杜秀玲，汪方躍，閆海洋，顧海歐，孫賀，葛粲

1) 合肥工業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院，合肥，230009;2) 合肥工業(yè)大學(xué)礦床成因與勘查技術(shù)研究中心，合肥，230009;3) 中國(guó)科學(xué)院殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院，合肥，230026

內(nèi)容提要: 花崗巖的源區(qū)、溫壓條件及與其他巖石的共生組合的研究可以限定其形成構(gòu)造背景，了解其形成的深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程。本文對(duì)浙江中部中生代芙蓉山花崗斑巖及其暗色包體開(kāi)展了全巖主微量元素、鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素、Ti溫度計(jì)和全巖Sr—Nd同位素研究，探討芙蓉山花崗斑巖的成因類(lèi)型、源區(qū)特征及其與鎂鐵質(zhì)包體之間的關(guān)系，并進(jìn)一步限定其構(gòu)造背景。鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示芙蓉山花崗斑巖加權(quán)平均年齡為133.6±1.6 Ma (MSWD = 2.1，2σ)，鎂鐵質(zhì)包體加權(quán)平均年齡為130.3±4.2 Ma (MSWD = 5.8，2σ)，其成巖年齡基本一致，形成于早白堊世。全巖地球化學(xué)表明芙蓉山花崗斑巖屬于亞堿性系列，同時(shí)具有低的Ga/Al(<2.6)，高的Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)，較高的全堿含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，以及較低的鋯石Ti飽和溫度特征(631～690℃)，這些特征顯示芙蓉山花崗斑巖為I型花崗巖，而非A型花崗巖。芙蓉山花崗斑巖中鋯石Hf同位素有比較大的范圍[εHf(t)=-10.9～-1.1]，全巖[n(87Sr)/n(86Sr)]i = 0.7062～0.7078，相對(duì)富集的εNd(t)=-5.6 ～ -4.7值；而包體表現(xiàn)為均一的[n(87Sr)/n(86Sr)]i=0.7071～0.7079和弱富集的εNd(t)=-3.8 ～-2.8特征。野外及巖相學(xué)和元素地球化學(xué)特征顯示典型的巖漿混合特征。鎂鐵質(zhì)包體源區(qū)可能來(lái)自于俯沖交代地幔，芙蓉山花崗斑巖則形成于古老富鉀地殼熔體和交代地幔熔體混合后的結(jié)晶分異?；旌夏Ｐ陀?jì)算表明混合比例為：～80%的地幔端元和～ 20%地殼端元。浙江中部芙蓉山富鉀I型花崗斑巖與鎂鐵質(zhì)包體共生可能指示其形成于古太平洋板塊俯沖后撤初始弱伸展拉張的構(gòu)造背景。

花崗巖類(lèi)巖石是大陸地殼的重要組成部分，分布廣泛?；◢弾r對(duì)研究大陸地殼的生成和演化、殼幔相互作用、成礦規(guī)律、區(qū)域構(gòu)造演化和地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程具有重要的指示意義(Charvet et al., 1994; Zhou Xinmin and Li Wuxian, 2000; Kemp and Hawkesworth, 2003; Kemp et al., 2007)。

花崗質(zhì)巖石可劃分為I—S—M—A四種成因類(lèi)型(Chappell and White, 1974; Whalen et al., 1987)。I—S—M型花崗巖的劃分依據(jù)是其不同的源區(qū)巖石組成。M型花崗巖的源區(qū)被認(rèn)為是俯沖洋殼或其上的地幔，而I型和S型花崗巖的源區(qū)分別為變火成巖和變質(zhì)碎屑巖(Pitcher, 1983; Whalen, 1985)。I型花崗巖主要顯示出準(zhǔn)鋁質(zhì)或弱過(guò)鋁質(zhì)組分，而S型花崗巖為強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)組分(Chappell and White，1974)。而A型花崗巖是一類(lèi)具有特殊的巖石地球化學(xué)特征(高溫、富集高場(chǎng)強(qiáng)元素、富堿、貧水等)的花崗巖類(lèi)，有很好的構(gòu)造指示意義，常常被用來(lái)作為拉張背景判別的主要標(biāo)志 (Martin et al., 1994; Bonin, 2007; Karsli et al., 2012)。前人對(duì)區(qū)分A型花崗巖與其他類(lèi)型的花崗巖已有大量的研究(Bonin, 2007; Clemens et al., 1986; Collins et al., 1982; Eby, 1990, 1992; Whalen et al., 1987)。然而，很多時(shí)候A型花崗巖的判別存在較大的多解性，且常常與高分異I型花崗巖或者S型花崗巖相混淆，特別僅僅依靠地球化學(xué)特征判別其成因時(shí)，常?？赡軒?lái)錯(cuò)誤的判別，從而影響了構(gòu)造背景的解讀。野外常見(jiàn)I型花崗巖和A型花崗巖共同出露，然而其形成時(shí)代往往不同(Zhao Jiaolong et al., 2016)。A型花崗巖常常與堿性巖、基性玄武巖及輝長(zhǎng)巖脈體相共生，顯示其形成于拉張的構(gòu)造背景下。而與其共生的基性巖與酸性的A型花崗巖在同位素上常呈現(xiàn)混合特征，被認(rèn)為是地殼和幔源巖漿混合的結(jié)果 (Xu Xisheng et al., 1999; Qiu Jiansheng et al., 2004; Chen Jingyuan et al., 2013; Li Chunlin et al., 2014)。同時(shí)，共生的基性巖漿可為A型花崗巖的形成提供主要熱源。由于A型花崗巖注重其形成的溫度、含水量和構(gòu)造屬性，確定其巖石類(lèi)型對(duì)判別其形成構(gòu)造背景具有重要意義，因此對(duì)于確定巖石是否為A型花崗巖需要充分證據(jù)支持。

已有文獻(xiàn)報(bào)道華南內(nèi)陸到沿海地區(qū)發(fā)育多個(gè)A型花崗巖，如江西象山巖體(135 Ma; Jiang Yaohui et al., 2005; Yang Shuiyuan et al., 2011)、靈山巖體(132 Ma; Xiang Yuanxin et al., 2017)、大茅山巖體(124 Ma; Jiang Yaohui et al., 2011)、浙江的芙蓉山巖體(127～129 Ma; Wang Hongzuo et al., 2015)、沐塵巖體(112 Ma; 劉亮等, 2011; Yan Haiyang et al., 2020)、白菊花尖巖體(125 Ma; Wong Jean et al., 2009)等，其中芙蓉山巖體、白菊花尖巖體、沐塵巖體中還發(fā)育一些鎂鐵質(zhì)包體(MMEs)。根據(jù)A型花崗巖的構(gòu)造特征判別，華南地區(qū)可能經(jīng)歷過(guò)多次不同的拉張背景(Wang Guochang et al., 2015; Yan Haiyang et al., 2020)。華南地區(qū)從江西到浙江西北部均發(fā)育A型花崗巖，Wang Hongzuo 等(2015)提出板片后撤引起的陸內(nèi)拉張來(lái)解釋該地區(qū)的A型花崗巖特征。相山巖體具有典型的A型花崗巖特征，如堿性、高溫、高Ga/Al、高Zr含量；沐塵巖體也具有和相山巖體相似的地球化學(xué)屬性(Yan Haiyang et al., 2020)。然而芙蓉山巖體的巖石地球化學(xué)特征則介于A型花崗巖與I型花崗巖之間，如亞堿性、相對(duì)其他A型花崗巖較低的Ga/Al、Zr含量等(Wang Hongzuo et al., 2015)。同時(shí)，芙蓉山巖體具有較高的SiO2含量，屬于高演化花崗巖，對(duì)于高演化花崗巖類(lèi)型判別也存在較大爭(zhēng)論。因此芙蓉山巖體的源區(qū)特征，形成條件及構(gòu)造背景需要做進(jìn)一步研究。

