南华纪— 寒武纪期间湘东南地区形成了巨厚的复理石、类复理石连续沉积。本项目组于资兴市黄草、汝城县外沙乡、永兴县中竹乡等地对南华系、震旦系和寒武系中的砂岩分别采集样品, 并进行了主量元素、微量元素和稀土元素分析。结果表明, 主量元素和微量元素特征显示出被动大陆边缘、活动大陆边缘和大陆岛弧等多种环境信息^[16]。从不同构造背景下的剥蚀原岩、风化条件和搬运沉积过程考虑, 大陆岛弧和活动大陆边缘形成的砂岩应具有显著区别于被动大陆边缘的地球化学特征, 而被动大陆边缘形成的砂岩则可能包含较多的大陆岛弧和活动大陆边缘环境的地球化学信息。因此, 确定湘东南南华系— 寒武系砂岩应形成于被动大陆边缘环境^[16]。这一判断与古元古代— 中元古代岛弧和活动大陆边缘形成的重要岩石为砂岩, 以及沉积盆地因强烈陆内伸展断陷而具一定活动性等地质事实相吻合。区域上, 华南板溪群与冷家溪群间的沉积缺失, 江南造山带新元古代碰撞造山成因的岩浆活动, 板块交接带南华纪— 早古生代沉积物中岛弧火山物质的缺乏等, 表明南华纪— 早古生代期间扬子板块与华夏地块之间的沉积盆地不是洋盆, 而是陆内裂谷盆地。上述基于湘东南砂岩地球化学研究, 同依据区域资料分析得出的关于扬子板块与华夏地块间新元古代— 早古生代盆地构造性质的结论, 彼此提供了良好的约束。

湘东南中生代先后发生了多期变形事件^[39]: 中三叠世后期印支运动具NWW— SEE向区域挤压构造体制^[45], 因陆内俯冲造山而形成大量以NNE向为主的断裂与褶皱, 组成研究区基本构造格架; 晚三叠世末— 早侏罗世同造山上隆伸展体制下形成NNE向裂陷盆地^[37]; 中侏罗世初期为NNE向左旋汇聚走滑造山, 地壳浅层发育逆冲断裂并发育叠加于先期裂陷盆地之上的山前冲断收缩盆地^[37]; 白垩纪在区域伸展体制下形成红色断陷盆地及NNE向盆-岭构造。上述几次主要的构造运动所形成的大量断裂、褶皱、陆相盆地等构造形迹组成了湘东南地区的总体构造格架(图1)。

图1

Fig.1

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	图1 湘东南地质矿产略图[44]Fig.1 Geological and mineral sketch map of southeast Hunan[44] K— E.白垩纪— 古近纪地层; T3— J2.晚三叠世— 中侏罗世地层; D2— T2.中泥盆世— 中三叠世地层; Nh— O.南华纪— 奥陶纪地层。1.白垩纪花岗岩; 2.侏罗纪花岗岩/花岗闪长岩; 3.印支期花岗岩; 4.加里东期花岗岩; 5.地质界线; 6.角度不整合地质界线; 7.断裂; 8.逆断裂; 9.正断裂; 10.平移断裂; 11.压扭性断裂。中高温矿床组合: 12.钨矿; 13.锡矿; 14.钨锡多金属矿。中低温矿床组合: 15.铅锌(铜)矿

