柏道遠, 吳能杰, 鐘　響, 賈朋遠, 熊　雄, 黃文義(.湖南省地質調查院, 湖南 長沙 4006; .湖南省地勘局44隊, 湖南 益陽 43000)

湘西南印支期瓦屋塘巖體年代學、成因與構造環(huán)境

柏道遠1, 吳能杰2, 鐘響1, 賈朋遠1, 熊雄1, 黃文義1
(1.湖南省地質調查院, 湖南 長沙 410016; 2.湖南省地勘局414隊, 湖南 益陽 413000)

瓦屋塘巖體位于湘西南, 主要由黑云母二長花崗巖和二云母二長花崗巖組成, 少量黑云母花崗閃長巖。2個花崗巖樣品的鋯石SHRIMP U-Pb年齡分別為216.4±2.4 Ma、215.3±3.2 Ma, 屬晚三疊世。巖石具有富硅(SiO2=68.39%～77.77%)、富鋁(Al2O3=12.39%～16.43%)、高鉀(K2O=4.27%～6.02%)、中堿(Na2O+K2O=7.08%～8.57%)、高ASI(平均1.19)的特點, 總體屬高鉀鈣堿性系列強過鋁質花崗巖類。微量元素中Ba、Nb、Sr、P、Ti表現為明顯虧損, Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)等相對富集, 稀土總量較低(ΣREE=81.72～216.23 μg/g), 輕稀土富集((La/Yb)N=1.91～12.18), 具明顯的Eu負異常(δEu=0.09～0.78)。巖體具有較高的ISr值(0.71061～0.71786)和較低的εNd(t)值(–8.63～ –4.82), 兩階段Nd模式年齡(tDM2)為1.38～1.69 Ga。C/MF-A/MF圖解顯示源巖為泥質巖和碎屑巖。多數樣品Al2O3/TiO2<100, 少量>100。上述地球化學特征, 表明花崗巖源巖主要為中上地殼酸性巖石, 并可能有少量地幔物質加入。巖石氧化物和微量元素構造環(huán)境判別圖解主要顯示為后碰撞構造環(huán)境?；谏鲜鰩r石成因、構造環(huán)境判別, 并結合區(qū)域構造演化過程, 推斷瓦屋塘巖體的形成機制為: 中三疊世印支運動導致地殼增厚、升溫, 晚三疊世中期進入擠壓應力相對松弛、深部壓力降低的后碰撞構造環(huán)境, 中上地殼巖石減壓熔融并向上侵位; 此外, 軟流圈上涌和熱量的向上傳遞可能對瓦屋塘花崗質巖漿形成也起到一定作用。

后碰撞構造環(huán)境; 鋯石SHRIMP U-Pb定年; 地球化學特征; 強過鋁質花崗巖; 瓦屋塘; 湘西南

0　引　言

早中生代是東亞地區(qū)大地構造背景發(fā)生重要轉折、構造動力體制發(fā)生劇烈變動時期(趙越等, 1994, 2004; 董樹文等, 2007), 關于華南地區(qū)早中生代構造特征及演化的認識存在較多爭議, 其中印支期構造?巖漿活動特征及其地質背景是爭論焦點之一。對華南中三疊世晚期印支運動的表現, 或認為地殼變形強烈, 上古生界NNE向為主的蓋層褶皺主要形成于印支運動(任紀舜, 1984; 湖南省地質礦產局, 1988;丘元禧等, 1998; Wang et al., 2005; 柏道遠等, 2006a, 2009, 2012, 2013; 丁道桂等, 2007); 或認為印支運動強度不大, 上古生界NNE向主體褶皺形成于燕山運動甚至更晚(郭福祥, 1998, 1999; 舒良樹等, 2006;張岳橋等, 2009; 徐先兵等, 2009; 胡召齊等, 2010)。而對印支期花崗巖的成因背景, 存在島弧(Hsü et al., 1990;陳海泓和肖文交, 1998)、后碰撞(柏道遠等, 2006b, 2007;陳衛(wèi)鋒等, 2007)、早期花崗巖同碰撞而后期花崗巖后碰撞(周新民, 2003)、后造山(付建明等, 2005)、擠壓加厚地殼局部伸展(郭春麗等, 2012)等不同觀點。

湖南廣泛發(fā)育印支期花崗巖, 且大多分布于湘中盆地周緣隆起帶(圖1)。近些年前人對湖南印支期花崗巖進行了大量高精度年齡測定(馬鐵球等, 2005;王岳軍等, 2005; 丁興等, 2005; 陳衛(wèi)鋒等, 2006, 2007; 付建明等, 2009; 羅志高等, 2010; 伍靜等, 2012; 鄭佳浩和郭春麗, 2012; 張龍升等, 2012), 對部分花崗巖體的地球化學特征進行了研究(柏道遠等, 2006b; 陳衛(wèi)鋒等, 2006; 鄭佳浩和郭春麗, 2012;張龍升等, 2012)。但部分較重要的印支期巖體如湘西南的瓦屋塘巖體、五團巖體、崇陽坪巖體等尚缺乏精確定年和全面的地質地球化學研究。

圖1　區(qū)域地質簡圖Fig.1　Regional geological sketch map of the study area

本文對湘西南印支期瓦屋塘巖體的成巖年代和地球化學特征進行了全面研究, 并探討了巖體成因及形成的構造背景, 為區(qū)域印支期花崗巖研究補充了新的資料。

1　地質概況

瓦屋塘巖體位于雪峰造山帶與湘中盆地交接帶(圖 1)。早古生代構造運動(加里東運動)、中三疊世后期的印支運動和中侏羅世后期的早燕山運動在本區(qū)地層中形成板溪群–下古生界、泥盆系–下三疊統(tǒng)、上三疊統(tǒng)–中侏羅統(tǒng)、白堊系–古近系等幾個大的構造層, 各構造層之間為角度不整合接觸(圖1)。

