2021, Vol. 37
广泛分布于江南造山带东段皖浙交界及其邻近地区的晚中生代花岗岩类侵入岩从成因类型上可分为早期的I-型(部分为S-型)和晚期的A-型(少部分为I-型)，它们虽可单独出现，但很多呈现复合岩体的面貌，这在中国东部大陆边缘晚中生代巨型岩浆岩带内别具特色。近十多年来，大量的同位素年代学资料显示，早期(I/S-型花岗岩类)侵位的时间主要介于153~137Ma之间(薛怀民等，2009a；秦燕等，2010a；王德恩等，2011；周翔等, 2011, 2012；Wu et al., 2012; 刘园园等，2012；张俊杰等，2012；Su et al., 2013; 陈雪霏等，2013；周洁等, 2013, 2014, 2015；Zhu et al., 2014; 李双等，2014；李斌等，2015；祝红丽等，2015；Yue et al., 2020)，而晚期(A-型花岗岩)侵位的时间主要介于135~122Ma之间(张招崇等，2007；薛怀民等，2009a；罗兰等，2010；Wu et al., 2012; 谢建成等，2012；Su et al., 2013; 陈芳等，2014；张建芳等，2015; Yue et al., 2020)。虽然区域上早、晚两期岩浆活动均持续了较长时间段，且时间上略有重叠，表明区域岩浆活动的不均衡性和不同步性。但对单一复合岩体而言，无论是早期的I/S-型花岗岩体，还是晚期的A-型花岗岩体，它们的侵位时间均较短暂，且彼此之间往往有明显的时间间断(~10Myr)，指示不长时间段内构造环境发生了显著的改变(薛怀民等，2009a)。除了这两期广泛分布的侵入岩之外，江南造山带东段晚中生代初期局部还有零星的中酸性岩浆岩发育，它们侵位的时间介于181~167Ma之间(王强等, 2004, 2012；杨昔林等，2011；Liu et al., 2012; Wang et al., 2012; Zhou et al., 2012；水新芳等，2012)。统筹区内晚中生代三个时间段形成的花岗岩类侵入岩的特征及其演化规律，尤其是密切共生的I/S-型与A-型花岗岩之间成因上的内在联系，对于确定岩浆作用的构造背景及其动力学机制的变迁意义重大。本文选择安徽绩溪和浙江临安交界附件的若干个花岗岩类侵入体，通过锆石U-Pb定年、元素及Sr-Nd同位素分析，结合区域对比，探讨区域构造环境演变的动力学背景下，岩浆成因过程中不同圈层的贡献及相互作用。
1 地质背景研究区晚中生代岩浆岩的基底为江南古造山带，一般认为它是约900~840Ma前后的新元古代，由扬子地块和华夏地块大致沿江山-绍兴缝合带拼合形成，造山作用主要表现为华夏地块向北俯冲到扬子地块之下(丁炳华等，2008；薛怀民等，2010；Zhang et al., 2013)或弧-陆碰撞(Zheng et al., 2007)。该造山带形成后不久(约820~780Ma)即发生拉张裂解进入南华裂谷系发育阶段(吴荣新等, 2005, 2007；Wang et al., 2010；薛怀民等，2010)，该裂谷系可能一直延续到早古生代末(~420Ma)，扬子地块和华夏地块之间的洋盆才最终完全闭合形成统一的华南大陆(舒良树，2006)。
早中生代(印支-燕山早期)，随着印支地块与华南地块以及扬子地块与华北地块先后碰撞形成统一的大陆，或因构造应力的调整，江南造山带东段在早-中侏罗世期间(甚至可能前溯到晚三叠世)，总体处于双向对冲的应力环境，导致区内的前寒武纪变质基底大面积强烈隆升以及一系列走向近东西向、向北逆冲的逆冲-推覆构造发育(朱光等，2000)。地球物理资料表明，江南造山带东段的地壳和岩石圈地幔曾发生过显著增厚(Zhang et al., 2000)，可能就与该时期的陆内造山作用有关。
因此，区内晚中生代岩浆作用前的构造演化主要经历过前寒武纪基底的形成、新元古代末至早古生代末的裂谷沉积、中三叠世开始的碰撞造山及随后的板内变形三个阶段，形成了三个各具特色的构造层，深刻影响着晚中生代岩浆岩的特征。
1.1 前寒武纪变质基底江南造山带东段现出露最老的基底为新元古代的浅变质岩系，其原岩建造在空间上存在着明显的差异，形成时代也不尽相同。其中浙西北双溪坞群的原岩主要为一套中基性到中酸性的岛弧型火山岩建造，夹有砂质、硅质和碳质页岩和灰岩透镜体，形成时代约为900Ma前后的新元古代早期(Ye et al., 2007；Li et al., 2008；陈志洪等, 2009a, b)；皖南溪口群主要是一套浅变质的板岩和千枚岩，中上层位中富含中酸性的火山碎屑成分，形成时代约为866Ma (高林志等，2009)；赣北双桥山群的原岩为一套巨厚的陆源碎屑-浊流复理石建造，夹少许细碧岩-角斑岩系，形成时代约为840Ma (高林志等，2008；董树文等，2010)，略晚于皖南溪口群的形成时代。
另一方面，区内新元古代-古生代(变)沉积岩中碎屑锆石的年龄(Yao et al., 2012；Zhang et al., 2015; 刘硕等，2016)、新元古代及其以后岩浆岩中的继承和/或俘获锆石的年龄(Zhang et al., 2006；薛怀民等，2010)、锆石的Hf同位素模式年龄(Zheng et al., 2006; 王德恩等，2011；Wu et al., 2012; Yang et al., 2012; 张俊杰等，2012；Su et al., 2013; 陈雪霏等，2013；周洁等, 2013, 2015；李双等，2014；祝红丽等，2015；Yue et al., 2020)等均暗示地壳深部可能存在古元古代，甚至太古代的古老地壳物质。扬子地块核部已获得的最老年龄高达3.8Ga (Zhang et al., 2006)，岩性包含高级变质的TTG片麻岩，变沉积岩及角闪岩等(Gao et al., 1999; Qiu et al., 2000)，不排除区内也存在这些古老的地壳基底，只是没有出露地表。
1.2 南华裂谷系沉积盖层区内南华裂谷系包括震旦系下统的浅变质火山-沉积岩系以及震旦系中、上统和早古生代的沉积岩两部分。
江南造山带东段震旦系下统的浅变质火山-沉积岩系在浙西北地区被称为河上镇群，包括虹赤村组和上墅组，其中虹赤村组主要为一套岩屑砂岩，上墅组为陆相基性-酸性双峰式火山岩组合，形成时代~780Ma (Li et al., 2003; 薛怀民等，2010；Wang et al., 2012)；在皖南地区被称为历口群，自下而上分为邓家组、铺岭组/井潭组，其中邓家组主要为一套具复理石特征的碎屑沉积岩组合，铺岭组主要为一套气孔状、杏仁状构造发育的中-基性火山岩夹沉积岩系，井潭组为一套巨厚的中酸性火山岩和碎屑沉积岩组合，形成时代与河上镇群相当(Li et al., 2003; 吴荣新等, 2005, 2007；薛怀民等，2010；Wang et al., 2012)。另外，沿赣东北断裂带及其东南侧分布的下震旦统被称为登山群，包括下部的拔竹坑组和上部的叶家组。其中拔竹坑组以灰绿色凝灰质杂砂岩、沉凝灰岩和中基性海相火山岩为主，叶家组下部发育玄武岩，上部则主要是中酸性火山岩和沉积岩，总体具有双峰式火山岩系的特征。这些新元古代末的火山-沉积岩系均经历过低绿片岩相的区域变质作用，且具宽缓的褶皱变形，并被震旦系中、上统不整合覆盖。
江南造山带东段早古生代地层为一套海相沉积岩系，总体为稳定环境下连续沉积的产物。其中寒武系下段主要为硅质页岩夹碳质硅质页岩、石煤层，含磷结核层；中段主要为含灰岩透镜体的泥质灰岩、砂质泥质灰岩及硅质页岩；上段主要为条带状灰岩、泥质灰岩。奥陶系下段主要为页岩、粉砂质页岩夹钙质页岩；中段主要为含碳质页岩、粉砂质页岩、硅质页岩，夹灰岩透镜体或层状灰岩；上段主要为砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩及页岩组成的复理石建造。志留系地层主要为粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩及页岩等。受加里东运动(又名广西运动)影响，区内在晚志留世出现巨厚的磨拉石盆地，于泥盆纪隆升为陆并遭受剥蚀。
1.3 晚古生代-早中生代沉积盖层与南华裂谷发育阶段强烈的伸展和断陷沉积不同，区内晚古生代起，直至中三叠世，总体处于相对稳定的陆表海环境。其中上古生界(石炭系-二叠系)岩性主要为含煤建造、浅海碎屑岩建造、碳酸盐岩建造，主要岩性包括石英砾岩、砂岩、砂砾岩、泥岩、煤层、碳质页岩、灰岩、含燧石沥青质灰岩、白云质灰岩、镁质粘土页岩、硅质岩等；早-中三叠世为薄层状灰岩与钙质页岩或与厚层状灰岩互层。由于后期强烈的构造变形，它们目前的分布很局限，主要构成近东西向展布的向斜核部。
