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华南印支期花岗岩主要分布在湖南省、江西省、广西壮族自治区及周边地区（中国科学院地球化学研究所，1979）。经过前人几十年来的大量研究，我们对该地区印支期花岗岩的岩石学和地球化学特征、形成年龄和成矿作用都有了充分的了解，但在其成因认识上却产生了较大的分歧。对这些花岗岩成因的认识主要有：① 加厚地壳熔融作用的结果（王岳军等，2005）；② 后碰撞阶段伸展环境下的产物（柏道远等，2007）；③ 岩石圈减薄和基性岩浆底侵作用的结果（郭锋等，1997）。造成上述成因认识分歧的主要原因可以归结为我们尚未正确地把握该地区印支期花岗岩的时间分布规律。具体地说，目前仍然存在花岗岩形成年龄上的3个关键问题：
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（1） 该地区印支期花岗岩浆活动的起始与结束时间？目前，部分作者认为最早的印支期花岗岩出现在258 Ma左右（张龙升等，2012；覃晓云等，2017），最晚的印支期花岗岩出现在204 Ma左右（张怀峰等，2014；覃洪锋等，2018）。但两者之间50 Ma以上的时间跨度已经超出一次构造运动造成的花岗岩浆活动的时限（如：10~20 Ma，据Patino Douce et al.，1990；~20 Ma，据Liotta et al.，2008；~22 Ma，据汪相和楼法生，2022）。
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（2）在50 Ma以上的时间跨度内，该区印支期花岗岩可否分作两个阶段？目前，许多学者认为该区印支期花岗岩可分为“印支早期”和“印支晚期”两个阶段（王岳军等，2002；于津海等，2007；Wang Yuejun et al.，2007；徐先兵等，2009；张龙升等，2012；张怀峰等，2014；覃晓云等，2017；覃洪锋等，2018）。但这两个阶段时间范围的划分尚存在明显的分歧。张龙升等（2012）认为“印支早期”和“印支晚期”花岗岩的侵入时间范围分别为243~258 Ma和205~234 Ma；而张怀峰等（2014）认为两者分别为228~244 Ma和204~220 Ma；这两种分类具有较大的时间错位。
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（3）如果确实存在“印支早期”和“印支晚期”的花岗岩，这两期花岗岩分别具有何种构造意义与成矿作用指示性？虽然大多数学者认为印支早期花岗岩为同造山花岗岩，而印支晚期花岗岩为造山后花岗岩（王岳军等，2002；于津海等，2007；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011；张龙升等，2012；张怀峰等，2014；李宏卫等，2016；覃晓云等，2017；覃洪锋等，2018）。但这两种不同构造属性的花岗岩却可出现相似的岩相学和地球化学特征，如既有237 Ma的黑云母二长花岗岩（如：阳明山岩体，据Wang Yuejun et al.，2007），又有210 Ma的黑云母二长花岗岩（如：沩山岩体，据彭冰霞等，2006）。同时，大多数学者认为印支晚期花岗岩与成矿作用密切相关（南京大学地质系，1981；梁华英等，2011；李晓峰等，2012；伍静等，2012）。但该区也存在印支早期的成矿作用，如广西高岭和云头界钨矿的成矿年龄分别为227.3 Ma和226.2 Ma（李晓峰等，2012）。
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印支造山运动把印支、华南和华北三个地块连成一体，形成了统一的东亚大陆（Carter et al.，2001），是中国东部地壳构造发展史上一个重大的转折点（任纪舜等，1999）。因此，介于松马和秦岭—大别两条印支期缝合带之间的华南地块上的印支期花岗岩的成因问题已然成为一个深刻认识东亚大陆印支造山运动演化过程的关键要素。
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上述3个印支期花岗岩形成年龄上的科学问题可以构成一个内容丰富、意义重大的研究课题。但如何找到一个切中答案的研究方向和研究内容呢？笔者等认为印支期复式花岗岩体是一个最佳的研究样本。本文的“复式花岗岩体”（不同于花岗杂岩体）可以被描述为：在同一次造山运动中，早期主动侵位的花岗岩岩基/岩株构成主体花岗岩，晚期被动侵位的花岗岩岩枝/岩瘤构成补体花岗岩（后者可以出现在前者的中部或周边位置）（陈斌等，2011；汪相，2018；Wang Xiang et al.，2021；汪相和楼法生，2022）。目前，一些学者把部分复式花岗岩体归为印支早期（李宏卫等，2016；张万良等，2018），另一些学者把部分复式花岗岩体归为印支晚期（徐先兵等，2009；张怀峰等，2014），而没有充分地认识到：所有复式花岗岩体的主体花岗岩可能均为印支早期，而补体花岗岩可能均为印支晚期。笔者等试图以两个印支期复式花岗岩体——湖南紫云山复式花岗岩体和广西石板弯复式花岗岩体——为研究对象，对两者的主体花岗岩和补体花岗岩开展岩相学、岩石化学和锆石学研究，以及对石板弯复式花岗岩体内的云头界钨矿中热液锆石的系统分析，从而确定它们的构造属性及其与印支期成岩成矿作用的内在联系。
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1 区域地质和样品分析方法
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1.1 区域地质
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湖南紫云山复式花岗岩体和广西石板弯复式花岗岩体的野外地质特征为：
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（1）紫云山复式花岗岩体出露于湖南省双峰县城以东20 km处，出露面积约271 km2（图1a）。在大地构造位置上，它处于扬子地块和华夏地块结合带北侧的江南造山带南缘。岩体的大部分侵入在新元古界板溪群中，其东侧出露在元古宇的陆源碎屑沉积岩中，其西侧出露在震旦系—奥陶系的碎屑岩、碳酸盐岩中（文春华等，2017）；它的南侧受北东向的长寿街—双牌深大断裂控制。紫云山复式花岗岩体侵入在罗山复式背斜的核部，该区发育较多的断裂，它们的走向以北东向和南北向为主。该复式花岗岩体由3期花岗岩侵入而成：最早侵入的是中粒花岗闪长岩（出露面积约191 km2），构成复式岩体的环状外周；随后侵入的是中粒黑云母花岗岩（出露面积约80 km2），出露在复式岩体的中央部位；最后侵入的是细粒白云母花岗岩，呈零星状分布于整个复式岩体内（刘凯等，2014；文春华等，2017）。笔者等将紫云山复式花岗岩体中第一期的花岗闪长岩和第二期的黑云母花岗岩合并为主体花岗岩，而将第三期的白云母花岗岩认作补体花岗岩。
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图1 湘西双峰县紫云山（a）和桂东北资源县石板弯（b）复式花岗岩体地质简图及采样位置
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Fig.1 Geological sketch of the Ziyunshan granitic complex in Shuangfeng County, western Hunan Province（a）and the Shibanwan granitic complex in Ziyuan County northeastern Guangxi Zhuang Autonomous Region（b）with location of the samples
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（a）据刘凯等（2014）、鲁玉龙等（2017）、文春华等（2017）修改：ZYS-3、DPR-6—紫云山花岗闪长岩；DPR-2、DPR-3—紫云山白云母花岗岩；（b）据梁裕平等（2019）修改：SBW-3—石板弯黑云母二长花岗岩；SBW-1—石板弯二云母二长花岗岩；YTJ-1—云头界钨矿。虚线边界为笔者等拟定的二云母二长花岗岩出露范围
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（a）Modified from Liu Kai et al.（2014&）; Lu Yulong et al.（2017&）; Wen Chunhua et al.（2017&）：ZYS-3、DPR-6—the Ziyunshan granodiorite；DPR-2、DPR-3—the Ziyunshan muscovite granite；（b）modified from Liang Yuping et al.（2019#）：SBW-3—the Shibanwan biotite monzogranite；SBW-1—the Shibanwan two-mica monzogranite；YTJ-1—the Yuntoujie tungsten deposit. The exposure range of the Shibanwan two-mica monzogranite is limited by the broken line for this study
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本研究在通往紫云山顶的公路边（北纬27°22′52.25″、东经112°22′36.23″）和紫云山土地庙旁（北纬27°22′43.33″、东经112°22′35.58″）分别采得两个白云母花岗岩样品（DPR-2和DPR-3）。在山间公路旁（北纬27°23′55.33″、东经112°21′13.40″）和曾国藩故居外（北纬27°24′37.99″、东经112°27′33.55″）分别采得两个花岗闪长岩样品（DPR-6和ZYS-3）。本研究在地质图上的黑云母花岗岩区域采集了一个样品（北纬27°23′58.29″、东经112°22′28.74″），后经显微镜下鉴定为二云母花岗岩，故笔者等仅将花岗闪长岩（DPR-6和ZYS-3）和白云母花岗岩（DPR-2和DPR-3）分别认作为紫云山复式花岗岩体的主体相和补体相。
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在紫云山岩体的白云母花岗岩（补体相）中，经钻探发现5条近东西向的铷矿脉，矿脉长度为610~1247 m，宽度为23~150 m，称之为“大坪铷矿”（文春华等，2017）。该矿Rb2O品位为0.042%~0.137%，总体储量较低（文春华等，2017），尚未被工业开采，故本研究在野外考察中未采得其矿石样品。
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（2）石板弯复式花岗岩体位于广西壮族自治区资源县以西25 km处。在大地构造位置上，它靠近扬子地块与华夏地块的结合带，处于扬子地块上“桂北隆起”的东部。岩体四周出露的地层以奥陶系为主，包括黄隘组厚层细砂岩及板岩、升坪组炭质板岩等。区内断裂构造走向以北北东向为主，少量呈南东向。石板弯复式花岗岩体出露在苗儿山复式背斜南西翼，它由两期花岗岩组成（图1b）：早期侵入的中粒黑云母二长花岗岩（呈岩基产出）和晚期侵入的细粒二云母二长花岗岩（以岩脉或岩瘤形式侵入于早期花岗岩岩基中）（黄文婷等，2015；梁裕平等，2019）。笔者等将早期的黑云母二长花岗岩和晚期的二云母二长花岗岩分别认作为石板弯复式花岗岩体的主体相和补体相。本研究在穿越石板弯岩体的公路边（北纬26°4′30.79″、东经110°24′7.39″）采得一个二云母二长花岗岩样品（SBW-1）。在上一个采样点的北东方向400多米处（北纬26°4′54″、东经110°24′14″）采得一个黑云母二长花岗岩样品（SBW-3）。
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与石板弯复式花岗岩体有关的云头界钨矿分布于补体花岗岩的外接触带，故它的形成很可能与细粒二云母二长花岗岩（补体相）有关。云头界钨矿呈平行密集斜列的矿脉组分布，其矿脉走向为北东—北北东。已发现的工业矿脉有4条，矿脉长度一般为100~400 m，最长达600 m，脉幅为0.05~0.60 m，WO3品位可达到5%（苏富彬，2010；梁裕平等，2019）。在云头界钨矿区内（北纬26°4′11″、东经110°24′23″），本研究采得一个矿石样品（YTJ-1）。
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1.2 样品分析方法
