劉偉 曾佐勛＊＊ 陳德立 賀赤誠 莫皓然 曾志方 魏運許 徐大良

1.中國地質(zhì)大學地球科學學院，武漢 430074

2.華中構造力學研究中心，武漢 430074

3.湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局四○九隊，永州 425000 4.中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心，武漢 430074

1 引言

華南陸塊地處歐亞大陸東南部，瀕臨西太平洋，由揚子地塊和華夏地塊在新元古代時期碰撞拼貼而形成，其北面和西面分別與秦嶺-大別造山帶和三江褶皺帶接壤(胡瑞忠等，2010)。華南地區(qū)曾經(jīng)歷過Columbia超大陸，Gondwana超大陸，Pangaea超大陸及歐亞大陸形成與演化的多期構造運動(毛景文等，2004)。晚古生代以來，華南又受太平洋構造域和特提斯構造域的影響，先后經(jīng)歷印支運動和燕山運動兩大構造運動，使華南乃至整個東亞大陸大地構造背景發(fā)生重要轉折、構造動力體制發(fā)生巨大的轉換(趙越等，1994，2004;董樹文等，2007)，形成了分布面積廣泛的花崗質(zhì)巖漿與金屬礦床。以往的研究主要集中在華南“成礦大爆發(fā)”燕山期的花崗巖類上，而對早中生代印支期的花崗巖類研究較薄弱，因此，造成了多數(shù)學者對華南大地構造演化和印支期花崗巖形成的動力學機制存在著不同的理解(許靖華等，1987;Hsü et al.，1990;Gilder et al.，1996;王 岳 軍 等，2002;周新民，2003;Wang et al.，2005a，2007a，b，2011;Zhou et al.，2006)。

從20世紀70年代開始，我國地質(zhì)工作者在有關華南印支期花崗巖的分布及巖石組成，地球化學特征和同位素年齡等方面研究取得了長足進展，其中包括華南印支期花崗巖主要分布在安化-羅成斷裂以東，呈面狀分布于湘、桂、粵、贛、閩等地區(qū)，巖性以過鋁-準鋁質(zhì)高鉀花崗巖、二長花崗巖及花崗閃長巖為主，其中在湖南境內(nèi)較發(fā)育，總面積超過5000km2，所以湖南印支期花崗巖是研究華南印支運動的典型區(qū)域(郭令智等，1983;羅照華等，1995;鄧希光等，2004;付建明等，2004;邱檢生等，2004;續(xù)海金等，2004;Wang et al.，2007b;羅志高等，2010;Wang et al.，2013)。但是目前對典型地區(qū)的花崗巖巖體形成的精細時序研究工作較薄弱。如湖南陽明山巖體在印支期是一次巖漿作用形成，還是存在多期次成巖作用，目前尚無精細年代學資料，前人僅對其中某個階段巖體進行過年齡測試及相關地球化學研究(陳衛(wèi)鋒等，2006)，但是迄今為止還沒有對巖體進行過系統(tǒng)的年代學、地球化學研究，從而嚴重制約了對該花崗巖的成巖期次、成巖以及動力學背景等認識。因此，本文選擇湖南陽明山印支期花崗巖體的不同部分進行了詳細的鋯石U-Pb定年，元素地球化學、Hf同位素地球化學研究，為更全面、精確的建立陽明山印支期花崗質(zhì)巖漿活動的年代學格架、演化特征和構造背景提供了新的依據(jù)。

2 地質(zhì)概況及巖相學特征

陽明山復式花崗巖體出露于湖南省永州市境內(nèi)。構造上位于揚子地塊與華夏地塊的交接部位，陽明山隆起帶和多組深大斷裂的交匯部位。出露面積約280km2，近東西向展布，侵入于寒武紀、奧陶紀、志留紀、泥盆紀地層中。在1∶20萬地質(zhì)調(diào)查中(湖南省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量大隊，1975①湖南省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量大隊.1975.1∶20萬零陵幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)，前人根據(jù)巖石學、礦物學及各侵入體的接觸關系，將該復式巖體劃分為白果市-土坳、陽明山、大江背、大源里四個規(guī)模不等，形狀不規(guī)則的巖體。巖體與圍巖接觸界線明顯，多呈彎曲狀，接觸面傾向圍巖，有明顯的熱接觸變質(zhì)作用，圍巖均發(fā)生角巖化，巖體內(nèi)部蝕變不甚發(fā)育，僅局部地段有云英巖化、電氣石化。區(qū)內(nèi)構造主要以陽明山-大義山東西向基底斷隆帶、陽明山-騎田嶺北西向基底斷裂帶和發(fā)育于陽明山隆起內(nèi)的斷褶帶為主，其中東西向基底斷隆帶控巖、控礦作用明顯，在區(qū)域上控制了陽明山復式巖體及鉛鋅鎢錫多金屬成礦帶產(chǎn)出，區(qū)內(nèi)鎢錫、鉛鋅等多金屬礦床(點)均分布于巖體內(nèi)及接觸帶(圖1)。

白果市-土坳中細粒斑狀電氣石黑(白)云母二長花崗巖，平面上沿近東西向展布，由4個不規(guī)則狀小巖體組成。巖體分帶現(xiàn)象不明顯，巖石為淺灰白色、淺棕黃色，似斑狀結構，斑晶含量約為10%，斑晶主要由斜長石和條紋長石組成，條紋長石多呈半自形板狀-他形粒狀，卡氏雙晶，約占斑晶總量70%，斜長石呈自形-半自形板狀，聚片雙晶，約占斑晶總量30%?；|(zhì)由鉀長石、斜長石、石英及黑云母、白云母、電氣石組成。斜長石為更長石(An=13)，呈半自形板狀，約占基質(zhì)總量20%，鉀長石呈他形粒狀，約占基質(zhì)總量20%，石英呈他形粒狀，約占基質(zhì)總量20%，黑云母多呈半自形片狀，約占基質(zhì)總量5%;白云母，呈半自形片狀-他形粒狀，約占基質(zhì)總量3%;電氣石呈自形-半自形柱狀，約占基質(zhì)總量2%(圖2a)。副礦物為鋯石、磷灰石、白鈦石、磁鐵礦、褐簾石等。

