江南造山帶東段皖浙交界附近晚中生代花崗巖類的年代學、地球化學與層圈相互作用討論*

薛懷民

中國地質科學院地質研究所，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)，它們雖可單獨出現，但很多呈現復合巖體的面貌，這在中國東部大陸邊緣晚中生代巨型巖漿巖帶內別具特色。近十多年來，大量的同位素年代學資料顯示，早期(I/S-型花崗巖類)侵位的時間主要介于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)。雖然區域上早、晚兩期巖漿活動均持續了較長時間段，且時間上略有重疊，表明區域巖漿活動的不均衡性和不同步性。但對單一復合巖體而言，無論是早期的I/S-型花崗巖體，還是晚期的A-型花崗巖體，它們的侵位時間均較短暫，且彼此之間往往有明顯的時間間斷(～10Myr)，指示不長時間段內構造環境發生了顯著的改變(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育，它們侵位的時間介于181～167Ma之間(王強等，2004，2012；楊昔林等，2011；Liuetal., 2012; Wangetal., 2012; Zhouetal., 2012；水新芳等，2012)。統籌區內晚中生代三個時間段形成的花崗巖類侵入巖的特征及其演化規律，尤其是密切共生的I/S-型與A-型花崗巖之間成因上的內在聯系，對于確定巖漿作用的構造背景及其動力學機制的變遷意義重大。本文選擇安徽績溪和浙江臨安交界附件的若干個花崗巖類侵入體，通過鋯石U-Pb定年、元素及Sr-Nd同位素分析，結合區域對比，探討區域構造環境演變的動力學背景下，巖漿成因過程中不同圈層的貢獻及相互作用。

1 地質背景

研究區晚中生代巖漿巖的基底為江南古造山帶，一般認為它是約900～840Ma前后的新元古代，由揚子地塊和華夏地塊大致沿江山-紹興縫合帶拼合形成，造山作用主要表現為華夏地塊向北俯沖到揚子地塊之下(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)即發生拉張裂解進入南華裂谷系發育階段(吳榮新等，2005，2007；Wangetal., 2010；薛懷民等，2010)，該裂谷系可能一直延續到早古生代末(～420Ma)，揚子地塊和華夏地塊之間的洋盆才最終完全閉合形成統一的華南大陸(舒良樹，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子地塊與華北地塊先后碰撞形成統一的大陸，或因構造應力的調整，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)，總體處于雙向對沖的應力環境，導致區內的前寒武紀變質基底大面積強烈隆升以及一系列走向近東西向、向北逆沖的逆沖-推覆構造發育(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生過顯著增厚(Zhangetal., 2000)，可能就與該時期的陸內造山作用有關。

因此，區內晚中生代巖漿作用前的構造演化主要經歷過前寒武紀基底的形成、新元古代末至早古生代末的裂谷沉積、中三疊世開始的碰撞造山及隨后的板內變形三個階段，形成了三個各具特色的構造層，深刻影響著晚中生代巖漿巖的特征。

1.1 前寒武紀變質基底

江南造山帶東段現出露最老的基底為新元古代的淺變質巖系，其原巖建造在空間上存在著明顯的差異，形成時代也不盡相同。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、硅質和碳質頁巖和灰巖透鏡體，形成時代約為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-濁流復理石建造，夾少許細碧巖-角斑巖系，形成時代約為840Ma (高林志等，2008；董樹文等，2010)，略晚于皖南溪口群的形成時代。

另一方面，區內新元古代-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。揚子地塊核部已獲得的最老年齡高達3.8Ga (Zhangetal., 2006)，巖性包含高級變質的TTG片麻巖，變沉積巖及角閃巖等(Gaoetal., 1999; Qiuetal., 2000)，不排除區內也存在這些古老的地殼基底，只是沒有出露地表。

1.2 南華裂谷系沉積蓋層

區內南華裂谷系包括震旦系下統的淺變質火山-沉積巖系以及震旦系中、上統和早古生代的沉積巖兩部分。

江南造山帶東段震旦系下統的淺變質火山-沉積巖系在浙西北地區被稱為河上鎮群，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，形成時代～780Ma (Lietal., 2003; 薛懷民等，2010；Wangetal., 2012)；在皖南地區被稱為歷口群，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、杏仁狀構造發育的中-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，形成時代與河上鎮群相當(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分布的下震旦統被稱為登山群，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雜砂巖、沉凝灰巖和中基性海相火山巖為主，葉家組下部發育玄武巖，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-沉積巖系均經歷過低綠片巖相的區域變質作用，且具寬緩的褶皺變形，并被震旦系中、上統不整合覆蓋。

