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摘要：关帝庙花岗岩体地处湘中衡阳、祁东、邵东三县交界处，由外带的黑云母二长花岗岩/花岗闪长岩和内带的二云母二长花岗岩组成。两类花岗岩都形成于印支晚期。黑云母二长花岗岩属于准铝质-弱过铝质花岗岩，而二云母二长花岗岩则相对属于强过铝质花岗岩。
关键词: 印支期；花岗岩；地球化学特征；过铝质
中图分类号：P619文献标识码： A
Analysis of geochemical characteristics of granites of Hunan Guan Yu Temple/Cui Yueling(Two team of Henan Province Coalfield Geology Bureau, Luoyang Henan 471023)
Abstuact: TheGugan Yu Temple guaniticpluton,Located at the jumction of Hengyang,Qidong and Shaodong counties,is mainly composed of biotite monzogranites/granodiorites and two-mica monzogranites.Two types of granites are formed in the late indosinian.Biotite monzogranite belong to met-or weakly-aluminous peraluminous ones but strongly peraluminous for two-mica monzogranites.
Key words: Indosinian granites; geochemical characteristics; peraluminous
1.地質概况
关帝庙地区位于祁阳弧形构造带内部中段，邵阳- 郴州北西构造- 岩浆带西段。区内地层出露较完整，由中心向四周地层时代依次变新。根据地层间的接触关系和沉积特点，可分为两个构造层。其中震旦纪- 奥陶纪地层，分布于关帝庙穹窿构造的核部，为深海- 半深海相活动陆缘复理式沉积，岩石一般发生了区域浅变质，围绕岩体接触带，热接触变质较明显。中泥盆世- 石炭纪地层分布于关帝庙穹窿构造的外围，主要为一套较稳定的台地相碳酸盐岩夹陆源碎屑岩沉积，与前泥盆纪地层呈角度不整合。关帝庙岩体位于湘中衡阳、祁东、邵东三县交界处，呈岩基出露于关帝庙穹窿构造的核部中心，出露面积约290km2，长轴方向近北西向，主要岩性为花岗闪长岩、二长花岗岩，侵入于早古生代地层[1]。
2.分析方法
用于全岩主、微量元素和Sr-Nd同位素分析的样品均为新鲜岩石样品的粉末样。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% ，Fe2O3和FeO含量采用湿化学法分析。微量元素在南京大学地球科学系内生金属矿床成矿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Qi等(2000)【2】。
Sr-Nd同位素成分分析由中国科学院地质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/87Sr=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± 0．000012(2σ)，标样NBS607的测定结果为87Sr/86Sr =1．200241±0．000012(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± 0．000010(2σ)，标样GBW04419的测定值为143Nd/144Nd=0．512698±0．000013(2σ)。实验室全流程本底：Rb、Sr约1O-9~10-10g,Sm、Nd约5×10-11g。初始Nd、Sr同位素组成分别为εNd(t)和(86Sr/87Sr)i。
3.元素地球化学特征
3.1 主量元素
在关帝庙区印支花岗岩体的黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩中分别采集9个样本，送至南京大学现代分析研究中心使用ARL9800XP+波长色散型x射线荧光光谱仪对全岩主量元素成分进行了测定，两类花岗岩中主要矿物含量见表1.