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本研究将采得的岩石样品磨制成薄片，首先在偏光显微镜下进行岩相学观察，确定岩石的结构构造、矿物组成及其含量；随后，本研究利用南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室的JEOL JXA-8100M型电子探针仪对薄片中的斜长石和重砂中分选出的锆石进行化学成分分析。电子探针的工作条件为：加速电压15 kV，束斑电流20 nA，束斑直径2 μm，峰值计数时间10 s。通过电子探针分析获得的晶体化学数据将与岩相学观察结果结合，以对花岗岩作出精确的岩相学定名。
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本研究采用XRF方法测定全岩主量元素成分，分析仪器为南京大学现代分析中心的ARL9800XP+X荧光光谱仪，助溶剂为Li2B4O7和LiBO2，使用Glaisse高温自动燃气烙样机制样，工作时X射线的电压为50 kV，电流为50 mA，相对于标准样品的测定值，元素丰度＞1.0%时相对误差为±1%，元素丰度＜1.0%时相对误差为±10%。微量元素含量分析则通过南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的德国生产的Finnigan Element Ⅱ型电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）测试完成，检测限优于0.5%，相对标准偏差优于5%。
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在锆石同位素分析之前，本研究先在显微镜下完成锆石颗粒的透射光和反射光的观察与照相，然后在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室完成锆石切面上的阴极发光成像分析，选择无裂纹和无包裹体的位置进行锆石原位U-Pb和Lu—Hf同位素分析。
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锆石原位U-Pb同位素由南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室的New Wave UP213激光剥蚀系统与Agilent7500a ICP-MS测定。测试方法为氦气载体携带标准剥蚀池中经激光剥蚀的锆石样品，在混合室内与氩气混合后通过ICP-MS，剥蚀频率5 Hz，束斑直径25 μm。锆石GJ-1（推荐n（206Pb）/n（207Pb）年龄为608.5±1.5 Ma，据Jackson et al.，2004）作为外标，标准锆石Mud Tank（截距法年龄732±5 Ma，据Black et al.，1978）用于监测分析准确度。U-Pb年龄由原始数据通过软件GLITTER（ver.4.4）（Griffin et al.，2008）计算得出，U-Pb年龄的加权平均计算和谐和图使用ISOPLOT（v.2.06）软件（Ludwig，2003）处理。
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锆石原位Lu—Hf同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的激光剥蚀多接收等离子质谱（LA-MC-ICPMS）上完成，激光剥蚀系统采用193 nm的气体准分子激光源的UP193FX（New Wave，USA），质谱使用Thermo Fisher公司的Neptune Plus型多接收等离子质谱。分析时激光束直径35 μm，激光脉冲频率10 Hz，信号采集次数200次，采集时间1 min左右。
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2 岩相学
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2.1 紫云山复式花岗岩体
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紫云山复式花岗岩体由主体相的花岗闪长岩和补体相的白云母花岗岩构成（图1a）。两者的岩相学特征如下：
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（1）紫云山花岗闪长岩（主体相）呈灰白色，块状构造，中粒花岗结构。在野外，该岩石中包含不规则状的暗色微粒包体，其长径可达几十厘米。该岩石的组成矿物为斜长石（37%±）、石英（25%±）、钾长石（18%±）、黑云母（11%±）、普通角闪石（5%±）（图2a、b）。斜长石呈自形板状，最大粒径达4 mm，常见环带构造，聚片双晶发育。电子探针分析结果（表1）显示，斜长石的牌号变化范围为An32.34~46.34（平均值为An39.42），为中长石。石英呈他形粒状充填在其他矿物粒间，粒径大小为1~2 mm；钾长石为自形—半自形粒状，最大粒径达3.5 mm，可见卡氏双晶，表面呈现泥化蚀变现象。黑云母常呈聚晶出现，粒径最大达1.5 mm，常含锆石和磷灰石等副矿物，少量黑云母颗粒分散在其他矿物粒间，局部发生绿泥石化，并析出不透明矿物。普通角闪石在单偏光下显现黄—绿多色性，粒径较小，为0.5~0.7 mm，常被黑云母包裹，呈反应边结构。副矿物有磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和锆石。
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（2）白云母碱长花岗岩（补体相）呈灰白色，风化面为黄褐色，块状构造，细粒斑状结构。该岩石的组成矿物为石英（35%±）、钾长石（30%±）、钠长石（25%±）、白云母（7%±）、副矿物（3%±）（图2c、d）。石英呈他形粒状或不规则状，粒径大小在0.5~0.8 mm之间，充填在斑晶矿物之间，个别呈斑晶的石英颗粒显示熔蚀边形态（图2d）。钾长石为自形—半自形，可见格子双晶，并含有出溶的钠长石条纹，大部分颗粒作为基质出现，少数钾长石斑晶呈现泥化蚀变现象，粒径大小在1.0~3.0 mm之间。斜长石斑晶呈现为半自形，最大粒径达1.5 mm，可见细密的聚片双晶叶片。电子探针分析结果（表1）表明，斜长石的牌号变化范围为An1.70~3.25（平均值为An2.39），为钠长石，故文献中提到的“白云母花岗岩”（文春华等，2017）应该准确地定名为“白云母碱长花岗岩”（以下同）。白云母斑晶端面清晰，半自形，最大粒径达1.5 mm，显示出原生白云母的光性特征（Miller et al.，1981）。该岩石还含有少量富铝矿物（如：铁锰质的石榴子石）、金属矿物（如：锐钛矿、微晶石、黑钨矿、锡石、磷钇矿、黄铜矿、辉钼矿、磁黄铁矿和毒砂）和挥发分矿物（如：黄玉、电气石），这些副矿物含量最高可达3%±。
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2.2 石板弯复式花岗岩体
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石板弯复式花岗岩体由主体相的黑云母二长花岗岩和补体相的二云母二长花岗岩构成（图1b）。两者的岩相学特征如下：
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（1）黑云母二长花岗岩（主体相）为灰白色，块状构造，中粒花岗结构。该岩石的组成矿物为钾长石（32%±）、石英（30%±）、斜长石（28%±）、黑云母（8%±）、副矿物（2%±）（图2e、f）。钾长石为半自形—他形，粒径粗大，最大可达4 mm，常为条纹长石，其表面呈泥化和绢云母化。石英呈他形粒状与钾长石共生，粒径大小在1.0~2.0 mm之间。斜长石为半自形板状，最大粒径达2.0 mm，偶显韵律环带，轻微绢云母化。电子探针分析结果（表1）显示，斜长石的牌号变化范围为An20.88~24.76（平均值为An22.91），为更长石。黑云母呈他形鳞片状，粒径大小在0.5~1.5 mm之间，可包裹磷灰石和锆石等副矿物，少量黑云母颗粒发生绿泥石化。副矿物为磷灰石、褐帘石、榍石、锆石、磁铁矿等。
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图2 湘西紫云山复式花岗岩体中花岗闪长岩显微照片（a）（单偏光）、（b）（正交偏光）和白云母碱长花岗岩（c）（正交偏光）、（d）（正交偏光）；桂东北石板弯复式花岗岩体中黑云母二长花岗岩（e）（单偏光）、（f）（正交偏光）和二云母碱长花岗岩（g）（正交偏光）、（h）（正交偏光）
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Fig.2 Photomicrographs of the granodiorite （a）（plane polars），（b）（crossed polars）； the muscovite alkali-feldspar granite （c）（crossed polars）， （d）（crossed polars） in the Ziyunshan complex in western Hunan. Photomicrographs of the biotite monzogranite（e) (plane polars) , (f) crossed polars）; the two-mica alkali-feldspar granite （g) (crossed polars）, (h) (crossed polars） in the Shibanwan complex in northeastern Guangxi
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Amp—普通角闪石；Bt—黑云母；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Ms—白云母；Ab—钠长石；Qz—石英
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Amp—Amphibole；Bt—Biotite；Pl—Plagioclase；Kfs—K-feldspar；Ms—Muscovite；Ab—Albite；Qz—Quartz
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（2）二云母碱长花岗岩（补体相）为浅灰色，块状构造，斑状细粒花岗结构。该岩石的组成矿物为石英（35%±）、钠长石（30%±）、钾长石（25%±）、白云母（6%±）、黑云母（3%±）和少量副矿物（1%±）（图2g、h）。石英呈他形粒状充填在斑晶矿物之间，粒径为0.3~0.8 mm。斜长石斑晶为半自形板状，可见聚片双晶，粒径为~1.5 mm。电子探针分析结果（表1）显示，斜长石的Ab含量均大于94%，An牌号变化范围为An2.22~4.27（平均值为An3.50），为钠长石，故文献中提到的“二云母二长花岗岩”（梁裕平等，2019）应该准确地定名为“二云母碱长花岗岩”（以下同）。钾长石为半自形—他形粒状，粒径为0.5~1.0 mm，常为条纹长石且表面有泥化。白云母呈现为半自形，最大粒径达1.5 mm，而黑云母则粒径较小，呈鳞片状充填于其他矿物粒间。该岩石含有少量原生的锰铝—铁铝榴石及挥发分矿物（如：黄玉、电气石、萤石和方解石），它们可以呈较小的斑晶出现，因此该花岗岩也可称为Li—F花岗岩。
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3 岩石化学
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3.1 主量元素
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湖南紫云山复式岩体中的花岗闪长岩（主体相）与白云母碱长花岗岩（补体相）和广西石板弯复式岩体中的黑云母二长花岗岩（主体相）与二云母碱长花岗岩（补体相）的主量元素含量分析结果及部分文献资料数据已列在表2。数据分析表明，主体花岗岩与补体花岗岩在SiO2、Al2O3、FeOT、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5含量上显示出较大的差异性（图3）：
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（1）两个复式花岗岩体的主体花岗岩均具有正常花岗岩的化学成分。它们的SiO2含量为67.23%~71.94%（平均值为69.26%）、Al2O3 12.90%~14.84%（平均值 14.00%）、Na2O 2.91%~3.66% （平均值3.28%）、CaO 2.48%~3.88%（平均值3.1%）、MgO 0.66%~1.87%（平均值1.30%）、FeOT2.03%~3.73%（平均值 2.99%）、P2O50.16%~0.21%（平均值0.19%）、TiO20.28%~0.54%（平均值0.40%），均接近于世界花岗岩的平均化学成分（黎彤等，1998）。
