华南印支期花岗岩的研究进展

华南印支期花岗岩的研究进展

华南地块位于秦岭-大别和松马（越南北部）两个印支时期的缝合带之间。自中生代以来，它经历了两次构造运动：印支运动（早中生代）和燕山运动（晚中生代）。因此，华南地质问题的性质是这两个运动的动力学及其物质表现形式。长期以来,对华南燕山期花岗岩的研究受到了普遍的关注,但是对印支期花岗岩的研究却相对重视不够.与燕山期花岗岩相比,华南印支期花岗岩量少且分布较散.但在湖南境内,印支期花岗岩较发育,总面积超过5000km2(据文献统计)印支造山运动于上世纪初提出,是指发生在越南三叠纪地层内的构造不整合事件,并认为与印支和华南地块之间的大陆碰撞有关,但目前有关印支运动对华南特别是内陆地区的影响程度和表现形式研究得还很薄弱.已取得的认识还存在争议:王岳军等根据构建的数学物理模型认为华南印支期花岗岩形成于变形加厚陆壳的部分熔融;有学者视华南为印支期陆内碰撞带,但研究揭示华南内陆并不存在早中生代的洋盆或洋陆俯冲事件;Wang等认为华南印支期岩浆作用是岛弧岩浆作用的产物,但是华南印支期花岗岩整体呈面状分布且缺乏同期次的火山岩的特征,表明其成因应与碰撞或消减作用无直接关联;周新民则认为华南印支早期花岗岩属于同碰撞型花岗岩,而印支晚期花岗岩属于后碰撞花岗岩.此外,华南缺乏(少见)J1时期(205～180Ma)的岩浆活动,印支期的构造-岩浆演化与燕山期岩浆作用的关系目前尚无明确的认识.湖南白马山岩体位于华南板块内部,是一个含有印支期花岗岩的由多期次(海西-加里东期至燕山期)花岗岩构成的巨型杂岩体.本文以该岩体的花岗岩及其暗色包体为研究对象,通过精确的锆石定年学、元素地球化学和Sr-Nd同位素地球化学研究,探讨印支运动在华南内陆的表现形式、印支期花岗岩的演化特征及其与燕山期岩浆作用的关系.1地层及岩石学特征白马山花岗岩体(图1),位于湖南中西部的新化、隆回、溆浦县境内,主要由黑云母花岗闪长岩-黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩构成,出露面积约1600km2.侵入新元古代、震旦纪、寒武纪、志留纪、泥盆纪和奥陶纪地层中.区内发育南北向和北东向两组断裂.前人根据这些花岗岩的年代学、岩石学和野外地质特征将他们划分为17个单元,1:5万地质填图将其归并为4个超单元:水车超单元、龙潭超单元、小沙江超单元和龙藏湾超单元,其中水车超单元属海西-加里东期,龙潭和小沙江超单元属印支期,龙藏湾超单元则为燕山期.本研究的采样位置主要位于龙潭超单元和龙藏湾超单元(图1).龙潭超单元包括西起黄茅园、东经龙潭-金石桥-天龙山一线呈东西向展布的一系列岩体,侵入于中、新元古代至石炭纪地层内及海西-加里东期花岗岩中(图1).由中-粗粒黑云母花岗闪长岩、角闪石黑云母二长花岗岩和中-细粒黑云母二长花岗岩构成.据获得样品分析,该类花岗岩主要由黑云母(10%～12%)、角闪石(1%～2%)、斜长石(An=40～45,33%～50%)、微斜长石(6%～20%)及石英(25%～30%)构成.这些花岗岩中多含长石斑晶,斑晶粒径在0.8～3.5cm之间;还含有暗色微粒包体,呈圆形或椭圆形,最大直径在10～35cm不等;此外还含有细粒花岗质包体,其最大直径可达90cm.暗色微粒包体一般多发育在龙潭超单元的中粗粒黑云母花岗闪长岩-二长花岗岩中,而在细粒花岗岩中少见.矿物粒径较寄主岩细,自形-半自形粒状结构.矿物组成与寄主岩相似:暗色矿物以黑云母和角闪石为主,角闪石自形且多被黑云母包裹,矿物含量<2%,而黑云母则占矿物总量的25%以上;粒状石英占10%～30%左右,充填于长石颗粒间;斜长石(An=30～35)多发育聚片双晶和卡钠复合双晶,环带结构明显,占28%～50%;此外还有少量的副矿物如针状磷灰石,微粒磁铁矿、褐帘石及锆石等副矿物.