相對(duì)于A型花崗巖，I型花崗巖報(bào)道較少，總體報(bào)道的I型花崗巖多數(shù)分布于福建地區(qū)、浙江沿海地區(qū)。這些巖體的時(shí)間跨度很寬，從中侏羅世到早白堊世均出露(Wang Guochang et al., 2015)。它們屬于高鉀鈣堿性I型花崗巖，元素和同位素組成具有很大的多樣性，包括純地殼來(lái)源，殼?；旌蟻?lái)源等(Wang Guochang et al., 2015; Zhao Jiaolong et al., 2016; Quelhas et al., 2020)。研究認(rèn)為無(wú)論是I型花崗巖還是A型花崗巖，殼?；旌献饔镁兴憩F(xiàn)。長(zhǎng)英質(zhì)火山巖鋯石Hf 同位素研究可能更加證實(shí)這一點(diǎn)，I型花崗巖中鋯石Hf同位素具有很寬的變化范圍(εHf(t) =- 10.0～0)，說(shuō)明其源區(qū)有幔源物質(zhì)的貢獻(xiàn) (Liu Lei et al., 2012， 2014; Li Chunlin et al., 2014)。中酸性巖體中發(fā)育的鎂鐵質(zhì)微粒包體(MMEs)，被認(rèn)為是巖漿混合的有力證據(jù)(Vernon, 1984; Barbarin, 2005)。

華南地區(qū)發(fā)育大規(guī)模中生代巖漿作用，指示著古太平洋板塊俯沖作用導(dǎo)致的陸殼活化(Zhou Xinmin et al., 2006; Zheng Yongfei et al., 2013)，但是其巖漿巖的源區(qū)依舊存在較大爭(zhēng)論。目前對(duì)于中酸性巖漿巖源區(qū)的潛在代表，不同的研究者會(huì)選擇不同的源區(qū)代表其端元。地幔端元選擇的對(duì)象有包括：軟流圈地幔，古老富集巖石圈地幔，俯沖流體交代巖石圈地幔(Zhang Bo et al., 2019; Yan Haiyang et al., 2020; Li Xianhua, 2008)；而地殼端元?jiǎng)t更為復(fù)雜，包括：古元古代變沉積巖，元古代變火成巖(Wang Guochang et al., 2016)，新元古代變沉積巖，變火山巖等，或者根據(jù)一些同位素極富集的花崗巖作為端元，如大容山花崗巖，εNd(t)=-13.25(平均值)(Hsieh et al., 2008)。由于華南陸殼的極度不均一性，可能不同地區(qū)的端元特征存在較大差別，而選擇合適的物質(zhì)端元?jiǎng)t顯得極為重要。

總的來(lái)說(shuō)，盡管前人對(duì)華南地區(qū)中生代巖漿巖進(jìn)行了大量研究，仍然有部分巖體存在較大爭(zhēng)議，這限制了對(duì)區(qū)域巖漿作用的起源、演化和地球動(dòng)力學(xué)機(jī)制的進(jìn)一步認(rèn)識(shí)。本文以浙江中部芙蓉山花崗斑巖及其鎂鐵質(zhì)包體為研究對(duì)象，進(jìn)行了U-Pb年代學(xué)、全巖主微量元素、Sr—Nd—Hf同位素等綜合研究。通過(guò)對(duì)芙蓉山地區(qū)花崗斑巖和鎂鐵質(zhì)包體的地球化學(xué)和同位素組成比較，探討芙蓉山巖體的成因類(lèi)型(I型或A型)、源區(qū)特征及其與鎂鐵質(zhì)包體之間的關(guān)系，同時(shí)探討了其形成的地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程。

1 地質(zhì)背景

圖1 中國(guó)大陸東南部區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖(改自Liu Liang et al.，2013)Fig. 1 Simplified geological map of southern China continent, showing the distribution of Mesozoic granitoid and volcanic rocks (modified after Liu Liang et al.，2013)①—江山—紹興斷裂；②—萍鄉(xiāng)—云山斷裂；③—政和—大浦?jǐn)嗔?；④—長(zhǎng)樂(lè)—南澳斷裂①—Jiangshan—Shaoxing fault；②—Pingxiang—Yushan fault；③—Zhenghe—Dapu fault；④—Changle—Nan’ao fault

贛—杭構(gòu)造帶主要由贛—杭裂谷(Goodell et al., 1991)、火山—侵入復(fù)合體和拉張盆地組成(鄧家瑞和張志平, 1989, 1997; Goodell et al., 1991; Gilder et al., 1991, 1996)。贛—杭裂谷發(fā)育高角度斷裂，包括萍鄉(xiāng)—云山和江山—紹興深斷裂帶(圖1)。該地區(qū)的拉張盆地(K2—E)包括撫州—崇仁盆地、信江盆地和金華—衢州盆地。這些盆地上層為紅色碎屑沉積巖和泥灰?guī)r、石膏和蒸發(fā)巖的組合，主要形成于晚白堊世，沉積厚度達(dá)10 km以上(余心起等, 2005, 2006)；下層為鈣堿性和富鉀堿性玄武巖夾層，成巖時(shí)代約為90～100 Ma (余心起等, 2004; 徐夕生等, 2005)。

圖2 浙江中部芙蓉山地質(zhì)簡(jiǎn)圖(改自Wang Hongzuo et al.，2015；毛孟才，1999)Fig. 2 Simplified geological map of Furongshan caldera in central Zhejiang (modified after Wang Hongzuo et al.，2015；Mao Mengcai，1999&)γπ—花崗斑巖；Q—第四系；K1c—下白堊統(tǒng)朝川組；J3j—上侏羅統(tǒng)九里坪組；J3c—上侏羅統(tǒng)茶灣組；J3x—上侏羅統(tǒng)西頭山組；J3g—上侏羅統(tǒng)高塢組；J3d—上侏羅統(tǒng)大爽組；J3h—上侏羅統(tǒng)黃尖組；J3l—上侏羅統(tǒng)勞村組；AnZch—前震旦系陳蔡群；AnZsh—前震旦系雙溪塢群γπ—granitic porphyry；Q—Quaternary；K1c—Chaochuan Formation of Lower Cretaceous；J3j—Jiuliping Formation of Upper Jurassic；J3c—Chawan Formation of Upper Jurassic；J3x—Xitoushan Formation of Upper Jurassic；J3g—Gaowu Formation of Upper Jurassic；J3d—Dashuang Formation of Upper Jurassic；J3h—Huangjian Formation of Upper Jurassic；J3l—Laocun Formation of Upper Jurassic；AnZch—Chencai group of Pre-Sinian；AnZsh—Shuangxiwu group of Pre-Sinian

