赣中相山地区加里东期细粒花岗岩成因及其对钼多金属矿的找矿意义*

杨庆坤 庞文静 章传超 齐子瑞 周云云 揭伟成

（1.青海民族大学旅游学院 西宁 810007；2.东华理工大学地球科学学院 南昌 330013；3.江西省地质局核地质大队 南昌 330002）

我国华南地区是世界范围重要的W、Sn、Mo等金属富集地，Nb、Ta、Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Li、Be、REE 等资源亦非常丰富，而这些矿产又与花岗岩的形成和演化联系紧密。岩浆成岩成矿理论研究一直是广大地质学者热衷的问题，花岗岩是陆壳演化过程的衍生物，广泛分布在大陆地区，特别是造山带中（Wang et al.，2001）。众多科学家提出华南花岗岩具有成岩期次多、构造背景复杂以及参与成矿作用程度高的特征。加里东期华南地区开启了幕式发展阶段，进入了以地壳重熔为主的大花岗岩省的发展序幕。在多旋回构造运动机制下，地壳不断重熔—演化使得成矿元素在燕山期花岗岩浆中不断集中，进而造就了华南地区燕山期的“成矿大爆发”（殷鸿福等，1999；王德滋等，2003；周新民等，2003；孙涛等，2006；华仁民等，2013；Xia et al.，2014；Huang et al.，2019）。近些年，在江西赣中相山地区陆续发现了Pb、Zn、Sn、Mo 等多金属矿化现象，其深部均出露了一套块状中细粒花岗岩。该地区加里东期和燕山期地壳运动强烈，岩浆侵入活动频发，表现出一系列岩浆—热液演化特征，且与成矿关系密切，是难得的研究花岗岩演化与成矿关系基地。笔者通过对相山地区深部块状细粒花岗岩开展锆石LA-ICP-MS 测试以及辉钼矿Re-Os 同位素测年等工作，以期对相山地区加里东期成岩成矿关系进行讨论。

1 地质概况

赣中相山地区位于钦（钦州）杭（杭州）结合带东南缘，按照江西省侵入岩分布的总体特征（下扬子侵入岩区、钦杭侵入岩区和华夏侵入岩区），研究区位于钦杭侵入岩区。其北西侧为遂川—德兴深断裂、东南侧为鹰潭—安远深断裂（图1）。研究区北东走向断裂构造发育，岩浆活动频繁，多金属矿床/点分布广泛，尤以铀、钍等放射性金属矿产最为主要。

近年，在对相山及其周边开展1∶5 万地表填图及深部找矿过程中，分别在古塘和焦坪地区地表发现了锡和钼多金属蚀变带（图2a、图2b）。其中在焦坪地区共发现3 处剥土揭露的钼矿化体，矿体宽分别约为0.4 m（湖港，围岩为下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩）、0.4 m（居隆安，围岩为下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩）和1 m（王牙池，围岩为焦坪单元块状细粒花岗岩），产于硅化破碎带内。钼矿化多与石英脉体共生，受断裂构造控制，在平面上矿体总体上呈北西向展布，深部矿体呈细脉—大脉状，南西侧伏，侧伏角55°～65°。矿体呈细脉—大脉状、网脉状、团块状（图3）。蚀变以硅化、黄铁矿化、绢云母化等为主。通过对王牙池开展深部找矿勘探发现，钼矿体围岩为块状细粒花岗岩，为早泥盆世焦坪侵入体（ηγD1J）。岩石呈块状构造，中细粒花岗结构，石英含量约24%～29%，呈他形粒状，粒径在1～3 mm 之间，内部常见动态重结晶。斜长石约占20%，呈半自形板状，粒径在1～2 mm 之间，部分具绢云母化。钾长石呈半自形板状，含量约37%～42%，粒径在1～2 mm 之间。白云母呈片状，含量约2%，片径在0.5～1.2 mm 之间。黑云母含量约3%～6%，鳞片状、丛状。副矿物见锆石、钛铁矿、黄铁矿、方铅矿、褐帘石。岩石在结构、构造、成分以及颜色等方面容易与早白垩世沙洲单元花岗斑岩发生混淆（图4）。