江南造山帶東段早古生代地層為一套海相沉積巖系，總體為穩定環境下連續沉積的產物。其中寒武系下段主要為硅質頁巖夾碳質硅質頁巖、石煤層，含磷結核層；中段主要為含灰巖透鏡體的泥質灰巖、砂質泥質灰巖及硅質頁巖；上段主要為條帶狀灰巖、泥質灰巖。奧陶系下段主要為頁巖、粉砂質頁巖夾鈣質頁巖；中段主要為含碳質頁巖、粉砂質頁巖、硅質頁巖，夾灰巖透鏡體或層狀灰巖；上段主要為砂巖、粉砂巖、粉砂質頁巖及頁巖組成的復理石建造。志留系地層主要為粉砂巖、泥質粉砂巖、泥巖及頁巖等。受加里東運動(又名廣西運動)影響，區內在晚志留世出現巨厚的磨拉石盆地，于泥盆紀隆升為陸并遭受剝蝕。

1.3 晚古生代-早中生代沉積蓋層

與南華裂谷發育階段強烈的伸展和斷陷沉積不同，區內晚古生代起，直至中三疊世，總體處于相對穩定的陸表海環境。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、碳質頁巖、灰巖、含燧石瀝青質灰巖、白云質灰巖、鎂質粘土頁巖、硅質巖等；早-中三疊世為薄層狀灰巖與鈣質頁巖或與厚層狀灰巖互層。由于后期強烈的構造變形，它們目前的分布很局限，主要構成近東西向展布的向斜核部。

中三疊世末開始的印支運動，使江南古造山帶東段與北部的下揚子地區一樣，結束了海盆演化史。其中長江中下游地區因處在大別山造山帶的前陸，發生強烈的坳陷，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生陸內造山作用，導致基底強烈隆升、早中生代及其以前的蓋層發生強烈的褶皺和逆沖推覆，地殼(或巖石圈)顯著加厚。

圖1 皖浙交界附近地質簡圖(據地質部華東地質科學研究所,1966(1)地質部華東地質科學研究所.1966. 1:20萬旌德幅、臨安幅地質圖修改)

2 巖體地質

江南造山帶東段晚中生代的巖漿巖分布廣泛，它們在空間上表現出顯著的分區性，其中南東側(主要為坳陷帶)主要表現為中酸性-酸性火山噴發作用，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(主要為基底隆起帶)主要表現為一系列花崗巖類的侵入作用，形成眾多規模不等、類型不同的花崗巖類侵入體。它們從侵位時間、巖性組合、地球化學特征上主要分為兩類：一類為花崗閃長巖-石英二長巖組合，以花崗閃長巖為主，侵位的時間相對較早，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)；另一類以堿長花崗巖-正長花崗巖為主，少量二長花崗巖，侵位的時間相對較晚，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，區內晚中生代初期(中侏羅世)局部還零星出露了一套具典型埃達克特征的巖漿巖，巖體的規模小，巖性主要為花崗閃長(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(Wangetal., 2006)，另外，在贛西北的村前銅多金屬礦(王強等，2012)、浙江建德嶺后銅礦區(賈少華等，2014)等地也有零星出露。

本次研究區處在江南造山帶東段基底隆起帶與南東側坳陷帶的過渡地帶，出露的晚中生代花崗巖類侵入體數量較多，但規模均不大，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的變質巖系，其次為下古生代地層，個別侵入到晚中生代火山巖系中。這些巖體的分布受區域性構造控制明顯，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溪復向斜的翼部及其轉折端。

2.1 伏嶺巖體

伏嶺巖體是研究區出露規模最大的一個巖體，呈北東-南西向的長條狀展布于皖南績溪縣的龍須嶺-伏嶺-荊墈嶺-黃毛尖一帶，侵位于績溪復向斜的北東翼(圖1b)，出露面積約145km2。該巖體是由多期侵位構成的復式巖體，自早到晚大致可分為中細粒-中粗粒正長花崗巖(含斑)、中粒-中粗粒正長花崗巖、似斑狀正長花崗巖、細粒正長花崗巖等。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頁巖、碳質灰巖、泥質灰巖，南西段為新元古代溪口群的一套淺變質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-南西西向的長條狀展布于浙西北臨安市順溪鎮的石巖塢-大嶺-石門嶺一帶，出露面積約60km2。該巖性主要為中粒-中粗粒正長花崗巖，晚期出現少量細粒正長花崗巖，侵入到早期形成的中粗粒正長花崗巖中。

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花崗巖為主，具有明顯的相分帶性，分別為中央相(中粗粒結構)、過渡相(中細粒-中粒花崗結構)、邊緣相(細粒、中細粒斑狀-似斑狀結構)，據黃國成等(2012)的研究，順溪巖體北側與圍巖呈斷層接觸，傾角較陡(約50°～60°)，而南側則與圍巖呈侵入接觸關系，傾角較緩(約22°～25°)。該巖體的南西方向似與伏嶺巖體斷續相連(圖1b)，可能是由同一性質的巖漿分別侵入到復背斜軸部及轉折端部位的產物。

2.4 楊溪巖體

楊溪巖體位于伏嶺巖體的西北側，鄰近皖南地區出露規模最大的巖體—旌德花崗閃長巖體。該巖體呈北東向延長的不規則狀，出露面積約40km2，巖性主要為粗粒二長花崗巖，相帶不明顯，邊部偉晶巖脈和石英巖脈發育。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。研究區內有多個與棧岱頭巖體性質相似、形成時間相近的巖株和巖枝出露，部分被正長花崗巖體侵入，指示它們的形成時間相對較早。