中三叠世末开始的印支运动，使江南古造山带东段与北部的下扬子地区一样，结束了海盆演化史。其中长江中下游地区因处在大别山造山带的前陆，发生强烈的坳陷，局部沉积了一套(晚三叠世-中侏罗世)巨厚的陆相碎屑岩。而江南古造山带东段则发生陆内造山作用，导致基底强烈隆升、早中生代及其以前的盖层发生强烈的褶皱和逆冲推覆，地壳(或岩石圈)显著加厚。
2 岩体地质江南造山带东段晚中生代的岩浆岩分布广泛，它们在空间上表现出显著的分区性，其中南东侧(主要为坳陷带)主要表现为中酸性-酸性火山喷发作用，形成一系列北东向→近东西向展布的断陷型火山岩盆地(图 1a)。西北侧(主要为基底隆起带)主要表现为一系列花岗岩类的侵入作用，形成众多规模不等、类型不同的花岗岩类侵入体。它们从侵位时间、岩性组合、地球化学特征上主要分为两类：一类为花岗闪长岩-石英二长岩组合，以花岗闪长岩为主，侵位的时间相对较早，代表性的岩体包括皖南的旌德岩体(张俊杰等，2012；周洁等，2013)、太平岩体(薛怀民等, 2009a, b)、青阳岩体(Wu et al., 2012; Su et al., 2013)、廊桥岩体(李双等，2014)、黟县岩体，赣东北的嶂公山岩体(李鹏举等，2015)、桃林岩体(周洁等，2014)等，以及数量众多的小岩体(Jiang et al., 2011；王德恩等，2011；周翔等，2012；陈雪霏等，2013；陈芳等，2014；白玉玲等，2015；祝红丽等，2015)；另一类以碱长花岗岩-正长花岗岩为主，少量二长花岗岩，侵位的时间相对较晚，代表性的岩体包括皖南的黄山岩体(薛怀民等, 2009a, b；张舒等，2009；Su et al., 2013)、九华山岩体(Su et al., 2013)、牯牛降岩体(谢建成等，2012)、伏岭岩体(张虹等，2005)，赣东北的三清山岩体(张招崇等，2007)、周坊岩体、铜山岩体(Jiang et al., 2011)、大茅山岩体(Jiang et al., 2011)等。皖南的广德岩体和池州岩体的一部分、赣东北灵山岩体的大部也属于这种类型。除了上述两期广泛出露的侵入岩外，区内晚中生代初期(中侏罗世)局部还零星出露了一套具典型埃达克特征的岩浆岩，岩体的规模小，岩性主要为花岗闪长(斑)岩，主要集中分布在赣东北深大断裂带附近的德兴-银山地区(Wang et al., 2006)，另外，在赣西北的村前铜多金属矿(王强等，2012)、浙江建德岭后铜矿区(贾少华等，2014)等地也有零星出露。
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图 1 皖浙交界附近地质简图(据地质部华东地质科学研究所, 1966①修改) Fig. 1 Simplified geologic maps near the junction of Anhui and Zhejiang provinces |
① 地质部华东地质科学研究所.1966.1:20万旌德幅、临安幅地质图
本次研究区处在江南造山带东段基底隆起带与南东侧坳陷带的过渡地带，出露的晚中生代花岗岩类侵入体数量较多，但规模均不大，主要包括伏岭岩体、杨溪岩体、顺溪岩体、鸠莆山岩体以及一些规模更小的岩株、岩枝及岩脉。它们侵入的围岩主要为前寒武纪的变质岩系，其次为下古生代地层，个别侵入到晚中生代火山岩系中。这些岩体的分布受区域性构造控制明显，总体呈北东向延伸，且主要侵位于由前南华系至下古生界所组成的绩溪复向斜的翼部及其转折端。
2.1 伏岭岩体伏岭岩体是研究区出露规模最大的一个岩体，呈北东-南西向的长条状展布于皖南绩溪县的龙须岭-伏岭-荆墈岭-黄毛尖一带，侵位于绩溪复向斜的北东翼(图 1b)，出露面积约145km2。该岩体是由多期侵位构成的复式岩体，自早到晚大致可分为中细粒-中粗粒正长花岗岩(含斑)、中粒-中粗粒正长花岗岩、似斑状正长花岗岩、细粒正长花岗岩等。岩体向南东倾斜，倾角约40°~60° (张虹等，2005)。该岩体的围岩北东段为寒武系的碳质页岩、碳质灰岩、泥质灰岩，南西段为新元古代溪口群的一套浅变质岩系及南华系休宁组的砂岩、粉砂岩。
2.2 鸠莆山岩体鸠莆山岩体呈北东东-南西西向的长条状展布于浙西北临安市顺溪镇的石岩坞-大岭-石门岭一带，出露面积约60km2。该岩性主要为中粒-中粗粒正长花岗岩，晚期出现少量细粒正长花岗岩，侵入到早期形成的中粗粒正长花岗岩中。
2.3 顺溪岩体顺溪岩体主要侵位于由南华系-寒武系组成的学川背斜的轴部，呈北北东-南南西向延伸，出露面积约12km2。岩性以中粗粒似斑状正长花岗岩为主，具有明显的相分带性，分别为中央相(中粗粒结构)、过渡相(中细粒-中粒花岗结构)、边缘相(细粒、中细粒斑状-似斑状结构)，据黄国成等(2012)的研究，顺溪岩体北侧与围岩呈断层接触，倾角较陡(约50°~60°)，而南侧则与围岩呈侵入接触关系，倾角较缓(约22°~25°)。该岩体的南西方向似与伏岭岩体断续相连(图 1b)，可能是由同一性质的岩浆分别侵入到复背斜轴部及转折端部位的产物。
2.4 杨溪岩体杨溪岩体位于伏岭岩体的西北侧，邻近皖南地区出露规模最大的岩体—旌德花岗闪长岩体。该岩体呈北东向延长的不规则状，出露面积约40km2，岩性主要为粗粒二长花岗岩，相带不明显，边部伟晶岩脉和石英岩脉发育。岩体侵入的围岩为新元古代的南华系休宁组的砂岩、粉砂岩。
2.5 栈岱头岩体栈岱头岩体的出露面积仅约1km2左右，岩性为花岗闪长岩，岩体的相分带不明显，侵入的围岩主要为南华系休宁组的砂岩、粉砂岩，接触带附近角岩化蚀变明显。研究区内有多个与栈岱头岩体性质相似、形成时间相近的岩株和岩枝出露，部分被正长花岗岩体侵入，指示它们的形成时间相对较早。
3 样品与分析方法 3.1 样品样品WN13-271采自栈岱头岩体偏南缘(坐标：30°10.225′N、118°48.692′E)，岩性为花岗闪长岩。样品WN-317采自杨溪岩体的中部偏东缘(坐标：30°09.111′N、118°41.285′E)，岩性为二长花岗岩。样品WN-315采自伏岭岩体的西南部(坐标：30°05.640′N、118°45.153′E)，岩性为粗粒正长花岗岩，为伏岭岩体的主体。样品WN13-272采自伏岭岩体的中部(坐标：30°12.503′N、118°48.876′E)，岩性为细粒正长花岗岩，侵入到粗粒正长花岗岩中，为伏岭岩体晚期侵位的产物。样品WN-319采自顺溪岩体的中部(坐标：30°06.136′N、118°55.911′E)，岩性为正长花岗岩。样品WN-318采自鸠莆山岩体的中部(坐标：N30°03.711′N，E118°59.347′E)，岩性为正长花岗岩。
3.2 分析方法全岩化学成分是在核工业北京地质研究院分析测试研究中心分析的。其中主元素用X荧光光谱法(XRF)完成，误差 < 0.5%；微量元素和稀土元素是用德国Finnigan-MAT公司生产的ELEMENT Ⅰ仪器(离子体质谱仪)分析的，误差范围一般在5%~10%。
Sm-Nd和Rb-Sr同位素是在中国地质科学院地质研究所同位素实验室分析的，分析流程及实验条件与Cohen et al. (1988)、Chavagnac and Jahn (1996)及Jahn et al. (1996)所描述的类似。
锆石是按常规方法分选，并在双目镜下仔细挑纯。将锆石置于环氧树脂中，然后磨至约一半，使锆石内部暴露。分析点的选择首先根据锆石反射和透射照片进行初选，再与阴极发光照片反复对比，力求避开矿物包裹体和裂隙等缺陷。LA-ICP-MS定年测试是在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室进行的。激光剥蚀使用的是德国相干公司(Coherent)准分子激光器COMPex Pro102，激光条件为：激光束斑32μm，激光能量密度5J/cm2，频率5Hz，使用纯度为99.999%的He作为载气将激光剥蚀出来的物质带入等离子体质谱。质谱分析采用美国安捷伦科技有限公司电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS 7500ce，功率1500W，冷却气15l/min，辅助气1l/min，载气0.96l/min，积分时间207Pb为50ms、204Pb为20ms、206Pb为30ms，其余同位素为10ms。信号采集时间共85s，采集信号前先用激光剥蚀3 s以去除样品表面可能存在的污染，在进行20s的空白信号采集后开始触发激光采集样品信号。每5个未知样测试1个PLESOVISE锆石标样；每10个未知样测试1个91500锆石标样和NIST610玻璃标样；每5个未知样测试1个NIST612和614玻璃标样。数据处理先应用西澳大学的Glitter软件获得微量元素含量及U-Pb同位素比值，微量元素的含量以Si元素为内标，以NIST 610为外标；U-Pb同位素比值用PLESOVISE玻璃标样进行元素间的分馏校正。
