赣-杭带早白垩世A型花岗岩成因：浅部地壳岩浆储库活化的产物*

杨志国 陈璟元 杨进辉 张吉衡 孙大亥

1. 长安大学地球科学与资源学院，西安 710054 2. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029 3. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049 4. 浙江省地质调查院，杭州 311203 5. 浙江大学地球科学学院，杭州 310027

A型花岗岩具有独特的矿物学、岩石学和地球化学特征，通常形成于板内非造山(裂谷、地幔柱)及造山后等伸展环境(Barbarin, 1990, 1999; Eby, 1990, 1992; Boninetal., 1998)，其成因蕴涵着重要的构造背景信息，在反演大陆地壳分异、壳-幔相互作用以及区域构造等方面起着至关重要的作用(Wuetal., 2002, 2005; Yangetal., 2008; Zhao and Zhou, 2009)。目前A型花岗岩的成因模型主要有以下四种：(1)幔源镁铁质岩浆分离结晶(Turneretal., 1992; Frost and Frost, 1997; Mushkinetal., 2003)；(2)经过熔体抽离的麻粒岩相下地壳再次部分熔融(Collins, 1982; Clemensetal., 1986; Whalenetal., 1987)；(3)浅部地壳的长英质岩石部分熔融(Creaseretal., 1991; Skjerlie and Johnston, 1992; Douce, 1997)；(4)幔源基性岩浆与壳源酸性岩浆发生岩浆混合作用(Bédard, 1990; Kerr and Fryer, 1993; Yangetal., 2007)。从上述观点可以看出，前人认为A型花岗岩独特的矿物学与地球化学特征受控于源岩组成及发生部分熔融的物理化学条件。然而，过分侧重于源岩的A型花岗岩成因研究忽略了岩浆过程对岩浆的地球化学特征的影响，这些观点也无法合理解释复式岩体中不同岩性地球化学特征的差异(Chenetal., 2019)。除此之外，现有的A型花岗岩成因模型很少考虑花岗岩与同期火山岩之间的成因关系。

作为大陆地壳的重要组成部分，酸性岩浆岩在全球各个大陆均广泛分布。长期以来，学术界对硅质火山岩与硅质侵入岩间的成因联系存在着巨大分歧。目前关于硅质火山岩和硅质侵入岩之间的成因联系主要有两种观点：一种观点认为硅质火山岩与硅质侵入岩是不同地质过程的产物，并无直接的成因联系，硅质火山岩是由独立于同期硅质侵入岩的岩浆喷发而形成(Glazneretal., 2008, 2015; Tappaetal., 2011; Mills and Coleman, 2013; Farrelletal., 2014; Huangetal., 2015)；另一种观点则认为硅质火山岩与硅质侵入岩是同一地质过程的产物，即硅质火山岩与硅质侵入岩是在上地壳岩浆储库内发生晶体-熔体分离的产物，硅质火山岩由岩浆储库中抽离出来的熔体喷出地表而形成，而残留在岩浆储库中的晶体和残余岩浆结晶形成硅质侵入岩(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Zimmerer and McIntosh, 2013; Baconetal., 2014; Coleetal., 2014; Yanetal., 2016, 2018)。

近年来，越来越多的学者认同硅质火山岩和硅质侵入岩之间存在紧密的成因联系(Miller and Miller, 2002; Bachmann and Bergantz, 2004; Metcalf, 2004; Lipman, 2007; 吴福元等, 2017)。由Hildreth(2004)及Bachmann and Bergantz(2004)提出晶粥体(MUSH)模型被越来越多的学者所接受，该模型认为硅质火山岩和硅质侵入岩在时空上紧密联系，具有一个共同的岩浆起源(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Hildreth and Wilson, 2007)。硅质火山岩和硅质侵入岩的形成受控于岩浆储库内岩浆的分异过程，该过程由晶体-熔体的分离所主导(Bachmann and Bergantz, 2004)。硅质岩浆以相对低温的晶粥状态(40%<结晶度<60%)存储于地壳中，而高硅火山岩和花岗质岩石主要通过熔体-晶体分离过程所形成，其中高硅火山岩代表从岩浆储库中抽离出来的高度演化的熔体，而花岗岩代表了残余地壳内的堆晶，高硅火山岩与堆晶花岗岩的成分呈互补关系(Bachmannetal., 2007; Lipman, 2007; Glazneretal., 2008; Tappaetal., 2011; Lipman and Bachmann, 2015)。当岩浆储库受到构造破坏或热干扰时(Bachmann and Bergantz, 2008; Burgisser and Bergantz, 2011; Huberetal., 2012; Parmigianietal., 2014; Tapsteretal., 2016)，岩浆储库内的熔体会因此活化，从而发生晶体-熔体的分离，岩浆储库中的高硅熔体被抽离出来喷出地表形成高硅流纹岩，而残余的岩浆储库则冷却形成成分与流纹岩互补的侵入岩(Hildreth, 2004; Bachmannetal., 2007; Lipman, 2007; Glazneretal., 2008; Tappaetal., 2011; Lipman and Bachmann, 2015)。

本文尝试运用晶粥体模型解决火山岩与侵入岩成因联系的思路去探究赣-杭带早白垩世A型花岗岩的岩浆演化过程，主要聚焦以下3个问题：(1)赣-杭带早白垩世A型花岗岩与同期火山岩是否存在着成因联系？(2)如果二者具有成因联系，那么与火山岩相对应的堆晶该如何识别？(3)具有高硅特征的花岗岩与相对低硅的花岗岩之间是否存在成因差异？为了解决以上问题，本文系统收集了华南赣-杭带白垩纪早期花岗岩类和代表性火山-侵入杂岩的资料(表1)，包括岩相学特征、锆石U-Pb年代学、主微量元素、全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素，认为华南白垩纪早期的斑状-似斑状花岗岩是岩浆储库内熔体抽离之后所形成的堆晶，而成分上具有A型花岗岩特征的等粒花岗岩是从岩浆储库(晶粥体)内抽离出来的高硅熔体在浅部地壳冷却结晶的产物。

