贛南遂川晚侏羅世幕式花崗質(zhì)巖漿活動:年代學(xué)、地球化學(xué)和Lu-Hf同位素約束*

劉高峰 王連訓(xùn) 羅春林 熊清華 樓法生 盧先鋒 劉永旭

1. 江西省地質(zhì)調(diào)查勘查院基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查所,南昌 330030 2. 江西有色地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)院,南昌 330030 3. 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地球科學(xué)學(xué)院,武漢 430074 4. 江西省地質(zhì)調(diào)查勘查院,南昌 330009

華南板塊由華夏板塊和揚子板塊構(gòu)成,板塊內(nèi)中生代期間發(fā)育大量的I-,S-和A型花崗巖,造就了世界級的鎢、錫、銅、金、稀有金屬、稀土等多金屬成礦帶(毛景文等,2008;裴榮富等,2008;陳毓川和王登紅,2012;舒良樹,2012;舒良樹等,2021)。華南作為中-晚侏羅世大型鎢錫-鈮鉭多金屬礦高分異花崗巖的典型地區(qū),多發(fā)育復(fù)式雜巖體(袁玲玲等,2022),這些巖體普遍具有多期次、多時代的特征(邱檢生等,1999;丁興等,2012;蘇紅中等,2015;郭愛民等,2017;Zhangetal.,2018;王川等,2021;朱雪麗等,2021;Yangetal.,2022)。

花崗質(zhì)復(fù)式巖體的形成過程是近年來地學(xué)界的研究熱點問題(Sobolevetal.,2011;Davies and Rawlinson,2014; Hole,2015; Wangetal., 2016)。早期研究通常認(rèn)為,花崗巖體下部存在一個大型的巖漿房(或巖漿儲庫),多期次花崗質(zhì)巖漿活動是巖漿房周期性反復(fù)脈動的結(jié)果(Pamukcuetal.,2013;Lipman and Bachmann,2015;Kaiseretal.,2017)。近些年的研究則認(rèn)為復(fù)式巖體下方巨大的巖漿房可能并不存在,其形成可能為離散的巖漿體經(jīng)過復(fù)雜的巖漿通道系統(tǒng)多次脈動累積侵位的結(jié)果(Annen,2011;馬昌前和李艷青,2017;馬昌前等,2020)。另一方面,復(fù)式巖體中巖漿持續(xù)時間尺度也是備受關(guān)注的科學(xué)問題,大規(guī)模的巖漿侵入(噴發(fā))可在數(shù)千年或更短的時間尺度內(nèi)聚集與儲存(Allanetal.,2013;Pamukcuetal.,2015;Gualda and Sutton,2016),然而復(fù)式(雜)巖體各期次巖漿侵位時間可以延續(xù)跨度達10～15Myr,因此花崗質(zhì)雜巖體形成時間跨度也是深入理解巖漿房或巖漿通道系統(tǒng)活躍時限的重要標(biāo)志(Menand,2008;Wangetal.,2014;馬昌前和李艷青,2017;馬昌前等,2020)。

華南地區(qū)中-晚侏羅世高分異花崗巖為殼?；旌献饔玫漠a(chǎn)物,主要證據(jù)包括南嶺堿性玄武巖、花崗巖中的基性包體以及花崗巖區(qū)的基性巖脈的出現(xiàn)(吳福元等,2023)。當(dāng)然,花崗巖中不同的鋯石U-Pb定年、Hf-O同位素特征以及礦物微區(qū)變化特征也較好地揭示了巖漿混合作用的存在(Chenetal.,2016;Luoetal.,2018;Vincentetal.,2022)。區(qū)域上,大規(guī)模的花崗質(zhì)巖漿殼?；旌献饔脽嵩粗饕葬Ｔ磶r漿的底侵作用為主(Brown,2013;王孝磊,2017)。巖漿形成過程中,通過巖漿通道系統(tǒng)在巖石圈減薄區(qū)域由地幔源區(qū)進入地殼,并以垂直運輸形成晶粥存儲于巖漿儲庫中,再經(jīng)過活化作用形成高分異花崗巖(Ernstetal.,2019;馬昌前等,2020)。即使如此,巖石圈減薄的動力學(xué)過程仍為人們爭議的焦點,目前存在的分歧主要有:(1)古太平洋俯沖后的拆沉作用(Lietal.,2007;李獻華等,2007;Huangetal.,2015);(2)古太平洋低角度向高角度俯沖轉(zhuǎn)變后的板片回撤作用(Zhou and Li,2000;周新民,2003;Jiangetal.,2009);(3)古太平洋塊俯沖后,發(fā)生局部撕裂或開天窗,致使地幔物質(zhì)上涌與上地殼物質(zhì)同熔作用(毛景文等,2008;Maoetal.,2021); (4)后造山運動的大陸裂解作用(后造山伸展作用)(陳培榮等,2002;華仁民等,2005)。

