刘运超，姜耀辉，青 龙，杜佛光

内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023

华南强烈的印支造山运动形成了区内广布的印支期花岗岩（图1a）。前人已对这些花岗岩开展了较深入研究，并取得了一系列研究成果。从已有的地质年代学和地球化学数据来看，印支早期（＞231 Ma）花岗岩主要分布于华南南部，以S型花岗岩为主，而印支晚期（＜231 Ma）花岗岩主要分布于华南中—北部，以I型和A型花岗岩为主（Qing et al., 2020a, b及其中参考文献）。有较多学者认为，印支早期花岗岩的形成与华南板块周围地块的碰撞拼合引起的华南陆内造山作用有关，地壳增厚诱发地壳物质发生部分熔融形成花岗质岩浆，而印支晚期花岗岩形成于碰撞后伸展环境，幔源岩浆底侵诱发地壳物质发生部分熔融形成花岗质岩浆（Zhou et al., 2006; Wang et al., 2007; Mao et al., 2011; Ding et al., 2015; Fu et al., 2015）。但对于幔源岩浆的底侵作用还缺乏足够的证据，这是因为华南印支期岩浆岩以花岗质侵入岩为主，镁铁质岩浆作用报道得很少。随着近年来不同学者相继在华南中—北部地区鉴别出印支晚期幔源岩浆作用，即闽中夏茂辉绿岩脉（223 Ma; Wang et al., 2013），闽西北止马镁铁质岩体（228 Ma; Jiang et al., 2015）和湖南桃江（220 Ma）以及歇马（218 Ma）花岗质岩体中的暗色微粒包体（Xu et al.,2014; Wang et al., 2015；图1a），从而为幔源岩浆底侵作用提供了一定的证据。本次工作首次在江西印支晚期蔡江花岗质岩体中发现了暗色微粒包体。本文报道了这些暗色微粒包体的岩相学，LAICP-MS锆石U-Pb年代学和主微量元素地球化学特征，它对于进一步讨论华南印支期花岗岩形成的热源机制具有意义。

图1 （a）华南印支期花岗岩分布图（Qing et al., 2020a, b）和（b）华南大地构造位置图（Wang et al., 2005）Fig. 1 Sketch map showing the (a) distribution of the Indosinian granites (Qing et al., 2020a, b) and (b) geological tectonic location(Wang et al., 2005) of South China Block

1 区域地质背景与蔡江暗色微粒包体地质特征

华南大陆是由扬子地块和华夏地块在晚新元古代经过碰撞拼合而形成的（Cawood et al., 2020; Liu et al., 2015），之后又先后遭受了加里东造山运动和印支造山运动以及太平洋构造体制的影响（Zhou et al., 2006; Cawood et al.，2018; Zhao et al.，2018）。这些造山运动造就了华南大陆广泛发育的岩浆岩。其中印支期是华南从古特提斯构造域向太平洋构造域转换的一个重要时期。在大约247 Ma，北印支与中印支地块与华南板块沿着金沙江—哀牢山—松马缝合带发生了碰撞拼合（Lepvrier et al., 2008;Wang et al., 2018）；之后（247~237 Ma）Sibumasu-南羌塘地块逐渐开始与Simao、西印支和北羌塘地块发生碰撞并最终导致古特提斯洋的闭合（Deng et al., 2018; Wang et al., 2018; Yang et al., 2020）；与此同时，华北板块和华南板块发生碰撞拼合（240~220 Ma；Ernst et al., 2007; Li et al., 2017；峰期为231±4 Ma，Liu et al., 2004），并导致了秦岭—大别—苏鲁造山带的形成。华南板块受到周围多块体的影响，从而导致了一系列陆内岩浆活动的产生。华南印支期岩浆岩以花岗质侵入岩为主，未见火山岩，此外尚有少量正长岩和镁铁质侵入岩出露（图1a）。印支早期花岗岩主要分布于华南南部，以S型花岗岩为主；印支晚期花岗岩主要分布于华南中—北部，以I型和A型花岗岩为主（Qing et al., 2020a, b及其中参考文献）。

蔡江岩体出露于江西中部（图1a），构成桃山复式岩体南西部分（图2）。岩体侵位于震旦纪—寒武纪地层中，后被燕山早期花岗岩侵入，出露面积约80 km2（图2）。蔡江岩体主要由中粗粒似斑状黑云母花岗岩组成，造岩矿物有钾长石，斜长石，石英和黑云母，侵位时代为230~228 Ma（Zhao et al., 2013, 2015）。本次工作在蔡江岩体中发现了暗色微粒包体，这些包体呈灰黑色，矿物颗粒明显比寄主花岗岩要细（图3）。包体通常呈椭球状（图3a, b），有的呈不规则状（图3c, d），直径主要在20~80 cm之间。在包体中可见淬冷边（图3）和反向脉（图3a, c），有的包体含有较多的捕虏晶（图3a）。包体具有细粒半自形粒状结构，主要由钾长石，斜长石，黑云母和石英组成（图3e），并含有针状磷灰石（图3f）。

