花岗质岩体中广泛发育的暗色闪长质包体蕴含着丰富的壳幔作用和岩浆混合作用信息，可揭示岩浆作用的深部过程及寄主花岗岩体岩浆的起源、成因和演化等信息(Chappell，1996；Barbarin，1999；Wilcox，1999；Blake and Fink, 2000；Silva et al., 2000；Coombs et al., 2003)，包体作为研究地壳深部作用的窗口已成为中酸性岩浆作用研究的重要内容，越来越受到重视(Bloomfield and Arculus, 1989；杜杨松等，2003；李昌年和廖群安，2006；Browne et al., 2006；Ferla and Meli, 2006)。

中国东南浙、闽沿海一带地处亚洲东部陆缘南段，在晚中生代，由于太平洋板块向欧亚板块强烈的俯冲作用引发了燕山期广泛而强烈的构造-岩浆活动，从而在该地区形成了一条颇具特色的沿NE向展布的I-A型复合花岗岩带(邱检生等, 1999, 2000)。研究区所在的浙江东南部地区，岩体年龄分布具有自NW向SE逐渐变新的趋势，且主要为燕山晚期岩浆岩(图 1a，毛建仁，1994；周新民等，2002；孙涛，2006)。在I型钙碱性花岗质岩体中普遍发育有各种暗色微粒闪长质包体，有时甚至呈包体群出现，如浙江的青田花岗岩体、海溪斑状花岗岩体、石前花岗闪长岩体、大衢山花岗岩体、舟山普陀花岗岩体、北漳和梁弄花岗岩体、新昌儒岙花岗岩复合岩体等以及福建的漳州、平潭、岱前山花岗岩体等，前人研究认为这些岩体中的暗色包体是壳幔作用或者基性与酸性岩浆发生混合作用的产物(董传万和彭亚鸣, 1992, 董传万等, 1998, 2008；周新民等, 1992, 2002；Dong et al., 1997；李武显等，1999； Xu et al., 1999；谢磊等，2004；张晓琳等，2005；陈荣等，2005)。

图 1

Fig. 1

图 1 浙江新昌小将岩体群地质简图 (a)-浙江省晚中生代岩体分布图;(b)-小将岩体群地质简图(据浙江省区域地质大队，1973①修改).图中DY11-166至DY11-170为5个样品采样位置 Fig. 1 Simplified geological maps of the Xiaojiang plutons from Xinchang, Zhejiang (a)-the distributed map of Late Mesozoic plutons in Zhejiang province; (b)-simplified geological map of the Xiaojiang intrusions. DY11-166 to DY11-170 refers to the 5 samples and locations

①浙江省区域地质大队.1973. 1：50万浙江省地质图

本文报道的是浙江新昌地区小将镇附近的花岗质岩体群，其中发现了大量暗色闪长质包体(本文称之为小将花岗质岩体群和暗色包体)，并结合地质及岩石学特征，重点开展了锆石U-Pb年代学和地球化学研究，揭示岩石成因，并研究区域上晚中生代的强烈的岩浆混合作用及其意义。

小将岩体群位于浙江省东北部新昌县城东部约30km的小将镇附近，西邻政和-大浦断裂带(图 1a)，主要由早白垩世钾长花岗岩及晚侏罗世石英二长闪长岩组成复式岩基，出露面积约150km²，大致呈NNE向展布，平面上为西南方向窄、东北方向宽的“木楔”状。该岩体除西南侧与晚侏罗世闪长岩体呈小面积断层接触外，其余大部分均侵入与上侏罗统地层中(图 1b)。

小将岩体群主要由寄主花岗岩及大量分布的暗色闪长质包体组成。在露头上，闪长质包体颜色较寄主岩深，多呈灰色-暗灰色，个体大小悬殊，直径一般在10cm到1m左右，形态各异，多呈浑圆状、透镜状及撕裂状等不规则形状，个别还见有呈塑性变形形态。包体与寄主岩的界线较清晰，多呈突变关系，局部可见包体与寄主岩体的“反应边”及“冷凝边”特征，个别包体与寄主花岗岩之间呈弥散状接触，甚至出现包体包裹寄主花岗岩。上述特征均显示闪长质包体与寄主花岗岩曾以未完全固结的状态下共存。

