汪相

南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京，210023

內(nèi)容提要：中國東南部存在著一系列早白堊世中—晚期I型花崗巖與A型花崗巖復(fù)合在一起的北東向巖帶。本研究選取這些巖帶中的蘇州、黃山、靈山和福州I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體，對它們開展巖相學(xué)、巖石化學(xué)和鋯石學(xué)的系統(tǒng)研究，從而首次確定：① 作為復(fù)式花崗巖體中主體相的巖性為(含普通角閃石)黑云母二長花崗巖(為典型的I型花崗巖)，由弱分異的殼源花崗巖漿結(jié)晶而成，其鋯石U-Pb年齡的平均值為127.1±1.8 Ma，代表同造山花崗巖的定位年齡；② 作為復(fù)式花崗巖體中補體相的巖性為鐵鋰云母/白云母堿長花崗巖(為典型的A2型花崗巖)，由與主體花崗巖同源的高分異花崗巖漿結(jié)晶而成，其鋯石U-Pb年齡的平均值為105.4±1.3 Ma，代表造山后花崗巖的定位年齡；③ 與這些復(fù)式花崗巖體伴生的巖漿熱液礦床中的鋯石U-Pb年齡的平均值為106.4±2.3 Ma，代表中國東南部一次大規(guī)模成礦作用的時代。結(jié)合上述研究結(jié)果、中國東南部構(gòu)造地質(zhì)資料和花崗巖漿活動及其成礦作用的年代學(xué)數(shù)據(jù)，筆者認為，庫拉板塊于早白堊世初期向歐亞大陸的俯沖作用引起中國東南部地殼深部I型花崗巖漿房的形成和部分I型花崗巖漿上升定位；擠壓高峰后，深部巖漿房中巨量的I型花崗巖漿開始漫長的分離結(jié)晶作用，導(dǎo)致巖漿房上部出現(xiàn)高度富集成礦物質(zhì)的殘余巖漿；至早白堊世末期，中國東南部的構(gòu)造環(huán)境進入伸展高峰期，深部巖漿房中高度分異的、體量極小的殘余巖漿沿著張性斷裂被動侵位；由于壓力和溫度的驟減，上升過程中的殘余花崗巖漿發(fā)生流體—熔體溶離作用而分解為含大量成礦物質(zhì)的硅質(zhì)流體和堿性過鋁質(zhì)熔體，前者形成石英脈型礦床(或云英巖型/矽卡巖型礦床)，后者形成A2型花崗巖。造成中國東南部上述花崗質(zhì)巖漿活動及其成礦作用的驅(qū)動力來源于一次新的造山作用——筆者命名其為“黃山運動”，該造山作用具有兩個標志性的時間節(jié)點：以同造山花崗巖(即I型花崗巖)的定位年齡(～127 Ma)為代表的擠壓作用高峰期和以造山后花崗巖(即A2型花崗巖)的定位年齡(～105 Ma)為代表的伸展作用高峰期，兩者之間的轉(zhuǎn)換(即構(gòu)造環(huán)境由擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)樯煺?出現(xiàn)在～110 Ma。顯然，通過嚴格地組合構(gòu)造—巖漿—成礦3種不同的地質(zhì)事件于一體，本研究恰好地揭示了中國東南部在早白堊世中—晚期的基本地質(zhì)特征。

每當(dāng)我們審視中國東南部的巖漿熱液型礦床時，會暗生疑惑：那些不同種類的金屬礦床(如：膠東金礦、德興銅礦、洋濱錫礦等)是否具有相同的形成機制？或退一步思忖，它們是否具有相同的成礦年齡？或再退一步假想，其中的金礦(如：山東招掖金礦、浙江治嶺頭金礦、福建紫金山金礦等)是否同時形成的？當(dāng)下的礦床學(xué)界無疑會給出全部否定的答案，因為僅膠東金礦的成礦年齡就極其彌散(如：“從三疊紀至新生代”，據(jù)Hu Fangfang et al.，2004)而難以定論，更遑論其他地區(qū)的金礦床(甚至不同金屬類型的礦床)的成礦年齡及成礦機制。然而，筆者試圖對上述問題給出一一肯定的答案。

眾所周知，絕大多數(shù)巖漿熱液型稀有金屬(W、Sn、Nb、Ta、Mo、U、Au等)礦床在時空上與花崗巖密切相關(guān)(翟裕生等，2011)，而絕大多數(shù)花崗巖是板塊構(gòu)造運動的產(chǎn)物(Hutton and Reavy，1992；Brown，1994)。所以，當(dāng)我們以板塊構(gòu)造運動為動力源，去演繹同一構(gòu)造域內(nèi)各種類型的花崗巖及其巖漿熱液礦床的形成過程時，就很容易地理解不同地點的花崗巖漿活動及其成礦作用的表現(xiàn)形式雖大相徑庭，但其形成機制(包括其形成時間)可以是近于相同的。例如，西歐的海西造山運動引發(fā)了該地區(qū)大規(guī)模的花崗巖漿活動(Liotta et al.，2008)，這些花崗巖漿的分異作用又導(dǎo)致了稀有金屬(W、Sn、Nb、Ta、Mo、U、Au等)的成礦事件(Boni et al.，1992)。在構(gòu)造—巖漿—成礦模式中，唯有把握了花崗巖漿活動——這個不可忽視的中間環(huán)節(jié)——的誘發(fā)機制，才可真正地把握：① 構(gòu)造運動對花崗巖漿活動的制約；② 花崗巖漿活動對成礦作用的制約。

筆者試圖以中國東南部最特征的、發(fā)生在早白堊世中—晚期的花崗巖漿活動——I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體——為切入點，厘清一次庫拉板塊俯沖作用下的陸內(nèi)造山運動——筆者命名其為“黃山運動”，從而揭示出該造山運動與中國東南部早白堊世中—晚期大規(guī)模的花崗巖漿活動及其成礦作用的有機聯(lián)系。

1 中國東南部早白堊世中—晚期的花崗巖漿活動

本研究涉及的 “中國東南部” 指的是夾持在中國大陸濱太平洋海岸線(為東界)和郯城—廬江斷裂至鷹潭—安遠斷裂(為西界)之間的大陸地塊，它包括膠東地區(qū)的華北地塊、蘇魯造山帶、東部的揚子地塊和華夏地塊(圖1)。在該地區(qū)，存在著一條延續(xù)上千千米、北東向的A型花崗巖巖帶(洪大衛(wèi)等，1987，1995)。A型花崗巖在巖相學(xué)上屬于堿長花崗巖，但根據(jù)其特征性礦物可以分為兩種亞型：一種是含堿性鐵鎂礦物(如霓石、鈉閃石和鈉鐵閃石等)的堿性A型花崗巖(King et al.，1997)，可對應(yīng)于Eby(1992)的A1型花崗巖(洪大衛(wèi)等，1995；李良林等，2013)；另一種是含過鋁質(zhì)礦物(如錳鋁—鐵鋁榴石、鐵鋰云母和白云母等)的鋁質(zhì)A型花崗巖(King et al.，1997)，可對應(yīng)于Eby(1992)的A2型花崗巖(洪大衛(wèi)等，1995；李良林等，2013)。上述A型花崗巖巖帶具有兩個標志性特征：① 該巖帶內(nèi)的A型花崗巖常以補體花崗巖的形式侵入于以主體花崗巖形式存在的I型花崗巖(以花崗閃長巖或含角閃石黑云母二長花崗巖為代表)中，構(gòu)成I型花崗巖與A型花崗巖組合的復(fù)式巖體(董傳萬和彭亞鳴，1994；Martin et al.，1994；周珣若等，1994，1997；陳國安和周珣若，1996；趙廣濤等，1998；樊金濤等，1999；汪相和吳夢霜，1999；邱檢生等，1999，2012；沈渭洲等，2000；胡開明，2001；黃定堂，2003)；② 這些復(fù)式花崗巖體的形成年齡都落在早白堊世中—晚期范圍內(nèi)，但A型花崗巖總以較大的滯后時差(>5 Ma)定位在I型花崗巖的中心或周邊(陳江峰等，1993a；趙廣濤等，1998；邱檢生等，1999，2012；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；李真等，2009；林清茶等，2011；王峰，2019；浙江省第七地質(zhì)大隊?)。在此，本研究可以詳細地列舉出部分出露在中國東南部、具有上述兩個特征的I型花崗巖與A型花崗巖組合的復(fù)式巖體(表1)。

圖1 中國東南部大地構(gòu)造簡圖(亮色區(qū)為本文研究區(qū))及筆者重點研究的4個I型—A2型花崗巖復(fù)式巖體位置

筆者認為，這類復(fù)式花崗巖體應(yīng)該是中國東南部早白堊世中—晚期構(gòu)造—巖漿作用的一種普遍性的表現(xiàn)，盡管這些復(fù)式花崗巖體的年齡和成因尚存在多解性(參見表1中的年齡數(shù)據(jù)和資料來源)。因此，本研究將選擇其中4個I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體(蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體)(圖1)，進行系統(tǒng)、深入的巖相學(xué)、地球化學(xué)和鋯石學(xué)研究，以揭示其成因機制及其構(gòu)造學(xué)、巖石學(xué)和礦床學(xué)意義。

表1 中國東南部早白堊世中—晚期代表性的I型花崗巖和A型花崗巖組合的復(fù)式巖體

2 巖相學(xué)

2.1 蘇州復(fù)式花崗巖體

蘇州復(fù)式花崗巖體分布于江蘇省蘇州市西郊，出露面積約65 km2(張興隆等，1987)。地質(zhì)上，它處于揚子—錢塘古生代前陸拗陷帶內(nèi)，北東向斷裂與北西向斷裂交叉的位置上。根據(jù)侵入接觸關(guān)系，該復(fù)式花崗巖體可分為3個階段：第一階段為白鵝山中粒似斑狀花崗閃長巖，第二階段為高景山中粒含角閃石黑云母二長花崗巖，第三階段為天平山細粒斑狀鐵鋰云母堿長花崗巖(陳江峰等，1993a；汪建明等，1993)。本研究把第一階段的花崗閃長巖和第二階段的含角閃石黑云母二長花崗巖歸并為主體花崗巖，而把第三階段的鐵鋰云母堿長花崗巖視作為補體花崗巖(圖2a)。

本研究采集的主體和補體花崗巖樣品分別是：

(1)中粒含角閃石黑云母二長花崗巖(樣品編號為GJS-1)取自高景山的一處基巖露頭(地理坐標為北緯31°18′48.8″，東經(jīng)120°30′08.4″)(圖2a)。巖石呈灰白色，中?；◢徑Y(jié)構(gòu)。造巖礦物由斜長石(31%，平均牌號為An30，據(jù)敬興遼，1991)、鉀長石(30%)、石英(25%)、黑云母(9%)和角閃石(4%)組成(圖3a、b)。副礦物成分較簡單，主要為磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、磷灰石、鋯石和褐簾石。該含角閃石黑云母二長花崗巖為典型的I型花崗巖(汪建明等，1993；周珣若等，1997)。

(2)斑狀細粒鐵鋰云母堿長花崗巖(樣品編號為TPS-1)取自天平山的一處基巖露頭(地理坐標為北緯31°17′42.3″，東經(jīng)120°29′59.4″)(圖2a)。巖石呈肉紅色，細粒斑狀花崗結(jié)構(gòu)，局部有晶洞構(gòu)造和文象結(jié)構(gòu)。斑晶礦物由鉀長石、鈉長石(平均牌號為An4，據(jù)敬興遼，1991)、石英和云母類礦物(鐵鋰云母和白云母)組成，這些斑晶礦物的邊界普遍呈現(xiàn)出熔蝕現(xiàn)象(圖3c、d)。該巖石的副礦物成分較復(fù)雜，以含大量揮發(fā)分礦物(螢石、黃玉、方解石)和礦石礦物(鈮鉭鐵礦、細晶石、硅鈦鈰釔礦、磷釔礦、輝鉬礦、方鉛礦、黃鐵礦)為特征，但幾乎不含磁鐵礦、磷灰石和榍石。該鐵鋰云母堿長花崗巖為典型的A2型花崗巖(汪建明等，1993；周珣若等，1997)。