1 赣-杭带火山-侵入杂岩及早白垩世花岗岩分布

1.1 区域地质背景

华南板块由扬子克拉通和华夏地块沿江南造山带在新元古代拼合而成(Hongetal., 1998; 舒良树等, 2008; Jiangetal., 2009; Zhaoetal., 2011; Wangetal., 2013; Linetal., 2022)。中生代以来，华南板块西南部与印支板块发生碰撞，北部与华北板块拼合，并伴随着大规模的构造-岩浆-成矿作用，发育有大面积、多期次的岩浆岩(Zhouetal., 2006; 于津海等, 2007; Wangetal., 2013; 王洪作, 2015)。根据岩浆活动发生的时间，可划分为中-晚侏罗世(165～150Ma)、早白垩世(137～122Ma)和早白垩世晚期-晚白垩世(115～87Ma)三个阶段(Lapierreetal., 1997; Li, 2000; Zhou and Li, 2000; Lietal., 2007; Liuetal., 2012, 2014; Wangetal., 2013)。其中，早白垩世岩浆活动以火山-侵入杂岩和A型花岗岩为代表，主要分布于赣-杭带(Zhou and Li, 2000; 舒良树和周新民, 2002; Li and Li, 2007; Liuetal., 2012, 2014; Wang and Shu, 2012; 王洪作, 2015)。

赣-杭带位于扬子克拉通与华夏地块新元古代碰撞拼接带的北东段(Gilderetal., 1996)，东起浙江绍兴，西至江西永丰，呈NE-SW走向，长约450km，宽约50km(图1)(余心起等, 2006; Wongetal., 2009; Yangetal., 2013; Zhuetal., 2014; Sunetal., 2015; Xiangetal., 2017)。早白垩世期间，该地区在太平洋板块俯冲消减后撤的背景下，发生局部拉张，发育一系列构造断裂，伴随有强烈的岩浆作用，沿赣-杭带分布着一系列酸性火山-侵入杂岩与花岗岩体(Wongetal., 2009; Yangetal., 2010; Jiangetal., 2011; Zhouetal., 2013)。

图1 赣-杭带构造图及早白垩世A型花岗岩及相关岩石分布图 (据Wang et al., 2015修改)地图上标记的岩体引自表1Fig.1 Simplified tectonic map and distribution map of the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang Belt (after Wang et al., 2015)The plutons marked on the map are quoted from Table 1

1.2 赣-杭带火山-侵入杂岩——以相山火山-侵入杂岩为例

赣-杭带广泛发育有早白垩世火山-侵入杂岩体(Zhouetal., 2006)，主要包括相山、玉华山、桐庐岩体等(表1)。这些火山-侵入杂岩普遍发育环状断裂，喷出岩岩性主要为流纹岩及少量熔结凝灰岩，侵入岩岩性主要为碱性长石花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩(周金城等, 1999; 范洪海等, 2001, 2005; Griffinetal., 2002; Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010, 2013; 李响, 2012; 郭福生等, 2016; Huangetal., 2019; Zhaoetal., 2019)。其中，以相山火山-侵入杂岩体最具代表。

表1 赣-杭带A型花岗岩及相关岩石形成时代及代表性地球化学参数

相山岩体位于江西省赣州市，大地构造位置上位于赣-杭带西南端(范洪海等, 2001, 2005; Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 陈正乐等, 2013; 杨水源等, 2013; 郭福生等, 2016)。岩体平面上呈椭球状(图2)，东西长26.5km，南北宽15km，面积约309km2。相山岩体在141～135Ma期间呈中心式喷发，形成溢流相的熔结凝灰岩、流纹英安岩和流纹英安斑岩，火山岩斑晶具有碎裂结构，斑晶矿物组成为石英、碱性长石、斜长石和黑云母。135～132Ma间，火山口发生塌陷，并形成一系列环状断裂，随后次火山岩相的花岗斑岩、石英二长斑岩等沿环状断裂上侵，形成环状的次火山岩岩墙，次火山岩中发育淬冷包体(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 陈正乐等, 2013; 郭福生等, 2016)。

图2 相山火山-侵入杂岩地质简图 (据Jiang et al., 2005修改)Fig.2 Geological sketch map of the Xiangshan volcanic-plutonic complex (after Jiang et al., 2005)

1.3 赣-杭带早白垩世花岗岩类岩石形成时代及岩石学特征

本文系统收集了前人已发表的赣-杭带早白垩世花岗岩及伴生岩石的地球化学数据(表1)，前人的锆石U-Pb年龄数据表明这些岩体主要形成于137～122Ma之间。岩性主要为石英二长岩、石英正长岩、正长花岗岩、碱性长石花岗岩等。其中，碱性长石花岗岩广泛发育晶洞构造。另外，部分岩体内部普遍发育暗色包体，如灵山(图3a)、相山、玉华山以及芙蓉山。

根据岩石结构特征，赣-杭带早白垩世花岗岩类岩石可以划分为等粒花岗岩及斑状-似斑状花岗岩。等粒花岗岩以正长花岗岩、碱性长石花岗岩为主，主要矿物成分为石英、碱性长石、斜长石和黑云母，副矿物为锆石、磷灰石、榍石、独居石和褐帘石。斑状-似斑状花岗岩岩性主要为石英二长岩及石英正长岩，斑晶含量20%～50%，斑晶由石英、碱性长石、斜长石及黑云母组成，基质通常为碱性长石、斜长石及黑云母，在部分岩体中发育大量碱性长石(图3b)和斜长石(图3c)聚合斑晶，副矿物有磷灰石、锆石、钛铁矿、独居石和褐帘石。

