陈慧敏

(东华理工大学地球科学学院，南昌，330013)

花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，可形成于不同的构造背景。如与板块俯冲有关的活动大陆边缘、与块体碰撞有关的陆壳加厚-后碰撞伸展等背景[1,2]。华南存在大量加里东期花岗岩，已成为国内外地质界的共识[3,4]。据前人地质成果显示，江西中、南部加里东期岩浆活动强烈，花岗岩分布广泛。如赣中乐安岩体、宁冈岩体，赣南龙回、陡水[5]、长潭、万田、湖坪、汤湖、上堡、大江圩等岩体[6]。笔者选择赣中南乐安、陡水、宁冈加里东期岩体(图1)开展元素地球化学和Nd、Sr同位素研究，深入探讨加里东期花岗岩的成因及其形成构造环境。

1 岩相学特征

赣中南加里东期花岗岩的岩性变化较大，以二长花岗岩为主，花岗闪长岩次之。乐安、陡水、宁冈岩体均为富含石英矿物的花岗岩，岩性为二长花岗岩和花岗闪长岩。

乐安岩体：岩性为黑云二长花岗岩，新鲜岩石呈灰白色、浅肉红色，似斑状结构，块状、片麻状构造，斑晶成分为钾长石、斜长石，斑晶含量15%～30%。主要矿物为斜长石(26%～37%)、钾长石(33%～42%)、石英(20%～26%)、黑云母(8%～15%)、白云母(1%～3%)。主要副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石。

陡水岩体：岩性为二长花岗岩，新鲜岩石呈浅肉红色，细粒、等粒结构，块状构造。主要矿物为斜长石(23%～35%)、钾长石(30%～49%)、石英(22%～30%)、黑云母(1%～3%)。主要副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿。

宁冈岩体：主要岩性为二长花岗岩和花岗闪长岩。二长花岗岩新鲜岩石呈灰白色、浅肉红色，似斑状结构，块状构造，斑晶成分为钾长石、斜长石，斑晶含量5%～18%。主要矿物为斜长石(30%～35%)、钾长石(35%～45%)、石英(25%～30%)、黑云母(3%～6%)；花岗闪长岩新鲜岩石呈灰白色，似斑状结构，块状构造，斑晶成分为钾长石、斜长石，斑晶含量5%～18%。主要矿物为斜长石(30%～40%)、钾长石(10%～20%)、石英(25%～35%)、黑云母(4%～7%)。岩体主要副矿物有磁铁矿、磷灰石、锆石、榍石。

2 地球化学特征

2.1 主量元素

加里东期花岗岩主量元素分析结果(表1)，从分析结果表明花岗岩体SiO2含量变化较大。乐安岩体SiO2含量较低(66.48%～69.08%，平均67.61%)，宁冈岩体SiO2含量稍低(67.46%～72.90%，平均70.33%)。(K2O+Na2O)含量中等(5.81%～8.67%，平均7.01%)，K2O含量中等至较高(3.35%～5.68%)，Na2O含量中等(1.99%～3.08%)， K2O/Na2O比值较高(1.32～2.37，均大于1)，A/CNK比值(1.03～1.39，平均1.11)，属弱过铝质-强过铝质。陡水岩体比乐安、宁冈岩体具更高的SiO2含量(76.49%～77.82%,平均77.2% )，更低的Al2O3、CaO、TiO2、P2O5含量。但全碱(K2O+Na2O)含量(7.91%～8.45%，平均8.27%)及K2O/Na2O比值(1.21～1.50)与乐安、宁冈岩体较为相似。

在SiO2-(K2O+Na2O)图解中(图2a),大部分位于亚碱性系列花岗岩和花岗闪长岩区域内；在SiO2-K2O图解中(图2b),基本都位于高钾钙碱性系列内；在ACF图解中(图2c),乐安岩体、宁冈岩体主要落入S型花岗岩区；在A/CNK-A/NK图解中(图2d),投影点都位于过铝质区域内。

2.2 微量元素

在微量元素蛛网图(图3a)中，乐安岩体、宁冈岩体的微量元素分布模式基本相同, 分布曲线明显呈现左侧“隆起”和右侧“平缓”的特征。以富集大离子亲石元素Rb、Th和稀土元素Ce、Sm、Y、 Yb, 和相对亏损Ba、Sr、P、Ti ，相似于南岭地区同期S型或壳源型花岗岩[11, 12]。赣中南加里东期花岗岩具有较高的Rb/Sr比值(0.9～2.65，平均为1.40)和Rb/Nb比值(7～20.83,平均为13.89),明显高于中国东部上地壳(分别为0.31和6.8)[13]。花岗岩的Rb/Sr比值大于0.5，表示其主要来自壳源[14]。乐安岩体和宁冈岩体的Zr/Hf平均比值分别为30.7和32.3，Nb/Ta平均比值分别为12.5和10.5。