圖1 陽明山復式花崗巖地質(zhì)礦產(chǎn)圖(據(jù)湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局四〇九隊，2012① 湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局四〇九隊.2012.湖南陽明山地區(qū)礦產(chǎn)遠景調(diào)查總體設計.內(nèi)部資料)Fig.1 The geological and mineral resources map of Yangmingshan composite granite

陽明山二云母二長花崗巖，平面上近東西向延伸，東西兩端大，中間小，呈啞鈴狀。根據(jù)巖相可分為過渡相的中粗粒斑狀二云母二長花崗巖和邊緣相的中細粒斑狀二云母二長花崗巖。巖石呈灰白色，似斑狀結構，斑晶含量約為15%，斑晶主要為鉀長石，次為斜長石和石英，鉀長石斑晶包括條紋長石和微斜長石，多呈半自形板狀，卡氏雙晶，約占斑晶總量75%;斜長石為更長石(An=13)，半自形板狀，聚片雙晶，約占斑晶總量15%;石英呈他形粒狀，內(nèi)部包裹有自形程度較高的黑云母，約占斑晶總量5%(圖2b)?；|(zhì)由鉀長石、斜長石、石英及黑、白云母組成，鉀長石多呈他形粒狀，約占基質(zhì)總量30%;斜長石半自形-他形粒狀，約占基質(zhì)總量25%;石英呈他形粒狀，約占基質(zhì)總量25%;黑云母多呈半自形片狀，約占基質(zhì)總量6%;白云母呈半自形片狀-他形粒狀，約占基質(zhì)總量4%。副礦物為鋯石、磷灰石、榍石、鈦鐵礦、獨居石等。

大江背細粒電氣石白云母二長花崗巖侵入于陽明山二云母二長花崗巖，巖石呈灰白色，花崗結構，塊狀構造。主要礦物成分為鉀長石(20% ～30%)，斜長石(30% ～40%)，石英(20% ～30%)，白云母(5% ～9%)，電氣石(1% ～5%)(圖2c)。副礦物為鋯石、磷灰石、白鈦石、磁鐵礦、褐簾石等。鉀長石，呈半自形-他形粒狀，卡氏雙晶斜長石呈自形-半自形板狀，聚片雙晶白云母多呈半自形條帶狀石英呈他形粒狀充填在其它礦物之間，有明顯的裂紋現(xiàn)象(圖2c)電氣石呈自形-半自形柱狀，垂直柱面裂隙發(fā)育。

大源里斑狀黑云母正長花崗巖侵入于白果市-土坳斑狀黑云母二長花崗巖中。巖石呈淺肉紅色，似斑狀結構，斑晶含量約為15%，斑晶主要為條紋長石，多呈半自形-自形板狀，卡氏雙晶，具有一定的粘土化，部分斑晶內(nèi)部包裹有細粒斜長石和黑云母(圖2d)。基質(zhì)由鉀長石、斜長石、石英及黑云母組成。條紋長石呈他形粒狀，約占基質(zhì)總量30%;石英呈他形粒狀，具有明顯的裂紋和波狀消光，充填在其它礦物之間，約占基質(zhì)總量30%;斜長石呈半自形板狀，聚片雙晶，少數(shù)見卡鈉復合雙晶，約占基質(zhì)總量20%;黑云母多呈半自形片狀，部分為聚合體，有鐵質(zhì)析出現(xiàn)象，約占基質(zhì)總量5%。副礦物含量較少，主要為鋯石、磷灰石、磁鐵礦、褐簾石等。

白果市-土坳斑狀二(白)云母二長花崗巖和陽明山斑狀二云母二長花崗巖被近SE向斷裂切割，大源里斑狀黑云母正長花崗巖和大江背電氣石白云母二長花崗巖分別侵入于白果市-土坳斑狀二(白)云母二長花崗巖和陽明山斑狀二云母二長花崗巖中(圖1)，不同的位置所表現(xiàn)的出來接觸關系不同，有的接觸界線清晰明顯，有的呈逐漸過渡關系，沒有特別明顯的發(fā)育穿插關系和冷凝邊結構，反映了巖漿脈動侵入活動的事件較短，可能由于早期巖漿尚未冷凝固結，呈半塑性狀態(tài)時，后期巖漿就開始侵入。

圖2 陽明山復式花崗巖顯微鏡下照片(正交偏光)(a)-斑狀電氣石黑(白)云母二長花崗巖中柱狀電氣石(Tur)和半自形片狀黑云母;(b)-二云母二長花崗巖中斜長石(Pl)的聚片雙晶和鉀長石(Kfs)的卡氏雙晶;(c)-電氣石白云母二長花崗巖中石英發(fā)育裂紋;(d)-斑狀黑云母正長花崗巖中鉀長石(Kfs)弱粘土化Fig.2 Microphotographs of Yangmingshan composite granite(crossed polarizers)