图3 赣-杭带早白垩世花岗岩岩相学照片(a)灵山岩体内部暗色包体；(b)张坑口岩体似斑状花岗岩内碱性长石聚合斑晶现象；(c)大茅山岩体似斑状花岗岩内斜长石聚合斑晶现象；(d)大茅山岩体等粒花岗岩与斑状-似斑状花岗岩过渡现象Fig.3 Petrographic photographs and micro-photograph for the Early Cretaceous granites from the Gan-Hang Belt(a) enclave in the Lingshan pluton; (b) aggregates of alkaline feldspar crystals in porphyritic granites from the Zhangkengkou pluton; (c) aggregates of plagioclase crystals in porphyritic granite from the Damaoshan pluton; (d) transition between porphyritic granite and equigranular granite in the Damaoshan pluton

2 赣-杭带典型火山-侵入杂岩及早白垩世花岗岩地球化学特征

2.1 相山火山-侵入杂岩地球化学特征

相山火山-侵入杂岩的火山岩与侵入岩随着SiO2含量升高，TiO2、Al2O3、MgO、CaO和Fe2O3含量降低，全碱(K2O+Na2O)含量基本不变(图4)。在A/CNK-A/NK图解中(图5a)，火山岩和侵入岩均为准铝质到弱过铝质岩石。在AR-SiO2图中(图5b)，火山岩属于碱性系列，侵入岩属于钙碱性-碱性系列。随着Rb/Sr比值上升，这些岩石的Eu/Eu*、Zr/Hf、Sr/Y和La/Yb比值和Ba和Sr含量降低，Rb、Nb、Hf、U、Ga等含量升高。火山岩具有低的Eu/Eu*、La/Yb值和高的Rb/Sr比值，强烈的Rb、Th、U正异常和Ba、Sr、Eu负异常(图6)；侵入岩具有相对高的Eu/Eu*、La/Yb值和低的Rb/Sr比值，中等的Rb、Th、U正异常和Ba、Sr、Eu负异常(图6)。相山火山岩与侵入岩具有相似的全岩Sr-Nd同位素值和锆石εHf(t)变化范围(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)。

图4 相山火山-侵入杂岩SiO2与Na2O+K2O (a)、MgO (b)和P2O5 (c)协变图解及Rb/Sr与Eu/Eu* (d)、Zr/Hf (e)和La/Yb (f)协变图解数据来源：Jiang et al., 2005; 郭福生等, 2016; Yu et al., 2019. 图10数据来源同此图Fig.4 Diagrams of SiO2 against Na2O+K2O (a), MgO (b), P2O5 (c) and Rb/Sr against Eu/Eu* (d), Zr/Hf (e), La/Yb (f) for Xiangshan volcanic-plutonic complexData source: Jiang et al., 2005; Guo et al., 2016; Yu et al., 2019. Fig.10 from the same data source

图5 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石A/CNK-A/NK图解 (a, 据Maniar and Piccoli, 1989) 及AR-SiO2图解 (b, 据Wright, 1969)数据来源：Jiang et al., 2005, 2011; 卢成忠等, 2006; Wong et al., 2009; Yang et al., 2012; 叶张煌, 2013; Li et al., 2013; Zhu et al., 2014; Sun et al., 2015; Wang et al., 2015; 郭福生等, 2016; Xia et al., 2016; Zhao et al., 2018; Hu et al., 2017; Xiang et al., 2017; Pan et al., 2018; 叶茂, 2018; Yu et al., 2019. 图6和图12数据来源同此图Fig.5 A/CNK vs. A/NK diagram (a, after Maniar and Piccoli, 1989) and AR vs. SiO2 diagram (b, after Wright, 1969) for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang BeltData source: Jiang et al., 2005, 2011; Lu et al., 2006; Wong et al., 2009; Yang et al., 2012; Ye, 2013; Li et al., 2013; Zhu et al., 2014; Sun et al., 2015; Wang et al., 2015; Guo et al., 2016; Xia et al., 2016; Hu et al., 2017; Xiang et al., 2017; Pan et al., 2018; Ye, 2018; Zhao et al., 2018; Yu et al., 2019. Fig.6 and Fig.12 from the same data source

图6 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石球粒陨石标准化稀土元素配分图 (a, 标准化值据Boynton, 1984) 和原始地幔标准化微量元素蛛网图 (b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)标准化前数据采用各岩体的平均数值Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element pattern (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang BeltThe pre-normalization values are averaged for each pluton

2.2 赣-杭带早白垩世花岗岩地球化学特征

等粒花岗岩具有高硅(SiO2>72%)(图7)、富碱(Na2O+K2O>7%)的特征，并具有低的Al2O3、TiO2、P2O5、CaO、MgO+FeOT含量(图8)。在A/CNK-A/NK图解上等粒花岗岩为准铝质-过铝质岩石(图5a)。在AR-SiO2图中(图5b)，它们属于碱性系列。等粒花岗岩具有高的LREE、HFSE(Nb和Ta除外)和Ga含量，低的Ba、Sr、Nd、Ti、P和过渡金属元素含量，并具有高的Ga/Al、Rb/Sr比值和相对低的Zr/Hf、La/Yb、Eu/Eu*和Sr/Y比值。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6)，等粒花岗岩表现为轻稀土元素富集和强烈的Eu负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6)，等粒花岗岩表现出Ba、Sr、Eu、Ti强烈亏损，富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE)、REE和Y、Ta、Nb、Zr、Hf等高场强元素(HFSE)。等粒花岗岩的εNd(t)值为-8.8～-0.3(表1)，Nd模式年龄集中在1.3～1.7Ga。等粒花岗岩的锆石εHf(t)在-10.5～4.2之间(图9a)，等粒花岗岩的Hf模式年龄集中在1.4～1.8Ga范围内(Wongetal., 2009; Jiangetal., 2011; Yangetal., 2012; Lietal., 2013;叶张煌, 2013; Zhuetal., 2014; Sunetal., 2015; Xiangetal., 2017)。

