福建建瓯上房花岗岩热液锆石U-Pb年龄及地质学意义

2015-01-13陈润生

福建地质 2015年2期

陈润生

(福建省地质调查研究院，福州，350013)

华夏地块内广泛发育多期次的岩浆活动，尤其是加里东期(志留纪)、印支期(早—中三叠世)和燕山期(晚侏罗世—白垩纪)岩浆作用极其强烈。其中，印支期的岩浆岩见于华南大陆雪峰基底隆升构造带及其以东的广大区域[1-5]。福建省印支期花岗岩最早于20世纪70年代依据侵入地质体与围岩接触关系等，在1∶20万区调中发现了南平下元、德化桂洋等岩体，早期将印支期花岗岩笼统地称为华力西—印支期花岗岩[6，7]。此后通过1∶5万区调和科研工作，在闽西南武平、上杭、连城等地，从燕山期花岗岩和加里东期花岗岩中解体出大量的印支期花岗岩，对其岩石学、岩石地球化学特征和岩石成因亦有新的认识。总体来说，一是福建省确认的印支期花岗岩相对较少，对规模较大的复式岩体或岩基解体不完全，早先的年龄数据可靠性不够；二是近年通过精确测年，发表了一批锆石U-Pb测定的印支期年龄数据[8-12]，但对印支期花岗岩的认识程度有过于扩大的趋势，一些岩体中取得的年龄数据与地质事实明显不符，地质依据不充分。如在确定的燕山早期(晚侏罗世)花岗岩中取得了印支期的年龄数据，可能出现误判花岗岩时代的问题。为什么出现这样自相矛盾的现象，令很多在一线从事区域地质调查的工作者深感困惑。

笔者在开展建瓯上房白钨矿的研究过程中，于上房晚侏罗世正长花岗岩中取得了印支期锆石年龄数据，但明显不符合地质事实和已有的测年结果。为了解释其原因，通过钻孔岩芯采样，进行样品的锆石形态学、稀土元素地球化学及锆石LA-ICP-MS同位素测年工作，重点研究锆石成因，进而分析锆石年龄的地质意义，探讨对印支期花岗岩年龄数据的合理解释，以便于准确区分燕山早期(晚侏罗世)和印支期(三叠纪)花岗岩。

1 地质概况

闽北上房正长花岗岩体位于武夷山成矿带东北部，福建省建瓯市东部。2007年，福建省地质调查研究院在建瓯上房地区开展钨异常查证、预查和普查工作时，在上房岩体的外接触带发现了白钨矿，经详查达大型矿床规模。上房白钨矿处于武夷山成矿带东北段，政和—大埔断裂带偏东侧，是目前华南地区已知的产于最东北端的大型钨矿床[13，14]。矿区主要地层为早元古代大金山岩组和中—晚元古代龙北溪组，大金山组岩性为灰-深灰色黑云斜长变粒岩、黑云变粒岩、石英云母片岩，夹数层斜长角闪岩；龙北溪组以黑云变粒岩、石英云母片岩为主。区内侵入岩以加里东期和燕山期为主，喜马拉雅期仅见基性岩脉，侵入岩类型以中酸-酸性岩类为主。其中加里东期岩石组合以片麻状二长花岗岩、正长花岗岩为主，岩体呈椭圆状、条带状和不规则状，多呈北北东或近南北向展布；区内燕山期黑云母正长花岗岩分布范围最广，多呈岩基或岩株状产出，区域上主要包括建阳庵山、小湖，建瓯赤溪、罗山、上房等正长花岗岩岩体。

上房晚侏罗世正长花岗岩分布于上房白钨矿区西北、东南和东北部或隐伏于矿区深部，呈岩株状或岩瘤状出露于地表(图1)。矿区西北部花岗岩体侵入于早元古代大金山岩组斜长变粒岩；东北和东南部岩体见于石埕、大长岗等地，侵入于加里东期片麻状二长花岗岩或中—晚元古代龙北溪组。空间上，白钨矿主要产于似斑状黑云母正长花岗岩的外接触带的似盆状凹部，这种部位有利于岩浆热液汇集和交代成矿。详查矿区所有的60个钻孔均穿过外接触带进入正长花岗岩体中(图2)。野外调查发现，矿区不同部位出露的正长花岗岩的矿物组成与结构构造基本相同，暗示矿区地表出露与深部隐伏的正长花岗岩是一个整体，亦与钻探验证结果吻合。围岩接触带附近硅化、绢英岩化等蚀变强烈，形成宽30～100 m的蚀变带，局部地段形成构造角砾岩、碎粉岩等。而正长花岗岩内接触带具有明显的钾长石化、硅化和绢云母化等蚀变，后期叠加有细脉状绿泥石化。