研究区西部水口山— 香花岭一带印支运动构造线呈近SN向, 北部将军庙— 安仁一带印支期褶皱走向呈NWW向, 均有别于区域NNE向主体构造线走向(图1)。详细而深入的构造解析表明, 上述两地SN向构造和NNW向构造的形成与印支运动中NW向基底隐伏断裂的左旋走滑有关^{[31, 32]}。以水口山— 香花岭SN向构造为例阐释其机制^[31]。如图2(a)所示, 中三叠世后期印支运动中区域最大主压应力σ _a为NWW向, 其形成NNE向潜在构造线S_a, 并使加里东期即已存在的NW向郴州— 大义山基底隐伏断裂深部发生左行平移; NW向的左行平移断裂派生近EW向的压应力σ _b, 并形成潜在构造线S_b; σ _a与σ _b复合形成实际主压应力σ _c, 在σ _c作用下形成与之垂直的构造线走向S_c。显然, S_c方向相对区域NNE构造线方向产生了逆时针旋转而趋于SN走向。NW向基底断裂左旋走滑下, 浅表沉积盖层中构造线S_c同时因牵引而逆时针旋转, 最终形成近SN向构造线S。受NW向走滑断裂运移规模差异控制, 自该断裂端点附近往北西, 构造线偏转幅度逐渐变大(图2(b))。将军庙— 安仁一带印支期褶皱的NWW走向同样可由NW向常德— 安仁基底隐伏断裂的左行走滑给予圆满解释^[33]。

图2

Fig.2

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	图2 水口山— 香花岭南北向构造带形成机制示意图[31]Fig.2 Forming mechanism of Shuikoushan-Xianghualing S-N-directed tectonic zone[31]

上述变形机制的存在表明, NW向基底隐伏断裂在印支期的左行走滑还是祁阳弧形构造(前人所谓祁阳山字型构造)形成的主控因素之一^[35]。

在彭公庙岩体北面的炎陵地区及岩体南面的千里山— 汝城一带, 印支期NNE向褶皱横跨在前泥盆纪褶皱基底中加里东期NW向褶皱之上, 具有典型隔槽式特征。前人认为其由中泥盆统— 中下三叠统沉积盖层沿与前泥盆纪基底间不整合面发生滑脱所形成^[46]; 理论上, 一般认为隔槽式褶皱属盖层滑脱形成的薄皮式构造^[47]。但露头显示湘东南隔槽式褶皱变形过程中盖层未沿不整合界面产生明显滑脱。鉴此, 本项目组提出隔槽式褶皱形成于基底(厚皮式)横向收缩与压扁作用的新认识^{[33, 34]}: 由于加里东褶皱基底与志留纪花岗岩在区域NWW向的挤压作用下均难以发生顺层弯滑作用, 而主要表现为水平收缩与压扁作用; 强烈水平缩短而引起纵弯失稳, 于其顶面生成宽而圆的背形与尖而窄的向形相间排列的尖圆状褶皱, 从而形成现今隔槽式褶皱面貌(图3)。

图3

Fig.3

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	图3 隔槽式褶皱形成机制[33, 34]Fig.3 Mechanism of trough-like folds[33, 34]

上述机制可能类似于窗棂构造, 基底与花岗岩相当于窗棂构造的强硬层, 上面的沉积盖层则相当于软弱层。

本次研究对湘东南花岗岩类测试了较多高精度年龄样品^{[18, 19, 20, 21, 22, 23, 24]}, 结合前人大量同位素年龄资料, 确定了中生代3个阶段花岗岩的年代学框架^[39]。第一阶段为印支期花岗岩, 时限为233~210 Ma, 即中三叠世末— 晚三叠世后期。第二阶段为燕山早期花岗岩, 时限为174~135 Ma, 即中侏罗世早期— 晚侏罗世, 其中154~163 Ma为该阶段花岗岩浆活动的高峰期, 该时代花岗岩在研究区内最为发育。第三阶段为燕山晚期花岗岩, 时限为130~85 Ma, 即白垩纪, 该时代花岗岩类主要为一些花岗斑岩、石英斑岩等酸性岩脉, 侵入花岗岩体仅永兴北西面的上堡岩体。根据岩体构造、岩石学和岩石地球化学特征, 结合区域构造演化过程, 提出印支期、燕山早期和燕山晚期等3个阶段花岗岩分别形成于后碰撞^{[25, 26]}、后造山^{[23, 24, 27, 28, 29]}和陆内裂谷构造环境^[39]。

