程顺波, 付建明, 马丽艳, 卢友月,寇晓虎, 张利国 黄惠兰

桂东北越城岭岩体加里东期成岩作用:锆石U-Pb年代学、地球化学和Nd-Hf同位素制约

程顺波1,2, 付建明1,2, 马丽艳1,2, 卢友月1,2,寇晓虎3, 张利国1, 黄惠兰1

(1.中国地质调查局 武汉地质调查中心, 湖北 武汉 430205; 2.中国地质调查局 花岗岩成岩成矿研究中心,湖北 武汉 430205; 3.中国地质大学(武汉) 地质调查研究院, 湖北 武汉 430074)

桂东北越城岭岩体是一个由加里东期¯印支期花岗岩组成的复式岩基, 是目前南岭地区钨锡矿产调查评价的重点对象。本文选取该复式岩体中的加里东期不同岩性花岗岩, 包括细粒花岗闪长岩、(粗)中粒斑状二长花岗岩和(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩为研究对象, 进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、矿物学、地球化学和Nd-Hf同位素组成研究。研究结果表明, 细粒花岗闪长岩和(粗)中粒斑状二长花岗岩具有较低SiO2(<70%)含量和A/CNK值(0.99～1.05), 较高CaO、TiO2含量和FeO+MgO值, 中等(La/Yb)N值以及中度亏损Ba、Sr、Eu元素等特征, 副矿物以榍石为主加少量磁铁矿, 属于 I型花岗岩, 形成时间为 435～438 Ma; (中)细粒(斑状¯含斑)二长花岗岩具有富硅(>70%)、富碱、贫钙, 高 A/CNK值(1.04～1.14), 低FeO+MgO值和(La/Yb)N值, 中到重度亏损Ba、Sr、Eu元素等特征, 副矿物含量低, 以钛铁矿、独居石为主, 为S型花岗岩, 形成时间为423～429 Ma, 略晚于前者。C/MF-A/MF图解反映I型花岗岩由变质中基性火成岩部分熔融形成, 源区具有负且稳定的εNd(t)值(–7.1～ –7.9)和εHf(t)值(–6.4～ –7.8), 平均地壳存留年龄为1.8 Ga左右。S型花岗岩的εNd(t)值(–7.9～ –8.8)和 tNd2DM值(1.81～1.88 Ga)与 I型花岗岩类似, 但是其 CaO/Na2O值(0.28～0.64)和相对分散的 εHf(t)值(–2.6～ –7.9)和tHf2DM值(1.57～1.90 Ga)说明源区可能存在变杂砂岩、变泥质岩和年轻地壳组分的三元混合, 且以前两者为主。综合分析华南加里东造山带构造演化序列可以得知, 造山带从褶皱缩短、逆冲加厚阶段向伸展垮塌阶段转化而形成的等温降压过程, 是形成越城岭花岗岩的诱因。等温降压过程可以通过岩基旁侧新宁-资源深大断裂的松弛调整来实现。

锆石U-Pb年代学; 地球化学; Nd-Hf同位素; 加里东期; 越城岭; 桂东北

0 引 言

花岗岩研究在大陆动力学研究中越来越显示出其重要意义, 花岗岩的成因机制及其地球动力学背景更是华南大陆地质演化问题争论的焦点之一(肖庆辉等, 2002)。在华南加里东期花岗岩中, 武夷–云开一线的加里东期片麻状花岗岩–混合岩以其成因类型独特、蕴含重要的构造信息, 吸引了国内地质单位与学者的关注(王德滋等, 1978; 莫柱孙等, 1980;南京大学地质系, 1981; 黄标等, 1994; 陈斌和黄福生, 1994; 刘锐, 2009; Wang et al., 2007, 2010, 2011; Li et al., 2010; Wan et al., 2010; Xia et al., 2014)。而对于湘桂内陆的块状花岗岩, 传统观点认为它与成矿的关系不大(南京大学地质系, 1981), 一直以来是华南地区花岗岩研究的薄弱环节。2000年以来, 现代测试技术的广泛运用和岩基找矿思路的逐步扩展,使得湘桂内陆越来越多的加里东期花岗岩岩体或含矿加里东期花岗岩的多旋回复式岩体被报道(楼法生等, 2002; 许德如等, 2006; 沈渭洲等, 2008; 程顺波等, 2009a; 王彦斌等, 2010; 张文兰等, 2011), 极大地推动了华南加里东期花岗岩的研究工作。

越城岭–苗儿山岩体位于南岭成矿带西部, 是湘桂内陆典型的、以加里东期花岗岩为主体的多旋回复式岩基, 出露面积超过3000 km2。该地区作为中南地区五大铀矿田之一在能源矿产领域备受瞩目(石少华等, 2010)。最近因加里东期和印支期钨锡成矿作用的报道(伍静等, 2012; 杨振, 2012), 又成为有色金属勘查的热点地区。目前已有武汉地调中心、湖南地质调查院、广西二七一地质队、中国地质大学地调院、武警黄金部队等多家地勘单位在该地区进行矿产调查评价或者商业勘查工作。但是在科研方面, 该地区工作程度相对较低, 仅见部分同位素年龄(徐伟昌和张运洪, 1994; 刘伟等, 2011; 伍静等, 2012; 杨振, 2012; Zhao et al., 2013)、地球化学数据(谢晓华等, 2008; 杨振, 2012; Zhao et al., 2013)和韧性剪切带研究成果(张桂林等, 2002)的发表, 缺乏对全区花岗岩岩石学、地球化学和岩石成因的深入研究。本文选取越城岭复式岩体中的加里东期花岗岩为研究对象, 采集不同岩性样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、矿物学、地球化学和Nd-Hf同位素组成研究, 以便深入理解该地区加里东期花岗岩的时空范围、岩石成因及成岩构造环境。

1　区域和岩体地质

越城岭–苗儿山岩体位于湘桂边境地区, 横跨湖南新宁、城步、广西全州、兴安四县, 大地构造上位于扬子地块与华夏地块的结合部位(图 1a)。岩体侵入新元古界和下古生界, 被中泥盆统跳马涧组和中生界不整合覆盖, 岩体长轴方向呈NNE向展布,与区域构造线方向一致(图1b)。

越城岭–苗儿山岩体是由多期次多阶段岩浆侵入活动形成的复式岩基, 已有精确年龄报道的有晋宁期、加里东期和印支期三个成岩期次。晋宁期花岗岩主要分布在苗儿山复式岩基西北角, 从南至北有报木坪、叶溪江和猫儿界岩株三处, 总面积约35 km2(李福顺和周厚祥, 2002; 柏道远等, 2010)。在猫儿界岩体接触带可见矽卡岩化。常见岩性有花岗闪长岩、二长花岗岩和花岗斑岩, 岩石具细粒–细中粒结构。岩石中片麻状构造比较发育, 普遍见斜长石双晶弯曲变形, 黑云母扭折、石英波状消光等动力变形印记(柏道远等, 2010)。

加里东期花岗岩是越城岭–苗儿山岩体的主体,主要岩性为(粗)中粒斑状二长花岗岩(图2a)和(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩。前者可见暗色包体, 形态为椭圆状到透镜状, 大小 1～10 cm不等, 与寄主岩呈突变关系(图2a)。在靠近新宁–资源断裂处, 花岗岩遭受了较强的动力变质, 形成强烈的叶理和片麻状构造(图2b)。后者基本不含暗色包体, 常见电气石析离体, 局部电气石富集形成电气石二长花岗岩(图2c)。在晚期形成的细粒花岗岩中, 次生白云母含量较高, 成分向二云母花岗岩过渡。部分花岗岩中能见到基底围岩捕虏体和混合岩捕虏体。在越城岭复式岩基中南部铭泰公司采石场中, 笔者还发现了一定规模的花岗闪长岩露头。加里东期花岗岩的接触带发育了许多钨多金属矿床(矿化点)(冯国玉等, 2009), 但工作程度很低。

