楊慶坤 龐文靜 章傳超 齊子瑞 周云云 揭偉成

（1.青海民族大學(xué)旅游學(xué)院 西寧 810007；2.東華理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院 南昌 330013；3.江西省地質(zhì)局核地質(zhì)大隊(duì) 南昌 330002）

我國(guó)華南地區(qū)是世界范圍重要的W、Sn、Mo等金屬富集地，Nb、Ta、Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Li、Be、REE 等資源亦非常豐富，而這些礦產(chǎn)又與花崗巖的形成和演化聯(lián)系緊密。巖漿成巖成礦理論研究一直是廣大地質(zhì)學(xué)者熱衷的問(wèn)題，花崗巖是陸殼演化過(guò)程的衍生物，廣泛分布在大陸地區(qū)，特別是造山帶中（Wang et al.，2001）。眾多科學(xué)家提出華南花崗巖具有成巖期次多、構(gòu)造背景復(fù)雜以及參與成礦作用程度高的特征。加里東期華南地區(qū)開(kāi)啟了幕式發(fā)展階段，進(jìn)入了以地殼重熔為主的大花崗巖省的發(fā)展序幕。在多旋回構(gòu)造運(yùn)動(dòng)機(jī)制下，地殼不斷重熔—演化使得成礦元素在燕山期花崗巖漿中不斷集中，進(jìn)而造就了華南地區(qū)燕山期的“成礦大爆發(fā)”（殷鴻福等，1999；王德滋等，2003；周新民等，2003；孫濤等，2006；華仁民等，2013；Xia et al.，2014；Huang et al.，2019）。近些年，在江西贛中相山地區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了Pb、Zn、Sn、Mo 等多金屬礦化現(xiàn)象，其深部均出露了一套塊狀中細(xì)?；◢弾r。該地區(qū)加里東期和燕山期地殼運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，巖漿侵入活動(dòng)頻發(fā)，表現(xiàn)出一系列巖漿—熱液演化特征，且與成礦關(guān)系密切，是難得的研究花崗巖演化與成礦關(guān)系基地。筆者通過(guò)對(duì)相山地區(qū)深部塊狀細(xì)?；◢弾r開(kāi)展鋯石LA-ICP-MS 測(cè)試以及輝鉬礦Re-Os 同位素測(cè)年等工作，以期對(duì)相山地區(qū)加里東期成巖成礦關(guān)系進(jìn)行討論。

1 地質(zhì)概況

贛中相山地區(qū)位于欽（欽州）杭（杭州）結(jié)合帶東南緣，按照江西省侵入巖分布的總體特征（下?lián)P子侵入巖區(qū)、欽杭侵入巖區(qū)和華夏侵入巖區(qū)），研究區(qū)位于欽杭侵入巖區(qū)。其北西側(cè)為遂川—德興深斷裂、東南側(cè)為鷹潭—安遠(yuǎn)深斷裂（圖1）。研究區(qū)北東走向斷裂構(gòu)造發(fā)育，巖漿活動(dòng)頻繁，多金屬礦床/點(diǎn)分布廣泛，尤以鈾、釷等放射性金屬礦產(chǎn)最為主要。

近年，在對(duì)相山及其周邊開(kāi)展1∶5 萬(wàn)地表填圖及深部找礦過(guò)程中，分別在古塘和焦坪地區(qū)地表發(fā)現(xiàn)了錫和鉬多金屬蝕變帶（圖2a、圖2b）。其中在焦坪地區(qū)共發(fā)現(xiàn)3 處剝土揭露的鉬礦化體，礦體寬分別約為0.4 m（湖港，圍巖為下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組碎斑熔巖）、0.4 m（居隆安，圍巖為下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組碎斑熔巖）和1 m（王牙池，圍巖為焦坪?jiǎn)卧獕K狀細(xì)?；◢弾r），產(chǎn)于硅化破碎帶內(nèi)。鉬礦化多與石英脈體共生，受斷裂構(gòu)造控制，在平面上礦體總體上呈北西向展布，深部礦體呈細(xì)脈—大脈狀，南西側(cè)伏，側(cè)伏角55°～65°。礦體呈細(xì)脈—大脈狀、網(wǎng)脈狀、團(tuán)塊狀（圖3）。蝕變以硅化、黃鐵礦化、絹云母化等為主。通過(guò)對(duì)王牙池開(kāi)展深部找礦勘探發(fā)現(xiàn)，鉬礦體圍巖為塊狀細(xì)粒花崗巖，為早泥盆世焦坪侵入體（ηγD1J）。巖石呈塊狀構(gòu)造，中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)，石英含量約24%～29%，呈他形粒狀，粒徑在1～3 mm 之間，內(nèi)部常見(jiàn)動(dòng)態(tài)重結(jié)晶。斜長(zhǎng)石約占20%，呈半自形板狀，粒徑在1～2 mm 之間，部分具絹云母化。鉀長(zhǎng)石呈半自形板狀，含量約37%～42%，粒徑在1～2 mm 之間。白云母呈片狀，含量約2%，片徑在0.5～1.2 mm 之間。黑云母含量約3%～6%，鱗片狀、叢狀。副礦物見(jiàn)鋯石、鈦鐵礦、黃鐵礦、方鉛礦、褐簾石。巖石在結(jié)構(gòu)、構(gòu)造、成分以及顏色等方面容易與早白堊世沙洲單元花崗斑巖發(fā)生混淆（圖4）。

