湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论

卷(Volume )31,期(Number )1,总(S UM )112页(Pages )126～136,2007,2(February,2007)
大地构造与成矿学
Geotect onica etMetall ogenia
收稿日期:2006-03-09;改回日期:2006-05-10
基金项目:本文由国家自然科学基金项目(40473017)和中科院知识创新项目(KZCXZ -S W -117)资助.第一作者简介:李鹏春(1978-),男,博士,构造地质学专业.Email:li pch@llas .ac .cn
湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论
李鹏春
1,2,3
,陈广浩1,许德如1,贺转利
1,2
,符巩固
1,2
(1.中国科学院广州地球化学研究所,广东广州510640;2.中国科学院研究生院,北京100049;3.中国科学院资源环境科学信息中心,甘肃兰州730000)
摘　要:湘东北位于扬子板块东南缘江南造山带中段,出露的新元古代花岗岩有长三背、大围山和葛藤岭等岩体,同属于九岭岩体的一部分。

湘东北新元古代花岗岩Si O 2含量变化于60%～72%、Ca O 为0.6%～3%、Na 2O 为
1.98%～3.72%、K 2O 为
2.95%～4.99%之间,A /C NK >1.1,富集K 、Rb 、Ba 等大离子亲石元素(L I L E )和轻稀土元
素(LREE /HREE =3.1～10.5)、Eu 负异常明显(δEu =0.37～0.58),而Nb 、Ta 、Ti 等高场强元素(HFSE )相对亏损。

这些特征表明湘东北新元古代花岗岩来源于过铝质熔体,岩石类型上类似于富黑云母过铝花岗岩类(CPG ),可能来源于富黑云母的变泥质沉积岩的熔融,如中元古代冷家溪群变质沉积岩等,形成于同碰撞环境,可能与陆壳加厚导致的剪切重熔有关。

关键词:地球化学;过铝质花岗岩;同碰撞;新元古代;湖南省东北部
中图分类号:P595 文献标识码:A 文章编号:100121552(2007)0120126211
0　引　言
沿扬子板块与华夏板块交接部位(即扬子板块东南缘)发育的大量前寒武纪过铝花岗岩类,由于其所处特殊的大地构造位置,一直以来对于其成因及构造环境的认识存在分歧。

一种认为它们是新元古代扬子板块与华夏板块碰撞的岩石学记录(Chen et al .,1991;徐夕生和周新民,1992;Charvet et a l .,1996),其形成可能与Rodinia 超大陆的拼合有关(李江海和穆剑,1999);而另一种观点则认为这些花岗岩形成于后碰撞的拉张环境,可能与Rodinia 超大陆的裂解及地幔柱活动有关(葛文春等,2001;李献华等,2001),或者与俯冲板片裂离导致的基性岩浆底侵有关(王孝磊等,2004)。

花岗岩是组成大陆地壳的重要岩石,随着大陆
动力学研究的兴起及发展,研究花岗岩成因更成为探索大陆岩石圈结构、地壳组成和演化的重要手段。

过铝花岗岩由于含有石榴石、堇青石、二云母等一系列富铝矿物,铝饱和指数(A /CNK )>1,与Chappell and W hite (1974)和Pitcher (1983)的S 型花岗岩不完全相同。

Pitcher (1983)、Pearce et al .(1984)等认为过铝花岗岩是陆-陆碰撞早期挤压环境下大陆壳部分熔融的产物,而Sylvester (1998)、W illia m s on et a l .(1996)等则认为它是在碰撞后的岩石圈拉伸环境下形成的。

过铝花岗岩由于其原岩成分、成因、熔融或结晶的条件不同,致使它们具有不同的岩石和矿物组合(葛文春等,2001)。

因此对其成因及构造环境的研究依然是花岗岩研究的重要内容。

前人已经对湘东北新元古代花岗岩进行了不同程度的研究(徐夕生和周新民,1992;伍光英等,
　第1期李鹏春等:湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论127
　2001;王孝磊等,2004;李献华等,2001),但关于其物
源特征、构造背景及成因机制还没有达成一致的认
识。

本文在结合前人及相关资料基础上,通过岩石
地球化学的研究,进一步探讨湘东北新元古代花岗
岩的成因。

1　地质背景
湘东北位于扬子板块东南缘江南造山带中段、
扬子板块和华夏板块的结合地带。

其主要地质单元
有中元古代冷家溪群、新元古代花岗岩以及中、新生
代沉积物。

其中冷家溪群由一套巨厚的低绿片岩相
变质岩组成,原岩以富钾、富铝的泥砂质岩为主,属
具复理石-类复理石建造特征的浅变质陆源碎屑岩
系(肖拥军等,2002;李鹏春等,2005),可与赣西北
双桥山群对比。

湘东北新元古代花岗岩主要由长三
背、大围山和葛藤岭花岗岩体组成(湖南省地质矿
产局,1988;肖拥军和陈广浩,2004)(图1),其出露面积分别为70k m2、74k m2、109k m2。

