赣西蒙山岩体地球化学、锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及地质意义

孙建东，李海立，陆 凡，徐敏成，吴守智，张振坤

(1.中国地质调查局南京地质调查中心，江苏南京 210016；2.江西省核工业局265大队，江西鹰潭 335001；3.成都理工大学，四川成都 610059)

华南印支期花岗岩主要以强过铝质和弱过铝质为主，呈面状主要分布于桂东南大容山-六万大山、湖南、赣南、粤北等地区(周新民，2003；孙涛，2006；Camille et al.，2018；Tomonari et al.，2019)，主要有洋盆或洋陆俯冲作用(郭令智等，1983；李继亮，1993)、基性岩浆底侵熔融作用(王岳军等，2002；王凯兴等，2012)、华南内陆地壳叠置加厚部分熔融或碰撞后伸展应力下的减压熔融(周新民，2003；孙涛，2006；Zhou et al.，2006；Wang et al.,2007；郭春丽等，2012)、太平洋板块俯冲(Li and Li，2007)等成因观点。蒙山岩体位于钦杭成矿带东段，是成矿带最为典型的印支期花岗岩体，形成了一个以硅灰石为主，富含铜、钨、锡多金属的矿田，其中仅石竹山硅灰石资源量已达5400 Mt，居世界首位(王先广等，2019)，但对该岩体的地质学、年代学和成因方面的研究略显薄弱。钟玉芳等(2011)获得蒙山3次岩浆活动的时间分别为236±3 Ma、220±3 Ma、217±1 Ma，认为岩体受基性岩浆底侵作用，与古太平洋西北向俯冲华南板块有关。笔者结合1∶5万南港幅矿产地质调查及研究工作，开展了该岩体的岩石学、年代学及地球化学工作，更深入地探讨了蒙山岩体的物源及构造背景，丰富了蒙山岩体的地质调查资料，有利于进一步指导区内的矿产勘查工作。

1 岩体地质概况

蒙山岩体位于钦杭成矿带东段，处于钦杭结合带北东向长期活动的竹亭-七宝山-赋春深大断裂带，处于九岭推覆带前缘与南侧武功山-万年北缘滑覆带形成了北推南滑对冲区。地表为一浅剥蚀不规则状椭圆形岩株，出露面积39 km2，先后经历了印支期、燕山期岩浆侵入活动(图1)，依次为：①粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)，占岩体总面积的71%左右，分为边缘相、过渡相，过渡相分布于岩体的中心部位，岩性为中粗粒黑云花岗岩(γ51-2a(n))，边缘相分布于岩体的边缘，分布面积大于过渡相，岩性为细粒黑云母花岗岩(γ51-2a(m))；②细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)，相较第一次侵入活动弱，范围小，呈岩瘤或小岩墙产出，占岩体总面积的15%左右，与第一次呈模糊的侵入接触关系；③细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)，零星出露，呈岩瘤、岩脉状产出，占岩体总面积的14%左右；④花岗斑岩(γπ51-2d)，仅局限于岩体西侧，呈岩瘤状小范围分布。主要矿物总体为石英(28%～33%)、钾长石(32%～36%)、斜长石(23%～25%)及少量黑云母(3%～5%)组成，副矿物主要为磷灰石、电气石、锆石、榍石、金红石、磁铁矿等。⑤石英闪长玢岩脉(δομ52)，斑状结构，位于岩体东侧，呈东西走向，走向最长达5 km左右，宽100～150 m。

