皖南地区(本文指安徽省内周王断裂以南的部分)，大地构造位置为扬子板块东段北中部，包括江南过渡带、江南隆起带和钱塘凹陷带三个构造单元(图 1)，广泛分布着燕山期侵入的各种花岗质岩石，规模不等，总面积约3000km²。该地区以发育一系列复式岩体为特征，出露规模较大的如青阳-九华山岩体、城安-牯牛降岩体、太平-黄山岩体等，这些复式岩体多是由花岗闪长岩和花岗岩组成的“岩体对”。近年来对皖南地区燕山期岩浆活动的研究取得了进展(袁峰等， 2005，2006；宋国学，2010；周翔等，2012；薛怀民等，2009；刘园园等，2012；彭戈等，2012；谢建成等，2012；Xu et al., 2010)，作为皖南地区最大、最典型的燕山期侵入体——青阳-九华山复式岩体，虽然其年代学、岩石地球化学、同位素地球化学被做过不同程度的研究(陈道公，1986；陈江峰等，1993；许卫等，1995；钟华明等，1996；邱瑞龙， 1996，1998；宋国学，2010；Chen et al., 1985; Xu et al., 2009; Wu et al., 2012)，但关于其成岩期次的划分、岩浆演化一直存有争议。因此，本文对青阳-九华山复式岩体开展了系统的岩石学、年代学和地球化学研究，同时结合前人的研究成果，讨论该复式岩体成因，进而探讨皖南地区燕山期广泛分布的复式岩体的深部过程、形成机制、控制因素等相关问题。

图 1

Fig. 1

图 1 皖南及邻区地质略图(a)和青阳-九华山复式岩体地质简图(b)(据周涛发等，2004；袁峰等，2005)Fig. 1 Geological sketch map of southern Anhui Province and adjoining areas(a) and Qingyang-Jiuhuashan complex pluton(b)(modified after Zhou et al., 2004; Yuan et al., 2005)

青阳-九华山复式岩体在大地构造上位于扬子板块东段北中部，北部以周王断裂为界并与长江中下游下扬子坳陷毗邻，南部以江南断裂为界并与江南隆起带相接，位于两者之间的过渡区，即江南过渡带上(图 1a)。皖南地区大致以东至、石台、黄山、绩溪一线为界，其北部地层主要由南华-震旦纪形成的以碎屑岩、泥岩、碳酸盐岩、硅质岩组合，寒武-志留纪的一套碳酸盐岩、泥岩、碎屑岩组合，以及泥盆-三叠纪碎屑岩、碳酸盐岩、泥岩、硅质岩组合；南部广泛出露的浅变质基底划分为溪口群(上溪群)和沥口群。溪口群自下而上分为樟前组、板桥组、木坑组、牛屋组，岩性主要为千枚岩、板岩和浅变质的砂岩和粉砂岩，夹火山岩，原岩主要为一套浊积岩。沥口群分布在祁门和休宁一带，自下而上分为邓家组、铺岭组、井潭组，为一套浅变质粗碎屑岩、变质火山岩组合，不整合覆盖于溪口群之上。

区内褶皱构造形迹主要为印支-燕山期构造运动的产物，以形成大型复式背、向斜为特征，在北部盖层区自东向西相间分布有贵池复向斜、七都-横百岭复背斜、太平复向斜、宁国-绩溪复背斜。区内断裂构造以近东西向、北东向为主，这两组断裂大多具基底剪切性质，相互交切，构成了调查区内菱形构造格架主体，控制了区内岩浆岩和矿床的分布。区内有影响的断裂有高坦断裂、江南断裂、绩溪断裂、祁门-潜口断裂、周王断裂等。

皖南地区岩浆活动强烈，超基性-酸性岩均有分布，如元古代基性-超基性岩、晋宁期侵入岩和燕山期侵入岩。但以燕山期中酸性侵入岩为主，江南过渡带内出露的主要岩体有青阳-九华山岩体、花园巩岩体、茅坦岩体、谭山岩体以及一些面积较小的小岩珠等，岩性主要为花岗闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩、钾(碱)长花岗岩和正长(斑)岩，均形成于燕山期，以往工作测得的锆石U-Pb年龄在153~123Ma之间(吴才来等，1998；彭戈等，2012；刘园园等，2012；Li et al., 2012; Wu et al., 2012)。研究表明，本区燕山期中酸性岩类与成矿作用关系密切(宋国学，2010；丁宁，2012)，矿床、矿点广泛分布，矿化类型有钨、钼、锡、铋、铜、铅、锌、金、银、锑等，除个别钨钼、铅锌矿床可达大型外，规模总体不大。

青阳-九华山复式岩体位于青阳县城之南，侵位于七都复背斜北东段中部，围岩为早古生代地层，主要岩性为以泥岩、砂岩、粉砂岩为主的碎屑岩类和以灰岩为主的碳酸盐岩类。岩体总面积约860km²，平面上呈不规则椭圆形，是该区最大的岩基(图 1b)。该复式岩体为燕山期花岗质岩浆多次侵入形成的复式岩体，前人对该岩体侵入期次有多种划分方法，普遍采用的为二分法或三分法，二分法将该岩体分为青阳花岗闪长岩和九华山花岗岩(包括二长花岗岩和钾长花岗岩)，而三分法则是分为花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩等三期。本文结合前人成果和野外地质特征，将该岩体分为早、晚两期，共四个阶段(图 1b)，早期侵入的为青阳岩体，由花岗闪长岩和二长花岗岩两种岩性组成，可分两阶段，第一阶段为花岗闪长岩，呈SN向延伸，岩体由细粒花岗闪长(斑)岩(边缘相，图中未表示)和中粗粒花岗闪长岩两部分组成，被其后侵入的岩体分隔为三个不相连部分；第二阶段为二长花岗岩，其占据复式岩体东部，呈EW向延伸。晚期侵入的岩体也可分为两阶段(依次称为第三阶段和第四阶段)：第三阶段为九华山岩体，岩性为钾长花岗岩，呈近SN向延伸构成九华山主峰，另外还可见同阶段呈环状侵入到二长花岗岩内部的的细粒钾长花岗岩岩脉。前三阶段侵入活动构成了该复式岩体的主体部分，第四阶段为花岗斑岩和石英正长斑岩，呈岩脉侵入于先形成的岩体中，主要分布于北东部的花岗闪长岩、钾长花岗岩和南部的花岗闪长岩中。由于石英正长斑岩样品较少，且风化强烈，因此本次研究只选择前三阶段主侵入期的花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩，以及第四阶段的花岗斑岩岩脉为研究对象，分别选取1件样品进行锆石U-Pb定年和2~3件样品进行全岩地球化学分析，采样位置及样品特征描述如下：

