粤北诸广山南部水源岩体形成时代及成因机制

2023-01-06张俊涛谢小占姚东红曾宏伟张跃跃

华南地质 2022年4期

张俊涛,谢小占,姚东红,曾宏伟,张跃跃

1.中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，湖北武汉 430205；2.广东省核工业地质局二九一大队，广东广州 510800；3.核工业二九〇研究所，广东韶关 512029

南岭地区中部的诸广-贵东地区是我国花岗岩型铀矿最为重要的大型矿集区（邓平等，2003）。诸广山岩体位于粤、湘、赣三省交界区域，为多期多阶段形成的巨型复式花岗岩体，以万安断裂为界，分为南体和北体，南体呈近东西向展布，北体呈北北东-北东向展布（夏金龙等，2021）。诸广山南体与湖南骑田岭、香花岭、千里山岩体及广东九峰岩体和江西大余、西华山等岩体组成南岭地区三条独具特色的花岗岩带北段，呈串珠状沿东西方向展布，长约300 km，该岩带深部受东西向的茶陵-广昌隐伏断裂和九峰山断裂控制（舒良树等，2006）。

尽管诸多学者对南岭地区诸广山南部岩体成因及其成矿作用进行了较详细的研究（莫柱荪，1980；杜乐天，1982；金景福和胡瑞忠，1985；邓访陵，1987；王联魁和刘铁庚，1987；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989；章邦桐，1990；李献华，1990；袁忠信和张宗清，1992；胡瑞忠，1994；Carter et al.，2001；张彦春，2002；李子颖，2006；张敏，2006；Zhou X M et al.，2006；商朋强等，2007；邵飞，2007；张国全等，2007；朱捌等，2009；朱捌，2010；邓平等，2011，2012；凌洪飞，2011；于玉帅等，2017；孙立强，2018；庞雅庆等，2019；Yu Y S et al.,2022），认为其主体由地壳改造S型的燕山早期三江口、长江、赤坑、企岭、茶山、红山及九峰等岩体（174～154 Ma）和印支期白云、龙华山、江南、油洞、大窝子、乐洞及寨地等岩体（239～231 Ma）组成，以及少量加里东期同熔I型扶溪岩体（441 Ma）和海西期横岭岩体（309 Ma）。然而，诸广山南部地区出露的水源岩体、上龙岩体和澜河-富竹混合花岗岩相关报道甚少。广东省地质矿产局（1988）认为南雄-仁化地区出露的水源岩体岩性为云辉二长岩，并将其与始兴司前、和平下车圩、兴宁霞岚、龙川田心等地出露的斜辉橄榄岩、蛇纹石化橄榄辉长岩、二辉辉长岩和云辉二长岩一同划分为加里东期或海西期中基性-超基性侵入岩类。由于水源岩体规模较小，且未发现铀多金属矿床，一直未引起研究者的重视。近年来，广东核工业地质局开展的诸广矿集区铀矿资源调查评价工作发现其属于印支期酸性侵入岩，并非前人认为的海西期中性侵入岩。本文旨在报道水源岩体的岩相学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学、全岩地球化学及Sr-Nd-Hf同位素特征，并探讨其岩石成因及形成的构造背景。

1 区域地质背景

研究区地处诸广山南部，大地构造位置位于华夏地块闽粤赣加里东-海西褶皱带与湘桂粤印支褶皱带交汇部位。区域断裂构造处于NE向吴川-四会、烟筒岭-南城深断裂与NW向汕头-安仁深断裂和EW向九峰-仙游大断裂及SN向桂东-热水大断裂夹持部位。

