湖南锡田含W-Sn A型花岗岩年代学与地球化学特征

周 云 ,梁新权梁细荣伍式崇,蒋 英 ,温淑女 ,蔡永丰

(1.中国科学院 广州地球化学研究所,同位素地球化学国家重点实验室,广东 广州 510640;2.中国科学院大学,北京 100049;3.湖南省地质矿产勘查开发局 四一六队,湖南 株洲 412007)

0 引 言

有关锡田复式花岗岩体的地球化学特征及其形成构造背景(马铁球等,2004)、地质特征(伍式崇等,2004,2009;罗洪文等,2005;龙宝林等,2009)、矿床成因(罗洪文等,2005;伍式崇等,2012)等方面前人都做了相关的研究。研究者通过SHRIMP锆石U-Pb、全岩 Rb-Sr、矿物 Re-Os和40Ar-39Ar等定年方法测定了锡田岩体的年龄和钨锡矿体的成矿年龄(马铁球等,2005;刘国庆等,2008;马丽艳等,2008;付建明等,2009,2012),同时也对花岗岩体岩浆活动与锡田钨锡多金属矿床之间的关系进行了较深入的探讨。但关于锡田复式花岗岩体尚缺乏精细的地球化学和相应的年代学数据,因此难以从主量、微量元素及同位素特征方面来判别其岩石成因及形成环境。作者在详细的野外观察和岩石学等研究的基础上,拟通过锡田补体花岗岩的地球化学特征,辅以花岗岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果并结合已有的研究成果,探讨其成因、形成环境以及花岗岩与成矿的关系等,为进一步揭示锡田地区的花岗岩岩石成因及构造演化提供新的地质资料。

1 地质背景和岩体概况

锡田复式花岗岩体位于湘赣交界处,整体呈北西向分布于北纬 26°45′～27°00′和东经 113°37′～114°00′范围内。区域构造位置上,锡田岩体位于茶陵-郴州大断裂的南东侧,是南岭构造-岩浆作用的重要组成部分,同时也是华南中生代花岗岩的重要组成部分(图1a)。对华南中生代花岗岩的研究,最早由 Gilder等(1996)识别出华南内陆存在一条高Sm(>8 µg/g)、Nd(>45 µg/g)、相对高的εNd(t)值(>-8)和较低tDM模式年龄值(<1.5 Ga)以及相对低的87Sr/86Sr初始比值(<0.710)的花岗岩带,该花岗岩带呈北北东向展布,一般被称为十万大山-杭州带,简称十杭带。这条花岗岩带的识别对于研究华南中生代构造-岩浆活动具有重要意义,因此受到众多地质学家的关注(Chen and Jahn,1998;陈江峰等,1999;洪大卫等,2002,蒋少涌等,2008;陈毓川和王登红,2012;蔡明海等,2012;王登红等,2012;丰成友等,2012;黄国成等,2012)。研究者们对华南中生代花岗岩的εNd(t)值及其Nd模式年龄进行统计发现十杭带中万洋山-诸广山地区花岗岩的Nd模式年龄相对较大,因此进一步将十杭带划分为北带(赣杭带)和南带(湘桂带)两个带,其中,北带从赣西南一直延伸到赣东北,包括陡水、上犹、岩背、足洞、相山、德兴、灵山等岩体;南带则从湘南向西南延伸到桂东南,包括千里山、骑田岭、西山、金鸡岭、花山、姑婆山、昆仑关等岩体(Chen and Jahn,1998;陈江峰等,1999)。本文所研究的锡田岩体属于十杭带的南带(湘桂带),该带各岩体花岗岩形成于 163～151 Ma(Li et al.,2004b;付建明等,2004a;2004b;朱金初等,2005a,b;2006a,b;赵葵东等,2006)。

图1 华南地区燕山早期花岗岩分布图(a)(据Zhou et al.,2006)、研究区地质简图(b)及和钻孔ZK10C02柱状图(c)Fig.1 Maps showing the distribution of Early Yanshanian granites in Southern China(a) (modified after Zhou et al.,2006),the location of study area(b) and bore hole columnar section(c)

