2018, Vol. 34
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 东华理工大学地球科学学院, 南昌 330013;
4. 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083
, XU DeRu1,3
, YU DeShui1,2, WANG ZhiLin4, YE TingWei1,2, YU LiangLiang1,2, ZHU YuHua1,2
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. School of Earth Sciences, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;
4. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China
随着研究程度的不断加深，中国地质调查局近期把过去认为是华南成矿区的钦杭结合带单列为华南一个最重要的多金属成矿带来研究。目前钦杭结合带已成为华南最重要的多金属成矿带。前人对华南及钦杭成矿带的构造演化作了很多工作，包括加里东期的构造-热事件，但是对加里东造山事件的性质仍未有统一认识(Wang et al., 2013; Xu et al., 2007, 2008; Li, 1998)，争论的焦点是：华南加里东造山带是陆内造山，还是与大洋(古华南洋?)演化事件有关。许多学者通过沉积学研究，认为扬子和华夏两个独立板块被古华南洋分隔，在1000Ma左右的晋宁运动Ⅰ幕时，华南洋向两板块俯冲，在扬子板块东南缘形成褶皱带和在华夏古陆北缘形成沟弧盆体系；在880~850Ma的晋宁运动Ⅱ幕时，两板块间的古华南洋在扬子陆块东段消失，向西南散开的华南残洋的中-西段在后期的构造运动中不断碰撞关闭，直至加里东期(陈洪德等, 2006; 尹福光等, 2001; 殷鸿福等, 1999)。何卫红等(2014, 及文内参考文献)在钦杭结合带中发现TTG岩套及蛇绿岩套，岛弧和洋底性质的火山岩(667~254Ma)，同时结合扬子与华夏两板块的岩相古地理，共同证实了华南洋的存在和华夏与扬子两板块在早古生代末发生碰撞，华南洋消失的事实。不过，Wang et al. (2011,2012)、李聪等(2010)、舒良树(2006, 2012)、舒良树等(2008)、张芳荣等(2009)、Faure et al. (2009)、Zheng et al. (2008)、王淼和舒良树(2007)认为随着Rodinia超大陆的裂解，扬子板块与华夏板块发生分离，形成陆内裂谷盆地；到加里东时期，扬子与华夏板块的结合部位发生碰撞造山运动，其时间大致在460~415Ma之间(Wang et al., 2011; Li et al., 2010)。
上述看似矛盾的观点，实际并不矛盾。华南加里东造山与大洋事件有关的观点探讨了扬子板块和华夏板块在元古代碰撞的不完全性和不均匀性，导致古华南洋在加里东期的残存；而华南加里东造山属陆内性质的观点是在没有讨论扬子板块与华夏板块碰撞的不均一性的基础上认为始终不存在古华南洋而得出的结论。
花岗岩的成因与大地构造背景关系密切，其地球化学特征不仅示踪岩浆作用过程，也能广泛用于地球动力学背景(Sylvester, 1998; Finger et al., 1997)。早古生代时，大量的花岗岩在华南发育，时代为465~430Ma，大部分是S型或壳源花岗岩，少部分是Ⅰ型或壳幔混合型花岗岩，这些花岗岩均是板内或后碰撞环境下形成的(叶鸣等, 2015; 熊松泉等, 2015; 张乔, 2015; 崔圆圆, 2014; 熊昌利等, 2012)。
江西中部(简称“赣中”)山庄花岗岩岩体位于钦杭成矿带的南侧，对其成因和成岩地质背景的研究有助于判定华南加里东造山事件的性质。近年来对山庄花岗岩的岩石学、地球化学和同位素年代学方面的研究有了初步进展。江西省地质矿产局(1984)镜下鉴定山庄花岗岩为黑云斜长花岗岩；舒良树等(2000)作了山庄花岗岩体的Nd-Sr同位素研究；楼法生等(2002, 2005)分别作了山庄花岗岩地球化学、单颗粒锆石U-Pb定年(TIMS)分析；Wang et al. (2011)作了山庄花岗岩的锆石U-Pb定年分析(LA/SIMS)。前人对山庄花岗岩体的岩性与年龄分析并没有统一，且对山庄花岗岩源岩的地质特征及其成岩背景研究较薄弱。为解决这些问题、并为阐明华南加里东造山事件性质提供进一步依据，本文开展了山庄岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb定年、元素地球化学和Sr-Nd同位素的分析。
