2013, Vol. 29
2. 中国地质调查局南京地调中心，南京 210016
2. Nanjing Institutes of Geology and Mineral Resources, CGS, Nanjing 210016, China
华南板块由扬子与华夏两地块经碰撞造山并拼合而成，大多数学者认为其拼合的时间在新元古代，碰撞拼合带的位置为钦州-杭州结合带(包括浙江境内的江山-绍兴深断裂带)，随后遭受加里东期较强烈的变质变形作用，形成了现今所见的华南板块的基本构造格局(杨明桂等，1997；陈江峰等，2001；万天丰，2004；Charvet et al., 1996；Li et al., 2002, Li et al., 2003)。中生代的印支和燕山运动，对中国东南部地质构造格局产生了重要影响，中国东南大陆经历了古亚洲-特提斯构造域向古太平洋构造域的转换，地质构造格局由东西向为主转变为北东向构造体系(165±5Ma)(陈培荣等，1999；董树文等，2008；Mao et al., 2012)；尤其是发生在中生代(三叠纪、早-中侏罗世和早白垩世)三次较大规模的岩浆作用，较好地记录了华南中生代以来地质构造格局及其转换过程。
浙皖赣相邻区位于扬子地块东南缘，紧邻江绍断裂带，是新元古代造山带的重要组成部分(余心起，2006)。浙西北相比较赣东北和皖南地区，燕山期花岗岩类出露的规模、产出的时代和成因类型以及由此而形成的多金属矿床类型和规模等都会有所不同，另外，赣东北和皖南两地之间的岩浆期次和成矿期次以及成矿类型也明显不同(周涛发等，2004；赵海玲等，2007)。对浙西北地区燕山期花岗质岩浆动力学与成矿作用方面的研究有一些单个而零散的相关研究和报道，如对花岗岩(花岗闪长岩)体的分布、形成时代(K-Ar同位素年龄介于82~156Ma)和主量元素特征(SiO2介于65.1%~77.7%，Mg#介于9.6~44.3)及其接触带产出的多金属矿化等开展过一些工作(据浙江省地质矿产局，1995)。近年来，随着对钦杭成矿带东段包括浙西北地区重大基础地质研究和找矿勘探力度的加强，越来越多地显示出浙西北地区燕山期花岗岩类出露范围也较大，尤其是最近的钻孔资料显示地下深部有较多的花岗岩(斑岩)体、花岗闪长斑岩体等出露，且厚度较大、具有较大的展布空间。虽然在浙西北地区开展了部分燕山期花岗岩类及辉绿岩的地质地球化学和年代学及多金属矿床赋存状态研究，并取得了一些研究成果(王剑等，2003；Wong et al., 2009； 李福林等2011a，b；何国锦等，2011)，但对浙西北地区燕山期岩浆作用及与之有关的多金属矿床成因研究方面的研究程度与邻省相比明显偏低。
而出露于浙西北淳安西北木瓜岩体，前人大多认为其形成于晋宁期，为一套遭受较强烈变质变形作用的片麻状花岗岩。(李福林等2011a ，b)对浙西北早白垩世脉岩和木瓜的辉绿岩开展了岩石地球化学和年代学的研究，认为这些脉岩形成于早白垩世，木瓜辉绿岩形成于约135Ma。最近笔者在浙西北地区开展野外地质调查过程中新发现晋宁期片麻状花岗岩体中有花岗斑岩和两期辉绿岩脉存在。因此，本文拟对新发现的侵入于晋宁期片麻状花岗岩中的燕山期花岗斑岩和两期辉绿岩脉开展岩石地球化学特征、Sr-Nd-Pb同位素和大地构造背景及其形成时代的研究，并与周缘地区进行区域对比研究，来探讨该地区燕山期构造-岩浆动力学演化，这对深入探讨本地区及邻区燕山期岩浆作用和构造演化具有重要的科学意义。
2 地质概况及岩相学特征研究区位于浙皖赣相邻区浙西北淳安县，与安徽休宁、歙县毗连(图 1)。区内断裂构造发育，火山-侵入活动均受区域构造和火山构造控制。区内围绕岩体出露地层从北东至南西依次为志留系、奥陶系、寒武系、震旦系及前震旦系，其中北东段以志留系和寒武系为主，中段以寒武系和震旦系为主，南段以震旦系和前震旦系为主。区内有6条深大断裂通过，大多具有多次活动的特点，并伴有次级断裂活动。浙江省自元古代以来，地层发育完整，岩浆活动频繁(浙江省地质矿产局，1995)。
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图 1 浙西北淳安白际山一带简化地质图及采样位置分布(据浙江省地质矿产局，1995；安徽省地质矿产局，1987；江西省地质矿产局，1984修编) Fig. 1 Sketch geological map of the Baijishan area of Chun'an County of the ZXB in SE China and sample locations(modified after BGMRZ, 1995; BGMRA, 1987; BGMRJ, 1984) |
