2015, Vol. 31
2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 资源学院和紧缺矿产资源勘查协同创新中心, 武汉 430074;
3. 江苏华东基础地质勘查有限公司, 江苏省有色金属华东地质勘查局, 南京 210007
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Faculty of Earth Resources, Collaborative Innovation Center for Exploration of Strategic Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. Basic Geological Exploration Co., Ltd, East China Mineral Exploration and Development Bureau, Nanjing 210007, China
紫金山矿田位于福建省上杭县，是我国著名的大型-超大型铜金矿田。紫金山矿化主要受晚中生代大规模构造-岩浆活动的影响，围绕中酸性次火山岩-浅成斑岩侵入体分布，演化形成了一套斑岩-浅成低温热液成矿系统(张德全等， 2001，2003，2005; 毛建仁等，2002; 黄仁生，2008; 王少怀等，2009; 邱小平等，2010; 胡春杰等，2012; 黄文婷等，2013; Jiang et al., 2013)。紫金山斑岩-浅成低温热液成矿系统主要包括：高硫型浅成低温热液系统(紫金山铜金矿床)、低硫型浅成低温热液系统(悦洋银多金属矿床)和斑岩系统(罗卜岭铜钼矿床)；此外还有兼具成因联系的一些过渡类型矿床(张德全等， 2001，2003; 王少怀等，2009; 胡春杰等，2012; 黄文婷等，2013; 李斌等，2013)。前人对紫金山矿田进行了大量的岩石学、岩石地球化学及年代学研究(张德全等，2001; 毛建仁等，2002; 胡春杰等，2012; 黄文婷等，2013; 李斌等，2013)，这些工作对了解矿区构造-岩浆演化以及成矿作用起了积极作用。近年来，运用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)和高精度的离子探针质谱仪(SHRIMP)，对紫金山矿田内的多数岩体进行了锆石U-Pb定年，重新厘定了多数岩浆岩的年龄(赵希林，2007; 胡春杰等，2012; 黄文婷等，2013; 李斌等，2013; Jiang et al., 2013; 于波等，2013)。然而同一岩体测定的年龄数据却较为混杂，甚至出现年龄数据与野外地质事实相矛盾的现象。紫金山复式岩体是矿田内铜金矿化的主要赋矿围岩，在空间上与矿化关系密切。前人的相关工作多侧重于岩浆演化序列的研究，对岩浆源区的限定研究工作则较为薄弱。为更好的确定紫金山复式岩体的成岩时代与岩浆来源，在结合野外地质工作的基础上，我们对紫金山复式岩体进行了精确地同位素定年和详细全面的岩石地球化学研究。 1 地质背景
紫金山矿田位于华夏地块，政和-大浦断裂以西(图 1a，b)，主要发育在闽西南凹陷带的西南部，NE向宣和复背斜与云霄-上杭NW向深断裂带交汇部位(王少怀等，2009)。紫金山矿田内出露地层主要有：新元古界楼子坝群、晚泥盆统天瓦岽组和桃子坑组、早石炭统林地组、早白垩统石帽山群及第四系(图 1c)。其中，楼子坝群主要为浅海相沉积变质碎屑岩，天瓦岽组和桃子坑组为浅海-滨海相碎屑岩，石帽山群主要由英安质、粗安质、流纹质熔岩和火山碎屑岩组成，第四系主要为砂砾岩。
 | 图 1 中国东部地质简图(a)、华南中生代花岗岩及火山岩分布图(b，据Zhou et al., 2006; Li and Li， 2007; Chen et al., 2008改绘)和紫金山矿田地质图(c，据李斌等，2013; Li and Jiang， 2014改绘) I 江山-绍兴断裂；II 萍乡-玉山断裂；III 政和-大浦断裂；IV 长乐-南澳断裂 Fig. 1 Simplified geological map of the eastern China(a)，schematic geological map of the South China showing the distribution of the Mesozoic granitoids and the volcanic rocks(b，modified after Zhou et al., 2006; Li and Li， 2007; Chen et al., 2008) and geological map of the Zijinshan Cu-Au ore field showing a cluster of porphyry Cu-Mo，porphyry-epithermal Au-Cu deposits(c，modified after Li et al., 2013; Li and Jiang， 2014) I Jiangshan-Shaoxing fault; II Pingxiang-Yushan fault; III Zhenghe-Dapu fault; IV Changle-Nan’ao fault |