瓦屋塘巖體出露面積約 450 km2, 平面形狀近似橢圓形。巖體侵入于奧陶系、志留系、泥盆系等地層中(圖 2), 接觸面傾向圍巖, 南部傾角較陡, 約40°～50°, 北部傾角較緩, 約30°～35°; 東部與白堊系呈沉積接觸。被侵入圍巖具明顯熱接觸變質, 變質帶一般寬500～1000 m, 以強絹云母化石英堇青石角巖、石英云母角巖及斑點狀板巖等為主, 局部有鈣硅角巖或矽卡巖化?；◢弾r具塊狀構造, 同侵位面理構造不發(fā)育。

瓦屋塘巖體巖性組成主要為黑云母花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖和二云母二長花崗巖, 其中黑云母花崗閃長巖出露面積較小, 分布于巖體的東部沈家一帶。根據巖性特征并結合侵位接觸關系,瓦屋塘巖體具體可劃分為 6個侵入期次, 自早至晚依次為細粒斑狀黑云母花崗閃長巖(γδT3a)、細中粒斑狀黑云母二長花崗巖(ηγT3b)、粗中中粒斑狀黑云母二長花崗巖(ηγT3c)、中細粒含斑黑云母二長花崗巖(ηγT3d)、細粒斑狀二云母二長花崗巖(ηγT3e)和細粒二云母二長花崗巖(ηγT3f)。黑云母花崗閃長巖造巖礦物主要為斜長石(46%)、鉀長石(16%)、石英(21%)和黑云母(15%)。黑云母二長花崗巖主要造巖礦物為鉀長石(22%～50%)、斜長石(15%～38%)、石英(20%～32%)和黑云母(4%～10%)。二云母二長花崗巖主要造巖礦物為鉀長石(30%～35%)、斜長石(32%～37%)、石英(26%～34%)、黑云母(1%～3%)和白云母(2%～4%)。

圖2　瓦屋塘巖體地質圖Fig.2　Geological sketch map of the Wawutang batholith

巖體內發(fā)育細粒花崗巖、花崗細晶巖、花崗斑巖等巖脈, 并有微粒閃長質暗色包體發(fā)育。

2　分析方法

2.1鋯石U-Pb年齡測定

將花崗巖樣品粗碎后進行人工分選淘洗, 再于雙目鏡下挑選出晶形較好且透明度較高的鋯石。將鋯石顆粒與標準鋯石TEM(年齡為417 Ma)在玻璃板上用樹脂固定、拋光, 然后在中國地質科學院礦產資源研究所電子探針研究室進行反射光、陰極發(fā)光(CL)照相。鋯石SHRIMP U-Pb分析在中國地質科學院北京離子探針中心 SHRIMPⅡ上完成, 分析原理和流程見 Compston et al. (1992)、Williams and Claesson (1987)和簡平等(2003)。應用標準鋯石TEM(417 Ma)進行元素間的分餾校正。普通鉛根據實測204Pb進行校正。數據處理采用ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)。

2.2全巖地球化學分析

主量元素、微量元素和稀土元素在湖北武漢綜合巖礦測試中心測定。主量元素除 CO2采用非水滴定法、H2O+采用高溫加熱–濃硫酸吸收–重量法外, 其他氧化物均采用X射線熒光光譜法(XRF)分析。微量元素分別采用X射線熒光光譜法(XRF)、電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)、原子熒光光譜法(AFS)、發(fā)射光譜法(ES)等方法測定; 除W、Mo采用堿溶法測定外, 其他微量元素均采用酸溶法測定。稀土元素采用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)分析。

Rb-Sr和Sm-Nd同位素測定由武漢地質礦產研究所同位素室完成。Rb-Sr同位素測定時采用陽離子樹脂(Dowex50×8)交換法分離和純化Rb、Sr, 用熱電離質譜儀MAT261分析Rb、Sr同位素組成, 用同位素稀釋法計算試樣中的Rb、Sr含量及Sr同位素比值, 用GBW04411、NBS607和NBS987標準物質分別對分析流程和儀器進行監(jiān)控; 全流程Rb、Sr空白分別為0.4×10–9和0.8×10–9。

Sm-Nd同位素分析: 取加入145Nd+149Sm混合稀釋劑和不加稀釋劑的樣品各 1份, 以氫氟酸和高氯酸溶解后用 Dowe50×8陽離子交換樹脂進行分離和純化。加了稀釋劑的樣品用于Sm、Nd含量質譜分析; 未加稀釋劑的解吸液上P507有機萃取樹脂柱分離和純化Nd以用于Nd同位素比值分析。Sm、Nd含量和 Nd同位素比值質譜分析采用熱電離質譜儀Triton完成, Sm、Nd含量采用同位素稀釋法公式計算得到。用GBW04419和ZkbzNd(JMC)標準物質對分析流程和儀器進行監(jiān)控。全流程Nd、Sm空白分別為1×10–10和0.7×10–10。

3　鋯石SHRIMP U-Pb定年

對瓦屋塘巖體細中粒斑狀黑云母二長花崗巖(ηγT3b)和細粒斑狀黑云母花崗閃長巖(ηγT3a)分別采集樣品SH203-1、SH209-1進行鋯石SHRIMP U-Pb年齡分析。

表1　鋯石SHRIMP U-Pb同位素分析結果Table 1　SHRIMP U-Pb dating results of zircon grains from the Wawutang granites

樣品SH203-1和SH209-1分別分析了9顆、12顆鋯石U-Pb同位素組成, 分析結果見表1。所分析鋯石均為透明的自形晶體, 陰極發(fā)光圖像均顯示出清晰的振蕩環(huán)帶(圖3), Th/U比值高, 為0.11～0.64, 具有巖漿鋯石特征, 鋯石年齡可代表巖漿活動時代。

SH203-1樣品9個分析點的206Pb/238U年齡值變化于 209.5～228.3 Ma之間。剔除 SH203-1-1.1、SH203-1-2.1、SH203-1-3.1 等3個離群年齡值, 其他6個點的206Pb/238U 年齡比較接近, 加權平均年齡為216.4±2.4 Ma (2σ), MSWD=2.1(圖4a), 指示細中粒斑狀黑云母二長花崗巖的成巖年齡。

SH209-1樣品中 3個測點(5.1、10.1和 11.1)遠離諧和線, 年齡計算時予以剔除。其余9個點206Pb/238U年齡較接近, 變化于206.6±4.6～224.9±4.9 Ma之間, 加權平均年齡為 215.3±3.2 Ma(2σ), MSWD= 1.5(圖 4b), 可作為細粒斑狀黑云母花崗閃長巖的成巖年齡。