图2 相山地区加里东期花岗岩分布图（a）和赣中古塘地区地质简图（b）Fig.2 Granite distribution map of Le'an sequence in Caledonian（a）and simplified geological map of the Gutang area，central Jiangxi Province（b）

图3 相山石英脉型辉钼矿钻孔岩心照片钻孔号：ZK03-1；深度：105.4～112.11 m；坐标：115°44'49″N，27°32'27″EFig.3 Photos of drill core of quartz vein molybdenite in Xiangshan area

图4 赣中相山地区加里东期块状细粒黑云母二长花岗岩岩心样品及显微（正交偏光）照片钻孔号：ZK04-1，深约360 m；采样坐标：27°22'25.3″N，115°58'18.4″EFig.4 Caledonian fine-grained granite core samples and microscopic（orthogonal polarized）photos in Xiangshan area，central Jiangxi Province

锡矿化带地表呈北东走向，延伸约0.6 km，蚀变带宽约数十米至百米。主要呈浸染状，蚀变带宽约3～30 cm，锡石以红棕色为主，产于石英细脉中，发育硅化、云英岩化、绿泥石化、黄铜矿化。地表围岩为乐安单元中粗粒斑状黑云花岗岩，其深部岩性为焦坪单元块状中细粒花岗岩。

2 样品采集及分析方法

2.1 样品采集及制备

用于年代和微量元素研究的细粒花岗岩锆石和辉钼矿样品在廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司进行单矿物挑选、锆石制靶以及透射光、反射光和CL 图像的拍摄（图5）。挑选锆石的过程，首先将样品破碎至80～120 目，经过电磁方法分离出锆石，最后在双目镜下挑纯。关于辉钼矿的挑选，首先将采集好的样品用常规方法进行碎裂过筛，然后将100 目以上的样品碎块利用重力分离、电磁分离等方法进一步分选，再在双目镜下挑选矿质纯、无污染、无氧化以及纯度在98%以上的辉钼矿单矿物，最后用玛瑙钵研磨至200 目。

图5 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩锆石阴极发光（CL）图像及206Pb/238U 年龄Fig.5 Representative zircon CL images and 206Pb/238U ages of granites in Xiangshan area

2.2 锆石U-Pb 测年及地球化学测试

锆石LA-ICP-MS U-Pb 测年及原位微量元素测试分析在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。挑选没有裂隙和流体包裹体的干扰位置开展测试工作，共获得有效数据点16 个（表1，表2）。测试仪器为Resolution S-155 激光剥蚀系统（美国Resonetics 公司），并与7500 ICP-MS（美国Agilent 公司）关联。采用91500 和PLE 为锆石测年标样，NIST610、NIST612、BIR-1G、BHVO-2G 和BVC-2G 为微量元素测试标样。具体实验分析方法详见Liu et al.（2010）。锆石的年龄图和年龄采用ISOPLOT 4.15（Ludwig，2001）进行数据处理。

表1 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年数据Table1 Results of LA-ICP-MS U-Pb dating of fine-grained granite in the Xiangshan area

表2 赣中相山地区细粒花岗岩锆石原位微量元素/×10-6组成Table 2 In-situ trace element /×10-6 of fine-grained granite in the Xiangshan area

2.3 辉钼矿Re-Os 测试

辉钼矿Re-Os 测试分析（ID-TIMS）在自然资源部中南矿产资源检测中心（中国地质调查局武汉地质调查中心）完成。Os、Re 同位素组成分别采用德国Thremo Fisher Scientific 公司的Triton TIMS 和ICP-MS 测试仪器完成。数据质量：1）空白水平，Re 流程空白为20 pg，Os 流程空白为5 pg；2）标准物质测定结果见表3。具体仪器型号和测试过程详见陕亮等（2019），辉钼矿Re-Os 同位素等时线及加权平均年龄计算过程参考York et al.（2004）。

