2016, Vol. 35
, CHEN Rong, CHU Ping-li, ZENG Jian-wei, WANG Cun-zhi, ZHANG Yan-jie, HUANG Wen-cheng
中国东南沿海晚中生代处欧亚大陆板块东部陆缘南段，太平洋板块向欧亚板块强烈的俯冲作用引发了该地区大规模的构造岩浆活动，形成了一条沿北东向展布的I-A型复合花岗岩带，是濒太平洋地区宏伟的构造-岩浆带的组成部分(邱检生等， 1999，2000)。前人研究表明，古太平洋板块的漂移方向是北西向(Zhou et al., 2006；Li et al., 2007；Liu et al., 2012)，而孙卫东等(2008)和Sun等(2012)认为太平洋板块在125～140 Ma期间漂移方向为南西向。另外，太平洋洋壳年龄(130～170 Ma)自北向南逐渐变老(Ludden et al., 2006)，也支持太平洋板块该时期漂移方向应总体向南。该区晚中生代岩浆活动与古太平洋板块的俯冲作用的关系仍需进一步研究。浙东南地区(江绍断裂带东南)是理解古太平洋板块俯冲作用的重要地区，早白垩世晚期强烈的岩浆活动，在该区常形成I-A型花岗岩组合，均为形成于古太平洋板块俯冲影响的岩石圈在拉张减薄构造背景下的Ⅰ型花岗岩(高万里等，2014)。
浙江长乐—贵门地区北邻江绍断裂带(图 1)，该断裂带北侧的浙西北地区基本不发育晚中生代侵入岩，而其南侧的浙东南地区晚中生代岩浆侵入活动却十分强烈(王对兴等，2013)，显示本区处于晚中生代古太平洋板块俯冲作用影响区域的边缘，想要全面深入地认识晚中生代古太平洋板块的俯冲与浙东南地区岩浆活动的关系，就应当对这一区域给予应有的重视。长乐—贵门地区晚中生代侵入岩出露较少，前人对该区燕山期侵入岩的岩石成因、成岩时代及成岩构造背景研究较少。因此，本文选取区内的绿溪花岗岩体进行岩相学、锆石U-Pb年代学及岩石地球化学研究，探讨该岩体的成因和形成的构造背景，以期为确定该区燕山期岩浆作用性质及构造环境提供依据，也为深入认识华南燕山期岩浆作用与动力学过程提供重要信息。
|
图 1 研究区地质简图 Fig. 1 Simplified geological map of the study area |
绿溪岩体位于浙江中东部，大地构造位置处于扬子和华夏两大陆块拼贴带东北部，江山—绍兴断裂带南侧(图 1)。该区属中国东南部晚中生代北东向岩浆岩带，也是浙江新生代主要的构造岩浆活动区之一。
区域构造总体呈北东向、北北东向，其次为北西向，断裂构造比较发育，北东向余姚—丽水断裂带贯穿全区。区内地层发育中-上元古界，上侏罗统—下白垩统，新生界上新统、更新统和全新统。其中，上侏罗统—下白垩统磨石山群分布最广，为陆相中酸性火山碎屑岩、熔岩夹沉积岩及少量基性熔岩，沿余姚—丽水断裂带有少量中-上元古界陈蔡群变质基底零星出露(孔祥生等，1994)。侵入岩出露较少，主要沿余姚—丽水断裂带以岩株形式产出，呈北北东向展布，其形成时代为印支期和燕山期。印支期侵入岩为二长花岗岩(T3ηγ)，由南向北依次有东园岩体、王公坑岩体和雅岭岩体，白垩纪火山岩与其多呈断层接触；燕山期侵入岩为正长花岗岩(K1ξγ)和石英正长岩(K1ξο)，侵入于早白垩世火山岩地层，受断裂控制明显，与白垩纪火山岩呈断层接触。绿溪岩体为其中的一个较大的正长花岗岩体，岩体内有少量晚期二长花岗斑岩脉，规模极小。
2 岩石学特征绿溪岩体出露于浙江长乐镇西南绿溪、铁店至里余、赵泉一带，呈近等轴状，面积约4.5 km2，是区内面积最大的燕山期侵入体。绿溪岩体主要由中粒正长花岗岩组成，岩性、岩相总体变化不大，在绿溪一带局部粒径略粗，为中粗粒正长花岗岩；赵泉以南局部主要为中细粒正长花岗斑岩。
绿溪岩体样品采自岩体西北部，岩性为正长花岗岩，浅粉色-肉红色，中粒结构(图 2a、2b)，致密块状，粒径多在2～5 mm，主要由钾长石(55%)、石英(25％～30%)、斜长石(10％～15%)和少量细粒黑云母及磁铁矿(≤5%)组成。其中钾长石多为微斜长石，呈自形板柱状、半自形短柱状等，粒径明显大于其他矿物，可见格子双晶；斜长石呈较小的板柱状，聚片双晶发育；石英为他形粒状。岩石局部粒径较粗，为中粗粒正长花岗岩(图 2c)，并伴有碎裂化，发育硅化、碳酸盐化(图 2d)。
|
图 2 绿溪岩体野外露头及镜下特征 Fig. 2 Photographs showing field and microscopic features of the Luxi syenogranite (a)中粒正长花岗岩野外露头；(b)中细粒正长花岗岩，半自形不等粒结构，主要由微斜长石和石英、斜长石等组成，微斜长石具格子双晶；(c)中粗粒花岗岩， 由半自形钾长石、他形石英和半自形斜长石组成，钾长石为具格子状双晶的微斜长石；(d)花岗岩，花岗结构， 主要由钾长石、石英和斜长石组成，矿物因碎裂化呈不同粒径，有硅化、碳酸盐化 |
用于锆石U-Pb 测年，主、微量元素和稀土元素分析的花岗岩类样品主要采自浙江省嵊州市西部的长乐镇地区的绿溪、铁店至里余、赵泉一带的地表花岗岩新鲜露头，其中，用于锆石 U-Pb 测年的中粒正长花岗岩(tw2503-1-5)采自岩体中南部。
