湖南阳明山复式花岗岩的岩石成因:锆石U-Pb年代学、地球化学及Hf同位素约束*

刘伟 曾佐勋＊＊ 陈德立 贺赤诚 莫皓然 曾志方 魏运许 徐大良

1.中国地质大学地球科学学院，武汉 430074

2.华中构造力学研究中心，武汉 430074

3.湖南省地质矿产勘查开发局四○九队，永州 425000 4.中国地质调查局武汉地质调查中心，武汉 430074

1 引言

华南陆块地处欧亚大陆东南部，濒临西太平洋，由扬子地块和华夏地块在新元古代时期碰撞拼贴而形成，其北面和西面分别与秦岭-大别造山带和三江褶皱带接壤(胡瑞忠等，2010)。华南地区曾经历过Columbia超大陆，Gondwana超大陆，Pangaea超大陆及欧亚大陆形成与演化的多期构造运动(毛景文等，2004)。晚古生代以来，华南又受太平洋构造域和特提斯构造域的影响，先后经历印支运动和燕山运动两大构造运动，使华南乃至整个东亚大陆大地构造背景发生重要转折、构造动力体制发生巨大的转换(赵越等，1994，2004;董树文等，2007)，形成了分布面积广泛的花岗质岩浆与金属矿床。以往的研究主要集中在华南“成矿大爆发”燕山期的花岗岩类上，而对早中生代印支期的花岗岩类研究较薄弱，因此，造成了多数学者对华南大地构造演化和印支期花岗岩形成的动力学机制存在着不同的理解(许靖华等，1987;Hsü et al.，1990;Gilder et al.，1996;王 岳 军 等，2002;周新民，2003;Wang et al.，2005a，2007a，b，2011;Zhou et al.，2006)。

从20世纪70年代开始，我国地质工作者在有关华南印支期花岗岩的分布及岩石组成，地球化学特征和同位素年龄等方面研究取得了长足进展，其中包括华南印支期花岗岩主要分布在安化-罗成断裂以东，呈面状分布于湘、桂、粤、赣、闽等地区，岩性以过铝-准铝质高钾花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩为主，其中在湖南境内较发育，总面积超过5000km2，所以湖南印支期花岗岩是研究华南印支运动的典型区域(郭令智等，1983;罗照华等，1995;邓希光等，2004;付建明等，2004;邱检生等，2004;续海金等，2004;Wang et al.，2007b;罗志高等，2010;Wang et al.，2013)。但是目前对典型地区的花岗岩岩体形成的精细时序研究工作较薄弱。如湖南阳明山岩体在印支期是一次岩浆作用形成，还是存在多期次成岩作用，目前尚无精细年代学资料，前人仅对其中某个阶段岩体进行过年龄测试及相关地球化学研究(陈卫锋等，2006)，但是迄今为止还没有对岩体进行过系统的年代学、地球化学研究，从而严重制约了对该花岗岩的成岩期次、成岩以及动力学背景等认识。因此，本文选择湖南阳明山印支期花岗岩体的不同部分进行了详细的锆石U-Pb定年，元素地球化学、Hf同位素地球化学研究，为更全面、精确的建立阳明山印支期花岗质岩浆活动的年代学格架、演化特征和构造背景提供了新的依据。

2 地质概况及岩相学特征

阳明山复式花岗岩体出露于湖南省永州市境内。构造上位于扬子地块与华夏地块的交接部位，阳明山隆起带和多组深大断裂的交汇部位。出露面积约280km2，近东西向展布，侵入于寒武纪、奥陶纪、志留纪、泥盆纪地层中。在1∶20万地质调查中(湖南省地质局区域地质测量大队，1975①湖南省地质局区域地质测量大队.1975.1∶20万零陵幅区域地质调查报告)，前人根据岩石学、矿物学及各侵入体的接触关系，将该复式岩体划分为白果市-土坳、阳明山、大江背、大源里四个规模不等，形状不规则的岩体。岩体与围岩接触界线明显，多呈弯曲状，接触面倾向围岩，有明显的热接触变质作用，围岩均发生角岩化，岩体内部蚀变不甚发育，仅局部地段有云英岩化、电气石化。区内构造主要以阳明山-大义山东西向基底断隆带、阳明山-骑田岭北西向基底断裂带和发育于阳明山隆起内的断褶带为主，其中东西向基底断隆带控岩、控矿作用明显，在区域上控制了阳明山复式岩体及铅锌钨锡多金属成矿带产出，区内钨锡、铅锌等多金属矿床(点)均分布于岩体内及接触带(图1)。

白果市-土坳中细粒斑状电气石黑(白)云母二长花岗岩，平面上沿近东西向展布，由4个不规则状小岩体组成。岩体分带现象不明显，岩石为浅灰白色、浅棕黄色，似斑状结构，斑晶含量约为10%，斑晶主要由斜长石和条纹长石组成，条纹长石多呈半自形板状-他形粒状，卡氏双晶，约占斑晶总量70%，斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶，约占斑晶总量30%。基质由钾长石、斜长石、石英及黑云母、白云母、电气石组成。斜长石为更长石(An=13)，呈半自形板状，约占基质总量20%，钾长石呈他形粒状，约占基质总量20%，石英呈他形粒状，约占基质总量20%，黑云母多呈半自形片状，约占基质总量5%;白云母，呈半自形片状-他形粒状，约占基质总量3%;电气石呈自形-半自形柱状，约占基质总量2%(图2a)。副矿物为锆石、磷灰石、白钛石、磁铁矿、褐帘石等。