陡水岩体微量元素特征与乐安岩体、宁冈岩体略有差异，在微量元素蛛网图中，陡水岩体亏损Ba、Sr、Ti更为明显，相对富集Ce、Rb、Th。陡水岩体具有相对较低的Nb/Ta比值(平均为3.3)和Zr/Hf比值(平均为20.3)。

2.3 稀土元素

加里东期花岗岩的稀土总量变化较大(63.70×10-6～491.06×10-6)。乐安岩体、宁岗岩体的LREE/HREE比值和(La/Yb)N值较为相似。在稀土配分模式上显示不同程度的向右倾型 (图3b)。陡水岩体具有低的LREE/HREE比值(1.27～2.91)和(La/Yb)N值(0.86～2.22)。陡水岩体稀土配分模式呈“海欧型”，具较弱的轻稀土分馏和轻微向左倾斜的重稀土分布模式。

在Eu亏损方面，陡水岩体δEu 为0.06～0.10，Eu亏损异常强烈，形成明显的“谷”。反映岩浆结晶过程中斜长石分离结晶程度差异较为明显，具有典型的 S 型花岗岩特征。乐安岩体、宁岗岩体Eu亏损相对明显，在(La/Yb)N-δEu图解中,投影点都位于壳源型花岗岩区域内(图4)。

2.4 Nd、Sr同位素特征

加里东期花岗岩Nd、Sr同位素分析结果(表2)表明，乐安岩体、宁岗岩体的初始Sr比值(87Sr/86Sr)i、εNd(t)和Nd两阶段模式年龄T2DM值较为一致。岩体具较高初始Sr比值，(87Sr/86Sr)i值0.711 52～0.719 37与澳大利亚Lachlan褶皱带S型花岗岩变化范围(0.708～0.720)[17]相似,但其值比华南内陆湘桂地区的花岗岩(87Sr/86Sr)i值(0.720左右)略低。而陡水岩体的(87Sr/86Sr)i值(0.531 82～0.670 62)低于球粒陨石值(0.698 97)。各岩体εNd(t)值稍高，介于-5.11～-9.27，在εNd(t)-t图解中(图5)，投影点都位于华南元古代地壳演化域内，靠近上部的演化线分布。

表2 赣中南加里东期花岗岩的Nd-Sr同位素

加里东期花岗岩按两阶段模式参数[18]计算的Nd模式年龄可分为2类，宁岗岩体具有较高的Nd模式年龄(1 873～1 909 Ma )，而乐安及陡水岩体则具有相对年轻的Nd模式年龄(1 567～1 701 Ma)，各岩体的Nd模式年龄为1 567～1 909 Ma，与华南地壳的平均年龄(1.7～1.8 Ga)[19]类似。

3 形成构造环境讨论

3.1 成因探讨

赣中南加里东期花岗岩的形成时代距今约406～434 Ma，成因类型应归属于S型或壳源型花岗岩范畴。

从主量元素看，岩石属过铝质-强过铝质，绝大多数样品A/CNK大于1.1(平均为1.11)，而S型花岗岩的一个标志就是A/CNK大于1.1。在ACF图解中，投影点位于S型花岗岩区域内。从微量元素上看，岩体均富集大离子亲石元素Rb、Th，相对亏损Ba、Sr、P、Ti元素。 Rb/Sr平均比值1.40和Rb/Nb平均比值13.89,明显高于中国东部上地壳(分别为0.31和6.8)。这些微量元素特征十分相似于南岭地区同期的S型或壳源型花岗岩。稀土配分模式略呈右倾型，Eu亏损相对明显(δEu平均值为0.31)，在(La/Yb)N-δEu图解中,投影点都位于壳源型花岗岩区域内。根据Nd、Sr同位素资料，加里东期花岗岩类的εNd(t)和Nd模式年龄变化明显，εNd(t)值从-9.27～-5.11，Nd模式年龄为1 567～1 909 Ma。(87Sr/86Sr)i值介于0.711 52～0.719 37，与澳大利亚Lachlan褶皱带S型花岗岩变化范围(0.708～0.720)相似,陡水岩体(87Sr/86Sr)i值(0.531 82～0.670 62)低于球粒陨石值(0.698 97)。在εNd(t)-t图解中投影点均位于华南元古代地壳演化域内，反映赣中南加里东期花岗岩可能是由华南元古代低成熟度地壳物质部分熔融形成的[20]。