早前认为印支期花岗岩主要分布在越城岭复式岩基中北部(湖南省地质矿产局, 1988), 现在许多工作证实该期花岗岩在全区范围内广泛分布(赵葵东等, 2006; 谢晓华等, 2008; 伍静等, 2012; 程顺波等, 2013a), 如豆柞山、邓家湾、杨桥岭、油麻岭、戈洞坪、界牌等地。除越城岭北部湖南省部分外, 印支期花岗岩常呈椭圆状、长条状和不规则状小岩株产出, 主要岩性为(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩。在研究区, 印支期花岗岩与钨矿关系较为密切, 已见报道的有油麻岭、界牌、云头界等钨多金属矿床(伍静等, 2012; 程顺波等, 2013a)。

2　岩性描述与样品采集

本次研究的加里东期岩石样品都采自越城岭岩体的花岗岩露头, 具体位置见图 1b。样品的岩性相对比较简单, 但各样品之间斑晶含量、基质粒度变化较大, 概括起来可分为以下三种: 细粒花岗闪长岩(11D72)、(粗)中粒斑状二长花岗岩(10D32、11D62、11D63)和(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩(10D33、11D67、11D68、11D69)。

花岗闪长岩为本次研究新发现的岩石类型, 仅见于越城岭中南部铭泰公司采石场内(110°41′03″E,25°48′52″N)。因揭露有限, 其规模和产状不详。采集的样品具细粒花岗结构, 粒径一般在0.5～2 mm之间。岩石主要暗色矿物为角闪石和黑云母(图 2d)。角闪石为黑色半自形柱状, 长宽比 2～5, 镜下具有绿色–浅黄绿色多色性, 含量1%～3%。黑云母为黑褐色薄板状或鳞片状, 镜下见褐色–浅黄褐色多色性,含量5%～7%。在暗色矿物边部和解理内常见绿泥石交代现象。浅色矿物中, 斜长石为半自形板状, 牌号(An值)28左右, 含量45%～50%, 核心常被绢云母交代。钾长石为微斜条纹长石, 它形粒状, 含量20%～ 25%, 常包裹早期形成的斜长石, 内部可见格子双晶和钠质条纹。石英为最晚形成, 含量一般在20%～ 25%之间, 常充填其他矿物颗粒间隙, 颗粒内部能见到波状消光。副矿物以榍石、锆石、磷灰石为特征, 此外还含有少量斜黝帘石和磁铁矿。

图1　越城岭–苗儿山岩体地质简图Fig.1 Simplified geological map of the Yuechengling-Miaoershan batholiths

图2　越城岭岩体岩石学和矿物学照片Fig.2 Photos and micrographs of the granitic rocks of the Yuechengling batholith

(粗)中粒斑状二长花岗岩多分布在越城岭岩体中心部位。岩石斑晶为钾长石, 半自形板状, 大小4 mm×8 mm～15 mm×30 mm, 含量15%～25%。内部常见格子双晶、钠质条纹, 边部见斜长石交代现象,形成蠕英结构和净边结构。基质为细粒花岗结构,块状构造, 部分样品为片麻状构造。主要组成矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母, 粒径在3～7 mm之间。黑云母为黑色厚板状, 镜下具有褐色¯浅黄褐色多色性, 含量6%～8%。长石、石英内部结构、成分特征与花岗闪长岩非常相似, 区别在于本组样品长石更加新鲜, 少见绢云母等蚀变矿物(图2e)。样品11D63塑性变形非常明显, 表现为石英碎裂(图2e)、斜长石双晶弯曲和黑云母扭折等现象。基质中斜长石、钾长石和石英含量分别为: 35%～40%、10%～15%和25%～30%。副矿物中, 榍石、锆石、磷灰石非常丰富, 磁铁矿、锐钛矿和绿帘石略少, 钛铁矿和独居石仅在局部视域中见到。

(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩常分布在岩体边部, 在矿(化)体附近斑晶变少, 粒度更加细小。该类岩石发育不同程度的绿帘石化、绿泥石化和绢云母化蚀变。越靠近矿(化)体, 蚀变越强。岩石中斑晶为钾长石, 含量变化较大, 高者可达 20%, 低者则<1%甚至消失。基质主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母, 粒径在0.5～4 mm之间, 不同样品粒度也有较大差别。黑云母均为褐色薄片状, 含量在1%～5%之间, 多被绿泥石、绿帘石和黝帘石交代。斜长石牌号(An值)约在 27左右。钾长石为微斜条纹长石,常见格子双晶和钠质条纹。长石类矿物不同程度地被绢云母(图 2f)和黝帘石交代。石英常呈填隙状分布在长石粒间, 新鲜干净。此类样品常含有一定数量的电气石, 含量<2%(图2c)。岩石中斜长石、钾长石和石英含量分别为: 25%～35%、30%～45%和25%～ 35%。该类样品副矿物含量较低, 有锆石、磷灰石、绿帘石、钛铁矿、独居石和金红石。

3　测试方法

花岗岩样品破碎和锆石挑选由廊坊峰之源矿物分选技术服务公司完成。然后进行制靶, 并磨蚀和抛光树脂靶, 直至锆石核心部位暴露。阴极发光图像拍摄和锆石 U-Pb同位素定年分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)完成。

锆石U-Pb同位素在 Agilent 7500a ICP-MS上完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005, 所用斑束直径为32 μm。分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008, 2010)。详细的仪器操作条件和数据处理方法参见文献Liu et al. (2008, 2010)。U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算均采用 Isoplot 3.0 (Ludwig, 2003)完成。

主量、微量元素和Sr、Nd同位素分析在中国地质调查局武汉地质矿产研究所中南监督检测中心完成。主量元素采用熔融制样 X荧光光谱仪(帕纳科Axios系列)测定。微量元素和稀土元素测试在Thermo X series 2型电感耦合等离子质谱仪上完成,标样采用10 mg/L多元素混合内标(美国PerkinElmer公司配制), 相对偏差(RSD)均小于10%。Sr、Nd同位素分析在MAT261多接收质谱仪上完成, 用88Sr/86Sr= 8.3752和146Nd/144Nd=0.7219对Sr和Nd作质量分馏校正, 计算机自动进行数据采集, 采用美国标准样NBS987(Sr)和本实验室标准样 ZkbzNd(Nd)监测仪器工作状态, GBW 04411(Rb-Sr)和 GBW 04419 (Sm-Nd)监测分析流程。精度87Rb/86Sr 优于 1%,147Sm/144Nd优于0.5%, 衰变常数采用λ(87Rb)=1.42× 10–11a–1, λ(147Sm)=6.54×10–12a–1。地球化学参数计算与图解生成使用GeoKit软件(路远发等, 2004)完成。

锆石 Hf同位素分析在中国地质大学(武汉) GPMR实验室Neptune多接收MC-ICP-MS仪器上进行。激光剥蚀所用斑束直径为 44 μm。详细仪器条件和数据获取详见Hu et al. (2012)。为了校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰, 取176Lu/175Hf=0.02656和176Yb/173Yb=0.79381(Blichert et al., 1997; Segal et al., 2003)为定值。采用173Yb/171Yb=1.13017和179Hf/177Hf= 0.7325分别对Yb同位素和Hf同位素进行指数归一化质量歧视校正(Segal, et al., 2003)。锆石标样GJ-1的176Hf/177Hf标准值为0.282013±19 (Hu et al., 2012)。