根據上述兩個年齡, 將瓦屋塘巖體主體花崗巖的侵位時代歸屬于晚三疊世。

圖3　瓦屋塘巖體花崗巖鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.3　Cathodoluminescence images of zircon grains from the Wawutang granites

圖4　鋯石SHRIMP U-Pb年齡諧和圖Fig.4　SHRIMP U-Pb concordia diagram of zircon grains from the samples SH203-1 (a) and SH209-1 (b)

4　巖石地球化學特征

4.1主量元素地球化學特征

印支期瓦屋塘巖體樣品的主量元素分析結果見表2。巖石SiO2含量高, 為68.39%～77.77%(SiO2及其他主元素含量值均系無水化處理結果, 故與表 2略有差別), 平均為73.39%; 自早次單元至晚次單元含量總體逐漸增高。隨著SiO2含量的增加, Al2O3、FeOT、TiO2、MgO、CaO均呈規(guī)律減少, K2O略呈增加趨勢, Na2O和P2O5則未顯示出規(guī)律變化(圖5)。

Al2O3含量高, 為12.39%～16.43%, 平均為14.16%。K2O含量較高, 為 4.27%～6.02%, 平均為4.84%; 全堿(ALK)含量中等, Na2O+K2O為 7.08%～ 8.57%, 平均為7.75%; K2O均大于Na2O, K2O/Na2O比值在1.33～3.30之間, 平均為1.74。FeOT含量變化較大, 為1.21%～4.14%, 平均2.47%。TiO2、MgO、CaO、P2O5含量平均分別為0.28%、0.59%、1.14%、0.10%。

表2　瓦屋塘巖體的主量元素組成(%)與相關參數Table 2　Petrochemical components (%) of the granites from the Wawutang batholith

印支期瓦屋塘巖體花崗巖總體屬鐵質、鈣堿性及過鋁質花崗巖(圖6a～c)。CIPW標準礦物C(剛玉)含量0.92%～4.29%, 平均2.35%; ASI均大于1.0(1.04 ～1.41), 平均1.19, 總體屬強過鋁質花崗巖。在SiO2-K2O(圖6d)中, 除個別樣品屬鉀玄巖系列外, 其他均屬高鉀鈣堿性系列。在SiO2-(K2O+Na2O)圖解中, 巖石樣品均落入酸性程度高、堿性程度中等的花崗巖區(qū)(圖7)。

4.2微量和稀土元素地球化學特征

印支期瓦屋塘巖體花崗巖微量元素和稀土元素分析結果分別見表3和表4。

在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上(圖8), 與相鄰元素相比, 虧損Ba、Nb、Sr、P、Ti, 而Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)則相對富集。

巖體稀土元素總量較低(ΣREE為81.72～216.23 μg/g),平均 149.54 μg/g。LREE/HREE為 1.13～4.62, 平均2.98。稀土元素配分曲線呈明顯的右傾型, 輕稀土相對重稀土較明顯富集((La/Yb)N為 1.91～12.18, 平均7.67), 具明顯的 Eu負異常(δEu為 0.09～0.78, 平均0.44)(圖9)。

4.3Sr、Nd同位素地球化學特征

對瓦屋塘巖體進行了 5個樣品的 Rb-Sr和Sm-Nd同位素測定, 測試數據及有關參數值列于表5。根據巖體的鋯石SHRIMP U-Pb年齡, 在計算有關參數時樣品年齡取值215 Ma。巖體具有較高的ISr值(0.71061～0.71786, 平均0.71565)、εSr(t)值(86.7～ 189.6, 平均158.3)以及較低的εNd(t)值(–8.63～ –4.82, 平均–7.47), 兩階段Nd模式年齡tDM2為1.38～1.69 Ga,平均1.60 Ga。

5　討　論

5.1巖石成因

印支期瓦屋塘巖體與圍巖呈清楚的侵入接觸關系, 外接觸帶具熱接觸變質。巖石在鏡下表現出典型的巖漿結晶結構, 因此花崗巖應為巖漿成因而非變質或混合巖化成因。

圖5　瓦屋塘巖體主要氧化物Harker圖解Fig.5　Harker diagrams of selected major oxides for the Wawutang batholith

強過鋁質花崗巖可由準鋁質的花崗質巖漿通過角閃石等貧鋁礦物的分離結晶演化而形成(Ellis and Thompson, 1986), 也可由富鋁的地殼部分熔融形成(Harris and Inger, 1992), 其中前者常形成富Na和Sr的過鋁質長英質熔體(Zen, 1986)。鑒于瓦屋塘巖體總體屬ASI值大于1.1的強過鋁(SP)花崗巖, 且?guī)r石顯著貧Sr(圖8), 推斷其源巖為富鋁地殼。P2O5未隨著 SiO2含量的增加而顯示出規(guī)律變化(圖 5), 表明巖石為過鋁質S型花崗巖而非I型/分異I型花崗巖(Chappell, 1999)。A/MF-C/MF圖解進一步顯示源巖有變質泥質巖, 也有變質雜砂巖(圖10a)。具強過鋁特征的部分花崗巖樣品CaO/Na2O比值高于0.3, 部分低于 0.3(圖 10b), 也暗示其源巖既有長英質巖石又有泥質巖石(Sylvester, 1998)。

瓦屋塘花崗巖Ba、Nb、Sr、P、Ti等虧損而Rb、(Th, U, K)、(La, Ce)、Nd、(Zr, Hf, Sm)、(Y, Yb, Lu)等相對富集的微量元素組成特征(圖9), 與一般殼源花崗巖相同。在微量元素蛛網圖上(圖8)Nb相對Ta顯著虧損, 表明二者間發(fā)生過明顯分餾; Nb/Ta比值在3.09～6.42, 明顯低于地殼平均值12.22, 屬地殼部分熔融結果(陳小明等, 2002)。Rb升高和Sr、Ba降低一般由鉀長石、斜長石和黑云母分離結晶造成, Ti負異常反映了鈦鐵礦的分離結晶作用, 顯著的負Eu異常暗示巖漿在演化過程中發(fā)生過長石(包括斜長石和堿性長石)的分離結晶。