本文沿着含暗色包体较多的花岗岩体进行采样，选择其中5件完成测试分析。主要识别出两种岩石类型分别是碱长花岗岩(DY11-166-2，DY11-166-4，DY11-169)和二长闪长岩(DY11-170-2，DY11-170-5)。其中碱长花岗岩(DY11-169)呈浅灰色-浅肉红色，细粒花岗结构，局部见似斑状结构，主要由石英(含量约25%~30%)、碱性长石(50%~60%)、斜长石(10%~15%)及少量黑云母(5%)组成，副矿物为磁铁矿和锆石等(＜1%)。闪长质包体(DY11-170-5)呈细粒-隐晶质结构，镜下为二长结构，主要矿物为中性斜长石(平均An=35，40%~45%)、碱性长石(25%~30%)、普通角闪石(20%~25%)和少量石英(3%~10%)及少量针状磷灰石、钛铁氧化物等副矿物，镜下鉴定为二长闪长岩。

岩石主量和微量元素分析在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，主量和稀土元素之外的其他微量元素用X射线荧光光谱法测定，主量元素分析精度优于5%，其中FeO采用容量法分析。稀土元素采用电感耦合等离子体发射光谱(ICP-AES)分析，分析精度优于＜10%。本文获得5件样品的主、微量元素见表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 浙江新昌小将岩体群主量(wt%)和微量元素成分(×10-6) Table 1 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the Xiaojiang plutons 样品号 DY11-166-2 DY11-166-4 DY11-169 DY11-170-2 DY11-170-5 岩性 碱长花岗岩 碱长花岗岩 碱长花岗岩 二长闪长岩包体 二长闪长岩包体 纬度 N29°22′29″ N29°22′29″ N29°23′29″ N29°23′41″ N29°23′41″ 经度 E121°15′15″ E121°15′15″ E121°06′10″ E121°05′46″ E121°05′46″ 年龄(Ma) 121.1±0.9 117.6±1.0 SiO2 78.52 77.71 77.25 60.64 58.18 TiO2 0.13 0.12 0.11 0.87 1.01 Al2O3 11.63 12.08 12.39 16.55 17.43 Fe2O3T 0.77 0.88 0.80 6.26 6.90 FeO 0.16 0.18 0.29 3.17 3.60 MnO 0.02 0.01 0.04 0.10 0.11 MgO 0.06 0.05 0.08 2.80 2.93 CaO 0.17 0.24 0.15 4.93 5.91 Na2O 3.46 3.63 3.87 3.85 4.21 K2O 4.68 4.84 4.89 3.08 2.60 P2O5 0.01 0.01 0.01 0.28 0.35 LOI 0.48 0.40 0.41 0.90 0.62 总量 99.91 99.96 99.97 99.90 99.86 σ 1.86 2.07 2.24 2.72 3.05 AKI 0.93 0.93 0.94 0.58 0.56 ASI 1.05 1.03 1.04 0.89 0.85 DI 97.42 97.1 97.48 62.81 58.33 La 18.68 20.09 41.07 37.48 36.80 Ce 40.13 33.32 65.43 68.38 68.71 Pr 3.84 4.27 6.53 8.66 8.64 Nd 12.85 15.15 18.84 32.82 33.88 Sm 2.42 3.31 2.76 5.44 5.75 Eu 0.23 0.26 0.20 1.46 1.66 Gd 2.17 3.18 2.43 4.48 4.54 Tb 0.42 0.64 0.40 0.60 0.62 Dy 2.92 4.51 2.61 3.32 3.18 Ho 0.66 0.98 0.60 0.63 0.61 Er 2.24 3.20 2.27 1.73 1.64 Tm 0.45 0.60 0.49 0.28 0.25 Yb 3.42 4.15 3.87 1.66 1.60 Lu 0.54 0.62 0.64 0.25 0.22 ∑REE 90.96 94.28 148.1 167.2 168.1 δEu 0.30 0.24 0.23 0.88 0.96 LREE/HREE 2.38 1.59 3.86 5.09 5.4 (La/Yb)N 3.68 3.27 7.15 15.18 15.47 Sc 2.28 2.27 2.69 13.98 14.11 V 7.60 7.20 6.70 109.10 129.70 Cr 0.00 4.30 1.90 23.90 14.60 Ni 1.05 1.02 0.94 13.80 10.25 Cu 4.99 2.13 1.96 23.06 22.85 Zn 17.27 18.40 14.41 86.22 96.43 Ga 15.89 16.06 17.14 21.74 22.48 Rb 163.1 285.1 326.7 92.40 52.50 Sr 24.80 32.60 33.80 783.8 707.2 Zr 55.30 112.6 93.40 189.6 115.4 Y 20.05 30.22 21.59 17.34 16.09 Nb 28.02 29.38 24.44 11.91 10.70 Cs 4.35 2.98 2.20 2.84 2.07 Ba 120.0 123.3 99.14 859.3 930.6 Hf 2.38 4.22 4.09 8.84 4.59 Ta 2.74 2.71 2.38 0.76 0.67 Pb 19.22 17.84 18.94 20.10 19.45 Th 31.10 43.94 37.43 9.91 6.67 U 8.31 5.90 9.09 1.76 1.81 Rb/Sr 6.58 8.75 9.67 0.12 0.07 La/Nb 0.67 0.68 1.68 3.15 3.44 Ba/Nb 4.28 4.20 4.06 72.15 86.97 104×Ga/Al 2.58 2.51 2.61 2.48 2.44 注：σ＝(K2O+Na2O)2/(SiO2-43)；ASI=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)(分子数比)；δEu=2EuN/(SmN+GdN)

