福建龍巖中甲錫礦區晚中生代花崗巖的年代學、地球化學及其成礦意義

林建平

（福建省地質調查研究院，福建 福州 350013）

1 概況

福建龍巖地區位于華夏陸塊東南緣，歐亞板塊與太平洋板塊的接合部位，區域上處于政和大埔斷裂帶以西南平—寧化構造帶以南的閩西南地區，是中國東南構造—巖漿活動帶的重要組成部分，成礦區帶屬濱太平洋成礦域（Ⅰ級），華南成礦省（Ⅱ級），永安—梅州—惠陽FePbZnCuPbZnAgSb 成礦帶（Ⅲ級）。帶內有許多與晚中生代構造-巖漿活動有關的矽卡巖-熱液型鐵多金屬（包括Pb、Zn、Cu、Sn、W、Bi 等）礦床，這些礦床主要分布于白堊紀花崗巖體（如莒舟巖體和太華巖體等）的內外接觸帶中。中甲錫礦區處于大洋—莒舟花崗巖體東北分支，區內已知晚中生代花崗質巖漿侵入作用共有三期，前人對中甲錫礦區賦礦層位、成礦圍巖、控礦構造、礦床特征、成礦年齡及礦床成因等進行了大量研究[7]，但仍存在一些問題與不足之處，其中，大洋—莒舟巖體的年齡所跨時間較大，是否為同一期次巖漿侵入存在疑問，礦區內除石英斑巖外，其他兩期侵入巖的精確定年尚屬空白，不同巖體的地球化學數據也比較缺乏，難以進行系統的對比研究，因此，對中甲錫礦的深入研究有賴于對含礦巖體與不含礦巖體及不同時代不同成因巖體的成巖過程、構造環境及源區特征的系統研究。筆者在前人各項工作的基礎上，利用巖石地球化學、U-Pb 同位素年代學方法，擬對中甲礦區各類巖體的巖石學、地球化學、侵位時代及成因類型進行對比研究，并探討巖石成因、構造環境及其與成礦的關系，為揭示中甲錫礦的礦床成因提供巖石地球化學及同位素年代學約束，為閩西南地區“斑巖型”錫礦床的找礦預測工作提供重要的參考依據。

2 地質背景

中甲（又稱“菜刀岐”）錫多金屬礦床位于龍巖市東南15km的中甲至楊梅坪一帶，礦區南部和東部出露侵入巖包括晚侏羅世侵入的中細粒黑云母二長花崗巖，早白堊世侵入的細粒含黑云母花崗巖體及晚白堊世侵入的花崗斑巖體，前人亦稱石英斑巖[7]，它們構成一個復式巖體。礦區內花崗斑巖體，為NW 向串珠狀分布的小巖株或巖墻，侵入于細粒含黑云母花崗巖和變質石英砂巖中，面積均小于0.1km2。礦區出露地層為奧陶系羅峰溪組淺變質石英砂巖，是一套陸源復理石建造構成的巨厚碎屑巖地層，其Sn、Mo、W 等元素平均含量較高，蝕變強烈，是Sn、Mo、W 成礦的初始礦源層[7]。礦區內NNE 和NW 向斷裂裂隙構造發育，其與巖體接觸帶一起，控制了礦區蝕變和礦化的空間分布。礦體主要出露于花崗斑巖內外接觸帶及羅峰溪組淺變質石英砂巖中，沿綠泥石-黃玉-硅化-黃鐵礦化斷裂、裂隙分布。

3 樣品描述

在野外采集代表性的二長花崗巖（0047-1）、黑云母花崗巖（0061-1）和花崗斑巖（0062-1）巖石樣品各1 件，各樣品皆取自新鮮的巖石露頭，描述如下。

淺灰色中細粒黑云母二長花崗巖：中細粒花崗結構（圖2a、d），塊狀構造，礦物組成為石英（20% ～25%）、鉀長石（30%～35%）、斜長石（約40%）和黑云母（約5%），各礦物分布均勻，雜亂排列，粒徑為0.3mm ～5mm。石英礦物弱波狀消光，晶體中包裹有長石、黑云母礦物，鉀長石和斜長石皆見泥化，斜長石顆粒邊緣被稍晚結晶礦物熔蝕，黑云母被次生鱗片狀黑云母礦物取代。

淺肉紅色細粒含黑云母花崗巖：細粒花崗結構（圖2b、e），塊狀構造，礦物組成為石英（約30%）、鉀長石（40%～45%）、斜長石（約25%）、黑云母（約3%），各礦物分布均勻，雜亂排列，粒徑為0.1mm ～1.5mm。石英礦物弱波狀消光，少部分石英與鉀長石礦物同時結晶，交生共結，鉀長石和斜長石皆見泥化，斜長石和黑云母顆粒邊緣皆被稍晚結晶礦物熔蝕，鉀長石被少量鈉長石礦物交代，斜長石被少量水云母礦物交代。

淺灰色花崗斑巖：變余斑狀結構，粒狀變晶結構（圖2c、f），鱗片變晶結構。原巖為花崗斑巖，巖石主要由斑晶（石英約2%、長石約2%、黑云母約1%）和基質（石英約65%、絹云母約25%、黑云母約2%、鐵質約3%）組成，斑晶石英被基質礦物熔蝕，斑晶長石被絹云母、石英、黑云母取代，僅保留假象，斑晶黑云母被次生鱗片狀黑云母礦物交代，且被鐵質浸染，斑晶粒徑為0.5mm ～1mm。受熱液蝕變作用影響，基質礦物被次生蝕變礦物石英、絹云母、鐵質交代。

圖2 龍巖市中甲錫多金屬礦巖石樣品的野外地質特征及鏡下特征

4 分析方法

全巖主量元素和微量元素分析在福建省地質測試研究中心完成。樣品清洗后，磨碎至200 目。除FeO 和燒失量（LOI）采用標準濕化學分析外，其它主量元素分析及Y、Cr、V、Zr 等微量元素采用XRF 方法（X 熒光光譜儀Zetium（PW5400）XRF），分析精度為5%。其余微量元素采用等離子體質譜法（ICP-MS）分析（XSeries Ⅱ等離子質譜儀）。

