关于南岭花岗岩及其成矿作用问题的思考——与吴福元教授等商榷

汪相

南京大学地球科学与工程学院,南京,210023

内容提要：笔者等针对吴福元等(2023)“南岭高分异花岗岩成岩与成矿”一文(后简称“吴文”)提出两个不同认识:① 南岭地区广泛出露的燕山早期花岗岩,常构成复式花岗岩体的主体。吴文依靠3个幔源物质(玄武岩、微粒包体和基性岩脉)的证据,认为这些花岗岩是壳幔相互作用的产物。笔者认为这些“幔源物质”的存在不足以作为“壳幔相互作用”的证据,南岭燕山早期花岗岩实际上为沿着地壳剪压断裂主动侵位的同造山花岗岩(主体花岗岩)。② 吴文认为,这些复式花岗岩体中的补体花岗岩(小岩体)也是燕山早期的,为“同源岩浆”的高分异演化的产物。笔者等对前半句持否定性的看法,但认同后半句的结论,并以完全不同的方式表明,初始花岗岩浆是在重力和热量对流下的深部岩浆房中经历20 Ma以上的分离结晶作用,才可能在岩浆房上部形成含巨量成矿物质的残余花岗岩浆。这些残余花岗岩浆在早白垩世的拉张环境中,快速地被动上侵而溶离成两部分 (流体和熔体),分别形成岩浆热液矿床和造山后花岗岩(补体花岗岩)。

《岩石学报》2023年第39卷第1期刊登了吴福元等(2023)“南岭高分异花岗岩成岩与成矿”一文(后简称“吴文”)。这篇36页的长文涉及南岭地区燕山期花岗岩类型、花岗岩浆房、岩浆分异结晶作用和花岗岩成矿能力等方面的基本问题,颇有精彩、独到的见解。笔者对南岭燕山期花岗岩的成岩与成矿作用已有较长时间的研究,并取得了若干重要认识(Wang Xiang et al.,2016,2017,2021;Wang Xiang and Ren Minghua,2018;汪相和楼法生,2022)(笔者注:吴文的文献表中未见笔者的这些文章,深感遗憾)。在拜读吴文之后,产生了许多思考和疑惑,遂成此文,迫切希望见诸刊物而获得吴文作者和广大地质同行赐教,进而引起学界对南岭花岗岩及其矿产问题的深刻反思。笔者按惯例首先投稿此文于《岩石学报》,可惜未被接受。

1 关于南岭花岗岩的成岩机制

“南岭花岗岩是我国地质科学研究的一颗璀璨明珠。它的研究不仅极大地促进了我们对华南地质演化的理解,也在很大程度上保障了我国稀有金属资源的供给”(吴福元等,2023)。在南岭地区,出露面积最大的是燕山期花岗岩(孙涛,2006),而“绝大部分燕山期岩体均为燕山早期”(吴福元等,2023)。

关于南岭燕山早期花岗岩的成岩机制问题,一直存在着多种认识。多数学者(李献华等,1997;李文达等,1998;毛建仁等,1998;邓平等,2002;崔学军等,2003;曾志方,2006;董树文等,2007;全铁军等,2012;党飞鹏等,2014;Wang Xiang et al.,2021;汪相和楼法生,2022)认为,燕山运动早期的挤压作用导致南岭地区地壳加厚及地温梯度上升,并伴随着剪切带的摩擦热和变质流体的活动,诱发了中地壳内部发生深熔作用,从而产生大量的花岗岩浆。当这些花岗岩浆沿着深大断裂主动侵位至上地壳时,形成了燕山早期大规模的壳源花岗岩(产状为岩基或岩株),它们的定位年龄集中在150～160 Ma范围内(中国科学院贵阳地球化学研究所,1979;地质矿产部南岭项目花岗岩专题组,1989;李献华等,1997;毛建仁等,1997;翟裕生等,1999;华仁民,2005;Wang Xiang et al.,2021;汪相和楼法生,2022)。然而,亦有少数学者(陈毓川等,1989;周新民和李武显,2000;Li Zhengxiang and Li Xianhua,2007;吴福元等,2023)认为,南岭燕山早期花岗岩是壳幔相互作用的结果,至少是幔源基性岩浆提供了地壳部分熔融产生花岗岩浆的热量。具体地说,在燕山早期华南地区发生软流圈上涌,导致幔源玄武岩浆底侵在壳幔边界,其巨大的热量引发壳源花岗岩浆的生成(周新民和李武显,2000;Li Zhengxiang and Li Xianhua,2007)。