矿田内发育宣和复式背斜，呈NE向展布，主要由震旦系和古生界地层组成(王少怀，2007)。断裂构造主要以NE和NW向为主(图 1c)。其中，前者主要是震旦系-晚古生界地层构成的复背斜的轴向断裂及其次级断裂，具陡倾斜的逆冲性质，发育于白垩纪前，控制了晚侏罗世花岗岩的分布(张德全等，2003)；而NW向断裂控制着紫金山矿田内白垩纪火山-侵入岩浆作用和成矿活动(陈静等，2011)，是重要的导矿和赋矿构造(王少怀等，2009)。紫金山矿田内的岩浆活动分为晚侏罗世花岗岩和白垩纪火山-侵入杂岩两个体系。晚侏罗世花岗岩包括紫金山复式岩体和才溪二长花岗岩体；白垩纪火山-侵入杂岩可分为4期，包括第1期的火山岩相的石帽山群下段的英安岩及紫金山次火山岩(125~118Ma)；第2期石帽山群下段安山岩喷发与四方岩体的侵位以及英安玢岩(109~103Ma)；第3期石帽山群下段英安岩的喷发和罗卜岭-紫金山似斑状花岗闪长(斑)岩的侵位以及龙江亭、二庙沟附近的石英闪长玢岩(103~100Ma)；第4期为晚期罗卜岭斑岩的侵位、石帽山群上段流纹岩的喷发和大岩里花岗斑岩岩脉、金铜矿的石英斑岩脉等成矿后期无矿脉岩(100~93Ma)(于波等，2013)。 2 样品采集及岩相学特征
紫金山复式岩体呈 NE 走向的透镜状，包括：似斑状中粗粒花岗岩(迳美岩体)、中细粒花岗岩(五龙寺岩体)以及细粒花岗岩(金龙桥岩体)(图 1c)。其中迳美岩体呈岩株状分布于矿田的东南部(王少怀，2007; 赵希林，2007)，岩石呈浅肉红色、灰白色，中粗粒花岗结构，主要由钾长石(45%)、斜长石(20%)、石英(25%)、黑云母(5%)等组成，矿物粒径一般为 3~5mm；五龙寺中细粒花岗岩呈 NE 向岩株状分布，位于紫金山矿田的中部及西北部，是紫金山花岗岩的主体，矿物组成主要为微斜长石(35%)、斜长石(25%)、石英(25%)、白云母(5%)、黑云母(5%)等矿物组成；金龙桥细粒花岗岩见于中西部，主要矿物成分为钾长石(40%)、石英(30%)、斜长石(20%)、黑云母(5%)(赵希林，2007)。副矿物组合为：石榴石-绿帘石-黝帘石-锆石(赵希林，2007)。紫金山复式花岗岩体的围岩蚀变十分强烈，原岩的矿物成分、结构、构造均发生明显变化，蚀变较强部位矿物几乎全被蚀变交代。主要蚀变类型有石英绢云母化、地开石化、石英明矾石化、低温硅化，黑云母己褪变为白云母或者绢云母，长石矿物普遍高岭土化或绢云母化。 3 分析方法
岩石样品首先破碎，经浮选和电磁选等方法后，淘洗、挑纯，挑出单颗粒锆石。手工挑出晶形完好、透明度和色泽度好的锆石，用环氧树脂固定于样品靶上。样品靶表面经研磨抛光，直至锆石新鲜截面露出。对靶上锆石进行镜下透射光、反射光照相后，进行阴极发光(CL)分析照相。锆石CL照相在中国冶金地质总局山东局地质测试中心电子探针实验室完成。选择典型的岩浆锆石进行锆石U-Pb测年。锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年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LA-ICP-MS分室完成。ICP-MS型号为Agilent 7500a型，激光剥蚀系统为New Wave公司生产的UP213固体激光剥蚀系统。采用He气作为剥蚀物质的载气，通过直径3mm的PVC管将剥蚀物质传送到ICP-MS，并在进入ICP-MS之前与Ar气混合，形成混合气。 质量分馏校正采用标样GEMOC/GJ-1(207Pb/206Pb年龄为608.5±0.4Ma，206Pb/238U年龄为599.8±4.5Ma(Jackson et al., 2004)，每轮(RUN)测试约分析15个点，开始和结束前分别分析GJ-1标样2~4次，中间分析未知样品10~12次，其中包括1次已知年龄的锆石样品Mud Tank(735Ma，Black and Gulson， 1978)。仪器工作参数为： 波长213nm，蚀孔径25μm， 剥蚀时间60s，背景测量时间40s，激光脉冲重复频率5Hz，脉冲能量为10~20J/cm2，停留时间206Pb、207Pb、208Pb、232Th、238U依次为15、30、10、10、15ms。实验原理和详细的测试方法见(Jackson et al., 2004)。ICP-MS的分析数据通过即时分析软件GLITTER(Van Achterbergh et al., 2001)计算获得同位素比值、年龄和误差。普通铅校正采用 Andersen(2002)的方法进行，校正后的结果用Isoplot程序(v.3.23)(Ludwig，2003)完成年龄计算和谐和图的绘制。
锆石的原位Hf同位素组成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利用New wave UP193激光剥蚀系统和Neptune Plus MC-ICP-MS进行联机测试。激光束斑的直径根据锆石的大小使用45μm。采用He气作为剥蚀物质的载气，将剥蚀物质从激光剥蚀系统传送到MC-ICP-MS，并在进入MC-ICP-MS之前与Ar气混合，形成混合气。用179Hf/177Hf =0.7325和172Yb/173Yb=1.35274(Chu et al., 2002)进行仪器质量歧视校正。同质异位干扰校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰采用Wu et al.(2006)的方法，计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf 比值。样品测定过程中获得标准锆石GJ-1的176Hf/177Hf=0.282014±0.000008(n=23，2σ)，这与已报导的原位测定的176Hf/177Hf=0.282013±0.000019(2σ)(Elhlou et al., 2006)非常接近。
