江西印支期蔡江巖體中暗色微粒包體的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義

劉運(yùn)超，姜耀輝，青 龍，杜佛光

內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210023

華南強(qiáng)烈的印支造山運(yùn)動(dòng)形成了區(qū)內(nèi)廣布的印支期花崗巖（圖1a）。前人已對(duì)這些花崗巖開展了較深入研究，并取得了一系列研究成果。從已有的地質(zhì)年代學(xué)和地球化學(xué)數(shù)據(jù)來看，印支早期（＞231 Ma）花崗巖主要分布于華南南部，以S型花崗巖為主，而印支晚期（＜231 Ma）花崗巖主要分布于華南中—北部，以I型和A型花崗巖為主（Qing et al., 2020a, b及其中參考文獻(xiàn)）。有較多學(xué)者認(rèn)為，印支早期花崗巖的形成與華南板塊周圍地塊的碰撞拼合引起的華南陸內(nèi)造山作用有關(guān)，地殼增厚誘發(fā)地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成花崗質(zhì)巖漿，而印支晚期花崗巖形成于碰撞后伸展環(huán)境，幔源巖漿底侵誘發(fā)地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成花崗質(zhì)巖漿（Zhou et al., 2006; Wang et al., 2007; Mao et al., 2011; Ding et al., 2015; Fu et al., 2015）。但對(duì)于幔源巖漿的底侵作用還缺乏足夠的證據(jù)，這是因?yàn)槿A南印支期巖漿巖以花崗質(zhì)侵入巖為主，鎂鐵質(zhì)巖漿作用報(bào)道得很少。隨著近年來不同學(xué)者相繼在華南中—北部地區(qū)鑒別出印支晚期幔源巖漿作用，即閩中夏茂輝綠巖脈（223 Ma; Wang et al., 2013），閩西北止馬鎂鐵質(zhì)巖體（228 Ma; Jiang et al., 2015）和湖南桃江（220 Ma）以及歇馬（218 Ma）花崗質(zhì)巖體中的暗色微粒包體（Xu et al.,2014; Wang et al., 2015；圖1a），從而為幔源巖漿底侵作用提供了一定的證據(jù)。本次工作首次在江西印支晚期蔡江花崗質(zhì)巖體中發(fā)現(xiàn)了暗色微粒包體。本文報(bào)道了這些暗色微粒包體的巖相學(xué)，LAICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)和主微量元素地球化學(xué)特征，它對(duì)于進(jìn)一步討論華南印支期花崗巖形成的熱源機(jī)制具有意義。

圖1 （a）華南印支期花崗巖分布圖（Qing et al., 2020a, b）和（b）華南大地構(gòu)造位置圖（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 區(qū)域地質(zhì)背景與蔡江暗色微粒包體地質(zhì)特征

華南大陸是由揚(yáng)子地塊和華夏地塊在晚新元古代經(jīng)過碰撞拼合而形成的（Cawood et al., 2020; Liu et al., 2015），之后又先后遭受了加里東造山運(yùn)動(dòng)和印支造山運(yùn)動(dòng)以及太平洋構(gòu)造體制的影響（Zhou et al., 2006; Cawood et al.，2018; Zhao et al.，2018）。這些造山運(yùn)動(dòng)造就了華南大陸廣泛發(fā)育的巖漿巖。其中印支期是華南從古特提斯構(gòu)造域向太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)換的一個(gè)重要時(shí)期。在大約247 Ma，北印支與中印支地塊與華南板塊沿著金沙江—哀牢山—松馬縫合帶發(fā)生了碰撞拼合（Lepvrier et al., 2008;Wang et al., 2018）；之后（247~237 Ma）Sibumasu-南羌塘地塊逐漸開始與Simao、西印支和北羌塘地塊發(fā)生碰撞并最終導(dǎo)致古特提斯洋的閉合（Deng et al., 2018; Wang et al., 2018; Yang et al., 2020）；與此同時(shí)，華北板塊和華南板塊發(fā)生碰撞拼合（240~220 Ma；Ernst et al., 2007; Li et al., 2017；峰期為231±4 Ma，Liu et al., 2004），并導(dǎo)致了秦嶺—大別—蘇魯造山帶的形成。華南板塊受到周圍多塊體的影響，從而導(dǎo)致了一系列陸內(nèi)巖漿活動(dòng)的產(chǎn)生。華南印支期巖漿巖以花崗質(zhì)侵入巖為主，未見火山巖，此外尚有少量正長巖和鎂鐵質(zhì)侵入巖出露（圖1a）。印支早期花崗巖主要分布于華南南部，以S型花崗巖為主；印支晚期花崗巖主要分布于華南中—北部，以I型和A型花崗巖為主（Qing et al., 2020a, b及其中參考文獻(xiàn)）。

