湘西南苗儿山地区早燕山期花岗岩地球化学特征及形成环境＊

柏道远，钟 响，贾朋远，熊 雄

（湖南省地质调查院，长沙 410016）

湘西南与桂东北交界地区发育新元古代、加里东期、印支期和早燕山期等多阶段花岗岩（图1）。其中加里东期和印支期花岗岩分布最广，并已得到较多研究［1－7］。早燕山期花岗岩分布较少，且主要分布于苗儿山前侏罗纪岩体中（图1）。尽管前人对该地区中生代花岗岩的成岩成矿时代和成矿作用等进行了较多研究［6－11］，但对于早燕山期花岗岩地质地球化学特征及形成环境方面的研究尚非常薄弱。

本文对苗儿山地区早燕山期花岗岩的地球化学特征进行研究，探讨岩体成因及其形成的构造环境，为区域早燕山期花岗岩及成矿背景研究提供新资料。

1 地质和岩石概况

苗儿山岩体地处南岭西段，跨湘西南和桂东北，为一长轴呈SN 向至NNE 向的大型复式岩体（图1a）。岩体主体为加里东期花岗岩，少量印支期和早燕山期花岗岩；岩体西侧尚出露少量新元古代花岗岩［12］（图1b）。早燕山期花岗岩大多侵入于加里东期、印支期岩体中，呈侵入接触关系，局部与白垩系呈角度不整合接触。U－Pb 锆石年龄为153～70Ma❶❷，考虑到可能有继承锆石的影响，初步判断岩体形成于晚侏罗世早期。侵入体大小不一，大者有20km2，小者约0．1km2，多呈不规则条带状、椭圆状岩脉和岩株产出。

早燕山期花岗岩的主要岩石类型为细粒—中粗粒斑状黑云母二长花岗岩，局部发育细粒二云母二长花岗岩。黑云母二长花岗岩主要矿物成分为石英（28%～40%）、斜长石（20%～45%）、钾长石（20%～47%），少量黑云母（2%～10%）。岩石中副矿物有锡石、绿帘石、锆石、磷灰石和金属矿物等，少量蚀变矿物为绢云母和粘土矿物。

图1 苗儿山岩体地理位置（a）及地质略图（b）（据文献［1－2］修改）Fig．1 Location（a）and geological sketch map（b）of Miao′ershan pluton

2 岩石地球化学特征

2．1 主量元素地球化学特征

苗儿山地区早燕山期花岗岩的主量元素分析结果如表1 所示。岩石SiO2为76．02%～80．26%（SiO2及以下主元素含量值均系无水化处理结果，故与表1 略有差别），平均为77．09%；Al2O3为10．94%～12．88%，平均为12．40%；K2O 为3．42%～5．34%，平均为4．75%；全碱（ALK）Na2O＋K2O为5．37%～8．22%，平均为7．68%；K2O＞Na2O，K2O／Na2O 比值为1．41～1．92，平均为1．64；FeOT为1．33%～2．65%，平均1．85%。TiO2、MgO、CaO 和P2O5分别平均为0．11%、0．18%、0．56%和0．02%。

根据Frost等［13］提出的Fe 数（FeO／（FeO＋MgO），这里“FeO”为全铁（FeO＋0．9×Fe2O3）），修改的碱钙指数（Na2O＋K2O－CaO）、铝饱和指数（ASI）（Al／（Ca－1．67P＋Na＋K）（分子比））等三个地球化学变量以及ANK 值（Al／（Na＋K）（分子比）），苗儿山地区早燕山期花岗岩总体属铁质、钙碱性及过铝质花岗岩（图2（a）～图2（c））。ASI＞1．0（1．04～1．31），平均1．14，属弱过铝－强过铝花岗岩，并以强过铝花岗岩为主。在硅－钾图中总体属高钾钙碱性系列（图2（d））。

值得指出的是，苗儿山地区早燕山期花岗岩的SiO2含量（76．02%～80．26%，平均77．09%）明显高于该岩体加里东期花岗岩的SiO2含量（70．09%～76．59%，平均72．70%）［2］，表明前者具有更高的结晶分异演化程度。

