江西武功山中生代花岗岩的锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及其地质意义

2022-08-02张垚垚刘凯何庆成郝美英郭朝斌白俊杰余廷溪

地质论评 2022年4期

张垚垚，刘凯，何庆成，郝美英，郭朝斌，白俊杰，余廷溪

1)中国地质科学院，北京，100037； 2)中国地质大学(北京)，北京，100083；3)中国矿业大学(北京)，北京，100083

内容提要: 江西省武功山地区主要发育早古生代和中生代两期花岗岩，后者主要为二云二长花岗岩和黑云母二长花岗岩等，分布于三江村、明月山及和平村等地区，为了研究其形成时代、岩石成因、源区特征和构造环境，分别选取三江地区和和平地区的细中粒斑状黑云母二长花岗岩及细粒斑状二云二长花岗岩进行岩石学、矿物学、地球化学、锆石U-Pb同位素测年和锆石Lu—Hf同位素研究。花岗岩SiO2含量为72.96%～74.16%，Na2O+K2O含量为6.68%～8.42%，MgO含量为0.29%～0.70%，铝饱和指数A/CNK为1.11～1.36，为强过铝质高钾钙碱性花岗岩。ΣREE较低，稀土配分曲线呈右倾型，具强烈δEu负异常，为S型花岗岩。花岗岩锆石n(206Pb)/n(238U)年龄加权平均值为152.41±0.89 Ma和149.31±0.71 Ma，为晚侏罗世岩浆活动的产物。花岗岩fLu/Hf 值均小于-0.9，εHf(t)均为负值，岩浆来源于演化的元古宙陆壳物质。地质演化背景结合样品构造判别图解，综合分析认为武功山中生代花岗岩形成于陆内俯冲环境。

华南大陆主要由位于北部的扬子地块和南部的华夏地块构成，在新元古代发生碰撞拼贴并经历了后期复杂的演化(Charvet et al., 1996；Li Zhengxiang，1998；Li Xianhua et al., 2008, 2009；张国伟等，2013)(图1)。作为扬子、华夏两大构造单元复合部位的赣西北地区，其地质构造的研究制约着区域显生宙以来的大地构造格局(张国伟等，2013)。中生代以来特提斯构造域向滨太平洋构造域转变，受其影响研究区内经历了强烈的侏罗纪—白垩纪构造—岩浆事件(Zhang et al., 1984；Ren Jishun and Chen Tingyu，1989；Li Zhengxiang and Li Xianhua，2007； Charvet et al., 2010；Li Zhengxiang et al., 2010；Wang Dan et al., 2013)。位于赣西北的武功山地区，主要由早古生代和中生代花岗岩组成，经历了多期次、多阶段的岩浆活动和构造运动。一些学者对赣西北地区武功山中生代花岗岩穹隆进行了详细的构造地质学和年代学研究(孙岩等，1994，1997；Faure et al., 1996；舒良树等，1998，2000)，但是对于中生代岩浆演化过程则较少涉及，这严重制约着对该区构造—岩浆演化的深入认识。

图1 江西武功山地区地质简图(a)❶及研究区的大地构造位置(b)(据Zhao Guochun and Guo Jinhui, 2012修改)Fig. 1 Simplified regional geological map of Wugong Mountains area, Jiangxi Province(a)and the tectonic location of the study area(b), (modified from Zhao Guochun and Guo Jinhui, 2012)

针对该地区的中生代花岗岩，前人在花岗岩地质特征(孙岩等，1994，1997；舒良树等，1998)，流体地球化学(楼法生等，2002；刘珺等，2008)，构造变形样式(沈晓明等，2008)，地质历史演化过程(邓晋福等，2016)，同位素年代学(楼法生等，2005；刘珺等，2008；Li Xiaofeng et al., 2018)、花岗岩与成矿作用(Yin Lin et al., 1995；黄小龙等，1998，刘昌实等，1999)等方面进行了大量研究，但在岩石形成时代、源区特征及构造环境等方面尚存在不同认识(楼法生等，2005；刘珺等，2008；Wang Jingqiang et al., 2015；Li Xiaofeng et al., 2018)。楼法生等(2005)通过锆石TIMS方法获得雅山、温汤、明月山等岩体年龄数据为126.3～161.0 Ma，结合前人研究认为其形成于伸展构造环境。刘珺等(2008)测得的浒坑白云母花岗岩年龄为151.6±2.6 Ma，为准铝质—弱过铝质的分异S型花岗岩，形成于岩石圈伸展减薄环境。笔者等在系统野外地质调研的基础上，选取三江地区和和平地区的中生代花岗岩，开展镜下观察和实验室分析，对不同地区出露的花岗岩进行了系统的矿物学、岩石地球化学、锆石U-Pb年龄和Lu—Hf同位素特征研究，查明岩石成因，阐明构造演化与岩浆作用之间的关系，并为华南地壳演化提供更多信息。