鋯石樣品靶的制備，首先是在實驗室將樣品粉碎至80目～100 目，經常規磁選和浮選方法分選后得約150 粒鋯石，在雙目鏡下根據鋯石顏色、自形程度、形態等特征初步分類，挑選有代表性的鋯石約90 顆作為測定對象，將分選出的鋯石排放在雙面膠上，置于圓環模具中，注入環氧樹脂，待固結后拋磨至粒徑的約二分之一，使鋯石內部充分暴露，然后進行鋯石顯微（反射光和透射光）照像，陰極發光（CL）顯微圖像研究及鋯石微區U-Pb 同位素年齡測定。

鋯石制靶和陰極發光（CL）照相在北京奧金頓科技有限公司完成，采用儀器為掃描電鏡JSM_6510 和陰極發光Gatan mini CL，同位素測試點的選取首先根據鋯石反射光和透射光照片進行初選，再與CL 圖像反復對比，力求避開內部裂隙和包裹體，以獲得較準確的年齡信息。

LA-ICP-MS 鋯石微區U-Pb 年齡測定在中國冶金地質總局山東測試中心完成。激光剝蝕系統為Coherent 公司的GeoLas Pro 193nm 準分子激光器，等離子體質譜儀系統為Thermo X2。用美國標準參考物質NIST SRM610 進行儀器最佳化，使儀器達到最大的靈敏度、最小的氧化物產率、最低的背景值和穩定的信號。采樣方式為單點剝蝕，數據采集選用一個質量峰一點的跳峰方式（Peak jumping），每完成5 個～6 個待測樣品測定，插入標樣91500 測1 次，在所測鋯石樣品10 個～18 個點前后插入標樣NIST SRM610 測1 次。數據處理采用ICPMSDATACAL 軟件，年齡計算使用Isoplot 完成。

5 結果

5.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb 年齡

樣品0047-1 中選取了的20 顆鋯石進行年齡測定。所選鋯石呈淡黃色，透明—半透明，晶體自形性良好，多呈柱狀、少量短柱狀和長柱狀，長徑一般60μm ～120μm，含少量包裹體和孔隙。所測鋯石點均具有較低的Th、U 含量（Th=68×10-6～291×10-6，U=91×10-6～461×10-6），Th/U 比 值 在0.45 ～1.16（ 表1）。高的Th/U 比值特征[6]，且Th—U 之間多數具有正相關關系，CL 圖像特征顯示出清晰的振蕩環帶結構（圖3），表明樣品為典型的巖漿鋯石，且沒有發生顯著的Pb 丟失。除第17 號點年齡較老外，其余19 顆鋯石的206Pb/238U 表面年齡為143Ma ～150Ma，加權平均值為146±1Ma（MSWD=0.57，圖4a），代表了巖體的侵位時代。樣品0061-1 中選取了20 顆鋯石進行年齡測定。所選鋯石呈淺棕色，半透明，自形至半自形，多呈短柱狀，長徑一般50μm ～100μm，含較多包裹體和孔隙。所測鋯石點具較高的Th、U 含量（Th=104×10-6～7782×10-6，U=208×10-6～17589×10-6），Th/U 比值在0.14 ～1.01（表1）。高的Th/U 比值特征，且Th—U之間多數具有正相關關系，CL圖像特征顯示出清晰的振蕩環帶結構（圖3），表明樣品為典型的巖漿鋯石，但部分樣品極高的Th、U含量和陰極發光暗色不分帶特征，表現熱液鋯石特征[6]，但年齡偏差不大，說明可能是同期熱液作用。第5、第13、第14、第15、第18和第19等6顆鋯石測點諧和性較差，在陰極發光圖像上偏亮色，可能是鉛丟失所致，故剔除上述測點后14顆鋯石的206Pb/238U表面年齡為135Ma ～146Ma，加權平均值為141±2Ma（MSWD=2.4，圖4b），代表了巖體的侵位時代，該期巖體具同期熱液作用。花崗斑巖（0062-1）未獲得集中的年齡結果（表1），所測8 個測點的年齡分散在137Ma ～2476Ma（1 號點207Pb/206Pb 年齡為2476），應為為捕獲成因。

表1 晚侏羅世二長花崗巖、早白堊世花崗巖和花崗斑巖的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年數據表

圖3 晚侏羅世二長花崗巖和早白堊世花崗巖部分鋯石樣品陰極發光（CL）圖像及測試位置

圖4 晚侏羅世二長花崗巖和早白堊世花崗巖鋯石U-Pb 年齡諧和圖

表2 晚侏羅世二長花崗巖、早白堊世花崗巖和花崗斑巖的主量元素、稀土元素和微量元素含量

圖5 哈克圖解

5.2 主微量元素特征

三類巖石的全巖主微量分析數據如表2，簡述如下。

（1）晚侏羅世二長花崗巖，具有富硅，SiO2含量為69.53%，富鋁，堿鋁指數ACNK=1.15，低堿，全堿alk=6.99%，過堿指數AKI=0.6，堿度率A.R.=1.9，巖石屬高鉀鈣堿性系列（圖5a），分異指數較低（D.I.=77.4，圖5b）。巖石具有特征的Nb、Ta 相對虧隕的特征，此外，較低的Rb/Sr 比值和較高的K/Rb、Nb/Ta 比值（分別為1、111.07 和11.6），較弱的Eu、Ba、Sr、P、Ti 的虧隕（圖6b），反映弱的分異作用。巖石的總體特征與夏道巖體一致，說明兩者具一定的親源性[1]。