贛—杭構(gòu)造帶沿?fù)P子地塊與華夏地塊之間的縫合帶逐步發(fā)育(圖1)(Li Xianhua et al., 2008, 2009)。在新元古代之前，揚(yáng)子地塊和華夏地塊具有不同的演化歷史(Qiu Yumin et al., 2000; Xiao Wenjiao et al., 2005)。這兩個(gè)地塊在新元古代閉合為一個(gè)整體，然后經(jīng)歷了多期顯生宙構(gòu)造事件，如加里東運(yùn)動(dòng)(奧陶紀(jì)—志留紀(jì))、印支運(yùn)動(dòng)(三疊紀(jì))、燕山運(yùn)動(dòng)(侏羅紀(jì)—白堊紀(jì))(Wang Yuejun et al., 2013; Zheng Yongfei et al., 2013)。這些構(gòu)造運(yùn)動(dòng)引起了廣泛的地殼再造，從而形成了大量的花崗質(zhì)侵入體。揚(yáng)子地塊基底由新太古代—元古宙低變質(zhì)火山巖、磨拉石型砂巖、碳酸鹽巖和太古宙—古元古代高變質(zhì)TTG片麻巖(石英閃長(zhǎng)巖，奧長(zhǎng)花崗巖，花崗閃長(zhǎng)巖)、變質(zhì)沉積巖、角閃巖和新元古代(～1000 Ma)蛇綠巖組成(Zhang Shaobing et al., 2006; 焦文放等, 2009; Gao Shan et al., 2011)。華夏地塊基底主要由古元古代—中元古代低變質(zhì)綠片巖和由片麻巖和角閃巖組成的中—高級(jí)變質(zhì)組合組成(沈渭洲等, 1993; Gao Shan et al., 1999; Qiu Yumin et al., 2000)。

芙蓉山地區(qū)位于浙江省義烏市蘇溪鎮(zhèn)，江山—紹興深斷裂東南側(cè)，贛—杭構(gòu)造帶東段。芙蓉山地區(qū)是一個(gè)規(guī)模較大的火山塌陷盆地，平面上呈近等軸狀圓形，直徑約16 km，面積約200 km2。盆地四周均為塌陷斷裂(內(nèi)傾，傾角40°～60°)且規(guī)模大(毛孟才，1999)。盆地基底由前震旦系陳蔡群、雙溪塢群及上三疊統(tǒng)烏灶組組成，陳蔡群由一套高綠片巖相—低角閃巖相的斜長(zhǎng)黑云片巖、石英云母片巖、石墨云母片巖等組成，厚度大于3000 m，原巖為陸源碎屑巖及少量碳酸鹽巖類(lèi)和火山巖類(lèi)，全巖Rb-Sr等時(shí)線年齡為1129～1260 Ma；雙溪塢群為灰綠色片理化中基—中酸性熔巖及火山碎屑巖夾砂礫巖、泥巖等，厚度3700 m，同位素年齡749 Ma；上三疊統(tǒng)烏灶組為一套陸相含煤巖，主要巖性為砂礫巖、長(zhǎng)石石英砂巖、泥巖、炭質(zhì)頁(yè)巖夾煤層，厚度大于620 m。盆地蓋層為晚侏羅世磨石山群，磨石山群自下而上可進(jìn)一步劃分為大爽組、高塢組、西頭山組、茶灣組和九里坪組。大爽組上部為酸性火山碎屑巖夾紫紅色砂巖，下部為紫紅色砂巖夾中性火山巖；高塢組為厚層狀酸性火山碎屑巖，局部為安山巖夾少量沉積巖；西山頭組為酸性火山碎屑巖夾沉積巖；茶灣組為灰黑色砂巖、粉砂質(zhì)泥巖夾沉凝灰?guī)r；九里坪組為熔結(jié)凝灰?guī)r，局部夾薄層沉積巖。據(jù)剖面資料統(tǒng)計(jì)，塌陷區(qū)內(nèi)火山蓋層中火山碎屑巖占81%、熔巖占3%、火山碎屑沉積巖占16%，其總厚度達(dá)3000余米，塌陷區(qū)內(nèi)地層產(chǎn)狀平緩，向北西傾斜(毛孟才，1999)。其邊緣的巖石，節(jié)理十分發(fā)育，破碎較強(qiáng)烈。區(qū)內(nèi)中生代火山巖系為一套陸相中酸性、酸性火山巖，為安山—英安—流紋質(zhì)巖石組合，以流紋質(zhì)巖石為主。它們?yōu)榫甙郀罱Y(jié)構(gòu)的巖石，與圍巖(早期火山巖)呈侵入接觸(任榮富，1987)。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析

本次工作是對(duì)芙蓉山地區(qū)花崗斑巖及其鎂鐵質(zhì)包體開(kāi)展研究。芙蓉山地區(qū)位于浙江省義烏市蘇溪鎮(zhèn)，江山—紹興深斷裂東南側(cè)，贛杭構(gòu)造帶東段，GPS坐標(biāo)為29°26′30.0″，120°14′35.1″。芙蓉山花崗斑巖侵入的火山巖地層為磨石山群的高塢組和西山頭組(圖2)，采樣位置見(jiàn)圖2，巖石較新鮮，部分樣品發(fā)生高嶺土化，綠泥石化。芙蓉山巖體主要為花崗斑巖，石英含量較多，顆粒大小較均勻，晶形較好，內(nèi)部含有少量輝石。鎂鐵質(zhì)包體隨機(jī)分布于芙蓉山花崗斑巖中，大部分包體分散存在。包體大小不一，直徑從幾厘米到幾十厘米不等。鎂鐵質(zhì)包體顆粒細(xì)小，質(zhì)地均勻緊密。

選取具有代表性的新鮮巖石，將樣品人工破碎后，利用磁選或者重砂方法分選出鋯石，然后在雙目鏡下挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒。把鋯石顆粒固定在無(wú)色透明的環(huán)氧樹(shù)脂中，制成樣品靶。將靶進(jìn)行細(xì)磨至鋯石露出約一半，隨后在光學(xué)顯微鏡下對(duì)其進(jìn)行透射光、反射光照相，再用掃描電鏡獲得鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像和背散射電子(BSE)圖像。這些圖像可以有效地揭示鋯石的表面特征及內(nèi)部結(jié)構(gòu)，以輔助隨后的U-Pb定年和Hf同位素分析。鋯石單礦物挑選和CL圖像拍攝在南京宏創(chuàng)勘探技術(shù)服務(wù)有限公司完成。

鋯石U-Pb同位素分析在合肥工業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院礦床成因與勘查技術(shù)研究中心(OEDC)礦物微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室，利用激光剝蝕—電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)完成。LA-ICPMS由Agilent 7900 ICPMS與Cetac Analyte HE激光剝蝕系統(tǒng)(193 nm ArF 準(zhǔn)分子激光器)聯(lián)用組成。激光剝蝕過(guò)程中氦氣為載氣，氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，氮?dú)鉃楸Ｗo(hù)氣以保護(hù)激光光路。激光剝蝕頻率為7 Hz，束斑為30 μm，單點(diǎn)數(shù)據(jù)采集為80 s (20 s背景信號(hào)+40 s樣品信號(hào)+20 s 背景信號(hào))。數(shù)據(jù)的離線處理包括背景信號(hào)的選擇、靈敏度漂移的校正、主要元素和微量元素濃度的分析，采用ICP-MS DataCal ( Liu Yongsheng et al., 2008)。詳細(xì)過(guò)程同(寧思遠(yuǎn)等, 2017; 汪方躍等, 2017)。均質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)鋯石(GEMOC GJ-1)n(207Pb)/n(206Pb)年齡為608.5±1.5 Ma (Jackson et al., 2004)，用于校正質(zhì)譜儀的質(zhì)量判別和元素分餾。標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500 (～1065 Ma)(Wiedenbeck et al., 1995)作為內(nèi)部標(biāo)準(zhǔn)，以評(píng)估重復(fù)性和儀器穩(wěn)定性。鋯石U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算均采用Isoplot/Ex_ver3.0 ( Ludwig, 2003)完成。