1 地质背景及岩相学特征

武功山地区位于扬子地块与华夏地块汇聚带的南侧(Faure et al., 1996；舒良树等，1998)，武宁—宜春断裂与广丰—萍乡断裂的交汇处附近(图1)。该地区出露的地层包括新元古界的南华系、震旦系，古生界的寒武系、泥盆系、石炭系和二叠系，中生界的三叠系和侏罗系，以及新生界的第四系地层。南华系出露一套裂谷海盆环境的浅变质岩系；震旦系为滨海潮坪相硅质岩、变余砂岩；南华系—震旦系地层总体为一套中深—浅变质的砂泥质类复理石建造，岩石变形变质较强烈，为研究区变质基底的组成部分。寒武系在本地区主要为温汤岩组，其岩性主要有黑云石英角岩、石英二云母角岩、二云母长英质片麻岩、石英片岩等，其特征为总体无序、局部有序的中深变质岩系，局部夹大理岩化灰岩，是该地区基底褶皱的组成地层；泥盆系为一套滨海—浅海陆棚相石英粗砂岩、石英砂岩、细砂岩；石炭系出露滨海—湖泊沼泽相泥晶灰岩、白云岩；二叠系为一套滨海潮坪相—开阔台地沉积的灰岩、泥页岩；三叠系为河流—湖泊沼泽相砾岩、砂砾岩；侏罗系同样为河流—沼泽相沉积的砾岩、砂砾岩、石英砂岩、粉砂岩；第四系则出露河流—残坡积相的黏土、粉黏土夹碎石❶。

武功山地区构造发育，自新元古代以来主要经历了早古生代、中三叠世和晚三叠世—早白垩世三期构造—岩浆演化(Ren Jishun，1991；Li Zhengxiang，1998；Faure et al., 2009；Chen Xu et al., 2010；Charvet，2013)。晚三叠世—早白垩世，为燕山期由伸展到强烈陆内造山时期，该地区形成了由盖层、核部和拆离断层带组成的武功山花岗岩穹隆构造。武功山花岗岩穹隆构造的盖层由泥盆系—三叠系变质—沉积岩层组成，构成花岗岩穹隆核部的外围，在花岗岩穹隆的南北两侧呈一系列单斜滑覆岩片产出，其成因主要与中生代伸展滑脱有关。而核部由古生代和中生代的片麻状花岗岩和二云二长花岗岩构成。拆离断层带在平面上呈现围绕武功山穹隆的环带状，由下部的韧性剪切带和上部的脆性断裂带组成，其中韧性剪切带包括了温塘—邹家里—白云韧性剪切带和青茅山韧性剪切带；脆性断裂带主要有岩下—白马滑覆断裂、金鸡山—板上滑覆断裂、温汤断裂、田鸡—焦坑推覆断裂和浒坑—洪江断裂。

武功山地区早古生代和中生代岩浆侵入活动强烈，形成的花岗岩类多样，分布广泛，主要的岩石类型包括黑云母花岗岩、片麻状花岗岩、二云二长花岗岩、似斑状花岗岩、花岗闪长岩等。早古生代侵入岩主要包括武功山片麻状花岗岩体、章庄花岗闪长岩及张家坊、新泉黑云母花岗岩等，岩体整体呈近东西向展布，平面上呈不规则状或近椭圆状。花岗岩普遍遭受后期构造运动的改造，矿物呈定向排列。中生代侵入岩一般呈岩瘤状产出，平面上多呈椭圆状，侵位于早古生代花岗岩中，在接触带上，靠近早古生代片麻状细粒黑云二长花岗岩一侧可见清晰的烘烤边，主要包括三江岩体、明月山岩体、和平岩体等。

2 样品特征和实验方法

在系统野外地质工作的基础上，重点选取选择三江地区和和平地区的细中粒斑状黑云母二长花岗岩及细粒斑状二云二长花岗岩进行采样分析，采样位置具体见图1。

细中粒斑状黑云母二长花岗岩：岩石显灰白色，具块状构造、似斑状结构。岩石由斑晶、基质组成(图2a、b)。斑晶由钾长石构成，主显半自形板状晶，直径5～35 mm，杂乱状排列，为微斜条纹长石，具高岭土化，粒内有斜长石、黑云母、少量文象状石英嵌布，交代斜长石，含量约25%。基质主由斜长石、钾长石、石英、黑云母组成，粒径大部分2～5 mm，少部分0.2～2.0 mm。斜长石主呈半自形—近半自形宽板状，杂乱状排列，具绢云母化、高岭土化、黝帘石化、少量白云母化等，环带结构较发育，次生矿物多沿斜长石核部分布构成净边结构，被钾长石轻微蚕蚀状交代可见蠕虫结构，约为30%。钾长石主呈近半自形板状—它形粒状，零散状及填隙状分布，为微斜长石、微斜条纹长石，具高岭土化，有的粒内有斜长石、黑云母等嵌布，交代斜长石，含量15%左右。石英呈它形粒状，多呈集合体状填隙于长石粒间，粒内具波状、带状、斑块状消光，20%～25%。黑云母呈叶片状，零散分布，有的略显堆状聚集分布，显棕褐色，多色性明显，局部白云母化，含量为5%～10%。