（2）早白堊世花崗巖，具有富硅，SiO2含量為77.56%，富鋁，堿鋁指數ACNK=1.12，富堿，全堿alk=8.44%，過堿指數AKI=0.86，堿度率A.R.=2.94。巖石屬高鉀鈣堿性系列（圖5a），分異指數較高（D.I.=96.2，圖5b）。稀土配分型式具有富集重稀土（54 倍～76 倍于球粒隕石的標準值），（La/Yb）N為4.65，重稀土段接近水平并具四分效應（TE3=1.14）的特征（圖6a）。巖石具明顯的負Eu 異常（Eu*=0.06），高的Rb、Th、U、Ta 含量，低的Ba、Nb、Sr、P、Ti，并且具較高的Rb/Sr 比值和較低的K/Rb、Nb/Ta 比值（分別為32.46、90.02 和7.3），表現出高分異花崗巖的特征（圖6b）。巖石主微量元素特征與前人所獲得的高分異的大洋巖體的配分特征基本一致[2]。

（3）晚白堊世花崗斑巖，具有富硅，SiO2含量為77.87%，富鋁，堿鋁指數ACNK=3.13，貧堿，全堿alk=3.43%，過堿指數AKI=0.31，堿度率A.R.=4.74，與早白堊世花崗巖相比，更貧堿，CaO 和Na2O 含量極低，僅為0.08%和0.23%，但分異指數也更低（D.I.=82.4，表2），屬鈣堿性系列（圖5a）。明顯富鐵，貧堿、鎂、鈣，TFe2O3為6.32%，FeOt/MgO=71.13，相對低的D.I.值（圖5b），從側面反應了花崗斑巖與早白堊世花崗巖不是同源巖漿的演化而形成的。稀土配分型式具輕稀土富集，（La/Yb）N為22.36，極明顯的負Eu 異常（Eu*=0.02），并具弱的正Ce 異常（Ce*=1.19）（圖6a）。微量元素的總體特征則類似于早白堊世花崗巖（圖6b），但具更低的Ba、K、Sr、Ti 含量和更高的Nb、La、Ce、P 含量，較高的Rb/Sr 比值和Nb/Ta 比值，較低的K/Rb 比值（分別為50.96、9.69 和81.84），總體表現出極高的分異演化特征。

6 討論

本次工作收集了區域上前人有關的成果數據，包括夏道巖體[1]、大洋巖體[2]、莒舟巖體[2]和菜刀歧石英斑巖。其中，夏道巖體年齡為142.5Ma，巖性組合為二長花崗巖、正長花崗巖和堿長花崗巖，時代和巖性與本區的二長花崗巖一致；而上述淺肉紅色含黑云母花崗巖為莒舟巖體的東北分枝，因大洋巖體與莒舟巖體在空間上緊密相連，時間上總體一致，此處做為同一構造演化階段的巖漿作用進行討論，石英斑巖在本文討論中歸入花崗斑巖中討論。

6.1 巖漿巖年代學

晚侏羅世二長花崗巖年齡為146±1Ma，與Wang et al.（2015）所獲得的夏道巖體年齡143Ma 基本一致，所處的構造位置皆為政和—大浦斷裂帶的北西側，同屬華夏板塊，巖石學和地球化學上兩者也表現出一致性，因此，中甲礦區在約146Ma 存在一期巖漿作用應是可信的。

早白堊世花崗巖年齡為141±2Ma，但相關的大洋巖體和莒舟巖體的年齡則較多，除個別年齡明顯偏大外[5]，大洋巖體年齡主要分布在145Ma ～125Ma，莒舟巖體的年齡主要分布在136Ma ～125Ma，兩者基本一致，礦區深部也打到花崗巖，因此，多數學者認為是同一個巖體[3-5]。但筆者在野外調查過程中，在莒舟村南約1km 處的319 國道拐彎處路壁基巖見中細粒正長花崗巖侵入斑狀細粒花崗巖，界線呈不規則狀，沿侵入界面頂部斷續分布一層寬約3cm ～10cm 花崗偉晶質脈巖，其產狀與侵入界面一致，總體較平緩（產狀為260°∠25°），偉晶質脈巖其上與斑狀細粒花崗巖的接觸界面較光滑，其下與含斑中細粒正長花崗巖接觸界面表現石英與鉀長石礦物結晶生長特征，呈不平狀，且含斑中細粒正長花崗巖中見斑狀細粒花崗巖的捕虜體（圖7a ～c），因此，原莒舟巖體中存在兩期的巖漿侵入作用。此外，Yang et al.（2017）的研究表明大洋巖體和莒舟巖體的巖石地球化學、U-Pb 年齡和同位素組成特征具顯著差別，可能是先后侵入的兩期侵入體（分別為143Ma 和133Ma）。本次工作對有關大洋巖體和莒舟巖體年齡匯總，發現其年齡范圍可分為兩個區間，早期是145Ma ～141Ma，晚期是136Ma ～125Ma，二者之間存在約5Ma 的年齡空缺，分別對應于Yang et al.（2017）所述的大洋巖體和莒舟巖體；張承帥等（2012a）的D06 和D07 樣品年齡分別為133Ma 和128Ma，王森等（2015a）的D3079-b5 和D3083-b1 樣品年齡分別為136Ma 和132Ma，此四件樣品原劃為大洋巖體，但其年齡為136 ～128Ma，為Yang et al.（2017）所述的莒舟巖體特征；此外，本次所獲得的0061-1 樣品，位置在原莒舟巖體東北部，年齡為141Ma，為Yang et al.（2017）所述的大洋巖體特征。綜上所述，原大洋巖體和莒舟巖體的巖漿作用可劃分為兩期，分別為早白堊世（145Ma ～141Ma）和早白堊世（136Ma ～125Ma）。