圖6　瓦屋塘巖體地球化學分類圖解Fig.6　Diagrams of geochemical classification for granitoids in the Wawutang batholith

表3　瓦屋塘巖體微量元素分析結果(×10–6, Ag×10–9)及有關參數Table 3　Trace element concentrations (×10–6, Ag×10–9) of the Wawutang granites

巖體各樣品的微量元素蛛網圖及稀土元素配分曲線總體一致, 暗示其有相同的源區(qū)。不過, 早期三次侵入巖體與晚期三次侵入巖體的元素組成存在一定差異(圖8、9), 反映了不同的巖漿演化程度: 前者曲線相對集中, 后者相對分散, 暗示晚期侵入體具更強烈的結晶分異。晚期侵入體的Ba、Nb、Sr、P、Ti及Eu的虧損明顯強于早期侵入體, 反映晚期經歷了更強烈的分離結晶作用; 晚期侵入體的輕稀土曲線傾斜程度更低、且輕稀土總量低于早期侵入體,可能是早期巖漿中褐簾石的分離結晶作用導致的(Mittlefehldt and Miller, 1983; Chesner and Ettlinger, 1989)。

續(xù)表3:

表4　瓦屋塘巖體稀土元素分析結果(×10–6)及有關參數Table 4　REE concentration (×10–6) of the Wawutang granites

圖7　瓦屋塘巖體SiO2-(K2O+Na2O)圖解(據Middlemost, 1994; 圖例同圖5)Fig.7　SiO2vs. K2O+Na2O diagram for the Wawutang granites

瓦屋塘巖體 ISr值(0.71061～0.71786, 平均0.71565)與大陸地殼的ISr平均值(0.719, Faure, 1986)相近, Sr、Nd同位素組成(εSr(t)=87～190, εNd(t)=–8.63～–4.82)與澳大利亞東南部Lachlan褶皺帶S型花崗巖(εSr(t)=77～204, εNd(t)= –6.1～ –9.8) (McCulloch and Chappell, 1982)類似, 在εNd(t)-εSr(t) 圖解(圖11)中均落入華南S型花崗巖區(qū), 說明巖體主要源于地殼重熔。巖體εSr(t)值(87～190)大于0, 暗示源巖主要為中上地殼酸性巖石, 而不是麻粒巖相下地殼的基性巖(Allègre and Othman, 1980)。值得指出的是, 印支期瓦屋塘巖體的兩階段Nd模式年齡值(1.38～1.69 Ga)與具地幔物質加入的湘東南早燕山期殼源花崗巖(1.22～1.76 Ga,據柏道遠等, 2005)類似, 低于湘桂內陸帶花崗巖的Nd模式年齡(1.8～2.4 Ga)( Pei and Hong, 1995; Hong et al., 1998)以及主要在1.7～2.7 Ga間的區(qū)域基底時代(柏道遠等, 2005), 因此瓦屋塘巖體除主要源于基底地殼的重熔外, 很可能尚有少量地幔物質加入。

圖8　瓦屋塘巖體微量元素原始地幔標準化蛛網圖(原始地幔標準化值據Sun and Mcdonough, 1989)Fig.8　Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for the Wawutang granites

圖9　瓦屋塘巖體稀土元素球粒隕石標準化分布模式(球粒隕石標準化值據Taylor and Mclennan, 1985)Fig.9　Chondrite-normalized REE patterns of the Wawutang granites

表5　瓦屋塘巖體Sr、Nd同位素組成及有關參數計算Table 5　Sr and Nd isotope compositions of the Wawutang granites

綜上所述, 瓦屋塘花崗巖屬典型 S型花崗巖, 主要來源于中上地殼酸性巖石的部分熔融, 并可能有少量地幔物質加入, 并在巖漿演化過程中經歷了明顯的分離結晶作用。

圖10　瓦屋塘巖體C/MF-A/MF (a, 據Altherr et al., 2000)和Al2O3/TiO2-CaO/Na2O (b, 據Sylvester, 1998)圖解Fig.10　C/MF vs. A/MF (a) and Al2O3/TiO2vs. CaO/Na2O (b) diagrams of the Wawutang granites

圖11　瓦屋塘巖體εSr(t)-εNd(t)圖解(據劉昌實等, 1990)Fig.11　εSr(t) vs. εNd(t) diagram for the Wawutang granites

5.2巖體形成構造環(huán)境及機制

區(qū)域上印支運動的主幕發(fā)生于中三疊世后期(柏道遠等, 2005, 2012), 而瓦屋塘巖體的年齡215.3± 3.2 Ma和216.4±2.4 Ma表明其主要形成于晚三疊世中期, 由此可推斷印支期花崗巖形成于擠壓峰期之后的后碰撞構造環(huán)境。順便指出, 區(qū)域印支運動屬板內造山運動(李三忠等, 2011; Wang et al., 2012, 2013; 張國偉等, 2013; 李武顯等, 2013), 因此瓦屋塘巖體“后碰撞”花崗巖相關的“碰撞”作用并非通常所指的大陸板塊之間的碰撞, 而是陸塊內部的強擠壓作用。

上述后碰撞構造環(huán)境的判斷可得到構造環(huán)境判別圖解的支持。在Maniar and Piccoli (1989)提出的多組主元素構造環(huán)境判別圖解中(圖 12), 瓦屋塘巖體的分析樣品主要落入IAG+CAG+CCG區(qū), 且有較多樣品位于與 POG重疊區(qū)之外, 因此總體應屬于IAG+CAG+CCG組類型。巖石總體屬ASI值大于1.1的強過鋁(SP)花崗巖, 因而可進一步判斷為大陸碰撞花崗巖類(CCG)(肖慶輝等, 2002)。在Pearce et al. (1984)多組微量元素構造環(huán)境判別圖解中, 總體顯示為“同碰撞花崗巖(S-COLG)”或“火山弧花崗巖+同碰撞花崗巖(VAG+S-COLG)”(圖13)。鑒于圖12中的“大陸碰撞花崗巖”包括同碰撞與后碰撞花崗巖, 而圖 13中的大量同碰撞花崗巖其實屬后碰撞環(huán)境下形成(肖慶輝等, 2002), 結合印支運動主幕與巖體形成的先后關系, 上述判別圖解應顯示了后碰撞環(huán)境信息。

