武夷地块黎川铝质A型花岗岩成因及其地质意义

2023-03-15李彦强雷勇亮刘松林王凯兴何世伟

科学技术与工程 2023年3期

李彦强，雷勇亮，刘松林，王凯兴，何世伟

(1.青海省核工业地质局，西宁 810001；2.核资源与环境国家重点实验室，南昌 330013；3.东华理工大学地球科学学院，南昌 330013；4.核工业230研究所，长沙 410011)

华南早古生代造山运动的标志是上志留统与后下泥盆统序列的角度不整合[1]、岩石强烈变形[2]、广泛的变质作用(绿片岩-麻粒岩相)[3-4]以及大量分布的花岗质岩石[5]。华南新构造区(华东南铀成矿省)，是中国铀矿资源极为集中和成矿潜力巨大的成矿省，武夷山铀成矿带也是其中之一[6]。华南早古生代造山带通常被称为武夷-云开造山带，覆盖华南板块东南部[4,7]。关于华南不同地区和不同时期的硅质来源具有很大的差异，谈昕等[8]认为在震旦纪—志留纪时期，该地区通常会受硅质生物、陆源碎屑以及热液的共同影响，但是受到热液影响的程度将会逐渐减弱。武夷-云开造山带发育的大面积花岗质岩石为研究花岗岩的成因、演化以及与造山作用之间的关系提供了极好的机会[7]。对区内花岗岩的岩石学、年代学和地球化学研究表明，武夷-云开造山带在460～410 Ma发生了地壳深熔作用[5]，这是白云母或黑云母在高温中-低压条件下脱水熔融反应的结果[9-10]。然而，对于早古生代伸展环境起始时间及高温的条件却存在着争议。部分学者提出华南早古生代挤压环境可能结束于440 Ma，这之前形成的花岗岩所需的高温是由于异常的地热梯度所致[11-12]；另有地质工作者研究表明华南云开造山带中的环斑花岗岩、紫苏花岗闪长岩以及片麻状含榴黑云二长花岗岩等岩石年龄从(465±10) Ma、(467±10) Ma转变成(435±11) Ma、(413±8) Ma，由形成在俯冲-碰撞环境转换为碰撞后的拆沉-底侵-伸展作用构造背景下；而辉长岩(392±53) Ma的侵入则标志俯冲-碰撞造山作用的结束以及大陆伸展作用的开始[13]。何世伟等[14]提出华南早古生代448 Ma就可能处于伸展环境下，448 Ma之后形成的花岗岩所需的高温环境可能是由于地幔上涌提供的热。

黎川地区位于武夷地块东部(图1)，对其进行了详细的野外地质调查，对黎川地区花岗岩的岩相学、年代学、岩石学和地球化学进行综合研究，探讨黎川岩体花岗岩的形成年代、岩浆性质，揭示其岩石成因和区域构造演化历史。

图1 华南构造格架图和黎川地区地质简图Fig.1 Tectonic framework map of South China and Geological sketch map of the Lichuan Area

1 地质背景

在新元古代时期，由华夏板块和扬子板块沿着江南造山带拼接构成统一的华南板块。扬子板块基底由太古代和古元古代英云闪长岩-斜方闪长岩-花岗闪长岩、长英质片麻岩和角闪可以进一步划分为武夷地块、云开地块和南岭地块[15]。前人研究表明，华夏板块亦可以分为武夷地块、云开地块和南岭地块[15]。研究区位于武夷地块的西北部，研究范围位于华南地层区。区内地层主要出露前南华系、南华系、震旦系、寒武系-奥陶系、中泥盆纪跳马涧组[11]。

前南华系以泥砂质岩石夹玄武岩、凝灰岩为原岩，主要产出千枚岩、片岩、片麻岩、角闪岩、混合岩夹基性火山岩等组合[16-18]，出露于武夷山西部的黎川、武平、会昌、瑞金、南丰和北段的铅山、崇仁、宜黄、南城等多地。