根据重力测量资料,它们同属于江西九岭复式岩体的西延部分,推测其深部可能连为一体,因此它们应属于同一岩体。

湘东北新元古代花岗岩侵入于中元古代冷家溪群变质层中,岩体与围岩呈侵入接触,围岩均为浅变质砂、泥质碎屑岩,接触变质现象明显。

变质作用主要为角岩化,分带明显,内接触变质带主要有云母长英角岩、云母片岩、石榴石-堇青石-黑云母角岩,外接触变质带为带斑点状板岩等。

在葛藤岭和长三背岩体的局部地段见有条痕状混合岩和混合岩化片岩,岩石具有片麻状构造及揉皱构造(湖南省地质矿产局,1988)。

2　岩石学
湘东北新元古代花岗岩的主要岩石类型为花岗闪长岩、二长花岗岩。

岩石具中细粒、中-粗粒似斑状及细粒结构。

主要造岩矿物由斜长石(An=32～37)、钾长石、石英、黑云母和白云母等组成。

其中斜长石呈自形-半自形板状,发育环带及聚片双晶,多已绢云母化;钾长石多为他形晶体,发育格状双晶,主要为微斜长石和条纹长石,多已高岭土化;石英呈他形,波状消光明显;黑云母呈自形-半自形板条状,波状消光;而白云母一般为细小鳞片状,大多呈交代黑云母、斜长石、堇青石等的次生矿物出现。

部分岩石中还出现富铝矿物堇青石和石榴石,副矿物有磁铁矿、锆石、独居石、磷灰石、榍石和夕线石等。

图1　湘东北新元古代花岗岩区域地质略图
(据湖南省地质矿产局,1988修改)
1-白垩纪-上第三纪;2-泥盆纪-中三叠纪;3-冷家溪群;
4-加里东期花岗岩;5-新元古代花岗岩;6-断裂
F i g.1　Geolog i ca l map of Neoproterozo i c granod i or ites
i n northea stern Hunan Prov i n ce
3　岩石地球化学
3.1　主量元素
湘东北新元古代花岗岩主微量元素分析结果见表1。

湘东北新元古代花岗岩K
2
O含量为2.95%
～4.99%,Na
2
O为1.98%～3.72%,K2O/Na2O比
值绝大多数大于1(除样品RX22由于Na
2
O含量偏
高而比值偏低,为0.8),在AR2Si O
2
图上属于钙碱性系列(图略)。

在Q′2A nor图上,主要分布在花岗闪长岩和二长花岗岩区域,个别落于花岗岩和石英
二长闪长岩区域(图2)。

其中以花岗岩的Si O
2
和K2O含量最高,分别为72.72%和4.99%,但Mg O、
A l2O3、Ca O、Ti O2及Fe O t的含量最低,分别为
0.87%、12.94%、0.66%、0.24%、2.7%。

石英二长
闪长岩的Si O
2
含量最低,为60.24%,但Mg O、
A l2O3、Ca O、Ti O2及Fe O t的含量却偏高,分别为
1.88%、16.41%、3.22%、0.71%、6.0%。