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图3 湘西紫云山和桂东北石板弯复式花岗岩体的Al2O3—SiO2（a）、Na2O—CaO（b）、 MgO—FeOT（c）和P2O5—TiO2（d）图解（数据来自表2）
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Fig.3 Al2O3 vs. SiO2（a），Na2O vs. CaO（b），FeOT vs. MgO（c）and P2O5 vs. TiO2（d）diagrams of whole-rock major elements for the Ziyunshan granitic complex in western Hunan and the Shibanwan granitic complex in northeastern Guangxi （Data from table 2）
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（2）两个复式花岗岩体的补体花岗岩具有不同于主体花岗岩的化学成分。它们的SiO2含量为73.92%~76.55%（平均值为75.54%）、Na2O 3.45%~4.44%（平均值 3.70%），两者均明显高于主体花岗岩的相应主量元素含量；相反，它们的Al2O3 12.35%~14.81%（平均值13.36%）、CaO 0.23%~0.67%（平均值0.48%）、MgO 0.01%~0.19% （平均值0.14%）、FeOT 0.71%~1.21%（平均值0.87%）、P2O5 0.02%~0.27%（平均值 0.09%）、TiO20.01%~0.04% （平均值0.03%），均明显低于主体花岗岩的相应主量元素含量。这种岩石化学特征与补体花岗岩富钠长石和石英、贫暗色矿物（角闪石和黑云母）和副矿物（钛铁矿和磷灰石）有关。
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上述主量元素岩石化学特征显示，主体花岗岩的岩浆分异程度较低，而补体花岗岩具有高分异的特征（Liverton and Botelho，2001），这暗示着补体花岗岩的母岩浆很可能是从主体花岗岩浆分异而来的。
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3.2 微量元素
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两个复式花岗岩体中的主体花岗岩和补体花岗岩的微量元素含量分析结果及部分文献资料数据见表3。作为相容的微量元素，Ba、Sr、V、Cr、Co、Ni、Zr、Hf、Th等元素的含量在花岗岩浆演化过程中趋于下降；而Rb、Cs、W、Sn、Bi、Nb、Ta、U等不相容元素的含量在花岗岩浆演化过程中趋于上升（Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008），这2类元素的含量在主体花岗岩和补体花岗岩表现出明显的差异（图4a）：
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（1）Ba和Sr：主体花岗岩的Ba和Sr的平均含量（Ba：766.5×10-6；Sr：207.5×10-6）远高于补体花岗岩（Ba：28.1×10-6；Sr：17.4×10-6）（表3和图4a），这与前者富含黑云母、磷灰石、牌号较高的斜长石的特征一致。
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（2）V、Cr、Co、Ni：主体花岗岩的V、Cr、Co、Ni的平均含量（V：29.5×10-6；Cr：33.8×10-6；Co：14.4×10-6；Ni：8.2×10-6）远高于补体花岗岩（V：2.5×10-6；Cr：6.9×10-6；Co：0.5×10-6；Ni：2.3×10-6）（表3和图4a），这应该与前者富铁镁矿物紧密相关。
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（3）Zr、Hf、Th：主体花岗岩的Zr、Hf、Th的平均含量（Zr：377.7×10-6；Hf：11.5×10-6；Th：30.9×10-6）明显远高于补体花岗岩（Zr：44.9×10-6；Hf：2.3×10-6；Th：7.7×10-6）（表3和图4a），这与前者相对富集锆石、钍石和独居石的特征完全一致。
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图4 湘西紫云山和桂东北石板弯复式花岗岩体的微量元素含量对比图
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Fig.4 Comparison of trace elements contents for the Ziyunshan granitic complex in western Hunan and the Shibanwan granitic complex in northeastern Guangxi
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（a）上地壳成分标准化微量元素蛛网图（数据来自表3；上地壳平均成分，据Wedepohl，1995）。横坐标元素排序按照Baiyegunhi等（2017）：LILE—大离子亲石元素；HFSE—高场强元素；TTE—过渡微量元素。 （b）球粒陨石标准化稀土元素配分图解（数据来自表4；球粒陨石成分，据Taylor and McLennan，1985）
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（a）Multi-element spider diagrams normalized to Upper Crust composition（Data from table 3；Upper Crust composition from Wedepohl，1995）. Element pattern on horizontal ordinate after Baiyegunhi et al.（2017）：LILE—large ion lithophile elements；HFSE—high field strength elements；TTE—transition trace elements；（b）Chondrite-normalized REE diagram（Data from table 4；Chondrite REE data from Taylor and McLennan，1985）
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（4）Rb：主体花岗岩Rb的平均含量（Rb：174.4×10-6）明显低于补体花岗岩（Rb：1194.5×10-6）（表3和图4a），这与后者贫斜长石和铁镁矿物有关。
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（5）Nb、Ta、U：主体花岗岩的Nb、Ta、U的平均含量（Nb：20.67×10-6；Ta：2.48×10-6；U：4.59×10-6）明显低于补体花岗岩（Nb：47.70×10-6；Ta：22.23×10-6；U：26.95×10-6）（表3和图4a），这与后者富集锡石、黑钨矿、萤石等副矿物紧密相关。
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上述微量元素地球化学特征显示，主体花岗岩与补体花岗岩之间可能存在着岩浆演化关系（Abdel-Rahman，2001；Zaraisky et al.，2008），即补体花岗岩很可能是从主体花岗岩岩浆经过分离结晶作用演化而来的。
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3.3 稀土元素
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两个复式花岗岩体中主体和补体花岗岩的稀土元素含量分析结果及部分文献资料数据见表4。主体花岗岩与补体花岗岩的稀土元素含量及其球粒陨石标准化模式完全不同（图4b）：
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（1）轻稀土元素：轻稀土元素包括La到Eu等6个元素，它们通常倾向于进入花岗质岩浆早期结晶的副矿物中（如：独居石、磷灰石、褐帘石、榍石等），表现出相容性行为（Ohlander et al.，1989）。主体花岗岩轻稀土元素总含量在51.96×10-6~360.41×10-6（平均值为208.97×10-6），而补体花岗岩的则在6.73×10-6~66.46×10-6（平均值为25.84×10-6）（表4和图4b），主体花岗岩轻稀土元素含量明显高于补体花岗岩，这与补体花岗岩缺少上述副矿物密切相关。
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（2）重稀土元素：重稀土元素包括Gd到Lu等8个元素，它们的离子半径和电价与Y元素相近，呈现不相容元素的性质（Ohlander et al.，1989），在花岗质岩浆的分离结晶过程中趋于富集在残余岩浆中。主体花岗岩重稀土元素总含量在8.12×10-6~35.16×10-6（平均值为22.08×10-6），而补体花岗岩的则在1.50×10-6~17.09×10-6（平均值为7.51×10-6）（表4和图4b）。补体花岗岩常含有磷钇矿和铌钽矿物等富重稀土元素的矿物而表现出富重稀土元素的特征，但本文中补体花岗岩出现了重稀土元素的亏损，这种情况可用锆石等副矿物的分离结晶作用来解释（Bea，1996），即补体花岗岩中低含量的锆石等副矿物导致其全岩的重稀土元素亏损。
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主体花岗岩稀土元素总量相对较高（平均值为234.12×10-6），富轻稀土元素和贫重稀土元素（LREE/HREE平均值为9.11），Eu负异常不明显（Eu/Eu*平均值为0.49），导致稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈“右倾型”（图4b）；而补体花岗岩稀土元素总量较低（平均值为52.59×10-6），贫轻稀土元素和相对富重稀土元素（LREE/HREE平均值为3.38），强烈的Eu负异常（Eu/Eu*平均值为0.14），导致稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈“海鸥型”（图4b）。相对于前者，后者的球粒陨石标准化稀土元素配分模式充分显示了补体花岗岩是高分异花岗岩浆的结晶产物（Abdel-Rahman，2001）。
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综上所述，主体花岗岩表现出低分异花岗岩浆的特征；而补体花岗岩则表现出与主体花岗岩相反的地球化学特征，显示出它的母岩浆经历过强烈的分离结晶作用所导致的高分异特征。
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4 锆石学
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4.1 形态学
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笔者等通过重力和磁力方法分选出两个复式花岗岩体及云头界钨矿石中的锆石颗粒，经环氧树脂固结后切割和抛光而制成分析样品。在光学显微镜和阴极发光仪下，这些锆石颗粒显现出不同的形态学特征：
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（1）主体花岗岩中的锆石：无色透明，含有细柱状磷灰石，显示出自形的{100}+{110}复方柱体和{101}+{211}复方锥体的晶型（图5a、c中左边的照片）。它们的CL亮度较强且有明显的韵律环带和砂钟构造（图5a、c中右边的照片），呈现出花岗岩中的岩浆结晶锆石的特征（Pupin，1980；Wang Xiang et al.，2021）。
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（2）补体花岗岩中的锆石：浅褐色—浅棕色，透明—半透明，显示出自形的{110}+{100}复方柱体和{101}锥体的晶型（图5b、d中左边的照片）。它们的CL亮度较弱且缺少明显的内部构造（图5b、d中右边的照片）。这些特征与花岗岩中的热液锆石相一致（Wang Xiang et al.，2017；汪相，2018；Wang Xiang and Ren Minghua，2019）。补体花岗岩普遍富含挥发分矿物（如：黄玉、电气石、萤石等）和稀有金属矿物（如：锐钛矿、细晶石、磷钇矿等），它们（包括热液锆石）是高分异的残余花岗岩浆在经历流体—熔体分离作用后残留在熔体中的少量流体的结晶体，故被称为热液矿物（Wang Xiang et al.，2017；汪相，2022）。
