湘南都庞岭复式花岗岩成因及地质意义:矿物化学、锆石UPb年代学、地球化学与Nd-Hf同位素制约

2022-09-09曾志方梁恩云彭云益贾鹏远邹光均

地质力学学报 2022年4期

陈迪,罗鹏,曾志方,梁恩云,彭云益,贾鹏远,熊苗,邹光均

0 引言

都庞岭岩体位于南岭西段湘桂交界的江永县、道县及广西灌阳县境内,面积约270 km2。据近年来获得的同位素年龄值及花岗岩间接触关系,都庞岭岩体主体于印支期侵位,为加里东期、印支期花岗岩组成的复式岩体,岩体中发育有少量的燕山期岩株。都庞岭岩体的构造位置处于扬子地块与华夏地块拼合带,且在东西向南岭成矿带和北东向钦杭成矿带的交汇部位,其特殊的大地构造位置以及长期以来经历多期次复杂的构造-岩浆活动,导致区内巨量金属堆积,形成一系列的WSn-Cu-Pb-Zn多金属矿床(毛景文等,2007;刘晓菲等,2012;袁顺达和王旭东,2012, 2013)。邹先武等(2009)认为都庞岭地区与岩浆作用密切相关的矿床形成于印支期。区域上,都庞岭-铜山岭-九嶷山地区是华南重要的成矿区带,岩浆作用与成矿一直以来备受地质工作者瞩目(解惠等,2009;雷天赐等,2012;李晓峰等,2012;符金豪等,2018)。

以往研究将都庞岭复式花岗岩体分为西体、中体和东体三部分(陈希清等,2008),分别为加里东期、印支期、燕山期花岗岩,并开展了该地区岩浆源区及结晶基底钕同位素示踪研究(彭学军等,2005;陈希清等,2008)。尤为引人注目的是,都庞岭复式花岗岩体部分印支期花岗岩中发育环斑钾长石,为环斑花岗岩(解广轰,2005)。环斑花岗岩中钾长石多呈卵球状,部分钾长石卵球具斜长石外环,存在两个世代的钾长石和石英(徐德明等,2017)。王晓霞等(2001)认为环斑花岗岩可出现在太古代到显生宙的各个地质时期和造山带中。杨进辉等(2005)、周滨等(2008)和张丽娟等(2011)对环斑花岗岩产出构造背景的研究认为其多形成于大陆裂解、造山后伸展或超大陆的裂解背景下,其产出的构造属性并不唯一。解广轰(2005)从全球环斑花岗岩的时空分布来看,认为它们主要出现在中、新元古代,是地球演化历史中罕有的具时空性和突发性的岩浆活动实例,并与某些超大型矿床有内在联系。华南地区鲜有环斑花岗岩的报道,文章通过详细的野外地质调查和岩石矿物组成分析,证实了都庞岭岩体中局部发育环斑花岗岩。

从区域上来看,华南少有环斑花岗岩出露,其成因、形成背景及岩浆成矿作用研究较弱。笔者在该地区地质填图中,针对各类岩石分布、岩石组合,并结合主、微量元素、矿物化学、同位素年代学、Nd-Hf同位素特征对都庞岭印支期环斑花岗岩成因、成矿进行探讨,以期深入了解该时期环斑花岗岩形成的地质意义及成矿潜力。

1 岩体地质及岩石学特征

都庞岭岩体处于扬子地块与华夏地块拼合带,且在东西向南岭成矿带和北东向钦杭成矿带的交汇部位(图1a),文章讨论的都庞岭花岗岩为岩体东侧部分(图1b),分布在上木源冲-杉木顶一带,位于江永县千家峒瑶族自治乡、广西灌阳县行政区域内。岩体侵入寒武纪、奥陶纪地层,所侵入的围岩均发生较强的角岩化、大理岩化等热接触变质。文章主要讨论的都庞岭岩体东侧发育有粗中粒斑状黑云母二长花岗岩,中粒斑状黑云母二长花岗岩,中粒环斑黑云母二长花岗岩(环斑花岗岩为局部发育)及二云母二长花岗岩、花岗伟晶岩脉和石英脉(徐德明等,2017)。在岩体内断裂带附近、岩体边部见白云母化、云英岩化、钠长石化等蚀变。

图1 湘南都庞岭岩体所处大地构造位置及都庞岭岩体地质简图(据徐德明等,2017修改)Fig.1 Tectonic position and geological sketch of the Dupangling pluton in the south of Hunan(modified from Xu et al.,2017)(a) Tectonic position; (b) Geological sketch 1-Silurian granodiorite; 2-Silurian monzogranite; 3-Indosinian coarse-to-medium-grained porphyritic biotite monzogranite; 4-Indosinian medium-grained porphyritic biotite monzogranite; 5-Indosinian medium-grained rapakivi biotite syenogranite; 6-Yanshanian medium-grained porphyritic biotite monzogranite; 7-Cambrian system; 8-Ordovician system; 9-Devonian system; 10-Carboniferous system; 11-Cretaceous system;12-Quaternary system; 13-Sample locations for isotopic age analysis (D0056, D0059, and D0070-1); 14-Sample locations; 15-Hornfelsic zones; 16-Geologic boundary; 17-Fracture;18-Angular unconformity boundary

