闽赣交界桃溪穹隆与外围印支期花岗岩岩石地球化学特征对比及地质意义①

黄昌旗 张开毕 曹明志 王林昌 王峰 赵举兴

(1.福建省煤田地质局，福州，350000；2.福建省地质调查研究院，福州，350013；3.紫金矿业集团股份有限公司，厦门，361008；4.福建省煤田地质勘查院，福州，350000)

桃溪穹隆位于武夷山南段闽赣交界，早期称桃溪旋卷构造(1)福建省地质局，1∶20万长汀幅区域地质矿产调查报告，1970。、会昌环形构造(2)地矿部航空物探遥感中心，华南地区1∶100万遥感解译成果报告，1994。，桃溪穹隆[1]，后期研究者有称旋卷变质核杂岩构造[2]、桃溪隆起[3]、桃溪环状构造[4]，和桃溪隆起[5]等。目前，该地区及周边区域地质调查基本完成，资料表明，桃溪穹隆是一个岩浆穹隆，印支期以来该地区隆起是客观存在的，一些地质工作者对穹隆的形变特征和构造演化进行了研究，认为印支期花岗岩与穹隆构造演化关系密切[6]。同时，笔者也发现穹隆外围也广泛分布印支期花岗岩，但二者岩石地球化学特征存在差异，以印支期花岗岩为研究对象，按空间位置分布采集桃溪穹隆和外围2组样品进行，研究其岩石地球化学特征，并讨论其代表的地质意义。

1 研究区地质概况

研究区位于华南武夷山脉南段之闽赣交界处(图1)，在福建境内构造单元划分处于二级构造单元——南武夷晚古生代坳陷区西南端，桃溪穹隆位于研究区中部偏西南，主体位于福建境内，是独立的三级构造单元桃溪隆起，东侧毗连明溪—武平坳陷(三级构造单元)，西部跨入江西境内，整体同属江西境内同级构造单元的部分[7]，北侧以南平—宁化构造岩浆带为界与北武夷隆起区(福建境内二级构造单元)相隔。

图1 桃溪穹隆及外围地质构造略图Fig.1 The map of geological structure of Taoxi dome and its surrounding

区内地层发育较全，分布有古元古代中深变质沉积-火山岩系、震旦纪-奥陶纪浅变质火山-沉积岩系、晚泥盆统-早三叠世碎屑岩及碳酸盐夹煤层线的沉积、晚三叠世-白垩纪陆相火山-碎屑沉积岩系和第四世。古元古代桃溪岩组仅在穹隆核部出露；侵入岩面积7 133 km2(占研究区面积42.6%)，发育有新元古代—白垩纪不同时代侵入体，按构造运动主要有晋宁期、加里东期、印支期和燕山期侵入体，其中分布最多的是印支期和燕山期花岗岩；区内构造复杂，最显著的为桃溪穹隆构造，按其构造影响波及范围，西侧由江西桂林圩往北部环至瑞金十字石、福建蔡坑一带，往东南、南至福建宣成，武平中堡等地，总体为一近圆形的环状构造，穹隆发育不同构造层次的塑性流变、韧-韧脆性、脆性剪切变形，受穹隆构造影响的古生代、中生代岩石地层普遍见滑脱构造，部分又被后期脆性断裂改造。总体上不同时期、不同层次的构造形迹相互叠加改造，形成以桃溪穹隆环形构造为主，又与北东、北西向构造相互交切的构造格局。

2 印支期花岗岩地质特征及同位素年代学

区内印支期花岗岩分布面积约3 079 km2，约占侵入岩面积的43.2%，其近一半分布于桃溪穹隆的长汀汤屋、红山、高岭、泮塘，会昌富城和珠兰埠等地，其余的分布于穹隆周边，西北侧有瑞金万田，东北侧和东侧有连城富地、宣和及连城东北一带，东南侧和南侧有上杭蛟洋、培斜、陈屋和石芨北等地，西南侧分布于寻乌县上高山。据岩矿鉴定和侵入岩Q-A-P投影，除宣和岩体为黑云母二长花岗岩外，其余均为黑云母正长花岗；较完整的主期岩体，可见晚期次单元大致呈环状围绕更早期次单元套叠-半套叠,并不同程度发育补充期和末期侵入单元。