图7 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石SiO2组成频率图数据来源：卢成忠等, 2006; Wong et al., 2009; Jiang et al., 2011; Yang et al., 2012; 叶张煌, 2013; Li et al., 2013; Zhu et al., 2014; Sun et al., 2015; Wang et al., 2015; Xia et al., 2016; Zhao et al., 2018; Hu et al., 2017; Xiang et al., 2017; Pan et al., 2018; 叶茂, 2018. 图8、图9及图11数据来源同此图Fig.7 Relative probability histogram of SiO2 for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang BeltData source: Lu et al., 2006; Wong et al., 2009; Jiang et al., 2011; Yang et al., 2012; Ye, 2013; Li et al., 2013; Zhu et al., 2014; Sun et al., 2015; Wang et al., 2015; Xia et al., 2016; Hu et al., 2017; Xiang et al., 2017; Pan et al., 2018; Ye, 2018; Zhao et al., 2018. Fig.8, Fig.9 and Fig.11 from the same data source

斑状-似斑状花岗岩具有相对低的SiO2含量(图7)和全碱(Na2O+K2O)含量，并表现出较高的Al2O3、TiO2、P2O5、CaO、MgO+FeOT含量(图8)。在A/CNK-A/NK图解上，斑状-似斑状花岗岩为准铝质-弱过铝质岩石(图5a)。在AR-SiO2图中(图5b)，它们属于碱性系列。斑状-似斑状花岗岩具有高的Sr、Ba含量以及低的Rb、Nb、U含量，并具有相对低Rb/Sr比值和相对高的Eu/Eu*、Zr/Hf值。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6)，斑状-似斑状花岗岩表现为轻稀土元素富集和中-弱的Eu负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6)，斑状-似斑状花岗岩表现出Ba、Sr、Eu、Ti中度亏损，富集Rb、Th、U、Y、Ta、Nb、Zr、Hf等元素。斑状-似斑状花岗岩的εNd(t)值为-8.7～-2.2(表1)，Nd模式年龄集中在1.5～1.7Ga。斑状-似斑状花岗岩的锆石εHf(t)在-15.1～2.7之间(图9b)，Hf模式年龄集中在1.4～1.8Ga(卢成忠等, 2006; Yangetal., 2012; Lietal., 2013; Zhuetal., 2014; Wangetal., 2015; Xiaetal., 2016; Huetal., 2017; Xiangetal., 2017; Panetal., 2018; Zhaoetal., 2018; 叶茂, 2018)。

图8 赣-杭带早白垩世花A型花岗岩及相关岩石SiO2与CaO (a)、Na2O (b)、Al2O3 (c)和MgO (d)协变图解及Rb/Sr与Ba (e)、Sr (f)、Rb (g)、Eu/Eu* (h)和Zr/Hf (i)协变图解Fig.8 Diagrams of SiO2 against CaO (a), Na2O (b), Al2O3 (c), MgO (d) and Rb/Sr against Ba (e), Sr (f), Rb (g), Eu/Eu* (h), Zr/Hf (i) for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang Belt

图9 赣-杭带等粒花岗岩(a)和斑状-似斑状花岗岩(b)锆石εHf(t)直方图Fig.9 The zircon εHf(t) value histograms for equigranular granite (a) and porphyritic granite (b) from the Gan-Hang Belt

3 讨论

3.1 火山岩与侵入岩成因联系——以相山火山-侵入杂岩为例

3.1.1 岩浆物质来源

相山火山-侵入杂岩具有高硅、低镁的特征，与陆壳物质部分熔融形成的熔体成分相似(Sissonetal., 2005)，因此其原岩可能是陆壳物质。此外，相山火山岩的锆石εHf(t)(=-8.3～-7.6)和侵入岩的锆石εHf(t)(=-8.7～-6.3)，均呈现出明显的负值，表明它们都形成于古老陆壳物质部分熔融。另外，相山火山岩与侵入岩的Nd同位素模式年龄集中在1.6Ga左右，与华夏地块出露的斜长角闪岩的岩浆锆石U-Pb年龄(1.77Ga)(李献华等, 1998)较为相似，表明相山火山-侵入杂岩可能是由中-古元古代变质基底经高温部分熔融所形成。但它们的Nd同位素模式年龄略低于残留的岩浆锆石U-Pb年龄，则表明有幔源物质的加入导致其Nd同位素模式年龄偏低。相山侵入岩内部含有大量暗色包体，前人研究表明这些暗色包体来自于岩石圈地幔(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 郭福生等, 2016)。暗色包体的研究表明了幔源岩浆在相山火山-侵入杂岩的形成过程中既有能量贡献，又有物质贡献。因此，我们认为陆壳部分熔融形成的酸性岩浆与幔源演化而来的基性岩浆二者混合产生了相山火山-侵入杂岩的原始岩浆。