圖6 中細粒正長花崗巖侵入斑狀細粒花崗巖侵入界線（a，c）和花崗偉晶質脈巖上下接觸界面（b）

圖7 球粒隕石標準化稀土元素配分型式圖（a）和原始地幔標準化微量元素蛛網圖（b）（標準化值據Sun SS 和McDonough WF，1989）

圖8 花崗巖的成因類型判別圖解

晚白堊世花崗斑巖未獲得理想的年齡結果，但獲得一最年輕的鋯石206Pb/238U 表面年齡為137Ma，與早白堊世花崗巖體的時代一致，可能為捕獲成因。毛建仁等（2006）在曾獲得菜刀歧石英斑巖中單顆粒鋯石U-Pb 年齡為117.4Ma，但該方法的可信度也存疑；楊祖龍等（2008）獲得中甲礦床中石英斑巖的鋯石SHRIMP U-Pb 年齡為98.5Ma，方法相對可靠，可代表本區石英斑巖的侵入時代，這一年齡與福建沿海地區A 型花崗巖的時代一致（101.7Ma ～92Ma），兩者之間是否存在聯系有待證實，但花崗斑巖表現出的A 型花崗巖特征表明兩者有一定的親緣性。綜上所述，本區在約99Ma 可能存在一期具A 型花崗巖特征的巖漿侵入作用。

6.2 巖石成因和源區特征

6.2.1 巖石成因

如前所述，中甲礦區及鄰區的巖漿巖可劃分為四期，其中，原大洋巖體和莒舟巖體可重新劃分為兩期，早白堊世（145～141Ma）低鎂花崗巖主要分布于北部，以細粒、中細粒結構為主，長石和石英等具嵌晶結構，條紋長石發育，斜長石見凈邊結構，含黑云母為特征；早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖主要分布于南部，以中粗粒結構為主，鉀長石見格子雙晶，條紋長石不發育，斜長石發育聚片雙晶，含角閃石為特征[5]。個別樣品可能因礦化（如MK-94）、硅化且重稀土虧隕（JZ003）、富鈉且輕稀土虧隕（DY007-3）、富鈣且重稀土虧隕（JZ002）、Pr 異常（5042-2）等，化學元素組成偏離較大者進行剔除之后統計，對比可見，高鎂花崗巖具更高的MgO、TiO2、P2O5和CaO（圖5e ～h，特別當SiO2＜75%時），Rb、U、Nb、Ta、Zr、Hf、Y、中稀土和重稀土含量更低（圖8a，b）。晚白堊世（約99Ma）花崗斑巖中，毛建仁等（2006）的97C7-1 和97C5-2 樣品SiO2含量偏高，主量元素均一化為100%后，其SiO2含量均大于80%，故對巖石成因和構造環境等判別中不做討論，而在討論巖漿演化過程時可結合進行討論。各類巖石成因分析如下。

（1）晚侏羅世二長花崗巖（夏道巖體），具有強過鋁質特征（ACNK=1.15），具純地殼部分熔融的低的Mg#特征，SiO2與P2O5呈正相關（圖5h）、Rb 和Y 呈負相關（圖5k），表現出S 型花崗巖特征。巖石因具較低的FeO*/MgO 值（3.33 ～4.61），在與花崗巖成因有關的判別圖解上，均落在了I 或S 型與A 型花崗巖邊界附近（圖9a）、未分異的花崗巖區（圖9b，c）、強過鋁花崗巖區（圖9d）和S 型花崗巖區（圖9e）和非A 型花崗巖區（圖9f）。其Al2O3、CaO 含量隨SiO2含量增加而降低（圖5c，g），反應了斜長石的分異作用，這也從Sr、Ba 和Eu 的負異常得到證實（圖6a，b）。此外，K2O 含量隨SiO2含量的增加而增加（圖5a），說明不存在鉀長石的分異作用；TFe2O3、MgO、TiO2與SiO2含量呈負相關（圖5d ～f），說明分別存在角閃石、黑云母和Fe-Ti 氧化物的分異作用，黑云母的分異還表現在Th 和V 的負相關關系（圖10a）和鏡下的次生鱗片狀黑云母特征（圖2d），角閃石的分異作用還表現在Dy 隨Er 的降低而降低（圖10b），Ba 隨Sr 的降低而降低，也反應出受斜長石和黑云母的共同分異作用的特征，但變化不明顯，可能說明存在角閃石分異的抵消作用（圖10c）。夏道巖體的稀土含量變化不大（∑REE=246.58 ～323.28，圖6a），說明磷灰石、榍石、鋯石、褐簾石和獨居石等的分異作用影響不大，這也從P2O5、Zr 與SiO2含量無明顯相關性得到證實（圖5h，j）；Nb、Ti 的負異常可能說明存在鈦鐵礦和榍石等富Ti 的礦物相的分異作用，考慮到稀土變化不大的特征，更可能與鈦鐵礦的分異有關。綜上所述，晚侏羅世二長花崗巖（夏道巖體）的形成可能主要是與斜長石、黑云母、角閃石和鈦鐵礦等礦物相的分異作用有關的S 型花崗質巖漿作用。