本文擬通過對贛南晚侏羅世遂川復(fù)式巖體開展全巖主量元素、微量元素和鋯石U-Pb年代學(xué)及原位Lu-Hf同位素研究,探究區(qū)內(nèi)花崗巖幕式巖漿作用過程,分析花崗質(zhì)巖漿源區(qū),討論華南晚侏羅世花崗巖形成的動力學(xué)背景,為深入理解該區(qū)成巖作用及構(gòu)造背景提供科學(xué)理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華南板塊自太古代以來,受古特提斯構(gòu)造體系和古太平洋構(gòu)造體系的綜合影響,經(jīng)歷了古生代和中生代的擠壓造山和拉張裂解作用的強烈改造,造就了多階段構(gòu)造演化、沉積作用以及成巖成礦作用(Zhouetal.,2016)。華南板塊內(nèi)基底巖石以緊密倒轉(zhuǎn)褶皺為特征的新元古界-下古生界淺變質(zhì)巖系(舒良樹,2012);沉積蓋層以上古生界淺海相地層以及中生界-新生界地層為主要組成。中生代花崗巖甚為發(fā)育,古生代花崗巖次之(圖1)。中生代巖漿巖呈“兩區(qū)四帶”展布:三疊紀(jì)(印支期)與中侏羅世(燕山期)面狀(滴狀)花崗巖分布區(qū) ;贛杭 (J2-K1)、長江中下游(J3-K1)、 東南沿海(K) 擠壓-伸展型及南嶺(J1)伸展型四條火山-侵入巖帶(劉凱等,2016)。古生代花崗巖則分布在武功山、武夷山、云開山一帶,以過鋁質(zhì)花崗巖為主(Wangetal.,2013)。

圖1 華南地區(qū)火成巖分布圖(據(jù)劉經(jīng)緯等,2017;Wang et al.,2013修改)

研究區(qū)位于華夏陸塊南嶺東段-羅霄-諸廣隆起(楊明桂和王光輝,2019)中部。南嶺地區(qū)發(fā)育加里東期、印支期、燕山期巖漿巖,古生代(加里東期)主體為鈣堿性中酸性-酸性花崗閃長巖與二長花崗巖。其中,三疊紀(jì)(印支期)除少量鐵鎂質(zhì)侵入巖外,多為花崗巖類,主體巖性為黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖(缺堇青石、石榴石等富鋁礦物);燕山期主要為堿質(zhì)與鋁質(zhì)A型花崗巖、鉀玄質(zhì)輝長巖-正長巖以及雙峰式火山巖與花崗斑巖等。研究區(qū)內(nèi)除晚侏羅世彈前單元與紫陽單元花崗巖發(fā)育外(圖2),還出露早白堊世黑云母正長花崗巖,古生代花崗巖單元(大坪、沙溪及沙地黑云母花崗閃長巖(局部具有英云閃長巖)-二長花崗巖-黑云母正長花崗巖;羅春林等,2016)以及古生代輝長巖(增坑輝長巖;左祖發(fā)等,2015)。

圖2 贛南遂川縣地質(zhì)簡圖

2 樣品采集與特征

遂川晚侏羅世花崗巖由彈前單元與紫陽單元組成,出露面積約724km2。其中,彈前單元由細粒黑云母二長花崗巖(g1)與粗粒黑云母二長花崗巖(g2)組成,分布面積為573km2與26km2,g2花崗巖(圖3b)呈涌動侵入于g1花崗巖(圖3a)。本次工作采集彈前單元各類樣品17件(其中g(shù)14件、g213件)。紫陽單元由中粗粒黑云母二長花崗巖(g3)、細粒(含斑)黑云母二長花崗巖(g4)、中細粒黑云母二長花崗巖(g5)構(gòu)成,其分布面積分別為82km2、26km2和18km2,g4、g5花崗巖呈脈動侵入于g3花崗巖中(圖3d, e),接觸面邊緣發(fā)育細粒黑云母二長花崗巖冷凝邊。本次工作共采集紫陽單元各類樣品 10件(其中g(shù)33件、g43件、g54件)。各類花崗巖手標(biāo)本及鏡下特征如下:

圖3 贛南遂川晚侏羅世花崗巖野外露頭特征

g1花崗巖(彈前單元,樣品4902-7,細粒黑云二長花崗巖,E114°48′17″、N26°17′22″):巖石呈淺灰色或淺肉紅色,細?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要礦物為斜長石30%～35%、鉀長石35%～40%、石英25%～35%、黑云母2%～5%。副礦物有鋯石、磷灰石、褐簾石、獨居石、磷釔礦。斜長石牌號An=20～28,堿性長石主要為條紋長石。

g2花崗巖(彈前單元,樣品2902-3和4903-1,粗粒黑云母二長花崗巖,采樣位置分別為E114°34′09″、N26°15′43″和E114°48′25″、N26°16′10″):巖石呈淺灰色或淺肉紅色,具粗粒花崗結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要礦物為石英20%～28%、斜長石26%～30%、鉀長石35%～40%、黑云母5%～6%;副礦物主要有磷灰石、磁鐵礦。斜長石牌號An=25～30,堿性長石為微斜條紋長石。

g3花崗巖(紫陽單元,樣品6902-11,中粗粒黑云母二長花崗巖,E114°35′16″、N26°05′39″):淺灰色,淺肉紅色,具中粗?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要礦物為石英30%～32%、斜長石20%～50%、鉀長石38%～40%、黑云母6%～7%;副礦物主要有褐簾石、錫石、鋯石、磷灰石等。斜長石牌號An=25～30,堿性長石為條紋長石。

g4花崗巖(紫陽單元,細粒(含斑)黑云母二長花崗巖):淺灰色,淺肉紅色,細?；◢徑Y(jié)構(gòu)(含少量斑晶),塊狀構(gòu)造。主要礦物為斜長石22%～27%、鉀長石30%～35%、石英25%～32%、黑云母5%～8%,白云母極少;副礦物為磁鐵礦、鋯石和磷灰石等。斜長石牌號An=28～30,堿性長石為微斜長石。

g5花崗巖(紫陽單元,中細粒黑云母二長花崗巖):呈淺灰褐色和淡肉紅色,中細粒花崗結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要礦物為斜長石25%～36%、鉀長石36%～38%、石英28%～30%、黑云母6%～8%。斜長石牌號An=22～30,堿性長石為微斜條紋長石。

