薛懷民

中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

廣泛分布于江南造山帶東段皖浙交界及其鄰近地區(qū)的晚中生代花崗巖類侵入巖從成因類型上可分為早期的I-型(部分為S-型)和晚期的A-型(少部分為I-型)，它們雖可單獨(dú)出現(xiàn)，但很多呈現(xiàn)復(fù)合巖體的面貌，這在中國(guó)東部大陸邊緣晚中生代巨型巖漿巖帶內(nèi)別具特色。近十多年來(lái)，大量的同位素年代學(xué)資料顯示，早期(I/S-型花崗巖類)侵位的時(shí)間主要介于153～137Ma之間(薛懷民等，2009a；秦燕等，2010a；王德恩等，2011；周翔等，2011，2012；Wuetal., 2012;劉園園等，2012；張俊杰等，2012；Suetal., 2013;陳雪霏等，2013；周潔等，2013，2014，2015；Zhuetal., 2014;李雙等，2014；李斌等，2015；祝紅麗等，2015；Yueetal., 2020)，而晚期(A-型花崗巖)侵位的時(shí)間主要介于135～122Ma之間(張招崇等，2007；薛懷民等，2009a；羅蘭等，2010；Wuetal., 2012;謝建成等，2012；Suetal., 2013;陳芳等，2014；張建芳等，2015; Yueetal., 2020)。雖然區(qū)域上早、晚兩期巖漿活動(dòng)均持續(xù)了較長(zhǎng)時(shí)間段，且時(shí)間上略有重疊，表明區(qū)域巖漿活動(dòng)的不均衡性和不同步性。但對(duì)單一復(fù)合巖體而言，無(wú)論是早期的I/S-型花崗巖體，還是晚期的A-型花崗巖體，它們的侵位時(shí)間均較短暫，且彼此之間往往有明顯的時(shí)間間斷(～10Myr)，指示不長(zhǎng)時(shí)間段內(nèi)構(gòu)造環(huán)境發(fā)生了顯著的改變(薛懷民等，2009a)。除了這兩期廣泛分布的侵入巖之外，江南造山帶東段晚中生代初期局部還有零星的中酸性巖漿巖發(fā)育，它們侵位的時(shí)間介于181～167Ma之間(王強(qiáng)等，2004，2012；楊昔林等，2011；Liuetal., 2012; Wangetal., 2012; Zhouetal., 2012；水新芳等，2012)。統(tǒng)籌區(qū)內(nèi)晚中生代三個(gè)時(shí)間段形成的花崗巖類侵入巖的特征及其演化規(guī)律，尤其是密切共生的I/S-型與A-型花崗巖之間成因上的內(nèi)在聯(lián)系，對(duì)于確定巖漿作用的構(gòu)造背景及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制的變遷意義重大。本文選擇安徽績(jī)溪和浙江臨安交界附件的若干個(gè)花崗巖類侵入體，通過(guò)鋯石U-Pb定年、元素及Sr-Nd同位素分析，結(jié)合區(qū)域?qū)Ρ?，探討區(qū)域構(gòu)造環(huán)境演變的動(dòng)力學(xué)背景下，巖漿成因過(guò)程中不同圈層的貢獻(xiàn)及相互作用。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)晚中生代巖漿巖的基底為江南古造山帶，一般認(rèn)為它是約900～840Ma前后的新元古代，由揚(yáng)子地塊和華夏地塊大致沿江山-紹興縫合帶拼合形成，造山作用主要表現(xiàn)為華夏地塊向北俯沖到揚(yáng)子地塊之下(丁炳華等，2008；薛懷民等，2010；Zhangetal., 2013)或弧-陸碰撞(Zhengetal., 2007)。該造山帶形成后不久(約820～780Ma)即發(fā)生拉張裂解進(jìn)入南華裂谷系發(fā)育階段(吳榮新等，2005，2007；Wangetal., 2010；薛懷民等，2010)，該裂谷系可能一直延續(xù)到早古生代末(～420Ma)，揚(yáng)子地塊和華夏地塊之間的洋盆才最終完全閉合形成統(tǒng)一的華南大陸(舒良樹(shù)，2006)。

早中生代(印支-燕山早期)，隨著印支地塊與華南地塊以及揚(yáng)子地塊與華北地塊先后碰撞形成統(tǒng)一的大陸，或因構(gòu)造應(yīng)力的調(diào)整，江南造山帶東段在早-中侏羅世期間(甚至可能前溯到晚三疊世)，總體處于雙向?qū)_的應(yīng)力環(huán)境，導(dǎo)致區(qū)內(nèi)的前寒武紀(jì)變質(zhì)基底大面積強(qiáng)烈隆升以及一系列走向近東西向、向北逆沖的逆沖-推覆構(gòu)造發(fā)育(朱光等，2000)。地球物理資料表明，江南造山帶東段的地殼和巖石圈地幔曾發(fā)生過(guò)顯著增厚(Zhangetal., 2000)，可能就與該時(shí)期的陸內(nèi)造山作用有關(guān)。

因此，區(qū)內(nèi)晚中生代巖漿作用前的構(gòu)造演化主要經(jīng)歷過(guò)前寒武紀(jì)基底的形成、新元古代末至早古生代末的裂谷沉積、中三疊世開(kāi)始的碰撞造山及隨后的板內(nèi)變形三個(gè)階段，形成了三個(gè)各具特色的構(gòu)造層，深刻影響著晚中生代巖漿巖的特征。

1.1 前寒武紀(jì)變質(zhì)基底

江南造山帶東段現(xiàn)出露最老的基底為新元古代的淺變質(zhì)巖系，其原巖建造在空間上存在著明顯的差異，形成時(shí)代也不盡相同。其中浙西北雙溪塢群的原巖主要為一套中基性到中酸性的島弧型火山巖建造，夾有砂質(zhì)、硅質(zhì)和碳質(zhì)頁(yè)巖和灰?guī)r透鏡體，形成時(shí)代約為900Ma前后的新元古代早期(Yeetal., 2007；Lietal., 2008；陳志洪等，2009a, b)；皖南溪口群主要是一套淺變質(zhì)的板巖和千枚巖，中上層位中富含中酸性的火山碎屑成分，形成時(shí)代約為866Ma (高林志等，2009)；贛北雙橋山群的原巖為一套巨厚的陸源碎屑-濁流復(fù)理石建造，夾少許細(xì)碧巖-角斑巖系，形成時(shí)代約為840Ma (高林志等，2008；董樹(shù)文等，2010)，略晚于皖南溪口群的形成時(shí)代。

另一方面，區(qū)內(nèi)新元古代-古生代(變)沉積巖中碎屑鋯石的年齡(Yaoetal., 2012；Zhangetal., 2015; 劉碩等，2016)、新元古代及其以后巖漿巖中的繼承和/或俘獲鋯石的年齡(Zhangetal., 2006；薛懷民等，2010)、鋯石的Hf同位素模式年齡(Zhengetal., 2006;王德恩等，2011；Wuetal., 2012; Yangetal., 2012;張俊杰等，2012；Suetal., 2013; 陳雪霏等，2013；周潔等，2013，2015；李雙等，2014；祝紅麗等，2015；Yueetal., 2020)等均暗示地殼深部可能存在古元古代，甚至太古代的古老地殼物質(zhì)。揚(yáng)子地塊核部已獲得的最老年齡高達(dá)3.8Ga (Zhangetal., 2006)，巖性包含高級(jí)變質(zhì)的TTG片麻巖，變沉積巖及角閃巖等(Gaoetal., 1999; Qiuetal., 2000)，不排除區(qū)內(nèi)也存在這些古老的地殼基底，只是沒(méi)有出露地表。

1.2 南華裂谷系沉積蓋層

區(qū)內(nèi)南華裂谷系包括震旦系下統(tǒng)的淺變質(zhì)火山-沉積巖系以及震旦系中、上統(tǒng)和早古生代的沉積巖兩部分。

江南造山帶東段震旦系下統(tǒng)的淺變質(zhì)火山-沉積巖系在浙西北地區(qū)被稱為河上鎮(zhèn)群，包括虹赤村組和上墅組，其中虹赤村組主要為一套巖屑砂巖，上墅組為陸相基性-酸性雙峰式火山巖組合，形成時(shí)代～780Ma (Lietal., 2003; 薛懷民等，2010；Wangetal., 2012)；在皖南地區(qū)被稱為歷口群，自下而上分為鄧家組、鋪嶺組/井潭組，其中鄧家組主要為一套具復(fù)理石特征的碎屑沉積巖組合，鋪嶺組主要為一套氣孔狀、杏仁狀構(gòu)造發(fā)育的中-基性火山巖夾沉積巖系，井潭組為一套巨厚的中酸性火山巖和碎屑沉積巖組合，形成時(shí)代與河上鎮(zhèn)群相當(dāng)(Lietal., 2003;吳榮新等，2005，2007；薛懷民等，2010；Wangetal., 2012)。另外，沿贛東北斷裂帶及其東南側(cè)分布的下震旦統(tǒng)被稱為登山群，包括下部的拔竹坑組和上部的葉家組。其中拔竹坑組以灰綠色凝灰質(zhì)雜砂巖、沉凝灰?guī)r和中基性海相火山巖為主，葉家組下部發(fā)育玄武巖，上部則主要是中酸性火山巖和沉積巖，總體具有雙峰式火山巖系的特征。這些新元古代末的火山-沉積巖系均經(jīng)歷過(guò)低綠片巖相的區(qū)域變質(zhì)作用，且具寬緩的褶皺變形，并被震旦系中、上統(tǒng)不整合覆蓋。

