2012, Vol. 28
2. 中国冶金地质总局山东正元地质勘查院，济南 250101
2. Shandong Zhengyuan Institute of Geological Exploration, China Central Bureau of Metallurgy and Geology, Jinan 264002, China
华南地区是东亚大陆边缘的重要组成部分，中生代发生了大规模多期次的岩浆活动，是我国东部中生代大规模成矿或大爆发成矿最具代表性的区带之一(毛景文等，1999，2005；华仁民等，2005；陶奎元等，1999；Xie et al.，2007)。近年来，研究的焦点逐渐集中到岩浆活动的动力学机制及相关的成矿作用(毛景文等，2004，2007，2008b，2011；蒋少涌等，2008)。闽西南地区位于南岭成矿带东段与东南沿海岩浆岩带的衔接处，是中生代太平洋板块与欧亚板块相互作用的重要地区(赵希林等，2007，2008，2009)。区内中生代岩浆活动强烈，成矿地质条件优越，蕴藏着众多金属矿床(点)(吴凎国等，2000；毛建仁等，2001，2002，2006)。马坑铁矿是区内最大的一个铁矿床，位于福建省龙岩市东南12km处，已探明铁矿石量约4.3亿吨，钼矿石量约8万吨(张承帅，2010)，矿化发育于莒舟-大洋花岗岩外接触带内黄龙组(C2h)灰岩和林地组(C1l)碎屑岩层间构造破碎带中，其辉钼矿Re-Os年龄为133.0±0.8Ma(张承帅等，2012)，是研究闽西南花岗岩成岩、成矿作用的理想场所。前人已对大洋和莒舟岩体的年代学进行了一些研究，如地质三所测得大洋花岗岩黑云母K-Ar法年龄为124±4Ma，莒舟岩体钾长石Rb-Sr法年龄为95.5Ma(洪大卫等，1980)；成都地院和桂林地质所分别测得莒舟岩体黑云母K-Ar年龄为112Ma和164Ma；地矿所测得大洋花岗岩钾长石Rb-Sr法年龄为156Ma(赵一鸣等，1983)；毛建仁等(2006) 测得莒舟花岗岩体单颗粒锆石U-Pb年龄为136Ma和133.9Ma。
马坑铁(钼)矿成岩成矿年龄虽然大体一致，但是前人报道的大洋、莒舟岩体成岩年龄所跨时间范围相对较大，因此还需要进行精确的年代学限定；大洋、莒舟花岗岩体出露于马坑铁矿东西两侧，与成矿关系密切，已有的岩石地球化学数据尚无法满足这种需要，尤其是同位素数据的缺乏严重影响了对岩浆源区等问题的讨论；对闽西南“马坑式”铁矿的深入研究有赖于对含矿岩体与不含矿岩体及不同时代不同成因岩体的成岩过程、构造环境及地球动力学的对比研究，这一方面的工作目前仍比较薄弱。本文针对以上几个方面问题，对大洋、莒舟花岗岩进行了岩石地球化学、锆石U-Pb定年和Sr-Nd-Pb同位素的研究，旨在进一步确定岩体的形成时代，探讨岩浆源区、成岩过程及与马坑铁矿的关系。
1 地质概况和岩石学特征大洋、莒舟花岗岩体位于永梅上古生代拗陷带中部的龙章复向斜内(地矿所第三铁矿队，1978①)。其中，大洋岩体位于龙岩市东南16km处，呈南北向展布，长26km，最宽处3km，面积约28km2；莒舟岩体位于龙岩市东南18km处，呈北东向葫芦状，长约12km，南部最宽3.5km，面积21.5km2，大洋岩体与莒舟岩体在地表出露的最近距离仅1km，马坑矿区位于其中(图 1)。大洋和莒舟岩体分异明显，相带发育，均为北部出露黑云母正长花岗岩岩相(中粗粒花岗结构)(图 2a)，南部出露微斜长石花岗岩相(中细粒花岗结构)(图 2b)。岩体与围岩呈明显的侵入接触关系，石炭系下统至泥盆系上统石英砂岩(C1-D3)接触变质成石英角岩，石炭系中统至二叠系下统灰岩(C2-P1)变质成矽卡岩(图 2d、图 3)。花岗岩成分比较均匀，主要由钾长石、斜长石、石英和黑云母组成。岩体内部发育浅成相的脉岩，如细晶岩、花岗斑岩和石英斑岩(图 2c)。
① 地矿所第三铁矿队. 1978. 闽西南某些燕山期花岗岩的岩石特征及其与铁矿成矿关系的探讨(内部报告). 1-127
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图 1 大洋和莒舟岩体地质简图(据赵一鸣等，1983修改) 1-第四系地层；2-三叠系砂岩；3-二叠系文笔山-翠屏山组砂岩；4-石炭系黄龙组-二叠系栖霞组灰岩；5-上泥盆统粉砂岩；6-奥陶-志留系变质砂岩；7-下石炭统林地组粉砂岩；8-花岗岩；9-中细粒斜长花岗岩相；10-中粗粒黑云花岗岩相；11-断层；12-马坑隐伏矿体投影；13-铁矿点；14-样品位置 Fig. 1 Simplified geologic map of the Dayang and Juzhou plutons(after Zhao et al.，1983) 1-Quaternary strata；2-Triassic sandstone; 3-Wenbishan-Chuipingshan Formation sandstone of Permian; 4-limestone of Huanglong Formation of Carboniferous and Xixia Formation of Permian；5-siltstone of Upper Devonian；6-Ordovician-Silurian metamorphic sandstone and siltstone；7-Lindi Formation quartz sandstone of Lower Carboniferous；8-granites; 9-medium-fine grained plagioclase granite; 10-medium coarse grained biotite granite; 11-fault；12-location of ore bodies at the surface；13-mineral occurrence；14-sampling position |