3.1.2 火山岩-侵入岩成因联系

相山火山-侵入杂岩体火山岩位于岩体的核部，而侵入岩则沿环状断裂分布于岩体的边部，二者的年龄一致，均形成于135～132Ma(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 陈正乐等, 2013; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)，表明二者是同一期岩浆活动的产物。火山岩和侵入岩具有相似的矿物组成，连续的主量元素和微量元素变化趋势(图4)，以及一致的微量元素亏损或富集特征(Jiangetal., 2005; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)。此外，火山岩与侵入岩具有相似的εNd(t)以及锆石εHf(t)变化范围，它们的Nd模式年龄以及锆石Hf模式年龄也一致(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 陈正乐等, 2013; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)。因此，我们认为相山早白垩世火山岩与侵入岩是同一岩浆过程的产物，来自于相同的岩浆储库，可能经历了相同的演化过程，而二者之间成分的差异可能是岩浆储库内晶体-熔体分异的结果。

相山火山岩具有高的SiO2含量和Rb/Sr比值，低的CaO、Fe2O3、MgO、Al2O3、Ba和Sr含量及低的Eu/Eu*、La/Yb和Zr/Hf比值(Jiangetal., 2005; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)，这些特征与经历过强烈分异的高硅流纹岩的地球化学特征相似(Deering and Bachmann, 2010; Lipmanetal., 2015)，表明相山火山岩经历过高度结晶分异，它们可能是岩浆储库中抽离的高硅熔体喷出至地表而形成的(Zimmerer and McIntosh, 2013; Coleetal., 2014; Yanetal., 2016, 2018)。火山岩低的Ba含量表明岩浆早期经历了碱性长石的分异，而低的Sr含量和Eu/Eu*比值则表明岩浆储库早期经历了斜长石的分异作用。此外，火山岩的低CaO、Fe2O3、MgO和TiO2含量则表明岩浆经历了黑云母和磁铁矿等暗色矿物的分离结晶(Long, 1978; Nash and Crecraft, 1985; Macdonaldetal., 2010)。另外，随着Rb/Sr比值上升，火山岩的全岩Zr/Hf、Sr/Y和La/Yb比值逐渐降低，暗示了在岩浆储库中锆石、磷灰石等富轻稀土副矿物的分离结晶(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2021)。

相山侵入岩具有低的SiO2和Rb/Sr比值，高的CaO、Fe2O3、MgO、Al2O3、Ba和Sr含量及Eu/Eu*、La/Yb和Zr/Hf比值(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2010; 郭福生等, 2016; Yuetal., 2019)。岩石学观察表明，侵入岩中的长石以聚合斑晶为主。这些岩相学特征和地球化学特征与堆晶花岗岩和火山岩中的岩浆储库内的堆晶岩极为相似(Deering and Bachmann, 2010; Lipmanetal., 2015)。因此，相山火山-侵入杂岩中的侵入岩可能代表了岩浆储库底部的堆晶花岗岩，由熔体抽离后的残余熔体和早期结晶的矿物斑晶冷却结晶形成(Deering and Bachmann, 2010; Fornietal., 2016)。这些侵入岩具有高的Ba含量，表明岩浆早期经历了碱性长石的堆晶(Long, 1978; Nash and Crecraft, 1985; Macdonaldetal., 2010)。另外，侵入岩具有高Sr含量和高Eu/Eu*，表明岩浆早期经历了斜长石堆晶作用(Long, 1978; Nash and Crecraft, 1985; Macdonaldetal., 2010)。此外，侵入岩的高Zr/Hf、La/Yb比值和高CaO、Fe2O3、MgO和TiO2含量表明岩浆也经历了锆石、富轻稀土副矿物(磷灰石、褐帘石、独居石)和暗色矿物(黑云母和磁铁矿等)的堆晶(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2021, 2022)。

为了进一步揭示相山火山岩和侵入岩的分异演化关系，我们将相山火山岩和侵入岩进行了瑞利分离结晶模拟计算。假定分离结晶矿物相组成为正长石︰斜长石 ︰黑云母 ︰石英=50︰20 ︰10 ︰20。我们将Rb的初始值设为230×10-6，Sr的初始值为150×10-6，Ba的初始值为400×10-6来进行模拟计算。模拟结果表明(图10)，大多数SiO2含量较低的侵入岩位于残余堆晶范围内，而大多数SiO2含量较高的火山岩位于熔体抽离范围内。由此可以推断储库内的岩浆演化经历了熔体-晶体分离的过程：一方面，大量高Sr、Ba的长石从熔体中开始结晶；另一方面，长石结晶的同时，贫Sr、Ba的熔体从晶粥状态的岩浆储库中抽离后喷发至地表。结合岩相学、地球化学特征以及微量元素分馏模拟可以认为相山早白垩世火山岩与侵入岩作为互补的富熔体相和富晶体相，硅质火山岩则代表从上地壳岩浆储库中抽离的富硅粒间熔体，而硅质侵入岩作为经历过熔体抽离之后的结晶残余而存在(Bachmann and Bergantz, 2004; Deering and Bachmann, 2010; Huberetal., 2012; Fornietal., 2016)。

图10 相山火山-侵入杂岩Sr-Rb (a)和Ba-Rb (b)微量元素瑞利分馏分离结晶模拟协变图解假定的矿物比例为50%正长石+20%斜长石+20%石英+10%黑云母;各矿物的Sr、Ba、Rb的分配系数引自Bacon and Druitt, 1988; Mahood and Hildreth, 1983; Bachmann et al., 2005; Ewart and Griffin, 1994Fig.10 Trace element modeling obtained using Sr vs. Rb (a) and Ba vs. Rb (b) diagrams for Xiangshan volcanic-plutonic complexAssumed fractionated assemblage is 50% Kfs+20% Pl+20% Qtz+10% Bt; distribution coefficients of Sr, Ba and Pb are from Bacon and Druitt, 1988; Mahood and Hildreth, 1983; Bachmann et al., 2005; Ewart and Griffin, 1994