研究区印支期岩体的同位素年龄主要有2组(表1)，一组年龄为273～290 Ma(4个样品)，另一组年龄为214～239 Ma(7个样品)，前者对应华力西期，后者对应印支期。据闽西南地区在华力西期为大范围的陆表海沉积这一事实，结合福建境内地质构造和侵入岩的演化特征[8-10]，岩体时代采用印支期的年龄，为中三叠世。

表1 研究区印支期花岗岩同位素年龄

3 印支期花岗岩岩石学和矿物学特征

研究区印支期花岗岩除宣和岩体岩性为黑云母二长花岗岩外，其余均为黑云母正长花岗岩。黑云母正长花岗岩主要矿物成分：钾长石为43.8%～47.2%，斜长石为20.6%～24.5%，石英为24.1%～26.0%，黑云母为5.1%～7.3%，黑云母二长花岗岩主要矿物成分为钾长石为27.29%～29.43%，斜长石为22.36%～24.03%，石英为36.22%～47.06%，黑云母为6.33%～6.96%，镜下鉴定钾长石主要为正长石和中微长石，斜长石以更长石为主，桃溪穹隆2个斜长石鉴定为钠长石，穹隆外围2个斜长石分别为钠长石和更长石；斑晶含量可分为含斑、少斑、似斑状(多斑)花岗结构，粒度也呈现细粒→中细粒→中粒→中粗粒变化；副矿物主要有磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、独居石、榍石、石榴石、红柱石和电气石等。总体上，穹隆外围见正长花岗岩和二长花岗岩，桃溪穹隆为正长花岗岩。在副矿物特征上穹隆外围花岗岩主要钛铁矿物含量较高，特别是上杭蛟洋、陈屋，石芨北岩体的磁铁矿高(0.6%～1%)，桃溪穹隆则以壳源有关的矿物含量较高，如石榴石、电气石等，富城岩体在长汀汤屋一带还以含红柱石为特征。

4 印支期花岗岩岩石地球化学特征

4.1 样品的选用及分组说明

研究区数据来源于1∶5万、1∶25万区域地质调查及相关科研项目报告，由于分析数据属不同年代，弃用了一些明显不符合精度和误差要求的数据。原数据中有的只分析了烧失量，没有分析Cl、F、S、H2O+等挥发组分，有的数据分析了烧失量和部分的挥发组分，有的数据在原报告中就是多个样品的平均值，因此，对选用的样品数据注明来源，并在数据表中省略烧失量或挥发组分，在不影响分析研究的情况下，不再按岩石化学有关要求对数据进行校正和调整[13-16]。有些样品原数据只注明了样品来源，没有写清楚是单个样品还是几个样品平均值，这类样品当作1个样品处理。选用微量和稀土元素样品时，重点核对了二者样品编号的一致性，个别分析项目不全的，不参加平均值计算。为方便对比，将样品按空间位置分桃溪穹隆和外围2组进行讨论。由于仅在穹隆外围发现二长花岗岩，从SiO2含量和碱度上看，与正长花岗岩放在一起讨论比较，不会影响相关结论，因此叙述时不再将其单独列出，可以理解为桃溪穹隆外围酸性岩地球化学特征对比。

4.2 主量元素

研究区印支期花岗岩主量元素分析结果(表2)，SiO2含量一般超过70%，典型酸性岩，全碱-硅(TAS)分类法投图均落入花岗岩区[17]。(K2O+Na2O)平均含量为7.79%，K2O>Na2O，K2O/Na2O比值为1.33～2.34,平均1.75，属钾质岩石，Al2O3为10.95%～14.63%，平均13.11%，铝饱和指数(A/NKC)基本大于1.1，平均1.17，A/NKC-A/NK图解中属过铝质岩石[18]。SiO2-K2O图解[19]中绝大部分投于高钾钙碱性系列中，小部分投于高钾钙碱性与钾玄岩的过渡地带，个别投于钾玄岩中，但据岩体地质特征、产状和岩相学等，明显不能归于钾玄岩系列[20]。AR-SiO2图解投入钙碱性与碱性交界区域[21]，但桃溪穹隆样品多数落入碱性岩区，穹隆外围样品多落入钙碱性区；在碱性与亚碱性系列划分上，据(K2O+Na2O)-SiO2图解全部投于亚碱性系列中[22]。

