2017, Vol. 36
2. 江西省有色地质勘查四队, 江西景德镇 333000;
3. 江西省地质矿产勘查开发局赣东北大队, 江西上饶 334000
, NI Pei1
, WANG Guo-guang1, YANG Yu-long1, ZHU Ren-zhi1, FAN Ming-sen1, HU Jin-shan2, LUO Ping3, LIN Wen-hai2
2. The No.4 brigade of the Jiangxi Nonferrous Metals Geological Exploration Bureau, Jingdezhen Jiangxi 333000, China;
3. Northeast Geological Party of Jiangxi Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration, Shangrao Jiangxi 334000, China
江南造山带位于华南板块中部，是扬子板块和华夏板块的拼贴带(Zhou et al., 2004)，其主体呈弧形展布，由一系列浅变质的沉积-火山岩系和近同期的侵入体组成(图 1；Wang et al., 2014)。有关江南造山带东段构造环境的研究主要集中在新元古代(李献华等, 2001, 2012；Zheng et al., 2008；Li et al., 2009；Wang et al., 2012；Zhao，2015)，而对中元古代的构造背景则缺乏深入认识。目前学界对江南造山作用是否为格林威尔期造山事件意见不一，主要有两种观点：一部分学者基于江南造山带中的1.3~1.0 Ga的变质作用事件，认为江南造山带为格林威尔期造山活动产物(Li et al., 2007, 2008)；另一部分学者则根据江南造山带的主体造山时间在870~820 Ma，而非格林威尔期的1.19~0.98 Ga、造山过程中普遍发生绿片岩相变质而并非格林威尔造山带中广泛出现的麻粒岩相变质，认为江南造山作用并非格林威尔期的造山事件(周金城等，2008; Zhao et al., 2011)。
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(a)江南造山带构造纲要图；(b)江南造山带东段地质略图。据Wang等(2012) 图 1 江南造山带东段地质图 Figure 1 Geological map of the eastern Jiangnan Orogen in South China |
世界范围内典型的格林威尔造山事件主要发生在中元古代晚期，部分发生在新元古代早期(1.19~0.98 Ga；Rivers，1997)。但目前所报道的江南造山带的岩浆事件多集中在新元古代，对格林威尔期(中元古代晚期)研究较少，不利于对江南造山带构造演化的全面认识。本次研究首次报道了江南造山带东段的中元古代晚期侵入体，通过详细的锆石U-Pb年代学、全岩地球化学研究，对岩石类型和构造环境进行约束，对江南造山带东段晚中元古代构造背景进行探讨，并通过与格林威尔造山带的构造环境对比，为江南造山带是否是格林威尔期造山事件的讨论提供有力证据。
1 地质背景招宾岩体是江南造山带东段的一个重要岩体，大地构造位置属扬子板块东南缘。区域岩浆活动频繁，发育有晚中元古代花岗岩荷田岩体(1068 Ma，年龄数据未发表)、燕山期花岗斑岩和石英斑岩。与招宾岩体相接触的铁砂街混杂岩带内有晚中元古代(1172~1132 Ma)石英角斑岩、流纹岩、凝灰岩(Li et al., 2013; 高林志等，2013；张恒等，2015；1010~980 Ma)和洋岛玄武岩发育(Wang et al., 2016)。
招宾岩体呈东西走向，西至江西省弋阳县石凉山，东至喻家村，出露面积约12 km2，主要岩性为碱长花岗岩。岩体由中心向边部黑云母含量递减，矿物粒径变细。岩体内部有北北东向断层穿过，部分区域发生位置错动。
本次研究共采集碱长花岗岩样品5件，采样点位置见图 2(GPS坐标28°17′6″N，117°24′28″E)。岩石手标本呈灰色至浅红色，块状构造(图 3a)。主要矿物有碱性长石(55%)、石英(35%)，以及少量黑云母(5%)和斜长石(5%)。碱性长石以条纹长石和钾长石为主。条纹长石中碱性长石出溶作用形成钠长石条纹(图 3b)。石英呈他形和长石交织成文象结构(图 3c、3d)。黑云母单偏光镜下呈黄绿色(图 3e)，以矿物集合体形式产出于石英、长石颗粒间隙(图 3f)。
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修改自Li等(2013) 图 2 研究区地质简图 Figure 2 Simplified geological map of the study area |
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Qtz-石英；Bt-黑云母；Fs-长石；Per-条纹长石；Kfs-钾长石；Pl-斜长石 图 3 招宾碱长花岗岩显微照片 Figure 3 Photos and microphotographs of the Zhaobin alkali feldspar granite |
选取招宾岩体中碱长花岗岩(ZBG05)进行锆石U-Pb同位素定年、全岩地球化学分析。经过破碎、浮选和电选等程序选出单颗粒锆石，并选取晶型较好颗粒进行制靶。于北京锆年领航科技有限公司完成锆石阴极发光(CL)分析，于南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用LA-ICP-MS进行U-Pb同位素定年工作。ICP-MS分析所用仪器型号为Agilent 7500a型，激光剥蚀采用New Wave公司生产的UP213型固体激光剥蚀系统完成。实验原理和具体实验方法参见Jackson等(2004)。普通铅矫正采用方法为Andersen(2002)，校正后采用Isoplot程序(v. 3.23，Ludwig，2003)计算数据年龄并完成谐和图绘制。