进行岩石地球化学分析时，首先将样品破碎、磨碎(200目)后制成分析样品。主量元素、微量元素和Sr、Nd、Pb同位素测试均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。其中主量元素分析方法为X荧光光谱法，仪器为美国热电ARL9800XP+XRF射线荧光光谱仪，大多数元素的分析精度优于5%；微量元素用ICP-MS测定(型号为Finnigan Element II)，详细的分析方法参考高剑峰等(2003)。Sr、Nd同位素采用BioRad AG 50W×8阳离子树脂纯化Sr、Nd元素，详细的化学分离流程参考濮巍等(2005)。Sr、Nd同位素比值用TIMS(型号为Finnigan Triton TI)分析测试，Sr以TaF5作为激发剂，将提纯后的Sr涂于W带上后上机测试，测试过程中采用86Sr/88Sr=0.1194校正质量分馏。Nd以H33PO4作为激发剂，将提纯后的Nd涂于Re带上后上机测试，测试过程中采用146Nd/144Nd=0.7219校正质量分馏。 4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年代学
迳美岩体中的锆石均为无色透明或浅黄色，大部分锆石结晶较好，呈长柱状，少数为浑圆状或不规则状；自形程度高。绝大多数锆石具有明显的内部结构和典型的岩浆振荡环带结构(图 2a)，为典型的岩浆成因锆石。Th和U含量的变化范围和平均值汇总在表 1中。测试结果显示迳美岩体的Th和U的含量变化大，而Th/U值变化小，介于0.46~153之间，指示其为典型的岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002)。锆石测试点在谐和图上组成密集的一簇(图 3a)。18个点的206Pb/238U数据的加权平均年龄为163.5±1.8Ma(2σ，MSWD=1.3)。这个年龄应代表了迳美岩体的结晶年龄。
 | 图 2 典型锆石的CL图像 (a)迳美岩体;(b)五龙寺岩体;(c)金龙桥岩体圆圈代表年龄测试点，圆圈直径代表分析测试直径25μm Fig. 2 Cathodoluminescence(CL)images，localities of the points for measurements of representative detected zircons from Jingmei pluton(a)，Wulongsi pluton(b) and Jinlongqiao pluton(c) Circles indicate the U-Pb dating positions，with their diameters approximating the spot sizes as 25μm |
 | 表 1 紫金山复式岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb analyses for the Zijinshan Complex，Fujian Province，SE China |
五龙寺岩体中的锆石均为无色透明，锆石自形程度高，多呈长柱状，少数为浑圆状。颗粒大小在60~200μm 之间，长宽比1 : 1到3 : 1。阴极发光图像显示部分锆石具有明显的核边结构，具有明显的内部结构和典型的岩浆振荡环带结构(图 2b)。五龙寺岩体锆石Th/U值变化较大，介于0.08~1.23之间，仅有1个锆石颗粒小于0.1，表明多数锆石颗粒为典型的岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002)。对于样品WZ-01，22个测试点的年龄变化在862±14Ma 到152±3Ma。其中4个锆石拥有继承核，得出了较老的年龄；8 个点的分析结果在谐和图上组成密集的一簇(图 3b)，206Pb/238U 的加权平均年龄为163.3±3.0Ma(2σ，MSWD=1.6)，这个年龄应代表了五龙寺中细粒花岗岩的结晶年龄。
 | 图 3 紫金山复式岩体迳美、五龙寺以及金龙桥岩体的锆石U-Pb谐和图Fig. 3 U-Pb concordia diagrams of zircons for the Zijinshan Complex |
金龙桥岩体中的锆石颗粒大小在40~280μm 之间，长宽比1 : 1到5 : 1。呈无色透明到淡黄色，大部分锆石结晶较好，晶型呈长柱状。金龙桥细粒花岗岩锆石Th/U值变化较大，介于0.01~341之间，仅有1个锆石颗粒小于0.1，这表明大多数锆石为岩浆成因。对于样品JLQ-01，23个测试点的年龄变化在752±12Ma到150±3Ma。锆石的CL图像和定年结果显示，8个点的年龄介于752±12Ma到195±3Ma；而12个点的分析结果在谐和图上组成密集的一簇(图 3c)，206Pb/238U 的加权平均年龄为155.0±1.3Ma(2σ，MSWD=1.7)，这一年龄应代表了金龙桥细粒花岗岩的结晶年龄。 4.2 主量元素及微量元素
