贛中相山地區加里東期細?；◢弾r成因及其對鉬多金屬礦的找礦意義*

楊慶坤 龐文靜 章傳超 齊子瑞 周云云 揭偉成

（1.青海民族大學旅游學院 西寧 810007；2.東華理工大學地球科學學院 南昌 330013；3.江西省地質局核地質大隊 南昌 330002）

我國華南地區是世界范圍重要的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，而這些礦產又與花崗巖的形成和演化聯系緊密。巖漿成巖成礦理論研究一直是廣大地質學者熱衷的問題，花崗巖是陸殼演化過程的衍生物，廣泛分布在大陸地區，特別是造山帶中（Wang et al.，2001）。眾多科學家提出華南花崗巖具有成巖期次多、構造背景復雜以及參與成礦作用程度高的特征。加里東期華南地區開啟了幕式發展階段，進入了以地殼重熔為主的大花崗巖省的發展序幕。在多旋回構造運動機制下，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，進而造就了華南地區燕山期的“成礦大爆發”（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陸續發現了Pb、Zn、Sn、Mo 等多金屬礦化現象，其深部均出露了一套塊狀中細?；◢弾r。該地區加里東期和燕山期地殼運動強烈，巖漿侵入活動頻發，表現出一系列巖漿—熱液演化特征，且與成礦關系密切，是難得的研究花崗巖演化與成礦關系基地。筆者通過對相山地區深部塊狀細?；◢弾r開展鋯石LA-ICP-MS 測試以及輝鉬礦Re-Os 同位素測年等工作，以期對相山地區加里東期成巖成礦關系進行討論。

1 地質概況

贛中相山地區位于欽（欽州）杭（杭州）結合帶東南緣，按照江西省侵入巖分布的總體特征（下揚子侵入巖區、欽杭侵入巖區和華夏侵入巖區），研究區位于欽杭侵入巖區。其北西側為遂川—德興深斷裂、東南側為鷹潭—安遠深斷裂（圖1）。研究區北東走向斷裂構造發育，巖漿活動頻繁，多金屬礦床/點分布廣泛，尤以鈾、釷等放射性金屬礦產最為主要。

近年，在對相山及其周邊開展1∶5 萬地表填圖及深部找礦過程中，分別在古塘和焦坪地區地表發現了錫和鉬多金屬蝕變帶（圖2a、圖2b）。其中在焦坪地區共發現3 處剝土揭露的鉬礦化體，礦體寬分別約為0.4 m（湖港，圍巖為下白堊統鵝湖嶺組碎斑熔巖）、0.4 m（居隆安，圍巖為下白堊統鵝湖嶺組碎斑熔巖）和1 m（王牙池，圍巖為焦坪單元塊狀細?；◢弾r），產于硅化破碎帶內。鉬礦化多與石英脈體共生，受斷裂構造控制，在平面上礦體總體上呈北西向展布，深部礦體呈細脈—大脈狀，南西側伏，側伏角55°～65°。礦體呈細脈—大脈狀、網脈狀、團塊狀（圖3）。蝕變以硅化、黃鐵礦化、絹云母化等為主。通過對王牙池開展深部找礦勘探發現，鉬礦體圍巖為塊狀細?；◢弾r，為早泥盆世焦坪侵入體（ηγD1J）。巖石呈塊狀構造，中細?；◢徑Y構，石英含量約24%～29%，呈他形粒狀，粒徑在1～3 mm 之間，內部常見動態重結晶。斜長石約占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。副礦物見鋯石、鈦鐵礦、黃鐵礦、方鉛礦、褐簾石。巖石在結構、構造、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生混淆（圖4）。

圖2 相山地區加里東期花崗巖分布圖（a）和贛中古塘地區地質簡圖（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：ZK03-1；深度：105.4～112.11 m；坐標：115°44'49″N，27°32'27″EFig.3 Photos of drill core of quartz vein molybdenite in Xiangshan area

圖4 贛中相山地區加里東期塊狀細粒黑云母二長花崗巖巖心樣品及顯微（正交偏光）照片鉆孔號：ZK04-1，深約360 m；采樣坐標：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，產于石英細脈中，發育硅化、云英巖化、綠泥石化、黃銅礦化。地表圍巖為樂安單元中粗粒斑狀黑云花崗巖，其深部巖性為焦坪單元塊狀中細?；◢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?；◢弾r鋯石和輝鉬礦樣品在廊坊市宇能巖石礦物分選技術服務有限公司進行單礦物挑選、鋯石制靶以及透射光、反射光和CL 圖像的拍攝（圖5）。挑選鋯石的過程，首先將樣品破碎至80～120 目，經過電磁方法分離出鋯石，最后在雙目鏡下挑純。關于輝鉬礦的挑選，首先將采集好的樣品用常規方法進行碎裂過篩，然后將100 目以上的樣品碎塊利用重力分離、電磁分離等方法進一步分選，再在雙目鏡下挑選礦質純、無污染、無氧化以及純度在98%以上的輝鉬礦單礦物，最后用瑪瑙缽研磨至200 目。