表1：关帝庙印支花岗岩样品主要矿物含量一览表
注：1为黑云母二长花岗岩；2为二云母二长花岗岩
从表1可以看出，二云母二长花岗岩的SiO2含量较黑云母二长花岗岩高，而TiO2、FeO、MnO、MgO、CaO、CaO/Na2O的含量较黑云母二长花岗岩略低，全碱（Na2O+K2O）含量、K2O/Na2O比值、P2O5的含量较黑云母二长花岗岩高。
图1 关帝庙花岗岩ACF图（图a[3]）与A/CNK-NK/A图（图b[4]）
在ACF图（图1a）中，样品数据投影点中除个别黑云母二长花岗岩样品（HGDM-8）位于准铝质区外，其余样品的投影点均位于斜长石-白云母-堇青石-黑云母之间，与壳源型过铝质花岗岩类似[10]，属于弱过铝质-强过铝质花岗岩；其中二云母二长花岗岩都投影于黑云母-斜长石-白云母区，属于强过铝质花岗岩（图1a），而黑云母二长花岗岩则都投影在黑云母-斜长石-堇青石区，属于弱过铝质花岗岩。
两类花岗岩的A/CNK值在0.97:--1.25之间，平均1.08（>1.0），NK/A的值在0.62--0.85之间，平均0.66（<1.0），CIPW标准矿物出现C（刚玉）含量（0.5%--3.25%）,表明它们主要属于过铝质花岗岩。在NK/A-A/CNK图解(图2b)上，黑云母二长花岗岩中除一个样品（HGDM-8）的数据投影点位于亚碱准铝质花岗岩区外，其余样品投影点均位于亚碱弱过铝质岩区（A/CNK<1.1），而二云母二长花岗岩则都位于亚碱强过铝质区（A/CNK>1.1）。因此，关帝庙黑云母二长花岗岩主要由准铝质-弱过铝质的亚碱性花岗岩构成，二云母二长花岗岩则属于强过铝质亚碱性花岗岩。
关帝庙印支期花岗岩体的AR值在1.93--2.4之间，偏碱性,都属于高钾钙-碱性系列花岗岩。
两类花岗岩的K2O/Na2O的值在1.33--1.71之间，与华南壳源型花岗岩相似，但二云母二长花岗岩的K2O/Na2O值明显高于黑云母二长花岗岩，而CaO/Na2O值则低于黑云母二长花岗岩，黑云母二长花岗岩的FeOt+MgO+TiO2含量为高于二云母二长花岗岩的。表明黑云母二长花岗岩更富斜长石和铁镁质暗色矿物。黑云母二长花岗岩的分异指数低于二云母花岗岩，表明在成岩演化过程中二云母二长花岗岩比黑云母二长花岗岩经历了更强的分异演化作用。
关帝庙印支期两类花岗岩的SiO2含量变化范围较宽，都为SiO2过饱和岩石。两类花岗岩的TiO2、FeOt、MgO、CaO与SiO2都分别构成明显的负相关关系，表明岩浆中镁铁质矿物与斜长石的含量在减少，即岩浆演化过程中可能发生了这些矿物的结晶分异作用。相对于黑云母二长花岗岩，二云母二长花岗岩CaO含量相对较低，但K2O和Na2O含量相对较高，表明二云母二长花岗岩与黑云母二长花岗岩相比更富碱性长石，这与前述矿物学特征一致。此外，两类花岗岩的P2O5都分别与SiO2呈负相关的演化关系，说明二者在演化过程中都经历了一定程度的磷灰石的分离结晶作用。
3.2 微量元素
微量元素蛛网图（图2a）显示，关帝庙印支期两类花岗岩都明显亏损 Sr、Nb、Ba、Ti、P,富集 Rb、Th、U、Pb，不相容元素配分曲线总体呈现向右倾斜的趋势。Ba、Sr的亏损说明斜长石或钾长石可能作为熔融残留相存在于源区或在岩浆演化过程中发生了该矿物的分离结晶作用。P、Ti的亏损与磷灰石、钛铁矿的分离结晶有密切关系。
关帝庙印支期花岗岩体的稀土元素含量总量偏低，Eu出现明显的负异常（图2b）,暗示长石（包括斜长石和碱性长石）在岩浆演化过程中发生分离结晶作用或在源岩部分熔融過程中有长石矿物残留在源区。
图2 关帝庙印支期花岗岩的不相容元素蛛网图（图a [7]）和稀土元素配分图（图b [8]）
4.结论
关帝庙印支期花岗岩体主要由黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩构成，均属于亚碱性、高钾钙-碱性系列岩石。其中黑云母二长花岗岩主要由准铝质-弱过铝质的高钾钙碱性花岗岩构成，二云母二长花岗岩则属于强过铝的高钾钙碱性花岗岩。二者在成岩演化过程中都经历了比较强的铁镁质矿物、斜长石和磷灰石等矿物的分离结晶作用，但二云母二长花岗岩的分异演化程度更强。
参考文献：
[1]戴方元，陈必河，刘富国.华南关帝庙地区脉岩特征及其地质意义[J].国土资源导刊，2008,1：33
[2]Qi L,Hu J,GreGoire D C. Determination of trace elements in granites by inductively couple plasma mass spectrometry[J].Talanta, 2000,51:507-513
[3]White A J R and Chappell B W.Ultrametamorphism and granitoid genesis[J].Tectonophysics，
1977,43:7-22
[4]陈小明，王汝成，刘昌石，等.广东从化佛冈（主体）黑云母花岗岩定年和成因[J].高校地质学报，2002，,21（3）：677-687
[5]Irvine I N.A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks[J].Can.J.Earth Sci,1971,8:532-548
[6]Rickwood P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and major elements[J].J Petro,1989,38(10):1279-1305
[7]Sun S S,McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes.In:Saunders A D,Norry M J,eds.Magamatism in the Ocean Basins[J].Geological Society Special Publ.,London,1989,42:313-345
[8]Talor S R,Maclennan S M.The continental crust:Its composition and evolution[M].Oxford:
Blackwell,1985,1-312
关键词: 印支期；花岗岩；地球化学特征；过铝质
中图分类号：P619文献标识码： A
Analysis of geochemical characteristics of granites of Hunan Guan Yu Temple/Cui Yueling(Two team of Henan Province Coalfield Geology Bureau, Luoyang Henan 471023)
Abstuact: TheGugan Yu Temple guaniticpluton,Located at the jumction of Hengyang,Qidong and Shaodong counties,is mainly composed of biotite monzogranites/granodiorites and two-mica monzogranites.Two types of granites are formed in the late indosinian.Biotite monzogranite belong to met-or weakly-aluminous peraluminous ones but strongly peraluminous for two-mica monzogranites.