圖2 蘇州(a)、黃山(b)、靈山(c)、福州(d)復(fù)式花崗巖體地質(zhì)簡圖及采樣位置

2.2 黃山復(fù)式花崗巖體

黃山復(fù)式花崗巖體分布于安徽省黃山市境內(nèi)，出露面積約107 km2(崔之久等，2009)。地質(zhì)上，它侵位于揚子克拉通東南部的江南隆起帶內(nèi)，受到北東向的皖浙贛斷裂帶的控制，與太平花崗閃長巖巖體在西北部相接(余心起等，2007)。根據(jù)侵入接觸關(guān)系，該復(fù)式花崗巖體可分為兩個階段：第一階段為溫泉、云谷寺中粗粒含角閃石黑云母二長花崗巖，被稱為黃山巖體(主體花崗巖)；第二階段為獅子林、貢陽山細粒斑狀鐵鋰云母堿長花崗巖，被稱為獅子林巖體(補體花崗巖)(圖2b)(崔之久等，2009；羅照華等，2009)。

本研究采集的主體和補體花崗巖樣品分別是：

(1)中粗粒含角閃石黑云母二長花崗巖(樣品編號為LHF-1)取自黃山蓮花峰的一處基巖露頭(地理坐標為北緯30°7′35″，東經(jīng)118°10′44″)(圖2b)。巖石呈灰白色，中粗?；◢徑Y(jié)構(gòu)。造巖礦物由斜長石(31%，牌號為An27～29，據(jù)趙連澤等，1987)、鉀長石(30%)、石英(25%)、黑云母(10%)和少量角閃石(2%)(圖3e、f)；該巖石的副礦物成分較簡單，主要是磁鐵礦、鈦鐵礦、磷灰石、鋯石。該含角閃石黑云母二長花崗巖已被認為是非造山I型花崗巖(李獻華等，1997)或I型花崗巖與S型花崗巖之間的過渡類型(張舒等，2009)。

(2)斑狀細粒二云母堿長花崗巖(樣品編號為XH-1)取自黃山西海的一處基巖露頭(地理坐標為北緯30°8′37.36″，東經(jīng)118°10′0.70″)(圖2b)。巖石呈肉紅色，細粒斑狀結(jié)構(gòu)和顯微文象結(jié)構(gòu)，局部有晶洞構(gòu)造。造巖礦物有鉀長石(35%)、鈉長石(32%，牌號為An1～4，據(jù)張舒等，2009)、石英(28%)，及少量鐵鋰云母(3%)和白云母(2%)(圖3g、h)。該巖石含大量的副礦物，如螢石、黃玉、黃鐵礦、細晶石、熱液鋯石、釷石、銳鈦礦和錫石等。該堿長花崗巖為典型的A2型花崗巖(薛懷民等，2009；張舒等，2009)。

圖3 蘇州、黃山復(fù)式花崗巖體I型和A2型花崗巖的顯微照片

2.3 靈山復(fù)式花崗巖體

靈山復(fù)式花崗巖體分布于江西省上饒市西北30 km處，出露面積約181 km2(吳旭鈴等，2016)。地質(zhì)上，它處于浙西地穹南端，受贛東北大斷裂的控制，侵入于葛源復(fù)背斜的軸部。根據(jù)侵入接觸關(guān)系，該復(fù)式花崗巖體可分為兩個階段：第一階段為靈山中粗粒似斑狀含角閃石黑云母二長花崗巖(主體花崗巖)，第二階段為石人殿、水晶山斑狀細粒鐵鋰云母堿長花崗巖(補體花崗巖)(黃定堂，2003)(圖2c)。

本研究采集的主體和補體花崗巖樣品分別是：

(1)中粗粒含角閃石黑云母二長花崗巖(樣品編號為LS-1)取自靈山地質(zhì)公園內(nèi)的一處基巖露頭(地理坐標為北緯28°35′47.04″，東經(jīng)117°51′35.64″)(圖2c)。巖石呈淺灰色，中?；◢徑Y(jié)構(gòu)。造巖礦物由鉀長石(33%)、斜長石(31%，平均牌號為An15，據(jù)黃定堂，2003)、石英(28%)、黑云母(6%)、少量的角閃石組成(圖4a、b)。副礦物成分較簡單，主要是磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、磷灰石、鋯石。該黑云母二長花崗巖含有少量的暗色微粒包體，為典型的I型花崗巖(Xiang Yuanxin et al.，2017)；

(2)斑狀細粒鐵鋰云母堿長花崗巖(樣品編號為GYZ-1)取自葛源鎮(zhèn)外的一個礦坑(地理坐標為北緯28°36′03.33″，東經(jīng)117°41′41.21″)(圖2c)。巖石呈淺肉紅色，細粒斑狀花崗結(jié)構(gòu)，發(fā)育晶洞構(gòu)造。斑晶礦物為鉀長石、石英、鈉長石(平均牌號為An2，據(jù)黃定堂，2003)、鐵鋰云母和少量的白云母(圖4c、d)。副礦物組合較復(fù)雜，有螢石、黃玉、Nb—Ta礦物、U—Th礦物等。該鐵鋰云母堿長花崗巖為典型的A2型花崗巖(吳旭鈴等，2016)。

圖4 靈山、福州復(fù)式花崗巖體I型和A2型花崗巖的顯微照片

2.4 福州復(fù)式花崗巖體

福州復(fù)式花崗巖體分布于福建省福州市連江縣，出露面積約120 km2(吳郭泉，1991)。地質(zhì)上，它處于浙閩粵沿海中生代斷陷活動帶內(nèi)，主要侵入于侏羅紀南園組火山巖中。根據(jù)巖性特征，該復(fù)式花崗巖體包含五種類型的花崗巖：澗田中粗粒花崗閃長巖、丹陽和福州中粒黑云母二長花崗巖、連江斑狀細粒堿長花崗巖、魁岐中粗粒堿性花崗巖和筆架山花崗斑巖(福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1985；Martin et al.，1994；周珣若等，1994)。本研究把澗田花崗閃長巖、丹陽和福州黑云母二長花崗巖歸并為主體花崗巖，把連江堿長花崗巖認作為補體花崗巖，而把魁岐堿性花崗巖和筆架山花崗斑巖歸為另一次侵入活動(圖2d)。

本研究采集的主體和補體花崗巖樣品分別是：

(1)黑云母中粒二長花崗巖(樣品編號為DY-1)取自丹陽巖體內(nèi)的一處基巖露頭(地理坐標為北緯26°16′49.1″，東經(jīng)119°26′21.5″)(圖2d)。巖石呈灰白色，似斑狀中?；◢徑Y(jié)構(gòu)。造巖礦物由鉀長石(34%)、斜長石(33%，牌號為An32～40，據(jù)吳郭泉，1991)、石英(26%)、黑云母(5%)和少量角閃石組成(圖4e、f)。副礦物成分較簡單，主要是磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、磷灰石、鋯石和褐簾石。該黑云母二長花崗巖含有少量暗色微粒包體，為典型的I型花崗巖(邱檢生等，1999)。

(2)堿長花崗巖(樣品編號為LJ-1)取自連江巖體內(nèi)的一處基巖露頭(地理坐標為北緯26°11′41.6″，東經(jīng)119°31′5.9″)(圖2d)。巖石呈肉紅色，斑狀細粒結(jié)構(gòu)和文象結(jié)構(gòu)，局部有晶洞構(gòu)造。斑晶礦物占20%，主要為鉀長石、鈉長石(平均牌號為An1.51，作者未刊數(shù)據(jù))、石英，它們都不同程度地呈現(xiàn)熔蝕邊界(圖4g、h)。副礦物組合較復(fù)雜，有熱液鋯石、螢石、Nb—Ta礦物、金紅石等，但幾乎不含磁鐵礦、鈦鐵礦、磷灰石。該堿長花崗巖為典型的A2型花崗巖(周珣若等，1994)。

3 巖石化學(xué)

3.1 主量元素

蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的主量元素含量分析結(jié)果見表2。數(shù)據(jù)分析表明，兩類花崗巖在SiO2、Al2O3、FeOT、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5含量上顯示出較大的差異性：

(1)I型花崗巖的SiO2含量(69.04%～72.17%)比A2型花崗巖的SiO2含量(74.20%～76.97%)低，而I型花崗巖的Al2O3含量(13.13%～14.55%)比A2型花崗巖的Al2O3含量(12.07%～13.40%)高(圖5a)，這與前者富鈣質(zhì)斜長石，后者富石英有關(guān)。

(2)I型花崗巖的CaO 含量(1.27%～2.26%)比A2型花崗巖的CaO 含量(0.21%～0.84%)高，而I型花崗巖的Na2O含量(3.38%～3.92%)比A2型花崗巖的Na2O含量(3.61%～4.84%)低(圖5b)，這與前者富鈣質(zhì)斜長石，后者富鈉長石有關(guān)。

(3)I型花崗巖的FeOT含量(1.97%～3.78%)和MgO含量(0.53%～0.97%)比A2型花崗巖的FeOT含量(0.56%～1.77%)和MgO含量(0.01%～0.29%)都高(圖5c)，這與前者富暗色礦物(角閃石和黑云母)，后者富淡色礦物(堿性長石、石英和白云母)有關(guān)。

(4)I型花崗巖的TiO2含量(0.13%～0.55%)和P2O5含量(0.07%～0.15%)比A2型花崗巖的TiO2含量(0.02%～0.09%)和P2O5含量(0.01%～0.04%)都高(圖5d)，這與前者富Fe—Ti氧化物、榍石和磷灰石有關(guān)。

圖5 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的Al2O—SiO2(a)、Na2O—CaO(b)、FeOT—MgO(c)和P2O5—TiO2(d)圖解。數(shù)據(jù)來自表2

上述化學(xué)成分的變化無一例外地顯示出花崗巖漿分離結(jié)晶作用的演化趨勢(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2004)，即：A2型花崗巖漿很可能是從I型花崗巖漿分異而來的，正如許多作者是這樣認為的(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。

3.2 微量元素

蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的微量元素含量分析結(jié)果見表2。數(shù)據(jù)分析表明，I型花崗巖富相容元素(Ba、Sr、Co、Ni、Cr、V、Zr、Hf、Th)，而A2型花崗巖富不相容元素(Rb、Nb、Ta、U、Ga、Y)(圖6)：

圖6 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖(斷續(xù)線)和A2型花崗巖(實線)的上地殼成分標準化微量元素蛛網(wǎng)圖

(1)Ba和Sr：在離子半徑上，這兩個元素與K和Ca相似(de Albuquerque，1975)，故在花崗巖漿的分離結(jié)晶過程中呈現(xiàn)出相容性行為(de Albuquerque，1975；Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花崗巖的Ba和Sr含量分別為388.6×10-6～660.0 ×10-6(平均值為521.1 ×10-6Ba)和67.0×10-6～396.2 ×10-6(平均值為176.9 ×10-6Sr)，而A2型花崗巖的Ba和Sr含量分別為12.2×10-6～91.3 ×10-6(平均值為35.5 ×10-6Ba)和8.0×10-6～33.0 ×10-6(平均值為16.1 ×10-6Sr)，這與后者貧黑云母、磷灰石和獨居石有關(guān)。

