广东省 22 个燕山期花岗岩的源区特征及成因: 元素及 Nd-Sr 同位素研究'

!@@@Q@CDA Z #@@D Z @##（ !!）Q#DXYQ@B C5#$ D%#+*0*<.5$ "./.5$" 岩石学报 广东省 !! 个燕山期花岗岩的源区特征及成因： 元素及 "#$%& 同位素研究 ! 凌洪飞! " 沈渭洲! " 孙涛! " 蒋少涌! " 姜耀辉! " 倪培! " 高剑峰! 黄国龙# " 叶海敏! " 谭正中# $%&’ ()*+,-.! ，/(0& 1-.23)4! ，/5& 67)! ，8%9&’ /37):)*+! ，8%9&’ :7)(4.! ，&% ;-.! ，’9< 8.7*,-*+! ， (59&’ ’4)$)*+# ，:0 (7.=.*! 7*> 69& 23-*+23)*+# !? 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室（ 南京大学），南京大学地球科学系，南京" #!@@AB #? 核工业 #A@ 研究所，韶关" C!#@#D !! "#$#% &%’ ($)*+$#*+’ ,*+ -./%+$0 1%2*3.#3 4%3%$+56 $/7 1%2$+#8%/# *, 9$+#6 "5.%/5%3，:$/;./< =/.>%+3.#’，:$/;./< #!@@AB #! 4%3%$+56 ?/3#.#@#% :*! #A@，A::A，"6$*<@$/ C!#@#D #@@DB@!B!# 收稿，#@@DB@AB#B 改回! ’()* +,，%-.) /0，%1) 2，3(4)* %5，3(4)* 5+，"( 6，748 3,，+14)* 7’，5. +9 4)# 24) 00: !;;<: 7.).=(= 4)# =81&>. >-4&4>?.&(=?(>= 8@ !! 54)=-4)(4) *&4)(?.= () 714)*#8)* A&8B()>.： =?1#C 8@ .D.E.)? 4)# "#$%& (=8?8A.=: !"#$ %&#’()(*+"$ ,+-+"$，!!（ FF）： !<GH I !H;J KL=?&4>?" " E7F-> )* G3-.H I7.* -J-I-*G K)*K-*GH7G.)*F，## +H7*.G-F .* ’47*+>)*+ LH)M.*K- N)HI-> .* G3- :7*F37*.7* ;-H.)> K7* O>.M.>-> .*G) GP) +H)4LF，FGH)*+ L-H7J4I.*4IQ7*> P-7R L-H7J4I.*4IQ+H7*.G-F? 63- J7GG-H +H)4L K7* O- N4HG3-H >.M.>-> .*G) >.NN-H-*G.7G-> 7*> 4*>.NN-H-*G.7G-> F4O+H)4LF? 9JJ G3-F- +H7*.G-F 37M- F.I.J7H K)*K-*GH7G.)*F )N GH7K- 7*> H7H- -J-I-*GF，.? -? G3-S 7H- 7JJ -*H.K3-> .* $%$0 7*> $T00 7*> 7H- H-J7G.M-JS >-LJ-G-> .* E7，/H，&O，67，;，6. 7*> 04? ()P-M-H，G3- >.NN-H-*G.7G-> P-7R L-H7J4I.*4IQ+H7*.G-F （ .*KJ4>.*+ +H7*.G-F )N (->)*+，U7L4，(-F. 7*> E7.V.7*+）37M- FGH)*+-H >-LJ-G.)* .* E7，67 7*> 04? 63- >.NN-H-*K- )N /HQ&> .F)G)LK)IL)F.G.)*F O-GP--* FGH)*+ L-H7J4I.*4IQ7*> P-7R L-H7J4I.*4IQ+H7*.G-F .F -M.>-*G? W.7*+G)4F37* 7*> )G3-H C FGH)*+ L-H7J4I.*4I +H7*.G-F 37M- 3.+3 .*.G.7J（ XY /H Z XD /H）. H7G.)（@[ Y#YAX \ @[ Y]ACX，7M-H7+- @[ YBC@]），J)P ! &>（ #）M7J4-F（ ^ !B[ ] \ ^ !@[ @，7M-H7+^ !#[ !）7*> )J> &> I)>-J 7+-F（ ![ YD \ #[ @X’7，7M-H7+- ![ AD’7）? 63-S P-H- >-H.M-> NH)I L7HG.7J I-JG.*+ )N ;7J-)LH)G-H)_).K O7F-I-*G I-G7I)HL3.K H)KRF G37G 37> 3.+3 I7G4H.GS? 1.G3.* G3- P-7R L-H7J4I.*4I +H7*.G- +H)4L，G3- /3.O-. +H7*.G- 7*> GP) >.NN-H-*G.7G-> +H7*.G-F（ (->)*+ 7*> U7L4）37M- J)P（ XY /H Z XD /H）. H7G.)（@[ Y@AYD \ @[ Y!]CA，7M-H7+- @[ Y!#!Y），3.+3 ! &>（ #）M7J4-F （ ^ B[ D \ ^ ][ A，7M-H7+- ^ ][ ]）7*> S)4*+ &> I)>-J 7+-F（![ #B \ ![ B]’7，7M-H7+- ![ B’7），.*>.K7G.*+ .*M)JM-I-*G )N V4M-*.JKH4FG >4H.*+ L7HG.7J I-JG.*+ )N G3- F)4HK- H)KRF? 63- )G3-H !# P-7R L-H7J4I.*4I +H7*.G-F（ .*KJ4>.*+ GP) >.NN-H-*G.7G-> +H7*.G-F 7*> !@ 4*>.NN-H-*G.7G-> +H7*.G-F）37M-（ XY /H Z XD /H）. H7G.)F )N @[ Y@DAY \ @[ YCB#!（ 7M-H7+- @[ Y!CCC），! &>（ #）M7J4-F )N ^ !#[ B \ ^ X[ ! （ 7M-H7+- ^ A[ Y）7*> &> I)>-J 7+-F )N ![ CD \ ![ A]’7（ 7M-H7+- ![ Y]’7），.*>.K7G.*+ G3-.H >-H.M7G.)* NH)I =-F)LH)G-H)_).K O7F-I-*G I-G7I)HL3.K H)KRF P.G3 H-J7G.M- J)P I7G4H.GS? %* F4I，G3- :7*F37*.7* +H7*.G-F .* ’47*+>)*+ LH)M.*K- FG4>.-> 3-H- P-H- N)HI->，.* 7* -‘G-*F.)*7J G-KG)*.K -*M.H)*I-*G P.G3 O7F7JG.K I7+I7 4*>-HLJ7G.*+，G3H)4+3 L7HG.7J I-JG.*+ )N I.>>J-QJ)P-H KH4FG I7.*JS K)*F.FG.*+ )N ;7J-)QG) =-F)QLH)G-H)_).K O7F-I-*G I-G7F->.I-*G7HS H)KRF P.G3 F)I- J)K. 37M.*+ S)4*+-H KH4FG >-H.M-> NH)I I7*GJ-? M.C N8&#=" " 9J4I.*4I F7G4H7G.)* .*>-‘，/HQ&> .F)G)L-F，6-KG)*.K -‘G-*F.)*，:7*F37*.7* +H7*.G-F，’47*+>)*+ LH)M.*K摘" 要" " 根据主要元素组成，将所研究的 ## 个广东省燕山期花岗岩分为强过铝花岗岩和弱过铝花岗岩两类，后者又区分出 分异和未分异两种。