2．2 微量和稀土元素地球化学特征

苗儿山地区早燕山期花岗岩微量元素和稀土元素分析结果分别见表2和表3，微量元素原始地幔标准化蛛网图和稀土元素球粒陨石标准化配分曲线分别见图3和图4。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图3）上可以看出，苗儿山地区早燕山期花岗岩明显富集大离子亲石元素。与相邻元素相比，Ba、Sr、P、Ti表现为强烈亏损，而Rb、（Th＋U＋K）、（La＋Ce）、Nd、（Zr＋Hf＋Sm）、（Y＋Yb＋Lu）等则相对富集，显示出壳源花岗岩特征。Nb相对Ta显著亏损，也暗示花岗岩具有壳源花岗岩特征［17］。Rb、Ba、Sr、Ti含量的变化主要受造岩矿物控制，Rb升高和Sr、Ba降低一般由钾长石、斜长石和黑云母分离结晶所造成，Ti负异常反映出钛铁矿的分离结晶作用，P 亏损暗示存在磷灰石的分离结晶。

表3 苗儿山地区早燕山期花岗岩稀土元素分析数据（×10－6）及参数Table 3 Rare earth elements analyses（×10－6）and parameters of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

图3 苗儿山地区早燕山期花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔值据文献［15］）Fig．3 Primitive mantle－normalized trace element spiderdiagram of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

图4 苗儿山地区早燕山期花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（球粒陨石值据文献［16］）Fig．4 Chondrite－normalized REE patterns of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area HX308－1、HX302－1 和HX307－1 为苗儿山岩体加里东期花岗岩典型样品，据文献［2］。

花岗岩稀土元素含量较低（表3），ΣREE 为（122．9～175．4）×10－6，平均为146．1×10－6。ΣCe／ΣY 为1．17～2．06，平均为1．50；（La／Yb）N为2．55～3．79，平均为3．14，显示轻稀土相对重稀土略有富集。Eu强烈亏损，δEu为0．07～0．22，平均为0．13，暗示经历了强烈的斜长石分离结晶作用。轻稀土配分曲线总体明显右倾（图4），并具Ce负异常或Ce正异常，反映轻稀土具有明显分馏的特征；重稀土配分曲线总体水平并具M 型四分组效应之弯曲特征，暗示存在高程度演化的花岗质岩浆结晶晚期流体／熔体的相互作用［18］。

值得指出的是，苗儿山地区早燕山期花岗岩的稀土元素组成特征明显区别于该地区加里东期花岗岩（图4）：前者轻稀土含量及（La／Yb）N值（2．55～3．79，平均3．14）明显低于后者（（La／Yb）N＝5．07～14．33）［2］，Eu 亏损明显强于后者（前者δEu 值0．07～0．22，平均0．13；后者δEu＝0．15～0．46［2］）。上述稀土特征差异反映早燕山期花岗岩相对加里东期花岗岩经历了更高的结晶分异演化过程，此与前述SiO2含量差异反映的信息一致。

2．3 Sr、Nd同位素地球化学特征

对苗儿山地区早燕山期花岗岩的2个样品进行了Rb－Sr和Sm－Nd同位素测定，分析方法详见文献［1－2］，同位素测试数据及相关参数见表4。根据岩体的锆石U－Pb年龄，计算有关参数时样品年龄取值160Ma。花岗岩ISr值分别为0．99007和1．15860，εSr（t）值分别为4053和6445，εNd（t）值分别为－9．20和－8．80，t2DM分别为1．69Ga和1．66Ga。

表4 苗儿山地区早燕山期花岗岩Sr、Nd同位素组成及相关参数Table 4 Sr and Nd isotopic compositions and parameters of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

3 讨论

3．1 岩浆成因

苗儿山地区早燕山期花岗岩大部分样品属ASI值＞1．1的强过铝（SP）花岗岩，据此可大体判断其为源于地壳物质熔融的S型花岗岩类［20－21］。如前述，微量元素原始地幔标准化蛛网图（图3）上岩石也显示壳源花岗岩的特征。此外，花岗岩ISr值高（0．99007和1．15860），Nd同位素组成（εNd（t）＝－9．20和－8．80）与澳大利亚东南部Lachlan褶皱带S型花岗岩（εNd（t）＝－6．1和－9．8）［22］类似，可能暗示岩体主要源于地壳重熔。Allégre（1980）［23］指出花岗岩εSr（t）值＞0，反映同位素与中、上地壳的亲缘性而不是麻粒岩相下地壳，苗儿山地区早燕山期花岗岩两个样品的εSr（t）值分别为5053和6445，暗示其源岩主要为中、上地壳酸性岩石，而不是下地壳基性岩，此与花岗岩C／MF－A／MF图解反映的变质杂砂岩和变质泥质岩信息（图5）相吻合。