表 1 浙江新昌小将岩体群主量(wt%)和微量元素成分(×10-6) Table 1 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the Xiaojiang plutons

锆石分选采用常规重力和磁选方法完成，锆石靶的制备与SHRIMP定年的锆石样品制备方法基本相同(宋彪等，2002)，锆石阴极发光在中国地质科学院地质研究所离子探针室采用日立HITACHIS3000-N型扫描电子显微镜完成。锆石U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室分析完成，分析仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的New Wave UP213激光剥蚀系统。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；候可军等，2009；Liu et al., 2008, 2010)，锆石年龄的计算及协和图的绘制采用Isoplot 3.0(Ludwig，2003)完成。锆石U-Pb定年结果见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 小将岩体群花岗岩及暗色闪长质包体的锆石U-Pb定年结果 Table 2 Zircon U-Pb date of the host granite and diorite enclave of Xiaojiang plutons

表 2 小将岩体群花岗岩及暗色闪长质包体的锆石U-Pb定年结果 Table 2 Zircon U-Pb date of the host granite and diorite enclave of Xiaojiang plutons

本文对小将岩体群中寄主花岗岩(DY11-169)和暗色闪长质包体(DY11-170-2)2件样品进行了锆石U-Pb定年(表 2、图 2、图 3)。在CL图像中可以看到，寄主花岗岩的锆石多呈等轴粒状，显示较好的岩浆锆石的生长纹带；而闪长质包体的锆石则长宽比值较大，多呈长柱状，发育条带状岩浆锆石的生长条带(图 2)。寄主花岗岩(DY11-169)的15颗锆石的Th/U比值为0.28~2.11，全部测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为121.1±0.9Ma(MSWD=0.96)；暗色闪长质包体(DY11-170-2)的15颗锆石的Th/U比值为1.78~3.13，全部测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为117.6±1.0Ma(MSWD=1.3)，表明其都是晚中生代早白垩世岩浆活动的产物，且寄主花岗岩和包体近于同时形成。