圖2 相山地區(qū)加里東期花崗巖分布圖（a）和贛中古塘地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖（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）

圖3 相山石英脈型輝鉬礦鉆孔巖心照片鉆孔號(hào)：ZK03-1；深度：105.4～112.11 m；坐標(biāo)：115°44'49″N，27°32'27″EFig.3 Photos of drill core of quartz vein molybdenite in Xiangshan area

圖4 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖巖心樣品及顯微（正交偏光）照片鉆孔號(hào)：ZK04-1，深約360 m；采樣坐標(biāo)：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

錫礦化帶地表呈北東走向，延伸約0.6 km，蝕變帶寬約數(shù)十米至百米。主要呈浸染狀，蝕變帶寬約3～30 cm，錫石以紅棕色為主，產(chǎn)于石英細(xì)脈中，發(fā)育硅化、云英巖化、綠泥石化、黃銅礦化。地表圍巖為樂(lè)安單元中粗粒斑狀黑云花崗巖，其深部巖性為焦坪?jiǎn)卧獕K狀中細(xì)?；◢弾r。

2 樣品采集及分析方法

2.1 樣品采集及制備

用于年代和微量元素研究的細(xì)?；◢弾r鋯石和輝鉬礦樣品在廊坊市宇能巖石礦物分選技術(shù)服務(wù)有限公司進(jìn)行單礦物挑選、鋯石制靶以及透射光、反射光和CL 圖像的拍攝（圖5）。挑選鋯石的過(guò)程，首先將樣品破碎至80～120 目，經(jīng)過(guò)電磁方法分離出鋯石，最后在雙目鏡下挑純。關(guān)于輝鉬礦的挑選，首先將采集好的樣品用常規(guī)方法進(jìn)行碎裂過(guò)篩，然后將100 目以上的樣品碎塊利用重力分離、電磁分離等方法進(jìn)一步分選，再在雙目鏡下挑選礦質(zhì)純、無(wú)污染、無(wú)氧化以及純度在98%以上的輝鉬礦單礦物，最后用瑪瑙缽研磨至200 目。

圖5 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)?；◢弾r鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像及206Pb/238U 年齡Fig.5 Representative zircon CL images and 206Pb/238U ages of granites in Xiangshan area

2.2 鋯石U-Pb 測(cè)年及地球化學(xué)測(cè)試

鋯石LA-ICP-MS U-Pb 測(cè)年及原位微量元素測(cè)試分析在東華理工大學(xué)核資源與環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。挑選沒(méi)有裂隙和流體包裹體的干擾位置開(kāi)展測(cè)試工作，共獲得有效數(shù)據(jù)點(diǎn)16 個(gè)（表1，表2）。測(cè)試儀器為Resolution S-155 激光剝蝕系統(tǒng)（美國(guó)Resonetics 公司），并與7500 ICP-MS（美國(guó)Agilent 公司）關(guān)聯(lián)。采用91500 和PLE 為鋯石測(cè)年標(biāo)樣，NIST610、NIST612、BIR-1G、BHVO-2G 和BVC-2G 為微量元素測(cè)試標(biāo)樣。具體實(shí)驗(yàn)分析方法詳見(jiàn)Liu et al.（2010）。鋯石的年齡圖和年齡采用ISOPLOT 4.15（Ludwig，2001）進(jìn)行數(shù)據(jù)處理。

表1 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)粒花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年數(shù)據(jù)Table1 Results of LA-ICP-MS U-Pb dating of fine-grained granite in the Xiangshan area

表2 贛中相山地區(qū)細(xì)?；◢弾r鋯石原位微量元素/×10-6組成Table 2 In-situ trace element /×10-6 of fine-grained granite in the Xiangshan area

2.3 輝鉬礦Re-Os 測(cè)試

輝鉬礦Re-Os 測(cè)試分析（ID-TIMS）在自然資源部中南礦產(chǎn)資源檢測(cè)中心（中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心）完成。Os、Re 同位素組成分別采用德國(guó)Thremo Fisher Scientific 公司的Triton TIMS 和ICP-MS 測(cè)試儀器完成。數(shù)據(jù)質(zhì)量：1）空白水平，Re 流程空白為20 pg，Os 流程空白為5 pg；2）標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)測(cè)定結(jié)果見(jiàn)表3。具體儀器型號(hào)和測(cè)試過(guò)程詳見(jiàn)陜亮等（2019），輝鉬礦Re-Os 同位素等時(shí)線及加權(quán)平均年齡計(jì)算過(guò)程參考York et al.（2004）。