吴文针对南岭燕山早期花岗岩强调了“壳幔相互作用是华南花岗岩研究的重要内容”,并指出了南岭地区存在3种幔源物质(玄武岩、微粒包体和基性岩脉)(吴福元等,2023),被认作为该壳幔作用假说的关键证据。对此,笔者不敢苟同,提出下列质疑:

(1)玄武岩。吴文提到的3个玄武岩分别是道县拉斑玄武岩、宁远碱性玄武岩和宜章拉斑玄武岩,它们的喷发年龄分别是150 Ma(全岩Ar-Ar法,Li Xianhua et al.,2004)、177 Ma(全岩K-Ar法,赵振华等,1988)和178 Ma(黑云母Ar-Ar法,刘勇等,2012)。从空间上看,这3个玄武岩集中出现在湘南地区(靠近南岭的西端),而燕山早期的特大花岗岩基(如佛冈、大东山花岗岩基)主要出现在粤北地区(靠近南岭的东段),两者相距甚远;从时间上看,这3个玄武岩的喷发年龄与南岭燕山早期花岗岩的定位年龄(150～160 Ma)并不一致,甚至出现无法解释的滞后性(如道县拉斑玄武岩的150 Ma 的喷发年龄);从构造上看,部分玄武岩浆在177～178 Ma已经喷发,而“伸展体制”下的燕山早期花岗岩(吴福元等,2023)的峰值年龄为155 Ma左右(中国科学院贵阳地球化学研究所,1979;地质矿产部南岭项目花岗岩专题组,1989;李献华等,1997;毛建仁等,1997;翟裕生等,1999;华仁民,2005;Wang Xiang et al.,2021;汪相和楼法生,2022),这意味着伸展环境持续了20 Ma以上,而这种事实上的推测无法获得相应的构造—岩石学证据的支持(笔者注:在南岭地区并没有出现晚侏罗世的裂谷或双峰式火山)。

(2)微粒包体。吴文认为,“壳幔相互作用的第二个记录是花岗岩体中包含的微粒包体”,“反映花岗岩形成过程中有软流圈亏损地幔物质的贡献”。汪相(2023)在大量文献资料研究的基础上总结出,微粒包体可以在矿物组成、微量元素和同位素成分上显示出与寄主花岗岩的同源性,更特殊的是,一方面,它们的n(87Sr)/n(86Sr)初始比值可以远远大于0.710(如:0.71036～0.71210,据马乐天等,2010;0.71225,据李增达等,2018),而εNd(t)值可以为很大的负值(如:-25～-14,据陈斌等,2009;-12.7～-5.8,据李跃等,2019);另一方面,它们可以出现在S型花岗岩中(如:湖南锡田黑云母花岗岩,据陈迪等,2014),甚至在最典型的S型花岗岩中(如:广西大容山含堇青石花岗岩,据方清浩等,1987)。这些特征并不显示,微粒包体与幔源岩浆之间有着必然的联系。最新的微粒包体成因研究表明,由于同造山花岗岩浆的主动侵位而产生“负压力”(因减荷而降压)可以导致岩浆房下部呈晶粥状态的闪长质层(高熔点矿物+粒间黏性花岗岩浆)发生等温减压熔融作用而形成少量的中性岩浆;同时,在同造山花岗岩浆上侵作用的虹吸效应下,更少量的中性岩浆(即包体岩浆)沿着花岗岩浆的上升通道,“注入”进较早上侵但并未固结的花岗岩浆中,冷凝而形成暗色微粒包体(汪相,2023)。因此,“微粒包体是一种壳源花岗岩浆作用范畴内的岩石学现象,而不能视作为壳幔岩浆混合作用的证据”(汪相,2023)。