1 区域地质概况赣中山庄花岗岩岩体位于华夏地块和扬子地块碰撞缝合带，即钦杭成矿带南侧的华南加里东褶皱带中段，武功山-北武夷复背斜西段(余志庆等, 1989)。
区内构造较为发育，山庄花岗岩岩体主要被北部的广丰-萍乡深大断裂及南部的神山大断裂围限，其东部为神山倒转背斜，西部为穹窿构造(图 1)(江西省地质矿产局, 1984)。地层由西部的震旦系和寒武系向东逐渐过渡为中元古界神山群(Pt2ss)和青白口系潭头群(Qbt)及南华系杨家桥群(Nhy)，上述各地层均遭受了了中浅变质，其中杨家桥群下坊组是新余铁矿的赋矿层位；围限山庄花岗岩岩体的断裂外围的地层主要为石炭系、二叠系、三叠系，多分布在安福和萍乡盆地(江西省地质矿产局, 1984)。区内经历了多期次的构造事件，其岩浆活动也相当发育。形成的岩体主要加里东期的山庄花岗岩、张家坊和武功山花岗岩，燕山期的断泉、青龙山、明月山、温汤、雅山、山庄和松山花岗岩岩体等(Wang et al., 2011; 楼法生等, 2002, 2005; 江西省地质矿产局, 1984)(图 1)。
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图 1 山庄花岗岩区域地质图(a, 据杨明桂等, 2009; b, 据楼法生等, 2005修改) (1) 457±3Ma(锆石U-Pb LA, 楼法生等, 2005)；(2) 424±3Ma(锆石U-Pb LA/SIMS, Wang et al., 2011)；(3) 411Ma; 461±2Ma(全岩Rb-Sr, 汤加富等, 1991; 锆石U-Pb LA, 楼法生等, 2005)；Q-第四系冲积层；E-古近系红层；K2-上白垩统红层；T3-J1-上叠统-下侏罗统碎屑岩；T1-C-下三叠统沉积岩-石炭系；P-C-二叠系-石炭系碳酸盐；Z-Pz1-变质变形的震旦系-下古生界岩石；Pt2-中元古界神山群板岩、千枚岩、片岩；γ5-燕山期花岗岩；γ3-加里东期花岗岩 Fig. 1 Regional geological map of Shanzhuang granitic pluton (a, modified after Yang et al., 2009; b, modified after Lou et al., 2005) (1) 457±3Ma (zircon U-Pb LA, after Lou et al., 2005); (2) 424±3Ma (zircon U-Pb LA/SIMS, after Wang et al., 2011); (3) 411Ma; 461±2Ma (whole rock Rb-Sr, after Tang et al., 1991; zircon U-Pb LA, after Lou et al., 2005); Q-Quaternary alluvial deposit; E-Paleogene red bed; K2-Upper Cretaceous red bed; T3-J1-Upper Triassic to Lower Jurassic clastic rocks; T1-C-Lower Triassic to Carboniferous sedimentary rocks; P-C-Permian to Carboniferous carbonate; Z-Pz1-Metamorphic and deformed Sinian-Lower Paleozoic rocks; Pt2-Slate, phyllite and schist of Shenshan Group, γ5-Yanshanian granitoids; γ3-Caledonian granitoids |
山庄花岗岩体总体呈南北向延伸，呈椭圆形和反“σ”形分布于武功山岩体和新余铁矿之间(图 1)，面积达120km2(江西省地质矿产局, 1984)，与张家坊和武功山岩体一起构成近东西向的加里东期岩浆岩带。山庄花岗岩体侵入到震旦系、寒武系地层中，并被上泥盆统覆盖，后又被燕山期花岗岩侵入。岩体有轻度蚀变，北部岩性为二长花岗岩(系本文厘定)，南部岩性为花岗闪长岩(楼生法等, 2002)。岩体北南部的岩性接触关系因露头差暂未确定。在岩体南部的边缘部位，花岗闪长岩内可见大小为50~180cm闪长岩包体，主要由斜长石和角闪石等矿物组成(楼法生等, 2002)。