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（3）云头界钨矿石中的锆石：棕色，透明度较差，{110}柱体+{101}锥体的简单晶型（图5e中左边的照片）。它们的CL亮度最弱而见不到任何内部构造，往往呈增生边包裹在残留锆石之上（图5e中右边的照片）。这些特征与南岭钨矿中的热液锆石非常相似（Wang Xiang et al.，2017；Wang Xiang and Ren Minghua，2019）。
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图5 锆石颗粒的显微镜（左）和CL（右）照片：（a）湘西紫云山花岗闪长岩（DPR-6）中的岩浆锆石；（b）紫云山白云母碱长花岗岩（DPR-3）中的热液锆石；（c）桂东北石板弯黑云母二长花岗岩（SBW-3）中的岩浆锆石；（d）石板弯二云母碱长花岗岩（SBW-1）中的热液锆石；（e）云头界钨矿石（YTJ-1）中的热液锆石
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Fig.5 Photomicrographs（left）and CL images（right）of zircon grains:（a）magmatic zircon in the Ziyunshan granodiorite（DPR-6） in western Hunan；（b）hydrothermal zircon in the Ziyunshan muscovite alkali-feldspar granite（DPR-3）；（c）magmatic zircon in the Shibanwan biotite monzogranite（SBW-3） in northeastern Guangxi；（d）hydrothermal zircon in the Shibanwan two-mica alkali-feldspar granite（SBW-1）；（e）hydrothermal zircon in the Yuntoujie tungsten deposit（YTJ-1）
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MZ—岩浆锆石；RZ—残余锆石；HZ—热液锆石
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MZ—Magmatic zircon；RZ—relict zircon；HZ—hydrothermal zircon
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4.2 晶体化学
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锆石的电子探针分析结果（表5）显示主体花岗岩中的岩浆锆石与补体花岗岩中的热液锆石的化学成分完全不同，而补体花岗岩中的热液锆石与矿石中的热液锆石的化学成分基本相同（图6）：
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（1）主体花岗岩中的岩浆锆石：它们的HfO2含量在1.11%~1.76%之间变化（平均值为1.50%），UO2、ThO2和Y2O3含量很低（一般低于检测限），表现出岩浆锆石的晶体化学特征（Wang Xiang et al.，2010，2011）。Hf和Zr的离子半径非常接近（Shannon，1976），因此在接近平衡结晶条件下，锆石和岩浆中的Zr/Hf值较接近（Wang Xiang et al.，2010）；相反，由于U、Th、Y的离子半径较大，很难进入锆石晶格，因此在岩浆锆石中它们的含量很低（Wang Xiang et al.，2011）。
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图6 湘西紫云山和桂东北石板弯复式花岗岩体和云头界钨矿中的锆石HfO2—（UO2+ThO2+Y2O3）图解（数据来自表5）
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Fig.6 HfO2 vs.（UO2+ThO2+Y2O3）diagram of the zircons from the Ziyunshan granitic complex in western Hunan，the Shibanwan granitic complex in northeastern Guangxi and the Yuntoujie tungsten deposit in north eastern Guangxi（Data from table 5）
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（2）补体花岗岩中的热液锆石：它们的HfO2含量在1.90%~5.33%之间变化（平均值为3.38%），UO2、ThO2和Y2O3含量也较高（三者之和的平均值为1.32%），表现出热液锆石的晶体化学特征（Wang Xiang et al.，2017）。在过冷的结晶条件下，较大的晶体生长速度导致晶体内的杂质元素增加（Carpéna et al.，1987）。因此，补体花岗岩中热液锆石的富UO2、ThO2和Y2O3与热液中锆石的快速结晶作用有关，而热液应该为高分异花岗岩浆中因温度压力的急速降低而溶离出来的流体（Wang Xiang et al.，2017）。
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（3）云头界钨矿石中的热液锆石：它们的HfO2含量在2.39%~2.72%之间变化（平均值为2.58%），UO2、ThO2和Y2O3三者之和的平均值为0.81%，这种富Hf和（U+Th+Y）的特征反映了矿石中的锆石为典型的热液锆石（Wang Xiang et al.，2016）。它们的化学成分与补体花岗岩中热液锆石的化学成分基本相同，说明两者的热液是同源的，即成矿热液是从补体花岗岩浆中分离出来的（Wang Xiang et al.，2017）。
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图7 锆石U-Pb年龄谐和图（数据来自表6）：（a）DPR-6—湘西紫云山花岗闪长岩；（b）SBW-3—桂东北石板弯黑云母二长花岗岩； （c）DPR-3—紫云山白云母碱长花岗岩；（d）SBW-1—石板弯二云母碱长花岗岩；（e）YTJ-1—云头界钨矿石
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Fig.7 Zircon U-Pb concordia diagram（data from table6）：（a）DPR-6—the Ziyunshan granodiorite in western Hunan；（b）SBW-3—the Shibanwan biotite monzogranite in northeastern Guangxi；（c）DPR-3—the Ziyunshan muscovite alkali-feldspar granite；（d）SBW-1—the Shibanwan two-mica alkali-feldspar granite；（e）YTJ-1—the Yuntoujie tungsten deposit
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4.3 U-Pb年代学
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笔者等利用LA-ICP-MS仪分析了主体花岗岩和补体花岗岩以及矿石中锆石的U-Pb同位素比值，它们的n（206Pb）/n（238U）和n（207Pb）/n（235U）值和表面年龄数据见表6。利用ISOPLOT软件将这些n（206Pb）/n（238U）和n（207Pb）/n（235U）值投影在锆石U-Pb年龄谐和图上（图7），得到以下3点认识：
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（1）主体花岗岩中的岩浆锆石：在紫云山花岗闪长岩的岩浆锆石（DPR-6）上共获得21个分析点，它们集中地落在谐和线上，故获得加权平均年龄为239.6±2.3 Ma（图7a）。在石板弯黑云母二长花岗岩的岩浆锆石（SBW-3）上共获得17个分析点，它们均投影在谐和线上或附近，获得加权平均年龄为239.8±2.4 Ma（图7b）。上述两个岩浆锆石的结晶年龄分别代表紫云山花岗闪长岩和石板弯黑云母二长花岗岩的侵位年龄，可以说明湘赣桂及邻区存在一期大规模的花岗岩浆活动（详见5.1节）。
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（2）补体花岗岩中的热液锆石：在紫云山白云母碱长花岗岩的热液锆石（DPR-3）上共获得19个分析点、在石板弯二云母碱长花岗岩的热液锆石（SBW-1）上共获得28个分析点，各自构成一条不一致线，其下交点年龄分别为217.4±2.8 Ma和217.4±2.2 Ma（图7c、d）。由于这些锆石富U而发生了一定程度的变生作用，可能有轻微的U的丢失，所以这些下交点年龄可以代表它们的结晶年龄（Wang Xiang et al.，2016）。这两个下交点年龄分别代表紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩的侵位年龄，表示湘赣桂及邻区存在另一期相当规模的花岗岩浆活动（详见5.2节）。
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注：计算公式如下：
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其中:为样品测量值;
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t为锆石结晶年龄。
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（3）云头界钨矿石中的热液锆石：在云头界钨矿石的热液锆石（YTJ-1）上共获得11个分析点，它们均投影在谐和线上，故获得加权平均年龄为217.7±2.8 Ma（图7e）。该年龄与石板弯钨矿的赋矿花岗岩的锆石U-Pb年龄（216±4.9 Ma，据伍静等，2012）和钨矿石的辉钼矿Re-Os等时线年龄（216±7.5 Ma，据伍静等，2012）几乎一致，说明笔者等获得的云头界钨成矿年龄具有较大的可靠性。
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基于上述主体花岗岩和补体花岗岩的定位年龄，可以推测两次岩浆活动的时间间隔为~22 Ma，而矿石和补体花岗岩具有几乎相同的锆石U-Pb年龄，暗示了成矿作用与白云母或二云母碱长花岗岩有关。
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4.4 Hf同位素
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笔者等利用LA-MC-ICPMS仪测得两个复式花岗岩体及云头界矿石中锆石的n（176Lu）/n（177Hf）和n（176Hf）/n（177Hf）同位素值，计算得到它们的n（176Hf）/n（177Hf）初始值、 TDM1、TDM2和εHf（t）值（表7）。上述样品的Hf同位素成分具有以下特征：
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（1）紫云山岩体中花岗闪长岩（DPR-6）和白云母碱长花岗岩（DPR-3）的锆石n（176Hf）/n（177Hf）初始值分别为0.282480~0.282551、0.282426~0.282596（表7），两者的变化范围基本重叠，说明它们是同源的。
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（2）石板弯岩体中黑云母二长花岗岩（SBW-3）和二云母碱长花岗岩（SBW-1）的锆石n（176Hf）/n（177Hf）初始值分别为0.282368~0.282587、0.282340~0.282546，云头界钨矿石（YTJ-1）的锆石n（176Hf）/n（177Hf）初始值为0.282336~0.282529（表7），三者的变化范围也基本重叠，说明它们也是同源的。
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（3）紫云山岩体中花岗闪长岩（DPR-6）和白云母碱长花岗岩（DPR-3）的锆石εHf（t）值分别为-4.9~-1.0和-7.3~-1.3（表7和图8），对应的TDM1值（地壳模式年龄）分别为1.13~0.92 Ga和1.24~0.92 Ga（表7），说明它们的源岩为中元古界的地壳岩石；石板弯岩体中黑云母二长花岗岩（SBW-3）和二云母碱长花岗岩（SBW-1）的锆石εHf（t）值分别为-8.8~-1.1和-10.3~-3.1（表7和图8），对应的TDM1值分别为1.22~0.91 Ga和1.24~0.92 Ga（表7），其源岩同样也为中元古界的地壳岩石。