龙藏湾超单元位于岩体的中心部位,与龙潭超单元等一起构成同心环状分布的特征(图1).由中-细粒二云母二长花岗岩构成,不(少)含斑晶及包体.主要矿物组成为:黑云母(5%～8%)、斜长石(An=25～30,25%～30%)、微斜长石(30%左右)、细小鳞片状的次生白云母(2%～5%)和石英(30%～35%).此外,小沙江超单元主要由二云母二长花岗岩和黑云母二长花岗岩构成,主要矿物组成为:黑云母(4%～14%)、斜长石(An=31～45,28%～40%)、微斜长石(20%～28%)和石英(27%～34%),二云母二长花岗岩中还含有白云母(1%～5%).水车超单元主要由黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩闪长岩构成,主要矿物组成包括:黑云母(4%～12%)、角闪石(1%～5%)、斜长石(An=25～41,30%～50%)、微斜长石(12%～29%)和石英(24%～34%).2la-icp-ms锆石u-pb年龄测定结果本文选取了岩体中的代表性样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析,包括:HBMS-20(龙潭超单元的黑云母花岗闪长岩)、HBMS-28(龙潭超单元的细粒黑云母二长花岗岩)和HBMS-24(龙藏湾超单元的二云母花岗岩),以及龙潭超单元中的暗色微粒包体HBMS-18a和HBMS-18b,采样位置分别见图1.这些样品均取自新鲜花岗岩露头附近的花岗岩原地风化砂样,采集之前,先小心除去风化体表面的堆积层,避免外来的锆石混染,再采集下面新露出的风化砂样.风化砂样经淘洗、磁选和重液分选后分离出锆石,然后在双目镜下仔细挑出不同晶形、不同颜色的锆石约50颗.锆石样品靶的制备与SHRIMP定年的样品制备方法基本相同.在开始锆石U-Pb定年分析前,先进行阴极发光(CL)分析,以确定锆石颗粒的内部结构.锆石阴极发光图像在中国科学院地质与地球物理研究所的Cameca电子探针仪器上完成分析电压为15kV,电流为10nA,代表性锆石颗粒的CL图像见图2.本次LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行,将193nm的ArF准分子激光与Elan6100DCR型ICP-MS仪相接,使用He作为剥蚀物质的载气,应用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参与物质NISTSRM610进行仪器的最佳化校正,应用RSES参考锆石TEMORA(417Ma)进行元素的分馏校正,并采用91500(1064Ma)标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析.样品在测试过程中,204Pb信号较低,基本与背景值相当,而207Pb和206Pb的信号比扣除背景后的204Pb信号高几个数量级,因而未做普通Pb的校正,详细的测试方法及仪器参数可参考文献.每个锆石微区原位测试点的同位素比值和U-Pb年龄由专用的Glitter(ver4.0,MacquarieUniversity)软件计算,锆石的U-Pb分析定年结果见表1.用于全岩主、微量元素和Sr-Nd同位素分析的样品为新鲜的花岗岩样品的粉末样.全岩主量元素成分在南京大学现代分析中心使用ARL9800XP+波长色散型X射线荧光光谱仪测定,相对标准样品的偏差,高含量氧化物小于0.8%,低含量氧化物小于10%,其中FeO和Fe2O3含量采用湿化学法测定.