花岗闪长岩和二长花岗岩的主元素含量介于上述两者之间,
差别在于二长花岗岩的Si O
2
、Mg O、A l
2
O3、Ca O、Ti O2及Fe O t含量变化范围较大,分别为64.99%～70.35%、1.05%～2.11%、13.79%～14.99%、1.45%
128　
大地构造与成矿学
第31卷　
表1　湘东北新元古代花岗岩的主量元素(%)和微量元素(μg/g )组成
Table 1　Table of ma jor (%)and trace ele m en t (μg /g)co m positi on s of the Neoproterozo i c gran ito i ds
fro m northea stern Hunan Prov i n ce
岩体名称葛 藤 岭
长三背
大围山
样品编号岩性
RX 21
RX 22
RX 23
RX 24
RX 26
RX 27
RX 28
二长花岗岩石英二长闪长岩花岗闪长岩花岗闪长岩花岗闪长岩
花岗闪长岩花岗闪长岩
CS B 22
CS B 23
CS B 24
CS B 25
二长花岗岩二长花岗岩二长花岗岩花岗岩
DW S 21DW S 22DW S 23
花岗闪长岩二长花岗岩花岗闪
长岩
Si O 2
70.3560.2467.7366.7967.9768.167.7468.5464.9969.872.7268.2568.2668.76Ti O 20.540.710.630.650.580.560.580.580.810.430.290.670.690.57A l 2O 313.8816.4114.8314.9114.5914.5614.5314.7914.9913.7912.9414.3514.4914.62Fe 2O 30.190.980.94 1.640.870.90.880.33 1.420.690.40.760.75 1.62Fe O 3.47 5.15 4.334 4.03 3.78 4.05 4.06 5.36 2.87 2.38 5.045 3.01Mg O 1.05 1.88 1.63 1.69 1.68 1.72 1.74 1.58 2.11 1.390.87 1.73 1.86 1.69MnO 0.10.120.10.10.080.090.10.090.130.120.040.170.090.08Ca O 1.58 3.22 2.31 2.68 2.91 2.97 2.93 1.88 1.53 1.450.66 2.03 2.05 2.31Na 2O 2.63 3.72 2.45 2.44 2.4 2.41 2.51 2.8 1.98 2.08 2.33 2.41 2.45 2.64K 2O 2.95 2.97 3.31 3.18 3.08 3.08 3.17 4.1 3.9 4.07 4.99 3.72 3.7 3.42P 2O 50.140.140.140.160.120.130.120.180.120.170.140.090.120.14LO I 2.04 4.27 1.43 1.59 1.52 1.53 1.48 1.07 2.66 2.57 1.540.870.92 1.02t otal 98.9299.8199.8399.8399.8399.8399.8310010099.4399.3100.09100.3899.88Ab 22.1431.3220.6320.5420.2120.2921.1323.5716.6717.5119.6220.2920.6322.23O r 17.4517.5719.5818.8118.2218.2218.7524.2523.0724.0729.5222.0021.8920.23An 6.9315.0710.5512.2613.6613.9013.768.16 6.81 6.09 2.369.499.3910.55C 3.81 1.54 3.34 2.95 2.29 2.15 1.91 2.74 5.00 3.72 2.83 2.87 3.00 2.69Q 36.6414.0830.6129.6930.8330.9329.4527.66
28.48
35.25
35.96
29.48
29.29
31.09
Cu 66419340663844———
—
—
—
—
Co 9.6151414141414—— 1.5
5.4
14.77
14.38
13
Ga 21212120202120———
—
—
—
—
Cr 39736258605960——90.6434.0177.586.7270.23N i 13242224242525——17.414.936.1238.8521.9U 2.2 2.4 1.12 2.3 2.7 2.6—— 1.77 4.93 2.9 2.657 2.69Th 15151313111110—
—
8.5813.9314.8114.1411.3Pb 4021332226253518
37
165
120
33.3
23
87
V 57928484797783—
—
—
—
—
—
—
Rb 114124161150148147154200195162208181.8173.4170Sr 641548794909190776376.148.988.8573.2387.3Ba 39739431232130830431565493417
299
348.6
371.8
348
Cs 88222122212216.4
13.2
————
—
Ta 0.7810.831<0.50.550.97——1 1.1 1.15 1.14 1.26Nb 13131312121113——8.728.9610.440.0910.47Hf 6 6.7 6.2 5.5 5.7 5.2 6.2——
4.18
3.13 5.1 5.3 5.65Zr 200205174171173149160206197160.6111182.3157.4163Y 3
4.6734.9728.462
5.325.732
6.428.583
7.5331.0921.0617.8671.8129.2631.15Sc 12161515141314——9.34 5.4817.4713.811.87La 3
8.0236.842
9.9429.429.1527.0127.6137.7931.7130.8734.8733.933.0336.48Ce 73.873.3659.0559.258.9955.8457.1284.0467.8761.3167.7270.4163.5667.95Pr 9.619.127.417.827.28 6.837.0510.778.69 6.837.978.757.998.24Nd 36.4735.4728.5529.4328.0526.4527.0637.9130.627.2631.131.5630.4632.3S m 7.887.7 6.28 6.55 6.01 5.75 5.98.35 6.9 5.66 6.637 5.64 6.69Eu 1.19 1.31 1.12 1.11 1.09 1.03 1.030.970.890.990.8 1.290.99 1.06Gd 7.327.08 5.93 5.92 5.5 5.34 5.587.6 6.31 4.96 5.728.14 6.76 6.38Tb 1.23 1.22 1.04 1.010.950.961 1.327 1.0820.690.69 1.430.840.92Dy 7.267.43 6.1 5.81 5.44 5.43 5.947.58 6.17 4.07 3.6711.47 5.73 5.77Ho 1.42 1.48 1.21 1.11 1.07 1.09 1.19 1.48 1.260.80.66 3.04 1.25 1.17Er 3.9 3.99 3.26 2.9 2.91 2.95 3.21 4.12 3.56 1.93 1.4910.24 3.68 2.9T m 0.610.610.510.450.450.460.510.660.560.310.23 1.590.530.44Yb 3.9 4.01 3.35 2.97 3.02 3.06 3.3 3.91 3.45 2.15 1.5511.473 3.08Lu
0.60.610.520.430.440.430.480.5650.5110.310.23 1.60.480.45总量193.21
190.23
154.27
154.11
150.35
142.63
146.98
207.07169.563148.14
163.33201.89
163.94
173.83
数据来源
本文本文本文本文本文本文本文①①②②②②②
注:本文数据主微量测试由国土资源部武汉岩矿测试中心完成,其中主量元素采用I CP 2AES 分析,微量元素采用I CP 2MS 分析;主量元素分析精度优于3%,微量元素在5%范围内;①来源于湖南长沙区域地质调查报告;②来源于王孝磊等,2004;“—”表示没测试。

