大富足岩体(又称富城岩体)出露在江西会昌富城、瑞金大富足及福建长汀江山一带。岩体形成于加里东－印支－燕山期，为一多期复式花岗质侵入体，平面形态略呈长方形，长轴北西向，面积850km2(图6－2)。岩体主体侵入于震旦－寒武纪地层中，东部与晚侏世河田岩体接触，西侧被白垩纪红层不整合覆盖，与会昌西部的珠兰埠岩体隔盆相望。
图6-2 大富足岩体展布形态
该岩体是花岗岩单元－超单元填图方法研究的试点岩体。熊清华(1990)根据大富足主花岗岩体接触带特点和内部组构特征，结合区域构造分析，认为主花岗岩体(印支期)定位与邵武－会昌－龙南(邵武－河源)断裂密切相关，并提出了主花岗岩体的定位模式。
花岗岩是大陆动力学中地壳与地幔相互作用的一个重要组成部分，花岗岩的一个主要研究方向是把区域性花岗岩成因和其形成时的大地构造环境相结合，以期能建立起一个它们之间相互关联的框架(董申保等，2001)。本次研究在前人工作的基础上，主要研究大富足岩体的岩石地球化学特征，并判别其形成的构造环境，这对华南花岗岩构造体制的厘定也是有重要意义的。
一、岩石谱系表
江西省地质矿产局地质矿产调查研究大队412队在划分和圈定侵入体的基础上，根据各侵入体的岩性、结构构造、矿物成分以及组构、包体、岩脉、含矿性、接触关系等的相似性，将数十个岩体归并于10个单元，根据同源岩浆演化系列的概念，把空间上紧密共生、成因上有一定联系的有关单元归并于1个超单元，不能归并的单元则以独立单元存在，从而建立了大富足岩体的岩石谱系表(表6－1)。后期的小侵入体或脉体不属岩石谱系表之内容。
表6－1大富足岩体岩石谱系特征简表
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注:明显侵入接触关系;脉动侵入接触关系;涌动侵入接触关系;不明侵入接触关系;同位素年龄数据源于江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》，测定方法:K—钾氩法，U—铀铅法，Rb—铷锶法，Sm—钐钕法。
二、样品及分析
在开展核工业地质局地质项目“江西省会昌县草桃背矿床北东侧铀资源潜力调查评价”过程中，对大富足岩体进行了野外调查，对当风凹、荷树岽、土桥凹、水隘背、新村、石教坪单元进行了较详细的观测取样，分别采取较新鲜岩石样品共6件。磨片镜下观察后，送国土资源部中南矿产资源监督检测中心分析主量元素、微量元素包括稀土元素，分析结果见表6－2和表6－3。
表6－2大富足岩体常量元素分析数据
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注:春坑、先坑、沙告、泮塘单元的样品分析数据源自江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》，其中春坑单元为4个样品的平均值;其他样品分析单位、分析方法及精度见正文。σ(综合指数)=(K2O+Na2O)2/(SiO2－43);SI(固结指数)=MgO×100/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O)。
表6－3大富足岩体微量元素(含稀土元素)分析数据
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注:数据来源同表6－2。
另外从会昌幅1∶5万地质图说明书(江西省地质矿产局，1989)获取了泮塘、春坑、沙告、先坑单元的岩石成分分析数据。在计算有关参数时，将分析报告中小于检出限的组分或元素含量，用“检出限/2”值代替。
三、岩石地球化学特征
(一)常量元素
大富足岩体是一个由二叠纪、三叠纪和侏罗纪花岗岩组成的复式岩体(后期的小侵入体或脉体未算在内)。SiO2含量71.70%～76.70%，平均74.32%，Al2O3含量12.32%～14.19%，平均12.93%，综合指数(σ)1.41～2.45，K2O＞Na2O，在SiO2－K2O关系图上可以看出(图6－3)，属高钾钙碱性岩石系列。
