湘西南印支期瓦屋塘岩体年代学、成因与构造环境

柏道远, 吴能杰, 钟　响, 贾朋远, 熊　雄, 黄文义(.湖南省地质调查院, 湖南 长沙 4006; .湖南省地勘局44队, 湖南 益阳 43000)

湘西南印支期瓦屋塘岩体年代学、成因与构造环境

柏道远1, 吴能杰2, 钟响1, 贾朋远1, 熊雄1, 黄文义1
(1.湖南省地质调查院, 湖南 长沙 410016; 2.湖南省地勘局414队, 湖南 益阳 413000)

瓦屋塘岩体位于湘西南, 主要由黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩组成, 少量黑云母花岗闪长岩。2个花岗岩样品的锆石SHRIMP U-Pb年龄分别为216.4±2.4 Ma、215.3±3.2 Ma, 属晚三叠世。岩石具有富硅(SiO2=68.39%～77.77%)、富铝(Al2O3=12.39%～16.43%)、高钾(K2O=4.27%～6.02%)、中碱(Na2O+K2O=7.08%～8.57%)、高ASI(平均1.19)的特点, 总体属高钾钙碱性系列强过铝质花岗岩类。微量元素中Ba、Nb、Sr、P、Ti表现为明显亏损, Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)等相对富集, 稀土总量较低(ΣREE=81.72～216.23 μg/g), 轻稀土富集((La/Yb)N=1.91～12.18), 具明显的Eu负异常(δEu=0.09～0.78)。岩体具有较高的ISr值(0.71061～0.71786)和较低的εNd(t)值(–8.63～ –4.82), 两阶段Nd模式年龄(tDM2)为1.38～1.69 Ga。C/MF-A/MF图解显示源岩为泥质岩和碎屑岩。多数样品Al2O3/TiO2<100, 少量>100。上述地球化学特征, 表明花岗岩源岩主要为中上地壳酸性岩石, 并可能有少量地幔物质加入。岩石氧化物和微量元素构造环境判别图解主要显示为后碰撞构造环境。基于上述岩石成因、构造环境判别, 并结合区域构造演化过程, 推断瓦屋塘岩体的形成机制为: 中三叠世印支运动导致地壳增厚、升温, 晚三叠世中期进入挤压应力相对松弛、深部压力降低的后碰撞构造环境, 中上地壳岩石减压熔融并向上侵位; 此外, 软流圈上涌和热量的向上传递可能对瓦屋塘花岗质岩浆形成也起到一定作用。

后碰撞构造环境; 锆石SHRIMP U-Pb定年; 地球化学特征; 强过铝质花岗岩; 瓦屋塘; 湘西南

0　引　言

早中生代是东亚地区大地构造背景发生重要转折、构造动力体制发生剧烈变动时期(赵越等, 1994, 2004; 董树文等, 2007), 关于华南地区早中生代构造特征及演化的认识存在较多争议, 其中印支期构造‒岩浆活动特征及其地质背景是争论焦点之一。对华南中三叠世晚期印支运动的表现, 或认为地壳变形强烈, 上古生界NNE向为主的盖层褶皱主要形成于印支运动(任纪舜, 1984; 湖南省地质矿产局, 1988;丘元禧等, 1998; Wang et al., 2005; 柏道远等, 2006a, 2009, 2012, 2013; 丁道桂等, 2007); 或认为印支运动强度不大, 上古生界NNE向主体褶皱形成于燕山运动甚至更晚(郭福祥, 1998, 1999; 舒良树等, 2006;张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009; 胡召齐等, 2010)。而对印支期花岗岩的成因背景, 存在岛弧(Hsü et al., 1990;陈海泓和肖文交, 1998)、后碰撞(柏道远等, 2006b, 2007;陈卫锋等, 2007)、早期花岗岩同碰撞而后期花岗岩后碰撞(周新民, 2003)、后造山(付建明等, 2005)、挤压加厚地壳局部伸展(郭春丽等, 2012)等不同观点。