　第1期李鹏春等:湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论129
　图2　Q ′2A nor 图解
(据Streckeisen and Le Maitre,1979简化)
2-碱长花岗岩;3a -花岗岩;3b -二长花岗岩;4-花岗闪长岩;
63-碱长石英正长岩;73-石英正长岩;83-石英二长岩;93-石英二长闪长岩;6-碱长正长岩;7-正长岩;8-二长岩
F i g .2　Q ′2A nor d i a gram for gran ito i ds fro m
northea stern Hunan Prov i n ce (after Streckeisen and Le M aitre,1979
)
图3　湘东北新元古代花岗岩的Harker 图解
F i g .3　Harker d i a gram s for Neoproterozo i c gran ito i ds fro m northea stern Hunan Prov i n ce
～2.05%、0.43%～0.81%、3.5%～6.6%之间,而花岗闪长岩的变化范围较小,分别为66.79%～68.76%、1.63%～1.74%、14.35%～14.91%、2.03%～2.93%、0.56%～0.65%、4.6%～5.7%之
间。

铝饱和指数(ASI :molar A l 2O 3/CaO +Na 2O +
K 2O )在1.1～1.5之间,C I P W 标准矿物计算中均出
现刚玉分子(1.5%～5.0%),显示强过铝质的特性(Maniar and Piccolli,1989)。

在Si O 2对主要元素的Harker 图解(图3)上,随Si O 2的增加,Mg O 、A l 2O 3、Ca O 、Fe O t
和Ti O 2含量呈现明显下降趋势,线性相关
130
　大地构造与成矿学第31卷
图4　湘东北新元古代花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图
(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分图(b)(原始地幔和
球粒陨石标准化值分别据Sun and McDonough,1989和Tayl or
and Mc Lennan,1985)
F i g.4　Pr i m iti ve man tle2nor ma li zed sp i dergram s(a)and
chondr ite2nor ma li zed REE pa ttern s(b)for Neopro2
terozo i c gran ito i ds i n northea stern Hunan Prov i n ce
(nor malizing fact ors f or p ri m itive mantle and chondrite after Sun
and McDonough,1989;Tayl or and Mc Len2nan,1985)
性好,K
2
O和Na2O略有增高趋势,P2O5基本没有相
关性,说明存在角闪石、钛铁矿、石榴石、辉石、斜长
石等矿物分异结晶作用明显,而磷灰石的分离结晶
作用不明显。

3.2　微量元素
湘东北新元古代花岗岩大离子亲石元素Rb的
含量为114～208μg/g、Sr为63～154μg/g、Ba为65
～493μg/g,Rb/Ba比值(0.29～0.52)较高,Rb/Sr
比值(0.8～4.3)及Sr/Ba比值(0.12～0.39)较低。

Nb含量较低(8.7～40μg/g),Zr含量高(111～
206μg/g),Nb/Ta比值变化较大,介于8～38之间。

在原始地幔标准化的微量元素蛛网图解上
(图4a),富集Cs、K、Rb等大离子亲石元素
(L I L E),而Nb、Ta、Sr、Ti等高场强元素(HFSE)相对亏损,与冷家溪群微量元素分布特征类似
(李鹏春等,2005)。

稀土元素总量为142.63～207.07μg/g。

球粒陨石标准化的稀土元素模式图表现为右倾型
(图4b),LREE较富集,(La/Yb)
N
为5.7～15.2,
(Ce/Yb)
N
为4.6～11.3。

轻稀土元素之间表现
出明显的分馏,(La/S m)
N
为2.8～3.7;而重稀土
元素之间的分馏不明显,呈平坦趋势,(Gd/Lu)
N =1.4～2。

Eu显示明显负异常,δEu=0.37～
0.58,表明有斜长石的分离结晶作用发生。

同时,
La N<100,Yb N<10,Eu/Eu3<0.5,相比之下这些特征类似于S型淡色花岗岩(W illia m s on et al., 1996)。

4　讨　论
4.1　花岗岩源区
近年来对过铝质花岗岩的研究中,普遍接受的观点是它们的源区虽具有多样性,但变质沉积岩(如泥质岩、砂屑岩或杂砂岩等)是主要的源区(Chappell and W hite,1992;Harris and
I nger,1992;W illia m s on et a l.,1996;Sylvester,
1998)。

湘东北新元古代花岗岩的A/CNK≥
1.1、富铝黑云母的含量高、普遍出现刚玉标准
矿物分子以及富Fe2Mg2A l成分等特征表明它们来源于过铝质熔体,岩石类型上类似于富黑云母过铝花岗岩类(CPG)(Barbarin,1999)。

从标准矿物Qz2Ab2O r图解上可以看出(图5),湘东北新元古代花岗岩接近低共融组分,分布在变沉积岩脱水熔融的长英矿物熔融区(Stevens et a l.,1997)。

全岩化学成分显示,Na2O< 3.5%、K2O<5.0%、Ca O>1.3%,以及Rb/Ba> 0.25、CaO/Na2O比值(>0.3)等特征,类似于因镁铁质岩浆的底侵导致变泥质岩的熔融形成的澳大利亚Lachlan褶皱带S型花岗岩岩基(Pati n o Douce, 1995)。

其低的Ca O/(Mg O+Fe O t)和(Na2O+ K2O)/(Fe O t+Mg O+Ti O2)比值,高的(Na2O+K2O +Fe O t+Mg O+Ti O2)含量(图6),表明其可能来源于富黑云母的变泥质沉积岩的熔融(Lee et al., 2003;Jung et a l.,2000)。