木瓜岩体位于淳安县西南部，为白际岩体的一部分，出露面积较大，呈北东向条带状展布。主体为晋宁期片麻状花岗岩，其围岩为震旦系休宁组砂岩。本次工作发现有燕山期含巨斑状钾长石花岗斑岩出露，并有两期辉绿岩脉穿切片麻状花岗岩(图 2a)，其中早期辉绿岩脉与花岗斑岩直接接触，接触界线比较清楚，但局部具有过渡性界线。野外观察显示早期辉绿岩脉宽0.3m左右，并清晰地被晚期辉绿岩脉穿插(图 2c)。另一期为广泛出露的晚期辉绿岩脉，其脉宽约0.3~0.5m左右，在野外剖面图中70m宽度的露头上可见至少有6条，呈东西向穿插于晋宁期片麻状花岗岩体中，接触界线截然，产状较陡(图 2a，b)。
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图 2 木瓜花岗岩斑与两期辉绿岩及晋宁期片麻状花岗岩之间接触关系(a、b)及清晰可见两期辉绿岩脉穿插关系(c) Fig. 2 Field photos of contact relationships among the Mugua K-feldspar granite porphyry and diabases and Neoproterozoic gneissic granite |
镜下观察花岗斑岩(图 3a)呈斑状结构，由斑晶和基质组成，块状构造。其中斑晶为钾长石(为条纹长石)、石英和斜长石组成，含量约占30%~40％，粒度不等，斑晶大者可达1cm。基质以石英、斜长石和黑云母为主，占60%~70％；副矿物有磁铁矿、锆石等。可见少部分黑云母被绿泥石化。
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图 3 木瓜花岗斑岩及两期辉绿岩显微照片 (a)-斜长石斑晶，花岗斑岩，正交偏光镜下；(b、c)辉石和斜长石斑晶，晚期辉绿岩，正交偏光镜下；(d)辉石和斜长石斑晶，早期辉绿岩，正交偏光镜下.Bt-黑云母;Kfs-钾长石;Mus-白云母;Pl-斜长石;Qz-石英;Pyr-辉石;Mt-磁铁矿 Fig. 3 Photomicrography of Mugua K-feldspar granitic porphyry and diabases (a)-plagioclase phenocryst in granitic porphyry (CPL); (b, c)-pyroxene and plagioclase phenocrysts in the late-stage diabase (CPL); (d)-pyroxene and plagioclase phenocrysts in the early-stage diabase (CPL). Bt-biotite; Kfs-K-feldspar; Mus-muscovite; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Pyr-pyroxene |
早期辉绿岩样品(图 3d)，其斑晶颗粒偏小，大者仅2mm左右，含量占10％，基质含量占90％。基质中斜长石呈自形长条状，长度0.1~0.5mm，含量约30%；而单斜辉石含量约25%~30%；角闪石粒径0.1~0.3mm多见，含量约15%~20%；磁铁矿粒度＜0.1mm，含量5%~10%。斑晶单斜辉石中局部可见绿帘石化。基质中有脱玻化现象。手标本观察少量钾长石斑晶，大者可达1.5cm。
晚期辉绿岩(图 3 b, c)呈斑状结构，由斑晶和基质组成，块状构造。其中斑晶为斜长石和单斜辉石组成，含量约占30%~40％，粒度不等，大者可达1cm，而有些样品中未见斑晶，以辉绿结构为主。基质以斜长石、单斜辉石和角闪石及磁铁矿为主，占60%~70％。
3 实验方法及实验结果 3.1 实验分析方法花岗斑岩和两期辉绿岩共计10个样品的全岩主量和微量元素测试分别在中国科学院广州地球化学研究所同位素与年代学国家重点实验室日本理学Rigaku ZSX 100-e型X-荧光光谱仪和美国哈佛大学行星与地球科学系Charles H Langmuir实验室X-Series ICP-MS仪器上完成。后者的定量分析方法采用内标法，内标元素选Se、Ge、In、Bi。主量元素、稀土及微量元素的测试结果及CIPW计算标准矿物结果见表 1。