表3 輝鉬礦標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)測(cè)定數(shù)據(jù)Table 3 Standard substances measurement data of molybdenite

3 測(cè)試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb 測(cè)年

所測(cè)鋯石以自形柱狀為主，多為無(wú)色透明，少部分呈淺黃色，陰極發(fā)光照片可見(jiàn)明顯的結(jié)晶環(huán)帶（圖5），少量鋯石邊部出現(xiàn)暗黑色，可能是鋯石中較高的U 和Th 含量導(dǎo)致的。鋯石長(zhǎng)66～176 μm，長(zhǎng)寬比大多為3∶1～5∶1，U=281×10-6～2 615×10-6（平均值為1 133×10-6），Th = 36×10-6～1 591×10-6（平均值為477×10-6），一般認(rèn)為巖漿成因鋯石具較高的Th/U 比值（通常為0.1～1.0）（Belousova et al.，2001），而熱液成因鋯石的Th/U比值相對(duì)較低（小于0.1）（Vavra et al.，1999）。本次所測(cè)16 個(gè)鋯石樣品中僅有1 個(gè)Th/U 為1.09，其余均在0.12～0.95 之間。Hoskin and Schaltegger（2003）認(rèn)為，利用（Sm/La）N-La 和（Sm/La）N-（Lu/Gd）N圖解（圖6）可有效將巖漿鋯石和熱液鋯石進(jìn)行區(qū)分。通過(guò)投點(diǎn)發(fā)現(xiàn)，所測(cè)鋯石數(shù)據(jù)點(diǎn)中除5 個(gè)鋯石（測(cè)點(diǎn)號(hào)分別為： zk04-2、 zk04-6、 zk04-7、zk04-8、zk04-10）處于熱液鋯石區(qū)域內(nèi)，其余均分布在巖漿鋯石范圍內(nèi)。剩余11 個(gè)巖漿鋯石的U-Pb同位素組成在誤差范圍內(nèi)諧和，206Pb/238U 諧和年齡為410±2.5 Ma（MSWD = 3.2）、加權(quán)平均年齡為410±2.9 Ma（MSWD = 5.1），兩者年齡一致（圖7）。

圖6 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)?；◢弾r鋯石（Sm/La）N-La（a）及（Sm/La）N-（Lu/Gd）N圖解（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

圖7 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)粒花崗巖巖漿鋯石LA-ICP-MS U-Pb 年齡Fig.7 LA-ICP-MS U-Pb ages for magmatic zircons of fine-grained granite in the Xiangshan area

3.2 輝鉬礦Re-Os 同位素測(cè)年

相山礦田西南部焦坪?jiǎn)卧@孔巖心輝鉬礦Re-Os 同位素分析結(jié)果見(jiàn)表4。輝鉬礦中的的Re和187Os 含量變化分別介于848.8×10-9～70 890×10-9和3.836×10-9～299.8×10-9，3 件樣品所獲得的輝鉬礦Re-Os 同位素模式年齡趨于一致，分別為404±3.8 Ma、405±1.7 Ma、406±2.1 Ma，加權(quán)平均年齡為405±1.2 Ma（MSWD = 0.49），3 個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)構(gòu)成一條良好的187Re-187Os 等時(shí)線，其諧和年齡值為405±2.0 Ma（MSWD = 0.97）（圖8），年齡數(shù)據(jù)在誤差范圍內(nèi)保持一致，普Os 值接近于0，說(shuō)明該分析結(jié)果是可靠的。

表4 贛中相山地區(qū)焦坪深部輝鉬礦Re-Os 同位素值Table 4 Re-Os isotope values of molybdenite in Xiangshan area，central Jiangxi Province

圖8 贛中相山焦坪深部輝鉬礦Re-Os 等時(shí)線及加權(quán)平均年齡Fig.8 Re-Os isochron and weighted average age of molybdenite in the Xiangshan area

3.3 鋯石微區(qū)微量元素組成

贛中相山地區(qū)細(xì)?；◢弾r鋯石微量元素分析數(shù)據(jù)見(jiàn)表2。11 件巖漿鋯石樣品的稀土配分曲線表現(xiàn)出較好的一致性（圖9），顯示它們可能是同一期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。樣品中鋯石稀土元素豐度值均較高，∑REE 為616×10-6～1 800×10-6（平均1 236×10-6），LREE/HREE = 0.003～0.075（平均0.031），表明研究區(qū)細(xì)?；◢弾r鋯石中輕稀土元素強(qiáng)烈虧損，重稀土元素強(qiáng)烈富集。稀土配分曲線呈現(xiàn)出明顯的左傾，Ce 表現(xiàn)出強(qiáng)烈的正異常，Eu 表現(xiàn)出負(fù)異常。