值得指出的是, 在主元素 SiO2-(FeOT/(FeOT+ MgO))圖解和 ACF圖解(圖 12)中, 部分樣品落入RRG+CEUG一側; 在微量元素Ta-Yb圖解中, 少量樣品落入“板內花崗巖(WPC)”區(qū)(圖 13c), 可能與前文Nd同位素反映的少量幔源物質的加入有關。大部分樣品Al2O3/TiO2比值小于100(圖10b)(如考慮分異演化則原始巖漿比值會更小), 少量大于 100, 根據Silvester (1998)的研究, 其巖漿形成于溫度高于875 ℃ 的“高溫”條件, 軟流圈地幔熱能向上傳遞對巖漿形成起到一定作用。此與少量幔源物質加入的推斷相吻合。

根據前述巖石成因、形成環(huán)境并結合區(qū)域構造演化過程, 推斷瓦屋塘巖體形成機制為: 印支期(中三疊世后期)陸內造山運動導致中上地殼疊置、增厚和升溫, 晚三疊世中期進入造山峰期之后的擠壓減弱、應力松弛的后碰撞階段, 中上地殼酸性巖石在減壓條件下部分熔融, 巖漿在相對開放環(huán)境下向上侵位, 從而形成瓦屋塘花崗巖體。與此同時, 尚存在深部軟流圈的上涌和熱量的向上傳遞, 其疊加增溫更有利于中上地殼的熔融, 同時導致少量幔源物質上侵加入到巖漿中。湘南早中生代早期(～224 Ma)即已存在的基性巖漿的底侵作用(郭鋒等, 1997)一定程度上印證了地?；顒拥挠绊?。

圖12　瓦屋塘巖體構造環(huán)境氧化物判別圖(據Maniar and Piccoli, 1989)Fig.12　Discrimination diagrams for tectonic setting of the Wawutang granites

王岳軍等(2002)進行的數值模擬研究表明, 印支運動造成的地殼加厚及其熱效應是湖南印支期過鋁質花崗巖形成的主導因素, 本文研究結論進一步佐證了這一認識。

5.3區(qū)域構造背景討論

中三疊世晚期的印支運動(主幕)是華南東部的一次重要構造事件(任紀舜, 1984), 普遍造成早燕山構造層(T3-J)與D-T2之間的角度不整合接觸(金寵等, 2009;李三忠等, 2011)。但由于存在中侏羅世早燕山運動與印支運動構造變形的疊加(李煥同等, 2013), 關于印支運動的強度存在明顯認識分歧: 一種觀點認為印支運動使上古生界產生了強烈的褶皺和逆沖斷裂變形(任紀舜, 1984; 湖南省地質礦產局, 1988; 柏道遠等, 2006a, 2009, 2012); 一種觀點則認為印支運動強度不大, 區(qū)域上古生界NNE向主體褶皺形成于燕山運動甚至更晚(郭福祥, 1998, 1999); 或提出湘中南地區(qū)NE-NNE向褶皺形成于燕山早期, 印支運動僅在漣源?邵陽地區(qū)形成強度不大的近 EW 向褶皺(張岳橋等, 2009; 徐先兵等, 2009)。

本文研究表明, 晚三疊世中期侵位的瓦屋塘巖體為中上地殼熔融形成的S型花崗巖, 其成因與先期強烈陸內變形及地殼增厚密切相關, 因此巖體指示了中三疊世后期的印支運動具有陸內造山和強變形特征,此與柏道遠等(2012)對湘東南進行構造解析所得出的結論一致。事實上, 區(qū)域印支期花崗巖體主要分布于湘中盆地周緣的隆起區(qū)(圖1), 更為直觀反映出巖漿形成與構造變形導致的地殼增厚緊密相關。

區(qū)域上, 湘中南–湘東南地區(qū)印支期花崗巖體主要形成于 228～205 Ma, 相關鋯石 SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年齡數據有五團巖體220.5±43.4 Ma (柏道遠等, 2014)、白馬山巖體205～209 Ma (陳衛(wèi)鋒等, 2007)、223.3±1.4 Ma和204.5±2.2 Ma(羅志高等, 2010)、大神山巖體224.3±1.0 Ma(張龍升等, 2012)、桃江巖體222±2 Ma (湖南省地質調查院, 2013a)、巖壩橋巖體220.7±1.0 Ma(湖南省地質調查院, 2013a)、溈山巖體211.0±1.6 Ma和215.7±1.9 Ma(丁興等, 2005)、歇馬巖體214.6±0.9 Ma(湖南省地質調查院, 2013c)、紫云山巖體227.8±3.7 Ma和216.6±3.7 Ma(湖南省地質調查院, 2013b)、丫江橋巖體224.3±1.8 Ma和223.2±1.3 Ma(湖南省地質調查院, 2013c)、關帝廟巖體203～208 Ma(陳衛(wèi)鋒等, 2006)、錫田巖體230.4±2.3 Ma(付建明等, 2009)和 228.5±2.5 Ma(馬鐵球等, 2005)、陽明山巖體218.9±3.4 Ma(陳衛(wèi)鋒等, 2006)、苗兒山巖體(局部)228.7±4.1 Ma和216.8±4.9 Ma(伍靜等, 2012)等。這些巖體大多為殼源強過鋁質花崗巖, 與瓦屋塘巖體具有相同成因, 形成于后碰撞構造環(huán)境(柏道遠等, 2006b, 2007)。顯然, 晚三疊世如此廣泛后碰撞花崗巖的發(fā)育,更充分反映出先期(中三疊世后期)印支運動的陸內強變形特征。

圖13　瓦屋塘巖體微量元素構造環(huán)境判別圖解(底圖據Pearce et al., 1984)Fig.13　Trace element diagrams for discrimination of tectonic settings of the Wawutang granites