图1 建瓯上房钨矿区区域地质简图Fig.1 Geological map of the Shangfang tungsten mine1—晚侏罗世南园组火山岩；2—早侏罗世梨山组沉积岩；3—晚元古代马面山群变质岩；4—早元古代麻源群变质岩；5—晚侏罗世正长花岗岩；6—加里东期片麻状花岗岩；7—地质界线；8—不整合地质界线；9—脆性断裂；10—韧性剪切带；11—勘查矿区范围；12—采样位置平面示意

图2 上房钨矿床地质2线剖面图Fig.2 The geological profile map of No.2 exploration line in Shangfang tungsten mine1—早元古代麻源群变质岩；2—晚侏罗世正长花岗岩；3—白钨矿体及编号；4—辉钼矿体及编号；5—钻孔位置及编号；6—正长花岗岩样品采样位置及编号(SF201)

上房正长花岗岩与该区钨钼成矿有密切的成因关系。正长花岗岩样品中的锆石加权平均年龄为(158.8±1.6)Ma(MSWD=3.4)，代表了其结晶年龄，说明上房岩体属燕山早期晚侏罗世岩浆作用的产物。与白钨矿体密切共生的辉钼矿Re-Os等时线年龄为(158.1±5.4)Ma(MSWD =4.6)，代表了上房白钨矿的成矿时代，说明白钨矿成矿时代也为晚侏罗世。辉钼矿等时线年龄与黑云母正长花岗岩的锆石U-Pb年龄完全一致，暗示白钨矿的形成与正长花岗岩岩浆活动关系密切。研究认为，上房白钨矿与华南地区大多数钨矿的形成时间一致，表明它们是同一成矿事件和同一成矿动力学背景的产物。华南地区形成于160～150 Ma的钨矿均与燕山早期(晚侏罗世)花岗岩有关，岩浆活动与成矿作用之间不存在明显的时差，二者近于同时发生，成岩成矿具有同源性。钨矿的成矿作用受矿区岩浆活动的控制，岩浆作用可能提供了成矿所必须的热、流体和金属成矿元素。

2 岩性特征

上房正长花岗岩具似斑状中细粒花岗结构，块状构造。矿物主要成分为钾长石(30%～45%)、斜长石(20%～30%)、石英(20%～30%)、黑云母(2%～5%)等。钾长石斑晶多呈板柱状，长轴5～20 mm，卡氏双晶发育，局部见格子双晶，包裹少许斜长石小颗粒，ST=0.95，Δ=0.8，属中正微长石。岩体副矿物种类多，总量较高，普遍出现锆石、钍石、磷灰石、褐帘石、晶质铀矿等稀有稀土放射性元素矿物。铁钛矿物中磁铁矿含量较高，还含有钛铁矿，但分布不均匀，个别出现锐钛矿。副矿物组合为磁铁矿-钛铁矿-锆石型。

上房正长花岗岩SiO2含量为71.11%～75.39%，平均74.11%，具有含量较低的MgO(0.02%～0.67%)、TiO2(0.09%～0.34%)、P2O5(0.013%～0.091%)，但FeO*/MgO比值较高，平均为5.42，富碱，K2O+Na2O 含量为7.78%～8.94%，平均为8.60%，K2O/Na2O比值为1.39～2.07，平均为1.74。在SiO2-K2O+Na2O分类图解上，全部样品点均落入亚碱性花岗岩区。在K2O-SiO2图解中，样品点全部落入高钾钙碱性系列。Al2O3含量中等(12.91%～14.27%)，A/NKC为1.01～1.11，平均为1.05，为弱过铝-过铝质花岗岩。上房矿区及周边晚侏罗世黑云母正长花岗岩具有S型(陆壳改造型)花岗岩特征。微量和稀土元素Rb/Sr比值高(一般3.33～16.32，平均7.69)，Ba、Sr、Ti、P、Eu等元素强烈亏损。稀土总量相对较高，属轻稀土弱富集型，Eu强烈亏损(δEu=0.11～0.43，平均0.20)。在SiO2-Zr图解中，全部样品点亦落在S型花岗岩区。花岗岩的(87Sr/86Sr)i=0.711 713～0.712 804，(143Nd/144Nd)i= 0.512 044～0.512 094，εNd(t)=—10.10～—9.35，Sr-Nd同位素组成也说明正长花岗岩体为壳源成因。