(2)Co、Ni、Cr和V：這些親鐵元素主要富集在花崗巖漿的早期結(jié)晶的鐵鎂礦物中(角閃石，黑云母和Fe—Ti氧化物)(Creaser，1996；Zaraisky et al.，2008)。I型花崗巖的Co、Ni、Cr和V平均含量分別為5.8 ×10-6Co、9.3 ×10-6Ni、26.5 ×10-6Cr和33.8 ×10-6V，而A2型花崗巖的Co、Ni、Cr和V平均含量分別為1.1 ×10-6Co、2.3 ×10-6Ni、4.0 ×10-6Cr和5.0 ×10-6V，這與前者富鐵鎂礦物有關(guān)。

(3)Zi、Hf和Th：Zr和Hf主要富集在鋯石中(Bau，1996)，Th主要富集在獨居石中(Bea，1996)。這兩個礦物在花崗巖漿中最早結(jié)晶，從而導(dǎo)致殘余巖漿虧損這3個元素(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花崗巖的Zr、Hf和Th平均含量為 292.5 ×10-6Zr、10.8 ×10-6Hf和29.3 ×10-6Th，而A2型花崗巖的Zr、Hf和Th平均含量為 115.2 ×10-6Zr、5.1 ×10-6Hf和26.9 ×10-6Th，這與前者富鋯石和獨居石有關(guān)。

(4)Rb：Rb的離子電價較低(+1)，而離子半徑較大(0.156 nm，據(jù)Whittaker and Muntus，1970)，導(dǎo)致它很難進入花崗巖漿中早期結(jié)晶的副礦物、鐵鎂礦物和斜長石中，從而在殘余巖漿中趨于富集(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。因此，I型花崗巖和A2型花崗巖的平均Rb含量分別為259.1 ×10-6和515.8 ×10-6。

(5)U、Nb、Ta、Ga和Y：這些高場強元素也是難以進入花崗巖漿中早期結(jié)晶的鐵鎂礦物和鈣質(zhì)斜長石中的，因此，它們趨于富集在殘余巖漿中(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花崗巖的這些元素的平均含量(7.1 ×10-6U、27.6 ×10-6Nb、3.4 ×10-6Ta、18.7 ×10-6Ga和37.9 ×10-6Y)遠遠低于A2型花崗巖的這些元素的平均含量(21.5 ×10-6U、67.0 ×10-6Nb、13.2 ×10-6Ta、29.4 ×10-6Ga和97.2 ×10-6Y)。

上述兩類花崗巖的微量元素含量的差異性，也充分顯示了A2型花崗巖的母巖漿經(jīng)歷過高度的結(jié)晶分異作用(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2004)。

3.3 稀土元素

蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的稀土元素含量分析結(jié)果見表2。數(shù)據(jù)分析表明，I型花崗巖和A2型花崗巖的稀土配分模式是完全不同的(圖7)：

(1)輕稀土元素(LREE包括La到Eu六個元素)通常富集在花崗巖漿中早期結(jié)晶的副礦物(如：獨居石，褐簾石，榍石和磷灰石)，顯示出相容性行為(Bea，1996；Creaser，1996)。I型花崗巖的輕稀土元素總含量為83.1×10-6～450.2 ×10-6(平均值為230.8 ×10-6)，而A2型花崗巖的輕稀土元素總含量為29.0×10-6～222.4 ×10-6(平均值為122.7 ×10-6)，這與后者缺失上述副礦物有關(guān)。

(2)重稀土元素(HREE 包括Gd到Lu八個元素)在離子半徑上與Y相似，故屬于不相容元素(Ohlander et al.，1989)。I型花崗巖的重稀土元素總含量為7.7×10-6～45.5 ×10-6(平均值為23.9 ×10-6)，而A2型花崗巖的重稀土元素總含量為7.8×10-6～69.8 ×10-6(平均值為36.0 ×10-6)。A2型花崗巖常含一些富HREE的礦石礦物(如：磷釔礦、Nb—Ta礦物)。

I型花崗巖的球粒隕石標準化稀土配分模式為輕度Eu負異常(Eu/Eu*平均值為0.47，表2)“右傾型”(圖7a)，而A2型花崗巖的球粒隕石標準化稀土配分模式為高度Eu負異常(Eu/Eu*平均值為0.10，表2)“海鷗型”(圖7b)，說明后者是高分異的花崗巖(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2006)。

圖7 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖(a)和A2型花崗巖(b)的球粒隕石標準化稀土配分圖解

上述主量元素、微量元素和稀土元素的地球化學(xué)特征，都表明I型花崗巖是正?；◢弾r漿的結(jié)晶產(chǎn)物，而A2型花崗巖是高分異花崗巖漿的結(jié)晶產(chǎn)物。這一點與兩者的巖相學(xué)特征完全一致。

4 鋯石學(xué)

4.1 形態(tài)學(xué)

蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的鋯石顆粒已通過重力和磁力方法被分選出來，在光學(xué)顯微鏡和陰極發(fā)光下兩者顯示出完全不同的形態(tài)特征：

(1)I型花崗巖中的鋯石：無色透明，含細柱狀的磷灰石(圖8a、e、g中的左邊照片)和水滴狀的熔體包裹體(圖8c、e、g中的左邊照片)，完全自形而顯示出{100}單形±{110}單形復(fù)方柱體和{101}單形±{211}單形復(fù)方錐體的晶型(圖8c、g中的左邊照片)。在剖面上，它們顯示出較強的CL亮度及其明顯的韻律環(huán)帶和砂鐘構(gòu)造(圖8a、c、e、g中的右邊照片)。這些正是花崗巖漿中的結(jié)晶鋯石所具有的普遍特征(Pupin，1980；Wang Xiang et al.，2021)。

圖8 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體及善安浜、黃山鉭鈮礦的鋯石顆粒的顯微鏡(左)和CL(右)照片:(a)高景山I型花崗巖(GJS-1)中的巖漿鋯石；(b)天平山A2型花崗巖(TPS-1)中的熱液鋯石；(c)蓮花峰I型花崗巖(LHF-1)中的巖漿鋯石；(d)西海A2型花崗巖(XH-1)中的熱液鋯石；(e)靈山I型花崗巖(LS-1)中的巖漿鋯石；(f)葛源鎮(zhèn)A2型花崗巖(GYZ-1)中的熱液鋯石；(g)丹陽I型花崗巖(DY-1)中的巖漿鋯石；(h)連江A2型花崗巖(LJ-1)中的熱液鋯石；(i)善安浜鉭鈮礦(SAB-1)中的熱液鋯石；(j)黃山鉭鈮礦(HS-1)中的熱液鋯石

(2)A2型花崗巖中的鋯石：淺褐色到淺棕色，半透明，自形而顯示出{110}單形±{100}單形復(fù)方柱體和{101}單形錐體的晶型(圖8b、d、f中的左邊照片)。在剖面上，它們顯示出較弱的CL亮度，故缺失明顯的內(nèi)部構(gòu)造(圖8b、d、f、h中的右邊照片)。這些特征與(二云母)白云母堿長花崗巖中的熱液鋯石非常相似(Wang Xiang et al.，2017；汪相，2018；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

在這4個復(fù)式花崗巖體中，蘇州巖體和靈山巖體內(nèi)賦存了與花崗巖有關(guān)的巖漿熱液礦床(圖2a、圖2c)，分別為(蘇州)善安浜鉭鈮礦(袁曉軍等，2004)和(靈山)黃山鉭鈮礦(黃定堂，2003)。本研究分別采集了約10 kg礦石，成功地分選出少量的鋯石顆粒(樣品編號分別為SAB-1和HS-6)。它們具有如下形態(tài)特征：褐色或棕色，透明度較差，自形，{110}單形柱體+{101}單形錐體的簡單晶型(圖8i、j中的左邊照片)。這些特征與偉晶巖和細晶巖中熱液鋯石相似(Hoskin，2005；Crowley et al.，2008)，也與南嶺鎢礦和個舊錫礦的礦石中熱液鋯石非常相似(Wang et al.，2017；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。在剖面上，它們的CL亮度很低故不顯示出任何內(nèi)部構(gòu)造(圖8i、j中的右邊照片)，這很可能與它們經(jīng)受過較強的變生作用有關(guān)(Nasdala et al.，2003)。

4.2 晶體化學(xué)

電子探針分析(表3)顯示，蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖的巖漿鋯石與A2型花崗巖的熱液鋯石的成分完全不同，而A2型花崗巖的熱液鋯石與礦石的熱液鋯石的成分基本相同：

表3 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中鋯石電子探針分析數(shù)據(jù)(%)

(1)I型花崗巖中的巖漿鋯石：它們的HfO2含量在1.21%至1.95%之間變化(平均值為1.61%)，而UO2、ThO2和Y2O3含量一般低于檢測限，后三者的總和不超過0.43%(平均值為0.11%)(圖9)。由于Hf的離子半徑(RHf4+= 0.083 nm，據(jù)Shannon，1976)非常接近Zr的離子半徑(RHf4+= 0.084 nm，據(jù)Shannon，1976)，在接近平衡結(jié)晶條件下鋯石中的Zr/Hf值接近于巖漿中的Zr/Hf值，故花崗巖漿中結(jié)晶的鋯石的HfO2含量往往介于1%至2%之間(Wang Xiang et al.，2010)；相反，U、Th、Y的離子半徑(RU4+= 0.100 nm、RTh4+= 0.105 nm、RY3+= 0.102 nm，據(jù)Shannon，1976)遠遠大于Zr的離子半徑，故它們在接近平衡結(jié)晶條件下很難進入鋯石晶格(Wang Xiang et al.，2011)。

(2)A2型花崗巖中的熱液鋯石：它們的HfO2含量在1.98%至4.59%之間變化(平均值為2.67%)，而UO2、ThO2和Y2O3的平均含量分別為1.01%、0.34%和0.56%，后三者的總和的平均值為1.92%(圖9)。在強過冷度的結(jié)晶條件下，晶體的快速生長速度導(dǎo)致晶體內(nèi)雜質(zhì)元素含量增加(Carpéna et al.，1987)。因此，筆者認為，A2型花崗巖中的熱液鋯石結(jié)晶于巖漿熱液，后者是從高分異花崗巖漿中溶離出來的(參見第6節(jié))。這種鋯石的晶體化學(xué)特征完全相似于(二云母)白云母堿長花崗巖中的熱液鋯石(Wang Xiang et al.，2017；汪相，2018；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

(3)礦石中的熱液鋯石：它們的HfO2含量在1.98%至5.45%之間變化(平均值為3.42%)，而UO2、ThO2和Y2O3的平均含量分別為0.88%、0.08%和0.02%，后三者的總和的平均值為0.98%(圖9)。這種富Hf和U+Th+Y的晶體化學(xué)特征也反映了礦石中的鋯石為典型的熱液鋯石。然而，相較于較低溫A2型花崗巖中的熱液鋯石，礦石中熱液鋯石更富Hf而略貧U+Th+Y可能與它們的結(jié)晶溫度相對偏低有關(guān)(Claoué-Long et al.，1990)。在偉晶巖脈和W—Sn礦脈中的熱液鋯石也顯示出完全相同的晶體化學(xué)特征(Wang Xiang et al.，2016；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

圖9 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體及善安浜、黃山鉭鈮礦的鋯石HfO2—(UO2+ThO2+Y2O3)圖解。數(shù)據(jù)來自表3