圖5 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r鋯石陰極發光（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 測年及地球化學測試

鋯石LA-ICP-MS U-Pb 測年及原位微量元素測試分析在東華理工大學核資源與環境國家重點實驗室完成。挑選沒有裂隙和流體包裹體的干擾位置開展測試工作，共獲得有效數據點16 個（表1，表2）。測試儀器為Resolution S-155 激光剝蝕系統（美國Resonetics 公司），并與7500 ICP-MS（美國Agilent 公司）關聯。采用91500 和PLE 為鋯石測年標樣，NIST610、NIST612、BIR-1G、BHVO-2G 和BVC-2G 為微量元素測試標樣。具體實驗分析方法詳見Liu et al.（2010）。鋯石的年齡圖和年齡采用ISOPLOT 4.15（Ludwig，2001）進行數據處理。

表1 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年數據Table1 Results of LA-ICP-MS U-Pb dating of fine-grained granite in the Xiangshan area

表2 贛中相山地區細?；◢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 測試

輝鉬礦Re-Os 測試分析（ID-TIMS）在自然資源部中南礦產資源檢測中心（中國地質調查局武漢地質調查中心）完成。Os、Re 同位素組成分別采用德國Thremo Fisher Scientific 公司的Triton TIMS 和ICP-MS 測試儀器完成。數據質量：1）空白水平，Re 流程空白為20 pg，Os 流程空白為5 pg；2）標準物質測定結果見表3。具體儀器型號和測試過程詳見陜亮等（2019），輝鉬礦Re-Os 同位素等時線及加權平均年齡計算過程參考York et al.（2004）。

表3 輝鉬礦標準物質測定數據Table 3 Standard substances measurement data of molybdenite

3 測試結果

3.1 鋯石U-Pb 測年

所測鋯石以自形柱狀為主，多為無色透明，少部分呈淺黃色，陰極發光照片可見明顯的結晶環帶（圖5），少量鋯石邊部出現暗黑色，可能是鋯石中較高的U 和Th 含量導致的。鋯石長66～176 μm，長寬比大多為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比值相對較低（小于0.1）（Vavra et al.，1999）。本次所測16 個鋯石樣品中僅有1 個Th/U 為1.09，其余均在0.12～0.95 之間。Hoskin and Schaltegger（2003）認為，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行區分。通過投點發現，所測鋯石數據點中除5 個鋯石（測點號分別為： zk04-2、 zk04-6、 zk04-7、zk04-8、zk04-10）處于熱液鋯石區域內，其余均分布在巖漿鋯石范圍內。剩余11 個巖漿鋯石的U-Pb同位素組成在誤差范圍內諧和，206Pb/238U 諧和年齡為410±2.5 Ma（MSWD = 3.2）、加權平均年齡為410±2.9 Ma（MSWD = 5.1），兩者年齡一致（圖7）。

圖6 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢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 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r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 同位素測年

相山礦田西南部焦坪單元鉆孔巖心輝鉬礦Re-Os 同位素分析結果見表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，加權平均年齡為405±1.2 Ma（MSWD = 0.49），3 個數據點構成一條良好的187Re-187Os 等時線，其諧和年齡值為405±2.0 Ma（MSWD = 0.97）（圖8），年齡數據在誤差范圍內保持一致，普Os 值接近于0，說明該分析結果是可靠的。

表4 贛中相山地區焦坪深部輝鉬礦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 等時線及加權平均年齡Fig.8 Re-Os isochron and weighted average age of molybdenite in the Xiangshan area

3.3 鋯石微區微量元素組成

贛中相山地區細?；◢弾r鋯石微量元素分析數據見表2。11 件巖漿鋯石樣品的稀土配分曲線表現出較好的一致性（圖9），顯示它們可能是同一期巖漿活動的產物。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），表明研究區細?；◢弾r鋯石中輕稀土元素強烈虧損，重稀土元素強烈富集。稀土配分曲線呈現出明顯的左傾，Ce 表現出強烈的正異常，Eu 表現出負異常。