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表 1 木瓜花岗斑岩及两期辉绿岩主量(wt%)和微量元素(×10-6)分析及标准矿物计算结果 Table 1 Major elements (wt%), and trace elements (×10-6) and CIPW values of the Mugua granitic porphyry and diabases |
花岗斑岩和早期辉绿岩计6个样品的Sr-Nd-Pb同位素分析测试在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素地球化学实验室完成，测量仪器为德国Finnigan公司MAT-262型热电离质谱计。具体方法见Koide et al.(1990) ，测试结果见表 2。
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表 2 木瓜花岗斑岩及早期Sr-Nd-Pb同位素组成分析结果 Table 2 Sr-Nd-Pb isotopic data for Mugua granitic porphyry and early-stage diabases |
采用LA-ICP-MS技术进行锆石U-Pb定年是在国土资源部天津地质矿产研究所完成的，测试仪器为Thermo Fisher公司制造的Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪，具体方法见侯可军等(2009) 。测试结果见表 3。
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表 3 木瓜花岗斑岩(MG11)锆石U-Pb测年结果 Table 3 Zircon U-Pb isotope ages for the Mugua granitic porphyry (MG11) |
木瓜燕山期花岗斑岩的SiO2含量高，为72%~73%，富碱(全碱Alk=K2O+Na2O，8.2%~8.6%)和富钾(K2O/ Na2O>2)。A/CNK=1.11~1.14，为过铝质系列。早期辉绿岩的SiO2含量为52%~53%，Alk=4.3%~5.2%，K2O与Na2O无明显区别。晚期辉绿岩的SiO2含量为46%~50%，Alk=4.4%~6.6%，K2O/Na2O＜1，略富钠。在火成岩的TAS分类图解(图 4a，b)上，花岗斑岩的投影落在花岗岩区域内，早期辉绿岩落在玄武质安山岩范围内，而晚期辉绿岩显示碱性玄武岩的成分特征。在AFM图解(图 5)上，所有样品的投影，均落在钙碱性系列区域内。CIPW计算标准矿物中，木瓜花岗斑岩的刚玉分子含量大于1%，表现出S型花岗岩的特点(路凤香和桑隆康，2002；徐夕生和邱检生，2010)。在K2O-Na2O图解(图 6)上，这些样品的投影落在S型花岗岩区域内。它们的分异指数(D.I.)为88，表明岩浆分异程度高。早期辉绿岩含少量石英，不含霞石、橄榄石，与晚期辉绿岩相反；其D.I.为41~45，表明岩浆分异程度低；而晚期辉绿岩D.I.为35~52。
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图 4 木瓜两期辉绿岩TAS分类图(a, 据Middlemost，1994)和花岗斑岩TAS分类图(b, 据Le Bas et al., 1986) 虚线区域为李福林等(2011b)木瓜晚期辉绿岩样品投影区域.后图中样品图例符号同此图 Fig. 4 TAS classification diagram of diabase (a, after Middlemost，1994) and granite porphyry (b, after Le Bas et al., 1986)from Mugua in the Chun’an area of the ZXB Dashed line field being the area of late-stage diabases from Li et al.(2011b).Symbols in the following figures are the same as those in this figure |