南华系与下伏前南华系地层呈假整合接触，主要为轻微变质泥沙质板岩，可与原岩清晰分辨成分、结构构造上的差别。研究区内南华系地层可见两段[19]，下段为上施组，岩石组成与三峡剖面的莲坨组类似，主要呈轻微变质的复成分砾岩、长石砂岩、砂岩、含铁硅质岩，厚度在100～500 m；上段为下坊组，岩石组成与三峡剖面的南坨组类似，主要呈冰水沉积相砾岩以及含砾泥岩组合，厚度在100～400 m。地层出露于井冈山、武功山、诸广山和武夷山西缘等地。

区内震旦系为老虎塘组，与下伏南华系呈区域假整合接触，岩石组成与三峡剖面的陡山坨组以及灯影组类似，主要为轻微变质的泥沙质夹硅质岩，呈韵律状，局部呈透镜体可见灰岩和钙质砂岩，厚度大约为420 m[11]。该组岩层沉积构造主要为微斜层理、斜层理、“泥包砂”或“砂包泥”构造；局部变余砂岩具序粒层，在该层面上可见冲刷痕以及印模等沉积构造。

寒武系-奥陶系岩石组成为砂岩、长石砂岩、粉砂岩、含碳质页岩、粉砂质泥岩夹灰岩层，厚度约4 500 m[19]。该组构造主要为浅海相沉积构造，如：波痕、印模、泥包砂或砂包泥等构造[18]。地层出露于井冈山、武功山、诸广山和瑞金-信丰-寻乌等地。

志留纪至早泥盆世地层基本缺失，中泥盆统跳马涧组砾岩-砂岩岩系与下伏奥陶纪板岩呈不整合接触。研究区内早古生代火山岩以及火山碎屑岩未见出露，其中晚奥陶世笔石层序是笔石页岩的深水相递变为碎屑岩层序的浅水相，该现象暗示着该地区开始发生早古生代造山作用[20]。

经历了早古生代晚期构造事件[21-24]，赣南地区主要呈以近东-西向的复式背斜构造，出露早于泥盆系的所有岩层均被卷入其中[19,25]，该褶皱核部主要为南华系地层，两翼从核部至边缘依次出露寒武系至奥陶系地层，部分地区可见倒转褶皱。伴生次级褶皱呈北西向、北东向以及近南-北向。以上褶皱组合构成了著名的“华南加里东期褶皱带”。

黎川岩体位于武夷地块东部(图1)，岩性比较单一，以灰白色黑云母花岗岩为主，花岗结构，块状构造，主要由碱性长石(24%～32%)、斜长石(19%～35%)、黑云母(6%～9%)和石英(24%～43%)等矿物组成。如图2所示，碱性长石为钾长石和微斜长石，呈半自形板状，微斜长石具有钠长石律与肖钠长石律构成的格子状双晶，粒径为1～3.5 mm，钾长石表面可见黏土化和绢云母化，粒径为0.3～0.5 mm；斜长石可见明显的细密聚片双晶，多为自形-半自形板柱状，属于更长石；黑云母呈半自形片状充填于长石和石英之间，具褐、暗褐-黄色多色性，平行消光，粒径为0.3～0.8 mm；石英呈他形粒状充填在碱性长石和斜长石之间，具有明显的波状消光，粒径约为0.2～0.5 mm。副矿物主要为磷灰石、锆石。

Q为石英；Pl为斜长石；Kfs为钾长石；Mc为微斜长石；Bt为黑云母；(+)为正交偏光；(-)为单偏光图2 黎川花岗岩镜下显微结构Fig.2 Microtextures of the Lichuan granite

2 分析方法

全岩地球化学前处理与主微量元素测定在南京聚谱检测科技有限公司完成。主量元素、微量元素和稀土元素分析分别利用荧光光谱仪(X-ray fluorescence spectrometer,XRF)测试分析、ICP753-ES 仪器分析和仪器为Elan 9000检测。主微量元素分析方法为是样品经硼酸锂-硝酸锂溶解消解后，利用电感耦合等离子体发射光谱(inductively coupled plasma mass spectrometry,ICP-MS)测定多元素含量和稀土元素检测方法为碱熔法，即将岩石样品加入到LiBO2熔剂中，混合均匀，在1 000 ℃以上的熔炉中熔化，利用电感耦合等离子体质谱仪检测多种元素含量。

