福建顺昌吴地中三叠世正长花岗岩地球化学特征及地质意义

李国文

(福建省闽北地质大队，福州，350002)

福建境内加里东期至燕山期构造-岩浆活动强烈，形成了大面积的酸性花岗岩类，且多数位于政和—大埔断裂带及以西区域。近年来，通过1∶5万大历口、安丰桥、顺昌县3幅区域地质调查工作，在顺昌大历口吴地一带厘定出正长花岗岩岩体，并通过野外地质调查和剖面测量，充分研究其规模、形态等地质特征，通过岩石地球化学和锆石U-Pb测年等测试手段，分析探讨其侵入年代以及构造环境，以期为今后找矿提供线索。

1 区域地质背景

研究区位于华南大陆东部沿海中生代岩浆带，地质构造复杂，岩浆活动频繁，侵入岩分布广泛。自古元古代以来，经历多期的构造-岩浆活动，区内有较强的变质变形作用。出露的地层主要有古元古代—早古生代变质岩、中生代陆相碎屑岩及火山碎屑岩，自加里东期至燕山晚期发育中酸性花岗岩类，其中加里东期侵入岩岩性以二长花岗岩、正长花岗岩为主，中基性侵入岩零星分布，燕山期侵入岩以正长花岗岩为主，伟晶岩、花岗斑岩零星分布。研究区构造发育，主要有政和—大埔断裂、南平—宁化断裂及其次级断裂，对该区矿产形成与分布具有明显的控制[1，2]。

吴地花岗岩岩体出露面积约14.1 km2(图1)。岩体在平面上呈不规则三角状，相对于四周古元古代南山岩组变质岩层地势较高，形成正地形。岩体与围岩接触界线呈港湾状，在二者接触带上可见岩体呈岩枝状插入围岩之中，接触部位由于热蚀变具硅化现象。

图1 顺昌吴地地区地质简图Fig.1 Geological sketch of WuDi area in Shunchang county1—第四纪全新统；2—早古生代樟翠构造混杂岩基质片岩段；3—古元古代南山岩组；4—少斑中细粒正长花岗岩；5—含斑细粒正长花岗岩；6—斑状细粒正长花岗岩；7—地质界线；8—断层线；9—正断层；10—平移断层；11—韧性断层；12—涌动侵入界线；13—脉动侵入界线；14—同位素测年样位置；15—片理产状

2 岩石学特征

顺昌吴地花岗岩岩体岩性主要为浅肉红色正长花岗岩，根据矿物成分、结构构造、接触关系等，将吴地花岗岩岩体进一步解体为少斑中细粒正长花岗岩→含斑细粒正长花岗岩→斑状细粒正长花岗等3个侵入体。少斑中细粒正长花岗岩主要分布于岩体西侧，与中部的含斑细粒正长花岗岩二者呈渐变过渡，接触界线不明显。东侧的斑状细粒正长花岗岩侵入时间较晚，在先形成的侵入体已基本固结但仍然很灼热的条件下侵入定位，体现了岩浆间歇性贯入的特点，与含斑细粒正长花岗岩呈脉动接触，接触部位见岩石矿物有次生增大现象，沿接触部位断续发育有大小不等的伟晶岩捕虏体。

岩石呈浅肉红色，块状构造，主要矿物成分为钾长石(44%～51%)、斜长石(18%～22%)、石英(25%～30%)、黑云母(2%～6%)。含斑状岩体的斑晶含量在1%～5%，成分主要为钾长石和石英。钾长石粒径为4.8～8 mm，半自形板状，表面具泥化，常见少量石英、斜长石小包体；石英斑晶呈粒状，波状消光。基质由石英、钾长石、斜长石和少量黑云母组成，粒径0.25～1.6 mm。石英呈他形粒状，钾长石呈半自形-他形粒状，发育卡氏双晶，斜长石呈半自形晶，宽板状、板状外形，具聚片双晶，隐约可见环带结构；黑云母呈自形片状(照片1)。

照片1 顺昌吴地花岗岩岩体野外岩石特征(左)及显微镜下特征(右)Photo.1 Field rock characteristics (left) and microscopic photographs (right) of WuDi granite in Shunchang county