3 分析方法

3.1 鋯石U-Pb定年

鋯石挑選由廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司與廊坊市宇恒礦巖技術(shù)服務(wù)公司完成;制靶、反射光和陰極發(fā)光照相由南京大學(xué)內(nèi)生礦床成礦機制研究實驗室與廊坊市宇恒礦巖技術(shù)服務(wù)公司完成。花崗巖樣品破碎后,經(jīng)重液分選和電磁分離后在雙目鏡下挑選出鋯石晶體。挑選完成后選擇晶形好、無裂隙、透明干凈的自形鋯石顆粒在玻璃板上用環(huán)氧樹脂固定,并拋光至鋯石中心,然后進行反射光照相,并用陰極發(fā)光電子顯微鏡進行CL照相,觀察鋯石顆粒內(nèi)部結(jié)構(gòu),選取最佳分析位置。

鋯石U-Pb同位素定年樣在南京大學(xué)內(nèi)生礦床成礦機制研究實驗室采用LA-ICP-MS分析完成。測試中使用與New Wave 213nm 激光取樣系統(tǒng)連接起來的ICP-MS(Agilent 7500a)。分析過程中,激光束斑直徑采用20～30μm,頻率為5Hz。樣品經(jīng)剝蝕后,由He氣作為載氣,再和Ar氣混合后進入ICP-MS進行分析。U-Pb分餾根據(jù)澳大利亞鋯石標(biāo)樣GEMOC GJ-1(207Pb/206Pb age 608.5±1.5Ma,Jacksonetal.,2004)來校正,鋯石標(biāo)樣Mud Tank(intersept age 732±5Ma,Black and Gulson,1978)作為內(nèi)標(biāo),控制分析精度。每輪測試流程頭尾分別選擇2個GJ標(biāo)樣,期間選擇1個MT標(biāo)樣和10～15個待測樣品點進行測試。使用Glitter軟件進行同位素比值及元素含量的計算,鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖和加權(quán)平均年齡計算均采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003)完成。

3.2 巖石主、微量元素

全巖主、微量元素由南昌自然資源檢測中心完成。測試樣品的制備分為粗碎、中碎、細碎三個階段,各階段又包括破碎、過篩、混勻和縮分四道工序,樣品最終的破碎粒度為0.097～0.074mm(粒度為 200目)。為避免過篩等工序?qū)?shù)據(jù)的影響,多數(shù)樣品測試過程中,從備用粗副樣中抽取重新加工成分析試樣進行檢查分析,兩次加工試樣、兩次測定結(jié)果之差的絕對值不確定度比值≤1,兩次加工質(zhì)量檢查合格率大于80%。主量元素測試方法為X熒光光譜法,測試儀器為AFS-2100型(D460)與PW2403型(D183),測試精度優(yōu)于2%,檢測下限為0.01%;稀土元素、微量元素測試為電感耦合等離子體質(zhì)譜儀法,采用的設(shè)備為ICP-MS X2型與ICAP6300MFC,測定精密度優(yōu)于5%,檢測下限為0.05×10-6。

3.3 鋯石Hf同位素分析

鋯石微區(qū)原Hf同位素分析在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心完成。采用的儀器為LA-MC-ICP-MS測定,測試流程參考耿建珍等(2011)。以測年結(jié)果和鋯石顆粒大小為基礎(chǔ),選擇鋯石測年原位進行Hf同位素分析,測試儀器采用193nm激光的Neptune多接收電感耦合等離子質(zhì)譜儀進行分析,激光束斑直徑32μm,頻率10Hz,并以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500進行監(jiān)控和外部校正。在εHf(t)值計算過程中,176Hf/177Hf值為0.282785,Lu衰變常數(shù)采用1.867×10-11yr-1,176Lu/177Hf值為0.0336 (Bouvieretal., 2008)。Hf同位素地幔模式年齡計算以虧損地幔176Hf/177Hf(0.28325)為標(biāo)準(zhǔn)與176Lu/177Hf(0.0384)值(Griffinetal., 2000)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb定年

本次研究對彈前單元g1(樣品4902-7)、g2(樣品2902-3、樣品4903-1)花崗巖和紫陽單元g3(樣品6902-11)花崗巖分別進行了鋯石U-Pb測年,分析結(jié)果見表1、圖4。