表3 辉钼矿标准物质测定数据Table 3 Standard substances measurement data of molybdenite

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb 测年

所测锆石以自形柱状为主，多为无色透明，少部分呈浅黄色，阴极发光照片可见明显的结晶环带（图5），少量锆石边部出现暗黑色，可能是锆石中较高的U 和Th 含量导致的。锆石长66～176 μm，长宽比大多为3∶1～5∶1，U=281×10-6～2 615×10-6（平均值为1 133×10-6），Th = 36×10-6～1 591×10-6（平均值为477×10-6），一般认为岩浆成因锆石具较高的Th/U 比值（通常为0.1～1.0）（Belousova et al.，2001），而热液成因锆石的Th/U比值相对较低（小于0.1）（Vavra et al.，1999）。本次所测16 个锆石样品中仅有1 个Th/U 为1.09，其余均在0.12～0.95 之间。Hoskin and Schaltegger（2003）认为，利用（Sm/La）N-La 和（Sm/La）N-（Lu/Gd）N图解（图6）可有效将岩浆锆石和热液锆石进行区分。通过投点发现，所测锆石数据点中除5 个锆石（测点号分别为： zk04-2、 zk04-6、 zk04-7、zk04-8、zk04-10）处于热液锆石区域内，其余均分布在岩浆锆石范围内。剩余11 个岩浆锆石的U-Pb同位素组成在误差范围内谐和，206Pb/238U 谐和年龄为410±2.5 Ma（MSWD = 3.2）、加权平均年龄为410±2.9 Ma（MSWD = 5.1），两者年龄一致（图7）。

图6 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩锆石（Sm/La）N-La（a）及（Sm/La）N-（Lu/Gd）N图解（b）Fig.6 Diagrams of（Sm/La）N-La（a）and（Sm/La）N-（Lu/Gd）N（b）for zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area

图7 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩岩浆锆石LA-ICP-MS U-Pb 年龄Fig.7 LA-ICP-MS U-Pb ages for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area

3.2 辉钼矿Re-Os 同位素测年

相山矿田西南部焦坪单元钻孔岩心辉钼矿Re-Os 同位素分析结果见表4。辉钼矿中的的Re和187Os 含量变化分别介于848.8×10-9～70 890×10-9和3.836×10-9～299.8×10-9，3 件样品所获得的辉钼矿Re-Os 同位素模式年龄趋于一致，分别为404±3.8 Ma、405±1.7 Ma、406±2.1 Ma，加权平均年龄为405±1.2 Ma（MSWD = 0.49），3 个数据点构成一条良好的187Re-187Os 等时线，其谐和年龄值为405±2.0 Ma（MSWD = 0.97）（图8），年龄数据在误差范围内保持一致，普Os 值接近于0，说明该分析结果是可靠的。

表4 赣中相山地区焦坪深部辉钼矿Re-Os 同位素值Table 4 Re-Os isotope values of molybdenite in Xiangshan area，central Jiangxi Province

图8 赣中相山焦坪深部辉钼矿Re-Os 等时线及加权平均年龄Fig.8 Re-Os isochron and weighted average age of molybdenite in the Xiangshan area

3.3 锆石微区微量元素组成

赣中相山地区细粒花岗岩锆石微量元素分析数据见表2。11 件岩浆锆石样品的稀土配分曲线表现出较好的一致性（图9），显示它们可能是同一期岩浆活动的产物。样品中锆石稀土元素丰度值均较高，∑REE 为616×10-6～1 800×10-6（平均1 236×10-6），LREE/HREE = 0.003～0.075（平均0.031），表明研究区细粒花岗岩锆石中轻稀土元素强烈亏损，重稀土元素强烈富集。稀土配分曲线呈现出明显的左倾，Ce 表现出强烈的正异常，Eu 表现出负异常。