岩体北部岩性呈中粒等粒结构，块状构造，局部见似斑状结构。成岩矿物主要为石英(28%~25%)、钾长石(25%~20%)、斜长石(35%~30%)、白云母(8%~6%)、黑云母(2%~1%)；副矿物有锆石、石榴石、帘石、磁铁矿等，含量＜1%，岩性定名为二长花岗岩(图 2)。其中斜长石呈自形晶-半自形晶，板柱状、聚片双晶发育，局部见少量绿泥石化；钾长石半自形晶-他形，见格子双晶，局部粘土化；石英呈他形，云母呈片状；帘石和石榴石均具中等晶形，但帘石含量少于石榴石。
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图 2 山庄二长花岗岩显微照片 (a-c)为正交偏光图；(d)左为单偏光图、右为正交偏光图.Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qtz-石英；Mus-白云母；Ep-绿帘石；Grt-石榴石 Fig. 2 Microphotographs of the Shanzhuang monzogranite (a-c) images under CPL; (d) left image under PPL and right image under CPL. Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Qtz-quartz; Mus-muscovite; Ep-epidote; Grt-garnet |
岩体南部岩性呈斑状、眼球状结构，造岩矿物主要为中长石、黑云母、石英和角闪石；副矿物为锆石、金红石、榍石及磁铁矿等(楼法生等, 2002)。
3 样品采集及测试方法样品采自山庄花岗岩岩体的中部向北部边界的过渡部分，岩石整体新鲜。委托澳实分析检测(广州)有限公司对5个样品进行了主量、微量元素和稀土元素的分析。其中主量元素使用XRF法测试，所用仪器为荷兰Panalytical Axios X荧光光谱仪，精度＜5%；微量元素和稀土元素采用酸蚀法，所用仪器为美国Agilent Vista ICP-MS，精度＜5%。
锆石U-Pb定年的样品，先经人工破碎至80~120目后，再利用电磁选和重选方法富集锆石，然后在双目镜下挑选透明、晶形完好的锆石颗粒，每个样品的锆石都保证在100粒以上。将上述锆石颗粒制成锆石靶，然后对其进行透、反射照相和阴极发光(CL)成像，结合这些图像选择最佳锆石以进行定年分析。
锆石定年测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成，锆石的测定采用美国Resoneiics公司生产的Resolution M-50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP-MS联机。激光所用斑束为31μm，频率为8Hz，以He作载气。测试中以美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST 610进行仪器最佳化。本次实验采用标准锆石TEMORA(417Ma)作为测年外标，详细实验步骤见袁洪林等(2003)，数据处理采用ICPMSDataCal 8.6，锆石年龄图采用Isoplot 3.0程序，单个数据点的误差为1σ；加权平均的误差为2σ，具有95%的可信度。
本次所采样品的锆石见有少量磷灰石等包体。所测样品采自岩体的过渡部位，附近有燕山期花岗岩，可能受到岩浆期后或后期热液的影响，将U-Pb同位素体系破坏，造成铅丢失，致部分点谐和度比较低。因此，在分析过程中，将谐和度低于90%的点予以剔除(付王伟等, 2014)；其中年龄＜1Ga的，则选用206Pb/238U年龄，年龄>1Ga的，则选用207Pb/206Pb(Griffin et al., 2004)。