圖9 贛中相山地區(qū)塊狀細(xì)?；◢弾r巖漿鋯石稀土元素配分模式圖（球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值據(jù)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 討 論

4.1 成巖成礦年齡

侵入巖根據(jù)形成年齡和與地殼運(yùn)動(dòng)的聯(lián)系，劃分時(shí)代與構(gòu)造巖漿期，每一構(gòu)造巖漿期包含一個(gè)或多個(gè)成因類(lèi)型、巖漿組合和巖漿演化序列，每一個(gè)序列中可建立同源巖漿演化的多個(gè)基本巖石單位（侵入體）。贛中相山地區(qū)加里東期花崗巖主體為樂(lè)安序列，進(jìn)一步可分為村前單元、王元單元、焦坪?jiǎn)卧取?/p>

筆者通過(guò)總結(jié)華南地區(qū)加里東期花崗巖成巖年齡和其大地構(gòu)造屬性等特征發(fā)現(xiàn)，早古生代巖漿侵入活動(dòng)十分頻繁，貫穿了整個(gè)加里東運(yùn)動(dòng)造山期，并多侵位于震旦系—寒武系地層中。華南地區(qū)加里東期花崗巖根據(jù)巖石類(lèi)型可進(jìn)一步劃分為早期和晚期，然而在許多規(guī)模較大的加里東期花崗巖基內(nèi)部通常都有早、晚兩期侵入體，說(shuō)明加里東期花崗巖漿活動(dòng)具有多階段特點(diǎn)，而且兩期花崗巖在大地構(gòu)造屬性上又有著較大差異。華南地區(qū)加里東期構(gòu)造—巖漿—成礦活動(dòng)主要集中在460～400 Ma 之間，其規(guī)模至少涉及湘、贛、閩、粵等4 省。華夏板塊內(nèi)的加里東期塊狀花崗巖成巖年齡明顯晚于片麻狀花崗巖、混合巖等，與相山地區(qū)加里東期花崗巖的兩階段成巖年齡特征具有相似性（表5）。

表5 相山礦田及其周邊巖漿巖鋯石U-Pb 同位素年齡統(tǒng)計(jì)表Table 5 U-Pb ages of magmatite zircon collected from the Xiangshan ore field and its surrounding area

我國(guó)鉬礦床成礦階段主要集中在：1）前寒武紀(jì)（＞800 Ma），2）寒武紀(jì)—志留紀(jì)（540～415 Ma，加里東期），3） 泥盆紀(jì)—二疊紀(jì)（400～290 Ma，海西期或華力西期），4） 三疊紀(jì)（260～200 Ma，印支期），5）侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)（195～70 Ma，燕山期），6）古近紀(jì)—新近紀(jì)（65～10 Ma，喜馬拉雅期或喜山期）（圖10）。尤其以燕山期鉬礦床最為常見(jiàn)，約占62.6%，其次為喜山期和印支期，而古生代鉬礦床較為罕見(jiàn)，僅占8%。

圖10 我國(guó)鉬礦床成礦期的6 個(gè)階段（黃凡等，2014）Fig.10 Six stages of mineralization of molybdenum deposits in China（after Huang et al.，2014）

贛中地區(qū)花崗巖形成時(shí)代可以分為3 個(gè)階段，分別為燕山期（152～133 Ma）、海西—印支期（235～231 Ma）以及加里東期（442～401 Ma）（表5）。相山地區(qū)鈾礦床的形成時(shí)間為125.6～119.8 Ma、113.8～106.1 Ma、 100.0～86.7 Ma 以及78.6～66.4 Ma（鋯石裂變徑跡據(jù)林錦榮等，2019），牛頭山深部鉛鋅礦的礦化時(shí)間為112.8～107.4 Ma、118.5 Ma 和129.8 Ma（絹云母39Ar-40Ar 年齡據(jù)楊慶坤等，2017）。古塘地表出露的錫石年齡為151±2.8 Ma（錫石LA-ICP-MS 據(jù)龐文靜等，2023）。本次測(cè)得相山地區(qū)細(xì)?；◢弾r的成巖時(shí)代為410±2.5 Ma，形成于加里東晚期，與相山礦田西南端焦坪地區(qū)深部輝鉬礦的形成時(shí)間（3 個(gè)樣品的模式年齡分別為404±3.8 Ma、405±1.7 Ma、406±2.1 Ma）接近，預(yù)示著兩者在成因方面具有一定的關(guān)聯(lián)。