鋯石Hf同位素分析在合肥工業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院礦床成因與勘查技術(shù)研究中心(OEDC)礦物微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室利用激光剝蝕—多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-MC-ICPMS)完成。LA-MC-ICPMS 由Cetac Analyte HE激光剝蝕系統(tǒng)與ThermoFisher Neptune Plus MC-ICPMS聯(lián)用組成。193 nm ArF 準(zhǔn)分子激光到達(dá)鋯石表面的能量密度為～3.0 J/cm2。剝蝕束斑直徑為50 μm，激光剝蝕頻率為8 Hz，持續(xù)30 s(相當(dāng)于240次脈沖)。剝蝕過(guò)程中以氦氣(～0.9 L/min)和氬氣(～0.9 L/min)混合氣體為載體，將氣溶膠輸送到MC-ICP-MS中。分析過(guò)程中，標(biāo)準(zhǔn)鋯石樣品(包括Qinghu, Ple?ovice, and Penglai))作為質(zhì)量控制樣。所有分析數(shù)據(jù)的離線處理采用LAZrnHf-Calculator@HFUT(Gu Haiou et al., 2019)完成。在同一次試驗(yàn)中，三種標(biāo)準(zhǔn)鋯石Penglai、Ple?ovice 和Qinghu的n(176Hf)/n(177Hf)分析結(jié)果分別為 0.282915±0.000019，0.282484±0.000007和0.282997±0.000009，與三個(gè)標(biāo)準(zhǔn)樣品的推薦值較為吻合，Penglai、Ple?ovice和Qinghu的n(176Hf)/n(177Hf)推薦值分別為0.282906±0.000016、0.282482±0.000013和0.282996±0.000044)。標(biāo)準(zhǔn)鋯石n(176Hf)/n(177Hf)初始值的長(zhǎng)期監(jiān)控是基于Lu的衰變系數(shù)1.865×10-11/a( Münker et al., 2001) 來(lái)計(jì)算的。鋯石Hf模式年齡計(jì)算是基于以下參數(shù)計(jì)算：① 平均地殼的n(176Lu)/n(177Hf) = 0.015；② 球粒隕石現(xiàn)今n(176Hf)/n(177Hf) = 0.282772，n(176Lu)/n(177Hf )= 0.0332；③ 虧損地?，F(xiàn)今n(176Hf)/n(177Hf)= 0.28325，n(176Lu)/n(177Hf )=0.0384( Blichert-Toft et al.,1997)。

2.2 全巖主量、微量元素分析

全巖主量元素和微量元素分析在貴州同微測(cè)試科技有限公司用完成。主量元素利用Panalytical Axios PW4400 XRF(X射線熒光光譜儀)進(jìn)行分析；微量元素利用配有Cetac ASX-510自動(dòng)進(jìn)樣器的Thermal X series 2 ICPMS(電感耦合等離子體質(zhì)譜儀)進(jìn)行分析。儀器分餾校正使用內(nèi)標(biāo)稀釋劑和外標(biāo)監(jiān)控來(lái)校正，ICPMS微量元素分析的流程參考 Eggins 等 (1997)、 Kamber 等 (2003)和Li Baoping 等 (2005)。

2.3 全巖Sr—Nd—Pb同位素分析

全巖Sr—Nd—Pb同位素分析在貴州同微測(cè)試科技有限公司用完成?；痉椒ㄊ侨?0～100 mg巖石粉末在185 ℃的混合酸(濃硝酸和氫氟酸混合物)中溶解 72 h，之后在80 ℃的加熱板上將樣品中的酸蒸干。然后，在蒸干的樣品中加入3mL 2N的硝酸重新將其溶解。最后，通過(guò)離子交換樹(shù)脂從基質(zhì)中分離出Sr、Nd和Pb。分離步驟參考(Deniel et al.,2001；Míková et al., 2007；Pin et al., 1997)。Sr、Nd和Pb的背景空白分別為65 pg、50 pg和60 pg。

Sr同位素分析是基于昆士蘭大學(xué)VG Sector 54熱電離質(zhì)譜系統(tǒng)，采用一個(gè) three-sequence動(dòng)力學(xué)步驟完成。n(86Sr)/n(88Sr) =0.1194作為分餾校正使用。標(biāo)樣NBS-987作為儀器狀態(tài)監(jiān)控儀。在整個(gè)實(shí)驗(yàn)過(guò)程中，標(biāo)樣NBS-987的n(87Sr)/n(86Sr)為0.710252 ± 0.000008 (2σ，n= 4)。

Nd和Pb同位素分析采用昆士蘭大學(xué)的Nu Plasma HR MC-ICP-MS完成。利用標(biāo)準(zhǔn)化原始比值為0.7219的n(146Nd)/n(144Nd)校正Nd同位素的儀器偏差和質(zhì)量分餾。在整個(gè)實(shí)驗(yàn)過(guò)程中，標(biāo)樣W-2a和BHVO-2的測(cè)量值分別為0.512533 ± 0.000009(2σ)和0512982±0.000007(2σ)，與推薦值(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)相一致。利用標(biāo)準(zhǔn)化原始比值為0.23875的n(205Tl)/n(203Tl)校正Pb同位素的儀器偏差和質(zhì)量分餾。實(shí)驗(yàn)中BHVO-2作為未知樣，分析獲得的的同位素比值分別為：n(208Pb)/n(204Pb) = 38.2464 ± 24(2σ)；n(207Pb)/n(204Pb) =15.5385 ± 9(2σ)；n(206Pb)/n(204Pb) = 18.6463 ± 9(2σ)，該比值與0Wu Guangliang 等(2017)結(jié)果一致。

3 巖相學(xué)特征

圖3 芙蓉山巖體野外及巖石薄片鏡下照片: (a)、(b)芙蓉山花崗斑巖及其包體野外照片；(c)花崗斑巖及其包體手標(biāo)本；(d)包體中篩孔狀長(zhǎng)石捕擄晶；(e)花崗斑巖巖石薄片鏡下特征；(f)鎂鐵質(zhì)包體薄片鏡下特征Fig. 3 Field photographs and thin section photographs of rocks from Furongshan pluton: (a), (b) Field photographs of Furongshan granitic porphyry and mafic microgranular enclaves; (c) hand specimen photograph of Furongshan granitic porphyry and mafic microgranular enclaves; (d)feldspar xenocryst with sieve-like resorption holes in mafic microgranular enclaves; (e)thin section photograph of granitic porphyry; (f)thin section photograph of mafic microgranular enclavesMMEs—鎂鐵質(zhì)包體；Ab—鈉長(zhǎng)石；Kfs—鉀長(zhǎng)石；Qtz—石英；Pl—斜長(zhǎng)石；Chl—綠泥石MMEs—mafic microgranular enclaves; Ab—albite; Kfs—K-feldspar; Qtz—Quartz; Pl—plagioclase; Chl—chlorite