图2 江西武功山地区中生代花岗岩野外及镜下照片Fig. 2 Field and microscopic photographs of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area, Jiangxi Province(a)细中粒斑状黑云母二长花岗岩手标本；(b)细中粒斑状黑云母二长花岗岩镜下特征；(c)细粒斑状二云二长花岗岩手标本；(d)细粒斑状二云二长花岗岩镜下特征。Qtz—石英；Kf—钾长石；Pl—斜长石；Bi—黑云母；Mi—白云母(a)Hand specimen of fine—medium grained porphyritic biotite monzogranite；(b)microscopic characteristic of fine—medium grained porphyritic biotite monzogranite；(c)hand specimen of fine-grained porphyritic two-mica monzogranite；(d)microscopic characteristic of fine-grained porphyritic two-mica monzogranite. Qtz—quartz；Kf— K-feldspar；Pl— Plagioclase；Bi— biotite；Mi— muscovite

细粒斑状二云二长花岗岩：岩石呈灰白色，具细粒花岗结构，块状构造(图2c、d)。岩石主由斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母组成。斜长石主呈半自形—近半自形板状，粒径大部分2～4 mm，少部分0.3～2.0 mm，杂乱状排列，具绢云母化、高岭土化、黝帘石化、少量白云母化等，有的隐约见环带结构，含量约35%。钾长石主呈近半自形板状，少量它形粒状，大部分2～5 mm，较少量<2 mm，主显杂乱状排列，它形粒状钾长石填隙于斜长石粒间，为微斜长石，具高岭土化，含量30%～35%。石英呈它形粒状，粒径多2～4 mm，较少部分0.1～2.0 mm，多呈集合体状聚集分布，部分呈集合体状填隙于长石粒间，粒内具波状、斑块状消光，含量20%～25%。黑云母、白云母呈叶片状，直径一般<2.0 mm，杂乱状排列，黑云母具绿泥石化、白云母化等呈假像，黑云母含量3%～5%，原生白云母含量5%～10%。

样品全岩地球化学测试分析在河北省区域地质调查院实验室完成。主量元素测试仪器为Axiosmax X射线荧光光谱仪；稀土元素及微量元素分析测试仪器为X Serise 2等离子体质谱仪。

锆石的分选和制靶工作在河北省区域地质调查院完成，锆石的透反射及阴极发光(CL)、锆石U-Pb同位素、锆石Lu—Hf同位素分析测试工作均在北京锆年领航科技有限公司完成。分析仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪，激光剥蚀系统为美国Newwave UP213。激光剥蚀深度为20～40 μm，剥蚀束斑直径为25 μm，频率为10 Hz，能量密度为2.5 J·cm-2，载气为He。详细的仪器操作见侯可军等(2009)文章描述。

图3 武功山地区中生代花岗岩TAS分类图解(底图据Middlemost，1994)Fig. 3 TAS diagram of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(after Middlemost, 1994)Ir—Irvine分界线，上方为碱性系列，下方为亚碱性系列(Irvine and Baragar，1971)Ir—Irvine boundary is alkaline series at the top and subalkaline series at the bottom(Irvine and Baragar, 1971)

锆石Lu—Hf同位素的分析仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪，激光剥蚀系统为美国Newwave UP213，ICP-MS为Agilent 7500a。激光束斑直径为35 μm，激光器波长为213 nm，剥蚀物质载气为He。校正用外标样为Plesovice(年龄为337.00±0.37 Ma)(Sláma et al., 2008)，普通铅校正采用ComPbCorr#3.17校正程序(Andersen，2002)。Hf的地幔模式年龄计算中，亏损地幔n(176Hf)/n(177Hf)现在值采用0.28325，n(176Lu)/n(177Hf)采用0.0384( Griffin et al., 2000) ，地壳模式年龄计算时采用平均地壳的n(176Lu)/n(177Hf)= 0.015(Griffin et al., 2002)。

3 测试结果

3.1 主量元素

样品烧失量(0.46%～0.97%)较低，总量为99.92%～99.96%，表明岩体较小地受后期流体及变质作用影响，岩石地球化学特征能够有效反映岩石特征(表1)。样品SiO2含量为72.96%～74.16%，为酸性岩；TiO2含量0.16%～0.42%；Al2O3含量13.30%～14.17%；Fe2O3含量为0.09%～0.91%；MgO含量为0.29%～0.70%；K2O含量为3.39%～5.31%；Na2O含量2.80%～3.34%；Na2O+K2O含量为6.68%～8.42%。TAS图解中，样品投点于花岗岩区域，属于亚碱性系列(图3)。K2O—SiO2图解(图4)中样品主要投点于高钾钙碱性系列区域。岩石分异指数DI为84.15～92.20(Shand，1943)，分异程度略高，铝饱和指数A/CNK为1.11～1.36，为强过铝质岩石(图5)。