值得指出的是, 湘中南–湘東南地區(qū)在印支運動中具 NWW 向擠壓構造體制(柏道遠等, 2009, 2012),至晚三疊世盡管具應力松弛的后碰撞環(huán)境, 但因揚子及其以南各地塊向北運移與中朝板塊碰撞而具SN向擠壓(萬天豐和朱鴻, 2002; 舒良樹等, 2006; 張岳橋等, 2009; 徐先兵等, 2009; 王建等, 2010), 只是擠壓強度低、變形弱。另一方面, SN向擠壓可導致印支運動中形成的NNE向逆斷裂產生EW向伸展(柏道遠等, 2011), 這或許也是晚三疊世地殼減壓熔融的原因之一。

6　結　論

(1) 瓦屋塘巖體形成于晚三疊世, 總體屬鐵質、高鉀鈣堿性系列強過鋁質花崗巖類?；◢弾r源巖主要為中上地殼酸性巖石, 并可能有少量地幔物質加入。

(2) 巖體因中三疊世印支運動導致地殼增厚、升溫, 晚三疊世中期進入擠壓應力相對松弛、深部壓力降低的后碰撞構造環(huán)境, 中上地殼巖石減壓熔融并向上侵位而形成。此外, 軟流圈上涌和熱量的向上傳遞可能對瓦屋塘花崗質巖漿的形成起到一定作用。

致謝: 中山大學王岳軍教授和南京地質調查中心邢光福研究員對論文進行了認真審閱并提出修改意見,在此表示衷心感謝。

柏道遠, 陳必河, 鐘響, 賈朋遠, 熊雄. 2014. 湘西南印支期五團巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡、地球化學特征及形成背景. 中國地質, 41(6): 2002–2018.

柏道遠, 陳建成, 馬鐵球, 王先輝. 2006b. 王仙嶺巖體地質地球化學特征及其對湘東南印支晚期構造環(huán)境的制約. 地球化學, 35(2): 113–125.

柏道遠, 黃建中, 劉耀榮, 伍光英, 馬鐵球, 王先輝. 2005.湘東南及湘粵贛邊區(qū)中生代地質構造發(fā)展框架的厘定. 中國地質, 32(4): 557–570.

柏道遠, 黃建中, 王先輝, 馬鐵球, 張曉陽, 陳必河. 2006a. 湖南邵陽?郴州北西向左旋走滑暨水口山?香花嶺南北向構造成因. 中國地質, 33(1): 56–63.

柏道遠, 賈寶華, 鐘響, 劉耀榮, 賈朋遠, 黃文義. 2012.湘東南印支運動變形特征研究. 地質論評, 58(1): 19–29.

柏道遠, 鐘響, 賈朋遠, 劉耀榮, 黃文義. 2011. 湘東南晚三疊世?侏羅紀沉積特征及盆地性質和成因機制. 地質力學學報, 17(4): 338–349.

柏道遠, 鐘響, 賈朋遠, 熊雄. 2013. 雪峰造山帶靖州盆地斷裂構造及其形成背景探討. 大地構造與成礦學, 37(2): 173–183.

柏道遠, 周亮, 馬鐵球, 王先輝. 2007. 湘東南印支期花崗巖成因及構造背景. 巖石礦物學雜志, 26(3): 197–212.

柏道遠, 鄒賓微, 趙龍輝, 李澤泓, 王先輝, 馬鐵球, 肖冬貴, 彭云益. 2009. 湘東太湖逆沖推覆構造基本特征研究. 中國地質, 36(1): 53–64.

陳海泓, 肖文交. 1998. 多島海型造山作用——以華南印支期造山帶為例. 地學前緣, 5(增刊): 95–100.

陳江峰, 江博明. 1999. Nd, Sr, Pb同位素示蹤和中國東南大陸地殼演化//鄭永飛. 化學地球動力學. 北京: 科學出版社: 262–287.

陳衛(wèi)鋒, 陳培榮, 黃宏業(yè), 丁興, 孫濤. 2007. 湖南白馬山巖體花崗巖及其包體的年代學和地球化學研究. 中國科學(D輯), 37(7): 873–893.

陳衛(wèi)鋒, 陳培榮, 周新民, 黃宏業(yè), 丁興, 孫濤. 2006. 湖南陽明山巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及成因研究.地質學報, 80(7): 1065–1077.

陳小明, 王汝成, 劉昌實, 胡歡, 張文蘭, 高劍鋒. 2002.廣東從化佛岡(主體)黑云母花崗巖定年和成因. 高校地質學報, 8(3): 293–307.

丁道桂, 郭彤樓, 劉運黎, 翟常博. 2007. 對江南-雪峰帶構造屬性的討論. 地質通報, 26(7): 801–809.

丁興, 陳培榮, 陳衛(wèi)鋒, 黃宏業(yè), 周新民. 2005. 湖南溈山花崗巖中鋯石LA-ICPMS U-Pb定年: 成巖啟示和意義. 中國科學(D輯), 35(7): 606–616.

董樹文, 張岳橋, 龍長興, 楊振宇, 季強, 王濤, 胡健民,陳宣華. 2007. 中國侏羅紀構造變革與燕山運動新詮釋. 地質學報, 81(11): 1449–1461.

付建明, 馬昌前, 謝才富, 張業(yè)明, 彭松柏. 2005. 湖南金雞嶺鋁質A型花崗巖的厘定及構造環(huán)境分析. 地球化學, 34(3): 215–226.

付建明, 伍式崇, 徐德明, 馬麗艷, 程順波, 陳希清. 2009.湘東錫田鎢錫多金屬礦區(qū)成巖成礦時代的再厘定.華南地質與礦產, (3): 1–7.

郭春麗, 鄭佳浩, 樓法生, 曾載淋. 2012. 華南印支期花崗巖類的巖石特征、成因類型及其構造動力學背景探討. 大地構造與成礦學, 36(3): 457–472.

郭鋒, 范蔚茗, 林舸, 林源賢. 1997. 湖南道縣輝長巖包體的年代學研究及成因探討. 科學通報, 42(15): 1661–1663.

郭福祥. 1998. 中國南方中新生代大地構造屬性和南華造山帶褶皺過程. 地質學報, 72(1): 22–33.

郭福祥. 1999. 華南地臺蓋層褶皺及其形成時期研究. 地質與勘探, 35(4): 5–7, 11.