3.2 形成构造环境

在Rb-(Y+Nb)图解中落入后碰撞花岗岩区(图6)。此外，在SiO2-K2O图上,大部分位于高钾钙碱性系列内,而高钾钙碱性系列岩浆岩又是后碰撞岩浆活动的重要特征之一[21]。由此表明,赣中南加里东期花岗岩形成于后碰撞的伸展构造环境，反映地壳已经加厚，由于山根垮塌，软流圈上涌，引起地壳部分熔融作用。

对于华南加里东期花岗岩类的形成构造背景，虽然普遍认为与造山有关，但它是属于陆内造山还是陆间造山还存在争议，对其构造演化历史和动力学机制也不太清楚。一种观点认为，华南加里东期盆地为具有洋壳的洋盆[22,23]。另一派观点则认为，华南大陆在震旦纪―早古生代无洋盆分隔，加里东期属于陆内或板内造山[24]。对于陆内或板内造山的机制，有陆内俯冲(华夏向扬子俯冲)[25]、扬子与华北板块碰撞导致扬子―华夏间夭折裂谷的陆内加厚、对东冈瓦纳的澳大利亚―印度边缘与华南地块相互作用的响应[26]等不同的假说。

据前人研究,湘桂赣地块和武夷地块之间在寒武纪之前可能存在小洋盆[27]。大约在距今510～480 Ma，洋壳向武夷地块俯冲，形成了粤东北兴宁的I型花岗岩[28]和粤东惠阳寒武纪高滩组的酸性火山岩及武夷山的混合岩。距今480～465 Ma，为湘桂赣地块与武夷地块的主碰撞期，形成了少量壳源花岗岩和混合岩。该时期云开地区可能为武夷地块的西南缘，或者是一个独立的岛弧型地块[29]。由于加里东期岩浆作用主要集中于武夷―云开地区，地壳的变质变形作用也是在武夷―云开地区最为强烈，因此，拼合带应在武夷―云开一带，但具体位置已经难以判断。

距今465～400 Ma，武夷和湘桂赣地块处于后碰撞(造山带垮塌)的环境。由于深部山根垮塌，软流圈上涌，引起地壳深部拉张、松弛、减压，发生部分熔融形成壳源型花岗岩或混合岩。约在距今450 Ma，幔源基性岩浆岩和钾玄质岩浆岩上侵或底侵[30]，引起大规模的壳源型和壳幔混合型花岗岩形成，且越往后，壳幔混合型花岗岩越多，这和秦岭及天山地区造山带花岗岩类演化特点[31]类似。距今445～440 Ma，在海南、广西北流和粤东北地区的N-MORB或E-MORB型变玄武岩，则可能反映了局部洋盆尚未关闭或是新的拉张作用的产物。距今435～420 Ma，由于造山带垮塌，云开地区产出高镁玄武岩和辉长岩类。后碰撞阶段，虽然深部由于软流圈上涌发生伸展，但地壳中浅部应力状况则较复杂，既可由于惯性汇聚而挤压逆冲，也可发生大规模走滑，或者发生拉张伸展。因此，该时期花岗岩既有片麻状构造也有块状构造。

综上所述，赣中南加里东期花岗岩的形成时代为距今406～434 Ma，武夷和湘桂赣地块处于后碰撞的环境。然而在后碰撞期，加厚的地壳很快发生自然减薄，使岩石圈迅速进入伸展减薄的构造环境[32]。在这种特定的伸展构造环境中，导致位于中、上地壳层位的砂质、泥砂质碎屑岩发生部分熔融而形成加里东期乐安、宁冈等岩体。而陡水岩体部分熔融后再经过了斜长石及副矿物的分离结晶，形成具有高度分异演化特征的花岗岩[33]。

4 结论

(1)赣中南加里东期花岗岩主要以二长花岗岩为主，花岗闪长岩次之，以块状构造为主，局部发育片麻状构造。通过锆石U-Pb测年，获得岩体的形成时间为406～434 Ma，岩体属于加里东期晚期花岗岩。

(2)岩体地球化学数据表明，成因类型归属于S型或壳源型花岗岩范畴。

(3)赣中南加里东期花岗岩形成于后碰撞伸展构造环境，岩体属于后碰撞花岗岩。

1 Condie K C. Plate Tectonics and Crustal Evolution. 4th ed. New York: Pergamon Press, 1996.

2 Leonid I S. Postcollisional magmatism in South Tien Shan Variscan Orogenic Belt, Kyrgyzstan: Evidence for high-temperature and high-pressure collision. J Asian Earth Sci, 2007.

3 Charvet J, Shu L S, Faure M, et al. Structural development of the Lower Paleozoic belt of South China: Genesis of an intracontinental orogen. J Asian Earth Sci, 2010.

