湘西南苗兒山巖體北段印支期花崗巖成因：來自地球化學(xué)、U-Pb年代學(xué)證據(jù)

杜 云,羅小亞,黃革非,田 磊,王敬元,周立同

DU Yun,LUO Xiao-Ya,HUANG Ge-Fei,TIAN Lei,WANG Jing-Yuan,ZHOU Li-Tong

(湖南省地質(zhì)調(diào)查院，長沙410116)

(Hunan Institute of Geology Survey,Changsha 410116,China)

華南是我國最重要的金屬礦集區(qū)之一，金屬礦產(chǎn)資源豐富，其中鎢、錫、鉍、銅、銀、銻、汞、稀有和重稀土金屬儲量位居全國首位，鎢金屬儲量更是位列世界第一，另外，金和鉛、鋅儲量也排在全國前列[1]。由于區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的金屬礦床都絕大多數(shù)都與燕山期花崗巖有著直接成因聯(lián)系，因此長期以來，眾多地質(zhì)學(xué)者都將燕山期花崗巖作為了首要研究對象[2-5]，認為燕山期是華南地區(qū)的成巖成礦大爆發(fā)時期，同時認為印支期巖漿活動及其相關(guān)的成礦作用較弱[1]。這個已被廣泛接受的觀點在一定程度上導(dǎo)致了地質(zhì)界忽視了對印支期花崗巖的研究，造成了對其形成構(gòu)造背景與成因認識的分歧[6-7]，進而制約了華南大地構(gòu)造演化研究的整體進展。因此，加強對華南印支期花崗巖形成構(gòu)造背景與成因的研究十分必要。

圖1 研究區(qū)所在構(gòu)造位置（據(jù)周金城等[10]修改）Fig.1 Geotectonic location of the study area[10]

苗兒山巖體大地構(gòu)造位置上處于揚子地塊東南緣江南造山帶與華夏地塊的結(jié)合部位[8-9]（圖1）。從20世紀40年代開始，趙金科等[11]就對苗兒山巖體開展了調(diào)查研究工作，但從此之后直到21世紀初只陸續(xù)開展了少量工作[12-16]。近十年來，隨著在苗兒山巖體內(nèi)部及其接觸帶附近發(fā)現(xiàn)了大量的鎢、錫、鉬、銅、鉛、鋅等礦床（點），越來越多的地質(zhì)學(xué)者開始重新考慮前燕山期花崗巖成礦的可能性，紛紛加入到對苗兒山巖體的研究當中[17-20]。但是上述研究主要以苗兒山巖體南段已知與成礦有關(guān)的印支期花崗巖為對象，而與苗兒山巖體北段印支期花崗巖相關(guān)的研究幾乎是一片空白。本文通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、全巖元素含量測定、Sr-Nd同位素等分析測試手段，對苗兒山巖體北段印支期花崗巖的巖石學(xué)、地球化學(xué)和年代學(xué)特征進行了系統(tǒng)研究，在此基礎(chǔ)上，討論其形成構(gòu)造背景與成因，為探討整個華南地區(qū)的大地構(gòu)造演化過程提供依據(jù)。

1 巖體地質(zhì)概況

苗兒山巖體位于湘西南與桂北交界處，其北段處于湖南省境內(nèi)，呈南北向展布，南段主要位于廣西境內(nèi)，呈北東向展布,巖體總出露面積約1600 km2（圖2）。巖體由加里東期花崗巖構(gòu)成主體，印支期和燕山期花崗巖呈小巖株狀廣泛分布其中，構(gòu)成補體，另外，在巖體北側(cè)和西側(cè)邊部還成群成帶的分布有新元古代晉寧期花崗巖。其中，晉寧期花崗巖與青白口系呈侵入接觸關(guān)系，加里東期主體與前泥盆系呈侵入接觸關(guān)系，并被泥盆系及白堊系沉積覆蓋。巖體與圍巖的侵入接觸面多傾向圍巖，傾角一般為50～80°。前泥盆系主要包括青白口系、南華系、震旦系和奧陶系（缺失志留系），為一套淺?！肷詈Ｏ囝悘?fù)理石砂泥質(zhì)碎屑沉積夾硅質(zhì)、炭泥質(zhì)沉積，部分層位夾碳酸鹽巖；泥盆系為濱淺海碎屑巖—淺海臺地、臺盆相碳酸鹽巖沉積；白堊系為陸相紅盆碎屑沉積。受加里東運動的影響，前泥盆系普遍發(fā)生低綠片巖相淺變質(zhì)作用，形成板巖和淺變質(zhì)砂巖[21]。巖體的圍巖蝕變比較普遍，大體沿接觸帶呈帶狀展布。外接觸帶主要發(fā)生角巖化，局部見矽卡巖化和大理巖化，蝕變寬度200～400 m；內(nèi)接觸帶蝕變一般不發(fā)育，局部（主要是巖體北西部）見硅化、黃鐵礦化和白鎢礦化，蝕變寬度50～100 m。