4.2 成巖物理化學(xué)條件

（1）結(jié)晶溫度

Ferry and Watson（2007）基于鋯石的Ti 含量通過(guò)公式（1）估算了鋯石結(jié)晶時(shí)的溫度：

其中，log1（010-6·Ti-in-Zircon）為鋯石Ti 含量的lg 值，T為熱力學(xué)溫度，單位為K，αSiO2和αTiO2分別代表SiO2以及TiO2的活度。由于花崗巖體系巖石樣品的石英含量通常較高，因此可將αSiO2值設(shè)為1。如果該類(lèi)樣品中含鈦鐵礦物較多的話(huà)，可將αTiO2估為0.6（朱清波等，2015），最終溫度計(jì)算結(jié)果見(jiàn)表2，研究區(qū)細(xì)粒花崗巖的結(jié)晶溫度范圍為572 ℃～585 ℃，平均溫度為574 ℃。這一溫度通常低于鋯石飽和溫度和預(yù)測(cè)的演化熔體的結(jié)晶溫度（高曉英和鄭永飛，2011）。

（2）氧化還原狀態(tài)

在巖漿演化過(guò)程中，氧逸度會(huì)通過(guò)控制變價(jià)元素的價(jià)態(tài)，進(jìn)而控制這些元素在巖漿中的溶解度。氧逸度可以用ΔFMQ（絕對(duì)氧逸度）表示成相對(duì)于FMQ 緩沖劑的形式，即ΔFMQ = log10(fO2)-FMQ 表示。

Loucks et al（.2020）通過(guò)鋯石中的4 價(jià)元素U4+和Ti4+，利用熱力學(xué)公式推導(dǎo)出氧逸度計(jì)算公式（2）：

其中l(wèi)gfO2(sample )- lgfO2(FMQ )為巖石樣品氧逸度相對(duì)于FMQ 緩沖劑的值（ΔFMQ），Ui 為鋯石結(jié)晶時(shí)U 的含量，Ui= U 測(cè)×e1.98173×（0.0001）×t，t為鋯石結(jié)晶年齡，單位為Ma；U 為所測(cè)鋯石中的U 含量。該方法成功避免了所有基于REE3+的氧逸度計(jì)中可能遇到的問(wèn)題，可以獲得更加可靠的氧逸度值。通過(guò)上述方法對(duì)研究區(qū)細(xì)?；◢弾r進(jìn)行了氧逸度計(jì)算，氧逸度范圍為：ΔFMQ = -9.62～-2.52，平均為-5.17，巖漿氧逸度整體偏低。

Ballard et al（.2002）認(rèn)為利用鋯石Ce4+/Ce3+比值可以估算鋯石形成時(shí)的巖漿相對(duì)氧逸度。鋯石中的Ce（Ce3+和Ce4+）可以取代Zr4+，在相對(duì)還原狀態(tài)下，以Ce3+的形式為主（Hanchar et al.，2001），即（Ce4+/Ce3+）鋯石比值較低。因此，鋯石的Ce4+/Ce3+比值可用來(lái)表達(dá)巖漿的相對(duì)氧化/還原狀態(tài)。利用晶格應(yīng)變模型（Woodetal，1997）以及微量元素八倍配位的離子半徑值（辛洪波等，2008）（表6），可以估算微量元素在鋯石—熔體相間的分配系數(shù)（圖11），經(jīng)計(jì)算得到相山地區(qū)塊狀細(xì)?；◢弾r鋯石DCeIII=0.059、DCeIV= 2 968.75、（Ce4+/Ce3+）鋯石= 0.9（表7）。降珂楠等（2023）利用該方法得到相山地區(qū)白堊紀(jì)不含礦花崗巖（Ce4+/Ce3+）鋯石結(jié)果是7.99～22.40，含礦花崗巖斑巖為19.02～68.75，可見(jiàn)加里東期焦坪?jiǎn)卧◢弾r氧逸度明顯低于白堊紀(jì)花崗巖。

表6 微量元素八倍配位的離子半徑值Table 6 Ionic radius values of octet coordination of trace elements

表7 贛中相山地區(qū)塊狀細(xì)?；◢弾r鋯石微量元素在鋯石—熔體相的分配系數(shù)Table 7 Zircon-melt phase partition coefficient of trace elements of fine-grained granite in the Xiangshan area

圖11 贛中相山地區(qū)塊狀細(xì)粒花崗巖鋯石微量元素在鋯石—熔體相間的分配系數(shù)對(duì)三價(jià)（a）和四價(jià)陽(yáng)離子（b）Fig.11 Natural logarithm of zircon/rock distribution coefficients plotted versus a lattice-strain parameter for trivalent（a）and tetravalent cations（b）

（3）巖漿含水量

Lu et al.（2015）通過(guò)對(duì)全球含礦和貧礦的酸性巖漿鋯石微量元素的研究提出：（Ce/Nd）/Y 與Dy/Yb比值可以指征巖漿的水含量。富水的成礦巖漿鋯石比貧礦的鋯石具有更高的（Ce/Nd）/Y 比值（＞0.01），以及更低的Dy/Yb 比值（＜0.30）（Wang et al.，2018）。研究區(qū)細(xì)?；◢弾r中鋯石的（Ce/Nd）/Y 比值為0～0.012（平均值0.004）， Dy/Yb 比值為0.23～0.42（平均值0.30），指示研究區(qū)細(xì)?；◢弾r的含水量較低。

