2012, Vol. 28
2. 安徽省地质矿产勘查局332地质队，黄山 245000
2. 332 Geological Team of Anhui Bureau of Geology and Mineral Resources, Huangshan 245000, China
皖南地区地处长江中下游成矿带和钦杭成矿带之间，属于全国19个成矿区带之外的非重点成矿区带。区内发育大量晋宁期、燕山期侵入岩。随着近期越来越多的大中型W-Mo矿床被连续发现，侏罗-白垩纪花岗质岩浆作用与成矿关系的研究越来越受到重视。
近几年涉及浙赣皖相邻区花岗岩的研究取得了长足进展。大部分研究者认为，浙赣皖相邻区的岩浆活动可以大致分为180~160Ma和 < 145Ma的两期(周涛发等，2004；Jiang et al., 2005；2009；2011；赵鹏等，2010；He and Xu, 2011；Li et al., 2012；Yang et al., 2012)。第一期以花岗闪长岩为主，最早在赣东北一带形成，时代大约从180Ma开始(王强等，2004；杨昔林等，2011)，最近发现在167~155Ma左右即扩大到浙西、皖南一带(汪建国等，2010；邱骏挺等，2011)，部分区域延续至146~140Ma (薛怀民等，2009；秦燕等，2010；周翔等，2011；王德恩等，2011)。第二期以花岗岩为主，主要形成于早白垩世(Jiang et al., 2009；2011；赵鹏等，2010；He and Xu, 2011；薛怀民等，2009；张招崇等，2007)。
然而，由于研究周期或研究范围的限制，加之以高山峻岭为主的浙赣皖相邻区通行条件很差，近期的研究难免疏漏部分花岗岩体，很多0.5~1km2左右或更小的侵入体在容易收集到的中小比例尺地质图中被忽略，致使对花岗岩区域性时空分布、成岩作用等的研究以及最新成果资料的系统梳理尚不完全。不同测年方法对同一花岗岩体所获得的测年值相差10~15Ma的情况在未测年花岗岩体中可能同样存在。以往不同研究者对岩浆岩起源、形成构造背景的分析和总结中一些不同见解也未能基本统一。特别是形成于172~146Ma期间、0.3~1km2左右的小型侵入体是近几年找矿突破和远景勘察的主要目标区(王强等，2004；秦燕等，2010；邱骏挺等，2011；杨昔林等，2011；周翔等，2011；王德恩等，2011；陈帅奇等，2011)，它们的起源及演化、成因类型和构造背景研究也是当务之急，但大多缺少对含矿岩体的高精度测年和岩石属性的深入探讨。其中，位于陡峭山岭之上的靠背尖岩体是皖南较有代表性的中生代花岗闪长斑岩，已发现多处Cu、Mo、W矿化，被认为具有一定找矿潜力，而前人报道的黑云母40 Ar/39 Ar年龄134.3±1.4Ma (侯明金，2005)，与浙赣皖相邻区大部分成矿岩体的年代有所差别，因而134.3±1.4Ma的40Ar/39Ar年龄代表岩浆的侵位年龄还是构造热事件的年龄尚有待证实。
同时，目前研究者普遍认为第二期白垩纪岩浆活动与伊佐奈岐板块对欧亚大陆的俯冲碰撞有关(周涛发等，2004；Jiang et al., 2005, 2009, 2011；赵鹏等，2010；He and Xu, 2011；Li et al., 2012；Yang et al., 2012；袁峰等, 2005, 2006；赵海玲等，2007)，那么，第一期岩浆作用形成于何种构造背景?已有研究者注意到，德兴花岗闪长斑岩老的继承锆石很少，具有高的εNd(t)(-1.14~+1.80) 和极低的初始87Sr/86Sr比值(0.7044~0.7047)，暗示地幔物质可能在德兴花岗闪长斑岩的成因中发挥了重要作用，应属于板内岩浆活动(王强等，2004；袁峰等, 2005, 2006)。绩溪逍遥地区的花岗闪长斑岩应属于哪种岩石类型?形成于何种环境?