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

3.2 分析方法

全巖化學成分是在核工業北京地質研究院分析測試研究中心分析的。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Finnigan-MAT公司生產的ELEMENT Ⅰ儀器(離子體質譜儀)分析的，誤差范圍一般在5%～10%。

Sm-Nd和Rb-Sr同位素是在中國地質科學院地質研究所同位素實驗室分析的，分析流程及實驗條件與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造環境判別圖(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構造環境判別圖(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

鋯石是按常規方法分選，并在雙目鏡下仔細挑純。將鋯石置于環氧樹脂中，然后磨至約一半，使鋯石內部暴露。分析點的選擇首先根據鋯石反射和透射照片進行初選，再與陰極發光照片反復對比，力求避開礦物包裹體和裂隙等缺陷。LA-ICP-MS定年測試是在北京大學地球與空間科學學院造山帶與地殼演化教育部重點實驗室進行的。激光剝蝕使用的是德國相干公司(Coherent)準分子激光器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的物質帶入等離子體質譜。質譜分析采用美國安捷倫科技有限公司電感耦合等離子體質譜儀Agilent ICP-MS 7500ce，功率1500W，冷卻氣15l/min，輔助氣1l/min，載氣0.96l/min，積分時間207Pb為50ms、204Pb為20ms、206Pb為30ms，其余同位素為10ms。信號采集時間共85s，采集信號前先用激光剝蝕3 s以去除樣品表面可能存在的污染，在進行20s的空白信號采集后開始觸發激光采集樣品信號。每5個未知樣測試1個PLESOVISE鋯石標樣；每10個未知樣測試1個91500鋯石標樣和NIST610玻璃標樣；每5個未知樣測試1個NIST612和614玻璃標樣。數據處理先應用西澳大學的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元素為內標，以NIST 610為外標；U-Pb同位素比值用PLESOVISE玻璃標樣進行元素間的分餾校正。

4 分析結果

4.1 主量和微量元素地球化學性質

全巖主量和微量元素的分析結果見表1。與江南造山帶東段絕大多數地區類似，區內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巖成分占優，其次為石英二長巖、二長花崗巖。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%區間，少數偏酸性樣品的SiO2含量甚至高達75.0%以上(白玉玲等，2015)。這些侵入巖在構造環境判別圖上都投在島弧環境，考慮到該區中生代遠離可能的俯沖帶(如中國臺灣中央山脈東側的玉里帶，曹榮龍等，1990)，不具島弧條件，說明它們的地球化學特征可能是繼承了巖漿源區的性質。區內棧岱頭花崗閃長巖體屬于此類，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花崗巖-正長花崗巖，少量二長花崗巖，它們的成分變化范圍狹窄，除個別樣品外，SiO2含量幾乎都大于75.0%，具高硅、富堿的特征。研究區內伏嶺巖體、鳩莆山巖體以及順溪巖體都屬于此類，它們在圖2a中投在堿長花崗巖-正長花崗巖區域，巖石化學上均以高硅(除個別樣品外，SiO2>75%)、相對富堿(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準化Nb/La比值接近1，沒有明顯的高場強元素異常，也為典型A-型花崗巖所具有的地球化學特征。

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上投在正長花崗巖區域，但其SiO2含量(70.47%)明顯偏低，FeOT/MgO比值(3.58)也明顯低于區內典型的A-型花崗巖(表1)，地球化學特征上總體處于早、晚兩期巖石的過渡地位。

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

棧岱頭花崗閃長巖具較低的高場強元素豐度，在花崗巖的構造環境判別圖上主要處于火山弧區域(圖2c)，結合江南造山帶東段其他花崗閃長巖體具類似的地球化學特征(薛懷民等，2009b；周翔等，2012；周潔等，2013；李雙等，2014)，推測區內早期侵位的I/S-型花崗巖類的形成背景總體處于擠壓后的松弛狀態。其中火山弧的地球化學特征可能是繼承自巖漿源區，與新元古代華夏陸塊大致沿江紹斷裂帶向揚子陸塊俯沖形成的島弧體系有關。區內的其他巖體都投在板內花崗巖區域(圖2c)，暗示晚期侵位的A-型花崗巖形成于拉張的構造環境下。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-型花崗巖區域(圖2d)，與各自巖石化學所示的特征吻合。楊溪巖體的化學成分雖然與這幾個巖體有明顯差別，但也投在了A-型花崗巖區域。值得注意的是，伏嶺巖體晚期形成的細粒正長花崗巖不是投在A-型花崗巖區域，而是投在了I-型花崗巖區域，可能與巖漿演化到晚期，上地殼物質同化混染程度的增強，導致高場強元素的豐度下降有關。