图11 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石104Ga/Al与Nb (a)、Zr (b)、(Zr+Nb+Ce+Y) (c)和(FeOT/MgO) (d)图解(底图据Whalen et al., 1987)Fig.11 Diagrams of 104Ga/Al against Nb (a), Zr (b), (Zr+Nb+Ce+Y) (c) and (FeOT/MgO) (d) for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang Belt (base maps after Whalen et al., 1987)

图12 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石Q-Ab-Or共结压力图解 (据Blundy and Cashman, 2001)Fig.12 Q-Ab-Or diagram for the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang Belt (after Blundy and Cashman, 2001)

3.1.3 熔体抽离机制

富挥发份的基性岩浆底侵诱发了下地壳中-古元古代变质基底的部分熔融，并产生大规模的富硅熔体(Jiangetal., 2005)。随着基性岩浆的不断侵入，富硅熔体向上运移侵入中-上地壳，并持续结晶，形成了富含晶体的岩浆储库。随着基性岩浆上侵，基性岩浆注入岩浆储库使其发生活化(Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2019; Hartungetal., 2019)，为中-上地壳岩浆储库的晶体-熔体分离过程提供热量和挥发份，从而导致岩浆储库的粘度、密度、压力等物理性质发生变化。随着岩浆上升压力降低，挥发份从岩浆储库的粒间熔体中析出，挥发份的出溶作用和岩浆储库的内部挤压驱动高硅熔体向上移动(Hartungetal., 2017; Cooperetal., 2019)，并导致大规模的高硅熔体从岩浆储库中抽离至地表喷发形成相山硅质火山岩，而经历过熔体抽离的岩浆储库底部的残余堆晶则形成相山硅质侵入岩(Bachmann and Bergantz, 2004; Deering and Bachmann, 2010; Fornietal., 2016)。

3.2 A型花岗岩演化过程

3.2.1 岩浆物质来源

等粒花岗岩中黑云母零星分布于长石、石英等矿物间隙，显示出原始岩浆缺水的特征，这与A型花岗岩贫水的特征吻合(Loiselle and Wones, 1979)。等粒花岗岩在AR-SiO2图解中属于碱性岩，具有较高的全碱含量，富集REE(除Eu)、HFSE和Ga，亏损Ba、Sr，具有高 Ga/Al 比值等地球化学特征，这些特征被认为是A型花岗岩的典型特征(Whalenetal., 1987)。此外，在104Ga/Al与Nb、Zr、(Zr+Nb+Ce+Y)、(FeOT/MgO)的A型花岗岩的判别图解上(图11)，等粒花岗岩都落在了A型花岗岩的范围内。锆饱和温度计的计算结果给出等粒花岗岩的结晶温度为751～884℃，表明其结晶温度较高，而较高的结晶温度也正是A型花岗岩的重要特征之一。综上所述，本文认为赣-杭带等粒花岗岩为A型花岗岩。而与之相对应的斑状-似斑状花岗岩虽然在A型花岗岩判别图解上大部分落在A型花岗岩的范围内(图11)，且同样具有高的成岩温度，但由于其地球化学特征上表现出过高的Sr、Ba含量，与A型花岗岩低Sr、Ba含量的特征(Kingetal., 1997)相悖，因此本文认为其不属于A型花岗岩。

研究区内缺乏与早白垩世A型花岗岩同时代的大型基性岩体出露，且幔源岩浆的分异难以产生大规模的高硅的花岗岩，因此可以排除赣-杭带A型花岗岩是由幔源岩浆分异而来的可能性。锆饱和温度计算结果表明，赣-杭带A型花岗岩的成岩温度为751～844℃，正常的地温梯度下浅部地壳很难达到如此高的熔融温度，因此其不可能是中-上地壳长英质岩石部分熔融的产物。而经过熔体抽离的麻粒岩相下地壳经过再次部分熔融，一般倾向于形成低硅低钾的熔体(Frost and Frost, 2011)，与赣-杭带A型花岗岩高硅、富钾的特征不符，因此赣-杭带A型花岗岩也不可能是下地壳麻粒岩相再次部分熔融的产物。全岩地球化学分析表明，赣-杭带A型花岗岩具有高硅、富碱以及低MgO、Fe2O3T的地球化学特征，这些特征与中-下地壳岩石部分熔融的结果相似(Sissonetal., 2005)。同时赣-杭带A型花岗岩具有富集的εNd(t)同位素值(-8.8～-0.3)以及与赣-杭带中-下地壳变质基底的U-Pb年龄相似的Nd同位素模式年龄，证明赣-杭带A型花岗岩可能主要来源于中-下地壳的部分熔融。

野外观察表明，部分A型花岗岩体内部发育暗色包体(图3a)，包体具淬冷边和针状磷灰石，包体内部发育有来自寄主花岗岩的长石斑晶，前人的研究表明这些包体来源于地幔，表明赣-杭带A型花岗岩是由长英质岩浆与镁铁质岩浆混合而形成(Yangetal., 2004, 2008)。赣-杭带A型花岗岩的锆石εHf(t)值变化大(-10.5～4.2)，并表现出明显的双峰式特征(图9)，地壳物质经部分熔融不可能产生如此大的锆石εHf(t)值变化，暗示着赣-杭带A型花岗岩成岩过程中长英质岩浆发生过与幔源岩浆的混合(Yangetal., 2004, 2008; Belousovaetal., 2006)。同时，赣-杭带A型花岗岩的Hf同位素模式年龄集中在1.65Ga左右，略低于华夏地块出露的斜长角闪岩内残留的岩浆锆石U-Pb年龄(1.77Ga)(李献华等, 1998)，表明是幔源岩浆的混合导致了赣-杭带A型花岗岩的Hf同位素模式年龄偏低。因此，我们认为赣-杭带早白垩世A型花岗岩来源于古老地壳物质与地幔来源基性岩浆的混合。