江南造山帶東段早古生代地層為一套海相沉積巖系，總體為穩(wěn)定環(huán)境下連續(xù)沉積的產(chǎn)物。其中寒武系下段主要為硅質(zhì)頁(yè)巖夾碳質(zhì)硅質(zhì)頁(yè)巖、石煤層，含磷結(jié)核層；中段主要為含灰?guī)r透鏡體的泥質(zhì)灰?guī)r、砂質(zhì)泥質(zhì)灰?guī)r及硅質(zhì)頁(yè)巖；上段主要為條帶狀灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r。奧陶系下段主要為頁(yè)巖、粉砂質(zhì)頁(yè)巖夾鈣質(zhì)頁(yè)巖；中段主要為含碳質(zhì)頁(yè)巖、粉砂質(zhì)頁(yè)巖、硅質(zhì)頁(yè)巖，夾灰?guī)r透鏡體或?qū)訝罨規(guī)r；上段主要為砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)頁(yè)巖及頁(yè)巖組成的復(fù)理石建造。志留系地層主要為粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖、泥巖及頁(yè)巖等。受加里東運(yùn)動(dòng)(又名廣西運(yùn)動(dòng))影響，區(qū)內(nèi)在晚志留世出現(xiàn)巨厚的磨拉石盆地，于泥盆紀(jì)隆升為陸并遭受剝蝕。

1.3 晚古生代-早中生代沉積蓋層

與南華裂谷發(fā)育階段強(qiáng)烈的伸展和斷陷沉積不同，區(qū)內(nèi)晚古生代起，直至中三疊世，總體處于相對(duì)穩(wěn)定的陸表海環(huán)境。其中上古生界(石炭系-二疊系)巖性主要為含煤建造、淺海碎屑巖建造、碳酸鹽巖建造，主要巖性包括石英礫巖、砂巖、砂礫巖、泥巖、煤層、碳質(zhì)頁(yè)巖、灰?guī)r、含燧石瀝青質(zhì)灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、鎂質(zhì)粘土頁(yè)巖、硅質(zhì)巖等；早-中三疊世為薄層狀灰?guī)r與鈣質(zhì)頁(yè)巖或與厚層狀灰?guī)r互層。由于后期強(qiáng)烈的構(gòu)造變形，它們目前的分布很局限，主要構(gòu)成近東西向展布的向斜核部。

中三疊世末開(kāi)始的印支運(yùn)動(dòng)，使江南古造山帶東段與北部的下?lián)P子地區(qū)一樣，結(jié)束了海盆演化史。其中長(zhǎng)江中下游地區(qū)因處在大別山造山帶的前陸，發(fā)生強(qiáng)烈的坳陷，局部沉積了一套(晚三疊世-中侏羅世)巨厚的陸相碎屑巖。而江南古造山帶東段則發(fā)生陸內(nèi)造山作用，導(dǎo)致基底強(qiáng)烈隆升、早中生代及其以前的蓋層發(fā)生強(qiáng)烈的褶皺和逆沖推覆，地殼(或巖石圈)顯著加厚。

圖1 皖浙交界附近地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)地質(zhì)部華東地質(zhì)科學(xué)研究所,1966(1)地質(zhì)部華東地質(zhì)科學(xué)研究所.1966. 1:20萬(wàn)旌德幅、臨安幅地質(zhì)圖修改)

2 巖體地質(zhì)

江南造山帶東段晚中生代的巖漿巖分布廣泛，它們?cè)诳臻g上表現(xiàn)出顯著的分區(qū)性，其中南東側(cè)(主要為坳陷帶)主要表現(xiàn)為中酸性-酸性火山噴發(fā)作用，形成一系列北東向→近東西向展布的斷陷型火山巖盆地(圖1a)。西北側(cè)(主要為基底隆起帶)主要表現(xiàn)為一系列花崗巖類的侵入作用，形成眾多規(guī)模不等、類型不同的花崗巖類侵入體。它們從侵位時(shí)間、巖性組合、地球化學(xué)特征上主要分為兩類：一類為花崗閃長(zhǎng)巖-石英二長(zhǎng)巖組合，以花崗閃長(zhǎng)巖為主，侵位的時(shí)間相對(duì)較早，代表性的巖體包括皖南的旌德巖體(張俊杰等，2012；周潔等，2013)、太平巖體(薛懷民等，2009a, b)、青陽(yáng)巖體(Wuetal., 2012; Suetal., 2013)、廊橋巖體(李雙等，2014)、黟縣巖體，贛東北的嶂公山巖體(李鵬舉等，2015)、桃林巖體(周潔等，2014)等，以及數(shù)量眾多的小巖體(Jiangetal., 2011；王德恩等，2011；周翔等，2012；陳雪霏等，2013；陳芳等，2014；白玉玲等，2015；祝紅麗等，2015)；另一類以堿長(zhǎng)花崗巖-正長(zhǎng)花崗巖為主，少量二長(zhǎng)花崗巖，侵位的時(shí)間相對(duì)較晚，代表性的巖體包括皖南的黃山巖體(薛懷民等，2009a, b；張舒等，2009；Suetal., 2013)、九華山巖體(Suetal., 2013)、牯牛降巖體(謝建成等，2012)、伏嶺巖體(張虹等，2005)，贛東北的三清山巖體(張招崇等，2007)、周坊巖體、銅山巖體(Jiangetal., 2011)、大茅山巖體(Jiangetal., 2011)等。皖南的廣德巖體和池州巖體的一部分、贛東北靈山巖體的大部也屬于這種類型。除了上述兩期廣泛出露的侵入巖外，區(qū)內(nèi)晚中生代初期(中侏羅世)局部還零星出露了一套具典型埃達(dá)克特征的巖漿巖，巖體的規(guī)模小，巖性主要為花崗閃長(zhǎng)(斑)巖，主要集中分布在贛東北深大斷裂帶附近的德興-銀山地區(qū)(Wangetal., 2006)，另外，在贛西北的村前銅多金屬礦(王強(qiáng)等，2012)、浙江建德嶺后銅礦區(qū)(賈少華等，2014)等地也有零星出露。

本次研究區(qū)處在江南造山帶東段基底隆起帶與南東側(cè)坳陷帶的過(guò)渡地帶，出露的晚中生代花崗巖類侵入體數(shù)量較多，但規(guī)模均不大，主要包括伏嶺巖體、楊溪巖體、順溪巖體、鳩莆山巖體以及一些規(guī)模更小的巖株、巖枝及巖脈。它們侵入的圍巖主要為前寒武紀(jì)的變質(zhì)巖系，其次為下古生代地層，個(gè)別侵入到晚中生代火山巖系中。這些巖體的分布受區(qū)域性構(gòu)造控制明顯，總體呈北東向延伸，且主要侵位于由前南華系至下古生界所組成的績(jī)溪復(fù)向斜的翼部及其轉(zhuǎn)折端。

2.1 伏嶺巖體

伏嶺巖體是研究區(qū)出露規(guī)模最大的一個(gè)巖體，呈北東-南西向的長(zhǎng)條狀展布于皖南績(jī)溪縣的龍須嶺-伏嶺-荊墈嶺-黃毛尖一帶，侵位于績(jī)溪復(fù)向斜的北東翼(圖1b)，出露面積約145km2。該巖體是由多期侵位構(gòu)成的復(fù)式巖體，自早到晚大致可分為中細(xì)粒-中粗粒正長(zhǎng)花崗巖(含斑)、中粒-中粗粒正長(zhǎng)花崗巖、似斑狀正長(zhǎng)花崗巖、細(xì)粒正長(zhǎng)花崗巖等。巖體向南東傾斜，傾角約40°～60° (張虹等，2005)。該巖體的圍巖北東段為寒武系的碳質(zhì)頁(yè)巖、碳質(zhì)灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r，南西段為新元古代溪口群的一套淺變質(zhì)巖系及南華系休寧組的砂巖、粉砂巖。

2.2 鳩莆山巖體

鳩莆山巖體呈北東東-南西西向的長(zhǎng)條狀展布于浙西北臨安市順溪鎮(zhèn)的石巖塢-大嶺-石門(mén)嶺一帶，出露面積約60km2。該巖性主要為中粒-中粗粒正長(zhǎng)花崗巖，晚期出現(xiàn)少量細(xì)粒正長(zhǎng)花崗巖，侵入到早期形成的中粗粒正長(zhǎng)花崗巖中。

2.3 順溪巖體

順溪巖體主要侵位于由南華系-寒武系組成的學(xué)川背斜的軸部，呈北北東-南南西向延伸，出露面積約12km2。巖性以中粗粒似斑狀正長(zhǎng)花崗巖為主，具有明顯的相分帶性，分別為中央相(中粗粒結(jié)構(gòu))、過(guò)渡相(中細(xì)粒-中?；◢徑Y(jié)構(gòu))、邊緣相(細(xì)粒、中細(xì)粒斑狀-似斑狀結(jié)構(gòu))，據(jù)黃國(guó)成等(2012)的研究，順溪巖體北側(cè)與圍巖呈斷層接觸，傾角較陡(約50°～60°)，而南側(cè)則與圍巖呈侵入接觸關(guān)系，傾角較緩(約22°～25°)。該巖體的南西方向似與伏嶺巖體斷續(xù)相連(圖1b)，可能是由同一性質(zhì)的巖漿分別侵入到復(fù)背斜軸部及轉(zhuǎn)折端部位的產(chǎn)物。

2.4 楊溪巖體

楊溪巖體位于伏嶺巖體的西北側(cè)，鄰近皖南地區(qū)出露規(guī)模最大的巖體—旌德花崗閃長(zhǎng)巖體。該巖體呈北東向延長(zhǎng)的不規(guī)則狀，出露面積約40km2，巖性主要為粗粒二長(zhǎng)花崗巖，相帶不明顯，邊部偉晶巖脈和石英巖脈發(fā)育。巖體侵入的圍巖為新元古代的南華系休寧組的砂巖、粉砂巖。

2.5 棧岱頭巖體

棧岱頭巖體的出露面積僅約1km2左右，巖性為花崗閃長(zhǎng)巖，巖體的相分帶不明顯，侵入的圍巖主要為南華系休寧組的砂巖、粉砂巖，接觸帶附近角巖化蝕變明顯。研究區(qū)內(nèi)有多個(gè)與棧岱頭巖體性質(zhì)相似、形成時(shí)間相近的巖株和巖枝出露，部分被正長(zhǎng)花崗巖體侵入，指示它們的形成時(shí)間相對(duì)較早。