锡田复式花岗岩体空间展布形态为中间小而两端大的哑铃状,呈北西向展布,出露面积约230 km2,有大小侵入体40余个(付建明等,2009)。由主体印支期花岗岩(γ51)、补体燕山早期花岗岩(γ52)和晚期侵入体燕山晚期花岗岩(γ53)组成(付建明等,2009,2011;刘国庆等,2008)。主体规模大,以岩基、岩株形式出现;补体在地表较小,但分布广,地下可能彼此相连,多呈岩株状、岩枝状穿插于主体花岗岩及其与围岩接触带附近(图1b);晚期侵入体规模很小,多呈岩瘤、岩枝状产出。岩体与围岩呈突变侵入接触,局部呈交代侵入接触,外接触带由矽卡岩、角岩、片岩、板岩组成,宽300～1200 m不等。锡田花岗岩主体以粗粒、中细粒斑状黑云母二长花岗岩为主,岩石为似斑状结构,中细粒花岗结构,块状构造;斑晶为钾长石,含量为 10%～15%;基质由石英(30%～35%)、钾长石(30%～40%)、斜长石(25%～30%)、黑云母(3%～9%)和萤石(0.2%)组成;副矿物为磁铁矿-钛铁矿-电气石-磷灰石-锆石组合。补体以(中)细粒含斑状黑云母二长花岗岩为主,岩石为斑状结构,细粒花岗结构,块状构造;斑晶为钾长石,含量5%左右;基质由石英(28%～30%)、钾长石(28%～38%)、斜长石(25%～30%)、黑云母(5%～12%)、白云母(≤1%)和萤石(≤0.1%)组成;副矿物为磁铁矿-电气石-黄玉-磷灰石-锆石组合。晚期侵入体以细粒二云母花岗岩为主,岩石为细粒花岗结构,块状构造;主要由石英(35%～40%)、钾长石(30%～36%)、斜长石(20%～25%)、黑云母(2%～3%)、白云母(3%～5%)、帘石(0.1%)、萤石(≤0.1%)和黄玉(～2%)组成(付建明等,2011);副矿物有锆石、磷灰石和萤石等。此外,岩体侵入于下古生界之中,围岩均发生较强的大理岩化、角岩化、矽卡岩化等热接触变质作用。

图2 锡田花岗岩样品野外照片及显微照片Fig.2 Field and microscope photographs for rocks of the Xitian granites

本文所研究的花岗岩主要为细粒黑云母二长花岗岩和中细粒花岗岩(图2),少斑或无斑,灰白色,多穿插于主体花岗岩中,常呈小岩株、岩枝状或岩瘤状产于地表或隐伏于印支期花岗岩或古生代地层之下。岩石呈细粒花岗结构、似斑状结构,块状构造,斑晶为钾长石(5%左右),基质主要为斜长石(20%～35%)、钾长石(25%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(5%～10%)和少量白云母(～1%),副矿物主要为锆石、磷灰石、磁铁矿和电气石等。薄片观察可见微斜长石不同程度泥化和蚀变,有些蚀变呈虫状,部分可见蚀变残留晶形;钾长石呈条纹状分布于斜长石中,形成细条状反条纹长石;黑云母多色性明显,单偏光下呈红褐色,说明 Ti含量较高;钾长石斑晶粒径可达4.5 mm,常呈半自形至自形粒状,斜消光;可见长石的聚片双晶、卡斯巴双晶和钠-卡复合双晶。与主体花岗岩相比,补体花岗岩中的钾长石斑晶相对小且少,石英、白云母和挥发组分(如萤石)增多,基质粒度相对变细,少有副矿物钛铁矿,而钨锡、铌钽矿物相对增多,并可见少量硫化物矿物等。少见壳幔混合暗色闪长质、石英闪长质镁铁质微粒包体(付建明等,2012)。

2 样品测试方法与测试结果

因补体花岗岩在地表风化很严重,难以取到新鲜样品,此次研究样品主要来自钻孔 ZK10C02,从地表以下225 m到495 m(图1b,c)。地化粉末样品处理和锆石分选在廊坊市诚信地质服务有限公司完成。锆石分选过程见李建锋等(2010),分选出的锆石为浅黄色至黄色,透明。将待测锆石颗粒置于环氧树脂中做成样品靶,固结后打磨并抛光至靶上锆石的中心部位暴露出来。对样品靶上的锆石进行透射光、反射光和阴极发光照相,以便在进行年龄测定时选取合适的分析部位及测定完成后进行合理的数据解释。CL是在中国科学院地质与地球物理研究所(北京)扫描电镜仪器上完成。

锆石U-Pb分析是在中国科学院广州地球化学研究所激光-电感耦合等离子质谱计 LA-ICP-MS上完成。标准锆石样品TEM(417 Ma,Black et al.,2003a)用于校正所测定样品的206Pb/238U年龄值。在样品测定过程中,TEM 和未知样品交替测定,其比例为2/5。数据处理及 U-Pb谐和图绘制分别采用ICPMSDataCal程序和Isoplot程序(Ludwig,2002)完成。普通铅校正根据实测的204Pb进行,同位素比值误差为1σ,结果采用206Pb/238U年龄加权平均值,其置信度为95%。分析结果见表1。

表1 锡田细粒花岗岩锆石U-Pb同位素分析结果Table1 Ziron U-Pb results of the Xitian fine-grained granite