紫金山复式岩体的主量元素和微量元素含量分析结果见表 2。紫金山复式岩体在主量元素组成上具有高硅、富钾，低MgO、CaO和P2O5的特征，并且K2O的含量大于Na2O的含量。SiO2含量变化为7559%~7989%，Al2O3的含量变化为12.34%~15.44%，Fe2O3T的含量为0.40%~1.34%；MgO的含量为0.03%~0.39%，CaO的含量为0.14%~0.30%；在Le Bas et al.(1986)提出的岩浆岩TAS分类图上(图 4a)，新鲜的样品落入花岗岩的范围。新鲜样品表现为过铝质，A/CNK [= molar Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)] 主要介于1.09~3.36之间(图 4b)。
| 表 2 紫金山复式岩体主量(wt%)和微量元素含量(×10-6)以及锆石饱和温度计算结果 Table 2 Major element(wt%) and trace element(×10-6)concentrations and zircon saturation temperatures of the Zijinshan Complex，Fujian Province，SE China |
 | 图 4 紫金山复式岩体岩石分类图解 (a)TAS分类图解(据Le Bas et al., 1986);(b)A/NK-A/CNK图解 Fig. 4 Classification of the Zijinshan Complex based on the total alkali vs. silica(TAS)diagram(a，modified after Le Bas et al., 1986) and A/NK vs. A/CNK diagram(b) |
紫金山复式岩体稀土元素总量偏低，∑REE=7.38×10-6~174×10-6。LREE/HREE=3.7~11.6，(La/Yb)N为1.7~10.8，表现为LREE富集型；Eu负异常明显但变化比较大(Eu/Eu*＝0.2~1.2)。在稀土配分模式图上，紫金山复式杂岩均为富LREE型，呈现右倾，而重稀土元素分配曲线相对平坦，反映岩石成岩过程中LREE发生了较强烈的分馏，HREE分馏微弱(图 5)。紫金山复式岩体的稀土配分曲线并不相互一致，表现为不同岩性之间的轻重稀土比值以及Eu的负异常程度并不相同，例如，迳美中粗粒花岗岩的(La/Yb)N平均值为6.7，Eu/Eu*平均值为0.6；五龙寺中细粒花岗岩(La/Yb)N平均值为2.9，Eu/Eu*平均值为0.2；金龙桥细粒花岗岩(La/Yb)N平均值为7.7，Eu/Eu*平均值为0.36。紫金山复式岩体表现为富集Rb、Th、U、Pb、Hf、Zr，明显亏损Nb、La、Ce、Sr、P、Ti。而且紫金山复式杂岩不同岩体表现出的Ba、Sr、P、Ti负异常程度也不尽相同。紫金山复式杂岩各种岩性的Rb/Sr、Rb/Ba、Zr/Hf、Th/U、Nb/Ta值相差都较大。
 | 图 5 紫金山复式岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化值据 Boynton，1984)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. 5 Chondrite-normalized REE(a，normalization values from Boynton，1984) and primitive mantle-normalized mulit-element patterns(b，normalization values from McDonough and Sun， 1995)for the Zijinshan Complex
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| 表 3 紫金山复式岩体的Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the Zijinshan Complex |
 | 图 6 紫金山复式岩体的年龄-εNd(t)图解
数据来源：紫金山复式岩体部分数据来自Jiang et al.(2013). 华夏元古代变质岩(胡恭任和章邦桐，1998; 沈渭州等，2003) Fig. 6 Age vs. εNd(t)values plot for the Zijinshan Complex Data source: The fields for part of the Zijinshan Complex from Jiang et al.(2013). The field for the regional Proterozoic metamorphic rocks from Hu and Zhang(1998)，Shen et al.(2003) |