第一阶段花岗闪长岩(QY-23，QY-28，QY-29)：样品采自为九华山景区西部1~2km处，路边沉积物覆盖，见少量花岗闪长岩露头，部分可见深灰色细粒闪长质包体。样品呈浅灰色-浅肉红色(图 2a)，中粒结构，块状构造，主要矿物有斜长石，白色-灰白色，自形-半自形，粒径一般2~3mm，可见斜长石聚片双晶，部分斜长石发育环带，含量约50%；钾长石，浅肉红色，半自形-他形，粒径1~2mm，含量约20%；石英，灰色透明，半自形-他形，粒径2~3mm，常见团块状分布，含量约15%；黑云母，黑色片状，粒径1~2mm，部分具红蓝异常干涉色，含量约10%；角闪石，呈半自形-他形，晶形破碎，干涉色绿色-黄色，两组解理发育，含量5%；岩石发育弱绿帘石化、稀疏浸染状黄铁矿化。

图 2

Fig. 2

图 2 青阳-九华山复式岩石学特征照片(a)第一阶段花岗闪长岩；(b)第二阶段二长花岗岩；(c)第三阶段钾长花岗岩；(d)第四阶段花岗斑岩；显微镜下照片分别对应左侧手标本照片.Pl-斜长石；Q-石英；Kfs-钾长石；Bi-黑云母；Amp-角闪石Fig. 2 The petrological photographs of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton(a)StageⅠgranodiorite;(b)StageⅡmonzogranite;(c)StageⅢK-feldspar granite;(d)StageⅣgranite porphyry; Photomicrographs correspond to photographs of the h and specimens. Pl-plagioclase; Q-quartz; Kfs-K-feldspar; Bi-biotite; Amp-amphibole

第二阶段二长花岗岩(QY-15，QY-17，QY-19)：样品采自复式岩体东北部花岗闪长岩与二长花岗岩接触部位，沿路边水塘附近出露块状二长花岗岩，风化强烈，表面破碎，有脉岩穿切，部分可见灰色细粒闪长质暗色包体。岩石呈浅肉红色(图 2b)，中粗粒结构，块状构造。钾长石，肉红色，自形-半自形，粒径一般2~5mm，最大可达1cm，可见钾长石简单双晶，含量约35%；斜长石，白色，自形-半自形，粒径1~2mm，最大5mm，部分斜长石发育聚片双晶，含量约25%；石英，灰色透明，半自形-他形，粒径2~3mm，呈他形充填在长石之间，含量约30%；黑云母，呈片状，粒径1~2mm，含量约5%，岩石新鲜，无明显蚀变。

第三阶段钾长花岗岩(QY-33，QY-34)：样品采自九华山观景台旁公路两侧露头，见花岗斑岩脉穿切，部分可见灰色细粒闪长质暗色包体，中-粗粒等粒半自形-他形结构，块状构造(图 2c)。钾长石，肉红色，半自形-自形中-粗粒结构，粒径2~5mm左右，部分发育简单双晶，含量约60%；斜长石，白色，半自形-他形细粒结构，粒径1~3mm，可见斜长石发育聚片双晶，含量约10%；石英呈他形充填在长石之间，粒径2mm左右，含量约30%；暗色矿物为黑云母，呈黑色粒状，粒径1mm左右，含量<5%，岩石新鲜，无明显蚀变。

第四阶段花岗斑岩(QY-08，QY-10，QY-31)：QY-08和QY-10采自复式岩体北西部，九华山观景台向北10km左右，呈岩脉侵入到花岗闪长岩中；QY-31采自九华山西侧钾长花岗岩与花岗闪长岩接触部位。岩石呈肉红色(图 2d)，斑状结构，块状构造。斑晶为钾长石和石英，钾长石斑晶呈他形细粒结构，粒径1mm左右，石英呈椭圆状和不规则状，粒径1mm左右，常见细晶钾长石围绕石英斑晶生长；基质为长英质，钾长石晶型破碎，呈弥散状分布，而石英粒径约0.1mm，嵌布在钾长石基质中，有少量细粒黑云母呈星点状分布在基质中。 3 实验方法 3.1 锆石 U-Pb同位素定年

锆石单矿物分离在河北省地质调查研究院实验室进行，锆石制靶和锆石 U-Pb 定年在合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP MS实验室进行，锆石阴极发光扫描电镜照相在北京锆年领航科技有限公司完成的。具体过程为：

(1)分选：将样品破碎至矿物自然粒度后(50~150μm)，通过磁选和重液等选矿技术，将矿物初步分离，然后配合双目镜手选方法进行单矿物分离提纯，分选出晶型完好、颗粒大于50μm的锆石(TPK-11>100颗；TPK-05>100颗)作为定年和成分测定对象。(2)制靶：在双目镜下挑选出晶形完好，透明度和色泽较好的锆石单矿物粘在载玻片的双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，抛光至锆石颗粒露出1/3以上。(3)照相：用配有阴极发光(CL)探头的电子显微镜对锆石进行鉴定并拍照，工作电压为15kV，电流为4nA。这些阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域。(4)测年：锆石 U-Pb分析测试前分别用酒精和稀硝酸(5%)轻擦样品表面，以除去可能的污染。采用仪器为Agilent 7500a ICP-MS，采用He作为剥蚀物质载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化。锆石年龄分析采用的光斑直径为30μm，并采用国际标准锆石91500作为外标标准锆石，并每隔5个样品分析点测一次标准，每隔10个点进行仪器最佳化，确保标准和样品的仪器条件完全一致。(5)处理：测试获得的锆石同位素的数据处理采用ICPMSDataCal(V8.6版)软件进行，普通铅校正采用的Andersen的方法(Andersen and Griffin， 2004)，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot(3.00版)进行(Ludwig，2003)，实验过程中误差为1σ。详细方法参见Liu et al.(2010a，b)。 3.2 全岩地球化学分析

全岩的主量元素、稀土元素和微量元素均由澳实矿物实验室测定，测试方法如下：

主量元素：将粒度小于200目的岩石粉末样品约1g在100℃的烘箱内干燥后，将其放入温度高于1000℃的高温炉中灼烧2h，测得其烧失量(LOI)。然后称0.5g经灼烧过的样品和4g Li₂B₄O₇溶剂共置于塑料瓶中，混匀后加0.4g 1% LiBr及0.5% NH₄I助熔剂于XRF专用铂金坩埚中，倒入该混合样品在1250℃熔融，制成玻璃饼，备XRF测定，测试方法详见Qi et al.(2000)。

