2013, Vol. 29
2. 湖南省国土资源规划院，长沙 410007;
3. 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074
, ZHAO ZhiDan1
, JIANG Ting1, YANG JinBao1, DING Cong1, SHENG Dan2, HOU QingYe1, HU ZhaoChu3
2. Hunan Planning Institude of Land and Resources, Changsha 410007, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
我国华南地区花岗岩出露广泛，该地区花岗岩呈幕式多期次产出，多金属成矿与构造动力学背景关系错综复杂，一直以来是国内外学者研究的焦点(徐夕生，2008)。对于华南地区新元古代和中生代花岗岩年代学、岩石学、地球化学、岩石成因、动力学背景及其与成矿的关系等方面的研究较为深入，并取得了一系列成果(如，廖群安等，1999；Wang et al., 2003; 周新民，2003; Zhou et al., 2006; 毛景文等，2008)，但是对华南加里东期花岗岩的研究则非常薄弱，研究程度远低于对晋宁期、印支期和燕山期花岗岩的研究，这从一定程度制约了对华南加里东期构造背景及其动力学机制的理解(周新民，2003)。近年来，仅有部分加里东期花岗岩体获得了年代学和其他研究资料(楼法生等，2005；伍光英等，2008；徐先兵等，2009；张芳荣等, 2009, 2010；张菲菲等，2010；张爱梅等，2010；张苑等，2011)。
华南地区加里东期花岗岩类主要分布于武夷-云开地区、万洋诸广山地区、湖南八面山等地，早期岩性主要为原地型和半原地型片麻状混合花岗岩，晚期主要为均匀块状构造的黑云母二长花岗岩和花岗闪长岩等(孙涛，2006)。江西省早古生代晚期花岗岩主要集中于江西省与福建省交界带以及赣南地区，该时期岩浆活动强烈，席卷了整个古生代及其以前(包括中晚元古代)的地层，中泥盆统跳马涧组以角度不整合覆于老地层之上，强烈构造运动伴随有强烈岩浆活动，发生“深熔作用”而形成这些花岗岩类(江西省地矿局，1984)。
本文在详细野外观察的基础上，对赣南会同岩体的花岗岩类样品进行了岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素研究，以期揭示华南早古生代晚期花岗岩的年龄、岩浆作用性质、岩石成因和区域构造演化历史，为华南早古生代晚期花岗岩与地壳演化提供新资料。
2 地质背景和样品会同岩体位于江西省南部、华南加里东造山带中部，北与江绍断裂带相邻(图 1b)。岩体呈S型展布，侵位于震旦系、前震旦系变质岩层中。岩体内部有几处小范围的呈长条状、椭圆状分布的白垩纪赤石群覆盖，岩体南部，多处可见震旦系，前震旦系变质岩，将岩体分割呈零星状分布。岩体除西部地段被白垩纪沙县组不整合覆盖，其他地段围岩为震旦系、前震旦系变质岩(图 1a)。
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图 1 赣南会同花岗岩体地质图 (a)-研究区地质简图(据福建省地质测量队，1972①修改);(b)-华南大地构造简图 Fig. 1 Simplified geological map of the Huitong batholith, southern Jiangxi Province (a)-geological map of the studied area; (b)-tectonic map of South China |
①福建省地质测量队.1972. 1：20万宁化幅地质图
本文样品采自会同岩体，采样点分布见图 1a。其中花岗岩类样品10件、闪长质包体2件。花岗岩类样品主要为黑云母花岗斑岩，正长闪长岩，黑云母花岗岩，二云母花岗岩等，粒度从细粒到粗粒不等，主要矿物为石英，钾长石，黑云母，可见石英、钾长石巨晶，有过铝质矿物白云母出现(图 2a, b, d)。包体为花岗闪长岩，主要矿物为石英，斜长石，黑云母(图 2c)。
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图 2 会同花岗岩类样品显微照片 (a)-黑云母花岗斑岩(JX01)，斑状结构，斑晶黑云母+钾长石+石英, 左半为正交偏光下，右半为单偏光下；(b)-粗粒黑云母花岗岩(JX03)，正交偏光；(c)-闪长质包体(JX09)，斜长石聚片双晶发育，正交偏光；(d)-二云母正长花岗岩(JX10), 左半为单偏光，右半为正交偏光 Fig. 2 Microscope photos of some granitoid samples in Huitong pluton |