与温度在800～850℃条
　第1期李鹏春等:湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论131
　件下过铝质花岗岩Mg O(0.22%～0.99%)、Fe O t
(1.27%～3.10%)的含量(Holtz and Johannes,
1991)相比,湘东北新元古代花岗岩具有较高的
Mg O(0.87%～2.11%)、Fe O t(2.7%～6.03%)含量,
表明其源区可能有富Mg2Fe原岩参与部分熔融。

从微量元素特征看,湘东北新元古代花岗岩
Rb、Sr、Ba含量变化较大,随Rb的增加,Sr和Ba均
降低,呈负相关关系(图略)。

Th含量为8～15μg/
g,U含量为1.1～4.9μg/g,Th/U比值为2.8～6.8
(除样品RX23,Th/U=11.8),除花岗岩样品外均
高于大陆地壳平均值3.8(Tayl or and Mc Lennan,
1985)。

Rb/Th比值为8～19,也高于球粒陨石Rb/
Th比值(～8)。

符合来源于沉积岩熔融形成的S型长英质岩浆特征:Th<25μg/g、U<10μg/g(Tayl or and Mc Lennan,1985)。

低的Rb/Sr比值以及Sr/Ba 比值(<0.4),表明这些花岗岩可能来源于变质泥岩的脱水熔融(Rb>100μg/g,Sr<300～400μg/g, Ba<600～1000μg/及Rb/Ba>0.25;M iller,1985)。

湘东北新元古代花岗岩K/Rb比值为166～215, Kokonyangi et al.(2004)认为K/Rb比值>150通常标志花岗岩的形成没有受到岩浆期后水的影响,而偏低的Rb/Sr比值又可能与流体的介入有关,因此湘东北新元古代花岗岩岩浆可能是在水不饱和条件下,经下地壳黑云母脱水熔融而形成(Rb/Sr:2～6; Sr/Ba:0.2～0.7;Harris and I nger,1992)。

图5　标准矿物Qz2Ab2O r图解(据W inkler et al.,1975;
Stevens et al.,1997);阴影示近同结线低温熔融区F i g.5　Nor ma ti ve Qz2Ab2O r d i a gram(after W inkler et
al.,1975;Stevens et al.,1997)show i n g the
low2te m pera ture m elt area near the eutecti c re2
g i on a t5kb
在原始地幔标准化图上Ba、Nb、Ta、Sr、Ti的负异常明显,表明其不可能由软流圈部分熔融直接产生(Foley et al.,1992),而可能来源于地壳、或在源区有一富集Nb、Ta、Ti、Sr的残留矿物、或是因板块俯冲作用影响的富集岩石圈地幔参与了岩浆的演化过程(Dungan et al.,1986)。

与该区元古代基底的变质沉积岩的微量元素和稀土元素分布特征非常类
图6　湘东北新元古代花岗岩化学成分与变质泥岩和变质杂砂岩云母脱水熔融实验结果的对比图解
(a)Molar Ca O/(Mg O+Fe O t)vs molar A l
2
O3/(Mg O+Fe O t);(b)Molar(Na2O+K2O)/(Fe O t+Mg O+Ti O2)vs molar Na2O+K2O+Fe O t+ Mg O+Ti O2(据Lee et al.,2003)
F i g.6　Che m i ca l co m positi on s of Neoproterozo i c gran ito i ds fro m northea stern Hunan Prov i n ce a s co m pared w ith parti a l
m elts obt a i n ed i n exper i m en t a l stud i es by m i ca dehydra ti on m elti n g of m et apelites and m et agraywackes
132
　大地构造与成矿学第31卷　
似。

而Xu et a l.(2006)及李鹏春等(2005)研究表明,区域基底中元古代冷家溪群为一套浅变质沉积岩系,其泥质和砂质的沉积岩可能提供了物源。

徐夕生和周新民(1992)获得九岭岩体的δ18O‰为+9.6
～+12.1,ε
Nd
(937Ma)为-1.2,王孝磊等(2004)获
得的ε
Nd
(929Ma)为-1.3,这些同位素数据也显示岩体的源岩主要是地壳沉积物。

结合以上岩石学、岩石地球化学等特征,表明湘东北新元古代花岗岩可能是中元古代冷家溪群变泥质沉积岩熔融而成的。

4.2　成岩温度-压力约束
对花岗岩形成时的温度可通过Zr、P
2
O5及A l2O3/Ti O2等进行估计(W ats on and Harris on,1983; Sylvester,1998)。

W ats on和Harris on(1983)研究表明,在含水的过铝质岩浆中,如果锆石达到饱和(表现有未熔的残留锆石核及继承锆石),Zr的含量是阳离子比值[(Na+K+2Ca)/(A l3Si)]和温度的函数,因此可以根据花岗岩的成分和Zr的含量计算出熔体的“锆石饱和温度”。

湘东北新元古代花岗岩中含有一定量的残留锆石,因此表明相应熔体达到了锆石饱和,根据W ats on和Harris on(1983)给出的公式计算,得到花岗质熔体的温度为809～867℃。

与较低的A l2O3/Ti O2比值(19～45)及P2O5含量(0.12%～0.18%)所对应的较高的岩浆温度(Sylvester,1998;Harris on and W ats on,1984)相一致。