图1 研究区区域(a)(底图据孙涛，2006；郭春丽等，2013)及蒙山岩体地质略图(b)Fig.1 (a)Map showing location and geology of study area(after Sun,2006;Guo et al.,2013)，(b) Simplified geologic map of Mengshan rock mass1-燕山期岩体；2-印支期岩体；3-海西期岩体；4-加里东期岩体；5-前寒武纪岩体；6-锆石采样位置；7-主微量采样位置；γ51-2a(n)-中粗粒黑云母花岗岩；γ51-2a(m)-细粒黑云母花岗岩；γ51-2b-细粒斑状黑云母花岗岩；γ51-2c-细粒含斑黑云母花岗岩；γπ51-2d-花岗斑岩；δομ52-石英闪长玢岩；SK-矽卡岩1-Yanshanian rock mass;2-Indosinian rock mass;3-Hercynian rock mass;4-Caledonian rock mass;5-Precambrian rock mass;6-zircon sampling location;7-main and trace elements sampling location；γ51-2a(n)-medium and coarse-grained biotite granite；γ51-2a(m)-fine-grained biotite granite；γ51-2b-fine-grained porphyritic biotite granite；γ51-2c-fine-grained phenocryst-bearing biotite granite；γπ51-2d-granite porphyry；δομ52- quartz diorite porphyry；SK-skarn

区内围绕蒙山岩体主要分布中二叠世茅口组、栖霞组含燧石团块(条带)碳酸盐岩，蚀变分带沿着北东、南西两侧呈大致对称分布，总体由岩体内部至外依次为：内矽卡岩带(透辉石)→外矽卡岩带(石榴石、透辉石、透闪石)→大理岩带→大理岩化灰岩带→未蚀变灰岩，金属非金属矿化与蚀变带对应分布，由高温至中低温降低,依次为钨、锡、钼、铜→钨、锡、铜→硅灰石、透辉石、铜、金、→铅、锌、银矿化→石灰石。

2 测试方法

主微量、稀土元素测试单位为国土资源部华东矿产资源监督检测中心，采集主微量15件样品(图1b，图2)。主量元素分析采用LiBO2熔片法，X射线荧光光谱法(XRF)测定，分析精度(相对误差)为1%。微量、稀土元素分析采用特氟龙低压密封消解罐酸溶法，电感耦合等离子体质谱仪测定，相对误差小于5%。分析结果详见附表1。

图2 蒙山岩体测试样品宏观及镜下微观特征Fig.2 Macroscopic and microscopic characteristics of test samples from the Mengshan rock massa、d-中粗粒黑云花岗岩；b、e-细粒黑云母花岗岩；c、g-细粒斑状黑云母花岗岩；h、k-细粒含斑黑云母花岗岩；i、m-花岗斑岩；j、n-石英 闪长玢岩。注释：Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Bt-黑云母a and d-medium-and coarse-grained biotite granite；b and e-fine-grained biotite granite；c and g-fine-grained porphyritic biotite granite；h and k-fine grained mottled biotite granite；i and m-granite porphyry；j and n-quartz diorite porphyry；SK-skarn;Kfs-K-feldspar；Pl-plagioclase；Qtz-quartz；Bt-biotite

锆石分选、制靶、透射光、反射光及阴极发光(CL)照相，由河北省廊坊市诚信地质服务公司完成，采集年代学样品6件(图1b)。锆石U-Pb定年测试在中国冶金地质总局山东局测试中心完成。测试仪器为激光剥蚀器(GeoProLas 193nmArF准分子)+电感耦合等离子体质谱仪(Thermo X2)，仪器测试条件：束斑直径25 μm，频率10 Hz，载气(He)流速760 mL/min，能量密度10 mJ/cm2，Nebuliser：0.56 L/min，Sampling Depth：180。同位素质量分馏校正采用国际标准锆石91500，样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATACAL软件(Liu et al.，2008)，年龄数据使用ComPbCorr#3_15G程序进行普通铅校正，年龄及谐和图绘制采用Isoplot(Ludwig，2001)程序。锆石Lu-Hf同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)完成，对已进行过U-Pb同位素分析的部分锆石进行Lu-Hf同位素分析，激光剥蚀的束斑直径为50 μm，能量密度为10～11 J/cm2，频率为8～10 Hz。在实验过程中，标准锆石GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值均与已报道值相一致(Elhlou et al.，2006)。详细的分析方法和流程见文献(耿建珍等，2011)。分析结果详见附表2、附表3。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