4 分析结果 4.1 主量和微量元素地球化学性质全岩主量和微量元素的分析结果见表 1。与江南造山带东段绝大多数地区类似，区内出露的晚中生代花岗岩类也主要包括早、晚两期：早期形成的以花岗闪长岩成分占优，其次为石英二长岩、二长花岗岩。它们的成分变化范围较广，SiO2含量主要介于约62.0%到约72.0%区间，少数偏酸性样品的SiO2含量甚至高达75.0%以上(白玉玲等，2015)。这些侵入岩在构造环境判别图上都投在岛弧环境，考虑到该区中生代远离可能的俯冲带(如中国台湾中央山脉东侧的玉里带，曹荣龙等，1990)，不具岛弧条件，说明它们的地球化学特征可能是继承了岩浆源区的性质。区内栈岱头花岗闪长岩体属于此类，该岩体以低硅(SiO2=65.32%)、高钙(CaO=4.30%)和镁(MgO=2.11%)、贫碱(Na2O+K2O=6.33%)和低FeOT/MgO比值(1.95)为特征。
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表 1 皖浙交界晚中生代花岗类岩体代表性样品的主量(wt%)和微量元素(×10-6)含量 Table 1 Geochemical compositions of the granitoid bodies in the junction of Anhui and Zhejiang provinces (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
晚期形成的岩石类型主要为碱长花岗岩-正长花岗岩，少量二长花岗岩，它们的成分变化范围狭窄，除个别样品外，SiO2含量几乎都大于75.0%，具高硅、富碱的特征。研究区内伏岭岩体、鸠莆山岩体以及顺溪岩体都属于此类，它们在图 2a中投在碱长花岗岩-正长花岗岩区域，岩石化学上均以高硅(除个别样品外，SiO2>75%)、相对富碱(Na2O+K2O=8.31%~9.15%)和高FeOT/MgO比(7.13~12.79)、低钙(CaO=0.22%~0.72%)、贫镁(MgO=0.08%~0.18%)为特征，类似于典型的A-型花岗岩(Eby，1990；薛怀民等，2009b)。这些样品的原始地幔标准化Nb/La比值接近1，没有明显的高场强元素异常，也为典型A-型花岗岩所具有的地球化学特征。
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图 2 花岗岩类的分类及构造环境判别图 (a) 100Q/(Q+Or+Ab+An)-100An/(Or+An)分类图(Streckeisen et al., 1979)；(b) K2O-SiO2分类图(Morrison, 1980)；(c) Nb-Y构造环境判别图(Pearce et al., 1984)；(d)花岗岩的成因类型判别图(Whalen et al., 1987) Fig. 2 Geochemical diagrams of the granitoid bodies in the junction of Anhui and Zhejiang provinces |
杨溪二长花岗岩体虽然碱的丰度也较高(Na2O+K2O=8.74%)，在图 2a上投在正长花岗岩区域，但其SiO2含量(70.47%)明显偏低，FeOT/MgO比值(3.58)也明显低于区内典型的A-型花岗岩(表 1)，地球化学特征上总体处于早、晚两期岩石的过渡地位。
在SiO2-K2O关系图上，除栈岱头花岗闪长岩体投在中钾与高钾钙碱性系列分界线附近外，区内其他岩体都投在高钾钙碱性系列区域(图 2b)，显示它们普遍富钾的特征。
栈岱头花岗闪长岩具较低的高场强元素丰度，在花岗岩的构造环境判别图上主要处于火山弧区域(图 2c)，结合江南造山带东段其他花岗闪长岩体具类似的地球化学特征(薛怀民等，2009b；周翔等，2012；周洁等，2013；李双等，2014)，推测区内早期侵位的I/S-型花岗岩类的形成背景总体处于挤压后的松弛状态。其中火山弧的地球化学特征可能是继承自岩浆源区，与新元古代华夏陆块大致沿江绍断裂带向扬子陆块俯冲形成的岛弧体系有关。区内的其他岩体都投在板内花岗岩区域(图 2c)，暗示晚期侵位的A-型花岗岩形成于拉张的构造环境下。在花岗岩的成因类型判别图解上，栈岱头岩体投在I-型花岗岩区域，而鸠莆山岩体、顺溪岩体以及伏岭岩体的主体则投在典型的A-型花岗岩区域(图 2d)，与各自岩石化学所示的特征吻合。杨溪岩体的化学成分虽然与这几个岩体有明显差别，但也投在了A-型花岗岩区域。值得注意的是，伏岭岩体晚期形成的细粒正长花岗岩不是投在A-型花岗岩区域，而是投在了I-型花岗岩区域，可能与岩浆演化到晚期，上地壳物质同化混染程度的增强，导致高场强元素的丰度下降有关。
除杨溪岩体外，区内A-型花岗岩的稀土元素分馏模式表现出特征性的“四素组效应”(tetrad effect)和极强的负Eu异常(δEu=0.04~0.14)(图 3c、表 1)。“四素组效应”是一种罕见的稀土元素分馏模式，仅见于高度演化的岩浆中，为岩浆向高温热液过渡产物所具有的特征(Bau, 1996; Irber et al., 1997)。与稀土元素的四素组效应相对应，岩石中其他一些微量元素的行为也有明显的变异，表现在：K/Rb比值普遍较低，介于59~134之间，而一般花岗岩类的K/Rb比值大于150；K/Ba比值高(261~1678)，而一般大陆岩石的K/Ba比值小于50；Zr/Hf比值低，仅为19.91~24.95，而大多数大陆岩石的Zr/Hf比值集中在38±2附近。在不相容微量元素蛛网图上，它们表现出强烈富集Rb、Th和U，强烈亏损Ba和Sr (图 3d)的特征。虽然岩浆演化过程中碱性长石的分离结晶可导致残留岩浆中Ba-Sr-Eu发生显著亏损，但岩浆演化到后期发生的熔体-流体相互作用可能也起着重要影响。这些岩体中锆石颗粒的外缘多具黑色的环边(图 4)，也佐证了熔体-流体相互作用事件的存在。
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图 3 皖浙交界晚中生代花岗类岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化不相容元素蛛网图(标准化值据McDonough and Sun, 1995) 球粒陨石数值据；原始地幔数值据 Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle normalized incompatible element patterns (normalization values after McDonough and Sun, 1995) for the granitoid bodies in the junction of Anhui and Zhejiang provinces |
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图 4 区内部分岩体的锆石CL图像 Fig. 4 CL images of dated zircon crystals from the granitoid bodies in the border between Anhui and Zhejiang provinces |
与其形成显著对照的是栈岱头花岗闪长岩，稀土元素的含量普遍较低，轻、重稀土元素之间的分馏程度较强((La/Yb)N=14.97)、负Eu异常弱(Eu/Eu*=0.77)、稀土元素分馏模式无“四素组效应”而呈较平滑的右倾型(图 3a)。在不相容微量元素蛛网图上，栈岱头花岗闪长岩虽然也显示出明显的富集Rb、Th和U，但Ba和Sr的负异常不明显，明显亏损高场强元素Nb和Ta (图 3b)。