本次研究采集了芙蓉山花崗斑巖和其中的鎂鐵質(zhì)包體樣品，花崗斑巖樣品呈斑狀結(jié)構(gòu)，主要礦物為石英(40 vol.%)、鉀長(zhǎng)石(30 vol.%)、鈉長(zhǎng)石(25 vol.%)和少量黑云母(3 vol.%)(圖3e)。石英粒徑1～2.5 mm，長(zhǎng)石粒徑1～3 mm。鋯石和磷灰石是該巖體最常見(jiàn)的副礦物。鎂鐵質(zhì)包體隨機(jī)分布于芙蓉山花崗斑巖中，大部分包體分散存在。包體大小不一，直徑從幾厘米到幾十厘米不等。包體通常是橢圓形、卵形等渾圓狀外形。包體與寄主巖之間界限比較清晰，呈突變關(guān)系，有的包體邊界呈鋸齒狀或港灣狀(圖3a—b)。包體中可見(jiàn)與寄主巖石成分和特征相同的長(zhǎng)石斑晶(1～3 mm)，有的長(zhǎng)石斑晶橫跨包體和寄主巖石(圖3c)。這些長(zhǎng)石捕獲晶通常含有篩子狀的吸收孔(圖3d)。包體含較多的鎂鐵質(zhì)礦物。整體來(lái)看，鎂鐵質(zhì)包體均具不同程度的蝕變，如絹云母化、綠泥石化。顯微觀察表明其為典型的輝綠結(jié)構(gòu)，巖石礦物顆粒較細(xì)，斜長(zhǎng)石(<0.5 mm)組成三角形框架，中間填充的基性礦物(可能是輝石、閃石、云母等)蝕變成為綠泥石和磁鐵礦組合。鎂鐵質(zhì)包體礦物組成變化較大，且蝕變較為嚴(yán)重，因此未能準(zhǔn)確計(jì)算其礦物組成比例。代表性的鎂鐵質(zhì)包體中可見(jiàn)斜長(zhǎng)石呈板條狀，發(fā)生絹云母化蝕變。斜長(zhǎng)石粒間充填的基性礦物均發(fā)生了綠泥石化蝕變，同時(shí)伴隨磁鐵礦的出現(xiàn)。

4 結(jié)果

4.1 鋯石 U-Pb 定年

芙蓉山花崗斑巖中的鋯石顆粒呈自形棱柱狀，粒徑一般在150 ～ 300 μm之間，長(zhǎng)寬比從2∶1到3∶1，并具有典型的巖漿振蕩環(huán)帶(圖4a、b)。

圖5 義烏芙蓉山花崗斑巖(a)和鎂鐵質(zhì)包體(b)的鋯石U-Pb年齡圖解Fig. 5 Zircon U-Pb ages of granitic porphyry (a) and mafic microgranular enclaves(b) in Furong Mountain, Yiwu

本文對(duì)芙蓉山花崗斑巖(FRS-4)和鎂鐵質(zhì)包體(FRS-3)進(jìn)行了U-Pb定年分析(圖5a、b；表1)?；◢彴邘r的n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡為133.6 ± 1.6 Ma (MSWD = 2.1，2σ)，代表了芙蓉山花崗斑巖的巖漿結(jié)晶年齡。鋯石的Th (63×10-6～785×10-6)和U (93×10-6～1326×10-6)含量范圍相對(duì)較大，Th/U值為0.5～1.03，平均為0.67(表1)，為典型的巖漿鋯石(Belousova et al., 2002 )。

芙蓉山鎂鐵質(zhì)包體中鋯石顆粒相對(duì)較小，一般在50～200 μm之間。鋯石顆粒多為短柱狀(長(zhǎng)寬比<2)，有明顯的核邊結(jié)構(gòu)，邊緣顯示更明亮的均勻分區(qū)，這說(shuō)明鎂鐵質(zhì)包體鋯石的核、邊可能是由不同物理化學(xué)條件的巖漿結(jié)晶而成。Th (169×10-6～6149×10-6)和U (190×10-6～5414×10-6) 元素含量變化較大，Th/U值為0.25～1.33，鎂鐵質(zhì)包體中鋯石n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡為130.3 ± 4.2 Ma (MSWD = 5.8，2σ)。

4.2 全巖主量、微量元素分析

芙蓉山花崗斑巖高SiO2(71.37%～77.66%)，Al2O3(12.35%～14.11%)，低CaO(0.16%～1.81%)，MgO (0.13%～0.68%)，P2O5(0.01%～0.08%)。較高的全堿含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，富鉀K2O(4.01%～5.22%)，K2O/Na2O = 0.89～1.90，鋁飽和指數(shù)A/CNK(0.93～1.18)(表2)，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)—過(guò)鋁質(zhì)的亞堿性系列巖石(圖6a、b)。在哈克圖解中，芙蓉山花崗斑巖表現(xiàn)出隨著SiO2含量的升高，TFe2O3、MgO、CaO、P2O5、Al2O3均呈下降趨勢(shì)(圖7a—f)。

圖6 義烏芙蓉山花崗斑巖和鎂鐵質(zhì)包體的地球化學(xué)分類(lèi)圖解Fig. 6 Geochemical classification diagram of granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain, Yiwu(a) Na2O + K2O —SiO2 (TAS) 圖解 (底圖據(jù)Middlemost, 1994), 黑色實(shí)線引自 Irvine et al., 1971; (b) A/CNK—A/NK 圖解 (底圖據(jù)Chappell and White, 1974; Maniar and Piccoli, 1989; Chappell and White, 2001)。A/CNK 數(shù)據(jù)引自(Wang Hongzuo et al., 2015)(表3)(a) (Na2O+K2O) vs. SiO2 (TAS) diagram(Middlemost, 1994); black solid line from Irvine et al., 1971; (b) A/CNK vs. A/NK diagram (Chappell and White, 1974; Maniar and Piccoli, 1989; Chappell and White, 2001). A/CNK 13FRS-GP, 13FRS-MMEs data from(Wang Hongzuo et al., 2015)

堿金屬和稀土元素的富集(114×10-6～297×10-6) (圖8，表2)， Zr + Nb + Ce + Y含量高(209×10-6～ 470×10-6，平均338×10-6)，低10000 Ga/Al值(2.19～2.48)(Whalen et al.,1987)。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式特征為L(zhǎng)REE富集(圖8)，HREE含量高(Yb>1.9×10-6，Y >19×10-6)(表2)，LREE與HREE分異程度高[(La/Yb)N= 6.04～24.58, 平均10.22](表2)，強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*)= 0.10～0.80)。樣品顯示Rb、Th、U、Pb富集(圖8a)，Ba、Sr、P、Ti呈強(qiáng)烈負(fù)異常(圖8a)，這些特征意味著長(zhǎng)石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結(jié)晶。全巖Zr飽和溫度計(jì)表明巖漿溫度較低(781～844℃，平均808℃)(Watson and Harrison, 1983)。鋯石Ti飽和溫度為631～690℃(平均663℃)(Watson et al., 2006)(表2)

4.3 全巖 Sr—Nd同位素分析

初始同位素比值[n(87Sr)/n(86Sr)]i和εNd(t)值采用鋯石U-Pb 加權(quán)平均年齡計(jì)算(132 Ma)。芙蓉山花崗斑巖樣品有比較低的Rb/Sr 值和高Sr元素含量，初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7062～0.7078。芙蓉山花崗斑巖有相對(duì)富集的εNd(t)(132 Ma)=-5.6 ～ -4.7對(duì)應(yīng)的二階段Nd模式年齡TDM2(Nd)= 1.31～1.38 Ga(表4)。鎂鐵質(zhì)包體具有均一的初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7071～0.7079，相對(duì)虧損的εNd(t)(132 Ma)=-3.8 ～-2.8(表4), 對(duì)應(yīng)的二階段Nd模式年齡TDM2(Nd)= 1.16～1.23 Ga。斑巖與包體的Sr同位素組成相似，但是其N(xiāo)d同位素顯示出較大區(qū)別。

表3 浙江芙蓉山花崗斑巖和鎂鐵質(zhì)包體主量元素(%)和微量元素(×10-6)組成(引自Wang Hongzuo et al., 2015)Table 3 Major (%) and trace (×10-6) elements compositions in granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain,Yiwu, Zhejiang (from Wang Hongzuo et al., 2015)