对蒙山岩体岩浆侵入活动形成的岩石分别采集样品进行了锆石LA-ICP-MS年龄分析(图1b)。样品D1552(中粗粒黑云花岗岩)、D1043(细粒黑云母花岗岩)、D1020(细粒斑状黑云母花岗岩)、D1546(细粒含斑黑云母花岗岩)、D1536(花岗斑岩)、D1024(石英闪长玢岩)分别挑选了25颗、24颗、25颗、25颗、14颗、24颗锆石。除了D1536样品锆石呈透明的它形晶体外，其余锆石均呈透明的自形晶体，长宽比介于1.5∶1～4∶1，阴极发光图像均显示出清晰的振荡环带(李长民，2009)，Th/U比值介于0.11～1.62，均值0.59。对各样品剔除非谐和年龄或离群数值，获得加权平均年龄224.0±2.10 Ma(n=19，MSWD=1.9)、223.0±2.20 Ma(n=21，MSWD=2.6)、222.0±2.80 Ma(n=21，MSWD=2.7)、220.0±1.90Ma(n=16，MSWD=1.5)、217.0±3.70Ma(n=8，MSWD=1.8)、142.0±0.98 Ma(n=21，MSWD=1.4)，代表了岩浆活动的时代(图3)。

图3 蒙山岩体锆石阴极发光电子图像及U-Pb年龄谐和图Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams with cathodouminscence electron images for Mengshan rock mass

根据上述年龄数值，显示蒙山岩体岩浆成岩活动经历了两期：一时间介于217.0～224.0 Ma，为中三叠世，属印支期；二是石英闪长玢岩脉锆石U-Pb年龄为142.0±0.98 Ma(n=21，MSWD=1.4)，为早白垩世，属燕山期。

3.2 锆石Lu-Hf同位素组成

锆石Lu-Hf同位素分析点位挑选对应的锆石，选择岩浆锆石区域，分析点位85颗，绝大部分锆石的176Lu/177Hf比值均小于0.02，表明锆石形成之后含有较低放射成因Hf积累。fLu/Hf值在-0.98～-0.91，平均值-0.96，二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(Vervoort and Patchett，1999)。

根据锆石U-Pb年龄，粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)εHf(t)数值6个负值(-1.18～-10.46，均值-3.52)，TDM2数值介于1328～1910 Ma，均值1477 Ma，其余均以正值(0.4～9.5，均值3.2)为主，TDM2数值介于1228～647 Ma，均值1049 Ma；细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)εHf(t)数值7个负值(-0.29～-5.54，均值-2.84)，TDM2数值介于1271～1607 Ma，均值1432 Ma，其余均为正值(0.74～4.27，均值1.90)，TDM2数值介于981～1205 Ma，均值1130 Ma；细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)εHf(t)数值均为正值(0.00～10.47，均值3.67)为主，TDM2数值介于584～1248 Ma，均值1017 Ma；花岗斑岩(γπ51-2d)除8号点εHf(t)数值为负值(-1.03)、TDM2数值1314 Ma以外，其余均为正值(0.26～13.85，均值4.39)，TDM2数值介于363～1230 Ma，均值969 Ma；在锆石U-Pb年龄与εHf(t)、176Hf/177Hf关系图解中显示(图4)，这些数值总体投于球粒陨石演化线之上，部分数值投于球粒陨石演化线之下。

图4 蒙山岩体锆石U-Pb年龄与εHf(t)、176Hf/177Hf关系图解Fig.4 Diagrams showing relationship between zircon U-Pb concordia age and εHf(t) and 176Hf/177Hf for Mengshan rock mass

