周 云 ,梁新權(quán)梁細(xì)榮伍式崇,蔣 英 ,溫淑女 ,蔡永豐

(1.中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所,同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州 510640;2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049;3.湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 四一六隊(duì),湖南 株洲 412007)

0 引 言

有關(guān)錫田復(fù)式花崗巖體的地球化學(xué)特征及其形成構(gòu)造背景(馬鐵球等,2004)、地質(zhì)特征(伍式崇等,2004,2009;羅洪文等,2005;龍寶林等,2009)、礦床成因(羅洪文等,2005;伍式崇等,2012)等方面前人都做了相關(guān)的研究。研究者通過SHRIMP鋯石U-Pb、全巖 Rb-Sr、礦物 Re-Os和40Ar-39Ar等定年方法測(cè)定了錫田巖體的年齡和鎢錫礦體的成礦年齡(馬鐵球等,2005;劉國(guó)慶等,2008;馬麗艷等,2008;付建明等,2009,2012),同時(shí)也對(duì)花崗巖體巖漿活動(dòng)與錫田鎢錫多金屬礦床之間的關(guān)系進(jìn)行了較深入的探討。但關(guān)于錫田復(fù)式花崗巖體尚缺乏精細(xì)的地球化學(xué)和相應(yīng)的年代學(xué)數(shù)據(jù),因此難以從主量、微量元素及同位素特征方面來判別其巖石成因及形成環(huán)境。作者在詳細(xì)的野外觀察和巖石學(xué)等研究的基礎(chǔ)上,擬通過錫田補(bǔ)體花崗巖的地球化學(xué)特征,輔以花崗巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果并結(jié)合已有的研究成果,探討其成因、形成環(huán)境以及花崗巖與成礦的關(guān)系等,為進(jìn)一步揭示錫田地區(qū)的花崗巖巖石成因及構(gòu)造演化提供新的地質(zhì)資料。

1 地質(zhì)背景和巖體概況

錫田復(fù)式花崗巖體位于湘贛交界處,整體呈北西向分布于北緯 26°45′～27°00′和東經(jīng) 113°37′～114°00′范圍內(nèi)。區(qū)域構(gòu)造位置上,錫田巖體位于茶陵-郴州大斷裂的南東側(cè),是南嶺構(gòu)造-巖漿作用的重要組成部分,同時(shí)也是華南中生代花崗巖的重要組成部分(圖1a)。對(duì)華南中生代花崗巖的研究,最早由 Gilder等(1996)識(shí)別出華南內(nèi)陸存在一條高Sm(>8 μg/g)、Nd(>45 μg/g)、相對(duì)高的εNd(t)值(>-8)和較低tDM模式年齡值(<1.5 Ga)以及相對(duì)低的87Sr/86Sr初始比值(<0.710)的花崗巖帶,該花崗巖帶呈北北東向展布,一般被稱為十萬大山-杭州帶,簡(jiǎn)稱十杭帶。這條花崗巖帶的識(shí)別對(duì)于研究華南中生代構(gòu)造-巖漿活動(dòng)具有重要意義,因此受到眾多地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注(Chen and Jahn,1998;陳江峰等,1999;洪大衛(wèi)等,2002,蔣少涌等,2008;陳毓川和王登紅,2012;蔡明海等,2012;王登紅等,2012;豐成友等,2012;黃國(guó)成等,2012)。研究者們對(duì)華南中生代花崗巖的εNd(t)值及其Nd模式年齡進(jìn)行統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)十杭帶中萬洋山-諸廣山地區(qū)花崗巖的Nd模式年齡相對(duì)較大,因此進(jìn)一步將十杭帶劃分為北帶(贛杭帶)和南帶(湘桂帶)兩個(gè)帶,其中,北帶從贛西南一直延伸到贛東北,包括陡水、上猶、巖背、足洞、相山、德興、靈山等巖體;南帶則從湘南向西南延伸到桂東南,包括千里山、騎田嶺、西山、金雞嶺、花山、姑婆山、昆侖關(guān)等巖體(Chen and Jahn,1998;陳江峰等,1999)。本文所研究的錫田巖體屬于十杭帶的南帶(湘桂帶),該帶各巖體花崗巖形成于 163～151 Ma(Li et al.,2004b;付建明等,2004a;2004b;朱金初等,2005a,b;2006a,b;趙葵東等,2006)。

圖1 華南地區(qū)燕山早期花崗巖分布圖(a)(據(jù)Zhou et al.,2006)、研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)及和鉆孔ZK10C02柱狀圖(c)Fig.1 Maps showing the distribution of Early Yanshanian granites in Southern China(a) (modified after Zhou et al.,2006),the location of study area(b) and bore hole columnar section(c)