Sr-Nd同位素测试是在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。样品首先要用HF+HNO3混合溶液溶解，然后用专用离子交换技术进行分离。同位素比值的测定是在Micromass Isoprobe型多型接收电感耦合等离子质谱(MC-ICPMS)上完成的。87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值分别用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219校正，详细的方法见韦刚健等(2002)和梁细荣等(2003)。实验室测定的国际Sr同位素标准NBS987的87Sr/86Sr比值为0.710243±14(2σ)，日本Nd同位素标准Shin Etsu的143Nd/144Nd比值为0.512124±11(2σ)。
4 测试结果 4.1 锆石分析 4.1.1 锆石阴极发光(CL)特征锆石CL图像不仅能够分辨锆石内部结构和构造，还在一定程度上反映了内部的微量元素变化(Fu et al., 2009; Hoskin, 2005; 吴元保和郑永飞, 2004)。锆石的组构特征也是分析点和锆石U-Pb年龄解释的重要依据(钱烨等, 2013; 吴元保和郑永飞, 2004)。根据核幔结构差异及有无振荡环带，山庄花岗岩锆石CL图像可以分三组(图 3a, b)。第一组为振荡环带清晰，基本没有黑边的锆石(图 3a-4, -5, -8, -24、b-9, -13)；第二组为核部振荡环带清晰，边缘有厚度不等黑边的锆石(图 3a-14, -13、b-10)；第三组为核部振荡环带发育较差或无分带但CL强度较大，边缘有或无黑边的锆石(图 3a-18, -12、b-3)。其中前二组锆石为典型的岩浆锆石，第二组的黑边可能为锆石结晶后遭受岩浆期后热液作用的结果；第三组锆石其Th/U值(见下文)均>0.1, 所以其类型也是岩浆锆石。
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图 3 山庄二长花岗岩锆石阴极发光(CL)图像 Fig. 3 CL images of analyzed zircons from Shanzhuang monzogranite |
锆石微量元素如同锆石内部结构，也是判定锆石性质的重要方法(Hoskin, 2005)。样品Szx03和Szx05的Th、U值变化较大，分别为396×10-6~77×10-6、1303×10-6~97×10-6和543×10-6~58×10-6、1008×10-6~88×10-6，Th/U值分别为0.96~0.16和1.73~0.1，平均值为0.43和0.54，这些中高比值为岩浆锆石的特征。两样品的稀土元素(表 1)总量分别为2776×10-6~740×10-6和2614×10-6~443×10-6，平均为1397×10-6和1519×10-6，二者近似。其球粒陨石标准化图解显示两样品基本上为岩浆锆石特征(Zhao et al., 2010)(图 4a)，图像显示两样品具有明显的正Ce和负Eu异常，个别点异常不明显；Ce低正异常主要受岩浆的低氧逸度的影响，而Eu低负异常可能主要受斜长石结晶分异和岩浆低氧逸度共同影响(Zhao et al., 2010)。样品Szx03的δCe和δEu为120~1.5、0.5~0.02，平均值为26.2、0.2；样品Szx05的δCe和δEu为577~1.5、0.9~0.1, 平均值为56.8、0.2；它们接近或等于岩浆锆石δCe(32~49)(Hoskin, 2005)和δEu(＜1)(Zhao et al., 2010)。
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图 4 山庄二长花岗岩锆石稀土元素图解(标准化值据Sun and Mcdonough, 1989) Fig. 4 Rare earth element diagrams of the Shanzhuang monzogranitic zircons (chondrite normalized value after Sun and Mcdonough, 1989) |
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表 1 山庄二长花岗岩锆石稀土元素含量(×10-6) Table 1 The concentrations of REE of zircon from the Shanzhuang monzogranite (×10-6) |