它们总体具有较为相似的微量元素和稀土元素组成，即都是以大离子元素明显富集、E7，/H，&O，67，; 与 6. 呈负异常、04 亏损为特征，但分异弱过铝花岗岩（ 包括禾洞、大埔、荷泗、白浆岩体）的 E7、6. 呈负异常和 04 亏损更为明 显。强过铝和弱过铝花岗岩的 &> 同位素组成区别明显：象头山等 D 个强过铝花岗岩体具有低的 ! &>（ #）值（ ^ !B[ ] \ ^ !@[ @， 平均为 ^ !#[ !）和较老的 &> 模式年龄（![ YD \ #[ @X’7，平均为 ![ AD’7），是由成熟度较高的陆壳部分熔融形成；在弱过铝花岗 岩中，石背岩体以及禾洞和大埔两个分异岩体具有高的 ! &>（ #）值（ ^ B[ D \ ^ ][ A，平均为 ^ ][ ]）和年轻的 &> 模式年龄（![ #B （]@##!B@!）和重点项目（]@!B#@!@）及教育部科学研究重大项目（B@D@@Y）资助 ! 国家自然科学基金创新群体项目 第一作者简介：凌洪飞，男，!AD@ 年生，教授（ 博导），主要从事花岗岩和古海洋同位素地球化学研究，0QI7.J：3NJ.*+a *V4? ->4? K* %&!# ’"!()$)*+&# ,+-+&#1 岩石学报 (770，((（ ""） (0,, ! "# $%&’，平均为 "# $&’），反映其源区存在一定数量的地幔物质；佛冈等其余 "( 个弱过铝花岗岩体（ 包括荷泗、白浆 ( 个 分异花岗岩）的 ! )*（ !）值（ + "(# $ ! + ,# "，平均为 + -# .）和 )* 模式年龄（"# /0 ! "# -%&’，平均为 "# .%&’）都介于上述两类花 岗岩之间，但相对较接近于强过铝花岗岩，主要是由成熟度不同程度地低于强过铝花岗岩源区的陆壳变质岩部分熔融形成。 广东省燕山期花岗岩主要是在伸展构造及玄武岩底侵条件下，由以沉积变质岩为主的中下陆壳部分熔融形成。 关键词1 1 铝饱和指数；234)* 同位素；构造伸展；燕山期花岗岩；广东省 中图法分类号1 1 5/,,6 "("；5/-.6 $1 1 1 广东省中生代岩浆活动十分强烈，尤其是燕山期花岗 ( 下较多空白区（ 2?<@ "! #$6 ，(777），影响对我国东南部地壳 岩类分布非常广泛，出露面积超过 /777789（ 广东省地质矿 和构造演化的探讨。本文对其中研究程度较低的 (( 个燕山 产局， "-,,），通常沿着 :; 向和 ): 向断裂呈带状分布，常以 期花岗岩体，进行了主量元素4微量元素、稀土元素以及)*423 复式岩体形式出现。前人对其中一些花岗岩进行过研究（ 莫 同位素分析，研究这些花岗岩的地球化学特征和成因，探讨 柱孙等， "-,7；赵子杰等， "-,.；地矿部南岭项目花岗岩专题 其源区成分特征和形成的构造环境。同时为进一步研究我 组， "-,-；徐晓春和岳书仓，"---；庄文明等，(777；黄有义 国东南部地壳演化积累科学数据。 等， (777；李献华等， (777， (77"；2<=<>> "! #$6 ， (777；王岳军 等， (77"；陈小明等， (77(；包志伟等， (77$；刘昌实等， (77$； 汪洋和邓晋福，(77$）。但除了对佛冈岩体、沿吴川4四会断 "1 岩体地质概况 裂带分布的花岗岩以及粤东地区一些与矿产有关的花岗岩 (( 个岩体的名称、岩性、位置、代表性样品编号、大致的 进行过较多的研究外，对其它地区花岗岩的研究程度较低， 尤其缺少 )* 同位素等资料，在研究地壳演化时在广东省留 出露面积等列于表 " 和图 "。所研究的 (( 个岩体均形成于 表 "1 广东省 (( 个燕山期花岗岩体简介 A’B>< "1 C3D<E D@F3G*HIFDG@ GE (/ J’@K?’@D’@ L3’@DF<K D@ &H’@L*G@L M3GND@I< 岩体名称 样品号 年龄（ O’） 象头山 PA24" "(7 蔡山顶 Q2R4" "// ! ! 岩体位置 面积（ 89( ） 备1 1 注 博罗县 ); 约 -89 (/ 细粒黑云母花岗岩 侵入震旦系地层 英德市明迳附近 %7 中粗粒黑云母花岗岩 侵入石炭系地层 细粒二云母花岗岩 侵入三叠系地层 鹤1 城 S4" "// 鹤山市城郊 "/7 高1 要 &J4" "// ! 高要市城南 %7 合1 成 SQ4" "// ! 新兴县稔村 笋1 洞 2R4" ",- 青1 溪 UP4" "%. 稔1 山 )24" ! 岩1 1 性 黑云母花岗岩 被 T( 沉积覆盖 $/7 细粒黑云母花岗岩 侵入新兴岩体 翁源县贵东复式岩体东部 "77 中粒二云母花岗岩 侵入印支期下庄岩体 大埔县 ); 约 (789 "/7 中细粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 V( "%% 惠东县 2: 约 (789 "$/ 中粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 V" 羊草冈 JQ&4" "/" 惠东县 ): 约 (789 "/7 中粒似斑状黑云母花岗岩 侵入侏罗系地层 新1 兴 PP4" ",% 新兴县城郊 077 中粒黑云母花岗岩 侵入泥盆系地层 新丰江 PWV4" "0% 河源县北及北东方向 中粗粒黑云母二长花岗岩 侵入最新地层为 V" 荷1 泗 S24" "%7 中粒黑云母花岗岩 侵入泥盆系地层 广1 宁 &)4" &)4( "// ! 广宁县与清新县之间 (/77 中细粒黑云母花岗岩 侵入震旦系地层 佛1 冈 W&4" W&4"7 "0, 佛冈、从化、新丰县之间 0777 中粗粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 A$ 水帘山 2X24" "// ! 东莞市南约 (789 "$7 中粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 V" 沙帽顶 2OR4" "// ! 博罗县与龙门县之间 "77 中粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 R 宝林山 &R4" "/- 曲江县 2: 约 "/89 中粒似斑状黑云母花岗岩 侵入石炭系地层 白1 浆 XJ4"- "70 位于连阳岩体内 "77 细粒黑云母花岗岩 侵入连阳岩体 连1 阳 XJ4"0 XJ4($ "%% 怀集县与阳山县之间 "077 粗粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 Q45 禾1 洞 SR4" "%/ ! 连南县西约 "789 "(7 中粗粒黑云母花岗岩 侵入寒武系地层 石1 背 2C4" "/, 连平县石背村 $/ 中粗粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 V" "-$, 中粗粒黑云母花岗岩 侵入最新地层为 V( 大1 埔 R54" "// ! ! 梅县南西约 "789 大埔县与丰盛县之间 "$%7 "(7 /7 1 1 注：带星号的年龄值是根据“ 广东省区域地质志”划分的期、次估计的，笋洞、沙溪、连阳和白浆岩体为单颗粒锆石 Y45B 年龄（ 据凌洪飞 等，(77%；孙涛，(77$），其余年龄数据引自全国同位素地质年龄数据汇编第三集和第四集 凌洪飞等：广东省 >> 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 P3B’2 同位素研究 >UEI 图 !" 研究的广东省燕山期花岗岩和断裂构造分布略图及采样位置 #$%& !" ’()*+, -./ 012 3$4*2$56*$17 10 *,) 8.74,.7$.7 %2.7$*)4 .73 0.69*4 $7 :6.7%317% ;21<$7+) .73 4.