对紫金山复式岩体中已经测年的锆石样品进行原位Hf同位素分析，分析结果列于表 4。对迳美样品JM-01进行了19个点的Hf 同位素分析，约164Ma年龄的锆石测得的176Hf/177Hf 值变化为0.282154~0.282490，εHf(t)=-19.0~-7.1(图 7)，两阶段模式年龄(tDM2)为1.62~2.37Ga(图 8)。对五龙寺样品WZ-01进行了15个点的Hf同位素分析，测得的176Hf/177Hf 值变化为0.282079~0.282470，εHf(t)=-11.8~-5.8(图 7)，两阶段模式年龄(tDM2)为1.66~2.13Ga(图 8)。约163Ma年龄的锆石Hf同位素的176Hf/177Hf 值变化为0.282346~0.282470，εHf(t)=-11.9~-7.7(图 7)，两阶段模式年龄(tDM2)为1.67~1.93Ga(图 8)。对金龙桥样品JLQ-01进行了22个点的Hf同位素分析，约155Ma年龄的锆石测得的176Hf/177Hf 值变化为0.282299~0.282461，εHf(t)=-13.9~-8.1(图 7)，两阶段模式年龄(tDM2)为1.69~2.05Ga(图 8)。10个继承锆石点的Hf同位素的176Hf/177Hf 值变化为0.282197~0.282477，εHf(t)=-14.3~5.4(图 7)，两阶段模式年龄(tDM2)为1.30~2.13Ga(图 8)。
| 表 4 紫金山复式岩体LA-MC-ICP-MS锆石原位Lu-Hf同位素组成分析结果 Table 4 LA-MC-ICP-MS in situ analysis of zircon Lu-Hf isotopic composition of the Zijinshan Complex |
 | 图 7 紫金山复式岩体的εHf(t)对U-Pb 年龄图(a)和εNd(t)对εHf(t)关系图(b)
阴影代表华夏地块地壳基底演化域(Xu et al., 2007; Yu et al., 2010) Fig. 7 Diagrams of εHf(t)vs. U-Pb ages(a) and εNd(t)vs. εHf(t)(b)for zircons of the Zijinshan Complex from the Cathaysia Block The shaded region indicates Hf isotope evolution for Cathaysia crustal basement from Xu et al.(2007) and Yu et al.(2010) |
 | 图 8 紫金山复式岩体的两阶段模式年龄(tDM2)图 Fig. 8 Histogram of εHf(t)values for the Zijinshan Complex |
本次研究中样品均遭受不同程度的蚀变影响，主要表现为具有较高的烧失量，较低的Na2O和CaO含量，LOI值变化为0.56%~3.04%。高场强元素(HFSEs)，稀土元素(REEs)以及Y和Th等，在蚀变过程中基本不发生改变和迁移。另一方面，Rb，Na，K，Sr，Ca，Ba，Mn和Al 等元素在蚀变过程中表现为较强的活动性，元素发生了不同程度的迁移和流动(李斌等，2013)。在浅变质作用及蚀变过程中，不相容元素Zr基本未受影响，可作为判断蚀变作用对其他元素影响程度的独立指标(Polat et al., 2002; Wang et al., 2010)。紫金山复式杂岩中部分样品的主、微量元素与Zr相关性明显，表明岩石受蚀变作用影响有限。
成岩后的热液蚀变能明显的改变87Sr/86Sr，但对143Nd/144Nd的影响较小(朱碧等，2008; Wang et al., 2010; Liu et al., 2013)。为排除蚀变的影响，我们只利用Nd同位素数据来讨论。Lu-Hf 同位素体系受风化的影响较小，因为Hf主要赋存在不易受风化侵蚀的锆石中(Liu et al., 2013)。此外，锆石的Hf同位素值与全岩的Nd同位素值相互之间比较吻合，不存在明显的Nd-Hf解耦(图 7b; Vervoort et al., 1999)，这表明岩浆源区物质未经历复杂的循环过程。 5.2 紫金山复式岩体的成岩年龄
从锆石CL图像可以看出，紫金山复式岩体中的锆石具有类似的晶型，除两个锆石的Th/U比值小于0.1外，绝大多数锆石Th/U比值介于0.17~3.41，表明锆石为岩浆成因。紫金山复式岩体LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年结果显示，分析点在谐和图上多汇聚成一组，迳美，五龙寺与金龙桥岩体所对应的206Pb/238U年龄分别为164±2Ma，163±3Ma以及155±1Ma(图 3)。155~164Ma的年龄并不发育在锆石核部，且处于此年龄范围的锆石数量最多，所以推断其不可能为继承锆石，应代表着紫金山复式岩体的结晶年龄。前人的研究也表明紫金山复式岩体的主体部分形成于中晚侏罗世时期(赵希林，2007; Jiang et al., 2013; 于波等，2013)。