微量、稀土元素分析方法：将粒度小于200目的岩石粉末样品约1g放入熔样罐中，加入2mL 8mol HNO₃和0.5mL 8mol HF，置于电热板上(约100℃)加热至样品完全溶解；打开熔样罐在通风橱中蒸干样品。再次加入2mL 8mol HNO₃继续加热，方法同前；最后将用8moL HNO₃熔解的样品溶液加去离子水稀释至250mL放入洁净的溶样瓶中，摇匀后取10mL放入细小塑料管备ICPMS测试，样品测试采用内标法，详细过程参考靳新娣和朱和平(2000)。 4 测试结果 4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄

本次工作测得青阳-九华山复式岩体四种岩性样品的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄结果如表 1和锆石阴极发光图像(图 3)所示。花岗闪长岩(QY-29)的锆石颗粒大小范围在100~250μm之间，长宽比普遍约3:1，锆石晶形大部分十分完整；二长花岗岩(QY-17)锆石颗粒大小范围在150~300μm，长宽比最大达到4:1，锆石晶形大部分比较完整；钾长花岗岩(QY-33)锆石颗粒大小范围在100~300μm，长宽比普遍2:1到3:1之间，锆石晶形大部分比较完整，部分较破碎，但环带依然清晰可见；花岗斑岩(QY-08)锆石颗粒大小范围在100~300μm，长宽比普遍2:1左右，锆石晶形大部分比较完整，环带不如其它岩性锆石清晰。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 青阳-九华山复试岩体的锆石U-Pb测年结果Table 1 Zircon U-Pb dating results of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

表 1 青阳-九华山复试岩体的锆石U-Pb测年结果Table 1 Zircon U-Pb dating results of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

图 3

Fig. 3

图 3 青阳-九华山复式岩体的锆CL图像Fig. 3 The CL images of the zircons of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

所选出的锆石都具有较好的自形晶，且普遍具有震荡环带和一致的²⁰⁷Pb/²³⁵U-²⁰⁶Pb/²³⁸U协和曲线年龄(图 4)、无包体，显示典型的岩浆锆石特征。其所测年龄数据能代表岩浆岩的侵位时代。通过Isoplot 3.0软件计算得到，代表不同阶段的4个样品锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄分别为：第一阶段花岗闪长岩(QY-29)为143.3±1.0Ma(n=15，MSWD=0.87)；第二阶段二长花岗岩(QY-17)为137.6±1.5Ma(n=10，MSWD=0.38)；第三阶段钾长花岗岩(QY-33)为131.3±1.2Ma(n=10，MSWD=0.89)；第四阶段花岗斑岩脉(QY-08)为132.0±2.0Ma(n=11，MSWD=1.04)。

图 4

Fig. 4

图 4 青阳-九华山复式岩体LA-ICP-MS U-Pb年龄的207Pb/235U-206Pb/238U协和曲线图解Fig. 4 The LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of the zircons of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