-/9$7% 91+.9$*$)4 燕山期，其中合成和白浆岩体形成于燕山晚期，其余岩体形 MN;BO’ 测定，相对标准偏差小于 ?D 。’-BP3 和 G5B’2 同位 成于燕山早期。它们呈岩基或岩株状产出，规模大小不一： 素测试由中国科学院地质与地球物理研究所同位素实验室 大的 如 大 东 山、连 阳 和 佛 冈 等 复 式 岩 基，出 露 面 积 都 在 完成。G5、’2 和总稀土分离采用 F:?=Q R E 阳离子交换树 !===(-> 以上；小的如象头山、石背等几个岩体仅为 >? @ A= 脂，’- 和 P3 分离提纯采用 ;?=S 萃淋树脂。G5、’2、’-、P3 (-> 左右（ 表 !）。岩体在空间分布上明显受断裂构造控制， 同位素测量在 OFT>U> 固体同位素计上进行。质谱测量中 呈近东西向（ 如新兴B鹤城B甲子岩带、连阳B佛冈岩带和大东 ’2 同位素分馏用EU ’2 V EE ’2 W =X !!IA 校正，P3 同位素分馏用 山B贵东B五里亭岩带等）和北东向（ 大王山B四会B广宁岩带和 !AU 莲花山B大埔岩带等）展布。近东西向岩体规模大，而北东向 结果为ES ’2 V EU ’2 W =X S!=>>U Z !>（ ! W E），对 P3 标样 H. [199. 岩体规模较小。这些花岗岩都侵入于早侏罗世及其以前的 的测定结果为!AC P3 V !AA P3 W =X ?!!EAA Z I，对 YNGB! 的分析结 地层，岩体与围岩之间呈明显的侵入接触，界线清晰。岩石 !AC 果为ES ’2 V EU ’2 W =X S=?=>S Z !C， P3 V !AA P3 W =X ?!>UCU Z !>X 类型以黑云母花岗岩为主，呈块状构造，中B中粗粒花岗结构 G5B’2 全流程空白本底约为 ! R != \ != %。’-BP3 全流程空白 为主，少数为似斑状结构，局部见有细粒花岗结构（ 如合成、 本底约为 ? R != \ !! %。 P3 V !AA P3 W =X S>!I 校正。实验室对 ’2 标样 PY’IES 测定 白浆岩体）。主要组成矿物为钾长石（C?D @ A?D ，微斜长石 和微条纹长石为主）、斜长石（>?D @ C=D ，更长石为主，少数 为钠长石或中长石）、石英（>?D @ C?D ）和 黑 云 母（ CD @ C" 结果和讨论 ED ）。除高要岩体蚀变相对明显外，其余岩体的蚀变作用一 CX !" 主要元素 般不发育，少数见有轻微的泥化、绢云母化和绿泥石化等。 根据表 > 数据分析，广东省燕山期花岗岩的主要元素组 成具有如下特征： >" 样品和分析方法 在薄片显微镜观察的基础上选取新鲜的岩石样品作有 关分析。主要元素由南京大学地球科学系中心实验室采用 （!）’$]> 含量变化明显，为 UIX >SD @ SSX >CD ，大部分 介于 S=D @ SUD 之间，仅少数大于 SUD（ 如禾洞和稔山岩 体）和低于 S=D（ 如沙溪、蔡山顶和高要岩体），总体上显示 硅过饱和特征。 湿化学方法（ 精度优于 !D ）和南京大学现代分析中心采用 （>）F9> ]C 含量为 !!X I!D @ !AX E?D ，计算的铝饱和指 FGHIE==J; K 波长色散型 J 射线荧光光谱仪（ 精度优于 >D 数值变化明显，F V NP^ W =X IE @ !X ?!。在 F V NP^BF V P^ 图 @ ?D ）测定。微量元素和稀土元素由南京大学内生金属矿 上，F V NP^ _ !X != 的象头山、蔡山顶、鹤城、高要、笋洞和合 床成矿机制研究国家重点实验室采用 #$77$%.7 L9)-)7*!型 成等 U 个岩体分布于强过铝花岗岩区域内。在其余 !U 个岩 .F(& %&"# ’!"()$)*+&# ,+-+&#K 岩石学报 .&&F，..（ ++） 体中，除青溪岩体的 ! " #$%（&’ ()）* + 外，其余 +, 个岩体的 显示 %. 2 相对于 $/. 2 的富集。其中，强过铝花岗岩 %. 2 " ! " #$% 都介于 +’ && - +’ &( 之间，位于弱过铝花岗岩区域内 $/. 2比值稍高，为 +’ ,3 - .’ .3（ 平均为 +’ )+），弱过铝质花岗岩 （ 图 ./ ），且 ! " #$% 值 没 有 明 显 的 随 时 代 演 化 的 特 征 %. 2 " $/. 2 比值稍低， 为 +’ &1 - .’ .& （ 平均为 +’ F3）。它们都与华 （ 图 .0），微量元素也没有明确的随时代变化的特征。因此 南 6 型花岗岩的平均值 +’ F+ （ 陈小明等， .&&.）十分相似。 本文研究的花岗岩按铝饱和指数基本上可分为强过铝花岗 岩和弱过铝花岗岩两类。 （1）花岗岩的 %. 2（1’ 345 - ,’ )+5 ）和 $/. 2（.’ +45 - 3’ +&5 ）含量较高。在 672. 8 %. 2 图上，所有燕山期花岗 （,）从图 1 可见，主要元素含量特征总体上与喜马拉雅 淡色花岗岩及法国中央地块淡色花岗岩相似，但与两地的淡 色花岗岩相比，广东燕山期花岗岩的 G72. 、HI2 和 #/2 较 高，!B. 21 、J. 2, 、<A. 21 和 $/. 2 较低。 岩均投影于高钾钙碱性区域内（ 图略）；在 672. 8（ %. 2 9 $/. 2）图上，除蔡山顶和高要岩体位于花岗闪长岩区域外， 其余岩体都投影于花岗岩区域内（ 图 .:）；在 !;#;< 图解上， 所研究的岩体主要位于白云母;斜长石;黑云母区域内，类似 于 6 型花岗岩，少数弱过铝花岗岩则主要投影在斜长石;黑 1’ .K 稀土元素 由表 . 可知，所研究的强过铝花岗岩与大部分弱过铝花 岗岩的稀土元素组成基本一致，强过铝花岗岩稀土总量为 F +.&’ 3 L +& 8 F - .3&’ & L +& 8 （ 平均 +F,’ & L +& 8 F ），轻、重稀土 云母;角闪石 区 域 内，类 似 于 = 型 花 岗 岩（ 图 .>） （ #?/@@ABB 元素之间的分馏较为明显（ MNOO " PNOO Q ,’ 1 - ++’ 1，平均 /C> D?7EA， +((.）。 为 4’ 4； （ M/ " R0）$ Q 3’ & - +4’ . ，平均为 )’ 4 ），OS 亏损中等 （3）除新兴岩体 $/. 2 相对于 %. 2 富集外，其余岩体均 图 .K 广东省燕山期花岗岩的主要元素组成图及与喜马拉雅和法国中央地块淡色花岗岩的比较 /;! " #$%;! " $% 图（ 仿陈小明等，.&&.）；0;672. 8（ %. 2 9 $/. 2）图（ 仿 MA H/7ETA !" #$U ，+()(）；:;!;#;< 图（ 仿 VS !" #$U ，+()3）； >;! " #$%;$% " ! 图（ 仿陈小明等， .&&.）。喜马拉雅淡色花岗岩资料据 W7XYC/ /C> MYZ0/T>Y，.&&.；[?/CI !" #$U ，.&&3； 法国中央地块淡色花岗岩资料据 D7BB7/ZXYC !" #$U ，+((F。 <7IU .K H/\YT ABAZACE :YZ@YX7E7YCX >7/IT/Z Y] E?A R/CX?/C7/C IT/C7EAX 7C ^S/CI>YCI JTY_7C:A /C> :YZ@/T7XYC ‘7E? BAS:YIT/C7EAX 7C P7Z/B/a/ /C> #ACET/B H/XX7] Y] <T/C:A 凌洪飞等：广东省 .. 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 V)XY- 同位素研究 .987 图 !" 