圖2 區(qū)域地質(zhì)略圖Fig.2 Simplified geological map of Miaoershan area

2 巖石學(xué)特征

苗兒山巖體北段的印支期花崗巖呈小巖株狀侵入于加里東期花崗巖中，主要有三種巖性，分別為中細粒黑云母二長花崗巖、微細粒斑狀黑云母二長花崗巖和細粒黑云母二長花崗巖。

中細粒黑云母二長花崗巖，主要由粒徑0.5～3.2 mm的中-細粒他形鉀長石、石英、半自形板狀斜長石、片狀黑云母等互相鑲嵌組成，構(gòu)成中-細粒花崗結(jié)構(gòu)。鉀長石含約25%～34%，他形為主，具文像結(jié)構(gòu)，與石英互嵌。石英含約30%～34%，他形粒狀、粒狀集合體狀，與長石互嵌或填隙長石粒間。斜長石含約27%～32%，半自形板柱狀，絹云母化、粘土化。黑云母含約5%～8%，片狀、細片集合體狀，綠泥石化，解理縫析出鐵質(zhì)，生成簾石，含磷灰石、鋯石等包體。

微細粒斑狀黑云母二長花崗巖，主要由粒徑4～40 mm的自形-半自形板狀鉀長石、自形板柱狀斜長石為斑晶（含量10%～15%）和粒徑0.01～2 mm的他形石英、鉀長石、半自形板柱狀-他形斜長石、片狀黑云母等為基質(zhì)（含量85%～95%）組成，構(gòu)成似斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)為微-細?；◢徑Y(jié)構(gòu)。鉀長石含量22%～36%，他形為主，具文像結(jié)構(gòu)、格子雙晶，見較多石英、長石包裹體。斜長石含量24%～35%，半自形板柱狀-他形，弱-中等程度絹云母化。石英含量20%～30%，他形粒狀、粒狀集合體狀。黑云母含約5%～6%，片狀、片狀集合體狀，綠泥石化，含磷灰石、鋯石等包體。副礦物主要有金紅石、磷灰石、鋯石、綠簾石、黃鐵礦，含少量磁鐵礦和方鉛礦。

次細粒黑云母二長花崗巖，主要由粒徑0.05～2 mm的細粒他形鉀長石、石英、半自形板狀斜長石、片狀黑云母及少量碎粒狀電氣石、片狀白云母等組成，構(gòu)成細粒花崗結(jié)構(gòu)。鉀長石含約22%～35%，他形為主，具文像結(jié)構(gòu)，與石英互嵌。石英含約26%～30%，他形粒狀、粒狀集合體狀，與長石互嵌或填隙長石粒間。斜長石含約25%～38%，半自形板柱狀，絹云母化。黑云母含約2%～5%，片狀、細片集合體狀，綠泥石化，含磷灰石包體。電氣石含量微至2%，碎粒狀，具電氣石式吸收，零散分布。白云母含量微至1%，片狀，星散分布或與黑云母共生。副礦物主要有金紅石、磷灰石、鋯石和黃鐵礦，含少量綠簾石和磁鐵礦。