从野外采集的样品中挑选较新鲜的在无污染下碎至200目，主量元素在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用Leeman Labs. Inc公司Prodigy型全谱直读型发射光谱仪(ICP-AES)测定，分析精度优于5%。微量元素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用Agilent 7500a ICP-MS分析完成。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu et al. (2008b)。
锆石采用常规方法将样品粉碎, 并用浮选和电磁选方法进行分选, 再在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒, 锆石样品制靶和阴极发光图像(CL图像)在中国科学院地质与地球物理研究所完成。根据阴极发光图像和透反射图像选取锆石进行U-Pb定年。锆石U-Pb同位素定年和微量元素分析在中国地质大学(武汉)GPMR利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。详细的仪器参数、操作条件，数据软件处理方法等详见文献(Hu et al., 2008, 2012；Liu et al., 2008a, 2010a, b )。锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbeck et al. (1995) 。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003)完成。
锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室采用Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)完成，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石大小，剥蚀直径采用55μm或40μm，测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007) 。分析过程中锆石标准GJ1的176Hf/177Hf 测试加权平均值分别为0.282007±0.000007 (2σ, n=36)，与文献报道值(侯可军等，2007；Morel et al., 2008)在误差范围内完全一致。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年龄会同岩体寄主花岗岩JX08、闪长质包体JX09的锆石CL图像见图 3b, d，根据锆石U-Pb定年结果(表 1)绘制了U-Pb年龄谐和图(图 3a, c)。寄主花岗岩(JX08)的锆石颜色较浅，呈长柱状自形晶，颗粒长约120~200μm，宽约50~110μm，长宽比介于1：1到4：1之间(图 3b)。闪长岩包体(JX09)的锆石颜色比寄主花岗岩深，呈短柱状或长柱状的半自形晶到它形晶，自形程度没有寄主花岗岩中的锆石的自形程度好，颗粒长约115~250μm，宽约70~90μm，长宽比介于1：1到4：1之间(图 3d)。锆石中绝大多数可见清晰生长韵律(振荡环带)，显示了岩浆锆石的特征。
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图 3 会同岩体锆石阴极发光图像(b、d)和U-Pb年龄谐和图(a、c) 小实线圆圈表示LA-ICPMS U-Pb定年分析点位；大虚线圆圈表示LA-MC-ICPMS Hf原位分析点位. U-Pb年龄值和εHf(t)值标于锆石附近 Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images (b, d) and U-Pb age concordia plots (a, c) of zircons from Huitong ploton |
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表 1 会同花岗岩类样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果 Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb date of the granitoids from Huitong pluton |
定年结果表明，它们都含有继承锆石，其中寄主花岗岩(JX08)在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，取得13个分析点的206Pb/238Pb加权平均年龄为425.8±6.2Ma(±2σ)，MSWD为3.1；花岗闪长岩包体(JX09)经过同样处理后获得13个分析点206Pb/238Pb加权平均年龄为425.0±4.1Ma(±2σ)，MSWD为2.0。可以看出，年龄在误差范围内，花岗岩和闪长质包体是同时结晶形成的，代表了会同岩体的侵位年龄，属于早古生代晚期志留纪。