圖9 贛中相山地區塊狀細?；◢弾r巖漿鋯石稀土元素配分模式圖（球粒隕石標準化數值據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

侵入巖根據形成年齡和與地殼運動的聯系，劃分時代與構造巖漿期，每一構造巖漿期包含一個或多個成因類型、巖漿組合和巖漿演化序列，每一個序列中可建立同源巖漿演化的多個基本巖石單位（侵入體）。贛中相山地區加里東期花崗巖主體為樂安序列，進一步可分為村前單元、王元單元、焦坪單元等。

筆者通過總結華南地區加里東期花崗巖成巖年齡和其大地構造屬性等特征發現，早古生代巖漿侵入活動十分頻繁，貫穿了整個加里東運動造山期，并多侵位于震旦系—寒武系地層中。華南地區加里東期花崗巖根據巖石類型可進一步劃分為早期和晚期，然而在許多規模較大的加里東期花崗巖基內部通常都有早、晚兩期侵入體，說明加里東期花崗巖漿活動具有多階段特點，而且兩期花崗巖在大地構造屬性上又有著較大差異。華南地區加里東期構造—巖漿—成礦活動主要集中在460～400 Ma 之間，其規模至少涉及湘、贛、閩、粵等4 省。華夏板塊內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 同位素年齡統計表Table 5 U-Pb ages of magmatite zircon collected from the Xiangshan ore field and its surrounding area

我國鉬礦床成礦階段主要集中在：1）前寒武紀（＞800 Ma），2）寒武紀—志留紀（540～415 Ma，加里東期），3） 泥盆紀—二疊紀（400～290 Ma，海西期或華力西期），4） 三疊紀（260～200 Ma，印支期），5）侏羅紀—白堊紀（195～70 Ma，燕山期），6）古近紀—新近紀（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，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，僅占8%。

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

贛中地區花崗巖形成時代可以分為3 個階段，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）。相山地區鈾礦床的形成時間為125.6～119.8 Ma、113.8～106.1 Ma、 100.0～86.7 Ma 以及78.6～66.4 Ma（鋯石裂變徑跡據林錦榮等，2019），牛頭山深部鉛鋅礦的礦化時間為112.8～107.4 Ma、118.5 Ma 和129.8 Ma（絹云母39Ar-40Ar 年齡據楊慶坤等，2017）。古塘地表出露的錫石年齡為151±2.8 Ma（錫石LA-ICP-MS 據龐文靜等，2023）。本次測得相山地區細?；◢弾r的成巖時代為410±2.5 Ma，形成于加里東晚期，與相山礦田西南端焦坪地區深部輝鉬礦的形成時間（3 個樣品的模式年齡分別為404±3.8 Ma、405±1.7 Ma、406±2.1 Ma）接近，預示著兩者在成因方面具有一定的關聯。

4.2 成巖物理化學條件

（1）結晶溫度

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

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值設為1。如果該類樣品中含鈦鐵礦物較多的話，可將αTiO2估為0.6（朱清波等，2015），最終溫度計算結果見表2，研究區細?；◢弾r的結晶溫度范圍為572 ℃～585 ℃，平均溫度為574 ℃。這一溫度通常低于鋯石飽和溫度和預測的演化熔體的結晶溫度（高曉英和鄭永飛，2011）。

（2）氧化還原狀態

在巖漿演化過程中，氧逸度會通過控制變價元素的價態，進而控制這些元素在巖漿中的溶解度。氧逸度可以用ΔFMQ（絕對氧逸度）表示成相對于FMQ 緩沖劑的形式，即ΔFMQ = log10(fO2)-FMQ 表示。

Loucks et al（.2020）通過鋯石中的4 價元素U4+和Ti4+，利用熱力學公式推導出氧逸度計算公式（2）：

其中lgfO2(sample )- lgfO2(FMQ )為巖石樣品氧逸度相對于FMQ 緩沖劑的值（ΔFMQ），Ui 為鋯石結晶時U 的含量，Ui= U 測×e1.98173×（0.0001）×t，t為鋯石結晶年齡，單位為Ma；U 為所測鋯石中的U 含量。該方法成功避免了所有基于REE3+的氧逸度計中可能遇到的問題，可以獲得更加可靠的氧逸度值。通過上述方法對研究區細?；◢弾r進行了氧逸度計算，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）認為利用鋯石Ce4+/Ce3+比值可以估算鋯石形成時的巖漿相對氧逸度。鋯石中的Ce（Ce3+和Ce4+）可以取代Zr4+，在相對還原狀態下，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+比值可用來表達巖漿的相對氧化/還原狀態。利用晶格應變模型（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（圖11），經計算得到相山地區塊狀細?；◢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白堊紀不含礦花崗巖（Ce4+/Ce3+）鋯石結果是7.99～22.40，含礦花崗巖斑巖為19.02～68.75，可見加里東期焦坪單元花崗巖氧逸度明顯低于白堊紀花崗巖。