图9 赣中相山地区块状细粒花岗岩岩浆锆石稀土元素配分模式图（球粒陨石标准化数值据Sun and McDonough，1989）Fig.9 Partition pattern diagram of rare earth elements for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area（normalized values for chondrites from Sun and McDonough，1989）

4 讨 论

4.1 成岩成矿年龄

侵入岩根据形成年龄和与地壳运动的联系，划分时代与构造岩浆期，每一构造岩浆期包含一个或多个成因类型、岩浆组合和岩浆演化序列，每一个序列中可建立同源岩浆演化的多个基本岩石单位（侵入体）。赣中相山地区加里东期花岗岩主体为乐安序列，进一步可分为村前单元、王元单元、焦坪单元等。

笔者通过总结华南地区加里东期花岗岩成岩年龄和其大地构造属性等特征发现，早古生代岩浆侵入活动十分频繁，贯穿了整个加里东运动造山期，并多侵位于震旦系—寒武系地层中。华南地区加里东期花岗岩根据岩石类型可进一步划分为早期和晚期，然而在许多规模较大的加里东期花岗岩基内部通常都有早、晚两期侵入体，说明加里东期花岗岩浆活动具有多阶段特点，而且两期花岗岩在大地构造属性上又有着较大差异。华南地区加里东期构造—岩浆—成矿活动主要集中在460～400 Ma 之间，其规模至少涉及湘、赣、闽、粤等4 省。华夏板块内的加里东期块状花岗岩成岩年龄明显晚于片麻状花岗岩、混合岩等，与相山地区加里东期花岗岩的两阶段成岩年龄特征具有相似性（表5）。

表5 相山矿田及其周边岩浆岩锆石U-Pb 同位素年龄统计表Table 5 U-Pb ages of magmatite zircon collected from the Xiangshan ore field and its surrounding area

我国钼矿床成矿阶段主要集中在：1）前寒武纪（＞800 Ma），2）寒武纪—志留纪（540～415 Ma，加里东期），3） 泥盆纪—二叠纪（400～290 Ma，海西期或华力西期），4） 三叠纪（260～200 Ma，印支期），5）侏罗纪—白垩纪（195～70 Ma，燕山期），6）古近纪—新近纪（65～10 Ma，喜马拉雅期或喜山期）（图10）。尤其以燕山期钼矿床最为常见，约占62.6%，其次为喜山期和印支期，而古生代钼矿床较为罕见，仅占8%。

图10 我国钼矿床成矿期的6 个阶段（黄凡等，2014）Fig.10 Six stages of mineralization of molybdenum deposits in China（after Huang et al.，2014）

赣中地区花岗岩形成时代可以分为3 个阶段，分别为燕山期（152～133 Ma）、海西—印支期（235～231 Ma）以及加里东期（442～401 Ma）（表5）。相山地区铀矿床的形成时间为125.6～119.8 Ma、113.8～106.1 Ma、 100.0～86.7 Ma 以及78.6～66.4 Ma（锆石裂变径迹据林锦荣等，2019），牛头山深部铅锌矿的矿化时间为112.8～107.4 Ma、118.5 Ma 和129.8 Ma（绢云母39Ar-40Ar 年龄据杨庆坤等，2017）。古塘地表出露的锡石年龄为151±2.8 Ma（锡石LA-ICP-MS 据庞文静等，2023）。本次测得相山地区细粒花岗岩的成岩时代为410±2.5 Ma，形成于加里东晚期，与相山矿田西南端焦坪地区深部辉钼矿的形成时间（3 个样品的模式年龄分别为404±3.8 Ma、405±1.7 Ma、406±2.1 Ma）接近，预示着两者在成因方面具有一定的关联。

