江南造山带中段大湖山新元古代花岗岩U-Pb年代学、地球化学特征及其地质意义

杨世平， 祝明明， 孟 涛， 陈 浩， 刘 华， 耿 翔

(湖北省核工业地质调查院,湖北 孝感 432000)

江南造山带是一个以新元古代为主的造山带,西起桂北,经黔西南、黔东北、湘西、赣西北、赣东北、皖南、浙西至浙北,长约1 500 km、宽约200 km,其北西侧为扬子地块,南东侧为华夏地块。江南造山带是理解华南前寒武纪构造演化和后期地壳再造的关键,该前寒武纪地质单元由新—中元古代浅变质岩系及新元古代花岗岩和少量镁铁质岩组成(图1)[1-3]。除具有洋壳属性的蛇绿岩套岩石外,江南造山带内新元古代岩浆岩主要形成于950～750 Ma,并在约820 Ma形成一个非常明显的峰值[1,4],可能代表了扬子板块与华夏板块的拼接[1]。

图1 江南造山带大地构造背景以及前寒武纪物质分布(据参考文献[1-3]修编) Fig.1 Tectonic setting of the Jiangnan orogenic belt and the distribution of the Precambrian material1.中元古代—早新元古代地层；2.基性—超基性岩；3.断层及倾向；4.晚新元古代地层；5.新元古代长英质侵入岩；6.太古代—古元古代TTG花岗质片麻岩；7.晚中元古代造山带；8.中新元古代中生成弧形地形。

江南造山带中段所在的湘东—赣西北地区出露岩浆岩以幕阜山、九岭复式花岗岩体为主体，还有望湘、连云山、大湖山、葛藤岭、梅仙、三墩、饶村、罗里、渭洞等岩体(图2)。区域花岗岩与稀有金属成矿关系密切[5-6],多期次岩浆活动的叠加导致了稀有金属白垩纪的成矿高峰[7]。前人对幕阜山、九岭复式花岗岩体做了大量的研究,已有一定的地球化学和同位素定年研究基础,而对于大湖山岩体研究较少,仅在1∶20万修水幅区域地质调查报告[8]和1∶5万常岭畈幅、高枧幅区域地质调查报告[9]中涉及。1∶20万区调工作及1∶5万区调工作均测得大湖山花岗岩同位素年龄值为204 Ma(全岩K-Ar法),认为侵入时代为晚三叠世[8]。全岩和黑云母K-Ar年龄往往只反映最后一次热事件发生的时间,对经历过多次构造热事件的本区岩体而言,它们可能不代表岩体的形成年龄[10]。随着近年来研究的深入,幕阜山复式花岗岩周缘新发现了大量的新元古代花岗岩。

因此精确厘定大湖山岩体的成岩时代,对于丰富区内花岗岩年代学数据具有重要的意义。本文在已有研究及详细的野外地质调查基础上,对大湖山岩体斑状黑云花岗闪长岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定和主微量元素分析,精确地限定了花岗岩的形成年龄,为区域地球动力学背景研究提供了重要依据。

1 地质概况

研究区位于江南造山带中部扬子板块与华夏板块交接部位——江南隆起带中段的幕阜山—九岭构造岩浆带。区内出露地层主要为新元古界青白口系、南华系,古生界寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系,中生界白垩系及新生界第四系。区内断裂构造主要为北东向及近东西向两组,北东向断裂规模较大,多组平行发育,与近东西向断裂呈现出“多”字形分布特征[11]。岩浆活动频繁,广泛出露新元古代及燕山期花岗岩。其中,新元古代岩浆岩主要为九岭、长三背、大围山、葛藤岭、张坊、张邦源、西园坑、三墩、栗山等岩体,出露面积有限,分布于幕阜山复式岩体周缘。燕山期岩浆岩以幕阜山复式岩体为代表,零星出露望湘、金井、连云山等岩体(图2)。

图2 幕阜山周缘新元古代花岗岩分布Fig.2 Distribution of Neoproterozoic granites around the periphery of Mufu Mountain1.第四系沉积物；2.中—新生代断陷湖盆沉积地层；3.南华纪—古生代地层；4.青白口纪褶皱基底；5.中生代花岗岩;6.新元古代花岗岩；7.大湖山岩体；8.区域性断层。