表1 贛南遂川晚侏羅世花崗巖鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)表

圖4 贛南遂川晚侏羅世花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖及CL圖像

彈前單元g1花崗巖:鋯石為短柱狀-長柱狀,粒徑為100～250μm,長寬比例為2:1～3:1,陰極發(fā)光圖像中見有多數(shù)鋯石具有震蕩環(huán)帶。鋯石微區(qū)原位Th含量178×10-6～1793×10-6、U含量157×10-6～3222×10-6,Th/U比值介于0.44～1.13,指示其為巖漿成因鋯石(吳元保和鄭永飛,2004)。鋯石數(shù)據(jù)均落在諧和線上或附近,13個數(shù)據(jù)點加權(quán)平均年齡為155.4±1.5Ma,代表了g1花崗巖結(jié)晶年齡。

彈前單元g2花崗巖:鋯石為短柱粒狀-長柱狀,粒徑為50～300μm,長寬比例為1:2～4:1,具有明顯震蕩環(huán)帶。樣品2902-3中Th含量90×10-6～608 ×10-6、U含量77×10-6～2085×10-6,Th/U比值介于0.29～1.31;樣品4903-1中Th含量226×10-6～5151×10-6、U含量247×10-6～6716×10-6,Th/U比值介于0.53～1.03。鋯石數(shù)據(jù)均落在諧和線上或附近,指示了g2花崗巖結(jié)晶年齡為152.2±1.4Ma～154.4±1.2Ma。

紫陽單元g3花崗巖:鋯石為長柱狀,粒徑為100～200μm,長寬比例為2:1～4:1,具有明顯震蕩環(huán)帶。Th含量92×10-6～788×10-6、U含量110×10-6～1378×10-6,Th/U比值介于0.44～1.16。鋯石中有24個數(shù)據(jù)點均落在諧和線附近,代表了g3花崗巖結(jié)晶年齡為148.7±0.7Ma,另外有1顆鋯石呈次棱角狀,年齡為170±3Ma,可能為捕獲鋯石。

4.2 主量元素特征

彈前單元g1、g2花崗巖含有較高的SiO2(70.59%～77.37%)、Na2O+K2O(7.23%～8.45%)、K2O(3.87%～6.04%),中等Al2O3(12.03%～13.86%),較低的FeOT(1.14%～3.47%)、MgO(0.12%～0.88%)、TiO2(0.08%～0.47%)、P2O5(0.01%～0.18%)(表2);在R1-R2圖解中,樣品均落入二長花崗巖與花崗巖閃長巖區(qū)內(nèi)(圖5a); FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.81～0.93),Mg#值為15～31,偏鐵質(zhì)(圖5b);,K2O/Na2O值為1.49～2.25,鋁飽和指數(shù)A/CNK值為1.01～1.33,屬弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性花崗巖(圖5c, d)。

表2 贛南遂川晚侏羅世花崗巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

紫陽單元g3、g4、g5花崗巖略高的SiO2(74.82%～78.60%)、Na2O+K2O含量(5.08%～8.44%)、K2O(3.93%～5.74%),中等的Al2O3(11.09%～14.26%),較低的FeOT(0.77%～1.95%)、MgO(0.07%～0.32%)、TiO2(0.04%～0.22%)、P2O5(0.002%～0.06%)(表2)。在R1-R2圖解中,樣品落入二長花崗巖區(qū)內(nèi)(圖5a); FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.85～0.92),Mg#值為14～25,偏鐵質(zhì);K2O/Na2O比值為0.98～3.19,A/CNK值為1.03～2.02(均值1.24),其中g(shù)4花崗巖2個樣品呈過鋁質(zhì),與其白云母等富鋁質(zhì)礦物有關(guān),花崗巖多為弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性花崗巖(圖5c, d)。

4.3 微量元素特征

彈前單元與紫陽單元花崗巖具有相似的微量元素組成(表2)和蛛網(wǎng)模式圖(圖6a),均顯示了較強的Rb、Th、U、Pb正異常和中等的Nb、Sr、Zr 、P、Ti 負異常。花崗巖中大離子親石元素相對富集,Rb/Sr比值為2.0～29.47(均值10.85),Rb/Ba為0.36～21.62(均值5.12)。高場強元素Nb/Ta比值(3.0～16.67),低于球粒隕石(19.9)與大陸地殼(13.4)(Taylor and McLennan, 1985;Gaoetal., 1999);Zr/Hf比值16.25～34.68(均值29.91),低于球粒隕石與大陸地殼(前者34.3,后者36.7),表明了花崗質(zhì)巖漿經(jīng)歷了明顯的分異。

彈前單元花崗巖稀土總量141.1×10-6～717.7×10-6(均值344×10-6),LREE/HREE比值為1.13～6.28,(La/Yb)N比值為1.43～21.18(均值5.46),反應(yīng)了較強的輕重稀土分餾。(La/Sm)N為1.57～7.03(均值2.96),(Gd/Yb)N為0.62～1.80(均值1.09),巖石具有較平坦的重稀土配分模式;具有明顯負 Eu異常(δEu=0.1～0.46,平均0.22)。部分樣品Ce元素具有微弱負異常,可能受到了后期巖漿熱液蝕變影響,稀土元素配分模式曲線圖顯示輕稀土富集、重稀土虧損的右傾趨勢線(圖6b)。