花岗岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 测年在南京大学成矿作用国家重点实验室完成。锆石按常规方法分选，最后在双目镜下挑纯；将分选锆石用双面胶粘在载玻片上，罩上PVC环，然后将环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC环中，待树脂充分固化后，将样品靶从载玻片上剥离，并对其进行打磨和抛光；然后对靶上的样品进行反射光和透射光照相，以及阴极发光(CL)照相(图 3)。锆石的Th、U、Pb同位素分析采用激光烧蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)完成，具体测试条件及流程见(Wang et al., 2014)。详细的仪器参数、数据软件处理、校正等见相关文献(柳小明等，2007；Liu et al., 2008，2010；侯可军等，2009)，锆石年龄的计算及协和图的绘制采用Isoplot 3.0(Ludwig，2003)完成。实验分析结果见 表 1，测试数据的误差均为1σ。
|
图 3 部分测定锆石的CL 图像(a)及锆石U-Pb年龄谐和图(b) Fig. 3 CL images of some selected zircons(a)and the Zircon U-Pb concordia diagram(b) |
|
表 1 浙东绿溪正长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Luxi syenogranite in the eastern Zhejiang |
岩石主量和微量元素分析测试工作在南京地质调查中心实验测试中心完成。其中主要元素采用X荧光光谱分析，其中FeO采用容量法分析，主量元素分析精度优于5%。稀土及微量元素采用ICP-MS方法分析，利用酸溶法将样品溶液制备好后，在 ICP-MS Element 等离子体质谱仪上测定微量元素的含量，分析误差小于 5％～10%。本文获得的8件样品的主、微量元素分析结果见 表 2。
|
|
表 2 绿溪花岗岩主量元素(%)和稀土、微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major elements(%), trace elements(×10-6)compositions of granitoids of the Luxi granite |
本次绿溪岩体测年样品(tw2503-1-5)为采自岩体中部的中粒正长花岗岩，所测锆石为无色透明或浅黄色，大部分结晶较好，长柱状晶形。在阴极发光(CL)图像(图 3a)上，锆石具明显的内部结构和典型的韵律震荡环带结构，为典型的岩浆结晶锆石，且没有发生显著的Pb丢失(Connelly et al., 2001)(表 1)。样品tw2503-1-5锆石共分析了20个点(表 1)，这些锆石的U含量为101×10-6～476×10-6，Th为123×10-6～690×10-6，Th/U值为0.66～2.10，均值大于0.1，也显示岩浆结晶锆石特征。
在 206 Pb/238U-207 Pb/235U谐和图上(图 3b)，所有测定点均投影在谐和线上或谐和线附近，谐和度均在95%以上，这一特征指示被测锆石未遭受明显的后期热事件影响。由于235U和238U的半衰期及其丰度存在差异，导致在放射性成因组分积累较少的年轻锆石中，放射性成因 207 Pb 的丰度比放射性成因 206 Pb 的丰度约低一个数量级，因此，对于年龄较小(＜1 Ga)的锆石，采用 206 Pb/238U年龄更为准确(Compston et al., 1992；Griffin et al., 2004)。所测20个测点，206 Pb/238U年龄值集中于123～135 Ma，数据点均集中于谐和线上(图 3b)，加权平均年龄为127.6±1.5 Ma(n=20，MSWD=1.5)，这个年龄代表了绿溪正长花岗岩的侵位年龄。
4.2 主量元素、微量元素地球化学特征由绿溪正长花岗岩的3个样品(YQ2503-1-2、YQ2504-1-2、YQ2505-1-2)主、微量元素分析结果(表 2)可知，绿溪正长花岗岩具有富硅(SiO2>76.75%)富碱且相对富钾(K2O=4.74％～4.86%；Na2O=3.63％～3.8%；K2O/Na2O值介于1.25～1.31之间)的特征。在TAS侵入岩分类图解(图 4a)中绿溪正长花岗岩投影于钙碱性花岗岩区域，里特曼指数σ43为2.07～2.16，均小于3.3。在K2O-SiO2图解(图 4b)中花岗闪长岩类样品点落入高钾钙碱性岩系范围内。碱铝指数较高(AKI=0.68)，Al2O3含量变化于12.23％～12.54%，它们的铝饱和指数A/CNK=1.02～1.05＜1.1、A/NK=1.83～1.92，在A/NK对A/CNK图中表现为弱过铝质系列(图 4c)。分异指数(DI)介于95.4～96.5之间，反映了岩体经历了较高程度的分异演化作用。标准矿物计算结果中，均出现标准矿物刚玉分子(C<2%)，亦为高硅铝饱和属性。总体上显示为弱过铝质高钾钙碱性花岗岩。
|
图 4 (a)绿溪正长花岗岩硅碱图(据Middlemost，1994)；碱性系列和钙碱性/拉斑系列的分界线据Irvine and Baragar(1971)； (b)绿溪正长花岗岩 K2O-SiO2图(据Rickwood，1989)；(c)绿溪正长花岗岩 A/CNK-A/NK 图(据Maniar and Piccoli，1989) Fig. 4 (a)TAS diagram of the Luxi monzogranite(after Middlemost，1994)；boundaries of alkaline series and calc-alkaline / tholeiitic series are after Irvine and Baragar(1971)；(b)K2O-SiO2 diagram of the Luxi syenogranite(after Rickwood，1989);(c)A/CNK-A/CK plot of the Luxi syenogranite(after Maniar and Piccoli，1989) |
