赣中南城加里东期花岗闪长岩成因:来自LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学及岩石地球化学的制约

杨庆坤,华 琛,于玉帅,张小亮

(1.东华理工大学 江西省数字国土重点实验室,南昌 330013;2.中国地质调查局武汉地质调查中心,武汉 430205;3.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院,北京 100083)

在460～400 Ma,全球板块运动活跃,存在准同期的造山活动,称为加里东期造山。该期对华南大陆的早古生代地质演化影响巨大,造成了大规模花岗岩化与岩浆侵入。华南加里东期造山的构造演化和动力学机制是构建华南古生代地质演化的基础。任纪舜[1]认为晋宁期之后,“扬子板块”和“华夏板块”之间发生过裂解作用,但该运动并未切穿岩石圈。Zhan等[2]、Rong等[3-5]和戎嘉余等[6]认为奥陶纪“扬子板块”与“华夏板块”之间存在一个栖息在以陆壳为基底的已知最深水的底栖群落,因此推断“扬子”和 “华夏”之间并不存在洋壳盆地。但是,刘英会等[7]通过对华夏板块地球物理场的研究,认为其应由多个古陆块组成。万天丰[8]认为华夏板块在印支期与扬子板块拼合之前,亦分散为多个古陆。舒良树[9]通过对江南造山带蛇绿混杂岩等岩石的年代学特征分析,指出在新元古代形成之后华夏板块裂解产生了浙南-闽北、赣中-赣南和云开大山3个小陆块。Guo等[10]通过对江西相山地区青白口纪基底变质岩碎屑锆石年龄与扬子板块、华夏板块前寒武纪年龄谱的对比研究发现,江南造山带在770 Ma应该发生了裂解,而且这次拉张作用较强,切穿了岩石圈,由此,华夏板块肢解形成多个次级古陆。在印支期,组成华夏板块的多个次级古陆向北运动,同扬子板块发生了再次拼合[11-12]。部分学者认为华南加里东期造山属于陆内造山,其驱动力可能来自于周缘板块碰撞的远程效应[13-14], 亦有部分学者认为华南加里东期造山存在板块构造体制下的俯冲碰撞造山, 是扬子和华夏板块之间的华南洋残留盆俯冲闭合背景下造成的结果[15-16]。这些争论在一定程度上影响了对华南地质的研究步伐。与华南燕山期花岗岩研究程度相比,加里东期花岗岩的研究较为薄弱。近年越来越多的学者认为:华南加里东期花岗岩与燕山期大规模的铀钨锡等多金属成矿事件之间存在一定的联系[17-18]。研究区恰好位于扬子板块和华夏板块结合带的东南缘,因此在该地区开展华南加里东期花岗岩类构造背景的研究,对完整理解华南岩石圈的形成与演化具有重要意义。

1 区域地质背景

我国加里东期花岗岩主要分布在武夷山脉的赣中-闽西一带,北以江绍断裂带与扬子板块东南缘江南新元古代造山带相邻,南以政和-大埔断裂带与东南沿海晚中生代花岗质火山-侵入杂岩带相接。研究区位于扬子板块与华夏板块拼合构造带(钦杭结合带)东南缘,遂川-德兴深断裂和鹰潭-安远深断裂分别从其北西侧和东南侧经过(图1)。研究区处于江西省中部,矿产资源丰富,是赣中重要的热液型多金属成矿远景区之一。

研究区内广泛出露元古宙变质岩,以震旦系-南华系的洪山组(NhZ1h)为主,为一套高绿片岩相-低角闪岩相变质地层,变形变质作用强,部分出现岩浆深熔边缘混合岩,残留少量寒武系外管坑组(∈1-2w)。白垩系以茅店组和周田组为主,多分布在研究区的东部,与下伏地层呈断层接触,以紫红色复成分细砾岩和含砾砂岩为主。研究区位于华夏侵入岩区武夷复式花岗岩带,岩浆活动强烈,加里东期、华力西-印支期、燕山期均有岩浆活动。区内基性、中基性岩类零星出露,多呈岩脉状产出,主要岩石类型有闪长岩、闪长斑岩、辉长岩、辉绿岩等。