该次研究在上房矿区岩芯中采取正长花岗岩样品开展锆石特征及U-Pb测年工作，样品SF201取自上房矿区2线ZK201孔深270～273 m处。和前期已完成研究工作的4线样品SF401平面距离约80 m(ZK401终孔处)。样品SF401岩石呈肉红色微带浅灰色，主要矿物有钾长石(48%)、斜长石(20%)、石英(27%)、黑云母(5%)等。其中钾长石晶形较好，少部分已粘土化；斜长石表面亦少部分发生绢云母化(图3a、b)。样品SF201呈肉红色微带灰绿色，主要矿物有钾长石、斜长石、石英等。其中钾长石含量50%左右，晶形较好，部分被白云母侵蚀交代；斜长石含量20%左右，表面大多已发生绢云母化；石英含量30%左右(图3c、d)。2件样品的岩相及矿物特征完全相似。

锆石样品采用常规方法粉碎，并用浮选和电磁选方法进行分选，然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，在玻璃板上用环氧树脂固定，并抛光至锆石中心。在U-Pb同位素分析之前，利用透-反偏光显微镜和阴极发光(CL)图像详细地研究锆石的晶体形貌和内部结构特征，以选择适合的区域进行同位素分析。激光剥蚀ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室进行，分析方法[15]。样品的同位素比值及元素含量数据处理采用ICPMSDataCal[16]，锆石加权平均年龄的计算采用206Pb/238U年龄(误差为1σ)，U-Pb谐和图的绘制采用ISOPLOT(3.0版)软件完成。

图3 上房正长花岗岩特征Fig.3 The character of Shangfang syenitie granite(a)SF401正长花岗岩(手标本)；(b)SF401正长花岗岩(透射正交光)；(c)SF201正长花岗岩(手标本)；(d)SF201正长花岗岩(透射正交光)，有较大颗粒，是后期嵌入的脉状石英(透射正交光)；Kfs—钾长石，Pl—斜长石，Ms—白云母，Qz—石英

3 分析结果

3.1 锆石形态特征

样品SF401中的锆石颗粒相对较大，一般为100～150 um，多呈自形，无色透明，内部次生结构发育，常呈裂隙切穿(图4a—c)，后者从锆石核部到边部，CL发光强度不同，显示不同区域U、Th含量的差异及变化规律，单颗粒锆石中振荡环带发育，具明显的岩浆锆石特征。而与之比较的样品SF201中的锆石颗粒一般为40～100 um，呈他形-半自形，颜色较深，一般呈棕褐色、棕黄色，大部分晶体表面粗糙，透明度较差，多为不透明-半透明(图4d)。部分锆石表面多孔洞，且广泛包裹有亮黄色金属矿物(图4f)。锆石CL图像颜色较深，分布较均匀，多数环带不发育或没有环带结构，显示其U、Th含量较高且分布均匀，同时可以看到锆石次生结构发育，这些次生结构多为不规则的曲线状、海绵状(图4e)。扫描电镜下观察表明，锆石内有多种包裹体发育，如柱铀矿、铀石、钾长石、磷灰石、钠长石等(图5a-c)。

图4 上房正长花岗岩中两类不同锆石矿物学特征Fig.4 The mineralogy of two types zircons in Shangfang syenitie granite(a)样品SF401中锆石呈自形结构(透射光)；(b)样品SF401中锆石微裂隙发育(反射光)；(c)样品SF401中锆石具振荡环带(CL阴极发光)；(d)样品SF201样品中锆石他形-半自形，透明-半透明(透射光)；(e)样品SF201中锆石表面多孔状或海绵状结构(反射光)；(f)样品SF201锆石中含有很多金属矿物包裹体(CL阴极发光)