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图 2 大洋-莒舟花岗岩岩石标本和显微照片 (a)-灰白色中粗粒黑云花岗岩，DY08，大洋岩体；(b)-中细粒黑云母花岗岩，DY07，大洋岩体；(c)-大洋花岗岩内细晶岩脉；(d)-矽卡岩化花岗岩，莒舟岩体；(e)-条纹长石显微照片，DY08，正交偏光；(f、g)-中粗粒黑云母花岗岩显微照片，样品DY08，正交偏光；(h、i)-中细粒黑云花岗岩显微照片，DY07，正交偏光. Kfs-钾长石；Bt-黑云母；Q-石英；Qtz-石英脉；Pl-斜长石；SK-矽卡岩；γ-花岗岩 Fig. 2 Sample photos and microphotographs of Dayang-Juzhou granite (a)-grey white medium coarse grained biotite granite，DY08，Dayang granite;(b)-pale red medium tiny grained biotite granite，DY07，Dayang granite;(c)-aplite in Dayang granite;(d)-skarnization granite，Juzhou granite；(e)-photomicrograph of perthite，by polarizing microscope with perpendicular polarized light，DY08;(f，g)-photomicrograph of medium grain biotite granite，by polarizing microscope with perpendicular polarized light，DY08；(h，i)-photomicrograph of medium tiny grained biotite granite，by polarizing microscope with perpendicular polarized light，DY07. Kfs-potassium feldspar；Bt-biotite；Q-quartz；Qtz-quartz vein；Pl-plagioclase；SK-skarn；γ-granite |
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图 3 马坑铁(钼)矿床61线剖面图(据赵一鸣等，1990修改) 1-下二叠统加福组砂质页岩；2-下二叠统文笔山组页岩；3-石炭系黄龙组-二叠系栖霞组灰岩；4-下石炭统林地组石英砂岩；5-辉长-辉绿岩；6-矽卡岩；7-矿体；8-细粒微斜长石花岗岩(Ⅰ)；9-断层；10-钻孔 Fig. 3 Geological section along exploration line 61 of the Makeng Fe-Mo Deposit(after Zhao et al.，1990) 1-Jiafu Formation sandy shale of Lower Permian；2-Wenbishan Formation shale of Lower Permian；3-limestone of Huanglong Formation of Carboniferous and Xixia Formation of Permian; 4-Lindi Formation quartz sandstone of Lower Carboniferous; 5-gabbro-diabase; 6-skarn; 7-ore body;8- fine grained microcline granite(Ⅰ); 9-fault; 10-drilling |
结合IUGS的矿物QAP定量分类方案(1989)，在前人(赵一鸣等，1983；地矿所第三铁矿队，1978)研究的基础上，经过较为详细的手标本和显微镜观察，大洋和莒舟花岗岩的岩相学特征如下：