蔡江巖體出露于江西中部（圖1a），構(gòu)成桃山復(fù)式巖體南西部分（圖2）。巖體侵位于震旦紀(jì)—寒武紀(jì)地層中，后被燕山早期花崗巖侵入，出露面積約80 km2（圖2）。蔡江巖體主要由中粗粒似斑狀黑云母花崗巖組成，造巖礦物有鉀長石，斜長石，石英和黑云母，侵位時(shí)代為230~228 Ma（Zhao et al., 2013, 2015）。本次工作在蔡江巖體中發(fā)現(xiàn)了暗色微粒包體，這些包體呈灰黑色，礦物顆粒明顯比寄主花崗巖要細(xì)（圖3）。包體通常呈橢球狀（圖3a, b），有的呈不規(guī)則狀（圖3c, d），直徑主要在20~80 cm之間。在包體中可見淬冷邊（圖3）和反向脈（圖3a, c），有的包體含有較多的捕虜晶（圖3a）。包體具有細(xì)粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)，主要由鉀長石，斜長石，黑云母和石英組成（圖3e），并含有針狀磷灰石（圖3f）。

圖2 蔡江巖體地質(zhì)簡圖（據(jù)Zhao et al., 2013修改）Fig. 2 Sketch map showing geology of the Caijiang pluton (modified from Zhao et al., 2013)

圖3 蔡江巖體中暗色微粒包體野外（a-d）及顯微照片（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 樣品及分析方法

本次工作采集了三件包體樣品，采樣位置如圖2所示。樣品使用瑪瑙缽研磨至200目，用作元素地球化學(xué)分析。對(duì)其中一件樣品分選鋯石，開展LA-ICP-MS U-Pb定年測試。鋯石分選采用傳統(tǒng)的重液和磁法，然后在雙目鏡下手工挑純，使用環(huán)氧樹脂進(jìn)行固定并拋光，用于反射光，透射光和陰極發(fā)光拍照及U-Pb定年測試。所有分析測試均在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。

主量元素分析使用Thermo ARL 9800 XRF進(jìn)行，測試精度優(yōu)于5%。微量元素使用Finnigan Element II ICP-MS進(jìn)行測定，詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)流程參考高劍峰等（2003）。將大約50 mg的樣品粉末放入盛有氫氟酸和硝酸混合液的高壓聚四氟乙烯容器中，在大約190℃下放置48 h，待樣品完全溶解后再進(jìn)行測試分析。銠元素用來作為內(nèi)標(biāo)來監(jiān)測測試分析過程中儀器的信號(hào)漂移。所有元素的測試精度均優(yōu)于10%，大部分優(yōu)于5%。