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文献资料显示，紫云山岩体中花岗闪长岩和白云母碱长花岗岩的全岩n（87Sr）/n（86Sr）初始值分别为0.71452~0.71726和0.72794，全岩εNd（t）值分别为-7.44~-8.70和-11.05（王凯兴等，2012），表明它们是壳源的。石板弯岩体中黑云母二长花岗岩和二云母碱长花岗岩具有相似的同位素成分，n（143Nd）/n（144Nd）值在0.511942~0.512477之间变化，全岩εNd（t）值在-8.52~-11.76之间变化（黄文婷等，2015），说明两者均为壳源。
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图8 湘西紫云山复式花岗岩体中的花岗闪长岩（DPR-6）和白云母碱长花岗岩（DPR-3）、桂东北石板弯复式花岗岩体中的黑云母二长花岗岩（SBW-3）、二云母碱长花岗岩（SBW-1）和矿石（YTJ-1）中岩浆锆石和热液锆石的εHf（t）值变化范围（数据来自表7）
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Fig.8 Variation of zircon εHf (t) values for magmatic zircons and hydrothermal zircons from the granodiorite（DPR-6）and the muscovite alkali-feldspar granite（DPR-3）in the Ziyunshan granitic complex in western Hunan，the biotite monzogranite（SBW-3）and the two-mica alkali-feldspar granite（SBW-1）and ore（YTJ-1）from the Shibanwan granitic complex in northeastern Guangxi（Data from table 7）
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5 讨论
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大量的印支期花岗岩分布在湘赣桂及邻区，带来了丰富的金属矿产资源（南京大学地质系，1981）。对于这些印支期花岗岩的成因尚存在不同的观点：① 它们可能是岛弧环境的产物（Hsü et al.，1990）；② 它们可能是岩石圈减薄和基性岩浆底侵作用的结果（郭锋等，1997）；③ 它们疑是陆壳叠置加厚作用的表现（金文山，1997；王岳军等，2005）。根据该地区印支期花岗岩呈面型分布的特征（任纪舜，1990；张国伟等，2013），笔者等认为第一种成因观点应该不成立；又根据该地区很少发育印支期基性侵入岩和基性火山岩的特征（柏道远等，2007），笔者等认为第二种成因观点似乎也不成立；相反，根据该地区发育大量的印支期逆冲断裂与褶皱变形（金文山，1997；柏道远等，2006）和面状分布的花岗岩的特征（任纪舜，1990；张国伟等，2013），笔者等认同第三种成因观点。在早三叠世印支陆块向北运动，在越南北部的松马（Song Ma）构造带拼接到华南陆块上（孙涛等，2003），导致了湘赣桂及邻区的印支期陆内造山运动。一个理想的造山运动包括同造山（挤压作用）和造山后（伸展作用）两个阶段（肖庆辉等，2002），分别产生同造山和造山后花岗岩（肖庆辉等，2002；汪相，2022；汪相和楼法生，2022）。事实上，在湘赣桂及邻区确实出现了印支早期和印支晚期两个阶段的花岗岩（Wang Yuejun et al.，2007；于津海等，2007；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011；张龙升等，2012；张怀峰等，2014；覃晓云等，2017；覃洪锋等，2018），两者分别显示出同造山和造山后的构造属性（Wang Yuejun et al.，2007；于津海等，2007；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011；张龙升等，2012；张怀峰等，2014）。然而，这两类花岗岩在岩相学和岩石化学方面有何种差异？它们以何种方式侵入定位？两者的定位年龄有多大的差别？它们是如何伴生各种类型的岩浆热液矿床的？这些成岩—成矿作用的驱动力来自哪里？显然，对这些科学问题开展讨论和解答，有益于我们深刻理解华南的印支运动，故具有极其重要的地质意义。
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5.1 同造山花岗岩
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造山运动都始于挤压作用，但当挤压作用达到高峰时，加厚地壳内部才发生深熔作用，形成深部岩浆房（Hutton and Reavy，1992）；随后，深部岩浆房中的壳源花岗岩浆沿地壳规模的深大断裂主动侵位，从而形成大规模的同造山花岗岩（Harris et al.，1986）。通过对紫云山和石板弯两个复式花岗岩体的岩相学、岩石化学和锆石学研究，笔者等发现主体花岗岩具有鲜明的同造山花岗岩的特征，具体阐述如下：
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（1）壳源性：紫云山花岗闪长岩和石板弯黑云母二长花岗岩中锆石的εHf（t）值变化范围为-1.0~-7.3（表7和图8），属于壳源花岗岩（Vervoort et al.，2000）。紫云山花岗闪长岩的全岩n（87Sr）/n（86Sr）初始值为0.71452~0.71726，全岩εNd（t）值为-7.44~-8.70（王凯兴等，2012）；石板弯复式花岗岩体的εNd（t）值在-8.52~-11.76之间变化（黄文婷等，2015），说明它们的源岩物质来自深部地壳。张国伟等（2013）的统计分析结果显示，华南印支期花岗岩的n（87Sr）/n（86Sr）初始值为0.7101~0.7325，εNd（t）值为-6.4~-10.8，锆石εHf（t）值为-2.0~-20.2，对应于Nd和Hf的模式年龄集中于1.2~2.5 Ga，说明它们来源于前寒武纪陆壳物质。因此，笔者等推测这两个印支期花岗岩浆来自地壳加厚过程中产生的深部岩浆房。
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（2）岩基产状：由于强烈的挤压作用，岩浆房中大量的花岗岩浆主动侵位形成同造山的花岗岩基。李献华等（2007）、汪相和楼法生（2022）的研究显示，南岭地区的金鸡岭、龙源坝、姑婆山、佛冈、大东山、武平等花岗岩基形成于燕山早期的挤压环境中；拉萨地块的曲水、冈仁波齐等岩基则形成于印度—亚洲大陆碰撞的环境中（莫宣学等，2005）。本文的紫云山和石板弯复式花岗岩体的主体花岗岩都为岩基产状（伍静等，2012；文春华等，2017）。湘赣桂及邻区的许多复式花岗岩体（如：湖南五峰仙岩体，据陈迪等，2017；湖南白马山岩体，据王川等，2021；湖南关帝庙岩体，据赵增霞等，2015；湖南大义山岩体，据伍光英等，2005；江西大富足岩体，据张万良，2006；江西桂坑岩体，据熊建等，2019；广西苗儿山和越城岭岩体，据伍静等，2012；广东诸广山岩体，据王凯兴等，2012；广东油洞岩体，据黄国龙等，2012；广东贵东岩体，据徐夕生等，2003）中的主体花岗岩均以岩基产出，其中湖南大义山主体花岗岩的出露面积约210 km2（伍光英等，2005），江西大富足主体花岗岩的出露面积达400 km2（王登红等，2012）。另外，同造山花岗岩浆基本上是沿着推覆构造主动侵位的（Hutton and Reavy，1992），因此同造山花岗岩往往平行深大断裂分布，且产于（复）背斜的轴部（舒良树，2007）。在构造上，紫云山复式花岗岩体受长寿街—双牌深大断裂的控制且走向大致与其平行，并且它出露在罗山复式背斜的轴部（刘凯等，2014；鲁玉龙等，2017），而石板弯复式花岗岩体则受到越城岭深大断裂的控制（苏富彬，2010）。湘赣桂及邻区的许多花岗岩体也有类似现象，如：江西大富足主体花岗岩的定位与邵武—河源断裂密切相关（张万良，2006）、湖南大义山主体花岗岩受彬州—邵阳构造带严格控制（伍光英等，2005）。傅昭仁等（1999）的研究也发现，湘赣地区的同造山花岗岩基本上发育于复背斜核部，且以岩基状产出。
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（3）低分异性：由于同造山花岗岩浆的产生与定位都发生在挤压作用的高峰阶段，它们在岩浆房中停留时间很短而没有发生充分的分离结晶作用，所以同造山花岗岩总是显示出低分异的地球化学特征（汪相，2018，2022）。岩相学观察显示，紫云山和石板弯复式花岗岩体的主体花岗岩的主要矿物为钾长石、斜长石（平均牌号为An31.2，见表1）、石英、黑云母和少量角闪石，副矿物为锆石、磷灰石、独居石、Ti—Fe氧化物等（见第2节），为普通花岗岩的矿物组成。在岩石化学上，这两个岩石具有正常的主量元素（Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K等）含量（表2和图3），富相容元素Ba、Sr、V、Cr、Co、Ni、Zr、Hf、Th及轻稀土元素等，贫不相容元素Rb、Nb、Ta、U、Ga、Y及重稀土元素等，Eu负异常不明显（Eu/Eu*平均值为0.49）（表3、4和图4）。这些岩相学和岩石化学特征表明，它们的母岩浆分异程度很低，即它们来自刚形成的深部岩浆房（汪相，2018，2022）。湘赣桂及邻区许多复式岩体的主体花岗岩（如：江西金滩黑云母花岗岩，据赵葵东等，2013；江西大富足黑云母花岗岩，据张万良，2006；湖南白马山黑云母花岗岩，据王川等，2021；湖南瓦屋塘黑云母花岗岩，据柏道远等，2006；湖南阳明山黑云母花岗岩，据刘伟等，2014）同样具有与上述两个花岗岩完全相同的岩相学和岩石化学特征，皆被认为是低分异花岗岩浆的结晶产物。
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（4）早期的定位年龄：紫云山和石板弯复式花岗岩体中主体花岗岩的成岩年龄分别为239.6±2.3 Ma和239.4±3.1 Ma（见4.3节）。这两个年龄值与湘赣桂及邻区印支早期花岗岩的形成年龄峰期（~239 Ma，见图9）完全吻合，而那些印支早期花岗岩已被许多学者确定为同造山花岗岩（Charvet et al.，1996；王岳军等，2002；Wang Yuejun et al.，2007；于津海等，2007；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011；张怀峰等，2014）。值得注意的是，华南地区高级变质岩的峰期变质年龄为236 Ma（Wang Yuejun et al.，2013），非常接近同造山花岗岩侵位年龄的峰值。
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图9 湘赣桂及邻区印支期同造山花岗岩、造山后花岗岩定位年龄和岩浆热液矿床成矿年龄的直方图（数据来自表8）
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Fig.9 Histograms of the emplacement ages for the Indosinian syn-orogenic granites and the post-orogenic granites and the ore-forming ages for the magmatic-hydrothermal deposits in Hunan，Jiangxi，Guangxi Provinces and their adjacent areas（Data from table 8）
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（5）挤压环境：湘赣桂及邻区在早中三叠遭受了强烈的陆内挤压造山或陆内碰撞汇聚造山作用，形成了大量褶皱带和逆冲推覆构造，造成了陆壳的增厚（庄锦良等，1988；孙涛等，2003；柏道远等，2007）。例如，湘东南地区泥盆纪—中三叠世早期地层褶皱回返和海洋盆地封闭（柏道远等，2006）；沿北北东向茶陵—郴州断裂发生强烈的陆内俯冲汇聚作用（庄锦良等，1988；傅昭仁等，1999）。金文山（1997）、王岳军等（2005）、柏道远等（2007）认为，印支期花岗岩是陆壳叠置加厚作用的结果，而不应该是岩浆底侵作用的产物（基于同期基性岩缺失的事实）。王岳军等（2002）通过湖南印支期花岗岩的形成环境数值模拟和综合分析得出结论，地壳的叠置加厚可导致中下地壳界面温度升高到700℃以上，从而引起中地壳片麻质岩石熔融而形成花岗岩浆房。另一方面，在260~230 Ma期间，华南大量发育了逆冲推覆构造（彭少梅和彭松柏，1995；Chen Aigen，1999），而逆冲断裂已被认为是同造山花岗岩浆主动侵位的天然通道（Hutton and Reavy，1992），这与华南印支期花岗岩浆的侵位普遍受深大断裂控制（Yu Jinhai et al.，2007）的事实是一致的。值得一提的是，紫云山花岗闪长岩中包含大量的暗色微粒包体，而汪相（2023）认为挤压环境是暗色微粒包体形成的必要条件。