在开始锆石U-Pb分析前，先进行阴极发光(cathode luminescence,CL)图像分析，以确定锆石颗粒的内部结构，锆石U-Pb同位素分析检测在南京聚谱检测科技有限公司完成。锆石单矿物样品是在前期淘洗和分选基础上，在双目镜下挑纯后选择具有代表性的锆石制成样品靶。其中激光剥蚀系统为193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统，型号为RESOlution LR。四极杆型ICP-MS由安捷伦科技(Agilent Technologies)制造，型号为Agilent 7700x。测试过程中校正仪器质量分歧与元素分馏，以标准锆石91500(1 062 Ma)为外标；检验U-Pb定年数据质量，以标准锆石GJ-1(600 Ma)与Plešovice(337 Ma)为盲样；标定锆石中的微量元素含量，以NIST SRM 610为外标、29Si为内标。原始的测试数据经过 ICP-MS DataCal 软件离线处理完成。

全岩Sr-Nd同位素分析采用聚四氟乙烯溶样弹，使用纯化HF-HNO3-HCl 溶样，经Biorad AG50W-X8阳离子交换柱进行分离。同位素溶液经Cetac Aridus II膜去溶系统引入，在Nu Plasma II MC-ICP-MS上测定同位素比值。Sr-Nd同位素比值测定过程中，分别采用86Sr/88Sr=0.119 4校正仪器质量分馏和146Nd/144Nd=0.721 9校正仪器质量分馏。全岩Sr-Nd同位素分别使用国际标准物质NIST SRM 987和JNdi-1作为外标，校正仪器漂移。详细的操作流程及仪器情况见参考文献[26]。

3 分析结果

3.1 年代学特征

黎川岩体锆石U-Pb同位素定年结果见表1。本次选择黎川花岗岩中15颗锆石，被测锆石Th含量介于32×10-6～636×10-6，U含量介于100×10-6～517×10-6，Th/U介于0.13～0.89，说明被测锆石为岩浆锆石。15个锆石具有较高的谐和性，206Pb/238U年龄介于441～446 Ma，加权平均年龄为443 Ma(图3)，说明黎川岩体为古生代构造岩浆的产物。

表1 黎川岩体锆石U-Pb同位素定年Table 1 Zircon U-Pb isotope dating of Lichuan pluton

图3 黎川花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年谐和图Fig.3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotope concordia diagrams of the Lichuan granite

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素特征

K2O/Na2O=1.43～2.27，表明黎川花岗岩属于高硅、富钾的高钾钙碱性花岗岩系列[图4(a)]。黎川花岗岩的Al2O3含量(质量分数)为12.51%～15.14%，CaO含量为0.03%～2.64%，A/CNK为1.04～1.39，显示过铝质花岗岩特征[图4(b)]。

部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图4 黎川花岗岩K2O-SiO2图解及A/NK-A/CNK图解Fig.4 Diagram of K2O-SiO2 and Diagram of A/NK-A/CNK of the Lichuan granite

3.2.2 微量元素特征

样品稀土元素和微量元素分析结果见表2。黎川花岗岩稀土元素总量(ΣREE)为104.91×10-6～307.01×10-6，(La/Yb)N为2.78～40.53，轻、重稀土分异明显且相对富集轻稀土，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上呈现右倾的稀土配分模式(图5)，具有明显的Eu负异常(δEu=0.27～0.74)，反映了岩浆结晶分异过程中斜长石分异较为明显。

表2 黎川花岗岩主量元素及微量元素分析结果 Table 2 Major and trace elements compositions of the Lichuan granite

续表2

球粒陨石标准化值据[29]；部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图5 黎川花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图解Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of the Lichuan granite

在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，黎川花岗岩显示亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti，富集Rb、Th、U、K、Pb等元素(图6)。Ba、Sr、Ti的亏损显示了斜长石的结晶分异；Ti相对于Nb、Ta亏损更加强烈，表明钛铁矿的结晶分异[30]，P亏损可能是源区磷灰石残留。黎川花岗岩具有较高的Rb/Sr(1.09～18.40)，表明岩浆物源以壳源为主，显示出陆壳重熔花岗岩的特征[31]。