在(Sm/La)N-La图解(图 4b)中，Szx03和Szx05两样品点主体落在岩浆锆石范围内，少数落在岩浆锆石和热液锆石的过渡区，说明少数点可能受到热液氧逸度的影响；在Ce/Ce*-(Sm/La)N图解(图 4c)中，Szx03主体落在岩浆锆石范围下方，少数偏向热液锆石，而Szx05主体落在岩浆锆石范围内或附近，个别偏向热液锆石，Ce正异常的偏低可能是岩浆热液氧逸度下降造成的(Zhao et al., 2010; Hoskin, 2005)。所以，锆石微量元素特征说明Szx03和Szx05是岩浆锆石。
4.1.3 锆石U-Pb年龄本次分别测试了样品Szx03、Szx 05的28和19个点(表 2)，这些点都在谐和线上或附近(图 5)，表明这些锆石形成后的U-Pb同位素体系是封闭的。对比分析发现，根据年龄集中程度，两样品可以分三组。第一组年龄为433~402Ma和435~394Ma，比较集中且误差较小；第二组年龄为460~443Ma和454~440Ma，年龄居中，分散且误差较大；第三组年龄为1800~795Ma和2473~608Ma，年龄最老，分散且误差最大。
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图 5 山庄二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 Zircon U-Pb concordia of the Shanzhuang monzogranite |
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表 2 山庄二长花岗岩锆石U-Pb年龄测试数据 Table 2 Zircon U-Pb data of the Shanzhuang monzogranite |
在计算锆石U-Pb年龄时，剔除了信号谐和度＜90%的锆石。由于第二、三组年龄比较分散，没有参与锆石年龄计算，仅把第一组的锆石U-Pb年龄作了加权，得出Szx03和Szx05的年龄分别为419±5Ma和420±7Ma(图 5)。第一组年龄代表了山庄二长花岗岩的主体结晶年龄，第二组可能代表了岩体的早期侵入年龄，第三组则代表了在侵位过程中捕获的围岩、震旦系及中-古元古界等地层围岩的年龄。
4.2 Sr-Nd同位素山庄花岗岩Sr-Nd同位素测试结果见表 3。山庄二长花岗岩的(87Sr/86Sr)i值(0.703136~0.710824)相近，样品Szx03 (87Sr/86Sr)i值不仅低于Wg13值，还低于球粒陨石值(0.70402)，与其Nd同位素值不协调。经分析，这种结果主要与样品较高Rb/Sr比值和成岩年龄的微量偏差有关，不能较好反映样品后期的蚀变作用(张芳荣等, 2010)。Szx05的值较稳定，其(87Sr/86Sr)i值为0.710824，与地壳的相应值(>0.71)相似，能够用来示踪花岗岩的物源特征。
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表 3 山庄花岗岩Sr-Nd同位素 Table 3 Sr-Nd isotopes of the Shanzhuang granite |
山庄二长花岗岩的εNd(t)值较低且集中，为-11~-10，二阶段模式年龄(陈江峰和江博明, 1999)为1971~2031Ma。在εNd(t)-t图(沈渭洲等, 1999)上，所有点落在华南元古代地壳演化区内(图 6)，说明山庄二长花岗岩源岩可能来自于下伏元古代地层。
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图 6 山庄花岗岩εNd(t)-t图(据沈渭洲等, 1999) Fig. 6 εNd(t) vs. t diagram of the Shan zhuang granite (after Shen et al., 1999) |
花岗岩岩石化学测试结果见表 4。山庄二长花岗岩SiO2为71.48%~66.20%、Al2O3为18.36%~15.71%、K2O为4.99%~4.40%、Na2O为4.64%~3.63%和P2O5为0.42%~0.20%。上述各值均偏高，在QAP图解中，样品均落在二长花岗岩区内，与薄片鉴定结果一致(图 7a)。样品全碱含量K2O+Na2O为9.54%~8.14%，K2O/Na2O值为1.24~0.99，说明该二长花岗岩表现为高钾钙碱性特征(图 7b)；同时铝饱和指数A/CNK为1.31~1.23，为铝过饱和系列。这说明山庄二长花岗岩为高钾钙碱性-强过铝质花岗岩。