微量元素在南京大学地球科学系内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用ICP-MS方法分析(德国Element2),检测限优于0.5×10-9,相对标准偏差优于5%,分析方法见文献,分析结果列于表2.Sr-Nd同位素成分分析由中国科学院地质与地球物理研究所同位素实验室完成,质谱测定采用德国Finnigan公司生产的MAT262固体热电离质谱计Sr同位素比值测定采用86Sr/88Sr=0.1194进行质量分馏校正,对Sr同位素标样NBS987测定的结果为87Sr/86Sr=0.710248±12(2σ),标样NBS607的测定结果为87Sr/86Sr=1.200241±12(2σ);Nd同位素比值测定采用146Nd/144Nd=0.7219进行标准化,Nd同位素标样BCR-1的测定值为143Nd/144Nd=0.512602±10(2σ),标样GBW04419的测定值为143Nd/144Nd=0.512698±13(2σ).实验室全流程本底:Rb,Sr约10-9～10-10g,Sm,Nd约5×10-11g.详细分析流程已有文献叙述.由该法测定的Rb,Sr和Sm,Nd含量也列于表2中.初始Nd,Sr同位素组成分别以εNd(t)和(87Sr/86Sr)i表示.3岩体形成时代3.1锆石生物量和加权平均年龄将获得的定年数据利用Isoplot2.49a进行了锆石的谐和曲线和加权平均年龄的投影(图3).发现数据点多分布在谐和线上(图3(a))或在谐和线的右侧呈线状分布(图3(c)～(f)),呈线状分布的特征不同于发生过Pb丢失的锆石的分布形式,而与207Pb难以测准有关,这种分布形式并不影响206Pb/238U比值表明所测的锆石颗粒在形成后U-Pb同位素体系是封闭的,基本没有U或Pb的加入和丢失.对于具放射性Pb丢失的古老锆石(一般>500Ma)来说207Pb/206Pb年龄是对锆石年龄最有效的估计,年轻锆石(<500Ma)则取206Pb/238U年龄.样品HBMS-28中的锆石多具“核-边”双层结构部分锆石的核部CL较强显示岩浆锆石的特征,具韵律环带,而边部CL强度弱,显示重结晶锆石的特征(图2(a)).选择具韵律环带的岩浆锆石,进行了16个点的定年分析,大部分数据点都位于谐和线上或附近(图3(a)),获得的年龄值集中在197～219Ma之间(表1),除一个点HBMS28-16给出的年龄稍大为离群值外,其余15个数据进行加权平均值计算获得年龄为(204.5±2.8)Ma(MSWD=2.9),属于印支晚期.样品HBMS-20中的锆石多具为有“核-边”双层结构锆石,少数为具单一环带结构的岩浆锆石.具“核-边”双层结构锆石中,一些锆石的核部CL较弱,与边部的接触带具有微弱的振荡环带,属于早阶段结晶的岩浆锆石;另一些锆石的核部CL较强,具有残留锆石的特征,这些锆石边部都具明显的振荡/韵律环带,显示岩浆成因锆石的典型特征(图2(b)).针对不同结构的锆石测定了20个定年点,大部分数据点都位于谐和线上或呈线状分布在谐和线的右侧(图3(c)),其中测自岩浆锆石(包括具“核-边”双层结构锆石的边部,图3(c)中以锆石边部表示,下同)的12个测点,年龄在200～218Ma之间(表1),获得加权平均年龄为(209.2±3.8)Ma(MSWD=4.9);而测自核部(早结晶锆石,如图2(b)中测点HBMS20-12和HBMS20-07)的7个测点的年龄在220～236Ma之间(表1),HBMS20-08号测点为离群值(图3(c)),其余6组年龄的加权值为(224.3±2.4)Ma(MSWD=0.81)(表1,图3(c)).一个测自锆石核部的定年点(图2(b),测点HBMS20-04)年龄为(3010±20.6)Ma(207Pb/206Pb年龄),与不一致线和谐和曲线的上交点((3025±11)Ma,图3(b))年龄一致;而不一致线和谐和曲线的下交点年龄为(215.7±6.1)Ma(图3(b)),与前述两个印支期年龄值一致,表明该花岗岩形成于印支晚期.