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基于以上讨论，笔者等认为紫云山花岗闪长岩和石板弯黑云母二长花岗岩（包括湘赣桂及邻区~239 Ma定位年龄、低分异、岩基产状的花岗岩体）为典型的同造山花岗岩。
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5.2 造山后花岗岩
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在印支造山运动的挤压高峰（以大量同造山花岗岩的侵入作用为标志）后，湘赣桂及邻区的构造环境由挤压向松弛过渡（钟大赉，1998；王岳军等，2022）。与此同时，深部岩浆房中巨量的花岗岩浆开始漫长的分离结晶作用，即高熔点而较早结晶的铁镁矿物、副矿物、钙质斜长石等在重力作用下沉向岩浆房底部，而岩浆房上部则聚集富含不相容组分的残余岩浆（Cerny et al.，2005；Wang Xiang et al.，2021）。至晚三叠世，本区的构造环境由松弛进入拉张（孙涛等，2003；于津海等，2007），表现为印支早期发育的压扭断裂转变为张扭断裂，导致深部岩浆房中高度分异的、体量较小的残余岩浆沿着这些断裂被动侵位，以补体花岗岩的形式侵入到主体花岗岩（同造山花岗岩）岩基中，形成复式花岗岩体。由于它们的岩浆在岩浆房中经历了高度的分离结晶作用，它们的岩性呈现为高分异的二云母/白云母碱长花岗岩。通过对紫云山和石板弯两个复式花岗岩体中补体花岗岩的岩相学、岩石化学和锆石学研究，笔者等确定，紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩为造山后花岗岩。这一点可得到下列事实的支持：
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（1）同源性：紫云山岩体中白云母碱长花岗岩（补体花岗岩）和花岗闪长岩（主体花岗岩）中的锆石n（176Hf）/n（177Hf）初始值和εHf（t）值几乎完全相同，石板弯岩体中二云母碱长花岗岩（补体花岗岩）和黑云母二长花岗岩（主体花岗岩）中的锆石n（176Hf）/n（177Hf）初始值和εHf（t）值也几乎完全一致（表7和图8），说明补体花岗岩和主体花岗岩是同源的。钟玉芳等（2011）测得印支期江西蒙山复式岩体的黑云母花岗岩（主体花岗岩）和细粒花岗岩（补体花岗岩）的全岩n（87Sr）/n（86Sr）初始值分别为0.7117和0.7122，证明两者是同源的；柏道远等（2016）通过微量元素（稀土元素）分析也发现印支期湖南瓦屋塘复式岩体的早期侵入体（黑云母花岗岩）和晚期侵入体（二云母花岗岩）是同源的，但后者的岩浆分异程度明显高于前者。
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（2）高分异性：造山后花岗岩浆就是产生同造山花岗岩浆的岩浆房中的残余岩浆，因为其经历了长时间的分离结晶作用而表现出高分异的岩相学和地球化学特征（汪相，2018，2022）。紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩（皆为补体花岗岩）的主要矿物为钾长石、钠长石（平均牌号为An2.83，见表1）、石英、白云母，含较多的挥发分矿物和金属硫化物（见第2节）；富Si贫（Ca+Mg+Fe）和（Ti+P）（表2和图3），贫相容元素（Ba、Sr、V、Cr、Co、Ni、Zr、Hf、Th和轻稀土元素），富不相容元素（Rb、Nb、Ta、U、Ga、Y），且有强烈的Eu负异常（Eu/Eu*平均值为0.14）（表3、4和图4）。这些岩相学和岩石化学特征表明，它们的母岩浆经历过高度的分离结晶作用，为深部岩浆房中的残余岩浆（汪相，2018，2022）。湘赣桂及邻区许多复式岩体中的补体花岗岩（如：江西金滩二云母花岗岩，据赵葵东等，2013；湖南瓦屋塘二云母花岗岩，据柏道远等，2016；湖南阳明山白云母花岗岩，据刘伟等，2014；湖南白马山二云母花岗岩，据王川等，2021；广西栗木白云母花岗岩，据羊士赣和王瑞湖，2004）也有相似的岩相学和岩石化学特征，说明它们都经历过长时间的分离结晶作用，故被认为是造山后花岗岩。
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（3）晚期的定位年龄：紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩（皆为补体花岗岩）的成岩年龄分别为217.4±2.8 Ma和217.4±2.2 Ma（见4.3节），这两个年龄都落在湘赣桂及邻区印支晚期花岗岩的定位年龄峰期内（~217 Ma，见图9），比印支早期同造山花岗岩的峰期定位年龄（~239 Ma，见图9）晚了~22 Ma。丁兴等（2005）和王丽娟等（2007）的研究显示225~207 Ma的花岗岩具有板内—碰撞后的特征，属于造山后花岗岩。文献资料反映，大多数印支晚期花岗岩已被定性为造山后花岗岩（王岳军等，2002；陈卫锋等，2006；Wang Yuejun et al.，2007；于津海等，2007；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011；张怀峰等，2014）。
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（4）岩瘤/岩脉产状：根据上述同源性、高分异性和晚期定位年龄的特征，造山后花岗岩浆可以被认为是同造山花岗岩浆在岩浆房中经过了长时间（~22 Ma）的分离结晶作用后的残余岩浆，故它们的体量一般很小（汪相，2018，2022）。在野外，作为补体相的紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩分别以岩脉和岩瘤产状出露（图1），这与它们的造山后花岗岩的构造属性基本吻合。实际上，印支晚期白云母/二云母碱长花岗岩普遍以岩株/岩瘤/岩脉的产状出露于早期侵位的花岗岩基中（如：江西金滩二云母花岗岩，据赵葵东等，2013；湖南阳明山白云母花岗岩，据刘伟等，2014；湖南瓦屋塘二云母花岗岩，据柏道远等，2016）。
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（5）伸展环境：大量研究结果显示，至晚三叠世湘赣桂及邻区由松弛进入伸展的构造环境（Charvet et al.，1996；于津海等，2007；Wang Yuejun et al.，2007，2013；徐先兵等，2009；Mao Jianren et al.，2011）。通过华南板块印支期最早侵位的基性岩（湖南道县玄武岩中辉长岩捕掳体）的测年工作，范蔚茗等（2003）认为，华南地区在220 Ma时存在一次岩石圈伸展减薄事件；同时，大量出现的A型花岗岩（如：浙西南靖居A型花岗岩，据李万友等，2012；湖南锡田A型花岗岩，据姚远等，2013；江西蔡江A型花岗岩，据Zhao Kuidong et al.，2013）也证实了印支晚期的伸展环境。
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基于以上讨论，笔者等认为紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩（包括湘赣桂及邻区~217 Ma定位年龄、高分异、岩瘤/岩株产状的花岗岩体）为典型的造山后花岗岩。
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5.3 湘赣桂及邻区的印支运动
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“印支运动”最早是Deprat（1914）提出的，源于越南三叠纪Pre-Norian（前诺利阶）和Pre-Rhaetian（前瑞替阶）间的两个不整合面。目前该运动已被定义为：由印支地块与华南地块之间的碰撞引起的一次发生在三叠纪的造山作用（Deprat，1914；任纪舜，1990；Carter et al.，2001；Faure et al.，2014）。前人已针对该构造运动在华南地区的强烈表现（如：逆冲推覆构造、地层缺失、花岗岩浆活动及成矿作用等）展开了广泛深入的研究工作，取得了一系列重大认识（Wang Yuejun et al.，2007，2013；柏道远等，2016）。然而，如何界定华南地区的“印支运动”？即：它始于什么时间？分作几个阶段？终于什么时间？尚未有确切的定论。笔者等依靠湘赣桂及邻区的花岗岩的定位年龄和构造属性等大量的文献资料，试图对上述问题开展讨论。
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首先，笔者等认为华南地区印支运动的挤压作用阶段始于~250 Ma，终于~225 Ma，即印支早期的时间跨度为~250 Ma至~225 Ma，基于以下4点理由：
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（1）华南板块与印支板块陆陆碰撞开始于早三叠世（Lepvrier et al.，1997；Faure et al.，2014），具体地说为258~243 Ma之间（Lepvrier et al.，1997；Carter et al.，2001），其中值为~250 Ma。因此，许多学者都把~250 Ma作为印支运动的开始时间（于津海等，2007；张国伟等，2013；覃洪锋等，2018；王岳军等，2022）。
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（2）三叠纪初的华南板块可能还受到峨眉山地幔柱活动（谢桂青等，2001）、扬子地块碰撞（许靖华等，1987）和古太平洋俯冲作用（Li Zhengxiang et al.，2007）等多个构造体制的影响，造成陆内地壳物质叠置加厚（地壳厚度可达45 km以上，据王岳军等，2002），从而产生面型分布的印支早期花岗岩（任纪舜，1990；张国伟等，2013）。结合笔者等的年龄测试数据（见4.3节）和年龄数据统计分析（图9）以及前人的构造学分析（徐先兵等，2009；张国伟等，2013；张怀峰等，2014），印支期同造山花岗岩的定位年龄峰值出现在~239 Ma，即同造山作用开始后的~10 Ma之后才出现大量的同造山花岗岩，这一点与南岭地区同造山花岗岩的形成时间（~155 Ma，据汪相和楼法生，2022）晚于燕山运动的起始时间（~165 Ma，据汪相和楼法生，2022）约10 Ma的事实非常相似。
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（3）在该同造山作用阶段，华南地区发育了大量逆冲推覆构造（彭少梅和彭松柏，1995）、韧性剪切带（蔡建新，2006）和盖层褶皱（柏道远等，2006；徐先兵等，2009），也出现了走向北西西或近东—西向具右旋走滑压扭性逆冲构造体系（王岳军等，2022）和南北向的挤压缩短（Wang Yuejun et al.，2013）。
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（4）许多学者认为印支运动的挤压作用向伸展作用的转换发生在中三叠世至晚三叠世之间（Wang Yuejun et al.，2007；宋博等，2013；张怀峰等，2014；覃洪锋等，2018），少数学者明确地定为~225 Ma（于津海等，2007；Wang Yuejun et al.，2010）。
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值得指出的是，秦岭—大别超高压碰撞造山带形成于~240 Ma（李曙光等，1993），与华南板内大规模同造山花岗岩浆作用同时发生，这意味着在印支早期发生了华南板块与华北板块的碰撞拼合作用。
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其次，笔者等认为华南地区印支运动的伸展作用阶段始于~225 Ma，终于~215 Ma，即印支晚期的时间跨度为~225 Ma至~215 Ma，基于以下3点理由：
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（1）从晚三叠世开始，华南地区进入造山后的伸展作用阶段（Charvet et al.，1996；钟大赉，1998；于津海等，2007；Mao Jianren et al.，2011；张怀峰等，2014；覃洪锋等，2018）。部分学者认为该伸展阶段可以持续到~215 Ma（覃洪锋等，2018）。