4.2 成岩物理化学条件

（1）结晶温度

Ferry and Watson（2007）基于锆石的Ti 含量通过公式（1）估算了锆石结晶时的温度：

其中，log1（010-6·Ti-in-Zircon）为锆石Ti 含量的lg 值，T为热力学温度，单位为K，αSiO2和αTiO2分别代表SiO2以及TiO2的活度。由于花岗岩体系岩石样品的石英含量通常较高，因此可将αSiO2值设为1。如果该类样品中含钛铁矿物较多的话，可将αTiO2估为0.6（朱清波等，2015），最终温度计算结果见表2，研究区细粒花岗岩的结晶温度范围为572 ℃～585 ℃，平均温度为574 ℃。这一温度通常低于锆石饱和温度和预测的演化熔体的结晶温度（高晓英和郑永飞，2011）。

（2）氧化还原状态

在岩浆演化过程中，氧逸度会通过控制变价元素的价态，进而控制这些元素在岩浆中的溶解度。氧逸度可以用ΔFMQ（绝对氧逸度）表示成相对于FMQ 缓冲剂的形式，即ΔFMQ = log10(fO2)-FMQ 表示。

Loucks et al（.2020）通过锆石中的4 价元素U4+和Ti4+，利用热力学公式推导出氧逸度计算公式（2）：

其中lgfO2(sample )- lgfO2(FMQ )为岩石样品氧逸度相对于FMQ 缓冲剂的值（ΔFMQ），Ui 为锆石结晶时U 的含量，Ui= U 测×e1.98173×（0.0001）×t，t为锆石结晶年龄，单位为Ma；U 为所测锆石中的U 含量。该方法成功避免了所有基于REE3+的氧逸度计中可能遇到的问题，可以获得更加可靠的氧逸度值。通过上述方法对研究区细粒花岗岩进行了氧逸度计算，氧逸度范围为：ΔFMQ = -9.62～-2.52，平均为-5.17，岩浆氧逸度整体偏低。

Ballard et al（.2002）认为利用锆石Ce4+/Ce3+比值可以估算锆石形成时的岩浆相对氧逸度。锆石中的Ce（Ce3+和Ce4+）可以取代Zr4+，在相对还原状态下，以Ce3+的形式为主（Hanchar et al.，2001），即（Ce4+/Ce3+）锆石比值较低。因此，锆石的Ce4+/Ce3+比值可用来表达岩浆的相对氧化/还原状态。利用晶格应变模型（Woodetal，1997）以及微量元素八倍配位的离子半径值（辛洪波等，2008）（表6），可以估算微量元素在锆石—熔体相间的分配系数（图11），经计算得到相山地区块状细粒花岗岩锆石DCeIII=0.059、DCeIV= 2 968.75、（Ce4+/Ce3+）锆石= 0.9（表7）。降珂楠等（2023）利用该方法得到相山地区白垩纪不含矿花岗岩（Ce4+/Ce3+）锆石结果是7.99～22.40，含矿花岗岩斑岩为19.02～68.75，可见加里东期焦坪单元花岗岩氧逸度明显低于白垩纪花岗岩。

表6 微量元素八倍配位的离子半径值Table 6 Ionic radius values of octet coordination of trace elements

表7 赣中相山地区块状细粒花岗岩锆石微量元素在锆石—熔体相的分配系数Table 7 Zircon-melt phase partition coefficient of trace elements of fine-grained granite in the Xiangshan area

图11 赣中相山地区块状细粒花岗岩锆石微量元素在锆石—熔体相间的分配系数对三价（a）和四价阳离子（b）Fig.11 Natural logarithm of zircon/rock distribution coefficients plotted versus a lattice-strain parameter for trivalent（a）and tetravalent cations（b）

（3）岩浆含水量

Lu et al.（2015）通过对全球含矿和贫矿的酸性岩浆锆石微量元素的研究提出：（Ce/Nd）/Y 与Dy/Yb比值可以指征岩浆的水含量。富水的成矿岩浆锆石比贫矿的锆石具有更高的（Ce/Nd）/Y 比值（＞0.01），以及更低的Dy/Yb 比值（＜0.30）（Wang et al.，2018）。研究区细粒花岗岩中锆石的（Ce/Nd）/Y 比值为0～0.012（平均值0.004）， Dy/Yb 比值为0.23～0.42（平均值0.30），指示研究区细粒花岗岩的含水量较低。