本文对逍遥地区的花岗闪长斑岩进行了系统的岩石学-地球化学-年代学研究，以期为进一步研究该区中生代构造-岩浆演化提供可靠资料。
2 区域地质背景绩溪逍遥地区位于扬子地块东南部、江南隆起带东段的北缘。北邻江南深断裂，往南在江绍断裂带一带与华夏地块拼贴(图 1a)。
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图 1 皖南绩溪县靠背尖岩体地质简图(据安徽省地质矿产勘查局332地质队，2008①) Fig. 1 Geological sketch map of Kaobeijian pluton, Jixi County, South Anhui |
①安徽省地质矿产勘查局332地质队. 2008.安徽省绩溪县逍遥矿区钨多金属矿普查设计书
区内出露南华系休宁组(Nh1x)、南沱组(Nh2n)、下震旦统兰田组(Z1l)、上震旦-下寒武统皮园村组(Z1p-€1p)、下寒武统荷塘组(€1h)、大陈岭组(€1d) 和中寒武统杨柳岗组(€2y)(图 1b)。南华纪-震旦纪为华南沉积盆地的形成阶段，海水由浅加深，形成以砾岩为底(磨拉石建造)、顶部为深水相硅质岩建造的沉积旋回。寒武纪开始形成沉降带，地层厚度巨大，具有被动大陆边缘坳陷盆地沉积的特征。与靠背尖岩体接触的休宁组、南沱组、兰田组沉积岩经过热液交代蚀变形成矽卡岩、角岩并有白钨矿富集(安徽省地质矿产勘查局332地质队，2008)。
燕山期花岗质侵入岩以钾长花岗岩和花岗闪长(斑) 岩为主。钾长花岗岩为西北角伏岭岩体的主要岩性，而研究区自北向南依次出露的荆桐崖、靠背尖和逍遥三个岩体主要为花岗闪长(斑) 岩(图 1b)。构成陡峭地貌的靠背尖花岗闪长斑岩位于研究区中部，出露面积约0.7km2。其北100m出露荆桐崖小型花岗闪长斑岩岩株，面积小于0.1km2。逍遥花岗闪长岩出露于研究区南部，侵入于逍遥背斜核部休宁组地层中，面积约1.5km2，曾被认为是复式岩体(侯明金，2005)。
研究区发育北东向褶皱和断裂构造。褶皱构造包括荆州向斜和逍遥背斜(图 1b)。荆州向斜长12km，宽2.5~3km，轴向北东，北西翼产状总体上倾角中等，南东翼产状总体上倾角较陡，轴面倾向南东，核部为杨柳岗组，翼部为兰田组，向斜南东翼被逍遥-方家湾断层切割、破坏，南西部为靠背尖岩体所侵入；逍遥背斜核部为休宁组翼部为兰田组，背斜北西翼被逍遥-方家湾断层切割，仅保留南东翼，并伴随逍遥岩体侵入。区域上荆州向斜和逍遥背斜构成逍遥复背斜。断裂构造以逍遥-方家湾逆断层为主，走向北东，倾向南东，沿断裂带有石英斑岩脉充填，对区内岩体及成矿起控制作用；另外发育有小规模的荆硐崖北西向断裂。
3 靠背尖花岗闪长斑岩岩石学特征靠背尖地处绩溪县北东63km。靠背尖花岗闪长斑岩大体呈等轴岩株状侵入于荆州向斜核部的寒武系杨柳岗组、大陈岭组、荷塘组中，出露面积0.7km2。据钻孔显示(安徽省地质矿产勘查局332地质队内部资料，2012)，岩体西部边界向东缓倾斜，南部边界往北倾斜(倾角略陡)，北部和东部边界分别往北和往东倾斜，即整体向北北东倾斜(图 1c)。
主体岩性由中细粒花岗闪长斑岩组成，沿开凿公路常见有呈球状风化的中(粗) 粒花岗闪长斑岩，但分布不均匀且极不规则，和中细粒花岗闪长斑岩渐变过渡，二者无明显界限。岩体中部岩石露头石英斑晶明显而突出，外表似中粗粒花岗闪长斑岩，但基质仍为中细粒结构。局部有暗色基性包裹体(图 2)，包体体积较小且数量稀少。岩体发育多期次节理(裂隙)，并被后期脉体填充(图 3)。岩体多个不同部位可见到白钨矿、辉钼矿、黄铜矿，岩体北东边界附近辉钼矿矿化明显，形成可采矿体，被称为荆州钼矿，测年样品JZMK即采自该矿区坑道内。
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图 2 靠背尖花岗闪长岩内的暗色微粒包体 Fig. 2 The mafic microgranular enclaves (MMEs) in the Kaobeijian granodiorite porphyry |
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图 3 靠背尖花岗闪长岩内的长英质脉体 Fig. 3 Felsic quartz veins in the Kaobeijian granodiorite porphyry |