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

圖11 贛中相山地區塊狀細?；◢弾r鋯石微量元素在鋯石—熔體相間的分配系數對三價（a）和四價陽離子（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）通過對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）。研究區細?；◢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），指示研究區細?；◢弾r的含水量較低。

花崗巖的氧化還原狀態與礦化類型之間有著緊密聯系。氧逸度控制著巖漿源區中錫的遷移能力和分離結晶過程中錫的地球化學行為（Lehmann et al.，1990）。如果巖漿體系氧逸度較高，Sn4+容易以類質同象的方式進入到早期結晶的鐵鎂礦物，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態發生轉變的重要數值。在ΔFMQ +1.5 以上時，S元素主要呈氧化態（SO?2-），達到ΔFMQ+2 時，幾乎可以全部轉換為SO?2-。而在ΔFMQ +1 以下，S元素主要呈還原態（S2-），在ΔFMQ-2 處，氧逸度的降低會導致大量的S 元素由氧化態SO?2-向還原態的S2-轉變。正是這種轉變控制著Cu、Au、Mo等親硫元素的地球化學性質和成礦（Sun et al.，2015）。研究區細?；◢弾r的Δ FMQ = -9.62 ～-2.52，同時含水量較低，因此，不利于親硫金屬元素的運移和富集。雖然低氧逸度有利于Sn 礦的富集，但由于研究區錫石成礦年齡與該套花崗巖的形成年齡相差巨大，因此兩者并沒有成因上的聯系，進一步指示了巖漿熱液成礦系統中礦源的重要性。

4.3 鋯石源區

鋯石微量元素可以有效識別巖漿的源區背景，利用鋯石微量元素Hf-U/Yb 和Y-U/Yb 圖解可以區分巖漿源自陸殼還是洋殼。通過圖12 可以看出，研究區細?；◢弾r鋯石均落入陸殼鋯石區域內或其附近，指示其主要形成于陸殼環境。

圖12 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r巖漿鋯石Hf-U/Yb（a）及Y-U/Yb 圖解（b）（底圖據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 負異常（δEu = 0.05～0.5）均比較明顯。I 型、S 型、A 型3 種成因類型的花崗巖鋯石微量元素特征具有顯著區別：對比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 負異常（δEu = 0.03～0.30，大多數＜0.2）明顯（Wang et al.，2012）。研究區細?；◢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），樣品投點落入S 型花崗巖區域，說明研究區細?；◢弾r應屬于典型的S型花崗巖。

圖13 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r巖漿鋯石Th-Pb（a）及（Nb/Pb）N-δEu（b）圖解（底圖據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 構造背景