样品的主量元素、微量元素及Sr、Nd同位素组成分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室分别用 X射线荧光光谱仪 Rigaku ZSX100e、Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000 ICP-MS和激光剥蚀-多接收器等离子体质谱仪(LA-MC-ICP MS)测定。主量元素分析误差为1%～5%。微量元素测定仪器的分析精度一般优于 5%,详细的分析流程可参见文献(Li,1997)。Sr用标样为 NBS987,87Sr/86Sr=0.710250(标准化值:86Sr/88Sr=0.1194);Nd用标样为Shin Eston Jndi-1,143Nd/144Nd=0.512100 (标准化值:146Nd/144Nd=0.7219)。样品的主量元素、微量元素及Sr、Nd同位素测试数据及计算结果分别列于表2、3和4。

表2 锡田花岗岩主量元素(%)分析结果Table2 Major element contents (%) of the Xitian granites

表4 锡田花岗岩体Sr-Nd同位素组成Table4 Sr and Nd isotopic compositions of the Xitian granites

3 花岗岩年代学特征

本次研究的花岗岩定年样品为细粒斑状花岗岩(ZK10C02-13),采于湖南茶陵县严塘镇垄上村ZK10C02钻孔地表以下318 m处,位置见图1b,c。锆石形态呈柱状,长宽比为 1～3,长度为 80～300µm。在阴极发光图像上大部分锆石具有强烈振荡韵律环带(图3c),显示典型岩浆成因锆石特征,而少部分锆石表现为核部不均匀斑点状或港湾状或边缘为较弱的振荡环带结构,这与经历重结晶作用而生成的岩浆锆石特征相似。鉴于锆石中放射性成因207Pb和206Pb丰度差的特征(Compston et al.,1992),本文采用锆石206Pb/238U加权平均年龄。

图3 锡田花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)、均值图(b)及阴极发光图(c)Fig.3 U-Pb concordia diagram(a),weighted average diagram(b) and cathodoluminescence images(c) for zircons from the Xitian granites

年代学测试结果表明,样品 ZK10C02-13具有较大变化范围的Th和U含量,分别为191.9～1257.2µg/g 和353.8～7047.2 µg/g,平均值分别为 368.9 µg/g和1070.6 µg/g,Th/U比值在0.18～0.60之间变化,绝大部分为0.5左右,结合锆石的振荡环带特征,判断其属于典型的岩浆成因锆石(Claesson et al.,2000),这与根据锆石晶体生长特征判断的结果一致,说明锆石的结晶年龄可以代表花岗岩的成岩时代。所有分析测试点均集中落在谐和线上(图3a),其206Pb/238U 加权平均年龄为 151.7±1.2 Ma(MSWD=0.30,置信度为 95%,见图3b);这一结果与马铁球等(2005)在水尾单元补体所采花岗岩获得的SHRIMP锆石U-Pb年龄值(155.5±1.7 Ma)一致,表明锡田花岗岩补体结晶年龄约为151 Ma,与南岭大规模燕山期二阶段花岗岩的形成时代(165～150 Ma)基本一致(Li et al.,2007a,2007b)。

4 锡田岩体地球化学特征

4.1 主量元素

主量元素分析结果显示(表2)锡田细粒花岗岩的SiO2含量在73.44%～78.45%之间,平均为75.47%,显示富Si的特征;Na2O含量多为0.10%～4.24%,个别样品小于0.10%,其均值为2.14%;K2O的含量为2.87%～5.87%,均值为4.89%,K2O/Na2O比值大多数在1.57～81.43之间,均值为32.11,绝大部分高于世界(1.18)、中国(1.06)及南岭(1.48)花岗岩平均值,显示了富 K的特征。样品 TiO2含量较低,为 0.03%～0.19%,Al2O3含量为11.20%～13.90%,与Lachlan褶皱带Al2O3含量(11.83%～13.77%)(King et al.,1997)变化范围一致,显示了富 Al的特征。A/CNK值在0.90～3.44之间,变化范围较大,平均为 1.43,显示为准铝质到过铝质,在碱铝指数图解(图4)上也可看出,除少数几个点外,数据点基本上位于过铝质区域。样品Fe2O3含量为0.69%～2.07%;MgO含量大都变化于 0.05%～0.42%之间;CaO含量为 0.25%～2.22%(均值为 0.88%);在 Harker图解中(图5a～h),TiO2、CaO、MgO的含量随着 SiO2含量的增加有降低的趋势,Na2O、K2O和P2O5与SiO2的相关性不明显,大部分样品基本上属于高钾钙碱性系列(图5e)。应该注意的是 SiO2-Na2O 图解中(图5f)部分样品的Na2O含量明显偏低,均小于 0.30,最低的可达 0.01,较低的Na含量,导致这些样品的铝饱和指数明显偏高(A/CNK=1.22～3.44),这可能与岩石样品成岩过程中沉积物质的混染或后期蚀变相关(黄会清等,2008)。