錫田復(fù)式花崗巖體空間展布形態(tài)為中間小而兩端大的啞鈴狀,呈北西向展布,出露面積約230 km2,有大小侵入體40余個(gè)(付建明等,2009)。由主體印支期花崗巖(γ51)、補(bǔ)體燕山早期花崗巖(γ52)和晚期侵入體燕山晚期花崗巖(γ53)組成(付建明等,2009,2011;劉國(guó)慶等,2008)。主體規(guī)模大,以巖基、巖株形式出現(xiàn);補(bǔ)體在地表較小,但分布廣,地下可能彼此相連,多呈巖株?duì)睢r枝狀穿插于主體花崗巖及其與圍巖接觸帶附近(圖1b);晚期侵入體規(guī)模很小,多呈巖瘤、巖枝狀產(chǎn)出。巖體與圍巖呈突變侵入接觸,局部呈交代侵入接觸,外接觸帶由矽卡巖、角巖、片巖、板巖組成,寬300～1200 m不等。錫田花崗巖主體以粗粒、中細(xì)粒斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖為主,巖石為似斑狀結(jié)構(gòu),中細(xì)粒花崗結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造;斑晶為鉀長(zhǎng)石,含量為 10%～15%;基質(zhì)由石英(30%～35%)、鉀長(zhǎng)石(30%～40%)、斜長(zhǎng)石(25%～30%)、黑云母(3%～9%)和螢石(0.2%)組成;副礦物為磁鐵礦-鈦鐵礦-電氣石-磷灰石-鋯石組合。補(bǔ)體以(中)細(xì)粒含斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖為主,巖石為斑狀結(jié)構(gòu),細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造;斑晶為鉀長(zhǎng)石,含量5%左右;基質(zhì)由石英(28%～30%)、鉀長(zhǎng)石(28%～38%)、斜長(zhǎng)石(25%～30%)、黑云母(5%～12%)、白云母(≤1%)和螢石(≤0.1%)組成;副礦物為磁鐵礦-電氣石-黃玉-磷灰石-鋯石組合。晚期侵入體以細(xì)粒二云母花崗巖為主,巖石為細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造;主要由石英(35%～40%)、鉀長(zhǎng)石(30%～36%)、斜長(zhǎng)石(20%～25%)、黑云母(2%～3%)、白云母(3%～5%)、簾石(0.1%)、螢石(≤0.1%)和黃玉(～2%)組成(付建明等,2011);副礦物有鋯石、磷灰石和螢石等。此外,巖體侵入于下古生界之中,圍巖均發(fā)生較強(qiáng)的大理巖化、角巖化、矽卡巖化等熱接觸變質(zhì)作用。

圖2 錫田花崗巖樣品野外照片及顯微照片F(xiàn)ig.2 Field and microscope photographs for rocks of the Xitian granites

本文所研究的花崗巖主要為細(xì)粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖和中細(xì)?；◢弾r(圖2),少斑或無斑,灰白色,多穿插于主體花崗巖中,常呈小巖株、巖枝狀或巖瘤狀產(chǎn)于地表或隱伏于印支期花崗巖或古生代地層之下。巖石呈細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)、似斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,斑晶為鉀長(zhǎng)石(5%左右),基質(zhì)主要為斜長(zhǎng)石(20%～35%)、鉀長(zhǎng)石(25%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(5%～10%)和少量白云母(～1%),副礦物主要為鋯石、磷灰石、磁鐵礦和電氣石等。薄片觀察可見微斜長(zhǎng)石不同程度泥化和蝕變,有些蝕變呈蟲狀,部分可見蝕變殘留晶形;鉀長(zhǎng)石呈條紋狀分布于斜長(zhǎng)石中,形成細(xì)條狀反條紋長(zhǎng)石;黑云母多色性明顯,單偏光下呈紅褐色,說明 Ti含量較高;鉀長(zhǎng)石斑晶粒徑可達(dá)4.5 mm,常呈半自形至自形粒狀,斜消光;可見長(zhǎng)石的聚片雙晶、卡斯巴雙晶和鈉-卡復(fù)合雙晶。與主體花崗巖相比,補(bǔ)體花崗巖中的鉀長(zhǎng)石斑晶相對(duì)小且少,石英、白云母和揮發(fā)組分(如螢石)增多,基質(zhì)粒度相對(duì)變細(xì),少有副礦物鈦鐵礦,而鎢錫、鈮鉭礦物相對(duì)增多,并可見少量硫化物礦物等。少見殼?；旌习瞪W長(zhǎng)質(zhì)、石英閃長(zhǎng)質(zhì)鎂鐵質(zhì)微粒包體(付建明等,2012)。

2 樣品測(cè)試方法與測(cè)試結(jié)果

因補(bǔ)體花崗巖在地表風(fēng)化很嚴(yán)重,難以取到新鮮樣品,此次研究樣品主要來自鉆孔 ZK10C02,從地表以下225 m到495 m(圖1b,c)。地化粉末樣品處理和鋯石分選在廊坊市誠(chéng)信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成。鋯石分選過程見李建鋒等(2010),分選出的鋯石為淺黃色至黃色,透明。將待測(cè)鋯石顆粒置于環(huán)氧樹脂中做成樣品靶,固結(jié)后打磨并拋光至靶上鋯石的中心部位暴露出來。對(duì)樣品靶上的鋯石進(jìn)行透射光、反射光和陰極發(fā)光照相,以便在進(jìn)行年齡測(cè)定時(shí)選取合適的分析部位及測(cè)定完成后進(jìn)行合理的數(shù)據(jù)解釋。CL是在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所(北京)掃描電鏡儀器上完成。

鋯石U-Pb分析是在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所激光-電感耦合等離子質(zhì)譜計(jì) LA-ICP-MS上完成。標(biāo)準(zhǔn)鋯石樣品TEM(417 Ma,Black et al.,2003a)用于校正所測(cè)定樣品的206Pb/238U年齡值。在樣品測(cè)定過程中,TEM 和未知樣品交替測(cè)定,其比例為2/5。數(shù)據(jù)處理及 U-Pb諧和圖繪制分別采用ICPMSDataCal程序和Isoplot程序(Ludwig,2002)完成。普通鉛校正根據(jù)實(shí)測(cè)的204Pb進(jìn)行,同位素比值誤差為1σ,結(jié)果采用206Pb/238U年齡加權(quán)平均值,其置信度為95%。分析結(jié)果見表1。

表1 錫田細(xì)粒花崗巖鋯石U-Pb同位素分析結(jié)果Table1 Ziron U-Pb results of the Xitian fine-grained granite