4 王德滋,林承毅,周新民.江西慈竹英云闪长岩体及其周围区域变质岩的成因.南京大学学报, 1978(1).

5 徐克勤,刘英俊,俞受,等.江西南部加里东期花岗岩的发现. 地质论评, 1960, 20 (3).

6 江西省地质矿产局.江西省区域地质志. 北京:地质出版社, 1984.

7 张芳荣,沈渭洲,舒良树,等.江西省古生代晚期花岗岩的地球化学及其地质意义.岩石学报, 2010，26(2).

8 张芳荣. 江西中-南部加里东期花岗岩地质地球化学特征及其成因. 南京大学, 2011.

9 Middlanost EAK. Naming materials in the magma/igneous rock system Earth Sci Rev. , 1994.

10 陈小明,王汝成,刘昌实，等.广东从化佛冈(主体)黑云母花岗岩定年和成因.高校地质学报, 2002，8(3).

11 孙涛,周新民.南岭东段中生代强过铝花岗岩成因及其大地构造意义.中国科学, 2003，33(12).

12 周新民.对华南花岗岩研究的若干思考.高校地质学报, 2003, 9 (4).

13 高山,骆庭川,张本仁，等.中国东部地壳的结构和组成.中国科学,1999, 29 (3).

14 陈卫锋,陈培荣,黄宏业,等.湖南白马山岩体花岗岩及其包体的年代学和地球化学研究.中国科学(地球科学),2007，37(7).

15 Pearce JA. Sources and setting of granitic rocks . Episodes , 1996，19(4).

16 Taylor S R, McLenan S M. The geochemical evolution of the continental crust.Rev Geophys, 1995，33.

17 Chappell B W, White A J R. I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt.Trans R Soc Edinburgh Earth Sci, 1992，83.

18 陈江峰,江博明. Nd、Sr、Pb同位素示踪和中国东南大陆地壳演化.见:郑永飞主编，化学地球动力学.北京:科学出版社, 1999.

19 朱炳泉.地球科学中同位素体系理论与应用.北京:科学出版社, 1998.

20 沈渭洲,凌洪飞,李武显,等.中国东南部花岗岩类Nd-Sr同位素研究.高校地质学报，1993，5(1) .

21 Liegeios JP, Navez J, Hertogen J et al. Conhasting origin of post collisional high-K calc-alkaline and shoshonitic versus alkaline and peralkaline granitoids: The use of sliding nomalization Lithos, 1998，45.

22 彭松柏, 金振民, 刘云华,等.云开造山带强过铝深熔花岗岩地球化学、年代学及构造背景. 地球科学——中国地质大学学报, 2006, 31 (1).

23 覃小锋,周府生,胡贵昂,等. 云开地块北缘MORB型火山岩的首次发现及其大地构造意义. 地质科技情报, 2005，24(3).

24 舒良树.华南前泥盆纪构造演化: 从华夏地块到加里东期造山带. 高校地质学报, 2006，12(4).

25 Faure Michel, Shu Liangshu, Wang Bo, et al. Intracontinental subduction: a possible mechanism for the Eady Palaeozoic Orogen of SE China. Terra Nova, 2009, 21 (5).

26 Wang Y J, Zhang F F, Fan W M, et al. Tectonic setting of the South China Block in the Early Paleozoic: Resolving intracontinental and ocean closure models from detrital zircon U-Pb geochronology. Tectonics , 2007，96(3-4).

27 余达淦, 管太阳, 黄国夫.华南(东)晋宁-加里东海盆地形成、演化及封闭. 华东地质学院学报,1993(4).

28 丁兴,周新民,孙涛.华南陆壳基底的幕式生长——来自广东古寨花岗闪长岩中锆石LA-IC-PMS定年信息.地质评论, 2005，51(4).

29 吴浩若,邝国敦, 王忠诚. 志留纪以来的云开地块.古地理学报, 2001 (3).

30 李光来, 华仁民, 胡东泉,等.赣南地区石雷石英闪长岩的成因:岩石化学、副矿物微量元素、锆石U-Pb年代学与Sr-Nd-Hf同位素制约.岩石学报,2010 ，26(3).

31 王涛. 花岗岩研究与大陆动力学. 地学前缘, 2000，7(增刊).

32 Turner S, Sandifond M，Foden J.Some geodynamic and compositional constraints on "postorogenic" magmatism.Geology, 1992，20.

33 Wu F Y, Jahn B M, Wilde S A，et a1.Highly fractinated I-type granites in NE China (I) : geochronology and petrogenesis. Lithos , 2003，87.