全岩主量元素分析测试结果列于表 2。除花岗闪长岩具有较低的SiO₂含量外(66.99%~69.05%)，二长花岗岩、钾长花岗岩及花岗斑岩脉SiO₂含量都较高，介于70.37%~76.70%之间，结合前人所测数据，花岗闪长岩在TAS图解(图 5a)上位于花岗闪长岩区域，而其它点都位于花岗岩区域。所有样品均具有较高的全碱含量，其中Na₂O=3.66%~4.47%，K₂O=3.34%~5.06%，Na₂O+K₂O变化于7.21%~9.24%，可见岩石具有高钾、高碱含量的特征，在K₂O-SiO₂图解(图 5b)中样品全部位于高钾钙碱性区域，在K₂O-Na₂O图解上(图 5c)，本文测试所有样品投点于钾质区域，部分前人所测钾长花岗岩投点于高钾质区域。A/CNK变化于0.93~1.12之间，属于准铝质-过铝质，不同岩性之间没有表现出明显的规律(图 5d)。所有样品的TiO₂(0.15%~0.5%)、Al₂O₃(12.49%~15.46%)、Mn(0.03%~0.09%)含量变化范围不大，但Fe₂O₃(1.16%~3.97%)、MgO(0.09%~1.50%)、CaO(0.03%~3.61%)、P₂O₅(0.01%~0.18%)表现出较宽的变化范围。岩石从老到年轻，即从花岗闪长岩、二长花岗岩到钾长花岗岩和花岗斑岩，随着SiO₂含量的增加，TiO₂、Al₂O₃、MgO、FeO^T、CaO、P₂O₅含量降低，而K₂O则含量增加，Na₂O含量未表现出明显规律。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 青阳-九华山复式岩体主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)测试结果 Table 2 Major(wt%) and trace(×10-6)elements data of Qingyang-Jiuhuas complex pluton 期次/阶段 岩性 早期第一阶段 花岗闪长岩 早期第二阶段 二长花岗岩 晚期第三阶段 钾长花岗岩 晚期第四阶段 花岗斑岩 样品号 QY-23 QY-28 QY-29 QY-15 QY-17 QY-19 QY-33 QY-34 QY-08 QY-10 QY-31 SiO2 69.05 67.01 66.99 73.28 73.64 70.37 74.36 73.54 76.70 76.34 75.94 TiO2 0.37 0.50 0.50 0.23 0.25 0.41 0.25 0.26 0.15 0.15 0.17 Al2O3 15.00 15.26 15.46 13.90 13.33 14.24 13.43 13.38 12.67 12.61 12.49 Fe2O3 3.05 3.97 3.95 1.96 2.04 3.14 1.82 1.81 1.16 1.21 1.44 FeOT 4.20 5.67 5.73 2.86 2.99 4.54 2.46 2.52 1.34 1.33 1.96 FeO 1.45 2.10 2.17 1.10 1.15 1.71 0.82 0.89 0.30 0.24 0.66 MnO 0.03 0.07 0.07 0.07 0.08 0.09 0.10 0.10 0.05 0.05 0.05 MgO 0.78 1.50 1.49 0.44 0.47 1.04 0.22 0.23 0.09 0.09 0.11 CaO 2.12 3.61 3.61 1.23 1.48 2.42 0.36 0.59 0.04 0.03 0.34 Na2O 4.01 3.87 3.91 3.66 3.91 3.87 4.28 4.47 3.92 3.74 4.18 K2O 3.63 3.34 3.37 5.06 4.02 3.92 4.96 4.79 4.44 4.64 4.65 P2O5 0.14 0.18 0.17 0.06 0.07 0.15 0.04 0.04 0.01 0.01 0.01 LOI 1.12 0.50 0.54 0.37 0.47 0.53 0.36 0.29 0.78 0.86 0.47 Total 99.44 99.94 100.19 100.34 99.83 100.29 100.22 99.53 100.02 99.74 99.86 Rb 131 110 104 196 162 151 259 239 268 292 275 Ba 800 650 670 610 470 590 310 280 60.0 60.0 70.0 Sr 549 525 542 224 212 378 48.9 47.1 15.1 13.9 16.0 U 4.60 2.80 4.90 2.40 5.30 2.80 5.90 5.10 5.80 6.70 8.90 Pb 17.80 15.50 15.60 15.60 15.10 16.40 19.20 20.20 12.20 44.20 9.70 Cs 2.74 2.79 2.16 2.70 2.67 4.40 3.42 3.22 1.63 1.98 1.72 Ga 19.10 19.30 19.15 16.70 16.00 16.80 20.30 19.45 19.05 19.80 21.50 Th 15.70 13.30 11.60 15.50 26.70 24.80 46.50 40.00 51.80 53.20 44.70 Nb 11.40 13.80 12.70 21.10 20.60 17.10 42.60 35.50 45.70 46.80 58.20 Zr 12.9 10.1 9.30 14.6 13.9 12.6 66.5 57.7 113 129 193 Y 9.60 14.10 12.30 22.50 21.10 18.70 21.40 33.80 26.40 28.20 52.70 Ta 0.82 1.06 0.99 1.48 1.57 1.31 2.51 2.25 3.14 3.21 3.58 Hf 0.70 0.60 0.60 0.80 0.90 0.70 3.00 2.50 4.80 5.30 7.50 La 39.50 37.80 33.60 47.60 46.60 45.80 38.40 42.00 49.40 45.40 51.70 Ce 64.70 68.50 61.80 85.90 84.60 80.60 87.00 84.00 58.50 72.20 103.0 Pr 7.20 7.68 6.97 9.05 8.81 8.71 7.46 9.02 10.05 8.77 10.85 Nd 24.50 26.60 24.60 29.30 29.50 28.40 24.00 27.80 32.00 27.20 33.60 Sm 4.36 5.19 4.59 5.20 5.71 5.59 4.27 5.73 6.37 5.30 7.47 Eu 1.03 1.21 1.12 0.96 0.92 0.93 0.60 0.80 0.37 0.29 0.13 Gd 3.12 3.95 3.21 3.99 3.76 4.01 2.95 4.76 5.67 4.13 7.49 Tb 0.43 0.50 0.45 0.65 0.59 0.59 0.47 0.80 0.98 0.70 1.59 Dy 2.11 2.73 2.39 3.72 3.39 3.26 3.31 5.21 5.90 4.50 9.47 Ho 0.42 0.52 0.49 0.73 0.71 0.65 0.75 1.19 1.37 0.98 2.10 Er 1.11 1.52 1.31 2.29 2.37 1.92 2.49 3.67 4.48 3.50 7.07 Tm 0.15 0.19 0.18 0.33 0.35 0.29 0.48 0.62 0.66 0.56 1.05 Yb 1.02 1.52 1.29 2.35 2.38 2.16 3.64 5.08 5.26 4.23 7.13 Lu 0.17 0.21 0.20 0.39 0.40 0.33 0.53 0.69 0.79 0.71 1.10 ∑REE 149.8 158.1 142.2 192.5 190.1 183.2 176.4 191.4 181.8 178.5 243.8 LREE/HREE 16.6 13.2 13.9 12.3 12.6 12.9 11.1 7.69 6.24 8.24 5.59 (La/Yb)N 26.2 16.8 17.6 13.7 13.2 14.3 7.13 5.59 6.35 7.25 4.90 δEu 0.81 0.79 0.85 0.62 0.57 0.57 0.49 0.46 0.18 0.18 0.05 DI 81.44 73.18 73.06 89.08 87.84 80.90 94.17 93.59 96.47 96.48 95.59 10000×Ga/Al 2.41 2.39 2.34 2.27 2.27 2.23 2.86 2.75 2.84 2.97 3.25 FeOT/MgO 5.38 3.78 3.84 6.51 6.35 4.36 11.17 10.95 14.93 14.77 17.78

表 2 青阳-九华山复式岩体主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)测试结果 Table 2 Major(wt%) and trace(×10-6)elements data of Qingyang-Jiuhuas complex pluton

图 5

Fig. 5

图 5 青阳-九华山复式岩体岩石类型和系列划分图解(a)TAS图解(Middlemost Eric，1994)，Ir-Irvine 分界线，上方为碱性，下方为亚碱性；(b)K2O-SiO2岩石序列图解(Ewart，1982)；(c)SiO2-AR岩石序列判别图解(Wright，1969)；(d)A/NK-A/CNK图解(Maniar and Piccoli， 1989). 实心点为本文实测数据，空心点为收集前人数据Fig. 5 Classification diagrams of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

青阳-九华山复式岩体全岩稀土元素分析结果见表 2。花岗闪长岩稀土元素总量在142.2×10^-6~158.1×10^-6之间;其它岩性样品除QY-31(243.8×10^-6)外，其余样品稀土含量均较高，且变化范围较小，在176.4×10^-6~192.5×10^-6之间。早期的花岗闪长岩和二长花岗岩具有较高的LREE/HREE值，分别为13.2~16.6和12.3~12.9，(La/Yb)_N值分别为16.8~26.2和13.2~14.3;而钾长花岗岩和花岗斑岩LREE/HREE和(La/Yb)_N较低，分别在5.59~11.1和4.90~7.13之间，表明花岗闪长岩和二长花岗岩比晚期的钾长花岗岩和花岗斑岩具有更强的轻重稀土分异。不同岩性中，反映轻稀土元素分异情况的(La/Sm) _N变化不大，在4.36~5.76之间，说明轻稀土元素分异不明显。而反映重稀土元素分异情况的(Gd/Lu)_N变化较大，花岗闪长岩在2.00~2.34之间，二长花岗岩在1.17~1.51之间，钾长花岗岩和花岗斑岩较低，在0.69~0.89之间，说明花岗闪长岩和二长花岗岩重稀土元素分异更明显。

在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上(图 6)，不同岩性表现出来的形态有所差异。早期的花岗闪长岩和二长花岗岩分布曲线较相似，呈明显向右倾型，具有较弱的负Eu异常(δEu=0.57~0.85)。而晚期钾长花岗岩和花岗斑岩脉呈典型的“海鸥型 ”曲线，呈轻稀土元素富集，重稀土元素平坦的分布模式，具有较强的负Eu异常，钾长花岗岩和花岗斑岩δEu分别为0.46~0.49和0.05~0.18，可能是由于演化过程中经历了较强的长石的结晶分异作用。岩石从老到新，呈现出由花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩-花岗斑岩，负Eu异常增强，而LREE/HREE和(La/Yb)_N降低的 规律。