4.2 微量元素

图4 锡田花岗岩的A/NK-A/CNK关系图(据Maniar and Piccoli,1989)Fig.4 A/NK-A/CNK plot for the Xitian granites(after Maniar and Piccoli,1989)

由表3可见,锡田细粒花岗岩的稀土总量(ΣREE)普遍较高,为 158.85～350.74 µg/g(平均为257.63 µg/g),轻稀土(ΣLREE)含量为 89.47～303.15µg/g,重稀土(ΣHREE)相对亏损,为 42.69～91.41µg/g,ΣLREE/ΣHREE 比值为 0.99～6.41,平均为3.74。在球粒陨石标准化模式图中(图6a)也可看出,锡田细粒花岗岩样品大部分表现为轻稀土富集,且具有明显的负Eu异常(δEu=0.004～0.076),其中样品ZK10C02-30轻重稀土含量相近;样品ZK10C02-01、ZK10C02-33和ZK10C02-36呈现轻微的轻稀土亏损,ZK10C02-01负Eu异常最明显;ZK10C02-27除元素Sm略微偏高外,也表现为轻微的轻稀土亏损。所有样品在蛛网图上均表现为Rb、Th、Ta、Nd正异常,Ba、Nb、Sr、P、Eu、Ti负异常,同样ZK10C02-01中 Eu和Ti负异常相对更明显(图6b);强烈的负Eu异常要求大量斜长石/钾长石的分离结晶(Li et al.,2007a),从 Sr与 Ba和Rb关系图(图7)中也可看出,岩浆在演化过程中存在强烈的分离结晶作用(马铁球等,2004)。锡田细粒花岗岩的Y和Nb含量均值分别为108.50 µg/g和32.10 µg/g,分别高于和接近于正常铝质 A 型花岗岩的平均值(分别为 79.70 µg/g和35.19 µg/g),样品的Y/Nb值为2.40～4.94,高于正常铝质 A型花岗岩的平均值 2.26(苏玉平和唐红峰,2005)。10000×Ga/Al值变化于 2.10～2.50 之间,略小于典型A型花岗岩的Ga/Al比值,可能是受到了后期蚀变作用的影响;样品的(La/Yb)N为 0.45～5.40,Rb/Sr比值均大于21,个别样品甚至高达141,亦可能是受蚀变的影响而导致Sr元素发生迁移,从而使Rb/Sr比值增大;样品的K/Rb比值绝大部分为50左右(40～52);Nb/Ta(1.5～4.3)和Zr/Hf(11～28)比值显著低于球粒陨石值(分别为18和36)。

图5 锡田花岗岩Harker图解(图例同图4)Fig.5 Variation diagrams of major elements vs.SiO2 for the Xitian granites (symbols are the same as Fig.4)

图6 锡田花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石值和原始地幔值据Sun and McDonough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergram (b) for the Xitian granites

图7 锡田花岗岩造岩矿物分离结晶判别图解(据Janoušek et al.,2004)Fig.7 Fractional crystallization discrimination diagram of rock-forming minerals for the Xitian granites (after Janoušek et al.,2004)

4.3 Sr-Nd同位素组成

锡田细粒花岗岩的Sr-Nd同位素组成见表4。如表所示,样品的87Rb/86Sr(62.057531～262.288458)和87Sr/86Sr(0.817083～1.156539)比值均很高,且有较大的变化范围。按本次研究得到的151.7 Ma年龄进行计算,获得的87Sr/86Sr初始值变化于 0.590924～0.683258之间,均低于球粒陨石值(0.69897),可能是由于 Rb-Sr体系受到后期热液扰动所造成的(Zheng,1989),这一特征与西山岩体(付建明等,2004b)、金鸡岭岩体(付建明等,2005;Jiang et al.,2009)的Sr同位素变化特征类似。Jahn等(2001)指出,用高Rb/Sr值的Sr同位素初始比值来讨论岩体成因往往是不合适的,而Sm-Nd同位素体系因活动性小,示踪效果明显优于 Rb-Sr体系。本文研究得到锡田细粒花岗岩的147Sm/144Nd比值在 0.123997～0.268480之间,143Nd/144Nd比值变化于 0.512117～0.512255,εNd(t)值(依据锆石定年结果t=151.7 Ma计算)为-8.87～-7.30,落在华南基底地壳εNd值范围(-6～-15)(Wang et al.,2003)。在εNd(t)-t图解上(图8),样品点都落入南岭地区前寒武纪地壳Sm-Nd同位素演化区域与球粒陨石地幔的交界处,暗示其可能受到了幔源物质的加入,从而导致其εNd(t)值相对偏高,这一特征与区域地质资料相符,如十杭带上的相关花岗岩及暗色包体和闪长岩均位于亏损地幔和南岭地区前寒武纪地壳的混合线之间,显示壳-幔混合特征(蒋少涌等,2008)。同时本文研究的花岗岩还具有相对低的Nd两阶段模式年龄(1.56～1.69 Ga),低Nd模式年龄可能有两种解释:一是源岩形成年龄年轻,二是花岗岩形成时有地幔物质的加入,由于本区基底岩石的tDM不倾向于年轻基底地壳的存在(陈江峰等,1999),因此其相对低的Nd模式年龄更可能与地幔物质的混入有关。另外,与区域上其他相关花岗岩的Sr-Nd同位素数据进行对比发现,锡田细粒花岗岩相对低的(87Sr/86Sr)i比值、相对较高的εNd(t)值和较低的模式年龄值与这些花岗岩岩体的Sr-Nd同位素组成基本是一致的(表5),同时也符合十杭带从西南到东北εNd(t)值逐渐降低这一分布规律(Jiang et al.,2009)。