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图 7 山庄花岗岩判别图解(a, 据Streckeisen, 1976; b, 据Rickwood, 1989) 图a中3b-二长花岗岩；4-花岗闪长岩；9*-石英二长闪长岩 Fig. 7 Discrimination diagrams of the Shanzhuang granite (a, after Streckeisen, 1976; b, after Rickwood, 1989) In Fig. 7a: 3b-monzogranite; 4-granodiorite; 9*-quartz monzodiorite |
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表 4 山庄花岗岩地球化学测试数据(主量元素：wt%；微量和稀土元素：10-6) Table 4 Geochemical data of the Shanzhuang granite (major elements: wt%; trace elements:10-6) |
在微量元素方面，样品微量元素的原始地幔标准化显示高场强元素Zr、Hf富集不明显(图 8)，Nb、Ta、Ti亏损明显，大离子亲石元素K、Rb富集，Ba、Sr亏损。Nb、Ta、Ba、Sr亏损的花岗岩是壳源物质低度部分熔融的产物(Harris and Inger, 1992)。Rb的相对富集进一步说明岩石具有过铝质侵入体的特征(Harris et al., 1986)。
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图 8 山庄花岗岩微量元素蛛网图及其与江西省S型花岗岩的对比(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 部分山庄花岗岩数据来源楼法生等, 2002；江西省S型花岗岩数据据张芳荣等, 2010 Fig. 8 Trace element spider diagram of the Shanzhuang granite and their comparison with S-type granitiods in Jiangxi Province (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
山庄二长花岗岩体的Rb/Sr值分别为3.84~8.21，Rb/Nb值为17.9~22.9，它们分别高于中国东部的0.31和6.8(高山等, 1999)和全球上地壳的0.32和4.50(Taylor and McLennan, 1985)；岩体Nb/Ta值为6.2~5.2，Zr/Hf值为47.7~31.9，前者明显低于正常花岗岩的11，后者近似于花岗岩的40~33(Dostal and Chatterjee, 2000; Green, 1995)，但高于指示流体作用的25(Irber, 1999)。四分组效应TE1, 3的计算结果为0.95~1.13，其中三个略大于1.1，2个小于1.1；说明花岗岩后期虽存在流体的作用，但流体作用相对较弱；流体作用体现在锆石发育有不等量的黑边、锆石稀土元素有低Ce正异常和Eu负异常等方面。
在稀土元素方面(图 8)，山庄花岗岩的稀土总量偏低且变化集中(61.2×10-6~34.3×10-6)。它们的LREE/HREE值为5.92~3.91、(La/Yb)N值为8.3~3.7，二者近似。δEu为0.80~0.48，显示显著至弱的Eu负异常，反映在岩浆结晶过程中斜长石分离结晶程度较为明显。花岗岩的La与(La/Sm)呈正相关反映岩体在岩浆过程中受部分熔融作用的控制。
5 讨论在上文测试分析的基础上，下面主要对山庄二长花岗岩的成岩时代、形成条件、成因类型及构造环境进行讨论。
5.1 岩石成因 5.1.1 锆石类型及形成时代山庄花岗岩体产于华南加里东褶皱带上，被认为是扬子块体和华夏块体于加里东期碰撞造山的产物。关于华夏块体与扬子块体碰撞的时间或华南洋消失的时间，还没有得到很好的解决。