图2 蔡江岩体地质简图（据Zhao et al., 2013修改）Fig. 2 Sketch map showing geology of the Caijiang pluton (modified from Zhao et al., 2013)

图3 蔡江岩体中暗色微粒包体野外（a-d）及显微照片（e-f，正交偏光）Fig. 3 Representative field (a-d) and microscope (e-f, under crossed-polar conditions) photographs of mafic microgranular enclaves in Caijiang pluton

2 样品及分析方法

本次工作采集了三件包体样品，采样位置如图2所示。样品使用玛瑙钵研磨至200目，用作元素地球化学分析。对其中一件样品分选锆石，开展LA-ICP-MS U-Pb定年测试。锆石分选采用传统的重液和磁法，然后在双目镜下手工挑纯，使用环氧树脂进行固定并抛光，用于反射光，透射光和阴极发光拍照及U-Pb定年测试。所有分析测试均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行。

主量元素分析使用Thermo ARL 9800 XRF进行，测试精度优于5%。微量元素使用Finnigan Element II ICP-MS进行测定，详细的实验流程参考高剑峰等（2003）。将大约50 mg的样品粉末放入盛有氢氟酸和硝酸混合液的高压聚四氟乙烯容器中，在大约190℃下放置48 h，待样品完全溶解后再进行测试分析。铑元素用来作为内标来监测测试分析过程中仪器的信号漂移。所有元素的测试精度均优于10%，大部分优于5%。

锆石U-Pb定年使用装有New Wave 213-nm激光剥蚀系统的Agilent 7500a型ICP-MS进行分析测试，详细的实验原理及测试流程见Jackson 等（2004）。采用He气作为剥蚀物质的载气，通过直径3 mm的PVC管将剥蚀物质传送到ICP-MS，并在进入ICP-MS 之前与Ar气混合，形成混合气。仪器的工作参数为：波长213 nm，激光脉冲重复频率5 Hz，脉冲能量为10~20 J/cm2，激光束斑直径选择24 μm，剥蚀时间60 s，背景测量时间40 s，停留时间206Pb、207Pb、232Th、238U依次为15、30、10、10、15 ms。锆石标样GEMOC/GJ-1（207Pb/206Pb年 龄 为608.5±1.5 Ma；Jackson et al., 2004）用 来进行元素质量分馏校正。锆石标样Mud Tank (MT)（TIMS年 龄：732±5 Ma；Black and Gulson, 1978）用作外标对数据的重复性和仪器的稳定性进行优化。每轮测试（run）包含了10~12个未知分析样品，每轮测试都是先以两个GJ-1和一个MT的测试开始，再以两个GJ-1的测试结束。普通铅的校正采用Andersen（2002）的算法。普通铅校正完成后，运用isoplot程序（ver.2.49, Ludwig, 2001）对样品的测试点进行年龄计算和谐和图的绘制。每个测试点的Th、U含量通过与标样GJ-1的平均计数率比较获得，本实验室标样的Th、U含量分别为8×10-6和330×10-6。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次共对样品CJ-4-3b中25颗锆石开展LAICP-MS U-Pb定年测试，测试位置标于锆石阴极发光图像中（图4），测试结果列于表1，并示于图5。由图4可知，所测锆石长约150~300 μm，宽约50~100 μm，均显示明显的韵律环带。锆石中Th和U含量变化较大，Th/U比值在0.17~2.55范围之间，显示出岩浆锆石特征（Hoskin and Schaltegger，2003; Yakymchuk et al., 2018）。除 了 测 点5.1、11.1、13.1和25.1，其余21个测点在U-Pb谐和曲线上聚集成一簇，给出的206Pb/238U加权平均年龄为224.3±1.3 Ma（图5），代表了包体的结晶年龄。测 点11.1的206Pb/238U年 龄 为230±3 Ma，这 与 前人所报道的寄主岩年龄一致(230±2 Ma; Zhao et al.,2015)，暗示其继承于寄主岩。而测点5.1、13.1和25.1分别给出95±1 Ma、90±1 Ma和85±1 Ma的206Pb/238U年龄，明显偏离了年龄峰值群，可能是由于铅丢失所致。

图5 蔡江岩体中暗色微粒包体的锆石U-Pb年龄协和图Fig. 5 Zircon U-Pb dating concordia diagram for the mafic microgranular enclave in Caijiang pluton