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图 5 木瓜花岗斑岩及两期辉绿岩AFM 图解 Fig. 5 AFM diagram for Mugua granitic porphyry and diabases |
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图 6 木瓜花岗斑岩K2O-Na2O图解(据Collins，1982) Fig. 6 K2O vs. Na2O diagram for Mugua granitic porphyry(after Collins，1982) |
木瓜花岗斑岩稀土总量(∑REE)为159×10-6~181×10-6，(La/Yb)N=3.8~4.6，(La/Sm)N=3.2~3.6，轻、重稀土之间和轻稀土之间都有一定的分馏。(Gd/Lu)N小于1，重稀土之间无分馏。早期辉绿岩∑REE为138×10-6~148×10-6，(La/Yb)N=5.5~6.6，轻、重稀土分馏明显，具有富集轻稀土元素的特点。(La/Sm)N=2.8~3.2，(Gd/Lu)N=1.4~1.5，轻、重稀土之间都有一定程度的分馏。晚期辉绿岩∑REE为123×10-6~132×10-6，(La/Yb)N=4.9~7.3，(La/Sm)N=2.1~2.6，(Gd/Lu)N=1.7~2.3，稀土元素的分馏与富集情况与早期辉绿岩相似。球粒陨石标准化的稀土配分模式图(图 7a)上，花岗斑岩与两期辉绿岩都表现为右倾图案，表明具有一定程度的稀土分馏现象。花岗斑岩有明显的Eu负异常，表明岩浆有斜长石的分离结晶。早期辉绿岩有一定的Eu负异常，而晚期辉绿岩则无Eu异常，暗示它们中斜长石的分异结晶程度不同。在原始地幔标准化的蛛网图(图 7b)上，花岗斑岩明显亏损Nb、Ba、Sr，富集Rb、Ce、Ta、Hf、Y。早期辉绿岩亏损Nb、Ba等元素，而晚期辉绿岩基本无Nb亏损，相对亏损Rb、Th、U而稍富集Sr。
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图 7 木瓜花岗斑岩及两期辉绿岩球粒陨石标准化稀土配分模式图(a)和原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 阴影部分数据引用李福林等(2011a) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergrams (b) for Mugua granitic porphyry and diabases (normalized values after Sun and McDonough, 1989) |
本文对3个花岗斑岩和3个早期辉绿岩样品进行了Sr-Nd同位素分析，对其中2个花岗斑岩样品进行了Pb同位素分析(表 2)。花岗斑岩的(87Sr/86Sr)i(即ISr)值较高，介于0.71134~0.71748之间，εNd(t)值变化于-3.3~-6.4之间。较高的ISr值和低的εNd(t)值表明花岗斑岩由地壳物质的源区成分经部分熔融形成。早期辉绿岩的ISr值介于0.71408~0.73010之间，εNd(t)值变化于-0.05~+0.85之间。根据样品的Th、U和Pb含量，进行Pb同位素比值的时间校正计算(以t＝142Ma计算)，(206Pb/204Pb)i值为18.49~18.56，(207Pb/204Pb)i值为15.62~15.65，(208Pb/204Pb)i值为38.57~38.68，铅同位素比值明显高于相对应的原始地幔的铅同位素比值(分别为17.51、15.33、37.63)，显示了高放射性成因铅的特征(Zindler and Hart, 1986)。
3.5 锆石测年结果本文对木瓜燕山期花岗斑岩(样品编号MG11)的锆石进行了测年，计30个点。该样品的锆石呈短柱到长柱状，最大长度300μm，长宽比1.5：1~5：1，自形程度好。在阴极发光图像上可以观察到这些锆石存在岩浆震荡环带(图 8)，核部与边部没有明显的明暗韵律，锆石核部未见继承性锆石，判断锆石属岩浆锆石。27个有效分析点的U含量为354×10-6~5830×10-6，Th含量为131×10-6~1467×10-6。Th/U比值为0.18~1.10，除去最大值与最小值，其他25个点的Th/U比变化范围为0.21~0.47。年龄谐和曲线见图 8，其中27个点的谐和年龄数据比较集中，206Pb/238U年龄介于138~148Ma之间，加权平均年龄值为142.2±1.2Ma(n=27，MSWD=4.3)，该年龄代表了花岗斑岩的侵位年龄。