S型花岗岩中的继承锆石对源区的同位素不均质性提供了很好的观察手段(Villaros et al., 2012)。五龙寺与金龙桥岩体中均有继承锆石的存在，特别是金龙桥岩体中继承锆石记录的岩浆年龄对应的峰值为 ~222Ma，以及一些分布在184~862Ma范围内的岩浆年龄(图 3c)。发生围岩的同化混染作用与源区岩石的不完全熔融均可形成继承锆石(Chen et al., 2014)。多变的Nd同位素组成(图 6)，以及继承锆石核 [εHf(t=155Ma)=-21.7~-7.6] 与163~155Ma(五龙寺与金龙桥岩体)的锆石边缘部位具有类似的Hf同位素组成 [εHf(t=155Ma)=-13.9~-7.9]，表明围岩的同化混染作用及源区岩石的不完全熔融对成岩都存在较明显的影响。金龙桥岩体中继承锆石的两阶段模式年龄(年龄峰值~1771Ma，~1926Ma，~2060Ma)与~155Ma锆石的两阶段模式年龄(年龄峰值~1722Ma，~1934Ma)也表现出密切的相关关系(图 8)。五龙寺岩体中继承锆石含量较少，却表现出类似金龙桥岩体的特征。紫金山复式岩体的164~155Ma的锆石两阶段模式年龄表明其源岩可能形成于古老地壳物质的再循环(图 8)。
继承锆石的年龄在~220Ma形成峰值，且存在有很多较老年龄的锆石，这说明岩浆的源区可能为沉积物来源，并发生以印支期花岗岩为主的同化混染作用。紫金山复式岩体中的继承锆石年龄的分布表明从新元古代到三叠纪时期存在相关的构造运动(图 9a)。这些年龄对应着华南主要的地壳加厚事件，如：新元古代(~800Ma)，加里东运动(~430Ma)(Chen et al., 2006)，海西期(峰期为~330Ma)古特提斯造山带的构造演化(Jian et al., 2009)以及印支运动(Chen et al., 2011)。我们将这些继承锆石与华夏内陆的陆源碎屑物质的年龄频率分布(Xu et al., 2005)进行了对比研究。华夏内陆碎屑锆石的年龄范围从2200~200Ma(图 9b)，且清楚的显示有印支期的年龄，峰值为~230Ma，其他的峰值则主要显示有新元古代与加里东期的沉积物。通过对比可以发现，紫金山复式岩体中的继承锆石年龄与华夏内陆陆源沉积物的年龄有很好的吻合，因此，华夏内陆沉积物可能是紫金山复式岩体的主要来源。然而，紫金山地区并不存在三叠纪到侏罗纪时期的沉积岩，因此，以沉积物为主要来源的熔融不可能形成峰值为~220Ma的年龄。因此，年龄为~220Ma的继承锆石最可能来源于印支期火成岩的同化混染作用。
 | 图 9 紫金山复式岩体中继承锆石年龄(a)与西华夏地块的碎屑锆石对比图(b，据Xu et al., 2005) Fig. 9 Histograms with cumulative age probability curves of zircon ages for the overall Zijinshan zircon cores(a) and the West Cathaysia detrital zircons(b，after Xu et al., 2005) |
紫金山复式岩体的Th、U以及Pb 富集，Nb、La、Ti、Sr以及Eu亏损表明紫金山复式岩体的母岩应来源于地壳的熔融。此外，紫金山复式岩体的两阶段Nd 模式年龄(tDM2)与两阶段Hf模式年龄值(tDM2)指示表明其起源于元古代的变质岩。在年龄-εNd(t)图解(图 6)中，数据点位于元古界正变质岩和副变质岩的演化区域之间，这就表明火山岩浆可能起源于地壳深处中元古界变质岩(包括正变质岩和副变质岩)的部分熔融。大规模的上地壳部分熔融，包括沉积变质岩以及华夏古老的正变质岩，提供了主要的物质来源。岩浆上侵过程中，混染了大量印支期的花岗岩，形成了紫金山复式花岗岩体。紫金山复式杂岩主要表现为过铝质，A/CNK>1.1，具高K2O含量，含白云母且不含角闪石，这符合典型的S型花岗岩的特点(Chappell and White， 1974)。 5.3 紫金山复式岩体的结晶温度
锆石饱和温度计是对锆饱和的岩石进行初始岩浆温度估计的有效计算工具(Miller et al., 2003)。根据全岩Zr含量计算迳美岩体的锆饱和温度为680~799℃(平均值为760℃)，五龙寺岩体的形成温度为738~760℃(平均值为747℃)(表 2)，金龙桥岩体计算的锆饱和温度为771~799℃(平均值为788℃)。锆石为岩浆结晶过程中早期形成的矿物，计算出来的锆饱和温度对应的岩浆形成早期的温度。通过CL图像(图 2)及锆石U-Pb定年的工作可以发现，岩体中存在大量的继承锆石核或独立的继承锆石颗粒。这表明这些锆石形成的温度较低，不足以使源岩中存在的锆石完全熔融。在这种情况下，计算得出的锆饱和温度即为导致锆石在源岩熔融过程中能保存下来的温度上限。在含有大量继承锆石的情况下，锆饱和温度代表了岩浆形成的最高温度(Miller et al., 2003)。对于含有继承锆石的岩体而言，计算的锆饱和温度最低值即代表着岩浆结晶的温度。五龙寺与金龙桥岩体均含有继承锆石，因此，其最低温度738℃以及771℃代表着岩浆形成的温度；迳美岩体中不含继承锆石，其平均温度742℃即代表着岩浆结晶的温度。 5.4 岩石成因