图1 阳明山复式花岗岩地质矿产图(据湖南省地质矿产局四〇九队，2012① 湖南省地质矿产局四〇九队.2012.湖南阳明山地区矿产远景调查总体设计.内部资料)Fig.1 The geological and mineral resources map of Yangmingshan composite granite

阳明山二云母二长花岗岩，平面上近东西向延伸，东西两端大，中间小，呈哑铃状。根据岩相可分为过渡相的中粗粒斑状二云母二长花岗岩和边缘相的中细粒斑状二云母二长花岗岩。岩石呈灰白色，似斑状结构，斑晶含量约为15%，斑晶主要为钾长石，次为斜长石和石英，钾长石斑晶包括条纹长石和微斜长石，多呈半自形板状，卡氏双晶，约占斑晶总量75%;斜长石为更长石(An=13)，半自形板状，聚片双晶，约占斑晶总量15%;石英呈他形粒状，内部包裹有自形程度较高的黑云母，约占斑晶总量5%(图2b)。基质由钾长石、斜长石、石英及黑、白云母组成，钾长石多呈他形粒状，约占基质总量30%;斜长石半自形-他形粒状，约占基质总量25%;石英呈他形粒状，约占基质总量25%;黑云母多呈半自形片状，约占基质总量6%;白云母呈半自形片状-他形粒状，约占基质总量4%。副矿物为锆石、磷灰石、榍石、钛铁矿、独居石等。

大江背细粒电气石白云母二长花岗岩侵入于阳明山二云母二长花岗岩，岩石呈灰白色，花岗结构，块状构造。主要矿物成分为钾长石(20% ～30%)，斜长石(30% ～40%)，石英(20% ～30%)，白云母(5% ～9%)，电气石(1% ～5%)(图2c)。副矿物为锆石、磷灰石、白钛石、磁铁矿、褐帘石等。钾长石，呈半自形-他形粒状，卡氏双晶斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶白云母多呈半自形条带状石英呈他形粒状充填在其它矿物之间，有明显的裂纹现象(图2c)电气石呈自形-半自形柱状，垂直柱面裂隙发育。

大源里斑状黑云母正长花岗岩侵入于白果市-土坳斑状黑云母二长花岗岩中。岩石呈浅肉红色，似斑状结构，斑晶含量约为15%，斑晶主要为条纹长石，多呈半自形-自形板状，卡氏双晶，具有一定的粘土化，部分斑晶内部包裹有细粒斜长石和黑云母(图2d)。基质由钾长石、斜长石、石英及黑云母组成。条纹长石呈他形粒状，约占基质总量30%;石英呈他形粒状，具有明显的裂纹和波状消光，充填在其它矿物之间，约占基质总量30%;斜长石呈半自形板状，聚片双晶，少数见卡钠复合双晶，约占基质总量20%;黑云母多呈半自形片状，部分为聚合体，有铁质析出现象，约占基质总量5%。副矿物含量较少，主要为锆石、磷灰石、磁铁矿、褐帘石等。

白果市-土坳斑状二(白)云母二长花岗岩和阳明山斑状二云母二长花岗岩被近SE向断裂切割，大源里斑状黑云母正长花岗岩和大江背电气石白云母二长花岗岩分别侵入于白果市-土坳斑状二(白)云母二长花岗岩和阳明山斑状二云母二长花岗岩中(图1)，不同的位置所表现的出来接触关系不同，有的接触界线清晰明显，有的呈逐渐过渡关系，没有特别明显的发育穿插关系和冷凝边结构，反映了岩浆脉动侵入活动的事件较短，可能由于早期岩浆尚未冷凝固结，呈半塑性状态时，后期岩浆就开始侵入。

图2 阳明山复式花岗岩显微镜下照片(正交偏光)(a)-斑状电气石黑(白)云母二长花岗岩中柱状电气石(Tur)和半自形片状黑云母;(b)-二云母二长花岗岩中斜长石(Pl)的聚片双晶和钾长石(Kfs)的卡氏双晶;(c)-电气石白云母二长花岗岩中石英发育裂纹;(d)-斑状黑云母正长花岗岩中钾长石(Kfs)弱粘土化Fig.2 Microphotographs of Yangmingshan composite granite(crossed polarizers)