上述鋯石的形態(tài)學(xué)和晶體化學(xué)特征顯示，I型花崗巖中的鋯石為巖漿結(jié)晶成因的，形成于I型花崗巖漿定位冷凝之際；而A2型花崗巖和礦石中的鋯石為熱液結(jié)晶成因的，形成于從花崗巖漿中溶離出來的巖漿熱液的冷凝之際(參見第6節(jié))。因此，通過這些鋯石的U-Pb定年分析，可以確定它們所代表的巖漿活動和熱液活動的準確時間。

4.3 U-Pb年代學(xué)

利用鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年方法，本研究分別測定了蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體及其鉭鈮礦床中的鋯石年齡，它們的放射性元素比值和表面年齡已列在表4。

表4 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖和A2型花崗巖的鋯石LA-ICPMS U-Pb同位素分析結(jié)果

4個復(fù)式花崗巖體中的I型花崗巖具有幾乎相同的鋯石U-Pb年齡(在誤差范圍內(nèi))，分別為：① GJS-1(高景山)的127.0±1.1 Ma(n= 11，圖10a)；② LHF-1(蓮花峰)的128.1±3.4 Ma(n= 12，圖10b)；③ LS-1(靈山)的126.9±2.0 Ma(n= 11，圖10c)；④ DY-1(丹陽)的127.3±3.5 Ma(n= 11，圖10d)。這些年齡與前人報道的蘇州、黃山和靈山復(fù)式花崗巖體中的I型花崗巖的定位年齡(表5)非常接近，且與中國東南部I型花崗巖的定位年齡峰值(127～129 Ma，圖12)基本一致。因此，本研究獲得的I型花崗巖的定位年齡的權(quán)重平均值(即127.1±1.8 Ma)可以代表中國東南部的一次重要的花崗巖漿活動的確切時間。

4個復(fù)式花崗巖體中的A2型花崗巖也具有幾乎相同的鋯石U-Pb年齡(在誤差范圍內(nèi))，分別為：① TPS-1(天平山)的104.8±1.3 Ma(n= 13，圖10e)；② XH-1(西海)的105.7±1.2 Ma(n= 12，圖10f)；③ GYZ-1(葛源鎮(zhèn))的105.5±1.6 Ma(n= 11，圖10g)；④ LJ-1(連江)的105.7±1.7 Ma(n= 10，圖10h)。這些年齡與前人報道的蘇州、靈山和福州復(fù)式花崗巖體中的A2型花崗巖(A1型花崗巖)的定位年齡(表5)非常接近，且與中國東南部A2型花崗巖的定位年齡峰值(104～106 Ma，圖12)完全一致。因此，本研究獲得的A2型花崗巖的定位年齡的權(quán)重平均值(即105.4±1.3 Ma)可以代表中國東南部的另一次重要的花崗巖漿活動的確切時間。

表5 蘇州、黃山、靈山、福州復(fù)式花崗巖體的代表性年代學(xué)資料

基于上述兩類花崗巖的定位年齡，本研究確定，中國東南部的這兩次花崗巖漿活動的時間間隔為～22 Ma。前人早已認識到，以I型花崗巖與A型花崗巖為代表的兩次巖漿活動具有較大的成巖時差：① Zhou Xinmin and Li Wuxian(2000)總結(jié)出，中國東南沿海地區(qū)A型花崗巖常與鈣堿性I型花崗巖共生，前者的侵位年齡普遍小于后者的侵位年齡5～10 Ma；② Martin et al.(1994)發(fā)現(xiàn)，福州復(fù)式花崗巖體的I型花崗巖和A型花崗巖的侵入作用的時間間隔為10 Ma，代表兩次不同的巖漿活動；③ 蘇州和靈山復(fù)式花崗巖體的I型花崗巖與A2型花崗巖的定位時差均在～20 Ma(表1)；④ 最相似的實例是(山東)嶗山、(江蘇)桃林、(江西)三清山、(福建)漳州和紫金山復(fù)式花崗巖體，它們的I型花崗巖與A2型花崗巖的定位年齡之差都在20 Ma之上(表1)。

與蘇州和靈山復(fù)式花崗巖體有關(guān)的鉭鈮礦中的熱液鋯石也具有幾乎相同的U-Pb年齡(在誤差范圍內(nèi))，分別為：① SAB-1(善安浜)的106.5±1.2 Ma(n= 11，圖10i)；② HS-1(黃山)的105.5±4.5 Ma(n= 13，圖10j)。這兩個年齡完全落在中國東南部與花崗巖有關(guān)的巖漿熱液礦床的成礦年齡的峰值范圍內(nèi)(104～107 Ma，圖12)。因此，本研究獲得的鉭鈮礦的成礦年齡的權(quán)重平均值(106.4±2.3 Ma)可以代表中國東南部一次大規(guī)模成礦作用的確切時間。

圖12 中國東南部 “黃山早期” I型(同造山)花崗巖和 “黃山晚期” A2型(造山后)花崗巖(及火山巖)的定位年齡和 “黃山晚期” 巖漿熱液礦床的成礦年齡的直方圖。數(shù)據(jù)來自表7

4.4 Hf同位素

(1)蘇州復(fù)式花崗巖體及其礦石中的鋯石具有n(176Hf)/n(177Hf)初始值為：I型花崗巖(GJS-1)的0.282432～0.282553、A2型花崗巖(TPS-1)的0.282467～0.282580和礦石(SAB-1)的0.282460～0.282516，三者的變化范圍基本重疊，說明它們是同源的;

(2)黃山復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖(LHF-1)和 A2型花崗巖(XH-1)的n(176Hf)/n(177Hf)初始值分別為0.282494～0.282553和0.282484～0.282536，二者的變化范圍也基本重疊，說明兩者也是同源的；

(3)靈山復(fù)式花崗巖體及其礦石中的鋯石具有n(176Hf)/n(177Hf)初始值為：I型花崗巖(LS-1)的0.282474～0.282606、A2型花崗巖(GYZ-1)的0.282473～0.282594和礦石(HS-1)的0.282479～0.282603，三者的變化范圍基本重疊，說明它們是同源的；

(4)福州復(fù)式花崗巖體中I型花崗巖(DY-1)和 A2型花崗巖(LJ-1)的n(176Hf)/n(177Hf)初始值分別為0.282459～0.282565和0.282473～0.282580，二者的變化范圍也基本重疊，說明兩者也是同源的；

(a)GPS-1—高景山I型花崗巖；(b)LHF-1—蓮花峰I型花崗巖；(c)LS-1—靈山I型花崗巖；(d)DY-1—丹陽I型花崗巖；(e)TPS-1—天平山A2型花崗巖；(f)XH-1—西海A2型花崗巖；(g)HYZ-1—葛源鎮(zhèn)A2型花崗巖；(h)LJ-1—連江A2型花崗巖；(i)SAB-1—善安浜鉭鈮礦石；(j)HS-1—黃山鉭鈮礦石。數(shù)據(jù)來自表4

圖11 蘇州(GPS-1—高景山I型花崗巖、TPS-1—天平山A2型花崗巖、SAB-1—善安浜鉭鈮礦石)、黃山(LHF-1—蓮花峰I型花崗巖、XH-1—西海A2型花崗巖)、靈山(LS-1—靈山I型花崗巖、GYZ-1—葛源鎮(zhèn)A2型花崗巖、HS-1—黃山鉭鈮礦石)、福州(DY-1—丹陽I型花崗巖、LJ-1—連江A2型花崗巖)復(fù)式花崗巖體中巖漿鋯石和熱液鋯石的εHf(t)值變化范圍。數(shù)據(jù)來自表6

資料表明，蘇州和靈山復(fù)式花崗巖體的I型花崗巖的全巖n(87Sr)/n(86Sr)初始值分別為0.7160(敬興遼，1991)和0.7071～0.7219(Xiang Yuanxin et al.，2017)，表明它們是殼源的；而黃山和福州復(fù)式花崗巖體的全巖εNd(t)值為-16.0(陳江峰等，1993b)和-6.38～-6.04(邱檢生等，1999)，均落在殼源花崗巖的εNd(t)值范圍內(nèi)。特別是，蘇州復(fù)式花崗巖體的A2型花崗巖的全巖n(87Sr)/n(86Sr)初始值為0.7173(歐陽幸微，1985)、0.715(桂訓(xùn)唐和Cheng，1987)和0.7109(魏春生等，2001)，全巖εNd(t)值為-15.76～7.26(Charoy and Raimbault，1994)和-9(魏春生等，2001)，說明蘇州復(fù)式花崗巖體的A2型花崗巖與I型花崗巖均為殼源的。

5 I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體的成因

5.1 兩種傳統(tǒng)假說

目前，對于I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體的成因聯(lián)系存在二種完全相反的假說：“同源論” 和 “異源論”。

“同源論” 又有兩種不同的見解：

(1)侵入定位后的I型花崗巖漿，經(jīng)高熔點礦物(副礦物、鐵鎂礦物、鈣質(zhì)斜長石)分離結(jié)晶作用而演化出(殘余的)A2型花崗巖漿，兩者冷凝形成I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。但是，有3個事實證據(jù)可以否定這種可能性：① I型花崗巖并沒有顯示出經(jīng)歷過強烈的分離結(jié)晶作用的巖相學(xué)特征(如：高熔點礦物結(jié)晶、下沉、聚集而形成水平狀的巖性分層)；② A2型花崗巖并非規(guī)律性地出現(xiàn)在I型花崗巖的上部或邊部，相反前者無一例外地呈侵入接觸關(guān)系出現(xiàn)在后者的內(nèi)部或周圍；③ 最關(guān)鍵的是，兩者的定位年齡相差20 Ma以上(參見第5.2節(jié))，完全超出一次花崗巖漿由侵位、冷凝到固結(jié)的時間范圍(<1 Ma，據(jù)Michel et al.，2008)。

(2)A2型花崗巖漿是源區(qū)初次熔融產(chǎn)生I型花崗巖漿之后的麻粒巖相殘留體在高溫條件下再次熔融的產(chǎn)物(Clemens et al.，1986；Whalen et al.，1987)。但是，也有3個事實證據(jù)可以否定這種可能性：① 從礦物成分和巖石結(jié)構(gòu)看，I型花崗巖具有高溫近結(jié)性質(zhì)，而A2型花崗巖具有低溫共結(jié)性質(zhì)，這意味著前者巖漿的熔點高于后者巖漿的；② 源區(qū)初次熔融產(chǎn)生I型花崗巖漿之后的麻粒巖相殘留體虧損低熔組分(SiO2、K2O、Na2O、H2O)及不相容元素(Sawyer et al.，2011)，而A2型花崗巖卻富集這些化學(xué)成分；③ 中國東南部(乃至全世界)的A2型花崗巖都不含殘留的麻粒巖相包體。

“異源論” 認為，A2型花崗巖漿來源較深，往往卷入部分地幔物質(zhì)，與I型花崗巖漿沒有成因上的聯(lián)系(Martin et al.，1994；周珣若等，1997；Farahat et al.，2007；Li Xianhua et al.，2007)。但是，有3個事實證據(jù)可以否定這種可能性：① A2型花崗巖中沒有殘留任何地幔物質(zhì)(巖石或礦物)；② A2型花崗巖的全巖εNd(t)值可以是較大的負值(例如：洋濱A2型花崗巖的全巖εNd(t)值為-8.55～-6.72，據(jù)沈渭洲等，1994；白石頂A2型花崗巖的全巖εNd(t)值為-9.87，據(jù)凌洪飛等，1999)。本研究分析的A2型花崗巖中的鋯石εHf(t)值在-8.4與-3.9之間變化(表6、圖11)，屬于殼源范圍(Vervoort et al.，2000)。③ A2型花崗巖常常與I型花崗巖伴生在一起，構(gòu)成復(fù)式花崗巖體。正如兩者的鋯石εHf(t)值幾乎相同(表6、圖11)所表明的，這種空間上的緊密聯(lián)系說明兩者之間很可能來自同一巖漿房。