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图 8 木瓜花岗斑岩(样品MG11)阴极发光图像中单个锆石年龄(a)和U-Pb同位素年龄图(b) Fig. 8 Zircon CL images with some single ages and zircon U-Pb isochrone ages (a) and zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram (b) for the Mugua K-feldspar granitic porphyry (sample MG11) |
一般认为，中国东南部燕山期的岩浆活动以140Ma为界线大体可以分为燕山早期(180~140Ma)和燕山晚期(140~97Ma)两个主要阶段(Zhou and Li, 2000)。前人对中国东南部侏罗纪的火成岩年代学和岩石地球化学研究表明，晚侏罗世的火成岩(163~145Ma)以S型花岗岩为主，并含少量I型和A型花岗岩，为加厚地壳伸展下发生部分熔融的产物(李献华，1993；Sun et al., 2005；Li et al., 2007a；Collins et al., 2007；Zhu et al., 2009；徐先兵等，2010； Xu et al., 2010)。近年来的野外调查，尤其是钻探资料显示，浙西北淳安地区也广泛发育燕山期花岗质岩体。如淳安中西部出露有晚侏罗世(ca. 150Ma)的结蒙花岗闪长岩体、早白垩世的九里岗岩体(隐伏岩体，ca. 124Ma)、黄石潭岩体(ca. 126Ma)和淳安南部出露有ca. 129Ma的儒洪岩体(Li et al., 2013)，与浙西北白菊花尖A型花岗岩(126±3Ma，Wong et al., 2009)及安徽庐江-枞阳地区A型花岗岩(124~126Ma，范裕等，2008)形成时代相近。这一特征与整个中国东南部的燕山期岩浆活动规律基本吻合。而本次锆石年代学测定结果表明，木瓜花岗斑岩形成于142Ma左右，为早白垩世早期，与开化里山岭壳源板内S型花岗岩(144~136Ma，陈帅奇等，2011)具有相近的侵位时间并具相近的源区和地球化学特征。且其形成时代略早于浙西北和长江中下游地区A型花岗岩(124~129Ma，范裕等，2008；Wong et al., 2009；Li et al., 2013)。另外，与浙西北124~129Ma的A型花岗岩和ca. 150Ma的形成于活动大陆边缘的结蒙花岗闪长岩相比较，木瓜花岗斑岩的地球化学特征相对更接近前者。可以认为花岗斑岩形成于142Ma左右，代表其形成于早白垩世早期造山后伸展的构造环境，与浙西北早燕山期和长江中下游地区某些A型花岗岩接近(范裕等，2008；薛怀民等, 2009；Li et al., 2013)。
另外，本文研究的晚期辉绿岩与李福林等(2011a)报道的辉绿岩其产出状态和岩石地球化学特征等具有可对比性(李福林等，2011a)，笔者认为应是同一期辉绿岩脉。结合李福林等(2011a)对木瓜辉绿岩的锆石U-Pb定年结果135Ma，推测本文研究的晚期辉绿岩也应形成于135Ma左右。因此，可以认为本文的晚期辉绿岩其形成时代应为略晚于木瓜花岗斑岩的形成时代，这是与野外地质现象相符合的。而浙江东部沿海广泛发育的镁铁质岩墙群的形成时代更晚(大约93Ma，全岩40Ar/39Ar法，董传万等，2010)，应分别属于不同时代的岩浆事件在地表及地壳浅部的反映。