表1 蔡江包体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating for the Caijiang enclave

图4 蔡江岩体中暗色微粒包体的锆石阴极发光图像Fig. 4 Zircon CL images for the mafic microgranular enclave in Caijiang pluton

3.2 主微量元素地球化学

3件包体样品的主微量元素测试结果列于表2。由表2可知，包体的SiO2含量为57.1~66.2 wt%，它们具有相对较高的K2O和全碱含量（图6）。与寄主花岗岩相比，包体样品具有更高的TiO2,Fe2O3T, MnO和MgO含量（图7）。稀土配分曲线显示出样品富集轻稀土元素（LREE）且呈现Eu的负异常特征（图8a）；在微量元素蛛网图上，包体具有较明显的Ba和Sr以及Nb和Ta的负异常（图8b）。

图6 蔡江寄主岩与包体的SiO2与Na2O+K2O（a）和K2O（b）关系图解Fig. 6 Na2O+K2O (a) and K2O (b) vs. SiO2 diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

图8 蔡江包体的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）Fig. 8 (a) Chondrite-normalized REE patterns and (b) primitive mantle-normalized trace element patterns for the Caijiang enclaves

3件包体样品中有一件样品（CJ-4-2）具有相对较低的SiO2（57.1 wt%）和较高的TiO2、Fe2O3T和MgO以及相容元素（如Co）含量（表2），与已经报道的华南印支晚期镁铁质岩石（止马辉长岩和夏茂辉绿岩）的成分相似（图7，9）。此外，该样品具有比这些镁铁质岩石更高的K2O含量（7.6 wt%，表2），属于超钾质岩石（K2O/Na2O=4.1，MgO=3.1 wt%）。另外两个包体样品更接近寄主花岗岩的成分（图7，9）。

表2 蔡江包体的主量元素（wt%）和微量元素（×10-6）数据Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) contents of the Caijiang enclaves

图7 蔡江寄主岩与包体的哈克图解Fig. 7 Hark diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

4 讨论

4.1 包体的形成时代

本次获得的包体LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄为224.3±1.3 Ma（图5），表明包体形成于晚三叠世。Zhao 等（2013）和Zhao 等（2015）获得蔡江花岗岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄分别为228±2 Ma和230±2 Ma。由此可见，包体与寄主花岗岩之间存在大约4~6 Ma的时差。但如果考虑到LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年误差（约3%），可以认为包体与寄主花岗岩基本上是同时形成的。前人先后报道了华南印支晚期幔源岩浆作用，分别为闽中夏茂辉绿岩脉（223 Ma; Wang et al., 2013），湖南桃江花岗质岩体中的暗色微粒包体（220 Ma; Xu et al., 2014），闽西北止马辉长质岩体（228 Ma; Jiang et al., 2015）和湖南歇马花岗质岩体中的暗色微粒包体（218 Ma;Wang et al., 2015）。本次发现的江西蔡江暗色微粒包体的形成时代（224 Ma）与上述幔源岩浆作用时代基本一致。

4.2 包体成因

前人研究成果表明，中-酸性花岗质岩体中含有多种类型的包体，包括围岩地层捕虏体、花岗岩源区残留体、同源岩浆早期堆晶体或析离体以及异源偏基性岩浆团等。本次发现的暗色微粒包体具有典型的岩浆结构，同时结合它们的形成时代，表明它们并非围岩地层捕虏体和花岗岩源区残留体。这些包体也没有显示堆晶结构，从而表明它们也不是寄主花岗质岩浆的早期堆晶体或析离体。这一结论得到包体化学成分的进一步支持。如果包体代表的是寄主花岗质岩浆的早期堆晶体或析离体，那么包体成分应属于低硅端元，并显示出与寄主岩浆的线性相关关系（Tindle, 1991; Dahlquist, 2002），这与实际情况不符（图7）。