樣品的主量元素、微量元素及Sr、Nd同位素組成分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室分別用 X射線熒光光譜儀 Rigaku ZSX100e、Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000 ICP-MS和激光剝蝕-多接收器等離子體質(zhì)譜儀(LA-MC-ICP MS)測(cè)定。主量元素分析誤差為1%～5%。微量元素測(cè)定儀器的分析精度一般優(yōu)于 5%,詳細(xì)的分析流程可參見文獻(xiàn)(Li,1997)。Sr用標(biāo)樣為 NBS987,87Sr/86Sr=0.710250(標(biāo)準(zhǔn)化值:86Sr/88Sr=0.1194);Nd用標(biāo)樣為Shin Eston Jndi-1,143Nd/144Nd=0.512100 (標(biāo)準(zhǔn)化值:146Nd/144Nd=0.7219)。樣品的主量元素、微量元素及Sr、Nd同位素測(cè)試數(shù)據(jù)及計(jì)算結(jié)果分別列于表2、3和4。

表2 錫田花崗巖主量元素(%)分析結(jié)果Table2 Major element contents (%) of the Xitian granites

表4 錫田花崗巖體Sr-Nd同位素組成Table4 Sr and Nd isotopic compositions of the Xitian granites

3 花崗巖年代學(xué)特征

本次研究的花崗巖定年樣品為細(xì)粒斑狀花崗巖(ZK10C02-13),采于湖南茶陵縣嚴(yán)塘鎮(zhèn)壟上村ZK10C02鉆孔地表以下318 m處,位置見圖1b,c。鋯石形態(tài)呈柱狀,長(zhǎng)寬比為 1～3,長(zhǎng)度為 80～300μm。在陰極發(fā)光圖像上大部分鋯石具有強(qiáng)烈振蕩韻律環(huán)帶(圖3c),顯示典型巖漿成因鋯石特征,而少部分鋯石表現(xiàn)為核部不均勻斑點(diǎn)狀或港灣狀或邊緣為較弱的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu),這與經(jīng)歷重結(jié)晶作用而生成的巖漿鋯石特征相似。鑒于鋯石中放射性成因207Pb和206Pb豐度差的特征(Compston et al.,1992),本文采用鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡。

圖3 錫田花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)、均值圖(b)及陰極發(fā)光圖(c)Fig.3 U-Pb concordia diagram(a),weighted average diagram(b) and cathodoluminescence images(c) for zircons from the Xitian granites

年代學(xué)測(cè)試結(jié)果表明,樣品 ZK10C02-13具有較大變化范圍的Th和U含量,分別為191.9～1257.2μg/g 和353.8～7047.2 μg/g,平均值分別為 368.9 μg/g和1070.6 μg/g,Th/U比值在0.18～0.60之間變化,絕大部分為0.5左右,結(jié)合鋯石的振蕩環(huán)帶特征,判斷其屬于典型的巖漿成因鋯石(Claesson et al.,2000),這與根據(jù)鋯石晶體生長(zhǎng)特征判斷的結(jié)果一致,說明鋯石的結(jié)晶年齡可以代表花崗巖的成巖時(shí)代。所有分析測(cè)試點(diǎn)均集中落在諧和線上(圖3a),其206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為 151.7±1.2 Ma(MSWD=0.30,置信度為 95%,見圖3b);這一結(jié)果與馬鐵球等(2005)在水尾單元補(bǔ)體所采花崗巖獲得的SHRIMP鋯石U-Pb年齡值(155.5±1.7 Ma)一致,表明錫田花崗巖補(bǔ)體結(jié)晶年齡約為151 Ma,與南嶺大規(guī)模燕山期二階段花崗巖的形成時(shí)代(165～150 Ma)基本一致(Li et al.,2007a,2007b)。

4 錫田巖體地球化學(xué)特征

4.1 主量元素

主量元素分析結(jié)果顯示(表2)錫田細(xì)粒花崗巖的SiO2含量在73.44%～78.45%之間,平均為75.47%,顯示富Si的特征;Na2O含量多為0.10%～4.24%,個(gè)別樣品小于0.10%,其均值為2.14%;K2O的含量為2.87%～5.87%,均值為4.89%,K2O/Na2O比值大多數(shù)在1.57～81.43之間,均值為32.11,絕大部分高于世界(1.18)、中國(guó)(1.06)及南嶺(1.48)花崗巖平均值,顯示了富 K的特征。樣品 TiO2含量較低,為 0.03%～0.19%,Al2O3含量為11.20%～13.90%,與Lachlan褶皺帶Al2O3含量(11.83%～13.77%)(King et al.,1997)變化范圍一致,顯示了富 Al的特征。A/CNK值在0.90～3.44之間,變化范圍較大,平均為 1.43,顯示為準(zhǔn)鋁質(zhì)到過鋁質(zhì),在堿鋁指數(shù)圖解(圖4)上也可看出,除少數(shù)幾個(gè)點(diǎn)外,數(shù)據(jù)點(diǎn)基本上位于過鋁質(zhì)區(qū)域。樣品Fe2O3含量為0.69%～2.07%;MgO含量大都變化于 0.05%～0.42%之間;CaO含量為 0.25%～2.22%(均值為 0.88%);在 Harker圖解中(圖5a～h),TiO2、CaO、MgO的含量隨著 SiO2含量的增加有降低的趨勢(shì),Na2O、K2O和P2O5與SiO2的相關(guān)性不明顯,大部分樣品基本上屬于高鉀鈣堿性系列(圖5e)。應(yīng)該注意的是 SiO2-Na2O 圖解中(圖5f)部分樣品的Na2O含量明顯偏低,均小于 0.30,最低的可達(dá) 0.01,較低的Na含量,導(dǎo)致這些樣品的鋁飽和指數(shù)明顯偏高(A/CNK=1.22～3.44),這可能與巖石樣品成巖過程中沉積物質(zhì)的混染或后期蝕變相關(guān)(黃會(huì)清等,2008)。