除楊溪巖體外，區內A-型花崗巖的稀土元素分餾模式表現出特征性的“四素組效應”(tetrad effect)和極強的負Eu異常(δEu=0.04～0.14)(圖3c、表1)。“四素組效應”是一種罕見的稀土元素分餾模式，僅見于高度演化的巖漿中，為巖漿向高溫熱液過渡產物所具有的特征(Bau, 1996; Irberetal., 1997)。與稀土元素的四素組效應相對應，巖石中其他一些微量元素的行為也有明顯的變異，表現在：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圖上，它們表現出強烈富集Rb、Th和U，強烈虧損Ba和Sr (圖3d)的特征。雖然巖漿演化過程中堿性長石的分離結晶可導致殘留巖漿中Ba-Sr-Eu發生顯著虧損，但巖漿演化到后期發生的熔體-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。

與其形成顯著對照的是棧岱頭花崗閃長巖，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((La/Yb)N=14.97)、負Eu異常弱(Eu/Eu*=0.77)、稀土元素分餾模式無“四素組效應”而呈較平滑的右傾型(圖3a)。在不相容微量元素蛛網圖上，棧岱頭花崗閃長巖雖然也顯示出明顯的富集Rb、Th和U，但Ba和Sr的負異常不明顯，明顯虧損高場強元素Nb和Ta (圖3b)。

楊溪二長花崗巖的地球化學特征介于上述兩類巖石之間，其中稀土元素特征表現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Eu異常(Eu/Eu*=0.41)。不相容微量元素蛛網圖上表現為較高的Rb、Th和U含量，弱虧損高場強元素Nb和Ta，Ba和Sr的虧損程度較強。

圖3 皖浙交界晚中生代花崗類巖體的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據Boynton, 1984)和原始地幔標準化不相容元素蛛網圖(標準化值據McDonough and Sun, 1995)球粒隕石數值據；原始地幔數值據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巖的87Sr/86Sr初始值；εNd(t)值為-6.34，略高于棧岱頭花崗閃長巖樣品的εNd(t)值；t2DM為1.44Ga，稍年輕于棧岱頭花崗閃長巖的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含量會對87Sr的測定造成嚴重干擾(87Rb和87Sr的同質異位素重疊)，加之很高的87Rb/86Sr比值，即使很小的分析誤差都會造成計算得到的87Sr/86Sr初始值因減扣過度或不足而顯著偏離其真實值，甚至出現明顯不合理的數值。表2可見，計算獲得的這些巖體的87Sr/86Sr初始值均小于0.7000，明顯不合理。這些正長花崗巖-堿長花崗巖的εNd(t)值比較一致，介于-5.94～-5.67之間，略高于楊溪二長花崗巖體的εNd(t)值(-6.34)。t2DM為1.39～1.41Ga，略年輕于楊溪二長花崗巖體和棧岱頭花崗閃長巖的T2DM值，也是研究區最年輕的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較多的新生幔源物質。

圖4 區內部分巖體的鋯石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間

本次研究對采自棧岱頭巖體樣品(WN13-271)中的30顆鋯石進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點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30的206Pb/238U表面年齡為146±2Ma，略低于大多數分析點的結果，不參與計算。其余26個分析點的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，它們的加權平均年齡為150.5±0.8Ma (圖5a)，該年齡可代表棧岱頭巖體侵位的時間。

4.3.2 楊溪巖體的侵位時間

采自楊溪巖體樣品(WN-317)中的鋯石從CL圖像上可分為兩類：一類發育密切的震蕩生長環帶(圖4b, g)，另一類鋯石顆粒僅在邊部發育稀疏的環帶(圖4f)，兩類鋯石的年齡無明顯差別。本次研究共對該樣品中的21顆鋯石進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點3的206Pb/238U表面年齡為235±5Ma，為繼承或俘獲的鋯石。分析點9和12的206Pb/238U表面年齡分別為115±3Ma和110±2Ma，明顯低于大多數分析點的結果，不參與計算。其余18個分析點的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，它們的加權平均年齡為129.7±1.4Ma (圖5b)。對于楊溪巖體，Wuetal. (2012)和Yueetal. (2020)曾分別測得其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，錐面總體不發育。鋯石顆粒的內部常含有其他礦物包裹體，CL圖像上見有清晰的生長環帶，有些顆粒的外圈有黑色的環邊(圖4g, j, l)，可能是巖漿演化到后期與高溫熱液相互作用的結果，這與全巖稀土元素的四素組效應所示的可能曾經發生過熔體-流體強烈相互作用的結論是一致的。本次研究共對該樣品中的18個鋯石顆粒進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點2的206Pb/238U表面年齡為140±5Ma，明顯高于大多數分析點，不參與計算。分析點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，且與區內巖漿活動的歷史不符。其余15個分析點的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間。對于伏嶺巖體，陳芳等(2013)和Yueetal. (2020)分別測得LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為130.0±0.7Ma和131.4±1.5Ma；Wuetal. (2012)測得2個樣品的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一致。

樣品WN13-272采自伏嶺巖體晚期侵位的產物，本次研究共對該樣品中的30個鋯石顆粒進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點10、14和17的206Pb/238U表面年齡分別為123±1Ma、124±1Ma和123±2Ma，略低于大多數分析點。分析點18遠離諧和線。其余26個分析點的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間，與野外接觸關系吻合，可代表伏嶺巖體晚期的侵位時間。