湖南广泛发育印支期花岗岩, 且大多分布于湘中盆地周缘隆起带(图1)。近些年前人对湖南印支期花岗岩进行了大量高精度年龄测定(马铁球等, 2005;王岳军等, 2005; 丁兴等, 2005; 陈卫锋等, 2006, 2007; 付建明等, 2009; 罗志高等, 2010; 伍静等, 2012; 郑佳浩和郭春丽, 2012; 张龙升等, 2012), 对部分花岗岩体的地球化学特征进行了研究(柏道远等, 2006b; 陈卫锋等, 2006; 郑佳浩和郭春丽, 2012;张龙升等, 2012)。但部分较重要的印支期岩体如湘西南的瓦屋塘岩体、五团岩体、崇阳坪岩体等尚缺乏精确定年和全面的地质地球化学研究。

图1　区域地质简图Fig.1　Regional geological sketch map of the study area

本文对湘西南印支期瓦屋塘岩体的成岩年代和地球化学特征进行了全面研究, 并探讨了岩体成因及形成的构造背景, 为区域印支期花岗岩研究补充了新的资料。

1　地质概况

瓦屋塘岩体位于雪峰造山带与湘中盆地交接带(图 1)。早古生代构造运动(加里东运动)、中三叠世后期的印支运动和中侏罗世后期的早燕山运动在本区地层中形成板溪群–下古生界、泥盆系–下三叠统、上三叠统–中侏罗统、白垩系–古近系等几个大的构造层, 各构造层之间为角度不整合接触(图1)。

瓦屋塘岩体出露面积约 450 km2, 平面形状近似椭圆形。岩体侵入于奥陶系、志留系、泥盆系等地层中(图 2), 接触面倾向围岩, 南部倾角较陡, 约40°～50°, 北部倾角较缓, 约30°～35°; 东部与白垩系呈沉积接触。被侵入围岩具明显热接触变质, 变质带一般宽500～1000 m, 以强绢云母化石英堇青石角岩、石英云母角岩及斑点状板岩等为主, 局部有钙硅角岩或矽卡岩化。花岗岩具块状构造, 同侵位面理构造不发育。

瓦屋塘岩体岩性组成主要为黑云母花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩, 其中黑云母花岗闪长岩出露面积较小, 分布于岩体的东部沈家一带。根据岩性特征并结合侵位接触关系,瓦屋塘岩体具体可划分为 6个侵入期次, 自早至晚依次为细粒斑状黑云母花岗闪长岩(γδT3a)、细中粒斑状黑云母二长花岗岩(ηγT3b)、粗中中粒斑状黑云母二长花岗岩(ηγT3c)、中细粒含斑黑云母二长花岗岩(ηγT3d)、细粒斑状二云母二长花岗岩(ηγT3e)和细粒二云母二长花岗岩(ηγT3f)。黑云母花岗闪长岩造岩矿物主要为斜长石(46%)、钾长石(16%)、石英(21%)和黑云母(15%)。黑云母二长花岗岩主要造岩矿物为钾长石(22%～50%)、斜长石(15%～38%)、石英(20%～32%)和黑云母(4%～10%)。二云母二长花岗岩主要造岩矿物为钾长石(30%～35%)、斜长石(32%～37%)、石英(26%～34%)、黑云母(1%～3%)和白云母(2%～4%)。

图2　瓦屋塘岩体地质图Fig.2　Geological sketch map of the Wawutang batholith

岩体内发育细粒花岗岩、花岗细晶岩、花岗斑岩等岩脉, 并有微粒闪长质暗色包体发育。

2　分析方法

2.1锆石U-Pb年龄测定

将花岗岩样品粗碎后进行人工分选淘洗, 再于双目镜下挑选出晶形较好且透明度较高的锆石。将锆石颗粒与标准锆石TEM(年龄为417 Ma)在玻璃板上用树脂固定、抛光, 然后在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针研究室进行反射光、阴极发光(CL)照相。锆石SHRIMP U-Pb分析在中国地质科学院北京离子探针中心 SHRIMPⅡ上完成, 分析原理和流程见 Compston et al. (1992)、Williams and Claesson (1987)和简平等(2003)。应用标准锆石TEM(417 Ma)进行元素间的分馏校正。普通铅根据实测204Pb进行校正。数据处理采用ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)。