無論 “同源論” 還是 “異源論”，這些假說都忽略了一個重要的事實：A2型花崗巖比I型花崗巖晚20 Ma以上侵位(參見第5.2節(jié))，而這一客觀現(xiàn)象(事實)正是解析兩者成因關(guān)系的關(guān)鍵所在。

5.2 本文的新假說

5.2.1動力源

板塊運動是陸殼內(nèi)部深熔作用的主要驅(qū)動力，它導(dǎo)致了地殼深部的酸性物質(zhì)向上分異(Sawyer et al.，2011)，而花崗巖的構(gòu)造組合已成為反演大地構(gòu)造環(huán)境的重要依據(jù)(Condie，1982)。因此，要揭示I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體的構(gòu)造屬性及其成因機制，必須從其源頭——板塊運動——著手分析研究。

隨著伊澤奈崎板塊在晚侏羅世末期潛沒于歐亞大陸之下，庫拉板塊于早白堊世初期開始向歐亞大陸俯沖，其俯沖速度在早白堊世中期達到最大值(Hilde et al.，1977；Lu Huafu et al.，1994；任建業(yè)等，1998；胡開明，2001；鄧平和舒良樹，2012)，導(dǎo)致中國東南部地殼厚度的增加。地殼加厚導(dǎo)致地溫梯度上升(De Yoreo et al.，1989)，并伴隨著剪切帶的摩擦熱(Nicholas et al.，1977；Brewer，1981；Reavy，1989)和變質(zhì)流體的活動(Newton，1990)，誘發(fā)了地殼內(nèi)部發(fā)生深熔作用，從而產(chǎn)生大量的花崗巖漿(Hutton and Reavy，1992；Yenes et al.，1999)。

5.2.2I型花崗巖

當(dāng)俯沖—擠壓作用進一步加強時，地殼深部巖漿房中的花崗巖漿，以主動侵位的方式(Castro and Fernandez，1998)，沿著剪壓斷裂向上侵入到上地殼(Hutton and Reavy，1992；Brown and Solar，1998)，形成同造山的I型花崗巖(胡開明，2001；El-Bialy and Omar，2015)。在中國東南部出露了大量的、定位年齡為～127 Ma的I型花崗巖(主要為二長花崗巖和花崗閃長巖，表7)具有典型的同造山性質(zhì)：

(1)在空間上，它們位于俯沖帶上部的中國東南地區(qū)(從膠東到粵東)，構(gòu)成一個近于垂直于俯沖方向的巖帶，說明它們的成因與庫拉板塊的俯沖—擠壓作用有關(guān)；

(2)本研究測得4個I型花崗巖中鋯石的εHf(t)變化范圍為-9.2～-3.0(表6、圖11)，屬于殼源花崗巖(Vervoort et al.，2000)。全巖同位素分析數(shù)據(jù)顯示，本研究的復(fù)式花崗巖體中的I型花崗巖的全巖n(87Sr)/n(86Sr)初始值分別為0.7160(蘇州巖體，據(jù)敬興遼，1991)和0.7071～0.7219(靈山巖體，據(jù)Xiang Yuanxin et al.，2017)，全巖εNd(t)值為-16.0(黃山巖體，據(jù)陳江峰等，1993b)和-6.38～-6.04(福州巖體，據(jù)邱檢生等，1999)，均落在殼源花崗巖的n(87Sr)/n(86Sr)初始值和εNd(t)值范圍內(nèi)。因此，它們的巖漿來自于地殼加厚過程中產(chǎn)生的深源巖漿房。

(3)巖相學(xué)觀察顯示，這些I型花崗巖的主要礦物為鉀長石、斜長石(牌號為An15～40)、石英和黑云母，偶含少量角閃石，副礦物常為鋯石、磷灰石、獨居石、Ti—Fe氧化物等(參見第3節(jié))。巖石化學(xué)數(shù)據(jù)表明，這些I型花崗巖相對貧Si、Na，富Al、Ca、Mg、Fe、Ti和P(表2、圖5)；從微量元素含量上看，這些I型花崗巖富相容元素(Ba、Co、Cr、Hf、Ni、Sr、V、Th和Zr)、貧不相容元素(Ga、Nb、Rb、Ta、U和Y)(表2、圖6)；從稀土元素含量上看，這些巖石富輕稀土元素、貧重稀土元素(LREE/HREE平均值為9.7)，且Eu虧損不明顯(Eu/Eu*平均值為0.47)(表2、圖7a)。這些巖石化學(xué)特征顯著地表明，它們的巖漿并未經(jīng)歷過明顯的分離結(jié)晶作用，這意味著這些花崗巖漿在巖漿房中滯留的時間很短，即它們來自剛形成的深部巖漿房，為同造山花崗巖漿的標志性特征(汪相，2018；Wang Xiang et al.，2021)?；诨◢弾r漿定位后很快就冷凝固結(jié)(<1 Ma，據(jù)Michel et al.，2008)，黑云母二長花崗巖的鋯石結(jié)晶年齡可以近似地代表深部巖漿房的形成年齡。

(4)在早白堊世中—晚期(歐特里夫階—巴雷姆階—阿普特階)，整個中國東南部處于強烈的擠壓狀態(tài)(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；張宏遠等，2006；徐先兵等，2014)，具體的表現(xiàn)為：① 出現(xiàn)大量的逆沖推覆構(gòu)造(胡開明，2001；張宏遠等，2006)和韌性剪切帶(Lu Huafu et al.，1994；夏增明等，2016)。這些剪切構(gòu)造的熱效應(yīng)可以促進地殼巖石發(fā)生深熔作用，從而產(chǎn)生大量的殼源花崗巖漿(Nicholas et al.，1977；Brewer，1981；Reavy，1989)；同時，這些逆沖推覆構(gòu)造也是同造山花崗巖漿主動侵位的天然通道(Hutton and Reavy，1992；Brown and Solar，1998)，并在地殼上部的巖性/物性轉(zhuǎn)換處為花崗巖漿的聚集提供必要的賦存空間。② 許多大斷裂出現(xiàn)左旋走滑，如：郯城—廬江斷裂(朱光等，1995，2002)、江山—紹興斷裂(胡開明，2001)、長樂—南澳斷裂(Chen Wenshan et al.，2002；徐先兵等，2014)；③ 地層發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)(任鳳樓等，2007)；④ 地殼隆升(樊金濤等，1999；朱光等，2002；張華鋒等，2006；任鳳樓等，2007)；⑤ 晚侏羅世的巖石發(fā)生片麻理化(Chen Wenshan et al.，2002；朱光等，2002；張華鋒等，2006)；⑥ 形成片麻狀花崗巖(角閃石—黑云母Ar-Ar年齡為132.8～126.5 Ma，據(jù)Chen Wenshan et al.，2002)、片麻狀混合巖(鋯石U-Pb年齡為125.8 Ma，據(jù)福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局④)、黑云角閃斜長變粒巖(鋯石U-Pb年齡為127.1 Ma，據(jù)福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1985)和糜棱巖(全巖40Ar/39Ar年齡為125～132 Ma，據(jù)朱光等，2002)。因此，這些～127 Ma的I型花崗巖形成于擠壓構(gòu)造背景，具有同造山花崗巖的構(gòu)造屬性。

5.2.3A2型花崗巖

俯沖—擠壓高峰后，中國東南部的構(gòu)造環(huán)境由擠壓向松弛過渡(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；胡開明，2001；張宏遠等，2006)。與此同時，深部巖漿房中巨量的花崗巖漿開始漫長的分離結(jié)晶作用，即：高熔點礦物(副礦物、鐵鎂礦物、鈣質(zhì)斜長石)率先結(jié)晶，并在重力作用下沉向巖漿房底部；而不相容組分(硅、堿、鹵素、流體和大量稀有金屬元素)——在巖漿房內(nèi)的擴散和對流機制下——趨于富集在巖漿房上部(Cerny et al.，2005)。經(jīng)過～22 Ma的分離結(jié)晶作用，巖漿房上部的殘余巖漿必然高度富集這些不相容組分(Wang Xiang et al.，2021)。

至～105 Ma，本區(qū)的構(gòu)造環(huán)境由松弛進入拉張(Lo et al.，1994；胡開明，2001)，表現(xiàn)為在～127 Ma發(fā)育的壓扭斷裂轉(zhuǎn)變?yōu)閺埮嗔?，?dǎo)致深部巖漿房中高度分異的、體量很小的殘余巖漿得以沿著這些斷裂被動侵位，形成造山后A2型花崗巖(表7)。部分造山后A2型花崗巖呈補體形式侵入到呈主體的同造山I型花崗巖中，構(gòu)成I型花崗巖與A2型花崗巖組合的復(fù)式巖體。顯然，這種來自于與I型花崗巖漿同一巖漿房的A2型花崗巖漿必然符合下列幾個基本特征：

(1)A2型花崗巖(補體花崗巖)侵入在I型花崗巖(主體花崗巖)中構(gòu)成復(fù)式花崗巖體(表1)，這種空間上的耦合關(guān)系表明兩者的巖漿房應(yīng)該處于同一垂線上。

(2)在宏觀上，中國東南部的A2型花崗巖與I型花崗巖的分布完全重疊，構(gòu)成一條北東向的花崗巖巖帶(董傳萬和彭亞鳴，1994；Lu Huafu et al.，1994；洪大衛(wèi)等，1995；邱檢生等，1999；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；胡開明，2001)。這說明兩者的侵入作用都受到北東向斷裂的控制，即兩種巖漿上升定位的通道可能是相同的。

(3)中國東南部的A2型花崗巖的主要礦物為鉀長石、鈉長石(牌號為An<10)和石英，并含少量揮發(fā)分礦物(如：螢石、電氣石、黃玉、白云母、鐵鋰云母、方解石等)和礦石礦物(如：鈮鉭鐵礦、細晶石、硅鈦鈰釔礦、輝鉬礦、錫石、磷釔礦、方鉛礦等)。它們的巖石化學(xué)特征反映出它們的母巖漿是高度分異的，表現(xiàn)為：① 它們的主量元素以高SiO2(平均值為75.95%)和Na2O(平均值為4.17%)，低FeOT(平均值為1.11%)、MgO(平均值為0.04%)、CaO(平均值為0.46%)、TiO2(平均值為0.06%)、P2O5(平均值為0.02%)為特征(表2、圖5)；② 它們的微量元素以富不相容元素(Ga、Nb、Rb、Ta、U和Y)和貧相容元素(Ba、Co、Cr、Hf、Ni、Sr、V、Th和Zr)為特征(表2、圖6)；③ 它們的球粒隕石標準化稀土配分模式為高度Eu負異常的 “海鷗型”(表2、圖7b)。同時，這些花崗巖常具有文象結(jié)構(gòu)(周珣若等，1994；邱檢生等，1999)和晶洞構(gòu)造(邢鳳鳴和徐祥，1994；周珣若等，1994，1997；陳國安和周珣若，1996；邱檢生等，1999；沈渭洲等，2000；楊明桂等，2009；王峰，2019)。因此，A2型花崗巖漿可以看作為I型花崗巖漿經(jīng)歷～22 Ma的分離結(jié)晶作用演化而來的。通過地球化學(xué)分析研究，許多作者認為，從I型花崗巖漿可以分異演化出A2型花崗巖漿(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。