圖7 義烏芙蓉山花崗斑巖及鎂鐵質(zhì)包體的巖石化學(xué)哈克圖解Fig. 7 Hark diagrams of granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain, Yiwu

圖8 義烏芙蓉山花崗斑巖及鎂鐵質(zhì)包體球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns diagram (a) and primitive mantle normalized trace element distribution diagrams (b) of the granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain, Yiwu數(shù)據(jù)來(lái)源：球粒隕石據(jù) Sun and Mcdonough, 1989；原始地幔據(jù) Mcdonough and Sun, 1995;13FRS-GP、13FRS-MMEs數(shù)據(jù)引自 Wang Hongzuo et al., 2015Data source: chondrite from Sun and Mcdonough, 1989; primitive mantle from Mcdonough and Sun, 1995; data of 13FRS-GP, 13FRS-MMEs from Wang Hongzuo et al., 2015

5 討論

5.1 巖石類(lèi)型劃分

圖9 義烏芙蓉山花崗斑巖中鋯石的εHf(t)值分布圖Fig. 9 Histogram ofεHf(t) values for zircons from the granitic porphyry in Furong Mountain Yiwu前人數(shù)據(jù)引自 Wang Hongzuo et al., 2015Previous data from Wang Hongzuo et al., 2015

前人研究認(rèn)為芙蓉山花崗斑巖為A型花崗巖，而非I、S或M型花崗巖，其原因在于該巖石似乎落在A型花崗巖判別圖解中(Wang Hongzuo et al., 2015)。但芙蓉山花崗斑巖與浙江西北帶的典型I型花崗巖(龍游(132.4 ± 1.0 Ma)和上河口(131.3± 1.9 Ma)巖體)(Lu Tao et al., 2019)化學(xué)特征有相似性(圖10)，芙蓉山花崗斑巖判定為A型花崗巖可能證據(jù)不足。與浙江地區(qū)典型的A型花崗巖相比，芙蓉山花崗斑巖REE含量、Ga/Al 值、全巖Zr飽和溫度和鋯石Ti飽和溫度較低(表2)。同時(shí)，芙蓉山巖體表現(xiàn)以下地球化學(xué)特征：

(1) 高Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)(表2)，在Chappell和White(1974)定義的I型花崗巖的Na2O含量(>3.2%)范圍內(nèi)(Lu Tao et al., 2019)。

(2)SiO2(71.37～77.66%)含量較高，相對(duì)較低全堿含量(Na2O+K2O = 7.93～8.75%)，富鉀K2O(4.01～5.22%)，K2O/Na2O = 0.89～1.90，鋁飽和指數(shù)A/CNK(0.93～1.18)，平均值為1.01<1.1(表2)，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)—過(guò)鋁質(zhì)的亞堿性系列巖石(圖6a,b)，具有與I型花崗巖相似的鋁飽和指數(shù)。

(3)雖然部分樣品A/CNK值比較高(>1.1)，但是其不包含鋁質(zhì)礦物，如白云母、堇青石和石榴子石等，因此不屬于S型花崗巖。

上述特征均表明芙蓉山巖體明顯不同于A型和S型花崗巖，為I型花崗巖。

圖10 義烏芙蓉山花崗斑巖巖石成因類(lèi)型判別圖解Fig. 10 Geochemical classification diagram of granitic porphyry in Furong Mountain, Yiwu芙蓉山花崗斑巖巖石成因類(lèi)型判別圖解底圖據(jù) Whalen et al., 1987； 13FRS-GP 數(shù)據(jù)引自Wang Hongzuo et al., 2015；Longyou 花崗巖和 Shanghekou 花崗巖數(shù)據(jù)引自Lu Tao et al., 2019Geochemical classification diagram of Furongshan granitic porphyry after Whalen et al., 1987; 13FRS-GP data from Wang Hongzuo et al., 2015;Longyou granite and Shanghekou granite data from Lu Tao et al., 2019

5.2 巖漿形成溫度

全巖 Zr 飽和溫度計(jì)(Watson and Harrison, 1983)和鋯石 Ti 飽和溫度計(jì)(Watson et al., 2006)可以用來(lái)粗略的估計(jì)巖石形成的巖漿溫度。全巖 Zr 飽和溫度計(jì)計(jì)算公式為 ( Watson et al.，1983)：

圖11 流紋巖熔體模擬玄武巖漿平衡結(jié)晶過(guò)程圖解(Gualda et al., 2012; Lee et al., 2014)Fig. 11 Modeled formed by equilibrium crystallization of basalts using Rhyolite—Melts(Gualda et al., 2012; Lee et al., 2014)以液相線溫度、鋯石的飽和點(diǎn)和固相線溫度為參考Temperatures at the liquidus, point of saturation in zircon, and the solidus are shown for reference

鋯石 Ti 飽和溫度計(jì)計(jì)算公式為

lg[w(Ti)zircon/10-6]=(6.01±0.03)-

其中T為絕對(duì)溫度，已換算為攝氏溫度，Tizircon為鋯石中的Ti 含量。

通過(guò)這兩種溫度計(jì)獲得的芙蓉山花崗斑巖的全巖 Zr 飽和溫度為 781～844℃，平均808℃，鋯石 Ti 飽和溫度631～690℃, 平均663℃。鎂鐵質(zhì)包體的全巖 Zr 飽和溫度為 663～747℃，平均708℃; 鋯石 Ti 飽和溫度628～686℃, 平均661℃。很明顯，芙蓉山花崗斑巖和鎂鐵質(zhì)包體的全巖 Zr 飽和溫度高于鋯石 Ti 飽和溫度。前人研究表明，大多數(shù)鋯石 Ti 飽和溫度低于全巖 Zr 飽和溫度(Fu Bin et al., 2008)。Yan Haiyang 等(2020)認(rèn)為：鋯石 Ti 飽和溫度記錄的是鋯石礦物的結(jié)晶溫度，全巖 Zr 飽和溫度記錄的是早期巖漿熔體的溫度。

鋯石Ti溫度計(jì)主要受到鋯石中Ti含量的影響。芙蓉山花崗斑巖中的Ti含量隨著巖漿演化的增強(qiáng)而降低，表明芙蓉山花崗斑巖較低的鋯石Ti飽和溫度可歸因于富Ti礦物的分離結(jié)晶(如Fe—Ti氧化物)，致使晚結(jié)晶的鋯石中Ti含量相對(duì)較低。因此，鋯石Ti飽和溫度更大可能是記錄了巖漿晚期的溫度。

上述論述表明芙蓉山花崗斑巖鋯石Ti溫度較低(<710℃)，顯著低于典型A型花崗巖鋯石Ti溫度，如長(zhǎng)江中下游黃梅尖巖體(Li He et al., 2011)。全巖Zr的演化特征表明芙蓉山花崗斑巖可能形成于相對(duì)富水的環(huán)境下。芙蓉山巖體的鋯石Ti溫度和Zr含量特征表明該巖體不是A型花崗巖。

5.3 巖漿源區(qū)特征和巖石成因

野外觀察現(xiàn)象及巖相學(xué)特征均表明芙蓉山花崗斑巖與包體之間存在巖漿混合過(guò)程。例如，這些包體多呈渾圓狀或橢球形等塑變形態(tài)(圖3a、b)，包體與寄主巖之間界限比較清晰，呈突變關(guān)系，有的包體邊界呈鋸齒狀或港灣狀(圖3a、b)。包體中可見(jiàn)與寄主巖石成分和特征相同的長(zhǎng)石斑晶(1～3 mm)，有的長(zhǎng)石斑晶橫跨包體和寄主巖石(圖3c)。這些長(zhǎng)石捕獲晶通常含有篩子狀的吸收孔(圖3d)，這些現(xiàn)象均被認(rèn)為是成巖過(guò)程中存在巖漿混合作用的重要標(biāo)志(Kumar, 1995；Baxter and Feely, 2002；Barbarin, 2005)。