湖南省地質礦產局. 1988. 湖南省區(qū)域地質志. 北京: 地質出版社.

湖南省地質調查院. 2013a. 湖南省區(qū)域地質志(修編).

湖南省地質調查院. 2013b. 1∶25萬邵陽市幅區(qū)域地質調查報告.

湖南省地質調查院. 2013c. 1∶25萬株洲市幅區(qū)域地質調查報告.

胡召齊, 朱光, 張必龍, 張力. 2010. 雪峰隆起北部加里東事件的K-Ar年代學研究. 地質論評, 56(4): 490–500.

簡平, 劉敦一, 孫曉猛. 2003. 滇川西部金沙江石炭紀蛇綠巖SHRIMP測年: 古特提斯洋盆演化的同位素年代學制約. 地質學報, 77(2): 217–228.

金寵, 李三忠, 王岳軍, 張國偉, 劉麗萍, 王建. 2009. 雪峰山陸內復合構造系統(tǒng)印支-燕山期構造穿時遞進特征. 石油與天然氣, 30(5): 598–607.

李煥同, 曹代勇, 王林杰, 郭愛軍, 李友飛, 徐浩. 2013.雪峰山東緣湘中地區(qū)控煤構造特征及演化. 大地構造與成礦學, 37(4): 611–621.

李三忠, 王濤, 金寵, 戴黎明, 劉鑫, 周小軍, 王岳軍, 張國偉. 2011. 雪峰山基底隆升帶及其鄰區(qū)印支期陸內構造特征與成因. 吉林大學學報(地球科學版), 41(1): 93–105.

李武顯, 趙希林, 邢光福, 岑濤, 陶繼華. 2013. 南嶺東段早侏羅世沉積巖碎屑鋯石U-Pb定年及其地質意義——以東坑盆地為例. 大地構造與成礦學, 37(1): 78–86.

劉昌實, 朱金初, 沈渭洲, 徐士進. 1990. 華南陸殼改造系列花崗巖類型劃分和成巖物質來源. 地質學報, 64(1): 43–52.

羅志高, 王岳軍, 張菲菲, 張愛梅, 張玉芝. 2010. 金灘和白馬山印支期花崗巖體LA-ICPMS鋯石U-Pb定年及其成巖啟示. 大地構造與成礦學, 34(2): 282–290.

馬鐵球, 柏道遠, 鄺軍, 王先輝. 2005. 湘東南茶陵地區(qū)錫田巖體鋯石SHRIMP定年及其地質意義. 地質通報, 24(5): 415–419.

丘元禧, 張渝昌, 馬文璞. 1998. 雪峰山陸內造山帶的構造特征與演化. 高校地質學報, 44(4): 432–443.

任紀舜. 1984. 印支運動及其在中國大陸構造演化中的意義. 中國地質科學院院報, 9: 31–42.

舒良樹, 周新民, 鄧平, 余心起. 2006. 南嶺構造帶的基本地質特征. 地質論評, 52(2): 251–265.

萬天豐, 朱鴻. 2002. 中國大陸及鄰區(qū)中生代–新生代大地構造與環(huán)境變遷. 現代地質, 16(2): 107–118.

王建, 李三忠, 金寵, 王岳軍, 張國偉, 劉麗萍, 劉鑫. 2010. 湘中地區(qū)穹盆構造: 褶皺疊加期次和成因. 大地構造與成礦學, 34(2): 159–165.

王岳軍, 范蔚茗, 梁新權, 彭頭平, 石玉若. 2005. 湖南印支期花崗巖SHRIMP 鋯石U-Pb年齡及其成因啟示.科學通報, 50(12): 1259–1266.

王岳軍, Zhang Y H, 范蔚茗, 席先武, 郭鋒, 林舸. 2002.湖南印支期過鋁質花崗巖的形成: 巖漿底侵與地殼加厚熱效應的數值模擬. 中國科學(D輯), 32(6): 491–499.

伍靜, 梁華英, 黃文婷, 王春龍, 孫衛(wèi)東, 孫亞莉, 李晶,莫濟海, 王秀璋. 2012. 桂東北苗兒山-越城嶺南西部巖體和礦床同位素年齡及華南印支期成礦分析.科學通報, 57(13): 1126–1136.

肖慶輝, 鄧晉福, 馬大銓. 2002. 花崗巖研究思維與方法.北京: 地質出版社: 21–36.

徐先兵, 張岳橋, 賈東, 舒良樹, 王瑞瑞. 2009. 華南早中生代大地構造過程. 中國地質, 36(3): 573–593.

張國偉, 郭安林, 王岳軍, 李三忠, 董云鵬, 劉少峰, 何登發(fā), 程順有, 魯如魁, 姚安平. 2013. 中國華南大陸構造與問題. 中國科學(D輯), 43(10): 1553–1582.

張龍升, 彭建堂, 張東亮, 胡阿香, 陽杰華. 2012. 湘西大神山印支期花崗巖的巖石學和地球化學特征. 大地構造與成礦學, 36(1): 137–148.

張岳橋, 徐先兵, 賈東, 舒良樹. 2009. 華南早中生代從印支期碰撞構造體系向燕山期俯沖構造體系轉換的形變記錄. 地學前緣, 16(1): 234–247.

趙越, 徐剛, 張拴宏, 楊振宇, 張岳橋, 胡健民. 2004. 燕山運動與東亞構造體制的轉變. 地學前緣, 11(3): 319–328.

趙越, 楊振宇, 馬醒華. 1994. 東亞大地構造發(fā)展中的重要轉折. 地質科學, 29(2): 105–128.

鄭佳浩, 郭春麗. 2012. 湘南王仙嶺花崗巖體的鋯石U-Pb年代學、地球化學、鋯石Hf同位素特征及其地質意義.巖石學報, 28(1): 75–90.

周新民. 2003. 對華南花崗巖研究的若干思考. 高校地質學報, 9(4): 556–565.

Allègre C J and Othman D B. 1980. Nd-Sr isotopic relationship in granitoid rocks and continental crust development: A chemical approach to orogenesis. Nature, 286: 335–342.

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.

Chappell B W. 1999. Aluminum saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46: 535–551.