值得指出的是, 前人已认识到湘东南地区在印支期、燕山早期和燕山晚期均有花岗质岩浆活动, 但未明确各时期花岗质岩浆活动的具体时限。本项目组所厘定的湘东南中生代花岗岩的3个阶段年代学框架, 是深刻认识区域构造演化的重要基础, 尤其是揭示出印支期与燕山早期两期花岗质岩浆活动事件之间存在约36 Ma的时间差, 成为确定2阶段花岗岩分别形成于后碰撞和后造山环境的关键证据。

本项目组选择湘东南地区的万洋山、五峰仙、大义山、骑田岭、大东山等花岗质侵入体作为研究对象, 通过黑云母和钾长石单矿物 K-Ar 法测年以及磷灰石裂变径迹(FT)年龄和径迹长度分析, 恢复了各侵入体的热历史, 进而分析湘东南中新生代的隆升过程, 并结合区域构造背景, 对热演化过程与构造发展过程之间的关系进行了探讨^[38]。研究结果表明, 湘东南地区中、新生代山体隆升过程总体上分为由较快速→ 快速→ 缓慢→ 快速的4个阶段(图4)。

图4

Fig.4

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	图4 南岭中段花岗岩体中、新生代平均隆升速率[38]Fig.4 Average uplift rate of granite plutons in Mes-Cenozoic in mid Nanling range[38]

222~146.4 Ma期间以0.069 mm/a的平均速率较快速隆升, 146.4~94.11 Ma期间以0.113~0.186 mm/a的平均速率快速隆升, 94.11~14.8 Ma期间以0.014~0.028 mm/a的平均速率缓慢隆升, 14.8~0.0 Ma以0.143~0.295 mm/a的平均速率快速隆升。挽近时期的隆升总体呈加速趋势。隆升过程在空间上具有非均匀性, 不同岩体间隆升过程存在差异; 在时间上具有明显的互补性, 早期具较快速或较大幅度隆升的岩体, 通常伴随着晚期相对较慢和较小幅度的隆升。

根据热年代学分析结果, 结合区域构造背景和其他地质资料, 推断五峰仙、大义山、骑田岭等地区在中三叠世后期因构造叠置增厚了4 100~7 700 m, 为印支运动的强烈陆内挤压造山运动性质提供了佐证; 揭示燕山晚期岩体隆升和降温由早期构造剥蚀和晚期风化剥蚀造成, 并具有良好的盆地沉积响应; 确定湘东南地区挽近时期的快速隆升是区域性整体抬升。

上述中、新生代山体隆升过程的热年代学研究成果填补了南岭乃至华南地区中生代地质构造研究的空白。

根据区内中生代3个阶段花岗岩的时限与构造环境、不同时代陆相盆地和火山岩的性质与形成机制、构造变形和成矿作用的期次与特征等, 厘定出湘东南及湘粤赣边区中生代构造发展框架^{[39, 40]}。从早至晚分为早三叠世— 中三叠世早期前造山阶段(Ⅰ )、中三叠世后期— 中侏罗世初陆内造山阶段(Ⅱ )、中侏罗世早期— 晚侏罗世后造山阶段(Ⅲ )和白垩纪板内裂谷阶段(Ⅳ )等4个大的地质发展阶段, 其中陆内造山阶段Ⅱ 进一步划分为4个亚阶段(Ⅱ ₁— Ⅱ ₄)。前造山阶段Ⅰ 为稳定海相沉积阶段; 中三叠世后期(Ⅱ ₁)为陆内俯冲汇聚高峰期, 形成大量NNE向为主的逆冲断裂与褶皱, 并使陆壳增厚; 中三叠世末— 晚三叠世后期(Ⅱ ₂)挤压相对松弛, 大量壳源花岗岩浆形成并侵位(233~210 Ma); 晚三叠世末— 早侏罗世(Ⅱ ₃)为同造山上隆伸展环境, 形成NNE向裂陷含煤盆地, 高Na低K的拉斑玄武岩喷发; 中侏罗世初期(Ⅱ ₄)为NNE向左旋汇聚走滑造山, 发育逆冲断裂且前期裂陷盆地反转成为山前冲断收缩盆地; 中侏罗世早期— 晚侏罗世后造山阶段(Ⅲ ), 大量后造山花岗岩侵位(174~135 Ma), 同时发生大规模成矿作用; 侏罗纪末期发生过短暂的挤压事件。白垩纪板内裂谷阶段Ⅳ 形成盆-岭构造和变质核杂岩构造、双峰式火山岩和次火山岩、酸性岩脉及具有A型花岗岩特征的上堡小型岩体等组合。