4.3.4 順溪巖體的侵位時間

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，內部見有清晰的生長環帶，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邊(圖4m, o, p)，說明巖漿演化到未期有明顯的U富集和發生過熔體-流體相互作用。本次研究共對該樣品中的16顆鋯石進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點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的結果。分析點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，均不參與計算。其余12個分析點的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間幾乎一致，這兩個巖體空間上相距很近且斷續相連，地球化學性質也很相似，可能代表同一巖漿侵位到褶皺構造不同部位的產物。另外，黃國成等(2012)測得順溪巖體的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果。

4.3.5 鳩莆山巖體的侵位時間

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，內部見有清晰的生長環帶，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邊(圖4t, v, w)。本次研究共對該樣品中的21顆鋯石進行了年齡測試，分析結果見表3。其中分析點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，且與區內巖漿活動的歷史不符。分析點10和11的206Pb/238U表面年齡分別為147±3Ma和145±3Ma，明顯高于大多數分析點的結果。其余14個分析點的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間。需要說明說明的是，鳩莆山巖體的年齡與鄰近的順溪巖體一致，地球化學性質也很相似，深部可能屬同一個巖體。

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)，對于這些侵入體的形成時間，近年來有了大量的年齡資料發表，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源：本文；王強等，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，形成的侵入巖規模小、分布零星，主要見于贛東北深大斷裂帶附近的德興地區。另外，在贛西北的村前銅多金屬礦區(王強等，2012)、浙江建德嶺后銅礦區(賈少華等，2014)等地也有零星出露。巖性主要為花崗閃長(斑)巖。同時代的火山活動在德興-銀山地區也有少量發育(楊昔林等，2011；Wangetal., 2012)。該階段巖漿活動的時代從～181Ma始，斷續持續到～167Ma，峰值～173Ma (圖6a)。推測這一期的巖漿活動可能主要與贛東北深大斷裂及其派生斷裂的活動有關。

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，巖性為花崗閃長巖-石英二長巖組合，以花崗閃長巖為主。同時代的火山巖僅在皖南的休寧盆地內有少許出露。該階段巖漿活動的時代從～153Ma始，雖然可能一直持續到～131Ma (秦燕等，2010b；Suetal., 2013)，與第三期的巖漿活動有所重疊，但絕大多數巖體的侵位時間早于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，但規模明顯不如早期的侵入體，巖性主要為堿長花崗巖-正長花崗巖，少數為二長花崗巖。另外，贛東北的鵝湖巖體雖然地球化學性質上與該時期的侵入巖差異懸殊(趙鵬等，2010；Jiangetal., 2011)，但形成時代類似，暫也歸于這一階段形成的侵入巖。該時期的巖體雖可單獨產出，但很多情況下是與早期的巖體共生組成復合巖體，如太平-黃山復合巖體、青陽-九華山復合巖體、雷湖-牯牛降復合巖體等。本次研究的棧岱頭巖體與伏嶺巖體也可看著一對復合巖體，只是由于前者的出露規模太小。同時代的火山巖在江南造山帶東部廣泛分布(圖1a)。該階段巖漿活動持續的時間較長，從～135Ma始(Wuetal., 2012；馬芳等，2017; Yueetal., 2020)，到～122Ma才基本停止，個別斷續持續到～113Ma (張招崇等，2007；Songetal., 2014)，峰值～128Ma (圖6c)。其起始時間與早期的巖漿活動有所重疊，表明區域巖漿活動的不均衡性和不同步性。

5.2 巖漿成因

包括研究區在內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，現有的成因機理主要包括鎂鐵質巖漿的分異演化、地殼物質的重熔、性質不同的巖漿(一般指幔源巖漿和殼源巖漿)混合、地殼物質同化幔源巖漿等多種觀點。整個江南造山帶東段晚中生代出露的主要是花崗質-流紋質巖石，基性巖類(玄武巖、輝長巖等)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巖漿通過分異演化而來；同樣，由于鎂鐵質巖石的出露非常稀少，地殼物質同化幔源巖漿也不起主要作用。剩下的只有地殼物質重熔和性質不同的巖漿混合兩種機理。當然，地殼物質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，區內三期侵入巖彼此之間不但在形成時間上有明顯的間隔，在分布格局、地球化學性質(尤其是同位素組成上)也各具特色，反映巖漿源區、成因過程等方面可能存在的差異。

5.2.1 初期階段的源區性質與巖漿成因

對于主要分布在贛東北德興地區花崗閃長(斑)巖的成因，基于其地球化學上具有埃達克質特征，近年來提出的觀點主要包括：

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

(2)拆沉到巖石圈地幔中的下地殼部分熔融(王強等，2004；Wangetal., 2006)，在這個模型中，拆沉的下地殼被周圍相對較熱的地幔加熱并發生部分熔融。可以設想，該模型形成的原始巖漿在上升過程中，通過地幔巖帶時會與周圍的地幔巖發生相互作用，導致巖漿中往往具有較高的MgO及Cr、Ni等過渡元素含量。