3个样品的稀土元素总体表现为稀土总量较低(∑REE为32×10-6～67.3×10-6，表 2，图 5a)。在球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图上(图 5a)，稀土元素表现出轻稀土略向右倾斜，重稀土较平缓，轻稀土元素分馏程度稍高于重稀土元素的配分特征，呈现出类似“海鸥型”的配分型式。总体上样品富集轻稀土，LREE/HREE为3.72～7.47，(La/Yb)N值高(3.82～7.17)，变化范围不大。同时Eu中等负异常，δEu值介于 0.1～0.12之间，反映岩石在形成过程中有斜长石的结晶分离或源区部分熔融残留的斜长石，可能指示岩浆形成深度较浅。其(La/Sm)N值为2.3～3.88，(Gd/Lu)N值为1.2～1.38，反映轻稀土相对重稀土而言，其内部分馏程度更强烈，这与传统的地壳重熔型或地幔型的稀土元素构成均有所不同(李昌年，1992)。负铕异常的“谷”明显，形态近似于“海鸥型”，反映岩浆来源与壳源物质的部分熔融有关，或岩浆分异演化程度较高。
|
图 5 绿溪花岗岩稀土元素配分图和微量元素蛛网图 Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagram of the Luxi ogranite (a，标准化值据Boynton，1984)(b，标准化值据Sun & McDonough，1989) |
在微量元素蛛网图(图 5b)中，绿溪正长花岗岩的微量元素分布较为一致，都表现出富集大离子亲石元素K和Rb，高场强元素Th、Ta、Nb、La，轻微富集Ce、Zr、Hf；而亏损大离子亲石元素Sr和Ba，高场强元素P和Ti；为高分异I型花岗岩或壳源型花岗岩特征。其中强不相容元素Rb的强烈富集暗示花岗岩浆可能发生了充分分异，P、Ti的亏损表明磷灰石和钛铁矿可能已发生明显的分离结晶或源区存在寄主矿物的残留(李莉等，2004)。
5 讨论 5.1 岩石成因花岗岩成因类型目前普遍接受的划分方案是I型、S型、M型和A型，自然界中真正由地幔岩浆衍生的M型花岗岩极少(张旗和周国庆，2001)，因此主要为I型、S型和A型。对上述3类花岗岩的判定已有大量文献论述，其中角闪石、堇青石和碱性铁镁矿物的出现被认为是判断上述3类花岗岩最为重要且有效的标志(吴福元等，2007)。此外，一系列地球化学图解(Whalen et al., 1987；Sylvester，1989；Eby，1990)在判别这3类花岗岩中也得到广泛运用，但是对于经历高程度分异的花岗岩，由于它们的矿物组成和化学组成都接近于低共熔花岗岩，导致分异的I型、S型和A型花岗岩在化学组成上部分重叠，因此，对这类花岗岩成因类型的区分十分困难，需要结合各方面特征予以综合判定。
前述元素地球化学特征显示，绿溪正长花岗岩体均显示弱过铝质特征，A/NKC值均小于1.1，样品P2O5含量均在0 . 20％以下，与S型花岗岩强烈富铝(A/NKC>1 . 1)且常具较高P2O5含量(>0 . 20％)(Chappell，1999)的特点明显有别。
由于微量元素的独特性，可以作为各类岩石成因类型的指纹元素，利用其自身组成及相互关系等特征来进行探讨与判别(陈曦等，2014)。绿溪正长花岗岩体也显示明显不同于A型花岗岩的一系列化学组成特征，主要表现为：①岩体的Ga含量较低，10000 Ga/Al值为1.0～1.15，明显低于Whalen等(1987)建议的A型花岗岩的下限值(2.60)，且Zr、Nb、Ce、Y等元素的含量均低，Zr＋Nb＋Ce＋Y＝149.01×10-6～177.3×10-6，也显著低于Whalen等(1987)建议的A型花岗岩的下限值(350×10-6)。在以Ga/Al值为基础的多种判别图解上(图 6)，它们均投影在非A型花岗岩区(除Nb-10000 Ga/Al比值投点于A型区域边界，但通常高分异I型花岗岩与A型花岗岩较难区分，高分异I型花岗岩有时在地球化学图解中亦可位于A型区域)，在利用微量元素判别花岗岩成因类型的图解上，绿溪正长花岗岩样品点基本落入I+S型花岗岩区(图 6)；②绿溪正长花岗岩富集U和Th，不同程度亏损Ba、P及Ti，显示了I型花岗岩的岩石地球化学特征(Chappell and White， 1992)；③富Y矿物不会在弱过铝质I型岩浆演化的早期阶段结晶出来，从而分异的弱过铝质I型花岗岩的Y含量高，并与Rb含量呈正相关关系(Li et al., 2007)，而绿溪正长花岗岩Y与Rb含量也呈正相关关系，显示了分异的弱过铝质I型花岗岩的特征(吴祥珂等，2011)；④在微量元素蛛网图(图 5b)中，绿溪正长花岗岩的微量元素分布较为一致，都表现出富集Rb、Th、La、Nb、Ta、Zr、Hf，而亏损Ba、Sr、P、Ti，为高分异I型花岗岩或壳源型花岗岩特征(高万里等，2014)；⑤A/CNK<1.1，Na2O>3.6%，且具有较高的TFeO/MgO值，更多地显示I型花岗岩的特征(Barbarin，1999；肖庆辉等，2002)，且属于高分异的I型花岗岩。
|
图 6 花岗岩成因分类判别图(底图据Whalen et al., 1987) Fig. 6 Diagrams for discriminating genetic types of granitoids(modified after Whalen et al., 1987) |