湘东北新元古代花岗岩的Fe O/Mg O比值(1.8～3.5)接近于8×102MPa下所得熔体的实验值(Fe O/Mg O=2.5～3.3:Pati n o Douce,1997),而远低于4×102MPa下熔体的Fe O/Mg O比值(6.6～7.7),但斜长石韵律环带结构体现的岩浆结晶时的水压(3.1～6.5)×108Pa(伍光英等,2001)并不特别高,因此估计湘东北新元古代过铝质花岗岩浆的熔融可能发生在压力为(6～7)×102MPa条件下。

4.3　构造环境与成因机制探讨
关于过铝质花岗岩岩浆的成因,被解释为由陆壳加厚(Crustal thickening)(Coney and Har m s, 1984)、岩浆底侵(Under p lating)与内侵(I ntrap lating) (Haxel et al.,1984)、地幔上涌(mantle upwelling) (Bart on,1990)等作用导致区域基底岩石熔融形成的。

在江南造山带分布的新元古代过铝质花岗岩,以往认为是由于新元古代扬子和华夏碰撞(Chen et al.,1991;Charvet et al.,1996)、地幔热柱活动(葛文春等,2001;李献华等,2001)以及后碰撞软流圈岩浆底侵(王孝磊等,2004)等导致地壳岩石重熔的产物。

近年来,许多人认为华夏板块位于中元古代劳伦大陆西缘,而新元古代时期扬子块体和华夏(劳伦)大陆的碰撞,连接了劳伦大陆和澳大利亚-东南极大陆,形成了统一的Rodinia超级大陆(L i Z X et al.,1995)。

对于Rodinia超大陆最后的聚合,除了研究劳伦古陆与周缘陆块的聚合之外,各较小陆块之间拼合关系的研究也受到重视(许德如等, 2006;朱炳泉和崔学军,2006;陈国达,2005)。

徐备(2001)认为Rodinia超大陆聚合的基本形式表现为早期弧-陆碰撞和晚期陆-陆碰撞,并伴之以走滑剪切。

例如W hite et al.(1997)对南极洲与澳大利亚陆块之间A lbany2Fraser造山带的研究表明,从1324Ma到1060Ma期间发生过3期挤压变形,两陆块间发生斜向碰撞并伴有右旋剪切运动。

胡世玲等(1993)所测皖南岛弧型花岗岩糜棱岩石所产生的白云母和青铝闪石40A r/39A r年龄为768±29.7Ma 和799.3±9.2Ma,认为是晚期碰撞事件的记录。

虽然目前湘东北新元古代花岗岩还没有精确的年代学数据,但已经获得的长三背岩体单颗粒锆石蒸发207Pb/206Pb年龄为929±6Ma(王孝磊等, 2004),锆石U2Pb年龄为761±11Ma①,葛藤岭岩体锆石U2Pb年龄为844Ma(湖南省地质矿产局, 1988),大围山岩体黑云母K2A r年龄为802Ma①,而胡世玲等(1985)获得的九岭花岗岩体的黑云母40A r/39A r年龄为937Ma,因此湘东北新元古代花岗岩可能不同于分布在扬子板块东南缘的其它新元古代过铝质S型花岗岩的形成时代(820～830Ma)(李献华,1999)。

贾宝华等(2004)在研究文家市蛇绿混杂岩带时,认为在雪峰山造山带的湘东北地区与江南造山带的东段和西段相类似,因此湘东北新元古代花岗岩的时代同样应位于江南造山带东北段碰撞事件时限内(0.98～0.77Ga)(郭令智等,1996)。

湘东北新元古代花岗岩的主微量元素特征非常类似于大陆碰撞型花岗岩,在R
12R2图上,除石英二长闪长岩样品外,其余均接近或落入同碰撞环境区域(图7),而在Pearce et al.(1984)微量元素图解上,湘东北新元古代花岗岩分布于火山岛弧、同碰撞及板内环境花岗岩边缘交界区域(图略),据Pearce (1996)应属于后碰撞环境,这可能是花岗岩浆形成过程中镁铁质岩浆与长英质岩浆混合作用影响的结
①湖南省地质调查院.2002.区域地质调查报告(1∶25万,长沙幅).
　第1期李鹏春等:湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论133
果(K okonyangi et al.,2004),因为Huppert and Sparks (1988)认为在花岗岩的形成过程中镁铁质岩浆起了重要的作用,Pati n o Douce(1995)实验也表明热的镁铁质岩浆与变泥质岩的相互作用可以产生大量的长英质熔体。

构造特征上,其中长三背岩体表现为沿右行剪切带强烈楔入式侵位,岩体内构造变形相对强烈,拉长的石英、包体、浅色或暗色矿物端绪线状排列构成线理。

岩石显微构造清晰,石英均已变形呈拉长状,石英C轴组构图也表明岩体侵位可能处于高温高剪切应变环境(伍光英等,2001)。

因此湘东北新元古代花岗岩应形成于同碰撞挤压环境。

B re wer(1981)对逆冲构造带热效应的研究表明,推覆或剪切过程能够产生大量的热。

王鹰和王志辉(1996)对西准格尔推覆构造进行了剪切热估算,表明仅考虑50%的热利用率时,剪切热就可使岩石增温1273.15K,足以使之熔融,从而提出了达拉布特地区的花岗岩岩体由推覆剪切重熔形成的认识。