结合锆石的CL图像、稀土元素及U-Pb定年等方面，发现锆石的CL图像的分组和U-Pb定年数据的分组有极好的拟合度，与稀土元素的相关性不明显。第一组锆石振荡环带发育，具典型的岩浆锆石特征；第二、三组锆石有核幔结构，反映其受到了后期构造-热事件的影响；锆石稀土元素没有明显的分组，其LREE明显富集的特征指示上述三组锆石均为岩浆锆石，但个别可能受到了岩浆期后热液或其它热液的影响而表现为弱Ce正异常和Eu负异常。这些特征表明，第一组代表山庄二长花岗岩的结晶年龄，其加权年龄分别为420±7Ma~419±5Ma，时代为中晚志留纪；第二组与第一组一样，振荡环带发育，但多了黑边，其可能代表了山庄二长花岗岩在华南造山运动同期的最初侵入年龄；第三组不同于前二组，可能代表了岩浆在形成过程中捕获的围岩或先前地层的年龄，其实为一种继承锆石。
山庄花岗岩体的结晶年龄，得到了其他研究成果的证实。如通过全岩Rb-Sr等时线得到山庄花岗岩年龄411Ma (汤加富等, 1991)和通过LA-ICP-MS法得到结晶年龄424±3Ma (Wang et al., 2011)。山庄花岗岩体南部有没有遭受变质作用(Wang et al., 2011)，有待进一步研究。
5.1.2 源区分析一般认为形成造山带强过铝花岗岩的源岩有两种，一种是泥质的、另一种是砂质的(Sylvester, 1998)。SiO2为77%~67%的强过铝花岗岩的源岩的判别标志主要有三个：CaO/Na2O值、Rb/Sr值、Rb/Ba值和FeOT+MgO+TiO2含量(Sylvester, 1998)。山庄花岗岩体北部样品的CaO/Na2O值为0.14~0.07，＜0.3，落在富粘土、贫长石的泥质岩石源岩区(图 9a)；岩体的Rb/Sr值为8.3~3.8、Rb/Ba为1.48~0.82，落在富粘土岩石源岩区(图 9b)；岩体的FeOT+MgO+TiO2值为2.37~1.81，也表明其源岩为泥质岩石；其中一样品因SiO2含量偏低(66.2%)被排除，可能是由于含闪长岩包体等偏基性的成分(楼法生等, 2002)。上述判别标志分析结果表明山庄花岗岩北部的源岩为富粘土的泥质岩石。而南部同源的花岗闪长岩及闪长岩包体落在碎屑岩区，靠近玄武岩区(图 9)，可能来源于含有玄武岩浆底侵物质的的陆壳成分(楼法生等, 2002)。
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图 9 山庄花岗岩源岩判别图解(据Sylvester, 1998) Fig. 9 Discrimination diagrams for proliths to the Shanzhuang granite (after Sylvester, 1998) |
山庄花岗岩体的Sr-Nd同位素表明，其源岩是元古代变质沉积岩或其相似的岩石，岩体北南部相近的Nd同位素、REE特征共同表明它们是同源的；Nd同位素二阶段模式年龄可以判定其源岩时代大致为古元古代。
5.1.3 温压条件根据花岗岩形成条件把强过铝花岗岩分为高温型和高压型两大类，不同类型的花岗岩反映了不同的动力学背景(Sylvester, 1998)。
强过铝花岗岩的Al2O3/TiO2值主要依赖于温度。山庄花岗岩体北部样品的Al2O3/TiO2值为223~115，>100，反映其为低温。岩体北部样品Szx03、Szx05锆石的Ti温度计(Ferry and Watson, 2007)计算结果分别为942~646℃、814~670℃，平均值为721℃、722℃；锆石饱和温度计(Watson and Harrison, 1983, 2005)计算结果分别为728~710℃、平均值为720℃(北部)和822~776℃、平均值为802℃(南部)。锆石的Ti温度计和饱和温度计计算结果表明，该岩体北部形成温度为722~720℃、为低温，南部形成温度为802℃、为高温。
根据花岗岩标准矿物Q-Ab-Or-H2O图解(姜德厚等, 1987)，通过内插法获得花岗岩形成平均压力值约为3kbar，平均温度值为720℃。黑云母的全铝压力计(公式为P(kbar)=3.03×Al-6.53(±0.33))计算表明其压力为3.21~2.71kbar、平均2.91kbar；与前者相近。其对应深度(P=ρgh，ρ=2700kg/m3，g=9.8m/s2)为12.15~10.25km、平均11.00km。