绿溪正长花岗岩Nb/Ta值为12.51～15.56，较接近大陆地壳整体和幔源岩浆Nb/Ta值(17±1)(Hofmann，1988；Green，1995；汪洋，2009)。然而，花岗岩具典型的低 Ba、Sr高Rb花岗岩的特征，Rb/Sr值高，在50.31～134.26之间，表明岩浆物质以壳源为主，显示了陆壳重熔花岗岩的特征(孔会磊等，2012)。岩体不相容元素Rb/Nb值为12.39～12.95，高于全壳平均值(5.36)，表明它们主要为壳源组分熔融形成的。
5.2 对构造环境的制约在花岗岩类形成构造环境判别Pearce图解中(图 7a～7d)，绿溪正长花岗岩样品在Y-Nb图解中，落入VAG+Syn-COLG区，在Rb-Y+Nb、Rb-Yb+Ta、Yb-Ta图中均落入同碰撞-后碰撞花岗岩区，且其Sr、P、Ti等元素的亏损，反映大陆弧构造环境特征(李昌年，1992；苏杰等，2014)，微量元素组成特征与产于由挤压向拉张转变过程中形成的富钾钙碱性花岗岩(KGG)特征有相似之处(Barbarin，1999)。
|
图 7 花岗岩形成构造环境判别(底图a～d据Pearce et al., 1984; e据Harris et al., 1986) Fig. 7 Diagrams for discriminating tectonic environment of granitoids (a～d modified from Pearce et al., 1984， and e from Harris et al., 1986) WPG-板内花岗岩；ORG-造山带(洋脊)花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩; Post-COLG-后碰撞花岗岩 |
前人大量研究表明，华南乃至整个中国东南部燕山期区域构造经历从侏罗纪挤压到白垩纪拉张的构造环境，伴随有一系列花岗岩质岩浆活动(余心起等， 2005，2006；Zhou et al., 2006；张岳桥等，2009)。邢光福等(2008)通过区域地质构造及地层对比研究认为，华南中生代构造体制转折结束于晚侏罗世(149.8～142.3 Ma)；早白垩世晚期强烈的岩浆活动形成特征的I-A型花岗岩组合(邱检生等，1999)；Li(2000)的研究表明，该时期形成的花岗岩与岩石圈的幕式减薄有关，地球化学特征显示弧岩浆岩属性，暗示岩石圈的减薄与板块俯冲有关。
已有研究表明，碰撞造山的后碰撞阶段，壳幔相互作用明显增强，发生强烈的幔源和壳源岩浆活动，因而在该时期会形成大量混合成因的花岗岩体。由于后碰撞花岗岩类的源区主要受控于早期洋/陆壳俯冲阶段形成的地壳物质，致使它们在地球化学特征上常表现为类似岛弧火山岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素、亏损高场强元素等特点。在岩石类型上，后碰撞岩浆岩可出现高钾钙碱性系列到碱性系列花岗岩类的岩石(Roberts and Clemens， 1993；Pearce，1996；Eklund et al., 1998)。
吴福元等(2007)指出，花岗岩的地球化学成分取决于其源岩的矿物组成和化学成分、熔融时的物理化学条件(包括温度、压力和挥发分)和其后岩浆的演化(如分离结晶作用、岩浆混合作用、同化混染作用等)；张旗等(2007)认为花岗岩的构造环境直接反映的是其源岩形成时的构造环境，而非花岗岩形成时的构造环境。
绿溪岩体具有强烈亏损Sr、P、Ti等元素，同时富集Nb、Ta等元素，为高分异I型花岗岩或壳源型花岗岩特征。
一般情况下，Nb、Ta元素富集主要有2种可能：①初始岩浆具有相对富 Nb、Ta 的源区，或源区不残留富Nb、Ta 的矿物；②岩浆演化过程中，富 Nb、Ta 的矿物不结晶。在常见的含水矿物之中，Nb、Ta 对角闪石亲和性很好，因此碰撞带酸性岩中 Nb、Ta 的亏损很可能与熔融源区有角闪石残留有关(莫宣学等，2007；Mo et al., 2008)。根据前人研究，20% 的角闪石的结晶以及 5%的钛铁矿的结晶可使 Nb、Ta 含量降低，但影响微弱。因此，仅仅在岩浆演化过程中富 Nb、Ta 矿物的不结晶也并不是导致本研究样品相对富集 Nb、Ta 的主要原因(丁烁等，2011)。所以，绿溪岩体高 Nb、Ta 含量应是原始岩浆的特征，即富 Nb、Ta 源区，且源区不残留富 Nb、Ta 矿物。
实验岩石学及熔融包裹体研究表明，高压条件下变质基性岩含水部分熔融产生的熔体，一般MgO含量小于3%，Mg#小于45(Rapp，1997:张旗等，2008)，而岩浆与地幔橄榄岩发生交代混染作用过程中，由于选择性同化其中占主体的单斜辉石，低温压条件下可同化较多橄榄石和尖晶石，并发生角闪石和斜方/单斜辉石的分离结晶(Castillo，2012)，从而导致熔体中SiO2、Na2O、可能还有K2O和Al2O3的降低，MgO、Mg#、CaO、Fe、Cr、Ni增高(Kilian and Stern， 2002；Xiong et al., 2006；熊小林等，2007)。其中受地幔橄榄岩混染后，Mg#增加迅速(Smithies，2000)，与橄榄岩发生10%的混染可导致熔体Mg#值从44升高到55(Rapp et al., 1999)，故Mg#大小可以灵敏地反映基性岩熔融产物是否受到地幔物质的混染。而本文中所研究的绿溪正长花岗岩体具有高铝富碱富钾特征，Cr、Ni含量低，且Mg#值平均为13.97，远远小于45，考虑到高硅、低Mg#的特点，暗示岩浆演化过程中可能不存在明显的壳幔作用(AFC)(Martin et al., 2005；秦海鹏等，2014)。