中细粒花岗闪长斑岩呈灰白色，似斑状结构，基质细粒半自形粒状结构，块状构造；斑晶主要为斜长石(50%)(图 4a)、石英(10%)、角闪石(5%)，均为半自形晶，大小0.5~2mm；斜长石板状，常见环带，局部绢云母化、黝帘石化，表面脏；石英可见港湾状熔蚀，部分重结晶明显；黑云母解理弯曲，膝折发育，局部葡萄石化、绿泥石化；角闪石半自形柱状，0.2~0.5mm，退色明显，局部被绿泥石、绿帘石、微晶黑云母交代交代，呈假象产出；基质为斜长石(5%)、钾长石(20%)、石英(10%)、黑云母，大小0.01~0.03mm，略定向分布；斜长石半自形板状，绢云母化，表面脏；钾长石及石英他形粒状，杂乱分布；黑云母星散状分布，绿泥石化；副矿物包括磁铁矿、锆石、磷灰石、榍石、褐帘石。
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图 4 靠背尖花岗闪长斑岩显微照片及蚀变特征 (a)-JX01-B16花岗闪长斑岩显微结构(斜长石呈斑晶，钾长石形成晚于石英)；(b)-花岗闪长斑岩样品JX01-B19中的角闪石(Am)、黑云母(Bi) 及其长石蚀变；(c)-发育钾化蚀变的的花岗闪长斑岩岩心 Fig. 4 Photomicrographs of the Kaobeijian granodiorite porphyry and its alternation (a)-microstructure of the sample JX01-B16; granodiorite porphyry (plagioclase as phenocryst, K-feldspar formed after quartz); (b)-amphibole (Am) and biotite (Bi) and altered plagioclase in the sample JX01-B19, granodiorite porphyry; (c)-potassic alteration in core sample ZK5201-236m; granodiorite porphyry |
呈不规则状散乱分布的中粗粒花岗闪长斑岩呈灰白色，似斑状结构，基质细粒半自形粒状结构，块状构造；斑晶主要为斜长石(15%)、石英(5%)，均为半自形晶，大小2.5~3.5mm；斜长石板状，环带发育，局部绢云母化；石英边部不规则状；基质为斜长石(45%)、钾长石(10%)、石英(15%)、黑云母(10%)、角闪石(1%~5%)，大小0.5~1mm，杂乱分布；斜长石半自形板状，常见环带，局部绢云母化；钾长石半自形-他形粒状，部分珠边状分布斜长石周围；石英他形粒状，填隙状分布；角闪石局部绿泥石化、部分被阳起石交代；黑云母多绿泥石化。副矿物包括磁铁矿、锆石、磷灰石、褐帘石。
同时，显微镜下矿物形态研究表明，采自靠背尖岩体北西部的样品中石英具有明显波状消光，并伴有动态重结晶现象，石英亚颗粒形态、大小、颗粒边界不规则(图 5a，b)，达颗粒边界迁移重结晶水平(CBM)。
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图 5 靠背尖花岗闪长岩石英亚颗粒形态 Fig. 5 Photomicrographs of quartz sub-grains from the Kaobeijian granodiorite porphyry |
靠背尖花岗闪长斑岩发育钾化、硅化、绢云母化、绿泥石化等蚀变。经钾化的花岗闪长岩斑晶由石英和钾长石组成，钾长石晶粒之间的边界不规则；基质由等粒的钾长石和石英组成。露头观察可见多处岩体钾化，钻孔岩心样品也有明显钾化现象(图 4c)，岩石呈浅肉红色，显微镜下可见大量斜长石晶体因蚀变而失去原有光学性质的现象(图 4b)。绢云母化以出现石英+绢云母的矿物组合为特征，长石为绢云母交代，在靠背尖岩体各部位中普遍存在。岩体北缘与南缘都具强烈绿泥石化，表现为角闪石、黑云母蚀变形成绿泥石、绢云母。
4 靠背尖岩体SHRIMP锆石U-Pb年代学研究 4.1 样品采集与预处理在野外调查过程中，采集了三件样品JZMK、XY08、XY09用于SHRIMP锆石U-Pb测年，采样位置以星号标注于图 1b。