花崗巖的氧化還原狀態(tài)與礦化類(lèi)型之間有著緊密聯(lián)系。氧逸度控制著巖漿源區(qū)中錫的遷移能力和分離結(jié)晶過(guò)程中錫的地球化學(xué)行為（Lehmann et al.，1990）。如果巖漿體系氧逸度較高，Sn4+容易以類(lèi)質(zhì)同象的方式進(jìn)入到早期結(jié)晶的鐵鎂礦物，造成晚期溶體中富集不明顯。相反，高氧逸度巖可以抑制硫化物熔體（如MoS2）的析出，使其保留在出溶的液相中，造成巖漿期后熱液中Mo 等親硫金屬元素的富集（Shu et al.，2019）。

氧逸度ΔFMQ + 1.5 是S 元素在巖漿中賦存價(jià)態(tài)發(fā)生轉(zhuǎn)變的重要數(shù)值。在ΔFMQ +1.5 以上時(shí)，S元素主要呈氧化態(tài)（SO?2-），達(dá)到ΔFMQ+2 時(shí)，幾乎可以全部轉(zhuǎn)換為SO?2-。而在ΔFMQ +1 以下，S元素主要呈還原態(tài)（S2-），在ΔFMQ-2 處，氧逸度的降低會(huì)導(dǎo)致大量的S 元素由氧化態(tài)SO?2-向還原態(tài)的S2-轉(zhuǎn)變。正是這種轉(zhuǎn)變控制著Cu、Au、Mo等親硫元素的地球化學(xué)性質(zhì)和成礦（Sun et al.，2015）。研究區(qū)細(xì)?；◢弾r的Δ FMQ = -9.62 ～-2.52，同時(shí)含水量較低，因此，不利于親硫金屬元素的運(yùn)移和富集。雖然低氧逸度有利于Sn 礦的富集，但由于研究區(qū)錫石成礦年齡與該套花崗巖的形成年齡相差巨大，因此兩者并沒(méi)有成因上的聯(lián)系，進(jìn)一步指示了巖漿熱液成礦系統(tǒng)中礦源的重要性。

4.3 鋯石源區(qū)

鋯石微量元素可以有效識(shí)別巖漿的源區(qū)背景，利用鋯石微量元素Hf-U/Yb 和Y-U/Yb 圖解可以區(qū)分巖漿源自陸殼還是洋殼。通過(guò)圖12 可以看出，研究區(qū)細(xì)?；◢弾r鋯石均落入陸殼鋯石區(qū)域內(nèi)或其附近，指示其主要形成于陸殼環(huán)境。

圖12 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)?；◢弾r巖漿鋯石Hf-U/Yb（a）及Y-U/Yb 圖解（b）（底圖據(jù)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）

幔源巖漿鋯石與殼源巖漿鋯石在稀土元素配分模式上有著明顯差異（李杰等，2021）。幔源鋯石的ΣREE（＜135×10-6）和P（＜100×10-6）含量明顯低于殼源鋯石，且殼源鋯石Ce 正異常（δCe = 1.3～30）和Eu 負(fù)異常（δEu = 0.05～0.5）均比較明顯。I 型、S 型、A 型3 種成因類(lèi)型的花崗巖鋯石微量元素特征具有顯著區(qū)別：對(duì)比I 型花崗巖，S 型花崗巖的鋯石Pb 含量通常較高，而（Nb/Pb）N值（0.40～8.57）較低，并且Eu 負(fù)異常（δEu = 0.03～0.30，大多數(shù)＜0.2）明顯（Wang et al.，2012）。研究區(qū)細(xì)?；◢弾r中的鋯石ΣREE 為616×10-6～1 800×10-6（平均為1 236×10-6），δEu 為0.04～0.12（平均為0.09），δCe 為1.8～132.7（平均為19.9），且P 含量為422×10-6～1 489×10-6（平均為897×10-6）。在Th-Pb 和（Nb/Pb）N-δEu 圖解上（圖13），樣品投點(diǎn)落入S 型花崗巖區(qū)域，說(shuō)明研究區(qū)細(xì)?；◢弾r應(yīng)屬于典型的S型花崗巖。

圖13 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)粒花崗巖巖漿鋯石Th-Pb（a）及（Nb/Pb）N-δEu（b）圖解（底圖據(jù)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 構(gòu)造背景

花崗巖的產(chǎn)出大地構(gòu)造環(huán)境通常與其成因類(lèi)型有著緊密聯(lián)系。華南板塊位于東亞陸緣，由北部的揚(yáng)子地塊、南部的華夏地塊以及位于兩者之間的江南造山帶（欽杭成礦帶）所組成（Shu et al.，2021）。