3.2.2 结晶分异过程

赣-杭带等粒花岗岩和斑状-似斑状花岗岩均形成于137～122Ma期间内，二者具有相似的矿物组成，在主量、微量元素上表现出紧密的线性趋势。随着SiO2含量升高，等粒花岗岩和斑状-似斑状花岗岩的TiO2、Al2O3、MgO、CaO和Fe2O3含量降低，随着Rb/Sr比值上升，这些岩石的Eu/Eu*、Zr/Hf、Sr/Y和La/Yb比值和Ba、Sr含量降低，Rb、Nb、Hf、U和Ga含量升高(图6)(Wongetal., 2009; Yangetal., 2012; Lietal., 2013; Zhuetal., 2014; Sunetal., 2015; Wangetal., 2015; Huetal., 2017; Xiangetal., 2017; Zhaoetal., 2018)。二者在稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图上表现出一致的微量元素亏损或富集特征(图6)。等粒花岗岩和斑状-似斑状花岗岩具有相似的εNd(t)值，它们的Nd模式年龄较为接近。以上特征表明赣-杭带等粒花岗岩和斑状-似斑状花岗岩是同一岩浆过程的产物，可能来自于相同的岩浆储库(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2021, 2022)。

等粒花岗岩具有高的SiO2含量、Rb/Sr比值、Ga/Al比值，低的CaO、Fe2O3、MgO、Al2O3、Ba和Sr含量及低的Eu/Eu*、La/Yb、Zr/Hf和Nb/Ta比值，以及强烈的Eu负异常，这些地球化学特征表明等粒花岗岩并不是直接来源于源区的原始熔体，而是自源区形成后还经历了高度结晶演化的高分异岩浆，具有比斑状-似斑状花岗岩更高的分异程度(刘志超等, 2020; Chenetal., 2021, 2022; 陈璟元等, 2022)。其地球化学特征与不含斑晶的高硅流纹岩极为相似，支持等粒花岗岩的母岩浆是从岩浆储库中抽离的经历过高度结晶分异的熔体(Lee and Morton, 2015; Deeringetal., 2016; Hartungetal., 2017;Schaenetal., 2017; Zhangetal., 2018; Chenetal., 2019, 2021)。因此，它们是从中-上地壳的岩浆储库中抽离出来的高硅熔体侵入浅部地壳而形成(Zhangetal., 2018; Chenetal., 2019, 2021; Zhouetal., 2020)。等粒花岗岩低的Sr含量和低的Eu/Eu*比值(图6)，支持了斜长石的分离结晶作用，而高的Ga/Al比值和低的Ba含量，则反映了碱性长石的分离结晶作用。同时，CaO、Fe2O3、MgO和TiO2含量随SiO2含量的增高而降低，则代表着角闪石、黑云母等暗色矿物的结晶分异。此外，等粒花岗岩低的Zr/Hf、La/Yb比值随Rb/Sr的增高而降低则分别指示了锆石和磷灰石的结晶分异。

手标本及镜下观察表明，赣-杭带斑状-似斑状花岗岩中大量的斜长石及碱性长石表现出聚合斑晶的结构，其他的矿物则充填长石斑晶的缝隙之中(图3b, c)，表明斑晶作为岩浆储库中早期堆晶而存在，而基质则代表晶体间隙的熔体。野外观察表明，斑状-似斑状花岗岩与等粒花岗岩存在明显的岩相学变化(图3d)，代表赣-杭带A型花岗岩的原始岩浆储库经历了完整的熔体抽离及残余堆晶过程(Lee and Morton, 2015; Deeringetal., 2016; Schaenetal., 2017)。斑状-似斑状花岗岩具中等-弱的Eu负异常，高的CaO、MgO、Al2O3、Fe2O3、Ba含量以及低的K2O和Rb含量(图6、图8)，岩相学和地球化学特征表明斑状-似斑状花岗岩代表了岩浆储库的较深部位，在经历了碱性长石、斜长石、黑云母和钛铁矿堆积之后的产物，是岩浆储库内经历了熔体抽离之后的堆晶残余相(Deering and Bachmann, 2010)。斑状-似斑状花岗岩高的Ba含量支持了碱性长石的结晶，低的Rb/Sr比值以及强烈的Eu负异常支持了斜长石的结晶。此外，侵入岩高的Zr/Hf、La/Yb和Sr/Y比值(图6、图8)以及高的CaO、Fe2O3、MgO和TiO2含量表明，岩浆储库内经历了锆石、磷灰石、榍石等副矿物和黑云母、磁铁矿等暗色矿物的堆晶(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2021, 2022; 陈璟元等, 2022)。

图13 赣-杭带早白垩世A型花岗岩及相关岩石演化模型图 (据Chen et al., 2021修改)Fig.13 A cartoon showing the formation of the Early Cretaceous A-type granites and related granitic rocks from the Gan-Hang Belt (after Chen et al., 2021)

通过锆饱和温度(TZr)计算(Watson and Harrison, 1983)，等粒花岗岩的岩浆温度估算值为751～884℃，相较于斑状-似斑状花岗岩的估算值(781～935℃)更低。在Q-Ab-Or压力三角图(图12)，等粒花岗岩相较斑状-似斑状花岗岩结晶压力更低。温度和压力的估算预示着等粒花岗岩可能处于相对斑状-似斑状花岗岩更低温、低压的结晶环境中，晶体-熔体的分离过程发生在岩浆储库的顶部，支持了等粒花岗岩是熔体抽离至浅部地壳冷凝结晶的产物。