紫陽單元花崗巖稀土總量213.9×10-6～478.1×10-6(均值324.72×10-6),LREE/HREE比值為1.5～2.42,(La/Yb)N比值為2.89～9.30(均值5.43),輕重稀土分餾明顯。(La/Sm)N為2.52～3.93(均值2.82),(Gd/Yb)N為0.81～1.82(均值1.19),較平坦的重稀土配分; Eu極負異常(δEu=0.03～0.35,平均0.20),稀土元素配分模式曲線右傾(圖6b)。部分樣品Ce元素弱負異常,可能為樣品受后期巖漿熱液蝕變所致。

4.4 Hf同位素特征

彈前單元g2花崗巖(2902-3)與紫陽單元g3花崗巖(6902-11)樣品鋯石Lu-Hf同位素測定結(jié)果見表3。兩組樣品中176Lu/177Hf比值均小于0.002,說明無放射性Hf同位素積累,為巖體形成時Hf同位素的組分(Knudsenetal., 2001)。

表3 贛南遂川晚侏羅世花崗巖鋯石Lu-Hf 同位素數(shù)據(jù)

彈前單元g2花崗巖(2902-3)巖漿鋯石εHf(t)值介于-10.9～-19.5(均值-14.2),單階段模式年齡(tDM)范圍介于1260～1580Ma,二階模式年齡范圍(tDM2)為1889～2424Ma;紫陽單元g3花崗巖(6902-11)巖漿鋯石εHf(t)值介于-8.50～-11.2(均值-10.0),單階段模式年齡(tDM)范圍介于1134～1275Ma,二階模式年齡范圍(tDM2)為1731～1948Ma(圖7)。

圖7 贛南遂川晚侏羅世花崗巖鋯石Age-εHf(t)圖解(a)和二階模式年齡頻率直方圖(b)

5 討論

5.1 花崗巖形成年代與幕式巖漿活動

5.1.1 花崗巖形成年代

遂川彈前黑云母(二長)花崗巖早期研究獲得的Rb-Sr等時線年齡為185Ma(沈渭洲等,1998),與贛南燕山期花崗巖相近(多為170～180Ma左右),如寨背花崗巖Rb-Sr年齡176Ma(陳培榮等,1998)、陂頭花崗巖Rb-Sr年齡178Ma(范春芳和陳培榮,2000),其時代均歸屬為早侏羅世。隨著巖石礦物定年技術(shù)的不斷進步,LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡較Rb-Sr等時線年齡具有更高的精準(zhǔn)度。本次研究所獲得的精細年齡與贛南其他地區(qū)同類型花崗巖一致(多為148～165Ma;王葳平等,2014;梁鶴等,2018;舒徐潔等,2018;馮尚杰等,2020)。

盡管如此,LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡也有一定的誤差,如千里山巖體便存在四期不同年齡跨度的鋯石U-Pb年齡,而且難以判斷其準(zhǔn)確性(吳福元等,2023)。本文周邊同時代同類型興國縣良村花崗巖 (147～158Ma;王葳平等,2014)、興國永豐巖體與隆市黑云母二長花崗巖(155Ma、154～157Ma;楊世文等,2019)、大烏山黑云母二長花崗巖(155～158Ma;馮尚杰等,2020),也存在不一致的年齡跨度。這種跨度除了可能由復(fù)式巖體的多期次侵入所造成之外,也有可能為測試實驗室或其他誤差所影響(李獻華等,2015),如鋯石高含量的Th、U值容易致使其晶格可能經(jīng)歷輻射損傷(蛻晶化),從而Pb丟失引起表觀年齡偏低,即鋯石定年的高“U”效應(yīng)(李秋立,2015;袁玲玲等,2022)。遂川晚侏羅世花崗巖彈前、紫陽單元的花崗巖在鋯石定年過程中,所選鋯石U含量多為206×10-6～607×10-6,少量大于2000×10-6,206Pb/238U比值相對恒定,鋯石晶體損傷程度較低,且為復(fù)式侵入巖體。因此,本次研究獲得遂川彈前單元與紫陽單元復(fù)式花崗巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為148.7～155.4Ma,有效記錄了花崗巖形成的年齡。

5.1.2 幕式巖漿活動

遂川晚侏羅世花崗巖中,彈前單元細粒黑云母二長花崗巖(g1)鋯石U-Pb年齡為152.2±1.4Ma～154.4±1.2Ma,粗粒黑云母二長花崗巖(g2)155.4±1.5Ma。野外發(fā)現(xiàn)g2花崗巖呈涌動侵入于g1花崗巖中,此外g2花崗巖巖石礦物由外向內(nèi)自形程度逐漸增高,鋯石U-Pb年齡逐漸年輕化(154.4±1.2Ma→152.2±1.4Ma)。紫陽單元中粗粒黑云母二長花崗巖(g3)鋯石U-Pb年齡148.7±0.7Ma,野外發(fā)現(xiàn)其呈脈動侵入于彈前單元g2花崗巖中,接觸帶位置見有冷凝邊;中細粒黑云母二長花崗巖(g5)脈動侵入于細粒(含斑)黑云母二長花崗巖(g4),并同時侵入于g3花崗巖,接觸面見有細粒黑云母二長花崗巖冷凝邊。結(jié)合上述發(fā)現(xiàn),本文認(rèn)為遂川晚侏羅世花崗巖為復(fù)式巖體,其幕式巖漿活動存在5次脈沖巖漿侵位,巖漿侵位時間跨度為6Myr。