2.2全岩地球化学分析

主量元素、微量元素和稀土元素在湖北武汉综合岩矿测试中心测定。主量元素除 CO2采用非水滴定法、H2O+采用高温加热–浓硫酸吸收–重量法外, 其他氧化物均采用X射线荧光光谱法(XRF)分析。微量元素分别采用X射线荧光光谱法(XRF)、电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)、原子荧光光谱法(AFS)、发射光谱法(ES)等方法测定; 除W、Mo采用碱溶法测定外, 其他微量元素均采用酸溶法测定。稀土元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)分析。

Rb-Sr和Sm-Nd同位素测定由武汉地质矿产研究所同位素室完成。Rb-Sr同位素测定时采用阳离子树脂(Dowex50×8)交换法分离和纯化Rb、Sr, 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Rb、Sr含量及Sr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0.8×10–9。

Sm-Nd同位素分析: 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 Dowe50×8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0.7×10–10。

3　锆石SHRIMP U-Pb定年

对瓦屋塘岩体细中粒斑状黑云母二长花岗岩(ηγT3b)和细粒斑状黑云母花岗闪长岩(ηγT3a)分别采集样品SH203-1、SH209-1进行锆石SHRIMP U-Pb年龄分析。

表1　锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果Table 1　SHRIMP U-Pb dating results of zircon grains from the Wawutang granites

样品SH203-1和SH209-1分别分析了9颗、12颗锆石U-Pb同位素组成, 分析结果见表1。所分析锆石均为透明的自形晶体, 阴极发光图像均显示出清晰的振荡环带(图3), Th/U比值高, 为0.11～0.64, 具有岩浆锆石特征, 锆石年龄可代表岩浆活动时代。

SH203-1样品9个分析点的206Pb/238U年龄值变化于 209.5～228.3 Ma之间。剔除 SH203-1-1.1、SH203-1-2.1、SH203-1-3.1 等3个离群年龄值, 其他6个点的206Pb/238U 年龄比较接近, 加权平均年龄为216.4±2.4 Ma (2σ), MSWD=2.1(图4a), 指示细中粒斑状黑云母二长花岗岩的成岩年龄。

SH209-1样品中 3个测点(5.1、10.1和 11.1)远离谐和线, 年龄计算时予以剔除。其余9个点206Pb/238U年龄较接近, 变化于206.6±4.6～224.9±4.9 Ma之间, 加权平均年龄为 215.3±3.2 Ma(2σ), MSWD= 1.5(图 4b), 可作为细粒斑状黑云母花岗闪长岩的成岩年龄。

根据上述两个年龄, 将瓦屋塘岩体主体花岗岩的侵位时代归属于晚三叠世。

图3　瓦屋塘岩体花岗岩锆石阴极发光图像Fig.3　Cathodoluminescence images of zircon grains from the Wawutang granites

图4　锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图Fig.4　SHRIMP U-Pb concordia diagram of zircon grains from the samples SH203-1 (a) and SH209-1 (b)

4　岩石地球化学特征

4.1主量元素地球化学特征

印支期瓦屋塘岩体样品的主量元素分析结果见表2。岩石SiO2含量高, 为68.39%～77.77%(SiO2及其他主元素含量值均系无水化处理结果, 故与表 2略有差别), 平均为73.39%; 自早次单元至晚次单元含量总体逐渐增高。随着SiO2含量的增加, Al2O3、FeOT、TiO2、MgO、CaO均呈规律减少, K2O略呈增加趋势, Na2O和P2O5则未显示出规律变化(图5)。