3 樣品與分析方法

3.1 樣品

樣品WN13-271采自棧岱頭巖體偏南緣(坐標(biāo)：30°10.225′N、118°48.692′E)，巖性為花崗閃長(zhǎng)巖。樣品WN-317采自楊溪巖體的中部偏東緣(坐標(biāo)：30°09.111′N、118°41.285′E)，巖性為二長(zhǎng)花崗巖。樣品WN-315采自伏嶺巖體的西南部(坐標(biāo)：30°05.640′N、118°45.153′E)，巖性為粗粒正長(zhǎng)花崗巖，為伏嶺巖體的主體。樣品WN13-272采自伏嶺巖體的中部(坐標(biāo)：30°12.503′N、118°48.876′E)，巖性為細(xì)粒正長(zhǎng)花崗巖，侵入到粗粒正長(zhǎng)花崗巖中，為伏嶺巖體晚期侵位的產(chǎn)物。樣品WN-319采自順溪巖體的中部(坐標(biāo)：30°06.136′N、118°55.911′E)，巖性為正長(zhǎng)花崗巖。樣品WN-318采自鳩莆山巖體的中部(坐標(biāo)：N30°03.711′N，E118°59.347′E)，巖性為正長(zhǎng)花崗巖。

3.2 分析方法

全巖化學(xué)成分是在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心分析的。其中主元素用X熒光光譜法(XRF)完成，誤差<0.5%；微量元素和稀土元素是用德國(guó)Finnigan-MAT公司生產(chǎn)的ELEMENT Ⅰ儀器(離子體質(zhì)譜儀)分析的，誤差范圍一般在5%～10%。

Sm-Nd和Rb-Sr同位素是在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素實(shí)驗(yàn)室分析的，分析流程及實(shí)驗(yàn)條件與Cohenetal. (1988)、Chavagnac and Jahn (1996)及Jahnetal. (1996)所描述的類似。

圖2 花崗巖類的分類及構(gòu)造環(huán)境判別圖(a) 100Q/(Q+Or+Ab+An)-100An/(Or+An)分類圖(Streckeisen et al., 1979)；(b) K2O-SiO2分類圖(Morrison, 1980)；(c) Nb-Y構(gòu)造環(huán)境判別圖(Pearce et al., 1984)；(d)花崗巖的成因類型判別圖(Whalen et al., 1987)Fig.2 Geochemical diagrams of the granitoid bodies in the junction of Anhui and Zhejiang provinces

鋯石是按常規(guī)方法分選，并在雙目鏡下仔細(xì)挑純。將鋯石置于環(huán)氧樹(shù)脂中，然后磨至約一半，使鋯石內(nèi)部暴露。分析點(diǎn)的選擇首先根據(jù)鋯石反射和透射照片進(jìn)行初選，再與陰極發(fā)光照片反復(fù)對(duì)比，力求避開(kāi)礦物包裹體和裂隙等缺陷。LA-ICP-MS定年測(cè)試是在北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行的。激光剝蝕使用的是德國(guó)相干公司(Coherent)準(zhǔn)分子激光器COMPex Pro102，激光條件為：激光束斑32μm，激光能量密度5J/cm2，頻率5Hz，使用純度為99.999%的He作為載氣將激光剝蝕出來(lái)的物質(zhì)帶入等離子體質(zhì)譜。質(zhì)譜分析采用美國(guó)安捷倫科技有限公司電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Agilent ICP-MS 7500ce，功率1500W，冷卻氣15l/min，輔助氣1l/min，載氣0.96l/min，積分時(shí)間207Pb為50ms、204Pb為20ms、206Pb為30ms，其余同位素為10ms。信號(hào)采集時(shí)間共85s，采集信號(hào)前先用激光剝蝕3 s以去除樣品表面可能存在的污染，在進(jìn)行20s的空白信號(hào)采集后開(kāi)始觸發(fā)激光采集樣品信號(hào)。每5個(gè)未知樣測(cè)試1個(gè)PLESOVISE鋯石標(biāo)樣；每10個(gè)未知樣測(cè)試1個(gè)91500鋯石標(biāo)樣和NIST610玻璃標(biāo)樣；每5個(gè)未知樣測(cè)試1個(gè)NIST612和614玻璃標(biāo)樣。數(shù)據(jù)處理先應(yīng)用西澳大學(xué)的Glitter軟件獲得微量元素含量及U-Pb同位素比值，微量元素的含量以Si元素為內(nèi)標(biāo)，以NIST 610為外標(biāo)；U-Pb同位素比值用PLESOVISE玻璃標(biāo)樣進(jìn)行元素間的分餾校正。

4 分析結(jié)果

4.1 主量和微量元素地球化學(xué)性質(zhì)

全巖主量和微量元素的分析結(jié)果見(jiàn)表1。與江南造山帶東段絕大多數(shù)地區(qū)類似，區(qū)內(nèi)出露的晚中生代花崗巖類也主要包括早、晚兩期：早期形成的以花崗閃長(zhǎng)巖成分占優(yōu)，其次為石英二長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖。它們的成分變化范圍較廣，SiO2含量主要介于約62.0%到約72.0%區(qū)間，少數(shù)偏酸性樣品的SiO2含量甚至高達(dá)75.0%以上(白玉玲等，2015)。這些侵入巖在構(gòu)造環(huán)境判別圖上都投在島弧環(huán)境，考慮到該區(qū)中生代遠(yuǎn)離可能的俯沖帶(如中國(guó)臺(tái)灣中央山脈東側(cè)的玉里帶，曹榮龍等，1990)，不具島弧條件，說(shuō)明它們的地球化學(xué)特征可能是繼承了巖漿源區(qū)的性質(zhì)。區(qū)內(nèi)棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖體屬于此類，該巖體以低硅(SiO2=65.32%)、高鈣(CaO=4.30%)和鎂(MgO=2.11%)、貧堿(Na2O+K2O=6.33%)和低FeOT/MgO比值(1.95)為特征。

晚期形成的巖石類型主要為堿長(zhǎng)花崗巖-正長(zhǎng)花崗巖，少量二長(zhǎng)花崗巖，它們的成分變化范圍狹窄，除個(gè)別樣品外，SiO2含量幾乎都大于75.0%，具高硅、富堿的特征。研究區(qū)內(nèi)伏嶺巖體、鳩莆山巖體以及順溪巖體都屬于此類，它們?cè)趫D2a中投在堿長(zhǎng)花崗巖-正長(zhǎng)花崗巖區(qū)域，巖石化學(xué)上均以高硅(除個(gè)別樣品外，SiO2>75%)、相對(duì)富堿(Na2O+K2O=8.31%～9.15%)和高FeOT/MgO比(7.13～12.79)、低鈣(CaO=0.22%～0.72%)、貧鎂(MgO=0.08%～0.18%)為特征，類似于典型的A-型花崗巖(Eby，1990；薛懷民等，2009b)。這些樣品的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化Nb/La比值接近1，沒(méi)有明顯的高場(chǎng)強(qiáng)元素異常，也為典型A-型花崗巖所具有的地球化學(xué)特征。

表1 皖浙交界晚中生代花崗類巖體代表性樣品的主量(wt%)和微量元素(×10-6)含量

表2 皖浙交界晚中生代花崗類的Rb-Sr和Sm-Nd同位素組成

楊溪二長(zhǎng)花崗巖體雖然堿的豐度也較高(Na2O+K2O=8.74%)，在圖2a上投在正長(zhǎng)花崗巖區(qū)域，但其SiO2含量(70.47%)明顯偏低，F(xiàn)eOT/MgO比值(3.58)也明顯低于區(qū)內(nèi)典型的A-型花崗巖(表1)，地球化學(xué)特征上總體處于早、晚兩期巖石的過(guò)渡地位。

在SiO2-K2O關(guān)系圖上，除棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖體投在中鉀與高鉀鈣堿性系列分界線附近外，區(qū)內(nèi)其他巖體都投在高鉀鈣堿性系列區(qū)域(圖2b)，顯示它們普遍富鉀的特征。

棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖具較低的高場(chǎng)強(qiáng)元素豐度，在花崗巖的構(gòu)造環(huán)境判別圖上主要處于火山弧區(qū)域(圖2c)，結(jié)合江南造山帶東段其他花崗閃長(zhǎng)巖體具類似的地球化學(xué)特征(薛懷民等，2009b；周翔等，2012；周潔等，2013；李雙等，2014)，推測(cè)區(qū)內(nèi)早期侵位的I/S-型花崗巖類的形成背景總體處于擠壓后的松弛狀態(tài)。其中火山弧的地球化學(xué)特征可能是繼承自巖漿源區(qū)，與新元古代華夏陸塊大致沿江紹斷裂帶向揚(yáng)子陸塊俯沖形成的島弧體系有關(guān)。區(qū)內(nèi)的其他巖體都投在板內(nèi)花崗巖區(qū)域(圖2c)，暗示晚期侵位的A-型花崗巖形成于拉張的構(gòu)造環(huán)境下。在花崗巖的成因類型判別圖解上，棧岱頭巖體投在I-型花崗巖區(qū)域，而鳩莆山巖體、順溪巖體以及伏嶺巖體的主體則投在典型的A-型花崗巖區(qū)域(圖2d)，與各自巖石化學(xué)所示的特征吻合。楊溪巖體的化學(xué)成分雖然與這幾個(gè)巖體有明顯差別，但也投在了A-型花崗巖區(qū)域。值得注意的是，伏嶺巖體晚期形成的細(xì)粒正長(zhǎng)花崗巖不是投在A-型花崗巖區(qū)域，而是投在了I-型花崗巖區(qū)域，可能與巖漿演化到晚期，上地殼物質(zhì)同化混染程度的增強(qiáng)，導(dǎo)致高場(chǎng)強(qiáng)元素的豐度下降有關(guān)。