2.6.1 印支期与燕山早期花岗岩成矿能力差异与岩石地球化学特征关系 就钨锡多金属成矿花岗岩而言, 一般岩石中成矿元素、挥发分和放射性元素含量越高, 氧化程度越低(相对还原), 钾、碱越富集, 则越有利于钨锡成矿作用的进行。此外, 通常钨锡多金属成矿花岗岩Li、Be、Rb等稀有金属含量越高、Rb/Sr比值越大、δ _Eu值越低则岩体具有更强的成矿能力。

对与钨锡多金属有关的湘东南印支期与燕山早期S型花岗岩地球化学分析数据^[41]进行的统计表明: 燕山早期花岗岩与印支期花岗岩的SiO₂平均含量分别为73.09%、71.99%, K₂O平均含量分别为5.24%、4.68%, 全碱平均含量分别为8.13%、7.32%, 碱度指数(NKA)平均分别为0.80、0.69, Th含量(微量元素含量单位均为μ g/g, 下同)平均分别为44.1、28.6, U含量平均分别为15.5、13.3, 主要挥发分及稀有金属平均含量分别为F 2 728、Li 146、Be 8.3、Rb 574和F 1 956、Li 144、Be 9.3、Rb 420, W平均含量分别为32.5和11.1、Sn平均含量分别为31.8和21.2(不考虑王仙岭岩体中极高值), δ _Eu值平均分别为0.23、0.37, Rb/Sr比值平均分别为32.9、18.1, Fe₂O₃/FeO比值平均分别为0.43、0.65。上述数据显示, 湘东南燕山早期花岗岩相对印支期花岗岩具有更好的钨锡多金属成矿条件, 其成矿元素W、Sn, 放射性生热元素U、Th, 挥发分元素F及稀有金属Be、B、Li、Rb等组分的含量更高, 岩石氧化程度更低而碱性程度与岩浆分异演化程度更高。因此, 岩石地球化学特征差异应该是燕山早期花岗岩成矿能力明显或远远高于印支期花岗岩的重要原因之一^[41]。

造成2阶段花岗岩地球化学特征差异的原因可能与构造-岩浆演化历史和构造环境差异有关^[41]。如前所述, 印支期花岗岩形成于后碰撞阶段的弱挤压构造体制, 因此部分岩浆可能在深部岩浆房中直接冷却成岩(花岗岩)。燕山早期花岗岩形成于后造山构造环境, 大规模岩浆活动使深部印支期花岗岩可再次产生部分熔融, 造成W、Sn、U、Th等强不相容元素(亲花岗岩元素)再次富集, 从而导致燕山早期花岗岩中成矿元素和产热元素含量更高。此外, 一般拉张构造体制下岩浆侵位过程中的分离结晶作用比挤压构造体制下更强。因此, 形成于后造山伸展环境下的燕山早期花岗岩, 总体应比形成于后碰撞弱挤压构造环境下的印支期花岗岩经历过更强的分异演化, 从而具有更高的不相容元素(包括W、Sn等成矿元素, U、Th等产热元素, Li、Rb等微量元素等)及挥发分含量, 更大的Rb/Sr比值, 更低的δ _Eu值以及更高的碱性程度等。