3 样品采集及分析方法

野外共采集了3件岩石样品用于主微量元素测试(样品编号分别为PM208-10、PM208-11、PM208-13)，样品PM208-10采集在岩体中部含斑细粒正长花岗中，样品PM208-11与PM208-13均采集在岩体西部少斑中细粒正长花岗中，样品PM208-10用于锆石定年。锆石挑选由湖北地质测试中心采用浮选和电磁选方法完成，锆石U-Pb测年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，激光剥蚀斑束直径为30 μm，剥蚀深度20～40 μm，采用标准锆石91500作为锆石年龄外标，分析步骤及数据处理[3]。锆石U-Pb数据处理使用软件GLITTER4.0[4]，U-Pb谐和曲线、加权平均年龄计算和绘图采用Isoplot 3.0完成[5]。岩石主微量、稀土分析由湖北地质测试中心完成，测试过程中主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)测定，精度优于5%，微量元素用高分辨电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)分析，误差小于5%。

4 锆石U-Pb测试结果

锆石以柱状为主，晶型较完整，阴极发光图像(CL)呈灰色，均具有较清晰震荡生长环带结构(图2)，具有岩浆结晶的特征[6]。锆石U-Pb测试结果显示，锆石Th含量为164×10-6～564×10-6，U含量为167×10-6～3 076×10-6，Th/U比值为0.2～1.6，绝大多数值小于1(表1)，与典型花岗质锆石特征吻合[7]。因锆石溶蚀破碎和多次热液事件等，易造成Pb丢失，从而使207Pb/235U年龄偏小，207Pb/235U和206Pb/238U不谐和性差。对正长花岗岩样品进行18个点次分析，根据相对合理的谐和曲线投影与谐和度分析，扣除6个点(2，6，9，12，16，17)不谐和年龄，利用Isoplot 3程序进行谐和曲线投影和206Pb/238U加权平均年龄计算，获得12个点位所测的年龄值均位于U-Pb谐和图中谐和线上或附近，误差范围小，得到较为一致的207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U比值，加权平均年龄为(220.8±2.7)Ma (MSWD=0.87)，谐和图上分析点均投影在谐和线上且成群分布(图3)。因此锆石年龄为(220.8±2.7)Ma，代表了该岩体的结晶年龄为中三叠世。

图2 顺昌吴地花岗岩锆石阴极发光(CL)图像Fig.2 The image of zircon cathodoluminescence (CL) of WuDi granite in Shunchang county

图3 顺昌吴地花岗岩锆石U-Pb加权平均年龄(左)和谐和年龄图(右)Fig.3 Zircon U-Pb age-weighted mean (left) harmony and age map (right) of WuDi granite in Shunchang county

5 岩石地球化学特征

5.1 主量元素特征

岩石主量元素含量及特征显示：SiO2含量为73.66%～74.00%，平均为73.80%；Al2O3含量为12.57%～13.61%，平均为13.1%；CaO含量为0.10%～1.06%，平均值为0.5%；Na2O含量变化大，为0.17%～2.54%，平均为1.7；K2O含量为5.66%～6.48%，平均为5.96%；MgO含量为0.30%～0.43%，平均值为0.4%；全碱含量Na2O+K2O为6.65%～8.20%，平均值为7.62%，具高碱特征(表2)，在侵入岩TAS图解上，该岩石投影于花岗岩区域(图4a)；在K2O-SiO2图解上，样品落入钾玄岩系列(图4b)，在K2O+Na2O图解中钾玄岩系列(图4c)；在A/CNK-A/NK图解上投入过铝质区域(图4d)。此外，该岩石分异指数在88.74～91.60，属高度分异的岩浆岩。综上所述，吴地花岗岩总体上富硅、碱，贫钙、镁，属钾玄岩系列的过铝质正长花岗岩。

表2 顺昌吴地岩体主量元素(%)、微量元素和稀土元素(×10-6)特征

图4 吴地花岗岩体TAS(a)、SiO2-K2O(b)、Na2O-K2O(c)和A/CNK-A/NK图解(d)[8-9]Fig.4 Diagrams of TAS (a), SiO2-K2O (b), Na2O-K2O (c) and A/CNK-A/NK (d) of WuDi granite