3 樣品處理與分析方法

鋯石U-Pb年齡測定方法：將2公斤左右的巖石樣品經(jīng)過破碎、篩選、重選及磁選后，在雙目鏡下挑選出透明度較好、晶形完整、無明顯裂隙的鋯石顆粒。將分選好的鋯石顆粒粘在雙面膠上，然后使用環(huán)氧樹脂將其固定。待樹脂充分固化后，將其打磨拋光至鋯石中心暴露，制成鋯石樣品靶。利用陰極熒光譜儀對鋯石樣品靶進行鋯石CL圖像顯微照相，然后在此基礎(chǔ)上進行鋯石的U-Pb同位素測定工作。鋯石U-Pb定年在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點實驗室完成。分析儀器為Perkinelmer生產(chǎn)的ELANDRC-e型等離子質(zhì)譜儀，配套有GeoLasPro 195 nm型準分子激光剝蝕系統(tǒng)。分析測試的條件如下：能量密度為40 J/cm2、束斑直徑為32 μm、頻率為8Hz、剝蝕時間為 90 s，剝蝕氣溶膠由氦氣送入ICP-MS完成測試。測試過程中以標準鋯石91500為外標，校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾；以標準鋯石Ple?ovice和GJ-1為盲樣，效驗U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量；以NIST SRM 610為外標，以Si為內(nèi)標，標定鋯石中的U、Th、Pb元素含量，以Zr為內(nèi)標，標定鋯石中其余微量元素含量。原始測試數(shù)據(jù)用ICPMSDataCal軟件進行處理[22]。普通Pb校正方法參照文獻 [23]，206Pb/238U加權(quán)平均年齡和協(xié)和圖解由ISOPLOT軟件獲得[24]。單個數(shù)據(jù)點誤差均為1σ，加權(quán)平均值誤差為2σ。

主量元素測定方法：取新鮮樣品，碎樣、研磨至200目，放置在105°C烘箱中3小時，去除吸附水；用萬分之一的天平準確稱取0.7000克樣品和7.000 克復(fù)合熔劑(Li2B4O7、LiBO2、LiF)，放入鉑金坩堝并攪拌均勻，在1150°C電熱熔融設(shè)備上熔融，冷卻后制成直徑為35毫米的玻璃片。然后將玻璃片放入儀器中進行測試。測試精度優(yōu)于3%。準確稱取1克樣品放入到陶瓷坩堝中，在高溫爐加熱至1000°C灼燒3小時，灼燒前后的質(zhì)量差，即為燒失量。樣品測試在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所完成，測試儀器為Axios(PW4400)X射線熒光光譜儀，測試方法為X射線熒光光譜法(XRF)。

微量和稀土元素測定方法：稱取50 mg的200目以下的樣品，置于密封容器中，加入1 ml HF，電熱板蒸干去SiO2，再加入1 ml HF和0.5 ml HNO3，加蓋，放置烘箱進行分解12 h，然后電熱板蒸干，加入1 ml HNO3再蒸干，重復(fù)操作。最后加入2 ml HNO3和5 ml去離子水，蓋上蓋子，130°C下溶解殘渣3 h，然后冷卻加入500 ng Rh內(nèi)標溶液，轉(zhuǎn)移至50 ml離心管中，上機測定。樣品測試在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所完成，測試儀器為Finnigan MAT公司ELEMENT型高分辨等離子體質(zhì)譜儀，測試方法為電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS)。

Sr-Nd同位素測定方法：Sr-Nd同位素是測定是在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成的，測試儀器為德國Thremo Fisher Scientific公司生產(chǎn)的Triton型熱電離同位素質(zhì)譜儀 (Thermal ionization mass spectrometry-TIMS)。Sr-Nd同位素分析采用Teflon溶樣器，加NHO3和HF混合溶樣，用專用的陽離子交換柱進行分離，分別采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219對Sr和Nd同位素進行分餾校正。在本次測試中，儀器測定的Sr同位素國際標準樣品NBS987的87Sr/86Sr比值為0.710254±16(2σ)，巖石標樣BCR-1中的143Nd/144Nd比值為 0.512638±3(2σ)。Rb-Sr和Sr-Nd的全流程本底分別為小于100 pg和50 pg。