广东省燕山期花岗岩的主要元素含量变化图及与喜马拉雅和法国中央地块淡色花岗岩的比较 喜马拉雅淡色花岗岩资料据 #$%&’( (’) *&+,(-)&，.//.；01(’2 !" #$3 ，.//4；法国中央地块淡色花岗岩资料据 5$66$(+%&’ !" #$3 ，78893 :$23 !" ;(<&- =6=+=’> ?(-@=- )$(2-(+ &A >1= B(’%1(’$(’ 2-(’$>=% $’ CD(’2)&’2 E-&F$’G= (’) G&+H(-$%&’ I$>1 6=DG&2-(’$>=% $’ ?$+(6(J( (’) K=’>-(6 ;(%%$A &A :-(’G= （ !LD M /N .! O /N 99，平均为 /N 4P），配分模式呈平滑右倾型 （ 图 4(）；大部分弱过铝花岗岩稀土总量为 Q8N 4 R 7/ S9 .44N 4 R 7/ （ 平均 797N 8 R 7/ S9 S9 O ），轻、重稀土元素之间的分 馏 也 较 明 显（ *TLL U ?TLL M !N ! O 74N 9，平 均 为 9N 8； （ *( U B,）V M .N 4 O 78N W，平均为 QN .），LD 亏损也为中等（ !LD M /N .. O /N W!，平均为 /N !W），但比强过铝花岗岩 LD 亏损略 为明显（ 图 4,）。属于弱过铝花岗岩的荷泗、大埔、禾洞和白 浆 4 个岩体的稀土元素组成与其它弱过铝花岗岩差别较大， %&"# ’!"()$)*+&# ,+-+&#" 岩石学报 9::@，99（ //） 9@09 图 !" 广东省燕山期花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素分布型式图及与喜马拉雅和法国中央地块淡色花岗岩的比较（ 标 准化值据 #$%&’( $)* +,-.))$)，/012） $ 和 3 分别为广东强过铝花岗岩和大部分弱过铝花岗岩（ 本文）；,4本文分析的 ! 个可能经历明显分异作用的弱过铝花岗岩（ 荷泗、大埔、禾 洞和白浆）；*4喜马拉雅淡色花岗岩（ 567’)$ $)* -’83$(*’，9::9；;<$)= !" #$> ，9::!）；.4法国中央地块淡色花岗岩（ ?6&&6$87’) !" #$> ，/00@） A6=> !" B<’)*(6C.4)’(8$&6D.* EFF G$CC.()7 ’H C<. I$)7<$)6$) =($)6C.7（ $HC.( #$%&’( $)* +,-.))$)，/012）$)* ,’8G$(67’) J6C< &.K,’=($)6C.7 6) L68$&$%$ $)* B.)C($& +$776H ’H A($),. -EFF M LEFF（/N O P !N /，平均 9N Q）和（ -$ M I3）R（:N 0 P ON 0） 而与法国中央地块淡 色 花 岗 岩 的 相 似；但 法 国 中 央 地 块 比值低，FK 亏损强烈（ !FK 分别为 :N :/ 和 :N :!），配分模式 淡色花 岗 岩 的 -EFF 变 化 明 显，而 本 区 花 岗 岩 的 -EFF 呈水平型（ 图 !,），可能反映这 ! 个岩体属于结晶分异晚阶 变化较小。 段的产物，岩浆早阶段结晶过程中存在明显的斜长石分离结 晶作用。 广东燕 山 期 花 岗 岩 的 稀 土 元 素 总 量 特 别 是 LEFF 含量明显高于喜马拉雅淡 色 花 岗 岩 和 法 国 中 央 地 块 淡 色 花岗岩，FK 亏损程度变化较喜马拉雅淡色花岗岩的明显， ON O" 微量元素 由表 9 和图 2 可知，燕山期花岗岩的微量元素具有如下 特征： 凌洪飞等：广东省 !! 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 F6@?3 同位素研究 !*KL 表 !" 燕山期花岗岩的主量元素（ #$ % ）、微量元素和稀土元素（ & ’( ) * ）分析结果 +,-./ !" 0,123（ #$ % ），$3,4/ ,56 3,3/ /,3$7 /./8/5$9（ & ’( ) * ）2: $7/ ;,597,5<,5 =3,5<$/9 样" 号 >+?@’ A?B@’ C@’ D;@’ CA@’ ?B@’ E>@’ F?@’ ;AD@’ 岩体名称 象头山 蔡山顶 鹤" 城 高" 要 合" 成 笋" 洞 青" 溪 稔" 山 羊草冈 ?<G! H’I JK *KI !H H!I LL *HI M( HJI !J HJI JH HMI J( H*I L( HLI NJ +<G! (I J! (I J* (I !N (I LH (I !K (I ’J (I (M (I ’N (I !L O.! GL ’LI NL ’JI !N ’JI NM ’JI (! ’LI J* ’LI !’ ’!I LJ ’!I !N ’LI JH P/! GL (I M! (I H’ (I !M (I *L (I !K (I LL (I LH (I !! (I L’ P/G !I MN LI M! ’I !M LI ’L ’I J* ’I *M (I MM ’I (N ’I M* 05G (I (* (I (* (I (L (I (H (I (! (I (M (I (J (I (L (I (J 0=G (I KJ ’I MK (I J( (I NJ (I M’ (I JN (I !! (I !( (I L( A,G F,! G ’I HH ’I (M (I L* !I JL (I LK (I HN ’I (! ’I (M ’I M( !I HL !I ’H !I KL !I J! !I LL !I N! LI (L !I HH LI ’! MI (! Q! G JI ML LI *K MI N’ LI H! MI !! JI K’ MI !K JI KJ R! GM (I ’* (I (K (I ’* (I ’( (I ’M (I (K (I ’’ (I (J (I (H SGT (I ** !I KH ’I !( JI NM ’I JM ’I (M ’I L( (I KM (I LM +2$,. KKI H’ KKI NJ KKI NM ’((I (H KKI HN KKI KN KKI H! ’((I (M KKI N! OAFQ ’I ’( ’I M’ ’I !* ’I ’L ’I L! ’I ’* (I KN ’I (J ’I (’ S< !!I LH !JI N* *HI (( ’LI HJ LJI (( MNI HL JI (!M NI *N! !HI J( ?4 MI L!N ’!I LJ JI M’J NI !’N LI JKN HI ’LM LI KJK ’I ’JK ’I *KK D, ’JI !’ ’MI H’ ’KI *K ’MI J’ ’HI NL ’MI HH ’MI *L ’!I N’ ’JI (’ U- ’H!I ! ’JNI ! L(NI N !!!I M LL*I ! 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"#$%&$’() *+,-( ! 样. 号 //01 /2301 4501 6401 7801 7809 2701 2701: 岩体名称 新. 兴 新丰江 石. 背 荷. 泗 广. 宁 广. 宁 佛. 冈 佛. 冈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E*)+( (B(:(8F 6G53(*?*):6 7H F>( I)86>)85)8 ?