3 分析方法

本文涉及的所有测试分析均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。

本次研究选取了岩体中4个代表性样品进行LA-ICPMS锆石U-Pb定年分析(图3)，锆石分选由廊坊诚信地质技术服务公司采用浮选和电磁选完成。阴极发光显微照片利用装载于JXA-8100扫描电子显微镜上的Gatan阴极发光仪(CL)完成，阴极发光(CL)显微图像分析用于观察锆石内部结构，从而确定待测锆石的最佳部位和数据解释。锆石原位U-Pb同位素年龄测定在激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上用标准测定程序条件下进行。分析仪器为电感耦合等离子体质谱计(Agilent7500a)和准分子激光剥蚀系统Geo-Las200M型(Microlas Gottingen Germany)联机和配备有193nmArF-excimer激光器。在测试中激光剥蚀斑束直径为32μm，剥蚀深度为 20～40μm，激光脉冲为 10Hz，能量为32～36mJ。实验中采用He、Ar作为剥蚀物质的载气，锆石年龄校正采用国际标准锆石91500作为外标(Wiedenbeck et al.，1995)，元素含量校正采用美国国家标准物质局研制的人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标(Pearce et al.，1997)，29Si作为内标进行校正。样品锆石的同位素比值和元素含量数据处理采用 ICPMSDataCal8.3程序计算软件(Liu et al.，2010)，得出207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U和208Pb/232Th四组同位素比值、年龄及误差，并采用Andersen软件对测试数据进行普通铅校正(Andersen，2002)，各样品锆石的加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3程序(Ludwing，2003)完成。有关具体的实验条件、实验原理和锆石U-Pb年龄测定流程及仪器参数见文献(Gao et al.，2004;Yuan et al.，2004)。

图3 阳明山复式岩体锆石阴极发光图像黄色圈为锆石U-Pb测年点;红色圈为锆石Hf同位素分析点Fig.3 Cathodoluminescenece(CL)images of analyzed zircons from Yangmingshan pluton

主量元素采用XRF-1800(SHIMADZU SEQUENTIAL XRAY FLUORESCENCE SPECTR OMETER)波长扫描X射线荧光光谱仪进行样品分析，微量元素分析在Agilent 7500a ICP-MS仪器上完成，样品经 AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-3国际标样监控，精度优于5%。

锆石Hf同位素分析是在锆石阴极发光(CL)和U-Pb定年的基础上完成的。锆石Lu-Hf同位素原位分析采用Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪完成(MC-ICPMS)，测试激光束斑直径为44μm，剥蚀频率为6Hz.剥蚀部位位于或者稍微偏离U-Pb剥蚀坑的同一振荡环带上。用176Lu/175Lu=0.02656和176Yb/173Yb=0.7876 进行同量异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值(McCulloch et al.，1977;Blichert-Toft and Albarède，1997)。样品测试过程中每测试6个样品点，分析91500和GJ-1各1次。测试期间，获得锆石91500的176Hf/177Hf=0.282303±8(n=15，1σ )，GJ-1 的176Hf/177Hf=0.282009 ±6(n=15，1σ)详细的仪器条件和数据采集方法见文献(Liu et al.，2010)。εHf的计算采用176Lu衰变常数为 1.865×10-11a-1，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Vervoort and Blichert-Toft，1999);Hf亏损地幔模式年龄(tDM)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Vervoort and Blichert-Toft，1999)。采用平均大陆壳的176Lu/177Hf=0.015(Vervoort and Blichert-Toft，1999)计算锆石Hf同位素地壳模式年龄(tDMC)。

4 分析结果

4.1 LA-ICP-MS 定年结果

本文4件样品中锆石可分为长柱状和短柱状两种类型，长宽比3∶1～1∶1，大部分锆石具有典型的岩浆韵律环带，少数具有“核-边”双层结构，核部显示较强的CL特征，具有明显的港湾状溶蚀结构，反映了残留锆石的特征，如样品B003-1-11-01、B002-2-32-13、B003-2-6-19、B001-5-11-03 点(图3)，边部CL较弱，有微弱的韵律环带，与核部界线明显，反映了重结晶锆石的特征，如样品B003-1-11-6、21，B001-5-11-10、B003-2-6-5 点(图3)。

白果市-土坳斑状电气石黑(白)云母二长花岗岩样品B003-1-11。对其进行了21个点的定年分析(表1)，3分析点(B003-1-11-01、08、19)，年龄值较高，206Pb/238U 表面年龄分别为368Ma、325Ma、373Ma，结合锆石内部结构特征，我们认为可能是捕掳锆石。有5个分析点(B003-1-11-03、04、09、12、21)位于锆石深色边缘，CL较弱，206Pb/238U表面年龄分别为 214Ma、141Ma、191Ma、189Ma、186Ma，可能为晚期变质增生或热液蚀变的年龄，谐和度较差，故在计算年龄时剔除年龄较大及谐和度较差的点，大部分数据点位于谐和线或附

近(或呈线状分布在谐和线的右侧)(图4)，虽然部分分析点不同程度的水平偏离谐和线，但其分布形式与Pb丢失所引起的不谐和明显不同，而且锆石具有清晰的韵律环带，表明锆石并未发生Pb的丢失，因此，可能与207Pb含量较低较难测定有关。其余13个分析点206Pb/238U表面年龄在228～229Ma之间，加权平均年龄为 228.6 ±1.4Ma，与 Wang et al.(2012)在该岩体获得228Ma锆石结晶年龄一致，代表了岩体主体结晶年龄，属印支晚期。

表1 阳明山花岗岩LA-ICPMS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 LA-ICPMS U-Pb analyzed data of the zircons for the Yangmingshan granite