粗中粒斑状黑云母二长花岗岩呈灰白色、少部分为肉红色,似斑状结构、块状构造;斑晶含量10%～25%(图2a),大小一般为1～4 cm,成分为钾长石、斜长石、石英,长石斑晶呈半自形板状,钾长石具卡纳复合双晶,石英呈粒状;基质矿物主要为钾长石(32%～35%)、斜长石(28%～33%)、石英(30%～36%)、黑云母(2%～3%),长石自形程度较好,呈半自形板状,石英呈他形粒状,黑云母呈片状,矿物粒径主要在2～4 mm之间,部分大于5 mm;副矿物常见有磷灰石、黄铁矿、锆石、钛铁矿等。

中粒斑状黑云母二长花岗岩呈灰白色,似斑状结构、块状构造,与粗中粒斑状黑云母二长花岗岩接触界线清楚,呈脉动接触(图2b);斑晶含量5%～10%,大小2～4 cm,成分为钾长石、斜长石;基质矿物为钾长石(30%～35%)、斜长石(25%～30%)、石英(33%～38%)、黑云母(2%～3%)、白云母(1%～2%)等,局部岩石中黑云母含量较低,云母以白云母为主(图2c);副矿物常见有锆石、磷灰石、磁铁矿等;次生蚀变常见有绢云母化、绿泥石化等。

图2 都庞岭黑云母二长花岗岩、黑云母斑晶集合体岩石学特征Fig.2 Petrological characteristics of the Dupangling biotite monzogranite and biotite phenocryst aggregate(a) Gray-white coarse-to-medium-grained porphyritic biotite monzogranite (Phenocryst content is about 15%); (b) Pulsating contact between medium-grained porphyritic biotite monzogranite and coarse-to-medium-grained porphyritic biotite monzogranite; (c) Characteristics of medium-grained porphyritic biotite monzogranite (Biotite content is low); (d) Phenocryst content is about 20% in gray-white medium-grained rapakivi biotite monzogranite (The rapakivi texture of potassium feldspar is ovoid); (e) Rapakivi potassium feldspar with medium-grained marginal ring plagioclase developed in the medium-grained rapakivi biotite monzogranite; (f) Back-scattered electron image of potassium feldspar with oscillatory zoning in the medium-grained rapakivi biotite monzogranite; (g) Biotite phenocryst aggregates in coarse-to-medium-grained porphyritic biotite monzogranite; (h) Biotite phenocryst with heterogeneous characteristics in coarse-to-medium-grained porphyritic biotite monzogranite (Local content is up to 45%); (i) Back-scattered electron image of fine minerals such as quartz and sericite in biotite phenocryst

中粒环斑黑云母二长花岗岩(局部发育;图2d)中的环斑矿物主要为钾长石,呈环状结构,多呈浅肉红色,环斑晶含量5%～20%,环边为2～4 mm宽(图2e),斑晶自形程度较差,多呈卵球状,不均匀分布,有局部聚集出现的特点。环斑晶发育震荡环带结构(图2f),环斑中钾长石和斜长石接触边界呈参差状,环带中见包裹不同世代的钾长石和石英。An值分析显示其An值为20～24,为奥长石,故岩石可称奥长环斑花岗岩。环状斑晶的中心常有斜长石聚晶核,核外侧偶有薄的石英壳,可能是微斜微纹长石与斜长石的反应产物。环斑花岗岩中先晶出的斜长石常被粗大的微斜微纹长石包裹、熔融交代而呈残晶状,后晶出的斜长石晶形完好,故环斑中斜长石为多个世代形成。

粗中粒斑状黑云母二长花岗岩和中粒斑状(环斑)黑云母二长花岗岩的矿物组成总体上相似,主要矿物和副矿物组成见表1,中粒斑状(环斑)黑二母二长花岗岩中石英含量略高,钾长石、黑云母含量略低,矿物总体组成上的差异可能是中粒斑状(环斑)黑云母二长花岗岩中长石斑晶分布不均匀以及局部多见白云母造成。

表1 都庞岭花岗岩主要造岩矿物含量及副矿物含量表(%)Table 1 Contents of major rock-forming minerals and accessory minerals of the Dupangling granite (%)

值得关注的是,都庞岭粗中粒斑状黑云母二长花岗岩中见有黑云母斑晶集合体(图2g、2h), 黑云母背散射图像显示为自形晶(图2i),该类集合体与花岗岩呈渐变过渡关系,从黑云母集合体中心部位到边部黑云母含量逐渐减少,集合体多呈块状、条带状展布。黑云母斑晶结合体大小3～4 mm,中心部位含量高达45%,呈不规则状分布在花岗岩中。

2 测试分析方法

2.1 电子探针矿物成分分析

将都庞岭黑云母二长花岗岩磨成光薄片进行背散射图像观察以及电子探针成分分析。矿物化学成分分析和背散射电子图像观察在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室利用JEOL JXA8100M电子探针完成。仪器工作条件为:加速电压15 kV,加速电流20 nA,束斑直径1～2 μm,所有测试数据均以ZAF程序进行了矫正处理,元素的特征峰测量时间为10 s,背景测量时间为5 s。

2.2 锆石SHRIMP测年方法

开展锆石SHRIMP测年的样品采自不同的侵入体,为风化程度较弱、无污染的新鲜岩石。样品靶表面喷上一层金,进行抛光处理后露出锆石颗粒,制成供测试用的样品靶。样品的阴极发光图像、透射光和反射光图像在北京离子探针中心电镜室完成。SHRIMP锆石U-Pb同位素测年在中国地质科学院北京离子探针中心利用SHRIMP-Ⅱ仪器完成。采集的数据应用锆石TEMORA(417 Ma)进行校正,应用SL13标定样品的U、Th和Pb的质量分数,数据处理应用Ludwig SQUIDI1.0和ISOPLOT程序完成。详细的分析流程和原理见Williams and Claesson(1987)、宋彪等(2002)。所采用的206Pb/238U加权平均年龄具有95%的置信度。