相比較而言,湖南陽明山復(fù)式花崗巖鋯石U-Pb年齡介于229～205Ma,發(fā)育四期巖漿侵位,時間跨度24Myr(劉偉等,2014);紫金山復(fù)式巖體鋯石U-Pb年齡介于164～155Ma,三期侵位,時間跨度9Myr(李斌等,2015);幕阜山燕山期花崗質(zhì)侵入雜巖體鋯石U-Pb年齡介于154～146Ma,也是多期次侵入,時間跨度8Myr(Wangetal.,2014)。巖漿熱模擬實驗研究證明,半穹隆花崗閃長巖的侵位時間延續(xù)4Myr,而巖漿的冷凝固結(jié)時間不超過1Myr(Menand,2008;馬昌前和李艷青,2017)。以上數(shù)據(jù)表明,噴發(fā)(侵入)的大型巖漿體存在時間很短,而復(fù)式花崗巖幕式巖漿侵位(多期次侵位)時間遠遠超過巖漿房固結(jié)所需的時間(馬昌前等,2020),因此復(fù)式(雜)巖體的形成并非由一次巖漿侵位而成,其巨大的巖漿體結(jié)晶是在數(shù)千至數(shù)百萬年的時間間隔內(nèi)由多次脈動的巖漿累積侵位而成(Annen,2011;馬昌前等,2020)。這也從另外一角度證明了以巖漿通道系統(tǒng)大型單一巖漿房的持續(xù)侵位模型難以解釋復(fù)式花崗巖體的形成機制(Jacksonetal.,2018)。巖漿通道系統(tǒng)中,巖漿的多層次儲存及復(fù)式巖體深部縱向上多個巖漿儲庫由下而上為巖漿噴發(fā)(侵入)提供了多批次的儲存場所,從而得以在巖漿管道形成幕式巖漿侵位(Mageeetal.,2018)。

總之,遂川晚侏羅世兩單元花崗巖在結(jié)構(gòu)組分中存在不均一性,綜合不同的地質(zhì)產(chǎn)狀以及同位素年代學(xué)差異等特征表明,花崗巖侵入體存在5次巖漿儲庫幕式脈沖侵位與累計組裝。

5.2 花崗巖類型及成因

5.2.1 花崗巖類型

關(guān)于華南地區(qū)侏羅世花崗巖成因類型是一個長期爭議的話題,其主要爭論點歸結(jié)為它們到是底屬S型花崗巖、I型花崗巖還是A型花崗巖?隨著研究的深入,逐漸排除了S型花崗巖的觀點,其主要原因為該系列花崗巖不含堇青石、石榴石等富鋁質(zhì)礦物,其全巖主量元素SiO2與P2O5呈負相關(guān)(Chappell and White,1992;Chappell,1999;Lietal.,2007;李獻華等,2007)。近來,華南地區(qū)A型花崗巖的報道越來越多(汪洋,2008;Huang et a1.,2011;Zhouetal., 2015;梁鶴等,2018;楊世文等,2019),它們具有貧Al2O3(介于12%～13%),Sr含量小于10×10-6,Ba、Sr、Ti、P虧損、δEu小于0.3,富鐵貧鎂等特征(張旗等,2012;汪洋等,2013)。此外,A型花崗巖主要的礦物組合為石英、鎂鐵質(zhì)暗色礦物與堿性長石,斜長石缺失或含量少;富硅、堿,貧鈣、鎂、鋁,富Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga、Y,貧Sr、Ba、Cr、Co、Ni、V,并具有顯著的負Eu異常,Ga/A1值高(Whalen et a1., 1987;Eby, 1992;賈小輝等,2009)。有研究認(rèn)為Ta+Yb含量>6×10-6、 Nb+Y含量大于60×10-6即為A型花崗巖(Whalen and Hildebrand,2019),但其一般適應(yīng)于SiO2含量為55%～70%、A/CNK <1.1的花崗質(zhì)巖石。以花崗巖的元素地球化學(xué)特征來判斷花崗巖類型,忽略了高分異花崗巖中礦物成分與化學(xué)組分趨近于“低共結(jié)”特征(陳璟元和楊進輝,2015)。

遂川晚侏羅世兩單元花崗巖具有相同的礦物組分,主要為黑云母、斜長石與鉀長石,無白云母、石榴石、堇青石等富鋁質(zhì)或堿性代表礦物。巖石主量元素中,SiO2含量與Al2O3、MgO、TiO2、FeOT、CaO、P2O5呈負相關(guān),與Di分異指數(shù)、FeOT/MgO比值呈正相關(guān)(圖8);微量元素中,Zr、Zr+Ce+Nb+Y含量與SiO2呈負相關(guān), Ta+Yb含量6.3×10-6～24×10-6、Y+Nb含量53×10-6～190×10-6、并與SiO2呈正相關(guān),另外Th、Y與Rb元素呈正相關(guān)(圖9),這些數(shù)據(jù)信息顯示遂川晚侏羅世花崗巖不具傳統(tǒng)S型花崗巖特征。