Chesner C A and Ettlinger A D. 1989. Composition of volcanic allanite from the Toba Tuffs, Sumatra, Indonesia. American Mineralogist, 74: 750–758.

Compston W, Williams I S and Kirschvink J L. 1992. Zircon U-Pb ages for the Early Cambrian time-scale. Journal of the Geological Society, 149: 171–184.

Ellis D J and Thompson A B. 1986. Subsolidus and partial melting reactions in the quartz-excess CaO+MgO+ Al2O3+SiO2+H2O system under water-excess and water-deficient condition to 10 kb: Some implications for the origin of peraluminous melts from mafic rocks. Journal of Petrology, 27: 91–121.

Faure G. 1986. Principles of Isotope Geology (2nded). New YorK: John Wiley and Sons: 567.

Frost B R, Barnes C G and Collins W J. 2001. A geochemical classification for granitic rocks. Journal ofPetrology, 42: 2033–2048.

Harris N B W and Igner S. 1992. Trace element modeling of pelite-derived granites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 46–56.

Hong D W, Xie X L and Zhang J S. 1998. Isotope geochemistry of granitoids in South China and their metallogeny. Resource Geology, 48: 251–263.

Hsü K J, Li Jiliang, Chen Haihong. 1990. Tectonic of South China: Key to understanding West Pactific geology. Tectonophysics, 183: 9–39.

Ludwig K R. 2001. Squid 1.02: A User Manuall. Berkeley Geochronological Center Special Publication: 2–19.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101: 635–643.

Mcculloch M T and Chappell B W. 1982. Nd isotopic characteristics of S-type and I-type granites. Earth and Planetary Science Letters, 58(1): 51–64.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/ igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37: 215–224.

Mittlefehldt D W and Miller C F. 1983. Geochemistry of the sweet water wash pluton California: Implications for“anomalous” trace element behavior during differentiation of felsic magmas. Geochemica et Cosmochimica Acta, 47: 109–124.

Pearce J A, Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956–983.

Peccerill O A and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1): 63–81.

Pei R F and Hong D W. 1995. The granites of south China and their metallogeny. Episodes, 18: 77–82.

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

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

Taylor S R, Mclennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution. Oxford: Blackwell: 1–312.

Wang Y J, Fan W M, Zhang G W and Zhang Y H. 2013. Phanerozoic tectonics of the South China Block: Key observations and controversies. Gondwana Research, 23: 1273–1305.

Wang Y J, Wu C M, Zhang A M, Fan W M, Zhang Y H, Zhang Y Z, Peng T P and Yin C Q. 2012. Kwangsian and Indosinian reworking of the eastern South China Block: Constraints on zircon U-Pb geochronology and metamorphism of amphibolites and granulites. Lithos, 150: 227–242.

Wang Y J, Zhang Y H, Fan W M and Peng T P. 2005. Structural signatures and40Ar-39Ar geochronology of the Indosinian Xuefengshan tectonic belt, South China Block. Journal of Structural Geology, 27: 985–998.

Williams I S and Claesson S. 1987. Isotope evidence for the Precambrian province and Caledonian metamorphism of high grade paragneiss from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides, Ⅱ. Ion microprobe zircon U-Th-Pb. Contributions to Mineralogy and Petrology, 97: 205–217.

Geochronology, Petrogenesis and Tectonic Setting of Indosinian Wawutang Granites, Southwestern Hunan Province

BAI Daoyuan1, WU Nengjie2, ZHONG Xiang1, JIA Pengyuan1, XIONG Xiong1and HUANG Wenyi1
(1. Hunan Institute of Geology Survey, Changsha 410011, Hunan, China; 2. 414 Brigade of Hunan Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Yiyang 413000, Hunan, China)

The Wawutang granitic batholith in southwestern Hunan consists mainly of biotite monzogranite and dimicaceous monzogranite, and minor biotite granodiorite. All the rocks have massive structure. Zircon U-Pb dating indicates that the batholith was formed in the Late Triassic with zircon U-Pb ages of 216.4±2.4 Ma to 215.3±3.2 Ma. Geochemically, it is a high-K calc-alkaline strongly peraluminous granitic batholith and characterized by high SiO2(68.39% ? 77.77%), Al2O3(12.39% ? 16.43%) and K2O (4.27% ? 6.02%) contents, moderate alkali (Na2O+K2O=7.08%?8.57%), as well as high ASI (1.19 on average). The granites are depleted in Ba, Nb, Sr, P and Ti, but enriched in Rb, (Th, U, K), (La, Ce), Nd, (Zr, Hf, Sm) and (Y, Yb, Lu). The granites have rather low REE contents (ΣREE = 81.72 ? 216.23 μg/g), relatively enriched in LREE ((La/Yb)N=1.91 ? 12.18) with negative Eu anomalies (δEu=0.09 ? 0.78). The high ISr(0.71061 ? 0.71786) and low εNd(t) (–8.63 ? –4.82) values of the granites, as well as the C/MF-A/MF diagram demonstrate a crustal origin, and very likely derived from mudstones and clastic rocks. Actually, Al2O3/TiO2values of most samples are less than 100, while only a few are greater than 100. All above geochemical characteristics and the occurrence of mafic microgranular enclaves suggest that the granites should come mainly from acid rocks of the middle crust with participation of mantle material. Multiple oxide- and trace element-diagrams for discrimination of structural environment show that the granites were formed in post-collisional tectonic setting. Based on petrogenesis and discrimination of structural environment, and combined with regional tectonic evolutional setting, the formation of the Wawutang granites might due to the partial melting of the thickened middle-upper crust in the Late Triassic post-collisional setting, during which heat from the upwelling of asthenospheric mantle might have played a role.

post-collisional tectonic setting; SHRIMP zircon U-Pb dating; geochemical characteristics; strong peraluminous granites; Wawutang; southwestern Hunan province

P595; P597

A

1001-1552(2016)05-1075-017

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.014

2014-01-07; 改回日期: 2014-05-22

項目資助: 中國地質調查局“湖南1∶25萬武岡市和永州市幅區(qū)調修測”項目(1212011120793)資助。

柏道遠(1967–), 男, 研究員級高級工程師, 長期從事區(qū)域地質調查與基礎地質研究。Email: daoyuanbai@sina.com