4.2 微量元素

圖4 錫田花崗巖的A/NK-A/CNK關(guān)系圖(據(jù)Maniar and Piccoli,1989)Fig.4 A/NK-A/CNK plot for the Xitian granites(after Maniar and Piccoli,1989)

由表3可見,錫田細(xì)?；◢弾r的稀土總量(ΣREE)普遍較高,為 158.85～350.74 μg/g(平均為257.63 μg/g),輕稀土(ΣLREE)含量為 89.47～303.15μg/g,重稀土(ΣHREE)相對(duì)虧損,為 42.69～91.41μg/g,ΣLREE/ΣHREE 比值為 0.99～6.41,平均為3.74。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化模式圖中(圖6a)也可看出,錫田細(xì)?；◢弾r樣品大部分表現(xiàn)為輕稀土富集,且具有明顯的負(fù)Eu異常(δEu=0.004～0.076),其中樣品ZK10C02-30輕重稀土含量相近;樣品ZK10C02-01、ZK10C02-33和ZK10C02-36呈現(xiàn)輕微的輕稀土虧損,ZK10C02-01負(fù)Eu異常最明顯;ZK10C02-27除元素Sm略微偏高外,也表現(xiàn)為輕微的輕稀土虧損。所有樣品在蛛網(wǎng)圖上均表現(xiàn)為Rb、Th、Ta、Nd正異常,Ba、Nb、Sr、P、Eu、Ti負(fù)異常,同樣ZK10C02-01中 Eu和Ti負(fù)異常相對(duì)更明顯(圖6b);強(qiáng)烈的負(fù)Eu異常要求大量斜長(zhǎng)石/鉀長(zhǎng)石的分離結(jié)晶(Li et al.,2007a),從 Sr與 Ba和Rb關(guān)系圖(圖7)中也可看出,巖漿在演化過程中存在強(qiáng)烈的分離結(jié)晶作用(馬鐵球等,2004)。錫田細(xì)?；◢弾r的Y和Nb含量均值分別為108.50 μg/g和32.10 μg/g,分別高于和接近于正常鋁質(zhì) A 型花崗巖的平均值(分別為 79.70 μg/g和35.19 μg/g),樣品的Y/Nb值為2.40～4.94,高于正常鋁質(zhì) A型花崗巖的平均值 2.26(蘇玉平和唐紅峰,2005)。10000×Ga/Al值變化于 2.10～2.50 之間,略小于典型A型花崗巖的Ga/Al比值,可能是受到了后期蝕變作用的影響;樣品的(La/Yb)N為 0.45～5.40,Rb/Sr比值均大于21,個(gè)別樣品甚至高達(dá)141,亦可能是受蝕變的影響而導(dǎo)致Sr元素發(fā)生遷移,從而使Rb/Sr比值增大;樣品的K/Rb比值絕大部分為50左右(40～52);Nb/Ta(1.5～4.3)和Zr/Hf(11～28)比值顯著低于球粒隕石值(分別為18和36)。

圖5 錫田花崗巖Harker圖解(圖例同圖4)Fig.5 Variation diagrams of major elements vs.SiO2 for the Xitian granites (symbols are the same as Fig.4)

圖6 錫田花崗巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石值和原始地幔值據(jù)Sun and McDonough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergram (b) for the Xitian granites

圖7 錫田花崗巖造巖礦物分離結(jié)晶判別圖解(據(jù)Janou?ek et al.,2004)Fig.7 Fractional crystallization discrimination diagram of rock-forming minerals for the Xitian granites (after Janou?ek et al.,2004)

4.3 Sr-Nd同位素組成

錫田細(xì)?；◢弾r的Sr-Nd同位素組成見表4。如表所示,樣品的87Rb/86Sr(62.057531～262.288458)和87Sr/86Sr(0.817083～1.156539)比值均很高,且有較大的變化范圍。按本次研究得到的151.7 Ma年齡進(jìn)行計(jì)算,獲得的87Sr/86Sr初始值變化于 0.590924～0.683258之間,均低于球粒隕石值(0.69897),可能是由于 Rb-Sr體系受到后期熱液擾動(dòng)所造成的(Zheng,1989),這一特征與西山巖體(付建明等,2004b)、金雞嶺巖體(付建明等,2005;Jiang et al.,2009)的Sr同位素變化特征類似。Jahn等(2001)指出,用高Rb/Sr值的Sr同位素初始比值來討論巖體成因往往是不合適的,而Sm-Nd同位素體系因活動(dòng)性小,示蹤效果明顯優(yōu)于 Rb-Sr體系。本文研究得到錫田細(xì)?；◢弾r的147Sm/144Nd比值在 0.123997～0.268480之間,143Nd/144Nd比值變化于 0.512117～0.512255,εNd(t)值(依據(jù)鋯石定年結(jié)果t=151.7 Ma計(jì)算)為-8.87～-7.30,落在華南基底地殼εNd值范圍(-6～-15)(Wang et al.,2003)。在εNd(t)-t圖解上(圖8),樣品點(diǎn)都落入南嶺地區(qū)前寒武紀(jì)地殼Sm-Nd同位素演化區(qū)域與球粒隕石地幔的交界處,暗示其可能受到了幔源物質(zhì)的加入,從而導(dǎo)致其εNd(t)值相對(duì)偏高,這一特征與區(qū)域地質(zhì)資料相符,如十杭帶上的相關(guān)花崗巖及暗色包體和閃長(zhǎng)巖均位于虧損地幔和南嶺地區(qū)前寒武紀(jì)地殼的混合線之間,顯示殼-?；旌咸卣?蔣少涌等,2008)。同時(shí)本文研究的花崗巖還具有相對(duì)低的Nd兩階段模式年齡(1.56～1.69 Ga),低Nd模式年齡可能有兩種解釋:一是源巖形成年齡年輕,二是花崗巖形成時(shí)有地幔物質(zhì)的加入,由于本區(qū)基底巖石的tDM不傾向于年輕基底地殼的存在(陳江峰等,1999),因此其相對(duì)低的Nd模式年齡更可能與地幔物質(zhì)的混入有關(guān)。另外,與區(qū)域上其他相關(guān)花崗巖的Sr-Nd同位素?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比發(fā)現(xiàn),錫田細(xì)粒花崗巖相對(duì)低的(87Sr/86Sr)i比值、相對(duì)較高的εNd(t)值和較低的模式年齡值與這些花崗巖巖體的Sr-Nd同位素組成基本是一致的(表5),同時(shí)也符合十杭帶從西南到東北εNd(t)值逐漸降低這一分布規(guī)律(Jiang et al.,2009)。