花岗岩的氧化还原状态与矿化类型之间有着紧密联系。氧逸度控制着岩浆源区中锡的迁移能力和分离结晶过程中锡的地球化学行为（Lehmann et al.，1990）。如果岩浆体系氧逸度较高，Sn4+容易以类质同象的方式进入到早期结晶的铁镁矿物，造成晚期溶体中富集不明显。相反，高氧逸度岩可以抑制硫化物熔体（如MoS2）的析出，使其保留在出溶的液相中，造成岩浆期后热液中Mo 等亲硫金属元素的富集（Shu et al.，2019）。

氧逸度ΔFMQ + 1.5 是S 元素在岩浆中赋存价态发生转变的重要数值。在ΔFMQ +1.5 以上时，S元素主要呈氧化态（SO₄²-），达到ΔFMQ+2 时，几乎可以全部转换为SO₄²-。而在ΔFMQ +1 以下，S元素主要呈还原态（S2-），在ΔFMQ-2 处，氧逸度的降低会导致大量的S 元素由氧化态SO₄²-向还原态的S2-转变。正是这种转变控制着Cu、Au、Mo等亲硫元素的地球化学性质和成矿（Sun et al.，2015）。研究区细粒花岗岩的Δ FMQ = -9.62 ～-2.52，同时含水量较低，因此，不利于亲硫金属元素的运移和富集。虽然低氧逸度有利于Sn 矿的富集，但由于研究区锡石成矿年龄与该套花岗岩的形成年龄相差巨大，因此两者并没有成因上的联系，进一步指示了岩浆热液成矿系统中矿源的重要性。

4.3 锆石源区

锆石微量元素可以有效识别岩浆的源区背景，利用锆石微量元素Hf-U/Yb 和Y-U/Yb 图解可以区分岩浆源自陆壳还是洋壳。通过图12 可以看出，研究区细粒花岗岩锆石均落入陆壳锆石区域内或其附近，指示其主要形成于陆壳环境。

图12 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩岩浆锆石Hf-U/Yb（a）及Y-U/Yb 图解（b）（底图据Grimes et al.，2007）Fig.12 Diagrams of Hf-U/Yb（a）and Y-U/Yb（b）for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area（basemap after Grimes et al.，2007）

幔源岩浆锆石与壳源岩浆锆石在稀土元素配分模式上有着明显差异（李杰等，2021）。幔源锆石的ΣREE（＜135×10-6）和P（＜100×10-6）含量明显低于壳源锆石，且壳源锆石Ce 正异常（δCe = 1.3～30）和Eu 负异常（δEu = 0.05～0.5）均比较明显。I 型、S 型、A 型3 种成因类型的花岗岩锆石微量元素特征具有显著区别：对比I 型花岗岩，S 型花岗岩的锆石Pb 含量通常较高，而（Nb/Pb）N值（0.40～8.57）较低，并且Eu 负异常（δEu = 0.03～0.30，大多数＜0.2）明显（Wang et al.，2012）。研究区细粒花岗岩中的锆石ΣREE 为616×10-6～1 800×10-6（平均为1 236×10-6），δEu 为0.04～0.12（平均为0.09），δCe 为1.8～132.7（平均为19.9），且P 含量为422×10-6～1 489×10-6（平均为897×10-6）。在Th-Pb 和（Nb/Pb）N-δEu 图解上（图13），样品投点落入S 型花岗岩区域，说明研究区细粒花岗岩应属于典型的S型花岗岩。

图13 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩岩浆锆石Th-Pb（a）及（Nb/Pb）N-δEu（b）图解（底图据Wang et al.，2012）Fig.13 Diagrams of Th-Pb（a）and（Nb/Pb）N-δEu（b）for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area（basemap after Wang et al.，2012）

4.4 构造背景

花岗岩的产出大地构造环境通常与其成因类型有着紧密联系。华南板块位于东亚陆缘，由北部的扬子地块、南部的华夏地块以及位于两者之间的江南造山带（钦杭成矿带）所组成（Shu et al.，2021）。