图 6

Fig. 6

图 6 青阳-九华山复式岩体球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(标准化值据Taylor and McLennan， 1985)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough， 1989)阴影区域为前人(宋国学，2010)发表文章中所测数据Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns(normalization values after Taylor and McLennan， 1985) and primitive-mantle-normalized trace element patterns of the Qingyang-Jiuhua complex pluton(normalization values after Sun and McDonough， 1989)The shadow areas are dates from former papers(Song，2010)

青阳-九华山复式岩体微量元素分析结果见表 2。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解中可以看出，早期的青阳花岗闪长岩和二长花岗岩具有相似的分布曲线，表现出较弱的Ba、Sr的负异常和Rb、Sm、Eu正异常，高场强元素Ce、P、Ti、Nb、Ta、Zr、Hf表现出亏损，而Nd、Pb明显富集的特征。而晚期的钾长花岗岩和花岗斑岩脉具有更明显的Ba、Sr、P、Ti的负异常和更明显的Rb、Th的正异常。花岗斑岩的Nb、Ta、Zr、Hf的亏损相比其它样品要弱的多。所有样品均具有Dy、Y、Ho、Yb、Lu构成的平坦曲线。 5 讨论 5.1 复式岩体的侵位时代

对于青阳-九华山复式岩体的形成时代和侵位期次的划分一直存在争议并且早期主要为K-Ar法和Rb-Sr法定年研究，由于样品多遭受蚀变易造成Ar的丢失，因此早期K-Ar法测定的年龄往往比实际年龄年轻，而产生了较大的年龄范围，有关的高精度岩浆岩锆石U-Pb定年严重缺乏。如早期的文献中均采用二分法，将其分为青阳花岗闪长岩和九华山花岗岩，并测得青阳花岗闪长岩的黑云母⁴⁰Ar-³⁹Ar年 龄为139.6±1.6Ma和137.6±1.4Ma，九华山花岗岩的黑云母⁴⁰Ar-³⁹Ar年龄为122.7±1.2Ma。(陈道公，1986；Chen et al., 1985)。张德全和徐洪林(1997)识别出了复式岩体中心部位呈南北向分布的钾长花岗岩，并据此将青阳-九华山复式岩体的主体分为三期，即青阳花岗闪长岩(全岩Rb-Sr等时线年龄153Ma)，九华山二长花岗岩(全岩Rb-Sr等时线年龄123Ma)，天台山钾长花岗岩(全岩Rb-Sr等时线年龄114Ma)，此外还包括补体期的正长斑岩和花岗斑岩脉。这一划分方法为此后对该岩体的研究奠定了基础。

随着原位锆石U-Pb定年技术的不断发展和完善，研究者们近年来获得了青阳-九华山复式岩体精确的成岩年龄，花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄在142.0~139.4Ma之间，二长花岗岩形成时代为133.2Ma，钾(碱)长花岗岩的年龄在127.5~131.0Ma之间，花岗斑岩脉的年龄在130Ma左右(宋国学，2010；Xu et al., 2009; Wu et al., 2012)。本文锆石U-Pb定年结果显示青阳-九华山复式岩体中第一阶段花岗闪长岩的年龄为143.3±1.0Ma，第二阶段二长花岗岩年龄为137.6±1.5Ma，第三阶段钾长花岗岩的年龄为131.3±1.2Ma，第四阶段花岗斑岩脉的年龄为132.0±2.0Ma。前三阶段主体岩性成岩时代之间有6~7Myr的间隔，并且野外可见不同岩性相互接触处为突变；花岗斑岩虽与钾长花岗岩具有基本一致的成岩时代，但野外可明显见到花岗斑岩呈岩脉切穿钾长花岗岩。因此，以上现象表明青阳-九华山复式岩体的形成经历了四次岩浆侵入作用。