3 分析方法

本文涉及的所有測試分析均在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。

本次研究選取了巖體中4個代表性樣品進行LA-ICPMS鋯石U-Pb定年分析(圖3)，鋯石分選由廊坊誠信地質(zhì)技術服務公司采用浮選和電磁選完成。陰極發(fā)光顯微照片利用裝載于JXA-8100掃描電子顯微鏡上的Gatan陰極發(fā)光儀(CL)完成，陰極發(fā)光(CL)顯微圖像分析用于觀察鋯石內(nèi)部結構，從而確定待測鋯石的最佳部位和數(shù)據(jù)解釋。鋯石原位U-Pb同位素年齡測定在激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)上用標準測定程序條件下進行。分析儀器為電感耦合等離子體質(zhì)譜計(Agilent7500a)和準分子激光剝蝕系統(tǒng)Geo-Las200M型(Microlas Gottingen Germany)聯(lián)機和配備有193nmArF-excimer激光器。在測試中激光剝蝕斑束直徑為32μm，剝蝕深度為 20～40μm，激光脈沖為 10Hz，能量為32～36mJ。實驗中采用He、Ar作為剝蝕物質(zhì)的載氣，鋯石年齡校正采用國際標準鋯石91500作為外標(Wiedenbeck et al.，1995)，元素含量校正采用美國國家標準物質(zhì)局研制的人工合成硅酸鹽玻璃NIST SRM610作為外標(Pearce et al.，1997)，29Si作為內(nèi)標進行校正。樣品鋯石的同位素比值和元素含量數(shù)據(jù)處理采用 ICPMSDataCal8.3程序計算軟件(Liu et al.，2010)，得出207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U和208Pb/232Th四組同位素比值、年齡及誤差，并采用Andersen軟件對測試數(shù)據(jù)進行普通鉛校正(Andersen，2002)，各樣品鋯石的加權平均年齡計算及諧和圖的繪制采用Isoplot 3程序(Ludwing，2003)完成。有關具體的實驗條件、實驗原理和鋯石U-Pb年齡測定流程及儀器參數(shù)見文獻(Gao et al.，2004;Yuan et al.，2004)。

圖3 陽明山復式巖體鋯石陰極發(fā)光圖像黃色圈為鋯石U-Pb測年點;紅色圈為鋯石Hf同位素分析點Fig.3 Cathodoluminescenece(CL)images of analyzed zircons from Yangmingshan pluton

主量元素采用XRF-1800(SHIMADZU SEQUENTIAL XRAY FLUORESCENCE SPECTR OMETER)波長掃描X射線熒光光譜儀進行樣品分析，微量元素分析在Agilent 7500a ICP-MS儀器上完成，樣品經(jīng) AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-3國際標樣監(jiān)控，精度優(yōu)于5%。

鋯石Hf同位素分析是在鋯石陰極發(fā)光(CL)和U-Pb定年的基礎上完成的。鋯石Lu-Hf同位素原位分析采用Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀完成(MC-ICPMS)，測試激光束斑直徑為44μm，剝蝕頻率為6Hz.剝蝕部位位于或者稍微偏離U-Pb剝蝕坑的同一振蕩環(huán)帶上。用176Lu/175Lu=0.02656和176Yb/173Yb=0.7876 進行同量異位干擾校正計算測定樣品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值(McCulloch et al.，1977;Blichert-Toft and Albarède，1997)。樣品測試過程中每測試6個樣品點，分析91500和GJ-1各1次。測試期間，獲得鋯石91500的176Hf/177Hf=0.282303±8(n=15，1σ )，GJ-1 的176Hf/177Hf=0.282009 ±6(n=15，1σ)詳細的儀器條件和數(shù)據(jù)采集方法見文獻(Liu et al.，2010)。εHf的計算采用176Lu衰變常數(shù)為 1.865×10-11a-1，球粒隕石現(xiàn)今的176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Vervoort and Blichert-Toft，1999);Hf虧損地幔模式年齡(tDM)的計算采用現(xiàn)今的虧損地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Vervoort and Blichert-Toft，1999)。采用平均大陸殼的176Lu/177Hf=0.015(Vervoort and Blichert-Toft，1999)計算鋯石Hf同位素地殼模式年齡(tDMC)。

4 分析結果

4.1 LA-ICP-MS 定年結果

本文4件樣品中鋯石可分為長柱狀和短柱狀兩種類型，長寬比3∶1～1∶1，大部分鋯石具有典型的巖漿韻律環(huán)帶，少數(shù)具有“核-邊”雙層結構，核部顯示較強的CL特征，具有明顯的港灣狀溶蝕結構，反映了殘留鋯石的特征，如樣品B003-1-11-01、B002-2-32-13、B003-2-6-19、B001-5-11-03 點(圖3)，邊部CL較弱，有微弱的韻律環(huán)帶，與核部界線明顯，反映了重結晶鋯石的特征，如樣品B003-1-11-6、21，B001-5-11-10、B003-2-6-5 點(圖3)。

白果市-土坳斑狀電氣石黑(白)云母二長花崗巖樣品B003-1-11。對其進行了21個點的定年分析(表1)，3分析點(B003-1-11-01、08、19)，年齡值較高，206Pb/238U 表面年齡分別為368Ma、325Ma、373Ma，結合鋯石內(nèi)部結構特征，我們認為可能是捕擄鋯石。有5個分析點(B003-1-11-03、04、09、12、21)位于鋯石深色邊緣，CL較弱，206Pb/238U表面年齡分別為 214Ma、141Ma、191Ma、189Ma、186Ma，可能為晚期變質(zhì)增生或熱液蝕變的年齡，諧和度較差，故在計算年齡時剔除年齡較大及諧和度較差的點，大部分數(shù)據(jù)點位于諧和線或附

近(或呈線狀分布在諧和線的右側)(圖4)，雖然部分分析點不同程度的水平偏離諧和線，但其分布形式與Pb丟失所引起的不諧和明顯不同，而且鋯石具有清晰的韻律環(huán)帶，表明鋯石并未發(fā)生Pb的丟失，因此，可能與207Pb含量較低較難測定有關。其余13個分析點206Pb/238U表面年齡在228～229Ma之間，加權平均年齡為 228.6 ±1.4Ma，與 Wang et al.(2012)在該巖體獲得228Ma鋯石結晶年齡一致，代表了巖體主體結晶年齡，屬印支晚期。