主量元素测试于南京大学现代分析中心完成，测试方法为XRF，测试仪器为ARL9800XP+型X射线荧光光谱仪，分析精度优于5%。微量元素分析仪器为高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(Finnigan Element Ⅱ)，样品测定相对标准偏差小于10%，具体分析工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成(高剑峰等，2003)。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb定年样品的锆石U-Pb定年结果见表 1，所测锆石颗粒阴极发光(CL)图像及测定点位见图 4，锆石年龄谐和图见图 5。对19个锆石年龄进行加权平均，得出招宾岩体年龄为(1153±7) Ma(n=19，MSWD=0.08)。
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表 1 招宾岩体锆石LA-ICP-MS U-Th-Pb分析结果 Table 1 The analytical results of U-Th-Pb for zircons from the Zhaobin pluton by using LA-ICP-MS |
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图 4 招宾岩体锆石CL图像 Figure 4 Cathodoluminescence images of zircon grains of the Zhaobin pluton |
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图 5 招宾岩体锆石U-Pb谐和线图 Figure 5 U-Pb concordia diagram for zircon grains from the Zhaobin pluton |
所选锆石单晶体呈无色透明，半自形-自形。长宽比1 ︰ 1~2 ︰ 1，长度为100~150 μm。CL图像(图 4)中可见岩浆振荡环带。锆石中Th/U值为0.64~0.99，均值大于0.4(Rubatto and Gebauer, 2000)，为典型岩浆锆石。
3.2 元素地球化学招宾岩体主量、稀土、微量元素分析结果及地球化学计算过程所用参数见表 2。
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表 2 岩体主量元素、稀土元素和微量元素含量 Table 2 Contents of major elements, trace elements and rare earth elements for the Zhaobin pluton |
主量元素显示，招宾岩体富硅(SiO2 74.3%~75.3%)、富碱(Na2O+K2O 7.39%~8.11%)，贫CaO(0.70%~0.92%)、MgO(0.05%~0.27%)。岩石碱度率指数为3.69~4.21，在SiO2-A.R.图解中，投点落在碱性区域。铝含量较低，Al2O3含量为11.2%~11.5%，铝饱和指数为0.92~0.99，均值为0.95，小于1.0。在A/NK-A/CNK图解中(图 6)，投点均落在准铝质区域，为准铝质花岗岩。
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(a)底图据Wright(1969)；(b)底图据Maniar和Piccoli(1989) 图 6 招宾岩体SiO2-A.R.(a)和A/NK-A/CNK(b)图解 Figure 6 Diagrams of SiO2-A.R.(a) and A/NK-A/CNK(b)for the Zhaobin pluton |
由表 2可见，招宾岩体稀土元素总量较高，其配分型式(图 7a)呈右倾型，轻重稀土分馏明显，轻稀土富集、重稀土亏损，其LREE/HREE为5.32~6.21，LaN/YbN为5.2~6.5。从微量元素来看，招宾岩体富集高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf和大离子亲石元素Rb、Th、U等，亏损Sr、P、Ti(图 7b)。稀土和微量数据同本地区同时代石英角斑岩、流纹岩地球化学特征相似(图 7)。
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稀土元素球粒标准化值据Boynton(1984)；微量元素标准化值据Sun和McDonough(1989) 图 7 招宾岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图和微量元素原始地幔蛛网图 Figure 7 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b)of the Zhaobin pluton |
江南造山带东段发育多期花岗质岩浆活动，如819 Ma九岭岩体(Li et al., 2003)、824 Ma歙县岩体(Wu et al., 2006)、805 Ma许村岩体(Wang et al., 2012)、790 Ma道林山岩体(Yao et al., 2014)。这些已发表的年龄数据中缺失中元古代花岗岩的年龄。本文报道的招宾岩体锆石U-Pb年龄为(1153±7) Ma(n=19，MSWD=0.08)，尚属首次，其年龄数据较为集中且无其他锆石年龄数据出现，是对此次酸性岩浆事件的准确限定。招宾岩体为江南造山带东段首次发现的晚中元古代花岗岩侵入体。