4.2 锆石稀土元素2件样品锆石的稀土元素总量较高(表 2)，变化范围大(ΣREE=774.8×10-6~3007×10-6)。锆石的稀土元素球粒陨石标准化型式均表现为轻稀土元素(LREE)亏损，重稀土(HREE)富集，具有较明显的Ce正异常和Eu负异常(图 4a, b)，显示了岩浆成因锆石的特征(Vavra et al., 1996; Miller et al., 1998)。其中，花岗岩(JX08, ~425.8Ma)锆石稀土含量变化范围为774.8×10-6~1650×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线上(图 4a)，LREE亏损，HREE富集，Eu负异常显著(0.02~0.06，平均0.04)。闪长质包体JX09(~425.0Ma)锆石稀土含量较高(ΣREE=1071×10-6~3007×10-6)，在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线上(图 4b)，亏损LREE，富集HREE，Eu负异常显著(0.06~0.18，平均0.11)。
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图 4 会同花岗岩的寄主花岗岩(a)和闪长质包体(b)的锆石稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(标准化值据Boynton, 1984) Fig. 4 Chondrite-normalized zircon REE patterns for the host granitoid (a) and dioritic enclave (b) from Huitong pluton (normalization values after Boynton, 1984) |
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表 2 会同花岗岩类样品的锆石稀土元素数据(×10-6) Table 2 REE compositions of zircons of the granitoids from Huitong pluton (×10-6) |
会同岩体12件样品的主量、微量元素测试结果见表 3。
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表 3 会同花岗岩类主量(wt%)和微量元素(×10-16)数据 Table 3 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-16) elements of the granitoids in Huitong pluton |
在侵入岩TAS图解中(图 5a)，本文岩石样品分为花岗闪长岩、正长闪长岩和主体黑云母花岗岩三种岩石类型。其中2件闪长质包体为花岗闪长岩，具有高钛(TiO2=1.11%~1.56%)、富镁富铁(MgO=1.95%~1.97%, Fe2O3T=6.67%~7.24%)的特征；1个正长闪长岩样品特征与闪长质包体类似(TiO2=0.9%、MgO=1.64%, Fe2O3T=6.97%)；而其余样品均为花岗岩。从岩石系列看，样品均为亚碱性系列(图 5a)；2件包体落在钙碱性系列，而其余样品均为高钾钙碱性系列(图 5b)。所有岩石都为过铝质到强过铝质，A/CNK为1.05~1.28之间，绝大多数大于1.1，落在过铝质区域(图 5c)。在标准矿物计算结果中，所有样品均出现标准刚玉分子(质量分数为1.19%~4.31%，均大于1%)。因此，从主量元素成分看，会同岩体花岗岩类属于过铝质、高钾钙碱性的S型花岗岩(图 5d)。
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图 5 会同花岗岩类主量元素有关图解 (a)-侵入岩TAS图解(底图据Wilson，1989)； (b)-K2O-SiO2图解(底图据Le Maitre, 2002)；(c)-A/NK-A/CNK图解(底图据Maniar and Piccoli, 1989)；(d)-花岗岩ACF图解(底图据胡刚等，2012).A=Al2O3+Fe2O3-Na2O-K2O, C=CaO-3.3×P2O5, F=MgO+FeO+MnO Fig. 5 Major elements related plots of the Huitong pluton granitoids |
会同岩体闪长质包体、正长闪长岩和花岗岩样品在球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图上表现基本一致(图 6a, b)，均富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素，亏损Ba、Sr以及高场强元素Nb、P、Ti。岩石具较高稀土总量(平均值为296.3 ×10-6)。轻稀土富集，Eu亏损相对明显(Eu/Eu*=0.26~0.64)。球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素配分图与江西省早古生代花岗岩曲线(张芳荣等，2010；张苑等，2011)型式一致。