除楊溪巖體外，區(qū)內(nèi)A-型花崗巖的稀土元素分餾模式表現(xiàn)出特征性的“四素組效應(yīng)”(tetrad effect)和極強(qiáng)的負(fù)Eu異常(δEu=0.04～0.14)(圖3c、表1)?！八乃亟M效應(yīng)”是一種罕見(jiàn)的稀土元素分餾模式，僅見(jiàn)于高度演化的巖漿中，為巖漿向高溫?zé)嵋哼^(guò)渡產(chǎn)物所具有的特征(Bau, 1996; Irberetal., 1997)。與稀土元素的四素組效應(yīng)相對(duì)應(yīng)，巖石中其他一些微量元素的行為也有明顯的變異，表現(xiàn)在：K/Rb比值普遍較低，介于59～134之間，而一般花崗巖類的K/Rb比值大于150；K/Ba比值高(261～1678)，而一般大陸巖石的K/Ba比值小于50；Zr/Hf比值低，僅為19.91～24.95，而大多數(shù)大陸巖石的Zr/Hf比值集中在38±2附近。在不相容微量元素蛛網(wǎng)圖上，它們表現(xiàn)出強(qiáng)烈富集Rb、Th和U，強(qiáng)烈虧損Ba和Sr (圖3d)的特征。雖然巖漿演化過(guò)程中堿性長(zhǎng)石的分離結(jié)晶可導(dǎo)致殘留巖漿中Ba-Sr-Eu發(fā)生顯著虧損，但巖漿演化到后期發(fā)生的熔體-流體相互作用可能也起著重要影響。這些巖體中鋯石顆粒的外緣多具黑色的環(huán)邊(圖4)，也佐證了熔體-流體相互作用事件的存在。

與其形成顯著對(duì)照的是棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖，稀土元素的含量普遍較低，輕、重稀土元素之間的分餾程度較強(qiáng)((La/Yb)N=14.97)、負(fù)Eu異常弱(Eu/Eu*=0.77)、稀土元素分餾模式無(wú)“四素組效應(yīng)”而呈較平滑的右傾型(圖3a)。在不相容微量元素蛛網(wǎng)圖上，棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖雖然也顯示出明顯的富集Rb、Th和U，但Ba和Sr的負(fù)異常不明顯，明顯虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb和Ta (圖3b)。

楊溪二長(zhǎng)花崗巖的地球化學(xué)特征介于上述兩類巖石之間，其中稀土元素特征表現(xiàn)為較高的稀土元素含量、中等程度的稀土元素分餾((La/Yb)N=8.24)、中等程度的負(fù)Eu異常(Eu/Eu*=0.41)。不相容微量元素蛛網(wǎng)圖上表現(xiàn)為較高的Rb、Th和U含量，弱虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb和Ta，Ba和Sr的虧損程度較強(qiáng)。

圖3 皖浙交界晚中生代花崗類巖體的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Boynton, 1984)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化不相容元素蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)球粒隕石數(shù)值據(jù)；原始地幔數(shù)值據(jù)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

4.2 Sr、Nd同位素組成

表2為采自這些巖體樣品的Sr-Nd同位素組成。其中棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖樣品的87Sr/86Sr初始值為0.7096，εNd(t)值為-6.79，t2DM為1.49Ga，為中元古代的Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡。采自楊溪二長(zhǎng)花崗巖體樣品的87Sr/86Sr初始值為0.7069，明顯低于棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖的87Sr/86Sr初始值；εNd(t)值為-6.34，略高于棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖樣品的εNd(t)值；t2DM為1.44Ga，稍年輕于棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖的Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡。

伏嶺巖體、順溪巖體以及鳩莆山巖體三個(gè)典型的A-型花崗巖體由于均具很高的87Rb豐度，高的87Rb含量會(huì)對(duì)87Sr的測(cè)定造成嚴(yán)重干擾(87Rb和87Sr的同質(zhì)異位素重疊)，加之很高的87Rb/86Sr比值，即使很小的分析誤差都會(huì)造成計(jì)算得到的87Sr/86Sr初始值因減扣過(guò)度或不足而顯著偏離其真實(shí)值，甚至出現(xiàn)明顯不合理的數(shù)值。表2可見(jiàn)，計(jì)算獲得的這些巖體的87Sr/86Sr初始值均小于0.7000，明顯不合理。這些正長(zhǎng)花崗巖-堿長(zhǎng)花崗巖的εNd(t)值比較一致，介于-5.94～-5.67之間，略高于楊溪二長(zhǎng)花崗巖體的εNd(t)值(-6.34)。t2DM為1.39～1.41Ga，略年輕于楊溪二長(zhǎng)花崗巖體和棧岱頭花崗閃長(zhǎng)巖的T2DM值，也是研究區(qū)最年輕的Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡，指示A-型花崗巖中可能包含相對(duì)較多的新生幔源物質(zhì)。

圖4 區(qū)內(nèi)部分巖體的鋯石CL圖像Fig.4 CL images of dated zircon crystals from the granitoid bodies in the border between Anhui and Zhejiang provinces

4.3 鋯石U-Pb年齡

4.3.1 棧岱頭巖體的侵位時(shí)間

本次研究對(duì)采自棧岱頭巖體樣品(WN13-271)中的30顆鋯石進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)11、21和27的206Pb/238U表面年齡分別為403±4Ma、690±8Ma和840±10Ma，為繼承或俘獲的鋯石。分析點(diǎn)30的206Pb/238U表面年齡為146±2Ma，略低于大多數(shù)分析點(diǎn)的結(jié)果，不參與計(jì)算。其余26個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的加權(quán)平均年齡為150.5±0.8Ma (圖5a)，該年齡可代表?xiàng)ａ奉^巖體侵位的時(shí)間。

4.3.2 楊溪巖體的侵位時(shí)間

采自楊溪巖體樣品(WN-317)中的鋯石從CL圖像上可分為兩類：一類發(fā)育密切的震蕩生長(zhǎng)環(huán)帶(圖4b, g)，另一類鋯石顆粒僅在邊部發(fā)育稀疏的環(huán)帶(圖4f)，兩類鋯石的年齡無(wú)明顯差別。本次研究共對(duì)該樣品中的21顆鋯石進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)3的206Pb/238U表面年齡為235±5Ma，為繼承或俘獲的鋯石。分析點(diǎn)9和12的206Pb/238U表面年齡分別為115±3Ma和110±2Ma，明顯低于大多數(shù)分析點(diǎn)的結(jié)果，不參與計(jì)算。其余18個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的加權(quán)平均年齡為129.7±1.4Ma (圖5b)。對(duì)于楊溪巖體，Wuetal. (2012)和Yueetal. (2020)曾分別測(cè)得其LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為136±2Ma和135±2Ma，略早于本次研究獲得的年齡值。

圖5 花崗巖類侵入巖樣品中鋯石的206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖Fig.5 Concordia diagrams of U-Pb analytical points for zircons from granitoid intrusive in the border between Anhui and Zhejiang provinces

4.3.3 伏嶺巖體的侵位時(shí)間

樣品WN-315采自伏嶺巖體的主體，其中的鋯石呈短柱狀，與柱面相比，錐面總體不發(fā)育。鋯石顆粒的內(nèi)部常含有其他礦物包裹體，CL圖像上見(jiàn)有清晰的生長(zhǎng)環(huán)帶，有些顆粒的外圈有黑色的環(huán)邊(圖4g, j, l)，可能是巖漿演化到后期與高溫?zé)嵋合嗷プ饔玫慕Y(jié)果，這與全巖稀土元素的四素組效應(yīng)所示的可能曾經(jīng)發(fā)生過(guò)熔體-流體強(qiáng)烈相互作用的結(jié)論是一致的。本次研究共對(duì)該樣品中的18個(gè)鋯石顆粒進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)2的206Pb/238U表面年齡為140±5Ma，明顯高于大多數(shù)分析點(diǎn)，不參與計(jì)算。分析點(diǎn)8和18的206Pb/238U表面年齡分別為85±2Ma和115±4Ma，明顯低于其他分析點(diǎn)，且與區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)的歷史不符。其余15個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡非常集中，且均位于207Pb/235U～206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的加權(quán)平均年齡為132.7±1.5Ma (圖5c)，該年齡可代表伏嶺巖體的侵位時(shí)間。對(duì)于伏嶺巖體，陳芳等(2013)和Yueetal. (2020)分別測(cè)得LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為130.0±0.7Ma和131.4±1.5Ma；Wuetal. (2012)測(cè)得2個(gè)樣品的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為133±1.2Ma和130.6±1.5Ma，1個(gè)樣品的SIMS鋯石U-Pb年齡為131.8±1.1Ma。均與本次研究獲得的年齡值在誤差范圍內(nèi)一致。

樣品WN13-272采自伏嶺巖體晚期侵位的產(chǎn)物，本次研究共對(duì)該樣品中的30個(gè)鋯石顆粒進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)10、14和17的206Pb/238U表面年齡分別為123±1Ma、124±1Ma和123±2Ma，略低于大多數(shù)分析點(diǎn)。分析點(diǎn)18遠(yuǎn)離諧和線。其余26個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為128.4±0.5Ma (圖5d)，該年齡略小于伏嶺巖體主體的侵位時(shí)間，與野外接觸關(guān)系吻合，可代表伏嶺巖體晚期的侵位時(shí)間。

4.3.4 順溪巖體的侵位時(shí)間

采自順溪巖體樣品(WN-319)中的鋯石與伏嶺巖體中的鋯石類似，內(nèi)部見(jiàn)有清晰的生長(zhǎng)環(huán)帶，部分鋯石顆粒的CL圖像顏色較深，有些顆粒的外圈還有黑色的環(huán)邊(圖4m, o, p)，說(shuō)明巖漿演化到未期有明顯的U富集和發(fā)生過(guò)熔體-流體相互作用。本次研究共對(duì)該樣品中的16顆鋯石進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)2和5的206Pb/238U表面年齡分別為116±3Ma和119±2Ma，明顯低于其他分析點(diǎn)的結(jié)果。分析點(diǎn)7和15的206Pb/238U表面年齡分別為161±4Ma和160±3Ma，明顯高于其他分析點(diǎn)，均不參與計(jì)算。其余12個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的加權(quán)平均年齡為132.6±1.7Ma (圖5e)，該年齡與伏嶺巖體主體的侵位時(shí)間幾乎一致，這兩個(gè)巖體空間上相距很近且斷續(xù)相連，地球化學(xué)性質(zhì)也很相似，可能代表同一巖漿侵位到褶皺構(gòu)造不同部位的產(chǎn)物。另外，黃國(guó)成等(2012)測(cè)得順溪巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為125.5±1.1Ma和123.5±2.3Ma，明顯低于本次研究獲得的結(jié)果。