Yan et al.（2019）和楊晨等（2023）利用古地磁、古生物演化事件以及古地理環(huán)境變化等多重指標(biāo)重建了華南古生代時(shí)期的地理位置，認(rèn)為加里東早期揚(yáng)子板塊位于岡瓦納大陸北緣，地處赤道低緯度地區(qū)。此后，揚(yáng)子板塊逐漸向北漂移，其東南部與洋殼逐漸發(fā)生碰撞，形成了武夷—云開(kāi)造山帶。部分學(xué)者（Shu et al.，2014；Guo et al.，2018）認(rèn)為華南板塊是由不同時(shí)期、不同性質(zhì)的地塊以不同方式碰撞拼合而成，其中多數(shù)是加里東期的地塊（體），并可繼續(xù)劃分出湘桂、贛中—贛南、下?lián)P子、云開(kāi)、浙閩、保山、騰沖等多個(gè)小地塊。任紀(jì)舜（1990）認(rèn)為晉寧期之后，“揚(yáng)子”和“華夏”兩大板塊發(fā)生過(guò)裂解，但該作用并未切穿巖石圈。Zhan et al.（2002）和Rong et al.（1999，2008）在研究揚(yáng)子地塊東緣的奧陶紀(jì)地層和古生物群時(shí)，發(fā)現(xiàn)了棲息在一個(gè)以陸殼為基底的已知最深水的底棲群落，因此，戎嘉余等（2010）認(rèn)為“揚(yáng)子”與“華夏”之間并不存在洋殼盆地。但是，劉英會(huì)等（2007）通過(guò)對(duì)華夏陸塊地球物理場(chǎng)的研究，認(rèn)為其應(yīng)由多個(gè)古陸塊組成，萬(wàn)天豐和朱鴻（2007）認(rèn)為華夏陸塊在印支期與揚(yáng)子板塊拼合之前，亦分散為多個(gè)古陸。舒良樹(shù)（2012）通過(guò)對(duì)江南造山帶蛇綠混雜巖等巖石的年代學(xué)特征分析，指出在新元古代形成之后華夏陸塊裂解產(chǎn)生了多個(gè)小陸塊。Guo et al.（2018）通過(guò)對(duì)研究區(qū)與揚(yáng)子板塊、華夏陸塊前寒武紀(jì)年齡譜的對(duì)比研究發(fā)現(xiàn)，贛中相山地區(qū)北部樣品與華夏親緣，南部樣品卻與揚(yáng)子親緣，而實(shí)際上揚(yáng)子板塊在相山的北緣，華夏陸塊在南緣，并認(rèn)為江南造山帶在770 Ma 后發(fā)生裂解，這次拉張作用較強(qiáng)，應(yīng)該切穿了巖石圈，由此，華夏陸塊肢解形成多個(gè)次級(jí)古陸，相山地區(qū)在這次裂解過(guò)程中，形成了次一級(jí)的更小的陸塊。Shu et al.（2021）認(rèn)為這次裂解首先發(fā)生在浙東—武夷一帶，其后皖南—九嶺—桂北一帶開(kāi)始發(fā)生，早古生代華南開(kāi)啟了陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)，并伴隨大量的花崗質(zhì)巖漿侵入。Xu et al.（2008）和Charvet et al.（2010）認(rèn)為加里東運(yùn)動(dòng)后我國(guó)華南地區(qū)的揚(yáng)子陸塊與華夏陸塊拼合成統(tǒng)一的華南板塊。華夏地塊可能是由該時(shí)期與華南板塊發(fā)生碰撞的大洋板塊演化而來(lái)（Zhao et al.，2022）。而萬(wàn)天豐和朱鴻（2002）則認(rèn)為印支期組成華夏陸塊的多個(gè)次級(jí)古陸向北運(yùn)動(dòng)，同揚(yáng)子板塊才發(fā)生了再次拼合。在拼合之前，相山所處的次級(jí)小陸塊在漂移的過(guò)程中，自身方位發(fā)生了一定的旋轉(zhuǎn)（Guo et al.，2018）。

江西省早古生代巖漿侵入活動(dòng)十分頻繁，花崗巖類(lèi)廣泛分布于贛中南地區(qū)，其次見(jiàn)于欽杭帶。集中分布于東部的武夷山—雩山及西部的武功山—井崗山—諸廣山，構(gòu)成兩條明顯的南北向—北北東向分布的巖帶，總面積達(dá)10 648.4 km2。這一期花崗巖往往形成規(guī)模很大的巖基和巖株，有的巖體面積可達(dá)幾百平方公里以上，且皆系多旋回或同期多階段的復(fù)式巖體。