圖9 微量元素關系圖解

（2）早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖，巖石因具較低 的FeO*/MgO 值（大 部 分FeO*/MgO＜10）和Zr+Nb+Ce+Y（大部分Zr+Nb+Ce+Y＜350×10-6），而區別于A 型花崗巖，而部分元素特征與A 型花崗巖相似可能是由于極高的分異作用所致[5]。其P2O5含量均低于0.2%，明顯不同于S 型花崗巖的特征，SiO2與P2O5呈負相關（圖5h）、Rb 與Y、Th 呈正相關，表現出I型花崗巖的特征（圖5k 和l）。在與花崗巖成因有關的判別圖解上，主要落在了I 或S 型與A 型花崗巖邊界附近（圖9a）、分異的花崗巖區（圖9b，c）、高分異鈣堿性花崗巖區（圖9d）、I 型花崗巖區（圖9e）和非A 型花崗巖區（圖9f）。富硅、富堿，分異指數D.I.更大，微量元素Rb、Th、U、Nb、Ta 具更強的富集，Ba、Sr、P、Ti、Eu 具更大的虧隕，表現出高分異花崗巖的特征。其Al2O3、CaO 含量隨SiO2含量增加而降低（圖5c，g），具Sr、Ba和Eu 的負異常（圖6a，b），反應了斜長石的分異作用。不同的是，K2O 含量隨SiO2含量的增加而降低（圖5a），說明存在鉀長石的分異作用；TFe2O3與SiO2含量的負相關關系不明顯（圖5d），說明角閃石分異作用影響不大，MgO、TiO2與SiO2含量見弱的負相關關系（圖5e，f），說明存在弱的黑云母和Fe-Ti 氧化物的分異作用，這也從Th、V 的負相關和Dy、Er 含量較高的特征得到反應（圖10a、圖10b）；Ba 和Sr 相關演化線與鉀長石分異演化線一致（圖10c），說明鉀長石是主要的分異相，其少數樣品偏離演化線可能是由于斜長石的分異所致。稀土含量變化大（∑REE=73.49 ～294.47，圖6a），說明磷灰石、榍石、鋯石、褐簾石和獨居石等的分異作用影響較大，其演化線基本與褐簾石和獨居石分異演化線一致（圖10d），說明后兩種礦物相起主要的分異作用，其部分偏離演化線的特征可能是由于磷灰石、榍石和鋯石等的分異起作用，這也從P2O5、Zr 與SiO2含量的負相關得到證實（圖5h，j）；Nb、Ti 的負異常可能說明存在鈦鐵礦和榍石等富Ti 的礦物相的分異作用，考慮到稀土變化大的特征，更可能與榍石的分異有關。綜上所述，早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖的形成可能主要與鉀長石、斜長石、黑云母、褐簾石和獨居石的分異作用有關，而磷灰石、榍石、鋯石等的分異起次要作用，為高分異I 型花崗質巖漿作用。

（3）早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖與早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖相似，表現出高分異花崗巖的特征，具斜長石的分異作用（圖5c，g，圖6a，b）和在鉀長石的分異作用（圖5a，圖10c）。與后者不同的是，其分異程度較弱。TFe2O3與SiO2含量的呈明顯的負相關關系（圖5d），說明存在角閃石的分異作用，這也從Dy、Er 含量較低的特征得到反應（圖10b）；MgO、TiO2與SiO2含量的負相關關系更強（圖5e，f），說明存在黑云母和Fe-Ti 氧化物的分異作用，但Th、V 的負相關特征不明顯（圖10a），說明黑云母的分異作用不強。稀土含量變化相對較小（∑REE=73.49 ～294.47，圖6a），說明磷灰石、榍石、鋯石、褐簾石和獨居石等的分異作用影響較小，其演化線基本與褐簾石和獨居石分異演化線一致（圖10d），說明后兩種礦物相起主要的分異作用，其部分偏離演化線的特征可能是由于磷灰石、榍石和鋯石等的分異起作用，重稀土的明顯虧隕的特征說明存在石榴子石或鋯石的分異作用，但Zr 與SiO2含量的關系不明顯（圖5j），排除了鋯石分異作用，而P2O5與SiO2含量的負相關則證實了磷灰石分異作用的存在（圖5h）；Nb、Ti 的負異常可能說明存在鈦鐵礦和榍石等富Ti 的礦物相的分異作用，考慮到稀土變化不大的特征，更可能與鈦鐵礦的分異有關。綜上所述，早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖的形成可能主要與鉀長石、斜長石、角閃石、石榴子石、褐簾石和獨居石的分異作用有關，而磷灰石、鈦鐵礦等的分異起次要作用，為高分異I 型花崗質巖漿作用。

圖10 主量元素構造環境判別圖解（據Maniar and Piccoli，1989）

（4）晚白堊世花崗斑巖（0062-1），在主量元素上具極低的K2O、Na2O 和CaO 含 量，低 的D.I.和Mg#，較 高 的TFe2O3和P2O5含量（圖5d，h），微量元素上具最低的Sr 含量和最高的輕稀土含量（圖6a，b），三件樣品的SiO2與Al2O3和CaO 呈正相關（圖5c，g），明顯不同于前述兩類花崗巖。在與花崗巖成因有關的判別圖解上，主要落在了A 型花崗巖區（圖9a ～c）和堿性花崗巖區（圖9d）。巖石具極高的FeO*/MgO 值（71.13）和高的Zr+Nb+Ce+Y 值（571.01），也與A 型花崗巖的特征一致。其較低的K2O、Na2O、CaO 和Sr 含量和較高的輕稀土含量特征，可能是由A 型花崗質巖漿中長石類礦物的分離結晶作用所致（圖9f）。K2O、Na2O 與SiO2含量呈負相關（圖5a，表2），Al2O3、CaO與SiO2含量呈正相關（圖5c，g），Sr、Ba 和Eu 具強烈的負異常（圖6a，b），可能說明鉀長石為主要的分異相。Dy、Er 正向演化關系說明不存在角閃石的分異作用（圖10b）。分異程度最低的0062-1 樣品具有高的FeO*/MgO 和Zr+Nb+Ce+Y 值、富鐵，貧堿、鎂、鈣等A 型花崗巖的地球化學特征，則反應了其母巖漿的性質，綜上所述，認為晚白堊世花崗斑巖形成于深部隱伏的，與A 型花崗質巖漿分異有關的，以鉀長石為主要分異礦物相的淺成低溫脈巖巖漿作用。