(3)基性岩(脉)。吴文首先提到了“佛冈岩体东北侧的乌石岩体”,而“乌石闪长岩—角闪辉长岩是一种少见的高n(87Sr)/n(86Sr)初始比值(0.71256～0.71318)、低εNd(t)值(-7.32～-7.92)中基性岩浆岩”(徐夕生等,2007),并不显示它们来自软流圈地幔。尽管“有很多矿区在花岗岩岩浆活动的最后都有辉绿(玢)岩、闪长(玢)岩、煌斑岩等的侵入”(陈毓川等,1989),但是,“多被认为是花岗岩岩浆期后的产物,与花岗岩本身的形成无关”(吴福元等,2023)。它们在产状上多呈脉体出现,其微弱的体量(及其热量)难以与岩基状的花岗岩体相匹配。而后期侵入在花岗岩体中的煌斑岩脉绝大多数是以黑云母和斜长石为主要矿物成分的钙碱性煌斑岩(Rock,1984),它们的同位素成分也可以呈现高度的壳源性(徐红和徐光平,2000;程彦博,2012)。因此,上述基性岩(脉)的零星出现并不能充分地说明大规模幔源基性岩浆的存在及其对花岗岩浆形成的作用。

通过本文对这3个“幔源物质”作为“基性岩浆底侵作用”证据的质疑,笔者并不认为,南岭燕山早期花岗岩的形成与壳幔作用有关。从纵向上看,孙涛等(2003)认为,燕山早期南岭地区的地壳厚度增加到50 km左右;而万天丰等(2008)推断,华南花岗岩浆房位于地壳中20 km左右深处;这意味着底侵在壳幔边界的幔源基性岩浆(周新民和李武显,2000)的热量(及少量物质,如吴文所述)必须经过30 km左右的下地壳(硅镁层)才能作用于中地壳(硅铝层)并导致南岭地区大规模的燕山早期花岗岩的形成,其假说性已然超出实证的可能性。从横向上看,南岭地区遍布大小不等的燕山早期花岗岩体,是否意味着底侵的幔源基性岩浆也呈面型分布?伸展机制下可以出现大面积的基性岩浆底侵作用而几乎未见基性侵入岩与火山岩? 花岗岩体的体积大小与基性岩浆底侵作用的强弱呈正相关性?如果说南岭地区燕山早期的构造—岩浆作用的动力来源于有迹可循的多板块拼贴(董树文等,2007),那么“基性岩浆底侵作用”的动力来源又是什么?遗憾地是,吴文并没有直面这些必然的问题而作出些许探讨和解释。事实上,在南岭地区绝大多数燕山早期花岗岩已被确认为S型花岗岩(李献华等,1997;毛建仁等,1998;翟裕生等,1999;肖庆辉等,2002;华仁民等,2005;付建明等,2011),形成于强烈的挤压环境(李文达等,1998;翟裕生等,1999;董树文等,2007;万天丰和赵庆乐,2012),属于同造山花岗岩(李献华等,1997;舒良树,2007;Wang Xiang et al.,2021;汪相和楼法生,2022)。换言之,南岭地区燕山早期花岗岩的形成与伸展环境下的壳幔作用几无关系。

2 关于南岭花岗岩的成矿作用

在20世纪60年代冶金部地质局的姚培慧总工程师曾指出:“70%的矿与小岩体有关”(见:张旗,2013)。后来,“小岩体成大矿”这一经验性认识得到普遍地认可(赫英,1991;许以明等,2011;祝新友等,2012;Wang Xiang et al.,2017,2021;汪相和楼法生,2022)。所谓“小岩体”,是指呈岩株、岩瘤、岩脉状产出的补体花岗岩,在南岭地区它们的出露面积通常小于1 km2(章锦统和夏卫华,1988;祝新友等,2012)。然而,尽管它们的成矿元素的丰度极高(如:平均W含量为242.3×10-6,据中国科学院贵阳地球化学研究所,1979),通过质量平衡计算,如此小体积的富钨花岗岩是不可能分异出万吨级以上的大型钨矿的,因此它们不能被认作为“成矿母岩”(汪相和楼法生,2022)。笔者认识到,这种“补体花岗岩(小岩体)”与岩浆热液矿床之间的联系既相关又难解的原因应该源自以下两个方面的误解:

(1)吴文认为,“钨锡成矿更多地与岩浆期后热液过程关系密切”。“我们经常所说的高分异(highly fractionation或者highly differentiation),是指单个岩体在形成过程中所表现出的较高程度的岩浆结晶分异作用,从而使残留的熔体不断向富硅、富碱方向演化的过程”(吴福元等,2023)。然而,笔者认为,这种“高分异”作用不可能发生在补体花岗岩浆定位之后,基于以下两点事实:①吴文认为,“南岭侏罗纪大规模高分异花岗岩发育时应处于一种伸展背景”。确实,在南岭地区无数的“小岩体(补体花岗岩)”[笔者注:它们的定位年龄为早白垩世,见汪相和楼法生(2022)的表1]正是沿着张性断裂被动侵位的(李中兰和梅勇文,1999;柏道远等,2005;华仁民等,2005;李华芹等,2006;丰成友等,2011;Wang Xiang et al.,2021),这一点可以从高分异的补体花岗岩的细粒或微粒结构(芮宗瑶,1962;梅勇文,1985;赫英,1991;李华芹等,1993;常海亮等,2007;郭伟革等,2010;蔡明海等,2012;祝新友等,2012;Wang Xiang et al.,2017;吴福元等,2023)和晶洞构造(郭文魁,1983;李华芹等,1993;常海亮等,2007;吴福元等,2023)得到证明,这两种特征都显示了它们的母岩浆是在急剧降温和降压条件下快速定位和结晶的(吴福元等,2023)。换言之,它们的母岩浆没有充分的时间进行分离结晶作用,即无法“将有用物质聚集起来”(翟裕生等,2011)。②当我们在野外观察一个“小岩体(补体花岗岩)”剖面时,看到的总是均匀的块状构造,而从未发现过分离结晶作用的标志性特征——水平状渐变的岩性分层(从下向上由偏中性向更酸性变化)。“从野外观察来看,主体与补体之间为明显的侵入接触关系”(吴福元等,2023),且“在这些岩体中,晚期补体花岗岩侵位深度估计不会超过3～5 km”(吴福元等,2023)。那么,当补体花岗岩浆侵入到上地壳时,随着岩浆温度的急剧下降,岩浆黏度急剧增大,“小岩体”内部难以实现物质组分的重力对流(即比重大的高熔点矿物下沉而比重轻的气液组分上浮),即难以在“小岩体”的上部产生富集成矿物质的热液。笔者认为,根据花岗岩体“不可能结晶分离和演化”(张旗,2012)的观点,传统的“岩浆期后热液矿床”的概念(翟裕生等,2011)应该是不成立的。