样品的锆石挑选工作在河北省廊坊区域地质调查研究院完成。样品经常规的粉碎、磁选和重选，然后在双目镜下挑选晶形完好的锆石颗粒，和标准锆石TEM粘贴在环氧树脂表面，抛光后制成样靶，用于阴极发光(CL) 照相和随后的SHRIMP锆石U-Pb分析。
4.2 分析方法锆石样品首先在北京大学物理学院进行透射光反射光和阴极发光图像拍照，随后在中国地质科学院离子探针中心SHRIMP-Ⅱ仪器上用标准测定程序进行分析。分析流程和原理可参考相关文献(Compston et al., 1998；刘敦一等，2003)。分析过程中结合透射光、反射光和阴极发光图像，选择环带比较明显、表面光洁、没有裂纹和包体的区域进行分析；离子束斑直径为20~30μm；数据采集在5个扫描仪上进行；所有年龄结果均用204Pb含量作了普通铅校正；所给定的同位素比值和年龄的误差在1σ水平，测定结果列于表 1，谐和曲线见图 6。
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表 1 皖南绩溪县靠背尖花岗闪长斑岩SHRIMP锆石U-Pb测年数据 Table 1 SHRIMP zircon U-Pb isotopic dating result for the Kaobeijian granodiorite porphyry |
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图 6 皖南靠背尖花岗闪长斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 Concordia diagram of SHRIMP zircon U-Pb dating for the Kaobeijian granodiorite porphyry |
锆石阴极发光图像上显示绝大多数样品具有震荡环带型生长边，表明多数锆石为典型岩浆锆石(Williams and Claesson, 1987；Kinny et al., 1990；Hidaka et al., 2002；Wu and Zheng, 2004；Chen et al., 2010)。除XY08-2-9.1测点Th/U比值为略低于0.1，其余锆石的Th/U比值分布范围0.17~0.89，且同一样品的锆石之间差别不大。几乎所有的锆石分析年龄都集中在谐和曲线上(图 6)，表明这些锆石颗粒在形成后的U-Pb同位素体系基本上是封闭的，没有明显的U或Pb同位素丢失或加入，可以代表锆石的形成年龄。JZMK加权平均年龄为152.7±1.7Ma (共13个测点，MSWD=1.5)；XY08加权平均年龄为151.9±1.1Ma (共12个测点，MSWD=0.56)；XY09加权平均年龄为147.7±1.3Ma (共10个测点，MSWD=1.3)；结果均属于晚侏罗世。
5 靠背尖花岗闪长斑岩地球化学特征 5.1 样品采集与测试方法在野外调查的基础上，对靠背尖一带蚀变较弱的新鲜花岗闪长斑岩进行了系统采样用于全岩地球化学分析，测试分析由中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成。采用粉末样品压片制样，用X射线荧光光谱仪直接测量样品中SiO2等10项主量元素以及Cr，Rb，Sr，Ba，Zr等34个痕量元素，经GAU9aGSR1、GAU10aGSR2、GAU11aGSR3和GAU12GSD9标样监控，主量元素分析精度优于5%；所用仪器型号：帕纳克公司PW4400。其中FeO采用容量法分析，烧失为1000℃时的烧失量。各分析元素采用经验系数法与散射线内标法校正元素间的基体效应。15种稀土元素和Ba，Ni，Co，Ga，V，Cs，Hf，Ta，Nd，Pb，Th，U元素采用ICP-MS分析，所用仪器型号：美国热电公司X SeriesⅡ。
Sm-Nd和Rb-Sr同位素分析由中国地质大学(武汉) 岩石圈构造、深部过程及探测技术教育部重点实验室采用MAT261仪器测试，分析流程见Zhang HF et al.(2002)。采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219分别对Sr和Nd同位素比值标准化。实验中，标样La Jolla的143Nd/144Nd值为0.511853±9(2σ)，标样BCR-2的143Nd/144Nd值为0.512638±5(2σ)，Sr和Nd空白值分别＜1ng和＜50pg。