图 2

Fig. 2

图 2 新昌小将岩体群寄主花岗岩(a)和闪长质包体(b)的锆石阴极发光图像 Fig. 2 CL images for zircons in the host granite (a) and dioritic enclave (b) from Xiaojiang plutons, Xinchang

图 3

Fig. 3

图 3 新昌小将岩体群寄主花岗岩(a)和闪长质包体(b)的锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 3 U-Pb concordia diagrams of the host granite (a) and dioritic enclave (b) from Xiaojiang plutons, Xinchang

新昌小将岩体群中寄主花岗岩为碱长花岗岩，以富硅(SiO₂=77.25%~78.52%)、富碱且相对富钾(K₂O=4.68%~4.89%; Na₂O=3.46%~3.87 %)为特征，里特曼指数为1.86~2.24，碱铝指数(AKI)较高(>0.90)，Al₂O₃含量变化于11.63%~12.39%，它们的铝饱和指数ASI变化于1.03~1.05之间，属准铝质或弱过铝质高钾钙碱性岩系，分异指数(DI)介于97.1~97.48之间，反映寄主花岗岩分异演化程度较高。上述花岗岩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)；暗色闪长质包体的SiO₂含量介于58.18%~60.64%，也具有富碱特征但相对富钠(K₂O=2.60%~3.08%; Na₂O=3.85%~4.21%)，里特曼指数为2.72~3.05，富铝(Al₂O₃=16.55%~17.43%)，铝饱和指数为 ASI=0.85~0.89，碱铝指数(AKI)变化于0.56~0.58之间，岩石为典型的钙碱性亚碱准铝质岩石(表 1、图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 浙东花岗质岩体主量元素成分图 (a)硅-碱图, 底图据Middlemost(1994) ；(b) 钾-碱图，底图据Rickwood(1989) ；(c) A/CNK-A/NK 图，底图据 Maniar and Piccoli(1989) . 文献数据谢磊等(2004) 、张晓琳等(2005) 、董传万等(2008) Fig. 4 Plots of major element compositions on total alkalis vs. silica (a, after Middlemost, 1994), potassium vs. silica (b, after Rickwood, 1989) and A/NK vs. A/CNK (c, after Maniar and Piccoli, 1989), along with literature data (from Xie et al., 2004; Zhang et al., 2005; Dong et al., 2008) on granitic and dioritic rocks from eastern Zhejiang Province

从稀土元素成分看，小将岩体的闪长质包体(∑REE=167.2×10^-6~168.1×10^-6)高于寄主花岗岩(∑REE=90.96×10^-6~148.1×10^-6)(表 1、图 5a)；轻重稀土分馏明显，其中闪长质包体((La/Yb)_N=15.18~15.47)较之寄主花岗岩((La/Yb)_N=3.27~7.15)分馏更强烈；而寄主花岗岩(δEu=0.23~0.30)比闪长质包体(δEu=0.88~0.96)显示更大的Eu负异常，表明寄主花岗岩分异演化较为强烈。寄主花岗岩和闪长质包体的REE特征显示了一定的差异，其中寄主花岗岩显示了中稀土亏损而轻和重稀土富集的V型分布模式，可能岩浆部分熔融的过程中存在与角闪石的平衡过程；而闪长质包体明显具重稀土亏损的特征(重稀土的标准化后数值略低于10)，可能意味着在部分熔融的过程中存在与石榴石等亲重稀土的矿物发生过矿物-熔体平衡作用。

在微量元素方面，花岗岩富Rb、Th，贫Sr、Ba、P和Ti，Rb/Sr(6.58~9.67)、Rb/Ba(1.36~3.3)比值均较高，而高场强元素，如Nb、Ta、Zr、Hf等则有不同程度的亏损(图 5b)，岩石的10⁴×Ga/Al值虽较近于但多数还是低于A型花岗岩的下限值(2.6，Whalen et al., 1987)，没有显示典型A型花岗岩富Ga和高场强元素的地球化学特征，但是可能是高分异的花岗岩。