Al2O3含量高, 为12.39%～16.43%, 平均为14.16%。K2O含量较高, 为 4.27%～6.02%, 平均为4.84%; 全碱(ALK)含量中等, Na2O+K2O为 7.08%～ 8.57%, 平均为7.75%; K2O均大于Na2O, K2O/Na2O比值在1.33～3.30之间, 平均为1.74。FeOT含量变化较大, 为1.21%～4.14%, 平均2.47%。TiO2、MgO、CaO、P2O5含量平均分别为0.28%、0.59%、1.14%、0.10%。

表2　瓦屋塘岩体的主量元素组成(%)与相关参数Table 2　Petrochemical components (%) of the granites from the Wawutang batholith

印支期瓦屋塘岩体花岗岩总体属铁质、钙碱性及过铝质花岗岩(图6a～c)。CIPW标准矿物C(刚玉)含量0.92%～4.29%, 平均2.35%; ASI均大于1.0(1.04 ～1.41), 平均1.19, 总体属强过铝质花岗岩。在SiO2-K2O(图6d)中, 除个别样品属钾玄岩系列外, 其他均属高钾钙碱性系列。在SiO2-(K2O+Na2O)图解中, 岩石样品均落入酸性程度高、碱性程度中等的花岗岩区(图7)。

4.2微量和稀土元素地球化学特征

印支期瓦屋塘岩体花岗岩微量元素和稀土元素分析结果分别见表3和表4。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图8), 与相邻元素相比, 亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti, 而Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)则相对富集。

岩体稀土元素总量较低(ΣREE为81.72～216.23 μg/g),平均 149.54 μg/g。LREE/HREE为 1.13～4.62, 平均2.98。稀土元素配分曲线呈明显的右倾型, 轻稀土相对重稀土较明显富集((La/Yb)N为 1.91～12.18, 平均7.67), 具明显的 Eu负异常(δEu为 0.09～0.78, 平均0.44)(图9)。

4.3Sr、Nd同位素地球化学特征

对瓦屋塘岩体进行了 5个样品的 Rb-Sr和Sm-Nd同位素测定, 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215 Ma。岩体具有较高的ISr值(0.71061～0.71786, 平均0.71565)、εSr(t)值(86.7～ 189.6, 平均158.3)以及较低的εNd(t)值(–8.63～ –4.82, 平均–7.47), 两阶段Nd模式年龄tDM2为1.38～1.69 Ga,平均1.60 Ga。

5　讨　论

5.1岩石成因

印支期瓦屋塘岩体与围岩呈清楚的侵入接触关系, 外接触带具热接触变质。岩石在镜下表现出典型的岩浆结晶结构, 因此花岗岩应为岩浆成因而非变质或混合岩化成因。

图5　瓦屋塘岩体主要氧化物Harker图解Fig.5　Harker diagrams of selected major oxides for the Wawutang batholith

强过铝质花岗岩可由准铝质的花岗质岩浆通过角闪石等贫铝矿物的分离结晶演化而形成(Ellis and Thompson, 1986), 也可由富铝的地壳部分熔融形成(Harris and Inger, 1992), 其中前者常形成富Na和Sr的过铝质长英质熔体(Zen, 1986)。鉴于瓦屋塘岩体总体属ASI值大于1.1的强过铝(SP)花岗岩, 且岩石显著贫Sr(图8), 推断其源岩为富铝地壳。P2O5未随着 SiO2含量的增加而显示出规律变化(图 5), 表明岩石为过铝质S型花岗岩而非I型/分异I型花岗岩(Chappell, 1999)。A/MF-C/MF图解进一步显示源岩有变质泥质岩, 也有变质杂砂岩(图10a)。具强过铝特征的部分花岗岩样品CaO/Na2O比值高于0.3, 部分低于 0.3(图 10b), 也暗示其源岩既有长英质岩石又有泥质岩石(Sylvester, 1998)。