图6-3 大富足岩体SiO2－K2O图
从SiO2含量的变化趋势和SiO2与其他氧化物的关系图(图6－4)又可看出，大富足岩体各氧化物的演化趋势并不构成线性关系，可能反映它们的岩浆过程是有差异的。但三叠纪富城超单元(主侵入体，分布面积占87%)的各岩体的有些氧化物(如MgO、P2O5、TiO2)与SiO2构成了良好的线性关系，很好地反映了它们的同源性质。
固结指数(SI)是反映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数，岩浆分异程度高，则SI值就小，岩石酸性程度高;若分异程度差，SI值就大，岩石的基性程度就高(邱家骧等，1991)。侏罗纪石教坪单元到先坑单元再到沙告单元，SI由大变小，即从3.54～3.04～2.46，从早到晚，岩浆分异程度变差，它们之间不应有分异演化关系，它们是不可归并的单元;二叠纪单元SI变化与侏罗纪相似;但富城超单元从早期到晚期，岩石之SI值具减小趋势(3.32～3.81～2.24～1.97～1.68)，岩浆分异程度是逐渐升高的，这符合正常岩浆房酸度逐渐增高的岩浆分异趋势，进一步反映了富城超单元是同一岩浆房岩浆过程的产物。
(二)微量元素
微量元素含量与组合特点可提供岩浆分异、演化程度、含矿潜力等方面的重要信息(赵振华，1997)。大富足岩体，与Tayloretal.(1985)上陆壳元素丰度相比，Rb、U、Th等含量较高，Rb是上陆壳丰度的2.56～4.55倍，U为1.50～4.61倍，Th为1.07～30.47倍，而Cu、Zn、Co、Cr、Ni、Sr、Ba、Zr、Hf含量较低，均低于其上陆壳丰度值。Ta、Ga与上陆壳丰度值接近，而Pb大部分略高于上陆壳丰度值。
在岩浆分异过程中，Sr主要在早期的分异岩浆中富集(Sr易进入斜长石及其他富钙矿物晶体内)，而Rb则相反，因此随岩浆分异作用加强，Rb/Sr值是增加的(赵振华，1997)。从表6－2可见，侏罗纪各单元和二叠纪各单元的Rb/Sr值均无随时代变新而具有逐渐增大的趋势，而富城超单元从早期到晚期，Rb/Sr呈增大趋势(从3.53～6.67～24.37～23.39)，反映岩浆演化程度逐渐升高。Rb/Sr值与固结指数SI反映的事实一致。
K/Rb值也是岩浆分异程度的重要参数，由于Rb的离子半径大于K，更趋向于在残余岩浆中富集，因此，K/Rb值越大，反映岩浆分异程度越低。三叠纪富城超单元从荷树岽单元到新村单元，K/Rb值呈连续的线性下降，即从141.09～109.77～93.35～91.6，平均108.95，而侏罗纪和二叠纪各单元均无这种变化规律。大富足岩体的K/Rb值变化特征反映的事实与固结指数反映的事实也是一致的。
图6-4 大富足岩体氧化物与二氧化硅变异图
此外，Nb/Ta值也反映了二叠纪、侏罗纪各单元，应为不同岩浆房岩浆分异演化的产物;而三叠纪富城超单元从早期到晚期，岩浆分异演化程度逐渐升高，是同一岩浆房岩浆分异演化的产物。
岩浆过程的示踪，强不相容元素具有重要的意义。强不相容元素(Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等)具有相似的全岩配分系数D，在地幔部分熔融和结晶分离过程中都不会导致这些元素之间发生强烈分异，这些元素之间的比值是判断岩浆过程是否相近的重要参量(Weaver，1991;Schmidbergeretal.，1999)。