氫氧同位素測定方法：全巖樣品采用無污染瑪瑙球磨技術(shù)碎至＜200目，氧同位素分析采用常規(guī)BrF5法提取樣品中的氧,并用碳棒將其轉(zhuǎn)化成CO2進行質(zhì)譜測定氫同位素分析則采用火焰熔融技術(shù)提取樣品所含羥基水（OH-），并通過鋅還原法得到H2后進行質(zhì)譜分析。分析結(jié)果均以相對于SMOW同位素比值的千分變化值表示。氫氧同位素均在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所MAT-253氣體同位素質(zhì)譜計測定，δD和δ18O全流程分析誤差分別優(yōu)于±3‰和±0.2‰。

4 地球化學(xué)特征

4.1 主量元素特征

苗兒山巖體印支期花崗巖主量元素化學(xué)分析結(jié)果、CIPW標準礦物計算及有關(guān)巖石化學(xué)分析參數(shù)見表1。

表1 苗兒山巖體印支期花崗巖主量元素組成（WB%）及部分特征參數(shù)Table 1 Major element composition（WB%）and some characteristic parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton

印支期花崗巖SiO2含量高，為72.61%～75.58%，平均74.72%，屬SiO2過飽和的酸性花崗巖類。Al2O3含量高，為12.63%～15.28%，平均13.74%。全堿（ALK）含量高，Na2O+K2O為7.76%～9.71%，平均8.31%；K2O含量較高，為4.22%～5.34%，平均4.81%；K2O/Na2O比值較大，為1.01～1.69，平均1.41，與華南殼源花崗巖K2O/Na2O比值大于1的特征明顯相符[26]，顯示出殼源S型花崗巖的特征[27]。TFeO含量較低，為0.98%～1.47%，平均1.16%。TiO2、MnO、MgO、CaO、P2O5含量較低，皆在1%以下。灼失量（LOI）較小，介于0.65～1.51之間，表明巖石中含少量H2O、CO2等揮發(fā)份。

在SiO2-(K2O+Na2O)圖解中，印支期花崗巖樣品均落入花崗巖區(qū)（圖3）。鋁飽和度（A/CNK）介于0.91～1.30之間，平均1.15，除樣品D0054屬偏鋁質(zhì)花崗巖外，其他均屬鋁過飽和花崗巖。

CIPW標準礦物計算表明，除樣品D0054外，印支期花崗巖的其他樣品均出現(xiàn)剛玉分子，C值在2.01～3.46之間，顯示出鋁過飽和的特征。另外，D0054樣品的CIPW標準礦物中還出現(xiàn)了錐輝石和硅酸鈉兩種堿性礦物，反映其應(yīng)為堿過飽和花崗巖，應(yīng)是后期受到了堿交代作用，這樣也就解釋了為何其A/CNK值偏低。

根據(jù)Frost等[28]提出的改良堿鈣指數(shù)（Na2O+K2O-CaO） 和鋁飽和指數(shù) （ASI）（Al/(Ca-1.67P+Na+K)（分子比））兩個地球化學(xué)變量以及ANK（Al/(Na+K)（分子比）），除樣品D0054屬于堿性花崗巖外，印支期花崗巖的其他樣品均屬堿鈣性、強過鋁質(zhì)花崗巖（圖 4(a)、(b)）。

圖3 苗兒山巖體印支期花崗巖QAP圖解Fig.3 QAP diagram of indosinian granite in Miaoershan pluton

圖4 苗兒山巖體印支期花崗巖地球化學(xué)分類圖解（據(jù)Frostetal.[28]）Fig.4 Geological classification diagram of Indosinian granite in Miaoershan pluton

分異指數(shù)（DI）介于 91.61～94.73之間，平均93.74，遠大于未經(jīng)分異的原生基性巖漿的分異指數(shù)（DI=25～45）[29]。固結(jié)指數(shù)（SI）介于 2.68～3.20之間，平均2.47，小于未經(jīng)分異的原生基性巖漿的SI值（SI=25～45）[29]。分異指數(shù)和固結(jié)指數(shù)的特征表明印支期花崗巖是經(jīng)過充分結(jié)晶分異的產(chǎn)物。