根据Silvester（1998）有关强过铝花岗岩物源和形成温度的理论［20］，苗儿山地区早燕山期花岗岩具强过铝质特征的样品CaO／Na2O 比值一般＜0．3，个别＞0．3（图6），暗示其源岩以泥质岩石为主，少量为长英质岩石。这一推断与图5所反映的信息基本吻合。此外，部分样品Al2O3／TiO2比值＜100（图6），暗示岩浆部分形成于温度高于875℃的“高温”条件或岩浆形成温度较高，故推测岩浆形成与之前的中侏罗世造山带地壳增厚导致升温和软流圈地幔热能向上传递两方面因素有关。

图5 苗儿山地区早燕山期花岗岩C／MF－A／MF 图解（底图据文献［24］）Fig．5 C／MF VS．A／MF diagram of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

图6 苗儿山地区早燕山期花岗岩CaO／Na2O－Al2O3／TiO2 图解（底图据文献［20］）Fig．6 CaO／Na2O VS．Al2O3／TiO2diagram of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

软流圈地幔热能向上传递的推论可进一步得到Nd同位素组成的支持。湘桂内陆带花岗岩的Nd模式年龄（tDM）背景值为1．8～2．4Ga［25－26］，基底的时代主要在1．7～2．7Ga间［27］。湘东南地区具地幔物质加入的早燕山期花岗岩t2DM多在1．22Ga～1．76Ga之间［27］。由上可见，苗儿山地区早燕山期花岗岩1．69Ga和1．66Ga的两阶段Nd模式年龄值介于地壳与具地幔物质加入的湘东南早燕山期壳源花岗岩之间。鉴此，推断苗儿山地区早燕山期花岗岩除主要源于地壳重熔外，尚有少量地幔物质加入。此外，苗儿山地区早燕山期花岗岩1．69Ga和1．66Ga的两阶段Nd模式年龄，明显小于苗儿山地区加里东期花岗岩的1．81～1．84Ga［2］，而已有研究表明后者为源于中、上地壳岩石重熔的S 型花岗岩［2］，由此也可推测更年轻地幔物质的加入导致了早燕山期花岗岩Nd模式年龄较加里东期花岗岩低。

综上所述，苗儿山地区早燕山期花岗岩的岩石地球化学及Sr、Nd同位素地球化学特征表明其为源于中、上地壳酸性岩石重熔的S型花岗岩，并可能有少量地幔物质加入；岩浆形成与陆壳增厚升温及软流圈地幔的热传递有关。

3．2 构造环境

在Maniar和Piccoli（1989）［28］提出的多组主元素构造环境判别图解中（图7），苗儿山地区早燕山期花岗岩样品或位于IAG＋CAG＋CCG 区一侧（AFM 和ACF 图解），或位于RRG＋CUEG 一侧（SiO2－Al2O3图解和SiO2－（TFeO／（TFeO＋MO））图解），暗示花岗岩形成于后造山构造环境（POG）。

在Pearce et al．（1984）［29］多组微量元素构造环境判别图解中，样品或落入“同碰撞花岗岩（SCOLG）”区（图8（a）、图8（b）），或落入“板内花岗岩（WPC）”区（图8（c）），进一步暗示花岗岩形成于碰撞造山向板内过渡的后造山构造环境。