相反，所发现包体的野外和岩相学特征，即淬冷边，反向脉，长石捕虏晶和针状磷灰石以及典型的岩浆结构（图3），表明它们是离散的异源偏基性岩浆团，是幔源镁铁质岩浆注入寄主花岗质岩浆中发生对流和混染而形成的（Barbarin，2005; Jiang et al.，2009, 2012，2013; Kumar and Rino，2006;Liu et al.，2015）。样品CJ-4-2基本不含捕虏晶，具有相对较低的SiO2（57.1 wt%）和较高的TiO2、Fe2O3T和MgO以及相容元素（如Co）含量（表2，图7，9）。考虑到这个样品与所报道的印支晚期镁铁质岩石（止马辉长岩和夏茂辉绿岩）的成分相似（图7，9），我们认为它更接近于幔源原始岩浆成分。该样品显示出中等程度的负Eu异常（图8a），表明幔源原始岩浆发生了一定程度的斜长石的分离结晶作用。Jiang 等（2015）研究了闽西北印支晚期止马镁铁质岩石（SiO2=49.4~56.7 wt%）的成因，它们属于钾质岩石（0.5＜K2O/Na2O＜2），起源于交代岩石圈地幔（金云母辉石岩脉+橄榄岩）的部分熔融。样品CJ-4-2与止马镁铁质岩石相比，具有相似的TiO2、Fe2O3T和MgO以及相容元素（如Co）和不相容元素（如Hf、Th）含量（图7，9）。不同的是该样品属于超钾质岩石（K2O/Na2O＞2，MgO＞3.1 wt%），类似于秦岭造山带印支晚期花岗质岩体中的超钾质包体（Jiang et al., 2012），更有可能是通过岩石圈地幔中交代成因的金云母辉石岩脉发生部分熔融而形成的（Foley, 1992; Jiang et al.,2012）。其余两个包体样品含有捕虏晶，并显示出与寄主花岗岩成分混合趋势（图7，9），因而它们更有可能是通过岩浆混合作用形成的。

4.3 地质意义

图9 蔡江寄主岩与包体的Fe2O3T+MgO与TiO2（a）、Co（b）、Hf（c）和Th（d）的关系图解（数据来源同图7）Fig. 9 TiO2 (a), Co (b), Hf (c) and Th (d) vs. Fe2O3T+MgO diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

前人已对蔡江花岗岩开展了岩石成因研究（Zhao et al., 2013, 2015）。Zhao等（2013）认为蔡江花岗质岩石是在早期热事件中麻粒岩化了的前寒武纪基底变质岩发生部分熔融而形成的，属于A型花岗岩；Zhao等（2015）则认为蔡江花岗质岩石的源岩是变质沉积岩，因而属于S型花岗岩，只不过它们形成的温度较高。无论哪一种情况均需要幔源热的加入。本次暗色微粒包体的发现，为幔源岩浆底侵提供了直接证据，从而为蔡江花岗质岩石形成于较高温度提供佐证。从已报道的印支晚期幔源岩浆作用[闽中夏茂辉绿岩脉（223 Ma; Wang et al.,2013），闽西北止马辉长质岩体（228 Ma；Jiang et al., 2015），湖南桃江（220 Ma）和歇马（218 Ma）花岗质岩体中的暗色微粒包体（Xu et al., 2014;Wang et al., 2015）以及本次工作发现的江西蔡江暗色微粒包体（224 Ma）]的时空分布特征（图1a）来看，华南中—北部地区在印支晚期很有可能存在较大规模的幔源岩浆底侵作用。这种幔源岩浆底侵作用为华南中—北部地区广布的印支晚期I型和A型花岗岩的形成提供了热源。

华南印支早期花岗岩主要分布于华南南部（图1a），以S型花岗岩为主（Qing et al., 2020a, b及其中参考文献）。Wang等（2007）通过研究认为，印支早期花岗岩的形成与华南板块周围地块的碰撞拼合引起的华南陆内造山作用有关，地壳增厚诱发地壳物质发生部分熔融形成花岗质岩浆。印支晚期花岗岩主要分布于华南中—北部（图1a），以I型和A型花岗岩为主（Qing et al., 2020a, b及其中参考文献）。I型和A型花岗岩的形成需要更高的温度，因而需要幔源热的加入。幔源岩浆底侵作用是形成这些花岗岩最可能的热源机制。本次暗色微粒包体的发现，结合前人已经报道的印支晚期幔源岩浆作用，为华南中—北部地区印支晚期幔源岩浆底侵作用提供了直接证据。

5 结论

（1）本次工作在江西蔡江花岗质岩体中发现了暗色微粒包体。这些包体的地质和岩相学以及LAICP-MS锆石U-Pb年代学和元素地球化学特征表明它们是离散的幔源偏基性岩浆团或者是幔源与寄主岩浆混合的产物。包体形成于晚三叠世（224 Ma），与前人已经报道的华南印支晚期幔源岩浆作用时代（228~218 Ma）相一致。

（2）原始包体岩浆属于超钾质岩浆，可能是通过岩石圈地幔中交代成因的金云母辉石岩脉发生部分熔融而形成的。

（3）暗色微粒包体的发现为幔源岩浆底侵提供了直接证据，从而为蔡江花岗质岩石形成于较高温度提供佐证。本次工作对于进一步探讨华南印支期花岗岩形成的热源机制具有意义。