图4 武功山地区中生代花岗岩K2O—SiO2图解(底图据Middlemost，1985)Fig. 4 K2O—SiO2 diagram of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area (after Middlemost, 1985)

图5 武功山地区中生代花岗岩A/NK—A/CNK图解(据Maniar and Piccoli，1989)Fig. 5 A/NK—A/CNK diagram of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(modified after Maniar and Piccoli, 1989)

3.2 稀土元素

样品稀土含量较低，ΣREE为142.85×10-6～258.83×10-6，轻稀土LREE含量为133.23×10-6～233.63×10-6，重稀土HREE含量为9.62×10-6～25.20×10-6(表1)。轻/重稀土值为9.27～14.35，现为右倾海鸥型。微量元素蛛网图(图7)显示，样品具Rb、U、Th、K等大离子亲石元素富集、高场强元素亏损特征，具Sr、Ti负异常特征。

表1 江西武功山花岗岩主量元素(%)、稀土元素(×10-6)、微量元素(×10-6)组成Table 1 Major element(%)，REE element(×10-6)and trace element(×10-6)compositions of granite in Wugongountains area, Jiangxi Province

图6 武功山地区中生代花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分型式(标准化数据据Sun and McDonough，1989)Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图7 武功山地区中生代花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化数据据Sun and McDonough，1989)Fig. 7 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(after Sun and McDonough, 1989)

3.4 锆石U-Pb年龄

选取三江地区的黑云母二长花岗岩(WGS06010)进行锆石U-Pb同位素测试，其中用于测试的锆石自形程度较好，多为长柱状，整体较完整，发育震荡环带，具岩浆成因特征(Rubatto and Gebauer，2000)。选择不发育裂隙和包裹体的锆石，在发育震荡环带的位置打点(图8)。锆石Pb含量4.9×10-6～54.3×10-6，Th含量98.1×10-6～528.7×10-6，U含量91.0×10-6～1786.7×10-6(表2)。Th/U值0.30～1.09>0.1，为岩浆成因锆石(Cleasson et al., 2000；Belousova et al., 2002)。本样品U-Pb年龄<1.0 Ga，因而采用锆石n(206Pb)/n(238U)年龄(Griffin et al., 2004)。样品锆石n(206Pb)/n(238U)呈点群分布，分布较为集中，年龄值为148.7±1.1 Ma～155.5±1.0 Ma，加权平均值为152.41±0.89 Ma，MSWD=2.4(图8)，表明岩体形成于晚侏罗世。

选取和平地区的二云二长花岗岩(WGS06018)进行锆石U-Pb同位素测试，其中用于测试的锆石自形程度较好，多为长柱状、短柱状，整体较完整，个别略破碎，发育震荡环带，少量锆石内部包含继承锆石，具岩浆成因特征(Rubatto and Gebauer，2000)。选择不发育裂隙和包裹体的锆石进行年龄测试，在发育震荡环带的位置打点(图9)。锆石Pb含量8.4×10-6～54.7×10-6，Th含量135.8×10-6～715.6×10-6，U含量207.9×10-6～1701.7×10-6(表2)。Th/U值0.32～0.98>0.1，为岩浆成因锆石(Cleasson et al., 2000；Belousova et al., 2002)。本样品U-Pb年龄<1.0 Ga，因而采用锆石n(206Pb)/n(238U)年龄(Griffin et al., 2004)。样品锆石n(206Pb)/n(238U)呈点群分布，分布较为集中，年龄值为147.2±0.9 Ma～153.9±1.3 Ma，加权平均值为149.31±0.71 Ma，MSWD=2.1(图9)，表明岩体形成于晚侏罗世。

3.5 锆石Lu—Hf同位素组成

黑云母二长花岗岩WGS06010锆石n(176Lu)/n(177Hf)值为0.000744～0.003110，n(176Lu)/n(177Hf)值较小，表明锆石在形成后，仅具有少量的放射性成因Hf积累，因而可以用初始n(176Hf)/n(177Hf)值代表形成时的Hf同位素组成(吴福元等，2007a)。n(176Hf)/n(177Hf)初始值和εHf(t)值根据同一锆石U-Pb测年数据计算；二阶段模式年龄(TDM2)根据亏损幔源计算(Griffin et al., 2000)。测定结果显示，测试点锆石Hf同位素n(176Hf)/n(177Hf)值较为稳定，比值为0.282439～0.282527(表3)，n(176Yb)/n(177Hf)值为0.021127～0.090073，fLu/Hf为-0.98～-0.91，锆石εHf(0)为-11.8～-8.7，εHf(t)为-8.6～-5.5(图10)。锆石Hf单阶段模式年龄(TDM1)为1042～1192 Ma，二阶段模式年龄(TDM2)为1551～1749 Ma。