S型花岗岩在形成过程中需要的温度应大于650℃，熔融速率主要受云母矿物的脱水熔融形成的大量水的控制(Clemens and Vielzeuf， 1987)。难熔的变质沉积岩源(岩石主要包括石英、斜长石、白云母和黑云母)开始脱水熔融一般发生在700~750℃(Vielzeuf and Holloway， 1988)。低温熔融物一般为长英质，镁铁质含量低(Scaillet et al., 1995)。陆壳低度部分熔融多低于800℃(Clemens and Vielzeuf， 1987)，导致低温S型花岗岩熔融物不能总脱离源区并上升到地表。然而构造挤压将使这一过程变得容易，一般形成淡色花岗岩-伟晶岩侵入系统(Inger and Harris， 1993; Nabelek and Bartlett， 1998)。此低温残留淡色花岗岩表现为类似原生高温花岗岩的低Zr及REE含量，指示的岩浆温度为700~750℃。在800~900℃温度，缺水部分熔融形成S型花岗岩(Le Breton and Thompson， 1988; Vielzeuf and Holloway， 1988; Vielzeuf and Montel， 1994)，由于高的深熔温度，显著的高度部分熔融(20%~40%)主要与黑云母的分解反应有关(Clemens and Vielzeuf， 1987; Stevens et al., 1997)。在岩浆上升和冷却过程中，分异导致形成低温长英质残留熔融物。
Barbarin(1996，1999)进一步将过铝质花岗岩分为白云母花岗岩(MPG)和富黑云母-堇青石花岗岩(CPG)。MPG花岗岩含很少或不含黑云母，且包含大量原生白云母，被认为形成于造山带中的剪切带及逆冲推覆带，主要来源为陆壳岩石的含水深熔作用。CPM型花岗岩主要包含堇青石以及富集铝质黑云母，被认为来源于热地幔起源岩浆的注入及底侵作用导致的陆壳岩石的缺水深熔作用，可作为花岗岩微包体包含在CPG中。MPG花岗岩形成代表着高的水含量及低温，而CPG花岗岩则代表着低水含量及高温。紫金山复式岩体主要含白云母及少量黑云母，未见堇青石以等矿物；计算的锆饱和温度范围为707~771℃，均表明其不属于原生高温S型花岗岩，应属MPG型花岗岩。相较于华夏地壳沉积变质基底(>1.85Ga; Xu et al., 2007; Yu et al., 2010)(图 8a)，紫金山复式岩体的Hf同位素组成并不完全落在华夏基底变质岩的区域内，其两阶段Hf模式年龄更为年轻，这说明紫金山复式花岗岩不可能直接或简单的由基底变质沉积岩部分熔融而形成。这也印证了华夏古老正变质岩参与了岩浆的部分熔融，从而形成紫金山复式岩体。紫金山复式花岗岩的FeO，MgO，Co，Ni，Cr，和V的含量极低，Nd同位素组成变化不大，没有显示基性幔源组分参与的证据。而且，紫金山复式岩体中不存在明显的Nd-Hf解耦(图 8b)，这表明紫金山复式岩体虽然受后期热液蚀变作用影响，但是Nd-Hf同位素体系保持稳定；初始Sr变化较大并不代表幔源组分的加入，而仅代表着受热液蚀变的影响导致。
紫金山复式岩具有相同的物质来源，但是，不同侵入岩以及不同岩性之间的主量元素、微量元素组成特征存在明显的差异。在稀土元素配分图上，不同岩体之间并不是表现出平行的特征，表现为不同岩性之间稀土含量，轻重稀土比值以及Eu的负异常程度并不相同(图 5)。即使同一岩体不同样品的分布也有差别。从微量元素蛛网图(图 5b)上可以看出，不同岩性之间的Ba、Sr、P、Ti的负异常程度也并不相同，五龙寺岩体与金龙桥岩体不同样品之间差异较大。各种岩性的Rb/Sr、Rb/Ba、Zr/Hf、Th/U、Nb/Ta值相差都较大，这些现象在表明紫金山复式岩体形成的岩浆过程是存在明显的差异，分离结晶作用可能控制了紫金山复式岩体的主量元素和微量元素的组成变化。
Rb、Sr和Ba 的含量变化可以用来追踪主要造岩矿物(如长石矿物、角闪石、辉石、黑云母等)在岩浆演化过程中分异进程，而副矿物相(如锆石、榍石、磷灰石、褐帘石、独居石等)的行为则可利用Zr，Hf，Th及REE的含量变化来示踪。因此，我们利用上述微量元素的变化来反应这些矿物在岩浆演化过程分异情况，确定矿物分离结晶的方式。在Sr-Ba图解(图 10a)上，可以看到紫金山复式岩体中迳美岩体发生有限的钾长石分离结晶作用。五龙寺中细粒花岗岩与金龙桥洗粒花岗岩主要发生钾长石的分离结晶作用，斜长石的分离结晶作用相对有限，无黑云母的分异作用。在La-(La/Yb)N图解上，可以看到褐帘石和独居石的分离结晶控制了紫金山复式岩体中轻稀土元素(LREE)的含量变化(图 10b)。
 | 图 10 紫金山复式岩体的Ba-Sr图解(a)和La-(La/Yb)N图解(b)表明褐帘石和独居石的分离结晶控制了紫金山复式岩体的稀土元素的含量变化
Sr和Ba的分配系数引自Philpotts and Schnetzler(1970)；磷灰石的分配系数引自Fujimaki(1986)，锆石和褐帘石的分配系数引自Mahood and Hildreth(1983)，独居石的分配系数引自Yurimoto et al.(1990).Pl-斜长石；Kf-钾长石；Bi-黑云母；Aln-褐帘石；Mnz-独居石；Ap-磷灰石；Zrn-锆石.图例同图 4 Fig. 10 Diagrams of Sr vs. Ba(a) and (La/Yb)N vs. La(b)showing the change of REE patterns from Zijinshan Complex by separation of accessory minerals Partition coefficients of Sr and Ba are from Philpotts and Schnetzler(1970). Partition coefficients are from Fujimaki(1986)for apatite，Mahood and Hildreth(1983)for zircon and allanite，and Yurimoto et al.(1990)for monazite. Pl-plagioclase; Kf-K-feldspar; Bt-biotite; Aln-allanite; Mnz-monazite; Ap-apatite; Zrn-zircon. Symbols are the same as in Fig. 4 |