大湖山岩体位于幕阜山复式岩体东部,出露面积约12 km2。区域地质调查[8]将大湖山岩体划分为两个单元(图3),即大竹园单元和花园单元，其中大竹园单元岩性为中粗粒斑状黑云花岗闪长岩,花园单元岩性为细粒斑状黑云花岗闪长岩,二者呈涌动接触关系,无明显分界面。本次研究的是大湖山中粗粒斑状黑云花岗闪长岩,与上部青白口纪冷家溪群呈角度不整合接触。区内冷家溪群出露小木坪组与坪原组,其中小木坪组不整合覆盖于大湖山岩体之上,底部为底砾岩,主体为中—厚层状变质石英杂砂岩、岩屑杂砂岩夹粉砂质板岩、凝灰质杂砂岩；坪原组整合于小木坪组之上,主体岩性为灰绿—灰黄色板岩、粉砂质板岩与薄层变质杂砂岩、石英杂砂岩、凝灰质岩屑杂砂岩互层。冷家溪群为一套半深海陆源—火山碎屑浊流沉积，说明大湖山岩体早于区域内冷家溪群的沉积时代。

图3 大湖山地区地质图Fig.3 Geological map of Dahushan1.第四系；2.奥陶纪；3.寒武纪；4.南华纪；5.青白口纪冷家溪群坪原组；6.青白口纪冷家溪群小木坪组；7.燕山期花岗岩；8.新元古代中粗粒斑状黑云花岗闪长岩；9.新元古代细粒斑状黑云花岗闪长岩；10.断裂破碎带；11.不整合接触界线；12.层理；13.一般断层；14.滑覆断层；15.正断层；16.左旋走滑逆断层；17.地质观测以及取样点。

2 岩石学特征

大湖山岩体可分为两个岩性单元,主体岩性为大竹园单元中粗粒斑状黑云花岗闪长岩(图4-a),分布于岩体北部，风化色为土灰色—灰色,新鲜色为灰色,具似斑状结构(图4-c)、块状构造,斑晶主要为钾长石斑晶,粒径18～30 mm,基质主要由斜长石、钾长石、片状黑云母和少量白云母、不透明矿物等组成。其中，钾长石含量约19%,构成斑晶和基质,具微条纹结构,晶体受应力多破碎，发育裂纹，弱黏土化；斜长石含约43%,半自形板柱状,聚片双晶发育,双晶纹细密,偶见环带结构,强伊利石化,主要为中、更长石；石英含约28%,它形粒状,波状消光,发育裂纹、碎裂化并呈微晶粒状；黑云母含约9%,片状、不规则片状,包含小的锆石、独居石晶体；白云母含约1%,不规则片状、小片状，并含有微量不透明矿物,粒状,主要为钛铁质,与黑云母伴生。在岩体西部及南部边缘发育细粒斑状黑云花岗闪长岩(图4-b),镜下矿物特征与中粗粒斑状黑云花岗闪长岩基本相似(图4-d),矿物成分与粒度略有差异。

图4 大湖山岩体花岗岩岩性特征Fig.4 Lithologic characteristics of the granite in Dahushana.大湖山岩体中粗粒斑状黑云花岗闪长岩；b.大湖山岩体细粒斑状黑云花岗闪长岩；c.中粗粒斑状黑云花岗闪长岩显微特征(正交偏光)；d.细粒斑状黑云花岗闪长岩(单偏光)。