鋯石U-Pb定年使用裝有New Wave 213-nm激光剝蝕系統(tǒng)的Agilent 7500a型ICP-MS進(jìn)行分析測試，詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)原理及測試流程見Jackson 等（2004）。采用He氣作為剝蝕物質(zhì)的載氣，通過直徑3 mm的PVC管將剝蝕物質(zhì)傳送到ICP-MS，并在進(jìn)入ICP-MS 之前與Ar氣混合，形成混合氣。儀器的工作參數(shù)為：波長213 nm，激光脈沖重復(fù)頻率5 Hz，脈沖能量為10~20 J/cm2，激光束斑直徑選擇24 μm，剝蝕時(shí)間60 s，背景測量時(shí)間40 s，停留時(shí)間206Pb、207Pb、232Th、238U依次為15、30、10、10、15 ms。鋯石標(biāo)樣GEMOC/GJ-1（207Pb/206Pb年 齡 為608.5±1.5 Ma；Jackson et al., 2004）用 來進(jìn)行元素質(zhì)量分餾校正。鋯石標(biāo)樣Mud Tank (MT)（TIMS年 齡：732±5 Ma；Black and Gulson, 1978）用作外標(biāo)對(duì)數(shù)據(jù)的重復(fù)性和儀器的穩(wěn)定性進(jìn)行優(yōu)化。每輪測試（run）包含了10~12個(gè)未知分析樣品，每輪測試都是先以兩個(gè)GJ-1和一個(gè)MT的測試開始，再以兩個(gè)GJ-1的測試結(jié)束。普通鉛的校正采用Andersen（2002）的算法。普通鉛校正完成后，運(yùn)用isoplot程序（ver.2.49, Ludwig, 2001）對(duì)樣品的測試點(diǎn)進(jìn)行年齡計(jì)算和諧和圖的繪制。每個(gè)測試點(diǎn)的Th、U含量通過與標(biāo)樣GJ-1的平均計(jì)數(shù)率比較獲得，本實(shí)驗(yàn)室標(biāo)樣的Th、U含量分別為8×10-6和330×10-6。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本次共對(duì)樣品CJ-4-3b中25顆鋯石開展LAICP-MS U-Pb定年測試，測試位置標(biāo)于鋯石陰極發(fā)光圖像中（圖4），測試結(jié)果列于表1，并示于圖5。由圖4可知，所測鋯石長約150~300 μm，寬約50~100 μm，均顯示明顯的韻律環(huán)帶。鋯石中Th和U含量變化較大，Th/U比值在0.17~2.55范圍之間，顯示出巖漿鋯石特征（Hoskin and Schaltegger，2003; Yakymchuk et al., 2018）。除 了 測 點(diǎn)5.1、11.1、13.1和25.1，其余21個(gè)測點(diǎn)在U-Pb諧和曲線上聚集成一簇，給出的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為224.3±1.3 Ma（圖5），代表了包體的結(jié)晶年齡。測 點(diǎn)11.1的206Pb/238U年 齡 為230±3 Ma，這 與 前人所報(bào)道的寄主巖年齡一致(230±2 Ma; Zhao et al.,2015)，暗示其繼承于寄主巖。而測點(diǎn)5.1、13.1和25.1分別給出95±1 Ma、90±1 Ma和85±1 Ma的206Pb/238U年齡，明顯偏離了年齡峰值群，可能是由于鉛丟失所致。

圖5 蔡江巖體中暗色微粒包體的鋯石U-Pb年齡協(xié)和圖Fig. 5 Zircon U-Pb dating concordia diagram for the mafic microgranular enclave in Caijiang pluton

表1 蔡江包體LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating for the Caijiang enclave

圖4 蔡江巖體中暗色微粒包體的鋯石陰極發(fā)光圖像Fig. 4 Zircon CL images for the mafic microgranular enclave in Caijiang pluton

3.2 主微量元素地球化學(xué)

3件包體樣品的主微量元素測試結(jié)果列于表2。由表2可知，包體的SiO2含量為57.1~66.2 wt%，它們具有相對(duì)較高的K2O和全堿含量（圖6）。與寄主花崗巖相比，包體樣品具有更高的TiO2,Fe2O3T, MnO和MgO含量（圖7）。稀土配分曲線顯示出樣品富集輕稀土元素（LREE）且呈現(xiàn)Eu的負(fù)異常特征（圖8a）；在微量元素蛛網(wǎng)圖上，包體具有較明顯的Ba和Sr以及Nb和Ta的負(fù)異常（圖8b）。

圖6 蔡江寄主巖與包體的SiO2與Na2O+K2O（a）和K2O（b）關(guān)系圖解Fig. 6 Na2O+K2O (a) and K2O (b) vs. SiO2 diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

圖8 蔡江包體的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線（a）和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖（b）Fig. 8 (a) Chondrite-normalized REE patterns and (b) primitive mantle-normalized trace element patterns for the Caijiang enclaves

3件包體樣品中有一件樣品（CJ-4-2）具有相對(duì)較低的SiO2（57.1 wt%）和較高的TiO2、Fe2O3T和MgO以及相容元素（如Co）含量（表2），與已經(jīng)報(bào)道的華南印支晚期鎂鐵質(zhì)巖石（止馬輝長巖和夏茂輝綠巖）的成分相似（圖7，9）。此外，該樣品具有比這些鎂鐵質(zhì)巖石更高的K2O含量（7.6 wt%，表2），屬于超鉀質(zhì)巖石（K2O/Na2O=4.1，MgO=3.1 wt%）。另外兩個(gè)包體樣品更接近寄主花崗巖的成分（圖7，9）。

表2 蔡江包體的主量元素（wt%）和微量元素（×10-6）數(shù)據(jù)Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) contents of the Caijiang enclaves

