武夷地塊黎川鋁質A型花崗巖成因及其地質意義

李彥強，雷勇亮，劉松林，王凱興，何世偉

(1.青海省核工業地質局，西寧 810001；2.核資源與環境國家重點實驗室，南昌 330013；3.東華理工大學地球科學學院，南昌 330013；4.核工業230研究所，長沙 410011)

華南早古生代造山運動的標志是上志留統與后下泥盆統序列的角度不整合[1]、巖石強烈變形[2]、廣泛的變質作用(綠片巖-麻粒巖相)[3-4]以及大量分布的花崗質巖石[5]。華南新構造區(華東南鈾成礦省)，是中國鈾礦資源極為集中和成礦潛力巨大的成礦省，武夷山鈾成礦帶也是其中之一[6]。華南早古生代造山帶通常被稱為武夷-云開造山帶，覆蓋華南板塊東南部[4,7]。關于華南不同地區和不同時期的硅質來源具有很大的差異，談昕等[8]認為在震旦紀—志留紀時期，該地區通常會受硅質生物、陸源碎屑以及熱液的共同影響，但是受到熱液影響的程度將會逐漸減弱。武夷-云開造山帶發育的大面積花崗質巖石為研究花崗巖的成因、演化以及與造山作用之間的關系提供了極好的機會[7]。對區內花崗巖的巖石學、年代學和地球化學研究表明，武夷-云開造山帶在460～410 Ma發生了地殼深熔作用[5]，這是白云母或黑云母在高溫中-低壓條件下脫水熔融反應的結果[9-10]。然而，對于早古生代伸展環境起始時間及高溫的條件卻存在著爭議。部分學者提出華南早古生代擠壓環境可能結束于440 Ma，這之前形成的花崗巖所需的高溫是由于異常的地熱梯度所致[11-12]；另有地質工作者研究表明華南云開造山帶中的環斑花崗巖、紫蘇花崗閃長巖以及片麻狀含榴黑云二長花崗巖等巖石年齡從(465±10) Ma、(467±10) Ma轉變成(435±11) Ma、(413±8) Ma，由形成在俯沖-碰撞環境轉換為碰撞后的拆沉-底侵-伸展作用構造背景下；而輝長巖(392±53) Ma的侵入則標志俯沖-碰撞造山作用的結束以及大陸伸展作用的開始[13]。何世偉等[14]提出華南早古生代448 Ma就可能處于伸展環境下，448 Ma之后形成的花崗巖所需的高溫環境可能是由于地幔上涌提供的熱。

黎川地區位于武夷地塊東部(圖1)，對其進行了詳細的野外地質調查，對黎川地區花崗巖的巖相學、年代學、巖石學和地球化學進行綜合研究，探討黎川巖體花崗巖的形成年代、巖漿性質，揭示其巖石成因和區域構造演化歷史。

圖1 華南構造格架圖和黎川地區地質簡圖Fig.1 Tectonic framework map of South China and Geological sketch map of the Lichuan Area

1 地質背景

在新元古代時期，由華夏板塊和揚子板塊沿著江南造山帶拼接構成統一的華南板塊。揚子板塊基底由太古代和古元古代英云閃長巖-斜方閃長巖-花崗閃長巖、長英質片麻巖和角閃可以進一步劃分為武夷地塊、云開地塊和南嶺地塊[15]。前人研究表明，華夏板塊亦可以分為武夷地塊、云開地塊和南嶺地塊[15]。研究區位于武夷地塊的西北部，研究范圍位于華南地層區。區內地層主要出露前南華系、南華系、震旦系、寒武系-奧陶系、中泥盆紀跳馬澗組[11]。

前南華系以泥砂質巖石夾玄武巖、凝灰巖為原巖，主要產出千枚巖、片巖、片麻巖、角閃巖、混合巖夾基性火山巖等組合[16-18]，出露于武夷山西部的黎川、武平、會昌、瑞金、南豐和北段的鉛山、崇仁、宜黃、南城等多地。

南華系與下伏前南華系地層呈假整合接觸，主要為輕微變質泥沙質板巖，可與原巖清晰分辨成分、結構構造上的差別。研究區內南華系地層可見兩段[19]，下段為上施組，巖石組成與三峽剖面的蓮坨組類似，主要呈輕微變質的復成分礫巖、長石砂巖、砂巖、含鐵硅質巖，厚度在100～500 m；上段為下坊組，巖石組成與三峽剖面的南坨組類似，主要呈冰水沉積相礫巖以及含礫泥巖組合，厚度在100～400 m。地層出露于井岡山、武功山、諸廣山和武夷山西緣等地。