绿溪早白垩世晚期正长花岗岩体，处于同碰撞-后碰撞伸展构造背景(图 7e)，而其大陆弧构造岩浆属性，主要反映其源岩特征，反映华南白垩纪区域岩石圈伸展减薄与古太平洋板块俯冲有关，为其大地构造演化的后续或下一阶段。岩体高 Nb、Ta 含量是由储库不均一性造成的，反映原始岩浆特征，且其高硅、低Mg#的特点，指示岩浆上升过程中未经历明显地幔AFC过程。
6 结论(1)利用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年方法测得绿溪正长花岗岩年龄是127.6±1.5 Ma，属早白垩世晚期的产物。
(2)岩石地球化学研究显示，绿溪岩体总体具有富硅(SiO2>76.75%)、富碱和相对富钾(K2O 4.74％～4.86%，Na2O 3.63％～3.8%，K2O/Na2O 1.25～1.31)的特征，为弱过铝质高钾钙碱性岩系列。稀土元素总量偏低(REE 32××10-6～67.3×10-6)，轻重稀土分馏不显著(LREE/HREE 3.72～7.47，(LaN/YbN)=3.82～7.17)，轻稀土富集，具有中等程度的铕负异常(δEu=0.1～0.12)；富集大离子亲石元素(如Rb、K)，相对亏损Sr、Ba，亏损高场强元素(如P、Ti)，轻度富集Nb、Ta、Zr和Hf。
(3)绿溪岩体的A/CNK值为1.02～1.05(＜1.1)、A/NK值为1.83～1.92，且具有较高的TFeO/MgO值，分异演化程度高(DI＝95.4％～96.5％)，更多地显示I型花岗岩的特征，且属于高分异的I型花岗岩；稀土元素均呈现“海鸥”式的分配模式，与壳源型花岗岩较相似，具有壳源的地球化学性质。
(4)结合前人研究成果，推断绿溪岩体总体形成于同碰撞——后碰撞构造背景，岩浆经历了较高程度的分异演化。而其大陆弧构造岩浆属性，主要反映其源岩特征。
致谢： 本文引用了南京地质调查中心《浙江1 ︰ 5万崇仁镇、长乐镇、岭口、巍山镇幅区域地质调查》的部分区调成果；在论文写作过程中得到了较多单位同仁的指导和帮助，在此一并表示衷心的感谢!
| [1] | Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46(3): 605-626 |
| [2] | Boynton W V. 1984. Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. Research, 2:63-114. |
| [3] | Castillo P R. 2012. Adakite petrogenesis. Lithos, 134-135: 304-316 |
| [4] | Chappell B W. 1999. Aluminium saturation in I-and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3): 535-551 |
| [5] | Chappell B W, White A J R. 1992. I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83(1-2): 1-26 |
| [6] | Compston W, Williams I S, Kirschvink J L, Zhang Z C, Ma G G. 1992. Zircon U-Pb ages for the Early Cambrian time-scale. Journal of the Geological Society, 149(2): 171-184 |
| [7] | Connelly J N. 2001. Degree of preservation of igneous zonation in zircon as a signpost for concordancy in U/Pb geochronology. Chemical Geology, 172(1-2): 25-39 |
| [8] | Eby G N. 1990. The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 26(1-2): 115-134 |
| [9] | Eklund O, Konopelko D, Rutanen H, Fröjdö S, Shebanov A D. 1998.1.8 Ga Svecofennian post-collisional shoshonitic magmatism in the Fennoscandian shield. Lithos, 45(1-4): 87-108 |
| [10] | Green T H. 1995. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology, 120(3-4): 347-359 |
| [11] | Griffin W L, Belousova E A, Shee S R, Pearson N J, O'Reilly S Y. 2004. Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton: U-Pb and Hf-isotope evidence from detrital zircons. Precambrian Research, 131(3-4): 231-282 |