图 5

Fig. 5

图 5 小将岩体群岩石稀土元素(a, 球粒陨石标准化值据Boynton, 1984)和微量元素(b, 原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989)成分图 Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a, after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (b, after Sun and McDonough, 1989) of the Xiaojiang plutons

小将岩体群中暗色闪长质包体和寄主花岗岩的主量元素氧化物比值之间表现出良好的协变关系(图 6)，表明它们在成因上可能存在密切的联系，如在同分母氧化物比值协变图K₂O/ CaO-SiO₂/CaO、Al₂O₃/CaO-Na₂O/CaO(图 6a, b) 上表现为线性相关，在多元素不同分母比值图K₂O/CaO-FeO^T/SiO₂、FeO^T/ K₂O-Na₂O/CaO(图 6c, d) 上表现为双曲线演化关系，暗示着闪长质包体与寄主花岗岩之间发生过岩浆混合作用(Langmuir，1978)，上述主量元素特征与区域上的儒岙复合岩体和普陀山岩体相似(邱检生等，1999；张晓琳等，2005；董传万等，2008)，暗示它们具有相似的岩石成因。

图 6

Fig. 6

图 6 浙东花岗岩体主量元素协变图解 文献数据：邱检生等(1999) ；谢磊等(2004) ；张晓琳等(2005) ；董传万等(2008) Fig. 6 Plots for major elements of granitic rocks from eastern Zhejiang province Other literature data from Qiu et al. (1999) , Xie et al. (2004) , Zhang et al. (2005) , and Dong et al. (2008)

小将岩体寄主花岗岩的主量和微量元素特征，包括很高的分异指数(DI=97)、较显著的Eu负异常(δEu=0.23~0.30)等，表明寄主花岗岩分异演化较为强烈，岩石的Ga/Al值特征很接近A型花岗岩的特征，因此应属于高分异的花岗岩。可能经历了较强烈的斜长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用，总体特征上与纽芬兰东部阿克利分异的I型花岗岩(Chappell and White, 1992)及我国东北部的高演化I型花岗岩(Wu et al., 2003)极为相似。因此，研究区寄主花岗岩应属于高分异的I型花岗岩，这一特征也与中国东南沿海的I-A岩浆岩带最北端普陀山岩体的黑云母钾长花岗岩相似(张晓琳等，2005)。微量元素特征显示暗色闪长质包体应为幔源基性岩浆经充分改造的产物，即可能是由基性岩浆经演化或与酸性岩浆混合形成的过渡岩浆结晶而成，稀土元素特征亦表明其可能不是寄主岩浆早期结晶分异产物的堆积体(张晓琳等，2005)，这是因为REE为强不相容元素，如果闪长质包体是寄主花岗质岩浆结晶分异的产物，其∑REE应低于寄主花岗岩，但事实上却正好相反，由此可证明其不是寄主岩浆结晶分异的产物，且在成岩过程中斜长石的分离结晶作用不显著，因此酸性岩浆与中性闪长质岩浆不是同源演化的产物，不存在时间和成分上的演化关系。此外，在REE特征上，寄主花岗岩显示了V型的分布型式，除了可能代表了斜长石分离结晶过程外，也可能表明岩石的源岩可能是富角闪石的中基性岩石(例如斜长角闪岩类)，因岩浆与角闪石平衡而导致中稀土的亏损；而闪长质包体则显示了明显的较低的重稀土含量，预示着来自于一个含有石榴石的下地壳物质(例如榴辉岩、石榴石辉长岩等类)的部分熔融，这同样证明寄主花岗岩和闪长质包体来自于不同的源区。某些微量元素三元素共分母比值图解(图 7)呈现出明显的线性相关特征，也表明闪长质包体与寄主花岗岩之间可能发生过岩浆混合作用(Langmuir，1978)。上述特征在区域上的儒岙复合岩体及普陀山花岗岩岩体也都有类似的地球化学成分表现(邱检生等，1999；张晓琳等，2005；董传万等，2008)。