6.2.2 源區特征

據已有的同位素成果，各期巖漿巖的物質來源皆具殼源特征，但地幔組分的加入作用卻有所差異。其中，Wang 等（2015）有關Sr-Nd-Hf 同位素研究表明，晚侏羅世二長花崗巖（夏道巖體）具富集型的Sr-Nd-Hf 同位素組成，屬殼源Sr、Nd 同位素特征（（87Sr/86Sr）i=0.7094640 ～0.710205，εNd（t）=-9.0 ～-9.4），巖石來源于華夏陸塊內古元古代的變質基底（含變火山巖和變沉積巖），基本無地幔組分加入。毛建仁等（2006）等有關全巖的Sr、Nd 同位素組成研究表明，早白堊世低鎂花崗巖（原大洋巖體）和高鎂花崗巖（原莒舟巖體）具有較高的（87Sr/86Sr）i 值（0.729052 ～0.71585）和負的εNd（t）值（-7.2 ～-8.6），說明其源區以殼源為主，而原大洋巖體的Pb 同位素來源受到EM Ⅱ型富集地幔端元的影響，說明存在有幔源巖漿與地殼物質之間的相互作用，可能是少量EM Ⅱ型富集地幔組分參與原大洋—莒舟巖體花崗巖的形成；王森等（2015）有關鋯石的Hf 同位素特征的研究也顯示大洋、莒舟巖體為地殼物質熔融形成；Yang et al.（2017）通過對比閩浙一帶燕山期（160Ma ～67Ma）各類花崗巖的Nd、Hf 同位素特征，指出華南閩浙沿海一帶晚中生代花崗巖的形成受古元古代地殼和新生物質混合作用的控制，并且隨著巖體形成年齡的由老到新，新生物質的加入量逐步增加，而大洋巖體和莒舟巖體是在玄武質巖漿底侵作用下，由古元古代基底巖石部分熔融并混入新生物質后形成，且較年輕的莒舟巖體中新生物質的混入程度更高。晚白堊世花崗斑巖（菜刀岐石英斑巖）則是在早白堊世的高鎂花崗巖（原莒舟巖體）的高程度分異演化的基礎上形成。

本次工作表明，晚侏羅世二長花崗巖為S 型花崗巖，源區基本無地幔組分加入。早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖和早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖同為高分異I 型花崗巖，后者鎂含量更高，中稀土和重稀土含量更低，出現角閃石和石榴子石礦物分異作用，分異程度更弱，在微量元素有關的構造判別圖解中（圖12c、d），投影點整體往火山弧花崗巖區（VAG）方向偏離；上述特征表明，隨著后碰撞過程的減壓作用和地幔隆起，后者所處的地幔源區轉變為具富水、富鋁和火山弧組成的地球化學特征，這可能是由下地殼巖石圈拆沉作用所引起了深部地幔物質組成的變化。晚白堊世花崗斑巖保留了部分A 型花崗巖特征，可能為A 型花崗巖分異演化的產物，其源區地幔組分加入情況有待深入研究，但據其具A 型花崗巖的地球化學特征推斷該期巖漿來源于前期花崗質巖漿熔融后的殘余下地殼，在伸展環境下，隨著巖石圈進一步的減薄，地幔上涌程度更強，其地幔組分加入程度是最高的。

綜上所述，本區四期花崗質巖漿皆起源于古老基底地殼物質的熔融，但地幔物質加入程度持續加大，軟流圈地幔物質上涌和新生幔源巖漿的底侵作用為花崗巖源區提供了一定的物質來源和大量源區熔融所需要的熱量。由此可見，晚中生代華南地區的伸展構造運動是一個持續的過程，其幔源組分的加入和充分的分異演化對中甲錫礦的形成有重要作用。

6.3 構造環境探討

6.3.1 構造環境判別

（1）晚侏羅世二長花崗巖（夏道巖體）落在大陸碰撞花崗巖區（CCG，圖11a－f），其中，夏道巖體的較高分異正長花崗巖和堿長花崗巖（XD-2 和XD-3）和本次所取的晚侏羅世二長花崗巖（0047-1）在ACF判別圖（e）落在與裂谷有關的花崗巖區（RRG）和與大陸的造陸隆起有關的花崗巖區（CEUG），可能是斜長石的結晶分異作用使CaO 含量降低引起的，夏道巖體中較弱分異的二長花崗巖（XD-1和XD-4）則投影在大陸弧花崗巖區（CAG），可能是繼承了原巖的地球化學特征。在R1-R2 構造環境判別圖解中（圖12a）落在同碰撞區（6）。在Rb-Hf-Ta構造判別圖解中（圖12b）落在火山弧花崗巖區（A）。在微量元素有關的構造判別圖解中（圖12c、d）總體落在島弧花崗巖區（VAG），可能是由于源巖來源于貧Rb 的地殼或巖漿熔融過程中富Rb 流體含量較少所致。綜上所述，晚侏羅世二長花崗巖形成于大陸碰撞構造環境。

（2）早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖落在后造山花崗巖區（POG，圖11a ～f），其中，Yang et al.（2017）的樣品在FeO*/（FeO*+MgO）-SiO2圖解（圖11c）和AFM 圖解（圖11d）中皆偏離較大，可能是因其相對富鎂所致，可能說明這批樣品混入的幔源物質更多。R1-R2 構造環境判別圖解中（圖12a）落在造山后區（7）。在Rb-Hf-Ta構造判別圖解中（圖12b）落在碰撞晚期-碰撞后花崗巖區（D）。在微量元素有關的構造判別圖解中（圖12c、d）分別落在板內花崗巖區（WPG）和后碰撞花崗巖區（post-COLG）。綜上所述，早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖形成于后造山或后碰撞環境。

（3）早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖落在后造山花崗巖區（POG，圖11a－f），造山后區（7，圖12a），碰撞晚期-碰撞后花崗巖區（D，圖12b），板內花崗巖區（WPG）和后碰撞花崗巖區（post-COLG）（圖13c、d）。個別樣品在構造判別圖解的偏離可能由于其分異較強（D3087-b1 和D3087-b2）、硅化（JZ003）、富鈉（DY002 和JZ006）或礦化蝕變（MK-94）等原因所致。此外，在微量元素有關的構造判別圖解中（圖12c、d），部分樣品偏離到火山弧花崗巖區（VAG）和同碰撞花崗巖區（syn-COLG），可能反應其源區的變化。綜上所述，早白堊世（136Ma ～125Ma）高鎂花崗巖形成于后造山或后碰撞環境。