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图 6 会同花岗岩类稀土元素(a, 球粒陨石标准值据Boynton, 1984)和微量元素(b, 原始地幔标准值据Sun and McDonough, 1989)成分图 江西省早生代花岗岩稀土和微量元素据张芳荣等(2010) 和张苑等(2011) Fig. 6 Chondrite-normalized REE (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive-mantle-normalized trace element (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) compositions of the granitoids from Huitong pluton |
JX08，JX09两个样品共获得了26颗锆石Hf同位素分析结果(表 4)。剔除3个176 Yb 较高的点(176Yb/177Hf分别为0.261353、0.277421、0.320569)，剩余23颗锆石的176Yb/177Hf比值为0.062012~0.176281，176Lu/177Hf比值为0.000974~0.004100。寄主花岗岩JX08的13颗锆石εHf(t)值为-13.7~-3.3(图 7a)，Hf同位素地壳模式年龄tDMC为1.6~2.3Ga。闪长质包体10颗锆石εHf(t)值为-8.4~-3.2 (图 7b)，tDMC为1.6~1.9Ga，总体具有比寄主花岗岩更亏损的Hf同位素特征。
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表 4 江西会同花岗岩类样品的锆石Hf同位素数据 Table 4 Hf isotopic data of zircons from the granitoids in Huitong pluton |
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图 7 会同花岗岩类样品锆石Hf同位素直方图 Fig. 7 Zircon εHf(t) histogram of the granitoids in Huitong pluton |
会同岩体的侵位时代一直缺少准确厘定。前人获得黑云母K-Ar年龄为206Ma，归于早中三叠世，传统上划为印支期花岗岩(江西省地矿局，1984；孙涛，2006)。本文获得的寄主花岗岩和闪长质包体锆石U-Pb年龄分别为425.8±6.2Ma和425.0±4.1Ma，可以代表会同岩体的侵位年龄，应属于早古生代晚期志留纪花岗岩。
5.2 岩石成因类型与成岩物质来源花岗岩成因类型目前最为普遍接受的方案是I-S-M-A型划分，自然界中真正由地幔岩浆衍生的M型花岗岩极少，主要为S、I和A型，尤其是以S型和I型为主(邱检生等，2008)。对于华南花岗岩，徐克勤提出的三个成因系列(陆壳型、过渡型地壳同熔型和幔源型)在国内花岗岩研究中得到较为广泛的应用(Xu et al., 1982)，其中，一般认为同熔型大体上相当于I型，陆壳型大体上相当于S型(王德滋，2004)。本文所研究的会同岩体的样品，从全岩主量，微量和锆石微量三方面分析来看，具有陆壳型或S型花岗岩特征。
从本文样品主量元素看，岩石属过铝质到强过铝质，绝大多数样品A/CNK大于1.1，有过铝质矿物白云母出现，属于强过铝质花岗岩，而S型花岗岩的一个标志就是A/CNK大于1.1(Chappell and White, 1992)。所有样品均出现标准刚玉分子，质量分数1.19%~4.31%，均大于1%。在ACF图解中，样品全部落在S型花岗岩区域(图 5d)。微量元素上看，12件样品的Rb/Sr在0.60~6.78范围内(平均1.94)，Rb/Nd为4.13~15.20(平均8.05)，分别明显高于中国东部上地壳Rb/Sr和Rb/Nd比值(分别为0.31和6.8，高山等，1999)和全球上地壳的平均值(分别为0.32和4.5，Taylor and McLennen, 1985)，表明会同岩体源自成熟度较高的地壳物质。
锆石Hf同位素特征表明全部测点的εHf(t)均为负值，且变化范围较大，显示了源区物质的不均一性，其相对应的Hf同位素地壳模式年龄较老(总体为1.6~2.3Ga)，表明岩石来源于古元古代的基底地壳物质。