2.3 主量、微量、稀土元素及同位素测试方法

岩石主量元素、稀土元素、微量元素分析,先将样品破碎至74 μm后挑选50 g作为备测试样,样品测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成,其中主量元素采用四硼酸锂熔片-XRF分析法在X荧光光谱仪上完成(FeO用硫酸-氢氟酸溶矿-重铬酸钾滴定法测定);微量元素采用四酸溶矿-ICP-MS分析法,在质谱仪Thermoelemental X7上完成;稀土元素采用过氧化钠融熔-ICP-MS分析法,在Thermoelemental X7上完成。全岩Nd同位素分析在武汉地质调查中心同位素研究室检测完成,精度147Sm/144Nd优于0.5%。锆石Lu-Hf同位素原位分析在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点实验室完成,采用仪器为Newptune多接收等离子质谱仪和NewWave UP123紫外激光剥蚀系统(LA-ICP-MS),实验中以He为剥蚀物质载气,GJ-1为锆石国际标样,Plešovice为参考物质。

3 矿物化学特征

都庞岭斑状黑云母二长花岗岩黑云母化学组成、斑状(环斑)黑云母二长花岗岩钾长石化学组成的电子探针分析结果见表2—表4。

表2 都庞岭斑状黑云母二长花岗岩黑云母化学组成电子探针分析结果Table 2 Electron probe analysis results of the biotite chemical composition of the Dupangling porphyritic biotite monzogranite

表4 都庞岭环斑黑云母二长花岗岩钾长石化学组成电子探针分析结果Table 4 Electron probe analysis results of the chemical composition of potassium feldspar in the Dupangling rapakivi biotite monzogranite

表3 都庞岭环斑黑云母二长花岗岩钾长石化学组成电子探针分析结果Table 3 Electron probe analysis results of the chemical composition of potassium feldspar in the Dupangling rapakivi biotite monzogranite

都庞岭环斑黑云母二长花岗岩中的钾长石有两种产出形式:环斑晶(或斑晶)和呈不规则粒状基质矿物。环斑黑云母二长花岗岩和斑状黑云母二长花岗岩基质中的钾长石为半自形至他形,粒径2～5 mm不等,呈环斑晶(或斑晶)产出的钾长石在环斑黑云母二长花岗岩中以卵球形为主,部分呈板状或不规则状,大小以3～6 cm最为常见。长石电子探针分析数据显示,斑晶中K2O含量12.67%～16.64%,Na2O含量0.54%～2.97%,CaO含量0～0.15%;基质中长石K2O含量16.39%～17.05%,Na2O含量0.35%～0.55%,CaO含量0～0.02%。分析结果显示,长石斑晶K2O含量低于基质长石K2O的含量;长石斑晶中Na2O含量较高,较之基质有较大的变化范围;斑晶和基质中CaO含量均较低。从环斑黑云母二长花岗岩、斑状黑云母二长花岗岩的演化来看,基质中钾长石K2O含量有增加的趋势,而斑晶中Na2O含量变化较大且无规律,这可能是受条纹长石中斜长石片晶的影响所致,因为条纹长石中的片状嵌晶一般为钠长石,这种钠长石富Na而贫Ca和K(赵珊茸等,2004)。

钾长石环斑的背散射图像特征显示矿物呈半自形—他形,局部可见环带结构,从钾长石边部至中心再到边部的分析数据显示,斑晶分析点位见图3a,正长石(Or)和钠长石(Ab)呈震荡变化趋势(图3b),在钾长石Or-Ab-An分类图解中,钾长石环斑分析数据点在透长石、钠透长石区域(图4)。一般而言,钾长石随结晶温度从高到低形成透长石→正长石→微斜长石系列(赵珊茸等,2004)。实验岩石学证明700℃以上是稳定的钾长石(单斜的高温种属:透长石),700℃以下稳定的是三斜的低温种属(微斜长石),钾钠长石在高温范围是完全混溶的,大约在600℃左右发生固相分离,形成钾相和钠相,即条纹长石(赵珊茸等,2004)。环斑中正长石(Or)和钠长石(Ab)呈齿状变化(图3b)以及矿物结晶温度的不同,都反应出都庞岭环斑黑云母二长花岗岩形成过程中岩浆的成分和温度呈震荡变化。

图3 都庞岭中粒环斑黑云母二长花岗岩中钾长石成分变化图Fig.3 Back-scattered image and variation diagram showing the potassium feldspar composition in medium-grained rapakivi biotite monzogranites

图4 都庞岭斑状黑云母二长花岗岩中钾长石Or-Ab-An分类图解(Smith, 1974)Fig.4 Or-Ab-An diagram for the potassium feldspar in the Dupangling porphyrite biotite monzogranite (Smith, 1974)