表5 十杭带南带(湘桂带)各岩体的Sr、Nd同位素特征及年龄值Table5 Sr and Nd isotopic compositions and ags of the granites in the Xiang-Gui area

图8 锡田花岗岩的εNd(t)-t图解(南岭前寒武纪地壳演化域,据孙涛等,2003)Fig.8 εNd(t)-t diagram of the Xitian granites (the evolution field for Precambrian crust in Nanling region is after Sun et al.,2003)

5 讨 论

5.1 岩石成因类型

本文研究的花岗岩样品的烧失量(LOI)在0.69%～4.67%之间,说明它们发生了一定的蚀变作用,一般认为高场强元素和稀土元素具有较强的稳定性,它们受热液蚀变的影响较弱(Barnes et al.,1985)。在稀土元素球粒陨石标准化曲线图和微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图6a,b),无论是蚀变较为强烈样品还是蚀变较弱的样品,它们配分模式基本相互平行,表明样品的稀土元素和高场强元素受蚀变作用的影响较小,能反应其源区特征,因此,可以采用这些稳定性较高的高场强元素和稀土元素对岩石的岩石类型、岩石成因及形成环境等问题进行讨论。

本文分析的所有岩石样品的 SiO2含量均高于73.00%,为超酸性岩石,与前人研究结果一致(马铁球等,2004,2005;伍式崇等,2004;罗洪文等,2005;蔡新华等,2006;刘国庆等,2008)。样品的 A/CNK值在 0.90～3.44之间,变化范围大,平均为 1.43,为准铝质到过铝质岩石(图4)。样品的P2O5含量(0.01%～0.03%)很低,明显不同于S型花岗岩,因为S型花岗岩常具有高的 P2O5含量,且随分异程度的增加而增大(King et al.,1997)。高分异I型花岗岩的P2O5与SiO2呈明显的负相关性(Li et al.,2007b),并且其FeOT含量较低,一般小于1.00% ,而A型花岗岩全铁含量一般大于1.00%(王强等,2000)。本文样品的P2O5与 SiO2含量相关性不明显(图5h),且大部分样品的 FeOT含量均大于 1.00%(表2),暗示其具有 A型花岗岩的特征,而与高分异I型花岗岩不同。此外,I型花岗岩的特征矿物为角闪石,而锡田花岗岩样品在显微镜下观察显示没有角闪石的存在,这也与I型花岗岩相区别。本文样品的稀土元素(REE)和高场强元素Ga、Th、U、Zr、Nb、Y含量高(表3),亏损Sr、P、Ti和Eu,稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈“海鸥型”分布,这些特征均与 A 型花岗岩类似(Whalen et al.,1987)。样品的10000×Ga/Al比值变化于 2.10～2.50之间,略低于典型 A型花岗岩的10000×Ga/Al比值(～2.60);Zr+Nb+Ce+Y 含量在277～482 µg/g,平均值为 378 µg/g,部分样品的 Zr+Nb+Ce+Y 含量略低于典型 A 型花岗岩(>350 µg/g)(Whalen et al.,1987)。某些样品(如样品ZK10C02-01)的 10000×Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y含量略低于典型 A型花岗岩,很可能是由于这些样品受到了后期蚀变作用,使相关元素发生了迁移,从而导致其比值相对偏低,在相关图解中没有落入 A型花岗岩的范围内(图9a)。用锆石饱和温度计(Watson et al.,1983)对锡田花岗岩岩浆温度的估算结果为765～894 °C(表3),由于花岗岩存在显著的结晶分异作用,因此岩浆的实际温度应高于上述估算值(King et al.,1997),这表明锡田花岗岩的母岩浆形成于高温条件下,这一特征与铝质A型花岗岩产于高温岩浆(>760 °C)相似(King et al.,1997)。高温导致锆石等难熔矿物的熔融,这与岩石没有继承锆石以及具有高的 REE含量是一致的。另外,从区域地质资料上看,自从 Gilder等(1996)识别出华南内陆存在一条呈北北东向展布的高εNd(t)值(>-8)和低tDM模式年龄值(<1.5 Ga)的花岗岩带(一般被称为十万大山-杭州带,简称十杭带),国内外众多的研究者通过研究支持这条花岗岩带的存在并认为它们的形成时代集中在 150～165 Ma(Chen and Jahn,1998;陈江峰等,1999;洪大卫等,2002,蒋少涌等,2008),同时越来越多的研究表明这些花岗岩属于 A型花岗岩,并认为这条花岗岩带是一条A型花岗岩带(Qiu et al.,2004;汪雄武和王晓地,2004;赵振华等,2000;朱金初等,2005a,2006a,2006b;胡建等,2005;Jiang et al.,2006,2009;李兆丽等,2006;Zhou et al.,2006;蒋少涌等,2008;刘国庆等,2008;李晓敏等,2010;蔡杨等,2011;Yang et al.,2012)。本文所研究的锡田岩体位于十杭带的南端,其 Sr-Nd同位素特征也符合十杭带的同位素变化特征,因此将其划分为 A型花岗岩亦符合区域地质资料。