现有资料表明，很多S型花岗岩形成过程中也存在岩浆混合作用，南岭万洋山的S型花岗岩，形成物质除主要来源地壳外，可能有幔源岩浆局部混合作用的贡献(伍光英等，2008)。会同岩体中存在暗色包体，并且定年结果显示，闪长质包体与其寄主花岗岩大约同时侵位于425Ma，从而排除了闪长质包体来源于深部固体岩石熔融残留体或浅部围岩捕虏体的可能性，从年代学上看，符合可能存在岩浆混合的最重要的一个条件(莫宣学等，2007)，会同岩体样品在MgO-FeOT图解中也显示了岩浆混合的趋势(图 8a)。同时花岗岩JX08的εHf(t)变化范围较大，达10.4个ε单位，反映了岩浆来源的不均一性。从而推断在早古生代晚期江西东南部地区可能发生了大范围的成熟地壳强烈再造和深熔作用，上地壳的熔体和中下地壳熔体发生岩浆混合，约425Ma侵位的会同花岗岩体可能由这种混合岩浆形成的母岩浆再经过分离结晶形成，可能有不同程度的幔源组分参与，但是由于地壳组分较多，目前已经无法直接识别其中εHf(t)>0的地幔组分。
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图 8 会同花岗岩类MgO-FeOT图解(a, 底图据Zorpi et al., 1991)和(Y+Nb)-Rb图解(b, 底图据张芳荣等，2009) Syn-COLG为同碰撞花岗岩；WPG为板内花岗岩；Post-GOLG为后碰撞花岗岩；VAG为火山弧花岗岩；ORG为洋脊花岗岩 Fig. 8 The diagrams of MgO vs. FeOT (a, after Zorpi et al., 1991) and Y+Nb vs. Rb (b, after Zhang et al., 2009) |
化学成分上，在(Y+Nb)-Rb构造环境判别图解中，会同岩体位于后碰撞花岗岩区(图 8b)。在SiO2-K2O图解中，样品点大部分落在高钾钙碱性系列内，而高钾钙碱性系列岩浆岩是后碰撞岩浆活动的重要特征之一(Liégeois et al., 1998)。从地球化学分析上看，会同岩体具有后碰撞花岗岩特征。
在区域地质方面，位于赣南与浙江省交界地带的会同岩体与其他已经确定的加里东期的花岗岩体，例如鹅婆、付坊、宁化和玮埔岩体等，构成了北东向的长轴展布方向，与区域构造线基本一致，多沿断裂分布。加里东期早期花岗岩类以发育面理为特征，晚期岩类以块状构造为特征，表明加里东早期花岗岩可能形成于碰撞挤压环境，晚期花岗岩形成于后碰撞的伸展构造环境(张芳荣等，2009)。结合上述特征，侵位于~425Ma的会同岩体应属于后碰撞花岗岩。
目前关于华南地区加里东期花岗岩构造动力学背景的研究仍存在很大争论，具体存在三种主要观点(徐夕生，2008及相关文献)，认为它们属于：(1) 沟弧盆构造体系的岛弧花岗岩；(2) 地体拼贴作用形成的花岗岩；或者(3) 陆内造山作用形成的板内花岗岩。由于研究区尚未发现早古生代蛇绿岩或者火山岩，并且结合古生物和沉积岩地球化学研究结果，早古生代时期华南地区不是洋盆，而是浅海-半深海或陆壳海槽(沈渭洲等，2009)。因此，早古生代花岗岩应该不属于沟弧盆构造体系的岛弧花岗岩。
扬子陆块和华夏陆块可能是中元古代后“华南洋”(许靖华等，1987；孙明志和徐克勤，1990)消亡后，在新元古代晋宁期(约970Ma)沿江山-绍兴断裂带碰撞对接，形成统一的华南大陆(Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Li et al., 1997; Li, 1998)。到志留纪，华南发生强烈岩浆构造事件，存在于华夏陆块内部的次级块体(如浙东南-闽西北、赣中南和云开大山)之间的浅海-半深海或陆壳海槽关闭，在元古代变质基底上形成了加里东期褶皱造山带(舒良树，2006)。结合前人资料，初步推测会同岩体可能形成于华夏陆块内部次级块体碰撞拼接结束之后的板内拉张的环境，伸展体制下造成了不同层次中、下地壳物质的重熔。
6 结论(1) 赣南会同花岗岩主要为黑云母花岗斑岩、黑云母花岗岩、正长闪长岩、二云母花岗岩等，其中存在闪长质暗色包体。寄主花岗岩和闪长质包体的锆石U-Pb年龄分别是425.8±6.2Ma和425.0±4.1Ma，表明岩体形成于早古生代晚期志留纪。花岗岩和包体的εHf(t)均为负值，变化范围大(分别为-13.7~-3.3，-8.4~-3.2)，Hf同位素地壳模式年龄较老(总体为1.6~2.3Ga)。会同岩体主体为高钾钙碱性、过铝质-强过铝质S型花岗岩。
(2) 会同岩体源于中、下地壳不均一地壳物质的部分熔融；可能形成于华夏陆块内部次级块体(如浙东南-闽西北、赣中南和云开大山)碰撞拼接结束之后的板内拉张环境。
致谢 感谢刘勇胜在锆石U-Pb定年、陈海红和刘硕在微量分析、秦虹在主量分析、侯可军和郭春丽在锆石Hf同位素分析中提供的帮助。| [] | Blichert-Toft J, Albarède F. 1997. The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth and Planetary Science Letters, 148(1-2): 243–258. DOI:10.1016/S0012-821X(97)00040-X |
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