圖8 贛南遂川晚侏羅世花崗巖哈克圖解

圖9 贛南遂川晚侏羅世花崗巖微量元素相關(guān)性圖解

花崗巖主、微量元素中,FeOT/MgO比值為4.3～13.47、Zr+Nb+Ce+Y含量為149×10-6～389×10-6(均值270×10-6),在SiO2-FeOT/MgO圖解中(圖10a)與Zr+Nb+Ce+Y-FeOT/MgO圖解中(圖10b),樣品點多數(shù)落入I&S型花崗巖區(qū)、少部分落入A型花崗巖區(qū);在100×(MgO+FeOT+TiO2)/SiO2-(Al2O3+CaO)/(FeOT+Na2O+K2O)圖解中(圖10c),樣品基本落入高分異鈣堿性花崗巖范圍區(qū)內(nèi)。花崗巖全巖鋯飽和溫度(TZr)指示花崗巖形成溫度為684～819℃,平均值765℃,與SiO2含量呈反比,均低于A型花崗巖的830℃(Kingetal.,2001)。

圖10 贛南遂川花崗巖類型判別圖

綜上,遂川晚侏羅世彈前與紫陽花崗巖不屬于S型花崗巖,也不具有典型A型花崗巖特征,而與華南燕山晚期多數(shù)花崗巖體(邱檢生等,2005; Lietal.,2007;李獻華等,2007;Taoetal.,2013;Qingetal.,2020;黃孔文等,2020; Wangetal.,2021)有相似的特征,應(yīng)屬于高分異I型花崗巖。

5.2.2 花崗巖物質(zhì)來源與成因

鋯石Lu-Hf同位素系判別巖漿源區(qū)的一種比較有效的示蹤方法(Lietal.,2007;冷秋鋒等,2022)。較低εHf(t)值與較老的模式年齡,顯示了花崗巖可能來源于古老地殼的深熔或重熔(Moetal.,2007;Zhuetal., 2009)。遂川晚侏世彈前單元g2花崗巖εHf(t)值為-10.9～-19.5(均值-14.2),Hf同位素二階模式年齡(tDM2)為1.9～2.3Ga;紫陽單元g3花崗巖εHf(t)值為-8.5～-11.24(均值-9.98),Hf同位素二階模式年齡(tDM2)為1.7～1.9Ga。兩單元之間的εHf(t)值存在明顯差異,指示了不同的源區(qū)特征或者不同程度的同化混染。

兩單元花崗巖具有相似的主、微量元素特征。全巖主、微量元素中,CaO/Na2O比值為0.04～0.58(均值0.26),小于0.3;Rb/Sr比值為2.0～29.47(均值11.26),遠高于上地殼豐度值(0.32);在Rb/Sr-Rb/Ba圖解中(圖11a),樣品均落入富粘土巖石源巖區(qū)(Sylvester, 1998),樣品中鋁飽和指數(shù)(A/CNK)多為1.01～1.19,P2O5小于0.14%,無堇青石、白云母(極少)等偏鋁質(zhì)礦物,表明源巖應(yīng)為古基底地殼中長英質(zhì)火成巖的部分熔融?；◢弾r樣品中Nb/Ta比值3.0～16.67(均值6.2),遠低于球粒隕石(19.9)與大陸地殼(13.4)(Taylor and McLennan, 1985;Gaoetal., 1999),可能與Nb元素的虧損有關(guān);Zr/Hf比值16.25～34.68(均值29.91),低于兩者(前者34.3,后者36.7),可能與鋯石結(jié)異有關(guān),表明了花崗質(zhì)巖漿經(jīng)過了明顯的分異(陳璟元和楊進輝,2015)。與此同時,花崗巖Mg#值(15～31)、FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.81～0.93),野外可見暗色礦物包體及接觸邊的溶蝕現(xiàn)象(圖3b, d),揭示巖漿過程中存在地?；蚧試鷰r物質(zhì)的參與,花崗巖源區(qū)主體為成熟的地殼物質(zhì)(長英質(zhì)火成巖)。

圖11 贛南遂川花崗巖物質(zhì)來源及巖漿演化判別圖

彈前與紫陽單元花崗巖Ba與Sr正相關(guān)變化特征(圖11b),指示鉀長石與角閃石的結(jié)晶分異;Al2O3與SiO2負相關(guān)(圖8),Sr與Rb/Sr比值負相關(guān)(圖11c),指示長石分離結(jié)晶起主導(dǎo)作用(Vincentetal., 2021);TiO2與SiO2負相關(guān),揭示存在鈦鐵礦的分離結(jié)晶; 高Di分異指數(shù)則暗示了巖漿演化過程中以分離結(jié)晶為主(Wangetal.,2014,2018);εHf(t)值與SiO2線性變化表明巖漿可能經(jīng)歷了同化混染作用(圖11d,Luoetal.,2018)。因此,遂川花崗巖的形成可能為地幔巖漿上涌導(dǎo)致上覆地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成殼源巖漿,并混合了少量幔源物質(zhì),它們在上升過程中經(jīng)歷了圍巖的同化混染作用。遂川兩單元花崗巖具有不同的初始Hf比值,這可能與二者發(fā)生混染的程度或具有不同的混染物質(zhì)有關(guān)。