4.3.5 鳩莆山巖體的侵位時(shí)間

采自鳩莆山巖體樣品(WN-318)中的鋯石也與伏嶺巖體中的鋯石類似，內(nèi)部見(jiàn)有清晰的生長(zhǎng)環(huán)帶，部分鋯石顆粒的CL圖像顏色較深，有些顆粒的外圈還有黑色的環(huán)邊(圖4t, v, w)。本次研究共對(duì)該樣品中的21顆鋯石進(jìn)行了年齡測(cè)試，分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中分析點(diǎn)12和22的206Pb/238U表面年齡分別為715±14Ma和434±9Ma，為繼承或俘獲的鋯石。分析點(diǎn)3、9和20的206Pb/238U表面年齡分別為113±2Ma、67±1Ma和110±2Ma，明顯低于其他分析點(diǎn)，且與區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)的歷史不符。分析點(diǎn)10和11的206Pb/238U表面年齡分別為147±3Ma和145±3Ma，明顯高于大多數(shù)分析點(diǎn)的結(jié)果。其余14個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中，且均位于207Pb/235U-206Pb/238U諧和線上或其附近，它們的加權(quán)平均年齡為132.8±1.6Ma (圖5f)，該年齡可代表鳩莆山巖體的侵位時(shí)間。需要說(shuō)明說(shuō)明的是，鳩莆山巖體的年齡與鄰近的順溪巖體一致，地球化學(xué)性質(zhì)也很相似，深部可能屬同一個(gè)巖體。

5 討論

5.1 江南造山帶東段晚中生代花崗巖類的年齡格架

江南造山帶東段廣泛出露晚中生代的花崗巖類侵入體(圖1a)，對(duì)于這些侵入體的形成時(shí)間，近年來(lái)有了大量的年齡資料發(fā)表，綜合這些年齡資料可歸為三期(圖6)：

圖6 江南造山帶東段晚中生代花崗巖類侵入體的形成年齡頻率資料來(lái)源：本文；王強(qiáng)等，2004，2012；張招崇等，2007；薛懷民等，2009a；羅蘭等，2010；秦燕等，2010a，2010b；趙鵬等，2010；段留安等，2012，2015；王德恩等，2011；楊昔林等，2011；周翔等，2011，2012，2015；李雙等，2014；劉園園等，2012；彭戈等，2012；水新芳等，2012；謝建成等，2012；章邦桐等，2012；張俊杰等，2012；陳雪霏等，2013；唐燕文等，2013；周潔等，2013，2014；陳芳等，2014；白玉玲等，2015；李斌等，2015；李鵬舉等，2015；張建芳等，2015；祝紅麗等，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., 2020Fig.6 Age histograms of the Late Mesozoic granitoid bodies in the eastern Jiangnan orogen

初期階段，形成的侵入巖規(guī)模小、分布零星，主要見(jiàn)于贛東北深大斷裂帶附近的德興地區(qū)。另外，在贛西北的村前銅多金屬礦區(qū)(王強(qiáng)等，2012)、浙江建德嶺后銅礦區(qū)(賈少華等，2014)等地也有零星出露。巖性主要為花崗閃長(zhǎng)(斑)巖。同時(shí)代的火山活動(dòng)在德興-銀山地區(qū)也有少量發(fā)育(楊昔林等，2011；Wangetal., 2012)。該階段巖漿活動(dòng)的時(shí)代從～181Ma始，斷續(xù)持續(xù)到～167Ma，峰值～173Ma (圖6a)。推測(cè)這一期的巖漿活動(dòng)可能主要與贛東北深大斷裂及其派生斷裂的活動(dòng)有關(guān)。

早期階段，該階段形成的侵入體在江南造山帶東段出露廣泛，巖性為花崗閃長(zhǎng)巖-石英二長(zhǎng)巖組合，以花崗閃長(zhǎng)巖為主。同時(shí)代的火山巖僅在皖南的休寧盆地內(nèi)有少許出露。該階段巖漿活動(dòng)的時(shí)代從～153Ma始，雖然可能一直持續(xù)到～131Ma (秦燕等，2010b；Suetal., 2013)，與第三期的巖漿活動(dòng)有所重疊，但絕大多數(shù)巖體的侵位時(shí)間早于137Ma，峰值～141Ma (圖6b)。

晚期階段，該階段形成的侵入體在江南造山帶東部也有較多分布，但規(guī)模明顯不如早期的侵入體，巖性主要為堿長(zhǎng)花崗巖-正長(zhǎng)花崗巖，少數(shù)為二長(zhǎng)花崗巖。另外，贛東北的鵝湖巖體雖然地球化學(xué)性質(zhì)上與該時(shí)期的侵入巖差異懸殊(趙鵬等，2010；Jiangetal., 2011)，但形成時(shí)代類似，暫也歸于這一階段形成的侵入巖。該時(shí)期的巖體雖可單獨(dú)產(chǎn)出，但很多情況下是與早期的巖體共生組成復(fù)合巖體，如太平-黃山復(fù)合巖體、青陽(yáng)-九華山復(fù)合巖體、雷湖-牯牛降復(fù)合巖體等。本次研究的棧岱頭巖體與伏嶺巖體也可看著一對(duì)復(fù)合巖體，只是由于前者的出露規(guī)模太小。同時(shí)代的火山巖在江南造山帶東部廣泛分布(圖1a)。該階段巖漿活動(dòng)持續(xù)的時(shí)間較長(zhǎng)，從～135Ma始(Wuetal., 2012；馬芳等，2017; Yueetal., 2020)，到～122Ma才基本停止，個(gè)別斷續(xù)持續(xù)到～113Ma (張招崇等，2007；Songetal., 2014)，峰值～128Ma (圖6c)。其起始時(shí)間與早期的巖漿活動(dòng)有所重疊，表明區(qū)域巖漿活動(dòng)的不均衡性和不同步性。

5.2 巖漿成因

包括研究區(qū)在內(nèi)江南造山帶東段晚中生代花崗巖類侵入巖的成因，首先涉及到一般中酸性巖漿的成因，現(xiàn)有的成因機(jī)理主要包括鎂鐵質(zhì)巖漿的分異演化、地殼物質(zhì)的重熔、性質(zhì)不同的巖漿(一般指幔源巖漿和殼源巖漿)混合、地殼物質(zhì)同化幔源巖漿等多種觀點(diǎn)。整個(gè)江南造山帶東段晚中生代出露的主要是花崗質(zhì)-流紋質(zhì)巖石，基性巖類(玄武巖、輝長(zhǎng)巖等)所占比例很小，因此，大量的中酸性-酸性巖漿不可能由鎂鐵質(zhì)巖漿通過(guò)分異演化而來(lái)；同樣，由于鎂鐵質(zhì)巖石的出露非常稀少，地殼物質(zhì)同化幔源巖漿也不起主要作用。剩下的只有地殼物質(zhì)重熔和性質(zhì)不同的巖漿混合兩種機(jī)理。當(dāng)然，地殼物質(zhì)的同化混染可能在有些巖體的演化中也起一定作用。另一方面，區(qū)內(nèi)三期侵入巖彼此之間不但在形成時(shí)間上有明顯的間隔，在分布格局、地球化學(xué)性質(zhì)(尤其是同位素組成上)也各具特色，反映巖漿源區(qū)、成因過(guò)程等方面可能存在的差異。

5.2.1 初期階段的源區(qū)性質(zhì)與巖漿成因

對(duì)于主要分布在贛東北德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖的成因，基于其地球化學(xué)上具有埃達(dá)克質(zhì)特征，近年來(lái)提出的觀點(diǎn)主要包括：

(1)加厚的不成熟大陸下地殼的部分熔融(Wangetal., 2012)，Liuetal. (2012)認(rèn)為的新元古代殘余島弧部分熔融的觀點(diǎn)以及Houetal. (2011)提出的增厚鎂鐵質(zhì)下地殼(50～60km)部分熔融的觀點(diǎn)與其具有可比性，但后者同時(shí)強(qiáng)調(diào)少量新生幔源巖漿的滲入，尤其是對(duì)于Cu元素的帶入所起的貢獻(xiàn)；

(2)拆沉到巖石圈地幔中的下地殼部分熔融(王強(qiáng)等，2004；Wangetal., 2006)，在這個(gè)模型中，拆沉的下地殼被周圍相對(duì)較熱的地幔加熱并發(fā)生部分熔融?？梢栽O(shè)想，該模型形成的原始巖漿在上升過(guò)程中，通過(guò)地幔巖帶時(shí)會(huì)與周圍的地幔巖發(fā)生相互作用，導(dǎo)致巖漿中往往具有較高的MgO及Cr、Ni等過(guò)渡元素含量。

上述兩類觀點(diǎn)的共同之處都認(rèn)為巖漿起源于高壓環(huán)境下下地殼物質(zhì)的部分熔融，所不同的是達(dá)到高壓的機(jī)理。一是通過(guò)地殼加厚在其下部獲得高壓環(huán)境，另一則是通過(guò)下地殼拆沉到巖石圈地幔中獲得高壓環(huán)境。當(dāng)然，對(duì)于具埃達(dá)克質(zhì)特征的巖石成因，高壓熔融也并非唯一的解釋。如Gaoetal. (2009)曾發(fā)現(xiàn)贛東北地區(qū)一些新元古代的變質(zhì)斜長(zhǎng)花崗巖也具埃達(dá)克質(zhì)特征，并認(rèn)為它們是由母巖漿通過(guò)角閃石以及一些副礦物(如磷灰石和鈦鐵礦)的分離結(jié)晶形成的。

除了上述兩個(gè)模型外，其他的模型還有洋脊俯沖模型(Wangetal., 2011)、俯沖的洋底沉積物部分熔融模型(Zhouetal., 2012)等。前者與區(qū)域巖漿巖的分布特征及遷移規(guī)律不符，后者與德興花崗閃長(zhǎng)斑巖普遍具有高的εNd(t)值(接近球粒隕石)和εHf(t)值，低的87Sr/86Sr初始值不相容。