4.2 木瓜花岗斑岩和两期辉绿岩形成的大地构造背景、岩浆作用过程及其源区成分在花岗岩的微量元素构造环境判别图解(图 9)上，木瓜花岗斑岩样品落在板内花岗岩区域内。在基性岩Ti-Zr-Y图解上(图 10a)，木瓜两期辉绿岩都落在钙碱性玄武岩区域内，而在Zr/Y-Zr构造环境判别图解(图 10b)上，早期辉绿岩的投点落在板内玄武岩区域内。晚期辉绿岩在两个图解中均落在板内玄武岩区域内。李献华(1998) 通过对华南花岗岩的年代学和地球化学等研究，发现燕山早期与燕山晚期的岩浆活动在时间、空间和成分上存在着显著的差异，而且两者之间存在着约10Ma的岩浆活动间隔，这很可能指示该地区构造环境(由挤压向伸展)的改变，即华南岩石圈在大约145Ma开始的白垩纪以伸展拉张为特征。而李文达等(1998) 通过研究认为中国东南大陆岩石圈的构造环境经历了176~150Ma的挤压、145Ma由挤压向伸展扩张的转换、125~105Ma的扩张增强以及92Ma左右进入裂解阶段，而事实上中生代大规模的火山-侵入作用和成矿作用主要发生在大陆伸展-地壳减薄期。中生代时期大规模的岩石圈减薄与构造体系的重大转折二者在中国东部的共同作用，造成了大规模的花岗质岩浆作用及其有关的成矿大爆发(邓晋福等，1996；任纪舜等，1997；华仁民等，2005；毛景文等, 2007, 2008)。中国东南部地区在侏罗纪与白垩纪交界正处于地球动力学转换的时间段，燕山早期和燕山晚期被认为古太平洋板块对欧亚大陆俯冲消减过程中伸展造山的早、晚两个时期(Li，2000；毛景文等，2004)。结合前人的认识，笔者认为浙西北地区在145Ma前后很可能也经历了一次重大的构造转折，构造背景由活动大陆边缘(如大约150Ma结蒙和大同坑花岗闪长斑岩)向造山后伸展的构造转换(约142Ma的木瓜花岗斑岩及早期的辉绿岩墙、约135Ma的晚期辉绿岩以及约123~129Ma的A型花岗岩，包括白菊花尖、九里岗、黄石潭和儒洪等A型花岗岩)(Wong et al., 2009；Li et al., 2013)。
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图 9 木瓜花岗斑岩微量元素构造环境判别图(据Pearce et al., 1984) Fig. 9 Tectonic setting discriminative diagram for Mugua granitic porphyry(after Pearce et al., 1984) WPG-within-plate granite; ORG-ocean-ridge granite; VAG-volcanic arc granite; Syn-COLG-Syn-collisional granite |
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图 10 木瓜两期辉绿岩Ti-Zr-Y构造背景判别图解(a, 据Pearce and Cann, 1973)和Zr/Y-Zr图解(b, 据Pearce and Cann, 1979) 图(a)中：A-岛弧拉斑玄武岩；B-岛弧拉斑玄武岩和洋中脊玄武岩；C-钙碱性玄武岩；D-板内玄武岩 Fig. 10 Trace elemental discriminative diagrams of Ti-Zr-Y (a, after Pearce and Cann, 1973) and(b)Zr/Y-Y (b, after Pearce and Cann, 1979) from the Mugua diabases In Fig. 10(a): A-ocean-island tholeiite(OIT)；B-OIT and mid-ocean ridge basalt；C-calc-alkali basalt; D-within-plate basalt |
花岗斑岩的Y/Nb比值>1.2以及蛛网图上Nb和Sr亏损指示其来自壳源及有来自与俯冲有关的物质。在La/Sm-La图解上(图 11)，花岗斑岩显示以部分熔融作用为主的趋势。在Isr vs. εNd(t)图解(图 12)上，花岗斑岩的投影落在华南105~145Ma花岗岩的分布范围内，早期辉绿岩εNd(t)值偏高，而晚期辉绿岩据李福林等(2011a)报道认为其来自地幔源区的部分熔融。目前多数学者认为华南的多条具有低Nd模式年龄的花岗岩是地幔物质参与成岩过程的重要表现(Zhou et al., 2006)，木瓜花岗斑岩较高的ISr值和低的εNd(t)值，指示花岗斑岩的源区应以地壳物质的部分熔融为主，且其Nd模式年龄为1.56~1.80Ga，接近华南燕山期壳源型花岗岩Nd模式年龄的峰值1.6~1.7Ga(李献华，1993)，比华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄(1.8~2.2Ga，陈江峰等，1999)偏低，而早期辉绿岩的(ISr)值较高(0.71408~0.73010)，尤其是εNd(t)值(-0.05~+0.85)，很可能有来自亏损地幔的物质。木瓜花岗斑岩的特征可以解释继华南印支期陆内挤压变形之后，早白垩世时期华南地区岩石圈发生伸展减压作用并诱发中元古界变质沉积岩部分熔融从而产生大量花岗质岩浆，反映早白垩世扬子地块东南缘处于强烈的裂解和岩石圈伸展减薄的构造动力学背景之下。