Key words: Indosinian granites; geochemical characteristics; peraluminous
1.地質概况
关帝庙地区位于祁阳弧形构造带内部中段，邵阳- 郴州北西构造- 岩浆带西段。区内地层出露较完整，由中心向四周地层时代依次变新。根据地层间的接触关系和沉积特点，可分为两个构造层。其中震旦纪- 奥陶纪地层，分布于关帝庙穹窿构造的核部，为深海- 半深海相活动陆缘复理式沉积，岩石一般发生了区域浅变质，围绕岩体接触带，热接触变质较明显。中泥盆世- 石炭纪地层分布于关帝庙穹窿构造的外围，主要为一套较稳定的台地相碳酸盐岩夹陆源碎屑岩沉积，与前泥盆纪地层呈角度不整合。关帝庙岩体位于湘中衡阳、祁东、邵东三县交界处，呈岩基出露于关帝庙穹窿构造的核部中心，出露面积约290km2，长轴方向近北西向，主要岩性为花岗闪长岩、二长花岗岩，侵入于早古生代地层[1]。
2.分析方法
用于全岩主、微量元素和Sr-Nd同位素分析的样品均为新鲜岩石样品的粉末样。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% ，Fe2O3和FeO含量采用湿化学法分析。微量元素在南京大学地球科学系内生金属矿床成矿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Qi等(2000)【2】。
Sr-Nd同位素成分分析由中国科学院地质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/87Sr=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± 0．000012(2σ)，标样NBS607的测定结果为87Sr/86Sr =1．200241±0．000012(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± 0．000010(2σ)，标样GBW04419的测定值为143Nd/144Nd=0．512698±0．000013(2σ)。实验室全流程本底：Rb、Sr约1O-9~10-10g,Sm、Nd约5×10-11g。初始Nd、Sr同位素组成分别为εNd(t)和(86Sr/87Sr)i。
3.元素地球化学特征
3.1 主量元素
在关帝庙区印支花岗岩体的黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩中分别采集9个样本，送至南京大学现代分析研究中心使用ARL9800XP+波长色散型x射线荧光光谱仪对全岩主量元素成分进行了测定，两类花岗岩中主要矿物含量见表1.
表1：关帝庙印支花岗岩样品主要矿物含量一览表
注：1为黑云母二长花岗岩；2为二云母二长花岗岩
从表1可以看出，二云母二长花岗岩的SiO2含量较黑云母二长花岗岩高，而TiO2、FeO、MnO、MgO、CaO、CaO/Na2O的含量较黑云母二长花岗岩略低，全碱（Na2O+K2O）含量、K2O/Na2O比值、P2O5的含量较黑云母二长花岗岩高。
图1 关帝庙花岗岩ACF图（图a[3]）与A/CNK-NK/A图（图b[4]）
在ACF图（图1a）中，样品数据投影点中除个别黑云母二长花岗岩样品（HGDM-8）位于准铝质区外，其余样品的投影点均位于斜长石-白云母-堇青石-黑云母之间，与壳源型过铝质花岗岩类似[10]，属于弱过铝质-强过铝质花岗岩；其中二云母二长花岗岩都投影于黑云母-斜长石-白云母区，属于强过铝质花岗岩（图1a），而黑云母二长花岗岩则都投影在黑云母-斜长石-堇青石区，属于弱过铝质花岗岩。
两类花岗岩的A/CNK值在0.97:--1.25之间，平均1.08（>1.0），NK/A的值在0.62--0.85之间，平均0.66（<1.0），CIPW标准矿物出现C（刚玉）含量（0.5%--3.25%）,表明它们主要属于过铝质花岗岩。在NK/A-A/CNK图解(图2b)上，黑云母二长花岗岩中除一个样品（HGDM-8）的数据投影点位于亚碱准铝质花岗岩区外，其余样品投影点均位于亚碱弱过铝质岩区（A/CNK<1.1），而二云母二长花岗岩则都位于亚碱强过铝质区（A/CNK>1.1）。因此，关帝庙黑云母二长花岗岩主要由准铝质-弱过铝质的亚碱性花岗岩构成，二云母二长花岗岩则属于强过铝质亚碱性花岗岩。
关帝庙印支期花岗岩体的AR值在1.93--2.4之间，偏碱性,都属于高钾钙-碱性系列花岗岩。