2 研究区岩体特征

研究区位于抚州市东南50 km处，花岗岩多呈北东向展布, 少数呈北北东向延伸, 以志留纪的花岗闪长岩为主(图2),岩体与前寒武纪变质地层呈明显侵入接触关系, 接触界面清晰, 呈港湾状、岩枝状侵入, 岩体内部见较多变质岩残留体, 无细粒边, 围岩未见明显角岩化, 但往往发育几十米至千余米宽窄不等的边缘混合岩。 边缘混合岩呈带状分布于岩体外侧或呈穹隆状、 团块状分布于隐伏岩体顶盖, 由花岗质脉体和变质岩基体组成条纹条带状构造、 阴影状构造(图3), 反映岩体形成和侵位深度较大, 与围岩(变质岩)基本处于大致相近的温压条件, 属热侵位模式。 花岗岩与侏罗纪、 白垩纪等沉积盖层呈断层接触关系,局部可见早侏罗世地层水北组呈角度不整合关系覆盖其上。

图1 华南加里东期花岗岩分布略图(据孙涛[19]修改; 年龄数据据文献[20])Fig.1 Distribution of Caledonian granite in South China1—走滑断裂;2—钦杭成矿带分界线与断裂;3—加里东期花岗岩;4—成岩年龄;Ⅰ—钦杭成矿带北带;Ⅱ—钦杭成矿带主(中)带;Ⅲ—钦杭成矿带南带

3 分析测试方法

3.1 主、微量元素分析

本次选取4件新鲜岩石样品,经破碎→磨碎(200目, 0.074 mm), 全岩主、 微量元素的分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。 主量元素分析采用荷兰飞利浦PW2404 X射线荧光光谱法(XRF)和化学分析法(CA), 具体测试过程见Norrish等[21]; 微量元素和稀土元素分析采用德国Finnigan MAT的HR-ICP-MS(ELEMENT XR), 测试方法依据《电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)分析方法通则》(DZ/T 0223—2001),具体测试过程见Qu 等[22]。

3.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年

锆石样品的分离、 挑选由廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成; 锆石制靶、 阴极发光(CL)图像分析(Mono CL3+)在南京求实地质科技有限公司完成;LA-ICP-MS锆石U-Pb定年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。详细的测试/分析方法及流程可参考Jackson等[23]及Griffin等[24]。U-Pb同位素质量分馏采用澳大利亚锆石标样GEMOCGJ-1(608.5±1.5 Ma)的实测结果[23]来校正, 锆石标样采取Mud Tank(732±5 Ma)[25]作为盲样, 以控制分析测试精度。 U-Pb年龄和U、 Th的计数由GLITER软件(ver.4.4)在线获得。 因为204Pb的信号强度极低, 以及受到载气过程中204Hg的干扰, 该方法不能直接精确测定其含量, 因此, 普通Pb的矫正使用嵌入Excel的ComPbcorr#3-15G程序来进行[26], 不过绝大多数样品点的普通铅含量很低, 校正与否几乎没有影响。 数据处理采用Isoplot软件[27]。

4 分析结果

4.1 岩相学特征

整体上,岩石结构较均一,靠近围岩粒径较细,核部粒径较粗,灰白色,呈中细粒-中粗粒花岗结构, 块状构造(图3)。 主要矿物成分有斜长石(61%～42%)、 钾长石(12%～18%)、 石英(22%～23%)、 黑云母(6%～21%), 副矿物有磁铁矿、 榍石和锆石。 次生矿物有绢云母、 绿泥石、 褐铁矿及粘土矿化。 斜长石粒径为1.6 mm×0.6 mm～3.6 mm×2.4mm, 多呈自形-半自形板状结构, 最大可达6.5 mm×4.5 mm, 具钠长石双晶, 部分有绢云母化; 钾长石呈他形粒状结构, 粒径为1.2 mm×0.8 mm～2.8 mm×2.2 mm, 具格子状双晶; 石英呈他形粒状结构, 粒径1.3 mm×1.1 mm～2.5 mm×2.3 mm; 黑云母呈他形片状, 大小0.6 mm×2.3mm～1.2 mm×1.8mm。 副矿物磁铁矿呈他形粒状, 多与黑云母紧密共生。