*)85F(6 58 JK)8?378? ’*7L58+(（ )HF(* ’()*+(，,-./）)83 +7:G)*5678 M5F> B(K+7?*)85F(6 58 N5:)B)O) )83 P(8F*)B #)665H 7H D*)8+( " " （,）在经 #$%& 标准化的微量元素蛛网图上（ 图 !），强 铁矿的分离结晶作用。除上述 2 个分异花岗岩及石背岩体 过铝和大部分弱过铝花岗岩具有相似的分布形式，即大离子 外，所研究的本区燕山期花岗岩的 R0、E) 相对于相邻的 E>、 元素明显富集，分布形式呈现左侧“ 隆起”、右侧相对“ 平缓” P( 显示较为明显的亏损，说明它们源自陆壳物质。但 2 个分 的特征；&)、Q*、’、E5 负异常明显，可能反映部分熔融源区存 异花岗岩及石背岩体的 R0、E) 亏损不太明显，且其中 ; 个分 在斜长石、磷灰石和钛铁矿的残余；比较而言，除水帘山岩 异花岗岩（ 大埔、禾洞岩体）及石背岩体的 ! R3（ "）值（ S 2T - U 体外，大部分弱过铝花岗岩比强过铝花岗岩具有更低的 &)、 S /T C，见下述）明显高于所研究的其它花岗岩的值（ S ,;T - E5 和 ’。而稀土元素组成显示分异特征的 2 个弱过铝花岗 U S .T ,），反映其源区包含相对较多的地幔物质。微量元素 岩（ 荷泗、大埔、禾洞和白浆岩体）的 &)、Q*、’、E5 负异常较一 蛛网图分 布 形 式 与 喜 马 拉 雅 淡 色 花 岗 岩 和 法 国 中 央 地 块 般弱过铝花岗岩更为明显，可能反映了斜长石、磷灰石和钛 淡色花岗岩的相似，但喜马拉雅淡色花岗岩具有更低的 E5。 凌洪飞等：广东省 !! 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 =8B%& 同位素研究 （!）"# $ %& 比值：强过铝花岗岩（’( ! ) *( +，平均 ,( -）和 !+1/ ’( * > ’0 ? + ；除石背岩体外的非分异弱过铝花岗岩：=# @ 1( ! 大部分弱过铝花岗岩（’( . ) -( /，平均 ,( +）"# $ %& 比值相近， > ’0 ? + ) !+( ! > ’0 ? + ，平均 ’/( 0 > ’0 ? + ，23 @ ’( . > ’0 ? + ) 都明显高于中国东部上地壳平均值（0( ,’，高山等， ’111）和 .( 0 > ’0 ? + ，平均 !( - > ’0 ? + ），也反映了分异作用的效应。石 全球上地壳平均值（0( ,!，23456& 378 9:;<7737，’11-），反映 背岩体 =#（ ./( + > ’0 ? + ）、23（ .( 1. > ’0 ? + ）含量和 =# $ 23 比 源区为成 熟 度 较 高 的 地 壳 物 质。. 个 弱 过 铝 分 异 花 岗 岩 值（1( +-）较高，但 "# $ %& 比值（-( ’,）并不高，说明其 =#、23 （ 荷泗、大埔、禾洞和白浆）的 "# $ %& 比值（,’( - ) +!( .，平均 含量高不是分异作用造成，而可能是源区含量较高的缘故。 .0( 0）显著高于其它花岗岩，进一步支持了分异作用的存在。 （,）=# $ 23 比 值：强 过 铝 花 岗 岩 =# $ 23 比 值（ +( 0 ) ,( .A =8 同位素 ’’( ’，平均为 *( 0）也与大部分弱过铝质花岗岩的（.( * ) 1( /， 如表 , 所示，燕山期花岗岩的 =8B%& 同位素组成变化相 平均为 /( ,）相近，且都低于中国东部上地壳平均值（’+( !， 当明显：! =8（ !）值为 ? ’,( . ) ? ,( +，但除了大埔、禾洞和石 高 山 等，’111 ）和 全 球 上 地 壳 平 均 值（ ’!( 0，23456& 378 背 , 个岩体的 ! =8（ !）值 C ? .( 1 以外，其它岩体的 ! =8（ !）值 9:;<7737， ’11-）。低的 =# $ 23 比值反映这些岩石主要属于 都 D ? *( ’； （ */ %& $ *+ %&）E 值为 0( /0+1/ ) 0( /-,!’。;FB’+ 和 壳源成因。. 个弱过铝分异花岗岩（ 荷泗、大埔、禾洞和白 GHB’ 两个样品经校正后的（ */ %& $ *+ %&）E 值低于球粒陨石值， 浆）的 =# $ 23 比值变化大（/( 0 ) ’1( -，平均 ’’( *），它们的 =# （,1( * > ’0 ?+ ) ’0+( / > ’0 ?+ ，平均 /0( , > ’0 ?+ ）和 23（ ,( / > ’0 ? + ) 1( . > ’0 ? + ，平均 +( . > ’0 ? + ）的含量显著高于所研究 的其它花岗 岩（ 强 过 铝 花 岗 岩：=# @ *( . > ’0 ?+ ) ’/( - > ’0 ? + ， 平均 ’,( . > ’0 ? + ，23 @ 0( 1 > ’0 ? + ) !( * > ’0 ? + ，平 均 可能由于后期地质作用影响，"#B%& 体系没有保持封闭，或由 于样品的 "# $ %& 比值很高，"#B%& 同位素体系即使有轻微的 扰动也 会 对 计 算 的 初 始 值 产 生 明 显 的 影 响（ I37 "! #$J ， ’11/；KL "! #$J ，!00!）。%MB=8 同位素体系因活动性小， 因而示踪效果明显优于 "#B%& 体系。 表 ,A 广东省燕山期花岗岩的 =8B%& 同位素组成 23#5< ,A =8B%& EN6O6PE: :6MP6NEOE67N 6Q OR< F37NR37E37 S&37EO<N E7 TL37S867S H&6UE7:< 岩体名称 样品号 !（ 93） */ "# $ *+ %& */ %& $ *+ %& （ */ %& $ *+ %&）E ’./ %M $ ’.. =8 ’., =8 $ ’.. =8 ! =8（ !） ! G9（ T3） 象头山 V2%B’ ’-- ,( -/* 0( /.,,0! W ’/ 0( /,-.! 0( ’!- 0( -’’101 W ’! ? ’!( * ’( 1* 蔡山顶 X%GB’ ’-- ! .( +/+ 0( /,1/*’ W ’- 0( /!1.* 0( ’!! 0( -’’*.* W ’, ? ’’( 1 !( 0* 鹤A 城 IB’ ’-- ! ’’( ’- 0( /+!*.+ W ’’ 0( /,*!1 0( ’,0 0( -’’10+0 W * ? ’!( 1 !( 00 高A 要 TFB’ ’-- ! +( 1,1 0( /.,!+1 W ’. 0( /!/1* 0( ’!+ 0( -’!0-, W ’! ? ’0( 0 ’( /+ 合A 成 IXB’ !,( /1 0( /1-!’* W ’. 0( /.1-* 0( ’’* 0( -’’**0 W ’* ? ’,( . !( 0! 笋A 洞 %GB’ ’,0 ! ’*1 *( ..! 0( /-!’*, W ’0 0( /!1.1 0( ’!! 0( -’’1.’ W ’! ? ’’( . ’( 1, 青A 溪 YVB’ ’./ ’*( /+ 0( /.111+ W ’+ 0( /’0/1 0( ’11 0( -’!!!,0 W 1 ? *( ’ ’( +0 稔A 山 =%B’ ’.. /( 10, 0( /!/*1’ W ’, 0( /’’/’ 0( ’.! 0( -’!’.! W ’. ? *( / ’( +. 羊草冈 FXTB’ ’-’ -( .0! 0( /’1*+! W ’. 0( /0*!, 0( ’-, 0( -’!’*0 W ’/ ? *( ’ ’( +0 新A 兴 VVB’ ’*. ’0( // 0( /*’,1, W ’, 0( /-,!’ 