3.3 主微量元素

岩石的SiO2含量总体介于74.69%～77.97%之间，平均含量76.07%，且从粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)、细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)、细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)至花岗斑岩(γπ51-2d)SiO2含量逐渐增高，随着SiO2含量的增加，TiO2、MgO、FeOT、Na2O、P2O5呈有规律减少，而K2O总体略有增加，Al2O3、Na2O和CaO未显示出规律变化，K2O>Na2O，K2O/Na2O比值介于1.55～6.62，均值2.71，显示高钾特征，且高于华南壳源型花岗岩，而Al2O3与Na2O差值较大，表明岩石相对富Ti。K2O-SiO2图解(图5b)投于高钾钙碱性系列区域，A/CNK数值介于1.03～2.04之间，属准铝质-过铝质岩石。

图5 中酸性岩石类型和系列划分图解Fig.5 Classification and series diagrams of intermediate-acid intrusive rocksa-全碱-硅(TAS)图解(据Middlemost，1994)；b-K2O-SiO2图解(实线据Peccerillo and Taylor，1976；虚线据Middlemost，1985)；c-SiO2- AR图解(据Wright，1969)；d-A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccol，1989)a-TAS diagram(after Middlemost，1994)；b-K2O-SiO2 diagram(solid line after Peccerillo and Taylor，1976；dotted line after Middlemost，1985)；c-SiO2-AR diagram(after Wright，1969)；d-A/NK-A/CNK diagram(after Maniar and Piccol，1989)

从粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)、细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)、细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)至花岗斑岩(γπ51-2d)呈现相似的微量元素分布特征(图6)，富集高场强元素Zr、Hf、Th、U和稀土元素La、Ce、Sm、Nd、Y，明显亏损Rb、Ba、Sr、Ti、P。微量元素的变化主要受造岩矿物的控制，Rb的升高和Ba、Sr的亏损是钾长石和斜长石、黑云母分离结晶作用，Ti亏损是钛铁矿、白钛矿分离结晶作用，强烈的P亏损，暗示它们具有强烈的磷灰石的分离结晶。岩石稀土总量介于147.37×10-6～225.36×10-6之间，平均值182.34×10-6，(La/Yb)N介于1.87～10.85，轻重稀土分馏程度不高，δEu介于0.03～0.15，平均值0.09，显示强Eu异常，Ce异常不明显，稀土配分曲线呈V型特征(图7)。

图6 标准化微量元素蛛网图、稀土元素配分图(标准化数值据Sun and McDonough，1989)Fig.6 Normalized trace element spider diagrams and REE pattern(normalization values after Sun and McDonough，1989)

图7 花岗岩构造环境判别图(底图据Harris et al.,1986；Maniar et al.,1989)Fig.7 Diagrams for discrimination of tectonic settings of granite(after Harris et al.,1986；Maniar et al.,1989)IAG-岛弧花岗岩类；CAG-大陆弧花岗岩类；CCG-大陆碰撞花岗岩类；POG-造山后花岗岩类；RRG-与裂谷有关的花岗岩类；CEUG-与大 陆造陆抬升有关的花岗岩类IAG-island arc granitoid；CAG-continental arc granitoid；CCG-continental collision granitoid；POG-post-orogenic granitoid；RRG-rift-related granitoid；CEUG-continental epeirogenic uplift granitoid