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb年代学

锆石U-Pb年代学样品的锆石分选与制靶工作在河北省廊坊区域地质调查所实验室完成。样品经机械破碎后,进行淘洗、磁选和重液分选,然后在双目镜下挑选出晶形完好、具有代表性的锆石颗粒,置于环氧树脂浇铸的样品靶上,之后进行磨蚀、抛光和镀金。锆石阴极发光(CL)图像分析在北京锆年领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb年代学测定在天津地质矿产研究所实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)分析完成。其中LA(激光剥蚀系统)为美国ESI公司生产的NEW Wave 193 nm FX ArF准分子激光剥蚀系统,MCICP-MS(多接收器电感耦合等离子体质谱仪)是美国Thermo Fisher公司生产的NEPTUNE,其离子光学通路采用能量聚焦和质量聚焦的双聚焦设计,并且采用动态变焦(Zoom)，可将质量色散扩大至17%。此次实验所用的杯结构为：法拉第杯L4、L3、L2、L1、H2、H4分别用来接收204Pb、206Pb、207Pb、208Pb、232Th、238U,另外,235U与238U的丰度比为1∶137.88。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为辅助气调节灵敏度,二者通过一个T型接头混合后,在进入等离子体之前,再通过一个T型接头加入小流量的氮气,用来提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度[12]。每个剥蚀点采集350组数据,其中大约前1/3是空白信号,后面2/3是样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件CPMSDataCal[13-14]完成。此次试验中激光剥蚀斑束直径为35 μm、频率为8 Hz,采用锆石标准GJ1作外标进行同位素分馏校正,每分析8个样品点,分析2次GJ1。锆石标准 GJ1的U-Th-Pb同位素比值和U、Pb含量推荐值据文献[15]。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制、年龄权重平均计算和锆石年龄分布频率直方图均采用Isoplot/Ex_ver 3完成[16]。

3.2 主量元素

样品测试在核工业230研究所完成,测试仪器为Axios Max X射线荧光光谱仪,测试方法为X射线荧光光谱法(XFR)。取新鲜样品,碎样、研磨至粒径0.071(200目),放置在105℃烘箱中烘烤3 h,去除吸附水；用万分之一精度的天平准确称取0.7 g样品和7 g复合熔剂(Li2B4O7、LiBO2、LiF),放入铂金坩埚并搅拌均匀,在1 150℃电热熔融设备上熔融,冷却后制成直径为35 mm的玻璃片；然后将玻璃片放入仪器中进行测试，测试精度优于3%。准确称取1 g样品放入到陶瓷坩埚中,在高温炉加热至1 000℃灼烧3 h,灼烧前后的质量差即为烧失量。FeO含量的测定采用化学滴定法,试料用氢氟酸、硫酸分解,溶液中剩余的氟加入硼酸络合之；以二苯胺磺酸钠为指示剂,用基准重铬酸钾溶液滴定,计算FeO含量。

3.3 微量、稀土元素

样品测试在核工业230研究所完成,测试仪器为美国PE公司NexION 300x型高分辨等离子体质谱仪,测试方法为电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)。称取50 mg的200目以下的样品,置于密封容器中,加入1 mL HF,电热板蒸干去除SiO2,再加入1 mL HF和0.5 mL HNO3,加盖,然后用电热板蒸干,加入1 mL HNO3再蒸干,重复操作；最后加入2 mL HNO3和5 mL去离子水,盖上盖子,130℃下溶解残渣3 h,然后冷却加入500 ng RH内标溶液,转移至50 mL离心管中,上机测定。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代

运用锆石U-Pb年代学对中粗粒斑状黑云花岗闪长岩样品dh27(与DHS-3-1取样位置一致)进行了29个分析点的年龄测定,U-Pb同位素分析结果列于表1。锆石主要为无色透明—浅黄色的自形—半自形晶体,晶形为短柱状或长柱状,部分锆石含有较多的矿物包裹体,晶体粒度变化于100～200 μm,长宽比为1∶1～3∶1。CL图像显示大多数自形锆石具有较清晰的振荡环带(图5),少数具有扇形分带,为典型岩浆锆石的内部结构[17-18]。

图5 大湖山岩体锆石的阴极发光(CL)图像及U-Pb年龄(Ma)(样品号：dh27)Fig.5 Cathodoluminescence (CL) image and U-Pb age (Ma) of zircon from the Dahushan rock mass

表1 大湖山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 Results of LA-ICP-MS zircon U-Pb isotope analysis of Dahushan rock mass

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年可获得206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb 3组表面年龄,对于<1 000 Ma的年轻锆石来说,一般206Pb/238U年龄比207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄更能准确反映锆石的结晶时间[19]。因此,本文主要根据206Pb/238U年龄来确定岩体的形成时间(>1 000 Ma的测点采用207Pb/235U表面年龄)。