0( ’+’ 0( -’!0-’ W ’- ? ’0( + ’( *! 新丰江 VZ[B’ ’+. ’0( .- 0( /,+-*, W ’, 0( /’!!0 0( ’’! 0( -’!01!0 W * ? *( 1 ’( +/ 荷A 泗 I%B’ ’.0 ! ’11( ’ ’( ’01/0+ W ’* 0( /’,-0 0( ,’* 0( -’!!,0 W ’’ ? ’0( ’ ’( /+ T=B’ ’-- ! /( *!* 0( /.-.01 W ’! 0( /!*’+ 0( ’,+ 0( -’!0!! W ’0 ? ’0( * ’( *! T=B! *( ,11 0( /!!11. W ’. 0( /’..* 0( ’.0 0( -’!0+*0 W 1 ? ’0( 0 ’( /+ ZTB’ ’-- ! ’+* ’+( !+ 0( /-0!11 W ’. 0( /’’1, 0( ’+’ 0( -’!0,1 W ’, ? ’0( 1 ’( *. ZTB’0 ’+* 广A 宁 佛A 冈 ! *( 10+ 0( /,,,!’ W ’. 0( /’!0- 0( ’’- 0( -’!01/ W ’! ? *( * ’( +/ ! ’( 1. 水帘山 %;%B’ ’-- ’/( ,! 0( /-,-’+ W ’, 0( /’-,+ 0( ’.’ 0( -’’1-’ W ’0 ? ’!( , 沙帽顶 %9GB’ ’-- ! .( !+* 0( /!,.-, W ’. 0( /’.0- 0( ’!’ 0( -’’11+ W ’. ? ’’( 0 ’( *. 沙A 溪 TGB’ ’-1 +( .-’ 0( /!-*10 W ’0 0( /’’,’ 0( ’,. 0( -’!0., W ’’ ? ’0( , ’( /1 白A 浆 ;FB’1 ’0+ ,*( ’. 0( /++/,/ W ’, 0( /01!* 0( ’!, 0( -’!0*/ W ’’ ? 1( / ’( /0 ;FB’+ ’.. ,,( -, 0( /-/./! W ’. 0( +***, 0( ’’’ 0( -’!’’, W ’, ? *( / ’( +. ;FB!, ’.. *( .!, 0( /!.!’, W ’, 0( /0+1/ 0( ’0+ 0( -’!0*. W ’. ? 1( ’ ’( +* IGB’ ’.- ! 1/( -! 0( 1’--10 W ’* 0( /’.-1 0( ’+, 0( -’!.’1 W ’0 ? ,( + ’( !, 石A 背 %\B’ ’-* ’0( *’ 0( /,.0.- W !0 0( /01/+ 0( ’,! 0( -’!,,, W ’! ? .( / ’( ,, 大A 埔 GHB’ 1+( /1 0( **!./0 W !, 0( ++1’1 0( !’! 0( -’!.010 W 1 ? .( 1 ’( ,. 连A 阳 禾A 洞 ’-- ! A A 注：=8 模式年龄采用二阶段模式进行计算，计算公式： O G9 @ ’ $ !·57｛’ ]［（ ’., =8 $ ’.. =8）M ?（ ’., =8 $ ’.. =8）G9 ?［（ ’./ %M $ ’.. =8）M ?（ ’./ %M $ ’.. =8）X ］ （ < !O ? ’ ）］ $ ［（ ’./ %M $ ’.. =8）X ? （ ’./ %M $ ’.. =8）G9 ］｝A A 式中： （ ’./ %M $ ’.. =8）X @ 0( ’’*； （ ’., =8 $ ’.. =8）G9 @ 0( -’,’-’； （ ’./ %M $ ’.. =8）G9 @ 0( !’,+ %&!# ’"!()$)*+&# ,+-+&#" 岩石学报 A@@!，AA（ ;;） A!ED ;= F>5*），反映它们主要由成熟度相对较低的陆壳物质熔融 形成。 <= I" 成岩构造环境及源区成分特征 如前所述，广东燕山期花岗岩的主要元素和微量元素特 征与喜马拉雅和法国中央地块淡色花岗岩的特征总体相似。 关于喜马拉雅淡色花岗岩的成因，研究者一致认为是由地壳 中变质杂砂岩和变质泥质岩部分熔融形成（ 如 56’JJ-/ *3$ K1 &-+/，;EEI；L’4-3* *3$ K-,M*+$-，A@@A；N0*3( "! #$) ，A@@>）。 但对于部分熔融的原因和方式，则有不同看法： （;）推覆构 造上盘由于受来自下盘浅变质岩脱水产生的流体的影响发 生熔融（ &+*391%K*3-+$ *3$ K1 &-+/，;EDD）， （ A）无流体条件下 图 !" 广东省燕山期花岗岩的 ! #$（ !）%! 图 &’() ! " ! #$（ ! ）%! $’*(+*, -. /01 2*340*3’*3 (+*3’/14 ’3 56*3($-3( 7+-8’391 抬升剥蚀减压熔融（ O*++’4 *3$ P*441Q，;EE>）， （ <）进变质等 压升温导致熔融（ L’4-3* *3$ K-,M*+$-，A@@A）或沿推覆构造 带的剪切热导致熔融（ O*++’4-3 "! #$) ，;EED）， （ >）中新世以 前的花岗岩属于进变质熔融形成，而中新世花岗岩是由抬升 剥蚀减压引起或加强了中地壳的熔融而形成（ N0*3( "! #$) ， " " 在所研究的燕山期花岗岩中，强过铝花岗岩的 #$ 同位 A@@>）。但中新世前后花岗岩的 ! #$（ !）值并没有很明显的差 素组成变化小，! #$（ !）值低，为 : ;<= > ? : ;@= @（ 平均为 : 别（ : ;A ? : ;E，平均 : ;I= I），部分熔融源岩都为沉积 变 ;A= ;）。在 ! #$（ !）%! 图上，它们位于南岭地区前寒武纪地壳 质岩。 A@@<）内（ 图 !），显示其是由具较高成熟度 演化域（ 孙涛等， 的陆壳物质熔融形成。 弱过铝花岗岩的 #$%B+ 同 位 素 组 成 变 化 大（ ! #$（ !）C 根据 R’JJ’*,4-3 "! #$)（ ;EE!）的研究，法国中央地块的淡 色花岗岩形成于海西期大陆碰撞后 >@P* 时期以伸展占绝对 主导的构造环境中，麻粒岩相包体研究表明，在海西期，下地 : ;A= < ? : <= !。除石背、禾洞、大埔 < 个岩体外，;A 个弱过 壳受到了幔源基性岩浆的底侵和幔源流体侵入，导致下地壳 铝花岗岩的 ! #$（ !）值为 : ;A= < ? : D= ;（ 平均为 : E= F），在 变沉积岩部分熔融、以及麻粒岩相变质致白云母（!!IS ? ! #$（ !）%! 图上，它们位于南岭地区前寒武纪地壳演化域的上 F;@S ）及黑云母（DI@S ）脱水引起下地壳熔融产生淡色花岗 部（ 图 !），反映弱过铝花岗岩主要由成熟度较低的地壳物质 岩。大量的淡色花岗岩不可能由分异产生，而是由低程度部 演化形成。> 个分异花岗岩中的禾洞和大埔 A 个岩体以及非 分熔融产生。来自广大地域的部分熔融岩浆归流到伸展断 分异的石背岩体具有高的 ! #$（ !）值（ : <= ! ? : >= E）；而另 裂系统，快速上升侵位形成淡色花岗岩。法国中央地块淡色 外 A 个分异岩体（ 荷泗、白浆岩体）的 ! #$（ !）值并不高（ 分别 花岗岩的 ! #$（ !）值为 : != ; ? : D= A，高于该区同期上地壳的 为 : ;@= ;、: E= F）。显然，! #$（ !）值的变化不是由分异作用 ! #$（ !）值（ : ;< ? : D= D），而与下地壳沉积变质岩的 ! #$（ !） 造成，而是取决于源区成分或成岩时幔源物质加入与否。禾 值（ : D= ! ? : >= <）相似，支持后者为花岗岩的源岩。 洞、大埔和石背岩体在 ! #$（ !）%! 