4 讨论

4.1 岩浆物源

蒙山岩体的印支期岩石属准铝-过铝质，而过铝质花岗岩多为地壳物质熔融产物(Sylvester，1998；Barbarin，1999；凌洪飞等，2005)，表明其属于S型花岗岩。对于SiO2含量在67%～77%之间的强过铝质花岗岩，CaO/Na2O比值反映了源区成分特征，CaO/Na2O>0.3者，其源区属于砂岩或正变质岩成分，<0.3者其源区为泥岩成分；Al2O3/TiO2比值反映其形成时的部分熔融温度，Al2O3/TiO2>100，部分熔融温度低于875℃(低温)，Al2O3/TiO2<100，部分熔融温度高于875℃(高温)(Sylvester，1998)。岩石的SiO2含量在74.69%～77.97%之间，CaO/Na2O比值多<0.3，部分>0.3，显示源区砂质、泥质的成分，而巨量浊积岩石是形成S型花岗岩的必要条件(Zhu et al.，2020)。同时岩石的TDM2主体介于868～1465 Ma，为中-新元古代，这一时期的建造是双桥山岩群、宜丰岩组、溪口组等浅变质复理石建造夹变细碧岩、变角斑岩、变橄榄粒斑玄武岩等火山熔岩(江西省地质矿产勘查开发局，2017)，构成了区内的变质基底，与区域性变质基底主体岩性及时代相吻合。

对于εHf(t)正值与负值，理论上，当原始地幔分异形成地壳和亏损地幔时，地壳比亏损地幔的Lu/Hf比值明显偏低。随时间演化,陆壳176Hf/177Hf比值增长相对较慢，εHf(t)也越来越负；相反地，亏损地幔εHf(t)则越来越正。因而，当锆石初始εHf(t)值为正值，说明较多幔源或新生地壳物质的加入；初始εHf(t)偏负值，证明壳源物质成分占主导地位。粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)εHf(t)负值6个，介于-10.46～-1.18，对应TDM2值1910～1328 Ma，正值34个，介于0.39～9.53，对应TDM2值1228～647 Ma，细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)εHf(t)负值7个，介于-5.54～-0.29，对应TDM2值1607～1271 Ma，正值14个，介于0.74～4.27，对应TDM2值1205～981 Ma，细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)均为正值16个，εHf(t)介于0.00～10.47，对应TDM2值1248～584 Ma，花岗斑岩(γπ51-2d)负值1个，-1.03，对应TDM2值1314 Ma，正值7个，介于0.26～13.85，对应TDM2值1230～363 Ma。总体，从粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)、细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)、细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)至花岗斑岩(γπ51-2d)εHf(t)负值呈减少趋势，正值增多，对应的TDM2值减小。结合蒙山岩体主量元素高硅富钾、准铝-过铝质、Rb/Sr>5、区域内无同期基性岩浆岩及岩体内缺少地幔岩浆的证据，表明岩体物源起源于成熟地壳，后期有大量新生地壳物质的加入，是含水矿物(如白云母、绿帘石/黝帘石)的脱水反应导致地壳物质的熔融而形成。

4.2 构造背景

前人对华南印支期构造动力学背景有不同的认识，主要包括：早中生代洋盆或洋陆俯冲作用(郭令智等，1983；李继亮，1993)，由于缺乏同期岛弧型火山岩，这一观点存在质疑，同时印支期华南是否受到古太平洋板块的影响尚有争议(Engebretson et al.，1985；Gilder et al.，1996；Rowley et al.，1997；Li and Li，2007)，且华南也缺少同期的火山岩建造(周新民，2003；孙涛，2006)，分布于华南的北东向断裂(长乐-南澳断裂、政和-大埔断裂、河源-邵武断裂等)定位的构造形迹更多的是对燕山期太平洋板块向陆从北西方向俯冲，叠加并改造前期构造形迹的反映。新的研究表明华南早中生代以来存在多期次的岩石圈伸展-减薄(Li et al.，2004；Wang et al.，2005)，可能存在基性岩浆底侵熔融作用(王岳军等，2002；钟玉芳等，2011；王凯兴等，2012)，导致印支期花岗岩的形成，已知的湖南道县虎子岩基性岩包体(220±9 Ma、230±8 Ma、233±5 Ma)(Dai et al.，2008)、长城岭辉绿岩(227.0±4.2 Ma)(刘勇等，2012)、江石桥辉绿岩(229±2.3 Ma)(金鑫镖等，2017)等，与同期湖南境内211～239 Ma的花岗质岩浆(丁兴等，2005；彭冰霞等，2006；张龙升等，2012；柏道远等，2014)，均富集大离子亲石元素(Rb、Ba)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)，空间上与湖南双牌-长寿断裂、新宁-宁乡深大断裂密切相关，是印支运动造山后的伸展背景下，源于(上)下地壳物质、亏损地幔的混合产物，而华南面状、岩基规模的花岗岩(周新民，2003；孙涛，2006)，需要大规模的基性岩浆的热效应的持续时间及波及范围(王岳军等，2002)，目前发现的小而散的基性岩浆也难以支持这一观点。