表5 十杭帶南帶(湘桂帶)各巖體的Sr、Nd同位素特征及年齡值Table5 Sr and Nd isotopic compositions and ags of the granites in the Xiang-Gui area

圖8 錫田花崗巖的εNd(t)-t圖解(南嶺前寒武紀(jì)地殼演化域,據(jù)孫濤等,2003)Fig.8 εNd(t)-t diagram of the Xitian granites (the evolution field for Precambrian crust in Nanling region is after Sun et al.,2003)

5 討 論

5.1 巖石成因類型

本文研究的花崗巖樣品的燒失量(LOI)在0.69%～4.67%之間,說明它們發(fā)生了一定的蝕變作用,一般認(rèn)為高場(chǎng)強(qiáng)元素和稀土元素具有較強(qiáng)的穩(wěn)定性,它們受熱液蝕變的影響較弱(Barnes et al.,1985)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線圖和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中(圖6a,b),無論是蝕變較為強(qiáng)烈樣品還是蝕變較弱的樣品,它們配分模式基本相互平行,表明樣品的稀土元素和高場(chǎng)強(qiáng)元素受蝕變作用的影響較小,能反應(yīng)其源區(qū)特征,因此,可以采用這些穩(wěn)定性較高的高場(chǎng)強(qiáng)元素和稀土元素對(duì)巖石的巖石類型、巖石成因及形成環(huán)境等問題進(jìn)行討論。

本文分析的所有巖石樣品的 SiO2含量均高于73.00%,為超酸性巖石,與前人研究結(jié)果一致(馬鐵球等,2004,2005;伍式崇等,2004;羅洪文等,2005;蔡新華等,2006;劉國(guó)慶等,2008)。樣品的 A/CNK值在 0.90～3.44之間,變化范圍大,平均為 1.43,為準(zhǔn)鋁質(zhì)到過鋁質(zhì)巖石(圖4)。樣品的P2O5含量(0.01%～0.03%)很低,明顯不同于S型花崗巖,因?yàn)镾型花崗巖常具有高的 P2O5含量,且隨分異程度的增加而增大(King et al.,1997)。高分異I型花崗巖的P2O5與SiO2呈明顯的負(fù)相關(guān)性(Li et al.,2007b),并且其FeOT含量較低,一般小于1.00% ,而A型花崗巖全鐵含量一般大于1.00%(王強(qiáng)等,2000)。本文樣品的P2O5與 SiO2含量相關(guān)性不明顯(圖5h),且大部分樣品的 FeOT含量均大于 1.00%(表2),暗示其具有 A型花崗巖的特征,而與高分異I型花崗巖不同。此外,I型花崗巖的特征礦物為角閃石,而錫田花崗巖樣品在顯微鏡下觀察顯示沒有角閃石的存在,這也與I型花崗巖相區(qū)別。本文樣品的稀土元素(REE)和高場(chǎng)強(qiáng)元素Ga、Th、U、Zr、Nb、Y含量高(表3),虧損Sr、P、Ti和Eu,稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線呈“海鷗型”分布,這些特征均與 A 型花崗巖類似(Whalen et al.,1987)。樣品的10000×Ga/Al比值變化于 2.10～2.50之間,略低于典型 A型花崗巖的10000×Ga/Al比值(～2.60);Zr+Nb+Ce+Y 含量在277～482 μg/g,平均值為 378 μg/g,部分樣品的 Zr+Nb+Ce+Y 含量略低于典型 A 型花崗巖(>350 μg/g)(Whalen et al.,1987)。某些樣品(如樣品ZK10C02-01)的 10000×Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y含量略低于典型 A型花崗巖,很可能是由于這些樣品受到了后期蝕變作用,使相關(guān)元素發(fā)生了遷移,從而導(dǎo)致其比值相對(duì)偏低,在相關(guān)圖解中沒有落入 A型花崗巖的范圍內(nèi)(圖9a)。用鋯石飽和溫度計(jì)(Watson et al.,1983)對(duì)錫田花崗巖巖漿溫度的估算結(jié)果為765～894 °C(表3),由于花崗巖存在顯著的結(jié)晶分異作用,因此巖漿的實(shí)際溫度應(yīng)高于上述估算值(King et al.,1997),這表明錫田花崗巖的母巖漿形成于高溫條件下,這一特征與鋁質(zhì)A型花崗巖產(chǎn)于高溫巖漿(>760 °C)相似(King et al.,1997)。高溫導(dǎo)致鋯石等難熔礦物的熔融,這與巖石沒有繼承鋯石以及具有高的 REE含量是一致的。另外,從區(qū)域地質(zhì)資料上看,自從 Gilder等(1996)識(shí)別出華南內(nèi)陸存在一條呈北北東向展布的高εNd(t)值(>-8)和低tDM模式年齡值(<1.5 Ga)的花崗巖帶(一般被稱為十萬大山-杭州帶,簡(jiǎn)稱十杭帶),國(guó)內(nèi)外眾多的研究者通過研究支持這條花崗巖帶的存在并認(rèn)為它們的形成時(shí)代集中在 150～165 Ma(Chen and Jahn,1998;陳江峰等,1999;洪大衛(wèi)等,2002,蔣少涌等,2008),同時(shí)越來越多的研究表明這些花崗巖屬于 A型花崗巖,并認(rèn)為這條花崗巖帶是一條A型花崗巖帶(Qiu et al.,2004;汪雄武和王曉地,2004;趙振華等,2000;朱金初等,2005a,2006a,2006b;胡建等,2005;Jiang et al.,2006,2009;李兆麗等,2006;Zhou et al.,2006;蔣少涌等,2008;劉國(guó)慶等,2008;李曉敏等,2010;蔡楊等,2011;Yang et al.,2012)。本文所研究的錫田巖體位于十杭帶的南端,其 Sr-Nd同位素特征也符合十杭帶的同位素變化特征,因此將其劃分為 A型花崗巖亦符合區(qū)域地質(zhì)資料。