都庞岭斑状黑云母二长花岗岩中的黑云母呈斑晶和基质产出,黑云母斑晶多为黑云母集合体(图2i)。电子探针分析数据显示,斑晶黑云母MgO含量4.22%～4.80%,Al2O3含量13.53%～14.69%,TFeO含量22.27%～23.45%,Fe2+/(Fe2++Mg2+)的比值为0.63～0.67。基质黑云母MgO含量4.11%～4.88%,Al2O3含量13.31%～14.64%,TFeO含量22.57%～23.7%,Fe2+/(Fe2++Mg2+)的比值为0.65～0.73。按郑巧荣(1983)的计算方法,都庞岭斑状黑云母二长花岗岩中斑晶黑云母和基质黑云母的FeO含量分别为17.32%～20.96%和16.78%～20.27%,Fe2O3含量分别为2.58%～5.52%和2.89%～6.43%。分析结果表明,黑云母斑晶和基质的成分差异不大,均表现为富铁贫镁的特征。对都庞岭斑状黑云母二长花岗岩黑云母成分进行分类,投点在铁质黑云母、铁叶黑云母区域(图5),与黑云母成分富铁特征一致。黑云母的成分中F含量0～0.19%,Cl含量0.05%～0.13%,以及Fe2+/(Fe2++Mg2+)比值较大,表明黑云母在结晶过程中受到一定流体的改造(郑巧荣,1983;陶继华等,2015)。

图5 都庞岭斑状黑云母二长花岗岩中黑云母的成分分类图(Foster,1960)Fig.5 Diagram showing the biotite composition in the Dupangling porphyritic biotite monzogranite (Foster,1960)A-Phlogopite;B-Magnesian biotite;C-Ferric biotite;DSiderophyllite; E-Ferrimuscovite;F-Muscovite

4 岩体锆石SHRIMP U-Pb年代学

此次测年的锆石大部分呈柱状晶形,粒径一般介于60～300 μm之间,长宽比约为2∶1～5∶1,晶形比较完整,裂纹不发育(个别锆石见裂纹),阴极发光图像显示这些锆石发育典型的岩浆型震荡环带,年龄测定锆石特征见图6中附的典型锆石阴极发光图像。

图6 都庞岭黑云母二长花岗岩锆石 U-Pb年龄谐和图Fig.6 Zircon U-Pb concordant diagrams for the Dupangling biotite monzogranite

粗中粒斑状黑云母二长花岗岩:样品D0056锆石U含量250×10-6～3259×10-6,均值为772×10-6;Th含量180×10-6～613×10-6,均值为338×10-6;Th/U比值0.17～0.98之间,均值为0.64(表5)。锆石具岩浆成因的震荡环带及高的Th/U比值(岩浆锆石Th/U含量一般＞0.5)特征表明该样品的锆石为典型的岩浆成因锆石,所测的U-Pb同位素数据可靠。在样品D0056的10个测点中,206Pb/238U年龄集中于227.9～213.4 Ma,且该10组年龄数据的谐和性较好(图6),对上述10组单点锆石年龄加权平均计算,得到粗中粒斑状黑云母花岗岩的结晶年龄为215.6±2.1 Ma,MSWD=0.32。

中粒斑状黑云母二长花岗岩:样品D0059锆石U含量242×10-6～1582×10-6,均值为670×10-6;Th含量159×10-6～633×10-6,均值为384×10-6;Th/U比值0.37～0.99之间,均值为0.65(表5)。锆石具岩浆成因的震荡环带及Th/U比值高特征表明该样品中的锆石为典型的岩浆成因锆石,所测的U-Pb同位素数据可靠。在样品D0059的11个测点中,206Pb/238U年龄集中于235.1～217.9 Ma,且该11组年龄数据的谐和性较好(图6),对上述11组单点锆石年龄加权平均计算,得到中粒斑状黑云母二长花岗岩的结晶年龄为220.5±1.8 Ma,MSWD=0.52。

表5 都庞岭黑云母二长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果Table 5 Zircon SHRIMP U-Pb isotopic analysis results of the Dupangling biotite monzogranite

中粒环斑黑云母二长花岗岩:样品D0070-1锆石U含量324×10-6～1509×10-6,均值为686×10-6;Th含量114×10-6～721×10-6,均值为368×10-6;Th/U比值0.34～1.57之间,均值为0.6(表5)。锆石具岩浆成因的震荡环带及Th/U比值高特征表明该样品中的锆石为典型的岩浆成因锆石,所测的U-Pb同位素数据可靠。在样品D0070-1的12个测点中,206Pb/238U年龄集中于227.3～216.6 Ma,且该12组年龄数据的谐和性较好(图6),对上述12组单点锆石年龄加权平均计算,得到中粒环斑黑云母二长花岗岩的结晶年龄为222.8±1.5 Ma,MSWD=1.4。

5 花岗岩岩石地球化学特征

都庞岭黑云母二长花岗岩的主量元素、稀土元素、微量元素分析数据见表6。

表6 都庞岭岩体主量元素和微量元素分析结果(主量元素/%;微量、稀土元素/×10-6;Au/×10-9)Table 6 Major and trace elements compositions of the Dupangling pluton (main elements/%, trace and REE elements/×10-6, Au/×10-9)

续表6

5.1 主量元素特征

都庞岭黑云母二长花岗岩的SiO2含量较高,介于73.82%～78.51%之间,均值为76.51%,具富硅的特征;K2O含量1.64%～5.36%,Na2O含量2.71%～4.12%,K2O/Na2O比值为0.39～1.89,在SiO2-ALK图解中,投点均落在亚碱性花岗岩区域(图7a);在K2O-Na2O图解中,投点落在钾质和高钾质岩石区域(图7b),表现为富钾特征;岩石全碱(ALK)含量5.76%～8.36%,全碱较高,为富碱的特征;岩石的A/CNK值含量大部分在1.02～1.39,均值为1.11,在A/CNK-A/NK图解中投点落在过铝质岩石区域(图7c),总体表现为强过铝的特征;里特曼指数δ值为0.93～2.18,按里特曼指数的划分方案及图解判别显示(图7d),为钙碱性岩(钙碱性岩δ＜3.3)。根据标准矿物计算DI值为87.1～94.5,分异指数DI较高,表明经历较高程度的分异演化。综上所述,都庞岭黑云母二长花岗岩富硅、碱、钾(高钾),为亚碱性、过铝质的钙碱性岩石。