暗色包体(HBMS-21a,HBMS-21b)中的锆石,多呈短柱状或它形粒状.与其寄主岩(样品HBMS-20)的锆石结构相似但粒径较小(图2(c)和(d)).包体中的锆石多具“核-边”结构:边部具有振荡环带,显示岩浆锆石的特征,而核部CL较弱与边部的接触带具有微弱的振荡环带,属于早阶段结晶的岩浆锆石.还有一些锆石呈斑杂状分带,这同经历了重结晶作用的岩浆锆石的特征十分相似,部分锆石的韵律环带显示弯曲和错位现象(图2c中的部分锆石),揭示岩浆锆石受到了后期变质作用不同程度的影响.包体样品HBMS-21a共测定了16个点,与寄主样品HBMS-20一样,集中在两个时间段:岩浆锆石(包括具“核-边”双层结构锆石的边部)的年龄值在(200～215)Ma之间,加权年龄(205.1±3.9)Ma(n=10,MSWD=2.5)(表1,图3(d));测自锆石核部(早结晶锆石,如图2(c)的08,015,016号测点)的6个测点的年龄值在221～231Ma之间(表1),加权平均年龄为(226.5±4.1)Ma(MSWD=1.5)(图3(d)).同样地,包体HBMS-21b的15个定年点中,测自环带状岩浆锆石或具不均一的斑杂状结构的锆石年龄值多在196～215Ma之间,加权平均值为(203.2±4.5)Ma(n=11,MSWD=2.9)(表1,图3(e));测自锆石核部(如图2(d)的06,10号测点)的4个测点的年龄值在218～224Ma(表1)之间,加权平均值为(221.4±4.0)Ma(MSWD=0.34)(表1,图3(e)).与寄主岩(样品HBMS-20)定年的结果一致,表明包体也形成于印支晚期.样品HBMS-24中的锆石多呈柱状,该样品的锆石显示两种不同结构特征:无核具韵律环带的典型岩浆锆石和具“核-幔-边”结构的锆石.后者一般核部CL较强、幔部具振荡环带、边部CL较弱,有的锆石边部较宽(如图2(e)中的15号测点所在的锆石);有的边部较窄甚至无边,而类似于前述的“核-边”结构的锆石(如图2(e)的01和02号测点所在的锆石).共测定了17个定年点,其中核部的投影点都位于谐和曲线上(图3(f)),获得了4个核部锆石年龄分别为220Ma(测点HBMS24-02),229Ma(测点HBMS24-03)308Ma(测点HBMS24-05)和325Ma(测点HBMS24-04)(表1),分别属印支期与和海西期年龄,暗示本区可能存在印支晚期和海西期(水车超单元)的岩浆活动幔部锆石的年龄在199～205Ma之间,平均年龄为(204±12)Ma(n=4,MSWD=7.3,图3(f))与前述样品的的岩浆锆石年龄一致;而测自边部及无核岩浆锆石上的年龄值在173～180Ma之间,加权平均值为(176.7±1.7)Ma(n=9,MSWD=0.88)(表1,图3(f)).3.2锆石网络的形成时代多数样品中都测得两组印支晚期的年龄值,那么哪一组代表了岩石的形成年龄呢?对照CL图像和谐和图解(图2和3),不难发现样品HBMS-20和包体样品HBMS-21a、HBMS-21b中测得的锆石边部(或岩浆锆石)的年龄一致,分别为(209.2±3.8),(205.1±3.9)Ma和(203.2±4.5)Ma,且与样品HBMS-28测得的岩浆锆石年龄((204.5±2.8)Ma)也一致,因此该组年龄应代表这些花岗质岩石和包体形成的年龄.而样品HBMS-20和包体HBMS-21a、HBMS-21b中测得的核部锆石年龄也都相似,分别为(224.3±2.4),(226.5±4.1)Ma和(221.4±4.0)Ma,并且样品HBMS-28中也获得了两个与此一致的锆石核年龄;这些锆石核部的边缘多显示熔蚀结构(resorptionstructure,图2(e)中部分锆石核边缘的不规则亮边),暗示这些锆石核很可能为早期花岗质岩浆侵入作用产生的结晶锆石的残留核,由此可以认为这些锆石核可能代表了早阶段结晶的锆石.