圖9 (K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(a)和Nb-10000×Ga/Al圖解(b) (據(jù) Whalen et al.,1987)Fig.9 (K2O+Na2O)/CaO vs.(Zr+Nb+Ce+Y) classification diagram(a) and 10000×Ga/Al vs.Nb index plot(b) for the Xitian granites (after Whalen et al.,1987)

5.2 巖石成因機(jī)制

A型花崗巖的來源和巖石成因一直以來都備受爭(zhēng)議,目前對(duì)A型花崗巖的物質(zhì)來源和成因解釋有幔源巖漿分異或部分熔融(Pearce,1984;Eby,1992)、殼幔物質(zhì)混合熔融(Qiu et al.,2004)、殼源物質(zhì)部分熔融和部分熔融殘留相的再熔模式(King et al.,1997)和殼源物質(zhì)的混染作用(Dickin,1994)等。錫田細(xì)?；◢弾r具有相對(duì)高的εNd(t)值和年輕的Nd模式年齡,與十杭帶南帶(湘桂帶)各花崗巖巖體的Nd同位素分布特征和規(guī)律是一致的(表5)。錫田細(xì)?；◢弾r的Nd模式年齡集中在1.56～1.69 Ga之間,暗示其可能來源于古老地殼物質(zhì)的熔融,同時(shí)研究還表明十杭帶上的相關(guān)花崗巖在形成過程中受到了地幔物質(zhì)的影響(朱金初等,2006c;蔣少涌等,2008;Yang et al.,2012),對(duì)錫田壟上錫多金屬礦床流體包裹體的研究也認(rèn)為其成礦物質(zhì)受到了地幔物質(zhì)的影響(楊曉君等,2007),因此可以判斷本文研究的錫田細(xì)粒花崗巖可能也受到了地幔物質(zhì)的加入,從而導(dǎo)致其呈現(xiàn)出相對(duì)高的εNd(t)值和年輕的Nd模式年齡(圖8)。區(qū)域上其他地質(zhì)資料表明該花崗巖帶的一些花崗巖體(如錫田花崗巖、騎田嶺花崗巖、里松花崗巖等)均發(fā)育有大量的暗色包體(朱金初等,2006c;劉國(guó)慶等,2008;蔡楊等,2011),并認(rèn)為它們可能為巖漿混合的殘留物(朱金初等,2006c);但對(duì)這些暗色包體的成因卻有不同的認(rèn)識(shí),比如源巖的殘留(Chappell and White,1991)、不同性質(zhì)的巖漿不完全混合的殘留(Perugini et al.,2003)、圍巖捕擄體(Maas et al.,1997)、同源巖漿早期階段的析離體(Dahlquist,2002)等。近年來,對(duì)桂東北里松花崗巖中的暗色包體進(jìn)行SHRIMP鋯石U-Pb定年和Hf同位素的研究表明該暗色包體并非是源巖殘留或圍巖捕擄體的成因,也不是同源巖漿早期階段的析離體,而更可能是殼-幔巖漿相互作用的產(chǎn)物(趙葵東等,2009)。雖然目前對(duì)錫田花崗巖中的暗色包體缺乏詳細(xì)研究,但其中發(fā)育有大量暗色包體(劉國(guó)慶等,2008;蔡楊等,2011),可以推測(cè)錫田細(xì)?；◢弾r在形成過程中可能也受到了地幔物質(zhì)的影響。這一結(jié)論也可以得到區(qū)域上基性巖研究結(jié)果的支持,如湘南寧遠(yuǎn)堿性玄武巖(40Ar-39Ar年齡175 Ma)具有低的ISr值(0.7035～ 0.7040)和高εNd(t)值(約+5～+6),可能與巖石圈拉張減薄,軟流圈地幔的低度熔融有關(guān)(Li et al.,2004a,2004b);湘南道縣低鈦高鎂玄武巖(40Ar-39Ar年齡150 Ma,ISr值為 0.70541～0.70542,εNd(t)值為-1.6～ -1.9)則可能與軟流圈地幔上涌引起的巖石圈地幔部分熔融有關(guān)(Li et al.,2004a,2004b)。因此軟流圈地幔巖漿上涌引起下部巖石圈地幔部分熔融,并與花崗質(zhì)巖漿發(fā)生殼-?；旌献饔?最終形成錫田花崗巖。湘東南-桂東北花崗巖帶εNd(t)值偏高的原因可能就是由于有幔源巖漿的加入(表5及其參考文獻(xiàn)),而從西南往東北方向,花崗巖的εNd(t)值逐漸降低的趨勢(shì),則可能反映從西南往東北方向殼-幔巖漿混合中幔源巖漿的比例逐漸減少(蔣少涌等,2008;Yang et al.,2012)。