(1) 微斜长石花岗岩相(Ⅰ)，由中细粒花岗岩、似斑状花岗岩及花岗斑岩组成。岩石为肉红色-灰白色，具有中细粒花岗结构，局部具斑状及文象结构，主要由钾长石(45%~50%)、斜长石(15%~20%)、石英(25%~30%)、黑云母(1%~5%)及副矿物磷灰石、榍石组成。钾长石格子双晶清楚，条纹长石不发育，斜长石聚片双晶发育，也出现泥化。石英多呈他型粒状和不规则集合体，有时也呈乳滴状。黑云母含量稍少，绿泥石化较显著(图 2h，i)。这一岩相主要集中在大洋和莒舟岩体北部(图 1)。(2) 黑云母正长石花岗岩相(Ⅱ)，由中粗粒黑云母花岗岩和似斑状黑云母花岗岩组成，呈浅肉红色-肉红色，具中粗粒花岗结构和似斑状结构，块状构造，主要由钾长石(45%~50%)、斜长石(15%~25%)、石英(25%~30%)、黑云母(1%~5%)及副矿物磁铁矿、磷灰石、榍石组成。长石为条纹长石，斜长石一般泥化较强，表面浑浊，绢云母化发育，并具明显的净边构造(图 2e)。石英形态较规则，有时沿裂隙被钾长石或斜长石填充、交代，黑云母自形程度差，不规则鳞片状，多色性显著(图 2f，g)。这一岩相主要发育岩体南部(图 1)。另外大洋和莒舟花岗岩的另一显著特点是应变显现普遍而强烈，石英破碎且出现不同程度的波状消光、黑云母解理纹扭曲等现象十分常见，表明岩体受到后期作用的影响。
2 岩体地质年代学 2.1 测试方法本文样品DY06采自三坑采石场，距马坑铁矿约1.5km，采自大洋花岗岩，样品JZ08采自莒舟村西南100m的公路旁，采自莒舟花岗岩，岩性都为中细粒黑云母花岗岩，具体采样位置见图 1。用常规方法将岩石样品破碎，经磁法和密度分选后，经过淘洗，最后在双目镜下挑纯。将待测样品锆石颗粒与标样M257和TEM 置于环氧树脂制靶，然后研磨抛光直至有足够的新鲜锆石截面，使锆石内部结构暴露，对靶上锆石进行显微镜下透射光、反射光观察、照相，然后进行阴极发光成像，镀金以备分析测试。阴极发光(CL)成像在中国地质科学院地质所实验室完成(苏慧敏等，2010；周振华等，2010)。DY06的锆石U-Pb测年分析在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP上进行，JZ08的锆石U-Pb同位素分析在中国地质科学院矿床资源研究所锆石激光剥蚀等离子质谱(LA-ICP-MS)仪上完成，详细分析流程和数据处理过程见文献(宋彪等，2002；张东阳，2011)。为了保证测试结果的可靠性，每分析2~3个测点，测一次标样以监测仪器的稳定性和离子计数统计的精确性。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al.，2010)，普通铅校正采用Andersen(2002) 的方法，年龄计算使用Isoplot(ver 3.00)完成(Ludwig，2003)。
2.2 锆石特征及分析结果对大洋和莒舟花岗岩分别挑选了DY06、JZ08两个样品中的锆石进行分析。锆石为半自形到他形，有较清晰的生长环带，DY06粒径70~150μm，JZ08粒径100~200μm(图 4)，表现出典型的岩浆锆石特征。本文利用SHRIMP锆石U-Pb定年法对DY06共测定了20个数据点，主要测试数据和计算结果列于表 1。其中18个粒锆石的18个点在128~136Ma之间，变化范围小，在谐和图上组成密集的一簇，说明锆石保持了良好的U-Pb封闭体系，其206Pb/238U 的加权平均年龄为132.6±1.3Ma，MSWD=1.3，其中DY06-11.1和DY06-12.1结果偏年轻，出现轻微偏离谐和线，可能是由于发生Pb丢失所致，因此舍弃这两个点的结果(图 5)。样品中锆石的U、Th含量较低，Th/U比值集中，U＝252×10-6~1280×10-6，Th=208×10-6~1036×10-6，Th/U=0.54~1.44，应属岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞，2004)。利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法对JZ08样品测定了20个数据点，主要测试数据和计算结果列于表 2。其中11个粒锆石的11个点在128~131Ma之间，变化范围小，在谐和图上组成密集的一簇，说明锆石保持了良好的U-Pb封闭体系，其206Pb/238U 的加权平均年龄为129.6±0.8Ma，MSWD=2.3，其中1、12、14、19号点的结果偏年轻，出现轻微偏离谐和线，可能是由于发生Pb丢失所致；4号点(148Ma)，17号点(214Ma)，18号点(198Ma)的结果较大，可能为捕获锆石，故将以上9个点剔除(图 6)。样品中锆石的U、Th含量较高，U＝58×10-6~878×10-6，Th=103×10-6~429×10-6，Th/U值范围与DY06类似，Th/U=0.57~1.70，也表明为岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞，2004)。由上文可知，虽然采用不同测试方法，但DY06测试结果为132.6±1.3Ma，JZ08测试结果为129.6±0.8Ma，两者几乎一致，表明大洋岩体与莒舟岩体的成岩时代一致。
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图 4 大洋和莒舟花岗岩部分锆石样品阴极发光(CL)图像及测试位置 Fig. 4 Cathodoluminescence images of zircon and sites of analyzed point from Dayang and Juzhou granites |