花崗巖鋯石微量元素（Ti、Hf、Th、U、Nb、Ta、Y 和REE）經(jīng)常被用來(lái)解釋鋯石的來(lái)源和判別母巖漿的構(gòu)造環(huán)境（Li et al.，2014）。與來(lái)自板塊構(gòu)造內(nèi)部的巖漿巖相比弧環(huán)境的巖漿巖貧Nb 元素。因此，在巖漿分餾程度相同的情況下，板內(nèi)環(huán)境下形成的鋯石與弧環(huán)境下形成的鋯石相比具有較高的Nb/Hf 比值。研究區(qū)細(xì)?；◢弾r大多數(shù)鋯石表現(xiàn)出較高的Nb/Hf 比值（0.001 3～0.058 0，平均為0.029），將其投點(diǎn)于Th/U-Nb/Hf 圖解（圖14）中，主要落在板內(nèi)/非造山環(huán)境與巖漿弧/造山環(huán)境的過(guò)渡范圍內(nèi)，預(yù)示著410 Ma 時(shí)期，研究區(qū)加里東晚期的復(fù)雜構(gòu)造環(huán)境?？赡苁艿蕉鄠€(gè)尚未拼合的次級(jí)微陸塊的碰撞—拼接影響，這些微陸塊之間存在殘留的大洋盆地。

圖14 贛中相山地區(qū)加里東期塊狀細(xì)?；◢弾r巖漿鋯石Th/U-Nb/Hf 圖解（據(jù)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）

張芳榮等（2009）收集了大量贛中地區(qū)加里東期花崗巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù)，楊慶坤等（2019）將其投影在SiO2-TFe/（TFe+MgO）判別圖和（Y+Nb）-Rb 圖解中（圖15）發(fā)現(xiàn)：加里東早期和晚期花崗巖成巖大地構(gòu)造背景具明顯的差異性，早期以造山期擠壓環(huán)境為主，晚期以后造山伸展環(huán)境為主。

圖15 贛中地區(qū)花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解（底圖據(jù)Pati?o Douce，1999；數(shù)據(jù)據(jù)張芳榮等，2009）Fig.15 Structural environment discriminant diagram of granite in central Jiangxi Province（basemap from Pati?o Douce，1999；data from Zhang et al.，2009）

Yao et al.（2012）認(rèn)為430 Ma 左右是華南地區(qū)加里東期造山帶構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換的時(shí)間，進(jìn)一步可以分為加里東早期的褶皺造山和加里東晚期的后造山兩個(gè)階段。按巖石形成條件和成巖方式，加里東早期為變形（質(zhì)）深成巖類(lèi)，多屬侵入—交代型巖體。按巖石學(xué)特征，可分為糜棱巖化花崗巖類(lèi)（眼球狀黑云二長(zhǎng)花崗巖、眼球狀花崗閃長(zhǎng)巖）、片麻狀巨（環(huán)）斑黑云母花崗巖類(lèi)、片麻狀二云母（白云母）花崗巖類(lèi)、弱片麻狀中（細(xì)）粒黑云母花崗巖類(lèi)、變質(zhì)深成巖類(lèi)、片麻狀紫蘇花崗巖類(lèi)。加里東晚期為中深成型正常侵入花崗巖（塊狀），贛中樂(lè)安地區(qū)可見(jiàn)少量的變形深成巖。

綜上所述，華南地區(qū)加里東期花崗巖的形成與造山機(jī)制相關(guān)似乎已經(jīng)達(dá)成了共識(shí)，形成于430 Ma 以后的研究區(qū)細(xì)粒花崗巖主要以后造山背景下的板內(nèi)花崗巖為主（圖16）。

圖16 華夏與揚(yáng)子板塊加里東晚期構(gòu)造演化示意圖（據(jù)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 結(jié) 論

贛中相山地區(qū)南部新發(fā)現(xiàn)了大量的錫、鉬礦化，其賦礦圍巖均為加里東期塊狀細(xì)?；◢弾r，通過(guò)對(duì)該花崗巖鋯石開(kāi)展LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 測(cè)年、微量元素分析以及輝鉬礦Re-Os 測(cè)年得到：

（1） 細(xì)?；◢弾r諧和年齡為410±2.5 Ma，加權(quán)平均年齡為410±2.9 Ma，與輝鉬礦年齡（405±1.2 Ma）接近。通過(guò)鋯石微量元素特征，得到鋯石物理化學(xué)條件：Ti 結(jié)晶溫度為572 ℃～585 ℃，氧逸度ΔFMQ = -9.62～-2.52，（Ce4+/Ce3+）鋯石= 0.9，（Ce/Nd）/Y 值為0～0.012，Dy/Yb 值為0.23～0.42，指示巖漿含水量和氧逸度較低，不利于形成大型輝鉬礦床。

（2）贛中古塘地區(qū)加里東期大地構(gòu)造背景復(fù)雜，在大地構(gòu)造背景判別圖解中，樣品主要落在板內(nèi)/非造山環(huán)境與巖漿弧/造山環(huán)境的過(guò)渡范圍內(nèi)。其可能受到多個(gè)尚未拼合的次級(jí)微陸塊的碰撞—拼接影響。但通過(guò)總結(jié)前人贛中地區(qū)加里東期花崗巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)：加里東早期和晚期花崗巖成巖大地構(gòu)造背景具明顯的差異性，早期以造山期擠壓環(huán)境為主，晚期以后造山伸展環(huán)境為主。