诸广山岩体是一个发育在特提斯-古亚洲构造域变质基底之上的多期次复式岩体，具中浅层次热隆伸展构造的几何学与运动学特征，可认为是加里东晚期-印支期碰撞造山、燕山期俯冲消减以及大陆内部玄武质岩浆底侵和地壳深熔等联合作用的产物（舒良树等，2004）。该复式岩体出露总面积大于4000 km2，在粤北地区出露面积约2880 km2。其中燕山早期和印支期酸性岩浆活动最为强烈，燕山早期岩体呈近东西向展布，印支期岩体则呈近南北向分布（图1）。岩体侵入到寒武系、奥陶系和泥盆系中，与地层接触界线清楚，多呈波状弯曲或不规则状。粤北诸广山南部一带加里东期和海西期岩浆活动较弱，主要由晚古生代扶溪岩体、澜河混合花岗岩和晚古生代横岭岩体组成。此外，在诸广山南体内部，细晶岩、花岗斑岩、辉绿岩、煌斑岩等各类脉岩十分发育。诸广山南部地区发育复杂的断裂构造，其中以北东向规模最大、活动最强烈，北西向、近东西向及近南北向次之。

2 岩体地质特征

水源岩体沿韶关市仁化县黄坑镇古竹-增兴-春坑-壮公山-乌泥坑-始兴县马市镇大坑-南雄市百顺镇水源村分布，呈不规则状岩株产出，出露面积约30 km2，主要岩性为细粒含斑黑云母二长花岗岩，少数为细粒（含斑）二云母二长花岗岩。与周边印支期寨地、龙华山、大坳顶、油洞、大窝子等岩体呈近南北向展布（图1）。水源岩体与燕山期岩体侵入接触界线明显，局部见烘烤边。印支期岩体受区域构造应力影响，显示一定程度碎裂变形及片麻理化，北东向断裂切割水源岩体，断裂带两侧或夹持部位常发育明显铀矿化及围岩蚀变。

图1 诸广山南部复式岩体分布及采样位置图（A）（据邓平等，2012修改）Fig.1 Distribution map of complex massif and sample collection location in the south of Zhuguang mountain

细粒含斑黑云母二长花岗岩新鲜面呈灰白色，风化面呈黄褐色，似斑状结构，块状构造，基质为细粒花岗结构（图2a、b）。斑晶主要为钾长石，呈灰白色、浅肉红色，自形板状，具卡氏双晶，大小5 mm×10 mm～10 mm×40 mm，常含有石英、云母等矿物嵌晶；少量石英斑晶为等轴粒状，常呈熔蚀的浑圆状或港湾状，两者约占矿物总量的5%。基质主要矿物为石英（约25%）、斜长石（约30%）、钾长石（约30%）、黑云母（约6%）和白云母（约3%），副矿物以锆石、榍石、磷灰石和磁铁矿为主，含量＜1%。基质中斜长石呈半自形-自形粒状、板状，粒径大小介于1～2 mm，常见绢云母化和泥化，蚀变强烈者呈绢云母假象，局部可见聚片双晶和卡钠复合双晶（图2e）；钾长石半自形板状、粒状，以正长石为主，发育卡氏双晶，含少量条纹长石和微斜长石（可见格子双晶），大多发育高岭土化；石英，烟灰色，呈它形粒状，大小为0.5～2 mm，正低突起，常充填于长石间隙或与其混生，油脂光泽。黑云母呈鳞片状，镜下呈棕色，多色性和吸收性明显，正中突起，二级干涉色，局部绿泥石化和铁质析出，呈现蓝靛色异常干涉色，见少量星点状灰白反射色的赤铁矿雏晶沿黑云母解理分布。白云母呈片状，干涉色鲜艳，可达二级顶-三级顶，发育一组极完全解理，近平行消光，单独产出或与黑云母共生。

细粒（含斑）二云母二长花岗岩，灰白色，似斑状结构或细粒花岗结构，块状构造（图2c、d）。岩石主要由石英（25%～30%）、斜长石（30%～35%）、钾长石（30%～35%）、黑云母（约5%）和白云母（约5%）组成，含少量锆石、磷灰石等副矿物（＜1%）（图2f、g、h）。偶见板柱状钾长石斑晶，含量1%～5%。

图2 水源岩体野外露头、手标本和显微镜下典型照片Fig.2 Field outcrops photos and micrographs of granitic samples from the Shuiyuan pluton