瓦屋塘花岗岩Ba、Nb、Sr、P、Ti等亏损而Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)等相对富集的微量元素组成特征(图9), 与一般壳源花岗岩相同。在微量元素蛛网图上(图8)Nb相对Ta显著亏损, 表明二者间发生过明显分馏; Nb/Ta比值在3.09～6.42, 明显低于地壳平均值12.22, 属地壳部分熔融结果(陈小明等, 2002)。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造成, Ti负异常反映了钛铁矿的分离结晶作用, 显著的负Eu异常暗示岩浆在演化过程中发生过长石(包括斜长石和碱性长石)的分离结晶。

图6　瓦屋塘岩体地球化学分类图解Fig.6　Diagrams of geochemical classification for granitoids in the Wawutang batholith

表3　瓦屋塘岩体微量元素分析结果(×10–6, Ag×10–9)及有关参数Table 3　Trace element concentrations (×10–6, Ag×10–9) of the Wawutang granites

岩体各样品的微量元素蛛网图及稀土元素配分曲线总体一致, 暗示其有相同的源区。不过, 早期三次侵入岩体与晚期三次侵入岩体的元素组成存在一定差异(图8、9), 反映了不同的岩浆演化程度: 前者曲线相对集中, 后者相对分散, 暗示晚期侵入体具更强烈的结晶分异。晚期侵入体的Ba、Nb、Sr、P、Ti及Eu的亏损明显强于早期侵入体, 反映晚期经历了更强烈的分离结晶作用; 晚期侵入体的轻稀土曲线倾斜程度更低、且轻稀土总量低于早期侵入体,可能是早期岩浆中褐帘石的分离结晶作用导致的(Mittlefehldt and Miller, 1983; Chesner and Ettlinger, 1989)。

续表3:

表4　瓦屋塘岩体稀土元素分析结果(×10–6)及有关参数Table 4　REE concentration (×10–6) of the Wawutang granites

图7　瓦屋塘岩体SiO2-(K2O+Na2O)图解(据Middlemost, 1994; 图例同图5)Fig.7　SiO2vs. K2O+Na2O diagram for the Wawutang granites

瓦屋塘岩体 ISr值(0.71061～0.71786, 平均0.71565)与大陆地壳的ISr平均值(0.719, Faure, 1986)相近, Sr、Nd同位素组成(εSr(t)=87～190, εNd(t)=–8.63～–4.82)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～ –9.8) (McCulloch and Chappell, 1982)类似, 在εNd(t)-εSr(t) 图解(图11)中均落入华南S型花岗岩区, 说明岩体主要源于地壳重熔。岩体εSr(t)值(87～190)大于0, 暗示源岩主要为中上地壳酸性岩石, 而不是麻粒岩相下地壳的基性岩(Allègre and Othman, 1980)。值得指出的是, 印支期瓦屋塘岩体的两阶段Nd模式年龄值(1.38～1.69 Ga)与具地幔物质加入的湘东南早燕山期壳源花岗岩(1.22～1.76 Ga,据柏道远等, 2005)类似, 低于湘桂内陆带花岗岩的Nd模式年龄(1.8～2.4 Ga)( Pei and Hong, 1995; Hong et al., 1998)以及主要在1.7～2.7 Ga间的区域基底时代(柏道远等, 2005), 因此瓦屋塘岩体除主要源于基底地壳的重熔外, 很可能尚有少量地幔物质加入。

图8　瓦屋塘岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔标准化值据Sun and Mcdonough, 1989)Fig.8　Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for the Wawutang granites

图9　瓦屋塘岩体稀土元素球粒陨石标准化分布模式(球粒陨石标准化值据Taylor and Mclennan, 1985)Fig.9　Chondrite-normalized REE patterns of the Wawutang granites

表5　瓦屋塘岩体Sr、Nd同位素组成及有关参数计算Table 5　Sr and Nd isotope compositions of the Wawutang granites

综上所述, 瓦屋塘花岗岩属典型 S型花岗岩, 主要来源于中上地壳酸性岩石的部分熔融, 并可能有少量地幔物质加入, 并在岩浆演化过程中经历了明显的分离结晶作用。

图10　瓦屋塘岩体C/MF-A/MF (a, 据Altherr et al., 2000)和Al2O3/TiO2-CaO/Na2O (b, 据Sylvester, 1998)图解Fig.10　C/MF vs. A/MF (a) and Al2O3/TiO2vs. CaO/Na2O (b) diagrams of the Wawutang granites