表1 陽明山花崗巖LA-ICPMS鋯石U-Pb同位素分析結果Table 1 LA-ICPMS U-Pb analyzed data of the zircons for the Yangmingshan granite

續(xù)表1Continued Table 1

陽明山斑狀二云母二長花崗巖(B002-2-32)，對其進行了21個點的定年分析，2個分析點(B002-2-32-04、05)分別位于同一顆鋯石的核部和邊部，核部CL較強，206Pb/238U表面年齡分別為772Ma、666Ma，年齡值較高，具有殘留鋯石的特征，諧和度較低未參與計算，其余分析點均位于諧和線上或附近(圖4)。1個分析點(B002-2-32-03)位于鋯石深色邊緣，CL較弱，206Pb/238U表面年齡為194Ma，可能為晚期變質(zhì)增生或熱液蝕變的年齡。其余分析點年齡值可以分為兩組，年齡值相對較小的一組，4個分析點(B002-2-01、02、14、15)，鋯石呈長柱狀，環(huán)帶較明顯且窄，206Pb/238U表面年齡為204～206Ma，加權平均年齡為205±1.8Ma，可能代表了晚期巖漿活動;年齡值相對較大的一組，14個分析點206Pb/238U表面年齡為220～225Ma，加權平均年齡為 221.8±1.3Ma，代表了巖體主體結晶年齡，屬印支晚期。

大源里斑狀黑云母正長花崗巖(B001-5-11)，選擇具韻律環(huán)帶的巖漿鋯石，進行了20個點定年分析，大多數(shù)分析點位于諧和線或附近(圖4)。有3分析點B001-5-11-01、03、07年齡值明顯偏老，對照CL圖像，分析點均位于鋯石的殘留核值相對較小的一組，12個分析點206Pb/238U表面年齡為214～219Ma，加權平均年齡為 217.8 ±1.6Ma，代表了巖體主體結晶年齡，屬印支晚期。

圖4 陽明山復式巖體鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagram of Yangmingshan composite granite

大江背電氣石白云母二長花崗巖(B003-2-6)對其進行了20個點的定年分析，分析點B003-2-6-08位于諧和線上，表面年齡為1036Ma，對照CL圖像，鋯石呈半渾圓狀，環(huán)帶不發(fā)育，可能為捕擄鋯石;分析點06、10、12的Th/U值為0.18～0.75，表面年齡分別為 549Ma、552Ma、542Ma，表明源區(qū)可能存在加里東期的巖漿組分。分析點03、04、19位于鋯石邊部，CL較弱，Th/U 比值小于 0.1，206Pb/238U 表面年齡為156Ma～196 Ma，可能為晚期變質(zhì)增生或熱液蝕變的年齡;分析點13、11、09明顯偏離諧和線，年齡較老，故計算表面加權平均值時將其剔除。分析點大部分不同程度的偏離諧和線，少數(shù)分析點諧和度較好(圖4)。鑒此，選擇位于鋯石韻律環(huán)帶上7個分析點進行加權平均值計算，加權平均年齡為218.9±2.0Ma，代表了巖體主體結晶年齡，屬印支晚期。

此外，測得樣品中大多數(shù)捕獲/繼承鋯石的諧和年齡為500～1784Ma，證實了本區(qū)可能存在前寒武紀結晶基底(陳衛(wèi)鋒等，2006)，且年齡跨度較大，其中最老屬中元古代，同時也暗示了源區(qū)的多樣性及基底演化具多階段生長演化的特征(丁興等，2005b;陳衛(wèi)鋒等，2006)。

圖5 陽明山復式巖體K2O-SiO2圖解(a，據(jù)Morrison，1980)和A/CNK-A/NK圖解(b，據(jù)Maniar and Piccoli，1989)圖7、圖8、圖9的圖例同此圖Fig.5 K2O vs.SiO2(a，after Morrison，1980)and A/CNK vs.A/NK(b，Maniar and Piccolo，1989)diagram of the Yangmingshan pluton

4.2 地球化學特征

表2列出了陽明山復式巖體各巖體主、微量元素測試結果，陽明山復式花崗巖體巖石SiO2含量主要集中在70% ～75%之間，平均值為71.74%，接近于中國花崗巖平均含量71.63%(黎彤，1994)。Al含量較高，Al2O3為 12.50% ～19.05%，平均 14.47%;Fe、Mg、Ca 含量低，F(xiàn)e2O3T為 0.32%～2.32%，平均值 0.92%，MgO 為 0.00% ～ 0.60%，平均值0.19，這可能與花崗巖中富含白云母、電氣石等過鋁質(zhì)礦物和缺乏鎂鐵質(zhì)暗色礦物有關。CaO的含量也較低，為0.35% ～1.13%，平均值為0.64%。P2O5含量較高0.17% ～0.40%，平均0.25%，高于湖南省印支期過鋁質(zhì)花崗巖0.08% ～0.18%和南嶺東段強過鋁質(zhì)花崗巖 0.01% ～0.18%(Sylvester，1998;孫濤等，2003;Wang et al.，2007b;陳衛(wèi)鋒等，2007)，與喜馬拉雅山過鋁質(zhì)花崗巖相似(Visonà and Lombardo，2002;陳衛(wèi)鋒等，2007))。全堿(Na2O+K2O)含量較高，7.37% ～12.55%，平均值 8.55%;K2O/Na2O 值為 0.80% ～ 1.97%，平均值1.30%，在K2O-SiO2圖解上，樣品點絕大部分落在高鉀鈣堿性系列范圍(圖5a)。巖石鋁飽和指數(shù)A/CNK的值為0.97 ～1.30，CIPW 標準礦物中剛玉(C)含量主要集中在 1.89～6.66，均大于1。在A/NK-A/CNK圖解上，除2個點落外，所有點均落在弱-強過鋁質(zhì)區(qū)域，顯示了巖體弱-強過鋁質(zhì)的特征(圖5b)。高的分異指數(shù) DI(85.2～95.4)和低的固結指數(shù)SI(0～4.81)，表明陽明山復式花崗巖體分異程度較高。