Hutt on and Reavy(1992)认为在伊比利亚海西期的剪切带中,地壳加厚和沿剪切带水的加入使得长英质沉积岩发生熔融,从而形成了同碰撞花岗岩。

王岳军等(2002)应用数值模拟方法研究认为,由于陆壳叠置加厚导致中下地壳界面温度显著增高,引起片麻质岩石熔融形成了湖南印支期过铝质花岗岩。

因此如果在区域剪切推覆作用下,使地壳加厚、温度升高,进而使深部岩石矿物脱水,加之剪切断裂活动使浅层游离水带入深部,形成局部水富集,是可以形成深熔花岗质岩浆的。

综合湘东北区域地质演化、岩体构造与岩石学及地球化学特征可以推断,华南陆块自中元古代与扬子发生碰撞后,华南陆块亦不断俯冲、碰撞,导致地壳加厚,形成大规模剪切带不仅提供水源、剪切摩擦热能,加之放射性衰变热能,使深部地壳发生部分熔融,而且为花岗岩浆的上升、运移提供通道。

因此,本文认为湘东北新元古代花岗岩形成于同碰撞板块会聚环境,可能与陆壳加厚导致的剪切重熔有关。

5　结　论
(1)湘东北新元古代花岗岩在岩石类型上类似于富黑云母过铝花岗岩类(CPG),结合岩石学、岩石地球化学等特征表明,来源于富黑云母的变泥质沉积岩的熔融,推测可能是中元古代冷家溪群变泥质沉积岩熔融而成的。

(2)湘东北新元古代花岗岩具有较高的Zr
含量
图7　湘东北新元古代花岗岩R
12R2判别图
(据Batchel or and Bowden,1985)
F i g.7　D iscr i m i n a ti on d i a gram of R1and R2tecton i c set2
ti n gs for Neoproterozo i c gran ito i ds fro m north2
ea stern Hunan Prov i n ce(after Batchel or and Bow2
den,1985)
和Ca O/Na
2
O比值及低P2O5含量、A l2O3/Ti O2比值及Fe O/Mg O比值等暗示花岗岩浆的熔融可能发生在高温(800～850℃)高压(6～7)×102MPa条件下。