皖南地区(包括江南过渡带和江南隆起带)广泛发育燕山期复式侵入体，早期形成的岩体多为花岗闪长岩和二长花岗岩，而晚期形成花岗岩(表 3)，如太平-黄山岩体中太平花岗 闪长岩形成时代为142.1±1.5Ma、 黄山花岗岩形成时代为128.2±0.9Ma(Wu et al., 2012)，牯牛降-城安岩体中城安花岗闪长岩形成时代为152.4±1.9Ma、牯牛降钾长花岗岩形成时代为130.1±1.3Ma(Wu et al., 2012：陈思，2014)。这些复式岩体与青阳-九华山复式岩体一样，都有花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩的组合，且不同岩性之间形成时代均有较长的间隔，说明它们可能与青阳-九华山复式岩体具有相同的形成机制，也是由不同阶段岩浆活动叠加侵位到相同空间复合形成的。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 皖南地区燕山期岩浆岩锆石U-Pb同位素年龄统计表 Table 3 The compiled geochronological data from the Yanshanian magmatic intrusions in South Anhui Province 编号 地质体 岩性 成岩年龄(Ma) 资料来源 1 里东坑钼矿 似斑状花岗闪长岩 153.0±0.9 陈子微等，2013 2 方村岩体 花岗闪长斑岩 152.2±1.0 王德恩等，2011 3 城安岩体 花岗闪长岩 152.4±1.9 陈思，2014 4 靠背尖岩体 花岗闪长斑岩 151.9±1.1 周翔等，2012 5 江家岩体 花岗闪长斑岩 149.0±1.0 王德恩等，2011 6 大坞尖钨钼矿 花岗闪长斑岩 148.5±2.1 李斌，2014 7 兰花岭钨钼矿 花岗闪长岩 148.2±1.0 陈芳等，2014 8 马头钼矿 花岗闪长斑岩 147.3±2.5 宋国学，2010 9 东源钨矿 花岗闪长岩 146.0±0.7 周翔等，2010 10 太平岩体 花岗闪长岩 142.1±1.5 Wu et al., 2012 11 旌德岩体 花岗闪长岩 141.0±1.0 Wu et al., 2012 12 青阳岩体 花岗闪长岩 140.0±1.1 Xu et al., 2010 13 银坑岩体 花岗闪长岩 141.0±2.1 Wu et al., 2012 14 黄湖岩体 花岗闪长岩 139.9±2.3 Wu et al., 2012 15 茂林岩体 花岗闪长岩 139.8±1.1 Wu et al., 2012 16 鸡头山钨钼矿 花岗闪长岩 138.8±1.0 宋国学，2010 17 仙霞岩体 花岗闪长岩 132.0±1.7 Wu et al., 2012 18 和桥岩体 花岗闪长岩 127.0±1.8 Wu et al., 2012 19 城安岩体 二长花岗岩 150.3±2.4 Wu et al., 2012 20 赤石岩体 二长花岗岩 147.2±1.0 Wu et al., 2012 21 汀溪岩体 二长花岗岩 139.7±2.2 Wu et al., 2012 22 乌石垅岩体 二长花岗岩 138.6±1.8 Wu et al., 2012 23 黟县岩体 二长花岗岩 138.5±1.9 Wu et al., 2012 24 廊桥岩体 二长花岗岩 137.7±1.9 Wu et al., 2012 25 薛川岩体 二长花岗岩 136.8±1.9 Wu et al., 2012 26 杨溪岩体 二长花岗岩 136.0±2.0 Wu et al., 2012 27 枯牛降岩体 二长花岗岩 134.3±2.2 Wu et al., 2012 28 铜锣石岩体 二长花岗岩 132.6±1.7 Wu et al., 2012 29 黄湖岩体 二长花岗岩 131.7±2.8 Wu et al., 2012 30 唐舍岩体 二长花岗岩 131.4±2.4 Wu et al., 2012 31 青阳岩体 二长花岗岩 133.2±1.3 Xu et al., 2010 32 铜里庄岩体 二长花岗岩 130.4±1.7 Wu et al., 2012 33 和村岩体 二长花岗岩 129.2±1.4 Wu et al., 2012 34 刘村岩体 二长花岗岩 129.2±1.1 Wu et al., 2012 35 云岭岩体 二长花岗岩 128.7±1.5 Wu et al., 2012 36 百丈岩钨钼矿 细粒花岗岩 134.0±2.6 宋国学，2010 37 伏岭岩体 碱长花岗岩 133.0±1.2 Wu et al., 2012 38 黄山岩体 碱长花岗岩 132.4±3.4 Wu et al., 2012 39 花园巩岩体 正长花岗岩 131.6±1.7 Wu et al., 2012 40 谭山岩体 正长花岗岩 131.4±2.2 Wu et al., 2012 41 伏岭岩体 正长花岗岩 131.0±0.9 Wu et al., 2012 42 九华山岩体 钾长花岗岩 127.5±1.6 Xu et al., 2009 43 黄山岩体 正长花岗岩 128.2±0.9 Wu et al., 2012 44 茅坦岩体 钾长花岗岩 127.7±1.8 彭戈等，2012 45 姚村岩体 正长斑岩 127.2±1.9 Wu et al., 2012 46 庙西岩体 石英正长岩 127.0±1.8 Wu et al., 2012 47 花园巩岩体 钾长花岗岩 124.6±2.0 彭戈等，2012 48 黄湖岩体 正长岩 123.8±2.9 Wu et al., 2012 49 花园巩岩体 石英正长岩 123.0±3.7 彭戈等，2012

表 3 皖南地区燕山期岩浆岩锆石U-Pb同位素年龄统计表 Table 3 The compiled geochronological data from the Yanshanian magmatic intrusions in South Anhui Province

目前，皖南地区燕山期一些花岗闪长岩-二长花岗岩已经被厘定为I 型花岗岩，比如旌德花岗闪长岩、太平花岗闪长岩、茂林花岗闪长岩等(薛怀民等，2009；翁望飞等，2011a；Wu et al., 2012)。青阳-九华山复式岩体中花岗闪长岩-二长花岗岩具有较高的Na₂O(3.66%~4.01%)和CaO(1.23%~3.61%)含量，钠钾比值接近1，弱过铝质A/CNK<1.1，均表现出I型花岗岩的特征(Chappell and White， 1974)。在Zr-SiO₂图解(图 7a)上本文数据和搜集的前人数据均落在I型花岗岩区域。其它几幅判别图解上花岗闪长岩和二长花岗岩也基本落在“I型和S型花岗岩”区域。但样品以A/CNK<1.1的特征区别于S型花岗岩，而且明显的P₂O₅与SiO₂的负相关性、Y和Rb的正相关性也表明青阳-九华山复式岩体中花岗闪长岩-二长花岗岩为I型花岗岩。

图 7

Fig. 7

图 7 青阳-九华山复式岩体成因类型判别图解(a)Zr-SiO2图解；(b)Zr vs.10000×Ga/Al图解(Whalen et al., 1987)；(c)Nb vs. 10000×Ga/Al图解(Whalen et al., 1987)；(d)Y vs. Rb图解；(e)Y-Nb-Ce图解(Eby，1992)；(f)Y-Nb-3Ga图解(Eby，1992)Fig. 7 The discriminative diagrams of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton

邢凤鸣和徐祥(1994)首先识别出了安徽沿长江两岸平行对称分布的两条A型花岗岩带，其中江北一侧为大龙山-城山-黄梅尖岩带(曹毅等，2008；范裕等，2008；周涛发等，2010)，位于江南一侧的为花园巩-茅坦-浮山岩带(刘园园等，2012；彭戈等，2012；宋国学，2010；Li et al., 2012)，随后更南部的一些花岗岩和正长岩类也被厘定为A型花岗岩，如黄山岩体、枯牛降岩体、伏岭岩体等(薛怀民等，2009；谢建成等，2012；张虹等，2005)。前人对九华山钾长花岗岩的研究认为其既具有S型花岗岩特征，又具有某些I型花岗岩特征(邱瑞龙，1998；Xu et al., 2009)。本次研究结果显示，青阳-九华山复式岩体中钾长花岗岩和花岗斑岩脉具有钾大于钠，高全碱(8.36%~9.26%)和高钾(4.44%~4.96%)，低 MgO、CaO、TiO₂和P₂O₅含量的特征，富集REE(>197.8×10^-6)、大离子亲石元素(Rb、Th、U)，亏损 Ba、Sr、P、Ti和Eu的特点，与典型A型花岗岩不同的是亏损Zr、Hf、Nb和Ta等高场强元素(Whalen et al., 1987)。判别A型花岗岩的另一个重要标志是Ga/Al比值，测试的钾长花岗岩和花岗斑岩均具有较高的Ga/Al比值(2.75~3.25)，在判别图解上均落于A型花岗岩区域(图 7)。但位于江南过渡带的花园巩-茅坦-浮山一带(九华山岩体)的A型花岗岩与更南部的江南隆起区的A2型花岗岩具有明显不同(谢建成等，2012；翁望飞等， 2011a，b)，过渡带的A型花岗岩如花园巩岩体、茅坦岩体既有A1型也有A2型的特征，但以A1型为主(刘园园等，2012；Li et al., 2012)。本文结合前人所得数据研究表明，复式岩体中钾长花岗岩数据在判别图解上均落在A1区域(图 7e，f)，与江北一侧的大龙山-城山-黄梅尖岩带(曹毅等，2008；范裕等，2008)一致。 5.3 岩浆演化