杨溪二长花岗岩的地球化学特征介于上述两类岩石之间，其中稀土元素特征表现为较高的稀土元素含量、中等程度的稀土元素分馏((La/Yb)N=8.24)、中等程度的负Eu异常(Eu/Eu*=0.41)。不相容微量元素蛛网图上表现为较高的Rb、Th和U含量，弱亏损高场强元素Nb和Ta，Ba和Sr的亏损程度较强。
4.2 Sr、Nd同位素组成表 2为采自这些岩体样品的Sr-Nd同位素组成。其中栈岱头花岗闪长岩样品的87Sr/86Sr初始值为0.7096，εNd(t)值为-6.79，t2DM为1.49Ga，为中元古代的Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄。采自杨溪二长花岗岩体样品的87Sr/86Sr初始值为0.7069，明显低于栈岱头花岗闪长岩的87Sr/86Sr初始值；εNd(t)值为-6.34，略高于栈岱头花岗闪长岩样品的εNd(t)值；t2DM为1.44Ga，稍年轻于栈岱头花岗闪长岩的Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄。
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表 2 皖浙交界晚中生代花岗类的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成 Table 2 Sr-Nd isotopic compositions of the Late Mesozoic granitoid bodies in the border between Anhui and Zhejiang provinces |
伏岭岩体、顺溪岩体以及鸠莆山岩体三个典型的A-型花岗岩体由于均具很高的87Rb丰度，高的87Rb含量会对87Sr的测定造成严重干扰(87Rb和87Sr的同质异位素重叠)，加之很高的87Rb/86Sr比值，即使很小的分析误差都会造成计算得到的87Sr/86Sr初始值因减扣过度或不足而显著偏离其真实值，甚至出现明显不合理的数值。表 2可见，计算获得的这些岩体的87Sr/86Sr初始值均小于0.7000，明显不合理。这些正长花岗岩-碱长花岗岩的εNd(t)值比较一致，介于-5.94~-5.67之间，略高于杨溪二长花岗岩体的εNd(t)值(-6.34)。t2DM为1.39~1.41Ga，略年轻于杨溪二长花岗岩体和栈岱头花岗闪长岩的T2DM值，也是研究区最年轻的Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄，指示A-型花岗岩中可能包含相对较多的新生幔源物质。
4.3 锆石U-Pb年龄 4.3.1 栈岱头岩体的侵位时间本次研究对采自栈岱头岩体样品(WN13-271)中的30颗锆石进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点11、21和27的206Pb/238U表面年龄分别为403±4Ma、690±8Ma和840±10Ma，为继承或俘获的锆石。分析点30的206Pb/238U表面年龄为146±2Ma，略低于大多数分析点的结果，不参与计算。其余26个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的加权平均年龄为150.5±0.8Ma (图 5a)，该年龄可代表栈岱头岩体侵位的时间。
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表 3 皖浙交界晚中生代花岗类的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果 Table 3 LA-ICP-MS analytical results for zircons from the late Mesozoic granitoid bodies in the border between Anhui and Zhejiang provinces |
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图 5 花岗岩类侵入岩样品中锆石的206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 5 Concordia diagrams of U-Pb analytical points for zircons from granitoid intrusive in the border between Anhui and Zhejiang provinces |
采自杨溪岩体样品(WN-317)中的锆石从CL图像上可分为两类：一类发育密切的震荡生长环带(图 4b, g)，另一类锆石颗粒仅在边部发育稀疏的环带(图 4f)，两类锆石的年龄无明显差别。本次研究共对该样品中的21颗锆石进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点3的206Pb/238U表面年龄为235±5Ma，为继承或俘获的锆石。分析点9和12的206Pb/238U表面年龄分别为115±3Ma和110±2Ma，明显低于大多数分析点的结果，不参与计算。其余18个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的加权平均年龄为129.7±1.4Ma (图 5b)。对于杨溪岩体，Wu et al. (2012)和Yue et al. (2020)曾分别测得其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为136±2Ma和135±2Ma，略早于本次研究获得的年龄值。
4.3.3 伏岭岩体的侵位时间样品WN-315采自伏岭岩体的主体，其中的锆石呈短柱状，与柱面相比，锥面总体不发育。锆石颗粒的内部常含有其他矿物包裹体，CL图像上见有清晰的生长环带，有些颗粒的外圈有黑色的环边(图 4g, j, l)，可能是岩浆演化到后期与高温热液相互作用的结果，这与全岩稀土元素的四素组效应所示的可能曾经发生过熔体-流体强烈相互作用的结论是一致的。本次研究共对该样品中的18个锆石颗粒进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点2的206Pb/238U表面年龄为140±5Ma，明显高于大多数分析点，不参与计算。分析点8和18的206Pb/238U表面年龄分别为85±2Ma和115±4Ma，明显低于其他分析点，且与区内岩浆活动的历史不符。其余15个分析点的206Pb/238U表面年龄非常集中，且均位于207Pb/235U~206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的加权平均年龄为132.7±1.5Ma (图 5c)，该年龄可代表伏岭岩体的侵位时间。对于伏岭岩体，陈芳等(2013)和Yue et al. (2020)分别测得LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为130.0±0.7Ma和131.4±1.5Ma；Wu et al. (2012)测得2个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为133±1.2Ma和130.6±1.5Ma，1个样品的SIMS锆石U-Pb年龄为131.8±1.1Ma。均与本次研究获得的年龄值在误差范围内一致。
样品WN13-272采自伏岭岩体晚期侵位的产物，本次研究共对该样品中的30个锆石颗粒进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点10、14和17的206Pb/238U表面年龄分别为123±1Ma、124±1Ma和123±2Ma，略低于大多数分析点。分析点18远离谐和线。其余26个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的206Pb/238U加权平均年龄为128.4±0.5Ma (图 5d)，该年龄略小于伏岭岩体主体的侵位时间，与野外接触关系吻合，可代表伏岭岩体晚期的侵位时间。