4.2 微量元素特征

巖石微量元素豐度及部分特征參數(shù)計算結(jié)果見表2。印支期花崗巖Nb/Ta比值介于3.27～4.54之間，平均3.98。Zr/Hf比值介于23.22～42.92之間，平均29.83。Rb/Sr比值介于14.44～28.22之間，平均17.08。Rb/Nb比值介于14.71～25.39之間，平均20.58。

在不相容元素對原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖上（圖5），印支期花崗巖樣品的元素分布特征總體一致，與相鄰元素相比，Ba、Nb、Sr、P、Ti表現(xiàn)為明顯的虧損，其中 Ba、Sr、Ti虧損最為顯著，呈深“V”型，而（Rb+K）、（Th+U）、（La+Ce）、Nd、（Zr+Hf+Sm）、（Y+Yb+Lu）等則相對富集，顯示出一般殼源花崗巖的特征。Sr、Ba虧損一般與斜長石熔融殘留或結(jié)晶分離作用有關(guān)[30-31]。P、Ti虧損可能與磷灰石、鈦鐵礦的分離結(jié)晶作用有關(guān)。Nb的虧損表明源區(qū)巖石中以陸殼組分為主[28,32-33]。

表2 苗兒山巖體印支期花崗巖微量元素豐度及有關(guān)參數(shù)(Ag為10-9；余為10-6)Table 2 Trace element abundance and its related parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton(the measurement unit for Ag element is 10-9；and the measurement unit for the other elements is 10-6)

圖5 苗兒山巖體印支期花崗巖微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖[34]Fig.5 Primitive mantle-normalized trace elements spider diagram of Indosinian granite Miaoershan pluton

圖6 苗兒山巖體印支期花崗巖稀土元素球粒隕石標準化分布型式圖[38]Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution panttern of Indosinian granite in Miaoershan intrusion pluton

4.3 稀土元素特征

巖石稀土元素豐度及部分特征參數(shù)計算結(jié)果表明，印支期花崗巖稀土總量基本都介于（70.22～157.41）×10-6之間（表 3），平均 102.94×10-6，小于地殼165.35×10-6的平均含量，但遠高于上地幔17.48×10-6的平均含量[35]。輕重稀土總和比值（ΣLREE/ΣHREE）較大，介于 3.0～5.96之間，平均5.20，反映輕、重稀土分餾明顯，輕稀土較為富集。(La/Sm)N比值介于2.23～5.98之間，平均4.63，由于(La/Sm)N比值越大，反映輕稀土(LREE)越富集，(La/Sm)N比值大于1，即為輕稀土富集型[36]，因此印支期花崗巖屬于典型的輕稀土富集型花崗巖。δEu值介于0.09～0.19之間，平均0.15，顯示銪具有強烈虧損，表明斜長石大量存在于部分熔融殘余體中或斜長石在巖漿作用過程中發(fā)生了顯著的分離結(jié)晶作用[37]。

表3 苗兒山巖體印支期花崗巖稀土元素豐度（10-6）及有關(guān)參數(shù)Table 3 REE abundance（10-6）and its related parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton

在稀土元素配分型式圖（圖6）中,印支期花崗巖變化特征基本一致，總體為向右傾斜曲線，均出現(xiàn)銪的低谷。在輕稀土一側(cè)為向右陡傾斜的曲線，重稀土一側(cè)為近乎平行的曲線，表現(xiàn)出輕稀土分餾明顯而重稀土分餾不明顯的特征。

5 鋯石U-Pb年代學(xué)特征

本次采集了1個鋯石U-Pb測年樣，樣品編號為D0071，樣品巖性為微細粒斑狀黑云母二長花崗巖。

該樣品鋯石顆粒較大，粒徑50～300 μm，自形程度高，多為自形柱狀，顏色以褐色、淺褐色為主，透明到半透明，陰極發(fā)光圖像均顯示清晰的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖7)，且Th/U值高，為0.1～0.62(10和18號點除外)，大于0.1，為典型的巖漿結(jié)晶鋯石[39]。