3 样品采集及分析方法

3.1 样品采集

用于锆石U-Pb定年的三件样品SY01、SY02和SY03分别采自百顺镇水源村（N：25°5′12″，E：113°56′13″）、黄坑镇乌泥坑村(N：25°7′8″，E：113°57′33″)和春坑村路边（N：25°4′48″，E：113°58′57″）新鲜露头，岩性分别为细粒含斑黑云母二长花岗岩、细粒含斑二云母二长花岗岩和细粒二云母二长花岗岩。全岩地球化学分析样品共六件（CA01～CA06），分别采自黄坑镇古竹村至百顺镇湖地村公路两侧露头（图1A）。

3.2 分析方法

样品粉碎及锆石挑选、制靶及阴极发光显微照相在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素组成分析在武汉上谱分析科技有限公司完成。锆石U-Pb定年的仪器为Agilent 7700与相干公司193 nm准分子激光剥蚀系统（GeoLasPro），激光束斑直径为32 μm，分析方法及仪器参数见Yuan H L et al.（2004），采用Isoplot 3.0软件进行U-Pb年龄谐和图绘制和年龄计算。锆石Lu-Hf同位素原位测定的仪器为装有193 nm ArF激光器的Neptune MC-ICP-MS，其分析方法见Wu F Y et al.（2006），激光束斑直径为44 μm，剥蚀频率为10 Hz。

岩石主量元素、微量元素和稀土元素分析在湖南省核工业中心实验室完成，主量元素由熔片-X荧光光谱法测定，分析精度0.1%～1.0%；稀土元素和微量元素采用混合酸溶矿制样，由Thermo X Series 2型电感耦合等离子体质谱仪测定，分析精度1.5%。全岩Sr、Nd同位素在武汉上谱分析科技有限公司MC-ICP-MS（Neptune Plus）质谱仪上完成，适用Sr含量＞20×10-6的岩石样品，保证实际样品测试内精度（2SE）为0.01‰～0.03‰，准确度优于0.03‰；适用Nd含量＞3×10-6的岩石样品，保证实际地质样品测试内精度（2SE）为0.01‰～0.05‰，准确度优于0.05‰。

4 分析结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

样品SY01（细粒含斑黑云母二长花岗岩）、SY02（细粒含斑二云母二长花岗岩）和SY03（二云母二长花岗岩）锆石矿物的镜下鉴定和阴极发光电子CL图像显示锆石总体为半透明到透明，颜色浅棕色到无色，以浅棕色为主，形态多呈半自形-自形的短柱状，长度一般为80～230 μm，晶轴比为1∶1～1∶3；大部分锆石振荡环带较规则（图3a），反映出典型的岩浆锆石成因，也含有少量继承型锆石。

SY01、SY02、SY03样品U-Pb同位素分析结果显示（表1），锆石整体上呈现出较高的Th、U含量，Th/U比值分别为0.97～2.47、1.07～1.61和1.03～1.87，且Th/U比值区间较小，表明为岩浆锆石，其年龄数据可以代表岩体形成年龄。

表1 水源岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic results of granitic samples from the Shuiyuan pluton

测定了样品SY01中20颗锆石（18颗岩浆型锆石和2颗继承型锆石），其中继承型锆石测点的206Pb/238U年龄分别为787.5±8.6 Ma、283.9±4.3 Ma，可能反映研究区存在新元古代和晚古生代末期岩浆活动事件；18颗岩浆型锆石的206Pb/238U值均位于谐和线上或附近（图3b），206Pb/238U加权平均年龄为240.6±1.6Ma（MSWD=0.52，n=18）。测定了样品SY02中15颗岩浆型锆石，在U-Pb谐和图中测点均位于谐和线上或附近（图3c），206Pb/238U加权平均年龄为240.2±1.7Ma（MSWD=0.19，n=15）。测定了样品SY03中7颗岩浆型锆石，206Pb/238U值均位于谐和线上或附近（图3d），206Pb/238U加权平均年龄为240.0±2.9Ma（MSWD=0.07，n=7）。上述三组年龄代表了水源岩体的成岩年龄，属中三叠世。