图5 样品SF201锆石中的矿物包裹体Fig.5 The mineral inclusions in zircons of SF201 sample

3.2 锆石微量元素特征

样品SF201中锆石稀土元素含量相对较高(表1)，∑REE含量2 262×10-6～12 614×10-6(均值4 506×10-6)，∑HREE/∑LREE比值16.33～47.65(均值32)。稀土配分模式左倾平缓(图6a)，HREE相对富集，Ce正异常不明显(Ce/Ce*为3.6～5.2)，但具有很强的Eu负异常(Eu/Eu*<0.06)。而与之对比的样品SF401中锆石稀土元素含量较高，∑REE含量为1 085×10-6～2 776×10-6(平均1 463×10-6)。轻重稀土分馏较强，但富集重稀土，∑HREE/∑LREE比值为5.7～34(均值20.4)。球粒陨石标准化稀土元素配分模式向左倾(图6b)，HREE相对富集且较平缓，具明显Ce正异常(Ce/Ce*为6.8～2 089，绝大部分在10～100)和Eu负异常(Eu/Eu*为0.06～0.24)。

表1上房正长花岗岩(样品SF201)锆石LA-ICP-MS稀土元素分析结果(×10-6)

Table1LA-ICP-MSREEdataofzirconsfromK-feldspargranitefromtheShangfangtungstenmine(×10-6)

样点LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLu∑REE∑HRE/∑LREEEu*Ce*16.1621.63.0920.225.31.1595.136.64301517041701767339377047.650.024.9626.5122.33.0320.322.70.8585.231.33671235561351380259301238.80.025.0233.0211.72.2717.535.30.5913544.84521395671291282248306742.580.014.4842.199.62.3622.446.30.3817356.45681747221691673322394146.350.014.22516.461.110.567.411211.941512310962829191631336226483916.330.064.6664.2419.84.4541.1740.6225780.47532168421861812341463231.120.014.567520.43.12024.30.9991.932.534110341695.1933176226229.660.025.18829.810416.31071553.636692342427726270950742167101261429.340.014.71910.438.27.9273.116512.7594152121630710352061855336600818.550.044.21103.3713.52.1713.518.70.5163.423.828194.34401081140224242645.880.0151115.634.55.8142.871.61.7626286.18362499722091987368514128.880.013.621218.948.36.945.353.41.7119968.37332399882152028375502027.770.024.23136.5821.33.472236.42.1614345.34561425811271203224301331.780.034.45146.7225.74.735.761.61.3523974.16831997591561422261392927.940.014.581517.553.57.1638.735.82.2711841.94721597151711747338391724.280.034.78

图6 上房正长花岗岩中2类锆石稀土元素配分模式图 Fig.6 The REE pattern diagram of two types zircons from Shangfang syenitie granite(a)样品SF201为该次测试成果，(b)样品SF401引自陈润生等[14]，球粒陨石标准化数据引自Sun & Mc Donough[17]

3.3 锆石U-Pb年龄

样品SF201中锆石的Th含量相对较低，集中在200×10-6～500×10-6(表2)，但U含量很高，集中在6 000×10-6～8 000×10-6。故Th/U比值很低，为0.02～0.17(均值0.07)。与样品SF401的特征略有差异，后者Th、U含量高(分别集中在400×10-6～900×10-6和300×10-6～1 000×10-6)，Th/U比值为0.5～2.0，与典型岩浆锆石特征相似。

表2上房正长花岗岩(样品SF201)LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果(×10-6)

Table2LA-ICP-MSisotopicdataofzirconsfromK-feldspargranitesfromtheShangfangtungstenmine(×10-6)

样点ThUTh/U207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ117281220.0210.050.00090.242390.00520.035180.000419439194392204228166980.0420.05210.00250.267070.01420.037210.000528810628810624011327378830.0350.05020.00110.255080.0070.036860.0005204492044923164515101310.0510.05230.0010.263220.00620.036370.000529841298412375594156680.1660.06670.00140.339370.00840.036860.00058284382843297663513254460.1380.05170.0010.199440.00540.027880.000627041270411855729961490.0490.05090.00150.239020.00810.034050.00042376623766218784548622350.0730.05090.00080.195720.0040.027890.000323635236351813948491680.0530.05140.00250.24240.01280.034220.0005258107258107220101036348210.0750.05520.00120.282240.00720.0370.000542246422462526111533156850.0980.05110.0010.209750.00570.029650.000524545245451935121022119170.0860.05530.00120.258850.00680.033690.0005426484264823461359873200.0820.050.00090.257310.00540.037180.0005196381963823241451071420.0710.05160.00140.258480.00850.036320.0006268602686023371540667630.060.05450.00140.272490.00820.036290.000539056390562457