3.3 Sr-Nd同位素特征

对黎川花岗岩进行了Sr-Nd同位素分析，测试结果见表3。黎川花岗岩具有较高的(87Sr/86Sr)i值(0.478 83～0.723 64)，较低的εNd(t)值(-8.4～-9.8)，Nd同位素两阶段模式年龄(TDM2)为1.86～1.97 Ga。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解中，黎川花岗岩部分样品点位于强过铝质花岗岩区域内[图7(a)]，在εNd(t)-t图解上样品点均位于中元古代地壳演化域内[图7(b)]。

原始地幔标准化值据McDonough and Sun (1995)[29]；部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图6 黎川花岗岩原始地幔标准化微量元素蛛网图解Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of the Lichuan granite

图7 黎川花岗岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(I型和强过铝质花岗岩范围)[32]和εNd(t)-t图解[33]Fig.7 Diagram of εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (range of Type I and Type S granites)[32] and εNd(t)-t [33]of the Lichuan granite

表3 黎川花岗岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of Lichuan granite

4 讨论

4.1 岩石类型

自Loiselle 等[35]首次提出A型花岗岩后，A型花岗岩被定义为碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)及非造山(anorogenic)，具有独特的地球化学特征和构造背景[36]。黎川花岗岩主要由斑晶碱性长石、斜长石、黑云母和石英构成；属于高钾钙碱性系列，为过铝质岩石。岩石地球化学组成表现为富Si、K、Na、Fe，贫Ca、Mg的特征，研究区样品104Ga/Al(3.24～4.19)>2.6[37]；样品富集Rb、Ga、Zr、Th、U、Pb、Y等元素，亏损Ba、Sr、Ti、P等微量元素，具有明显的Eu负异常，这些特征显示岩浆经历了高程度的演化[38]。研究区花岗岩与近年典型的A型花岗岩具有相似的岩相学、地球化学特征，在成因和构造方面也具有异曲同工之处[39-41]。在Whalen 等[37]的判别图解中，黎川花岗岩样品点落入到A 型花岗岩区域(图8)，且大部分样品落入强过铝质A 型花岗岩区域内(图9)。

据文献[37]修改；部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图8 黎川花岗岩类型判别图Fig.8 Discrimination diagram of granite type in Lichuan

部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图9 黎川花岗岩判别图Fig.9 Discrimination diagram of the Lichuan granite

高分异的A型、S型、I型花岗岩有相似的地球化学特征[42-43]。高分异的S型花岗岩具有高的P2O5含量(平均0.14%)[42]，而黎川花岗岩样品具有低的P2O5含量(平均0.08%)。一般来说，高分异的I型花岗岩FeOT含量<1%，形成温度一般低于764 ℃[44]；而研究区样品具有高FeOT含量(平均值是2.38%)，主量元素锆石饱和温度计计算温度平均值为793 ℃。这就排除了黎川花岗岩属于高分异的I型和S型岩浆岩的可能性。样品17LC-06、17LC-07、17LC-08的Zr含量为87×10-6～96×10-6，可能与岩石经历了岩浆高程度的演化相关[42]。因此，认为黎川花岗岩属于高分异铝质A 型花岗岩。

4.2 岩石成因

至今为止，关于A型花岗岩的形成机制有多种不同的认识，主要有以下这三种成因模式：幔源碱性玄武岩的结晶分异作用[36]、幔源岩浆与壳源岩浆的混合作用[45]以及地壳物质的部分熔融等[46-47]。

幔源玄武岩熔体的结晶分异作用通常产生过碱性岩浆[42,46]，而黎川花岗岩表现为过铝质的特征。此外，幔源岩浆分异获得的A型花岗岩在时间上和空间上通常与大面积基性和中性岩浆岩有关[48-49]。通过野外地质调查和前人研究发现，在黎川地区出露着大面积富含石英矿物的花岗岩，与之相比同时期的基性岩出露面积较小[11]。因此，黎川A型花岗岩不是幔源岩浆的结晶分异作用的产物。