图11　瓦屋塘岩体εSr(t)-εNd(t)图解(据刘昌实等, 1990)Fig.11　εSr(t) vs. εNd(t) diagram for the Wawutang granites

5.2岩体形成构造环境及机制

区域上印支运动的主幕发生于中三叠世后期(柏道远等, 2005, 2012), 而瓦屋塘岩体的年龄215.3± 3.2 Ma和216.4±2.4 Ma表明其主要形成于晚三叠世中期, 由此可推断印支期花岗岩形成于挤压峰期之后的后碰撞构造环境。顺便指出, 区域印支运动属板内造山运动(李三忠等, 2011; Wang et al., 2012, 2013; 张国伟等, 2013; 李武显等, 2013), 因此瓦屋塘岩体“后碰撞”花岗岩相关的“碰撞”作用并非通常所指的大陆板块之间的碰撞, 而是陆块内部的强挤压作用。

上述后碰撞构造环境的判断可得到构造环境判别图解的支持。在Maniar and Piccoli (1989)提出的多组主元素构造环境判别图解中(图 12), 瓦屋塘岩体的分析样品主要落入IAG+CAG+CCG区, 且有较多样品位于与 POG重叠区之外, 因此总体应属于IAG+CAG+CCG组类型。岩石总体属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)(肖庆辉等, 2002)。在Pearce et al. (1984)多组微量元素构造环境判别图解中, 总体显示为“同碰撞花岗岩(S-COLG)”或“火山弧花岗岩+同碰撞花岗岩(VAG+S-COLG)”(图13)。鉴于图12中的“大陆碰撞花岗岩”包括同碰撞与后碰撞花岗岩, 而图 13中的大量同碰撞花岗岩其实属后碰撞环境下形成(肖庆辉等, 2002), 结合印支运动主幕与岩体形成的先后关系, 上述判别图解应显示了后碰撞环境信息。

值得指出的是, 在主元素 SiO2-(FeOT/(FeOT+ MgO))图解和 ACF图解(图 12)中, 部分样品落入RRG+CEUG一侧; 在微量元素Ta-Yb图解中, 少量样品落入“板内花岗岩(WPC)”区(图 13c), 可能与前文Nd同位素反映的少量幔源物质的加入有关。大部分样品Al2O3/TiO2比值小于100(图10b)(如考虑分异演化则原始岩浆比值会更小), 少量大于 100, 根据Silvester (1998)的研究, 其岩浆形成于温度高于875 ℃ 的“高温”条件, 软流圈地幔热能向上传递对岩浆形成起到一定作用。此与少量幔源物质加入的推断相吻合。

根据前述岩石成因、形成环境并结合区域构造演化过程, 推断瓦屋塘岩体形成机制为: 印支期(中三叠世后期)陆内造山运动导致中上地壳叠置、增厚和升温, 晚三叠世中期进入造山峰期之后的挤压减弱、应力松弛的后碰撞阶段, 中上地壳酸性岩石在减压条件下部分熔融, 岩浆在相对开放环境下向上侵位, 从而形成瓦屋塘花岗岩体。与此同时, 尚存在深部软流圈的上涌和热量的向上传递, 其叠加增温更有利于中上地壳的熔融, 同时导致少量幔源物质上侵加入到岩浆中。湘南早中生代早期(～224 Ma)即已存在的基性岩浆的底侵作用(郭锋等, 1997)一定程度上印证了地幔活动的影响。

图12　瓦屋塘岩体构造环境氧化物判别图(据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.12　Discrimination diagrams for tectonic setting of the Wawutang granites