续表1Continued Table 1

阳明山斑状二云母二长花岗岩(B002-2-32)，对其进行了21个点的定年分析，2个分析点(B002-2-32-04、05)分别位于同一颗锆石的核部和边部，核部CL较强，206Pb/238U表面年龄分别为772Ma、666Ma，年龄值较高，具有残留锆石的特征，谐和度较低未参与计算，其余分析点均位于谐和线上或附近(图4)。1个分析点(B002-2-32-03)位于锆石深色边缘，CL较弱，206Pb/238U表面年龄为194Ma，可能为晚期变质增生或热液蚀变的年龄。其余分析点年龄值可以分为两组，年龄值相对较小的一组，4个分析点(B002-2-01、02、14、15)，锆石呈长柱状，环带较明显且窄，206Pb/238U表面年龄为204～206Ma，加权平均年龄为205±1.8Ma，可能代表了晚期岩浆活动;年龄值相对较大的一组，14个分析点206Pb/238U表面年龄为220～225Ma，加权平均年龄为 221.8±1.3Ma，代表了岩体主体结晶年龄，属印支晚期。

大源里斑状黑云母正长花岗岩(B001-5-11)，选择具韵律环带的岩浆锆石，进行了20个点定年分析，大多数分析点位于谐和线或附近(图4)。有3分析点B001-5-11-01、03、07年龄值明显偏老，对照CL图像，分析点均位于锆石的残留核值相对较小的一组，12个分析点206Pb/238U表面年龄为214～219Ma，加权平均年龄为 217.8 ±1.6Ma，代表了岩体主体结晶年龄，属印支晚期。

图4 阳明山复式岩体锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagram of Yangmingshan composite granite

大江背电气石白云母二长花岗岩(B003-2-6)对其进行了20个点的定年分析，分析点B003-2-6-08位于谐和线上，表面年龄为1036Ma，对照CL图像，锆石呈半浑圆状，环带不发育，可能为捕掳锆石;分析点06、10、12的Th/U值为0.18～0.75，表面年龄分别为 549Ma、552Ma、542Ma，表明源区可能存在加里东期的岩浆组分。分析点03、04、19位于锆石边部，CL较弱，Th/U 比值小于 0.1，206Pb/238U 表面年龄为156Ma～196 Ma，可能为晚期变质增生或热液蚀变的年龄;分析点13、11、09明显偏离谐和线，年龄较老，故计算表面加权平均值时将其剔除。分析点大部分不同程度的偏离谐和线，少数分析点谐和度较好(图4)。鉴此，选择位于锆石韵律环带上7个分析点进行加权平均值计算，加权平均年龄为218.9±2.0Ma，代表了岩体主体结晶年龄，属印支晚期。

此外，测得样品中大多数捕获/继承锆石的谐和年龄为500～1784Ma，证实了本区可能存在前寒武纪结晶基底(陈卫锋等，2006)，且年龄跨度较大，其中最老属中元古代，同时也暗示了源区的多样性及基底演化具多阶段生长演化的特征(丁兴等，2005b;陈卫锋等，2006)。

图5 阳明山复式岩体K2O-SiO2图解(a，据Morrison，1980)和A/CNK-A/NK图解(b，据Maniar and Piccoli，1989)图7、图8、图9的图例同此图Fig.5 K2O vs.SiO2(a，after Morrison，1980)and A/CNK vs.A/NK(b，Maniar and Piccolo，1989)diagram of the Yangmingshan pluton

4.2 地球化学特征

表2列出了阳明山复式岩体各岩体主、微量元素测试结果，阳明山复式花岗岩体岩石SiO2含量主要集中在70% ～75%之间，平均值为71.74%，接近于中国花岗岩平均含量71.63%(黎彤，1994)。Al含量较高，Al2O3为 12.50% ～19.05%，平均 14.47%;Fe、Mg、Ca 含量低，Fe2O3T为 0.32%～2.32%，平均值 0.92%，MgO 为 0.00% ～ 0.60%，平均值0.19，这可能与花岗岩中富含白云母、电气石等过铝质矿物和缺乏镁铁质暗色矿物有关。CaO的含量也较低，为0.35% ～1.13%，平均值为0.64%。P2O5含量较高0.17% ～0.40%，平均0.25%，高于湖南省印支期过铝质花岗岩0.08% ～0.18%和南岭东段强过铝质花岗岩 0.01% ～0.18%(Sylvester，1998;孙涛等，2003;Wang et al.，2007b;陈卫锋等，2007)，与喜马拉雅山过铝质花岗岩相似(Visonà and Lombardo，2002;陈卫锋等，2007))。全碱(Na2O+K2O)含量较高，7.37% ～12.55%，平均值 8.55%;K2O/Na2O 值为 0.80% ～ 1.97%，平均值1.30%，在K2O-SiO2图解上，样品点绝大部分落在高钾钙碱性系列范围(图5a)。岩石铝饱和指数A/CNK的值为0.97 ～1.30，CIPW 标准矿物中刚玉(C)含量主要集中在 1.89～6.66，均大于1。在A/NK-A/CNK图解上，除2个点落外，所有点均落在弱-强过铝质区域，显示了岩体弱-强过铝质的特征(图5b)。高的分异指数 DI(85.2～95.4)和低的固结指数SI(0～4.81)，表明阳明山复式花岗岩体分异程度较高。