而王岳军等在该岩体获得243Ma左右的锆石SHRIMP年龄,表明该岩体存在(印支)早期花岗岩结晶作用.因此,该组锆石核部年龄的获得为本区存在多期次的印支期花岗质岩浆的侵入活动提供了证据.样品HBMS-24的锆石中,边部(及岩浆锆石)的年龄为(176.7±1.7)Ma,应代表岩石的形成年龄.具“核-幔-边”结构的锆石,常呈弱的CL边包裹印支晚期锆石的现象,而被包裹的锆石(幔部)显示自形的轮廓,且幔部与边部间无熔蚀现象(resorption)(图2(e));此外,被包裹的印支晚期锆石及定年结果(幔部年龄:(204±12)Ma)与上述印支晚期样品(如HBMS-20和HBMS-28)的相同,表明燕山早期锆石(边)是沿着印支晚期锆石(幔)生长的,显示了两期锆石的特征[36,38,40,41,42,43,44],暗示燕山早期的锆石可能与印支晚期锆石属于同一花岗质岩浆体系.此外,测得的(3010±20.6)Ma的古老锆石年龄暗示本区可能存在太古代再循环地壳物质,样品HBMS-20的所有投影点构成的不谐和线与谐和曲线的上交点年龄为(3025±11)Ma,与该年龄值一致,指示岩体的物质来源可能与华南太古代陆壳基底有关;而下交点年龄为(215.7±6.1)Ma则与上述印支晚期花岗岩的结晶年龄一致,进一步佐证了本区的黑云母花岗岩形成于印支晚期.上述测年结果表明,白马山黑云母花岗闪长岩-黑云母二长花岗岩主要形成于印支晚期,年龄为(204.5±2.8)～(209.2±3.8)Ma;二云母花岗岩形成于燕山早期,年龄为(176.7±1.7)Ma;而暗色包体的年龄为(203.2±4.5)～(205.1±3.9)Ma与其寄主岩的年龄一致,也形成于印支晚期.据此,我们将所有样品分成印支晚期花岗岩(lateIndosiniangranites,简称LIGs)、燕山早期花岗岩(earlyYanshaniangranites,简称EYGs)及印支晚期暗色包体(lateIndosinianmaficmicrogranularenclaves,简称MMEs)三组.4ligs、mmes成岩EYGs的SiO2(72.82%～73.65%)和全碱(Na2O+K2O=7.42%～7.95%)含量高于LIGs(SiO2=66.43%～71.65%,Na2O+K2O=5.92%～6.99%),但P2O5(0.09%～0.11%),TiO2(0.13%～0.18%),MgO(0.44%～0.49%),FeOt(1.50%～1.66%)和CaO(1.11%～1.29%)含量低于LIGs(P2O5=0.08%～0.17%,TiO2=0.25%～0.58%,MgO=0.64%～2.12%,FeOt=1.92%～3.89%,CaO=1.22%～3.66%);而MMEs与这两期花岗岩相比,显著贫SiO2(61.10%～61.44%)和全碱(4.97%～6.25%),富P2O5(0.15%～0.25%)、TiO2(0.77%～0.98%)、MgO(3.13%～3.67%)、FeOt(5.51%～5.72%)和CaO(3.26%～4.44%)(表2).所有样品投影点在ACF图(图4(a))上都位于黑云母-斜长石-堇青石区,与壳源型过铝质花岗岩类似都属亚碱过铝质花岗岩(图4(b)).LIGs的CIPW标准矿物C(刚玉)含量在0.21%～6.11%之间,A/CNK=0.99～1.53,为弱过铝-强过铝质花岗岩;而EYGs的CIPW标准矿物C含量大于1%(2.06%～3.32%)A/CNK=1.15～1.26>1.1,为强过铝质花岗岩;MMEs为弱过铝-强过铝质岩石(C含量在0.83%～4.47%之间A/CNK=1.02～1.32)与其寄主岩的类似.