湘西南兰蓉岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄、地球化学特征及构造背景＊

柏道远，陈必河，钟 响，熊 雄，贾朋远

（湖南省地质调查院，长沙 410016）

华南加里东运动除了产生强烈的构造变形外，尚引发了强烈的花岗质岩浆活动［1－5］。地质工作者对华南加里东期构造－岩浆事件进行过大量研究并取得了丰富成果，认识到加里东运动自早至晚可分为寒武纪末－奥陶纪初的郁南运动、中奥陶世末的都匀运动、奥陶纪末－志留纪初的北流运动（崇余运动）、志留纪后期的广西运动等多期次［5－10］；相关的花岗质岩浆活动时代主要为440～390 Ma［2］或460～410 Ma［4］等。尽管如此，不同期次构造运动的影响范围及其背景差异尚需进一步研究，加里东期花岗岩的构造成因也存在板内造山断裂活动、板内后碰撞或后造山、陆－弧－陆碰撞等观点［2－4，11－13］。

湖南省境内发育加里东期花岗岩，近些年来除获得九嶷山雪花顶岩体［14］、彭公庙岩体［15］等部分岩体的锆石SHRIMP U－Pb年龄和LA－ICP－MS U－Pb年龄外，其它岩体缺少高精度年龄数据。

近年来，笔者对湘西南加里东期越城岭岩体、苗儿山岩体和兰蓉岩体进行了系统的年代学、地质学和地球化学研究，探讨了花岗岩成因和形成背景，为区域加里东运动特征及花岗岩成因研究补充了资料。越城岭岩体和苗儿山岩体的地质特征及成因背景笔者另文阐述，本文介绍兰蓉岩体的年代学和地球化学特征，并探讨其成因和构造背景。

1 地质概况

兰蓉岩体位于区域城步－新化大断裂的东侧，紧邻苗儿山大型岩体西侧发育（图1a）。该岩体规模很小，出露面积仅9．2km2，长轴方向近于南北向，呈岩株状产出，侵入于青白口系中（图1b）。岩体边界线较清楚，接触面一般倾向围岩，倾角为35°～40°。内蚀变带不甚发育，外蚀变带具角岩化和硅化。根据侵入接触关系和岩石学特征，兰蓉岩体自早至晚划分为3个侵入期次，依次为粗中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSa）、细中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSb）和细粒二云母二长花岗岩（ηγSc）。粗中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSa）中斑晶含量达35%～45%，主要成分为钾长石，少量斜长石、石英，其中长石斑晶粒径（1．5×3～3．5×5）cm；细中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSb）中长石斑晶含量较少，为3%～15%，斑晶大小（1×1．5～2×3．5）cm；最晚侵入的细粒二云母二长花岗岩（ηγSc）局部具片麻状构造，岩石中偶见闪长质微粒包体。

图1 兰蓉岩体地理位置（a）及地质略图（b）（图a据文献［16］略修改；图b据本文）Fig．1 Geographical location（a）and geological sketch（b）maps of the Lanrong pluton

2 锆石SHRIMP U－Pb定年

对加里东期兰蓉岩体粗中粒斑状黑云母二长花岗岩采集样品D0019 进行锆石SHRIMP U－Pb年龄分析。分析方法和流程参见文献［17］。

样品共分析了15颗锆石的U－Pb同位素组成。所分析锆石为透明的自形晶体，阴极发光图像大多显示出岩浆结晶成分环带（图2）。15个测点U－Pb年龄分析结果见表1和图3。可能受城步－新化断裂活动及Pb丢失的影响，锆石同位素组成较为分散，约半数样品明显偏离U－Pb 谐和线（图3）。1．1、4．1、8．1、9．1、10．1、12．1等6个测点年龄相对集中并沿谐和线分布，其206Pb／238U 加权平均年龄为（443．5±8．1）Ma（2σ），MSWD＝1．3，应为花岗岩成岩年龄。

上述测年结果显示兰蓉岩体形成于早志留世早期。

表1 兰蓉岩体粗中粒斑状黑云母二长花岗岩（样品D0019）锆石SHRIMP U－Pb同位素分析结果Table 1 SHRIMP U－Pb zircon data for the coarse－medium－grained porphyritic biotite monzogranite（sample D0019）of the Lanrong pluton

图2 兰蓉岩体（样品D0019）锆石阴极发光图像Fig．2 Zircon cathodoluminescence image for the Caledonian Lanrong pluton（sample D0019）

3 岩石地球化学特征

3．1 主量元素地球化学特征

图3 兰蓉岩体（样品D0019）锆石SHRIMP U－Pb年龄谐和图Fig．3 Zircon SHRIMP U－Pb concordia diagram for the Lanrong pluton（sample D0019）