4.2 测年结果

所测样品中的锆石均呈柱状自形晶,无色透明或淡黄色,CL图像上可以看到清晰的岩浆结晶锆石的环带现象(图4),少量锆石边部呈现暗黑色,可能是锆石中含有较高的U和Th导致的。 U-Pb同位素测年数据见表1, LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄见图5。锆石长112～189 μm,长宽比大多为3∶1～6∶1,对所选取的21粒锆石进行了U-Pb同位素分析,这些锆石的U含量在(744～147)×10-6,Th为(568～47)×10-6。一般认为，岩浆成因锆石具较高的Th/U值(通常为0.1～1.0)[25],而变质锆石的Th/U值相对较低(小于0.1)[28-30], 本次所测锆石样品的Th/U=0.12～0.76,其U-Pb同位素组成在误差范围内谐和,样品在谐和图中206Pb/238U谐和年龄一致,206Pb/238U加权平均年龄为413.8±2.3 Ma(置信度95%)。

图4 代表性锆石CL图像及206Pb/238U年龄Fig.4 CL images and 206Pb/238U ages for representative zircons

4.3 岩石地球化学特征

赣中南城加里东期花岗岩代表性样品的主、 微量元素测试结果见表2、 表3。 该套花岗岩SiO2含量较低, 为67.81%～68.42%, 平均为68.16%; 贫镁和锰(MgO含量为0.63%～0.65%, 平均为0.64%; MnO为0.03%～0.04%, 平均为0.03%); 碱总量中等(Na2O+K2O为6.46%～6.62%, 平均为6.54%), 相对富钠(K2O/Na2O=0.2);A/CNK=1.66～1.71, 平均1.69, 远大于1.1, 表明其属于强过铝质花岗岩; 分异指数DI=73.5～74.7, 平均为74.1; 里特曼指数σ为1.67～1.74(平均1.71), (Na+K)/Al(原子数比)=0.565～0.574(平均0.57), 碱铝比值小于0.90, 属碱不饱和系列; 岩石含铁指数较低(TFeO/(TFeO+Mg)=0.63～0.65)。 随着花岗岩SiO2含量增加,DI、 铝饱和指数、 碱含量(K2O+Na2O)和K2O/Na2O值均呈正相关关系(图6)。

表1 研究区花岗闪长岩中锆石LA-ICP-MS分析结果(样品HP17-2)Table 1 Analysis results of LA-ICP-MS zircon U-Pb ages for granodiorites in study area

图5 LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图Fig.5 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia plots for granodiorite in study area

表2 研究区花岗闪长岩全岩主量元素含量

Table 2 Contents of major elements of granodiorites in study areawB/%

表3 研究区花岗闪长岩全岩微量元素含量

Table 3 Contents of trace elements of granodiorites in study areawB/10-6

样品号LiBeScVCrCoNiCuZnGaRbSrYMoCdInSb HP17-119.42.764.5114.89.112.515.133.7642.017.960.75445.620.6290.0650.0260.202 HP17-215.82.574.3412.37.692.893.974.8638.017.767.14875.110.6950.0640.0200.106 HP17-318.22.925.5813.45.792.393.673.1137.618.664.55576.280.2670.0740.0260.058 HP17-417.22.334.8513.85.632.43.693.1336.917.564.85085.820.3210.0680.0300.052 样品号LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuWReTl HP17-117.929.23.1010.301.781.291.860.2281.130.1690.5670.0740.4440.0671.200<0.0020.253 HP17-212.422.62.239.271.421.211.260.1860.860.1470.5060.0800.4560.0731.190<0.0020.278 HP17-314.225.92.769.431.431.351.360.2041.070.2040.6060.1130.7400.1090.528<0.0020.239 HP17-412.118.72.058.011.211.391.070.1831.020.1740.6570.0980.6240.1020.567<0.0020.253 样品号CsBaPbBiThUNbTaZrHfΣREELREEHREELREE/HREE(La/Yb)NδEuδCe HP17-14.7610620.80.0123.6401.2806.3500.478841.5468.1163.574.5414.0127.242.150.85 HP17-24.8910819.20.0083.4001.1306.6300.419811.2852.7049.133.5713.7618.382.710.94 HP17-35.6311825.90.0444.3401.6607.0400.4381282.6859.4855.074.4112.5012.972.920.92 HP17-44.6211120.30.0103.1600.9836.4300.4231382.3947.3943.463.9311.0613.103.660.82