图7 都庞岭黑云母二长花岗岩岩石化学图解Fig.7 Petrochemical diagrams for the Dupangling biotite monzogranite(a) TAS classification diagram(Schema is modified from Cox et al., 1979; Wilson, 1989); (b) Na2O-K2O diagram; (c) A/CNKA/NK diagram(Schema from Maniar and Piccoli, 1989); (d) SiO2-[(Na2O+K2O)-CaO] diagram(Schema from Frost, 2001)

5.2 微量元素特征

都庞岭黑云母二长花岗岩的大离子亲石元素Rb含量201.00×10-6～772.00×10-6;Th含量39.90×10-6～64.40×10-6;Ba含量8.00×10-6～409.00×10-6;Sr含量2.90×10-6～53.30×10-6,在微量元素原始地幔蛛网图中表现为Rb、Th、U富集,Ba、Sr、P、Ti亏损特征,图解上显示为Ba、Sr、Ti低槽(图8a)。高场强元素Nb含量11.60×10-6～24.50×10-6;Ti含量240×10-6～1500×10-6,Nb和Ti在微量元素原始地幔蛛网图中出现低槽(Nb的亏损程度不及Ti明显),表现为高场强元素亏损特征。Sr含量2.90×10-6～53.30×10-6,均值23.21×10-6;Yb含量3.73×10-6～12.30×10-6,均值8.87×10-6;Sr的含量变化范围大,但总体表现为Sr含量低的特征(大陆地壳Sr含量为320×10-6),低Sr低Yb特征,指示该花岗岩是在地壳中等厚度(30～50 km)下熔融形成。都庞岭黑云母二长花岗岩的Nb*值(Nb*=2×NbN/(KN+LaN))为0.14～0.59,均值为0.26。Nb*值小于1,显示Nb具有负异常,但异常程度不大,表明岩石在形成的过程中混染了部分大陆壳物质或花岗质岩石。

图8 都庞岭岩体微量元素原始地幔蛛网图和稀土元素球粒陨石配分模式图(典型A型花岗岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图和REE球粒陨石标准化图(蓝色)分布区域据张旗,2012修改;标准化数据引自Sun and Mcdonough,1989)Fig.8 Primitive mantle spider diagram for trace elements and chondrite partition pattern diagram for rare earth elements of the Dupangling pluton (Primitive mantle spider diagram of trace elements and REE chondrite standardized map (blue) of typical A-type granite are modified from Zhang, 2012;Standardized data are quoted from Sun and Mcdonough, 1989)(a) Primitive mantle spider diagram for trace elements; (b) Chondrite partition pattern diagram for rare earth elements

微量元素丰度和大陆地壳平均值相比较,亲石元素及部分金属成矿元素、稀有元素偏高,表现出一定的成矿能力,其中W、Sn、Bi、Pb、Rb含量分别高出大陆地壳值3～22倍、6～24倍、2～55倍、1～6倍和4～15倍;稀有金属Li、Nb、Ta含量分别高出大陆地壳2～9倍、1～3倍和2～6倍。Nb、Ta、U、REE等组分富集,显示该地区的岩浆作用具有W、Sn、Rb、Nb、Ta成矿潜力(李镇江,2018)

5.3 稀土元素特征

都庞岭黑云母二长花岗岩稀土元素总量ΣREE为191.10×10-6～342.10×10-6,LREE含量52.94×10-6～222.78×10-6,HREE含量56.24×10-6～171.64×10-6,稀土元素总量比大陆地壳稀土总量高(大陆地壳稀土总量为125×10-6)。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图中(图8b),表现出微右倾和平坦“海鸥型”配分模式,该配分模式与LREE/HREE值在0.38～2.95,均值为1.37的特征一致。(La/Yb)N值在0.45～6.87之间,均值为2.85,数值较小,其轻重稀土分异不明显。δEu值为0.03～0.31,均小于1且较低,其值表现出负异常,在配分模式图中呈“V”型分布,这种特征表明在岩浆分离结晶过程中,斜长石的大量晶出将导致残余熔体中形成明显负异常。

5.4 Nd、Hf同位素特征

都庞岭岩体Nd 同位素分析数据见表7,其初始比值、εNd(t)值以及Nd 的模式年龄根据样品对应的年龄计算,样品147Sm/144Nd 比值为0.1224～0.2671,143Nd/144Nd 比值为0.512102～0.512323,εNd(t)=-8.74～-8.13,两阶段Nd模式年龄T2DM=1.71～1.66 Ga,Nd同位素εNd(t)值较低,显示花岗岩为壳源物质重熔的特征。

表7 都庞岭花岗岩体岩石样品的Sm-Nd同位素组成Table 7 Sm-Nd isotopic compositions of the Dupangling granite samples

锆石Hf同位素分析以GJ-1为标样,获得标样的176Lu/177Hf值为0.000238～0.000240,均值0.000238;176Hf/177Hf值为0.282014～0.282028,均值0.282022,与侯可军等(2011)报道的标准样品GJ1的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf分析数据0.00028±2、0.282008±25基本一致。