大富足岩体的Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等强不相容元素的含量及有关比值见表6－3。表6－3显示，侏罗纪、三叠纪、二叠纪岩体的Rb/Ba、Th/Nb、Th/Ta、Nb/Ta、La/Nb值，有的相差较大，有的相差较小。如Rb/Ba值，石教坪单元0.73，先坑单元7.85，相差10倍;Th/Nb、Th/Ta和La/Nb值在富城超单元内部的各单元之间相差很小，而在侏罗纪和二叠纪的各单元之间差异就明显得多;Nb/Ta值在富城超单元内部，从荷树岽单元到新村单元(春坑单元缺数据)呈逐渐降低的趋势，而在其他单元之间则没有这种变化规律。这些强不相容元素的有关比值特征，进一步反映了大富足岩体较复杂的岩浆过程或成因机制。
(三)稀土元素
稀土元素是一个特殊的元素族，只要其中一个元素出现，其余的就都会同时出现，但稀土有其共性，也有其差异性，它们的运动和组合规律是一定的地质与物理化学条件的反映。因此，稀土元素是良好的地球化学的示踪剂，可用于探讨成岩成矿物质来源及形成过程等多种地质问题(王中刚等，1989)。
从表6－3我们可以看到，大富足岩体∑REE=(66.32～349.56)×10－6，变化范围较大，平均206.95×10－6，LREE/HREE＞1.0，稀土配分曲线略向右倾斜，总体相似。但侏罗纪的石教坪、先坑、沙告单元、三叠纪的富城超单元和二叠纪的当风凹、泮塘单元的稀土配分曲线并不完全一致(图6－5)。石教坪单元配分曲线向右倾斜率较大，LREE/HREE=6.52，先坑单元配分曲线较平缓，LREE/HREE=2.14，沙告单元Eu亏损强烈，“V”谷最深，富城超单元LREE/HREE=2.66～7.67，从春坑到新村单元，LREE/HREE从7.67—5.78—4.24—3.30—2.66，而二叠纪的当风凹、泮塘单元配分曲线偏低，这种变化特点表明，除富城超单元具有同源岩浆分异演化关系外，其他单元则没有很强的亲缘或分异演化关系。这种变化规律与上述的主量元素、微量元素比值所反映的岩浆分异演化程度的不同而具有对应关系。
δEu是讨论岩石类型及成岩条件的重要参数之一。大富足岩体δEu=0.09～0.35，总体变化不大，平均0.20，这是壳源岩石类型的重要依据。
图6-5 大富足岩体稀土配分型式
四、构造环境判别
Maniar和Piccoli(1987)利用花岗岩类岩石、矿物学特征和主量元素化学特征将花岗岩类形成的构造环境划分为造山花岗岩类和非造山花岗岩类两大类。造山花岗岩又可分为:①岛弧花岗岩类(IAG);②大陆弧花岗岩类(CAG);③大陆碰撞花岗岩类(CCG);④后造山花岗岩类(POG)。非造山花岗岩可分为:①与裂谷有关的花岗岩类(RRG);②大陆的造陆抬升花岗岩类(CEUG);③大洋斜长花岗岩类(OP)。
(一)根据岩石矿物特征判别
大富足岩体各单元的主要矿物成分及含量见表6－4，把石英、钾长石、斜长石含量取中间值并换算为100%，然后投于Q－A－P三元图中(图6－6)，发现各单元的投点相对较集中，位于POG、CCG、CAG边缘附近或外侧，仅有个别单元(J3Sj)点离得远些，并落入石英正长岩区域。利用矿物成分图解，我们可以推测这些单元与POG、CCG、CAG岩石类型较为接近，但难以准确判别岩石类型或其构造环境。
表6－4大富足岩体矿物成分及含量
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注:矿物成分及含量源于江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》。铝饱和指数(A/CNK)=n(Al2O3)/［n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)］。
图6-6 石英(Q)－碱性长石(A)－斜长石(P)实际矿物三元图解
(二)根据化学成分特征判别
从K2O－SiO2图解(图6－3)可知，大富足岩体各单元均属高钾钙碱性岩石系列，这就基本上可以排除非造山的OP花岗岩类型。