3.2.3 晶体-熔体分离机制

前人的研究表明赣-杭带A型花岗岩的形成与古太平洋板块的俯冲消减后撤事件有关(Li and Li, 2007; Wongetal., 2009; Yangetal., 2012; Zhouetal., 2013; Guoetal., 2021)。等粒花岗岩具有典型的A型花岗岩特征(图11)，表明这些岩体的成岩环境处于拉张环境(Bonin, 1990, 2007; Barbarin, 1999)。早白垩世时，随着俯冲板块倾角增大，导致活动岩浆带向俯冲边界迁移(Zhou and Li, 2000; Jiangetal., 2005)，这一过程中，由于板块回撤，持续的拉张作用导致地壳和岩石圈减薄，导致富集的岩石圈地幔发生部分熔融产生富镁、富钾的基性岩浆(Jiangetal., 2005)。高温(～1200℃)的基性岩浆底侵于中-下地壳，在伸展断裂引起的减压作用和基性岩浆底侵作用带来足够热量的影响下，引发中-下地壳中-古元古代变质基底的部分熔融并产生大规模的中性熔体(Jiangetal., 2005)。这些中性熔体迁移至中-上地壳后，聚集形成了一个浅成长英质岩浆储库并持续结晶，晶体与熔体共同组成了“晶粥”，其中含有大量的早期结晶矿物，如斜长石、碱性长石，从而导致残余熔体在水和挥发份富集(Cooperetal., 2019; Chenetal., 2021, 2022; 陈璟元等, 2022)。

岩浆储库中晶体-熔体的分离主要受控于岩浆的粘度和密度，前人的研究表明，岩浆储库中挥发份的富集可以有效降低花岗岩浆的粘度和密度(吴福元等，2017)。等粒花岗岩系列中的碱性长石花岗岩普遍发育晶洞构造，并含有萤石等副矿物，表明在岩浆储库结晶的晚期，熔体内部富含挥发份，有效的降低了熔体的粘度和密度，在密度差所导致的浮力作用下，熔体缓慢向上移动，穿过岩浆储库内晶体形成的“骨架”状结构，实现晶体-熔体的分离。挥发份的富集为晶体-熔体的分离创造了有利条件，构造变形诱导的压滤作用则可能是触发熔体-晶体分离的主要机制(Barboni and Bussy, 2013; Bachmann and Huber, 2016; Yuan and Zhang, 2018)。此外，斑状-似斑状花岗岩的结晶温度大于781℃，且在岩体内部发育有暗色包体，表明幔源岩浆的注入带来的挥发份和热扰动是导致的岩浆储库再活化及晶体-熔体再分离的重要机制(Hildreth, 2004; Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2019; Hartungetal., 2019)。

随着岩浆结晶作用持续的由岩浆储库边部向内部进行迁移，岩浆储库中残留的熔体会向岩浆储库中心及顶部进行集聚。随后，镁铁质岩浆上涌并注入中-上地壳岩浆储库内，为岩浆储库带来了大量的热量和挥发份，一方面有利于浅部地壳岩浆储库长期储存，另一方面挥发份的出溶导致酸性岩浆的粘度、密度、压力等物理性质发生改变，流动性增强，致使岩浆储库在挥发份的出溶作用和岩浆储库内的应力挤压下发生晶体-熔体分离(Chenetal., 2019, 2021)。晶体间隙内的富挥发性高硅熔体抽离至地壳浅部快速冷却形成等粒的A型花岗岩，而残留在上地壳岩浆储库中的富晶体的残余岩浆缓慢结晶，最终冷却结晶形成斑状-似斑状花岗岩(图13)。

4 结论

(1)赣-杭带早白垩世相山火山-侵入杂岩来源古老地壳物质与地幔来源基性岩浆的混合，是中-上地壳岩浆储库内熔体-晶体分离的产物，抽离的高硅熔体喷发形成硅质火山岩，而经历过熔体抽离后的残余晶体在岩浆储库底部堆积并冷却结晶形成硅质侵入岩。

(2)赣-杭带早白垩世花岗岩体成岩时间在137～122Ma间。根据岩石结构特征赣-杭带早白垩世花岗岩可分为斑状-似斑状花岗岩系列和等粒花岗岩系列。斑状-似斑状花岗岩系列岩性主要为石英二长岩和石英正长岩，并具有低的SiO2含量和Rb/Sr比值以及高的Sr、Ba含量和Eu/Eu*值。等粒花岗岩系列岩性主要为正长花岗岩和碱性长石花岗岩，并具有高的SiO2含量和Rb/Sr比值以及低的Sr、Ba含量和Eu/Eu*值，具有A型花岗岩的特征。

(3)赣-杭带A型花岗岩通过浅部岩浆储库中的晶体-熔体分离形成，富挥发份的高硅熔体抽离至浅部地壳形成等粒的A型花岗岩，残留在岩浆储库底部的残余晶体则形成具有堆晶结构的斑状-似斑状花岗岩。富挥发份的基性岩浆在伸展环境下底侵至中-下地壳，导致中-下地壳中-古元古代变质基底部分熔融产生富挥发份的中性熔体，这些中性熔体上升至中-上地壳持续结晶形成晶粥状态的岩浆储库。中-上地壳岩浆储库在幔源岩浆的注入带来的热扰动和富集挥发份驱动的压滤作用下，岩浆储库迅速活化，从而发生晶体-熔体的分离，抽离的熔体形成了等粒花岗岩，而残余的晶体则形成了斑状-似斑状花岗石。

致谢感谢两位审稿人耐心细致地评审了本文，并就论文的修改提出了许多建设性意见，使得本文更为完善。