图9 (K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(a)和Nb-10000×Ga/Al图解(b) (据 Whalen et al.,1987)Fig.9 (K2O+Na2O)/CaO vs.(Zr+Nb+Ce+Y) classification diagram(a) and 10000×Ga/Al vs.Nb index plot(b) for the Xitian granites (after Whalen et al.,1987)

5.2 岩石成因机制

A型花岗岩的来源和岩石成因一直以来都备受争议,目前对A型花岗岩的物质来源和成因解释有幔源岩浆分异或部分熔融(Pearce,1984;Eby,1992)、壳幔物质混合熔融(Qiu et al.,2004)、壳源物质部分熔融和部分熔融残留相的再熔模式(King et al.,1997)和壳源物质的混染作用(Dickin,1994)等。锡田细粒花岗岩具有相对高的εNd(t)值和年轻的Nd模式年龄,与十杭带南带(湘桂带)各花岗岩岩体的Nd同位素分布特征和规律是一致的(表5)。锡田细粒花岗岩的Nd模式年龄集中在1.56～1.69 Ga之间,暗示其可能来源于古老地壳物质的熔融,同时研究还表明十杭带上的相关花岗岩在形成过程中受到了地幔物质的影响(朱金初等,2006c;蒋少涌等,2008;Yang et al.,2012),对锡田垄上锡多金属矿床流体包裹体的研究也认为其成矿物质受到了地幔物质的影响(杨晓君等,2007),因此可以判断本文研究的锡田细粒花岗岩可能也受到了地幔物质的加入,从而导致其呈现出相对高的εNd(t)值和年轻的Nd模式年龄(图8)。区域上其他地质资料表明该花岗岩带的一些花岗岩体(如锡田花岗岩、骑田岭花岗岩、里松花岗岩等)均发育有大量的暗色包体(朱金初等,2006c;刘国庆等,2008;蔡杨等,2011),并认为它们可能为岩浆混合的残留物(朱金初等,2006c);但对这些暗色包体的成因却有不同的认识,比如源岩的残留(Chappell and White,1991)、不同性质的岩浆不完全混合的残留(Perugini et al.,2003)、围岩捕掳体(Maas et al.,1997)、同源岩浆早期阶段的析离体(Dahlquist,2002)等。近年来,对桂东北里松花岗岩中的暗色包体进行SHRIMP锆石U-Pb定年和Hf同位素的研究表明该暗色包体并非是源岩残留或围岩捕掳体的成因,也不是同源岩浆早期阶段的析离体,而更可能是壳-幔岩浆相互作用的产物(赵葵东等,2009)。虽然目前对锡田花岗岩中的暗色包体缺乏详细研究,但其中发育有大量暗色包体(刘国庆等,2008;蔡杨等,2011),可以推测锡田细粒花岗岩在形成过程中可能也受到了地幔物质的影响。这一结论也可以得到区域上基性岩研究结果的支持,如湘南宁远碱性玄武岩(40Ar-39Ar年龄175 Ma)具有低的ISr值(0.7035～ 0.7040)和高εNd(t)值(约+5～+6),可能与岩石圈拉张减薄,软流圈地幔的低度熔融有关(Li et al.,2004a,2004b);湘南道县低钛高镁玄武岩(40Ar-39Ar年龄150 Ma,ISr值为 0.70541～0.70542,εNd(t)值为-1.6～ -1.9)则可能与软流圈地幔上涌引起的岩石圈地幔部分熔融有关(Li et al.,2004a,2004b)。因此软流圈地幔岩浆上涌引起下部岩石圈地幔部分熔融,并与花岗质岩浆发生壳-幔混合作用,最终形成锡田花岗岩。湘东南-桂东北花岗岩带εNd(t)值偏高的原因可能就是由于有幔源岩浆的加入(表5及其参考文献),而从西南往东北方向,花岗岩的εNd(t)值逐渐降低的趋势,则可能反映从西南往东北方向壳-幔岩浆混合中幔源岩浆的比例逐渐减少(蒋少涌等,2008;Yang et al.,2012)。