5.2 岩石地球化学特征靠背尖花岗闪长(斑) 岩全岩地球化学数据见表 2。大部分样品在TAS分类图解中落入花岗闪长岩区域，个别样品落入花岗岩、石英闪长岩区域内(图 7a)。岩石Al2O3含量中等(14.85%~16.31%)，铝饱和指数(A/CNK) 主要变化在0.77~0.98之间(11个样品)。SiO2含量在64.05%~69.64%之间，全碱(ALK) 含量较高，Na2O+K2O变化于6.1%~11.5%之间，钾含量略高于钠，K2O/Na2O平均值为1.3，P2O5为0.07%~0.21%，TiO2为0.44%~0.69%。综合矿物特征(含角闪石) 应属于高钾钙碱性系列的准铝质Ⅰ型侵入岩(图 7b，c)。
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表 2 靠背尖花岗闪长斑岩主量元素(wt%)、稀土及微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major (wt%), rare earth and trace elements (×10-6) compositions of the Kaobeijian granodiorite porphyry |
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图 7 靠背尖岩石类型和系列划分图解 Fig. 7 Classification and series diagrams of the Kaobeijian granodiorite porphyry |
除个别样品，靠背尖花岗闪长岩样品稀土总量分布在38.0×10-6~138.0×10-6，它们具有较高的轻重稀土比(12个样品的LREE/HREE比值=5.3~11.04) 和较高的(La/Yb)N比值(10个样品为7.7~15.7)。岩石Eu亏损较弱，多数样品δEu值为(0.77~0.89)，在δEu-(La/Yb)N图解(图略) 上样品几乎全部落入壳幔源区域，指示有幔源物质参与了靠背尖花岗闪长岩的形成。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上，分布曲线明显呈右倾型(图 8a)，多数样品与典型的华南壳源改造型花岗岩的“海鸥型”(徐克勤等，1989) 曲线不同，而与毛建仁等(2002)、邱检生等(2004)、杨小男等(2007)报道的长江中下游、闽西、粤东等地具壳幔混合成因的花岗质岩石相类似。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解(图 8b) 上，样品显示明显的Nb-Ta槽而K、Rd、U、Hf元素呈富集趋势。在La-La/Sm和Zr-Zr/Sm图解(图略) 上，靠背尖岩体的全岩数据显示了部分熔融的演化趋势。
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图 8 靠背尖花岗闪长斑岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a，标准化值据Boynton，1984) 和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 Chondrite-normalized REE (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive-mantle-normalized trace element patterns (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the Kaobeijian granodiorite porphyry |
靠背尖花岗闪长斑岩四个样品的Sm-Nd、Rd-Sr同位素分测试结果见表 3。样品显示相对平均的143Nd/144Nd分布，具有较高的(87Sr/86Sr)t值(0.70784~0.71033)，εSr(t) 值=51.2~97.4，εNd(t) 值=-3.69~-6.24，表明物质应该主要来自地壳。