上述兩類觀點的共同之處都認為巖漿起源于高壓環境下下地殼物質的部分熔融，所不同的是達到高壓的機理。一是通過地殼加厚在其下部獲得高壓環境，另一則是通過下地殼拆沉到巖石圈地幔中獲得高壓環境。當然，對于具埃達克質特征的巖石成因，高壓熔融也并非唯一的解釋。如Gaoetal. (2009)曾發現贛東北地區一些新元古代的變質斜長花崗巖也具埃達克質特征，并認為它們是由母巖漿通過角閃石以及一些副礦物(如磷灰石和鈦鐵礦)的分離結晶形成的。

除了上述兩個模型外，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。前者與區域巖漿巖的分布特征及遷移規律不符，后者與德興花崗閃長斑巖普遍具有高的εNd(t)值(接近球粒隕石)和εHf(t)值，低的87Sr/86Sr初始值不相容。

贛東北德興地區花崗閃長(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，具有埃達克質特征(Wangetal., 2006)，這從圖7a, b中也可清楚地看出，表明源區部分熔融過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晚中生代并不具備島弧形成的條件，這種島弧特征應是繼承自巖漿源區。值得注意的是，由于德興地區的花崗閃長(斑)巖普遍遭受到較強的熱液蝕變，而Na和K都屬于活潑元素，極易受到熱液蝕變的干擾，現分析獲得的Na2O、K2O含量未必能代表巖體形成時的實際情況，這從它們的Na2O/K2O比值變化范圍很廣也說明了這一點(圖7d)。因此，德興地區花崗閃長(斑)巖是屬于鈉質還是鉀質埃達克巖，已難有定論。此外，贛東北德興地區花崗閃長(斑)巖還表現出相對較高的MgO含量，類似于拆沉下地殼來源的埃達克巖或俯沖洋殼來源的埃達克巖(圖7c)，但鎂在熱液蝕變中也屬于活潑元素(Kelepertsisetal., 1987; McHenry, 2009)，其相對高Mg的特征是否反映巖漿形成時的情況，即能否作為下地殼拆沉到巖石圈地幔中的證據(Wangetal., 2006)尚需進一步研究。不僅如此，如果該時期的巖漿起源于拆沉的下地殼部分熔融，可以設想，巖漿作用波及到的范圍和規模都應較大(因為能夠拆沉到地幔中的下地殼，其體積自然不會太小)，這與德興地區～173Ma的巖漿巖出露零星的現象不吻合。

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特征對比圖(a) (La/Yb)N-YbN關系圖(Martin, 1986)；(b) Sr/Y-Y關系圖(據Defant and Drummond, 1990)；(c) MgO-SiO2關系圖，圖上不同類型埃達克巖的范圍據Wang et al., 2006.資料來源：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

德興地區花崗閃長(斑)巖的Nd同位素組成較均一，且具有相對虧損的特征，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致Rb-Sr體系未能保持封閉狀態。

與具較高的εNd(t)值相對應，德興地區花崗閃長(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性質。

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值關系圖資料來源：本文；王強等，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，初期階段形成于德興地區花崗閃長(斑)巖中Nd、Hf同位素組成較均一，且具虧損的特征。結合其相對高的207Pb/204Pb比值(Wangetal., 2012)和鋯石的O同位素組成具有地幔特征(Liuetal., 2012)，所有這些無不暗示地幔物質在其成因中所起的重要作用。但這里所指的地幔物質既可是新生的，也可是較早形成但未經歷過表層環境的改造。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。結合其地球化學上具有的埃達克質和島弧巖漿巖的特征，推測其巖漿源區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，德興花崗閃長斑巖中一些鎂鐵質包體的存在，雖然暗示可能存在新生地幔物質的貢獻和巖漿混合作用，但其相對均一的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，其貢獻也較微弱。另一方面，德興花崗閃長巖中很少有老的繼承鋯石存在(王強等，2004)，說明古老地殼物質(這里主要指中元古代及其更古老的變質基底)的貢獻也不明顯。

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

5.2.2 早期階段的源區性質與巖漿成因

該階段形成的侵入巖分布廣、規模大，成分變化范圍廣，SiO2含量主要介于62.0%～72.0%區間，少數偏酸性樣品的SiO2含量甚至高達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，但對于這些花崗巖類侵入巖的成因類型，部分學者認為屬于S-型(Jiangetal., 2011)，當然也有認為屬于I-型(周翔等，2011，2012)，甚至有學者認為，是由于幔源物質的加入，導致巖石成因類型從S-型變為I-型(周翔等，2012)。該階段形成的侵入巖地球化學性質上大多數也具有埃達克質的特征，表現出高的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下地殼部分熔融(周潔等，2013，2014)和下地殼拆沉到地幔中再發生部分熔融(Zhuetal., 2014)兩種不同的觀點。但與初期階段形成于德興地區的花崗閃長(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，處在加厚下地殼來源的埃達克巖范圍內(圖7c)，其低的MgO含量不支持下地殼拆沉到地幔中再發生部分熔融的觀點。