图上位于南岭地区前寒武纪 许多研究者（ 7’/901+，;ED<；71*+91 "! #$) ，;ED>；O*++’4 陆壳演化域之上（ 图 !），反映这些岩体的源区存在一定数量 "! #$) ，;ED!）以前认为与碰撞有关的强过铝花岗岩形成于地 年轻幔源物质。 壳缩短和叠置的碰撞早期，而富钾的钙碱性花岗岩或!%型 花岗岩的 #$ 模式年龄可以帮助判断其物质来源和岩石 花岗岩 形 成 于 抬 升 伸 展 和 走 滑 断 裂 阶 段。最 近 BQJ814/1+ 成因。燕山期花岗岩两阶段模式 #$ 年龄（ 陈江峰和江博明， （;EED）总结认为，大多数与碰撞有关的强过铝花岗岩在地壳 ;EEE）计算结果见表 <，强过铝花岗岩具有古老的 #$ 模式年 增厚高峰之后侵位，应属碰撞后阶段形成，如欧洲海西造山 龄（;= F! ? A= @D5*，平均为 ;= E!5*），反映它们是由古元古代 带中广泛分布的 <>@P* ? <@@P* 的强过铝花岗岩几乎都晚 陆壳衍生的。弱过铝花岗岩的 #$ 模式年龄变化明显（;= A< 于碰撞期中压变质事件，而与晚期高温低压变质和伸展走滑 ? ;= E>5*），其中：禾洞、大埔和石背 < 个岩体的 #$ 模式年 断裂运动有关。在英国加里东造山带中， >>@P* ? <E@P* 的 龄最低（;= A< ? ;= <>5*），禾洞岩体位于桂东南%湘南 #$ 模式 深成岩是典型的碰撞后钙碱性花岗岩，但该事件中也有许多 年龄低值带（ G013 *3$ H*03，;EED；陈江峰等， ;EEE）内，大埔 的强过铝花岗岩侵位。即使在喜马拉雅高地，中等数量的所 和石背岩体 位 于 东 南 沿 海 #$ 模 式 年 龄 低 值 带（ G013 *3$ 谓同碰撞强过铝花岗岩是在 A>P* ? ;>P* 侵位的（ B90T+1+ "! H*03，;EED；B013 "! #$) ， A@@@，庄文明等， A@@@）内，低 #$ 模式 #$) ，;ED!），晚于高压变质峰期，而属于抬升剥露的开始期 年龄反映其源区包含较多的地幔物质；佛冈等其余 ;A 个弱 （ B1*+J1 "! #$) ，;EEF）。在阿尔卑斯和喜马拉雅造山带，地壳 过铝花 岗 岩 的 #$ 模 式 年 龄 为 ;= !@ ? ;= E>5*（ 平 均 为 长期增厚，放射性生热元素（ U%V0%W）产生的热量使地壳在 凌洪飞等：广东省 -- 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 (B%*D 同位素研究 -YRR 图 !" 广东省燕山期花岗岩的 #$%& ’ ($（ )）和 *+,- %./- ,（ 0 $）图解 *12%3,45%同碰撞花岗岩；6789%3,45%后碰撞花岗岩；:65%板内花岗岩；;.5%火山弧花岗岩；,#5%洋中脊花岗岩；<.5%岛弧花岗岩；3.5% 大陆弧花岗岩；335%大陆碰撞花岗岩；6,5%后造山花岗岩；##5%与裂谷有关的花岗岩；3=>5%与大陆造陆抬升有关的花岗岩； ?+@A !" #$%& ’ ($（ )）)2B *+,- C ./- ,（ 0 $）B+)@D)E8 7F 9GH &)28G)2+)2 @D)2+9H8 5I)2@B72@ 6D7J+2KH 碰撞后的抬升剥露阶段形成少到中等数量的过铝花岗岩。 部分岩浆活动就发生在这种伸展构造应力体制中（ 孙涛等， 欧洲 海 西 造 山 带 地 壳 增 厚 中 等（ L MNOE，PHGDE)22 !" #$A -NN-；周新民， -NN0）。广东省大面积分布的燕山期花岗岩 QRRN），同碰撞区域变质一般为中压型（ ?+2@HD !" #$A ，QRR!）； 类正是在这一伸展构造背景下形成的。在 6H)DKH（ QRRY）提 而大量的海西花岗岩与该区广泛分布但在阿尔卑斯和喜马 出的 #$%& ’ ($ 构造环境判别图解中，这些花岗岩基本上都 拉雅 少 有 的 碰 撞 后 高 温 低 压 变 质 事 件 有 关（ *1/JH89HD， 投影于后碰撞花岗岩区域内（ 图 !)）；在 W)2+)D )2B 6+KK7/+ QRRS）；强过铝花岗岩与同时代大量钙碱性 <%型花岗岩（ 在 （QRSR）提出的 *+,- %./- ,0 构造环境判别图解上，它们都位于 喜马拉雅少有，在阿尔卑斯仅少%中量）共存，说明海西花岗 造山后花岗岩区域内（ 图 !$），支持广东省燕山期花岗岩是 岩形成过程中存在幔源 热 的 贡 献（ TG7EU872 )2B 37227//1， 在碰撞后的伸展构造的环境中形成的。 QRRM）。 我国南岭地区曾受到印支运动的强烈影响， -MS L -V0W) 如上所述，广东省燕山早期花岗岩呈 =: 和 (= 两个方 向分布（ 图 Q），它既不同于印支期的近 =: 方向的分布，也 前 *+$IE)8I%X+2@9)2@ 与 印 支 地 块 之 间 碰 撞（ 3)D9HD !" #$A ， 不同于燕山晚期单一的 (= 向分布。显示了从印支期特提斯 -NNQ），引起越南基底变质，同时导致印支地块与华南地块之 构造域向太平洋构造域转变后的早阶段构造对花岗岩分布 间的碰撞（ 即印支运动）达到高峰（ 缝合带位于越南北部的 的控制特点（ 周新民等， -NNV）。呈 =: 向展布的燕山早期花 松马变质带），碰撞运动引起的变形包括云开大山东麓的三 岗岩的形成可能与太平洋板块俯冲影响下使原先存在的东 条糜棱岩带和扬子板块北缘安徽三界蓝片岩带的形成年龄 西向印支期构造复活和伸展有关，而呈 (= 向展布的燕山早 为 -MM L --RW)（ 邵建国等， QRRM；李曙光等， QRR0），可见早三 期花岗岩的形成主要与太平洋板块俯冲引起内陆断裂伸展 叠纪至中三叠纪时期以挤压为主的印支碰撞运动波及整个 有关。伸展引发板内玄武岩浆底侵，这些花岗岩的形成或多 华南地区。但同碰撞变形花岗岩不多见，根据周新民等总结 或少与玄武岩浆底侵作用有关。玄武岩浆底侵和壳%幔相互 （个人交流）：我国华南除了印支早期分布在粤、桂两省交界 作用对花岗岩形成影响的表现有，在大东山等一些岩体中发 的呈片麻状或糜棱岩化花岗岩（-MQ L -0V W)）为挤压构造环 现有闪长质暗色包体（ 广东省区域地质志，QRSS）；禾洞、大 境下形成的同碰撞花岗岩外，印支晚期和燕山期花岗岩一般 埔和石背等岩体具有低的 (B 模式年龄（Q-0V L Q00SW)）和 皆呈粒状结构、块状构造，表明岩浆侵位于伸展构造环境。 高的 ! (B（ "）值（ C V[ R L C 0[ Y）；以及南岭地区同时期明显 根据闽西南%赣南%湘东南%桂东南地区存在燕山早期的碱性 与地幔活动有关的碱性岩%正长岩%花岗岩组合的存在，如广 花岗岩（Q!Y L Q!SW)，陈培荣等，QRRS；范春方等，-NNN）、双 东南昆山碱性花岗岩（ 刘昌实等，-NN0）、恶鸡脑碱性正长岩 峰式火山岩（QMS L Q!RW)，许美辉，QRR-；陈培荣等，-NN-）、 （ 包志 伟 等，-NNN ）、桂 东 南 清 湖 石 英 二 长 岩（ 袁 宗 信 等， 碱性玄武岩（ .D%.D 年龄 Q!M L Q!SW)，赵振华等， QRRS；3GI2@ QRR-）、桂东南罗容、马山杂岩体（ 郭新生等， -NNQ）、桂东北花 !" #$A ，QRR! ）和 罗 容、马 山 基 性%酸 性 杂 岩 体（ Z%.D 年 龄 山%姑婆山花岗岩（ 朱金初等， QRSR）、粤西阳春地区花岗岩类 QRRW)， 郭新生等， -NNQ）等地质事实，可以认为南岭地区自中 （ 李献华等， -NNQ）、江西全南正长岩（ 陈志刚等， -NN-）、赣南 侏罗世开始已处于岩石圈伸展、减薄的构造环境。燕山期大 正长岩%花岗岩杂岩体（ 陈培荣等， -NNV）等。燕山晚期，太平 %&!# ’"!()$)*+&# ,+-+&#U 岩石学报 *++8，**（ 33） *.