| [12] | Harris N B W, Pearce J A, Tindle A G, 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications, 19(1):67-81. |
| [13] | Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90(3): 297-314 |
| [14] | Irvine T N, Baragar W R A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian journal of earth sciences. 8(5):523-548. |
| [15] | Kilian R, Stern C R. 2002. Constraints on the interaction between slab melts and the mantle wedge from adakitic glass in peridotite xenoliths. European Journal of Mineralogy, 14(1): 25-36 |
| [16] | Li X H. 2000. Cretaceous Magmatism and Lithospheric Extension in Southeast China. Journal of Asian Esian Sciences, 18(3): 293-305 |
| [17] | Li X H, Li Z X, Li W X, Liu Y, Yuan C, Wei G J, Qi C S. 2007. U-Pb zircon, geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic I-and A-type granites from central Guangdong, SE China: A major igneous event in response to foundering of subducted flat-slab?. Lithos, 96(1-2): 186-204 |
| [18] | Liu Q, Yu J H, Wang Q, Su B, Zhou M F, Xu H, Cui X. 2012. Ages and geochemistry of granites in the Pingtan-Dongshan Metamorphic Belt, Coastal South China: New constraints on Late Mesozoic magmatic evolution. Lithos, 150: 268-286 |
| [19] | Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G, Chen H H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology, 257(1-2): 34-43 |
| [20] | Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q, Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51(1-2): 537-571 |
| [21] | Ludden J N, Plank T, Larson R, Escutia C. 2006. Leg 185 synthesis: Sampling the oldest crust in the ocean basins to understand Earth's geodynamic and geochemical fluxes. Proceedings of the Ocean Drilling Program: Scientific Results, 185: 1-35 |
| [22] | Ludwig K R. 2003. User's manual for Isoplot 3.0: A geochronological toolkit for microsoft excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication,(4): 1-71 |
| [23] | Martin H, Smithies R H, Rapp R, Moyen J F, Champion D. 2005. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite(TTG), and sanukitoid: Relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79(1-2): 1-24 |
| [24] | Maniar P D, Piccoli P M, 1989. Tectonic Discrimination of Granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101(5):635-643. |
| [25] | Middlemost, E. A. K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3-4), 215-224. |