2.6.2 构造环境及构造体制对印支期和燕山早期花岗岩成矿能力的制约 尽管印支期与燕山早期花岗岩成矿能力差异与岩石地球化学特征存在一定关系, 但对印支期王仙岭岩体和燕山早期千里山岩体进行深入研究后发现, 构造环境及构造体制差异可能是造成湘东南印支期与燕山早期花岗岩成矿能力差异的更为关键的因素^[42]。

印支期王仙岭岩体与燕山早期千里山岩体紧邻, 地球化学图解及区域构造演化背景表明其分别形成于后碰撞与后造山构造环境, 前者成矿差, 后者则发育多个大型、超大型矿床。2个岩体的地层与构造地质条件相近(王仙岭岩体更靠近茶陵— 郴州大断裂), 都具有W、Sn多金属成矿花岗岩的岩石地球化学特征。王仙岭岩体内蚀变作用明显比千里山岩体普遍、强烈, W、Sn含量总体上明显高于千里山岩体。千里山岩体边缘有较多岩脉发育, 岩体与碳酸盐岩围岩接触带矽卡岩化强烈; 而王仙岭岩体边缘岩脉缺乏, 岩体周围的碳酸盐岩围岩接触带以大理岩化为主。根据以上地质、地球化学表现, 推断千里山岩体与王仙岭岩体成矿差异主要是由于二者侵位时的构造体制不同所致。千里山岩体形成于后造山环境下的伸展构造体制中, 岩浆或岩体中的矿物质能随流体沿断裂、裂隙向周围有效扩散并于局部聚集、沉淀而成矿; 而王仙岭岩体形成于后碰撞环境下的弱挤压构造体制中, 侵位时断裂裂隙构造发育差, 流体与矿物质被封闭在岩体内部, 因此没有发生有效的成矿作用。据此推断, 构造体制差异可能是造成湘东南印支期与燕山早期花岗岩成矿能力悬殊的关键原因之一。

以上揭示出构造体制在成矿过程中的关键作用, 发现岩体中矿质向外有效扩散对矿床形成的重要性, 对指导地质找矿具有较重要的现实意义^[42]。

2.6.3 燕山早期钨锡与铅锌多金属两类矿床组合形成的构造-岩浆动力学机制 湘东南有色金属矿产及其成矿岩体主要形成于燕山早期即侏罗纪^{[48, 49, 50, 51]}, 总体可分为中高温的钨锡多金属和中低温的铅锌多金属2类矿床组合, 各主要矿区或矿床通常以某一类型为主。钨锡多金属矿床组合的成矿温度主要为280~500 ℃, 为中高温; 矿体产于茶陵— 郴州断裂(以下简称茶郴断裂)以东隆起区以及断裂以西坳陷区内的局部隆起地带(图1)。铅锌多金属矿床组合的成矿温度主要为150~300 ℃, 为中低温; 矿体主要产于茶郴断裂以西坳陷区内。

关于形成燕山早期2类矿床组合的原因或深层机制, 前人一般认为与成矿岩体的岩石类型或岩浆岩成矿专属性有关, 即中高温的钨锡多金属成矿系列与传统壳源型(S型)中浅成花岗岩有关, 而中低温铅锌多金属成矿系列则与传统壳-幔同熔型(I型)的中酸性花岗闪长岩类有关^[14]。亦有研究者认为是由于NNE向茶郴断裂两侧岩石圈化学成分差异所致^[15]。但研究表明, 与黄沙坪超大型铅锌矿有关的黄沙坪花岗岩体并非I型花岗岩, 而是与传统S型花岗岩相近^[51]; 茶郴断裂西侧的大义山、香花岭等岩体成矿以钨锡多金属为主而非铅锌多金属。由此可见, 岩石成因类型差异及茶郴断裂两侧成矿元素组合差异都不是形成2类矿床组合的关键原因。

基于对湘东南中生代构造-岩浆活动特征及机理的深入探讨, 提出燕山早期2类矿床组合的形成可能主要与岩石圈结构(厚度)和深部热扰动强度, 以及相应的岩浆作用规模和岩体侵位深度等因素有关^[43]。