陽明山復式巖體主量元素含量變化不大，可能是由于原始巖漿形成以后，在巖漿房或巖漿上升過程中并沒有進行過多的結晶分異，而是在短期內(nèi)快速上升侵位，形成了陽明山復式巖體，巖石巖相學的差別主要是由巖漿侵位后的物理條件引起的，如結晶時間、圍巖溫度差等。

從表2中可以看出，陽明山復式巖體各巖體稀土總量ΣREE分別為 35.6 ×10-6～171.9 ×10-6(平均值 97.4 ×10-6)，96.6×10-6～159.5 ×10-6(平均值 129.9 ×10-6)，7.1×10-6～80.4 ×10-6(平均值 37.8 ×10-6)，119.8 ×10-6～193.6×10-6(平均值146.4×10-6);LREE/HREE 比值分別為3.86 ～ 13.92(平均值 9.71)，10.96 ～ 14.00(平均值12.83)，2.29 ～ 8.01(平均值 5.06)，9.63 ～ 13.57(平均值11.63);(La/Yb)N值分別為 3.47 ～ 20.86(平均值 13.02)、12.43 ～19.21(平均值16.84)、2.17 ～12.06(平均值 6.63)、12.25 ～21.24(平均值17.06);δEu 分別為0.14 ～0.41(平均值 0.26)、0.16 ～ 0.24(平均值 0.19)、0.09 ～ 0.31(平均值0.19)、0.23 ～0.40(平均值0.28)，其中電氣石白云母二長花崗與其他巖石相比稀土總量、(La/Yb)N值相對較低。在球粒隕石標準化圖解上，輕重稀土分餾明顯，明顯的Eu負異常，

稀土配分曲線總體呈現(xiàn)出右傾的V字形，各期次巖石稀土配分曲線具有相同的趨勢，說明各期次巖漿可能均由同一母巖漿演化而來(圖6a)。同時與印支期湖南、桂東南大容山-十萬大山S型花崗巖帶巖體的稀土配分曲線對比，它們具有相似的特點，表明陽明山花崗巖可能為S型花崗巖。

表2 陽明山復式巖體主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析結果Table 2 The analyzed data of major elements(wt%)and trace element(×10-6)of the Yangmingshan pluton

續(xù)表2Continued Table 2

續(xù)表2Continued Table 2

復式巖體微量元素總體變化特征基本一致，表現(xiàn)為選擇性的富集和虧損，僅在個別元素上存在明顯的差別，如電氣石白云母二長花崗表現(xiàn)出明顯的Ba、Sr、Ti負異常和P正異常。在微量元素原始地幔標準化圖解上(圖6b)，總體上陽明山復式巖體富集大離子親石元素(U、Th、K)和Pb，明顯虧損高場強元素(Ti、Nb)和強烈的Ba和Sr虧損，屬于低Ba-Sr花崗巖，與南嶺東段強過鋁質(zhì)花崗巖相似(孫濤等，2003)，同時與印支期湖南、桂東南大容山-十萬大山S型花崗巖帶巖體的微量元素配分曲線相似。其中Sr虧損指示斜長石的分離結晶，Ti虧損指示鈦鐵礦的分離結晶，Nb/Ta比值0.16～0.37，遠低于地殼平均值12.2，系地殼部分熔融的結果(陳小明等，2002;陳衛(wèi)鋒等，2006)，暗示了該花崗巖具有殼源巖漿的特征。

4.3 鋯石Hf同位素

本文對陽明山復式巖體 B003-1-11、B002-2-32、B003-2-6、B001-5-11進行了37顆鋯石原位Hf同位素分析(表3)。分析結果顯示，4件樣品的176Hf/177Hf初始比值分別主要為0.282441 ～ 0.282552、0.282505 ～ 0.282706、0.282143 ～0.282610、0.282415 ～0.282554，Hf同位素成分比較均一，對應的 εHf(t)值分別為 -11.7 ～ -7.8、-9.4 ～ -2.3、-8.5 ～-5.7、-12.6 ～ -7.7，相應的兩階段模式年齡(tDM2)分別為1381 ～1599Ma、1079 ～1473Ma、1268 ～1422Ma、1376 ～1593Ma。

5 討論

5.1 陽明山巖體侵入期次

20世紀70～90年代，地質(zhì)工作者對陽明山復式巖體形成時代進行了研究。湖南省地質(zhì)局區(qū)測隊根據(jù)侵位接觸關系，認為陽明山、白果市-土坳巖體屬印支期，大江背、大源里巖體屬燕山早期(湖南省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量大隊，1975)。湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1988)采用單顆粒鋯石U-Pb同位素稀釋法測得的年齡為221Ma。Wang et al.(2012)采用SHRIMP鋯石U-Pb定年測得陽明山巖體二云母二長花崗巖的成巖年齡為228±6Ma。陳衛(wèi)鋒等(2006)采用LA-ICPMS鋯石U-Pb測得二云母二長花崗巖和電氣石白云母花崗巖成巖年齡分別為218.0±10.0Ma和218.9±3.4Ma。上述年齡結果范圍較寬，且測試樣品有限，無法對陽明山復式巖體的侵入期次的劃分提供有力的年代學支持。