岩石总体上均表现为富碱、 贫硅、 贫钙、 贫镁的特征。 在SiO2-(Na2O+K2O)图解(图7)中, 所有点投影于亚碱性花岗闪长岩中, 在SiO2-K2O图(图8)中显示具有低钾(拉斑)系列特征。 在A/CNK-A/NK图解(图9)中, 样品主要集中在过铝质。 所有样品均具有相似的REE配分曲线(图10), 曲线右倾, Eu正异常明显(δEu=2.15～3.66)； ∑REE含量较低,为47.39×10-6～68.11×10-6, 平均56.92×10-6； 轻稀土富集明显, (La/Yb)N=12.97～27.24, 平均为17.92。 在微量元素原始地幔标准化图解上(图11), 岩石均亏损大离子亲石元素Ba及高场强元素Nb、 Ta等, 富集Rb、 Th、 U、 Pb、 Sr等大离子亲石元素。

5 讨 论

5.1 岩石年龄

本次测得赣中南城加里东期花岗岩的成岩时代为413.8±2.3 Ma。笔者通过总结华南地区加里东期花岗岩成岩年龄和其大地构造属性等特征发现,华南加里东期花岗岩可分为早期和晚期,但在许多规模较大的加里东期花岗岩基内部往往既有早期又有晚期岩体,说明其具有多阶段特征,而且两期花岗岩大地构造属性差异较大。华南加里东期构造-岩浆活动主要集中在420～460 Ma(图12),其规模至少涉及湖南、江西、福建以及广东等省。加里东期华夏板块内的片麻状花岗岩和混合岩的成岩年龄明显早于块状花岗岩,而扬子板块的块状花岗岩的成岩年龄要晚于华夏板块块状花岗岩年龄,说明扬子板块和华夏板块在加里东期大地构造属性不一致。多数学者认为华南加里东期花岗岩呈现与加里东期褶皱构造线一致的北东向线状分布特征,但是通过图1可以看出,其主要呈面状展布。

5.2 岩石成因

前人多认为华夏板块加里东期花岗岩为一套准铝质-过铝质S型或I型花岗岩,岩石地球化学特征与基底变质岩系相似,没有明显的幔源物质加入[37-40]。在花岗岩类型判别图解(图13)中,赣中南城加里东期花岗岩样品均落在I型和S型花岗岩混合区域范围内。Patino Douce[41]认为各类花岗岩之间差异性的存在主要与熔融的源区组成和压力有关。Barbarin[42]指出花岗岩有3种源区:地幔、地壳和壳幔混合,其认为过铝质花岗岩是壳源的,钙碱性花岗岩是混合源的,碱性和过碱性花岗岩是幔源的。王德滋等[43]认为花岗岩主量元素的质量分数(或分子数)可以用来区分其岩浆类型,I型和S型花岗岩具有钙碱性系列特征,而A型花岗岩则具有碱质系列特征,通过铝饱和指数(A/CNK)参数可以进一步区分I型和S型花岗岩,如果花岗岩A/CNK>1.1,其为强过铝质, 属于S型花岗岩。研究区加里东期花岗岩铝饱和指数A/CNK=1.66～1.71, 平均为1.69>1.1。 由于K2O和Na2O是主量元素中最容易熔融的组分, 在地幔和地壳中的含量差别明显, 因此可以用K2O和Na2O含量来判别花岗岩类型, 壳源沉积岩成因的S型花岗岩一般 K2O/Na2O>1, 而研究区花岗岩K2O/Na2O≈0.204～0.201, 平均值为0.202<1。