(4)最直接的證據(jù)是，A2型花崗巖中的熱液鋯石與I型花崗巖中的巖漿鋯石具有相同的n(176Hf)/n(177Hf)初始值(表6、圖11)，說明兩者是同源的。資料表明，蘇州復(fù)式花崗巖體的I型花崗巖的全巖n(87Sr)/n(86Sr)初始值為0.7160(敬興遼，1991)，而A2型花崗巖的全巖n(87Sr)/n(86Sr)初始值為0.7173(歐陽幸微，1985)、0.715(桂訓(xùn)唐和Cheng，1987)和0.7109(魏春生等，2001)，兩者基本相同，也說明它們是同源的。

(5)在早白堊世晚期(～110 Ma以后)，中國東南部的應(yīng)力狀態(tài)已轉(zhuǎn)變?yōu)樵焐胶蟮纳煺弓h(huán)境，以出現(xiàn)大量的基性巖脈和基性—酸性—堿性火山巖為特征。前者如膠東地區(qū)的煌斑巖脈(平均年齡為107 Ma，據(jù)孫景貴等，2000)、江蘇安基山閃長斑巖(鋯石U-Pb年齡為 105.7 Ma，據(jù)王小龍等，2014)、浙江龍游輝綠巖脈(全巖K-Ar年齡為105 Ma，據(jù)周家志，2000)、廣東下莊輝綠巖脈(鋯石U-Pb年齡為105 Ma，據(jù)陸建軍等，2006)、粵北地區(qū)的基性巖脈(～105 Ma，據(jù)李獻華等，1997)；后者如山東膠萊火山巖(鋯石U-Pb年齡為108.2～109.9 Ma，據(jù)邱檢生等，2001)、山東馬站凝灰?guī)r(鋯石U-Pb年齡為103 Ma，據(jù)洪景鵬等，1998)、山東湯頭堿性火山巖(鋯石U-Pb年齡為106.4 Ma，據(jù)邱檢生等，2012)、安徽巢湖火山巖(鋯石U-Pb年齡為103.0 Ma，據(jù)謝成龍等，2008)、浙江朝川組火山巖(全巖Rb-Sr年齡為105.5 Ma，據(jù)陳三元和毛建仁，1993)、浙江玄壇地玄武巖(鋯石U-Pb年齡為104.1 Ma，據(jù)崔玉榮等，2010)、浙江溫州黃尖組火山巖(全巖K-Ar年齡為104.9 Ma，據(jù)李坤英等，1982)、浙江雁蕩山火山巖(鋯石U-Pb年齡為105.6 Ma，據(jù)余明剛等，2006)、浙江老竹玄武巖(全巖Rb-Sr年齡為103 Ma，據(jù)胡華光等，1982)、浙江山門玄武巖(全巖Rb-Sr年齡為105.2 Ma，據(jù)邢光福等，1993)、浙江上圩頭玄武巖(全巖K-Ar年齡為105 Ma，據(jù)俞云文等，2001)、浙江九里坪流紋巖(全巖Ar-Ar年齡為105.9 Ma，據(jù)Chen Chenghong et al.，2008)、江西鉛山橄欖玄武巖(全巖K-Ar年齡為102 Ma，據(jù)李坤英等，1989)、江西會昌橄欖玄粗巖(全巖Rb-Sr年齡為107.3 Ma，據(jù)章邦桐等，2008)、福建永泰流紋巖(103 Ma，據(jù)徐夕生和謝昕，2005)、福建云山流紋巖(全巖K-Ar年齡為106.8 Ma，據(jù)馮宗幟等，1993)、福建石帽山組堿性流紋巖(全巖Rb-Sr年齡為105.4 Ma，據(jù)馬金清等，1998)。因此，相對于擠壓環(huán)境中主動侵位的I型花崗巖，A2型花崗巖是在伸展環(huán)境中被動侵位到上地殼的。事實上，A2型花崗巖的基質(zhì)部分都呈現(xiàn)細?；蛭⒘＝Y(jié)構(gòu)，而斑晶常具有熔蝕邊界(參見第3節(jié))，說明它們的母巖漿沿著張性斷裂快速侵位和冷凝結(jié)晶的，因此它們可以被稱為造山后花崗巖(洪大衛(wèi)等，1995；周珣若等，1997)。

(6)如果說I型花崗巖代表巖漿房中部分初始巖漿侵位后的結(jié)晶產(chǎn)物，那么A2型花崗巖則代表巖漿房中大量的初始巖漿經(jīng)過～22 Ma的分離結(jié)晶作用后的殘余巖漿侵位后的結(jié)晶產(chǎn)物。一個地殼深部的花崗巖漿房可以存活～22 Ma嗎？有些學(xué)者認為，巖漿房至多可以存活1.4 Ma(Morgan and Blake，2006)；但是，Coleman et al.(2004)通過一系列同源巖漿侵入體的鋯石年齡確定，巖漿房最大的存活時間可以達到10 Ma左右。最近，Wang Xiang et al.(2021)通過熱力學(xué)計算獲得，當(dāng)?shù)貧ぶ?0 km深處的巖漿房(萬天豐等，2008)的體積大于475 km3時，從初始巖漿溫度(950°C，Hall，1996)下降到固相線溫度(600°C，London et al.，1989)需要20 Ma以上。相似的實例見于南嶺地區(qū)，那里的黑云母二長花崗巖(主體花崗巖)定位于～155.0 Ma，屬于同造山花崗巖；而(二云母)白云母堿長花崗巖(補體花崗巖)定位于～133.4 Ma，屬于造山后花崗巖，兩者來自同一深部巖漿房中(Wang Xiang et al.，2021)。

胡開明(2001)針對浙江早白堊世巖漿巖的研究表明，“由于構(gòu)造發(fā)展的不同階段構(gòu)造環(huán)境的差異，巖漿巖明顯分成早晚兩套組合：早期，古太平洋板塊俯沖速度較快，俯沖角相對不大，水平擠壓力大，在這種擠壓作用下，陸殼廣泛發(fā)生熔融，形成以酸性—中酸性殼源巖漿；晚期，構(gòu)造環(huán)境由擠壓轉(zhuǎn)向伸展，與此相應(yīng)，本區(qū)形成雙峰式火山巖和頗具特色的A型花崗巖，構(gòu)成I型與A型花崗復(fù)式巖體帶”。許多作者認為，I型花崗巖和A2型花崗巖分別形成于擠壓和伸展構(gòu)造環(huán)境，它們是同一構(gòu)造域中兩個不同階段的巖漿作用產(chǎn)物(Whalen et al.，1987；洪大衛(wèi)等，1987，1995；董傳萬和彭亞鳴，1994；Martin et al.，1994；周珣若等，1994；趙廣濤等，1998；張宏遠等，2006；陳芳等，2013)。

值得提出的是，在中國東南部，與A2型花崗巖幾乎同時(或稍晚)定位的還有A1型花崗巖，如：山東嶗山A1型花崗巖(106.6 Ma，據(jù)趙廣濤等，1998)、浙江青田A1型花崗巖(101.2 Ma，據(jù)邱檢生等，1999)、福建魁岐A1型花崗巖(101.7 Ma，據(jù)單強等，2014)，它們在巖相學(xué)上為含堿性鐵鎂礦物(如霓石、鈉鐵閃石等)堿長花崗巖(King et al.，1997；李良林等，2013)。部分作者認為，當(dāng)巖漿房中的初始巖漿相對富Cl時，有利于富鈣斜長石的分離結(jié)晶，導(dǎo)致殘余巖漿向A1型花崗巖漿演化；當(dāng)巖漿房中的初始巖漿相對富F時，有利于富鈣角閃石的分離結(jié)晶，導(dǎo)致殘余巖漿向A2型花崗巖漿演化(Collins et al.，1982；吳郭泉，1991；Charoy and Raimbault，1994；Wu Fuyuan et al.，2012)。但是，這樣的推測并沒有得到實驗結(jié)果的支持，因此，A1型花崗巖的成因還有待今后的深入研究才可解決。

6 成礦作用

許多作者發(fā)現(xiàn)，中國東南部在早白堊世晚期有一次成礦大爆發(fā)(李文達等，1998；陶奎元等，1999；華仁民等，2005)，但由于成礦年齡定年方法的弱點(如：同位素體系的低封閉溫度、所測樣品的同位素豐度偏低、具有離散的同位素初始值、易受后期熱液作用的擾動等)，前人獲得的成礦年齡精準度稍差而帶來較大的變化范圍。比如：① 膠東金礦的成礦年齡離散地分布在188.9 Ma與46.5 Ma之間(張振海等，1993)；② 浙江大橋塢鈾礦的成礦年齡在130 Ma與90 Ma之間(陳健和王正其，2012)；③ 江西德興銅礦的成礦年齡在173 Ma(王強等，2004)與104.3 Ma之間(周清，2011)；④ 浙江治嶺頭金銀礦的形成時代為141 Ma與82 Ma之間(陳好壽等，1997)；⑤ 福建紫金山銅金礦的成礦年齡在122.2 Ma(陳好壽，1996)與88.3 Ma之間(吳淦國等，2004)。這些成礦年齡的跨度已遠遠地超過了同一構(gòu)造—巖漿—熱液系統(tǒng)下成礦作用的時間范圍(≤5 Ma，據(jù)翟明國等，2004)，導(dǎo)致它們的成因機制仍然是一個懸而未決的謎。

目前，礦床界普遍認可，在中國東南部發(fā)育了巨量的早白堊世中—晚期的花崗巖(及酸性火山巖)，它們帶來豐富的金屬礦產(chǎn)資源(陶奎元等，1999；毛景文等，2003；翟裕生等，2011)。具體地說，這些花崗巖漿提供了富含成礦物質(zhì)的熱液，形成了大量的巖漿熱液礦床(沈渭洲等，1996；徐曉春和岳書倉，1997；毛景文等，2003；周清，2011；翟裕生等，2011)。然而，在早白堊世中—晚期的花崗巖中，與成礦作用有關(guān)的是哪個年齡段的花崗巖？哪種類型的花崗巖？它們與巖漿熱液礦床之間存在哪種有機的聯(lián)系？筆者認為，在中國東南部侵入時間為105±5 Ma的A2型花崗巖為該次成礦大爆發(fā)的 “成礦母巖”，理由如下：

(1)本研究測定，蘇州和靈山復(fù)式花崗巖體中鉭鈮礦的成礦年齡分別為106.5±1.2 Ma(SAB-1)和105.5±4.5 Ma(HS-1)，而相應(yīng)的A2型花崗巖的成巖年齡為104.8±1.3 Ma(TPS-1)和105.5±1.6 Ma(GYZ-1)(參見第5.3節(jié))，成礦作用與A2型花崗巖漿活動是同時發(fā)生的。陳好壽等(1994)發(fā)現(xiàn)，“福建省上杭—云霄銅金成礦帶有一個在100～110 Ma之間的成礦峰值年齡”；而孫豐月(1992)、張振海等(1993)、Li Jianwei et al.(2006)和丁正江等(2012)都認為，膠東地區(qū)存在一個100～110 Ma之間的多金屬(金)成礦期。與這些金礦伴生的煌斑巖也出現(xiàn)在100～110 Ma之間(楊敏之和李治中，1989；孫景貴等，2000)。本研究的統(tǒng)計工作顯示，中國東南部金屬礦床的成礦年齡大量地出現(xiàn)100～110 Ma之間(表7、圖12)。同時，本研究發(fā)現(xiàn)，中國東南部A2型花崗巖的成巖年齡也大量地出現(xiàn)在100～110 Ma之間(表7、圖12)，兩者完全吻合。