12号分析点得到206Pb/238U年龄为(1 263±13) Ma,远高于平均值,从CL图像中可以看出,隐约存在一个早期核,有可能是来自岩浆源区的循环晶,因此作为单个异常值予以剔除,不参与本文讨论。其余分析点在锆石U-Pb年龄谐和图(图6)上,均位于谐和线上或略低于谐和线,206Pb/238U年龄为(950±17)～(879±13) Ma,锆石中U含量(94～339)×10-6,Th含量(11～226)×10-6,Th/U比值为0.07～0.97,平均Th/U比值为0.18,数值较小,为贫铀岩浆锆石特征。206Pb/238U年龄加权平均值为(911.3±5.4) Ma(MSWD=0.81),代表了岩石结晶年龄,属新元古代早期岩浆活动产物。

图6 大湖山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.6 Zircon LA-ICP-MS zircon U-Pb age harmonicdiagram of the Dahushan rock mass

4.2 主量元素

大湖山花岗岩样品岩性及主量元素分析结果见表2,大湖山岩体花岗岩CIPW标准矿物计算及有关岩石化学分析参数见表3。SiO2-(Na2O+K2O)侵入岩分类图解(图7-a)中,中粗粒斑状黑云花岗闪长岩落入花岗岩与花岗闪长岩分界处,细粒斑状黑云花岗闪长岩落入花岗闪长岩区间。R1-R2岩类分类图解(图7-b)中中粗粒斑状黑云花岗闪长岩落入二长花岗岩区间，细粒斑状黑云花岗闪长岩落入花岗闪长岩区间。

图7 花岗岩分类命名图解(a据参考文献[20],b据参考文献[21])Fig.7 Classification and naming diagram of granite

表2 样品主量元素分析结果表(%)Table 2 Analysis result table of sample main element

表3 大湖山岩体花岗岩CIPW标准矿物计算及有关岩石化学分析参数Table 3 Calculation of CIPW standard minerals in the Dahushan rock mass granite and related petrochemical analysis parameters

大湖山岩体具有如下特征：SiO2含量为67.51%～70.93%,平均69.73%,CIPW标准矿物计算的石英(Q)含量为28.49%～34.57%,SiO2过饱和；富碱(K2O+Na2O=5.93%～7.22%)；钙碱性(里特曼指数σ=1.42～1.91)；高K2O(K2O=2.71%～4.10%;K2O/Na2O=0.84～1.42)；较低的基性组分含量(∑TiO2+FeOT+MgO=3.53%～4.96%)；过铝质(图8-b),其中Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=1.62～1.74，铝饱和指数(A/CNK值)为1.07～1.397。所有样品都具有高钾钙碱性特征(图8-c)；分异指数DI为72.49～84.15,其中中粗粒斑状黑云花岗闪长岩分异指数DI(82.58～84.15)高于细粒斑状黑云花岗闪长岩(72.49～74.43)；CIPW标准矿物中出现了刚玉分子(1.37%～4.93%)；随着SiO2含量的增加,Al2O3、TiO2、Fe2O3T、CaO、Na2O、MgO含量减少,反映了长石、镁铁矿物、钛铁矿物分离结晶作用对岩浆演化作用的影响,K2O含量增加,而MnO、P2O5则无明显变化趋势。

图8 岩浆岩系列判别图解(a图据参考文献[22],b图据参考文献[23],c图据参考文献[24-25],d图据参考文献[22])Fig.8 Identification diagram of magma series

4.3 稀土、微量元素

大湖山花岗岩样品岩性及稀土、微量元素分析结果见表4。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9)上,大湖山岩体中粗粒斑状黑云花岗闪长岩大离子亲石元素(LILE)Rb、Th、U、K富集,Sr、P和高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti呈明显负异常,而细粒斑状黑云花岗闪长岩Sr的负异常不明显。Sr、Ba的负异常可能指示了斜长石的结晶分离作用,这与稀土元素中Eu的负异常特征相互吻合。Ti元素的负异常则指示钛铁氧化物的结晶分离作用。