| [26] | Mo X X, Niu Y L, Dong G C, Zhao Z D, Hou Z Q, Zhou S, Ke S. 2008. Contribution of syncollisional felsic magmatism to continental crust growth: A case study of the Paleogene Linzizong volcanic succession in southern Tibet. Chemical Geology, 250(1-4): 49-67 |
| [27] | Pearce J A, Harris N B W, Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956-983 |
| [28] | Rapp R P. 1997. Heterogeneous source regions for Archaean granitoids: Experimental and geochemical evidence. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, 35: 267-279 |
| [29] | Rapp R P, Shimizu N, Norman M D, Applegate G S. 1999. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa. Chemical Geology, 160(4): 335-356 |
| [30] | Pearce, J., 1996. Sources and Settings of Granitic Rocks. Episodes, 19(4): 120-125 |
| [31] | Rickwood P C, 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4): 247-263 |
| [32] | Roberts M P, Clemens J D. 1993. Origin of high-potassium, talc-alkaline, I-type granitoids. Geology, 21(9): 825-828 |
| [33] | Smithies R H. 2000. The Archaean tonalite-trondhjemite-granodiorite(TTG)series is not an analogue of Cenozoic adakite. Earth and Planetary Science Letters, 182(1): 115-125 |
| [34] | Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345 |
| [35] | Sun W D, Yang X Y, Fan W M, Wu F Y. 2012. Mesozoic large scale magmatism and mineralization in south China: Preface. Lithos, 150: 1-5 |
| [36] | Sylvester P J. 1989. Post-collisional alkaline granites. The Journal of Geology, 97(3): 261-280 |
| [37] | Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, Zhao G C, Yu J H, Qiu J S, Zhang Y J, Xing G F. 2014. Geochemical zonation across a Neoproterozoic orogenic belt: Isotopic evidence from granitoids and metasedimentary rocks of the Jiangnan orogen, China. Precambrian Research, 242: 154-171 |
| [38] | Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy & Petrology, 95(4): 407-419 |
| [39] | Xiong X L, Xia B, Xu J F, Niu H C, Xiao W S. 2006. Na depletion in modern adakites via melt/rock reaction within the sub-arc mantle. Chemical Geology, 229(4): 273-292 |
| [40] | Zhou X M, Sun T, Shen W Z, Shu L S, Niu Y L. 2006. Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China: A response to tectonic evolution. Episodes, 29(1): 26-33 |
| [41] | 陈曦, 刘星, 王亚男. 2014. 大关悦乐微量元素地球化学特征及沉积环境分析. 河南科学, 32(8): 1554-1558 |
| [42] | 丁烁, 黄慧, 牛耀龄, 赵志丹, 喻学惠, 莫宣学. 2011. 东昆仑高Nb-Ta流纹岩的年代学、地球化学及成因. 岩石学报, 27(12): 3603-3614 |