5.1.4 成因类型通过岩相观察，发现有白云母、石榴石等传统意义上作为S型花岗岩判别标志的富铝矿物(钟长汀等, 2007; Condie, 1989)。另外，本花岗岩的A/CNK为1.31~1.23，>1.1；K2O/Na2O为1.24~0.99，>1；Rb-Y、Rb-Th相关性系数分别-0.10、-0.37，也是S型花岗岩的典型特征(李献华等, 2007; 于津海等, 2004)。在判别图ACF中，山庄花岗岩体北部样品全部落在S型花岗岩区内，南部样品则落在I型与S型的过渡区内(图 10)。山庄花岗岩体南部样品的微量元素表现为与江西省早古生代晚期的S型花岗岩微量蛛网图曲线一致的特征(张芳荣等, 2010)，而北部样品在高场强元素Ta、Zr、Hf等相对亏损(图 8)。考虑到山庄花岗岩南部形成温度较高(802℃)，与后碰撞高温型花岗岩相似(张芳荣等, 2010)，同时其稀土元素四分组效应不明显，这与其靠近I型花岗岩的特征一致；岩体北部高强场元素相对亏损，与较低的形成温度(722~720℃)一致。所以山庄花岗岩是由南部的高温S型(偏Ⅰ型)花岗岩向北部的低温S型花岗岩转变的岩体。
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图 10 山庄花岗岩成因判别图解(据徐克勤和涂光炽, 1986) Mus-白云母；Crd-堇青石；Bt-黑云母；Hbl-角闪石 Fig. 10 Discrimination diagram of the Shanzhuang granitic genesis (after Xu and Tu, 1986) Mus-muscovite; Crd-cordierite; Bt-biotite; Hbl-hornblende |
山庄花岗岩所在地区及整个华南在加里东期发生了强烈的加里东造山运动，并在加里东晚期发育了大量S型和I型花岗岩(叶鸣等, 2015; 熊松泉等, 2015; 张乔, 2015; 崔圆圆, 2014; 熊昌利等, 2012; 舒良树, 2006, 2012; Wang et al., 2011; Li et al., 2010; 舒良树等, 2008; 江西省地质矿产局, 1984)。其中，加里东造山运动晚期为440~420Ma(Li et al., 2010)。但是，山庄花岗岩的成岩构造环境还没有得到统一认识(Wang et al., 2011; 楼法生等, 2002, 2005)。
为了判定山庄花岗岩体的构造环境，本文采用了Rb-(Y+Nb)图解(Pearce, 1996)。在Rb-Y+Nb图解中(图 11)，岩体北部样品落在同碰撞与后碰撞的过渡区，岩体南部样品则落在火山弧与后碰撞的过渡区。通过对比发现，山庄花岗岩北部与南部具有相似的Sr-Nd同位素、稀土元素特征和相近构造运动期次，说明它们形成于相似的构造环境-后碰撞环境。这也在与山庄花岗岩体具有相似的Sr-Nd同位素、微量和稀土元素特征的武功山花岗岩体得到证实(Wang et al., 2011)，同时也得到区域上处于同期构造事件和岩浆事件的证实(Li et al., 2010)，形成于后碰撞的伸展环境，而非大陆边缘岩浆弧(楼法生等, 2002, 2005)。
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图 11 山庄花岗岩构造环境判别图解(据Pearce, 1996) Fig. 11 Discrimination diagram for tectonic setting of the Shanzhuang granite (after Pearce, 1996) |
(1) 锆石的CL图像和稀土元素特征表明山庄二长花岗岩锆石为岩浆锆石；与CL图像匹配的U-Pb定年数据表明，第一组代表了二长花岗岩体的结晶年龄(420~419Ma)，时代为中晚志留纪；第二组年龄代表了岩体的初始侵入年龄；第三组则代表了岩体捕获的围岩或地层的年龄。
(2) 岩体的岩相学、岩石地球化学、Sr-Nd同位素及锆石温度计共同表明，山庄二长花岗岩为高钾钙碱性-过铝质花岗岩，是由古元古代富粘土的泥质源岩在压力3.2~2.7kbar、低温条件722~720℃条件下形成的S型花岗岩。
(3) 结合华南早古生大地构造演化特征，山庄二长花岗岩体为后碰撞环境下形成的花岗岩。
致谢 二位审稿人及编辑提出的详细意见对本文改进及写作水平的提高都有很大的帮助；张玉泉研究员、牛贺才研究员阅读并指出了问题和提出了意见；在此一起表示感谢。
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