4　锆石U-Pb年龄

本次研究共采集细粒花岗闪长岩(11D72)、(粗)中粒斑状二长花岗岩(11D63)和(中)细粒(含斑)二长花岗岩(11D67、11D68、11D69)三种岩石共5个样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定。5个样品锆石形态比较相似, 均表现为自形–半自形短柱状, 长宽比为2∶1～5∶1(图3)。根据颜色可将其分为两组,第一组锆石(11D63)以无色到浅黄色为主, 内部裂纹很少, 第二组锆石(11D67、11D68、11D69、11D72)以棕黄色到黑色为主, 内部网状和/或放射状裂纹比较发育。两组锆石中常见磷灰石包裹体, 在圈定靶区时尽量避开。CL图像显示大部分被测锆石为“老核新壳”的复合型锆石, 核部已基本圆化, 无环带或显示云雾状分带(图3), 边部具有比较明显的岩浆韵律环带(Corfu, 2003; 吴元保和郑永飞, 2004)。每个锆石样品均选取了20个分析点, 且位于锆石边部。各样品的U-Th-Pb同位素分析结果见表1。

图3　越城岭岩体花岗岩样品锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图解和代表性锆石CL照片Fig.3 U-Pb concordia plots and cathodoluminescence (CL) images of zircons from the Yuechengling batholith

表1　越城岭岩体加里东期花岗岩样品锆石U-Th-Pb同位素分析结果Table 1 U-Th-Pb isotopic results of zircons from the Caledonian granites from the Yuechengling batholith

续表1:

4.1花岗闪长岩(11D72)

该样品具有最高的Th、U含量, 分别为 1016～ 7193 μg/g、3792～26964 μg/g, Th/U=0.12～0.83。大部分分析点位于谐和线及右侧临近区域, 指示这些锆石U-Pb同位素体系基本封闭(图3a)。1号点打到变质核, 给出了约480 Ma的相对较老年龄; 3、5、13、17号点存在普通铅加入, 表现在谐和图上为平行 X轴的向右漂移。在年龄计算过程中这些分析点都排除在外。利用剩下的 15个测点计算获得样品的206Pb/238U 加权平均年龄为 435±4 Ma(95%置信度, MSWD=0.01), 可以代表花岗闪长岩的结晶时间。

4.2(粗)中粒斑状二长花岗岩(11D63)

该样品具有最低的 Th、U含量, 分别为 408～ 1524 μg/g、995～6527 μg/g, Th/U=0.11～0.68。1号点信号质量略差, 导致年龄误差较大, 作图时将其舍弃, 3号点略微偏移群集区(图 3b), 可能是由普通铅丢失引起的。其余18个测点都位于谐和线上。206Pb/238U加权平均年龄为438±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.03)(图3b), 代表了(粗)中粒斑状二长花岗岩的结晶时间。

4.3(中)细粒(含斑)二长花岗岩

(中)细粒(含斑)二长花岗岩有三个样品, 分别采自越城岭岩体的蜜蜂寨钨矿化点(11D67、11D68)和牛路口钨矿点(11D69)。样品的 Th、U含量分别为579～3959 μg/g、1414～19529 μg/g, Th/U=0.12～0.83。在数据处理中, 我们发现样品11D67、11D68锆石中存在一定程度的普通铅加入, 表现在谐和图上为平行X轴的右向漂移(图3c、d)。原因有两种: 其一是Th、U含量太高使锆石晶格损伤和裂纹的产生, 其二是富 F成矿流体作用, 共同引起锆石中普通铅的带入(Krogh, 1982; Kober, 1987)。但是这些事件并没有对样品206Pb/238U 表面年龄产生显著的影响。11D67样品最谐和的13个测点206Pb/238U加权平均年龄为423±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.05), 11D68样品最谐和的18个测点206Pb/238U加权平均年龄值为 429±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.16), 指示蜜蜂寨二长花岗岩大致形成于 423～429 Ma之间。样品11D69大部分分析点在谐和线上群集分布(图 3e),指示U-Pb同位素体系基本封闭。由于该样品锆石内部裂纹发育程度明显低于样品 11D67和 11D68, 对于2、3、8、9号点不同程度偏离群集区的现象, 用富 F成矿流体作用引起锆石铅的带入带出比较合理。5号点给出了271 Ma的孤立年轻年龄, 可能是碎样时混入的锆石。利用最谐和的14个测点计算获得样品的206Pb/238U年龄加权平均值为429±5 Ma(95%置信度, MSWD=0.04), 代表牛路口细粒花岗岩的结晶时间。

5　地球化学特征和Nd、Hf同位素

5.1地球化学特征

越城岭岩体加里东期花岗岩的主量和微量元素分析结果见表 2。本次花岗岩样品比较突出的共性是具有高的全碱含量(K2O+Na2O=6.60%～8.35%), 在K2O-SiO2图(图 4a)中, 大部分样品点落入高钾钙碱性区域, 少数落入钾玄岩区域。样品按岩石化学特征可分为两类: 一类是花岗闪长岩和(粗)中粒斑状二长花岗岩, 以低 SiO2含量(66.31%～68.94%)和低A/CNK值(0.99～1.05)为特征, 同时具有较高的CaO、TiO2和 FeOT含量。另一类是(中)细粒二长花岗岩, SiO2含量>70%, 铝饱和度相对较高(A/CNK=1.04～ 1.11), CaO、TiO2和 FeOT含量较低, 与第一类差别明显。Al2O3、P2O5含量以及A/NK值在两类花岗岩样品中差别不大, 只是在前者中略高。两类样品的F/(F+M)值均较高, 普遍大于0.70。

除样品 10D32外, 第一类花岗岩具有较低的Rb(60.8～163 μg/g)、Sr(92.6～193 μg/g)含量和中等的Ba(280～330 μg/g)含量。相比第一类, 第二类花岗岩的Sr(36.7～78.8 μg/g)、Ba(60.1～240 μg/g)含量更低,但是Rb含量(192～447 μg/g)有明显增加。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图 5a), 两类花岗岩样品均表现为富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K和稀土元素La、Ce、Sm、Nd、Yb, 相对亏损Ba、Sr、Nb、P、Ti的特征, 与南岭地区燕山期花岗岩相似(周新民等, 2007)。两类样品的 Nb/Ta值(3.22～9.32)和Zr/Hf值(20.51～31.02)都低于大陆地壳平均值(分别为11.42和35.68, Rudnick and Gao, 2003), 说明在花岗质岩浆的形成及其演化过程中存在副矿物分离结晶(Green, 1995; Linnen and Keppler, 2002)和/或熔体和流体之间的相互作用(Dostal and Chatterjee, 2000),导致Nb-Ta、Zr-Hf这两组元素出现分馏。与其他样品不同的是, 样品10D32较为富集Rb(482 μg/g)、Ba(792 μg/g)以及高场强元素Nb(22.6 μg/g)、Ta(3 μg/g)、Zr(232 μg/g)、Hf(7.48 μg/g), 前者与样品中含较多钾长石斑晶相关, 后者与较高副矿物含量相关。

表2　越城岭岩体加里东期花岗岩样品的主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) concentrations of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

图4　越城岭岩体加里东期花岗岩样品的SiO2-K2O图解(a)和A/CNK-A/NK图解(b)Fig.4 SiO2vs. K2O (a) and A/CNK vs. A/NK (b) diagrams of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

图 5 越城岭岩体加里东期花岗岩样品的微量元素蛛网图解(a)和稀土元素配分图解(b)(原始地幔和球粒陨石标准值据Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Primitive mantel-normalized spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

两类花岗岩样品的稀土总量并没有明显区分(样品10D32除外), ΣREE含量集中分布在131.82～ 211.24 μg/g之间。10D32样品ΣREE明显偏高(347.73 μg/g) (表2), 与其副矿物含量较高有关。在稀土元素配分图解上(图 5b), 两类样品都具有类似的右倾配分曲线, 但是在(La/Yb)N值和δEu值上区别比较明显: 第一类花岗岩样品(La/Yb)N值(9.1～14.4)略高, Eu亏损中等(δEu=0.41～0.62); 第二类样品(La/Yb)N值(3.9～ 9.1)较低, Eu亏损较强(δEu=0.15～0.32)。