王岳军等(2002)进行的数值模拟研究表明, 印支运动造成的地壳加厚及其热效应是湖南印支期过铝质花岗岩形成的主导因素, 本文研究结论进一步佐证了这一认识。

5.3区域构造背景讨论

中三叠世晚期的印支运动(主幕)是华南东部的一次重要构造事件(任纪舜, 1984), 普遍造成早燕山构造层(T3-J)与D-T2之间的角度不整合接触(金宠等, 2009;李三忠等, 2011)。但由于存在中侏罗世早燕山运动与印支运动构造变形的叠加(李焕同等, 2013), 关于印支运动的强度存在明显认识分歧: 一种观点认为印支运动使上古生界产生了强烈的褶皱和逆冲断裂变形(任纪舜, 1984; 湖南省地质矿产局, 1988; 柏道远等, 2006a, 2009, 2012); 一种观点则认为印支运动强度不大, 区域上古生界NNE向主体褶皱形成于燕山运动甚至更晚(郭福祥, 1998, 1999); 或提出湘中南地区NE-NNE向褶皱形成于燕山早期, 印支运动仅在涟源‒邵阳地区形成强度不大的近 EW 向褶皱(张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009)。

本文研究表明, 晚三叠世中期侵位的瓦屋塘岩体为中上地壳熔融形成的S型花岗岩, 其成因与先期强烈陆内变形及地壳增厚密切相关, 因此岩体指示了中三叠世后期的印支运动具有陆内造山和强变形特征,此与柏道远等(2012)对湘东南进行构造解析所得出的结论一致。事实上, 区域印支期花岗岩体主要分布于湘中盆地周缘的隆起区(图1), 更为直观反映出岩浆形成与构造变形导致的地壳增厚紧密相关。

区域上, 湘中南–湘东南地区印支期花岗岩体主要形成于 228～205 Ma, 相关锆石 SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年龄数据有五团岩体220.5±43.4 Ma (柏道远等, 2014)、白马山岩体205～209 Ma (陈卫锋等, 2007)、223.3±1.4 Ma和204.5±2.2 Ma(罗志高等, 2010)、大神山岩体224.3±1.0 Ma(张龙升等, 2012)、桃江岩体222±2 Ma (湖南省地质调查院, 2013a)、岩坝桥岩体220.7±1.0 Ma(湖南省地质调查院, 2013a)、沩山岩体211.0±1.6 Ma和215.7±1.9 Ma(丁兴等, 2005)、歇马岩体214.6±0.9 Ma(湖南省地质调查院, 2013c)、紫云山岩体227.8±3.7 Ma和216.6±3.7 Ma(湖南省地质调查院, 2013b)、丫江桥岩体224.3±1.8 Ma和223.2±1.3 Ma(湖南省地质调查院, 2013c)、关帝庙岩体203～208 Ma(陈卫锋等, 2006)、锡田岩体230.4±2.3 Ma(付建明等, 2009)和 228.5±2.5 Ma(马铁球等, 2005)、阳明山岩体218.9±3.4 Ma(陈卫锋等, 2006)、苗儿山岩体(局部)228.7±4.1 Ma和216.8±4.9 Ma(伍静等, 2012)等。这些岩体大多为壳源强过铝质花岗岩, 与瓦屋塘岩体具有相同成因, 形成于后碰撞构造环境(柏道远等, 2006b, 2007)。显然, 晚三叠世如此广泛后碰撞花岗岩的发育,更充分反映出先期(中三叠世后期)印支运动的陆内强变形特征。

图13　瓦屋塘岩体微量元素构造环境判别图解(底图据Pearce et al., 1984)Fig.13　Trace element diagrams for discrimination of tectonic settings of the Wawutang granites

值得指出的是, 湘中南–湘东南地区在印支运动中具 NWW 向挤压构造体制(柏道远等, 2009, 2012),至晚三叠世尽管具应力松弛的后碰撞环境, 但因扬子及其以南各地块向北运移与中朝板块碰撞而具SN向挤压(万天丰和朱鸿, 2002; 舒良树等, 2006; 张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009; 王建等, 2010), 只是挤压强度低、变形弱。另一方面, SN向挤压可导致印支运动中形成的NNE向逆断裂产生EW向伸展(柏道远等, 2011), 这或许也是晚三叠世地壳减压熔融的原因之一。