阳明山复式岩体主量元素含量变化不大，可能是由于原始岩浆形成以后，在岩浆房或岩浆上升过程中并没有进行过多的结晶分异，而是在短期内快速上升侵位，形成了阳明山复式岩体，岩石岩相学的差别主要是由岩浆侵位后的物理条件引起的，如结晶时间、围岩温度差等。

从表2中可以看出，阳明山复式岩体各岩体稀土总量ΣREE分别为 35.6 ×10-6～171.9 ×10-6(平均值 97.4 ×10-6)，96.6×10-6～159.5 ×10-6(平均值 129.9 ×10-6)，7.1×10-6～80.4 ×10-6(平均值 37.8 ×10-6)，119.8 ×10-6～193.6×10-6(平均值146.4×10-6);LREE/HREE 比值分别为3.86 ～ 13.92(平均值 9.71)，10.96 ～ 14.00(平均值12.83)，2.29 ～ 8.01(平均值 5.06)，9.63 ～ 13.57(平均值11.63);(La/Yb)N值分别为 3.47 ～ 20.86(平均值 13.02)、12.43 ～19.21(平均值16.84)、2.17 ～12.06(平均值 6.63)、12.25 ～21.24(平均值17.06);δEu 分别为0.14 ～0.41(平均值 0.26)、0.16 ～ 0.24(平均值 0.19)、0.09 ～ 0.31(平均值0.19)、0.23 ～0.40(平均值0.28)，其中电气石白云母二长花岗与其他岩石相比稀土总量、(La/Yb)N值相对较低。在球粒陨石标准化图解上，轻重稀土分馏明显，明显的Eu负异常，

稀土配分曲线总体呈现出右倾的V字形，各期次岩石稀土配分曲线具有相同的趋势，说明各期次岩浆可能均由同一母岩浆演化而来(图6a)。同时与印支期湖南、桂东南大容山-十万大山S型花岗岩带岩体的稀土配分曲线对比，它们具有相似的特点，表明阳明山花岗岩可能为S型花岗岩。

表2 阳明山复式岩体主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析结果Table 2 The analyzed data of major elements(wt%)and trace element(×10-6)of the Yangmingshan pluton

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

复式岩体微量元素总体变化特征基本一致，表现为选择性的富集和亏损，仅在个别元素上存在明显的差别，如电气石白云母二长花岗表现出明显的Ba、Sr、Ti负异常和P正异常。在微量元素原始地幔标准化图解上(图6b)，总体上阳明山复式岩体富集大离子亲石元素(U、Th、K)和Pb，明显亏损高场强元素(Ti、Nb)和强烈的Ba和Sr亏损，属于低Ba-Sr花岗岩，与南岭东段强过铝质花岗岩相似(孙涛等，2003)，同时与印支期湖南、桂东南大容山-十万大山S型花岗岩带岩体的微量元素配分曲线相似。其中Sr亏损指示斜长石的分离结晶，Ti亏损指示钛铁矿的分离结晶，Nb/Ta比值0.16～0.37，远低于地壳平均值12.2，系地壳部分熔融的结果(陈小明等，2002;陈卫锋等，2006)，暗示了该花岗岩具有壳源岩浆的特征。

4.3 锆石Hf同位素

本文对阳明山复式岩体 B003-1-11、B002-2-32、B003-2-6、B001-5-11进行了37颗锆石原位Hf同位素分析(表3)。分析结果显示，4件样品的176Hf/177Hf初始比值分别主要为0.282441 ～ 0.282552、0.282505 ～ 0.282706、0.282143 ～0.282610、0.282415 ～0.282554，Hf同位素成分比较均一，对应的 εHf(t)值分别为 -11.7 ～ -7.8、-9.4 ～ -2.3、-8.5 ～-5.7、-12.6 ～ -7.7，相应的两阶段模式年龄(tDM2)分别为1381 ～1599Ma、1079 ～1473Ma、1268 ～1422Ma、1376 ～1593Ma。

5 讨论

5.1 阳明山岩体侵入期次

20世纪70～90年代，地质工作者对阳明山复式岩体形成时代进行了研究。湖南省地质局区测队根据侵位接触关系，认为阳明山、白果市-土坳岩体属印支期，大江背、大源里岩体属燕山早期(湖南省地质局区域地质测量大队，1975)。湖南省地质矿产局(1988)采用单颗粒锆石U-Pb同位素稀释法测得的年龄为221Ma。Wang et al.(2012)采用SHRIMP锆石U-Pb定年测得阳明山岩体二云母二长花岗岩的成岩年龄为228±6Ma。陈卫锋等(2006)采用LA-ICPMS锆石U-Pb测得二云母二长花岗岩和电气石白云母花岗岩成岩年龄分别为218.0±10.0Ma和218.9±3.4Ma。上述年龄结果范围较宽，且测试样品有限，无法对阳明山复式岩体的侵入期次的划分提供有力的年代学支持。