分析斑状黑云母二长花岗岩(样号D0056)13颗锆石(其加权平均年龄为215.6±2.1 Ma)的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值分别为0.017312～0.034811和0.000626～0.001262(表8),其176Lu/177Hf比值小于0.002,表明这些锆石在形成以后,仅具有较少的放射性成因Hf积累,因而可以用初始的176Hf/177Hf比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值(吴福元等,2007)。锆石Lu、Hf同位素组成方面,fLu/Hf值为-0.98～-0.96,低于平均地壳fLu/Hf值-0.55(Griffin et al., 2007),趋于上地壳fLu/Hf值-0.72(Amelin, 1999)。计算获得13颗锆石的εHf(t)值范围-14.1～2.2,均值为-5.6,模式年龄TDM值1425～957 Ma,均值1087 Ma;T2DM值2136～1388 Ma,均值1604 Ma。

分析中粒环斑黑云母二长花岗岩(样号D0070-1)14颗锆石(其加权平均年龄为222.8±1.5 Ma)的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值分别为0.016233～0.035717和0.000576～0.001309(表8),其176Lu/177Hf比值小于0.002,表明这些锆石在形成以后,仅具有较少的放射性成因Hf积累,因而可以用初始的176Hf/177Hf比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值(吴福元等,2007)。锆石Lu、Hf同位素组成方面,fLu/Hf值-0.98～-0.96,低于平均地壳fLu/Hf值-0.55(Griffinet al., 2002),趋于上地壳fLu/Hf值-0.72(Amelin,1999)。计算获得14颗锆石的εHf(t)值-12～-1.4,均值为-4.8,模式年龄TDM值1351～921 Ma,均值1062 Ma;T2DM值2008～1340 Ma,均值1559 Ma。

表8 都庞岭岩体锆石Hf同位素分析结果Table 8 The isotopic analysis results of zircon Hf of the Dupangling pluton

6 讨论

6.1 花岗岩成岩时代厘定

关于都庞岭花岗岩的形成时代,20世纪70—80年代就出现了相关研究,但一直存在争议。湖南省地质调查院(2004)以获得锆石U-Pb年龄422～407 Ma和174～169 Ma为依据,最先将该岩体划分为西体和东体。都庞岭岩体的中体由广西第一地质队黄海波(1990)开展1∶5万区域地质调查时获得锆石U-Pb年龄215～213 Ma而提出。湖南1∶25万道县幅地质调查报告依据获得的锆石U-Pb法模式年龄174 Ma,独居石U-Th-Pb法模式年龄168 Ma,黑云母K-Ar法年龄值174 Ma和158 Ma,认为都庞岭岩体东侧部分形成于燕山期。徐德明等(2017)获得都庞岭岩体中体和东体锆石SHRIMP年龄分别为226.6±6.9 Ma和209.7±3.1 Ma,均属晚三叠世,为印支晚期。以往研究因缺乏系统性及受年龄精度制约导致都庞岭岩体东侧部分形成时代至今不明。

此次研究对都庞岭岩体东侧部分进行了详细的野外地质调查,在查明各类岩石侵入接触关系的基础之上,开展了系统性的高精度岩石定年,获得粗中粒斑状黑云母花岗岩的结晶年龄为215.6±2.1 Ma,中粒斑状黑云母二长花岗岩的结晶年龄为220.5±1.8 Ma,中粒环斑黑云母二长花岗岩的结晶年龄为222.8±1.5 Ma,结合徐德明等(2017)报道的细粒二云母二长花岗岩的结晶年龄209.7±3.1 Ma,重新厘定都庞岭东侧部分花岗岩侵位于晚三叠世,而非以往认为的中侏罗世,是印支期岩浆活动产物。以往获得的年龄数据(174～158 Ma),在排除测试误差的影响外可能代表部分岩株的形成时限。此次研究结合都庞岭东侧部分岩石组合和侵入接触关系特征,至少表明都庞岭岩体中不存在燕山期花岗岩大范围出露。一般而言,花岗岩基从开始侵位到冷凝结晶完成所需时间不超过10 Ma(秦江锋,2010),都庞岭印支期早、晚岩石侵位年龄相差约13 Ma,表明都庞岭印支期花岗岩经历了多阶段的岩浆活动,经多个岩浆房缓慢的冷却作用和结晶分异形成。矿物化学显示环斑花岗岩中正长石(Or)和钠长石(Ab)呈负相关关系,及黑云母斑晶集合体具有多阶段熔融特征也指示岩浆的多阶段作用和震荡变化的过程。

6.2 岩石类型

都庞岭黑云母二长花岗岩具有较高的SiO2含量,较高的K2O+Na2O值(5.76%～8.36%),微量元素地球化学性质上表现为富集REE (均值274×10-6)、Rb、Th和U及较高的高场强元素Nb、Y和Ga含量,具有高的Ga/Al比值,亏损Ba、Sr、Eu (Eu*/Eu=0.03～0.84),岩石中P2O5含量随着SiO2的增高而降低,与A型花岗岩的变化特征一致(李献华等,2007;王文龙等,2017;贺昕宇等,2022)。

将微量元素蛛网图、稀土元素球粒陨石配分模式图与张旗等(2012)讨论的A型花岗岩分布曲线对比,微量元素蛛网图中的Ba、Sr、P、Ti低槽与A型花岗岩特征一致(图8a), 稀土元素球粒陨石配分模式图与A型花岗岩的分布曲线也一致(图8b)。斑状黑云母二长花岗岩Nd同位素εNd(t)值为-8.74～-8.13,T2DM值为1.71～1.66 Ga;锆石Hf同位素εHf(t)值为-14.1～-2.2,T2DM值为2.14～1.39 Ga。环斑花岗岩的锆石Hf同位素εHf(t)值为-12.0～-1.4,T2DM值为2.01～1.34 Ga,全岩TFeO/MgO比值(平均15.43)与A型花岗岩的平均值13.48接近(Whalen et al., 1987),明显高于全球典型S型花岗岩(2.38)、I型花岗岩(2.27)和M型花岗岩(2.37),上述岩石地球化学特征显示都庞岭黑云母二长花岗岩属A型花岗岩范畴。