該樣品共分析了18顆鋯石，分析結(jié)果見表4和圖8。其中15個測點的年齡集中在210.0～211.2之間，加權(quán)平均年齡為210.6±1.6 Ma，MSWD=0.0116（圖8），誤差小，精度高，可靠性大，代表了苗兒山巖體北段印支期花崗巖的形成年齡。

根據(jù)伍靜等[40]、李曉峰等[41]、程順波等[42]、張迪等[43]對苗兒山巖體南段印支期花崗巖的研究，苗兒山巖體南段印支期花崗巖的成巖年齡集中在210～230 Ma之間，與本次獲得的年齡大致相當，表明苗兒山巖體南段和北段的印支期花崗巖應(yīng)該形成于同一期巖漿活動中。

6 討論

6.1 巖石成因

表4 苗兒山巖體印支期花崗巖（樣品D 0 0 7 1)鋯石U-P b定年結(jié)果Zircon U-Pb dating results of the Caledonian and Indosinian granite (sample D0071) in Miaoershan pluton

苗兒山印支期花崗巖的SiO2含量（73.27%）較高，鐵鎂質(zhì)成分TFeO和MgO含量（1.26%和0.31%）低，K/Na比值（1.11）大于1，鋁飽和度（A/CNK）大于 1，鋁飽和指數(shù)（ASI）均大于 1.1，富集Rb、K、Th、U 和稀土元素，強烈虧損 Ba、Nb、Sr、P、Ti元素，顯示出地殼物質(zhì)熔融形成的強過鋁質(zhì)S型花崗巖的特征，與典型的華南殼源花崗巖的特征相符。

圖7 苗兒山巖體印支期花崗巖（樣品D0071）部分鋯石陰極發(fā)光圖像（CL）Fig.7 Cathodoluminescene images of representative zircons from the Indonisian granite of Miaoershan intrusion(sample D0071)

由于Nb、Ta地球化學(xué)性質(zhì)相似，一般情況下彼此難分離（球粒隕石和原始地幔的Nb/Ta比值為17.5），但殼、幔分離時,Nb、Ta明顯分別在地幔和地殼中富集，因此Nb/Ta比可用來示蹤火成巖巖漿形成時地殼組分的參與程度[44]。印支期花崗巖Nb/Ta比值介于3.27～4.54之間，平均3.98，低于地殼的平均值12.22[45]及原始地幔平均值17.4[46]，說明其屬殼源成因類型[47]。Zr/Hf比值(23.22～42.92，平均29.83)，低于中國東部(36.72，高山等[48])上地殼平均值和全球地殼平均值（86.67，黎彤[35]），接近原始地幔平均值（29.64，Taylor and McLennan[49]），暗示在巖漿演化過程中Zr/Hf分餾不明顯。Rb/Sr比值（14.44～28.22，平均 17.08)遠高于中國東部(0.31，高山等[48])和全球(0.32，Taylor and MeLennan[49])上地殼的平均值，Rb/Nb比值(14.71～25.39，平均20.58)也遠高于中國東部(6.8，高山等[48])以及全球(4.5，Taylor and McLennan[49])上地殼的平均值，反映印支期花崗巖的源巖具有高成熟度地殼的特征。

圖8 苗兒山巖體印支期花崗巖（樣品D0071）鋯石U-Pb協(xié)和圖Fig 8.Zircon U-Pb concord graph for the Indonisian granite of Miaoershan intrusion(sample D0071)

根據(jù)Sylvester[50]有關(guān)過鋁質(zhì)花崗巖物源和形成溫度的理論，過鋁質(zhì)花崗巖的Rb/Sr－Rb/Ba比值可作為判別其源區(qū)巖石的標志，而Al2O3/TiO2比值可作為源區(qū)部分熔融溫度的標志：若Al2O3/TiO2＞100，則部分熔融溫度低于875℃；若Al2O3/TiO2＜100，則部分熔融溫度高于875℃。在Rb/Sr－Rb/Ba圖解中，印支期花崗巖樣品均落在富粘土源區(qū)（圖9），表明其源巖主要是易熔的高成熟度的泥巖，而其 Al2O3/TiO2比值(111.92～138.91，平均 125.46)＞100，反映其熔融溫度小于875℃。