区域上中三叠世晚期发生的印支运动为陆内挤压造山运动［30－31］，其使地壳增厚并普遍造成上三叠统（或侏罗系）与泥盆统－中三叠统之间的角度不整合［32－33］；晚三叠世在挤压减弱、应力松弛的背景下，因地壳增厚升温形成的壳源岩浆上侵而形成大量后碰撞S型花岗岩［4－5，34－35］；中侏罗世又因陆内挤压作用（早燕山运动）而发育类前陆盆地［36－38］。因此，印支晚期－中侏罗世总体处于陆内造山阶段。晚燕山期（白垩纪）区域上处于以断陷盆地广泛发育为特征的大规模伸展阶段。从构造演化的理论过程考虑，处于中侏罗世陆内造山与白垩纪大规模伸展之间的晚侏罗世应为后造山阶段，与前述地球化学图解显示的早燕山期花岗岩后造山环境相吻合。

图7 苗儿山地区早燕山期花岗岩构造环境判别图（底图据文献［28］）Fig．7 Tectonic setting discriminations of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

综上，主量和微量元素构造环境判别及区域构造演化过程表明，苗儿山地区早燕山期花岗岩应形成于后造山伸展构造环境，这与湘东南地区早燕山期花岗岩形成构造环境研究认识［27］相一致。后造山构造环境通常伴有岩石圈地幔的拆沉导致软流圈地幔上涌，与前文地球化学特征指示的少量地幔物质加入及软流圈地幔热传递相吻合。

图8 苗儿山地区早燕山期花岗岩微量元素构造环境判别图解（底图据文献［29］）Fig．8 Trace element tectonic setting discriminations of the early Yanshanian granites in Miao′ershan area

4 结论

（1）苗儿山地区早燕山期花岗岩总体属铁质、钙碱性系列过铝质花岗岩类。

（2）花岗岩为S型花岗岩，源岩主要为中、上地壳酸性岩石，并有少量地幔物质加入。

（3）岩石形成于后造山伸展构造环境，与先期的中侏罗世陆壳增厚升温及软流圈地幔的热传递有关。

注释

❶湖南省地质矿产勘查开发局．1：5万白沙幅、新宁县幅、大庙口幅区域地质调查报告（内部资料）．1992．

❷湖南省地质矿产勘查开发局．1：5万麻林幅和安心观幅区调报告（内部资料）．1995．

［1］柏道远，陈必河，钟响，等．湘西南兰蓉岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄、地球化学特征及构造背景［J］．资源调查与环境，2014，35（2）：95－105．

［2］柏道远，钟响，贾朋远，等．南岭西段加里东期苗儿山岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄、地球化学特征及其构造意义［J］．岩石矿物学杂志，2014，33（3）：407－423．

［3］柏道远，钟响，贾朋远，等．南岭西段加里东期越城岭岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄、地质地球化学特征及其形成构造背景［J］．地球化学，2015，44（1）：27－42．

［4］柏道远，陈必河，钟响，等．湘西南印支期五团岩体锆石SHRIMP U－Pb年龄、地球化学特征及形成背景［J］．中国地质，2014，41（6）：2002－2018．

［5］柏道远，钟响，贾朋远，等．湘西南印支期瓦屋塘岩体年代学、成因与构造环境研究［J］．大地构造与成矿学，2016，待刊．

［6］伍静，梁华英，黄文婷，等．桂东北苗儿山－越城岭南西部岩体和矿床同位素年龄及华南印支期成矿分析［J］．科学通报，2012，57（13）：1126－1136．

［7］程顺波，付建明，马丽艳，等．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［J］．中国地质，2013，49（4）：1189－1201．

［8］康如华．湖南苗儿山韧性剪切带与金矿化［J］．黄金地质，2000，6（4）：23－27．

［9］倪艳军，陈必河，陈文斌，等．湖南苗儿山白钨矿床的发现及其找矿意义［J］．华南地质与矿产，2009，（3）：37－42．

［10］李妩巍，陈卫锋，朱康任．苗儿山地区中生代酸性脉岩地球化学特征及其成因［J］．铀矿地质，2011，27（6）：337－344．

［11］方适宜．矿液致裂作用对苗儿山矿田花岗岩型脉状铀矿床多期成矿的制约［J］．世界核地质科学，2012，29（1）：9－15．

［12］柏道远，贾宝华，刘伟，等．湖南城步火成岩锆石SHRIMP U－Pb年龄及其对江南造山带新元古代构造演化的约束［J］．地质学报，2010，84（12）：1715－1726．

［13］Frost B R，Barnes C G，Collins W J．A geochemical classification for granitic rocks［J］．Journal of Petrology，2001，42（11）：2033－2048．