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图 11 木瓜花岗斑岩及两期辉绿岩的La/Sm-La图解(底图据赵振华，1997) Fig. 11 Equilibrium partial melting and fractional crystallization discriminative diagram for the Mugua granitic porphyry and diabases (after Zhao, 1997) |
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图 12 木瓜花岗斑岩及早期辉绿岩的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解 扬子下地壳、华北下地壳和上地壳数据来自Jahn et al.(1999) ；华南壳源花岗岩来自洪大卫等(2002) ；华南印支期(218~243Ma)和燕山期花岗岩(155~170Ma)来自Mao et al.(2012) ；后造山I型花岗岩(110~99Ma)来自Chen et al.(2004) ；华南燕山期花岗岩(105~145Ma)主要来自王德滋等(1994) 、沈渭洲等(1999) 、凌洪飞等(1999) 和毛建仁等(2006) Fig. 12 εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)idiagram for the Mugua granitic porphyry and diabases |
对中国东南部晚侏罗世-早白垩世时期有一次大的大地构造环境转变，其发生如此大的变化原因，目前尚有众多不同的观点和认识。王强等(2005) 指出这可能与古太平洋板块快速斜向俯冲所导致的弧后伸展或岩石圈减薄有关；范裕等(2008) 则将之解释为陆内剪切作用产生的拉张环境使得幔源岩浆上涌的结果；Li et al.(2011) 则认为和洋脊俯冲以及洋脊俯冲伴随的板片回卷作用有关。也有学者认为华南在晚侏罗世-白垩纪为板内裂谷环境，类似于北美的“盆岭构造”(Gilder et al., 1991, 1996；Li，2000；毛景文等，2004)。毛建仁等(2012) 认为，华南在燕山期大范围内处于拉张状态，但也有几次短期的碰撞挤压。
从约145Ma开始至约123Ma，在扬子地块南缘如浙西北地区发育辉绿岩墙并形成较多的A型花岗岩，进一步证实华南板块进入到碰撞后的板内拉张状态。在约117Ma后，进入裂解阶段，在中国东南沿海形成了大量的中酸性火山岩、A型花岗岩以及晚期辉绿岩墙群。由此，整个燕山期华南花岗岩的年龄从内陆到沿海逐渐变年轻。根据地球化学特征、年代学和同位素特征，我们推测浙西北木瓜燕山期侵入岩的形成如下：花岗斑岩形成于构造体系由挤压向拉张转换的阶段，为古老地壳重熔的产物；紧接着，少量深部地幔物质的部分熔融形成基性岩浆并沿着花岗斑岩与围岩的裂隙上涌形成早期辉绿岩；随着拉张程度的加剧，约135Ma时，来源于上地幔经部分熔融形成的晚期辉绿岩墙侵位。进一步说，赣东北地区主要的岩浆与成矿作用开始于晚侏罗世，而浙西北、皖南则主要在早白垩世(145~123Ma)，至125Ma中下扬子地区岩浆-成矿活动基本结束，而中国东南沿海地区岩浆-成矿作用才刚开始(120~80Ma)(毛建仁等，2012)。综合对比前人对浙皖赣相邻地区花岗质岩石的年代学及地球化学研究结果可以发现，该区燕山期岩浆活动较为频繁，燕山期花岗岩的年龄分布规律也基本一致，即可以分为燕山早期和燕山晚期两次较大的花岗质岩浆活动(Li，2000；Zhou and Li, 2000；王德滋，2004；王强等，2005；袁峰等，2005)。