本次研究分別對白果市-土坳、陽明山巖體、大江背、大源里巖體采用LA-ICPMS鋯石U-Pb定年，定年結果分別給出了 228.6 ± 1.4Ma 和 205 ± 1.8Ma、221.8 ± 1.3Ma 和 229 ±2.8Ma、218.2 ±2.0Ma、217.8 ±1.6Ma 的諧和年齡。結合野外接觸關系，白果市-土坳斑狀二(白)云母二長花崗巖和陽明山斑狀二云母二長花崗巖侵入于奧陶系-寒武系地層中(圖1)，侵入界線多呈彎曲狀，接觸面傾向圍巖，二者之間被斷層所切割，未見明顯的接觸關系，大源里斑狀黑云母正長花崗巖和大江背電氣石白云母二長花崗巖侵入于白果市-土坳斑狀二(白)云母二長花崗巖和陽明山斑狀二云母二長花崗巖中，接觸面都傾向圍巖，接觸界線有的清晰分明，有的呈過渡關系。年齡數(shù)據(jù)與野外接觸關系基本吻合，說明了陽明山復式巖體是在一個短暫的時限內(nèi)形成，即一個階段巖漿侵入還未冷凝，另一個階段巖漿侵入就已經(jīng)開始，呈連續(xù)的脈動過程。上述結果表明，陽明山復式巖體經(jīng)歷了～229Ma、～221Ma、217Ma、～205Ma等多次侵入活動。

表3 陽明山復式巖體鋯石Hf同位素分析結果Table 3 The analyzed data of Zircon Hf isotopic of the Yangmingshan pluton

陽明山鉛鋅和錫多金屬礦床(點)主要圍繞陽明山復式巖體內(nèi)接觸帶分布(圖1b)。其中東部白果市-土坳巖體內(nèi)及其接觸帶的老寨嶺錫礦最為典型，以脈型為主，主要是由含錫石英脈，碎裂化英云巖化花崗巖及云英巖組成。目前，對于陽明山鎢錫多金屬礦床的成礦年齡，還沒有有效的測年數(shù)據(jù)，但是礦體(點)主要賦存在陽明山復式巖體內(nèi)及接觸帶附近，并且陽明山花崗巖成礦元素W、Sn含量高于維氏值10倍，具有明顯富集現(xiàn)象，因此，陽明山復式巖體與錫多金屬礦床(點)有著密切的聯(lián)系。

圖7 陽明山復式巖體Rb/Ba-Rb/Sr(a)和CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)圖解(據(jù)Sylvester，1998)Be-澳大利亞拉克倫褶皺帶中Bethanga巖體;Mo阿爾卑斯造山帶中的Moschumandl巖體;Vy-海西造山帶Vysoky-Kamen巖體;Sh-喜馬拉雅造山帶的ShisgaPangmaFig.7 Rb/Ba-Rb/Sr(a)and CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)diagrams of the Yangmingshan pluton(after Sylvester，1998)

5.2 陽明山花崗巖成因、源區(qū)性質(zhì)與演化特征

陽明山復式巖體各期次巖石鋁飽和指數(shù)(A/CNK)大多數(shù)大于1.1，為強過鋁質(zhì)，并含有白云母、電氣石等含鋁高的硅酸巖礦物，稀土配分曲線和微量元素配分曲線與湖南印支期S型花崗巖和桂東南大容山-十萬大山S型花崗巖具有相似的特點，應屬于典型的S型花崗巖。

陽明山復式巖體高的Rb/Sr值和明顯虧損Ba、Sr、Eu、Nb、Ti等，暗示了母巖漿經(jīng)歷了顯著的分離結晶作用。Ba、Sr、Eu的虧損指示了斜長石、鉀長石的分離結晶。Nb、Ti的虧損指示了富鈦鐵礦物(鈦鐵礦、金紅石)的分離結晶。

前人對華南印支期過鋁質(zhì)花崗巖的源區(qū)屬性已進行了大量研究，印支期花崗巖Nd模式年齡為1.74～1.98Ga，與前寒武紀變質(zhì)沉積巖和加里東期花崗巖一致，Hf模式年齡為1.2～2.5Ga，認為其源巖主要為變質(zhì)沉積巖和變質(zhì)火山巖，可能有少量的年輕地幔物質(zhì)加入(Wang et al.，2007a，2011，2012;Zhang et al.，2010，2012)。陳衛(wèi)峰等(2006)根據(jù)陽明山花崗巖Nd模式年齡和殘留鋯石年齡，推斷其源區(qū)應為古元古代變質(zhì)泥巖。實驗巖石學表明，由源區(qū)為泥質(zhì)巖與砂屑巖部分熔融形成的過鋁質(zhì)花崗巖(SP)Rb/Ba、Rb/Sr、CaO/Na2O、Al2O3/TiO2的變化與他們源區(qū)中起作用的泥質(zhì)巖和砂屑巖的源區(qū)一致(Sylvester，1998;Gerdes et al.，2000)，因而可以綜合利用這些參數(shù)確定源區(qū)成分。在Rb-Sr-Ba圖解中，第3期黑云母正長花崗巖落在貧/富粘土源區(qū)界線附近，其余大部分落在富粘土源區(qū)(圖7a)。Sylvester(1998)對來自阿爾卑斯山脈、喜馬拉雅山脈、海西構造帶、不列顛加里東構造帶和澳大利亞拉克倫褶皺帶的88個長英質(zhì)侵入體進行研究發(fā)現(xiàn)，不同造山帶后碰撞花崗巖的Al2O3/TiO2常隨CaO/Na2O比值降低而增加。把這些不同造山帶的后碰撞花崗巖的CaO/Na2O和Al2O3/TiO2比值投影在二元圖中，其范圍是一個四邊形，四邊形的四個角分別代表了不同的造山帶。陽明山各期次巖體基本全部落入泥質(zhì)巖源區(qū)(圖7b)，這一判別結果與Rb-Sr-Ba圖解判別的結果基本吻合。