加里东期兰蓉岩体样品的主量元素分析结果如表2所示。岩石SiO2含量较高且变化较大（注：SiO2及以下主量元素含量值均系无水化处理结果，故与表2 略有差别），为69．38～76．99%，平均73．04%；总体上晚期侵入体较早期侵入体的SiO2含量高。随着SiO2含量的增加，Al2O3、FeOT、TiO2、MgO、CaO、K2O、P2O5等均呈规律性减少，Na2O 则无规律变化（图4）。Al2O3含量较高，为13．46%～14．46%，平均为13．78%。K2O 含量中等且变化较大，为2．30%～5．53%，平均为4．10%；全碱（ALK）含量中等，Na2O＋K2O 为6．60%～8．19%，平均为7．37%；K2O／Na2O 比值在0．54～2．08 之间，平均为1．40。FeOT含量中等，为1．69%～3．45%，平均2．93%。TiO2、MgO、CaO和P2O5含量分别为0．29%、0．73%、1．36%和0．12%。

表2 兰蓉岩体的主量元素组成（ω%）Table 2 Major element compositions of the Caledonian Lanrong pluton（ω%）

图4 兰蓉岩体主要氧化物－SiO2 图解Fig．4 Major oxides vs．SiO2diagrams for the Lanrong pluton

根据Frost（2001）［18］提出的Fe数（FeO／（FeO＋MgO），“FeO”为全铁（FeO＋0．9×Fe2O3）），修改的碱钙指数（Na2O＋K2O－CaO）、铝饱和指数（ASI）（Al／（Ca－1．67P＋Na＋K）（分子比））等三个地球化学变量以及ANK（Al／（Na＋K）（分子比）），加里东期兰蓉岩体花岗岩总体属铁质、钙碱性及过铝质的花岗岩（图5（a）～（c））。除1个样品CB2155的标准矿物C含量（0．16%）和ASI值（0．99）低外，其它样品C含量2．11%～3．70%（平均2．49%）和ASI值1．14%～1．33%（平均1．19%），属强过铝花岗岩。在硅－钾图中，总体属钙碱性－高钾钙碱性系列（图5（d））。

图5 兰蓉岩体花岗岩类地球化学分类图解（（a）—（c）据文献［18］；（d）据文献［19］）Fig．5 Geochemical classification diagrams for granitoids of the Lanrong pluton

3．2 微量和稀土元素地球化学特征

兰蓉岩体微量元素和稀土元素分析结果分别见表3和表4，微量元素原始地幔标准化蛛网图和稀土元素球粒陨石标准化分布曲线图分别见图6和图7。图6和图7表明兰蓉岩体花岗岩可分为微量元素和稀土元素组成特征不同的两组花岗岩：第一组是粗中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSa）的样品（HXL1、HXL2、CB2115）和细中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSb）的样品（CB359、CB1515）；第二组是细粒二云母二长花岗岩（ηγSc）的样品（CB2092），以下分别阐述两组样品的微量元素和稀土元素组成特征。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上（图6），第一组花岗岩Ba、（Ta＋Nb）、Sr、P、Ti表现为较强烈的亏损，而Rb、（Th＋U＋K）、（La＋Ce）、Nd、（Zr＋Hf＋Sm）、（Y＋Yb＋Lu）等则相对富集，显示出具有一般壳源花岗岩特征。Nb和Ta曾发生较明显的分馏，Nb相对亏损而Ta相对富集，也暗示花岗岩具有壳源花岗岩特征。Rb、Ba、Sr、Ti含量的变化主要与造岩矿物有关，Rb升高和Sr、Ba降低一般由钾长石、斜长石和黑云母分离结晶所造成，Ti负异常反映出钛铁矿的分离结晶作用。P亏损暗示存在磷灰石的分离结晶。

表3 兰蓉岩体花岗岩类微量元素分析结果（×10－6，Ag×10－9）及有关参数Table 3 Trace element compositions and parameters for granitoinds of the Lanrog granites（×10－6，Ag×10－9）

表4 兰蓉岩体花岗岩类稀土元素分析结果（×10－6）及有关参数Table 4 Rare earth element compositions and parameters for granitoids of the Lanrong pluton（×10－6）

图6 兰蓉岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔值据文献［20］）Fig．6 Primitive mantle－normalized trace element spider diagram for granitoids of the Lanrong pluton

图7 兰蓉岩花岗岩类体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（球粒陨石值据文献［21］）Fig．7 Chondrite－normalized REE patterns for granitoids of the Lanrong pluton