(2)蘇州和靈山復(fù)式花崗巖體中鉭鈮礦都是圍繞A2型花崗巖分布的(參見圖2a、圖2c)。中國東南部的許多內(nèi)生金屬礦床的地質(zhì)調(diào)查表明，它們與A2型花崗巖具有緊密的空間關(guān)系，如：巖背斑巖錫礦、淘錫壩錫礦與密坑山A2型花崗巖有關(guān)(邱檢生和胡建，2007)；而與偉德山復(fù)式花崗巖體中的銅鉬礦伴生的是細粒正長花崗巖(丁正江等，2013)；與九華山復(fù)式花崗巖體中的鎢鉬礦伴生的是細粒花崗巖(陳芳等，2013)；與福安赤路—周寧咸格地區(qū)鉬礦伴生的是第四次侵入的中細?；◢弾r、花崗斑巖等(陳桂全，2017)；與武夷山成礦帶紅山銅礦和巖背錫礦伴生的是花崗斑巖(陳世忠等，2010；2013)，等等。在中國東南部，野外被稱為 “花崗斑巖” 或 “細?；◢弾r” 在巖相學(xué)和地球化學(xué)上就是A2型花崗巖，如：浙東南的曹門花崗斑巖(李艷軍等，2010)和閩東的新村細?；◢弾r(陳國安和周珣若，1996)，等等。

(3)本研究的巖相學(xué)(參見第3節(jié))和地球化學(xué)(參見第4節(jié))分析顯示，A2型花崗巖都具有高分異的特征，而高分異的花崗巖漿是巖漿熱液礦床的“成礦母巖”的必要條件，因為成礦金屬元素是通過分離結(jié)晶作用而富集在殘余花崗巖漿中的(翟裕生等，2011)。許多作者發(fā)現(xiàn)，A2型花崗巖與高分異的I型花崗巖完全相似(Collins et al.，1982；King et al.，1997)，換言之，A2型花崗巖很可能就是I型花崗巖分異而來的(Collins et al.，1982；Charoy and Raimbault，1994；周珣若等，1994；Moghazi et al.，1999；King et al.，1997；Liverton and Botelho，2001)。在南嶺地區(qū)，作為“成礦母巖”的高分異的A2型花崗巖經(jīng)常出現(xiàn)在鎢錫礦區(qū)，如：鄧阜仙鎢礦(蔡楊等，2011)、柿竹園鎢錫礦(Chen Yuxiao et al.，2016)、九龍腦鎢礦(豐成友等，2011)、大坳鎢錫礦(付建明等，2007)、新路錫鎢礦(朱金初等，2008)。

(4)通過分析鋯石的n(176Hf)/n(177Hf)和n(176Lu)/n(177Hf)值與結(jié)晶年齡，可以計算出n(176Hf)/n(177Hf)初始值，來判斷鋯石結(jié)晶介質(zhì)的起源特征(Wang Xiang et al.，2003)。本研究的鋯石Hf同位素分析顯示，善安浜和葛源鉭鈮礦區(qū)的A2型花崗巖和礦石中的鋯石具有相同的n(176Hf)/n(177Hf)初始值(表6、圖11)，證明了兩者之間存在親緣性。在中國東南部，晚期侵入的A2型花崗巖與礦石可以具有完全相同的δ18O值(黃定堂，1999)，而巖背錫礦礦石中的黃鐵礦的鉛、硫同位素資料證實，成礦物質(zhì)主要來自巖漿，成礦熱液的O同位素值表明主要由巖漿水組成(沈渭洲等，1996)。

(5)筆者已經(jīng)闡述，呈斑狀細粒或微粒結(jié)構(gòu)的A2型花崗巖，其斑晶常具有熔蝕邊界(參見第3節(jié))，說明它們的母巖漿是沿著張性斷裂快速侵位和冷凝結(jié)晶的(Müller et al.，2005)。而與之匹配的許多巖漿熱液礦床，都呈現(xiàn)出最典型的張性構(gòu)造環(huán)境中的成礦類型——隱爆角礫巖型礦床，如：武夷山紅山銅礦(陳世忠等，2013)、紫金山金銅礦(郝秀云等，1999)、膠東南臺銅礦(丁正江等，2013)、浙西金雞巖金礦(杜楊松等，1998)、銀巖和巖背錫礦(沈渭洲等，1995)、浙江東塢山銀多金屬礦(魏明秀，1994)、670鈾礦(周家志，2000)等。Mitcheoo and Garson(1981)、Fogliata et al.(2012)、汪相和樓法生(2022)認為，花崗巖漿熱液礦床僅與造山后花崗巖有關(guān)，因為導(dǎo)致造山后花崗巖侵位的張性斷裂也為成礦物質(zhì)的 “運與儲” 提供了最有利的空間條件(Groves and Bierlein，2007；Basto Neto et al.，2009)。

然而，在中國東南部早白堊世晚期的A2型花崗巖的產(chǎn)狀通常為巖瘤或巖枝，出露面積很小，如：獅子林A2型花崗巖的出露面積為7.7 km2(崔之久等，2009)，松樹崗A2型花崗巖的出露面積為1 km2(黃定堂，1999)。這些A2型花崗巖的稀有金屬的平均含量分別為 67.0 ×10-6Nb、13.2 ×10-6Ta、97.2 ×10-6Y、21.5 ×10-6U、515.8 ×10-6Rb(表2)。通過質(zhì)量平衡計算，如此小體積的富稀有金屬花崗巖也是不可能分異出中型—大型的稀有金屬礦，如：松樹崗特大型鉭鈮礦(蔡報元等，2017)、善安浜大—中型鉭鈮礦(何堅平，2006)。因此，也不能稱它們?yōu)椤俺傻V母巖”，即：成礦物質(zhì)(成礦金屬、助溶劑、流體)不可能從這些小體積巖漿的 “巖漿結(jié)晶作用的末期和期后”(翟裕生等，2011)分離出來的。事實上，中國東南部早白堊世晚期的A2型花崗巖都是細?；蛭⒘＝Y(jié)構(gòu)(圖3、圖4)，說明它們的母巖漿是快速定位和結(jié)晶的，這意味著它們沒有充分的時間 “將有用物質(zhì)聚集起來”(翟裕生等，2011)。

根據(jù)在中國東南部廣泛出現(xiàn)的～127 Ma的主體花崗巖(I型花崗巖)、～105 Ma的補體花崗巖(A2型花崗巖)和～105 Ma的稀有金屬礦(表7、圖12)伴生在一起的規(guī)律，筆者認為，從I型花崗巖的巖漿房形成開始，在該巖漿房中的初始巖漿經(jīng)歷了～22 Ma的分離結(jié)晶作用，從而在該巖漿房上端演化出富含成礦物質(zhì)的殘余花崗巖漿。在～105 Ma，中國東南部的伸展作用達到高潮，該殘余巖漿沿著張性斷裂快速定位到某一高度時，由于壓力的急劇下降(包括溫度的急劇下降)，殘余巖漿中的流體的溶解度急劇下降，導(dǎo)致流體—熔體之間發(fā)生溶離作用，殘余巖漿驟然分解為兩部分：硅質(zhì)流體和堿性過鋁質(zhì)熔體(Veksler，2004)。由于前者有很低的密度和黏度，又因為稀有金屬(W、Cu、Au、Nb、Ta、REE等)在富含堿質(zhì)(K和Na為主)和揮發(fā)份(F和Cl為主)的硅質(zhì)流體中具有更高的分配系數(shù)(Webster and De Vivo，2002；Veksler，2004)，它率先到達張性體系的上端，形成含礦的石英脈或云英巖；而后者充填在張性構(gòu)造的下部空間，結(jié)晶形成A2型花崗巖。因此，100～110 Ma的A2型花崗巖與巖漿熱液稀有金屬礦床是一對同源分體，兩者的同步出現(xiàn)充分展示了(成礦物質(zhì))“源—運—儲” 完整的成礦過程。事實上，含礦的石英脈與A2型花崗斑巖充填在相同的張性裂隙中，兩者都與下伏的A2型花崗巖巖瘤連結(jié)在一起，如贛東北松樹崗鉭鈮礦(圖13a，據(jù)薛榮等，2019)；或者，成礦熱液沿層間裂隙進入碳酸鹽巖巖層，發(fā)生矽卡巖化交代作用，同時金屬礦物沉淀下來，形成矽卡巖型金屬礦床，如皖南百丈巖鎢鉬礦(圖13b，據(jù)陳芳等，2013)。值得指出的是，它們不是傳統(tǒng)意義上的巖漿期后熱液礦床(翟裕生等，2011；文博杰等，2015)，因為熱液流體并不 “形成于冷卻的巖漿體內(nèi)(肖慶輝等，2002)”，而是來自于上升定位過程中的高分異的花崗巖漿(即巖漿房中經(jīng)歷～22 Ma的分離結(jié)晶作用后的殘余巖漿)。

圖13 “黃山晚期” A2型花崗巖及其巖漿熱液礦床的地質(zhì)剖面圖：(a)松樹崗A2型花崗巖與石英脈型鉭鈮礦(據(jù)薛榮等，2019修改)；(b)百丈巖A2型花崗巖與矽卡巖型鎢鉬礦(據(jù)陳芳等，2013修改)

每次造山運動，都會引發(fā)一個兩階段(即同造山和造山后)的花崗巖漿活動，其中，造山后花崗質(zhì)巖漿往往攜帶大量的成礦物質(zhì)。這些造山后花崗巖漿的上升定位造成了大規(guī)模的成礦作用，如：在阿蒙興造山帶的金屬礦床(汪相，2018)、在右江地塊的金屬礦床(Wang Xiang and Ren Minghua，2019)和在南嶺地區(qū)的金屬礦床(汪相和樓法生，2022)。同樣，在中國東南部，上述A2型花崗巖(以及各種造山后的、高分異的巖漿巖)也造成了大量的巖漿熱液礦床(表7)。鄧晉福等(1999)認為，“最宏偉的成礦流體系統(tǒng)應(yīng)來自一個地區(qū)巖漿活動旋回的晚期和末期，深部巖漿房接近全部固結(jié)的時候”，這一點與本研究的結(jié)論完全吻合。

7 黃山運動

在晚中生代(侏羅紀和白堊紀)華南地區(qū)發(fā)育了巨量的花崗巖，它們被認為是濱太平洋燕山運動的產(chǎn)物(毛建仁等，1998；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；陳培榮等，2002；董樹文等，2007)。然而，目前對華南燕山運動的時間跨度的認識存在較大的分歧：① 從晚三疊世至晚白堊世(程裕淇，1994；任紀舜等，1999)；② 從侏羅紀到白堊紀(董樹文等，2007；沈渭洲等，2007)；③ 從早侏羅世到早白堊世(毛建仁等，1998；萬天豐和趙慶樂，2012)。上述燕山運動 的時間跨度都大于100 Ma，明顯地超過了一次造山運動(一個從擠壓開始到伸展結(jié)束的構(gòu)造旋回)的時間范圍——由于擠壓造成的加厚地殼的重力均衡作用，一次造山運動的時間跨度一般在幾十個Ma左右(如華北和西北地區(qū)的阿蒙興運動的時間跨度為～37 Ma，據(jù)汪相，2018)。因此，有作者將中國東南地區(qū)的燕山運動分解成早、中、晚3個造山旋回(任紀舜等，1999)，每次造山旋回的擠壓構(gòu)造變形的方向、強度和方式都有所不同，即：它們是在不同的板塊驅(qū)動力下形成的。