雖然地球化學上都具埃達克質及島弧巖漿巖的特征，暗示它們的成因都兼具島弧性質的巖漿源區和部分熔融過程中的高壓環境。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。與后者總體表現出虧損且相對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區間。εNd(t)值主要介于-9～-4之間，個別達-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，個別達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沉積巖和正變質巖的同位素組成(參見圖8)，可以發現它們總體介于Nd同位素演化的包絡線之間，加之總體過鋁質的特征，說明副變質巖和正變質巖均參與了部分熔融過程。

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，指示巖漿源區不僅以殼源為主，而且古老的地殼物質(包括經歷過表生作用的地殼物質)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。不僅如此，這些巖體內中-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主要為中-新元古代的地殼物質。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，結合其全巖普遍富鋁的特征，表明其源區可能經歷過表生作用過程或受到了俯沖的洋殼物質影響。

由此可見，能夠同時滿足上述條件的巖漿源區應是包括了古老的地殼物質和新元古代島弧巖漿巖混合而成的下地殼，古老地殼物質與新元古代新生島弧巖漿巖不同比例的混雜，造成了源區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生部分熔融，形成的巖漿地球化學性質上兼具埃達克質和島弧的特征。

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，并發生過巖漿混合作用。較寬廣的同位素變化范圍，除了混雜的巖漿源區外，也有可能部分是由巖漿混合作用造成的。而鎂鐵質巖石中鋯石的εHf(t)值高于區內白堊紀富集的巖石圈地幔源巖的現象(Heetal., 2012)，指示了虧損軟流圈源熔體的貢獻。Wuetal. (2012)所進行的鋯石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加入。

5.2.3 晚期階段的源區性質與巖漿成因

該階段形成的侵入巖大多屬于典型的A-型花崗巖。現有的有關A-型花崗巖的成因模型主要包括幔源玄武質巖漿廣泛的分離結晶，其中可有或沒有地殼物質的同化混染(Andersonetal., 2003)；先前因含水長英質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型花崗閃長巖體共生構成復合巖體，兩類巖體的侵位之間往往有約10 Ma的時間間隔，支持其成因是由(先前部分熔融提取出熔體后)殘留的難熔物質再次部分熔融的觀點。Jiangetal. (2011)認為，區內A型花崗巖漿的演化還經歷過鎂鐵質礦物、斜長石、鉀長石、磷灰石及鐵鈦氧化物的分離結晶。

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。即區內巖漿作用由鈣堿性的I/S-型花崗巖轉變到堿性的A-型花崗巖，必然有過明顯的虧損地幔源加入。區內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)，也從一個側面佐證了有新的來自軟流圈地幔源的巖漿補充到分異的巖漿房內。部分A-型花崗巖中鎂鐵質包體的出現(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間從早到晚，εNd(t)值呈增大的趨勢、87Sr/86Sr初始比值呈減小的趨勢(顏鐵增等，2005)，鋯石的εHf(t)值從早到晚也呈增大的趨勢(Liuetal., 2014)，也證明隨著時間的推移，區內巖漿巖中新的幔源物質貢獻不斷增大。

當然，先前混合了古老的地殼物質和新元古代島弧巖漿巖的下地殼部分熔融，殘留下來的地殼物質再次部分熔融，并混合了不同比例的新生地幔物質，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、空組合關系，以及各自的同位素組成特征。但考慮到許多實驗研究表明殘余模型不太可能產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型花崗閃長巖母巖漿分離結晶形成A型花崗巖。如Suetal. (2013)認為區內的A型花崗巖與I型花崗巖類之間是分異演化關系。斜長石分離結晶也可以解釋殘余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-型花崗巖所表現出的稀土元素四素組效應和微量元素的non-CHARAC行為(即指元素的行為不受電荷和半徑控制)很難僅僅通過礦物的分離結晶解釋(薛懷民等，2009b)。另外，復合巖體中兩類巖體的侵位時間之間往往有約10Myr的間隔，也不支持分離結晶的觀點。

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

5.3 巖漿作用的構造環境和動力學過程

5.3.1 巖漿作用的構造環境

對于江南造山帶東段晚中生代花崗巖漿形成的構造環境，目前還存在島弧環境(周翔等，2012；李雙等，2014)、弧后拉張或弧內裂谷環境(Jiangetal., 2011)等不同的認識。但中國東南部陸內地區沒有發現明確的中生代弧巖漿作用的證據，其中部分巖漿巖地球化學性質上所擁有的島弧特征可能是從巖漿源區繼承而來的，不并代表中生代形成時的構造環境。另外，洋脊俯沖作用也被提出用來解釋揚子地塊東北部埃達克巖的成因和銅金成礦作用(Lingetal., 2009; Liuetal., 2010)。但這一過程將產生高溫巖漿作用和多種巖石類型，包括紫蘇花崗巖、富鈮玄武巖和標準的洋脊玄武巖(N-MORB)(Gengetal., 2009)，這些在揚子地塊東北部尚未發現。