5.3 岩石形成环境

通过前面的分析表明锡田细粒花岗岩属于 A型花岗岩,Whalen等(1987)和Eby(1992)将A型花岗岩分为A1和A2两大类,A1亚类与洋岛玄武岩(OIB)具有一定的相似性,侵位于板内裂谷(通常伴有大量镁铁质岩石伴生)或者由推断的地幔柱或热点活动形成;A2亚类与地壳平均值和岛弧玄武岩具有一定的相似性,代表的环境范围要广得多,它包括弧后拉张、碰撞后花岗岩以及在漫长的高热流、花岗质岩浆作用阶段末期所侵位的花岗岩。洪大卫等(1995)认为A型花岗岩是在拉张作用下形成,并将其划分为非造山型(AA型)和后造山型(PA型)。许保良等(1998)认为A1花岗岩代表大陆内部地台、地盾、陆壳抬升、陆内裂谷、板内拉张和热点-地幔柱等构造区的花岗岩类,A2型花岗岩代表造山期后或活动大陆边缘两种构造环境中的高碱质花岗岩类。实质上这三种分类是一致的,只是许保良等(1998)的分类将构造环境阐明得更具体。苏玉平和唐红峰(2005)则将A型花岗岩分为碱质A型花岗岩和铝质A型花岗岩,并认为碱质A型花岗岩形成晚于铝质A型花岗岩。锡田细粒花岗岩具有较高的Y/Nb和Ce/Nb比值,与A2型花岗岩特征类似(Whalen et al.,1987;Eby et al.,1992);在相关图解中,样品点也均落入了 A2亚类区域内(图10a,b),结合主、微量元素及Nd同位素特征可以排除其形成于板内裂谷、地幔柱或热点的环境。

图10 A型花岗岩判别图解(据Eby,1992)Fig.10 Discrimination diagrams for the Xitian granites (after Eby,1992)

研究表明,华南在中侏罗世晚期(～160 Ma)之前的造山运动主要是由位于越南的Sibumasu地块与华南地块发生碰撞而造成的印支运动(Fromagat,1932),其碰撞带位于云南红河以南近东西向的金沙江-墨江-松马一带(Cart et al.,2001)。对越南中北部(如Truong Son带和Song Chay地块等)变质基底的40Ar-39Ar年代学研究表明,印支运动的变质峰期在258～243 Ma之间(Cart et al.,2001)。到了～240 Ma,扬子陆块与秦岭-大别-苏鲁造山带发生顺时针旋转俯冲/碰撞或深俯冲/碰撞作用,形成了秦岭-大别超高压碰撞造山带,其超高压峰期发生在218～238 Ma之间(Ames et al.,1996;Zhang et al.,1997),华南在这一时期形成大量印支期花岗岩。有研究者认为华南印支期花岗岩与晚碰撞伸展减薄、地壳减压熔融有关(Zhou et al.,2006),也有研究者认为华南内陆地区的印支期花岗岩的形成与陆内地壳物质叠置加厚作用有关(王岳军等,2005),但在随后的约205～180 Ma期间,华南基本处于一个岩浆活动间歇期,这一时期被认为是华南从特提斯构造域转换成太平洋构造域的时期(Zhou et al.,2006;蒋少涌等,2008)。对于十杭带,其北北东向的走向完全不同于近东西走向的印支碰撞带,而与古太平洋板块的俯冲缝合线走向一致,由此推断,约160 Ma的华南内部拉张事件可能与古太平洋板块的俯冲消减引起的弧后或弧内拉张环境有关,而不是后碰撞或后造山伸展减薄所致(Jiang et al.,2006,2009)。俯冲消减作用引起软流圈减压上涌,形成广泛分布～175 Ma的玄武岩,包括宁远的碱性玄武岩(Li et al.,2004a),拉张作用促使玄武质岩浆沿着十杭带底侵,导致地壳岩石发生部分熔融,继而发生地幔岩浆与长英质岩浆的混合作用,形成锡田花岗岩。