Yan et al.（2019）和杨晨等（2023）利用古地磁、古生物演化事件以及古地理环境变化等多重指标重建了华南古生代时期的地理位置，认为加里东早期扬子板块位于冈瓦纳大陆北缘，地处赤道低纬度地区。此后，扬子板块逐渐向北漂移，其东南部与洋壳逐渐发生碰撞，形成了武夷—云开造山带。部分学者（Shu et al.，2014；Guo et al.，2018）认为华南板块是由不同时期、不同性质的地块以不同方式碰撞拼合而成，其中多数是加里东期的地块（体），并可继续划分出湘桂、赣中—赣南、下扬子、云开、浙闽、保山、腾冲等多个小地块。任纪舜（1990）认为晋宁期之后，“扬子”和“华夏”两大板块发生过裂解，但该作用并未切穿岩石圈。Zhan et al.（2002）和Rong et al.（1999，2008）在研究扬子地块东缘的奥陶纪地层和古生物群时，发现了栖息在一个以陆壳为基底的已知最深水的底栖群落，因此，戎嘉余等（2010）认为“扬子”与“华夏”之间并不存在洋壳盆地。但是，刘英会等（2007）通过对华夏陆块地球物理场的研究，认为其应由多个古陆块组成，万天丰和朱鸿（2007）认为华夏陆块在印支期与扬子板块拼合之前，亦分散为多个古陆。舒良树（2012）通过对江南造山带蛇绿混杂岩等岩石的年代学特征分析，指出在新元古代形成之后华夏陆块裂解产生了多个小陆块。Guo et al.（2018）通过对研究区与扬子板块、华夏陆块前寒武纪年龄谱的对比研究发现，赣中相山地区北部样品与华夏亲缘，南部样品却与扬子亲缘，而实际上扬子板块在相山的北缘，华夏陆块在南缘，并认为江南造山带在770 Ma 后发生裂解，这次拉张作用较强，应该切穿了岩石圈，由此，华夏陆块肢解形成多个次级古陆，相山地区在这次裂解过程中，形成了次一级的更小的陆块。Shu et al.（2021）认为这次裂解首先发生在浙东—武夷一带，其后皖南—九岭—桂北一带开始发生，早古生代华南开启了陆内造山运动，并伴随大量的花岗质岩浆侵入。Xu et al.（2008）和Charvet et al.（2010）认为加里东运动后我国华南地区的扬子陆块与华夏陆块拼合成统一的华南板块。华夏地块可能是由该时期与华南板块发生碰撞的大洋板块演化而来（Zhao et al.，2022）。而万天丰和朱鸿（2002）则认为印支期组成华夏陆块的多个次级古陆向北运动，同扬子板块才发生了再次拼合。在拼合之前，相山所处的次级小陆块在漂移的过程中，自身方位发生了一定的旋转（Guo et al.，2018）。

江西省早古生代岩浆侵入活动十分频繁，花岗岩类广泛分布于赣中南地区，其次见于钦杭带。集中分布于东部的武夷山—雩山及西部的武功山—井岗山—诸广山，构成两条明显的南北向—北北东向分布的岩带，总面积达10 648.4 km2。这一期花岗岩往往形成规模很大的岩基和岩株，有的岩体面积可达几百平方公里以上，且皆系多旋回或同期多阶段的复式岩体。

花岗岩锆石微量元素（Ti、Hf、Th、U、Nb、Ta、Y 和REE）经常被用来解释锆石的来源和判别母岩浆的构造环境（Li et al.，2014）。与来自板块构造内部的岩浆岩相比弧环境的岩浆岩贫Nb 元素。因此，在岩浆分馏程度相同的情况下，板内环境下形成的锆石与弧环境下形成的锆石相比具有较高的Nb/Hf 比值。研究区细粒花岗岩大多数锆石表现出较高的Nb/Hf 比值（0.001 3～0.058 0，平均为0.029），将其投点于Th/U-Nb/Hf 图解（图14）中，主要落在板内/非造山环境与岩浆弧/造山环境的过渡范围内，预示着410 Ma 时期，研究区加里东晚期的复杂构造环境。可能受到多个尚未拼合的次级微陆块的碰撞—拼接影响，这些微陆块之间存在残留的大洋盆地。