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图 5 大洋花岗岩DY06样品的锆石U-Pb年龄及谐和图 Fig. 5 Zircon U-Pb age and its concordia diagram of DY06 sample from Dayang granite |
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图 6 莒舟花岗岩JZ08样品的锆石U-Pb年龄及谐和图 Fig. 6 Zircon U-Pb age and its concordia diagram of JZ08 sample from Juzhou granite |
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表 1 大洋花岗岩体样品DY06中锆石SHRIMP的U-Pb同位素定年结果 Table 1 SHRIMP U-Pb isotopic dating results of zircons of sample DY06 from Dayang granite |
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表 2 莒舟花岗岩体样品JZ08中锆石LA-ICP-MS的U-Pb同位素定年结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotpic dating results of zircons of sample JZ08 from Juzhou granite |
样品在清洗后，磨碎至200目。主量、微量元素和Sr、Nd、Pb同位素的分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行。除FeO和烧失量(LOI)采用标准湿化学分析外，其它主量元素分析采用XRF方法(X荧光光谱仪3080E)，分析精度为5%，分析结果见表 3。稀土和微量元素采用ICP-MS方法分析，使用等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)，分析结果见表 4。全岩Sr、Nd、Pb同位素测试分析在热电离质谱仪上完成，仪器型号为ISOPROBE-T，分析方法详见赵海杰等(2010) ，分析结果见表 5和表 6。Sr同位素比值测定的内校正因子采用86Sr/88Sr=0.1194，标准测量结果：NBS987为0.710250±7。Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.7219校正标准测量结果：SHINESTU为0.512118±3(标准值为0.512110)(赵海杰等，2010)。
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表 3 大洋和莒舟岩体主量元素组成(wt%) Table 3 Major elements compositions of Dayang and Juzhou plutons(wt%) |
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表 4 莒舟-大洋花岗岩稀土和微量元素含量表(×10-6) Table 4 Rare earth and trace elements compositions(×10-6)of Juzhou-Dayang pluton |
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表 5 大洋花岗岩Sr-Nd同位素组成 Table 5 Sr-Nd isotopic compositions of Dayang granite |
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表 6 大洋花岗岩的铅同位素组成 Table 6 Pb isotopic compositions of of Dayang granite |
从表 3中可看出，莒舟、大洋花岗岩在主量元素组成上具以下特征：(1) 富Si，大洋岩体6个样品的SiO2=74.4%~77.52%，莒舟岩体5个样品的SiO2=74.94%~78.44%，分异指数高，大洋岩体的DI=93.3%~97.63%，莒舟岩体的DI=93.52%~96.39%，反映了岩体经过了高程度的分异演化作用。(2) 碱含量较高，K2O+Na2O=7.7%~8.96%，且相对富钾，K2O/Na2O=0.96~3.56。岩石的碱度率指数(AR值)变化于4.29~7.03，碱铝指数(AKI值)介于0.88~1.07，反映碱含量较高，在SiO2-A.R关系图上，样品点投影在碱性区(图 7a)。(3) 莒舟岩体样品的A/CNK为0.96~1.09，大洋岩体样品的A/CNK为0.82~0.94，表明岩体属于弱过铝质-准铝质花岗岩类(图 7b)。(4) 铁、镁、钙、钛、磷的含量很低，这一成分特点同样指示了岩石经历了高程度的分异演化作用。