5.4 花岗岩与锡成矿

众多研究表明锡的分布及其成矿作用与花岗质岩浆作用密切相关,花岗岩不仅是锡成矿的重要成矿物质来源,也是锡成矿的重要场所(Lehmann,1990;陈骏等,2000)。以往的观点认为,与锡成矿有关的花岗岩主要为 S型花岗岩,实验岩石学、热力学和流体包裹体地球化学以及相关矿床成矿机理的大量研究成果也揭示出与锡成矿有关的S型花岗岩在成岩过程中能够分异出富锡的成矿流体(Heinrich,1990)。近年来,研究发现与A型花岗岩具有密切成因联系的锡矿床数量越来越多,如新疆、南岭地区以及巴西、美国和尼日利亚等地区(Taylor,1979;Sawkins,1984;毕承思等,1993;赵振华等,2000;Haapala and Lukkari,2005;李兆丽等,2006)。本文对锡田细粒花岗岩的研究表明,该细粒花岗岩具有 A型花岗岩的特征,锡田锡矿床与这一 A型花岗岩关系密切。锡田细粒花岗岩强烈富集Rb(平均值为872µg/g),高于华南燕山期花岗岩的平均值(358 µg/g),Rb的富集说明该岩体的岩浆分异作用进行充分,同时岩体具有高的SiO2含量和明显的Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti的负异常,说明花岗岩形成过程中经历了强烈的分离结晶作用,而高度分异是成锡花岗岩的一般特征(汪雄武和王晓地,2002)。该细粒花岗岩的TiO2含量非常低(平均为0.10%),一般认为花岗岩的Sn含量与 TiO2含量之间具有很好的负相关性(Lehmann,1990),因此锡田细粒花岗岩低TiO2含量是锡成矿的有利条件。同时岩石Th+U含量很高(平均值为 98.86 µg/g),远大于高热花岗岩的下限(8µg/g)和华南燕山期壳源重熔型花岗岩(Th均值为28.74 µg/g,U 均值为 7.11 µg/g)(顾连兴,1990),其高Th+U含量对Sn成矿也十分有利(毛景文等,1998)。锡田花岗岩的另一显著特点是具有低的 Nb/Ta(1.47～4.25) 比值和Zr/Hf(10.67～28.46) 比值,均低于正常花岗岩值(分别为 11和33～40)(Green,1995;Dostal and Chatterjee,2000),这说明花岗岩浆在形成演化过程中,存在熔体与富挥发分流体之间的相互作用,导致Nb-Ta和Zr-Hf这两组元素对发生不同程度分馏,使Nb和Zr趋向亏损而Ta和Hf相对富集(Green,1995;Dostal and Chatterjee,2000),这一特点为Sn成矿提供了有利条件。锡田花岗岩整体上还表现出与锡矿化密切的相关性,在SiO2-(Rb/Sr)图解(图11)中,样品点全部落入到锡矿化花岗岩或世界著名 Sn矿床花岗岩范围内(Blevin and Chappell,1995);在 SiO2/10-(CaO+MgO)-(Na2O+K2O)和SiO2-(Na2O+K2O) 图解中(图略,陈骏等,2000),部分花岗岩也投在了含锡花岗岩范围内,这些特征与邻近的千里山岩体花岗岩(柿竹园超大型钨锡多金属矿床与之有密切成因关系)以及骑田岭岩体花岗岩(芙蓉超大型锡矿床与之有密切成因联系)类似(毛景文等,1998;李晓敏等,2010)。因此,锡田花岗岩显示出良好的Sn成矿性,是比较典型的含锡花岗岩。

图11 锡田细粒花岗岩 SiO2-Rb/Sr图解(据 Blevin and Chappell,1995)Fig.11 Rb/Sr-SiO2 diagram for the fine-grained granites of the Xitian granites (after Blevin and Chappell,1995)

6 结 论

(1) 锡田细粒花岗岩的定年结果为 151.7±1.2 Ma,为燕山期花岗岩体,与南岭大规模燕山期二阶段花岗岩的形成时代(165～150 Ma)基本一致。

(2) 地球化学研究显示该花岗岩体富Si、Al,贫Ca、Mg;富集 Rb、Th、Ta 等元素,亏损 Sr、Ba、Ti、P、Eu等,其地球化学特征与A型花岗岩相似。

(3) Sr-Nd同位素研究表明锡田细粒花岗岩主要来源于古老地壳物质的部分熔融,同时有少量地幔物质的加入;其形成可能与古太平洋板块俯冲消减引起的拉张环境有关。

(4) 锡田细粒花岗岩强烈富集 Rb、Th+U 含量高、TiO2含量低等特征对Sn成矿十分有利,显示出良好的Sn成矿性,是比较典型的含锡花岗岩。

致谢:研究工作得到了湖南省地质矿产勘查开发局四一六队的支持和帮助,锆石阴极发光及其年代学分析得到涂湘林老师的帮助;主量元素、微量元素及同位素测试分析实验得到了中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室刘颖老师、胡光黔老师等的指导;在此一并表示衷心的感谢。同时感谢付建明研究员和另一位审稿专家所提出的宝贵意见！

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