图14 赣中相山地区加里东期块状细粒花岗岩岩浆锆石Th/U-Nb/Hf 图解（据Yang et al.，2012）Fig.14 Diagrams of Th/U-Nb/Hf for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area（after Yang et al.，2012）

张芳荣等（2009）收集了大量赣中地区加里东期花岗岩石地球化学数据，杨庆坤等（2019）将其投影在SiO2-TFe/（TFe+MgO）判别图和（Y+Nb）-Rb 图解中（图15）发现：加里东早期和晚期花岗岩成岩大地构造背景具明显的差异性，早期以造山期挤压环境为主，晚期以后造山伸展环境为主。

图15 赣中地区花岗岩构造环境判别图解（底图据Patiño Douce，1999；数据据张芳荣等，2009）Fig.15 Structural environment discriminant diagram of granite in central Jiangxi Province（basemap from Patiño Douce，1999；data from Zhang et al.，2009）

Yao et al.（2012）认为430 Ma 左右是华南地区加里东期造山带构造体制转换的时间，进一步可以分为加里东早期的褶皱造山和加里东晚期的后造山两个阶段。按岩石形成条件和成岩方式，加里东早期为变形（质）深成岩类，多属侵入—交代型岩体。按岩石学特征，可分为糜棱岩化花岗岩类（眼球状黑云二长花岗岩、眼球状花岗闪长岩）、片麻状巨（环）斑黑云母花岗岩类、片麻状二云母（白云母）花岗岩类、弱片麻状中（细）粒黑云母花岗岩类、变质深成岩类、片麻状紫苏花岗岩类。加里东晚期为中深成型正常侵入花岗岩（块状），赣中乐安地区可见少量的变形深成岩。

综上所述，华南地区加里东期花岗岩的形成与造山机制相关似乎已经达成了共识，形成于430 Ma 以后的研究区细粒花岗岩主要以后造山背景下的板内花岗岩为主（图16）。

图16 华夏与扬子板块加里东晚期构造演化示意图（据Liu et al.，2018；Yu et al.，2022 修改）Fig.16 The geodynamic evolution between Yangtze and Cathaysia blocks in the Caledonian Period（modified from Liu et al.，2018；Yu et al.，2022）

5 结 论

赣中相山地区南部新发现了大量的锡、钼矿化，其赋矿围岩均为加里东期块状细粒花岗岩，通过对该花岗岩锆石开展LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年、微量元素分析以及辉钼矿Re-Os 测年得到：

（1） 细粒花岗岩谐和年龄为410±2.5 Ma，加权平均年龄为410±2.9 Ma，与辉钼矿年龄（405±1.2 Ma）接近。通过锆石微量元素特征，得到锆石物理化学条件：Ti 结晶温度为572 ℃～585 ℃，氧逸度ΔFMQ = -9.62～-2.52，（Ce4+/Ce3+）锆石= 0.9，（Ce/Nd）/Y 值为0～0.012，Dy/Yb 值为0.23～0.42，指示岩浆含水量和氧逸度较低，不利于形成大型辉钼矿床。

（2）赣中古塘地区加里东期大地构造背景复杂，在大地构造背景判别图解中，样品主要落在板内/非造山环境与岩浆弧/造山环境的过渡范围内。其可能受到多个尚未拼合的次级微陆块的碰撞—拼接影响。但通过总结前人赣中地区加里东期花岗岩石地球化学数据发现：加里东早期和晚期花岗岩成岩大地构造背景具明显的差异性，早期以造山期挤压环境为主，晚期以后造山伸展环境为主。