图9 微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔标准化值据参考文献[25])Fig.9 Standardized spider web map of trace elements

表4 样品稀土、微量元素分析结果表(×10-6)Table 4 Sample analysis results of rare earth and trace elements

所分析样品具有相似的球粒陨石标准化稀土元素分布型式(图10),为轻稀土(LREE)富集的右倾模式,(La/Yb)N=5.06～17.71,其中重稀土(HREE)较平坦。中粗粒斑状黑云花岗闪长岩相较于细粒斑状黑云花岗闪长岩(Eu/Eu*=0.81～0.85)具有更明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.52～0.57),LREE较为一致,HREE则有一定范围的变化。

图10 稀土元素球粒陨石标准化分布型式图(球粒陨石标准化值据参考文献[26])Fig.10 Standardized distribution pattern of rare earth element chondrite

5 讨论

5.1 形成时间

1∶20万修水幅[8]区调工作(1964年)和1∶5万高枧幅[9]区调工作(1999年)均测得大湖山花岗岩同位素年龄值为204 Ma(全岩K-Ar法)，显示其形成于晚三叠世。本文通过锆石CL图像分析和锆石微区原位定年发现,大湖山花岗岩中锆石206Pb/238U年龄为950～879 Ma,平均值为(911.3±5.4) Ma(MSWD=0.81)。这些锆石为自形晶体,并具有清晰的韵律环带,因此(911.3±5.4) Ma可以代表大湖山中粗粒斑状黑云花岗闪长岩的成岩结晶年龄,说明其形成时代为新元古代早期,而非早先认为的晚三叠世。

江南造山带中段广泛发育830～819 Ma时期的花岗岩,如皖南许村、歙县、休宁花岗闪长岩(SHRIMP锆石U-Pb年龄为(823±8) Ma[4,27]，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(824±6) Ma[28]),桂北本洞、三防、元宝山岩体(SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(819±9) Ma、(826±10) Ma、(824±4) Ma[29]),鄂南九宫山岩体(830 Ma)[30]等,不同于浙东的桃红岩体(913±15) Ma和西裘岩体(915±14) Ma[31],而是和赣西北、湘东北地区的许多岩体具有相似的年龄组成(表5)。大湖山岩体的形成年龄明显早于该时期，但值得注意的是，赣西北九岭花岗闪长岩样品中含有较多910～870 Ma的继承锆石[4,27],皖南许村、歙县和休宁花岗闪长岩样品中含有大量890～870 Ma的继承锆石[4,28]，鄂南九宫山岩体中存在部分约870 Ma的继承锆石[30]，大湖山岩体的成岩年龄与上述这些岩体中的继承锆石年龄一致，表明扬子板块东南缘在约910～870 Ma发生了广泛的岩浆活动。

表5 江南造山带中段重要新元古代岩浆岩成岩年龄信息Table 5 Diagenetic age information of important Neoproterozoic magmatic rocks in the middle part of Jiangnan orogenic belt

野外地质观测发现，冷家溪群不整合覆盖于大湖山岩体之上(图11-a),大湖山岩体与青白口纪冷家溪群同时被南华纪莲沱组地层构造不整合覆盖。

图11 大湖山岩体与冷家溪群不整合接触特征Fig.11 Unconformity contact characteristics between the Dahushanrock mass and the Lengjiaxi Groupa.冷家溪群不整合于大湖山岩体之上;b.冷家溪群与大湖山岩体不整合界面；c.冷家溪群底部石英砾岩支撑结构。

5.2 岩石成因

大湖山岩体的岩性为中粗粒斑状黑云花岗闪长岩、细粒斑状黑云花岗闪长岩,样品中无角闪石,仅在岩体边部的细粒斑状黑云花岗闪长岩中含有少量白云母,类似于富黑云母过铝质花岗岩类(CPG),全岩SiO2过饱和(67.51%～70.93%)、钙碱性(里特曼指数σ=1.42～1.91)、富碱(K2O+Na2O=5.93%～7.22%)、高K2O(K2O=2.71%～4.10%)、高K2O/Na2O比值(K2O/Na2O=0.84～1.42)、低基性组分含量(∑TiO2+FeOT+MgO=3.53%～4.96%)、过铝质(其中Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=1.62～1.74，铝饱和指数(A/CNK值)为1.07～1.397),所有样品都具有高钾钙碱性特征(图8-c),CIPW标准矿物中出现了刚玉分子(1.37%～4.93%),这些特征显示了壳源岩浆岩特征。