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图 7 莒舟-大洋岩体的SiO2-AR关系图(a)(底图据Wright，1969)和A/CNK-A/NK图(b) Fig. 7 Diagrams of SiO2-AR(a，after Wright，1969)and A/CNK-A/NK(b)from Dayang-Juzhou pluton |
大洋-莒舟花岗岩的稀土元素和微量元素及主要的参数见表 4。它们的稀土元素组成特征总体表现为稀土总量较低，ΣREE=110.5×10-6~238.3×10-6；富集轻稀土，LREE/HREE=1.52~5.39，(La/Yb)N值低(1.28~5.11)，变化范围也不大，暗示各样品都是岩浆演化到同一阶段的产物，属于轻稀土富集型，且轻稀土的分馏比重稀土明显，(La/Sm)N和(Gd/Yb)N比值分别为2.97~4.38和0.61~1.37；强Eu负异常，Eu值为0.14~0.28，反映稀土分馏程度的稀土元素配分模式呈缓向右倾斜、明显铕负异常的“V”型展布(图 8a)。
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图 8 大洋和莒舟花岗岩稀土元素分布模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据McDonough and Sun，1995) Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element patterns(b)of representative samples of Dayang and Juzhou granites(normalization values after McDonough and Sun，1995) |
大洋-莒舟花岗岩的微量元素分布较为一致，都表出现富集K、Rb、Th、Yb、Y，贫Sr、Ba、Ti、P，在微量元素蛛网图中，Sr、Ba、Ti、P呈明显的“V”形谷(图 8b)，具典型的低Ba-Sr高Y花岗岩的特征。U、Th含量也显著偏高，V、Cr、Co和Ni基性场元素强烈亏损，上述特征表明岩体的成岩过程经历了高度的分异演化作用。
3.3 Sr-Nd-Pb同位素组成本次研究对5件大洋花岗岩的样品进行了Sr-Nd同位素分析(表 5)。(87Sr/86Sr)ⅰ值变化于0.70878~0.71349之间，比莒舟花岗岩的相应值(0. 70594，毛建仁等，2006)稍大；εNd(t)值变化于-7.2~-8.6之间，根据Nd同位素组成计算的相关参数fSm/Nd=-0.27~0.16，t2DM=1511~1637Ma。较高的(87Sr/86Sr)ⅰ值和稍低的εNd(t)值表明大洋、莒舟花岗岩的源岩可能以地壳物质为主(董方浏等，2007)。
5件大洋花岗岩的样品Pb同位素组成见表 6，根据样品的Th、U和Pb含量，进行Pb同位素比值的时间校正计算(t=133Ma)，校正后的数据与实测值几乎一致，分别是(206Pb/204Pb)i=18.588~18.955，(207Pb/204Pb)i=15.660~15.682，(208Pb/204Pb)i=38.935~39.168，μ值介于9.54~9.59，ω值介于36. 77~38.13。
4 讨论 4.1 岩石成因类型莒舟花岗岩和大洋花岗岩的岩石学组成和地球化学特征几乎一致，年代学结果也很相近，矿区深部也打到花岗岩，因此笔者认为莒舟和大洋花岗岩为同一岩体(洪大卫等，1980，1995)。总的来说，大洋-莒舟岩体属于弱过铝质-准铝质的碱性花岗岩，CIPW表中标准矿物中没有或极少刚玉分子，P含量均很低。样品的主量元素以高硅、富碱、低铝为特征；微量元素以富集Rb、K、U、Th等大离子亲石元素及Zr、Hf、Nb、Ta等高场强元素，而明显亏损Sr、Ba和P等元素，总体呈轻-重稀土分异的右倾型，所有样品均具有强烈的Eu的负异常，与典型强烈富铝的华南壳源型花岗的地球化学特征略有不同(Chappell and White，1974; Blyuman，2001; Hong et al.，1998; 蒋少涌等，2008)。大洋-莒舟岩体的Zr+Nb+Ce+Y和(Na2O+K2O)/CaO、FeOT/MgO图解(图 9)中样品都落入高分异的花岗岩区域。虽然在Whalen et al.(1987) 的地球化学判别图解上，该岩体大多数样品都投影在A型花岗岩区，但是都位于界线附近，可能是极高的分异作用使岩石中Ga含量增高而使莒舟-大洋岩体具有某些A型花岗岩的地球化学特征。因此，笔者认为大洋-莒舟花岗岩属于具准铝质-弱过铝质特征的高分异壳源型花岗岩。
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图 9 大洋岩体Zr+Nb+Ce+Y和(Na2O+K2O)/CaO、FeOT/MgO图解(底图据Whalen et al.，1987) Fig. 9 Diagrams of Zr+Nb+Ce+Y and(Na2O+K2O)/CaO，FeOT/MgO for the Dayang pluton(after Whalen et al.，1987) |