5.2Nd、Hf同位素特征

越城岭加里东期花岗岩Sm-Nd同位素组成较为均一(表 3), 6个样品的实测147Sm/144Nd比值介于0.1030～0.1360, 处在平均大陆上部地壳(0.118±0.017)的误差范围内(Jahn and Condie, 1995)。样品的εNd(t)值也比较稳定, 第一类花岗岩位于–7.1～ –7.9之间,第二类花岗岩介于–7.9～ –8.8, 前者略低。在 εNd(t)-t关系图(图6)中, 所有样品均落入华南元古宙地壳演化域内。为了减少地壳阶段147Sm/144Nd比值变化对模式年龄计算的影响, 我们用二阶段模式年龄来代表花岗岩源区的平均地壳存留年龄(tNd2DM)(Chen and Jahn, 1998)。由表3可以看出, 越城岭加里东期花岗岩样品都具有古元古代的 Nd模式年龄, 其中第一类tNd2DM值为1.75～1.82 Ga, 第二类为1.81～1.88 Ga。

表3　越城岭岩体加里东期花岗岩样品的Sm-Nd同位素组成Table 3 Sm-Nd isotopic compositions of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

图 6 越城岭岩体加里东期花岗岩样品的 εNd(t)-t关系图(底图据沈渭洲等, 1994)Fig.6 εNd(t) vs. t diagram of various granitic rocks of the Caledonian granitic rocks from the Yuechengling batholith

在锆石U-Pb定年的基础上, 我们选取第一类样品11D63和第二类样品11D67各16个测点进行了原位 Hf同位素分析, 测点的 εHf(t)值以及二阶段模式年龄一般按测点年龄来计算, 无对应年龄者按样品年龄加权平均值计算。结果显示, 它们的Hf同位素组成相对均匀(表 4), 除少数分析点, 大部分分析点176Lu/177Hf≤0.002, 指示锆石形成后放射成因 Hf积累十分有限(Kinny and Maas 2003; 吴福元等, 2007)。分析点11D67-17的176Lu/177Hf误差和176Yb/177Hf误差高出其他测点一个数量级, 在统计过程中该测点数据被排除在外。样品11D63的εHf(t)值集中分布在–6.4～ –7.8之间, 平均–7.0(图7a), Hf二阶段模式年龄(tHf2DM)在 1.82～1.91 Ga, 平均值为 1.86 Ga(图7b)。样品11D67 的εHf(t)值略为分散, 分布在–2.6～–7.9之间, 平均–6.3(图7c), tHf2DM在1.57～1.90 Ga之间, 平均值为1.81 Ga(图7d)。

6　讨 论

6.1岩基内花岗岩时空分布

越城岭岩基首次被划入加里东期侵入岩是在20世纪50年代末, 当时广西区调队在全州县李家源发现越城岭岩体被中泥盆统覆盖(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。在20世纪80年代, 广西壮族自治区地质矿产局(1985)和湖南省地质矿产局(1988)分别在越城岭岩基广西部分和湖南部分获得 409 Ma和411 Ma的单颗粒锆石U-Pb数据, 进一步证实其形成时代为加里东期。同时获得的还有西部苗儿山岩基的锆石U-Pb年龄, 其分布范围为368～418 Ma。随着工作的逐步开展, 地质同行们开始从该岩基中解体出其他旋回的花岗质岩石。如湖南省地质矿产局418地质队(1992)在越城岭北部进行1∶5万新宁县幅和大庙口幅区调时, 从岩基中识别出印支期侵入体, 其形成年龄范围为193～233 Ma, 说明越城岭岩基是一个多旋回的复式岩体。受当时测试样本和测试方法的限制, 越城岭岩基内加里东期成岩作用时空范围一直未被明确限定。

图7　越城岭加里东期花岗岩样品εHf(t)和tHf2DM直方图Fig.7 Histograms of εHf(t) and Hf modal ages of zircons from the Caledonian granitic rocks of the Yuechengling batholith

区内钨锡成矿作用的存在(伍静等, 2012; 杨振, 2012; 程顺波等, 2013a), 使得越城岭复式岩基的成岩期次研究变得非常必要, 而成熟的实验测试技术方法为上述研究提供了良好条件。近几年来岩基南部和中部陆续见有一些高精度定年数据的发表(赵葵东等, 2006; 杨振, 2012; Chu et al., 2012; Zhao et al., 2013)。最近, 中国地质大学地调院在岩基中部–中北部1∶5万资源、龙水和窑市幅区调中也做了大量的LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年工作, 获得加里东期岩体的形成时间范围为 418～436 Ma(未发表数据)。本文也利用LA-ICP-MS锆石U-Pb法对越城岭中北部–中南部的 5个花岗岩样品进行了测年工作,获得423～438 Ma的成岩年龄。从岩基的成岩年龄分布来看(图 1b), 加里东期花岗岩遍布越城岭岩基中北部到南部边缘的广大区域内, 是岩基的主体, 形成时限为418～438 Ma。它明显分为两个阶段, 第Ⅰ阶段花岗岩主要分布在岩基东南部(图 1b), 形成时间为435～438 Ma, 岩性有(粗)中粒二长花岗岩、(中)细粒二长花岗岩和少量花岗闪长岩; 第Ⅱ阶段花岗岩分布在岩基中部和西南部, 形成时间为418～429 Ma,岩性以(中)细粒二长花岗岩为主。岩基北部湖南部分年龄数据匮乏, 但现有资料表明印支期花岗岩(Ⅲ)占主导地位(湖南省地质矿产局, 1988; 中国地质大学地调院未发表数据)。加里东期花岗岩在该地区也有出露, 只是规模不详。

表4　越城岭岩体加里东期花岗岩样品锆石Hf同位素分析结果表Table 4 MC-ICP-MS Hf isotopic compositions of zircons from the Caledonian granitic rocks of the Yuechengling batholith

6.2岩石成因

南岭加里东期花岗岩一般被划入S型花岗岩(南京大学地质学系, 1981)。但是大调查以来的一些研究工作证实, 很多加里东期花岗岩中都不同程度存在壳幔相互作用(楼法生等, 2002; 许德如等, 2006;程顺波等, 2009b)。鉴于此, 程顺波等(2013b)将南岭加里东期花岗岩重新分为HSS型、HS型以及S型三类, 分别对应于石英(或英云)闪长岩–花岗闪长岩组合、花岗闪长岩–二长花岗岩组合和二长花岗岩–二云母花岗岩组合。在这个分类中, 作者将越城岭和苗儿山岩体归入 S型花岗岩, 主要依据有: (1)花岗岩岩性以二长花岗岩为主, 部分岩石中含有过铝质矿物白云母和电气石, 标准矿物计算时出现刚玉分子, 副矿物以锆石、磷灰石、钛铁矿、独居石为特征(李福顺和周厚祥, 2002); (2)花岗岩样品 K2O/ Na2O值多≥1.5, A/CNK值多>1.1, P2O5含量不随SiO2升高而降低; (3)花岗岩样品 ISr值明显大于0.710。在本批次样品中, 所有加里东期第Ⅱ阶段样品(10D33、11D67、11D68、11D69)都具有上述特征(Sr同位素没有列出), 无疑属于 S型花岗岩。此外,这些样品还具有富 SiO2(71.37%～74.73%)、富碱(7.34%～8.35%)、贫 CaO(0.766%～1.96%)、低 FeO+ MgO值(2.66%～3.99%), 富集大离子亲石元素 Rb、Th、U和亏损Ba、Sr、P、Ti、Eu等地球化学特征。

通过岩石学、矿物学和地球化学工作, 本文发现越城岭岩基并不是单一的S型花岗岩。在本批样品中, 第 I阶段的花岗岩, 包括细粒花岗闪长岩(11D72)和(粗)中粒斑状二长花岗岩(10D32、11D63),就显示出一些I型花岗岩(Chappell and White, 2001)特征, 如他们的副矿物组合为榍石、锆石、磷灰石和磁铁矿, 地球化学上具有相对较低的 SiO2(66.31%～ 68.94%)、较高的 CaO(2.46%～3.14%)和 FeO+MgO (4.58%～6.23%)、高 TiO2(0.45%～0.56%), 以及低A/CNK(0.99～1.05)等。虽然在样品 11D62、11D63采集区域还见有较多的具塑形流动构造的暗色包体(图 2a), 但是 Nd-Hf同位素证据不支持花岗岩内存在明显的壳幔相互作用, 在此暂将这三个样品定义为 I型花岗岩较为合适。岩基东南角的花岗岩(YCL-14)(Zhao et al., 2013)也具有类似的副矿物和地球化学特征, 可以想象 I型花岗岩的出露面积还是可观的(图1b中加里东期第I阶段)。