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表 3 靠背尖花岗闪长斑岩Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成特征 Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic composition of the Kaobeijian granodiorite porphyry |
此前，安徽省地质矿产局332地质队(1990①) 编写完成的1︰5万旌德县、岛石坞、绩溪县、顺溪等四幅区域地质调查报告中，报道了靠背尖岩体K-Ar法同位素年龄为75Ma。稍后，侯明金(2005)测定了靠背尖岩体黑云母40Ar/39Ar年龄134.3±1.4Ma。这两组年龄与近几年在浙赣皖相邻区实现找矿突破的中生代含矿岩体年龄有显著差别，因而134.3±1.4Ma的40Ar/39Ar年龄代表岩浆的侵位年龄还是构造热事件的年龄尚有待证实。本文对靠背尖岩体多处采样，获得SHRIMP锆石U-Pb年龄151.9±1.1Ma，147.7±1.3Ma和152.7±1.1Ma。这一结果与区域上祁门东源(秦燕等，2010；周翔等，2011)、江家(王德恩等，2011)、浙西桐村(邱骏挺等，2011) 等含矿岩体的年龄值接近或基本一致，应属于同一期构造-岩浆-成矿事件的产物。
①安徽省地质矿产局332地质队.1990. 1︰5万旌德县、岛石坞、绩溪县、顺溪幅区域地质调查报告
由于同位素年龄与测年载体的封闭温度密切相关，当环境温度高于载体封闭温度时，会导致同位素时钟重置而出现较新的年龄。锆石U-Pb同位素体系的封闭温度超过800℃(Cliff，1985；Nam et al., 2001)，封闭温度高、稳定性好，不易受到热液蚀变及构造活动影响，其年龄通常代表岩体的侵位年龄(Hourigan et al., 2004；吴福元等，2005；赵子福等，2005；顾晟彦等，2006；Hirt，2007；孙景贵等，2008；雍拥等，2008)。40Ar/39Ar体系封闭温度通常较低，体系封闭性易受到后期热事件影响，因此，40Ar/39Ar法应谨慎地应用于测定侵入体冷却年龄(桑海清等，1992；李益龙等，2007)、蚀变年龄(郭桂红和韩峰，2007)、构造活动(闫全人等，2001；周刚等，2007) 或成矿年龄(谭绿贵等，2004；翟伟等，2010) 等。
野外观察发现，靠背尖花岗闪长斑岩普遍发育钾化、硅化、云英岩化和绢云母化等蚀变。钾化是高温高盐度岩浆流体与斑岩发生水-岩反应而形成的一种蚀变，以斜长石的钾长石交代为特征，主要产物为钾长石、石英以及少量黑云母；斑岩体中钾化温度超过400℃(Simon et al., 1969, 1971；Roedder，1971；Reynolds and Richard, 1985；侯增谦，2004)，高于黑云母40Ar/39Ar体系封闭温度(300±50℃)(Cliff，1985)，可能导致同位素时钟重置。在岩体内及附近的围岩中大量发育长英质脉体(图 3a，b)，这些脉体不同于常见的纯净石英脉，成分上是长石-石英的固溶体，性质上更加接近残余岩浆。为了验证高温流体的存在，我们从钻孔中采取花岗闪长岩中的石英脉，其中气液包裹体均一温度集中在300~400℃之间(研究组内部资料)，但有相当比例的包裹体在加热到400℃时仍不均一。因此，残余岩浆-热液系统提供的热量导致黑云母40Ar/39Ar体系在岩浆侵位完成很晚以后才开始封闭计时的假设是可能的，左力艳等(2010)对冷水坑斑岩型银铅锌矿床岩体和热液蚀变年龄的研究提供了类似的实例。
此外，石英等矿物颗粒边界迁移重结晶水平(CBM) 的变形属于中高温条件(500℃以上) 下的韧性变形(Stipp et al., 2002；向必伟等，2007)。这样的温度条件超过了黑云母40Ar/39Ar体系封闭温度。仅在数米到数十米的局部范围内存在高的温压状态，而岩体其他部分不受影响是不太可能的，因此更符合地质事实的解释是：锆石U-Pb年龄代表岩浆结晶-侵位的时间，而黑云母40Ar/39Ar年龄代表后期韧性变形的构造热事件时间。安徽省地质矿产局332地质队(1990)测得靠背尖岩体K-Ar法年龄75Ma，其K-Ar同位素系统的封闭温度更低，为200℃左右，可能代表的是中生代末期另一次构造热活动，对应于浙赣皖相邻区晚白垩世末期的玄武岩喷溢活动和超基性岩侵入活动(安徽省地质矿产局，1998①)。玄武岩呈12~15m厚的夹层广泛发育于中生代红层盆地最上部层位的晚白垩世晚期小岩组中部。六个超基性玻基辉橄岩岩筒和七条玻基辉橄岩岩脉分布于歙县洽舍乡山口一带(距靠背尖30km)，黑云母K-Ar同位素年龄值73.1Ma (安徽省地质矿产局，1998)。