两类花岗岩的K2O/Na2O的值在1.33--1.71之间，与华南壳源型花岗岩相似，但二云母二长花岗岩的K2O/Na2O值明显高于黑云母二长花岗岩，而CaO/Na2O值则低于黑云母二长花岗岩，黑云母二长花岗岩的FeOt+MgO+TiO2含量为高于二云母二长花岗岩的。表明黑云母二长花岗岩更富斜长石和铁镁质暗色矿物。黑云母二长花岗岩的分异指数低于二云母花岗岩，表明在成岩演化过程中二云母二长花岗岩比黑云母二长花岗岩经历了更强的分异演化作用。
关帝庙印支期两类花岗岩的SiO2含量变化范围较宽，都为SiO2过饱和岩石。两类花岗岩的TiO2、FeOt、MgO、CaO与SiO2都分别构成明显的负相关关系，表明岩浆中镁铁质矿物与斜长石的含量在减少，即岩浆演化过程中可能发生了这些矿物的结晶分异作用。相对于黑云母二长花岗岩，二云母二长花岗岩CaO含量相对较低，但K2O和Na2O含量相对较高，表明二云母二长花岗岩与黑云母二长花岗岩相比更富碱性长石，这与前述矿物学特征一致。此外，两类花岗岩的P2O5都分别与SiO2呈负相关的演化关系，说明二者在演化过程中都经历了一定程度的磷灰石的分离结晶作用。
3.2 微量元素
微量元素蛛网图（图2a）显示，关帝庙印支期两类花岗岩都明显亏损 Sr、Nb、Ba、Ti、P,富集 Rb、Th、U、Pb，不相容元素配分曲线总体呈现向右倾斜的趋势。Ba、Sr的亏损说明斜长石或钾长石可能作为熔融残留相存在于源区或在岩浆演化过程中发生了该矿物的分离结晶作用。P、Ti的亏损与磷灰石、钛铁矿的分离结晶有密切关系。
关帝庙印支期花岗岩体的稀土元素含量总量偏低，Eu出现明显的负异常（图2b）,暗示长石（包括斜长石和碱性长石）在岩浆演化过程中发生分离结晶作用或在源岩部分熔融過程中有长石矿物残留在源区。
图2 关帝庙印支期花岗岩的不相容元素蛛网图（图a [7]）和稀土元素配分图（图b [8]）
4.结论
关帝庙印支期花岗岩体主要由黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩构成，均属于亚碱性、高钾钙-碱性系列岩石。其中黑云母二长花岗岩主要由准铝质-弱过铝质的高钾钙碱性花岗岩构成，二云母二长花岗岩则属于强过铝的高钾钙碱性花岗岩。二者在成岩演化过程中都经历了比较强的铁镁质矿物、斜长石和磷灰石等矿物的分离结晶作用，但二云母二长花岗岩的分异演化程度更强。
参考文献：
[1]戴方元，陈必河，刘富国.华南关帝庙地区脉岩特征及其地质意义[J].国土资源导刊，2008,1：33
[2]Qi L,Hu J,GreGoire D C. Determination of trace elements in granites by inductively couple plasma mass spectrometry[J].Talanta, 2000,51:507-513
[3]White A J R and Chappell B W.Ultrametamorphism and granitoid genesis[J].Tectonophysics，
1977,43:7-22
[4]陈小明，王汝成，刘昌石，等.广东从化佛冈（主体）黑云母花岗岩定年和成因[J].高校地质学报，2002，,21（3）：677-687
[5]Irvine I N.A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks[J].Can.J.Earth Sci,1971,8:532-548
[6]Rickwood P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and major elements[J].J Petro,1989,38(10):1279-1305
[7]Sun S S,McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes.In:Saunders A D,Norry M J,eds.Magamatism in the Ocean Basins[J].Geological Society Special Publ.,London,1989,42:313-345
[8]Talor S R,Maclennan S M.The continental crust:Its composition and evolution[M].Oxford:
Blackwell,1985,1-312