第一组花岗岩的稀土元素含量较高（表4），ΣREE为146．37～322．15μg／g，平均为222．94 μg／g；早期侵入体粗中粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγSa）稀土总量相对较高（图7）。ΣCe／ΣY 为4．03～6．90，平均为5．55；（La／Yb）N值为12．09～21．98，平均17．42，显示轻稀土富集明显。Eu显著亏损，δEu值0．28～0．51，平均为0．39，暗示其经历了斜长石的分离结晶作用。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线明显向右倾斜（图7），除Eu谷外，曲线平滑无明显起伏，反映出稀土元素具有明显的分馏。

第一组花岗岩各样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图（图6）及稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（图7）的形态总体一致，暗示其为同时代、同来源的产物。

第二组花岗岩即细粒二云母二长花岗岩仅有1个样品（CB2092）。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上（图6），其大离子亲石元素总体富集，并存在（Ba＋Th＋U）和Ti的相对亏损。稀土元素含量极低（表4），ΣREE 仅为18．10μg／g。ΣCe／ΣY 为1．31，（La／Yb）N值为3．36，显示轻稀土无明显富集。Eu显著亏损，δEu值为0．24，暗示经历了斜长石的分离结晶作用。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈海鸥状，除Eu谷外总体近水平（图7），说明稀土元素不具明显的分馏。相对第一组花岗岩而言，第二组花岗岩的稀土元素分布特征具有较明显的“四分组”效应，暗示其为花岗岩浆作用最晚阶段残余熔体结晶及流体／熔体相互作用的产物［22］。

3．3 Sr、Nd同位素地球化学特征

对兰蓉岩体粗中粒斑状黑云母二长花岗岩的2个样品进行了Sr、Nd同位素分析，具体实验在武汉地质矿产研究所同位素室完成。

Rb－Sr同位素测定方法：采用阳离子树脂（Dowex50×8）交换法分离和纯化铷、锶，用热电离质谱仪MAT261分析Rb、Sr同位素组成，用同位素稀释法计算试样中的铷、锶含量及锶同位素比值，用GBW04411、NBS607和NBS987标准物质分别对分析流程和仪器进行监控；全流程Rb、Sr空白分别为0．4×10－9和0．8×10－9g。

Sm－Nd同位素分析方法：取加入145Nd＋149Sm混合稀释剂和不加稀释剂的样品各1份，以氢氟酸和高氯酸溶解后用Dowe50x8阳离子交换树脂进行分离和纯化。加了稀释剂的样品用于Sm、Nd含量质谱分析；未加稀释剂的解吸液上P507 有机萃取树脂柱分离和纯化Nd以用于Nd同位素比值分析。Sm、Nd含量和Nd同位素比值质谱分析采用热电离质谱仪Triton完成，Sm、Nd含量采用同位素稀释法公式计算得到。用GBW04419 和ZkbzNd（JMC）标准物质对分析流程和仪器进行监控。全流程Nd、Sm 空白分别为1×10－10和0．7×10－10g。

同位素测试数据及有关参数值列于表5。根据岩体的锆石SHRIMP U－Pb年龄，在计算有关参数时样品年龄取值443Ma。由于小于BABI（玄武质无球粒陨石最初初始值）0．69897±0．00003的值不能用于讨论岩石成因［23］，因而不考虑样品HXL2的初始Sr值（0．64721）。剔除样品HXL2的Sr同位素值，兰蓉岩体花岗岩ISr值为0．71299，εSr（t）值为120，εNd（t）值为－8．11和－8．89，t2DM（两阶段Nd模式年龄）为1．82Ga和1．84Ga。

表5 兰蓉岩体Sr、Nd同位素组成及有关参数计算Table 5 Sr and Nd isotope compositions of granitesof the Lanrong pluton

4 讨论

4．1 岩浆成因

兰蓉岩体与围岩呈较清楚的侵入接触关系，外接触带见热接触变质或矽卡岩化，镜下表现出典型的岩浆结晶结构，表明花岗岩为岩浆成因。

兰蓉岩体的岩石地球化学及Sr、Nd同位素地球化学特征表明其为陆壳重熔型花岗岩，且源岩为中、上地壳酸性岩石而非下地壳基性岩；岩浆过程受分离结晶作用控制。具体分析如下：

（1）岩石主要属ASI值大于1．1的强过铝（SP）花岗岩，而前人研究表明强过铝花岗岩多为地壳物质熔融产物，属于S型花岗岩类［25］。

（2）微量元素蛛网图（图6）上岩石显示出一般壳源花岗岩特征（见前述）。

（3）湘桂内陆带花岗岩的Nd模式年龄（tDM）背景值为1．8～2．4Ga［26，27］，而目前获得的花岗岩、玄武岩中捕虏体及继承性锆石的年龄数据表明湘桂内陆带基底的时代主要在1．7～2．7Ma间［28］。湘东南地区具地幔物质加入的早燕山期花岗岩t2DM多在1．22Ga～1．76Ga之间［28］。由上可见，兰蓉岩体的两阶段Nd模式年龄值（1．82Ga、1．84Ga）与基底地壳相当，并高于具地幔物质加入的湘东南早燕山期壳源花岗岩。因此可推断兰蓉岩体源于基底地壳的重熔。此外，兰蓉岩体ISr值与大陆地壳0．719的ISr平均值［29］相近，Sr、Nd 同位素组成与澳大利亚东南部Lachlan褶皱带S型花岗岩（εSr（t）＝77～204，εNd（t）＝－6．1和－9．8）［30］类似。