测点号元素含量(×10-6)PbThUTh/U同位素比值同位素年龄(Ma)n(207Pb)/n(206Pb)n(207Pb)/n(235Pb)n(206Pb)/n(238Pb)n(207Pb)/n(206Pb)n(207Pb)/n(235Pb)n(206Pb)/n(238Pb)测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ谐和度WGS06010-1429.5 302.8 898.8 0.34 0.0495 0.0007 0.1625 0.0028 0.0237 0.0002 172.3 33.3 152.9 2.5 151.0 1.2 98%WGS06010-1517.8 256.2 445.5 0.58 0.0520 0.0012 0.1708 0.0039 0.0239 0.0002 287.1 53.7 160.1 3.4 152.4 1.0 95%WGS06010-1619.2 296.8 443.5 0.67 0.0512 0.0011 0.1690 0.0037 0.0240 0.0002 250.1 51.8 158.6 3.2 153.1 1.1 96%WGS06010-1711.3 153.3 295.1 0.52 0.0519 0.0015 0.1678 0.0047 0.0237 0.0002 283.4 66.7 157.5 4.1 150.9 1.2 95%WGS06010-2117.6 277.5 394.1 0.70 0.0512 0.0015 0.1700 0.0051 0.0241 0.0002 250.1 63.9 159.4 4.4 153.5 1.2 96%WGS06010-224.9 98.1 91.0 1.08 0.0542 0.0040 0.1702 0.0121 0.0235 0.0005 388.9 166.6 159.6 10.5 149.8 3.1 93%WGS06010-239.9 126.1 266.5 0.47 0.0487 0.0017 0.1608 0.0057 0.0240 0.0002 200.1 81.5 151.4 5.0 153.1 1.5 98%WGS06010-2414.9 279.4 304.3 0.92 0.0496 0.0015 0.1589 0.0047 0.0233 0.0002 176.0 76.8 149.7 4.1 148.7 1.0 99%WGS06010-2511.1 224.3 205.3 1.09 0.0551 0.0044 0.1810 0.0134 0.0241 0.0004 416.7 177.8 168.9 11.6 153.8 2.3 90%WGS06010-2623.2 332.1 576.1 0.58 0.0505 0.0009 0.1649 0.0031 0.0237 0.0002 216.7 44.4 155.0 2.7 151.2 1.0 97%WGS06018-141.3 578.6 1242.2 0.47 0.0508 0.0010 0.1631 0.0030 0.0233 0.0001 235.3 42.6 153.4 2.7 148.4 0.9 96%WGS06018-241.0 535.4 1295.7 0.41 0.0473 0.0010 0.1520 0.0032 0.0234 0.0002 64.9 51.8 143.7 2.8 148.9 1.2 96%WGS06018-342.7 463.0 1433.3 0.32 0.0501 0.0008 0.1616 0.0030 0.0234 0.0002 198.2 34.3 152.1 2.6 149.0 1.1 97%WGS06018-433.4 411.2 1060.4 0.39 0.0490 0.0007 0.1585 0.0021 0.0235 0.0001 150.1 36.1 149.4 1.8 149.7 0.8 99%WGS06018-543.8 500.7 1446.0 0.35 0.0479 0.0009 0.1548 0.0027 0.0235 0.0002 100.1 72.2 146.2 2.4 150.0 1.2 97%WGS06018-78.9 168.8 207.9 0.81 0.0548 0.0018 0.1767 0.0060 0.0235 0.0002 466.7 74.1 165.3 5.2 149.5 1.3 89%WGS06018-819.1 281.1 548.2 0.51 0.0522 0.0015 0.1734 0.0051 0.0241 0.0002 294.5 69.4 162.4 4.4 153.8 1.4 94%WGS06018-936.4 515.2 1089.3 0.47 0.0516 0.0009 0.1648 0.0029 0.0232 0.0002 264.9 37.0 154.9 2.5 147.8 1.0 95%WGS06018-1154.7 715.6 1701.7 0.42 0.0493 0.0014 0.1577 0.0045 0.0232 0.0002 166.8 66.7 148.7 3.9 148.0 1.0 99%WGS06018-1227.8 405.0 825.5 0.49 0.0502 0.0009 0.1620 0.0028 0.0235 0.0001 211.2 45.4 152.5 2.5 149.5 0.9 98%WGS06018-1413.2 257.7 299.0 0.86 0.0518 0.0015 0.1684 0.0048 0.0237 0.0002 279.7 66.7 158.1 4.2 150.9 1.3 95%WGS06018-1629.8 392.9 933.3 0.42 0.0496 0.0008 0.1606 0.0027 0.0235 0.0001 189.0 38.9 151.2 2.4 149.6 0.9 98%WGS06018-1735.0 450.7 1135.1 0.40 0.0500 0.0008 0.1589 0.0025 0.0231 0.0002 194.5 30.5 149.8 2.2 147.2 1.0 98%WGS06018-1829.6 379.2 957.2 0.40 0.0490 0.0008 0.1564 0.0025 0.0233 0.0002 146.4 38.9 147.5 2.2 148.2 1.2 99%WGS06018-1936.3 407.8 1217.6 0.33 0.0492 0.0008 0.1584 0.0026 0.0234 0.0001 153.8 37.0 149.3 2.3 149.0 0.9 99%WGS06018-2040.7 458.0 1349.0 0.34 0.0499 0.0009 0.1593 0.0027 0.0232 0.0002 187.1 42.6 150.1 2.4 148.2 1.0 98%WGS06018-2114.8 307.8 313.5 0.98 0.0509 0.0015 0.1695 0.0050 0.0242 0.0002 235.3 66.7 159.0 4.4 153.9 1.2 96%WGS06018-2514.2 233.4 389.1 0.60 0.0514 0.0012 0.1656 0.0037 0.0235 0.0002 257.5 51.8 155.6 3.2 149.4 1.1 95%WGS06018-2717.7 274.5 500.3 0.55 0.0502 0.0012 0.1619 0.0038 0.0235 0.0002 205.6 55.5 152.3 3.3 149.5 1.1 98%WGS06018-288.4 135.8 236.8 0.57 0.0539 0.0017 0.1740 0.0055 0.0235 0.0002 364.9 70.4 162.8 4.7 150.1 1.3 91%