铝饱和指数(A/CNK)=1.016～1.362，均＞1，属过铝质岩石类型，而且除三叠纪富城超单元的荷树岽、土桥凹和晚侏罗世的先坑单元外，A/CNK均＞1.15。在铝饱和指数图解中(图6－7)，各单元投点基本落入CCG或POG范围之内，排除了归属IAC岩石类型的可能，也反映归属RRG、CEUG岩石类型的可能性不大。T3H同时也落入CAG范围内，但T3H是富城超单元的组成部分，富城超单元的各单元是同源岩浆分异演化的产物，因而其构造环境应是相同的，这就基本上排除了CAG岩石类型的可能。
图6-7 铝饱和指数图解
CCG岩石的Al2O3/(Na2O+K2O)＞1.1，而POG岩石在0.9～1.4之间，RRG和CEUG岩石则＜1.15(肖庆辉等，2002)，大富足岩体各单元Al2O3/(Na2O+K2O)=1.49～1.82，因而大富足花岗岩不是RRG或CEUG类型，也不应是POG类型。
可见，包括二叠纪、三叠纪和侏罗纪的各单元(侵入体)的大富足复式岩体，虽然岩浆过程可能有所不同，但都是CCG岩石类型，反映了它们形成于相同的大陆碰撞的构造环境。
(三)根据微量元素特征判别
由于不同构造背景下岩浆活动产物的微量元素丰度存在很大不同，根据岩石中微量元素的差异可指示岩浆源区特征以及岩浆发生、演化等过程，进而可恢复其形成的大地构造环境。Pearce等(1984)认为花岗岩的构造环境主要有4种类型，即洋脊型、火山弧型、板块内部型和板块碰撞型，它们的微量元素组合特点是不同的。
洋脊花岗岩:大多数正常脊花岗岩K、Rb明显亏损，异常洋脊花岗岩Th、Ta、Nb、Ce较高，俯冲带洋脊花岗岩Ta、Ba含量较高，K、Rb较低。
火山弧花岗岩:Ta、Nb、Ce、Hf、Sm、Zr、Y、Yb等含量低，均低于标准洋脊花岗岩，Ba、Th略有富集。
板内花岗岩:以明显亏损Ba和富集K、Rb、Th、Ta、Nb、Ce、Hf、Zr、SM、Y、Yb为特征，其中K、Rb、Th、Ta富集更为明显。
碰撞型花岗岩:以Rb明显富集为特征，K、Th含量也较高，Ba相对亏损，但Ce、Hf、Zr、Sm、Y、Yb等明显低于洋脊花岗岩。
大富足岩体属高钾钙碱性岩石系列，Rb是上陆壳丰度的2.56～4.55倍，Th含量也较高，Ba、Zr、Hf含量较低，与碰撞花岗岩的微量元素组合特点相似。
Pearce等(1984)的进一步研究表明，Rb、Y(或Yb)、Nb或Ta是鉴别构造环境最为有效的元素。在Pearce等(1984)Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)图解中(图6－8)，大富足岩体各单元的数据点绝大多数落入同碰撞花岗岩(Syn－COLG)区域内，仅有先坑(T3X)和荷树岽(T3H)单元的数据投点似乎有落入同碰撞花岗岩(Syn－COLG)与板内花岗岩(WPG)分界线附近的板内花岗岩一侧的趋势，但是，T3X在Rb－(Yb+Ta)图解中落入WPG一侧，而在Rb－(Y+Nb)图解中还是落入Syn－COLG区域，T3H在Rb－(Y+Nb)图中落入WPG一侧，而在Rb－(Yb+Ta)图中还是落入Syn－COLG区域。春坑单元(T3C)缺乏分析数据，但与新村、水隘背、土桥凹、荷树岽单元同属富城超单元，它们形成的构造环境相同。因此，大富足复式岩体各单元均为碰撞型花岗岩类，且可归属同碰撞花岗岩类，这种判别结果与根据化学成分特征判别的结果完全一致。
图6-8 不同构造环境花岗岩的Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)判别图
综上所述，大富足岩体为CCG或同碰撞花岗岩类型，扬子板块与华夏板块在二叠－侏罗纪的大致沿着杭州－萍乡－钦州这条缝合带发生的陆内A型俯冲与这种花岗岩形成的构造环境相呼应。
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