| [43] | 高万里, 王宗秀, 李春麟, 王对兴. 2014. 浙东南印支期花岗岩的锆石U-Pb年代学、地球化学及构造意义. 地质学报,(6): 114-126 |
| [44] | 侯可军, 李延河, 田有荣. 2009. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术. 矿床地质, 28(4): 481-492 |
| [45] | 孔会磊, 董国臣, 莫宣学, 赵志丹, 朱弟成, 王硕, 李荣, 王乔林. 2012. 滇西三江地区临沧花岗岩的岩石成因: 地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束. 岩石学报, 28(5):1438-1452. |
| [46] | 孔祥生, 包超民, 顾明光. 1994. 浙江诸暨地区陈蔡群主要地质特征及其构造演化探讨. 浙江地质, 10(1): 15-29 |
| [47] | 李昌年. 1992. 火成岩微量元素岩石学. 武汉: 中国地质大学出版社, 1-195 |
| [48] | 李莉, 白云山, 牛志军, 姚华舟. 2004. 藏北羌塘中部劳日特错花岗斑岩体的特征及构造意义. 地质通报, 23(9-10): 1040-1045 |
| [49] | 柳小明, 高山, 第五春容, 袁洪林, 胡兆初. 2007. 单颗粒锆石的20 μm小斑束原位微区LA-ICP-MS U-Pb年龄和微量元素的同时测定. 科学通报, 52(2): 228-235 |
| [50] | 莫宣学, 罗照华, 邓晋福, 喻学惠, 刘成东, 谌宏伟, 袁万明, 刘云华. 2007. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长. 高校地质学报, 13(3): 403-414 |
| [51] | 秦海鹏, 吴才来, 王次松, 李欣, 雷敏, 刘春花, 李名则. 2014. 祁连东部西格拉高Sr/Y型花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及其地球化学特征. 岩石学报, 30(12): 3759-3771 |
| [52] | 邱检生, 王德滋, Mclnnes B I A. 1999. 浙闽沿海地区I型-A型复合花岗岩体的地球化学及成因. 岩石学报, 15(2): 237-246 |
| [53] | 邱检生, 王德滋, 蟹泽聪史, McInnes B I A. 2000. 福建沿海铝质A型花岗岩的地球化学及岩石成因. 地球化学, 29(4): 313-321 |
| [54] | 苏杰, 黄建国, 姜燕林. 2014. 滇西碧罗雪山地区忙怀组火山岩地球化学特征. 河南科学, 32(4): 588-594 |
| [55] | 孙卫东,凌明星,汪方跃,丁兴,胡艳华,周继彬,杨晓勇. 2008. 太平洋板块俯冲与中日东部中生代地质事件. 矿物岩石地球化学通报, 27(3):218-225 |
| [56] | 王对兴, 李春麟, 高万里, 王宗秀, 赵志丹. 2013. 浙东早白垩世岩浆混合作用: 新昌小将岩体U-Pb年代学及地球化学证据. 岩石学报, 29(11): 3993-4003 |
| [57] | 汪洋. 2009. 北京白查A型花岗岩的地球化学特征及其成因与构造指示意义. 岩石学报, 25(1): 13-24 |
| [58] | 吴福元, 李献华, 杨进辉, 郑永飞. 2007. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 23(6): 1217-1238 |
| [59] | 吴祥珂, 孟繁聪, 许虹, 崔美慧. 2011. 青海祁漫塔格玛兴大坂晚三叠世花岗岩年代学、地球化学及Nd-Hf同位素组成. 岩石学报, 27(11): 3380-3394 |
| [60] | 肖庆辉, 邓晋福, 马大铨. 2002. 花岗岩研究思维与方法. 北京: 地质出版社, 265-275 |
| [61] | 邢光福, 卢清地, 陈荣, 张正义, 聂童春, 李龙明, 黄家龙, 林敏. 2008. 华南晚中生代构造体制转折结束时限研究: 兼与华北燕山地区对比. 地质学报, 82(4): 451-463 |
| [62] | 熊小林, 韩江伟, 吴金花. 2007. 变质玄武岩体系相平衡及矿物-熔体微量元素分配: 限定TTG/埃达克岩形成条件和大陆壳生长模型. 地学前缘, 14(2): 149-158 |
| [63] | 余心起, 吴淦国, 张达, 狄永军, 臧文拴, 张祥信, 汪群峰. 2005. 中国东南部中生代构造体制转换作用研究进展. 自然科学进展, 15(10): 1167-1174 |
| [64] | 余心起, 吴淦国, 舒良树, 颜铁增, 张达, 狄永军. 2006. 白垩纪时期赣杭构造带的伸展作用. 地学前缘, 13(3): 31-43 |
| [65] | 张旗, 周国庆. 2001. 中国蛇绿岩. 北京: 科学出版社 |
| [66] | 张旗, 潘国强, 李承东, 金惟俊, 贾秀勤. 2007. 花岗岩构造环境问题: 关于花岗岩研究的思考之三. 岩石学报, 23(11): 2683-2698 |
| [67] | 张旗, 王焰, 熊小林. 2008. 埃达克岩和花岗岩: 挑战与机遇. 北京: 中国大地出版社, 1-340 |
| [68] | 张岳桥, 徐先兵, 贾东, 舒良树. 2009. 华南早中生代从印支期碰撞构造体系向燕山期俯冲构造体系转换的形变记录. 地学前缘, 16(1): 234-247 |