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

對于區內晚中生代巖漿作用的動力學機制，多數學者認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。但俯沖的不同階段在華南東部產生的效應存在著差異，初期階段(中侏羅世)形成于德興-銀山地區的火成巖可能是古太平洋板塊俯沖的早期，作為對華南板塊邊緣遠場應力的構造響應，沿贛東北深斷裂帶發生的局部陸內伸展環境(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(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始階段(Yangetal., 2012)。指示一種擠壓后的應力松弛到持續拉張伸展的構造背景下，地殼和巖石圈地幔逐漸變薄，軟流圈不斷上涌，先后觸發了早先(晚三疊世-早侏羅世)因陸內造山而加厚的地殼底部變質玄武巖及下地殼變質沉積巖/變質火成巖混雜體的部分熔融。

中國東南大陸腹地白堊紀雙峰火山巖、板內鎂鐵質巖、裂谷盆地和變質核雜巖組合的發育也證明巖石圈的伸展環境。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渡帶，或沿深斷裂向上運移，并參與到花崗巖的形成過程中。可以設想，隨著拉張作用的持續，地幔巖漿作用的不斷擴大和加強，會導致軟流圈、巖石圈地幔和下地殼之間發生廣泛的相互作用，所形成的巖漿在上升定位和冷卻固結過程中又會與通道及周壁的地殼圍巖發生相互作用。因此，區內晚中生代形成的多階段花崗巖體是多層圈復雜相互作用的產物，不同期次花崗巖體中各層圈的貢獻則有所差異。

5.3.2 巖漿作用的動力學過程

根據上述討論，大致可重溯江南造山帶東段晚中生代巖漿作用的大致過程如下：

(1)準備階段

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

晚三疊世-中侏羅世初，江南造山帶東段發生陸內造山作用，表現為北側大別造山帶的前陸發生向南的逆沖推覆，南側的華夏板塊向北推擠，導致區內地殼(乃至整個巖石圈)發生顯著增厚(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，研究區遠離俯沖帶，作為對俯沖作用的遠距離構造響應，沿贛東北深斷裂帶發生伸展，可能還伴有軟流圈的局部上涌，導致增厚的地殼底部(新元古代底侵形成的)玄武巖發生部分熔融，所形成的巖漿快速上侵到地殼淺部冷卻結晶形成德興花崗閃長斑巖(圖12c)。在此過程中，中、上地殼物質的混染作用較微弱。由于巖漿源區主要是新元古代底侵到殼-幔過渡帶的玄武巖，形成于島弧環境，因此，德興花崗閃長斑巖對應Nd、Hf同位素具有虧損的特征，地球化學上兼具島弧和埃達克質特征。

(3)早期階段

隨著俯沖作用的進行，俯沖板片發生后撤，俯沖角度也逐漸變陡，區域應力狀態總體處于擠壓后的應力松弛或開始轉為拉張環境。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。由于源區是由古老的地殼物質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上既具有島弧特征，又具富集性，該性質的埃達克質巖漿在上升過程中，與少量軟流圈地幔來源的巖漿混合，并經歷過礦物的結晶分異(主要是黑云母、斜長石和/或鉀長石)，局部可能還受到中、上地殼物質的同化混染，形成以花崗閃長巖為主體，包括石英二長巖、二長花崗巖等巖石組合(圖12d)。也有作者認為該階段的構造模型為俯沖的太平洋板片發生撕裂(Wuetal., 2012)，軟流圈沿撕裂帶上涌。

(4)晚期階段

隨著俯沖板片的進一步后撤和俯沖角度的進一步變陡，區內處于拉張的構造環境，可能相當于弧后伸展或大陸弧裂谷的開始階段(Yangetal., 2012)，且拉張伸展作用隨時間的推移持續加強，地殼乃至整個巖石圈的厚度顯著減薄，軟流圈上涌觸發早先部分熔融(熔體萃取后)的殘余組分再次熔融，形成A-型花崗質巖漿，它們與部分軟流圈地幔來源的巖漿發生混合，并經過主要為斜長石和/或鉀長石的礦物分離結晶，可能還伴有水-巖反應，形成普遍具有稀土元素四分組效應的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上進一步熔融的產物，它們空間上往往與早期形成的I/S-型花崗巖類共生，組成復合巖體。

6 結論

(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模小、分布零星，時代主要介于181～167Ma之間，峰值約為173Ma；早期階段形成的侵入體出露廣泛，以花崗閃長巖為主，時代主要介于153～137Ma之間，峰值約為141Ma；晚期階段形成的侵入體分布也較廣，巖性主要為堿長花崗巖-正長花崗巖，時代主要介于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性質上都兼具埃達克質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和成因過程。前者的巖漿源區為新元古代注入到地殼底部(底侵)的玄武巖，后者的巖漿源區為古老的地殼物質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物，但其中混入了更多新生幔源物質。

(3)江南造山帶東段晚中生代三期侵入巖成因的動力學機制可能是太平洋板塊俯沖的遠程構造效應下，陸內持續拉張，軟流圈上涌觸發增厚的地殼底部玄武巖和下地殼混雜物部分熔融。隨著時間的由早到晚，部分熔融的壓力逐漸減小(地殼由加厚到減薄)、新生幔源物質的貢獻不斷增大。

致謝兩位評審人對文章提了很好的修改意見，在此謹此致謝。