此外,LIGs和EYGs都具富钾的特征,K2O/Na2O分别为1.09～1.99和1.58～1.67,与华南壳源型花岗岩相似(K2O/Na2O平均值为1.61);而MMEs的K2O/Na2O值(0.78～1.11)低于上述两类花岗岩,表现了相对低钾的特征.所有样品都显示富Rb,K,U,Th,Pb,Zr和Hf,而贫Sr,Ba,Nb,P的特征(图5),LIGs和EYGs还具强的Ti负异常,表明它们经历了钛铁矿的分离结晶作用而暗色包体的Ti负异常不显著与其富铁镁矿物特征一致.LIGs和EYGs的Nb/Ta比值分别为4.82～9.31(Nb=9.99∼13.40µg/g)和3.73～6.16(Nb=9.74～12.62µg/g)明显低于地壳平均值12.22(Nb=11µg/g),暗示花岗岩具有壳源岩浆的特征.三组样品具有相似的稀土元素配分模式(图5)都显示显著的负Eu异常(MMEs:δEu=0.37～0.67LIGs:δEu=0.45～0.74,EYGs:δEu=0.39～0.58)和轻稀土富集(MMEs的LaN/YbN为13.20～21.44,LIGs为13.26～30.97,EYGs为15.61～19.40)的特征;MMEs的ΣREE为175.14∼175.91µg/g(平均为175.53µg/g)与它们的寄主岩(LIGs的ΣREE=111.59～197.96µg/g,平均为162.95µg/g)相当,而EYGs的ΣREE为97.95∼134.20µg/g(平均为121.49µg/g)低于LIGs及其包体(MMEs),表明燕山期花岗岩的分异演化较印支晚期花岗岩更强.LIGs的(87Sr/86Sr)i=0.718306～0.727348与CPGs(含堇青石富黑云母过铝质花岗岩类,(87Sr/86Sr)i>0.708)相似,而εNd(t)=-11.44～-10.73,明显低于CPGs(εNd(t)=-6～-9),CPGs一般是地壳减薄熔融的产物;与之相比,EYGs具更低的εNd(t)(-13.17)和更高的(87Sr/86Sr)i(0.735856);MMEs的(87Sr/86Sr)i=0.717925,εNd(t)=-9.95,与LIGs相似(表2);在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图6a)和εNd(t)-t图解(图6(b))中三组样品都投影在华南S型花岗岩区和南岭及临区前寒武纪地壳演化域.它们的Nd模式年龄(T2DM=1.9～2.0Ga,表2)与华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄一致(约在1.8～2.2Ga之间).因此可推测EYGs,LIGs及MMEs均起源于早元古代地壳变质基底的部分熔融.5讨论5.1白马山岩体中暗岩石成因的讨论关于花岗岩中暗色微粒包体的成因目前存在三种不同的解释,一种观点认为花岗岩中的暗色微粒包体为源区的固态难熔残余物或围岩捕虏体第二种观点认为暗色微粒包体代表与酸性岩浆发生岩浆混合作用的基性端元;第三种观点认为暗色微粒包体是寄主花岗质岩浆在晶体-熔体分异作用机制下形成的,为同源或同生包体(cognateen-clave).锆石的LA-ICP-MS定年结果显示,暗色微粒包体与寄主花岗岩的年龄在变化范围内一致,同时包体所具有火成结构指示了包体的岩浆岩起源,因此第一种观点无法解释本岩体暗色微粒包体的成因.微粒包体与寄主花岗岩的形成时间相同,暗示本岩体的暗色包体成因适用于后两种观点.在野外,岩体中还发现有细粒花岗质包体,但至今未发现同期的基性岩石.