贛東北德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖以高的Sr含量及La/Yb和Sr/Y比值，低的Y和Yb含量為特征，具有埃達(dá)克質(zhì)特征(Wangetal., 2006)，這從圖7a, b中也可清楚地看出，表明源區(qū)部分熔融過(guò)程中有富含重稀土元素的礦物如石榴石和角閃石殘留。另一方面，這些巖石地球化學(xué)上普遍具有島弧巖漿巖的特征，但空間上，贛東北及其鄰近地區(qū)晚中生代并不具備島弧形成的條件，這種島弧特征應(yīng)是繼承自巖漿源區(qū)。值得注意的是，由于德興地區(qū)的花崗閃長(zhǎng)(斑)巖普遍遭受到較強(qiáng)的熱液蝕變，而Na和K都屬于活潑元素，極易受到熱液蝕變的干擾，現(xiàn)分析獲得的Na2O、K2O含量未必能代表巖體形成時(shí)的實(shí)際情況，這從它們的Na2O/K2O比值變化范圍很廣也說(shuō)明了這一點(diǎn)(圖7d)。因此，德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖是屬于鈉質(zhì)還是鉀質(zhì)埃達(dá)克巖，已難有定論。此外，贛東北德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖還表現(xiàn)出相對(duì)較高的MgO含量，類似于拆沉下地殼來(lái)源的埃達(dá)克巖或俯沖洋殼來(lái)源的埃達(dá)克巖(圖7c)，但鎂在熱液蝕變中也屬于活潑元素(Kelepertsisetal., 1987; McHenry, 2009)，其相對(duì)高M(jìn)g的特征是否反映巖漿形成時(shí)的情況，即能否作為下地殼拆沉到巖石圈地幔中的證據(jù)(Wangetal., 2006)尚需進(jìn)一步研究。不僅如此，如果該時(shí)期的巖漿起源于拆沉的下地殼部分熔融，可以設(shè)想，巖漿作用波及到的范圍和規(guī)模都應(yīng)較大(因?yàn)槟軌虿鸪恋降蒯Ｖ械南碌貧ぃ潴w積自然不會(huì)太小)，這與德興地區(qū)～173Ma的巖漿巖出露零星的現(xiàn)象不吻合。

圖7 江南造山帶東段晚中生代不同期次侵入巖的地球化學(xué)特征對(duì)比圖(a) (La/Yb)N-YbN關(guān)系圖(Martin, 1986)；(b) Sr/Y-Y關(guān)系圖(據(jù)Defant and Drummond, 1990)；(c) MgO-SiO2關(guān)系圖，圖上不同類型埃達(dá)克巖的范圍據(jù)Wang et al., 2006.資料來(lái)源：本文；張虹等，2005；張招崇等，2007；薛懷民等，2009b；張舒等，2009；羅蘭等，2010；王德恩等，2011；劉園園等，2012；謝建成等，2012；張俊杰等，2012；周翔等，2012；陳雪霏等，2013；周潔等，2013，2014；陳芳等，2014；李雙等，2014；白玉玲等，2015；張建芳等，2015；祝紅麗等，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. 圖8圖例同此圖Fig.7 Geochemical characteristics of different stages of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt

德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖的Nd同位素組成較均一，且具有相對(duì)虧損的特征，εNd(t)值處于0附近(介于-1.5～+1.5之間)，類似于地球的平均值(圖8)，明顯高于江南造山帶東段晚中生代其他兩期侵入巖的εNd(t)值(比較圖9a與圖9c, e)。Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡(t2DM)主要介于0.9～1.1Ga之間，峰值約1.0Ga (圖9b)，明顯小于江南造山帶東段晚中生代其他兩期侵入巖的t2DM值(比較圖9b與圖9d, f)。它們的87Sr/86Sr初始值總體較低(圖8)，部分樣品中較高的87Sr/86Sr初始值可歸因于后期熱液蝕變導(dǎo)致Rb-Sr體系未能保持封閉狀態(tài)。

與具較高的εNd(t)值相對(duì)應(yīng)，德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖中鋯石的Hf同位素普遍具有虧損的特征，εHf(t)值介于+1～+7之間，峰值約+5 (圖10a)，明顯高于江南造山帶東段晚中生代其他兩期侵入巖中鋯石的εHf(t)值(比較圖10a與圖10c, e)。Hf同位素虧損地幔的二階段模式年齡(tDM(2Hf))介于0.7～1.7Ga，峰值約1.0Ga (圖10b)，明顯小于江南造山帶東段晚中生代其他兩期侵入巖的tDM(2Hf)值(比較圖10b與圖10d, f)。江南造山帶東段晚中生代初期階段形成的侵入巖與其他兩期侵入巖之間在同位素組成上的巨大差異，指示它們之間具有明顯不同的源區(qū)性質(zhì)。

圖8 江南造山帶東段晚中生代不同期次侵入巖的εNd(t)與初始87Sr/86Sr值關(guān)系圖資料來(lái)源：本文；王強(qiáng)等，2004；薛懷民等，2009b；張舒等，2009；劉園園等，2012；周翔等，2012；周潔等，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. 圖9資料來(lái)源同此圖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

由此可見(jiàn)，初期階段形成于德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖中Nd、Hf同位素組成較均一，且具虧損的特征。結(jié)合其相對(duì)高的207Pb/204Pb比值(Wangetal., 2012)和鋯石的O同位素組成具有地幔特征(Liuetal., 2012)，所有這些無(wú)不暗示地幔物質(zhì)在其成因中所起的重要作用。但這里所指的地幔物質(zhì)既可是新生的，也可是較早形成但未經(jīng)歷過(guò)表層環(huán)境的改造。它們的Nd和Hf同位素的虧損地幔二階段模式年齡的峰值均為～1.0Ga，為新元古代的模式年齡。結(jié)合其地球化學(xué)上具有的埃達(dá)克質(zhì)和島弧巖漿巖的特征，推測(cè)其巖漿源區(qū)最有可能是新元古代洋殼大致沿江山-紹興斷裂帶向北俯沖，地幔楔部分熔融形成的玄武巖漿底侵到地殼底部，冷卻形成的玄武巖。另外，德興花崗閃長(zhǎng)斑巖中一些鎂鐵質(zhì)包體的存在，雖然暗示可能存在新生地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)和巖漿混合作用，但其相對(duì)均一的Nd、Hf同位素組成表明，即使存在著與新生幔源巖漿的混合作用，其貢獻(xiàn)也較微弱。另一方面，德興花崗閃長(zhǎng)巖中很少有老的繼承鋯石存在(王強(qiáng)等，2004)，說(shuō)明古老地殼物質(zhì)(這里主要指中元古代及其更古老的變質(zhì)基底)的貢獻(xiàn)也不明顯。

需要說(shuō)明的是，初期階段形成的巖漿巖地球化學(xué)上的共同特點(diǎn)是都具埃達(dá)克質(zhì)及島弧巖漿巖的特征，表明其成因具有可比性。但與德興地區(qū)花崗閃長(zhǎng)(斑)巖的成分變化范圍較窄不同，其他地區(qū)成分的變化范圍相對(duì)較廣。如贛東北銀山地區(qū)火山-侵入雜巖的SiO2含量介于59.25%～79.45% (Wangetal., 2012)，從中性到硅質(zhì)都有，可能意味著分離結(jié)晶作用的存在。

5.2.2 早期階段的源區(qū)性質(zhì)與巖漿成因

該階段形成的侵入巖分布廣、規(guī)模大，成分變化范圍廣，SiO2含量主要介于62.0%～72.0%區(qū)間，少數(shù)偏酸性樣品的SiO2含量甚至高達(dá)75.0%以上(白玉玲等，2015)。富鋁是該階段巖漿巖的普遍特征之一，但對(duì)于這些花崗巖類侵入巖的成因類型，部分學(xué)者認(rèn)為屬于S-型(Jiangetal., 2011)，當(dāng)然也有認(rèn)為屬于I-型(周翔等，2011，2012)，甚至有學(xué)者認(rèn)為，是由于幔源物質(zhì)的加入，導(dǎo)致巖石成因類型從S-型變?yōu)镮-型(周翔等，2012)。該階段形成的侵入巖地球化學(xué)性質(zhì)上大多數(shù)也具有埃達(dá)克質(zhì)的特征，表現(xiàn)出高的Sr含量及La/Yb和Sr/Y比值，低的Y和Yb含量(圖7a, b)。其成因目前也主要有加厚的玄武質(zhì)下地殼部分熔融(周潔等，2013，2014)和下地殼拆沉到地幔中再發(fā)生部分熔融(Zhuetal., 2014)兩種不同的觀點(diǎn)。但與初期階段形成于德興地區(qū)的花崗閃長(zhǎng)(斑)巖相比，該階段形成的侵入巖，其La/Yb和Sr/Y比值略偏小(圖7a, b)，可能暗示源區(qū)部分熔融的壓力有所下降，富含重稀土元素的礦物殘留量有所減少。尤其是，這些巖石中的MgO含量明顯較低，處在加厚下地殼來(lái)源的埃達(dá)克巖范圍內(nèi)(圖7c)，其低的MgO含量不支持下地殼拆沉到地幔中再發(fā)生部分熔融的觀點(diǎn)。

雖然地球化學(xué)上都具埃達(dá)克質(zhì)及島弧巖漿巖的特征，暗示它們的成因都兼具島弧性質(zhì)的巖漿源區(qū)和部分熔融過(guò)程中的高壓環(huán)境。但該階段形成的巖石與初期階段相比在Sr、Nd、Hf同位素組成上存在很大的差異(圖8、圖9、圖10)，暗示彼此之間具有完全不同的巖漿源區(qū)。與后者總體表現(xiàn)出虧損且相對(duì)均一的同位素組成不同，前者的同位素組成均呈富集型且變化范圍廣(圖8)，指示復(fù)雜的殼源組分特征。它們的87Sr/86Sr初始值介于0.7066～0.7121之間，大多集中在0.707～0.711區(qū)間。εNd(t)值主要介于-9～-4之間，個(gè)別達(dá)-13左右，峰值約-7(圖9c)，Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡的跨度大，主要介于1.3～1.65Ga之間，個(gè)別達(dá)2.0Ga，峰值約1.5Ga (圖9d)。該階段形成的侵入巖中鋯石的εHf(t)值主要介于-10～+2之間，峰值約-6 (圖10c)，Hf同位素虧損地幔二階段模式年齡跨度大，主要介于1.2～2.4Ga之間，峰值約2.1Ga (圖10d)。對(duì)比這些花崗巖的Nd同位素組成與江南造山帶新元古代淺變質(zhì)沉積巖和正變質(zhì)巖的同位素組成(參見(jiàn)圖8)，可以發(fā)現(xiàn)它們總體介于Nd同位素演化的包絡(luò)線之間，加之總體過(guò)鋁質(zhì)的特征，說(shuō)明副變質(zhì)巖和正變質(zhì)巖均參與了部分熔融過(guò)程。