图8 武功山地区中生代花岗岩黑云母二长花岗岩(WGS06010)锆石阴极发光照片及U-Pb年龄谐和图Fig. 8 Cathodoluminescence (CL) images of zircons and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of the Mesozoic biotite monzogranite (WGS06010) in Wugong Mountains area

二云二长花岗岩WGS06018锆石n(176Lu)/n(177Hf)值为0.000687～0.001725，n(176Lu)/n(177Hf)值较小，表明锆石在形成后，仅具有少量的放射性成因Hf积累，因而可以用初始n(176Hf)/n(177Hf)值代表形成时的Hf同位素组成(吴福元等，2007a)。n(176Hf)/n(177Hf)初始值和εHf(t)值根据同一锆石U-Pb测年数据计算；二阶段模式年龄(TDM2)根据亏损幔源计算(Griffin et al., 2000)。测定结果显示，测试点锆石Hf同位素n(176Hf)/n(177Hf)值较为稳定，比值为0.282397～0.282541(表3)，176Yb/177Hf值为0.019450～0.051410，fLu/Hf为-0.98～-0.95，锆石εHf(0)为-13.3～-8.2，εHf(t)为-10.1～-5.0(图11)。锆石Hf单阶段模式年龄(TDM1)为998～1214 Ma，二阶段模式年龄(TDM2)为1517～1843 Ma。

4 讨论

4.1 年龄意义

表3 江西武功山花岗岩锆石LA-ICP-MS Lu-Hf分析结果Fig. 3 LA-ICP-MS Lu-Hf analysis results of granite in Wugong Mountains area

图9 武功山地区中生代二云二长花岗岩(WGS06018)锆石阴极发光照片及U-Pb年龄谐和图Fig. 9 Cathodoluminescence (CL)images of zircons and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of two-mica monzogranite(WGS06018) in Wugong Mountains area

笔者等选取具有代表性样品，采用LA-ICP-MS 锆石U-Pb方法进行同位素年龄测试。锆石广泛存在于各类岩石中，具有易挑选，封闭体系温度高等优点，使得锆石U-Pb定年成为同位素年代学中最为常见和有效的方法之一(Lee et al., 1997；Cherniak and Watson，2000；吴元保等，2004)。样品WGS06010和WGS06018的锆石具有发育震荡环带、高Th/U值等特点，表明其为岩浆成因锆石，所测年龄为锆石结晶年龄，加权平均值分别为152.41±0.89 Ma和149.31±0.71 Ma(图8，9)。两个结果近一致，在误差范围内，表明形成于晚侏罗世。

4.2 岩石成因和源区特征探讨

图10 武功山地区中生代黑云母二长花岗岩(WGS06010)锆石εHf(t)—t图(底图据吴福元，2007a)Fig. 10 εHf(t) versus age diagram of biotite monzogranite(WGS06010)in Wugong Mountains area (after Wu Fuyuan et al., 2007a&)

图11 武功山地区中生代二云二长花岗岩(WGS06018)锆石εHf(t)—t图(底图据吴福元，2007a)Fig. 11 εHf(t) versus age diagram of two-mica monzogranite(WGS06018) in Wugong Mountains area(after Wu Fuyuan et al., 2007a&)