从矿物组成上看,暗色微粒包体与寄主花岗岩具有相似的矿物组成,如包体中锆石结构与寄主岩的相似(多显示“核-边”双层结构)只是粒径不同(图2),包体的细粒结构常被认为是铁镁质岩浆进入较冷的酸性岩浆后过冷却结晶的结果;寄主岩和微粒包体中的斜长石都发现具有环带结构,但包体中的环带状斜长石少(不)具熔蚀结构,而具熔蚀结构的斜长石被认为是岩浆混合作用的结果,但环带状斜长石的熔蚀现象也可以由快速减压上升过程中的岩浆快速结晶和减压脉动而形成,同时这种减压冷凝作用能造就包体的细粒结构;包体和寄主花岗岩具有相似的地球化学组成,不像岩浆混合成因的花岗岩和其中包体之间(如浙江普陀山的黑云母钾长花岗岩及其包体)那样具有明显的地球化学差异,这些都表明白马山岩体中的暗色包体成因无法适用岩浆混合的模式.包体与寄主花岗岩具有相似的地球化学组成,而且MMEs的εNd(t)和(87Sr/86Sr)i分别为-9.95和0.717925,与印支晚期花岗岩的εNd(t)(-11.44～-10.73)和(87Sr/86Sr)i(0.718306～0.727348)相当,暗示了两者的同源性.在没有外来物质加入的情况下,促使岩浆演化形成包体的岩浆作用有分离结晶、扩散作用和岩浆熔离,Mg/(Mg+Fe)和Na/(Na+Ca)比值(原子数之比)可用来探讨暗色微粒包体的形成机制.一般认为,在分离结晶过程中,包体与寄主岩相比Mg/(Mg+Fe)和Na/(Na+Ca)比值都有较大变化;在扩散作用过程中,Na/(Na+Ca)比值变化较大,Mg/(Mg+Fe)变化不明显;而在熔离作用过程中,Mg/(Mg+Fe)变化不明显,Na/(Na+Ca)稍有变化.本岩体中两个暗色包体(样品HBMS-18b和HBMS-27b)的Mg/(Mg+Fe)分别为0.51和0.54与其寄主岩(样品HBMS-18a和HBMS-27a)的Mg/(Mg+Fe)(0.51和0.48)相比变化不大,但是包体的Na/(Na+Ca)(分别为0.59和0.57)与寄主岩(分别为0.59和0.68)的相比稍有变化(表2),表明本岩体的暗色包体可能受控于岩浆的熔离作用.5.2eygs与n-fmsor-bRb,Sr和Ba能对岩浆演化过程中造岩矿物(如长石矿物、角闪石、辉石、黑云母等)的行为提供重要制约,而Zr,Hf,Th及稀土元素则受控于副矿物相(如锆石、榍石、磷灰石、褐帘石、独居石等)的行为.因此,我们利用上述微量元素来示踪岩浆的演化特征.在Rb,Sr,Ba,δEu及Rb/Sr比值关系图(图7(a)～(c)上,所有样品投影点的演化趋势与斜长石和钾长石分异结晶产生的熔体演化趋势一致,说明岩浆在演化过程中经历了长石矿物的分离结晶作用,这与野外观察到的在LIGs中多具长石斑晶的特征及两期花岗岩都贫Ba,Sr和负Eu异常(图5)的特征一致.而从样品数据点在La-(La/Yb)N图解(图7(d))上的分布来看,磷灰石的分离结晶作用是控制成岩过程中稀土元素变异的主要因素,研究显示磷灰石的分离结晶主要引起稀土总量降低和负Eu异常减弱从而改变稀土配分形式,因而EYGs的稀土总量低于LIGs.在Sr与(87Sr/86Sr)关系图(图7(e))上,样品投影点的分布明显偏离了结晶分离作用(FC)的演化趋势,特别是EYGs具有低Sr(65.6µg/g)高(87Sr/86Sr)i(0.735856)的特征,说明岩浆体系可能不是封闭的.研究表明华南东部的前寒武纪变质基底的(87Sr/86Sr)i在0.712～0.760之间,而岩浆高的(87Sr/86Sr)i很可能是岩浆在演化过程中受到围岩(陆壳)的同化混染所致.为此,我们取(87Sr/86Sr)i=0.750和Sr=260µg/g(大陆地壳的平均含量)作为围岩的初始组成,以样品HBMS-18a的(87Sr/86Sr)i=0.718478和Sr=169µg/g作为岩浆的初始组成,利用EC-AFC(能量守恒-同化混染与分离结晶)方程模拟计算了岩浆在不同的平衡温度(Teq)下的演化趋势线.模拟结果显示,这些EC-AFC演化趋势线都成“C”字型(图7(e)),所有样品投影点都位于这些演化趋势线上,证实Sr同位素的行为主要受EC-AFC成岩模式控制,表明岩浆在演化过程中不仅发生了分离结晶作用同时还与围岩发生过物质和能量的交换.