4.2 岩石类型划分A型花岗岩具有非常独特的地球化学特征，通常富硅、富碱和高场强元素，具有较高的Ga/Al、FeO*/MgO、Na2O+K2O/CaO等元素比值(Eby, 1990, 1992)。从主量元素特征来看，招宾岩体具有较高的SiO2(均值为74.9%)、Na2O+K2O(均值为7.60%)、FeO*/MgO(均值为37.2)、Na2O+K2O/CaO(均值为8.85)、AI(均值为0.91)，较低的CaO(均值为0.85%)、MgO(均值为0.12%)，明显不同于S型或Ⅰ型花岗岩(Whalen et al., 1987)，而与典型A型花岗岩一致(Whalen et al., 1987)。从微量元素特征来看，招宾岩体Ga/Al(×104)值为5.1~5.3(＞2.6)，表现为A型花岗岩的特征(Whalen et al., 1987)。在10000×Ga/Al-Zr+Nb+Ce+Y、FeO*/MgO-10000×Ga/Al、Zr-10000×Ga/Al、Nb-10000×Ga/Al图解中，招宾岩体样品点均落入A型花岗岩区域(图 8)。
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(a)底图来自Eby(1992)；图(b)、(c)、(d)底图来自Whalen等(1987) 图 8 A型花岗岩判别图解 Figure 8 Discriminant diagrams of A-type granites |
相较于I、S型花岗岩，A型花岗岩一般形成于更高温的岩浆中(King et al., 2001)。全岩组分计算(Watson and Harrison, 1983)得到招宾岩体的锆石饱和温度tzr为912~924℃，远大于I、S型花岗岩(通常低于800℃)(King et al., 1997)，和典型A型花岗岩相似。岩体中黑云母单偏光镜下呈黄绿色，为富铁质黑云母，原始母岩浆氧逸度较低。黑云母呈填隙状产出于条纹长石和石英颗粒之间，说明其形成时间晚于条纹长石和石英，原始母岩浆为无水岩浆。招宾岩体形成环境于高温无水的还原性岩浆中，为典型A型花岗岩的形成环境。
4.3 构造背景探讨 4.3.1 江南造山带东段晚中元古代构造环境探讨A型花岗岩的形成常与拉张的构造背景相关(Eby，1992)。Eby(1992)将A型花岗岩分为A1和A2两组。A1型花岗岩一般形成于非造山裂谷中，A2型花岗岩则以后造山伸展环境为主。招宾岩体中文象结构广泛发育，说明岩浆定位深度较浅，锆石饱和温度(912~924℃)较高说明地温梯度较高。这种较浅深度侵位、较高地温梯度的环境和拉张的构造背景相吻合。在Rb-Y+Nb和Nb-Y(Pearce et al., 1984)图解中(图 9)，招宾岩体投点落入板内区域。在Ce/Nb-Y/Nb(Eby，1992)图解(图 10)中，招宾岩体投点落在A1型花岗岩区域，说明其形成环境为非造山裂谷。
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底图据Pearce等(1984) 图 9 招宾岩体Rb-Y+Nb、Nb-Y构造判别图解 Figure 9 Diagrams of Rb-Y+Nb(a), and Nb-Y for the Zhaobin pluton |
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底图据Eby(1992) 图 10 招宾岩体Ce/Nb-Y/Nb关系图解 Figure 10 The Ce/Nb-Y/Nb diagram of the Zhaobin granite |
铁砂街地区与招宾岩体同时代的流纹岩和石英角斑岩(1150 Ma)经岩石类型判别后发现同样具有A1型花岗岩特征(图 9)且Rb-Y+Nb、Nb-Y图解投点(图 10)均落入板内区域。结合本文报道的晚中元古代A型花岗岩招宾岩体，江南造山带东段存在~1150 Ma的板内酸性岩浆事件，其形成构造背景为非造山裂谷。Wang(2016)报道了江南造山带东段晚中元古代1010~980 Ma玄武岩，认为具有OIB性质的铁砂街及刘家玄武岩形成于板内裂谷的构造背景中。由此，江南造山带东段晚中元古代曾发育多期板内岩浆活动，所以在~1150 Ma和1010~980 Ma时期为拉张的构造背景。
4.3.2 江南造山带是否是格林威尔期造山事件格林威尔造山作用是罗迪尼亚超大陆聚合过程中全球范围内发生的一次重大构造事件(Rivers，1997)，实质为劳伦古陆和亚马逊地体之间于1.19~0.98 Ga发生的“陆-陆碰撞作用”(Rivers，1997)。在格林威尔造山带中，1190~1140 Ma发生的构造逆冲作用，1000~980 Ma发生的高级变质作用(Rivers，1997)都表现为挤压的构造背景；而江南造山带在~1150 Ma和1010~980 Ma发生的分别是以招宾岩体为代表的板内酸性岩浆事件，和以铁砂街及刘家玄武岩所代表的板内基性岩浆作用(Wang et al., 2016)，皆表现为拉张的构造背景，并不同于格林威尔造山带中的挤压构造背景，由此推断江南造山带并非格林威尔期造山活动的产物。
5 结论(1) 招宾岩体具有高的FeO*/MgO、AI、10000×Ga/Al、Zr+Nb+Ce+Y值，较低的CaO、MgO、Sr、Eu值，为典型的A型花岗岩。其锆石饱和温度较高、填隙状富铁质黑云母和文象结构广泛发育，表明其形成于高温、无水的还原性岩浆中。
(2) 招宾岩体锆石U-Pb年龄为(1153±7) Ma，本文首次报道了江南造山带东段中元古代晚期A型花岗岩。
(3) 招宾岩体为A1型花岗岩，形成于非造山裂谷的构造背景中，说明格林威尔期江南造山带东段处于拉张的构造背景当中，江南造山带并非格林威尔期造山活动产物。
致谢: 武兵老师在锆石U-Pb测年过程中提供了技术支持，濮巍老师在微量元素测试方面给予了很大帮助，在此一并致谢。
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