圖7 蔡江寄主巖與包體的哈克圖解Fig. 7 Hark diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

4 討論

4.1 包體的形成時(shí)代

本次獲得的包體LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡為224.3±1.3 Ma（圖5），表明包體形成于晚三疊世。Zhao 等（2013）和Zhao 等（2015）獲得蔡江花崗巖的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡分別為228±2 Ma和230±2 Ma。由此可見，包體與寄主花崗巖之間存在大約4~6 Ma的時(shí)差。但如果考慮到LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年誤差（約3%），可以認(rèn)為包體與寄主花崗巖基本上是同時(shí)形成的。前人先后報(bào)道了華南印支晚期幔源巖漿作用，分別為閩中夏茂輝綠巖脈（223 Ma; Wang et al., 2013），湖南桃江花崗質(zhì)巖體中的暗色微粒包體（220 Ma; Xu et al., 2014），閩西北止馬輝長質(zhì)巖體（228 Ma; Jiang et al., 2015）和湖南歇馬花崗質(zhì)巖體中的暗色微粒包體（218 Ma;Wang et al., 2015）。本次發(fā)現(xiàn)的江西蔡江暗色微粒包體的形成時(shí)代（224 Ma）與上述幔源巖漿作用時(shí)代基本一致。

4.2 包體成因

前人研究成果表明，中-酸性花崗質(zhì)巖體中含有多種類型的包體，包括圍巖地層捕虜體、花崗巖源區(qū)殘留體、同源巖漿早期堆晶體或析離體以及異源偏基性巖漿團(tuán)等。本次發(fā)現(xiàn)的暗色微粒包體具有典型的巖漿結(jié)構(gòu)，同時(shí)結(jié)合它們的形成時(shí)代，表明它們并非圍巖地層捕虜體和花崗巖源區(qū)殘留體。這些包體也沒有顯示堆晶結(jié)構(gòu)，從而表明它們也不是寄主花崗質(zhì)巖漿的早期堆晶體或析離體。這一結(jié)論得到包體化學(xué)成分的進(jìn)一步支持。如果包體代表的是寄主花崗質(zhì)巖漿的早期堆晶體或析離體，那么包體成分應(yīng)屬于低硅端元，并顯示出與寄主巖漿的線性相關(guān)關(guān)系（Tindle, 1991; Dahlquist, 2002），這與實(shí)際情況不符（圖7）。

相反，所發(fā)現(xiàn)包體的野外和巖相學(xué)特征，即淬冷邊，反向脈，長石捕虜晶和針狀磷灰石以及典型的巖漿結(jié)構(gòu)（圖3），表明它們是離散的異源偏基性巖漿團(tuán)，是幔源鎂鐵質(zhì)巖漿注入寄主花崗質(zhì)巖漿中發(fā)生對(duì)流和混染而形成的（Barbarin，2005; Jiang et al.，2009, 2012，2013; Kumar and Rino，2006;Liu et al.，2015）。樣品CJ-4-2基本不含捕虜晶，具有相對(duì)較低的SiO2（57.1 wt%）和較高的TiO2、Fe2O3T和MgO以及相容元素（如Co）含量（表2，圖7，9）?？紤]到這個(gè)樣品與所報(bào)道的印支晚期鎂鐵質(zhì)巖石（止馬輝長巖和夏茂輝綠巖）的成分相似（圖7，9），我們認(rèn)為它更接近于幔源原始巖漿成分。該樣品顯示出中等程度的負(fù)Eu異常（圖8a），表明幔源原始巖漿發(fā)生了一定程度的斜長石的分離結(jié)晶作用。Jiang 等（2015）研究了閩西北印支晚期止馬鎂鐵質(zhì)巖石（SiO2=49.4~56.7 wt%）的成因，它們屬于鉀質(zhì)巖石（0.5＜K2O/Na2O＜2），起源于交代巖石圈地幔（金云母輝石巖脈+橄欖巖）的部分熔融。樣品CJ-4-2與止馬鎂鐵質(zhì)巖石相比，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（圖7，9）。不同的是該樣品屬于超鉀質(zhì)巖石（K2O/Na2O＞2，MgO＞3.1 wt%），類似于秦嶺造山帶印支晚期花崗質(zhì)巖體中的超鉀質(zhì)包體（Jiang et al., 2012），更有可能是通過巖石圈地幔中交代成因的金云母輝石巖脈發(fā)生部分熔融而形成的（Foley, 1992; Jiang et al.,2012）。其余兩個(gè)包體樣品含有捕虜晶，并顯示出與寄主花崗巖成分混合趨勢（圖7，9），因而它們更有可能是通過巖漿混合作用形成的。