青阳-九华山复式岩体从早到晚四种岩性花岗岩随着SiO₂含量增加，(La/Yb)_N逐渐减小，Ga/Al比值逐渐增高，表现出一定的亲缘关系，但由于不同岩性之间:(1)形成时代不连续；(2)微量、稀土元素分布特征差别较大；(3)Ba/Sr、Zr/Hf、Ni/Co比值与SiO₂呈正相关，不符合同源岩浆连续分异演化的规律。因此基于以上几点认识，认为青阳-九华山复式岩体早晚两期花岗岩并不是简单的同源岩浆结晶分异的产物。

青阳-九华山复式岩体的花岗岩从老到年轻，呈现出从花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩-花岗斑岩随着SiO₂含量的增加，TiO₂、Al₂O₃、MgO、FeO^T、CaO、P₂O₅含量降低的特点，表明较晚形成的岩石具有更高的演化程度。并且晚期形成的钾长花岗岩和花岗斑岩表现出更明显的Ba、Sr、Eu、Ti、P的负异常(图 6)，说明它们经历了更明显的长石、钛铁矿、磷灰石的结晶分异。研究表明，δEu值和岩浆分异指数(DI)可以作为估量岩浆分异程度的指标，其中δEu值越小、DI值越大，指示岩浆的结晶分异程度越高；高场强元素Y在岩浆结晶分异过程中往往易于在残留岩浆中富集，也是岩浆发生分离结晶作用的指示剂。青阳-九华山复式岩体四种岩性从早到晚，具有δEu值逐渐降低、DI值逐渐升高、Y含量逐渐升高的特点(图 8)，也指示形成花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩-花岗斑岩的岩浆分离结晶程度具有逐渐升高的特点。

图 9中可见，早期的青阳花岗闪长岩和晚期的九华山钾长花岗岩投点均明显偏离了亏损地幔演化主趋势线，向扬子上地壳源区偏离，且它们的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd比值在0.11600~0.12740之间(陈江峰等，1993；宋国学，2010)，接近于上溪群千枚岩值(0.1220~0.1290，邢凤鸣等，1991)，表明两者在上升过程中不仅经历了结晶分异作用，而且都混染了一定量的上地壳物质，而且钾长花岗岩的投点更偏向扬子上地壳范围，说明形成钾长花岗岩的岩浆经历了更强的上地壳同化混染。

图 9

Fig. 9

图 9 青阳-九华山复式岩体Sr-Nd同位素图解(数据陈江峰等，1993；宋国学，2010)Fig. 9 The εNd(t)-87Sr/86Sri diagram of the Qingyang-Jiuhuashan complex pluton(data from Chen et al., 1993; Song，2010)

陈江峰等(1993)通过对皖南地区燕山期中酸性侵入岩Sr-Nd同位素的研究，认为包括青阳-九华山复式岩体在内的江南地区的花岗岩可能来源于上溪群(溪口群)物源区的部分熔融，且没有幔源岩浆的直接参与。但随后许多学者的进一步研究表明青阳-九华山岩体由地幔和下地壳混熔岩浆形成的可能性最大(钟华明等，1996；张德全和徐洪林，1997；袁峰等，2006；Xu et al., 2009)。综合前人的研究成果，本文也认为青阳-九华山复式岩体源于壳幔混熔的岩浆，依据主要有以下四点：(1)如果没有地幔物质的参与，仅靠地热梯度提供的热量不足以使下地壳发生部分熔融(Xu et al., 2009)；(2)通过对青阳岩体的野外观察可以发现大量暗色包体的存在，是表明源区有幔源物质加入的直接证据(邱瑞龙，1998)；(3)青阳-九华山岩体相对于上溪群变质岩(Nd模式年龄1.69~1.63Ga)，具有较低的Nd模式年龄，1.52~1.08Ga之间(陈江峰， 1993，1989)，表明有地幔物质的加入(薛怀民等，2009；Xu et al., 2009)(4)宋国学(2010)对青阳岩体边部的鸡头山矿区花岗闪长岩锆石Hf同位素研究，得出ε_Hf(t)全部为负值，且变化范围较宽，说明古老陆壳部分熔融过程中有岩浆的不完全混合，暗示有幔源物质的加入。

青阳-九华山复式岩体中花岗闪长岩(I_Sr=0.70858~0.70904，ε_Nd(t)=-5.54~-5.15)与钾长花岗岩(I_Sr=0.70814~0.70840，ε_Nd(t)=-6.40~-4.90)具有相似的Sr-Nd同位素特征(周新民和王德滋，1988；陈江峰等，1993；袁峰等，2006)，说明他们来自同一源区，可能具有相同的初始岩浆房。高场强元素Nb、Ta具有非常相似的地球化学性质，因此在各种地质过程中具有非常相似的化学行为，Nb/Ta比值在岩浆体系基本保持恒定，成为判别源区物质的重要化学指标之一(赵振华等，2008)。早期形成的青阳花岗闪长岩和二长花岗岩的Nb/Ta比值相似，在12.83~14.26，接近地壳的范围(10~14)(Taylor and McLennan， 1985)，表明形成花岗闪长岩和二长花岗岩的岩浆主要来自地壳的部分熔融。

晚期形成钾长花岗岩和花岗斑岩较之花岗闪长岩的I_Sr值略低，更靠近地幔演化线，且ε_Nd(t)值也略低，而且晚期形成的钾长花岗岩和花岗斑岩脉的Nb/Ta比值也相似，在14.55~16.97之间，更接近球粒陨石的Nb/Ta值17.5(Rudnick and Gao， 2003)，表明晚期钾长花岗岩和花岗斑岩脉形成时初始岩浆房的成分发生了改变，可能有较多底侵的地幔玄武质岩浆加入，与初始岩浆房中的岩浆发生混合。 5.5 基底断裂对复式岩体形成的控制作用