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（2）大规模造山后花岗岩的侵入作用指示了伸展作用达到高潮，同时也预示了伸展作用即将结束（汪相和楼法生，2022；汪相，2022）。事实上，南岭地区燕山期造山后花岗岩的定位年龄为~133 Ma，伸展作用结束的时间为~130 Ma（汪相和楼法生，2022），两者之间相差~3 Ma。笔者等的年龄测试结果（见4.3节）和年龄数据统计分析（图9）以及前人的构造学分析（于津海等，2007；徐先兵等，2009；张国伟等，2013；张怀峰等，2014）都显示华南地区造山后花岗岩的定位年龄峰值出现在~217 Ma。因此，笔者等采纳印支期伸展作用的结束时间为~215 Ma（覃洪锋等，2018），两者之间相差约2 Ma。
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（3）在该造山后作用阶段，广西凭祥三叠世盆地中出现219 Ma的碱质基性岩（宋博等，2013）；而在华南地区，发现有多个A型花岗岩体（覃晓云等，2017；Xu Xianbing et al.，2018），它们的定位年龄接近于伸展作用的高峰期，如：福建高溪的A型花岗岩（214.6 Ma，据陈迪云等，1997）和浙江靖居的正长花岗岩（215 Ma，据李万友等，2012）。
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因此，笔者等认为华南地区整个印支运动开始于~250 Ma，结束于~215 Ma，其中印支早期（即同造山阶段）的时间范围为~250 Ma至~225 Ma（以同造山花岗岩的峰期年龄~239 Ma为标志），印支晚期（即造山后阶段）的时间范围为~225 Ma至~215 Ma（以造山后花岗岩的峰期年龄~217 Ma为标志）（图9）。
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5.4 成矿作用
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南岭地区（即湘赣桂及邻区）的燕山期花岗岩一枝独秀，是最主要的成矿花岗岩（陈毓川等，2014）。近年来的找矿勘探工作发现，一些原本为燕山期的矿床被确定为印支期（如：湖南荷花坪锡多金属矿，据蔡明海等，2006；江西仙鹅塘钨锡矿，据刘善宝等，2008）。事实上，在南岭地区，印支期花岗岩具有不可估量的成矿能力（华仁民等，2010）。它们可以产生许多超大型—大型的岩浆热液矿床（如：湖南锡矿山锑矿，据匡文龙，2000；湖南川口钨矿，据蔡富成等，2021；广东诸广山铀矿，据陈培荣等，2007；广西栗木钨锡矿，据杨锋等，2009）。然而，与印支期成矿作用相关的是哪个年龄段、哪种成因类型的花岗岩？印支期岩浆热液矿床是如何形成的？笔者等通过广西云头界钨矿的成矿年龄测定和湘赣桂及邻区岩浆热液矿床的成矿年龄统计分析确定这些岩浆热液矿床主要形成于印支晚期（215~225 Ma），它们的“成矿母岩”是印支晚期的造山后花岗岩，依据如下：
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（1）毛景文等（2008）和李晓峰等（2012）发现南岭地区的印支期的成矿作用集中在220~210 Ma之间。笔者等通过统计分析发现，湘赣桂及邻区印支期岩浆热液矿床的成矿年龄主要分布在224~212 Ma范围内（表8和图9），这与该地区大量的造山后花岗岩的形成年龄（224~212 Ma，见表8和图9）完全吻合。笔者等测定的石板弯复式花岗岩体中云头界钨矿的成矿时间为217.7±2.8 Ma，补体相二云母碱长花岗岩的形成年龄为217.4±2.2 Ma（见4.3节），两者完全相等且落在印支晚期的时间段内。湘赣桂及邻区其他矿床也有类似特征，即成矿年龄与造山后花岗岩的定位年龄相等，如：栗木岩体的锡成矿年龄（214.3 Ma，据李晓峰等，2012）和白云母花岗岩的定位年龄（218.3 Ma，据康志强等，2012）、王仙岭岩体的钨成矿年龄（219.5 Ma，据严宸，2019）和二云母花岗岩的定位年龄（217.8 Ma，据严宸，2019）、川口岩体中的钨成矿年龄（224.6 Ma，据蔡富成等，2021）和白云母花岗岩的定位年龄（223.1 Ma，据蔡富成等，2021）。
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（2）笔者等揭示出，大坪铷矿与紫云山复式岩体中的白云母碱长花岗岩（补体花岗岩）伴生在一起，云头界钨矿与石板弯复式岩体中的二云母碱长花岗岩（补体花岗岩）相邻，岩浆—热液矿床与补体花岗岩之间具有紧密的空间关系（图1）。毛景文等（2008）提到，湘赣桂及邻区的印支期岩浆热液矿床往往围绕造山后花岗岩（主要为二云母碱长花岗岩）分布，如：广西都庞岭二云母花岗岩与钨锡矿紧密接触（邹先武等，2009）、广西栗木锡矿体产在白云母花岗岩中（康志强等，2012）、江西九龙脑二云母花岗岩在空间上与铀矿关系密切（王登红等，2016）、湖南崇阳坪补体花岗岩在空间上与钨成矿关系密切（苏康明等，2016）、湖南王仙岭二云母花岗岩产出钨矿（严宸，2019）。
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（3）笔者等通过对紫云山和石板弯复式花岗岩体中的补体花岗岩的岩相学（见第2节）和地球化学（见第3节）分析发现，它们具有高分异花岗岩的特征，这一点也充分地表现在湘赣桂及邻区成矿的造山后花岗岩上（见5.2节）。柏道远等（2007）发现，印支期成矿花岗岩普遍富集成矿元素、挥发分，并具有明显的Eu负异常，而高分异的花岗岩浆正是岩浆热液成矿作用的必要条件（翟裕生等，2011）。
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（4）通过比较锆石的n（176Hf）/n（177Hf）初始值可以判断锆石结晶介质的起源特征（Wang Xiang et al.，2003）。本文的云头界钨矿和石板弯二云母碱长花岗岩的锆石分别具有0.282336~0.282529和0.282340~0.282546的n（176Hf）/n（177Hf）初始值以及-10.3~-1.3和-10.5~-3.7的εHf（t）值，两者的Hf同位素成分几乎完全一致，显示出成矿物质与高分异的造山后花岗岩是同源的。
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综上所述，印支晚期的岩浆热液矿床的“成矿母岩”应该是印支晚期的造山后花岗岩。然而，造山后花岗岩的产状通常为岩瘤或岩枝（如：紫云山白云母碱长花岗岩和石板弯二云母碱长花岗岩，见图1），从质量平衡的角度看，这种花岗质岩瘤或岩枝不可能分异出中型—大型的稀有金属矿。事实上，印支晚期的造山后花岗岩几乎都是细粒或微粒结构（图2），暗示着它们的岩浆是快速定位和结晶的，即它们没有足够的时间“将有用物质聚集起来”（翟裕生等，2011）而形成岩浆热液矿床。那么，造山后花岗岩是如何成为岩浆热液矿床的“成矿母岩”的呢？
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这里，笔者等完全地借用南岭地区燕山期（汪相和楼法生，2022）和中国东南部黄山期（汪相，2022）花岗岩浆活动及其成矿作用的成矿模式，来阐述湘赣桂及邻区印支期花岗岩的成岩—成矿作用。本研究显示，湘赣桂及邻区的~239 Ma主体花岗岩（同造山花岗岩）、~217 Ma补体花岗岩（造山后花岗岩）和~217 Ma稀有金属矿（表8）构成了典型的“三位一体”的时空特征，它充分地说明了：① 湘赣桂及邻区在~239 Ma 达到挤压高峰，形成了深部岩浆房及其印支早期同造山花岗岩；② 随后，留存在深部岩浆房中的大量花岗岩浆开始漫长的分离结晶作用，导致在岩浆房顶部演化出富含成矿物质的残余岩浆；③ 当湘赣桂及邻区的构造环境在~217 Ma达到伸展高峰时，岩浆房中残余的少量的高分异花岗岩浆沿着张性断裂快速上升定位；④ 由于压力和温度的急剧下降，残余岩浆中的流体大量逸出而分解成两部分：富含成矿物质的硅质流体和碱性长英质熔体（Veksler，2004）；⑤ 前者的密度和黏度较低，故率先进入张性体系的上端，形成脉型或云英岩型岩浆热液矿床；后者在张性构造的下部冷凝结晶而形成造山后花岗岩。因此，~217 Ma的造山后花岗岩与岩浆热液矿床是一对同源分体，两者的时空分布及其成因联系显示了完整的（成矿物质）“源—运—储”的成矿过程。当然，这个“三位一体”（主体花岗岩—补体花岗岩—岩浆热液矿床）的成矿模式能否成立的关键在于：深部岩浆房是否可以在地壳深部存活20 Ma以上。Wang Xiang等（2021）已通过热力学计算证明，在地壳20 km深处的、体积大于475 km3的花岗岩浆房，从初始岩浆温度（约950℃，据Hall，1996）下降到固相线温度（约600℃，据London et al.，1989）可以持续20 Ma以上。
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6 结论
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通过对湖南紫云山和广西石板弯两个复式花岗岩体的岩相学、岩石化学和锆石学的系统研究，本文初步获得以下结论：
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（1）两个复式花岗岩体的主体相具有正常花岗岩的组成矿物（斜长石、钾长石、石英、黑云母和普通角闪石）和岩石化学成分（如：SiO2含量为67.23%~71.94%、FeOT含量为2.03%~3.73%），富相容的微量元素（如：Ba、Sr、Zr），贫不相容的微量元素（如：Rb、Ta、U），Eu负异常不明显（Eu/Eu*平均值为0.49）。它们的（岩浆）锆石U-Pb年龄平均值为239.7±3.3 Ma，（岩浆）锆石εHf（t）值变化范围为-8.8~-1.0，代表华南印支运动的同造山花岗岩。
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（2）两个复式花岗岩体的补体相具有高分异特征的组成矿物（钾长石、钠长石、石英、白云母和少量挥发分矿物）和岩石化学成分（富Si贫Ca、Mg、Fe），贫相容元素（如：Ba、Sr、Zr），富不相容元素（如：Rb、Ta、U），并具有强烈Eu负异常（Eu/Eu*平均值为0.14）。它们的（热液）锆石U-Pb年龄平均值为217.4±3.6 Ma，（热液）锆石εHf（t）值变化范围为-10.3~-1.3，故它们是由与主体花岗岩同源的高分异花岗岩浆结晶而成，代表华南印支运动造山后花岗岩。
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（3）云头界钨矿石中的（热液）锆石U-Pb年龄为217.7±2.8 Ma、（热液）锆石εHf（t）值为-10.5~-3.7，与石板弯二云母碱长花岗岩的（热液）锆石U-Pb年龄和（热液）锆石Hf同位素成分完全相同，说明两者之间具有密切的成因联系。
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结合湘赣桂及邻区的构造地质资料和花岗岩浆活动及其成矿作用的年代学数据，笔者等建议华南印支运动始于~250 Ma，终于~215 Ma，其中印支早期（250~225 Ma）的挤压作用高峰和印支晚期（225~215 Ma）的伸展作用高峰分别出现在~239 Ma和~217 Ma，后者伴生了大量的岩浆热液成矿作用。
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致谢：两位审稿专家对本文提出了多方面、建设性的修改意见，湖南省地质调查院文春华高级工程师提供了紫云山复式花岗岩体的野外资料，南京大学地球科学与工程学院潘宇观工程师、陈佳妮工程师、马建硕士，协助完成了部分野外采样和室内分析工作，在此一并表示衷心感谢。
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摘要