本次研究分别对白果市-土坳、阳明山岩体、大江背、大源里岩体采用LA-ICPMS锆石U-Pb定年，定年结果分别给出了 228.6 ± 1.4Ma 和 205 ± 1.8Ma、221.8 ± 1.3Ma 和 229 ±2.8Ma、218.2 ±2.0Ma、217.8 ±1.6Ma 的谐和年龄。结合野外接触关系，白果市-土坳斑状二(白)云母二长花岗岩和阳明山斑状二云母二长花岗岩侵入于奥陶系-寒武系地层中(图1)，侵入界线多呈弯曲状，接触面倾向围岩，二者之间被断层所切割，未见明显的接触关系，大源里斑状黑云母正长花岗岩和大江背电气石白云母二长花岗岩侵入于白果市-土坳斑状二(白)云母二长花岗岩和阳明山斑状二云母二长花岗岩中，接触面都倾向围岩，接触界线有的清晰分明，有的呈过渡关系。年龄数据与野外接触关系基本吻合，说明了阳明山复式岩体是在一个短暂的时限内形成，即一个阶段岩浆侵入还未冷凝，另一个阶段岩浆侵入就已经开始，呈连续的脉动过程。上述结果表明，阳明山复式岩体经历了～229Ma、～221Ma、217Ma、～205Ma等多次侵入活动。

表3 阳明山复式岩体锆石Hf同位素分析结果Table 3 The analyzed data of Zircon Hf isotopic of the Yangmingshan pluton

阳明山铅锌和锡多金属矿床(点)主要围绕阳明山复式岩体内接触带分布(图1b)。其中东部白果市-土坳岩体内及其接触带的老寨岭锡矿最为典型，以脉型为主，主要是由含锡石英脉，碎裂化英云岩化花岗岩及云英岩组成。目前，对于阳明山钨锡多金属矿床的成矿年龄，还没有有效的测年数据，但是矿体(点)主要赋存在阳明山复式岩体内及接触带附近，并且阳明山花岗岩成矿元素W、Sn含量高于维氏值10倍，具有明显富集现象，因此，阳明山复式岩体与锡多金属矿床(点)有着密切的联系。

图7 阳明山复式岩体Rb/Ba-Rb/Sr(a)和CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)图解(据Sylvester，1998)Be-澳大利亚拉克伦褶皱带中Bethanga岩体;Mo阿尔卑斯造山带中的Moschumandl岩体;Vy-海西造山带Vysoky-Kamen岩体;Sh-喜马拉雅造山带的ShisgaPangmaFig.7 Rb/Ba-Rb/Sr(a)and CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)diagrams of the Yangmingshan pluton(after Sylvester，1998)

5.2 阳明山花岗岩成因、源区性质与演化特征

阳明山复式岩体各期次岩石铝饱和指数(A/CNK)大多数大于1.1，为强过铝质，并含有白云母、电气石等含铝高的硅酸岩矿物，稀土配分曲线和微量元素配分曲线与湖南印支期S型花岗岩和桂东南大容山-十万大山S型花岗岩具有相似的特点，应属于典型的S型花岗岩。

阳明山复式岩体高的Rb/Sr值和明显亏损Ba、Sr、Eu、Nb、Ti等，暗示了母岩浆经历了显著的分离结晶作用。Ba、Sr、Eu的亏损指示了斜长石、钾长石的分离结晶。Nb、Ti的亏损指示了富钛铁矿物(钛铁矿、金红石)的分离结晶。

前人对华南印支期过铝质花岗岩的源区属性已进行了大量研究，印支期花岗岩Nd模式年龄为1.74～1.98Ga，与前寒武纪变质沉积岩和加里东期花岗岩一致，Hf模式年龄为1.2～2.5Ga，认为其源岩主要为变质沉积岩和变质火山岩，可能有少量的年轻地幔物质加入(Wang et al.，2007a，2011，2012;Zhang et al.，2010，2012)。陈卫峰等(2006)根据阳明山花岗岩Nd模式年龄和残留锆石年龄，推断其源区应为古元古代变质泥岩。实验岩石学表明，由源区为泥质岩与砂屑岩部分熔融形成的过铝质花岗岩(SP)Rb/Ba、Rb/Sr、CaO/Na2O、Al2O3/TiO2的变化与他们源区中起作用的泥质岩和砂屑岩的源区一致(Sylvester，1998;Gerdes et al.，2000)，因而可以综合利用这些参数确定源区成分。在Rb-Sr-Ba图解中，第3期黑云母正长花岗岩落在贫/富粘土源区界线附近，其余大部分落在富粘土源区(图7a)。Sylvester(1998)对来自阿尔卑斯山脉、喜马拉雅山脉、海西构造带、不列颠加里东构造带和澳大利亚拉克伦褶皱带的88个长英质侵入体进行研究发现，不同造山带后碰撞花岗岩的Al2O3/TiO2常随CaO/Na2O比值降低而增加。把这些不同造山带的后碰撞花岗岩的CaO/Na2O和Al2O3/TiO2比值投影在二元图中，其范围是一个四边形，四边形的四个角分别代表了不同的造山带。阳明山各期次岩体基本全部落入泥质岩源区(图7b)，这一判别结果与Rb-Sr-Ba图解判别的结果基本吻合。