利用A型花岗岩的判别图解,黑云母二长花岗岩在SiO2-TFeO/MgO图解中投点全部落入A型花岗岩区域(图9a),在K2O-Na2O图解中,投点全部落入A型花岗岩区域(图9b);黑云母二长花岗岩的10000×Ga/Al值为2.51～3.19,高于I型(2.1)和S型(2.28)花岗岩(Whalen et al.,1987),在10000×Ga/Al-Nb图解(图10a)和10000×Ga/Al-TFeO/MgO图解中(图10b),黑云母二长花岗岩投点全部落入A型花岗岩区域。从10000×Ga/Al值和判别图解结果来看,都庞岭黑云母二长花岗岩具有A型花岗岩的地球化学特征(苏玉平和唐红峰,2005;王良玉等,2016)。

图9 都庞岭东侧岩体岩石类型判别图解Fig.9 Discrimination diagram for the rock-type of the eastern part of the Dupangling pluton(a) SiO2-TFeO/MgO discrimination diagram for A-type granite (Schema from Whalen et al., 1987);(b) K2O-Na2O discrimination diagram for A-type granite (Schema from Collins et al., 1982)

图10 都庞岭东侧岩体岩石类型判别图解Fig.10 Discrimination diagram for the rock-type of the eastern part of the Dupangling pluton(a) 10000×Ga/Al-Nb discrimination diagram for A-type granite(Schema from Whalen et al., 1987); (b) 10000×Ga/Al-TFeO/MgO discrimination diagram for A-type granite(Schema from Whalen et al.,1987)

对于A型花岗岩(包括环斑花岗岩)的成因,目前还没有统一的认识,其主要原因可能在于A型花岗岩岩浆源区本身具有不均一性(Bonin,2007),它们可以来自各种源区并通过不同的过程形成(Eby,1992),并由此提出了多种成因模式(Whalen et al.,1987;贾小辉等,2009)。尽管A型花岗岩的成因模式繁多,但其争论的焦点主要集中在岩浆源区特征。微量元素Rb在成熟度高的地壳中富集,元素Sr则相反,利用Rb/Sr比值能反映岩浆源区性质(王德滋等,1993)。文章讨论的都庞岭黑云母二长花岗岩Rb含量均值518.6×10-6远高于大陆上地壳的值112×10-6,Sr含量均值23.2×10-6远小于大陆上地壳的值350×10-6(张宏飞和高山,2012),且Rb/Sr比均值54.51大于地壳平均值0.24(Taylor and Mclennan,1985),都庞岭黑云母二长花岗岩其高Rb低Sr含量及高的Rb/Sr比显示其源区为成熟度高的地壳物质(专少鹏等,2018)。

从都庞岭黑云母二长花岗岩的εHf(t)-t关系中可以看出,都庞岭印支期花岗岩εHf明显为负值,与华夏基底具有相近的εHf值(于津海等,2007),计算所得的Hf二阶段模式年龄均值为1.5 Ga和1.6 Ga,且大部分在图中的阴影部分区域(图11),表明其源区主要为华夏陆块古元古代晚期地壳生长阶段的产物(于津海等,2005,2007)。黑云母矿物化学特征显示花岗岩为壳源岩浆成因(图12),以及主、微量元素及Sr、Nd同位素地球化学特征表明,黑云母二长花岗岩的成岩物质主要来源于地壳,因此可以排除幔源岩浆结晶分异成因的可能性。Conrad et al.(1988)研究认为在水不饱和条件下花岗质熔体中的长石将向富Or分子演化,文中讨论的岩石A/NK值为1.12～1.42,A/CNK值为1.02～1.39,与铝质A型花岗岩接近,认为黑云母二长花岗岩是由缺水的长英质地壳熔融而成(肖典等,2016)。相对于华南印支期壳源型花岗岩,都庞岭黑云二长母花岗岩具有较高的εNd(t)值(-8.74～-8.13)、εHf(t)值和较年轻的Nd模式年龄,可能有新生幔源物质的加入,亦或来源于年轻地壳物质的部分熔融。由于中国东南部基底岩石的Nd模式年龄介于2.2～1.8 Ga之间(陈江峰等,1999),都庞岭黑云母二长花岗岩的Nd模式年龄(1.71～1.66 Ga)低于中国东南部基底岩石的Nd模式年龄,因而都庞岭A型花岗岩的成因不倾向于年轻基底地壳的存在,极大可能是在伸展的背景下,由幔源玄武质岩浆的底侵作用导致下地壳部分重熔而形成。

图11 都庞岭岩体印支期花岗岩εHf(t)-t关系图Fig.11 εHf(t)-t diagram for the Indosinian Dupangling granite (Huaxia base data from Yu et al., 2010; Yangtze base Data from Wang et al., 2010 and He et al., 2018; The three dotted lines which represent crustal evolution trend from Jin et al., 2007)

图12 都庞岭二长花岗岩中黑云母的TFeO/(TFeO+MgO)-MgO图解(周作侠,1988)Fig.12 TFeO/(TFeO+MgO)-MgO diagram for the biotite in the Dupangling monzonite granite