鋯石Hf同位素分析是花崗巖源區(qū)判別重要手段(吳福元等，2007)。陽明山花崗巖體各期次巖石的εHf(t)分別為-11.7 ～ -7.8、-9.4 ～ -2.3、-8.5 ～ -5.7、-12.6 ～-7.7，均小于0，略高于印支期桂東南大容山-十萬大山殼源S型花崗巖的εHf(t)(-11～-9)(祁昌實等，2007)。在εHf(t)-t圖解上所有樣品點均落在虧損地幔及球粒隕石演化線之下(圖8)，推斷其為古老地殼部分熔融的產(chǎn)物，tDM2為1079～1599Ma，均晚于Nd模式年齡(1931～1992Ma，陳衛(wèi)鋒等，2006)，暗示了陽明山復式巖體的源巖均來自中古元古代地殼物質(zhì)(變質(zhì)泥巖)部分熔融。結晶鋯石Hf同位素記錄與桂東南大容山-十萬大山S型花崗巖相似，沒有明顯的幔源特征，表明地幔物質(zhì)基本上沒有參與陽明山花崗巖的形成，與野外觀察一致，未見代表基性端元的暗色包體。但是王岳軍等(2002)數(shù)值模擬認為湘南存在印支期的基性巖漿底侵作用，導致中下地殼含水礦物相巖石深熔形成過鋁質(zhì)巖石，所以我們認為地幔巖漿可能為花崗巖的形成提供了熱源。

圖8 陽明山復式巖體εHf(t)-t圖解Fig.8 εHf(t)-t plot for the Yangmingshan pluton

5.3 巖漿形成的溫度、壓力條件

目前對于花崗巖巖漿形成的溫度和壓力的研究還不是很成熟，主要是通過實驗巖石學，利用花崗巖地球化學數(shù)據(jù)來間接的推斷花崗巖的形成溫度和壓力(馮佳睿等，2010)。此外也有學者利用花崗巖中的副礦物如鋯石、磷灰石、金紅石、長石等礦物溫度計來推斷花崗巖的形成溫度(蔣少涌等，2008;馮佳睿等，2010)，研究方法還有待進一步探索。Sylvester(1998)提出利用Al2O3/TiO2值確定花崗巖形成的溫度，當巖石的 Al2O3/TiO2＞100時，部分熔融溫度小于875℃，Al2O3/TiO2＜100時，部分熔融溫度大于875℃。陽明山花崗巖體Al2O3/TiO2值主要集中在38.1～119，大部分小于100，說明其形成溫度大于875℃。巖體具有明顯的Eu負異常，表明巖漿在源區(qū)曾與斜長石平衡，劉珺等(2008)認為巖漿熔融壓力大于1.5～2.0Ga后，低于固相線的組合中斜長石消失，換句話說深度超過50～60km后，陸殼部分熔融將沒有斜長石的參與，表明陽明山巖體形成深度應小于50km。在天然泥質(zhì)巖經(jīng)人工無蒸汽熔融實驗獲得的CaO/Na2O和Al2O3/TiO2值與陽明山巖體巖石樣品對比(圖9)，表明陽明山復式巖體巖漿形成溫度較低(樣品熔融物相應溫度在850～900℃，根據(jù)實驗熔融物質(zhì)測得)，形成壓力約為7×108～10×108Pa，相當于深度為26～30km。

5.4 構造背景

近年來研究發(fā)現(xiàn)，華南地區(qū)印支期的花崗巖整體呈面狀分布在安化-羅成斷裂以東，即瓊、桂、粵、贛、湘等地區(qū)，是古變質(zhì)沉積巖部分熔融的產(chǎn)物，大多被認為是S型或I型花崗巖(王德滋和劉昌實，1986;Wang et al.，2007b)。Zhou et al.(2006)將華南印支期花崗巖分為印支早期(251～249Ma)和印支晚期(234～205Ma)。Wang et al.(2012)對華南印支期花崗巖年齡統(tǒng)計分析，年齡分布于202～254Ma之間，峰期為～239Ma和～220Ma。其中，分布在湖南省境內(nèi)的印支期花崗巖最多，且年齡主要集中在210～225Ma，表明湖南地區(qū)印支期巖漿活動主要以印支晚期活動為特征(丁興等，2005a)。因此，湖南境內(nèi)印支晚期巖漿作用是探索華南中生代構造演化及其動力學背景的良好窗口。

圖9 天然泥質(zhì)巖經(jīng)人工無蒸汽熔融物實驗獲得的CaO/Na2O對Al2O3/TiO2的值與陽明山復式巖體的比較(據(jù) Sylvester，1998)Fig.9 CaO/Na2O vs.Al2O3/TiO2rations for experimental vapor-absent melts of natural pelite compared to the field of Yangmingshan pluton samples(afer Sylvester，1998)