由Sr、Nd、Pb同位素组成可知，大洋花岗岩具有较高的(87Sr/86Sr)i值(0.729052~0.71585)和负的εNd(t)值(-7.2~-8.6)，说明其源区以壳源为主，区内同时代的花岗岩也具有类似的Nd 同位素组成，例如莒舟花岗岩(t=130 Ma，133Ma，136Ma)εNd(t)值为-7.2(毛建仁等，2006)，太华岩体(t=115Ma)为-3.68、-3.6，紫金山花岗岩(t=168Ma)为-9.88，才溪二长花岗岩(t=150Ma)为-8.99，四方花岗闪长岩(t=108Ma)值为-4.88，罗卜岭花岗闪长岩(t=105Ma)值为-4.64(赵希林，2007；赵希林等，2007，2008，2009)，表明区内岩体的物质来源具有单一性。大洋-莒舟花岗岩二阶段Nd模式年龄(t2DM)为1.51~1.64Ga，推测源区可能是古元古代麻源群变质岩(毛建仁等，2001，2002，2003，2004，2006；赵希林，2007)。大洋-莒舟岩体在εNd(t)-t关系图上投点位于元古宙地壳上方，且区内岩体随时间推移，地幔组分在岩体形成过程中贡献逐渐增大(图 10)，εNd(t)-(87Sr/86Sr)ⅰ图解也显现同样规律(图 11)(赵希林，2007)。上述特征说明这些花岗岩岩浆应起源于古老基底地壳物质的熔融，但有不同程度的地幔物质加入。另外，目前多数学者认为华南地壳识别出的的多条具有低Nd模式年龄的花岗岩是地幔物质参与成岩过程的重要表现(Zhou et al.，2006)，大洋-莒舟花岗岩的二阶段Nd模式年龄(t2DM)变化于1.51~1.64Ga，较之华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄(主要为1.8~2.2Ga，陈江峰等，1999)偏低，区内的太华、四方、罗卜岭等岩体也表现出偏低的Nd模式年龄(赵希林，2007)，无疑也说明这些岩体成岩过程中有幔源组分加入，使花岗岩的地壳留存年龄的降低(1.51~1.63Ga)。
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图 10 闽西南地区晚中生代花岗岩质岩体的εNd(t)-t图解 (a)-华南成熟度较低的元古宙地壳；(b)-华南成熟度较高的元古宙地壳；DM-亏损地幔；CHUR-球粒陨石均一储库；莒舟、太华岩体数据来自毛建仁等(2006) ，才溪、紫金山、四方岩体数据来自赵希林(2007) ，底图据沈渭洲等(1993) Fig. 10 εNd(t)-t diagram of Late Mesozoic granotic rocks from southwestern Fujian (a)-immature Proterozoic crust in South China;(b)-mature Proterozoic crust in South China; DM-depleted mantle; CHUR-chondritic uniform reservoir; data of Juzhou and Taihua are after Mao et al.(2006) ，Caixi，Zijinshan，Sifang are after Zhao(2007) . The base map is after Shen et al.(1993) |
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图 11 闽西南地区晚中生代花岗岩质岩体的εNd(t)-(87Sr/86Sr)ⅰ图解 DM-亏损地幔；莒舟、太华岩体数据来自毛建仁等(2006) ，才溪、紫金山、四方岩体数据来自赵希林(2007) ，南岭花岗岩数据来自Hong et al.(1998) ，底图据Jahn et al.(1999) Fig. 11 εNd(t)-(87Sr/86Sr)ⅰ diagram of Late Mesozoic granotic rocks from southwestern Fujian DM-depleted mantle; data of Juzhou and Taihua are after Mao et al.(2006) ，Caixi，Zijinshan and Sifang are after Zhao(2007) . Data of granite in Nanling Range are after Hong et al.(1998) . The base map is after Jahn et al.(1999) |
在(206Pb/204Pb)i-(207Pb/204Pb)i和(206Pb/204Pb)i-(208Pb/204Pb)i相关图上，大洋岩体207Pb/204Pb和208Pb/204Pb变化不大，都位于在中国大陆地幔演化及延长线附近，且位EMII演化线下部(图 12)，可见大洋岩体的Pb同位素来源受到EMⅡ型富集地幔端元的影响，说明存在有幔源岩浆与地壳物质之间的相互作用。考虑到地幔岩浆分异一般不可能直接形成长英质花岗岩，因此临近EMⅡ型富集地幔端元并不意味岩体起源于以地幔物质为主的壳幔混源岩浆的结晶分异，而更可能是少量EMⅡ型富集地幔组分参与大洋-莒舟岩体花岗岩的形成(徐夕生和谢昕，2005；邱检生等，2008)。