区域上报道的道县虎子岩233～220 Ma的基性岩石包体(Dai et al., 2008)、湘南宁远保安圩212～206 Ma的碱性玄武岩(刘勇等,2010)、宜章长城岭227 Ma的辉绿岩(刘勇等,2012)、富川鲁洞207.8 Ma的辉绿玢岩(时毓等,2019)、桃江I型花岗岩(Xu et al., 2014)及华南地区呈面状零星分布的A型花岗岩(杨立志等,2018)和紫云山、丫江桥、桃江岩体中发育的岩浆混合成因的岩石包体(杨立志等,2018;李响等,2021),反映在华南板块内晚三叠世时期存在幔源物质的底侵活动。都庞岭岩体总体呈北东—南西向的带状分布,区内北东—南西向断裂构造发育且与岩体展布方向基本一致,岩体东侧为铜山岭-九嶷山双峰式构造岩浆岩带(项媛馨和巫建华,2012),以及都庞岭铝质A型花岗岩较高的εNd(t)、εHf(t)值和较年轻的Nd模式年龄等同位素特征,表明区内该时期软流圈地幔上涌诱发的幔源岩浆沿区域性构造-岩浆带底侵导致地壳物质重熔,形成都庞岭铝质A型(局部为环斑)花岗岩。

6.3 花岗岩形成的构造背景及意义

都庞岭印支期黑云母二长花岗岩未具有挤压变形特征,利用微量元素构造环境判别图解,显示投点几乎全部落入板内花岗岩区域(图13a)。在Yb+Ta-Rb图解中,投点在板内花岗岩和同碰撞花岗岩的过渡区域(图13b),综合岩石学特征和图解结果认为,都庞岭花岗岩与碰撞或消减作用无直接联系(刘远栋等,2022)。都庞岭印支期花岗岩侵位时限介于222.8～209.7 Ma,与其南部的栗木碱性花岗岩(224.8±1.6 Ma;王艳丽,2014)以及其东侧的道县辉长岩(225～224 Ma;郭锋等,1997;范蔚茗等,2003;王艳丽,2014)相伴产出,且形成时限均滞后于印支运动的变质峰期(258～243 Ma),显示形成于伸展的构造背景。近年来华南陆续报道有晚三叠世碱性花岗岩(Mao et al.,2013)和A型花岗岩(彭松柏等,2004;李万友等,2012),其形成时代介于234～202 Ma,亦属板内伸展构造环境下的产物(柏道远等,2014)。

图13 Nb-Y及Rb-Yb+Ta环境判别图解(Pearce,1996)Fig.13 Environmental discrimination diagrams of Nb-Y and Rb-Yb+Ta(Pearce,1996)(a) Nb-Y diagram; (b)Rb-Yb+Ta diagram WPG-Intraplate granite; ORG-Ridge granite; VAG-Volcanic arc granite; syn-COLG-Syn-collisional granite; post-COLG-Postcollisional granite

华南印支期花岗岩形成构造背景与印支板块向华南板块俯冲碰撞(变质基底的40Ar-39Ar 年龄258～243 Ma;Carter et al.,2001)及华南板块与华北板块碰撞形成的秦岭-大别超高压碰撞造山带(超高压变质峰期在238～218 Ma;高万里等,2014)的构造事件密切相关;周岱等(2021)认为在二叠纪与三叠纪之交(260～240 Ma),华南板块南缘可能受到古特提斯洋俯冲-碰撞机制转换、峨眉山地幔柱活动和古太平洋俯冲启动等多个构造体制的影响。Küster and Harms(1998)研究发现微量元素Ba在俯冲带流体中富集,Ba/Th比值一般大于300,文中讨论的都庞岭黑云母二长花岗岩Ba/Th比值很低(0.16～9.34),显示不受俯冲流体的影响(刘建朝等,2013)。李响等(2021)结合云开地块变形的片麻状花岗岩(233～230 Ma)和未变形正常花岗岩(232～229 Ma;Chen et al., 2017)的形成年龄认为,华南印支期从同碰撞造山到后造山阶段的转变发生在230 Ma左右。Qing et al.(2020)最新的研究也认为,华南在258～231 Ma处于同碰撞造山阶段,231 Ma之后转变为后造山阶段。

近年来华南地区报道的印支期A型花岗岩主要形成于230 Ma以后(李响等,2021),都庞岭印支期铝质A型花岗岩侵位时限222.8～209.7 Ma,与区域上A型花岗岩的形成时限基本一致,均滞后于印支板块向华南板块俯冲碰撞的主碰撞期(即258～231 Ma同碰撞造山阶段;李响等,2021),与后造山阶段时限吻合,显示都庞岭印支期铝质A型花岗岩是在华南与印支板块后碰撞阶段地壳减压熔融背景下形成。华南地区印支期发育有大量的A型花岗岩,如都庞岭印支期铝质A型花岗岩及局部的中粒环斑黑云母二长花岗岩、湖南锡田、浙江靖居和大爽的A型花岗岩,同时区域上还发育有印支期的碱性玄武岩(湘南地区)以及湖南紫云山岩体、丫江桥岩体中发育岩浆混合成因的暗色微粒包体(李万友等,2012;刘园园,2013;姚远等,2013;陈迪等,2015;杨立志等,2018),显示华南印支期构造属性从同碰撞造山转为后造山阶段,区域上处于伸展构造背景,幔源玄武质岩浆的大范围底侵形成该时期多类型岩浆岩。