區內震旦系為老虎塘組，與下伏南華系呈區域假整合接觸，巖石組成與三峽剖面的陡山坨組以及燈影組類似，主要為輕微變質的泥沙質夾硅質巖，呈韻律狀，局部呈透鏡體可見灰巖和鈣質砂巖，厚度大約為420 m[11]。該組巖層沉積構造主要為微斜層理、斜層理、“泥包砂”或“砂包泥”構造；局部變余砂巖具序粒層，在該層面上可見沖刷痕以及印模等沉積構造。

寒武系-奧陶系巖石組成為砂巖、長石砂巖、粉砂巖、含碳質頁巖、粉砂質泥巖夾灰巖層，厚度約4 500 m[19]。該組構造主要為淺海相沉積構造，如：波痕、印模、泥包砂或砂包泥等構造[18]。地層出露于井岡山、武功山、諸廣山和瑞金-信豐-尋烏等地。

志留紀至早泥盆世地層基本缺失，中泥盆統跳馬澗組礫巖-砂巖巖系與下伏奧陶紀板巖呈不整合接觸。研究區內早古生代火山巖以及火山碎屑巖未見出露，其中晚奧陶世筆石層序是筆石頁巖的深水相遞變為碎屑巖層序的淺水相，該現象暗示著該地區開始發生早古生代造山作用[20]。

經歷了早古生代晚期構造事件[21-24]，贛南地區主要呈以近東-西向的復式背斜構造，出露早于泥盆系的所有巖層均被卷入其中[19,25]，該褶皺核部主要為南華系地層，兩翼從核部至邊緣依次出露寒武系至奧陶系地層，部分地區可見倒轉褶皺。伴生次級褶皺呈北西向、北東向以及近南-北向。以上褶皺組合構成了著名的“華南加里東期褶皺帶”。

黎川巖體位于武夷地塊東部(圖1)，巖性比較單一，以灰白色黑云母花崗巖為主，花崗結構，塊狀構造，主要由堿性長石(24%～32%)、斜長石(19%～35%)、黑云母(6%～9%)和石英(24%～43%)等礦物組成。如圖2所示，堿性長石為鉀長石和微斜長石，呈半自形板狀，微斜長石具有鈉長石律與肖鈉長石律構成的格子狀雙晶，粒徑為1～3.5 mm，鉀長石表面可見黏土化和絹云母化，粒徑為0.3～0.5 mm；斜長石可見明顯的細密聚片雙晶，多為自形-半自形板柱狀，屬于更長石；黑云母呈半自形片狀充填于長石和石英之間，具褐、暗褐-黃色多色性，平行消光，粒徑為0.3～0.8 mm；石英呈他形粒狀充填在堿性長石和斜長石之間，具有明顯的波狀消光，粒徑約為0.2～0.5 mm。副礦物主要為磷灰石、鋯石。

Q為石英；Pl為斜長石；Kfs為鉀長石；Mc為微斜長石；Bt為黑云母；(+)為正交偏光；(-)為單偏光圖2 黎川花崗巖鏡下顯微結構Fig.2 Microtextures of the Lichuan granite

2 分析方法

全巖地球化學前處理與主微量元素測定在南京聚譜檢測科技有限公司完成。主量元素、微量元素和稀土元素分析分別利用熒光光譜儀(X-ray fluorescence spectrometer,XRF)測試分析、ICP753-ES 儀器分析和儀器為Elan 9000檢測。主微量元素分析方法為是樣品經硼酸鋰-硝酸鋰溶解消解后，利用電感耦合等離子體發射光譜(inductively coupled plasma mass spectrometry,ICP-MS)測定多元素含量和稀土元素檢測方法為堿熔法，即將巖石樣品加入到LiBO2熔劑中，混合均勻，在1 000 ℃以上的熔爐中熔化，利用電感耦合等離子體質譜儀檢測多種元素含量。