4.3.4 顺溪岩体的侵位时间采自顺溪岩体样品(WN-319)中的锆石与伏岭岩体中的锆石类似，内部见有清晰的生长环带，部分锆石颗粒的CL图像颜色较深，有些颗粒的外圈还有黑色的环边(图 4m, o, p)，说明岩浆演化到未期有明显的U富集和发生过熔体-流体相互作用。本次研究共对该样品中的16颗锆石进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点2和5的206Pb/238U表面年龄分别为116±3Ma和119±2Ma，明显低于其他分析点的结果。分析点7和15的206Pb/238U表面年龄分别为161±4Ma和160±3Ma，明显高于其他分析点，均不参与计算。其余12个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的加权平均年龄为132.6±1.7Ma (图 5e)，该年龄与伏岭岩体主体的侵位时间几乎一致，这两个岩体空间上相距很近且断续相连，地球化学性质也很相似，可能代表同一岩浆侵位到褶皱构造不同部位的产物。另外，黄国成等(2012)测得顺溪岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为125.5±1.1Ma和123.5±2.3Ma，明显低于本次研究获得的结果。
4.3.5 鸠莆山岩体的侵位时间采自鸠莆山岩体样品(WN-318)中的锆石也与伏岭岩体中的锆石类似，内部见有清晰的生长环带，部分锆石颗粒的CL图像颜色较深，有些颗粒的外圈还有黑色的环边(图 4t, v, w)。本次研究共对该样品中的21颗锆石进行了年龄测试，分析结果见表 3。其中分析点12和22的206Pb/238U表面年龄分别为715±14Ma和434±9Ma，为继承或俘获的锆石。分析点3、9和20的206Pb/238U表面年龄分别为113±2Ma、67±1Ma和110±2Ma，明显低于其他分析点，且与区内岩浆活动的历史不符。分析点10和11的206Pb/238U表面年龄分别为147±3Ma和145±3Ma，明显高于大多数分析点的结果。其余14个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和线上或其附近，它们的加权平均年龄为132.8±1.6Ma (图 5f)，该年龄可代表鸠莆山岩体的侵位时间。需要说明说明的是，鸠莆山岩体的年龄与邻近的顺溪岩体一致，地球化学性质也很相似，深部可能属同一个岩体。
5 讨论 5.1 江南造山带东段晚中生代花岗岩类的年龄格架江南造山带东段广泛出露晚中生代的花岗岩类侵入体(图 1a)，对于这些侵入体的形成时间，近年来有了大量的年龄资料发表，综合这些年龄资料可归为三期(图 6)：
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图 6 江南造山带东段晚中生代花岗岩类侵入体的形成年龄频率 资料来源：本文；王强等, 2004, 2012；张招崇等，2007；薛怀民等，2009a；罗兰等，2010；秦燕等, 2010a, 2010b；赵鹏等，2010；段留安等, 2012, 2015；王德恩等，2011；杨昔林等，2011；周翔等, 2011, 2012, 2015；李双等，2014；刘园园等，2012；彭戈等，2012；水新芳等，2012；谢建成等，2012；章邦桐等，2012；张俊杰等，2012；陈雪霏等，2013；唐燕文等，2013；周洁等, 2013, 2014；陈芳等，2014；白玉玲等，2015；李斌等，2015；李鹏举等，2015；张建芳等，2015；祝红丽等，2015；Liu et al., 2012；Wang et al., 2012；Wu et al., 2012；Su et al., 2013；Song et al., 2014；Zhu et al., 2014；Yue et al., 2020 Fig. 6 Age histograms of the Late Mesozoic granitoid bodies in the eastern Jiangnan orogen |
初期阶段，形成的侵入岩规模小、分布零星，主要见于赣东北深大断裂带附近的德兴地区。另外，在赣西北的村前铜多金属矿区(王强等，2012)、浙江建德岭后铜矿区(贾少华等，2014)等地也有零星出露。岩性主要为花岗闪长(斑)岩。同时代的火山活动在德兴-银山地区也有少量发育(杨昔林等，2011；Wang et al., 2012)。该阶段岩浆活动的时代从~181Ma始，断续持续到~167Ma，峰值~173Ma (图 6a)。推测这一期的岩浆活动可能主要与赣东北深大断裂及其派生断裂的活动有关。
早期阶段，该阶段形成的侵入体在江南造山带东段出露广泛，岩性为花岗闪长岩-石英二长岩组合，以花岗闪长岩为主。同时代的火山岩仅在皖南的休宁盆地内有少许出露。该阶段岩浆活动的时代从~153Ma始，虽然可能一直持续到~131Ma (秦燕等，2010b；Su et al., 2013)，与第三期的岩浆活动有所重叠，但绝大多数岩体的侵位时间早于137Ma，峰值~141Ma (图 6b)。
晚期阶段，该阶段形成的侵入体在江南造山带东部也有较多分布，但规模明显不如早期的侵入体，岩性主要为碱长花岗岩-正长花岗岩，少数为二长花岗岩。另外，赣东北的鹅湖岩体虽然地球化学性质上与该时期的侵入岩差异悬殊(赵鹏等，2010；Jiang et al., 2011)，但形成时代类似，暂也归于这一阶段形成的侵入岩。该时期的岩体虽可单独产出，但很多情况下是与早期的岩体共生组成复合岩体，如太平-黄山复合岩体、青阳-九华山复合岩体、雷湖-牯牛降复合岩体等。本次研究的栈岱头岩体与伏岭岩体也可看着一对复合岩体，只是由于前者的出露规模太小。同时代的火山岩在江南造山带东部广泛分布(图 1a)。该阶段岩浆活动持续的时间较长，从~135Ma始(Wu et al., 2012；马芳等，2017; Yue et al., 2020)，到~122Ma才基本停止，个别断续持续到~113Ma (张招崇等，2007；Song et al., 2014)，峰值~128Ma (图 6c)。其起始时间与早期的岩浆活动有所重叠，表明区域岩浆活动的不均衡性和不同步性。
5.2 岩浆成因包括研究区在内江南造山带东段晚中生代花岗岩类侵入岩的成因，首先涉及到一般中酸性岩浆的成因，现有的成因机理主要包括镁铁质岩浆的分异演化、地壳物质的重熔、性质不同的岩浆(一般指幔源岩浆和壳源岩浆)混合、地壳物质同化幔源岩浆等多种观点。整个江南造山带东段晚中生代出露的主要是花岗质-流纹质岩石，基性岩类(玄武岩、辉长岩等)所占比例很小，因此，大量的中酸性-酸性岩浆不可能由镁铁质岩浆通过分异演化而来；同样，由于镁铁质岩石的出露非常稀少，地壳物质同化幔源岩浆也不起主要作用。剩下的只有地壳物质重熔和性质不同的岩浆混合两种机理。当然，地壳物质的同化混染可能在有些岩体的演化中也起一定作用。另一方面，区内三期侵入岩彼此之间不但在形成时间上有明显的间隔，在分布格局、地球化学性质(尤其是同位素组成上)也各具特色，反映岩浆源区、成因过程等方面可能存在的差异。
5.2.1 初期阶段的源区性质与岩浆成因对于主要分布在赣东北德兴地区花岗闪长(斑)岩的成因，基于其地球化学上具有埃达克质特征，近年来提出的观点主要包括：
(1) 加厚的不成熟大陆下地壳的部分熔融(Wang et al., 2012)，Liu et al. (2012)认为的新元古代残余岛弧部分熔融的观点以及Hou et al. (2011)提出的增厚镁铁质下地壳(50~60km)部分熔融的观点与其具有可比性，但后者同时强调少量新生幔源岩浆的渗入，尤其是对于Cu元素的带入所起的贡献；
(2) 拆沉到岩石圈地幔中的下地壳部分熔融(王强等，2004；Wang et al., 2006)，在这个模型中，拆沉的下地壳被周围相对较热的地幔加热并发生部分熔融。可以设想，该模型形成的原始岩浆在上升过程中，通过地幔岩带时会与周围的地幔岩发生相互作用，导致岩浆中往往具有较高的MgO及Cr、Ni等过渡元素含量。
上述两类观点的共同之处都认为岩浆起源于高压环境下下地壳物质的部分熔融，所不同的是达到高压的机理。一是通过地壳加厚在其下部获得高压环境，另一则是通过下地壳拆沉到岩石圈地幔中获得高压环境。当然，对于具埃达克质特征的岩石成因，高压熔融也并非唯一的解释。如Gao et al. (2009)曾发现赣东北地区一些新元古代的变质斜长花岗岩也具埃达克质特征，并认为它们是由母岩浆通过角闪石以及一些副矿物(如磷灰石和钛铁矿)的分离结晶形成的。