++ 洋板块俯冲脱水导致地幔楔发生部分熔融，引发大陆边缘玄 武岩浆底侵（ !"#$ %&’ ()， *+++；周新民等， *++,），促使这些 区域地壳的部分熔融。总之，广东燕山早期花岗岩形成的环 境与法国中央地块海西期淡色花岗岩的形成环境较为接近， 即碰撞后伸展加玄武岩浆底侵，而与喜马拉雅因地壳超厚 （ - .+/0）放射性衰变热导致淡色花岗岩形成的环境差别 大。燕山晚期花岗岩的形成与太平洋板块俯冲引发的玄武 岩浆底侵关系更为密切，因而区别于法国中央地块淡色花岗 岩的形成环境。 但是，广东燕山早期和晚期花岗岩的地球化学变化特征 相似，总体特征的时代差异不明显，反映本区地壳成分特征 总体相似，燕山早期和晚期不同的伸展应力导致断裂活动及 玄武岩底侵的部位有所不同，不同部位成分相似的地壳先后 部分熔融，可产生相似的花岗岩；而成分不同地壳在同一时 期发生部分熔融可造成花岗岩成分的差异，如本区大部分强 过铝和弱过铝花岗岩的差异。 如前所述，除分异花岗岩外，广东燕山期强过铝和弱过 铝花岗岩的主要元素和微量元素差别不大，但 1’ 同位素组 成变化明显：! 1’（ !）值为 2 345 , - 2 65 3 和 2 ,5 7 - 2 45 8，大 多数过铝花岗岩的 ! 1’（ !）值位于该区基底地壳演化域范围 内，支持这些花岗岩主要是由与出露的基底岩石类似的陆壳 岩石部分熔融产生。! 1’（ !）值大多高于由中上地壳部分熔 融形成的喜马拉雅淡色花岗岩的值，与由下地壳部分熔融形 成的法国中央地块淡色花岗岩的值较为接近，但 ! 1’（ !）低 端值明显低于法国中央地块淡色花岗岩的值，可能暗示本区 花岗岩由中下地壳部分熔融形成。大量的过铝花岗岩不可 能由基性源岩部分熔融产生（ 9"%::;<< %&’ =")>;，37.,）；也 不大可能由二长花岗岩 ? 花岗闪长岩、正片麻岩和麻粒岩相 图 6U 广 东 省 燕 山 期 花 岗 岩 的 HI ? @DJ9%E ? 1%* E（ %）和 HI ? @DJHI ? K%（ I）图解（ 仿 @A<B;C>;D，3776） L)VM 6 U HI ? @DJ9%E ? 1%* E（ % ）%&’ HI ? @DJHI ? K%（ I ） ’)%VD%0C #R >"; W%&C"%&)%& VD%&)>;C )& X$%&V’#&V YD#B)&Z; （ %R>;D @A<B;C>;D，3776） 火成变质岩部分熔融产生，因为由此产生的花岗岩相对贫 水， 而本区不少花岗岩或多或少含有黑云母乃至白云母。因 此，除石背、禾洞、大埔 4 个岩体的源区包含较多幔源火成组 分外，本区花岗岩主要应由以沉积岩为主的地壳部分熔融形 成。@A<B;C>;D（3776）提出可用 9%E ? 1%* E 比值来判断壳源花 岗岩的源区成分特征，9%E ? 1%* E F +5 4，表示源区属于砂质 岩成分；9%E ? 1%* E G +5 4，表示源区属于泥质岩成分。由表 3 可知，无论是强过铝花岗岩，还是弱过 铝 花 岗 岩，它 们 的 9%E ? 1%* E 比值既有 F +5 4，也有 G +5 4。在 HI ? @DJ9%E ? 1%* E 图解中，样品数据点既有位于砂质岩源区，也位有于泥质岩 3++， 源区熔融温度低于 6.NO ；S<* E4 ? T)E* G 3++，源区熔融 温度高于 6.NO 。如表 * 所示，强过铝花岗岩的 S<* E4 ? T)E* 比值（435 + - 7,5 +）均低于 3++，反 映 其 岩 浆 形 成 温 度 较 高 （ F 6.NO ）。弱过铝花岗岩中仅禾洞、大埔、荷泗和白浆 , 个 分异花岗 岩 由 于 分 异 原 因 S<* E4 ? T)E* 值 接 近 和 大 于 3++ （ 表 *），其余都低于 3++，因而弱过铝花岗岩浆的形成温度也 高于 6.NO ，即高于黑云母的脱水温度，基本可排除外来流体 参与熔融过程，支持玄武岩浆底侵产生的热传递贡献对这些 燕山期花岗岩的形成发挥了重要作用。 源区（ 图 6%）；在 HI ? @DJHI ? K% 图解中，样品数据点既分有布 在富粘土区域内，也有分布在贫粘土区域内（ 图 6I）。反映 燕山期花岗岩的源区既包含泥质组分岩石、也包含砂质组分 岩石（ LD#C> "! #$M ， *++3）。 熔融的发生是由于伸展减压以及不同程度的玄武岩底 侵升温，从而在不同地区不同温度下导致白云母（88NO .3+O ）甚 至 黑 云 母（ 6N+O ）脱 水（ 9<;0;&>C %&’ P);<Q;$R， 376.）而诱发。根据 @A<B;C>;D（ 3776）的研究，过铝花岗岩的 S<* E4 ? T)E* 比值可以表征其源区的熔融温度：S<* E4 ? T)E* F ,U 结论 （3）广东燕山早期和燕山晚期花岗岩在主量元素、微量 元素、稀土元素和 @D、1’ 同位素组成上没有明显的随时代演 化的特征。 （*）强过铝花岗岩具有低的 ! 1’（ !）值和古老的 1’ 模式 年龄，主要是由成熟度较高的古元古代陆壳熔融形成； （4）弱过铝花岗岩中分异与未分异花岗岩之间微量元 凌洪飞等：广东省 && 个燕山期花岗岩的源区特征及成因：元素及 !"#$% 同位素研究 素和稀土元素特征差异明显。但弱过铝花岗岩中 !"#$% 同 位素组成差异不是分异造成的，而是取决于源区成分特征。 石背岩体和禾洞、大埔 & 个分异花岗岩具有明显高的 ! !"（ !） 值和年轻的 !" 模式年龄，反映源区包含较多的幔源物质； 荷泗、白浆 & 个分异岩体和其余弱过铝花岗岩的 ! !"（ !）值和 !" 模式年龄介于上述两者之间，但相对较接近于强过铝花 岗岩，主要是由成熟度不同程度地稍低于强过铝花岗岩源区 的陆壳熔融形成。 （’）广东省燕山期花岗岩是在伸展构造及玄武岩底侵 条件下，由以泥质岩和 ( 或砂屑岩等沉积变质岩为主的陆壳 部分熔融形成。 致谢 ) ) 周 新 民 教 授 审 阅 了 本 文 初 稿，并 提 出 宝 贵 修 改 意见。 !"#"$"%&"’ *+, -.，-/+, -0，12,34 156 &7776 89,:/9;2<=%> ,? @A23+, +BC+B2 <>932=9 +3" 2=< 49,">3+;2: <2432?2:+3:96 89,:/2;2:+，&D（E ）：’F& G ’FH（ 23 I/239<9 J2=/ @34B2</ +K<=%+:=） *+, -. +3" -/+, -06 &77L6 89,:/9;2<=%> +3" =9:=,32: <9==234 ,? =/9 MN4+34 +BN;23,N< O#=>P9 4%+32=9，8N+34",34 Q%,R23:9，I/23+：O P%9B2;23+%> <=N">6 89,B,4>#89,:/9;2<=%>，LS（ S ）：E& G F7 （ 23 I/239<9 J2=/ @34B2</ +K<=%+:=） *9/%;+33 T，U%,V"V9J<C2 8，0923%2:/< W "! #$6 SDDS6 I%N<=+B#<:+B9 K+B+3:9" :%,<< <9:=2,3< =/%,N4/ =/9 X+%2<:+3 ?,B" K9B=，89%;+3>：=/9 :93=%+B @8W#<94;93=6 W9:=,3,P/><2:< S’&：SYL G &7& I+%=9% O，Z,[N9< U，*%2<=,J I "! #$6 &77S6 \3"9%<=+3"234 ]9<,V,2: +::%9=2,3 23 $,N=/9+<= O<2+：$2432?2:+3:9 ,? 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