表2 研究区印支期花岗岩主量元素分析结果

续表2

综上分析，桃溪穹隆和外围岩石化学总体上属过铝质酸性岩，按碱度率为高钾钙碱性-碱性过渡岩石，但主量元素特征也存在一定差异。桃溪穹隆SiO2含量平均值略高于穹窿外围。按碱度率，桃溪穹隆偏碱性，穹窿外围偏钙碱性。穹窿外部CaO、MgO、P2O5和TiO2的含量明显较高，平均值是桃溪穹隆的2倍。铝饱和指数桃溪穹隆略高于穹窿外围，大致反映了桃溪穹隆和外围岩体源区物质的差异。

4.3 微量元素

研究区印支期花岗岩微量元素分析结果(表3)对比福建地壳丰度元素平均值[23]和原始地幔标准化蛛网图[24](图2)发现，总体上岩石中大离子亲石元素中富集有Rb、Th、U、K, 亏损有Ba和Sr；一般认为Ba易于进入含钾矿物，与钾长石有关，Sr的负异常与斜长石分离结晶有关;高场强元素中相对亏损Nb、Ti、P，其中Ti、P的负异常不仅与岩石的酸性程度与关，随酸性程度增加而下降，也与榍石、磷灰石、钛铁矿物有关[25]，Nb的负异常一般也指示了岩体具壳源型特征[26]，是地壳部分熔融的结果，大离子亲石元素进入岩体，高场强元素不活动保存于残留相中[27-28]。

图2 研究区桃溪穹隆(a)及穹隆外围(b)花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig.2 Standardized spider web map of the original mantle of granite trace elements of Taoxi Dome (a) and dome periphery (b) in the study area

表3 研究区印支期花岗岩微量元素分析结果

从研究区微量元素特征不难看出，桃溪穹隆和外围岩石微量元素特征是存在差异的。相对亏损的元素(Ba、Sr、Nb、Ti、P)，其亏损程度上，桃溪穹隆高于穹窿外围。相对富集的元素(Rb、Th、U、K)，桃溪穹隆Rb和U的富集程度高于穹窿外围，Th和K则相差不多。说明二者存在源区环境的差异。

4.4 稀土元素

研究区印支期花岗岩稀土元素分析结果(表4) ，桃溪穹隆和外围花岗岩稀土元素特征具较大的差异，稀土总量穹隆外围平均为219.78×10-6明显大于桃溪穹隆平均为120.34×10-6；轻重稀土分异程度上，穹隆外围LREE/HREE比值平均为3.92高于和桃溪穹隆平均为1.92，(La/Yb)N比值穹隆外围为11.24，桃溪穹隆为4.82，稀土元素配分模式(图3)，穹隆外围稀土元素配分模式图为轻稀土富集的右倾曲线,而桃溪穹隆稀土元素配分模式相对平缓，说明穹隆外围轻稀土相对富集，且轻重稀土元素分异程度较桃溪穹隆高；桃溪穹隆和外围δEu均为负异常，可能与源区残留相存在斜长石或结晶相中斜长石晶出有关，但桃溪穹隆δEu负异常平均为0.23程度明显高于穹隆外围平均为0.48，其中穹隆外围蛟洋和陈屋岩体δEu值最大，对应了SiO2含量最低值，代表其还原环境相对最强。值得注意的是，桃溪穹隆δEu相对值低，其熔融体平衡相中的斜长石相对少，穹隆内没有发现二长花岗岩可能与之相关，斜长石相对较少，容易进入到斜长石中的Ca、Sr也就少，与穹隆内CaO、Sr等低也是一致的。总之，地壳重熔形成花岗岩过程中，桃溪穹隆和外围虽然都是还原环境，但二者程度上是有差异的，穹隆外围δEu值相对高，说明Eu2+多，处于相对更还原的环境，也一定程度反映地壳重熔形成花岗岩时，穹隆内部与外围地壳厚度的可能差异。

表4 研究区印支期花岗岩稀土元素分析结果

图3 研究区桃溪穹隆(a)及穹隆外围(b)花岗岩稀土元素配分模式Fig.3 Distribution pattern of granite rare earth elements of Taoxi Dome (a) and dome periphery (b) in the study area