图6 主要岩石地球化学参数及REE与SiO2变化关系图(h底图据Frost等[31])Fig.6 Major petrochemical parameters and REE vs. SiO2 plots for granites in study area

图7 花岗岩TAS分类图(底图据Middlemost[32])Fig.7 TAS classification for the granites in study area1—橄榄辉长岩;2a—碱性辉长岩;2b—亚碱性辉长岩;3—辉长闪长岩;4—闪长岩;5—花岗闪长岩;6—花岗岩;7—硅英岩;8—二长辉长岩;9—二长闪长岩;10—二长岩;11—石英二长岩;12—正长岩;13—副长石辉长岩;14—副长石二长闪长岩;15—副长石二长正长岩;16—副长正长岩;17—副长深成岩;18—霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩;Ir—Irvine 分界线,上方为碱性,下方为亚碱性

图8 SiO2-K2O图 (实线据Peccerillo等[33]; 虚线据Middlemost[32])Fig.8 SiO2-K2O diagram

图9 A/CNK-A/NK图(底图据Maniar等[34])Fig.9 A/CNK-A/NK diagram

图10 稀土元素配分模式(标准化数据引自Sun等[35])Fig.10 Chondrite-normalized REE patterns

图11 微量元素蛛网图(标准化数据引自Wood[36])Fig.11 Primitive mantle basalt-normalized trace element spidergram

图12 华南加里东期花岗岩年代学数据统计 (据朱清波等[37])Fig.12 Statistics of different chronologic data from Caledonian samples

图13 花岗岩类型判别(底图据Whalen等[49])Fig.13 Granite type discriminant

可看出, 两组主量元素数据A/CNK和K2O/Na2O值所指示的花岗岩类型出现了矛盾。 综上所述, 研究区加里东期花岗岩源区复杂。

张旗等[44-46]认为花岗岩的形成压力可以通过其残留相组成和微量元素Sr、 Yb含量来推断。 赣中南城加里东期花岗岩体的样品中Sr含量较高, 而Yb含量较低。 通过对花岗岩Sr-Yb分类图(图14)进行投点, 其主要位于I区的Sr/Yb=800的分类线上方。 张旗等[45]认为高Sr低Yb型花岗岩的REE分布是LREE富集型, 并将其分为3类:1)HREE强烈亏损, 无铕异常或有正铕异常, 暗示源区由石榴石+辉石组成, 残留相为榴辉岩; 2)HREE具平坦型的分布,说明源区可能有角闪石残留(石榴石+辉石+角闪石), 残留相为角闪榴辉岩或含角闪石的辉石岩; 3)HREE亏损或平坦型, 有弱的负铕异常, 说明残留相可能有少量斜长石存在, 残留相为含斜长石的榴辉岩或麻粒岩, 或残留相中无斜长石存在,而熔体中的斜长石发生了分离结晶作用。研究区加里东期花岗岩具有明显的HREE亏损、δEu正异常以及Sr富集现象,说明岩浆源区应以壳源沉积岩为主,并有地幔物质参与。结合研究区加里东期花岗岩源区类型判别图(图15),可以看出该套花岗岩应该具有壳幔混合特征,与华夏板块加里东期花岗岩主要的壳源属性有一定的差别。

图14 花岗岩Sr-Yb分类图(底图据张旗等[44-45])Fig.14 Sr-Yb classification of granites Ⅰ—高Sr低Yb型;Ⅱ—低Sr低Yb型;Ⅲ—高Sr高Yb型;Ⅳ—低Sr高Yb型;A—钠质系列的压力增高路线;B—钾质系列的压力增高路线