众所周知, 花岗岩中 Rb-Sr元素对的主要载体为长石, 产生的放射成因Sr容易受到后期地质事件影响而丢失, 因此用高 Rb/Sr比值校正后计算出来的ISr不能讨论其源区(Wu et al., 2000; Jahn et al., 2001; Yu et al., 2007)。Sm-Nd、Lu-Hf元素对的主要载体是各类副矿物, 而后者又常常被各种造岩矿物所包裹(Clemens, 2003), 因此Nd、Hf同位素具有很强的抗干扰能力, 是十分理想的地球化学示踪剂。在本批加里东期样品中, I型花岗岩样品具有负且稳定的εNd(t)值(–7.1～ –7.9)和εHf(t)值(–6.4～ –7.8), tNd2DM值和tHf2DM值分别集中在1.75～1.82 Ga之间和1.82～ 1.91 Ga之间, 说明其源区是平均地壳存留年龄为～1.8 Ga的变质火成岩。在C/MF-A/MF图解(图8a)中, 样品点落入变质玄武岩、英云闪长岩区域, 进一步反映源区岩石为古老中基性变质岩(Altherr et al., 2000)。根据Patino Douce and Beard (1995)的实验结果, (10～15)×102MPa压力下斜长角闪岩部分熔融时,反映残留矿物为单斜辉石、斜方辉石和少量石榴子石, 生成的熔体具有较低到中等的Yb、Y含量、中等(La/Yb)N值以及负Eu异常, 这与本批I型花岗岩的地球化学特征比较符合。据此反推, 本区I型花岗岩的源区残留岩石可能为二辉麻粒岩。样品中较强的 Sr、Ba亏损还反映出源区有较多斜长石残留(谢才富等, 2006)。与低钾I型花岗岩不同的是, 本批I型花岗岩样品还具有明显的富钾印记(表2), 对此可能的解释有两种: 一是源区岩石具有富钾地球化学属性(Xiao and Clemens, 2007; Xiong et al., 2011), 二是花岗岩熔体经历了同化混染和结晶分异过程(Xiao and Clemens, 2007)。

与I型花岗岩类似, 本批S型花岗岩样品也具有低、负的 εNd(t)值(–7.9～ –8.8)。其 1.81～1.88 Ga的tNd2DM值反映源区平均地壳存留年龄也为 1.8 Ga左右, 但相比前者略老。对于 S型花岗岩, CaO/Na2O比值是判别源区成分的重要指标, 泥质岩源区生成的花岗岩CaO/Na2O<0.3, 而杂砂岩源区生成的花岗岩CaO/Na2O>0.3(Sylvester, 1998)。10D33、11D67、11D68、11D69四个样品CaO/Na2O值变化于0.28～ 0.64, 在CaO/Na2O-Al2O3/TiO2判别图解(图8b)中均落在澳大利亚 Lachlan造山带和喜马拉雅造山带强过铝花岗岩的过渡区域, 表明越城岭 S型花岗岩的源区为不同比例变质泥岩和变质杂砂岩混合形成的。在C/MF-A/MF图解(图8a)中, 它们也落入变质泥岩和变质杂砂岩的过渡区域, 与图8b得出的结论相似。值得注意的是, 相比全岩的 εNd(t)值和 tNd2DM值, 11D67样品锆石的εHf(t)值(–2.6～ –7.9)和tHf2DM值(1.57～1.90 Ga)显得更加分散, 用“锆石效应”(Patchett et al., 1984)并不能圆满解释样品中Nd-Hf同位素不一致现象, 因为样品中部分锆石的高 εHf(t)值(如–2.6～ –4.6)与全岩εNd(t)值不符合Vervoort et al. (1999)提出的Nd-Hf同位素线性关系。Nd同位素测试对象为全岩, 而Hf同位素测试对象为锆石, 加上锆石的封闭温度高, 所以通过锆石Hf同位素可以察觉出岩石中更细微的同位素变化情况。从这个角度讲, 样品锆石中εHf(t)值的分散现象很可能是由源区混合造成的。占大多数的低负εHf(t)值, 与εNd(t)值类似, 反映 S型花岗岩源区岩石以变质沉积岩为主, 少数高εHf(t)值则直观显示出源区卷入了少量年轻地壳组分,样品的tHf2DM值平均值(1.81 Ga)与全岩tHf2DM值平均值(1.84 Ga)相差不大也能从侧面提供支持。根据前人的杂砂岩(或黑云片麻岩)实验结果(Vielzeuf and Montel, 1994; Patino and Beard, 1995), 样品中较低的 Al2O3(12.67%～13.83%)、CaO(0.77%～1.96%)、Sr(32.3～78.8 μg/g)含量和(La/Yb)N值应反映源区残留矿物以斜长石和斜方辉石为主, 形成压力在10×102MPa以下。

图8　越城岭花岗岩样品C/MF-A/MF(a, 据Altherr et al., 2000)和Al2O3/TiO2-CaO/Na2O(b, 据Sylvester, 1998)图解Fig.8 Diagrams of C/MF vs. A/MF (a), and Al2O3/TiO2vs. CaO/Na2O (b) of granitic rocks from the Yuechengling batholith

6.3成岩构造环境

华南大地构造演化历史表明, 本地区经历新元古代造山运动后, 随之转入陆内裂谷阶段(李献华等, 2008)。至早古生代晚期, 华南各块体是处于板块碰撞阶段, 还是经历陆内造山过程, 是许多学者研究的重点问题(舒良树等, 2008, Wang et al., 2010)。问题的关键在于是否存在早古生代的洋壳或蛇绿岩套。研究表明沿政和–大埔断裂带、江绍断裂带、皖南–赣东北断裂带分布的、原认为是早古生代蛇绿岩的基性–超基性岩石, 其实形成于新元古代(Li et al., 2005; Shu et al., 2006; 舒良树等, 2008), 而且早古生代扬子和华夏之间连续碎屑供给(Wang et al., 2010), 都说明华南各块体在早古生代仍处于陆内演化阶段。在此基础上, Li et al.(2010)将华南加里东期造山带归入板内造山带, 并指出其P-T-t轨迹具有顺时针演化等特征。而来自地层不整合的证据(袁正新等, 1997; 杜远生和徐亚军, 2012; Chen et al., 2014)显示, 造山带的构造驱动力可能来自东南方向。

已有的资料表明, 460～440 Ma, 华南加里东期造山带地壳发生快速褶皱缩短(舒良树等, 2008)和逆冲加厚(李继亮等, 1993), 中地壳(即陈蔡群所在位置)进入变质峰期达到石榴子石角闪岩相(Li et al., 2010), 下地壳层次也达到了高压麻粒岩相(于津海等, 2005)。440 Ma左右, 造山带逐渐转入伸展垮塌阶段, 下、中地壳近等温降压发生部分熔融形成大面积的中酸性岩浆侵入活动(440～420 Ma)(年龄数据来自Wang et al., 2007, 2011; Wan et al., 2010; Li et al., 2010; 徐先兵等, 2009; 张菲菲等, 2010; 程顺波等, 2013b及本文), 之后造山带逐渐调整到正常地壳厚度, 伴随近等压降温退变质作用(Li et al., 2010)。从上可知, 造山带从褶皱缩短、逆冲加厚阶段向伸展垮塌阶段转化而形成的快速等温降压过程是诱发华南加里东期大面积中酸性侵入活动的直接因素。那么在华南加里东造山带, 有限时间内中下地壳的快速等温降压过程是通过何种途径实现的？表面上看, 华南约 2万余平方公里的加里东期花岗岩, 呈面状分布于武夷–云开、湘赣边界及湘桂边界地区(周新民, 2003)。实际上, 在大型花岗岩体分布区或其附近总能找到同时期的(深)大断裂(带), 如云开地区花岗岩都被局限于吴川–四会断裂带和博白–岑溪断裂带之间, 彭公庙、诸广山–万洋山岩基群被挟持在郴州–茶陵、桂东–汝城和万安–遂川三条断裂之间, 苗儿山–越城岭岩基的中部也正好被新宁–资源断裂穿过。从这个角度讲, 中下地壳的快速等温降压过程可能是通过(深)大断裂(带)的伸展松弛来实现。