此外,在上述图解(图7)中两期花岗岩呈连续演化关系,且EYGs的数据点多位于演化趋势的末端,暗示两期花岗岩间可能具成因联系.我们注意到本岩体的的两期花岗岩在空间上共生(呈同心圆状分布),且EYGs以中-细粒二云母花岗岩为主,LIGs以中-粗粒黑云母花岗岩为主(图1);燕山早期二云母花岗岩中的白云母多为次生白云母,表征其为岩浆后期-后岩浆期的产物;EYGs的锆石结构(样品HBMS-24)显示燕山早期锆石(边)是沿着印支晚期锆石(幔)生长的(图2(e)),具两期锆石的特征[36,38,40,41,42,43,44],指示燕山早期的锆石与印支晚期锆石属于同一花岗质岩浆体系.LIGs和EYGs显示良好的演化关系,且EYGs比LIGs经历了更强斜长石、钾长石、磷灰石等的分异结晶作用(图7);EC-AFC模拟结果证实EYGs的岩浆受到了更多的陆壳物质的混染且岩浆的演化且也更充分(图7(e)),说明EYGs岩浆在侵位前与围岩经历过较充分的物质交换和分离结晶作用,这可以从EYGs不含暗色包体及古老(前寒武纪)的残留锆石核的地质事实得到佐证.因此,我们推测燕山早期的花岗岩可能是由印支晚期花岗质岩浆经历一定的EC-AFC作用后于燕山早期再次侵位结晶的产物.5.3岩浆构造环境前述微量元素和Sr-Nd同位素特征都显示这两期花岗岩为壳源型花岗岩,鉴此,我们首先探讨一下花岗岩的地壳源区性质.两期花岗岩的CaO/Na2O比值(质量数之比)为0.38～1.24,与砂屑岩的值(CaO/Na2O>0.3)相当,表明它们的源岩为成熟度较低的砂屑质岩(图8(a)).进一步利用Al2O3(MgO+FeOt)-CaO/(MgO+FeOt)(摩尔比)图解(图8(b))判别出两期花岗岩主要来源于变质杂砂岩的部分熔融,结合古老的Nd模式年龄(1.9～2.0Ga),可推断它们的源岩为早元古代变质杂砂岩.王岳军等的研究表明华南印支期过铝质花岗岩的形成主要受白云母-黑云母的脱水熔融控制,通常花岗岩的Rb/Sr>5指示熔融反应与白云母的脱水熔融作用有关,而Rb/Sr<5则与黑云母的脱水熔融作用有关在白马山花岗岩中,除样品HBMS-25(Rb/Sr=5.10)外其余样品的Rb/Sr比值在1.01～4.67之间,都小于5表明这些花岗岩不仅起源于变质杂砂岩的部分熔融而且与源区黑云母的脱水熔融作用有关.在花岗岩构造环境判别图解(图8(c),(d))上，LIGs大多投影在碰撞晚期或后碰撞花岗岩区;而EYGs较前者富Rb(239～307µg/g),其投影点趋向于分布在富Rb的同碰撞花岗岩区,显示了与碰撞花岗岩有关的特征.但是,对于花岗岩形成的构造背景的判别还应考虑区域地质发展和时空框架的约束.近年的研究显示,琼、桂、粤等地分布着一些印支早期的花岗岩类,如海南五指山花岗岩(267～262Ma)、尖峰岭花岗岩(236～232Ma)、三亚正长岩类(237～252Ma)、桂东南十万大山-大容山堇青石花岗岩和紫苏辉石斑岩(230～236Ma)、云开大山片麻状花岗岩(229～255Ma)、赣南五里亭花岗岩体(233～243Ma)、粤北贵东花岗岩体(236～239Ma)、闽北铁山和洋坊正长岩(242～254Ma)等;而印支期岩浆活动在湖南境内,主要以广泛的印支晚期岩浆活动为特征,岩石的年龄峰期出现于210～225Ma之间;年龄大于240Ma较少.在白马山LIGs和MMEs中,获得的锆石年龄在203～209Ma之间,进一步佐证了湖南境内的印支期花岗岩主要形成于印支晚期,晚于琼、桂、粤地区印支期花岗岩的年龄.因此,华南印支期花岗岩显示由南向北成岩年龄变轻的趋势,这可能与印支板块、华南板块和华北板块的依次碰撞有关.华南印支运动可能始于中二叠世(267～262Ma),华南板块和印支板块拼合的峰期发生在258～2