①安徽省地质矿产局.1998. 1︰5万兰田幅、休宁县幅、屯溪幅区域地质调查报告
6.2 靠背尖岩体高Ba-Sr成因靠背尖岩体具有富碱、准铝质的地球化学特征，铁镁比值较高，富集LILE (尤其是Sr和Ba) 和LREE，弱的Eu负异常，Sr/Y=34.2、(La/Yb)N=10.8、K/Rb=284均较高，低Y ( < 20×10-6)、Yb ( < 1.9×10-6)、Rb/Sr比值(平均为0.28)，相对亏损HREE和Nb、Ta、Ti、Y等高场强元素，这些特征虽然与埃达克质岩石非常接近，但靠背尖花岗闪长斑岩四个全岩样品的(143Nd/144Nd)S(t)=0.51204~0.51217，(87Sr/86Sr)t=0.70784~0.71032并不具有埃达克岩所要求的(143Nd/144Nd)S(t)值分布在0.5123~0.5126之间和低(87Sr/86Sr)t值(小于0.7040) 特征(Defant MJ and Drummond MS, 1990)，因此靠背尖岩体不宜归为埃达克岩。
靠背尖的另一个显著特征是其Ba (1294.6×10-6)、Sr (505.5×10-6) 含量比中国中生代花岗岩类的统计平均值(Ba，181×10-6、Sr，54×10-6)(Changyi Shi et al., 2011) 高一个数量级，与典型的高Ba-Sr花岗岩的八达岭岩基(钱青等，2006)、赣西北麦斜岩基(农军年等，2012)、胶东半岛三佛山岩体(张华锋等，2006) 的Ba-Sr含量相当，比陕西老牛山复式花岗岩基(王艳芬等，2012) 略低，但仍在同一数量级，上述岩体被认为有着各不相同的成因。
地球化学分析已经表明靠背尖花岗闪长斑岩属于高钾钙碱性，据Barbarin (1999)的总结，钙碱性花岗岩均为地壳及地幔物质混合成因的；且稀土配分模式支持靠背尖为“壳幔混合成因”；更重要的是在野外调查中多次观察到花岗闪长斑岩内发育有暗色包体(图 2)，这些包体分布极稀疏，体积普遍较小，最大者仅为5×5cm左右；其颜色很深，颗粒细小且致密，成分为基性岩石。由于包体体积过小且受到花岗岩闪长斑岩的交代、破坏，无法有效地测试其原始化学组成，但它们的出现直接指示了存在岩浆壳幔混合的事实。
朱金初等(1990)总结华南中生代壳-幔混合型花岗岩类(即同熔系列花岗岩类) 的同位素特征为：(87Sr/86Sr)t值一般在0.705~0.710，εNd(t) 多数为-2.0~-5.0。靠背尖岩体的εNd(t) 值(-3.69~-6.24) 与上述范围大体一致。靠背尖两阶段Nd模式年龄t2DM(1.31~1.51Ga) 比陈江峰等(1999)识别出的低Nd模式年龄花岗岩带(t2DM为1.5~1.8Ga) 内岩石更低，也说明此次岩浆活动中确实有新的幔源组分加入。
经矿物学和地球化学分析确认靠背尖为Ⅰ型花岗岩类，这一分类最早由Chappell and White (1974)对澳大利亚Lachlan褶皱带内花岗岩类的研究提出，其原始定义是：Ⅰ型花岗岩源岩主要是未经地表风化的火成岩，尤其是基性程度偏高的火成岩、变质火成岩，因此继承了一些火成岩的基本特征。皖南地区元古代的代表性火山岩地层为铺岭组玄武岩、变质安山岩、安山质凝灰岩等，其Ba-Sr含量并不突出(Ba，249.6×10-6、Sr，156.8×10-6)(唐红峰等，1997)。皖南代表性的新元古代花岗闪长岩中Ba-Sr元素则已经有所富集(Ba，642.9×10-6、Sr，183.2×10-6)(吴荣新等，2005)。Ba-Sr同为大离子亲石元素又都有亲岩浆的特点，在矿物中固结后，重新部分熔融时再次富集于岩浆是完全可能的。由此我们认为，靠背尖岩体高Ba-Sr的成因主要是区域上晋宁期火山岩、岩浆岩重熔为靠背尖岩体提供了大量的物质，这与我们在锆石定年研究中发现大量元古代继承锆石(研究组内部资料，800Ma左右为主，并有个别更老的颗粒) 提供的信息是一致的。因此靠背尖花岗闪长斑岩岩浆主要来自早期火山岩、岩浆岩物质重熔并有幔源组分加入。