图3 水源岩体样品中代表性锆石CL图像（a）和锆石U-Pb年龄谐和图（b，c，d）Fig.3 CL images(a)and Zircon U-Pb concordia age plots(b,c,d)of granitic samples from the Shuiyuan pluton

4.2 岩石地球化学

表2列出了水源岩体的主量、微量和稀土元素测定结果及经计算所得的有关参数。在主量元素组成上，水源岩体的SiO2含量介于68.14%～70.22%之间，Al2O3（14.96%～15.66%）和TFeO（4.63%～5.81%）含量较高，全碱含量(ALK=6.59%～7.50%)较高，K2O/Na2O＞1，介于2.38～4.15之间，TFeO+MgO=5.30%～7.04%，CaO/Na2O=0.07～0.34，其他组分MgO、MnO2、P2O5、TiO2等含量均较低。分异指数（DI）为76.80～82.80（平均79.98），指示岩浆分异结晶程度较高。里特曼指数σ=1.73～2.14，显示钙碱性岩特征，TAS图解上数据点落入花岗岩区内（图4a）。CIPW标准矿物计算结果显示刚玉(C)含量为5.97%～7.64%，铝饱和指数A/CNK=1.56～1.90（图4b），属强过铝质花岗岩，与造岩矿物出现白云母等富铝矿物相一致。SiO2与P2O5、Na2O、K2O线性关系不明显，而与MgO、TFeO、Al2O3、CaO、TiO2均呈负相关性（图5）。

图4 水源岩体TAS图解（a）和A/CNK-A/NK图解（b）Fig.4 TAS(a)and A/CNK-A/NK(b)diagrams of granitic samples from the shuiyuan pluton

图5 水源岩体Haker图解Fig.5 Haker diagram of granitic samples from the shuiyuan pluton

表2 水源岩体的主量元素和微量元素分析结果Table 2 Major element and trace element compositions of granitic samples from the Shuiyuan pluton

续表2

稀土元素组成表现为总量较高，∑REE为（294.9～415.5）×10-6，平均值为377.4×10-6；富轻稀土元素，LREE/HREE为13.4～19.9；(La/Yb)N比值为14.4～36.4，轻稀土分馏明显；(La/Sm)N和(Gd/Yb)N分别为4.48～4.72和1.88～4.75，重稀土分馏不明显。δEu值介于0.43～0.45之间，均显示中等负铕异常，可能与斜长石分离结晶或源区存在斜长石残留有关。岩石的稀土元素球粒陨石标准化配分型式均呈现“V”字右倾型，且变化规律非常相似（图6a）。

微量元素组成上，岩体富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K、Pb，而亏损Ba、Sr，贫Nb、Ta、Ti、Zr等高场强元素（图6b），其中Ba、Sr、P、Ti的亏损可能与成岩过程中斜长石、磷灰石、钛铁矿的结晶分异有关。

图6 水源岩体球粒陨石标准化稀土配分模式(a)和微量元素原始地幔标准化蜘网图(b)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element spider grams(b)of the samples from the Shuiyuan pluton

4.3 全岩Sr-Nd同位素

全岩Sr-Nd同位素分析结果及相关参数列于表3。岩石的εNd(t)值较低且变化小，为-11.3～-10.8(平均为-11.1)；(87Sr/86Sr)i值较高且变化相对明显，为0.73805～0.74290（平均为0.73913）。采用两阶段Nd模式年龄计算的TDM2为1865～2021Ma（平均为1948Ma）。

表3 水源岩体的Sr-Nd同位素组成和相关参数Table 3 Sr-Nd isotopic compositions and parameters of the Shuiyuan pluton