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图 12 大洋花岗岩的的Pb同位素组成图解 DMM-亏损地幔端元，EM(I、II)-富集地幔端元(Zindler and Hart，1986)；Geochron-零等时线; NHRL-北半球参考线(Hart，1984)；中国大陆地幔、下地壳和上地壳(李龙等，2001；闫峻等，2003) Fig. 12 Pb isotopic diagrams of Dayang grantite DMM-The depleted mantle member，EM(I，II)-The enriched mantle(Zindler and Hart，1986); Geochron-Zero isochron; NHRL-The northern hemisphere reference line(Hart，1984); The mantle，the upper crust and the lower crust of continent in China(Li et al.，2001; Yan et al.，2003) |
显然，这种以古老地壳物质的熔融为主，同时有地幔物质加入的成因模式能更全面地解释大洋-莒舟高分异壳源型花岗岩的岩石成因。软流圈地幔物质上涌和新生幔源岩浆的底侵作用为花岗岩源区提供了一定的物质来源和大量源区熔融所需要的热量(毛景文等，2004；周新民，2003；高庚等，2006；李良林等，2011)，而导致这一深部地质过程的动力学机制与该地区晚中生代特殊的大地构造活动密切相关。同样的，大洋-莒舟岩体成岩过程中幔源组分的加入和充分的分异演化对马坑铁矿的形成也有重要作用。
4.3 构造背景演化毛景文等(2007) 根据华南金属矿产形成最早时间及其动力学特点，推测自175Ma左右，中国东部大陆边缘由于受伊泽奈奇板块向北西俯冲逐渐成为活动大陆边缘(毛景文等，1999，2004，2005，2007，2008b，2011；舒良树等，2006；王彬等，2006；董树文等，2007；苏慧敏等，2010)。随着大洋板块持续低角度俯冲，大陆地壳不断加厚，在弧后地区出现一系列NE向岩石圈伸展带和深大断裂。大田县境内的汤泉花岗闪长岩(年龄为183~158Ma)和上杭县的紫金山花岗岩(168Ma)存在是闽西南地区开始岩石圈伸展的岩石学记录(毛建仁等，2002，2003；赵希林等，2007)，毛建仁等(2004) 研究认为地幔的底侵作用为它们的形成提供热量，促进了加厚地壳的物质的部分熔融，但地幔物质未参与成岩。在160~150Ma期间俯冲板片于南岭及邻区开天窗或撕裂，导致发生大规模的岩浆活动(毛景文等，2008b)，在钦杭带形成了千里山、锡田、骑田岭、贵东、佛冈、姑婆山-花山和九嶷山等壳幔混源的A型花岗岩(蒋少涌等，2008；毛景文等，2011)。而赵希林(2007) 通过对闽西南同时代的才溪花岗岩(150Ma，上杭县)研究认为，它的形成过程中也有少量幔源组分的加入，说明该区的岩石圈出现了进一步伸展。毛景文通过对武夷山北侧的冷水坑、治头岭金矿等矿床(时代为151~135Ma)的研究推测该区在晚侏罗世-早白垩世曾发生过一次伸展过程，成岩成矿可能与岩石圈局部底侵、地壳物质重熔有关(毛景文等，2011)。135Ma之后，中国大陆，乃至东亚大陆边缘处于持续伸展阶段，Goldfarb et al.(2007) 、毛景文等(2007，2008b，2009a，b，2011)、Mao et al.(2006，2008a)认为应归处于太平洋板块运动方向发生转向，由原来的斜俯冲转向几乎平行大陆边缘运动，在华南地区，造成大陆岩石圈大面积伸展而形成了大量白垩纪断陷盆地和变质核杂岩。由于闽西南地区政和-大浦断裂NNE走向与古太平洋板块的俯冲缝合线走向一致，因此我们推测135Ma古太平洋板块的转向造成了本区政和-大浦断裂重新活化拉张。而大洋-莒舟岩体侵位于早白垩世，其显然形成于古太平洋板块由斜俯冲转向几乎平行大陆边缘运动而造成大陆岩石圈进一步伸展的背景下，但是此时古太平洋板块转向刚刚开始，软流圈未开始大规模上涌，所以本区未形成同时代的玄武岩，但是底侵已经相当强烈，在“成分”和“热”两方面为莒舟-大洋花岗岩的形成提供条件(毛建仁等，2006)。
结合矿区和区域地质背景，笔者认为大洋-莒舟花岗岩的成因与岩石圈减薄的背景下，幔源岩浆的底侵促使上覆的先存地壳发生部分熔融有关。