（4）晚白堊世花崗斑巖落在裂谷有關的花崗巖區（RRG）和與大陸的造陸隆起有關的花崗巖區（CEUG）（圖11a ～f）。R1-R2 構造環境判別圖解中（圖12a）落在圖外，可能與分異所致極低的K2O 和Na2O 含量有關。在Rb-Hf-Ta 構造判別圖解中（圖12b）落在碰撞晚期-碰撞后花崗巖區（D），并靠近板內花崗巖區（B）。在微量元素有關的構造判別圖解中（圖12c、d）分別落在板內花崗巖區（WPG）和后碰撞花崗巖區（post-COLG）內島弧花崗巖（VAG）與板內花崗巖區（WPG）邊界附近。綜合判斷，晚白堊世花崗斑巖形成于板內伸展環境。

6.3.2 構造背景演化

中甲礦區的巖漿作用離不開華南地區中生代廣泛的構造巖漿事件這一大背景，多數學者認為華南中生代（尤其是晚中生代）巖漿作用是在拉張應力為主的伸展構造背景下發生了玄武質巖漿底侵條件下而出現的，但由擠壓向伸展轉變的時代則存在爭議。徐先兵等（2009）認為在中—晚侏羅世，古太平洋板塊向歐亞板塊俯沖，直接導致東亞晚侏羅世廣泛變形和陸內造山；晚侏羅世—早白堊世，華南地區進入擠壓松馳階段，開始由擠壓向拉張環境轉換，從而導致該區大規模巖石圈減薄、大規模巖漿活動[4]。而另外的觀點認為閩西南地區的巖石圈伸展起始于183Ma ～158Ma，并延續至135Ma[8]。135Ma 后太平洋板塊發生轉向，中國大陸，乃至東亞大陸邊緣處于持續伸展階段[7]。一個基本事實是，華南晚侏羅世花崗巖（165Ma ～145Ma）具擠壓環境下地殼重熔的S 型花崗巖特征，此外，邢光福等（2008）則認為華南中—晚侏羅世指示張性環境的火成巖均形成于區域整體擠壓下的局部拉張條件，因此，本區在晚侏羅世發生擠壓造山運動是可信的。

中甲礦區及其鄰區所劃分的四期花崗巖漿作用，在巖石學、地球化學和年代學上差別明顯，分別代表了S 型、I 型和A型花崗巖等不同類型的巖漿侵入作用，對應的構造環境分別為大陸碰撞構造環境、后碰撞環境、持續的后碰撞伸展環境和板內伸展環境，巖漿巖的這種特征的時空演化規律支持在晚侏羅世—早白堊世開始由擠壓向拉張轉換的認識[4]，其轉換時代為約145Ma。因此，中甲礦區所在的華南地區晚中生代大致經歷如下巖漿演化階段：晚侏羅世（約146Ma）為受古太平洋板塊俯沖擠壓作用導致的陸內同碰撞造山階段，巖石圈增厚，引發了以二長花崗巖和夏道巖體為代表的存在黑云母和角閃石分異作用的具高鉀鈣堿性系列和較弱分異特征的同碰撞S 型花崗質巖漿作用；早白堊世（145Ma ～141Ma），由擠壓向拉張環境轉換，巖石圈減薄，形成了大規模的以低鎂花崗巖為代表的存在黑云母分異作用的具高鉀鈣堿性系列和高分異特征的后碰撞I 型花崗質巖，該期巖漿作用過程中受同期熱液改造作用較強（如礦物的熔蝕結構，斜長石的亮邊，熱液鋯石、稀土四分效應等特征）；早白堊世（136Ma ～125Ma），巖石圈持續減薄，部分巖石圈下地殼物質因拆沉作用回返到地幔中，形成了以高鎂花崗巖為代表的存在角閃石和石榴子石分異作用的具高鉀鈣堿性系列和高分異特征的后碰撞I 型花崗質巖，該期花崗質巖漿相比于早期的低鎂花崗巖，因源區軟流圈地幔同化了拆沉的下地殼巖石圈而更富水和富鋁，因地幔組分加入更多而更富鎂，地幔上涌的規模更大，能量更高而結晶冷卻速度更慢，因而礦物粒度更粗（中粗粒為主）；晚白堊世（約99Ma），在持續伸展的環境下，華南地區轉入板內階段，巖石圈進一步減薄，形成了以花崗斑巖為代表的具A 型花崗巖特征的淺成巖脈侵入作用，可能源自隱伏的A 型花崗巖體，推測存在伸展環境下的A 型花崗質巖漿作用。

6.4 巖漿作用與成礦的關系

中甲礦區的花崗斑巖中產有細（網）脈浸染狀（斑巖型）錫礦化（楊祖龍等，2008），更富揮發組分和成礦元素（張達等，1999；毛建仁等，2006），本次工作也進一步證實了這一認識，花崗斑巖（0062-1）的F、輕稀土和各類成礦元素含量 最 高（F=5680ppm， ∑LREE=600×10-6，W=126×10-6，Sn=32.5×10-6，Mo=613×10-6，Au=1.36×10-6，Ag=0.285×10-6，表2），稀土的四分效應最大（TE3=1.2），富鐵的特征也有利于錫的富集，因錫具一定的親鐵性，因此，花崗斑巖是本區錫成礦的最重要地質體。雖然，造山帶由擠壓向伸展的轉變期往往是大規模成礦的有利時期，原大洋巖體和莒舟巖體與馬坑鐵（鉬）成礦有關[3]；但中甲礦區早白堊世（145Ma ～141Ma）低鎂花崗巖（0061-1）的W、Mo、Bi、Au、Sn、Ag 等成礦元素并不高，特別是Sn 含量為三者最低（12.42×10-6），因而不大可能與錫礦化有關。