华南印支期花岗岩主要分布在湘、赣、桂及其邻区，其岩体数量之多、出露面积之广使得它们成为华南花岗岩研究的重要组成部分，但是，对于它们的构造属性及其与成矿作用的关系仍众说纷纭。笔者等选取湘西双峰县紫云山和桂东北资源县石板弯两个印支期复式花岗岩体，对它们的主体相和补体相分别开展了岩相学、岩石化学和锆石学的系统研究，从而确定：① 这两个复式花岗岩体的主体相的岩性分别为（紫云山）花岗闪长岩和（石板弯）黑云母二长花岗岩，具有正常的花岗岩岩石化学成分（如：SiO2含量为67.23%~71.94%、FeOT含量为2.03%~3.73%），富相容的微量元素（如：Ba、Sr、Zr等），不明显的Eu负异常（Eu/Eu*平均值为0.49）；它们的岩浆锆石U-Pb年龄和εHf(t)值分别为239.6±2.3 Ma和-4.9~-1.0（紫云山花岗闪长岩）、239.7±3.3 Ma和-8.8~-1.1（石板弯黑云母二长花岗岩）；因此，它们属于印支早期的同造山花岗岩。② 这两个复式花岗岩体补体相的岩性分别为（紫云山）白云母碱长花岗岩和（石板弯）二云母碱长花岗岩，具有较高的SiO2含量（73.92%~76.55%）和较低的FeOT含量（0.71%~1.21%），富不相容的微量元素（如：Rb、Ta、U等），强烈的Eu负异常（Eu/Eu*平均值为0.14）；它们的热液锆石U-Pb年龄和εHf(t) 值分别为217.4±2.8 Ma和-7.3~-1.3（紫云山白云母碱长花岗岩）、217.4±2.2 Ma和-10.3~-3.1（石板弯二云母碱长花岗岩）。因此，它们属于印支晚期的造山后花岗岩。另外，石板弯复式花岗岩体中云头界钨矿石中的热液锆石U-Pb年龄和εHf(t) 值分别为217.7±2.8 Ma和-10.5~-3.7，与石板弯二云母碱长花岗岩中的热液锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成完全一致，说明两者具有密切的成因联系。笔者等认为：在早三叠世，华南板块受到印支板块、华北板块、太平洋板块等多个构造单元的挤压作用，造成华南地块地壳加厚和深熔作用；在~239 Ma，该区的挤压作用达到高峰，深部岩浆房中的初始花岗岩浆主动侵位形成同造山花岗岩（即复式花岗岩体的主体相）；挤压高峰后，深部岩浆房中巨量的花岗岩浆开始漫长的分离结晶作用，导致岩浆房上部出现高度富集成矿物质的残余岩浆；在~225 Ma，该区的构造环境由挤压转为伸展，并在~217 Ma达到伸展作用的高峰期，此时深部岩浆房中高度分异的、体量很小的残余岩浆沿着张性断裂被动侵位；由于压力和温度的骤减，上升过程中的残余花岗岩浆发生流体—熔体溶离作用而分解为含大量成矿物质的硅质流体和碱性过铝质熔体，前者形成石英脉型或云英岩型岩浆热液矿床，而后者则形成造山后花岗岩（即复式花岗岩体的补体相）。根据该区同造山花岗岩的定位年龄所代表的挤压作用高峰期（~239 Ma）和造山后花岗岩的定位年龄所代表的伸展作用高峰期（~217 Ma）及大量的成岩和成矿作用的年代学资料，笔者等建议华南印支运动的时间范围可分为挤压环境的印支早期（250~225 Ma）和伸展环境的印支晚期（225~215 Ma）两个阶段，而绝大多数的岩浆热液矿床应该形成在印支晚期伸展作用的高峰期（~217 Ma）。
Abstract
Objectives: The Indosinian granites in South China are mainly distributed in Hunan, Jiangxi, Guangxi Provinces and their adjacent areas. The large scale of these granites makes them an important research objective in granite petrology of South China. However, there are still questions on their tectonic implication and their relationship with mineralization.
Methods: This paper takes the Ziyunshan granitic complex in Shuangfeng County, western Hunan Province, and the Shibanwan granitic complex in Ziyuan County, northeastern Guangxi Zhuang Autonomous Region, as investigated samples, and carries out petrographic, geochemical and zirconological researches on their main intrusive phases and subsequent intrusive phases.
Results and Conclusions:
(1) The main intrusive phases of the two granitic complexes are a granodiorite for the Ziyunshan complex and a biotite monzogranite for the Shibanwan complex. They show whole-rock compositions of normal granite（e. g., 67.23%~71.94% SiO2 and 2.03%~3.73% FeOT）, and are enriched in compatible trace elements（e. g., Ba, Sr, Zr, etc.）, with negative Eu anomalies（average Eu/Eu* ratio is 0.49）. Their zircon U-Pb ages and εHf(t) values are 239.6±2.3 Ma and -4.9~-1.0 for the Ziyunshan granodiorite, and 239.7±3.3 Ma and -8.8~-1.1 for the Shibanwan biotite monzogranite, respectively. Therefore, this paper concludes that they belong to the early Indosinian syn-orogenic granites.
(2) The subsequent intrusive phases of the two granitic complexes are a muscovite alkali-feldspar granite for the Ziyunshan complex and a two-mica alkali-feldspar granite for the Shibanwan complex, with high SiO2 content (73.92%~76.55%), low FeOT content（0.71%~1.21%）, enriched in compatible trace elements（e. g. Rb, Ta, U, etc.）, with strong negative Eu anomalies（average Eu/Eu* ratio is 0.14）；Their zircon U-Pb ages and εHf(t) values are 217.4±2.8 Ma and -7.3~-1.3 for the Ziyunshan muscovite alkali-feldspar granite, and 217.4±2.2 Ma and -10.3~-3.1 for the Shibanwan two-mica alkali-feldspar granite, respectively. Therefore, this paper concludes that they belong to the late Indosinian post-orogenic granites.
(3) In addition, the U-Pb ages and εHf(t) values of the hydrothermal zircons from the Yuntoujie W deposit in the Shibanwan granitic complex are 217.7±2.8 Ma and -10.5~-3.7, respectively, which are completely similar to the U-Pb ages and Hf isotopic compositions of the hydrothermal zircons from the Shibanwan two-mica alkali-feldspar granite, indicating a direct genetic relationship between the two. This paper proposes that the South China plate was compressed by three plates in the Early Triassic, including the Indosinian plate, the North China plate and the Pacific plate, resulting in anatexis of crustal thickening. At ~239 Ma, the compression in this area reached its peak, and the initial granitic magma in the deep-seated magma chamber emplaced in the forceful mechanisms to form syn-orogenic granites（i. e., the main intrusive phases of the granitic complexes）；after the compression peak, huge amount of granitic magma in deep-seated chamber underwent an ultra-long time of fractional crystallization, resulting in occurrence of residual magma extremely enriched in ore-forming material at the top of magma chamber；At ~225 Ma, the tectonic environment of this area changed from compression to extension, and reached the extension peak at ~217 Ma, when very small volume of highly-fractionated residual magma ascended rapidly along these crustal extensional faults from the deep-seated magma chamber in the permissive mechanisms；Due to the abrupt decrease of pressure and temperature, the highly-fractionated residual magma during the emplacement could split into two portions by fluid—melt immiscibility: ore-forming material-bearing silicious fluid and strongly felsic melt；the former formed the quartz vein-type or greisen-type magmatic—hydrothermal deposits, while the latter formed the post-orogenic granites（i. e., the subsequent intrusive phases of the granitic complexes）.
(4) Based on the peak period of compression（~239 Ma）determined by the ages of the syn-orogenic granites, and the peak period of extension（~217 Ma）determined by the ages of the post-orogenic granites in this area, as well as a large amount of geochronological data of diagenesis and mineralization, this study suggests that the time frame of the Indosinian movement in Hunan, Jiangxi, Guangxi Province and their adjacent areas could be divided into two periods: the early Indosinian（250~225 Ma）in the compression environment and the late Indosinian（225~215 Ma）in the extension environment, and that the majority of magmatic—hydrothermal deposits should be formed during the peak of the late Indosinian extension（~217 Ma）.