5.3 巖石形成環(huán)境

通過前面的分析表明錫田細(xì)粒花崗巖屬于 A型花崗巖,Whalen等(1987)和Eby(1992)將A型花崗巖分為A1和A2兩大類,A1亞類與洋島玄武巖(OIB)具有一定的相似性,侵位于板內(nèi)裂谷(通常伴有大量鎂鐵質(zhì)巖石伴生)或者由推斷的地幔柱或熱點(diǎn)活動(dòng)形成;A2亞類與地殼平均值和島弧玄武巖具有一定的相似性,代表的環(huán)境范圍要廣得多,它包括弧后拉張、碰撞后花崗巖以及在漫長(zhǎng)的高熱流、花崗質(zhì)巖漿作用階段末期所侵位的花崗巖。洪大衛(wèi)等(1995)認(rèn)為A型花崗巖是在拉張作用下形成,并將其劃分為非造山型(AA型)和后造山型(PA型)。許保良等(1998)認(rèn)為A1花崗巖代表大陸內(nèi)部地臺(tái)、地盾、陸殼抬升、陸內(nèi)裂谷、板內(nèi)拉張和熱點(diǎn)-地幔柱等構(gòu)造區(qū)的花崗巖類,A2型花崗巖代表造山期后或活動(dòng)大陸邊緣兩種構(gòu)造環(huán)境中的高堿質(zhì)花崗巖類。實(shí)質(zhì)上這三種分類是一致的,只是許保良等(1998)的分類將構(gòu)造環(huán)境闡明得更具體。蘇玉平和唐紅峰(2005)則將A型花崗巖分為堿質(zhì)A型花崗巖和鋁質(zhì)A型花崗巖,并認(rèn)為堿質(zhì)A型花崗巖形成晚于鋁質(zhì)A型花崗巖。錫田細(xì)?；◢弾r具有較高的Y/Nb和Ce/Nb比值,與A2型花崗巖特征類似(Whalen et al.,1987;Eby et al.,1992);在相關(guān)圖解中,樣品點(diǎn)也均落入了 A2亞類區(qū)域內(nèi)(圖10a,b),結(jié)合主、微量元素及Nd同位素特征可以排除其形成于板內(nèi)裂谷、地幔柱或熱點(diǎn)的環(huán)境。

圖10 A型花崗巖判別圖解(據(jù)Eby,1992)Fig.10 Discrimination diagrams for the Xitian granites (after Eby,1992)

研究表明,華南在中侏羅世晚期(～160 Ma)之前的造山運(yùn)動(dòng)主要是由位于越南的Sibumasu地塊與華南地塊發(fā)生碰撞而造成的印支運(yùn)動(dòng)(Fromagat,1932),其碰撞帶位于云南紅河以南近東西向的金沙江-墨江-松馬一帶(Cart et al.,2001)。對(duì)越南中北部(如Truong Son帶和Song Chay地塊等)變質(zhì)基底的40Ar-39Ar年代學(xué)研究表明,印支運(yùn)動(dòng)的變質(zhì)峰期在258～243 Ma之間(Cart et al.,2001)。到了～240 Ma,揚(yáng)子陸塊與秦嶺-大別-蘇魯造山帶發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)俯沖/碰撞或深俯沖/碰撞作用,形成了秦嶺-大別超高壓碰撞造山帶,其超高壓峰期發(fā)生在218～238 Ma之間(Ames et al.,1996;Zhang et al.,1997),華南在這一時(shí)期形成大量印支期花崗巖。有研究者認(rèn)為華南印支期花崗巖與晚碰撞伸展減薄、地殼減壓熔融有關(guān)(Zhou et al.,2006),也有研究者認(rèn)為華南內(nèi)陸地區(qū)的印支期花崗巖的形成與陸內(nèi)地殼物質(zhì)疊置加厚作用有關(guān)(王岳軍等,2005),但在隨后的約205～180 Ma期間,華南基本處于一個(gè)巖漿活動(dòng)間歇期,這一時(shí)期被認(rèn)為是華南從特提斯構(gòu)造域轉(zhuǎn)換成太平洋構(gòu)造域的時(shí)期(Zhou et al.,2006;蔣少涌等,2008)。對(duì)于十杭帶,其北北東向的走向完全不同于近東西走向的印支碰撞帶,而與古太平洋板塊的俯沖縫合線走向一致,由此推斷,約160 Ma的華南內(nèi)部拉張事件可能與古太平洋板塊的俯沖消減引起的弧后或弧內(nèi)拉張環(huán)境有關(guān),而不是后碰撞或后造山伸展減薄所致(Jiang et al.,2006,2009)。俯沖消減作用引起軟流圈減壓上涌,形成廣泛分布～175 Ma的玄武巖,包括寧遠(yuǎn)的堿性玄武巖(Li et al.,2004a),拉張作用促使玄武質(zhì)巖漿沿著十杭帶底侵,導(dǎo)致地殼巖石發(fā)生部分熔融,繼而發(fā)生地幔巖漿與長(zhǎng)英質(zhì)巖漿的混合作用,形成錫田花崗巖。