在開始鋯石U-Pb分析前，先進行陰極發光(cathode luminescence,CL)圖像分析，以確定鋯石顆粒的內部結構，鋯石U-Pb同位素分析檢測在南京聚譜檢測科技有限公司完成。鋯石單礦物樣品是在前期淘洗和分選基礎上，在雙目鏡下挑純后選擇具有代表性的鋯石制成樣品靶。其中激光剝蝕系統為193 nm ArF 準分子激光剝蝕系統，型號為RESOlution LR。四極桿型ICP-MS由安捷倫科技(Agilent Technologies)制造，型號為Agilent 7700x。測試過程中校正儀器質量分歧與元素分餾，以標準鋯石91500(1 062 Ma)為外標；檢驗U-Pb定年數據質量，以標準鋯石GJ-1(600 Ma)與Ple?ovice(337 Ma)為盲樣；標定鋯石中的微量元素含量，以NIST SRM 610為外標、29Si為內標。原始的測試數據經過 ICP-MS DataCal 軟件離線處理完成。

全巖Sr-Nd同位素分析采用聚四氟乙烯溶樣彈，使用純化HF-HNO3-HCl 溶樣，經Biorad AG50W-X8陽離子交換柱進行分離。同位素溶液經Cetac Aridus II膜去溶系統引入，在Nu Plasma II MC-ICP-MS上測定同位素比值。Sr-Nd同位素比值測定過程中，分別采用86Sr/88Sr=0.119 4校正儀器質量分餾和146Nd/144Nd=0.721 9校正儀器質量分餾。全巖Sr-Nd同位素分別使用國際標準物質NIST SRM 987和JNdi-1作為外標，校正儀器漂移。詳細的操作流程及儀器情況見參考文獻[26]。

3 分析結果

3.1 年代學特征

黎川巖體鋯石U-Pb同位素定年結果見表1。本次選擇黎川花崗巖中15顆鋯石，被測鋯石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，說明被測鋯石為巖漿鋯石。15個鋯石具有較高的諧和性，206Pb/238U年齡介于441～446 Ma，加權平均年齡為443 Ma(圖3)，說明黎川巖體為古生代構造巖漿的產物。

表1 黎川巖體鋯石U-Pb同位素定年Table 1 Zircon U-Pb isotope dating of Lichuan pluton

圖3 黎川花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年諧和圖Fig.3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotope concordia diagrams of the Lichuan granite

3.2 地球化學特征

3.2.1 主量元素特征

K2O/Na2O=1.43～2.27，表明黎川花崗巖屬于高硅、富鉀的高鉀鈣堿性花崗巖系列[圖4(a)]。黎川花崗巖的Al2O3含量(質量分數)為12.51%～15.14%，CaO含量為0.03%～2.64%，A/CNK為1.04～1.39，顯示過鋁質花崗巖特征[圖4(b)]。

部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖4 黎川花崗巖K2O-SiO2圖解及A/NK-A/CNK圖解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

樣品稀土元素和微量元素分析結果見表2。黎川花崗巖稀土元素總量(ΣREE)為104.91×10-6～307.01×10-6，(La/Yb)N為2.78～40.53，輕、重稀土分異明顯且相對富集輕稀土，在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上呈現右傾的稀土配分模式(圖5)，具有明顯的Eu負異常(δEu=0.27～0.74)，反映了巖漿結晶分異過程中斜長石分異較為明顯。

表2 黎川花崗巖主量元素及微量元素分析結果 Table 2 Major and trace elements compositions of the Lichuan granite

續表2

球粒隕石標準化值據[29]；部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖5 黎川花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖解Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of the Lichuan granite

在原始地幔標準化的微量元素蛛網圖上，黎川花崗巖顯示虧損Ba、Nb、Sr、P、Ti，富集Rb、Th、U、K、Pb等元素(圖6)。Ba、Sr、Ti的虧損顯示了斜長石的結晶分異；Ti相對于Nb、Ta虧損更加強烈，表明鈦鐵礦的結晶分異[30]，P虧損可能是源區磷灰石殘留。黎川花崗巖具有較高的Rb/Sr(1.09～18.40)，表明巖漿物源以殼源為主，顯示出陸殼重熔花崗巖的特征[31]。

3.3 Sr-Nd同位素特征

對黎川花崗巖進行了Sr-Nd同位素分析，測試結果見表3。黎川花崗巖具有較高的(87Sr/86Sr)i值(0.478 83～0.723 64)，較低的εNd(t)值(-8.4～-9.8)，Nd同位素兩階段模式年齡(TDM2)為1.86～1.97 Ga。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解中，黎川花崗巖部分樣品點位于強過鋁質花崗巖區域內[圖7(a)]，在εNd(t)-t圖解上樣品點均位于中元古代地殼演化域內[圖7(b)]。