圖9 苗兒山巖體印支期花崗巖Rb/Sr－Rb/Ba圖解(據(jù)Sylvester[50])Fig.9 Rb/Sr－Rb/Ba diagram of Indosinian granite in Miaoershan pluton（after Sylvester[50]）

表5 苗兒山巖體印支期花崗巖（樣品D0071）的Sr-Nd同位素組成Table 5 Sr-Nd isotopic compositions of Indosinian granite in Miaoershan pluton（sample D0071）

印支期花崗巖（87Sr/86Sr）i為 0.725717，大于大陸地殼（87Sr/86Sr）i平均值 0.719[51]，εNd（t）較小，為-10.8（表5），符合殼源S型花崗巖的特征。t2DM（兩階段Nd模式年齡)為1.87 Ga，與湘桂內(nèi)陸帶花崗巖的Nd模式年齡（tDM）背景值1.8～2.4 Ga[52-53]基本一致，與華南古—中元古代變質(zhì)基底年齡1.7～2.7 Ga[54-56]相當，反映印支期花崗巖源于古—中元古代變質(zhì)基底的重熔。在(87Sr/86Sr)i—εNd（t）圖解（圖10）中，樣品落入S型花崗巖區(qū)，也說明印支期花崗巖源于地殼重熔。

圖10 苗兒山巖體(87Sr/86Sr)i-εNd（t）圖解(據(jù)凌洪飛等[58])Fig.10 Rb/Sr－Rb/Ba diagram of Miaoershan pluton(after Ling Hongfei etc.[58])

6.2 巖體形成構(gòu)造背景

加里東運動之后，揚子地塊與華夏地塊徹底閉合，形成了統(tǒng)一的華南板塊，華南地區(qū)進入大陸地殼構(gòu)造演化階段[59]。自泥盆紀至二疊紀，華南板塊開始了以伸展作用為主的海西運動，在被動陸緣裂陷盆地中沉積了巨厚的濱—淺海碎屑巖和淺海臺地相碳酸鹽巖、臺盆相硅質(zhì)巖沉積物[60]。進入三疊紀，隨著印支板塊和華南板塊碰撞，揚子板塊和華北板塊碰撞，印支運動在華南地區(qū)發(fā)動，開始了新一輪的褶皺造山作用，同時伴隨大規(guī)模的花崗質(zhì)巖漿活動，巖漿峰期分為255～230 Ma[61-67]和230～200 Ma[68-71]兩個階段，且絕大多數(shù)是過鋁質(zhì)的S型花崗巖[72-74]。印支板塊和華南板塊的主碰撞期為258～243 Ma[75]，揚子板塊和華北板塊的主碰撞期為245～220 Ma[76]，暗示在 255～230 Ma時間段中形成的花崗巖應(yīng)為形成于碰撞擠壓環(huán)境下的同碰撞花崗巖，而在230～200 Ma時間段中形成的花崗巖應(yīng)形成于碰撞后應(yīng)力松弛的伸展構(gòu)造環(huán)境中。

鋯石U-Pb測年結(jié)果表明，苗兒山巖體北段印支期花崗巖的成巖年齡為210±1.6 Ma，在時間上相當于印支晚期，處于印支運動主碰撞期之后，即形成于碰撞擠壓峰期之后擠壓減弱、應(yīng)力松弛的后碰撞構(gòu)造環(huán)境。

9 結(jié)論

（1）苗兒山巖體北段印支期花崗巖的成巖年齡為 210.6±1.6 Ma。

（2）苗兒山巖體北段印支期花崗巖具有S型花崗巖的地球化學(xué)特征，源巖為高成熟度的泥巖。

（3）苗兒山巖體北段印支期花崗巖形成于碰撞擠壓峰期之后擠壓減弱、應(yīng)力松弛的后碰撞構(gòu)造環(huán)境。

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