许村、休宁和歙县岩体等皖南新元古代花岗闪长岩中没有角闪石而含有堇青石且属于过铝质(相当于S型花岗岩)，仅这样的成分重熔无法形成比源岩更偏基性(含有角闪石) 的岩浆。已有研究表明，地幔物质混入到大陆地壳物质中，会使地壳源区原本低的εNd(t) 升高，使得岩浆性质发生过铝质向准铝质的转变，这种幔源物质的混入过程已经应用于一些花岗岩的成因解释(Patiño-Douce，1999；Clemens，2003；Healy et al., 2004；吴福元等，2007；Zhu et al., 2009)。由于多项证据证明靠背尖的岩浆存在混合作用，此模式可以很好的解释其地球化学及同位素特征，说明壳幔混合确实是岩浆成分向Ⅰ型转化的原因。
6.3 构造意义分析靠背尖岩体所处的区域发育多组NE向断裂，岩体位于绩溪-宁国断裂(燕山期皖浙赣主断裂) 和西天目山-皖浙边界断裂所切割的数十千米宽的夹块内。遥感图像显示，逍遥、靠背尖岩体主要受NW向的基底断裂所控制，可能为该区较早的区域性的控岩断裂构造。与此类似的是靠背尖南西方向近百公里外的祁门东源、江家系列花岗闪长斑岩，它们发育在NE和NW向断裂的交汇位置，均显示岩浆成岩受断裂控制的特点。
Wu et al. (2012)近期研究表明，中国东部中生代岩浆活动发生在两个明确的阶段，即早-中侏罗世(190~150Ma) 和早白垩世(135~115Ma)，但下扬子沿江地区、皖浙赣相邻区及其西延的带状区域发育独特的150~135Ma岩浆活动，其构造动力学背景可能是由古太平洋板块在华北克拉通与中国东南部地区的俯冲角度变化不同而形成的，俯冲角度的变化引起了板片撕裂，并引发了其后的早白垩世岩浆活动。
靠背尖花岗闪长斑岩微量元素构造判别图指示其形成的晚侏罗世时期的构造背景为岛弧环境(图 9a-d)，此时板片撕裂尚在初期，有少量的幔源物质沿细小而窄长的板片裂隙(窗) 混入壳源岩浆，与弧间裂谷有关的花岗质岩浆侵入活动引发了浙赣皖相邻区晚侏罗世的构造-岩浆-成矿事件。此后我国华南岩石圈由挤压环境转向拉张环境(毛建仁等，1997；朱光等，2000；余心起等，2005)，形成大面积的A-型花岗岩(Jiang et al., 2005, 2009, 2011；Wong et al., 2009; 赵鹏等，2010；He and Xu, 2011；Li et al., 2012；Yang et al., 2012)。
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图 9 靠背尖花岗闪长岩构造环境判别图(底图据Pearce et al., 1984) Fig. 9 Discrimination diagrams for settings for (after Pearce et al., 1984) |
靠背尖花岗闪长斑岩为高钾钙碱性系列的准铝质Ⅰ型岩株，发育少量暗色基性岩包体，具有异常高的Ba-Sr含量，具有较高的(87Sr/86Sr)t值和负的εNd(t) 值，其主要成因是壳幔混源的岩浆对区域上晋宁期火山岩、岩浆岩富Ba-Sr物质的继承。SHRIMP锆石U-Pb测年结果表明，绩溪靠背尖中细粒花岗闪长斑岩加权平均年龄分别为151.9±1.1Ma、152.7±1.1Ma和147.7±1.3Ma，表明靠背尖花岗闪长斑岩形成于晚侏罗世。微量元素构造判别图指示其形成于岛弧环境，幔源组分的加入造成了岩浆由S-型向Ⅰ-型的转变。
致谢 SHRIMP锆石U-Pb测年在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成；野外工作中得到安徽省地质矿产勘查局332地质队的支持；研究过程得到中国地质大学(北京) 刘俊来教授的指导及邱骏挺同学的帮助；在此一并致以诚挚的谢意!| [] | Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environment. Lithos, 46(3): 605–626. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00085-1 |
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