5 讨论

5.1 岩石成因及源区分析

I型、S型、M型和A型花岗岩分类是目前比较常用的花岗岩成因分类[29-31]，区内花岗岩石SiO2含量大于70%，K2O平均含量为5%,远大于1%，Mg#(镁指数)平均值为0.24，最大值为0.42，均未超过0.6，基本可排除幔源成因[32-33]，不可能是M型花岗岩；岩石学、矿物学、岩石地球化学特征符合S型花岗岩特征，如A/CNK值平均为1.17,K2O含量大于Na2O，K2O/Na2O比值大于1，稀土δEu负异常明显等；采用花岗岩I型、S型判别图ACF投影均落入S型花岗岩区[34]；在Na2O-K2O图解[35-36]中，样品落入A型与S型花岗岩边界地带(图4)，约50%样品落入A型区，其余样品落入S型区；在Zr+Nb+Ce+Y与Fe*/MgO或Na2O+K2O/CaO图解投影[37]也落入A型与非A型花岗岩边界区(约75%样品落入分异的非A型区，25%样品落入A型区)。从富SiO2、较高的K，贫Eu、Ba、Sr、Nb、Ti、P等特征上看，研究区花岗岩是具有A型花岗岩的大部分特征的[38-42]，但贫Al特征不明显，A型花岗岩Na2O+K2O含量为7.81%～11.39%，碱度率(AR)为3.58～8.26，最小值为3.02。研究区花岗岩Na2O+K2O含量平均值为7.79%，碱度率AR平均值为2.46，因此，研究区的花岗岩不是典型意义上的A型花岗岩，与邱检生等认为的铝质A型花岗岩相似[43]。但是，桃溪穹隆花岗岩的岩石地球化学特征明显更接近典型的A型花岗岩。

图4 研究区花岗岩成因类型Na2O-K2O图解Fig.4 A Na2O-K2O diagram of the granite origin type in the study area

S型花岗岩源岩物质以壳源沉积物为主，是经过部分熔融、结晶形成的花岗岩，属陆壳改造型花岗岩。常含有数量不等的富铝硅酸盐矿物( 如堇青石、硅线石、石榴石、富铝黑云母、白云母、红柱石、黄玉) ，在(La/Yb)N-δEu源区判别图中[44], 样品落入壳源区，在La/Yb-∑ REE 判别图[45-46]，投点落在沉积岩、花岗岩、碱性玄武岩重叠的区域。个别穹隆样品落入花岗岩区或沉积岩与大陆玄武岩、碱性玄武岩区交界区，显示了地壳熔融时壳源物质的复杂性。

综上分析认为，区内印支期花岗岩为S型花岗岩。与穹隆外围相比，桃溪穹隆S型花岗岩的成熟度更高，并更具A型花岗岩特征。

5.2 构造环境讨论

花岗岩可产出于有多种构造的大洋中脊、岛弧、洋岛(板内)环境以及由此派生弧前(后)盆地、活动大陆边缘、裂谷等构造部位[47-49]，笔者认为把与板块碰撞有关的花岗岩也一起投图，虽然花岗岩的形成与板块构造、板块运动或碰撞造山的不同阶段有联系，但一个是大地构造的环境背景，一个是构造事件(碰撞或造山)，而且碰撞与造山并不是等同的，碰撞后是有很多种情况，可以造山，可以不造山，也可后滞很长时间(持续挤压)造山，造山之后转为伸展构造，也不一定是板内环境，采用几种构造环境判别方式投图发现，在R1-R2图中[50],样品点在造山晚期花岗岩、同碰撞花岗岩和造山期后A型花岗岩区交界带连续分布，很难看出桃溪穹隆和外部差别；在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解(图5)和Y-Nb图解[51]上，样品落在同碰撞花岗岩(syn-GOLG)和板内花岗岩(WPG)交界带连续分布，但二者看起来好像有差别，桃溪穹隆样品主要分布于syn-GOLG(同碰撞花岗岩)中，穹隆外部样品主要分布于WPG(板内花岗岩)中。

图5 研究区花岗岩Rb-(Y+Nb)构造环境判别图Fig.5 Environmental classification diagram of granite Rb- (Y + Nb) in the study area

肖庆辉等认为，在花岗岩成因类型和构造环境划分和鉴别方面，不同地区同类岩石之间有较大的地质地球化学差异；吴福元等指出，花岗岩构造环境判别常常给出模棱两可甚至相互矛盾的结果；王焰等[52-53]认为花岗岩构造环境判别方法大概不适用于大陆地区，尤其是具有厚的前寒武纪基底的陆块区；张旗等[54]认为，如Rb元素值高一般反映了大陆物质污染更严重。而非花岗岩部分熔融时的构造环境。因此，也只是说明二者存在可能差异，不一定是所谓的板内或同碰撞构造环境。此外，构造环境判别图一般是反映较大尺度范围，如果范围较小，构造环境可能无法对比。