中晚侏罗世(175～150Ma)中国东南部发育了大规模的过铝-弱过铝的花岗岩和二长花岗岩。这些花岗岩主要由壳源物质部分熔融而形成，地幔物质参与很少(Sun et al., 2005)。紫金山复式岩体表现为低温熔融形成的过铝质花岗岩，无幔源物质的参与，也经历明显的分异作用。低温S型花岗岩熔融物脱离源区上升到地表往往需要在挤压的构造背景下。同时期华夏处于挤压的环境也存在如下证据:(1)晚中侏罗世到晚侏罗世时期的沉积序列在区域内较少发育，这表明在这一时期存在着陆壳的抬升和剥蚀;(2)受早侏罗世北北东向褶皱和挤压的影响，古生代到早中生代沉积序列发育相应的变形构造;(3)早白垩世时期的火山碎屑沉积不整合接触于早中生代的沉积序列;(4)同时期(约165~150Ma)，在华南内部的湘桂粤A型花岗岩带(十杭带南带)指示陆内为伸展的构造背景，表现出后碰撞环境的特点，与此相对的活动大陆边缘(俯冲相关)的构造环境。此外，己有研究结果表明在闽南(永定、上杭、武平)-赣南(寻乌、安远、龙南、定南)-粤北(南雄、始兴)地区发育的中国东南部花岗岩低Nd 模式年龄带的年龄为195~170Ma(带内主要发育双峰式火山岩，A型花岗岩以及基性岩脉)，明显早于紫金山复式岩体的成岩年龄。同时在中-晚侏罗世时期(165~150Ma)，紫金山地区并不存在指示伸展构造的岩浆活动。
对应于挤压构造环境，紫金山复式岩体形成可以排除洋脊俯冲或大陆碰撞导致陆壳加厚的模式，因为紫金山复式岩体发育于华夏地块陆内，且华南板块可能存在的洋脊俯冲主要发生在早白垩世(Sun et al., 2007; Ling et al., 2009; Li and Jiang， 2014)。古太平洋板块的俯冲模式可能是最合理的解释。但是侏罗纪时期古太平洋板块俯冲的时限与距离仍存在很多争议。大多数研究认为华南发育的大规模弧岩浆活动应开始于180Ma，并一直持续到~90Ma(Zhou and Li， 2000)。大量的研究表明，俯冲的古太平洋板块在早侏罗世晚期到中侏罗世早期时已经到达华南板块的内陆(Zhou et al., 2006; Jiang et al., 2009; He et al., 2010)。俯冲的古太平洋板块最远俯冲到湖南南部(Zhou and Li， 2000)。Li and Li(2007)以及Li et al.(2012)提出的平板俯冲模式，认为在190~180Ma，古太平洋板块最远俯冲到扬子板块。在早-中侏罗世时期，华南十杭带区域主要为伸展的构造体制，形成的岩浆岩有大量新生地壳组分的参与，同时在十杭带区域也缺少相应的挤压变形构造(Jiang et al., 2009; He et al., 2010; Wang et al., 2003，2013)。随着俯冲的开始，垂向上的强烈板片后撤导致俯冲速率增加(Niu et al., 2003)，将导致上覆板片的伸展，减薄(Nikolaeva et al., 2010; Gerya and Meilick， 2011)。古太平洋板块的后撤最晚应开始于中晚侏罗世(Jiang et al., 2009)，导致十杭带从165Ma时期处于弧内的裂谷环境，岩石圈伸展导致形成大量的A型花岗岩。而随着岩石圈的减薄，伴随着软流圈的上涌及减压部分熔融，触发上部岩石圈地幔的部分熔融，形成玄武质岩浆作用。十杭带上的A型花岗岩及基性岩表明，古太平洋板块的俯冲折返从165Ma持续到150Ma。紫金山复式岩体在区域上处于十杭带的东部，其成岩年龄为164~155Ma，其形成应对应于古太平洋板块俯冲导致的挤压构造环境。这表明，在164~150Ma，古太平洋板块可能俯冲到紫金山地区。 6 结论
(1)紫金山复式岩体包含迳美、五龙寺以及金龙桥三个岩体，其形成年龄分别为164Ma、163Ma及155Ma，表明其为中晚侏罗世时期岩浆活动的产物。
(2)紫金山复式岩体的地球化学及同位素特征表明其属S型花岗岩，主要来源于华夏元古代的正副变质岩的部分熔融并遭受印支期花岗岩的同化混染作用；紫金山复式岩体的形成温度较低，无幔源组分的参与。
(3)紫金复式岩体在形成过程中主要经历了以钾长石为主的分离结晶作用，而褐帘石和独居石的分离结晶控制了紫金山复式岩体中轻稀土元素(LREE)的含量变化。
(4)紫金山复式岩体属低温S型花岗岩，这类花岗岩形成的熔融物脱离源区上升到地表往往需要在挤压的构造背景下，其形成对应于古太平洋板块俯冲所导致的活动大陆边缘环境；同时表明在164~150Ma时期，古太平洋板块可能俯冲到紫金山地区。
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