Wang Hongzuo 等(2015)認(rèn)為芙蓉山花崗斑巖及其包體是由巖漿混合形成的，而不是殘余體、捕虜體或者分離結(jié)晶等模式，但是其同位素證據(jù)不夠充分，因?yàn)樵赟r—Nd同位素上寄主巖石和鎂鐵質(zhì)包體變化范圍一致。

芙蓉山花崗斑巖與其包體具有相似的Na2O、K2O和CaO組成及微量元素配分模式，富集LREEs、Pb和LILEs(如K、Rb、Th、U)，虧損HFSEs(如Nb、Ta、P、Ti)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖8a、b)，芙蓉山鎂鐵質(zhì)包體與其寄主花崗斑巖模式相似。鎂鐵質(zhì)包體的化學(xué)成分是變化較大，其SiO2含量從50.82%～59.62%。花崗斑巖與包體的Sr同位素組成相似，其中，芙蓉山花崗斑巖初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7062～0.7078，鎂鐵質(zhì)包體的初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7071～0.7079。本次研究獲得的Nd同位素顯示出較大區(qū)別，芙蓉山花崗斑巖有相對(duì)富集的εNd(t)(132 Ma)=-5.6 ～ -4.7，鎂鐵質(zhì)包體具有相對(duì)虧損的εNd(t)(132 Ma)=-3.8 ～-2.8(表4)。不一致的Nd同位素特征表明巖漿之間為不完全均勻混合(Holden et al.,1987)。

圖12 義烏芙蓉山地區(qū)鎂鐵質(zhì)包體Th/Ta—La/Yb圖解(Condie，1997)Fig. 12 Th/Ta vs. La/Yb diagram of mafic microgranular enclaves from Furongshan intrusive in YiwuDM—虧損地幔；PM—原始地幔；EM Ⅰ—富集地幔Ⅰ型；EM Ⅱ—富集地幔Ⅱ型DM—depleted mantle；PM—primitive mantle；EM Ⅰ—Ⅰ enrichment mantle；EM Ⅱ—Ⅱ enrichment mantle

花崗斑巖具有較高的Na2O、K2O和K2O/Na2O值，表明其可能是中下地殼(20～25 km)中鉀至高鉀巖石部分熔融的結(jié)果(Sisson et al., 2005)。除了地殼成分對(duì)芙蓉山花崗斑巖的形成有貢獻(xiàn)外，幔源鎂鐵質(zhì)巖漿也有明顯加入。這一推論有以下證據(jù)支持：① 芙蓉山花崗斑巖表現(xiàn)出分散多峰的Hf同位素分布(圖9，表5)，εHf(t)=-10.9～-1.1，與來(lái)自單一來(lái)源的巖漿Hf同位素不一致(Griffin et al., 2002; Kemp et al., 2007)。② 浙江西北和浙江東南部有大量的同時(shí)期基性巖脈和侵入體(董傳萬(wàn)等, 2010; Pan Xiaoqing et al., 2014; Qi Yongqiang et al., 2016; Pan Fabin et al., 2018。浙江地區(qū)成巖時(shí)代約130 Ma的花崗巖類(lèi)和成巖時(shí)代約100 Ma花崗巖類(lèi)均普遍存在鎂鐵質(zhì)包體，為巖漿混合提供了有利的條件 (Zhao Jiaolong et al., 2016)。 ③ 幔源基性巖漿和殼源酸性巖漿發(fā)生不同程度的混合，是形成浙閩沿海晚中生代巖漿巖的關(guān)鍵，也被認(rèn)為是殼幔相互作用的主要表現(xiàn)形式(董傳萬(wàn)等, 1998, 2007, 2008; Xu Xisheng et al., 1999)。因此，本文研究的芙蓉山I型花崗巖類(lèi)可能來(lái)源于古老富鉀玄武巖地殼的部分熔融和富集地幔端元鎂鐵質(zhì)巖漿的混合。

為了估計(jì)地殼和地幔組分各自所占的比例大小，前人對(duì)芙蓉山巖體進(jìn)行了端元巖漿混合模擬計(jì)算。Wang Hongzuo 等(2015)選擇浙江柳城早白堊玄武巖作為巖漿混合的鎂鐵質(zhì)端元([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7058,εNd(t)=3.3(崔玉榮等, 2011))，其成巖時(shí)代大約為100 Ma。長(zhǎng)英質(zhì)端元以江西象山流紋英安巖作為代表([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7151,εNd(t)=-7.4(Yang Shuiyuan et al., 2011)), 其成巖時(shí)代大約為135 Ma。前人模擬結(jié)果表明花崗斑巖的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿大約相當(dāng)于50%玄武質(zhì)熔體加50%長(zhǎng)英質(zhì)熔體混合而成。但是由于柳城玄武巖形成時(shí)代晚于芙蓉山巖體，且酸性端元江西象山離芙蓉山有一定距離，我們認(rèn)為上述端元選擇可能不合理。

為了選擇更加合適的物質(zhì)端元，本次研究選擇不同地區(qū)的端元進(jìn)行模擬?；远嗽辛切鋷r，藩坑玄武巖，蘭地玄武巖。浙江柳城早白堊世玄武巖同位素組成為[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7058，εNd(t)=3.3，藩坑玄武巖同位素組成為[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7056，εNd(t)=0.7，這二者可能來(lái)源于虧損地幔(崔玉榮等, 2011)，而本文芙蓉山鎂鐵質(zhì)包體可能是來(lái)源于富集地幔(圖12)。芙蓉山鎂鐵質(zhì)包體總體上富集LREEs、Pb和LILEs(如K、Rb、Th、U)，虧損HFSEs(如Nb、Ta、P、Ti)以及高的La/Yb值(10.59～18.76)和Th/Ta值(11.03～14.32)(圖12，表2)，暗示幔源巖漿為經(jīng)過(guò)俯沖物質(zhì)交代的富集地幔(Condie, 1997；王清海等, 2011)。蘭地玄武巖具有均一同位素組成([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7067，εNd(t)=-2.7)，位于華夏褶皺帶，40Ar/39Ar年齡為127.6±0.5 Ma(Chen Chenghong et al., 2008)。因此本文選擇蘭地玄武巖Sr—Nd同位素的平均值作為模擬的基性端元。同時(shí)，芙蓉山鎂鐵質(zhì)包體與蘭地玄武巖具有相似的同位素組成。酸性地殼端元潛在對(duì)象包括象山流紋英安巖(Yang Shuiyuan et al., 2011)和寧波中性火山巖(閆海洋等，未發(fā)表數(shù)據(jù))。浙江寧波地區(qū)的白堊紀(jì)(～130 Ma)中性火山巖，具有異常富集且均一的 Sr—Nd 同位素組成([n(87Sr)/n(86Sr)]i

表5 浙江義烏芙蓉山花崗斑巖鋯石Lu—Hf同位素組成Table 5 Lu—Hf isotopic compositions of zircons from granitic porphyry in Furong Mountain, Yiwu, Zhejiang

= 0.7104～0.7106,εNd(t)=-10.6 ～ -10.1)，被認(rèn)為成形于純的地殼物質(zhì)部分熔融(閆海洋，未發(fā)表數(shù)據(jù))，其比象山流紋英安巖的更為富集，更能代表研究區(qū)中下地殼組成。因此，本文選取寧波中性火山巖平均的 Sr—Nd 同位素組成作為模擬的地殼物質(zhì)端元。