(2)更为严重的误区是,“根据我们的总结,主体与补体的时代基本一致”(吴福元等,2023),即两者都是在燕山早期定位的。吴文认为,“主体与补体间构成同源岩浆结晶分异关系”,但是,笔者认为,在“同源岩浆”的深部岩浆房中,从普通的钙碱性花岗岩浆(相当于黑云母二长花岗岩)分异出含巨量成矿物质(不相容的金属元素、助溶剂、流体)的残余岩浆(相当于二云母/白云母碱长花岗岩)不可能是一蹴而就的。Wang Xiang等(2021)认为,初始花岗岩浆必须在重力和热量对流下的深部岩浆房中经历20 Ma以上的分离结晶作用,才可能在岩浆房上部形成携带万吨级以上WO3的残余花岗岩浆。经大量的成岩和成矿年龄的统计分析,南岭地区的造山后花岗岩(即补体花岗岩)及其岩浆热液矿床集中出现在～133 Ma[见汪相和楼法生(2022)的表1],它们与～155 Ma的同造山花岗岩(即主体花岗岩)构成复式花岗岩体[见汪相和楼法生(2022)的表2],这两种同源但分异程度完全不同的花岗岩的定位年龄平均相差22 Ma左右。实际上,在吴文提到的“时代基本一致”的主体与补体花岗岩[见吴福元等(2023)的表2]中,湖南瑶岗仙复式岩体的主体(黑云母花岗岩)的锆石U-Pb年龄为155.4 Ma(李顺庭等,2011)、补体(白云母碱长花岗岩)的锆石U-Pb年龄为133.4 Ma(Wang Xiang and Ren Minghua,2018);湖南骑田岭复式岩体的主体(黑云母花岗岩)的锆石U-Pb年龄为155.0 Ma(李华芹等,2006)、补体(花岗斑岩)的全岩Rb-Sr年龄为133 Ma(湘南地质队❶);广东九峰复式岩体的主体(黑云母花岗岩)的锆石U-Pb年龄为154 Ma(李献华等,1997)、补体(二云母花岗岩)的锆石U-Pb年龄为143 Ma(陈培荣等,2007);广西花山复式岩体的主体(黑云母二长花岗岩)的锆石U-Pb年龄为162 Ma(朱金初等,2006)、补体(白云母碱长花岗岩)的全岩Rb-Sr年龄为137 Ma(李华芹等,1993);“两者时代基本一致”或“补体可能稍晚于主体”(吴福元等,2023)的前提假设并不完全成立。值得强调的是,汪相和楼法生(2022)的统计分析结果与南岭地区燕山运动的动力学背景是完全吻合的:“南岭地区燕山运动的挤压作用始于～165 Ma(董树文等,2007),构造应力场转变(从挤压向伸展)发生在～140 Ma(李献华等,1997),伸展作用终于～130 Ma(许以明等,2011)。因此,南岭地区的燕山早期介于～165 Ma与～140 Ma之间,而燕山晚期介于～140 Ma与～130 Ma之间”(汪相和楼法生,2022)。许多学者已经明确地指出,南岭钨矿的成矿母岩形成于“燕山晚期”(中国科学院贵阳地球化学研究所,1979;南京大学地质系,1981;夏宏远和梁书艺,1987;地质矿产部南岭项目花岗岩专题组,1989;蔡锦辉等,2004;罗汉民等,2006;刘国庆等,2008;周玉振等,2010;程顺波等,2014;Wang Xiang et al.,2017;廖静等,2018;杨明桂和王光辉,2020)。邓晋福等(1999)认为,“最宏伟的成矿流体系统应来自一个地区岩浆活动旋回的晚期和末期,深部岩浆房接近全部固结的时候”。而Mitchell和Garson(1981)、Fogliata等(2012)、Wang Xiang等(2017,2021)认为,钨锡成矿作用仅与造山后花岗岩(即补体花岗岩)有关,因为导致造山后花岗岩被动侵位的张性断裂也为成矿物质的“运与储”提供了最有利的空间条件(Groves and Bierlein,2007;Basto Neto et al.,2009)。

吴文还涉及其他研究内容,许多方面是笔者不太熟悉的,因此只能就上述两个有关南岭花岗岩及其成矿作用的问题坦陈笔者的意见和评论。“作为世界上最重要的稀有金属资源基地,南岭以高分异花岗岩的大量发育为重要特色。因此,加强南岭花岗岩的研究,对提升我国花岗岩研究的水平及国际影响力、保障国家资源安全和经济可持续发展都极具重大价值”(吴福元等,2023),在此谨借用吴文的这段话,与吴文作者及广大读者共勉,以期更加踏实、细致地将南岭花岗岩及其成矿作用的研究水平推向新的高度。

致谢：笔者按惯例首先投寄此文于《岩石学报》,可惜未被接受,但仍然感谢《岩石学报》所请专家提出的宝贵意见。感谢《地质论评》常务副主编章雨旭等审阅文稿,并提出了许多建设性的修改意见。

注释/Note

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

❶ 湘南地质队.1991.1∶50000区域地质调查报告(永春幅和宜章幅).

❶ Geological Team of South Hunan.1991#.Regional Geological Survey Report on 1∶50000 Geological Map of Yongchun and Yizhang Area.