三江细中粒斑状黑云母二长花岗岩和和平细粒斑状二云二长花岗岩样品手标本和镜下鉴定未见碱性角闪石等特征碱性暗色矿物，Zr含量为102.40×10-6～195.67×10-6，表明其不属于A型花岗岩(Collins et al., 1982；Whalen et al., 1987；Sylvester，1998)。细中粒斑状黑云母二长花岗岩含有大量黑云母，细粒斑状二云二长花岗岩含有大量原生白云母和黑云母，两者均未见角闪石，标准矿物计算(CIPW)中不含有透辉石，标准矿物刚玉分子(C)分别为1.37～3.74，表明花岗岩具S型特征，与I型花岗岩特征不符(吴福元等，2007b)。Nb/Ta值为5.09～7.53，远小于地幔平均值(60)，略小于地壳平均值(10)(Wedepohl，1995)，变化范围较小，表明岩浆源区为壳源物质，岩浆源区成分较为均一。A/CNK—A/NK图解(图5)样品投点于S型花岗岩区域。舒良树等(2000)通过Nd—Sr研究认为武功山地区中生代花岗岩为S型花岗岩。楼法生等(2002)通过武功山中生代花岗岩中含夕线石、石榴子石等富铝矿物认为其属于S型花岗岩。刘珺等(2008)根据浒坑中生代花岗岩主要元素特征与华南改造型(S型)花岗岩相似的特征，认为该花岗岩为准铝质/弱过铝质分异S型花岗岩。综上认为武功山中生代花岗岩为S型花岗岩。

图12 武功山地区中生代花岗岩微量元素构造环境判别图解(底图据Pearce et al., 1984)Fig. 12 Tectonic discrimination diagrams for the granite in Wugong Mountains area(after Pearce et al., 1984)(a)Nb—Y图解；(b)Rb—(Yb+Ta)图解；(c)Ta—Yb图解；(d)Rb—(Y+Nb)图解。Syn—COLG—同碰撞花岗岩；Post—COLG—后碰撞花岗岩；VAG—火山岛弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；ORG—洋脊花岗岩(a) Nb—Y diagram; (b) Rb—(Yb+Ta)diagram; (c) Ta—Yb diagram；(d) Rb—(Y+Nb)diagram. Syn—COLG; Syn—collision granite; Post—COLG—post-collision granite; VAG—volcanic arc granite; WPG—within plate granite; ORG—ocean ridge granite

锆石Hf同位素能够有效的反映岩浆源区特征(Vervoort et al., 1996；Amelin et al., 2000；Griffin et al., 2002；Kinny and Mass，2003)。样品WGS06010和WGS06018锆石fLu/Hf分别为-0.98～-0.91和-0.98～-0.95，明显小于大陆地壳(-0.72，Vervoort et al., 1996)。二阶段模式年龄可以真实反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(即其源区物质在地壳的平均存留年龄)(Nebel et al., 2007)。锆石Hf单阶段模式年龄(TDM1)分别为1042～1192 Ma和998～1214 Ma，两者年龄一致，远大于锆石结晶年龄，εHf(0)分别为-11.8～-8.7和-13.3～-8.2，两者数值较为接近，均为较大负值，表明岩浆源区为壳源物质，无幔源成分或新生陆壳。锆石二阶段模式年龄(TDM2)分别为1551～1749 Ma和1517～1843 Ma，εHf(t)分别为-8.6～-5.5和-10.1～-5.0，样品主要投点于1.8 Ga趋势演化线与球粒陨石(CHUR)之间，少部分点投点于1.8 Ga趋势演化线附近，表明源岩成分主要为演化的元古代陆壳物质，与前人研究认识一致(舒良树等，2000)。

4.3 构造环境及地质意义背景探讨

对于燕山期华南的构造性质的认识主要有两种：一种是与太平洋洋俯冲有关(邓晋福等，1996；周新民，2007；毛建仁等，2013；Li Jianhua et al., 2019)，另一种是纯属陆内(板内)构造性质(张旗和李承东，2012；张国伟等，2013；邓晋福等，2016)。S型花岗岩的源岩为沉积岩的认识是明确的，但其形成的构造环境则需考虑区域背景以及共生的其他指向意义十分明确的岩石组合。至今，认识到的S型花岗岩形成的构造环境大体上有3种：一是陆—陆碰撞造山，典型的实例是高喜马拉雅—拉轨冈日黑云母花岗岩—二云母花岗岩—白云母花岗岩组合(邓晋福等，1996，2004)。二是洋— 陆汇聚造山，典型的实例是北美科迪勒拉造山带的成对分布的I/γ(洋俯冲作用产物)与S/γ(北美克拉通向落基山的陆内俯冲作用(intracontinental subduction)的产物)。显然，它并不指示北美西缘的主洋盆的闭合。三是沟—弧—盆系统中的S/γ，它们产于俯冲增生杂岩或岩浆弧内，例如，东阿留申阿拉斯加地区增生柱内分布的白云母— 黑云母花岗闪长岩和花岗岩组合，是增生柱沉积物的低温局部熔融产物(Marshak et al., 1977)；又例如，科迪勒拉岩浆弧外带分布有含堇青石的二云母奥长花岗岩(Frost et al., 1997)；冈底斯岩浆弧内分布的罗扎早白垩世二云母花岗岩(锆石U-Pb 年龄为127 Ma 和116 Ma)(莫宣学等，2009)，与这一时期的岩浆弧花岗岩组合共生。同样，它们亦不指示主洋盆闭合后的陆— 陆碰撞造山作用，而是俯冲增生造山时期的产物。