圖9 江南造山帶東段晚中生代侵入巖的εNd(t)及二階段模式年齡直方圖Fig.9 εNd(t) and t2DM histograms of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt

圖10 江南造山帶東段晚中生代侵入巖中鋯石的εHf(t)及二階段模式年齡直方圖資料來(lái)源：羅蘭等，2010；王德恩等，2011；劉園園等，2012；張俊杰等，2012；陳雪霏等，2013；周潔等，2013，2015；李雙等，2014；祝紅麗等，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.圖11資料來(lái)源同此圖Fig.10 εHf(t) and tDM(2Hf) histograms of Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt

圖11 江南造山帶東段晚中生代侵入巖中鋯石的εHf(t)與年齡關(guān)系圖Fig.11 Age vs. εHf(t) diagrams of zircons from the Late Mesozoic intrusive rocks in the eastern part of Jiangnan orogenic belt

圖9和圖10清楚顯示，該階段形成的侵入巖具有江南造山帶東段晚中生代三期侵入巖中最低的εNd(t)值和εHf(t)值，最老的Nd和Hf同位素模式年齡，指示巖漿源區(qū)不僅以殼源為主，而且古老的地殼物質(zhì)(包括經(jīng)歷過(guò)表生作用的地殼物質(zhì))占了重要地位。古元古代，甚至晚太古代繼承鋯石的存在(張智宇等，2011；周潔等，2013，2014；李雙等，2014)也證明了這一點(diǎn)。不僅如此，這些巖體內(nèi)中-新元古代繼承鋯石核的存在(王德恩等，2011；周翔等，2011；張俊杰等，2012；陳雪霏等，2013；周潔等，2013，2014，2015)、白堊紀(jì)鋯石和中元古代-新元古代繼承鋯石的Hf同位素處于相似的地殼演化線上(圖11)，也暗示它們的巖漿源區(qū)主要為中-新元古代的地殼物質(zhì)。該階段形成的巖體中鋯石的CeⅣ/CeⅢ比值普遍較高(張俊杰等，2012；李雙等，2014；祝紅麗等，2015)，鋯石高的氧逸度，結(jié)合其全巖普遍富鋁的特征，表明其源區(qū)可能經(jīng)歷過(guò)表生作用過(guò)程或受到了俯沖的洋殼物質(zhì)影響。

由此可見(jiàn)，能夠同時(shí)滿足上述條件的巖漿源區(qū)應(yīng)是包括了古老的地殼物質(zhì)和新元古代島弧巖漿巖混合而成的下地殼，古老地殼物質(zhì)與新元古代新生島弧巖漿巖不同比例的混雜，造成了源區(qū)同位素組成大的變化范圍。這種古老地殼與新元古代新生地殼的混合體在高壓下發(fā)生部分熔融，形成的巖漿地球化學(xué)性質(zhì)上兼具埃達(dá)克質(zhì)和島弧的特征。

另一方面，該階段形成侵入巖中普遍存在巖漿混合成因的暗色微粒包體(周潔等，2013，2014；張俊杰等，2012)，指示有新生幔源巖漿的參與，并發(fā)生過(guò)巖漿混合作用。較寬廣的同位素變化范圍，除了混雜的巖漿源區(qū)外，也有可能部分是由巖漿混合作用造成的。而鎂鐵質(zhì)巖石中鋯石的εHf(t)值高于區(qū)內(nèi)白堊紀(jì)富集的巖石圈地幔源巖的現(xiàn)象(Heetal., 2012)，指示了虧損軟流圈源熔體的貢獻(xiàn)。Wuetal. (2012)所進(jìn)行的鋯石Hf同位素研究也表明，這類侵入巖的成因中有少量中生代的年輕地幔物質(zhì)加入。

5.2.3 晚期階段的源區(qū)性質(zhì)與巖漿成因

該階段形成的侵入巖大多屬于典型的A-型花崗巖。現(xiàn)有的有關(guān)A-型花崗巖的成因模型主要包括幔源玄武質(zhì)巖漿廣泛的分離結(jié)晶，其中可有或沒(méi)有地殼物質(zhì)的同化混染(Andersonetal., 2003)；先前因含水長(zhǎng)英質(zhì)熔體提取而耗盡的特定大陸地殼再次部分熔融(Collinsetal., 1982; Creaseretal., 1991; Whalenetal., 1987)。江南造山帶東段晚期階段形成的A-型花崗巖往往與早期形成的I/S型花崗閃長(zhǎng)巖體共生構(gòu)成復(fù)合巖體，兩類巖體的侵位之間往往有約10 Ma的時(shí)間間隔，支持其成因是由(先前部分熔融提取出熔體后)殘留的難熔物質(zhì)再次部分熔融的觀點(diǎn)。Jiangetal. (2011)認(rèn)為，區(qū)內(nèi)A型花崗巖漿的演化還經(jīng)歷過(guò)鎂鐵質(zhì)礦物、斜長(zhǎng)石、鉀長(zhǎng)石、磷灰石及鐵鈦氧化物的分離結(jié)晶。

但該階段侵入巖的εNd(t)值主要介于-7～-2之間，峰值約為-5 (圖9e)，略高于早期侵入巖的εNd(t)值。Nd同位素虧損地幔二階段模式年齡主要介于1.1～1.5Ga之間，峰值約為1.35Ga (圖9f)，低于早期侵入巖的Nd同位素模式年齡。相應(yīng)地，該階段侵入巖中鋯石的εHf(t)值主要介于-10～0之間，峰值約為-4 (圖10e)，略高于早期侵入巖的εHf(t)值。Hf同位素虧損地幔二階段模式年齡主要介于1.0～2.5Ga之間，峰值約為1.9Ga (圖10f)，略低于早期侵入巖的Hf同位素模式年齡。指示與早期形成的侵入巖相比，晚期巖石中混入了更大比例的新生幔源物質(zhì)。即區(qū)內(nèi)巖漿作用由鈣堿性的I/S-型花崗巖轉(zhuǎn)變到堿性的A-型花崗巖，必然有過(guò)明顯的虧損地幔源加入。區(qū)內(nèi)A-型花崗巖普遍比I/S-型花崗巖具有更高的Zr飽和溫度(薛懷民等，2009b)，也從一個(gè)側(cè)面佐證了有新的來(lái)自軟流圈地幔源的巖漿補(bǔ)充到分異的巖漿房?jī)?nèi)。部分A-型花崗巖中鎂鐵質(zhì)包體的出現(xiàn)(Wongetal., 2009)也佐證了巖漿混合作用的存在。

另一方面，浙西北早白堊世的火山巖隨時(shí)間從早到晚，εNd(t)值呈增大的趨勢(shì)、87Sr/86Sr初始比值呈減小的趨勢(shì)(顏鐵增等，2005)，鋯石的εHf(t)值從早到晚也呈增大的趨勢(shì)(Liuetal., 2014)，也證明隨著時(shí)間的推移，區(qū)內(nèi)巖漿巖中新的幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)不斷增大。

當(dāng)然，先前混合了古老的地殼物質(zhì)和新元古代島弧巖漿巖的下地殼部分熔融，殘留下來(lái)的地殼物質(zhì)再次部分熔融，并混合了不同比例的新生地幔物質(zhì)，雖然較好解釋了江南造山帶東段早期形成的I/S-型花崗巖與晚期形成的A-型花崗巖的時(shí)、空組合關(guān)系，以及各自的同位素組成特征。但考慮到許多實(shí)驗(yàn)研究表明殘余模型不太可能產(chǎn)生高二氧化硅和高堿含量的A型熔體(Creaseretal., 1991)，另一種可能的解釋是I型花崗閃長(zhǎng)巖母巖漿分離結(jié)晶形成A型花崗巖。如Suetal. (2013)認(rèn)為區(qū)內(nèi)的A型花崗巖與I型花崗巖類之間是分異演化關(guān)系。斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶也可以解釋殘余A型巖漿中的高Ga/Al比值(Malvinetal., 1987)。但早期的I/S-型花崗巖與晚期的A-型花崗巖在微量元素蛛網(wǎng)圖上和REE模式圖上的巨大差異，尤其是晚期形成的A-型花崗巖所表現(xiàn)出的稀土元素四素組效應(yīng)和微量元素的non-CHARAC行為(即指元素的行為不受電荷和半徑控制)很難僅僅通過(guò)礦物的分離結(jié)晶解釋(薛懷民等，2009b)。另外，復(fù)合巖體中兩類巖體的侵位時(shí)間之間往往有約10Myr的間隔，也不支持分離結(jié)晶的觀點(diǎn)。

鵝湖巖體比較特殊，雖然也形成于晚期階段，但其演化過(guò)程中可能沒(méi)有幔源巖漿的混入(Jiangetal., 2011)，因而還是具有S-型花崗巖的地球化學(xué)特征。

5.3 巖漿作用的構(gòu)造環(huán)境和動(dòng)力學(xué)過(guò)程

5.3.1 巖漿作用的構(gòu)造環(huán)境

對(duì)于江南造山帶東段晚中生代花崗巖漿形成的構(gòu)造環(huán)境，目前還存在島弧環(huán)境(周翔等，2012；李雙等，2014)、弧后拉張或弧內(nèi)裂谷環(huán)境(Jiangetal., 2011)等不同的認(rèn)識(shí)。但中國(guó)東南部陸內(nèi)地區(qū)沒(méi)有發(fā)現(xiàn)明確的中生代弧巖漿作用的證據(jù)，其中部分巖漿巖地球化學(xué)性質(zhì)上所擁有的島弧特征可能是從巖漿源區(qū)繼承而來(lái)的，不并代表中生代形成時(shí)的構(gòu)造環(huán)境。另外，洋脊俯沖作用也被提出用來(lái)解釋揚(yáng)子地塊東北部埃達(dá)克巖的成因和銅金成礦作用(Lingetal., 2009; Liuetal., 2010)。但這一過(guò)程將產(chǎn)生高溫巖漿作用和多種巖石類型，包括紫蘇花崗巖、富鈮玄武巖和標(biāo)準(zhǔn)的洋脊玄武巖(N-MORB)(Gengetal., 2009)，這些在揚(yáng)子地塊東北部尚未發(fā)現(xiàn)。