5.2 微量、稀土元素特征

顺昌吴地花岗岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5a)和球粒陨石标准化REE配分模式图(图5b)显示，Rb、Th、Zr、Hf等明显富集，强烈亏损Ba、Sr、P和Ti，相对亏损Nb和Ta。Sr的负异常表明斜长石出现分类结晶，P的负异常表明在岩浆演化过程中磷灰石的分离结晶，是壳源岩浆的典型特征。稀土元素总含量(∑REE)为219.53×10-6～390.73×10-6，LREE/HREE比值为8.36～10.16，反映轻、重稀土分馏程度较强烈，且轻稀土相对富集；(La/Yb)N比值为8.71～13.26，表现出右倾的球粒陨石标准化分配曲线，δEu值为0.20～0.29，平均0.26，具有较为明显Eu负异常。

图5 顺昌吴地花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b)Fig.5 Microelement original mantle standardized cobweb map (a) and chondrite standardized rare earth element distribution model map (b) of WuDi granite in Shunchang county

6 讨论

6.1 岩石类型及成因

顺昌吴地花岗岩以富硅、富碱、富铝、贫铁(TFeO为1.82%～2.30%)为特征，有别于“A”型花岗岩显著富铁贫铝的特征；K2O含量为5.66%～6.48%，大于1.1%，可排除“M”型花岗岩范畴；A/CNK比值较大，绝大多数值大于1.1，显示为过铝质的“S”型花岗岩，在过铝质花岗岩中磷灰石的溶解度随SiO2的增加而上升(图6a)。此外CIPW标准矿物刚玉含量多数大于1，无透辉石。该岩石相对富集轻稀土，且LREE/HREE比值为8.36～10.16，轻重稀土分异明显，具有较明显的δEu异常，相对富集大离子亲石元素Rb、U、Th、K及高场强元素Zr、Ha等元素，亏损Ba、Nb、P、Ti等，结合岩石学及岩石地球化学特征认为顺昌吴地花岗岩属于“S”型花岗岩。

K/Rb比值是花岗岩类演化程度的重要标识[10]，Rb因其离子半径较大因而比K更不相容，往往在岩浆演化最后阶段富集，因此常用来判断演化程度。K/Rb比值一般随着岩浆演化程度的增高而减小，吴地花岗岩体K/Rb比值为140～165，属于高度分异花岗岩(图6b)。另外，该花岗岩TFeO/MgO比值较高(5.4～7.3)，Nb/Ta比值较低(6.7～9.2)。因此，笔者认为吴地花岗岩为高分异“S”型花岗岩，一般为壳源成因。

图6 顺昌吴地花岗岩P2O5-SiO2图解(a)和K/Rb-SiO2判别图[11](b)Fig.6 Discriminant maps of P2O5-SiO2(a)and K/Rb-SiO2(b) of WuDi granite in Shunchang county

6.2 构造环境

前人研究认为，福建政和—大埔断裂带内及其附近的侵入岩自加里东期至燕山期一直持续着构造岩浆活动，加里东期为板块碰撞、褶皱造山期，进入燕山期后又开始一系列的挤压-伸展应力转换作用[11-12]。顺昌吴地中三叠世正长花岗岩在Rb-Yb+Ta、Rb-Y+Nb及Y-Nb图解中投影于后碰撞环境，在lg[CaO/(K2O+Na2O]-SiO2图解中几乎全投入伸展环境区域。综合分析岩石微量元素、稀土元素特征及吴地花岗岩形成构造环境图解(图7a、7b、7c、7d)认为，区内中三叠世正长花岗岩形成于碰撞后的拉伸体制下，为后造山作用下的产物，可能为印支造山运动后地壳伸展活化，使造山带根部失稳发生减薄，在减薄之后发生减压熔融形成。

图7 顺昌吴地花岗岩形成构造环境图解[13-14]Fig.7 Tectonic environment diagram of the formation of WuDi granite in Shunchang county注：ORG—洋脊花岗岩；VAG—火山岛弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；syn—COLG—同碰撞花岗岩；post—COLG-后碰撞花岗岩

7 结论

(1)顺昌吴地花岗岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄为(220.8±2.7)Ma，属于中三叠世岩浆活动产物。

(2)该岩体显示出具有富硅、富铝、富碱、贫铁、贫镁等地球化学特征，属于过铝质的钾玄岩系列的高分异“S”型花岗岩。

(3)根据区域地质背景以及岩石微量元素构造环境判别图研究认为该岩体形成于后碰撞伸展环境下，由古老地壳重熔再经高度分离结晶作用形成。