样品SF201挑选透明度相对较好，包裹体不发育的锆石进行15个点的分析，其中点SF201-05偏离谐和线较远，可能发生了Pb的丢失，其余14个点均位于谐和线上或非常接近谐和线，但分布较零散，206Pb/238U年龄变化于(252～181) Ma。14个点中有7个点相对集中，加权平均年龄为(232.6±2.2)Ma(MSWD=0.74)；另4个点相对集中，加权平均年龄为(218.8±6.9)Ma；还有3个点的206Pb/238U年龄为(193±5)Ma～(181±3)Ma(图7)。研究成果表明，高铀含量的锆石易发生蜕晶质化，蜕晶质化后的锆石在中低温热液蚀变过程中会发生明显的U、Th和放射性Pb的丢失，导致U-Th-Pb体系的扰动[18-20]，导致U-Pb年龄偏小。笔者认为，较老的谐和年龄(232.6±2.2)Ma代表了样品SF201早期岩浆锆石的结晶年龄，而较年轻的谐和年龄及早侏罗世的几个年龄反映了晚期热液叠加改造年龄。

图7 上房花岗岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄图Fig.7 The diagram of LA-ICPMS zircon U-Pb concordant ages from Shangfang granite(左：SF401，引自陈润生等[13]，右：SF201为该次测试成果)

已有的样品SF401206Pb/238U表观年龄介于(164±1)Ma～(152±4)Ma，加权平均年龄为(158.8±1.4)Ma(95%可信度，MSWD=3.4)，谐和年龄为(158.7±1.3)Ma(MSWD=4.5)。加权平均年龄与谐和年龄非常一致，代表了似斑状黑云母正长花岗岩的结晶年龄。其中一个锆石颗粒的206Pb/238U年龄为(221±9)Ma，但仍然位于谐和线上，可能为岩浆侵位过程中捕获的岩浆锆石。

4 讨论

4.1 锆石成因类型

大量研究表明，不同成因的锆石其Th、U含量及Th/U比值可能有较大差异。岩浆锆石的Th、U含量较高、Th/U比值较大(一般大于0.4)；变质锆石的Th、U含量低、Th/U比值小(一般小于0.1)[21，22]。这是因为岩浆锆石的Th/U比值与Th和U在岩浆中的含量以及它们在锆石与岩浆之间的分配系数有关[23，24]。通常岩浆锆石的Th/U 比值接近1[25]。

已有学者根据热液锆石的研究[26]提出了锆石中Th、U的反应-扩散模式。这一模式认为锆石的放射性损伤使其发生蜕晶化作用，从而造成锆石的结构相对不稳定，使后期的高温热液流体容易与锆石产生反应。发生反应的区域中的锆石Th、U迁移出去，或在反应局部富集呈富铀矿物(铀石、柱铀矿)；同时由于在流体环境中Th、U的活动性不一致及稀土元素的含量差异，导致热液锆石的元素特征与岩浆锆石有明显的区别。

不同成因的锆石其微量元素组成可能存在较大差异[27]，这对于正确认识锆石成因具有重要意义[28]。Hanchar 等(2003)提出[29], 稀土元素的含量和配分模式可以指示锆石的生长环境及熔体或流体的化学组成。岩浆锆石含有较高的REE含量，强烈富集重稀土，因而具有向左陡倾的HREE配分模式[30]。对于变质重结晶锆石，其轻稀土元素较重稀土元素有较大的离子半径，因而更容易在变质重结晶过程中从锆石晶格中排除出来，从而可以导致变质重结晶锆石比岩浆锆石具有更陡的重稀土富集模型[31]。Hoskin对比研究了澳大利亚Boggy平原带状岩体(BPZP)中的岩浆和热液锆石，发现它们的球粒陨石配分曲线明显不同，岩浆锆石的球粒陨石配分曲线从La至Lu急剧增加，具有Ce正异常和Eu负异常，而热液锆石的球粒陨石配分曲线通常具有明显较高的REE含量，比较平缓的轻稀土图形，而Ce异常较小。