6　结　论

(1) 瓦屋塘岩体形成于晚三叠世, 总体属铁质、高钾钙碱性系列强过铝质花岗岩类。花岗岩源岩主要为中上地壳酸性岩石, 并可能有少量地幔物质加入。

(2) 岩体因中三叠世印支运动导致地壳增厚、升温, 晚三叠世中期进入挤压应力相对松弛、深部压力降低的后碰撞构造环境, 中上地壳岩石减压熔融并向上侵位而形成。此外, 软流圈上涌和热量的向上传递可能对瓦屋塘花岗质岩浆的形成起到一定作用。

致谢: 中山大学王岳军教授和南京地质调查中心邢光福研究员对论文进行了认真审阅并提出修改意见,在此表示衷心感谢。

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Geochronology, Petrogenesis and Tectonic Setting of Indosinian Wawutang Granites, Southwestern Hunan Province

BAI Daoyuan1, WU Nengjie2, ZHONG Xiang1, JIA Pengyuan1, XIONG Xiong1and HUANG Wenyi1
(1. Hunan Institute of Geology Survey, Changsha 410011, Hunan, China; 2. 414 Brigade of Hunan Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Yiyang 413000, Hunan, China)

The Wawutang granitic batholith in southwestern Hunan consists mainly of biotite monzogranite and dimicaceous monzogranite, and minor biotite granodiorite. All the rocks have massive structure. Zircon U-Pb dating indicates that the batholith was formed in the Late Triassic with zircon U-Pb ages of 216.4±2.4 Ma to 215.3±3.2 Ma. Geochemically, it is a high-K calc-alkaline strongly peraluminous granitic batholith and characterized by high SiO2(68.39% ‒ 77.77%), Al2O3(12.39% ‒ 16.43%) and K2O (4.27% ‒ 6.02%) contents, moderate alkali (Na2O+K2O=7.08%‒8.57%), as well as high ASI (1.19 on average). The granites are depleted in Ba, Nb, Sr, P and Ti, but enriched in Rb, (Th, U, K), (La, Ce), Nd, (Zr, Hf, Sm) and (Y, Yb, Lu). The granites have rather low REE contents (ΣREE = 81.72 ‒ 216.23 μg/g), relatively enriched in LREE ((La/Yb)N=1.91 ‒ 12.18) with negative Eu anomalies (δEu=0.09 ‒ 0.78). The high ISr(0.71061 ‒ 0.71786) and low εNd(t) (–8.63 ‒ –4.82) values of the granites, as well as the C/MF-A/MF diagram demonstrate a crustal origin, and very likely derived from mudstones and clastic rocks. Actually, Al2O3/TiO2values of most samples are less than 100, while only a few are greater than 100. All above geochemical characteristics and the occurrence of mafic microgranular enclaves suggest that the granites should come mainly from acid rocks of the middle crust with participation of mantle material. Multiple oxide- and trace element-diagrams for discrimination of structural environment show that the granites were formed in post-collisional tectonic setting. Based on petrogenesis and discrimination of structural environment, and combined with regional tectonic evolutional setting, the formation of the Wawutang granites might due to the partial melting of the thickened middle-upper crust in the Late Triassic post-collisional setting, during which heat from the upwelling of asthenospheric mantle might have played a role.

post-collisional tectonic setting; SHRIMP zircon U-Pb dating; geochemical characteristics; strong peraluminous granites; Wawutang; southwestern Hunan province

P595; P597

A

1001-1552(2016)05-1075-017

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.014

2014-01-07; 改回日期: 2014-05-22

项目资助: 中国地质调查局“湖南1∶25万武冈市和永州市幅区调修测”项目(1212011120793)资助。

柏道远(1967–), 男, 研究员级高级工程师, 长期从事区域地质调查与基础地质研究。Email: daoyuanbai@sina.com