锆石Hf同位素分析是花岗岩源区判别重要手段(吴福元等，2007)。阳明山花岗岩体各期次岩石的εHf(t)分别为-11.7 ～ -7.8、-9.4 ～ -2.3、-8.5 ～ -5.7、-12.6 ～-7.7，均小于0，略高于印支期桂东南大容山-十万大山壳源S型花岗岩的εHf(t)(-11～-9)(祁昌实等，2007)。在εHf(t)-t图解上所有样品点均落在亏损地幔及球粒陨石演化线之下(图8)，推断其为古老地壳部分熔融的产物，tDM2为1079～1599Ma，均晚于Nd模式年龄(1931～1992Ma，陈卫锋等，2006)，暗示了阳明山复式岩体的源岩均来自中古元古代地壳物质(变质泥岩)部分熔融。结晶锆石Hf同位素记录与桂东南大容山-十万大山S型花岗岩相似，没有明显的幔源特征，表明地幔物质基本上没有参与阳明山花岗岩的形成，与野外观察一致，未见代表基性端元的暗色包体。但是王岳军等(2002)数值模拟认为湘南存在印支期的基性岩浆底侵作用，导致中下地壳含水矿物相岩石深熔形成过铝质岩石，所以我们认为地幔岩浆可能为花岗岩的形成提供了热源。

图8 阳明山复式岩体εHf(t)-t图解Fig.8 εHf(t)-t plot for the Yangmingshan pluton

5.3 岩浆形成的温度、压力条件

目前对于花岗岩岩浆形成的温度和压力的研究还不是很成熟，主要是通过实验岩石学，利用花岗岩地球化学数据来间接的推断花岗岩的形成温度和压力(冯佳睿等，2010)。此外也有学者利用花岗岩中的副矿物如锆石、磷灰石、金红石、长石等矿物温度计来推断花岗岩的形成温度(蒋少涌等，2008;冯佳睿等，2010)，研究方法还有待进一步探索。Sylvester(1998)提出利用Al2O3/TiO2值确定花岗岩形成的温度，当岩石的 Al2O3/TiO2＞100时，部分熔融温度小于875℃，Al2O3/TiO2＜100时，部分熔融温度大于875℃。阳明山花岗岩体Al2O3/TiO2值主要集中在38.1～119，大部分小于100，说明其形成温度大于875℃。岩体具有明显的Eu负异常，表明岩浆在源区曾与斜长石平衡，刘珺等(2008)认为岩浆熔融压力大于1.5～2.0Ga后，低于固相线的组合中斜长石消失，换句话说深度超过50～60km后，陆壳部分熔融将没有斜长石的参与，表明阳明山岩体形成深度应小于50km。在天然泥质岩经人工无蒸汽熔融实验获得的CaO/Na2O和Al2O3/TiO2值与阳明山岩体岩石样品对比(图9)，表明阳明山复式岩体岩浆形成温度较低(样品熔融物相应温度在850～900℃，根据实验熔融物质测得)，形成压力约为7×108～10×108Pa，相当于深度为26～30km。

5.4 构造背景

近年来研究发现，华南地区印支期的花岗岩整体呈面状分布在安化-罗成断裂以东，即琼、桂、粤、赣、湘等地区，是古变质沉积岩部分熔融的产物，大多被认为是S型或I型花岗岩(王德滋和刘昌实，1986;Wang et al.，2007b)。Zhou et al.(2006)将华南印支期花岗岩分为印支早期(251～249Ma)和印支晚期(234～205Ma)。Wang et al.(2012)对华南印支期花岗岩年龄统计分析，年龄分布于202～254Ma之间，峰期为～239Ma和～220Ma。其中，分布在湖南省境内的印支期花岗岩最多，且年龄主要集中在210～225Ma，表明湖南地区印支期岩浆活动主要以印支晚期活动为特征(丁兴等，2005a)。因此，湖南境内印支晚期岩浆作用是探索华南中生代构造演化及其动力学背景的良好窗口。

图9 天然泥质岩经人工无蒸汽熔融物实验获得的CaO/Na2O对Al2O3/TiO2的值与阳明山复式岩体的比较(据 Sylvester，1998)Fig.9 CaO/Na2O vs.Al2O3/TiO2rations for experimental vapor-absent melts of natural pelite compared to the field of Yangmingshan pluton samples(afer Sylvester，1998)