4.4 锆石Hf同位素

锆石Hf同位素的分析结果列于表4，每颗锆石的Hf同位素测试均在U-Pb测年分析点位置附近进行。样品SY01（15个测点）、SY02（10个测点）和SY03（5个测点）的176Lu/177Hf比值分别为0.000496～0.001064、0.000654～0.000811和0.000507～0.000742，均小于0.002，暗示锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累。细粒含斑黑云母二长花岗岩、细粒含斑二云母二长花岗岩和细粒二云母二长花岗岩的εHf(t)值分别为-12.5～-9.4、-12.5～-9.4和-11.7～-10.4。采用上地壳的值作为标准计算的两阶段模式年龄TDM2较为接近，分别为1864～2053 Ma、1864～2059 Ma和1925～2007 Ma。

表4 水源岩体花岗岩锆石Hf同位素分析结果Table 4 Zircon Hf isotopic results of granitic samples from the Shuiyuan pluton

5 讨论

5.1 成岩时代及构造意义

三叠纪是华南地块构造-岩浆活动的活跃时期，华南地块先后受到来自印支板块碰撞以及华北板块碰撞的影响，形成了大面积花岗岩（孙立强，2018）。南岭中段诸广山南体出现了大量含铀的花岗岩（龙华山岩体、白云岩体、寨地岩体、江南岩体、乐洞岩体、大窝子岩体），是中国南方铀矿藏的主要源岩，邓平等（2012）采用SHRIMP锆石U-Pb定年方法获得上述6个岩体U-Pb年龄介于239～231 Ma之间，表明位于诸广山南体东部岩体属于印支早期岩浆活动产物。水源岩体分布于寨地岩体（231 Ma）和江南岩体（239 Ma）之间，侵位时代略早，为240 Ma（中三叠世），并非前人厘定的海西期，其形成时间上也稍晚于印支板块与华南板块的主碰撞期（258～243 Ma）（Carter et al.，2001）。在Rb-（Y+Nb）和R1-R2构造环境判别图解中，水源岩体的岩石样品数据点均落入同碰撞-后碰撞构造区（图7）。

图7 水源岩体(Y+Nb)-Rb（a）和R1-R2（b）构造环境判别图解Fig.7(Y+Nb)-Rb（a）and R1-R2 tectonic environment discrimination diagrams（b）of Shuiyuan pluton

由于华南地区印支期花岗岩主要分布于内陆地区（湖南、广西、海南、广东、江西），在空间上主要呈面状分布，绝大多数显示S型花岗岩特征，沿海地区很少或基本缺失（邓平等，2012）。因此，对于包括南岭在内的广大华南内陆地区而言，其构造域应主要受控于华南地块南北两侧的碰撞事件，而非古太平洋板块的俯冲影响（孙立强，2018）。华南地块与印支板块之间的碰撞始于晚二叠世东特提斯松潘海的消减和关闭，峰期为258～243 Ma（Carter et al.，2001）；华南地块与华北板块之间的碰撞峰期为238～235 Ma（郑永飞，2008），这两起碰撞事件的峰期内，华南块体内部晚古生代滨海-浅海相地层发生了强烈的褶皱和推覆，导致前泥盆纪构造层被强烈再造乃至置换，且形成大规模的早中生代褶皱-推覆系、大型走滑韧性剪切带和一系列S型花岗岩（舒良树，2012）。由于同碰撞导致华南内陆地壳加厚（可达50 km左右，孙涛等，2003），在南岭地区形成三条EW走向、相互平行的左行走滑断裂和夹持其间的次级NE走向的羽状伸展断裂，碰撞加厚的地壳随之发生拉张作用，岩石圈由此经历了自碰撞挤压向伸展减薄机制转换阶段（Carter et al.，2001；Zhou X M et al.，2006；舒良树等，2006）。南岭中东段产出印支期同碰撞-后碰撞花岗岩（241～231 Ma，张敏等，2006；邓平等，2012），随后于晚三叠世南岭地区出现A型花岗岩、辉长岩包体等伸展环境的产物（233～220 Ma，郭锋等，1997；Dai B Z et al.，2008；Li X H et al.，2004；孙立强，2018）。