(3)湘东北新元古代花岗岩形成于同碰撞板块会聚环境,可能与陆壳加厚导致的剪切重熔有关。

致谢:本文成文过程中得到中国科学院广州地球化学研究所张玉泉研究员的精心指导,审稿人周金城教授和贾宝华高级工程师的修改建议和意见使笔者受益非浅,在此一并致以谢意!
参考文献(References):
陈国达.2005.自主创新研究亚洲陆海大地构造与成矿学之必要.大地构造与成矿学,29(1):5-6.
葛文春,李献华,李正祥,周汉文等.2001.桂北新元古代两类过铝花岗岩的地球化学研究.地球化学,30(1):24-34.
郭令智,卢华复,施央申等.1996.江南中晚元古代岛弧的运动学和动力学.高校地质学报,2:1-13.
胡世玲,邹海波,周新民.1993.安徽歙县堇青石花岗岩和江西德兴钠长花岗岩中白云母和青铝闪石的40A r/39A r 年龄及其地质意义.见:李继亮主编,中国东南大陆岩石圈结构与地质演化.北京:冶金工业出版社,141-144.
湖南省地质矿产局.1988.湖南省区域地质志.北京:地质出版社.
贾宝华,彭和求,唐晓珊,何江南,郭乐群.2004.湘东北文家市蛇绿混杂岩带的发现及意义.现代地质,18(2):229
-236.
134
　大地构造与成矿学第31卷　
李江海,穆剑.1999.我国境内格林威尔期造山带的存在及其对中元古代末期超大陆再造的制约.地质科学,(3): 259-272.
李鹏春,许德如,陈广浩,夏斌,贺转利,符巩固.2005.湘东北金井地区花岗岩成因及地球动力学暗示:岩石学、地球化学和Sr-Nd同位素制约.岩石学报,21(3):921-
934.
李献华,李正祥,葛文春,周汉文等.2001.华南新元古代花岗岩的锆石U-Pb年龄及其构造意义.矿物岩石地球化学通报,20(4):271-273.
王孝磊,周金城,邱检生等.2004.湘东北新元古代强过铝花岗岩的成因:年代学和地球化学证据.地质论评, 59(1):65-76.
王鹰,王志辉.1996.达拉布特地区构造重熔花岗岩成因及其与齐求I号金矿床的关系.矿物岩石,16(2):77-81.
王岳军,Zhan Y H,范蔚茗,席先武,郭锋,林舸.2002.湖南印支期过铝质花岗岩的形成:岩浆底侵与地壳加厚热效应的数值模拟.中国科学(D辑),32(6):491-499.
伍光英,陈辉明,贾宝华,何江南.2001.湘东北长三背花岗岩体成因机制研究.华南地质与矿产,1:23-35.
肖拥军,陈广浩,符巩固.2002.湘东北大万金矿区构造成矿背景探讨.大地构造与成矿学,26(2):143-147.
肖拥军,陈广浩.2004.湘东北大洞-万古地区金矿区构造成矿定位机制的初步研究.大地构造与成矿学,28(1): 38-44.
徐备.2001.Rodinia超大陆构造演化研究的新进展和主要目标.地质科技情报,20(1):15-19.
徐夕生,周新民.1992.华南前寒武纪S型花岗岩类及其构造意义.南京大学学报,28(3):423-430.
许德如,夏斌,李鹏春,张玉泉,陈广浩,马驰.2006.海南岛北西部前寒武纪花岗质岩SHR I M P锆石U-Pb年龄及地质意义.大地构造与成矿学,30(4):510-518.
朱炳泉,崔学军.2006.板块构造学说面临的挑战.大地构造与成矿学,30(3):265-274.
Barbarin B.1999.A revie w of relati onshi p s bet w een granit oids types,their origins and their geodyna m ic envir on ments.
L ithos,46:605-626.
Bart on M D.1990.Cretaceous mag matis m,meta mor phis m,and metall ogeny in the east2central GreatBasin.I n:Anders on J L(ed).The nature and origin of Cordilleran mag matis m.
Geological Society of Am erica M e m oir,174:283-302. Batchel or R A and Bowden P.1985.Petr ogenetic inter p retati on of graniti od r ock series using multi cati onic parameters.
Che m Geol,48(1):43-55.
B re wer J.1981.Ther mal effects of the thrust faulting.Earth
and Planetary Science L etters,56:333-244.
Chappell B W and W hite A J R.1974.T wo contrasting granite types.Pac Geol,4:173-174.
Charvet J,Shu L iangshu,Shi Yangshen,Guo L ingzhi and Faure M.1996.The building of s outh China:collisi on of Yangtze
and Cathysia bl ocks,p r oble m s and tentative ans wers.Jour2 nal of Southeast A sian Earth Sci,13(3～5):223-235. Chen J F,Foland K A,Xing F M,Xu X and Zhou T X.1991.
M ag matis m al ong the s outheast margin of the Yangtze bl ock:Preca mbrian collisi on of the Yangtze and Cathaysia bl ocks of China.Geology,19:815-818.
Coney P J and Har m s T A.1984.Cordilleran meta mor phic core comp lexes:Cenozoic extensi onal relics of Mes ozoic com2 p ressi on.Geology,12:550-554.
Dungan M A,L indstr om M M and Mc M iland N J.1986.Open syste m mag matic evoluti on of the Taos Plateau volcanic field,northern New Mexico:1.The petr ol ogy and geo2 chem istry of the Servilleta basalt.J Geophys Res,91:5999
-6028.
Foley S,Amand N and L iu J.1992.Potassic and ultrapotassic mag mas and their origin.L ithos,28:182-185.
Harris N B W and I nger S.1992.Trace ele ment modelling of pelite2derived granites.Contrib M iner Petrol,110,46-56. Harris on T M and W ats on E B.1984.The behavi or of apatite during crustal anatexis:equilibriu m and kinetic considera2 ti ons.Geochi m ica et Cos m ochi m ica A cta,48:1467-1477. Haxel G B,Tosdal R M,May D J andW right J test Cretaceous and early Tertiary or ogenesis in s outh central
A rizona;thrust faulting,regi onal meta mor phis m,and gra2
nitic p lut onis m.Geological Society of Am erica B ulletin,95, 631-653.
Holtz F and JohannesW.1991.Genesis of peralu minous granites:
I.Ex peri m ental investigati on of melt co mpositi on at3and5kb
and vari ous H2O activities.J Petrol,32:935-958. Huppert H E and Sparks R S J.1988.The generati on of granitic mag ma by intrusi on of basalt int o continental crust.J Pet2 rol,29:599-624.
Hutt on D H W and Reavy R J.1992.Strike2sli p tect onics and granite petr ogenesis.Tectonics,11(5):960-967.
Jung S,Hoe mes S and Mezger K.2000.Geochr onol ogy and petr ogenesis of Pan2African,syn2tect onic,S2type and post2 tect onic A2type granite(Na m ibia):p r oducts of melting of crustal s ources,fracti onal crystallizati on and wall r ock en2 train ment.L ithos,50:259-287.
Kokonyangi J,A r m str ong R,Ka mpunzu A B,Yoshida M and Okudaira T.2004.U2Pb zircon geochr onol ogy and petr ol o2 gy of granit oids fr om M it w aba(Katanga,Congo):i m p lica2 ti ons f or the evoluti on of the M es op r oter ozoic Kibaran belt.
Precam brian Research,132:79-106.
Lee S Y,Barnes C G,Snoke A W,Howard K A and Fr ost C D.
2003.Petr ogenesis of M es ozoic peralu m inous granites in the La moille Canyon A rea,Ruby Mountains,Nevada, US A.J Petrol,44(4):713-732.
L i Z X,Zhang L and Powell C M.1995.South China in Rodin2 ia:part of the m issing link bet w een Australia-East Ant2。