从皖南地区岩浆岩分布可看出(图 1)，研究区燕山期花岗岩类侵入岩主要分布于周王与祁门-潜口这两组东西向断裂之间，总体呈北东向宽带状展布。由花岗闪长岩-花岗岩构成复式岩体出现，而就单个岩体而言，其地表出露的长轴方向几乎也都呈北东向。典型的有榔桥岩体、伏岭岩体、谭山岩体、黟县岩体、刘村岩体，而旌德岩体、青阳岩体、黄山岩体虽在地表出露呈浑圆状，但长轴方向仍表现为北东向。因此区内岩体的分布受到北东向基底断裂控制，说明北东向基底断裂对皖南地区复式岩体的上升侵位具有明显的控制作用。

青阳-九华山复式岩体位于江南断裂以北，空间上与其紧紧相邻，同时该断裂南侧还出露城安-牯牛降、太平-黄山等复式岩体，这些岩体的长轴方向均呈北东向，与江南断裂延伸方向一致，因此该断裂带对其两侧复式岩体的形成具有明显的控制作用，可能是这些岩体侵位共用的岩浆通道。燕山晚期(J₃-K₁)，在处于中国东部强大的走滑、平移应力场作用下，使得江南断裂重新活化(钟华明等，1996；刘国生，1997)，并在先存破裂面处积累较强的应力进而发生了左行平移兼逆冲作用，形成初始岩浆上升的通道。随后整个下扬子区发生了强烈的伸展与断陷运动，江南断裂在这一时期又转变成伸展性断裂，使原有的岩浆通道进一步变的宽阔并形成新的通道。若后期的岩浆岩仍沿早期通道上升，则侵入到相同空间，形成青阳-九华山复式岩体、太平-黄山等类似的在空间上紧密共生构成的复式岩体，若后期岩浆沿着新生的岩浆通道上升，则侵入到不同地点，形成的是单一的岩体。 5.6 地球动力学背景

中国东部在燕山期大规模岩浆活动和成矿作用的构造背景还存在一定的分歧，主要有以下几种观点：与古太平洋俯冲相关的活动大陆边缘模式、陆-陆碰撞模式、陆内伸展-裂谷模式。皖南地区燕山期岩浆岩是中国东部火成岩省的重要组成部分，其形成受中国东部中生代燕山期的地球动力学背景的制约。

江南隆起带经历了自中元古代以来的多次造山作用，中生代早期由于扬子板块与华北板块南北向的陆-陆碰撞以及华南板块向北推挤的后推力作用，使江南隆起带发生陆内造山作用，并导致该区岩石圈加厚(郭令智等，1996；朱光和刘国生，2000；周涛发等，2004)。晚侏罗世(165~145Ma)，陆-陆碰撞作用逐渐停止，古太平洋板块开始俯冲(汪洋等，2004；毛景文等，2005；Sun et al., 2007)，造成中国东部受挤压整体抬升，岩石圈迅速增厚，随后进入碰撞造山后的应力转换期(145~135Ma)，皖南及邻区的构造应力由挤压向拉张过渡(张旗等，2001；徐晓春等，2012)，加厚的岩石圈开始发生拆沉，并导致少量地幔物质沿开始拆沉的部位底侵至壳幔接触部位，使下地壳岩石发生部分熔融，并与之混合形成初始岩浆房(图 10a)(薛怀民等，2009；Wu et al., 2012)。初始岩浆沿江南深断裂带构成的通道分阶段上侵，在地壳浅部发生结晶分异，并混染了一定量上地壳物质，先后侵位至相同位置，形成了复式岩体中花岗闪长岩-二长花岗岩的格局。此后(135Ma以后)由于古太平洋俯冲板片后撤，研究区进入快速伸展时期，深部软流圈上涌和岩石圈强烈伸展-减薄环境下(朱光和刘国生，2000；余心起等，2005；周涛发等，2010；Wang et al., 2011)，较早期更多的幔源玄武质岩浆进入初始岩浆房并与之完全混合，从而使岩浆房的成分发生改变。此时上侵的岩浆经历了更强烈的结晶分异和同化混染，在130Ma左右，沿相同的通道(江南断裂)几乎同时侵位至早期形成的青阳岩体中，形成九华山钾长花岗岩和花岗斑岩脉(图 10b)。

图 10

Fig. 10

图 10 青阳-九华山复式岩体成岩模式及地球动力学背景Fig. 10 Diagenetic model and geodynamics settings of Qingyang-Jiuhuas complex pluton

复式岩体中花岗闪长岩、二长花岗岩在微量元素构造判别图解上位于岛弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域(图略)，表明青阳岩体的形成与晚侏罗纪古太平洋板块的俯冲作用密切相关。钾长花岗岩和花岗斑岩在微量元素构造判别图解上位于板内花岗岩区(图略)，在Eby(1992)的判别图解上钾长花岗岩和花岗斑岩位于 A1 型花岗岩区，与江北长江中下游庐枞盆地大龙山-城山-黄梅尖岩带一致，A1 型花岗岩总体上代表一种非造山的大陆裂谷或者板内环境，属陆内造山岩浆活动时间序列中最晚的一次，因此可以说明皖南地区与长江中下游成矿带在此期间已进入快速伸展时期(范裕等，2008；周涛发等， 2008，2010)。因此，青阳-九华山复式岩体岩浆岩组合及其地球化学特征的变化，反映出研究区从与太平洋板块俯冲有关的挤压环境向陆内岩石圈伸展环境的转变，并且130Ma左右该区已处于岩石圈伸展和减薄的高峰期(图 10b)。 6 结论

(1)高精度锆石 U-Pb 同位素年龄结果表明青阳-九华山复式岩体由四个阶段岩浆侵入形成的，从早到晚花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩、花岗斑岩形成年龄分别为143.3±1.0Ma、137.6±1.5Ma、131.3±1.2Ma、132.0±2.0Ma。

(2)青阳-九华山复式岩体中早期形成的花岗闪长岩和二长花岗岩具有I型花岗岩特点，而晚期形成的钾长花岗岩和花岗斑岩脉具有A型花岗岩的特点。

(3)青阳-九华山复式岩体具有相同的初始岩浆房和岩浆上升通道，早期形成青阳花岗闪长岩和二长花岗岩的物质主要来自下地壳，而晚期岩浆房中混入了较早期更多的幔源岩浆，沿相同的通道上侵，经历了更强的分异结晶和同化混染作用，侵位于早期的青阳岩体之中，形成了九华山钾长花岗岩和花岗斑岩脉。

(4)复式岩体早期的花岗闪长岩、二长花岗岩形成于与俯冲有关的挤压环境向板内拉张环境过渡的应力转换期，而晚期的钾长花岗岩和花岗斑岩形成于弧后拉张环境，反映出研究区从与俯冲有关的挤压环境向陆内岩石圈伸展环境的转变，且130Ma左右该区已处于岩石圈伸展和减薄的高峰期。