華南印支運動可能始于中二疊世267～262Ma(Li et al.，2006)，華南(包括華夏和揚子)地塊和印支板塊主碰撞峰期主要發(fā)生在258～243Ma(Lepvrier et al.，1997;Nam，1998;Lan et al.，2000;Carter et al.，2001;Maluski et al.，2001;Nam et al.，2001)，受印支板塊的側面擠壓，在湘桂贛地區(qū)乃至整個華南遭受了強烈的陸內(nèi)擠壓造山或陸內(nèi)碰撞匯聚造山作用，形成一系列的褶皺、大型沖斷構造，最終并導致地殼加厚(莊錦良等，1988;王岳軍等，2005;柏道遠等，2007)。研究表明華南印支期和加里東期構造熱事件具有相同的變質(zhì)作用、擠壓變形和花崗巖漿作用，并具有相同的構造背景，均發(fā)生早期的地殼加厚，隨后快速剝落，最終冷卻，主要受板內(nèi)變形和造山作用控制(Wang et al.，2012)。對于華南印支期花崗巖的形成構造背景，不同的學者提出了不同的認識，王岳軍等(2002)通過合理構建湖南印支期地質(zhì)-物理模擬實驗基礎上，認為湖南印支期巖漿活動主要是由陸內(nèi)地殼疊置加厚，地殼內(nèi)溫度場的擾動導致云母類礦物脫水熔融形成的花崗質(zhì)巖漿。孫濤等(2003)認為南嶺中段印支期強過鋁質(zhì)花崗巖(228～225Ma)形成于印支運動主碰撞后的伸展環(huán)境。Zhou et al.(2006)將印支期花崗巖構造環(huán)境進一步劃分，認為印支早期花崗巖是擠壓環(huán)境下形成的同碰撞花崗巖，印支晚期花崗巖是拉伸環(huán)境下形成的后碰撞花崗巖。Wang et al.(2007b)認為，印支早期花崗巖(243～228Ma)為擠壓環(huán)境下的同碰撞花崗巖，而印支晚期(220～206Ma)則轉變?yōu)樯煺弓h(huán)境下的后碰撞花崗巖。在湘中、桂東南、粵贛交界發(fā)育230～240Ma過鋁質(zhì)花崗巖，與華南周緣地區(qū)存在強烈的俯沖/碰撞造山作用相同時，其形成與華南陸內(nèi)擠壓地殼物質(zhì)疊置加厚作用有關(徐夕生等，2003;鄧希光等，2004;王岳軍等，2005)。于津海等(2007a)則認為，華南的印支期變質(zhì)-巖漿活動具有兩階段特征，第一階段花崗巖(249～225Ma)形成于同碰撞環(huán)境;第二階段花崗巖(225～207Ma)為后碰撞或碰撞晚期的產(chǎn)物。Wang et al.(2011，2012)和Zhang et al.(2012)對華南加里東期和印支期的變質(zhì)巖(角閃巖和變粒巖)和片麻狀花崗巖研究認為，在430Ma和230Ma加里東造山作用和印支造山作用分別由進變質(zhì)向退變質(zhì)轉換，430～400Ma和232～205Ma的花崗巖形成于造山伸展垮塌階段或加厚地殼的均衡調(diào)整。在湖南道縣一帶存在印支期的基性巖及包體(224～204Ma)，證實了華南在印支期確實存在拉張環(huán)境(郭鋒等，1997;趙振華等，1998;Dai et al.，2008)。Wang et al.(2005b，2007c)在對雪峰山構造帶和十萬大山構造帶的研究中，獲得了與伸展構造有關的年齡分別為195～217Ma和208～218Ma。Liang et al.(2005)和梁新權等(2005)認為揚子地塊和華夏地塊在印支早期發(fā)生了強烈的陸內(nèi)碰撞與匯聚及前陸盆地的沉積作用，到中、晚三疊世由擠壓構造向伸展構造轉換。也就是說，華南印支期花崗巖，早期形成于擠壓環(huán)境，晚期形成于伸展環(huán)境。但目前對構造環(huán)境轉換的時間域還存在爭議(孫濤等，2003;Zhou et al.，2006;Wang et al.，2007b;于津海等，2007b)。

陽明山復式巖體形成于229～205Ma，此時印支運動峰期已經(jīng)結束，華南印支運動進入擠壓構造向碰撞后應力松弛或伸展構造階段。研究顯示加厚地殼在10～20Myr時間間隔內(nèi)會發(fā)生熱-應力松弛作用，進入伸展應力體制(Pati?o et al.，1990)，在這一機制下中元古代變質(zhì)泥巖減壓熔融形成了陽明山復式巖體的母巖漿。

6 結論

通過對陽明山復式巖體進行系統(tǒng)的年代學、巖石學、地球化學研究，得出以下主要結論:

(1)利用LA-ICPMS鋯石U-Pb測年，分別給出白果市-土坳斑狀二(白)云母二長花崗巖(228.6±1.4Ma)和(205±1.8Ma)、陽明山斑狀二云母二長花崗巖(221.8 ±1.3Ma)和(229 Ma±2.8Ma)，大源里斑狀黑云母正長花崗巖(217.8±1.6Ma)和大江背電氣石白云母二長花崗巖(218.2±2.0Ma)，表明陽明山復式巖體是由印支晚期多次巖漿脈動侵入形成。綜合野外觀察、地質(zhì)測量表明陽明山復式花崗巖體可能經(jīng)歷了4期巖漿活動:～229Ma、～221Ma、～217Ma、～205Ma。

(2)陽明山復式巖體在主量元素上富堿、富鋁，貧Mg、Fe、Ca，屬高鉀鈣堿性巖系，為過鋁質(zhì)S型花崗巖，微量元素上表現(xiàn)為 U、Th、K、Pb等元素和輕稀土相對富集，Ti、Nb、Ba、Sr等元素和重稀土相對虧損，具有強烈的負Eu異常，是同源巖漿演化的產(chǎn)物。

(3)鋯石的εHf(t)值均為負值(集中在-12～-5之間)，兩階段模式年齡(tDM2)主要集中在 1.28 ～1.60Ga，陽明山復式巖體主要來源于古老地殼(中元古代變質(zhì)泥巖)部分熔融，巖漿形成溫度850～875℃，壓力約為7×108～10×108Pa，相當于深度為26～30km，形成過程中都經(jīng)歷了結晶分異作用。

(4)結合區(qū)域地質(zhì)背景、巖石地球化學和LA-ICPMS鋯石測年結果，我們認為陽明山復式巖體形成于印支運動華南板塊由擠壓環(huán)境進入碰撞后應力松弛或伸展階段，變形加厚地殼的部分熔融。

致謝 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所趙平平同學參加了野外工作;主、微量元素測試分析和LA-ICPMS鋯石UPb測年及鋯石Hf同位素分析分別得到中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室劉勇勝、胡兆初、鄭署等老師及魏穎同學的幫助;成文過程中得到王人鏡教授的幫助;審稿專家對本文提出寶貴的修改意見;在此一并表示衷心感謝。

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