花崗巖的產出大地構造環境通常與其成因類型有著緊密聯系。華南板塊位于東亞陸緣，由北部的揚子地塊、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境變化等多重指標重建了華南古生代時期的地理位置，認為加里東早期揚子板塊位于岡瓦納大陸北緣，地處赤道低緯度地區。此后，揚子板塊逐漸向北漂移，其東南部與洋殼逐漸發生碰撞，形成了武夷—云開造山帶。部分學者（Shu et al.，2014；Guo et al.，2018）認為華南板塊是由不同時期、不同性質的地塊以不同方式碰撞拼合而成，其中多數是加里東期的地塊（體），并可繼續劃分出湘桂、贛中—贛南、下揚子、云開、浙閩、保山、騰沖等多個小地塊。任紀舜（1990）認為晉寧期之后，“揚子”和“華夏”兩大板塊發生過裂解，但該作用并未切穿巖石圈。Zhan et al.（2002）和Rong et al.（1999，2008）在研究揚子地塊東緣的奧陶紀地層和古生物群時，發現了棲息在一個以陸殼為基底的已知最深水的底棲群落，因此，戎嘉余等（2010）認為“揚子”與“華夏”之間并不存在洋殼盆地。但是，劉英會等（2007）通過對華夏陸塊地球物理場的研究，認為其應由多個古陸塊組成，萬天豐和朱鴻（2007）認為華夏陸塊在印支期與揚子板塊拼合之前，亦分散為多個古陸。舒良樹（2012）通過對江南造山帶蛇綠混雜巖等巖石的年代學特征分析，指出在新元古代形成之后華夏陸塊裂解產生了多個小陸塊。Guo et al.（2018）通過對研究區與揚子板塊、華夏陸塊前寒武紀年齡譜的對比研究發現，贛中相山地區北部樣品與華夏親緣，南部樣品卻與揚子親緣，而實際上揚子板塊在相山的北緣，華夏陸塊在南緣，并認為江南造山帶在770 Ma 后發生裂解，這次拉張作用較強，應該切穿了巖石圈，由此，華夏陸塊肢解形成多個次級古陸，相山地區在這次裂解過程中，形成了次一級的更小的陸塊。Shu et al.（2021）認為這次裂解首先發生在浙東—武夷一帶，其后皖南—九嶺—桂北一帶開始發生，早古生代華南開啟了陸內造山運動，并伴隨大量的花崗質巖漿侵入。Xu et al.（2008）和Charvet et al.（2010）認為加里東運動后我國華南地區的揚子陸塊與華夏陸塊拼合成統一的華南板塊。華夏地塊可能是由該時期與華南板塊發生碰撞的大洋板塊演化而來（Zhao et al.，2022）。而萬天豐和朱鴻（2002）則認為印支期組成華夏陸塊的多個次級古陸向北運動，同揚子板塊才發生了再次拼合。在拼合之前，相山所處的次級小陸塊在漂移的過程中，自身方位發生了一定的旋轉（Guo et al.，2018）。

江西省早古生代巖漿侵入活動十分頻繁，花崗巖類廣泛分布于贛中南地區，其次見于欽杭帶。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，構成兩條明顯的南北向—北北東向分布的巖帶，總面積達10 648.4 km2。這一期花崗巖往往形成規模很大的巖基和巖株，有的巖體面積可達幾百平方公里以上，且皆系多旋回或同期多階段的復式巖體。

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

圖14 贛中相山地區加里東期塊狀細?；◢弾r巖漿鋯石Th/U-Nb/Hf 圖解（據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加里東期花崗巖石地球化學數據，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）發現：加里東早期和晚期花崗巖成巖大地構造背景具明顯的差異性，早期以造山期擠壓環境為主，晚期以后造山伸展環境為主。

圖15 贛中地區花崗巖構造環境判別圖解（底圖據Pati?o Douce，1999；數據據張芳榮等，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）認為430 Ma 左右是華南地區加里東期造山帶構造體制轉換的時間，進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階段。按巖石形成條件和成巖方式，加里東早期為變形（質）深成巖類，多屬侵入—交代型巖體。按巖石學特征，可分為糜棱巖化花崗巖類（眼球狀黑云二長花崗巖、眼球狀花崗閃長巖）、片麻狀巨（環）斑黑云母花崗巖類、片麻狀二云母（白云母）花崗巖類、弱片麻狀中（細）粒黑云母花崗巖類、變質深成巖類、片麻狀紫蘇花崗巖類。加里東晚期為中深成型正常侵入花崗巖（塊狀），贛中樂安地區可見少量的變形深成巖。

綜上所述，華南地區加里東期花崗巖的形成與造山機制相關似乎已經達成了共識，形成于430 Ma 以后的研究區細?；◢弾r主要以后造山背景下的板內花崗巖為主（圖16）。

圖16 華夏與揚子板塊加里東晚期構造演化示意圖（據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 論

贛中相山地區南部新發現了大量的錫、鉬礦化，其賦礦圍巖均為加里東期塊狀細?；◢弾r，通過對該花崗巖鋯石開展LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 測年、微量元素分析以及輝鉬礦Re-Os 測年得到：

（1） 細?；◢弾r諧和年齡為410±2.5 Ma，加權平均年齡為410±2.9 Ma，與輝鉬礦年齡（405±1.2 Ma）接近。通過鋯石微量元素特征，得到鋯石物理化學條件：Ti 結晶溫度為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）贛中古塘地區加里東期大地構造背景復雜，在大地構造背景判別圖解中，樣品主要落在板內/非造山環境與巖漿弧/造山環境的過渡范圍內。其可能受到多個尚未拼合的次級微陸塊的碰撞—拼接影響。但通過總結前人贛中地區加里東期花崗巖石地球化學數據發現：加里東早期和晚期花崗巖成巖大地構造背景具明顯的差異性，早期以造山期擠壓環境為主，晚期以后造山伸展環境為主。