由于没有熔体包裹体和矿物温压计等方面的数据，仅从微量元素角度讨论印支期地壳重熔形成花岗岩时二者存在的地壳厚度(深度)和压力情况，根据张旗等对不同成因花岗岩Sr-Yb数据(6 289个)的统计研究成果[55-56]，以Sr含量400× 10-6和Yb含量2× 10-6为标志进行Sr-Yb投图分类, 可划分5种成因的花岗岩，并对应或代表地壳重熔时不同深度和压力。区内印支期花岗岩Sr-Yb分类图解(图6)，发现穹隆外围花岗岩样品基本落入Ⅳ区(低Sr高Yb), 对应闽浙型花岗岩，形成压力小于1.0 GPa,形成正常地壳厚度(>30 km)；桃溪穹隆花岗岩基本落入Ⅴ区(低Sr高Yb),对应南岭型花岗岩，形成压力< 0.8 GPa,形成于减薄(拉伸)的地壳厚度环境(<30 km)，如果将南岭型花岗岩大体相当于A型花岗岩(桃溪穹隆花岗岩具A型花岗岩的诸多特征)，其可能形成于更低的压力(< 0.5 GPa)和更薄的地壳厚度(<15 km)[57-59]，大致说明地壳融熔形成花岗岩时，相对于穹隆外围，桃溪穹隆应该离地表更近。此外，Sr-Yb分类图中还发现，穹隆外围有1个样品(培斜岩体)落入Ⅱ区，相当于喜马拉雅型花岗岩，可能代表了该样品比其它样品更高的压力和更大深度；上高山岩体样品落入Ⅴ区则说明可能该处还是属于桃溪穹隆的范围；富地岩体样品落入Ⅴ区则可能与区域构造或其它因素有关。

图6 研究区花岗岩Sr-Yb分类图解Fig.6 Classification diagram of the granite Sr-Yb in the study area

前人地质工作者对区内宣和—富地一带岩体的时代存在不同认识[60-67]，主要有2种，一种认为是印支期，一种认为其中部分为加里东期，但此次研究认为宣和—富地一带花岗岩与区域上志留纪花岗岩还是存在较大差异，是否全部归为志留纪尚待进一步研究。其岩石化学特征大致与穹隆外围相当，但碱度率和铝饱和指数接近桃溪穹隆，微量元素特征介于桃溪穹隆与穹隆外围之间，稀土元素特征与穹隆外围相似，如LREE/HREE比值为3.70，(La/Yb)N比值为11.48，δEu值为0.51等[68]，同时笔者也对这些数据进行了Sr-Yb分类投图，其中3个样品落入Ⅱ区(喜马拉雅型花岗岩)，12个样品落入Ⅳ区(闽浙型花岗岩)，10个样品落入Ⅴ区(南岭型花岗岩)，说明该地区是很复杂的(前述富地1个样品落入该区也可能是这个原因)，分析存在志留纪花岗岩的干扰因素，也有可能与宣和—富地处于复杂的构造部位(隆起与拗陷结合部)有关。

6 结论

(1)矿物学和岩石化学对比，桃溪穹隆花岗岩与壳源物质有关的矿物含量较多，碱度率上更偏碱性，SiO2含量上反映其更具酸性，总体上更具壳源性特征。

(2)从微量元素二者都是部分亲石元素相对富集(或亏损)，部分高场强元素相对亏损，但在富集和亏损程度上，桃溪穹隆均大于穹隆外围，也显示桃溪穹隆花岗岩更具壳源性特征。从稀土元素分析显示，穹隆外围花岗岩轻稀土相对富集，轻重稀土分异程度也较高；穹隆外围δEu值更高，相对处于更还原的环境，而桃溪穹隆则相反，这可能也是其更接近地表的缘故。

(3)对成因及源区分析，二者成因上虽然都是S型花岗岩，但桃溪穹隆S型花岗岩成熟度更高，其原因主要是与地壳重熔时的地壳厚度环境有关，桃溪穹隆地壳部分重熔形成花岗岩时，应处于减薄的地壳环境，压力更低(<0.8 Gpa)，更接近地表的位置，地壳厚度小于30 km，甚至更薄(<15 km)，必然更具壳源特征，与诸多岩浆穹隆或核杂岩相似，也与该时期桃溪穹隆的构造演化一致。

本文引用了大量区域地质调查和有关科研项目报告数据，在此对项目的承担单位和有关项目成员表示感谢,同时感谢评审专家对文章提出的宝贵意见。