除了上述两个模型外，其他的模型还有洋脊俯冲模型(Wang et al., 2011)、俯冲的洋底沉积物部分熔融模型(Zhou et al., 2012)等。前者与区域岩浆岩的分布特征及迁移规律不符，后者与德兴花岗闪长斑岩普遍具有高的εNd(t)值(接近球粒陨石)和εHf(t)值，低的87Sr/86Sr初始值不相容。
赣东北德兴地区花岗闪长(斑)岩以高的Sr含量及La/Yb和Sr/Y比值，低的Y和Yb含量为特征，具有埃达克质特征(Wang et al., 2006)，这从图 7a, b中也可清楚地看出，表明源区部分熔融过程中有富含重稀土元素的矿物如石榴石和角闪石残留。另一方面，这些岩石地球化学上普遍具有岛弧岩浆岩的特征，但空间上，赣东北及其邻近地区晚中生代并不具备岛弧形成的条件，这种岛弧特征应是继承自岩浆源区。值得注意的是，由于德兴地区的花岗闪长(斑)岩普遍遭受到较强的热液蚀变，而Na和K都属于活泼元素，极易受到热液蚀变的干扰，现分析获得的Na2O、K2O含量未必能代表岩体形成时的实际情况，这从它们的Na2O/K2O比值变化范围很广也说明了这一点(图 7d)。因此，德兴地区花岗闪长(斑)岩是属于钠质还是钾质埃达克岩，已难有定论。此外，赣东北德兴地区花岗闪长(斑)岩还表现出相对较高的MgO含量，类似于拆沉下地壳来源的埃达克岩或俯冲洋壳来源的埃达克岩(图 7c)，但镁在热液蚀变中也属于活泼元素(Kelepertsis et al., 1987; McHenry, 2009)，其相对高Mg的特征是否反映岩浆形成时的情况，即能否作为下地壳拆沉到岩石圈地幔中的证据(Wang et al., 2006)尚需进一步研究。不仅如此，如果该时期的岩浆起源于拆沉的下地壳部分熔融，可以设想，岩浆作用波及到的范围和规模都应较大(因为能够拆沉到地幔中的下地壳，其体积自然不会太小)，这与德兴地区~173Ma的岩浆岩出露零星的现象不吻合。
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图 7 江南造山带东段晚中生代不同期次侵入岩的地球化学特征对比图 (a) (La/Yb)N-YbN关系图(Martin, 1986)；(b) Sr/Y-Y关系图(据Defant and Drummond, 1990)；(c) MgO-SiO2关系图，图上不同类型埃达克岩的范围据Wang et al., 2006.资料来源：本文；张虹等，2005；张招崇等，2007；薛怀民等，2009b；张舒等，2009；罗兰等，2010；王德恩等，2011；刘园园等，2012；谢建成等，2012；张俊杰等，2012；周翔等，2012；陈雪霏等，2013；周洁等, 2013, 2014；陈芳等，2014；李双等，2014；白玉玲等，2015；张建芳等，2015；祝红丽等，2015；Jiang et al., 2011；Liu et al., 2012; Wang et al., 2012, 2015; Yang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Su et al., 2013; Zhu et al., 2014; Yue et al., 2020. 图 8图例同此图 Fig. 7 Geochemical characteristics of different stages of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
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图 8 江南造山带东段晚中生代不同期次侵入岩的εNd(t)与初始87Sr/86Sr值关系图 资料来源：本文；王强等，2004；薛怀民等，2009b；张舒等，2009；刘园园等，2012；周翔等，2012；周洁等, 2013, 2015；Jiang et al., 2011；Liu et al., 2012; Wang et al., 2012; Yang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Su et al., 2013; Zhu et al., 2014; Yue et al., 2020. 图 9资料来源同此图 Fig. 8 Relationship between εNd(t) and initial 87Sr/86Sr values of different stages of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
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图 9 江南造山带东段晚中生代侵入岩的εNd(t)及二阶段模式年龄直方图 Fig. 9 εNd(t) and t2DM histograms of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
德兴地区花岗闪长(斑)岩的Nd同位素组成较均一，且具有相对亏损的特征，εNd(t)值处于0附近(介于-1.5~+1.5之间)，类似于地球的平均值(图 8)，明显高于江南造山带东段晚中生代其他两期侵入岩的εNd(t)值(比较图 9a与图 9c, e)。Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄(t2DM)主要介于0.9~1.1Ga之间，峰值约1.0Ga (图 9b)，明显小于江南造山带东段晚中生代其他两期侵入岩的t2DM值(比较图 9b与图 9d, f)。它们的87Sr/86Sr初始值总体较低(图 8)，部分样品中较高的87Sr/86Sr初始值可归因于后期热液蚀变导致Rb-Sr体系未能保持封闭状态。
与具较高的εNd(t)值相对应，德兴地区花岗闪长(斑)岩中锆石的Hf同位素普遍具有亏损的特征，εHf(t)值介于+1~+7之间，峰值约+5 (图 10a)，明显高于江南造山带东段晚中生代其他两期侵入岩中锆石的εHf(t)值(比较图 10a与图 10c, e)。Hf同位素亏损地幔的二阶段模式年龄(tDM(2Hf))介于0.7~1.7Ga，峰值约1.0Ga (图 10b)，明显小于江南造山带东段晚中生代其他两期侵入岩的tDM(2Hf)值(比较图 10b与图 10d, f)。江南造山带东段晚中生代初期阶段形成的侵入岩与其他两期侵入岩之间在同位素组成上的巨大差异，指示它们之间具有明显不同的源区性质。
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图 10 江南造山带东段晚中生代侵入岩中锆石的εHf(t)及二阶段模式年龄直方图 资料来源：罗兰等，2010；王德恩等，2011；刘园园等，2012；张俊杰等，2012；陈雪霏等，2013；周洁等, 2013, 2015；李双等，2014；祝红丽等，2015；Liu et al., 2012; Jiang et al., 2011; Wang et al., 2012, 2015; Wu et al., 2012; Yang et al., 2012; Zhu et al., 2014; Yue et al., 2020.图 11资料来源同此图 Fig. 10 εHf(t) and tDM(2Hf) histograms of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
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图 11 江南造山带东段晚中生代侵入岩中锆石的εHf(t)与年龄关系图 Fig. 11 Age vs. εHf(t) diagrams of zircons from the Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