另一方面，馬東升（2008）指出華南地區熱液礦床的形成具有燕山期集中成礦和成礦元素的基底繼承性的特點，燕山期花崗巖成礦與大陸地殼多旋回熔融或再循環有密切關系，而這一過程可能與下地殼拆沉作用及巖石圈減薄有關。中甲礦區的花崗斑巖成礦時代與華南地區（128Ma ～90Ma）的鎢錫成礦作用是一致的，其所在的大陸地殼中廣泛出露的中元古代地層普遍富集W、Sn、Sb、As 和Au 等成礦元素，為多金屬礦的形成提供了物質基礎。

因此，中甲礦區的成礦模式可能如下：晚侏羅世（146Ma ～143Ma）的同碰撞造山運動使地殼的錫元素進一步向地殼上部富集，從二長花崗巖（0047-1）較高的Sn 含量（32.17×10-6）得到間接指示；早白堊世（145Ma ～141Ma）的造山期后巖漿作用過程使增厚的下地殼重熔，錫和其他成礦元素隨巖漿熱液作用運移至地殼上部，在巖漿冷凝結晶過程中同化了部分圍巖的成礦物質使成礦元素更加富集，局部可形成少量輝鉬礦化（輝鉬礦Re-Os 年齡為143Ma[2]）；早白堊世（136Ma ～125Ma）持續的后碰撞伸展環境下，巖石圈持續減薄，部分巖石圈下地殼物質因拆沉作用回返到地幔中，使上部地幔富水和富鋁，并進一步富集成礦物質，隨著富水和富鋁的地幔玄武質巖漿上涌引發更淺部的且更富集成礦物質的下地殼部分熔融，巖漿作用將深部的成礦物質向淺部運移并進一步萃取了部分圍巖的成礦元素，在冷凝結晶過程中，成礦物質富集于巖漿熱液并在侵入界線附近的圍巖的裂隙或構造破碎帶中沉淀，形成脈狀礦體，部分充填于富含孔隙的矽卡巖化帶，形成更大規模的似層狀礦體，引發了本區的一次更大規模的成礦作用，如馬坑鐵（鉬）礦（輝鉬礦Re-Os 年齡133Ma ～130Ma[5]），該期花崗質巖漿作用緊隨前一期花崗質巖漿作用，仍屬后碰撞造山過程，但其源區因同化了拆沉的下地殼而更富集成礦物質，巖漿作用和成礦規模也更大；晚白堊世（約99Ma），持續的伸展作用下，進入板內環境，軟流圈上涌至巖石圈地殼下部更淺的，經過多次巖漿作用及成礦元素富集過程后所形成的更富含成礦元素的各類巖石中，因持續的拆沉減薄作用，軟流圈同化吸收了拆離的巖石圈中更多的錫等成礦物質，再次的熔融作用使成礦元素活化后隨巖漿熔體上侵運移至淺部，同時持續活化圍巖中的成礦元素，并演化出富含流體和成礦物質的巖漿熱液，在巖漿結晶冷凝的過程中，富集成礦物質的巖漿熱液，侵入并充填在侵入體圍巖頂部附近的斷層、破碎帶等構造薄弱帶中，呈各類小規模的淺成斑巖脈體或小巖株產出，錫等成礦物質也在斑巖的內外接觸帶中沉淀，形成錫礦床，如中甲錫礦床及華南地區燕山晚期（128Ma ～90Ma）的鎢錫成礦作用[3]。

7 結論

（1）龍巖中甲礦區及鄰區存在四期巖漿作用，分別為晚侏羅世（165Ma ～145Ma）、早白堊世（145Ma ～141Ma）、早白堊世（136Ma ～125Ma）和早—晚白堊世（125Ma ～90Ma），其中，中甲礦區見第一、二、四期等三個期次的巖漿作用。

（2）晚侏羅世（165Ma ～145Ma）的巖漿作用以夏道巖體和二長花崗巖為代表，富硅、富鋁、低堿，屬高鉀鈣堿性系列，具S 型花崗巖特征，巖石形成與斜長石、黑云母、角閃石和鈦鐵礦等礦物相的分異作用有關，形成于大陸碰撞構造環境。早白堊世（145Ma ～141Ma）的巖漿作用以低鎂花崗巖為代表，巖石富硅、富鋁、富堿，屬高鉀鈣堿性系列，具高分異I 型花崗巖特征，巖石形成與鉀長石、斜長石、黑云母、褐簾石和獨居石的分異作用有關，而磷灰石、鋯石、鈦鐵礦等的分異起次要作用，形成于后造山或后碰撞環境。早白堊世（136Ma ～125Ma）的巖漿作用以高鎂花崗巖為代表，巖石富硅、富鋁、富堿，屬高鉀鈣堿性系列，具高分異I 型花崗巖特征，巖石形成與鉀長石、斜長石、角閃石、石榴子石、褐簾石和獨居石的分異作用有關，而磷灰石、鈦鐵礦等的分異起次要作用，形成于巖石圈持續減薄作用下的后造山或后碰撞環境。早—晚白堊世（125Ma ～90Ma）的巖漿作用以花崗斑巖為代表，巖石富硅、富鐵、貧堿、鎂、鈣，屬鈣堿性系列，具A 型花崗巖特征，巖石形成主要與鉀長石分異有關，形成于板內伸展環境，推測與深部存在的隱伏A 型花崗巖的分異有關。

（3）中甲錫礦是早白堊世以來（＜145Ma）持續的下地殼拆沉作用及巖石圈減薄背景下，大陸地殼經歷了多旋回熔融或再循環，成礦元素多次富集之后，由最末一期巖漿作用形成的錫多金屬礦床。錫成礦作用與晚白堊世（約99Ma）的花崗斑巖有關，屬于華南地區燕山晚期（128Ma ～90Ma）的鎢錫成礦作用的一部分。