如上所述，样品SF401中锆石的Th、U含量，Th/U比值，稀土元素含量高，HREE富集，配分模型左倾，具明显Ce正异常和Eu负异常，与典型的岩浆锆石特征相似，所以笔者认为样品SF401中的锆石为岩浆锆石。样品SF201中的锆石Th含量相对较低，U含量很高，Th/U比值很小(小于0.1)，稀土元素含量很高，HREE比较富集，配分模型左倾平缓，Ce异常不明显，具强烈Eu负异常，与典型的岩浆锆石明显不同。另外，锆石表面具多孔洞状、海绵状结构，富U、Th独立矿物包裹体发育，因此，认为该样品中的锆石为热液锆石。Hoskin(2005)和Kirkland(2009)[32]根据已有热液锆石的微量元素，总结出了岩浆锆石和热液锆石的微量元素判别图解。在该图解上，样品SF201分析点大部分落在热液锆石区域内，而样品SF401分析点位于岩浆锆石区域内，进一步证明样品SF201中的锆石为热液成因。

综上分析认为，该次采取的样品SF201中印支期的岩浆锆石，在燕山期岩浆热液作用下，流体对锆石进行交代形成热液锆石。

4.2 年代学意义

4.2.1 印支期花岗岩广泛存在

在上房钨矿区邻近的2线ZK201和4线ZK401(线距约80 m)内接触带黑云母正长花岗岩中分别采取了样品SF201、SF401开展锆石LA-ICP-MS定年工作，发现了2种不同类型的锆石，得出了2组不同的年龄数据。样品SF401为岩浆锆石，加权平均年龄(158.8±1.4)Ma(MSWD=3.4)，与谐和年龄(158.7±1.3)Ma(MSWD=4.5)一致，代表似斑状黑云母正长花岗岩的结晶年龄属晚侏罗世，与福建省传统的认识相吻合。而样品SF201中锆石除岩浆锆石外，主要为热液锆石，14个点中7个点相对集中，加权平均年龄为(232.6±2.2)Ma(MSWD=0.74)；另4个点相对集中，加权平均年龄为(218.8±6.9) Ma。前者代表了印支期(三叠纪)岩浆侵入结晶年龄，后者可能代表了印支期后热液叠加改造年龄。2个年龄样品采自相距较近的同一个花岗岩岩体内，且二者的岩相学特征基本一致，但锆石特征不同，采用同一方法测出的年龄数据不同(反映不同期次的岩浆侵入活动)。唯一合理的解释是这些热液锆石是燕山期岩浆侵位过程中捕获的印支期岩浆锆石，并暗示该区存在隐伏的印支期岩体。或是在燕山期造山作用过程中，深部印支期花岗岩再次部分熔融，其中的部分锆石被改造而继承。

印支期花岗岩主要分布在桂东南、粤西、粤北、赣南、赣中、湖南和闽西地区。华南印支期花岗岩的出露面积大约相当于燕山期的20%。但在福建省已发现的印支期花岗岩远不及燕山期和加里东期，一些早期被认为是印支期的花岗岩通过调查研究，如福建省原认为最大的印支期花岗岩岩体——玮埔岩体，通过玮埔岩体的构造变形、接触关系和精确定年等解体后，认为其主体属加里东期[33-36]。福建省印支期花岗岩分布范围仅约占燕山期花岗岩的10%以下。但随着福建省对印支期花岗岩认识的不断深化，如福建省地质调查研究院在开展1∶5万新泉等4幅区域地质调查时，对上杭梅花山复式岩体、古田复式岩体进行了详细解体，通过接触关系、岩相分析和同位素测年，解体出吴家坊、太山头、大湾、池家山、龙潭等规模较大的印支期岩体。岩石类型以二长花岗岩、正长花岗岩为主，侵入时代为(232.2～235.3) Ma*福建省地质调查研究院，1∶5万新泉、梅村、古田、湖洋幅区域地质调查报告，2013。。

华南印支运动与加里东运动一样是一次重要的陆内造山运动[37-39]，奠定了华南现今的基本骨架。伴随该次运动的构造-岩浆作用极其强烈，研究表明印支期花岗岩分布于华南大陆雪峰基底隆升构造带及其以东的广大区域，呈面型无极性无年龄演化趋势的分布，展示出加里东期花岗岩的分布特征。近年来在浙西南和闽西北亦发现有印支期花岗岩即是明证[40，41]。印支期花岗岩形成年龄集中于(248～208) Ma，显示2个年龄峰值～239 Ma和～220 Ma。该次在上房燕山期花岗岩中采取的锆石定年获得的2组年龄为(232.6±2.2)Ma(MSWD=0.74)和(218.8±6.9)Ma，与华南印支期岩浆峰期岩浆作用时间吻合较好。