大湖山岩体A/CNK>1.1,为强过铝质花岗岩,Rb/Sr比值为0.29～1.24，显示出该岩体具有陆壳重熔型花岗岩的特征[40]。另外,实验岩石学表明,不同源区部分熔融产生的强过铝质花岗岩具有极其不同的CaO/Na2O比值，其中泥质岩石重熔形成的过铝质花岗岩CaO/Na2O比值一般<0.3,而砂屑岩石重熔形成的过铝质花岗岩CaO/Na2O比值一般>0.3[40]。研究区黑云花岗闪长岩的CaO/Na2O为0.37～1.00,绝大部分样品都>0.3,表明其源区可能以砂岩为主(图12-a),同时在反映花岗岩源区特征的Rb/Sr-Rb/Ba图解(图12-b)上也多位于“贫黏土源区”。

图12 研究区新元古代花岗岩源岩判别图解(据参考文献[40])Fig.12 Discriminant diagrams for the source rock of the Neoproterozoic grantoids in the studied area

研究区黑云花岗闪长岩稀土元素总含量不高,配分模式呈右倾型,轻重稀土分馏明显,有强烈的Eu负异常,并且亏损Nb、Ta等高场强元素，这些地球化学特征与典型强富铝的华南壳源型花岗岩的地球化学特征基本相同[35,41]。随着SiO2含量的增加,Al2O3、TiO2、Fe2O3T、CaO、Na2O、MgO含量减少,反映了长石、镁铁矿物、钛铁矿物分离结晶作用对岩浆演化作用的影响。大湖山岩体具有明显的Eu负异常,Eu/Eu*与SiO2、Sr与Eu/Eu*之间具有一定的相关性(图13),表明长石的分异作用在花岗岩形成过程显著,样品的Eu负异常可能是其长石结晶分异的结果。在花岗岩成因类型判别图解(图14-图15)中,大湖山中粗粒斑状黑云花岗闪长岩落入S型花岗岩区域内,细粒斑状黑云花岗闪长岩在成因类型判别图解上较难判别,但作为与中粗粒斑状黑云花岗闪长岩呈涌动接触关系的同一岩体,可以推断其成因类型与中粗粒斑状黑云花岗闪长岩成因类型一致。综上所述,研究区新元古代黑云花岗闪长岩属过铝质S型花岗岩，可能是早期富砂屑陆壳发生部分熔融产生的,且在其岩浆房内经历了一定分离结晶作用。

图13 大湖山岩体Eu/Eu*-SiO2和Sr-Eu/Eu*图解Fig.13 Diagrams of Eu/Eu*-SiO2,Sr-Eu/Eu*

图14 大湖山岩体(a)FeO/MgO-10 000Ga/Al、(b)(K2O+Na2O)/CaO-10 000Ga/Al、(c)Zr-10 000Ga/Al、(d)Ce-10 000Ga/Al花岗岩成因类型判别图解(据参考文献[42])Fig.14 The genetic type discrimination diagram of the Dahushan rockmass (a) FeO/MgO-10 000Ga/Al，(b)(K2O+Na2O)/CaO-10 000Ga/Al，(c) Zr-10 000Ga/Al and (d) Ce-10 000Ga/Al granite

图15 大湖山岩体ACF图解(据参考文献[43])Fig.15 ACF diagram of Dahushan rock mass

5.3 形成的地质背景

大湖山岩体成岩年龄为(911.3±5.4) Ma(MSWD=0.81),属于江南造山带内与造山有关的早期岩浆岩,而该期岩浆岩主要形成于ca.950～880 Ma[1]。