7　结 论

加里东期成岩作用是越城岭复式岩基的主成岩期, 该时期花岗岩分布在岩基中北部到南部边缘的广大区域内, 岩性包含细粒花岗闪长岩、(粗)中粒斑状二长花岗岩和(中)细粒(斑状–含斑)二长花岗岩。在岩基北部湖南省部分, 印支期可能是花岗岩的主成岩期。在本批次加里东期花岗岩样品中, 花岗闪长岩和(粗)中粒二长花岗岩属于 I型花岗岩, (中)细粒二长花岗岩属于S型花岗岩。前者形成于435～438 Ma, 副矿物以丰富榍石加少量磁铁矿为特征; 后者形成于423～429 Ma, 常含电气石, 副矿物含量较低,以钛铁矿、独居石为特征。区内加里东期钨矿(化)与后者关系较为密切。

相对而言, I型花岗岩具有较低SiO2、较高CaO和 TiO2含量, 低 FeO+MgO值和 A/CNK值(0.99～ 1.05), 中等(La/Yb)N值以及中度亏损Ba、Sr、Eu元素等特征; S型花岗岩具有富硅、富碱、贫CaO, 低FeO+MgO值和(La/Yb)N值, 高A/CNK值(1.04～1.14),中到重度亏损Ba、Sr、Eu元素等特征。I型花岗岩由变质中基性火成岩部分熔融形成, 源区具有负且稳定的 εNd(t)值和 εHf(t)值, 平均地壳存留年龄为 1.8 Ga左右。S型花岗岩的源区略为复杂一些, 可能存在变杂砂岩、变泥质岩和年轻地壳组分的三元混合, 以前两者为主。

对于华南加里东期花岗岩的成岩构造背景, 要谨慎考虑使用主碰撞–碰撞后伸展模式来解释, 因为原认为属于早古生代蛇绿岩的基性–超基性岩石多被重新划入新元古代。实际上, 该区加里东期大面积中酸性侵入活动发生在造山带从褶皱缩短、逆冲加厚阶段向伸展垮塌阶段快速转化时期。诱发大面积中酸性侵入活动的中(下)地壳快速等温降压条件, 可能是通过(深)大断裂(带)的伸展松弛来实现。

致谢： 南京大学于津海教授给本文提出许多宝贵修改意见, 在此表示诚挚感谢！

柏道远, 黄建中, 马铁球, 王先辉. 2006. 湘东南志留纪彭公庙花岗岩体的地质地球化学特征及其构造环境.现代地质, 20(1): 130–140.

柏道远, 贾宝华, 刘伟, 陈必河, 刘耀荣, 张晓阳. 2010.湖南城步火成岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其对江南造山带心愿度构造演化的制约. 地质学报, 84(12): 1715–1726.

陈斌, 黄福生. 1994. 粤西云炉地区混合岩的成因研究.地质学报, 68(3): 231–241.

程顺波, 付建明, 徐德明, 陈希清, 马丽艳, 王晓地, 庞迎春. 2009a. 桂东北大宁岩体锆石SHRIMP年代学和地球化学研究. 中国地质, 36(6): 1280–1288.

程顺波, 付建明, 徐德明, 马丽艳, 庞迎春, 曹亮. 2009b.湖南雪花顶花岗岩及其包体的地质地球化学特征和成因分析. 大地构造与成矿学, 33(4): 588–597.

程顺波, 付建明, 陈希清, 马丽艳, 卢友月. 2012. 桂东北海洋山岩体锆石SHRIMP U-Pb定年和地球化学研究.华南地质与矿产, 28(2): 132–140.

程顺波, 付建明, 马丽艳, 蒋桂新, 陈希清, 卢友月, 童喜润. 2013a. 桂东北越城岭–苗儿山地区印支期成矿作用: 油麻岭和界牌矿区成矿花岗岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素制约. 中国地质, 40(4): 1189–1201.

程顺波, 付建明, 马丽艳, 陈希清, 张利国, 卢友月. 2013b. 南岭地区加里东期花岗岩地球化学特征、岩石成因和含矿性评价. 华南地质与矿产, 29(1): 1–11.

杜远生, 徐亚军. 2012. 华南加里东运动初探. 地质科技情报, 31(5): 43–49.

冯国玉, 黄杰, 何方. 2009. 越城岭–苗儿山地区花岗岩特征及成矿. 矿产与地质, 23(5): 412–417.

广西壮族自治区地质矿产局. 1985. 广西壮族自治区区域地质志．北京: 地质出版社: 409．

湖南省地质矿产局. 1988. 湖南省区域地质志. 北京: 地质出版社: 385．

湖南省地质矿产局418地质队. 1992. 1∶5万白沙、新宁县、大庙口幅区域地质调查报告: 72–108.

黄标, 孙明志, 武少兴, 刘刚. 1994. 武夷山中段加里东期混合岩的特征及成因讨论. 岩石学报, 10(4): 427–439.

李福顺, 周厚祥. 2002. 苗儿山花岗岩体单元–超单元特征及其定位机制. 湖南地质, 21(1): 20–25.

李继亮, 郝杰, 柴育成, 杨美芳, 何海清. 1993. 赣南混杂带与增生弧联合体: 图尔基型碰撞造山带的缝合带//李继亮. 东南大陆岩石圈结构与地质演化. 北京: 地质出版社: 1–17.

李献华, 王选策, 李武显, 李正祥. 2008. 华南新元古代玄武质岩石成因与构造意义: 从造山运动到陆内裂谷. 地球化学, 37(4): 382–398.

刘锐. 2009. 华夏地块前海西期地壳深熔作用. 武汉: 中国地质大学博士学位论文: 1–97.

刘伟, 刘耀荣, 张晓阳, 陈必河, 倪艳军, 钟响, 贺春平. 2011. 湖南城步地区1∶5万区调主要成果和进展. 华南地质与矿产, 27(4): 307–313.

楼法生, 舒良树, 于津海, 王德滋. 2002. 江西武功山穹隆花岗岩岩石地球化学特征与成因. 地质论评, 48(1): 80–88.

路远发. 2004. GeoKit: 一个用VBA构建的地球化学工具软件包. 地球化学, 33(5): 459–464.

莫柱孙, 叶伯丹, 潘维祖. 1980. 南岭花岗岩地质学. 北京: 地质出版社: 44–82.

南京大学地质学系. 1981. 华南不同时代花岗岩类及其与成矿关系. 北京: 科学出版社: 1–230.

沈渭洲, 徐士进, 王银喜, 杨杰东. 1994. 西华山花岗岩的Nd-Sr同位素研究. 岩石学报, 39(2): 154–156.

沈渭州, 张芳荣, 舒良树, 王丽娟, 向磊. 2008. 江西宁冈岩体的形成时代、地球化学特征及其构造意义. 岩石学报, 24(10): 2244–2254.

石少华, 胡瑞忠, 温汉捷, 孙如良, 王加昇, 陈恒. 2010.桂北沙子江铀矿床成矿年代学研究: 沥青铀矿U-Pb同位素年龄及其地质意义. 地质学报, 84(8): 1175–1182.