由此可见，初期阶段形成于德兴地区花岗闪长(斑)岩中Nd、Hf同位素组成较均一，且具亏损的特征。结合其相对高的207Pb/204Pb比值(Wang et al., 2012)和锆石的O同位素组成具有地幔特征(Liu et al., 2012)，所有这些无不暗示地幔物质在其成因中所起的重要作用。但这里所指的地幔物质既可是新生的，也可是较早形成但未经历过表层环境的改造。它们的Nd和Hf同位素的亏损地幔二阶段模式年龄的峰值均为~1.0Ga，为新元古代的模式年龄。结合其地球化学上具有的埃达克质和岛弧岩浆岩的特征，推测其岩浆源区最有可能是新元古代洋壳大致沿江山-绍兴断裂带向北俯冲，地幔楔部分熔融形成的玄武岩浆底侵到地壳底部，冷却形成的玄武岩。另外，德兴花岗闪长斑岩中一些镁铁质包体的存在，虽然暗示可能存在新生地幔物质的贡献和岩浆混合作用，但其相对均一的Nd、Hf同位素组成表明，即使存在着与新生幔源岩浆的混合作用，其贡献也较微弱。另一方面，德兴花岗闪长岩中很少有老的继承锆石存在(王强等，2004)，说明古老地壳物质(这里主要指中元古代及其更古老的变质基底)的贡献也不明显。
需要说明的是，初期阶段形成的岩浆岩地球化学上的共同特点是都具埃达克质及岛弧岩浆岩的特征，表明其成因具有可比性。但与德兴地区花岗闪长(斑)岩的成分变化范围较窄不同，其他地区成分的变化范围相对较广。如赣东北银山地区火山-侵入杂岩的SiO2含量介于59.25%~79.45% (Wang et al., 2012)，从中性到硅质都有，可能意味着分离结晶作用的存在。
5.2.2 早期阶段的源区性质与岩浆成因该阶段形成的侵入岩分布广、规模大，成分变化范围广，SiO2含量主要介于62.0%~72.0%区间，少数偏酸性样品的SiO2含量甚至高达75.0%以上(白玉玲等，2015)。富铝是该阶段岩浆岩的普遍特征之一，但对于这些花岗岩类侵入岩的成因类型，部分学者认为属于S-型(Jiang et al., 2011)，当然也有认为属于I-型(周翔等, 2011, 2012)，甚至有学者认为，是由于幔源物质的加入，导致岩石成因类型从S-型变为I-型(周翔等，2012)。该阶段形成的侵入岩地球化学性质上大多数也具有埃达克质的特征，表现出高的Sr含量及La/Yb和Sr/Y比值，低的Y和Yb含量(图 7a, b)。其成因目前也主要有加厚的玄武质下地壳部分熔融(周洁等, 2013, 2014)和下地壳拆沉到地幔中再发生部分熔融(Zhu et al., 2014)两种不同的观点。但与初期阶段形成于德兴地区的花岗闪长(斑)岩相比，该阶段形成的侵入岩，其La/Yb和Sr/Y比值略偏小(图 7a, b)，可能暗示源区部分熔融的压力有所下降，富含重稀土元素的矿物残留量有所减少。尤其是，这些岩石中的MgO含量明显较低，处在加厚下地壳来源的埃达克岩范围内(图 7c)，其低的MgO含量不支持下地壳拆沉到地幔中再发生部分熔融的观点。
虽然地球化学上都具埃达克质及岛弧岩浆岩的特征，暗示它们的成因都兼具岛弧性质的岩浆源区和部分熔融过程中的高压环境。但该阶段形成的岩石与初期阶段相比在Sr、Nd、Hf同位素组成上存在很大的差异(图 8、图 9、图 10)，暗示彼此之间具有完全不同的岩浆源区。与后者总体表现出亏损且相对均一的同位素组成不同，前者的同位素组成均呈富集型且变化范围广(图 8)，指示复杂的壳源组分特征。它们的87Sr/86Sr初始值介于0.7066~0.7121之间，大多集中在0.707~0.711区间。εNd(t)值主要介于-9~-4之间，个别达-13左右，峰值约-7(图 9c)，Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄的跨度大，主要介于1.3~1.65Ga之间，个别达2.0Ga，峰值约1.5Ga (图 9d)。该阶段形成的侵入岩中锆石的εHf(t)值主要介于-10~+2之间，峰值约-6 (图 10c)，Hf同位素亏损地幔二阶段模式年龄跨度大，主要介于1.2~2.4Ga之间，峰值约2.1Ga (图 10d)。对比这些花岗岩的Nd同位素组成与江南造山带新元古代浅变质沉积岩和正变质岩的同位素组成(参见图 8)，可以发现它们总体介于Nd同位素演化的包络线之间，加之总体过铝质的特征，说明副变质岩和正变质岩均参与了部分熔融过程。
图 9和图 10清楚显示，该阶段形成的侵入岩具有江南造山带东段晚中生代三期侵入岩中最低的εNd(t)值和εHf(t)值，最老的Nd和Hf同位素模式年龄，指示岩浆源区不仅以壳源为主，而且古老的地壳物质(包括经历过表生作用的地壳物质)占了重要地位。古元古代，甚至晚太古代继承锆石的存在(张智宇等，2011；周洁等, 2013, 2014；李双等，2014)也证明了这一点。不仅如此，这些岩体内中-新元古代继承锆石核的存在(王德恩等，2011；周翔等，2011；张俊杰等，2012；陈雪霏等，2013；周洁等, 2013, 2014, 2015)、白垩纪锆石和中元古代-新元古代继承锆石的Hf同位素处于相似的地壳演化线上(图 11)，也暗示它们的岩浆源区主要为中-新元古代的地壳物质。该阶段形成的岩体中锆石的CeⅣ/CeⅢ比值普遍较高(张俊杰等，2012；李双等，2014；祝红丽等，2015)，锆石高的氧逸度，结合其全岩普遍富铝的特征，表明其源区可能经历过表生作用过程或受到了俯冲的洋壳物质影响。
由此可见，能够同时满足上述条件的岩浆源区应是包括了古老的地壳物质和新元古代岛弧岩浆岩混合而成的下地壳，古老地壳物质与新元古代新生岛弧岩浆岩不同比例的混杂，造成了源区同位素组成大的变化范围。这种古老地壳与新元古代新生地壳的混合体在高压下发生部分熔融，形成的岩浆地球化学性质上兼具埃达克质和岛弧的特征。
另一方面，该阶段形成侵入岩中普遍存在岩浆混合成因的暗色微粒包体(周洁等, 2013, 2014；张俊杰等，2012)，指示有新生幔源岩浆的参与，并发生过岩浆混合作用。较宽广的同位素变化范围，除了混杂的岩浆源区外，也有可能部分是由岩浆混合作用造成的。而镁铁质岩石中锆石的εHf(t)值高于区内白垩纪富集的岩石圈地幔源岩的现象(He et al., 2012)，指示了亏损软流圈源熔体的贡献。Wu et al. (2012)所进行的锆石Hf同位素研究也表明，这类侵入岩的成因中有少量中生代的年轻地幔物质加入。
5.2.3 晚期阶段的源区性质与岩浆成因该阶段形成的侵入岩大多属于典型的A-型花岗岩。现有的有关A-型花岗岩的成因模型主要包括幔源玄武质岩浆广泛的分离结晶，其中可有或没有地壳物质的同化混染(Anderson et al., 2003)；先前因含水长英质熔体提取而耗尽的特定大陆地壳再次部分熔融(Collins et al., 1982; Creaser et al., 1991; Whalen et al., 1987)。江南造山带东段晚期阶段形成的A-型花岗岩往往与早期形成的I/S型花岗闪长岩体共生构成复合岩体，两类岩体的侵位之间往往有约10 Ma的时间间隔，支持其成因是由(先前部分熔融提取出熔体后)残留的难熔物质再次部分熔融的观点。Jiang et al. (2011)认为，区内A型花岗岩浆的演化还经历过镁铁质矿物、斜长石、钾长石、磷灰石及铁钛氧化物的分离结晶。
但该阶段侵入岩的εNd(t)值主要介于-7~-2之间，峰值约为-5 (图 9e)，略高于早期侵入岩的εNd(t)值。Nd同位素亏损地幔二阶段模式年龄主要介于1.1~1.5Ga之间，峰值约为1.35Ga (图 9f)，低于早期侵入岩的Nd同位素模式年龄。相应地，该阶段侵入岩中锆石的εHf(t)值主要介于-10~0之间，峰值约为-4 (图 10e)，略高于早期侵入岩的εHf(t)值。Hf同位素亏损地幔二阶段模式年龄主要介于1.0~2.5Ga之间，峰值约为1.9Ga (图 10f)，略低于早期侵入岩的Hf同位素模式年龄。指示与早期形成的侵入岩相比，晚期岩石中混入了更大比例的新生幔源物质。即区内岩浆作用由钙碱性的I/S-型花岗岩转变到碱性的A-型花岗岩，必然有过明显的亏损地幔源加入。区内A-型花岗岩普遍比I/S-型花岗岩具有更高的Zr饱和温度(薛怀民等，2009b)，也从一个侧面佐证了有新的来自软流圈地幔源的岩浆补充到分异的岩浆房内。部分A-型花岗岩中镁铁质包体的出现(Wong et al., 2009)也佐证了岩浆混合作用的存在。
另一方面，浙西北早白垩世的火山岩随时间从早到晚，εNd(t)值呈增大的趋势、87Sr/86Sr初始比值呈减小的趋势(颜铁增等，2005)，锆石的εHf(t)值从早到晚也呈增大的趋势(Liu et al., 2014)，也证明随着时间的推移，区内岩浆岩中新的幔源物质贡献不断增大。