黎川花岗岩样品均富K2O(4.01%～5.48%)，相对富集轻稀土，亏损高场强元素，具有较高的Rb/Sr(1.09～18.40)，显示出陆壳岩石的特征[31]。黎川花岗岩样品Nb/U和Ce/Pb平均比率为3.6和6.4，与原始地幔(30和9)、OIB(47±10和25±5)的Nb/U和Ce/Pb差异明显，与大陆地壳的Nb/U和Ce/Pb近似(10和4)[51]，表明黎川A型花岗岩与地壳有密切关系。综上，认为黎川A型花岗岩可能是华南中元古代地壳物质部分熔融的产物。

在Rb/Ba-Rb/Sr图解上(图10)，黎川岩体具有较高的Rb/Sr(1.09～18.40)和Rb/Ba(0.54～2.62)，大部分样品投入到富黏土源岩区域，没有数据靠近基性岩区域。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解中，黎川花岗岩部分样品点位于强过铝质花岗岩区域内[图7(a)]；在εNd(t)-t图解上，样品点均位于中元古代地壳演化域内[图7(b)]。黎川花岗岩的原始岩浆熔融温度高、贫水，表明壳源贫水或熔体枯竭，为麻粒岩相变质火山岩或变质沉积岩[52]。且Creaser等[50]认为形成I型花岗岩剩余的残留物质源部分熔融不太可能产生具有A型花岗岩相应的主量元素特征。所以认为黎川花岗岩的母岩浆主要来源于前寒武纪变质沉积基底。变质沉积岩中可能含有A型岩浆作用所需的矿物和地球化学成分，如麻粒岩相变质岩中含有石英、钾长石、斜长石和次级黑云母[53]，与黎川花岗岩中所含的矿物近乎一致。综上，黎川过铝质A型花岗岩可能是前寒武纪变质沉积岩部分熔融的产物。

部分数据来源：黎川岩体[11](样品号404、404-1、404-2，可见表2)图10 黎川花岗岩Rb/Ba-Rb/Sr图解[51]Fig.10 Rb/Ba-Rb/Sr[51] of the Lichuan granite[51]

4.3 构造意义

根据前人的研究，华南早古生代武夷-云开造山运动可能属于板内造山事件[2,4,18,54-57]。造山作用以广泛分布的高级变质岩和花岗岩为特征，但对响应造山过程的花岗岩岩浆作用的时空演化知之甚少。早-中古生代花岗岩广泛分布于武夷-云开造山带，年龄范围为462～381 Ma[4,58-60]。其中大部分是过铝质的S型花岗岩，也有少数I型花岗岩。根据岩石学特征，这些花岗岩可分为片麻状和块状两类。据统计，前人测年数据表明片麻状花岗岩形成于410～462 Ma，峰值年龄为440 Ma；块状花岗岩的锆石U-Pb年龄范围为382～458 Ma，峰值年龄为430 Ma，比片麻岩花岗岩年轻10 Ma[61-62]。大多数片麻状花岗岩形成于同碰撞环境中，地壳增厚是高温环境的热源，而大部分块状花岗岩形成于造山塌陷阶段。

在武夷地块鉴别出了志留纪兰多维列世A型花岗岩。如上所述，不论岩浆来源，A型花岗岩可形成于多种伸展构造环境中(如大陆弧，弧后伸展，后碰撞伸展和板内环境)[34-36,63-64]。黎川花岗岩是由地壳部分熔融形成的过铝质A型花岗岩，因此不太可能与非造山背景下的热点、地幔柱或大陆裂谷地区有关，更可能形成于后碰撞伸展环境。

结合前人研究结果，自462 Ma开始，在这个阶段华南古生代大部分片麻状花岗岩形成于地壳增厚过程中地壳脱水熔融的同碰撞挤压环境[12]；与此同时，深部地壳岩石经过熔融提取和麻粒岩化。接着大多数块状花岗岩形成于造山作用塌陷阶段，这些过铝质的S型和I型花岗岩，起源于元古代熔融的泥质岩和火成岩[12]。从443 Ma开始，地壳迅速减薄，热地幔岩浆底侵导致造山带深部和壳幔相互熔融，构造格局转变为强烈的后碰撞伸展环境。沿伸展带形成A型花岗岩和镁铁质岩浆，其他I/S型花岗岩远离伸展带形成。说明华南武夷地块自志留纪兰多维列世开始就从同碰撞环境转变为后碰撞伸展环境。