舒良树, 于津海, 贾东, 王博, 沈渭洲, 张岳桥. 2008. 华南东段早古生代造山带研究. 地质通报, 27(10): 1581–1593.

王德滋, 林承毅, 周新民. 1978. 江西慈竹英云闪长岩体及其周围区域变质岩石的成因. 南京大学学报, (1): 81–99.

王彦斌, 王登红, 韩娟, 陈郑辉, 王清利. 2010. 湖南益将稀土-钪矿的石英闪长岩锆石U-Pb定年和Hf同位素特征: 湘南加里东期岩浆活动的年代学证据. 中国地质, 37(4): 1062–1070.

吴福元, 李献华, 郑永飞, 高山. 2007. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用. 岩石学报, 23(2): 185–220.

吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学和微量元素地球化学. 科学通报, 49(16): 1589–1604.

伍静, 梁华英, 黄文婷, 王春龙, 孙卫东, 孙亚莉, 李晶,莫济海, 王秀璋. 2012. 桂东北苗儿山–越城岭西部岩体和矿床同位素年龄及华南印支期成矿分析. 科学通报, 57(13): 1126–1136.

肖庆辉, 邓晋福, 马大铨, 洪大卫, 莫宣学, 卢欣祥, 李志昌, 汪雄武, 马昌前, 吴福元, 罗照华, 王涛．2002.花岗岩研究思维与方法．北京: 地质出版社: 79．

谢才富, 朱金初, 丁式江, 张业明, 陈沐龙, 付杨荣, 付太安, 李志宏. 2006. 海南尖峰岭花岗岩体的形成时代、成因及其与抱伦金矿的关系. 岩石学报, 22(10): 2493–2508.

谢晓华, 陈卫锋, 赵葵东, 孙涛, 陈培荣, 蒋少涌, 朱康任, 李妩巍. 2008. 桂东北豆乍山花岗岩年代学与地球化学特征. 岩石学报, 24(6): 1302–1312.

徐先兵, 张岳桥, 舒良树, 贾东, 王瑞瑞, 徐怀智. 2009.闽西南玮埔岩体和赣南菖蒲混合岩锆石LA-ICPMS U-Pb年代学: 对武夷山加里东运动时代的制约. 地质论评, 55(2): 277–285.

徐伟昌, 张运洪. 1994. 苗儿山岗岩复式岩基年代学研究的进展及时代划分方案. 岩石学报, 10(3): 330–337.

许德如, 陈广浩, 夏 斌, 李鹏春, 贺转利. 2006. 湘东地区板杉铺加里东期埃达克质花岗闪长岩的成因及地质意义. 高校地质学报, 12(4): 507–521.

杨振. 2012. 桂北苗儿山–越城岭地区前燕山期岩浆活动及其成矿作用的研究. 南京: 南京大学硕士学位论文: 1–54.

于津海, 周新民, Reily Y S O, 赵蕾, Griffin W L, 王汝成. 2005. 南岭东段基底麻粒岩相变质岩的形成时代和原岩性质. 科学通报, 50(16): 1758–1767.

袁正新, 钟国芳, 谢宕豹, 余纪能. 1997. 华南地区加里东期造山运动时空分布的新认识. 华南地质与矿产, 13(4): 19–25.

张菲菲, 王岳军, 范蔚茗, 张爱梅, 张玉芝. 2010. 湘东–赣西地区早古生代晚期花岗岩的LA-ICPMS锆石U-Pb定年研究. 地球化学, 39(5): 414–426.

张桂林, 梁金城, 冯作海, 黄志强. 2002. 越城岭花岗岩体西侧滑脱型韧性剪切带的发现及其形成的构造体制. 大地构造与成矿学, 26(2): 131–137.

张文兰, 王汝成, 雷泽恒, 华仁民, 朱金初, 陆建军, 谢磊, 车旭东, 章荣清, 姚远, 陈骏. 2011. 湖南彭公庙加里东期含白钨矿细晶岩脉的发现. 科学通报, 28 (4) : 1448–1454．

赵葵东, 蒋少涌, 孙涛, 王志成．2006．南岭西段印支期花岗岩Hf-Nd同位素解耦现象及岩石成因意义 // 全国岩石学与地球动力学会议论文集. 南京: 南京大学出版社: 435.

周新民. 2003. 对华南花岗岩研究的若干思考. 高校地质学报, 9(4): 556–565.

周新民, 陈培荣, 徐夕生, 刘昌实, 沈渭州, 舒良树, 汪相, 于津海, 邱检生, 朱金初, 华仁民, 孙涛. 2007.南岭地区晚中生代花岗岩成因与岩石圈动力学演化.北京: 科学出版社: 199–658.

Altherr R, Holl A, Hegner E, Langer C and Kreuzer H．2000．High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50: 51–73．

Blichert-Toft J, Chauvel C and Albarede F. 1997. Saperation of Hf and Lu for high-precision isotope analysis of rock samples by magmatic sector—multiple collector ICP-MS. Contributions to Mineralogy and Petrology, 127: 248–260.

Chappell B W and WhiteA J R. 2001. Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, 48: 489–499.

Chen J F and Jahn B M. 1998. Crustal evolution of southeastern China: Nd and Sr isotopic evidence. Tectonophysics, 284: 101–133.

Chen X, FAN J X, Chen Q, Tang L and Hou X D. 2014. Toward a stepwise Kwangsian Orogeny. Science China (Series D), 57(3): 379–387.

Chu Y, Lin W, Faure M, Wang Q C and Ji W B. 2012. Phanerozoic tectonothermal events of the Xuefengshan Belt, central South China: Implications from U-Pb age and Lu-Hf determinations of granites. Lithos, 150: 243–255.

Clemens J D. 2003. S-type granitic magmas—petrogenetic issues, models and evidence. Earth Science Review, 61: 1–18.

Corfu F, Hanchar J M, Hoskin Paul W O and Kinny P. 2003. Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 469–500.

Dostal J and Chatterjee A K. 2000. Contrasting behaviour of Nb/Ta and Zr/Hf ratios in a peraluminous granitic pluton (NovaScotia, Canada). Chemical Geology, 163: 207–218.

Green T H. 1995. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology, 120(3–4): 347–359.

Hu Z C, Liu Y S, Gao S, Liu W G, Zhang W, Tong X R, Lin L, Zong K Q, Li M, Chen H H, Zhou L and Yang L. 2012. Improved in situ Hf isotope ratio analysis of zircon using newly designed X skimmer cone and jet sample cone in combination with the addition of nitrogen by laser ablation multiple collector ICP-MS. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 27: 1391–1399.

Jahn B M and Condie K C. 1995. Evolution of the Kaapvaal Craton as viewed from geochemical and Sm-Nd isotopic analyses of intracratonic pelites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59: 2239–2258.

Jahn B M, Wu F Y, Capdevila, R, Martineau F, Zhao Z H and Wang Y X. 2001. High evolved juvenile granites with tetrad REE patterns: The Woduhe and Baerzhe granites from the Great Xing’an Mountain in NE China. Lithos, 59: 171–198.

Kinny P D and Maas R. 2003. Lu-Hf and Sm-Nd isotope systems in zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 327–341.

Kober B. 1987. Single-zircon evaporation combined with Pb emitter bedding for207Pb/206Pb-age investigations using thermal ion mass spectrometry, and implications to zirconology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 96(1): 63–71.

Krogh T E. 1982. Improved adduracy of U-Pb zircon ages by the creation of more concordant systems using an air abrasion technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46(4): 637–649.

Li W X, Li X H and Li Z X. 2005. Neoproterozoic bimodal magmatism in the Cathaysia block of South China and its tectonic significance. Precambrian Research, 136(1): 51–66.

Li Z X, Li X H, Wartho J, Clark A, Li W X, Zhang C L and Bao C M. 2010. Magmatic and metamorphic events during the early Paleozoic Wuyi-Yunkai orogeny, southeastern South China: New age constraints and pressure-temperature conditions. GSA Bulletin, 122(5–6): 772–793.