圖12 江南造山帶東段晚中生代巖漿作用的動(dòng)力學(xué)模型Fig.12 Dynamic model of Late Mesozoic magmatism in the eastern part of Jiangnan orogenic belt

對(duì)于區(qū)內(nèi)晚中生代巖漿作用的動(dòng)力學(xué)機(jī)制，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為與古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖及隨后俯沖板片的后撤密切相關(guān)。但俯沖的不同階段在華南東部產(chǎn)生的效應(yīng)存在著差異，初期階段(中侏羅世)形成于德興-銀山地區(qū)的火成巖可能是古太平洋板塊俯沖的早期，作為對(duì)華南板塊邊緣遠(yuǎn)場(chǎng)應(yīng)力的構(gòu)造響應(yīng)，沿贛東北深斷裂帶發(fā)生的局部陸內(nèi)伸展環(huán)境(Wangetal., 2012)；早期階段I/S-型花崗巖的形成可能與太平洋板塊平俯沖之后的回撤作用有關(guān)(陳雪霏等，2013；祝紅麗等，2015)；而晚期的A-型花崗巖可能形成于弧后伸展或大陸弧裂谷的開(kāi)始階段(Yangetal., 2012)。指示一種擠壓后的應(yīng)力松弛到持續(xù)拉張伸展的構(gòu)造背景下，地殼和巖石圈地幔逐漸變薄，軟流圈不斷上涌，先后觸發(fā)了早先(晚三疊世-早侏羅世)因陸內(nèi)造山而加厚的地殼底部變質(zhì)玄武巖及下地殼變質(zhì)沉積巖/變質(zhì)火成巖混雜體的部分熔融。

中國(guó)東南大陸腹地白堊紀(jì)雙峰火山巖、板內(nèi)鎂鐵質(zhì)巖、裂谷盆地和變質(zhì)核雜巖組合的發(fā)育也證明巖石圈的伸展環(huán)境。在伸展體制下，上升的軟流圈不僅為地殼的部分熔融提供了足夠的熱能，軟流圈幔源巖漿還可底侵到殼幔過(guò)渡帶，或沿深斷裂向上運(yùn)移，并參與到花崗巖的形成過(guò)程中。可以設(shè)想，隨著拉張作用的持續(xù)，地幔巖漿作用的不斷擴(kuò)大和加強(qiáng)，會(huì)導(dǎo)致軟流圈、巖石圈地幔和下地殼之間發(fā)生廣泛的相互作用，所形成的巖漿在上升定位和冷卻固結(jié)過(guò)程中又會(huì)與通道及周壁的地殼圍巖發(fā)生相互作用。因此，區(qū)內(nèi)晚中生代形成的多階段花崗巖體是多層圈復(fù)雜相互作用的產(chǎn)物，不同期次花崗巖體中各層圈的貢獻(xiàn)則有所差異。

5.3.2 巖漿作用的動(dòng)力學(xué)過(guò)程

根據(jù)上述討論，大致可重溯江南造山帶東段晚中生代巖漿作用的大致過(guò)程如下：

(1)準(zhǔn)備階段

～900Ma前的新元古代中期，位于華夏地塊與揚(yáng)子地塊之間的洋殼大致沿江山-紹興斷裂帶向北俯沖到揚(yáng)子板塊之下，俯沖板片的脫水造成上覆地幔楔發(fā)生部分熔融，形成島弧型火山-侵入雜巖。與此同時(shí)，部分玄武質(zhì)巖漿底侵到殼-幔過(guò)渡帶，冷卻成新生地殼；還有部分玄武質(zhì)巖漿注入到下地殼，與古老的地殼物質(zhì)(古元古代-中元古代，甚至晚太古代地殼物質(zhì))混雜(圖12a)，形成新的下地殼。

晚三疊世-中侏羅世初，江南造山帶東段發(fā)生陸內(nèi)造山作用，表現(xiàn)為北側(cè)大別造山帶的前陸發(fā)生向南的逆沖推覆，南側(cè)的華夏板塊向北推擠，導(dǎo)致區(qū)內(nèi)地殼(乃至整個(gè)巖石圈)發(fā)生顯著增厚(圖12b)。

(2)初期階段

大致中侏羅世起，隨著古太平洋板塊向歐亞大陸板塊的俯沖，研究區(qū)遠(yuǎn)離俯沖帶，作為對(duì)俯沖作用的遠(yuǎn)距離構(gòu)造響應(yīng)，沿贛東北深斷裂帶發(fā)生伸展，可能還伴有軟流圈的局部上涌，導(dǎo)致增厚的地殼底部(新元古代底侵形成的)玄武巖發(fā)生部分熔融，所形成的巖漿快速上侵到地殼淺部冷卻結(jié)晶形成德興花崗閃長(zhǎng)斑巖(圖12c)。在此過(guò)程中，中、上地殼物質(zhì)的混染作用較微弱。由于巖漿源區(qū)主要是新元古代底侵到殼-幔過(guò)渡帶的玄武巖，形成于島弧環(huán)境，因此，德興花崗閃長(zhǎng)斑巖對(duì)應(yīng)Nd、Hf同位素具有虧損的特征，地球化學(xué)上兼具島弧和埃達(dá)克質(zhì)特征。

(3)早期階段

隨著俯沖作用的進(jìn)行，俯沖板片發(fā)生后撤，俯沖角度也逐漸變陡，區(qū)域應(yīng)力狀態(tài)總體處于擠壓后的應(yīng)力松弛或開(kāi)始轉(zhuǎn)為拉張環(huán)境。新生的幔源巖漿底侵到殼-幔界面附近，不僅為先前已增厚的下地殼發(fā)生部分熔融提供了足夠的熱能，而且還提供了一些新生物質(zhì)。由于源區(qū)是由古老的地殼物質(zhì)和新元古代注入玄武巖混合而成，由其部分熔融形成的巖漿地球化學(xué)上既具有島弧特征，又具富集性，該性質(zhì)的埃達(dá)克質(zhì)巖漿在上升過(guò)程中，與少量軟流圈地幔來(lái)源的巖漿混合，并經(jīng)歷過(guò)礦物的結(jié)晶分異(主要是黑云母、斜長(zhǎng)石和/或鉀長(zhǎng)石)，局部可能還受到中、上地殼物質(zhì)的同化混染，形成以花崗閃長(zhǎng)巖為主體，包括石英二長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖等巖石組合(圖12d)。也有作者認(rèn)為該階段的構(gòu)造模型為俯沖的太平洋板片發(fā)生撕裂(Wuetal., 2012)，軟流圈沿撕裂帶上涌。

(4)晚期階段

隨著俯沖板片的進(jìn)一步后撤和俯沖角度的進(jìn)一步變陡，區(qū)內(nèi)處于拉張的構(gòu)造環(huán)境，可能相當(dāng)于弧后伸展或大陸弧裂谷的開(kāi)始階段(Yangetal., 2012)，且拉張伸展作用隨時(shí)間的推移持續(xù)加強(qiáng)，地殼乃至整個(gè)巖石圈的厚度顯著減薄，軟流圈上涌觸發(fā)早先部分熔融(熔體萃取后)的殘余組分再次熔融，形成A-型花崗質(zhì)巖漿，它們與部分軟流圈地幔來(lái)源的巖漿發(fā)生混合，并經(jīng)過(guò)主要為斜長(zhǎng)石和/或鉀長(zhǎng)石的礦物分離結(jié)晶，可能還伴有水-巖反應(yīng)，形成普遍具有稀土元素四分組效應(yīng)的A-型花崗巖。由于該階段形成的巖漿是在早期部分熔融基礎(chǔ)上進(jìn)一步熔融的產(chǎn)物，它們空間上往往與早期形成的I/S-型花崗巖類共生，組成復(fù)合巖體。

6 結(jié)論

(1)江南造山帶東段晚中生代花崗巖類侵入體可歸為三期：初期階段形成的侵入巖規(guī)模小、分布零星，時(shí)代主要介于181～167Ma之間，峰值約為173Ma；早期階段形成的侵入體出露廣泛，以花崗閃長(zhǎng)巖為主，時(shí)代主要介于153～137Ma之間，峰值約為141Ma；晚期階段形成的侵入體分布也較廣，巖性主要為堿長(zhǎng)花崗巖-正長(zhǎng)花崗巖，時(shí)代主要介于135～122Ma之間，峰值約為128Ma。

(2)初期和早期階段形成的花崗巖類侵入體地球化學(xué)性質(zhì)上都兼具埃達(dá)克質(zhì)及島弧型巖漿巖的特征，但兩者在Nd-Sr-Hf同位素組成上存在很大的差異，暗示不同的巖漿源區(qū)和成因過(guò)程。前者的巖漿源區(qū)為新元古代注入到地殼底部(底侵)的玄武巖，后者的巖漿源區(qū)為古老的地殼物質(zhì)和新元古代島弧巖漿巖混雜的下地殼。晚期階段形成的侵入巖地球化學(xué)上具典型的A-型花崗巖的特征，其成因可能是早期部分熔融后殘余組分再次熔融的產(chǎn)物，但其中混入了更多新生幔源物質(zhì)。

(3)江南造山帶東段晚中生代三期侵入巖成因的動(dòng)力學(xué)機(jī)制可能是太平洋板塊俯沖的遠(yuǎn)程構(gòu)造效應(yīng)下，陸內(nèi)持續(xù)拉張，軟流圈上涌觸發(fā)增厚的地殼底部玄武巖和下地殼混雜物部分熔融。隨著時(shí)間的由早到晚，部分熔融的壓力逐漸減小(地殼由加厚到減薄)、新生幔源物質(zhì)的貢獻(xiàn)不斷增大。

致謝兩位評(píng)審人對(duì)文章提了很好的修改意見(jiàn)，在此謹(jǐn)此致謝。