华南印支运动可能始于中二叠世267～262Ma(Li et al.，2006)，华南(包括华夏和扬子)地块和印支板块主碰撞峰期主要发生在258～243Ma(Lepvrier et al.，1997;Nam，1998;Lan et al.，2000;Carter et al.，2001;Maluski et al.，2001;Nam et al.，2001)，受印支板块的侧面挤压，在湘桂赣地区乃至整个华南遭受了强烈的陆内挤压造山或陆内碰撞汇聚造山作用，形成一系列的褶皱、大型冲断构造，最终并导致地壳加厚(庄锦良等，1988;王岳军等，2005;柏道远等，2007)。研究表明华南印支期和加里东期构造热事件具有相同的变质作用、挤压变形和花岗岩浆作用，并具有相同的构造背景，均发生早期的地壳加厚，随后快速剥落，最终冷却，主要受板内变形和造山作用控制(Wang et al.，2012)。对于华南印支期花岗岩的形成构造背景，不同的学者提出了不同的认识，王岳军等(2002)通过合理构建湖南印支期地质-物理模拟实验基础上，认为湖南印支期岩浆活动主要是由陆内地壳叠置加厚，地壳内温度场的扰动导致云母类矿物脱水熔融形成的花岗质岩浆。孙涛等(2003)认为南岭中段印支期强过铝质花岗岩(228～225Ma)形成于印支运动主碰撞后的伸展环境。Zhou et al.(2006)将印支期花岗岩构造环境进一步划分，认为印支早期花岗岩是挤压环境下形成的同碰撞花岗岩，印支晚期花岗岩是拉伸环境下形成的后碰撞花岗岩。Wang et al.(2007b)认为，印支早期花岗岩(243～228Ma)为挤压环境下的同碰撞花岗岩，而印支晚期(220～206Ma)则转变为伸展环境下的后碰撞花岗岩。在湘中、桂东南、粤赣交界发育230～240Ma过铝质花岗岩，与华南周缘地区存在强烈的俯冲/碰撞造山作用相同时，其形成与华南陆内挤压地壳物质叠置加厚作用有关(徐夕生等，2003;邓希光等，2004;王岳军等，2005)。于津海等(2007a)则认为，华南的印支期变质-岩浆活动具有两阶段特征，第一阶段花岗岩(249～225Ma)形成于同碰撞环境;第二阶段花岗岩(225～207Ma)为后碰撞或碰撞晚期的产物。Wang et al.(2011，2012)和Zhang et al.(2012)对华南加里东期和印支期的变质岩(角闪岩和变粒岩)和片麻状花岗岩研究认为，在430Ma和230Ma加里东造山作用和印支造山作用分别由进变质向退变质转换，430～400Ma和232～205Ma的花岗岩形成于造山伸展垮塌阶段或加厚地壳的均衡调整。在湖南道县一带存在印支期的基性岩及包体(224～204Ma)，证实了华南在印支期确实存在拉张环境(郭锋等，1997;赵振华等，1998;Dai et al.，2008)。Wang et al.(2005b，2007c)在对雪峰山构造带和十万大山构造带的研究中，获得了与伸展构造有关的年龄分别为195～217Ma和208～218Ma。Liang et al.(2005)和梁新权等(2005)认为扬子地块和华夏地块在印支早期发生了强烈的陆内碰撞与汇聚及前陆盆地的沉积作用，到中、晚三叠世由挤压构造向伸展构造转换。也就是说，华南印支期花岗岩，早期形成于挤压环境，晚期形成于伸展环境。但目前对构造环境转换的时间域还存在争议(孙涛等，2003;Zhou et al.，2006;Wang et al.，2007b;于津海等，2007b)。

阳明山复式岩体形成于229～205Ma，此时印支运动峰期已经结束，华南印支运动进入挤压构造向碰撞后应力松弛或伸展构造阶段。研究显示加厚地壳在10～20Myr时间间隔内会发生热-应力松弛作用，进入伸展应力体制(Patiño et al.，1990)，在这一机制下中元古代变质泥岩减压熔融形成了阳明山复式岩体的母岩浆。

6 结论

通过对阳明山复式岩体进行系统的年代学、岩石学、地球化学研究，得出以下主要结论:

(1)利用LA-ICPMS锆石U-Pb测年，分别给出白果市-土坳斑状二(白)云母二长花岗岩(228.6±1.4Ma)和(205±1.8Ma)、阳明山斑状二云母二长花岗岩(221.8 ±1.3Ma)和(229 Ma±2.8Ma)，大源里斑状黑云母正长花岗岩(217.8±1.6Ma)和大江背电气石白云母二长花岗岩(218.2±2.0Ma)，表明阳明山复式岩体是由印支晚期多次岩浆脉动侵入形成。综合野外观察、地质测量表明阳明山复式花岗岩体可能经历了4期岩浆活动:～229Ma、～221Ma、～217Ma、～205Ma。

(2)阳明山复式岩体在主量元素上富碱、富铝，贫Mg、Fe、Ca，属高钾钙碱性岩系，为过铝质S型花岗岩，微量元素上表现为 U、Th、K、Pb等元素和轻稀土相对富集，Ti、Nb、Ba、Sr等元素和重稀土相对亏损，具有强烈的负Eu异常，是同源岩浆演化的产物。

(3)锆石的εHf(t)值均为负值(集中在-12～-5之间)，两阶段模式年龄(tDM2)主要集中在 1.28 ～1.60Ga，阳明山复式岩体主要来源于古老地壳(中元古代变质泥岩)部分熔融，岩浆形成温度850～875℃，压力约为7×108～10×108Pa，相当于深度为26～30km，形成过程中都经历了结晶分异作用。

(4)结合区域地质背景、岩石地球化学和LA-ICPMS锆石测年结果，我们认为阳明山复式岩体形成于印支运动华南板块由挤压环境进入碰撞后应力松弛或伸展阶段，变形加厚地壳的部分熔融。

致谢 中国科学院地质与地球物理研究所赵平平同学参加了野外工作;主、微量元素测试分析和LA-ICPMS锆石UPb测年及锆石Hf同位素分析分别得到中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室刘勇胜、胡兆初、郑署等老师及魏颖同学的帮助;成文过程中得到王人镜教授的帮助;审稿专家对本文提出宝贵的修改意见;在此一并表示衷心感谢。

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