［14］Peccerillo A，Taylor S R．Geochemistry of Eocene calc－alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area，northern Turkey［J］．Contrib Mineral Petrol，1976，58（1）：63－81．

［15］Sun S S，McDonough W F．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implication for mantle composition and process．Saunders A D，Norry M J（eds．）．Magmatism in the ocean basins［J］．Geol Soc Spec Pub，London，1989，42：313－345．

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

［17］陈小明，王汝成，刘昌实，等．广东从化佛冈（主体）黑云母花岗岩定年和成因［J］．高校地质学报，2002，8（3）：293－307．

［18］赵振华，熊小林，韩小东．花岗岩稀土元素四分组效应形成机理探讨—以千里山和巴尔哲花岗岩为例［J］．中国科学（D 辑），1999，29（4）：331－338．

［19］陈江峰，江博明．Nd，Sr，Pb同位素示踪和中国东南大陆地壳演化［A］．见郑永飞主编：化学地球动力学［C］．北京：科学出版社，1999，262－287．

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

［21］Zen E．Aluminum enrichment in silicate melts by fractional crystallization：some mineralogic and petrologic constraints［J］．Journal of Petrology，1986，27：1095－1117．

［22］McCulloch M T，Chappell B W．Nd isotopic characteristics of S－type and I－type granites［J］．Earth Planet Sci Lett，1982，58（1）：51－64．

［23］Allégre C J，Oth man D B．Nd－Sr isotopec relationship in granitoid rocks and continental crust development：A chemical approach to orogenesis［J］．Nature，1980，286：335－342．

［24］Alther R，Holl A，Hegner E，et al．High－potassium，calc－alkaline I－type plutonism in the European Variscides：northern vosges（France）and northern Schwarzwald（Germany）［J］．Lithos，2000，50：51－73．

［25］Hong Dawei，Xie Xilin，Zhang Jisheng．Isotope geochemistry of granitoids in South China and their metallogeny［J］．Res．Geol．，1998，48：251－263．

［26］Pei Rongfu and Hong Dawei．The granites of south China and their etallogeny［J］．Episodes，1995，18：77－82．

［27］柏道远，黄建中，刘耀荣，等．湘东南及湘粤赣边区中生代地质构造发展框架的厘定［J］．中国地质，2005，32（4）：557－570．

［28］Maniar P D，Piccoli P M．Tectonic discrimination of granitoids［J］．Geol Soc Am Bull，1989，101：635－643．

［29］Pearce JA，Harris NBW，Tindle AG．Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks［J］．Petrol，1984，25（4）：956－983．

［30］柏道远，邹宾微，赵龙辉，等．湘东太湖逆冲推覆构造基本特征研究［J］．中国地质，2009，36（1）：53－64．

［31］柏道远，贾宝华，钟响，等．湘东南印支运动变形特征研究［J］．地质论评，2012，58（1）：19－29．

［32］金宠，李三忠，王岳军，等．雪峰山陆内复合构造系统印支－燕山期构造穿时递进特征［J］．石油与天然气，2009，30（5）：598－607．

［33］李三忠，王涛，金宠，等．雪峰山基底隆升带及其邻区印支期陆内构造特征与成因［J］．吉林大学学报（地球科学版），2011，41（1）：93－105．

［34］柏道远，周亮，马铁球，等．湘东南印支期花岗岩成因及构造背景［J］．岩石矿物学杂志，2007，26（3）：197－212．

［35］柏道远，陈建成，马铁球，等王仙岭岩体地质地球化学特征及其对湘东南印支晚期构造环境的制约［J］．地球化学，2006，35（2）：113－125．

［36］柏道远，汪永清，王先辉，等．湘东南汝城盆地性质及其对华南燕山早期构造环境的启示［J］．沉积与特提斯地质，2006，26（1）：47－54．

［37］柏道远，钟响，贾朋远，等．雪峰造山带南段靖州盆地成因性质及形成背景［J］．中国地质，2013，40（4）：1079－1091．

［38］柏道远，钟响，贾朋远，等．雪峰造山带靖州盆地断裂构造及其形成背景探讨［J］．大地构造与成矿学，2013，37（2）：173－183．