Linnen R L and Keppler H. 2002. Melt composition control of Zr/Hf fractionation in magmatic processes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66(18): 3293–3301.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G and Chen H H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology,257(1–2): 34–43.

Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q and Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons of mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51: 537–571.

Ludwig K R. 2003. ISOPLOT 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, California, Berkeley: 39.

Patiño Douce A E and Beard J S. 1995. Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. Journal of Petrology, 36: 707–738.

Patchett P J, White W M, Feldmann H, Kielinczuk S and Hofmann A W. 1984. Hafnium/rare earth element fractionation in the sedimentary system and crustal recycling into the Earth’s mantle. Earth and Planetary Science Letters, 69: 365–378.

Rudnick R L and Gao S. 2003. Composition of the Continental Crust // Treatise on Geochemistry. Vol. 1: Meteorites, Comets, and Planets. Elsevier Pergamon: 1–56.

Segal I, Halicz L and Platzner I T. 2003. Accurate isotope ratio measurements of ytterbium by multiple collection inductively coupled plasma mass spectrometry applying erbium and hafnium in an improved double external normalization procedure. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 18: 1217–1223.

Shu L S, Faure M, Jiang S Y, Yang Q and Wang Y J. 2006. SHRIMP zircon U-Pb age, litho- and biostratigraphic analyses of the Huaiyu domain in south China: Evidence for a Neoproterozoic orogen, not late Paleozoic-early Mesozoic collision. Episodes, 29(4): 244–252.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemicla and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42: 313–345.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45: 29–44.

Vielzeuf D and Montel J M. 1994. Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationships. Contributions to Mineralogy and Petrology, 117: 375–393.

Vervoort J D, Patchett P J, Blichert-Toft J and Albarede F. 1999. Relationships between Lu-Hf and Sm-Nd isotopic systems in the global sedimentary system. Earth and Planetary Science Letters, 168: 79–99.

Wan Y S, Liu D Y, Wilde S A, Cao J L, Chen B, Dong C Y, Song B and Du L L. 2010. Evolution of the Yunkai Terrane, south China: Evidence from SHRIMP zircon U-Pb dating, geochemistry and Nd isotope. Journal of Asian Earth Sciences, 37(2): 140–153.

Wang Y J, Fan W M, Zhao G C, Ji S Y and Peng T P. 2007. Zircon U/Pb geochronology of gneissic rocks in the Yunkai Massif and its implications on the Caledonian event in the South China Block. Gondwana Research, 12(4): 404–416.

Wang Y J, Zhang F F, Fan W M, Zhang G W, Chen S Y, Cawood P A and Zhang A M. 2010. Tectonic setting of the South China Block in the early Paleozoic: Resolving intracontinental and ocean closure models from detrital zircon U-Pb geochronology. Tectonics, 29. doi: 10.1029/ 2010TC002750.

Wang Y J, Zhang A M, Fan W M, Zhao G C, Zhang G W, Zhang Y Z, Zhang F F and Li S Z. 2011. Kwangsian crustal anatexis within the eastern South China Block: Geochemical, zircon U-Pb geochronological and Hf isotopic fingerprints from the gneissoid granites of Wugong and Wuyi-Yunkai Domains. Lithos, 127: 239–260.

Wu F Y, Jahn B M, Wilde S and Sun D Y. 2000. Phanerozoic crustal growth: U-Pb and Sr-Nd isotopic evidence from the granites in northeastern China. Tectonophysics, 328: 89–113.

Xia Y, Xu X S, Zhou H B and Liu L. 2014. Early Paleozoic crust-mantle interaction and lithosphere delamination in South China Block: Evidence from geochronology, geochemistry, and Sr-Nd-Hf isotopes of granites. Lithos, 184–187: 416–435.

Xiao L and Clemens J D. 2007. Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints. Lithos, 95: 399–414.

Xiong X L, Liu X C, Zhu Z M, Li Y, Xiao W S, Song M S, Zhang S and Wu J H. 2011. Adakitic rocks and destruction of the North China Craton: Evidence from experimental petrology and geochemistry. Science China (Series D), 54(6): 858–870.

Yu J H, O’Reilly Y S, Wang L Y, Griffin W L, Jiang S Y, Wang R C and Xu X S. 2007. Fingding of ancient materials in Cathaysia and implication for the formation of Precambrian crust. Chinese ScienceBulletin, 52(1): 13–22.

Zhao K D, Jiang S Y, Sun T, Chen W F, Ling H F and Chen P R. 2013. Zircon U-Pb dating, trace element and Sr-Nd-Hf isotope geochemistry of Paleozoic granites in the Miao’ershan-Yuechengling batholith, South China: Implication for petrogenesis and tectonic- magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 74: 244–264.

Origin of the Yuechengling Caledonian Granitic Batholith, Northeastern Guangxi: Constraint from Zircon U-Pb Geochronology, Geochemistry and Nd-Hf Isotopes

CHENG Shunbo1,2, FU Jianming1,2, MA Liyan1,2, LU Youyue1,2, KOU Xiaohu3, ZHANG Liguo1and HUANG Huilan1
(1. Wuhan Center of Chinese Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 2. Research Center of Granitic Diagenesis and Mineralization, Chinese Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 3. Institute of Geological Survey, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China)

The Yuechengling granitic batholith in the junction of Guangxi and Guangdong provinces contains Caledonian to Indonesian granitoids, and recently becomes a new target of geological survey and exploration for W-Sn mineralization in the Nanling Range. In this batholith, Caledonian granitoid mainly consists of (coarse to) medium grained and medium to fine grained monzogranite, with minor fine grained granodiorite. LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb chronology, mineralogy, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Caledonian granitoids were carried out to constraint their temporal and spatial distribution, petrogenesis and tectonic setting. The results showed that the (coarse to) medium grained monzogranite and granodiorite are of I-type emplaced at 435～438 Ma, while the medium to fine grained monzogranite is S-type in origin emplace at 423～429 Ma, which is a little later than the former. I-type granitoid has abundant titanite and some magnetite as their typical accessory mineral, and has relatively low SiO2(<70%), moderate to high CaO, FeO+MgO, and high TiO2contents with low A/CNK (0.99～1.05), moderate (La/Yb)Nratios and moderate depletion of Ba, Sr, and Eu. By contrast, the S-type granite has low abundance of ilmenite and monazite and are characterized by high SiO2(>70%) and alkaline, low CaO and FeO+MgO with high A/CNK(1.04～1.14), (La/Yb)Nratios and moderate to highly depleted Ba, Sr, and Eu. C/MF-A/MF diagram indicate that I-type granitoid derived from the metamorphic basic to intermediate igneous rocks. Those of the S-type granitoid has similar εNd(t) (¯7.9～ ¯8.8) and tNd2DM(1.81～1.88 Ga) ratios as I type, but CaO/Na2O (0.28～0.64) and dispersed εHf(t) (¯2.6～ ¯7.9) ratios suggest a source dominated of metagreywacks and metapelites with minor younger crust component. Intergrated with tectonic involvement of the Wuyi-Yunkai Orogen of South China, isothermal decompression of the middle to lower crust during stress transformation process of this orogen may be the key factor controlling the granitic intrusions of the the Yuechengling region. The decompression process perhaps was accomplished through relaxation of the deep fault nearby. Keywords: zircon U-Pb geochronology; geochemistry; Nd-Hf isotopes; Caledonian; Yuechengling; northeastern Guangxi

P597; P595

A

1001-1552(2016)04-0853-020

2014-01-08; 改回日期: 2014-09-02

项目资助: 中国地质调查局地质大调查项目(1212011120804、1212011120798、12120114020701)和右江成矿区桂西地区地质矿产调查二级项目(DD2016034)联合资助。

程顺波(1983–), 男, 助理研究员, 从事矿床学和地球化学研究。Email: chsb2007@qq.com