（4）Allégre［31］指出花岗岩εSr（t）值大于0，反映同位素与中、上地壳的亲缘性而不是麻粒岩相下地壳，兰蓉岩体εSr（t）值为120，暗示源岩为中、上地壳酸性岩石，而不是下地壳基性岩。这一认识得到了花岗岩C／MF－A／MF图解（图8）的支持。

图8 兰蓉岩体C／MF－A／MF图解［32］Fig．8 C／MF－A／MF diagram for granitoids of the Lanrong pluton

（5）前述微量元素和稀土元素特征显示出分离结晶信息。

4．2 加里东期兰蓉岩体形成构造环境及机制

在Maniar和Piccoli［33］提出的多组主元素构造环境判别图解中，兰蓉岩体的分析样品主要落入IAG＋CAG＋CCG 区，且有部分样品位于与POG重叠区之外（图9），因此判断其属于IAG＋CAG＋CCG 组类型。岩石属ASI值大于1．1 的强过铝（SP）花岗岩，因而可进一步判断为大陆碰撞花岗岩类（CCG）（包括同碰撞与后碰撞花岗岩）［34］。

图9 兰蓉岩体构造环境氧化物判别图（底图据文献［33］）Fig．9 Tectonic setting discrimination diagram for the Lanrong plutons

已有研究表明赣湘桂一带加里东运动自早至晚可分为寒武纪末－奥陶纪初的郁南运动、奥陶纪末－志留纪初的北流运动（崇余运动）以及志留纪后期的广西运动等3个期［5－10，35］；前述锆石SHRIMP U－Pb年龄表明兰蓉岩体形成于早志留世早期，据此推断花岗岩形成主要与北流运动有关。结合前述岩浆成因，推断兰蓉岩体形成机制为：北流运动（陆内造山运动）导致中、上地壳增厚、升温，尔后进入挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境，中、上地壳酸性岩石减压熔融并向上侵位，从而形成兰蓉岩体。

4．3 兰蓉岩体形成构造背景

形成兰蓉岩体的前述构造－岩浆事件可得到区域地质资料的佐证：邻区彭公庙岩体（435．3±2．7）Ma和（436．2±3．1）Ma［15］、大宁岩体（419±6．4）Ma［36］、宁冈岩体（433．8±2．2）Ma［37］、海洋山岩体（431±7）Ma［38］、苗儿山岩体（428．5±3．8）Ma和越城岭岩体（436．6±4．8）Ma、（430．5±4．3）Ma（笔者另撰文）等锆石LA－ICP－MS 或SHRIMP U－Pb年龄，在误差范围内与兰蓉岩体年龄一致，应均因北流运动（崇余运动）强烈挤压和陆壳增厚所致。

值得指出的是，湘南地区南华纪－早古生代沉积中缺少火山岩发育，沉积物组成自西向东呈渐变特征，说明引发加里东期苗儿山花岗质岩浆活动的构造运动属板内造山运动。因此，兰蓉岩体“后碰撞”花岗岩相关的“碰撞”作用并非一般所理解的大陆板块之间的碰撞，而是陆块内部的强挤压作用。近年来已有研究也表明华南早古生代构造运动属板内造山运动［2，39－42］。

区域上城步－新化大断裂以西发育早志留世两江河组和珠溪江组前陆盆地复理石沉积，断裂以东至湘东南却缺失志留系［43］，而缺失属沉积缺失还是后期剥蚀所致，尚无可信的证据确认。显然，城步－新化断裂东侧兰蓉岩体的发育及其反映的北流运动构造事件，说明断裂以东在奥陶纪末已褶皱造山，因此志留系的缺失属沉积缺失而非后期剥蚀造成。

5 结论

（1）兰蓉岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄为（443．5±8．1）Ma，反映其形成于早志留世早期。

（2）岩体总体属钙碱性－高钾钙碱性系列强过铝质花岗岩类，属S型花岗岩，源岩主要为中、上地壳酸性岩石。

（3）兰蓉岩体是在北流运动强挤压之后应力相对松弛、压力降低的板内后碰撞构造环境下，因地壳增厚而升温的中、上地壳岩石减压熔融并向上侵位而形成。

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