近年来，随着精确定年及主微量测试分析方法的飞速发展，较多花岗岩体的形成时代被重新定义，整体上华南印支期花岗岩的影响范围在扩大，但在福建省发现的印支期花岗岩数量和规模与印支期陆内造山运动的影响还不相匹配。主要原因有2个方面：一是需要进一步调查，对闽西地区规模较大的燕山期或加里东期复式岩体进行解体，原来的华力期花岗岩(二叠纪)很可能大部分属于印支期花岗岩；二是大量的印支期花岗岩未出露地表或是被期后的燕山早期花岗岩改造，发生了深熔(部分熔融)和再造作用。上房花岗岩中热液锆石的发现和印支期2组年龄的测定，以及二者相似的岩石地球化学特征，即是最好的证据。

4.2.2 确定印支期花岗岩

正是由于被燕山期岩浆岩的改造，燕山期(晚侏罗世)花岗岩中捕获和继承有印支期的岩浆锆石，包含有印支期年龄信息。因此，在确定印支期花岗岩时要注意几个关键的问题。

(1)尽管现代的分析测试技术手段很先进，尤其是定年方面准确度极高，但不能以年龄作为唯一的岩体时代依据。如1∶5万麻沙等3幅区调在建阳庵山(罗古岩)岩体(似斑状黑云母正长花岗岩，与上房岩体特征和岩石地球化学特征相似)，获得精确锆石LA-ICP-MS年龄为228 Ma。但庵山岩体侵入最新的地层为早侏罗世梨山组，与区域晚侏罗世正长花岗岩岩体在岩体划分和岩石宏观、微观特征及含矿专属性等方面均可对比。因此228 Ma并不是庵山岩体的真实年龄*福建省地质调查研究院，1∶5万麻沙、建阳、徐市幅区域地质调查报告，2011。，区调工作中仍将其时代归为晚侏罗世显然是合理的。永安小陶岩体、光泽太银厂岩体通过锆石定年为印支期年龄，但仍然需要从地质上寻找更直接的证据。

(2)除精确定年外，如何正确识别印支期花岗岩的时代。①接触关系。是最可靠的地质依据，或侵入早期的地质体、或被后期的地质体不整合覆盖或侵入接触等，上、下时限接触关系要清楚。部分岩体只有较可靠的下限资料或上限资料，亦具有很好的判别时代意义，如前述的建阳庵山岩体；②岩相学特征。福建省印支期二长花岗岩、正长花岗岩一般具有较典型的似斑状结构，斑晶以肉红色钾长石为主，斑晶大-粗大，钾长石斑晶中明显发育有不同方向的裂纹。暗色矿物黑云母含量相对较高，一般在5%～15%，多为填隙状分布于长石、石英颗粒间，偶见角闪石(如上杭太山头、吴家坊岩体*福建省地质调查研究院，1∶5万新泉、梅村、古田、湖洋幅区域地质调查报告，2013。，浙江大爽、靖居岩体等)。黑云母多蚀变为绿泥石等；③构造特征。暗色矿物多以集合体产出，多显示弱定向-定向，具弱片麻状-片麻状构造；④岩石地球化学特征。一般而言，拉张构造体制下岩浆侵位过程中的分离结晶作用比挤压构造体制下更强。因此，形成于后造山伸展环境下的燕山早期花岗岩，总体应比形成于后碰撞弱挤压构造环境下的印支期花岗岩经历过更强的分异演化。从而具有更多的不相容元素及挥发分含量，更大的Rb/ Sr比值，更低的Eu值以及更高的碱性程度。

(3)利用锆石进行定年，亦要详细研究锆石形态特征，区分锆石的成因类型，判别是捕获锆石(深部隐伏印支期岩体)或是继承锆石，还是原生的岩浆锆石。结合地质观察和岩相学特征等合理进行年龄数据的解释。