原始地幔標準化值據McDonough and Sun (1995)[29]；部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖6 黎川花崗巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖解Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of the Lichuan granite

圖7 黎川花崗巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解(I型和強過鋁質花崗巖范圍)[32]和εNd(t)-t圖解[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 黎川花崗巖Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of Lichuan granite

4 討論

4.1 巖石類型

自Loiselle 等[35]首次提出A型花崗巖后，A型花崗巖被定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)及非造山(anorogenic)，具有獨特的地球化學特征和構造背景[36]。黎川花崗巖主要由斑晶堿性長石、斜長石、黑云母和石英構成；屬于高鉀鈣堿性系列，為過鋁質巖石。巖石地球化學組成表現為富Si、K、Na、Fe，貧Ca、Mg的特征，研究區樣品104Ga/Al(3.24～4.19)>2.6[37]；樣品富集Rb、Ga、Zr、Th、U、Pb、Y等元素，虧損Ba、Sr、Ti、P等微量元素，具有明顯的Eu負異常，這些特征顯示巖漿經歷了高程度的演化[38]。研究區花崗巖與近年典型的A型花崗巖具有相似的巖相學、地球化學特征，在成因和構造方面也具有異曲同工之處[39-41]。在Whalen 等[37]的判別圖解中，黎川花崗巖樣品點落入到A 型花崗巖區域(圖8)，且大部分樣品落入強過鋁質A 型花崗巖區域內(圖9)。

據文獻[37]修改；部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖8 黎川花崗巖類型判別圖Fig.8 Discrimination diagram of granite type in Lichuan

部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖9 黎川花崗巖判別圖Fig.9 Discrimination diagram of the Lichuan granite

高分異的A型、S型、I型花崗巖有相似的地球化學特征[42-43]。高分異的S型花崗巖具有高的P2O5含量(平均0.14%)[42]，而黎川花崗巖樣品具有低的P2O5含量(平均0.08%)。一般來說，高分異的I型花崗巖FeOT含量<1%，形成溫度一般低于764 ℃[44]；而研究區樣品具有高FeOT含量(平均值是2.38%)，主量元素鋯石飽和溫度計計算溫度平均值為793 ℃。這就排除了黎川花崗巖屬于高分異的I型和S型巖漿巖的可能性。樣品17LC-06、17LC-07、17LC-08的Zr含量為87×10-6～96×10-6，可能與巖石經歷了巖漿高程度的演化相關[42]。因此，認為黎川花崗巖屬于高分異鋁質A 型花崗巖。

4.2 巖石成因

至今為止，關于A型花崗巖的形成機制有多種不同的認識，主要有以下這三種成因模式：幔源堿性玄武巖的結晶分異作用[36]、幔源巖漿與殼源巖漿的混合作用[45]以及地殼物質的部分熔融等[46-47]。

幔源玄武巖熔體的結晶分異作用通常產生過堿性巖漿[42,46]，而黎川花崗巖表現為過鋁質的特征。此外，幔源巖漿分異獲得的A型花崗巖在時間上和空間上通常與大面積基性和中性巖漿巖有關[48-49]。通過野外地質調查和前人研究發現，在黎川地區出露著大面積富含石英礦物的花崗巖，與之相比同時期的基性巖出露面積較小[11]。因此，黎川A型花崗巖不是幔源巖漿的結晶分異作用的產物。

黎川花崗巖樣品均富K2O(4.01%～5.48%)，相對富集輕稀土，虧損高場強元素，具有較高的Rb/Sr(1.09～18.40)，顯示出陸殼巖石的特征[31]。黎川花崗巖樣品Nb/U和Ce/Pb平均比率為3.6和6.4，與原始地幔(30和9)、OIB(47±10和25±5)的Nb/U和Ce/Pb差異明顯，與大陸地殼的Nb/U和Ce/Pb近似(10和4)[51]，表明黎川A型花崗巖與地殼有密切關系。綜上，認為黎川A型花崗巖可能是華南中元古代地殼物質部分熔融的產物。