区域上，蒙山岩体位于钦杭结合带北东向长期活动的竹亭-七宝山-赋春断裂带，呈北东向在江西境内延伸110 km左右，起源于加里东期，一直延续至白垩纪之后，沿断裂带分布有二叠世热水沉积黑色薄层状硅质岩、燕山期I型花岗质岩体、始新世44 Ma橄榄玄武岩(江西省地质矿产勘查开发局，2017)，未有同期的基性岩的报道，同时在蒙山岩体的花岗岩石中未见到地幔岩浆侵入作用的“暗色包体”或“基性岩脉”，并不支持钟玉芳等(2011)关于蒙山岩体是基性岩浆底侵的观点。与郭春丽等(2012)总结的华南印支期岩体特征相比，同属高钾过铝质碱性花岗岩类，稀土总量低于全球花岗岩稀土元素的平均含量(250×10-6)，强Eu负异常，富集高场强元素Zr、Hf、Th、U和稀土元素La、Ce、Sm、Nd、Y，明显亏损Rb、Ba、Sr、Ti、P。在花岗岩构造环境判别图上(Harris et al.,1986；Maniar et al.,1989)，测试数据值投于碰撞大地构造背景上的花岗岩、造山后花岗岩类(POG)，其成岩时段滞后于印支运动高峰期(258～243 Ma)(Lepvrier et al.，1997；Nam，1998;Carter et al.，2001)，而印支运动造成华南板块由南至北挤压，导致地壳加厚(周新民，2003；孙涛，2006)，在地壳加厚10～20 Ma的时间间隔，发生热-应力的松弛作用(Sylvester，1998)，进入地壳伸展阶段，地壳减压熔融，形成的花岗质岩浆，可见，包含蒙山岩体在内的华南板内印支期花岗岩体是印支运动碰撞挤压后伸展作用的的产物。

5 结论

(1)蒙山岩体经历了印支期、燕山期两期岩浆活动，岩浆活动时间分别为217.0～224.0 Ma、142.0 Ma。印支期粗-细粒花岗质岩石总体具有高硅、富钾过铝质特征，富集高场强元素Zr、Hf、Th、U和稀土元素La、Ce、Sm、Nd、Y，明显亏损Rb、Ba、Sr、Ti、P，强Eu异常，Ce异常不明显。

(2)蒙山印支期岩体TDM2主体介于868～1465 Ma，为中元古代-新元古代，从粗-细粒黑云母花岗岩(γ51-2a)、细粒斑状黑云母花岗岩(γ51-2b)、细粒含斑黑云母花岗岩(γ51-2c)至花岗斑岩(γπ51-2d)εHf(t)负值呈减少趋势，正值增多，对应的TDM2值减小，表明岩体物源起源于成熟地壳，后期有大量新生地壳物质的加入，是含水矿物(如白云母、绿帘石/黝帘石)的脱水反应导致地壳物质的熔融而形成。

(3)蒙山印支期岩体成岩时段滞后于印支运动高峰期(258～243 Ma)，属于造山后花岗岩类，是印支运动导致华南地壳叠置加厚后，地壳进入伸展阶段，地壳减压熔融，形成的花岗质岩浆。

致谢：衷心感谢在文章撰写过程中叶海敏研究员所给予的热心帮助，感谢匿名审稿人提出的建设性修改意见和指正。

[附中文参考文献]

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