4.3 与成矿关系

一般认为，南岭地区广泛分布印支期花岗岩，与铀矿成矿关系密切，铀成矿带的分布与印支期花岗岩的分布存在一定的藕合性，华南印支期花岗岩可能是华南铀矿非常重要的铀源岩[42，43]。但印支期花岗岩与钨、锡多金属成矿的关系并不密切。华南地区是中国东部中生代大规模成矿，或成矿大爆发[44-46]最具代表性的区带。最近几年，运用Re-Os，40Ar/39Ar和SHRIMP锆石U-Pb法对华南地区钨矿或钨锡多金属矿床开展了较详细的成矿年代学研究，发现南岭地区钨锡矿床在成矿时代上具有集中分布的特点[47-51]。(160～150) Ma是南岭及相邻地区W、Sn、Nb、Ta、Pb、Zn等有色-稀有金属矿床成矿作用的高峰期。南岭及相邻地区最重要的地壳重熔作用的峰值为(160±5)Ma[52]，被称为“大火成岩事件”。该期花岗质岩浆侵入活动在华南呈面状展布，是伸展背景下地壳深熔作用的产物，并伴随爆发式钨多金属成矿作用。

但华南印支期亦有钨锡多金属矿床产出，如广西栗木铌-钽-钨-锡矿床形成于晚三叠世至早—中侏罗世[53，54]，在栗木矿田矿石的云母获得Ar-Ar年龄为(214.0±1.9)Ma[55]，湘南荷花坪锡矿Re-Os等时线年龄(224±1.9)Ma[56]，赣南崇义大余矿集区内的鹅仙塘锡钨矿石英脉的白云母Ar-Ar年龄为231.4 Ma[57]。虽然印支期花岗岩不具有大规模直接成矿的能力，但由于华南具有高W、Sn、U的地球化学场[58]，印支期花岗岩具典型壳源性，因此，华南印支期花岗岩具有一定的直接成矿能力。在高W、Sn的地球化学场区域，印支期花岗岩可以直接形成钨矿。此外，深部印支期花岗岩可再次产生部分熔融，造成W、Sn、U、Th等强不相容元素(亲花岗岩元素)再次富集[59]，这也是印支期花岗岩对燕山期大规模成矿的重要意义。

上房白钨矿区深部有隐伏的印支期花岗岩，可能初步富集W等多金属元素。伴随燕山期发生大规模造山作用和岩浆活动，深部印支期花岗岩可再次产生部分熔融，可能造成W等强不相容元素(亲花岗岩元素)再次富集，从而导致晚侏罗世花岗岩中成矿元素和产热元素含量更高，有利于钨多金属成矿。但这一过程可能非常复杂，目前缺少直接的资料，需要进一步加强研究。

5 结论

(1)福建上房似斑状黑云母正长花岗岩体内发现了2类不同成因类型的锆石。其中一类具有较多的包裹体，Th/U比值低(0.02～0.17，平均0.07)。锆石稀土元素含量相对较高，稀土元素配分模式左倾平缓，HREE相对富集，Ce正异常不明显，但具有很强的Eu负异常(Eu/Eu*<0.06)。研究表明其属于热液锆石，具有明显不同于岩浆锆石的特征。

(2)热液锆石具有2组LA-ICP-MS谐和年龄，14个点中的7个点相对集中，加权平均年龄为(232.6±2.2)Ma(MSWD=0.74)；另有4个点相对集中，加权平均年龄为(218.8±6.9)Ma。前者代表了印支期(三叠纪)岩浆侵入结晶年龄，后者可能代表了印支期后热液叠加改造年龄。这些热液锆石是燕山期岩浆侵位过程中捕获的印支期岩浆锆石，并暗示该区存在隐伏的印支期岩体，或是在燕山期造山作用过程中深部印支期花岗岩再次部分熔融(再造)。

(3)分析认为福建省印支期花岗岩广泛存在，但不能仅从测年数据而确定其形成时代，应着重分析和调查花岗岩与围岩上、下时限接触关系、岩相学特征、构造特征、岩石地球化学特征等直接的地质学依据(如接触关系)。利用锆石定年要分析研究锆石成因类型。

(4)印支期花岗岩可能与钨多金属成矿有一定的关系。有可能初步富集钨多金属的印支期花岗岩部分熔融形成含钨岩浆，直接导致区域众多燕山期钨多金属矿的形成。

感谢中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室李建威教授、中国地质科学院地质所曹康博士在LA-ICP-MS锆石稀土元素分析测试和 U-Pb定年方面的支持和帮助。感谢国家自然科学基金(No.U1405232)和福建省地矿局地勘科研项目经费对本研究工作的资助。

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