5.2 成因机制

5.2.1 成因类型判别

不同类型的花岗岩往往具有独特的岩石、矿物与地球化学特征。Chapple and White（1992）按花岗岩物源划分为S、I型成因分类，其中I型花岗岩强调以火成岩为主的源区，具有相对较低的SiO2含量，富含角闪石，铝饱和指数A/CNK通常小于1.1，相对亏损Nd、Hf、Sr等同位素为特征。而S型花岗岩源区成分主要为变沉积岩，A/CNK值往往大于1.1，且K2O＞Na2O，富含原生石榴子石、堇青石、白云母等富铝矿物。当岩石经历高度结晶分异作用后，还可划分出F-I型（高分异I型）和F-S型（高分异S型）（吴福元等，2007a）。A型花岗岩则形成于较低的氧逸度，相对贫水（＜2%）和较高的熔融温度（Loiselle and Wones,1979；Whalen et al.1987；王强等，2005；张旗，2013）。

水源岩体的主体岩性为细粒含斑黑云母二长花岗岩，少数为细粒（含斑）二云母二长花岗岩，常含有白云母等特征富铝矿物。岩石主量元素具有二氧化硅含量较高（SiO2=68.14%～70.22%）、全碱含量较高（K2O+Na2O）=（6.59%～7.50%）、K2O＞Na2O、强过铝质（A/CNK=1.56～1.90）的特点。同时具有贫磷镁、钛，分异指数（DI）较高（平均为79.98）等特征，表明岩浆经历了结晶分异过程，但未达到高分异花岗岩范畴（图8a）。岩石样品SiO2与MgO、TFeO、Al2O3、CaO、TiO2均呈负相关性（图5），具相似的稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图，中等负铕异常，富集Rb、Th、U、K、Pb等元素，亏损Ba、Sr、Nb、Ta、Ti、Zr等元素（图6），一方面暗示水源岩体三种岩性岩石可能具有相同或相似的物源，另一方面说明岩石形成过程中发生了结晶分异作用。岩石Sr/Y比值（5.55～8.41，表2）低于10，与淡色花岗岩的Sr/Y特征类似。Rb/Sr和Rb/Nb比值分别为1.55～2.63和20.87～32.17，均高于中国东部上地壳（分别为0.31和6.8，高山等，1999）和全球上地壳的平均值（分别为0.32和4.5，Taylor and McLennan，1995），表明来自成熟度较高的陆壳成分。水源岩体具有高的铀含量（6.54×10-6～12.21×10-6），明显高于中国东部上地壳（1.55×10-6，高山等，1999）和全球上地壳的平均值（2.8×10-6，Taylor and McLennan，1995），为中等含铀-富铀岩体。岩石的10000Ga/Al值（2.3～2.5）均小于A型花岗岩的下限值（2.6，Whalen et al.，1987），高场强元素Zr+Nb+Ce+Y值为(277～327)×10-6，也低于A型花岗岩的下限值（350×10-6）。P2O5含量随SiO2的增加而增加或基本不变，不同于I型花岗岩的负相关性（图5）。在各类成因判别图中，岩石样品均落入S型花岗岩演化区域内（图8b-8f）。因此，水源岩体属于强过铝质S型花岗岩。

图8 水源岩体成因类型判别图解Fig.8 Discrimination diagrams of genetic type for granitic samples from the Shuiyuan pluton

5.2.2 源区性质

锆石Hf同位素分析被广泛用于花岗岩的源岩性质和源区特征研究，通常正的εHf(t)值被解释为新生地壳熔融或者地幔物质的加入，而εHf(t)为负值的花岗岩被认为源于古老地壳物质（吴福元等，2007b）。水源岩体的εHf(t)值介于-12.5～-9.4。两阶段模式年龄TDM2为1864～2059 Ma（图9a）。在t-εHf(t)图解上，三个样品数据点分布较为集中，且距同时期亏损地幔演化线有一定差距，并均落于球粒陨石Hf同位素演化线之下（图9b），表明水源岩体由古元古代地壳组分经部分熔融形成。