过铝质花岗岩(MPG)主要分布在两个大陆岩石圈汇聚导致地壳增厚的位置(Barbarin，1999)。晚侏罗世S型白云母(二云母)花岗岩广泛分布于华南板块内部，以往研究表明，这些花岗岩类与陆内碰撞造山运动密切相关，是同碰撞或后碰撞阶段的产物(Hsü et al., 1988；1990)。Pearce和Cann(1973)研究认为高场强元素因不受后期热液蚀变及中低变质作用影响，从而能够有效判别岩石构造环境。Nb、Rb、Yb、Ta、Y等高场强元素间的比值图解可以有效区分大洋脊花岗岩(ORG)、火山弧花岗岩(VAG)、板内花岗岩(WPG)、碰撞带花岗岩(Syn—COLG)等构造环境(Pearce et al., 1984)。样品Nb—Y构造判别图解(图12a)中，样品投点于火山弧—同碰撞花岗岩和板内花岗岩界线附近； Rb—Yb+Ta图解(图12b)中，样品全部投点于同碰撞花岗岩区域；Ta—Yb图解(图12c)中，样品投点于同碰撞花岗岩和板内花岗岩界线附近。Rb—Y+Nb图解(图12d)中，样品全部投点于后碰撞花岗岩区域；R2—R1构造判别图解(图13)中，样品投点于同碰撞与晚造山期花岗岩边界区域。上述地球化学数据投图结果表明，中生代花岗岩具有同碰撞向后碰撞环境过渡的特征，根据Liégeois(1998)板块构造模型，后碰撞仍为造山期，属于陆内环境。结合上文S型花岗岩形成的构造环境，认为武功山中生代花岗岩为陆内俯冲造山环境下的S型花岗岩。

图13 武功山地区中生代花岗岩 R2—R1图解(底图据Batchelor and Bowden，1985)Fig. 13 R2—R1 diagram of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(after Batchelor and Bowden, 1985)① 地幔斜长花岗岩；② 破坏性活动板块边缘花岗岩；③ 板块碰撞后隆起期花岗岩；④ 晚造山期花岗岩；⑤ 非造山区A型花岗岩；⑥ 同碰撞(S型)花岗岩；⑦ 造山期后A型花岗岩① Mantle plagiogranite; ② destructive active plate margin; ③ post-collisional uplift granite; ④ late orogenic granite; ⑤ non-orogenic A-type granite; ⑥ syn-orogenic (S-type) granite; ⑦ post-orogenic A-type granite

华南地区中生代构造活动强烈，中特提斯构造域向西太平洋构造域的转换导致强烈的陆内造山和岩浆作用(Li Zhengxiang，1998；Faure et al., 2009；Li Jianhua et al., 2013；Wang Jingqiang et al., 2015；Li Xiaofeng et al., 2018)。地球化学和同位素特征表明，华南地区中生代花岗岩岩浆主要通过上地壳熔融形成，并伴有大规模逆冲和走滑剪切作用(邓晋福等，1994，1995；崔学军等，2003；李三忠等，2018)。前人研究表明，大型逆冲带、同生白云母(二云母)花岗岩带和前陆褶皱带组合是陆内俯冲带的重要标志之一(邓晋福等，1994)。华南地区NNE向、NE向褶皱逆冲系统的形成和发展记录了古太平洋板块向西北俯冲的作用过程，是古太平洋板块在大陆岩石圈下俯冲的远程效应(Li Jianhua et al., 2013；Dong Shuwen et al., 2015)。Li Jianhua等(2013)研究表明中侏罗世早期地层于晚侏罗世(约160～140 Ma)大规模缩短，并被早白垩世地层不整合覆盖，为在古太平洋板块俯冲机制下陆内俯冲造山的产物。华南地区的伸展穹隆(包括武功山穹隆构造)均与早白垩世的盆地大致同时形成，与伸展构造环境中形成的经典核杂岩相当(Lister and Davis，1989；Li Jianhua et al., 2013, 2019)。

图14 武功山地区中生代花岗岩成因模式图(据Li Jianhua et al., 2019修改)Fig. 14 Genetic model of the Mesozoic granite in Wugong Mountains area(modified from Li Jianhua et al., 2019)

舒良树等(1998)在面理化花岗岩样品中所获黑云母n(40Ar)/n(39Ar)坪年龄数据(132.0 Ma)，表明武功山变质核杂岩早白垩世的区域伸展作用。因此，武功山地区二云花岗岩表明岩浆可能是在陆内俯冲相关的过程形成的。受华南板块下古太平洋板块俯冲和扬子、华夏地块陆内俯冲的共同作用，导致了武功山地区中生代花岗岩的形成，以及华南地区该区域的岩浆演化。武功山中生代花岗岩暗示华南燕山早期花岗岩岩浆作用中洋陆汇聚和陆内俯冲起了关键作用。花岗岩岩浆是古太平洋板块俯冲过程中板块远程效应的响应，形成于汇聚构造体制之下。