4.3 地質(zhì)意義

圖9 蔡江寄主巖與包體的Fe2O3T+MgO與TiO2（a）、Co（b）、Hf（c）和Th（d）的關(guān)系圖解（數(shù)據(jù)來源同圖7）Fig. 9 TiO2 (a), Co (b), Hf (c) and Th (d) vs. Fe2O3T+MgO diagrams for the Caijiang host rocks and enclaves

前人已對(duì)蔡江花崗巖開展了巖石成因研究（Zhao et al., 2013, 2015）。Zhao等（2013）認(rèn)為蔡江花崗質(zhì)巖石是在早期熱事件中麻粒巖化了的前寒武紀(jì)基底變質(zhì)巖發(fā)生部分熔融而形成的，屬于A型花崗巖；Zhao等（2015）則認(rèn)為蔡江花崗質(zhì)巖石的源巖是變質(zhì)沉積巖，因而屬于S型花崗巖，只不過它們形成的溫度較高。無論哪一種情況均需要幔源熱的加入。本次暗色微粒包體的發(fā)現(xiàn)，為幔源巖漿底侵提供了直接證據(jù)，從而為蔡江花崗質(zhì)巖石形成于較高溫度提供佐證。從已報(bào)道的印支晚期幔源巖漿作用[閩中夏茂輝綠巖脈（223 Ma; Wang et al.,2013），閩西北止馬輝長質(zhì)巖體（228 Ma；Jiang et al., 2015），湖南桃江（220 Ma）和歇馬（218 Ma）花崗質(zhì)巖體中的暗色微粒包體（Xu et al., 2014;Wang et al., 2015）以及本次工作發(fā)現(xiàn)的江西蔡江暗色微粒包體（224 Ma）]的時(shí)空分布特征（圖1a）來看，華南中—北部地區(qū)在印支晚期很有可能存在較大規(guī)模的幔源巖漿底侵作用。這種幔源巖漿底侵作用為華南中—北部地區(qū)廣布的印支晚期I型和A型花崗巖的形成提供了熱源。

華南印支早期花崗巖主要分布于華南南部（圖1a），以S型花崗巖為主（Qing et al., 2020a, b及其中參考文獻(xiàn)）。Wang等（2007）通過研究認(rèn)為，印支早期花崗巖的形成與華南板塊周圍地塊的碰撞拼合引起的華南陸內(nèi)造山作用有關(guān)，地殼增厚誘發(fā)地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成花崗質(zhì)巖漿。印支晚期花崗巖主要分布于華南中—北部（圖1a），以I型和A型花崗巖為主（Qing et al., 2020a, b及其中參考文獻(xiàn)）。I型和A型花崗巖的形成需要更高的溫度，因而需要幔源熱的加入。幔源巖漿底侵作用是形成這些花崗巖最可能的熱源機(jī)制。本次暗色微粒包體的發(fā)現(xiàn)，結(jié)合前人已經(jīng)報(bào)道的印支晚期幔源巖漿作用，為華南中—北部地區(qū)印支晚期幔源巖漿底侵作用提供了直接證據(jù)。

5 結(jié)論

（1）本次工作在江西蔡江花崗質(zhì)巖體中發(fā)現(xiàn)了暗色微粒包體。這些包體的地質(zhì)和巖相學(xué)以及LAICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)和元素地球化學(xué)特征表明它們是離散的幔源偏基性巖漿團(tuán)或者是幔源與寄主巖漿混合的產(chǎn)物。包體形成于晚三疊世（224 Ma），與前人已經(jīng)報(bào)道的華南印支晚期幔源巖漿作用時(shí)代（228~218 Ma）相一致。

（2）原始包體巖漿屬于超鉀質(zhì)巖漿，可能是通過巖石圈地幔中交代成因的金云母輝石巖脈發(fā)生部分熔融而形成的。

（3）暗色微粒包體的發(fā)現(xiàn)為幔源巖漿底侵提供了直接證據(jù)，從而為蔡江花崗質(zhì)巖石形成于較高溫度提供佐證。本次工作對(duì)于進(jìn)一步探討華南印支期花崗巖形成的熱源機(jī)制具有意義。