以往研究由于缺少江南造山带中段新元古代早期火山岩的直接证据,有学者[30]认为引起江南造山带新生地壳对新元古代中期花岗岩影响发生变化的原因可能与扬子和华夏板块间的“斜向穿时碰撞”过程有关。随着洋壳的不断斜向俯冲,扬子与华夏板块间的洋盆由东向西逐渐闭合,东段岛弧岩浆作用加剧,中段产生相对较弱的岛弧岩浆作用,西段岛弧岩浆作用最弱,使江南造山带早新元古代新生地壳物质由东向西逐渐减少。而大湖山岩体与浙东双溪坞弧地体内桃红岩体、西裘岩体具有一致的成岩年龄,也进一步说明新元古代早期江南造山带中段与东段发生拼合的时代可能一致。

综合大湖山岩体高K2O、Al2O3,低TiO2,K2O>Na2O,钙碱性大离子亲石元素(LILE)Rb、Th、U、K富集,Sr、P和高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti呈明显负异常等地球化学特征,指示其形成于汇聚板块边缘到岛弧环境的岩浆岩特征。大湖山岩体在花岗岩成岩环境判别图(图16)中落入火山弧花岗岩或同碰撞花岗岩区,在判别花岗岩成因类型与板块构造环境的R1-R2图解(图17)中同样显示大湖山岩体落入破坏性活动板块边缘到同碰撞花岗岩区域。因此，可能为活动大陆边缘消减作用下弧—陆碰撞导致了上地壳部分熔融，并和各种流体发生相互作用的结果(图18-a)。

图16 花岗岩ω(Yb)-ω(Ta)、ω(Y)-ω(Nb)、ω(Y+Nb)-ω(Rb)和ω(Yb+Ta)-ω(Rb)判别图(据参考文献[41])Fig.16 Discrimination diagrams of ω(Yb)-ω(Ta)、ω(Y)-ω(Nb)、ω(Y+Nb)-ω(Rb) and ω(Yb+Ta)-ω(Rb)VAG.火山弧花岗岩;WPG.板内花岗岩;S-COLG.同碰撞花岗岩;ORG.洋中脊花岗岩。

图17 判别花岗岩成因类型与板块构造环境的R1-R2图解(据参考文献[44])Fig.17 R1-R2 discrimination diagram of granite genesis typeand plate tectonic environment

王孝磊等[1]对江南造山带的形成和演化作了如下归纳：江南造山带是新元古代时期发生在扬子地块东南缘的以岛弧地体拼接为主的增生型造山带,经历了早期的洋洋俯冲(ca.970～880 Ma)、弧—陆碰撞(ca.880～860 Ma)、洋陆俯冲和弧后盆地沉积(ca.860～825 Ma)的过程,最终导致弧后盆地的关闭,使得冷家溪群、四堡群、双桥山群和梵净山群等地层发生紧闭褶皱；并在约825～810 Ma造山作用结束之后,造山带进入板内伸展(裂谷)阶段,产生了以双峰式火山岩为主的板内岩浆活动(图18)。由此来看，大湖山岩体在时代上处于王孝磊等[1]归纳的早期洋洋俯冲阶段，但结合该岩体具有汇聚板块边缘到岛弧岩浆岩特征，认为911 Ma左右大湖山地区可能已经发生了弧—陆碰撞，大湖山岩体属于该时期弧—陆碰撞的产物。

图18 江南造山带中段大湖山地区新元古代构造岩浆演化(据参考文献[1]修编)Fig.18 The tectono-magmatic evolution of the Jiangnan Orogenduring the Neoproterozoic era

6 结论

(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试表明,大湖山岩体斑状黑云花岗闪长岩结晶年龄为(911.3±5.4) Ma(MSWD=0.81),属新元古代早期岩浆活动产物。

(2) 大湖山富SiO2、富碱,为过铝质高钾钙碱性S型花岗岩,可能是早期富砂屑陆壳发生部分熔融产生的,且在其岩浆房内经历了一定的分离结晶作用。

(3) 大湖山岩体具有岛弧或者大陆边缘的特征,显示该套岩浆岩与造山作用有关,可能与扬子和华夏板块之间的弧—陆碰撞作用有关。