图9 水源岩体锆石Hf同位素TDM2直方图(a)和t-εHf(t)图解(b)Fig.9 TDM2(a)and t-εHf(t)(b)diagrams of granitic samples from the Shuiyuan pluton

水源岩体的εNd(t)值介于-10.8～-11.3，在εNd(t)-t协变图解上，样品数据点均位于华南元古代地壳Sm-Nd同位素演化区域（图10a）；在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图上，数据点均落入S型花岗岩区域内（图10b），与南岭地区中生代其他强过铝质花岗岩（孙涛等，2003）十分相似。二阶段Nd模式年龄TDM2为1865～2021 Ma（平均为1948 Ma），与华南地区基底变质岩原岩年龄数据（主要为1.8～2.2 Ga，谢国刚等，1997；金文山，1998；陈江峰等，1999；朱捌，2010）基本一致，进一步揭示水源岩体源区物质为古元古代地壳组分。

图10 水源岩体εNd(t)-t图（a）和εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图（b）Fig.10 εNd(t)-t(a)and εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(b)diagrams of the Shuiyuan pluton

研究表明，可以利用Ba-Rb-Sr系统比值和CaO/Na2O比值来确定过铝质花岗岩的源区成分（Sylvester，1998）。一般认为，泥质岩成分源区的成熟度较高，而砂岩成分源区成熟度较低，贫斜长石、富黏土的泥质岩部分熔融形成的过铝质花岗岩CaO/Na2O比值一般小于0.3（Douce and Johnston，1991），水源岩体的CaO/Na2O比值介于0.07～0.34，且绝大部分数值小于0.3，结合上述Sr-Nd-Hf同位素分析结果，认为水源岩体的源区物质成分以古元古代地壳中变泥质岩为主，亦存在少量变杂砂岩，与各类源区性质判别图中的投图结果基本上一致（图11）。

图11 水源岩体δEu-(La/Yb)N图（a）、Rb/Sr-Rb/Ba图（b）和C/MF-A/MF图（c）Fig.11 δEu-(La/Yb)N（a），Rb/Sr-Ba（b）and C/MF-A/MF（c）diagrams of Shuiyuan pluton

5.2.3 成岩温压条件

锆石饱和温度计是估算岩浆结晶温度的一种简单有效方法（Watson and Harrison，1983；秦江锋等，2005；吴福元等，2007a）。依据Miller et al.（2003）锆石饱和地质温度计算公式：TZr＝12900/[2.95+0.85M+ln(496000/Zrmelt)]（其中M=(Na+K+2Ca)/(Si×Al)，估算了水源岩体锆饱和温度TZr为698℃～739℃（表1），表明其成岩温度较高（平均为720℃），明显低于A型花岗岩平均温度（833℃）（刘昌实等，2003），均低于诸广山南部的印支期（239～231Ma）其它岩体结晶温度（寨地岩体：721℃～792℃，均值750℃；乐洞岩体：745℃～825℃，均值780℃；白云岩体：734℃～838℃，均值为781℃；龙华山岩体：765℃～843℃，均值为793℃；江南岩体：793℃～839℃，均值为823℃）（孙立强，2018），介于马尔康、西藏及喜马拉雅强过铝质花岗岩岩浆温度区间内（645℃～770℃）（Zhang H F et al.，2004；廖忠礼等，2006；时章亮等，2009）。

张旗等(2006，2010)依据熔体与残留相平衡的理论及Sr、Yb的含量（Sr=400×10-6和Yb=2×10-6），划分了五类不同压力的花岗岩。水源岩体多数样品数据点落在Ⅳ区域内，属于低Sr高Yb型，反映低压环境。少数样品数据点落在Ⅱ区域中，属于低Sr低Yb型，显示较高压环境（图12）。该成岩压力转变特点(0.8～1.0 Gpa至0.8～1.5 GPa)可能揭示岩石圈中地壳厚度可能处于碰撞加厚到伸展减薄的转变阶段。