在Rb/Ba-Rb/Sr圖解上(圖10)，黎川巖體具有較高的Rb/Sr(1.09～18.40)和Rb/Ba(0.54～2.62)，大部分樣品投入到富黏土源巖區域，沒有數據靠近基性巖區域。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解中，黎川花崗巖部分樣品點位于強過鋁質花崗巖區域內[圖7(a)]；在εNd(t)-t圖解上，樣品點均位于中元古代地殼演化域內[圖7(b)]。黎川花崗巖的原始巖漿熔融溫度高、貧水，表明殼源貧水或熔體枯竭，為麻粒巖相變質火山巖或變質沉積巖[52]。且Creaser等[50]認為形成I型花崗巖剩余的殘留物質源部分熔融不太可能產生具有A型花崗巖相應的主量元素特征。所以認為黎川花崗巖的母巖漿主要來源于前寒武紀變質沉積基底。變質沉積巖中可能含有A型巖漿作用所需的礦物和地球化學成分，如麻粒巖相變質巖中含有石英、鉀長石、斜長石和次級黑云母[53]，與黎川花崗巖中所含的礦物近乎一致。綜上，黎川過鋁質A型花崗巖可能是前寒武紀變質沉積巖部分熔融的產物。

部分數據來源：黎川巖體[11](樣品號404、404-1、404-2，可見表2)圖10 黎川花崗巖Rb/Ba-Rb/Sr圖解[51]Fig.10 Rb/Ba-Rb/Sr[51] of the Lichuan granite[51]

4.3 構造意義

根據前人的研究，華南早古生代武夷-云開造山運動可能屬于板內造山事件[2,4,18,54-57]。造山作用以廣泛分布的高級變質巖和花崗巖為特征，但對響應造山過程的花崗巖巖漿作用的時空演化知之甚少。早-中古生代花崗巖廣泛分布于武夷-云開造山帶，年齡范圍為462～381 Ma[4,58-60]。其中大部分是過鋁質的S型花崗巖，也有少數I型花崗巖。根據巖石學特征，這些花崗巖可分為片麻狀和塊狀兩類。據統計，前人測年數據表明片麻狀花崗巖形成于410～462 Ma，峰值年齡為440 Ma；塊狀花崗巖的鋯石U-Pb年齡范圍為382～458 Ma，峰值年齡為430 Ma，比片麻巖花崗巖年輕10 Ma[61-62]。大多數片麻狀花崗巖形成于同碰撞環境中，地殼增厚是高溫環境的熱源，而大部分塊狀花崗巖形成于造山塌陷階段。

在武夷地塊鑒別出了志留紀蘭多維列世A型花崗巖。如上所述，不論巖漿來源，A型花崗巖可形成于多種伸展構造環境中(如大陸弧，弧后伸展，后碰撞伸展和板內環境)[34-36,63-64]。黎川花崗巖是由地殼部分熔融形成的過鋁質A型花崗巖，因此不太可能與非造山背景下的熱點、地幔柱或大陸裂谷地區有關，更可能形成于后碰撞伸展環境。

結合前人研究結果，自462 Ma開始，在這個階段華南古生代大部分片麻狀花崗巖形成于地殼增厚過程中地殼脫水熔融的同碰撞擠壓環境[12]；與此同時，深部地殼巖石經過熔融提取和麻粒巖化。接著大多數塊狀花崗巖形成于造山作用塌陷階段，這些過鋁質的S型和I型花崗巖，起源于元古代熔融的泥質巖和火成巖[12]。從443 Ma開始，地殼迅速減薄，熱地幔巖漿底侵導致造山帶深部和殼幔相互熔融，構造格局轉變為強烈的后碰撞伸展環境。沿伸展帶形成A型花崗巖和鎂鐵質巖漿，其他I/S型花崗巖遠離伸展帶形成。說明華南武夷地塊自志留紀蘭多維列世開始就從同碰撞環境轉變為后碰撞伸展環境。

5 結論

(1)黎川花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為443 Ma，為志留紀蘭多維列世巖漿活動的產物。

(2)通過對樣品的巖相學、地球化學、Sr-Nd同位素研究表明黎川花崗巖具有過鋁質A型花崗巖的特征，可能是華南前寒武紀變質沉積巖部分熔融的產物。

(3)華南武夷-云開造山帶自志留紀蘭多維列世開始就從同碰撞環境轉變為后碰撞伸展環境。