图15 花岗岩类型源区判别(底图据Alther等[50])Fig.15 Granite type discriminant

5.3 构造背景

产出花岗岩的大地构造环境和位置对研究其成因类型等有着重要的指示作用。前人对华南加里东期花岗岩形成的大地构造背景进行了诸多研究,对于其形成于造山运动机制下似乎已经达成了共识[51-53],但关于其属于陆内造山还是陆间造山(即造山时古陆之间是否存在洋盆)尚存较大争议,其构造演化历史研究程度亦较低。部分学者认为华南加里东期存在洋盆,并由多个古陆组成[54],亦有部分学者认为华南加里东期无洋盆分隔[51-53]。Yao等[55]认为430 Ma左右可能是加里东期造山带构造体制转换的时间,早期和晚期的构造环境不同,而且不同区域之间也有差异。华南加里东早期花岗岩以混合岩、片麻状花岗岩和片麻岩为主,多形成于同碰撞挤压构造环境,而晚期以块状花岗岩为主,多形成于后造山伸展拉张背景[17,56]。

张芳荣等[57]收集了大量的研究区周边抚州和广昌地区范围的加里东期花岗岩岩石地球化学数据, 将其投影在TFe/(TFe+MgO)-SiO2判别图和Rb-(Y+Nb)图解(图16)中,可看出:加里东早期和晚期花岗岩成岩大地构造背景具有一定的差异性, 早期以造山期挤压环境为主, 晚期以后造山伸展环境为主。但是研究区赣中南城加里东晚期花岗岩却与该现象相反,主要集中在火山弧花岗岩或者火山弧花岗岩+弧花岗岩+大陆碰撞花岗岩范围内。图17显示其具有板块碰撞前消减地区花岗岩特征,指示了研究区在加里东晚期的板片俯冲背景，说明加里东晚期赣中南古陆大地构造环境并不一致, 其可能由多个尚未拼合的次级微陆块组成,在该时期这些微陆块之间存在残留的大洋盆地[7-8,60], 亦或与武夷山古陆向西与其不均一性俯冲碰撞有关。

图16 花岗岩构造环境判别图解(a底图据Maniar等[34]; b底图据Pearce等[58])Fig.16 Structural environment discriminant RRG—与裂谷有关的花岗岩类；CEUG—大陆造陆隆升花岗岩;POG—后造山花岗岩类;IAG—岛弧花岗岩类;CAG—大陆弧花岗岩类;CCG—大陆碰撞花岗岩类;Syn-COLG—同碰撞花岗岩;Post-COLG—后碰撞花岗岩;VAG—火山弧花岗岩;WPG—板内花岗岩;ORG—洋中脊花岗岩

图17 花岗岩构造环境判别图解(R1-R2) (底图据Batchelor等[59])Fig.17 Structural environment discriminant1—幔源花岗岩; 2—板块碰撞前消减地区花岗岩; 3—板块碰撞后隆起花岗岩; 4—晚造山期花岗岩; 5—非造山期花岗岩; 6—同碰撞花岗岩; 7—造山后期型花岗岩; R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti); R2=6Ca+2Mg+A

6 结 论

(1)赣中南城加里东晚期花岗岩总体上表现为富碱、贫硅、贫钙、贫镁的特征,具有强过铝质性质和低钾(拉斑)系列特征。REE配分曲线具有右倾特征,Eu正异常明显,亏损Ba、Nb、Ta等元素,富集Rb、Th、U、Pb、Sr。∑REE含量较低,轻稀土富集明显。具有高Sr低Yb型花岗岩特征,岩浆来源具有壳幔混合特征。

(2)通过对研究区加里东期花岗闪长岩侵入体进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年,得到413.8±2.3 Ma年龄,成岩时间与华南地区加里东晚期块状花岗岩成矿时间一致,但与该时期赣中南古陆其他区域花岗岩形成的大地构造背景差异性较大,说明赣中南古陆在该时期的大地构造属性并不均一,其可能由多个尚未拼合的次级古陆组成,或者可能与武夷山古陆向西与其不均一性俯冲碰撞有关。