5.4 花崗巖與錫成礦

眾多研究表明錫的分布及其成礦作用與花崗質(zhì)巖漿作用密切相關(guān),花崗巖不僅是錫成礦的重要成礦物質(zhì)來源,也是錫成礦的重要場(chǎng)所(Lehmann,1990;陳駿等,2000)。以往的觀點(diǎn)認(rèn)為,與錫成礦有關(guān)的花崗巖主要為 S型花崗巖,實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)、熱力學(xué)和流體包裹體地球化學(xué)以及相關(guān)礦床成礦機(jī)理的大量研究成果也揭示出與錫成礦有關(guān)的S型花崗巖在成巖過程中能夠分異出富錫的成礦流體(Heinrich,1990)。近年來,研究發(fā)現(xiàn)與A型花崗巖具有密切成因聯(lián)系的錫礦床數(shù)量越來越多,如新疆、南嶺地區(qū)以及巴西、美國(guó)和尼日利亞等地區(qū)(Taylor,1979;Sawkins,1984;畢承思等,1993;趙振華等,2000;Haapala and Lukkari,2005;李兆麗等,2006)。本文對(duì)錫田細(xì)?；◢弾r的研究表明,該細(xì)?；◢弾r具有 A型花崗巖的特征,錫田錫礦床與這一 A型花崗巖關(guān)系密切。錫田細(xì)?；◢弾r強(qiáng)烈富集Rb(平均值為872μg/g),高于華南燕山期花崗巖的平均值(358 μg/g),Rb的富集說明該巖體的巖漿分異作用進(jìn)行充分,同時(shí)巖體具有高的SiO2含量和明顯的Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti的負(fù)異常,說明花崗巖形成過程中經(jīng)歷了強(qiáng)烈的分離結(jié)晶作用,而高度分異是成錫花崗巖的一般特征(汪雄武和王曉地,2002)。該細(xì)粒花崗巖的TiO2含量非常低(平均為0.10%),一般認(rèn)為花崗巖的Sn含量與 TiO2含量之間具有很好的負(fù)相關(guān)性(Lehmann,1990),因此錫田細(xì)?；◢弾r低TiO2含量是錫成礦的有利條件。同時(shí)巖石Th+U含量很高(平均值為 98.86 μg/g),遠(yuǎn)大于高熱花崗巖的下限(8μg/g)和華南燕山期殼源重熔型花崗巖(Th均值為28.74 μg/g,U 均值為 7.11 μg/g)(顧連興,1990),其高Th+U含量對(duì)Sn成礦也十分有利(毛景文等,1998)。錫田花崗巖的另一顯著特點(diǎn)是具有低的 Nb/Ta(1.47～4.25) 比值和Zr/Hf(10.67～28.46) 比值,均低于正常花崗巖值(分別為 11和33～40)(Green,1995;Dostal and Chatterjee,2000),這說明花崗巖漿在形成演化過程中,存在熔體與富揮發(fā)分流體之間的相互作用,導(dǎo)致Nb-Ta和Zr-Hf這兩組元素對(duì)發(fā)生不同程度分餾,使Nb和Zr趨向虧損而Ta和Hf相對(duì)富集(Green,1995;Dostal and Chatterjee,2000),這一特點(diǎn)為Sn成礦提供了有利條件。錫田花崗巖整體上還表現(xiàn)出與錫礦化密切的相關(guān)性,在SiO2-(Rb/Sr)圖解(圖11)中,樣品點(diǎn)全部落入到錫礦化花崗巖或世界著名 Sn礦床花崗巖范圍內(nèi)(Blevin and Chappell,1995);在 SiO2/10-(CaO+MgO)-(Na2O+K2O)和SiO2-(Na2O+K2O) 圖解中(圖略,陳駿等,2000),部分花崗巖也投在了含錫花崗巖范圍內(nèi),這些特征與鄰近的千里山巖體花崗巖(柿竹園超大型鎢錫多金屬礦床與之有密切成因關(guān)系)以及騎田嶺巖體花崗巖(芙蓉超大型錫礦床與之有密切成因聯(lián)系)類似(毛景文等,1998;李曉敏等,2010)。因此,錫田花崗巖顯示出良好的Sn成礦性,是比較典型的含錫花崗巖。

圖11 錫田細(xì)?；◢弾r SiO2-Rb/Sr圖解(據(jù) Blevin and Chappell,1995)Fig.11 Rb/Sr-SiO2 diagram for the fine-grained granites of the Xitian granites (after Blevin and Chappell,1995)

6 結(jié) 論

(1) 錫田細(xì)粒花崗巖的定年結(jié)果為 151.7±1.2 Ma,為燕山期花崗巖體,與南嶺大規(guī)模燕山期二階段花崗巖的形成時(shí)代(165～150 Ma)基本一致。

(2) 地球化學(xué)研究顯示該花崗巖體富Si、Al,貧Ca、Mg;富集 Rb、Th、Ta 等元素,虧損 Sr、Ba、Ti、P、Eu等,其地球化學(xué)特征與A型花崗巖相似。

(3) Sr-Nd同位素研究表明錫田細(xì)粒花崗巖主要來源于古老地殼物質(zhì)的部分熔融,同時(shí)有少量地幔物質(zhì)的加入;其形成可能與古太平洋板塊俯沖消減引起的拉張環(huán)境有關(guān)。

(4) 錫田細(xì)?；◢弾r強(qiáng)烈富集 Rb、Th+U 含量高、TiO2含量低等特征對(duì)Sn成礦十分有利,顯示出良好的Sn成礦性,是比較典型的含錫花崗巖。

致謝:研究工作得到了湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局四一六隊(duì)的支持和幫助,鋯石陰極發(fā)光及其年代學(xué)分析得到涂湘林老師的幫助;主量元素、微量元素及同位素測(cè)試分析實(shí)驗(yàn)得到了中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室劉穎老師、胡光黔老師等的指導(dǎo);在此一并表示衷心的感謝。同時(shí)感謝付建明研究員和另一位審稿專家所提出的寶貴意見！

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