4.4 岩体的形成时代及与成矿的关系虽然许多学者对马坑铁矿进行过详细的研究，但是其成因尚存在争议：一是接触交代后生成因(赵一鸣等，1983，1990；张承帅，2010)；二是海相火山沉积变质成因(韩发和葛朝华，1983)。显然成岩成矿年龄的精确限定是确定矿床成因的一个关键依据。张承帅(2010) 和王登红等(2010) 测得马坑铁矿辉钼矿年龄分别为133Ma和130Ma，而毛建仁等(2006) 测得莒舟花岗岩体单颗粒锆石U-Pb年龄为136Ma和133.9Ma，黑云母40Ar-39Ar年龄为132.3Ma，石英斑岩单颗粒锆石U-Pb年龄为117.4Ma，张承帅(未发表)曾测得利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得大洋花岗岩的年龄127.5±0.4Ma和144.8±0.9Ma，两者存在近18Ma的时差。本文利用SHRIMP锆石U-Pb方法测得大洋岩体年龄为132.6±1.3Ma，利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得莒舟花岗岩年龄为129.6±0.8Ma，与两个辉钼矿年龄一致。综上所述可知，大洋和莒舟岩体的成岩年龄相同，且两个岩体岩性、矿物组成、主微量和Sr-Nd-Pb同位素非常类似，因此笔者认为它们是同一岩体，而且岩体与马坑铁矿磁铁矿共生的辉钼矿Re-Os定年结果一致，进一步证实了成岩成矿过程的同时性。
闽西南地区构成永安-梅县-会昌多金属成矿带的主体，是中国东南部重要成矿集中区(毛建仁等，2001；许乃政等，2008)，花岗岩和火山岩中产出有众多铁、铜、铅、锌、金、锡多金属矿床。因此，研究该区花岗岩与矿化之间的关系以及在该区寻找新的铁矿床是地质学家在该区研究的重点问题。传统上，世界上大多数的矽卡岩型铁矿床发育在中酸性岩体与碳酸盐接触带上，通过矽卡岩矿床和岩浆岩成矿专属性研究认为，铁矿多与闪长岩之类中性岩有关(涂光炽，1997)。而常印佛等(1991) 为解释铜陵地区一些主矿体呈似层状产出的矿床(例如狮子山、冬瓜山等)提出了层控矽卡岩概念。马坑铁矿具明显层控特点，矿体赋存于黄龙组灰岩和林地组碎屑岩层间构造破碎带中，成矿时代和控矿层位与长江中下游的层控矽卡岩矿床相似，矽卡岩与铁矿密切共生，分带现象普遍，矿物学特征表明它们形成于相对较氧化的条件下，与典型矽卡岩矿床特征一致(毛景文等，2009b；张承帅等，2010)。马坑铁矿发育多期辉绿岩，但是其规模较小，并且由于莒舟-大洋花岗岩锅底状包围使早期的辉绿岩被热液强烈蚀变交代，我们已经无法考证辉绿岩的侵入是否形成矽卡岩和铁矿，即使曾经存在也由于热液强烈蚀变交代而不复存在。因此，马坑铁矿与莒舟-大洋花岗岩存在密切联系确是毋庸置疑的事实，这与矽卡岩矿床与岩浆岩成矿专属性不同，但是铁矿石中Fe的品位和Sn的含量呈密切正相关关系，二者的相关系数为0.89(赵一鸣等，1983)，而Sn、Mo是华南燕山期花岗岩成矿的最主要元素，它们与铁矿共生在一起，表明了铁矿与花岗岩在地球化学上联系密切。另外，国内一些矽卡岩铁矿床，例如黄冈、程潮，它们的侵入岩也为酸性花岗岩，说明花岗岩也能形成大型铁矿床。本区的碎屑岩地层中含铁质(多为赤铁矿)较高，部分地区FeT含量可达5%~7%，辉绿岩本身的铁镁质含量也较高，通过花岗岩的接触交代作用能使它们活化运移形成磁铁矿，这一认识可从野外观察和模拟实验得到证实(梁祥济和曲国林，1982；梁祥济和王福生，2002)。马坑铁矿的成矿模式在闽西南地区并不是孤立存在，区内其他铁矿，例如阳山、洛阳、潘田等在空间上均位于晚中生代花岗岩接触带部位，岩体的产状、形态、规模及其围岩间的接触构造形式各有特色，形成矿体的规模也大小不一，而莒舟-大洋花岗岩呈锅底形包围有利围岩(图 3)，挥发分相对集中，特别有利于矿质的搬运和富集，张承帅(另文发表)通过流体包裹体群组分析发现马坑铁矿的包裹体内富含F-和Cl-等离子，也证明了这一点，所以马坑铁矿的规模最大。
由上可知，花岗岩与区内铁矿在时间和空间上存在密切联系，花岗岩的侵位是铁矿形成的控制要素之一。
5 结论(1) 本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得莒舟花岗岩年龄为129.6±0.8Ma，利用SHRIMP锆石U-Pb定年法测得大洋花岗岩年龄为132.6±1.3Ma，它们都形成于早白垩世，与马坑铁矿辉钼矿Re-Os年龄(130~133Ma)一致，成岩成矿的一致性有力的支持了马坑铁矿属于矽卡岩型矿床的认识。
(2) 岩石地球化学和同位素组成特征表明大洋-莒舟岩体为弱过铝质-准铝质花岗岩，花岗岩主要来源于元古代地壳物质，有EMⅡ型富集地幔组分的参与成岩，使花岗岩的地壳留存年龄的降低(1.51~1.63Ga)。
(3) 大洋-莒舟花岗岩具有高分异壳源型花岗岩地球化学特征，其成因与岩石圈减薄的背景下，幔源岩浆的底侵促使上覆的先存地壳发生部分熔融有关。
致谢 论文撰写过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所毛景文、谢桂青研究员、张长青、袁顺达副研究员的悉心指导；中国地质大学(北京)张招崇教授和南京地质研究所毛建仁研究员对本文撰写提出建设性建议；特此表示感谢！| [] | Andersen T. 2002. Correlation of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192: 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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