图 7

Fig. 7

图 7 浙东花岗质岩体微量元素共分母比值图解 文献数据：邱检生等(1999) ；张晓琳等(2005) ；董传万等(2008) Fig. 7 The covariant diagram for trace elements ratios of eastern Zhejiang granitic rocks along with literature data on granitic and dioritic rocks from eastern Zhejiang Other literature data from Qiu et al. (1999) , Zhang et al. (2005) , Dong et al. (2008)

中国东南浙、闽沿海一带分布有大量的钙碱性花岗质岩体及复合火成岩，已有研究揭示了它们在岩浆形成和演化过程中，存在壳幔相互作用和岩浆混合作用(陈荣和周金城，1999；周金城等，2002；张晓琳等，2005；董传万等, 2007, 2008)。在中国东部中生代岩浆岩的构造-岩浆作用的成因模式方面，主要的模型包括太平洋板块俯冲、洋壳消减、交代的地幔楔脱水熔融、玄武质岩浆底侵中、下地壳、导致深部地壳部分熔融、再经历两种以上岩浆混合作用等作用过程，或者是上述多种作用过程的叠加(徐夕生等，1999；Zhou et al., 2006；Albarède，1998；周金城等，2002；Niu，2005)。

小将花岗质岩体群岩石学及地球化学特征表明，寄主花岗岩及其中发育的暗色闪长质包体不是由简单的基底地壳物质部分熔融而成并具有分离结晶的演化关系，而是岩浆混合作用的产物。研究区构造演化研究结果表明中生代晚期，特别是早白垩纪晚期，是亚洲东部大陆开始裂解的重要时期。在这一时期，东南沿海区域构造应力场由燕山早期的挤压体制转变为引张体制(任纪舜等，1990；王德滋和周金城，1991；王德滋，2004；Lapierre et al., 1997)，进而发生了一系列伸展-减薄构造活动，形成了一系列NE-NNE向展布的断陷盆地群(舒良树和周新民，2002)。地壳的伸展拉张有利于幔源基性岩浆发生底侵作用，在这种底侵基性岩浆带来的热的作用下，促使壳源物质发生部分熔融产生酸性花岗质岩浆(李惠民等，1995；Zhou and Li, 2000；Zhou et al., 2006)并与之发生混合作用。但由于这两种岩浆之间存在较大的密度差、温度差和粘度差，使得彼此不能充分混合形成均一的派生岩浆，而主要表现为简单的机械混合(Fernandez and Barbarin, 1991)，这时没有发生完全均匀混合的基性岩浆经过一定的酸性加入或者演化就显示了闪长质的成分，在长英质岩浆中淬冷结晶即形成暗色闪长质包体，可见，暗色闪长质微粒包体的形成要晚于它的寄主岩石花岗岩，前述单颗粒锆石的LA-ICP-MS U-Pb年龄结果也正好反映了这一点。因此，小将杂岩体中暗色闪长质包体是在大的伸展构造背景下，由幔源基性岩浆及其诱发的地壳长英质岩浆混合作用的产物。

(1) 浙江新昌小将花岗质岩体群和闪长质包体的锆石U-Pb年龄分别是121.1±0.9Ma和117.6±1.0Ma，为晚中生代早白垩世岩浆作用的产物。

(2) 小将岩体的寄主花岗岩具有高硅、富碱且相对富钾、准铝或弱过铝和分异演化程度高的特征，属于高分异的I型花岗岩，寄主花岗岩和闪长质包体是岩浆混合作用的产物。

(3) 小将岩体群是在中国东南沿海燕山晚期总体伸展的构造背景下，由来自地幔楔的基性岩浆经演化，再与其诱发形成的壳源长英质岩浆混合形成的两种岩浆混合而形成的。