当然，先前混合了古老的地壳物质和新元古代岛弧岩浆岩的下地壳部分熔融，残留下来的地壳物质再次部分熔融，并混合了不同比例的新生地幔物质，虽然较好解释了江南造山带东段早期形成的I/S-型花岗岩与晚期形成的A-型花岗岩的时、空组合关系，以及各自的同位素组成特征。但考虑到许多实验研究表明残余模型不太可能产生高二氧化硅和高碱含量的A型熔体(Creaser et al., 1991)，另一种可能的解释是I型花岗闪长岩母岩浆分离结晶形成A型花岗岩。如Su et al. (2013)认为区内的A型花岗岩与I型花岗岩类之间是分异演化关系。斜长石分离结晶也可以解释残余A型岩浆中的高Ga/Al比值(Malvin et al., 1987)。但早期的I/S-型花岗岩与晚期的A-型花岗岩在微量元素蛛网图上和REE模式图上的巨大差异，尤其是晚期形成的A-型花岗岩所表现出的稀土元素四素组效应和微量元素的non-CHARAC行为(即指元素的行为不受电荷和半径控制)很难仅仅通过矿物的分离结晶解释(薛怀民等，2009b)。另外，复合岩体中两类岩体的侵位时间之间往往有约10Myr的间隔，也不支持分离结晶的观点。
鹅湖岩体比较特殊，虽然也形成于晚期阶段，但其演化过程中可能没有幔源岩浆的混入(Jiang et al., 2011)，因而还是具有S-型花岗岩的地球化学特征。
5.3 岩浆作用的构造环境和动力学过程 5.3.1 岩浆作用的构造环境对于江南造山带东段晚中生代花岗岩浆形成的构造环境，目前还存在岛弧环境(周翔等，2012；李双等，2014)、弧后拉张或弧内裂谷环境(Jiang et al., 2011)等不同的认识。但中国东南部陆内地区没有发现明确的中生代弧岩浆作用的证据，其中部分岩浆岩地球化学性质上所拥有的岛弧特征可能是从岩浆源区继承而来的，不并代表中生代形成时的构造环境。另外，洋脊俯冲作用也被提出用来解释扬子地块东北部埃达克岩的成因和铜金成矿作用(Ling et al., 2009; Liu et al., 2010)。但这一过程将产生高温岩浆作用和多种岩石类型，包括紫苏花岗岩、富铌玄武岩和标准的洋脊玄武岩(N-MORB)(Geng et al., 2009)，这些在扬子地块东北部尚未发现。
对于区内晚中生代岩浆作用的动力学机制，多数学者认为与古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲及随后俯冲板片的后撤密切相关。但俯冲的不同阶段在华南东部产生的效应存在着差异，初期阶段(中侏罗世)形成于德兴-银山地区的火成岩可能是古太平洋板块俯冲的早期，作为对华南板块边缘远场应力的构造响应，沿赣东北深断裂带发生的局部陆内伸展环境(Wang et al., 2012)；早期阶段I/S-型花岗岩的形成可能与太平洋板块平俯冲之后的回撤作用有关(陈雪霏等，2013；祝红丽等，2015)；而晚期的A-型花岗岩可能形成于弧后伸展或大陆弧裂谷的开始阶段(Yang et al., 2012)。指示一种挤压后的应力松弛到持续拉张伸展的构造背景下，地壳和岩石圈地幔逐渐变薄，软流圈不断上涌，先后触发了早先(晚三叠世-早侏罗世)因陆内造山而加厚的地壳底部变质玄武岩及下地壳变质沉积岩/变质火成岩混杂体的部分熔融。
中国东南大陆腹地白垩纪双峰火山岩、板内镁铁质岩、裂谷盆地和变质核杂岩组合的发育也证明岩石圈的伸展环境。在伸展体制下，上升的软流圈不仅为地壳的部分熔融提供了足够的热能，软流圈幔源岩浆还可底侵到壳幔过渡带，或沿深断裂向上运移，并参与到花岗岩的形成过程中。可以设想，随着拉张作用的持续，地幔岩浆作用的不断扩大和加强，会导致软流圈、岩石圈地幔和下地壳之间发生广泛的相互作用，所形成的岩浆在上升定位和冷却固结过程中又会与通道及周壁的地壳围岩发生相互作用。因此，区内晚中生代形成的多阶段花岗岩体是多层圈复杂相互作用的产物，不同期次花岗岩体中各层圈的贡献则有所差异。
5.3.2 岩浆作用的动力学过程根据上述讨论，大致可重溯江南造山带东段晚中生代岩浆作用的大致过程如下：
(1) 准备阶段
~900Ma前的新元古代中期，位于华夏地块与扬子地块之间的洋壳大致沿江山-绍兴断裂带向北俯冲到扬子板块之下，俯冲板片的脱水造成上覆地幔楔发生部分熔融，形成岛弧型火山-侵入杂岩。与此同时，部分玄武质岩浆底侵到壳-幔过渡带，冷却成新生地壳；还有部分玄武质岩浆注入到下地壳，与古老的地壳物质(古元古代-中元古代，甚至晚太古代地壳物质)混杂(图 12a)，形成新的下地壳。
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图 12 江南造山带东段晚中生代岩浆作用的动力学模型 Fig. 12 Dynamic model of Late Mesozoic magmatism in the eastern part of Jiangnan orogenic belt |
晚三叠世-中侏罗世初，江南造山带东段发生陆内造山作用，表现为北侧大别造山带的前陆发生向南的逆冲推覆，南侧的华夏板块向北推挤，导致区内地壳(乃至整个岩石圈)发生显著增厚(图 12b)。
(2) 初期阶段
大致中侏罗世起，随着古太平洋板块向欧亚大陆板块的俯冲，研究区远离俯冲带，作为对俯冲作用的远距离构造响应，沿赣东北深断裂带发生伸展，可能还伴有软流圈的局部上涌，导致增厚的地壳底部(新元古代底侵形成的)玄武岩发生部分熔融，所形成的岩浆快速上侵到地壳浅部冷却结晶形成德兴花岗闪长斑岩(图 12c)。在此过程中，中、上地壳物质的混染作用较微弱。由于岩浆源区主要是新元古代底侵到壳-幔过渡带的玄武岩，形成于岛弧环境，因此，德兴花岗闪长斑岩对应Nd、Hf同位素具有亏损的特征，地球化学上兼具岛弧和埃达克质特征。
(3) 早期阶段
随着俯冲作用的进行，俯冲板片发生后撤，俯冲角度也逐渐变陡，区域应力状态总体处于挤压后的应力松弛或开始转为拉张环境。新生的幔源岩浆底侵到壳-幔界面附近，不仅为先前已增厚的下地壳发生部分熔融提供了足够的热能，而且还提供了一些新生物质。由于源区是由古老的地壳物质和新元古代注入玄武岩混合而成，由其部分熔融形成的岩浆地球化学上既具有岛弧特征，又具富集性，该性质的埃达克质岩浆在上升过程中，与少量软流圈地幔来源的岩浆混合，并经历过矿物的结晶分异(主要是黑云母、斜长石和/或钾长石)，局部可能还受到中、上地壳物质的同化混染，形成以花岗闪长岩为主体，包括石英二长岩、二长花岗岩等岩石组合(图 12d)。也有作者认为该阶段的构造模型为俯冲的太平洋板片发生撕裂(Wu et al., 2012)，软流圈沿撕裂带上涌。
(4) 晚期阶段
随着俯冲板片的进一步后撤和俯冲角度的进一步变陡，区内处于拉张的构造环境，可能相当于弧后伸展或大陆弧裂谷的开始阶段(Yang et al., 2012)，且拉张伸展作用随时间的推移持续加强，地壳乃至整个岩石圈的厚度显著减薄，软流圈上涌触发早先部分熔融(熔体萃取后)的残余组分再次熔融，形成A-型花岗质岩浆，它们与部分软流圈地幔来源的岩浆发生混合，并经过主要为斜长石和/或钾长石的矿物分离结晶，可能还伴有水-岩反应，形成普遍具有稀土元素四分组效应的A-型花岗岩。由于该阶段形成的岩浆是在早期部分熔融基础上进一步熔融的产物，它们空间上往往与早期形成的I/S-型花岗岩类共生，组成复合岩体。
6 结论(1) 江南造山带东段晚中生代花岗岩类侵入体可归为三期：初期阶段形成的侵入岩规模小、分布零星，时代主要介于181~167Ma之间，峰值约为173Ma；早期阶段形成的侵入体出露广泛，以花岗闪长岩为主，时代主要介于153~137Ma之间，峰值约为141Ma；晚期阶段形成的侵入体分布也较广，岩性主要为碱长花岗岩-正长花岗岩，时代主要介于135~122Ma之间，峰值约为128Ma。
(2) 初期和早期阶段形成的花岗岩类侵入体地球化学性质上都兼具埃达克质及岛弧型岩浆岩的特征，但两者在Nd-Sr-Hf同位素组成上存在很大的差异，暗示不同的岩浆源区和成因过程。前者的岩浆源区为新元古代注入到地壳底部(底侵)的玄武岩，后者的岩浆源区为古老的地壳物质和新元古代岛弧岩浆岩混杂的下地壳。晚期阶段形成的侵入岩地球化学上具典型的A-型花岗岩的特征，其成因可能是早期部分熔融后残余组分再次熔融的产物，但其中混入了更多新生幔源物质。
(3) 江南造山带东段晚中生代三期侵入岩成因的动力学机制可能是太平洋板块俯冲的远程构造效应下，陆内持续拉张，软流圈上涌触发增厚的地壳底部玄武岩和下地壳混杂物部分熔融。随着时间的由早到晚，部分熔融的压力逐渐减小(地壳由加厚到减薄)、新生幔源物质的贡献不断增大。
致谢 两位评审人对文章提了很好的修改意见，在此谨此致谢。
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