經(jīng)過(guò)不同端元模擬，蘭地玄武巖為基性端元和寧波中性火山巖為酸性端元是最優(yōu)解(圖13)。模擬結(jié)果顯示(圖13)：芙蓉山花崗斑巖的源區(qū)可能是由～80%的玄武巖和～ 20%長(zhǎng)英質(zhì)巖漿的混合，混合后再發(fā)生角閃石，輝石，磁體礦等礦物的結(jié)晶分異，熔體的二氧化硅就會(huì)升高，形成花崗巖熔體。芙蓉山斑巖中鎂鐵質(zhì)包體則可能來(lái)自于俯沖交代的富集地幔。

圖13 [n(87Sr)/n(86Sr)]i vs. εNd(t)圖解Fig. 13 [n(87Sr)/n(86Sr)]i vs. εNd(t) diagram①—柳城玄武巖—象山流紋英安巖混合模擬曲線；②—柳城玄武巖—寧波中性火山巖混合模擬曲線；③—藩坑玄武巖—寧波中性火山巖混合模擬曲線；④—蘭地玄武巖—寧波中性火山巖混合模擬曲線。數(shù)據(jù)來(lái)源：柳城玄武巖據(jù)崔玉榮等, 2011; 象山流紋英安巖據(jù)Yang Shuiyuan et al., 2011; 藩坑玄武巖據(jù)Chen Chenghong et al., 2008；蘭地玄武巖據(jù)Chen Chenghong et al., 2008; 寧波中性火山巖據(jù)閆海洋，未發(fā)表數(shù)據(jù)；花崗斑巖-前人、MMEs-前人數(shù)據(jù)引自Wang Hongzuo et al., 2015①—a binary mixing curve between Liucheng basalt and Xiangshan rhyodacite；②—a binary mixing curve between Liucheng basalt and Ningbo neutral volcanic rock；③—a binary mixing curve between Fankeng basalt and Ningbo neutral volcanic rock；④—a binary mixing curve between Landi basalt and Ningbo neutral volcanic rock. Source of data: Liucheng basalt from Cui Yurong et al., 2011&; Xiangshan rhyodacite from Yang Shuiyuan et al., 2011; Fankeng basalt from Chen Chenghong et al., 2008; Landi basalt from Chen Chenghong et al., 2008; Ningbo neutral volcanic rock from Yan Haiyang,unpublished data; Previous data from Wang Hongzuo et al., 2015

5.4 區(qū)域構(gòu)造演化

中生代早期，華南板塊已經(jīng)受到了古太平洋板塊俯沖作用的影響 (Zhou Xinmin et al., 2006; Li Xianhua et al., 2007)。與俯沖作用有關(guān)的中生代巖漿活動(dòng)，形成了華南地區(qū)類(lèi)型多樣且規(guī)模廣泛的花崗巖(Zhou Xinmin et al., 2006)。晚中生代中國(guó)東南地區(qū)巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，廣泛處于弧后伸展背景下(Li Xianhua et al., 2000; Shu Liangshu and Zhou Xinmin, 2002; Shu Liangshu et al., 2004; Wang Dezi and Shu Liangshu, 2012)。前人研究表明該時(shí)期的巖漿作用與古太平洋板塊的俯沖作用有關(guān)，并提出了一系列構(gòu)造模式，如正常俯沖(Lapierre et al., 1997)，低角度俯沖(Zhou Xinmin et al., 2000)，平板俯沖( Li Xianhua et al., 2007)和多次的俯沖后撤(Jiang Yaohui et al., 2015)。Zhou Xinmin and Li Wuxian(2000)和Li Xianhua 等(2007)分別提出古太平洋板塊俯沖始于早侏羅世和早三疊世—晚二疊世，并根據(jù)中國(guó)華南晚中生代巖漿巖向大洋方向逐漸年輕化的特點(diǎn)，認(rèn)為俯沖方向?yàn)楸蔽飨?。然而，另有學(xué)者發(fā)現(xiàn)中國(guó)華南晚中生代火成巖還具有向北東向逐漸年輕化的趨勢(shì)，由此認(rèn)為古太平洋俯沖方向?yàn)槟衔飨?Wang Fangyue et al., 2011)。還有學(xué)者認(rèn)為古太平洋板塊在晚中生代的俯沖方向并非一成不變，如Sun Weidong 等(2007)提出古太平洋板塊俯沖方向在～125 Ma由南西向轉(zhuǎn)變?yōu)楸蔽飨颉?/p>

浙江中部芙蓉山花崗斑巖有比較大范圍的Hf同位素分布[εHf(t)=-10.9～-1.1]，反映了源區(qū)有幔源物質(zhì)加入(Wang Hongzuo et al., 2015)。這種巖漿混合和殼幔相互作用的演化過(guò)程可能與古太平洋俯沖帶的俯沖后撤有關(guān)。芙蓉山花崗斑巖HREE含量高，Sr含量較低，且有明顯的Eu負(fù)異常，這就需要在斜長(zhǎng)石的穩(wěn)定域內(nèi)融化源巖，這說(shuō)明花崗斑巖的源區(qū)較淺(～ 30km)(Wang Guochang et al ., 2015)。浙江地區(qū)可能在136～125 Ma和110～85 Ma發(fā)生了兩次弧后伸展(Lu Tao et al., 2019)。第一次的板片后撤可能起始于136 Ma，誘發(fā)了廣泛的巖漿活動(dòng)，形成浙江西部地帶I型花崗巖。此后，在約130～120 Ma的板片大規(guī)模并快速后撤之后，強(qiáng)烈的巖石圈伸展導(dǎo)致地幔物質(zhì)參與更多，形成典型的高溫虧損型的A型花崗巖(如黃石灘花崗巖)。在大約120～110 Ma的時(shí)間內(nèi)，出現(xiàn)了一段構(gòu)造—巖漿靜止期(Lu Tao et al., 2019)。芙蓉山花崗斑巖的巖漿結(jié)晶年齡為133.6± 1.6 Ma，且表現(xiàn)為I型花崗巖特征，同時(shí)其與基性巖混合特征表明其可能形成于板片后撤早期弱拉張背景環(huán)境。

6 結(jié)論

通過(guò)對(duì)浙江芙蓉山巖體及鎂鐵質(zhì)包體的研究，我們獲得以下認(rèn)識(shí)：

(1) 芙蓉山寄主花崗斑巖加權(quán)平均年齡為133.6± 1.6 Ma，鎂鐵質(zhì)包體加權(quán)平均年齡為130.3 ± 4.2 Ma，兩者成巖年齡在誤差范圍內(nèi)一致，形成于早白堊世。

(2) 根據(jù)芙蓉山花崗斑巖低的Ga/Al(<2.6)值，高的Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)，較高的全堿含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，富鉀K2O(4.01%～5.22%)、低鋯石Ti飽和溫度等地球化學(xué)特征，判定芙蓉山花崗斑巖為I型花崗巖。

(3) 端元巖漿混合模擬結(jié)果顯示芙蓉山花崗斑巖源區(qū)可能由約80%地幔端元和約20%長(zhǎng)英質(zhì)地殼端元混合形成。鎂鐵質(zhì)包體可能源自俯沖流體交代的富集地幔楔。

(4) 浙江中部芙蓉山I型花崗斑巖與鎂鐵質(zhì)包體組合指示其可能形成于古太平洋俯沖帶俯沖后撤初期弱拉張的構(gòu)造背景。