一次典型的造山運動(抑或一個造山旋回，抑或一期造山幕)就是一個從擠壓到伸展的應(yīng)力狀態(tài)演化過程(Deway，1988；Jamieson，1991)，因此它可以分解為兩個構(gòu)造階段：同造山(同構(gòu)造)和造山后(構(gòu)造后)階段，分別伴隨有相應(yīng)的花崗巖漿侵入作用。早期的花崗巖漿以主動侵位方式沿逆沖斷裂上升定位，形成同造山花崗巖；而晚期的花崗巖漿以被動侵位方式沿張性斷裂上升定位，形成造山后花崗巖(Paterson and Fowler，1993；汪相，2018；汪相和樓法生，2022)。因此，我們可以通過同造山花崗巖和造山后花崗巖的定位時間來限定一次造山運動的兩個關(guān)鍵性時間節(jié)點：擠壓作用和伸展作用的高峰時間(Wang Xiang and Ren Minghua，2018；汪相，2018；汪相和樓法生，2022)，例如：歐美板塊(Euramerican plate)與岡瓦納板塊(Gondwanan plate)之間的碰撞引起的海西運動(Hercynian Movement)(Smith et al.，1973)帶來～305 Ma的同造山花崗巖(Paquette et al.，2003；Liotta et al.，2008)和～283 Ma的造山后花崗巖(Paquette et al.，2003；Liotta et al.，2008)。最新的研究表明，南嶺地區(qū)的燕山運動始于～165 Ma，終于～130 Ma，其構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)變(從擠壓向伸展)發(fā)生在～140 Ma，因此“燕山期”被分解為“燕山早期(165～140 Ma)”和“燕山晚期(140～130 Ma)”兩個階段，分別以～155 Ma的同造山花崗巖和～133 Ma的造山后花崗巖為代表(汪相和樓法生，2022)。

大量的研究資料反映，當(dāng)伊澤奈崎板塊在晚侏羅世潛沒于歐亞大陸之下，庫拉板塊于早白堊世中期開始向歐亞大陸俯沖，其俯沖速度在早白堊世中—晚期達到最大值，導(dǎo)致中國東南部沿海地帶處于強烈的擠壓應(yīng)力狀態(tài)(Hilde et al.，1977；Lu Huafu et al.，1994；任建業(yè)等，1998；胡開明，2001；鄧平和舒良樹，2012)，從而引發(fā)大規(guī)模的花崗巖漿活動(陳培榮等，2002；周新民等，2007)。至晚白堊世，庫拉板塊潛沒于歐亞大陸之下(鄧平和舒良樹，2012)。鑒于動力源及其構(gòu)造作用的時空范圍不同于狹義的燕山運動(主要指南嶺地區(qū)的燕山運動，據(jù)汪相和樓法生，2022)，筆者建議用 “黃山運動” 來命名這一新的造山運動(相當(dāng)于擴大化的燕山運動的一個造山旋回或造山幕，參見任紀舜等，1999)，有關(guān)細節(jié)表述如下：

(1)板塊動力學(xué)研究表明，從135 Ma至100 Ma期間，控制中國東部大陸的構(gòu)造環(huán)境主要是庫拉板塊向歐亞大陸的俯沖作用(Hilde et al.，1977)。

(2)根據(jù)角度不整合面的位置，鄧晉福等(2006)在華北地區(qū)區(qū)分出燕山運動的第四幕(晚期造山幕)的時間范圍為121～135 Ma(筆者注：近似于本文的黃山運動的擠壓作用階段)。具體地說，本文的黃山運動可以限制在中國東南部出現(xiàn)的兩個不整合面之間：下面的不整合面為下白堊統(tǒng)虎頭山組與館頭組之間的不整合面(顧知微，2005)，上面的不整合面為下白堊統(tǒng)與上白堊統(tǒng)之間的不整合面(黃汲清，1960)。因此，本文的黃山運動始于～135 Ma，而終于～100 Ma。

(3)許多作者認識到，中國東南部的動力體制在早白堊世中—晚期(100～130 Ma)經(jīng)歷了一次由同造山擠壓轉(zhuǎn)為造山后伸展的過程(筆者注：相當(dāng)于本文的黃山運動)，其擠壓變伸展的轉(zhuǎn)折點出現(xiàn)在～110 Ma(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；張宏遠等，2006；徐先兵等，2014)。事實上，在100～110 Ma期間，中國東南部發(fā)生了一次大規(guī)模的火山活動(巫建華等，2017；另見本文的“5.2.3 A2型花崗巖”節(jié)和表7)和成礦作用(孫豐月，1992；陳好壽等，1994；Li Jianwei et al.，2006；丁正江等，2012；另見本文的“6 成礦作用”節(jié)和表7)，顯示了中國東南部已全面進入伸展作用環(huán)境。因此，黃山運動的構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)變(從擠壓向伸展)發(fā)生在～110 Ma，而“黃山期”(100～135 Ma)也可被分解為“黃山早期”(110～135 Ma)和“黃山晚期”(100～110 Ma)兩個階段，分別代表相應(yīng)的擠壓作用和伸展作用階段，并分別以～127 Ma的同造山花崗巖(即I型花崗巖)和～105 Ma的造山后花崗巖(即A2型花崗巖)為擠壓和伸展作用達到高峰期的巖漿活動產(chǎn)物。

(4)趙越等(2004)指出，“在早白堊世，中國東部的構(gòu)造過程已經(jīng)不屬于燕山運動的范疇”；萬天豐等(2008)認為，中國東部的燕山運動持續(xù)到～135 Ma為止；甚至有一些作者提出，燕山運動在晚侏羅世之前就已結(jié)束的觀點(Jiang Yaohui et al.，2006；Zhao Kuidong et al.，2012)。因此，完全有必要命名一個新的造山運動——“黃山運動”，以區(qū)別狹義的燕山運動的時空范圍和動力學(xué)機制(汪相和樓法生，2022)。

(5)根據(jù)中國東部下白堊統(tǒng)地層中出現(xiàn)的不整合面，前人已經(jīng)區(qū)分并命名了幾個陸內(nèi)造山運動，如：早白堊世中期的“閩浙運動”(顧知微，2005)、早白堊世晚期的“麗水運動”(馬武平，1997)和 “浦口運動”(黃潤生和曹建忠，2010)。然而，由于缺失本地區(qū)花崗巖漿活動(即同造山和造山后花崗巖)及其精確年齡的有力證據(jù)，這些造山運動的內(nèi)涵尚未被廣泛地化解到區(qū)域地質(zhì)應(yīng)用中，而本文的黃山運動在時間上恰好涵蓋了這些造山運動，且在空間上擴展到整個中國東南部地區(qū)，因此具有充分的迭代條件。值得指出的是，通過不整合面確定的造山運動有兩個缺點：① 不整合面代表了擠壓作用和陸塊抬升的出現(xiàn)，它的發(fā)育程度嚴重地受到基底巖石的變形和剝蝕的制約。因此，在不同地塊上不整合面的比對容易產(chǎn)生一定的偏差，導(dǎo)致同一個造山運動在不同地塊上以不同的名稱命名(參見上述幾個地區(qū)性構(gòu)造運動的名稱)；② 不整合面與上覆地層之間有一段時間上的沉積缺失，無法體現(xiàn)出當(dāng)時的伸展作用達到高潮時的規(guī)模和時間。相反，利用侵入在地殼內(nèi)部的同造山和造山后花崗巖及其定位年齡，就可以消除上述兩個方面的瓶頸效應(yīng)。

必須說明的是，筆者以 “黃山(運動)” 來命名這期造山運動是基于以下4點原因：① 黃山復(fù)式花崗巖體包括了該期構(gòu)造運動的同造山花崗巖(即蓮花峰I型花崗巖，參見第3節(jié))和造山后花崗巖(即西海A2型花崗巖，參見第3節(jié))，是黃山運動的代表性產(chǎn)物；② 在黃山復(fù)式花崗巖體的內(nèi)部和周圍，出露了許多巖漿熱液礦床，如：巖體內(nèi)的拱家?guī)X螢石礦和烏石—焦村螢石礦(楊四春，2009)、巖體周圍的仙王壇鉛鋅銀礦(高申林等，2014)、三口鎮(zhèn)金礦(康業(yè)閃等，2016)和外桐坑金礦(朱瑞，2016)，表明了該復(fù)式花崗巖體具有相應(yīng)的成礦能力；③ 黃山(其蓮花峰的海拔高度為1864 m)是中國東南部該類復(fù)式花崗巖體中最高的山峰，具有顯著的地理學(xué)標志性；④ 黃山是世界文化與自然雙重遺產(chǎn)，在國內(nèi)外具有極高的知名度。

朱光等(1995)認為，郯廬斷裂的大規(guī)模左行走滑平移發(fā)生在110～130 Ma，隨后郯廬斷裂進入以伸展為主的構(gòu)造運動。這與筆者定義的 “黃山早期” 的擠壓作用完全吻合，故本文強調(diào)，正是黃山運動導(dǎo)致了郯廬斷裂的左行平移。根據(jù)贛江斷裂(鄧平等，2003)和長樂—南澳斷裂(Lu Huafu et al.，1994)的左行走滑也發(fā)生在早白堊世，筆者推測，夾在前兩者之間的鷹潭—安遠斷裂也在早白堊世發(fā)生了左行走滑。作為中國東南部的西邊界的兩個深大斷裂帶(即郯城—廬江斷裂帶和鷹潭—安遠斷裂帶)的走滑平移運動也許不同程度地消解了黃山運動對兩個深大斷裂西側(cè)的擠壓作用和伸展作用，使得兩個深大斷裂西側(cè)的陸塊上(即華北地塊、大別山造山帶、揚子地塊、南嶺地塊)很少發(fā)育 “黃山期” 的I型花崗巖和A2型花崗巖組成的復(fù)式花崗巖體。

8 結(jié)論

通過中國東南部蘇州、黃山、靈山和福州復(fù)式花崗巖體的巖相學(xué)、巖石化學(xué)和鋯石學(xué)的系統(tǒng)研究，本研究首次確定：

(1)復(fù)式花崗巖體的主體相(主要為黑云母二長花崗巖，屬于I型花崗巖)是由弱分異的殼源花崗巖漿結(jié)晶而成，定位于127.1±1.8 Ma(代表同造山擠壓作用高峰期)；

(2)復(fù)式花崗巖體的補體相(主要為鐵鋰云母/白云母堿長花崗巖，屬于A2型花崗巖)是由與主體花崗巖同源的高分異的花崗巖漿結(jié)晶而成，定位于105.4±1.3 Ma(代表造山后伸展作用高峰期)；

(3)與復(fù)式花崗巖體有關(guān)的巖漿熱液礦床形成于106.4±2.3 Ma，它們與A2型花崗巖是一對同源分體，兩者皆來自深部巖漿房內(nèi)高分異的殘余巖漿。

(4)造成中國東南部大規(guī)模的花崗巖漿活動及其成礦作用的動力來源為一次新的造山作用——黃山運動，該造山作用始于～135 Ma，終于～100 Ma，可以擠壓作用高峰期(～127 Ma)和伸展作用高峰期(～105 Ma)兩個重要的時間節(jié)點來精確地限定。

因此，筆者的研究成果——揭示了中國東南部早白堊世中—晚期發(fā)生的一次構(gòu)造—巖漿—成礦作用復(fù)合于一體的重大事件，在今后的區(qū)域構(gòu)造、花崗巖成因和找礦勘探等研究中將顯示出極其重要的地質(zhì)意義。

致謝：兩位審稿專家對本文提出了多方面、建設(shè)性的寶貴意見，本單位吳夢霜、王浩、馬逸然、陳潔、黃品赟、李弘廷、艾宇民、馬鑫等同學(xué)，協(xié)助完成了部分野外采樣和室內(nèi)分析工作，在此一并表示衷心感謝。

注釋/Notes

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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