前者的岩浆活动产物主要出露于赣东北及浙皖赣三省交界地区，大多为S型或者I型的花岗闪长岩体(Charvet et al., 1994；Li，2000；王强等，2005；Li et al., 2007；赵海玲等，2007；Wong et al., 2009)，其岩石地球化学特征与淳安地区的结蒙和大同坑相近。而后者大多分布在浙江省的中东部地区以及安徽省的长江中下游一带。浙西北及邻区在晚侏罗世(145~175Ma)普遍发育钙碱性系列的岩浆岩(I型或S型花岗岩)，表明该区在此阶段仍受到了太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲作用的影响(Holloway，1982；Charvet et al., 1994；Martin et al., 1994)。随着早白垩世(123~145Ma)赣东北及浙皖赣相邻地区多处A型花岗岩体的出现，表明该区在此时很可能已经进入了造山后伸展拉张的环境(Jahn et al., 1976；Lapierre et al., 1997)。
总体来说，浙西北和皖东南地区燕山期花岗质岩体的形成时间晚于赣东北地区，浙皖赣相邻地区燕山期的岩浆活动呈现出从内陆向东部沿海地区变年轻的趋势。另一方面，从地球化学特征上来看，本区在燕山早期阶段形成的花岗质岩体大多具有高钾钙碱性系列的地球化学特征。花岗岩类的形成受到地球动力学环境的制约，一般认为高钾钙碱性系列岩石的岩浆源区通常与先期的俯冲作用有关(Roberts and Clemens, 1993)，而燕山晚期阶段形成的花岗质岩石相较于前者更为富硅和富碱，表现出与俯冲无关的岩石圈伸展或碰撞后伸展的动力背景(邢光福等，2001；王岳军等，2004)。
5 结论(1) 花岗斑岩的Y/Nb比值>1.2以及Nb，Ti和Sr亏损指示其来自壳源或有来自与俯冲有关的物质，是在板内造山后伸展的构造环境下地壳物质部分熔融作用的产物。花岗斑岩的(87Sr/86Sr)i值为0.71134~0.71748，εNd(t)值为-3.3~-6.4，其较低的tDM值指示其来源于中元古界基底物质的部分熔融而形成。早期辉绿岩的(87Sr/86Sr)i 值为0.71408~0.73010，εNd(t)值为-0.05~+0.85，表明其源区为来自亏损地幔的物质。
(2) 锆石U-Pb定年显示木瓜花岗斑岩的形成时间在142.2±1.2Ma，即早白垩世早期。与浙皖赣相邻区对比发现，其形成可以与浙西北开化里山岭壳源板内S型花岗岩形成时间相近，早期辉绿脉岩可能与花岗斑岩接近同时形成，而晚期辉绿脉岩在其后形成。木瓜花岗斑岩和早期辉绿岩与其后形成的晚期辉绿岩脉及浙西北甚至周缘地区A型花岗岩体都可能形成于造山后的陆内伸展环境，指示了从145Ma以前的活动大陆边缘向145Ma以后陆内岩石圈减薄和伸展环境转变的一系列构造体制转换过程。
(3) 通过对木瓜花岗斑岩与两期辉绿岩的深入研究并对比本区及浙皖赣邻区的相关地质特征，笔者提出浙西北及邻区从晚侏罗世至晚白垩世岩浆-构造演化过程如下：约170Ma时，在古太平洋板块的俯冲作用下伴随有陆内深大断裂的再活化作用，华南开始进入碰撞造山阶段。从约145Ma开始至约123Ma，华南进入碰撞造山后的陆内拉张环境，在扬子地块南缘如浙西北地区早白垩世早期形成花岗斑岩和辉绿岩脉及随后形成较多的A型花岗岩体。在约117~121Ma，进入太平洋板块俯冲碰撞阶段，117Ma以后进入碰撞后的伸展阶段，在东南沿海地区形成了大量的中酸性火山岩和A型花岗岩及辉绿岩墙群。
致谢 此项研究得到浙江省第一地质大队在野外工作、中科院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室马金龙和刘颖研究员等在X射线荧光分析(XRF，Rigaku3080E)、哈佛大学地球与行星科学系重点实验室在电感耦合等离子体-质谱(ICP-MS)仪器分析方面和天津地质调查中心李怀坤和耿建珍等在LA-MC-ICPMS测年方面给予的支持，在此一并表示衷心感谢。| [] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Anhui Province (BGMRA). 1987. Regional Geology of Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House: 1-721. |
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