5.3 花崗巖形成動力學(xué)背景

遂川晚侏羅世兩單元花崗巖在(Y+Nb)-Rb圖解(圖12a)、Y-Nb圖解(圖12b)、MgO-FeOT圖解(圖12c)及CaO-(FeOT+MgO)圖解(圖12d)中,表現(xiàn)出相似的地球化學(xué)特征,均落入了后碰撞構(gòu)造環(huán)境,與華南地區(qū)大多數(shù)晚侏羅世花崗巖的構(gòu)造背景一致(Lietal.,2007;李獻華等,2007;He and Xu, 2012;Taoetal., 2013;王葳平等,2014;黃孔文等,2020),為古西太平洋前進式俯沖后伸展構(gòu)造背景。

圖12 贛南遂川花崗巖構(gòu)造判別圖解

然而,華南晚侏羅世板塊陸內(nèi)俯沖伸展、巖石圈減薄這一構(gòu)造環(huán)境得到了很多學(xué)者的共識(Zhou and Li,2000;周新民,2003;Xingetal.,2004; Lietal.,2007;李獻華等,2007;毛景文等,2008;Jiangetal.,2009;Huangetal.,2015;Maoetal.,2021),但該時期大規(guī)模花崗巖形成的動力學(xué)背景仍頗受爭議,存在以下觀點:(1)擠壓造山構(gòu)造背景:主要證據(jù)為華南地區(qū)晚侏羅世地層的缺失、變質(zhì)變形、推覆構(gòu)造、白堊紀(jì)地層角度不整合于褶皺基底之上等特征,以及與華北克拉通燕山期地層綜合對比(邢光福等,2008;Dongetal.,2015;Nongetal.,2021),但巖漿侵位空間則難以解釋;(2)古太平洋往西低角度俯沖向高角度俯沖轉(zhuǎn)變以及洋殼俯沖后板塊拆離、拆沉較好地解釋了后碰撞伸展拉伸與大規(guī)模的巖漿作用(陳培榮等,2002;周新民,2003;華仁民等,2005;Lietal., 2007;Jiangetal.,2009; Huangetal.,2015),但其形成動力機制不詳;(3)古太平洋俯沖后的板塊回撤(周新民,2003;Zhouetal.,2016),但回撤的力度不能輕易減薄巨厚的巖石圈,也難以形成如此大規(guī)模的巖漿作用。

因此,陸內(nèi)板塊巖石圈拉張-撕裂與簡單的動力學(xué)背景難于解釋華南中-晚侏羅世如此大規(guī)模的巖漿巖形成(劉凱等,2016)。相比而言,古太平洋由南往北轉(zhuǎn)換為由南東往北西俯沖后的板片撕裂解釋更為恰當(dāng),其主要依據(jù):(1)江南造山帶東段北東走向、中段北東東向以及西段近東-西向褶皺形態(tài),表明俯沖應(yīng)力由南東往北西的逐步變化過程(張岳橋等,2009;Dongetal.,2015);(2)本次研究的遂川彈前與紫陽單元花崗巖,與南嶺地區(qū)佛岡巖體(155～165Ma;Lietal., 2007)、白石崗巖體(148.5Ma;邱檢生等,2005)、粵北白沙巖體(155～157Ma;黃孔文等, 2020)均為后碰撞-拉伸環(huán)境花崗巖,總體呈近東西向展布,且分布面積多大于100km2以上。而良村巖體(147～158Ma;王葳平等,2014)、永豐與隆市巖體(155Ma與154～157Ma;楊世文等,2019)等武夷山同構(gòu)造背景之中-晚侏羅世花崗巖則呈北東-南西向展布,且較前者出露面積明顯較小(圖1),表現(xiàn)出其巖漿侵入的差異與變化;(3)晚侏羅世華南地區(qū)主體為后碰撞-拉伸構(gòu)造環(huán)境,而浙東等地區(qū)碰撞作用形成的火山巖(張偉等,2018),揭示了古西太平洋的持續(xù)俯沖?？偠灾?華南中-晚侏羅世大規(guī)模巖漿活動、多向構(gòu)造變形及巖漿分帶等動力學(xué)依據(jù)還值得深入細致的研究。

6 結(jié)論

(1)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示,贛南遂川彈前與紫陽單元花崗巖形成的年齡限定于148.7±0.7Ma～155.4±1.5Ma,屬于晚侏羅世巖漿產(chǎn)物。

(2)遂川晚侏羅世花崗巖屬復(fù)式花崗巖體,其由5次巖漿脈沖侵位的累計組裝而成,巖漿侵位跨度約為6Myr。

(3)遂川晚侏羅世花崗巖屬高分異I型花崗巖,兩單元具有不同的鋯石εHf(t)同位素與主、微量元素特征,指示了其巖漿過程中存在地幔與地殼物質(zhì)混染,表明花崗巖形成于地幔物質(zhì)上涌同化混染上地殼分離結(jié)晶,并經(jīng)歷了高程度的分異作用。

致謝感謝中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地球科學(xué)學(xué)院馬昌前教授的指導(dǎo);感謝中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地球科學(xué)學(xué)院李樂廣、劉佳、Victor Vincent博士生,中國地質(zhì)調(diào)查局天津中心周佐民博士,江西省地質(zhì)調(diào)查勘查院基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查所高原、李百球高工的幫助與支持;感謝審稿專家提出的寶貴意見,使本文質(zhì)量得以提高。