球化学特征往往能够反映源区的性质(Chappell, 1990)。华南印支期花岗岩主要为古-中元古代(2.09~1.63Ga)地壳物质熔融的产物(郭春丽等, 2012)，在该时期扬子地块和华夏地块还未拼合，地壳成分存在着一定的差异(Jin et al., 2012; 马振东和陈颖军, 2000)。因此，在印支期由上述不同块体熔融演化而来的花岗岩，其地球化学特征必然也存在一定差异。
位于华夏地块腹地的冒峰、柯树岭、王仙岭等湖南境内的印支期花岗岩体为强过铝质花岗岩，具有较高的SiO2、K2O+Na2O含量以及Rb/Sr、Rb/Ba比值，稀土元素总量明显偏低，且较强的Eu负异常，轻重稀土之间分馏不明显，分布曲线呈水平型，源区以变质泥岩为主，成因类型多为S型(郭春丽等, 2011; 郑佳浩和郭春丽, 2012; 郭春丽等, 2012)。湖南阳明山、栗木、邓阜仙、红山等印支期花岗岩体也具有类似的地球化学特征(陈卫锋等, 2006; 柏道远等, 2007a; 郭春丽等, 2012; 蔡杨等, 2013)，表明这些岩体均由华夏地块演化而来。
而湖南境内分布于扬子地块南缘的大神山、白马山、沩山、紫云山、南岳、锡田及十万大山等印支期花岗岩体明显不同(柏道远等, 2007a; Wang et al., 2007; 郭春丽等, 2012; 张龙升等, 2012; 李建华等, 2014; 丁兴等, 2005; 刘凯等, 2014; 马铁球等, 2013; 本文)，为准铝质-弱过铝质花岗岩，含有更高的FeOT、MgO、TiO2、Sr、Ba、Zr含量、εNd(t)值，稀土元素总量偏高，有较弱的Eu负异常，轻、重稀土元素分馏明显，分布曲线呈右倾型，源区以变质杂砂岩为主，成因类型多为I型，表明这些花岗岩体应该不是来自华夏地块古老物质熔融，而很可能是由扬子地块古老物质熔融形成。本次锆石原位微区Hf同位素研究，也指示紫云山岩体是由扬子地块古老物质演化而来。
根据以上分析，推断以锡田岩体-阳明山岩体-栗木岩体-十万大山岩体一线为界(图 1)，南、北两侧的印支期花岗岩的源区分别属于华夏地块和扬子地块。进而我们可推测扬子地块和华夏地块的拼合带在湖南境内应为“攸县-双牌”一线(图 1a)。
饶家荣等(2012)利用地球物理方法判断华夏地块与扬子地块的深部结合带的北西边界在安徽歙县-南昌-湖南大围山-沩山-城步-广西河池一线，结合带的南东边界为江山-绍兴-新余-萍乡-衡东-双牌-桂林-柳州一线。本次研究结论与之相符，而本次对该结合带位置的限制更为明确。
6 结论紫云山岩体主要由似斑状石英二长岩(主体)和二云母花岗岩(补体)组成。前者锆石SIMS U-Pb年龄为225.2±1.7Ma和225.6±1.4Ma，后者为227.0±2.2Ma，两者的侵位时间基本一致，属典型印支晚期的花岗岩体。
该岩体的主体和补体岩石具有密切的亲缘关系，均为高分异的I型花岗岩；该岩体两类岩石εHf(t)均为负值，且δ18O值大于地幔值，两阶段模式年龄tDM2为1.79~1.22Ga，其源区为扬子地块中元古代下地壳变质杂砂岩重熔，与部分幔源岩浆形成的壳、幔混合岩浆源区；该岩体形成于碰撞后伸展-减薄构造背景。
扬子地块与华夏地块的拼合带在湖南境内应沿“攸县-双牌”一带展布。
致谢 野外研究得到了湖南省有色地质勘查局二总队相关领导的支持和帮助，李干龙、王卫波工程师参与了部分野外工作，在此一并致以诚挚的谢意!| [] | Altherr R, Holl A, Hegner E, Langer C, Kreuzer H. 2000. High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50(1-3): 51–73. DOI:10.1016/S0024-4937(99)00052-3 |
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