汪相

南京大学地球科学与工程学院，南京，210023

内容提要：中国东南部存在着一系列早白垩世中—晚期I型花岗岩与A型花岗岩复合在一起的北东向岩带。本研究选取这些岩带中的苏州、黄山、灵山和福州I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体，对它们开展岩相学、岩石化学和锆石学的系统研究，从而首次确定：① 作为复式花岗岩体中主体相的岩性为(含普通角闪石)黑云母二长花岗岩(为典型的I型花岗岩)，由弱分异的壳源花岗岩浆结晶而成，其锆石U-Pb年龄的平均值为127.1±1.8 Ma，代表同造山花岗岩的定位年龄；② 作为复式花岗岩体中补体相的岩性为铁锂云母/白云母碱长花岗岩(为典型的A2型花岗岩)，由与主体花岗岩同源的高分异花岗岩浆结晶而成，其锆石U-Pb年龄的平均值为105.4±1.3 Ma，代表造山后花岗岩的定位年龄；③ 与这些复式花岗岩体伴生的岩浆热液矿床中的锆石U-Pb年龄的平均值为106.4±2.3 Ma，代表中国东南部一次大规模成矿作用的时代。结合上述研究结果、中国东南部构造地质资料和花岗岩浆活动及其成矿作用的年代学数据，笔者认为，库拉板块于早白垩世初期向欧亚大陆的俯冲作用引起中国东南部地壳深部I型花岗岩浆房的形成和部分I型花岗岩浆上升定位；挤压高峰后，深部岩浆房中巨量的I型花岗岩浆开始漫长的分离结晶作用，导致岩浆房上部出现高度富集成矿物质的残余岩浆；至早白垩世末期，中国东南部的构造环境进入伸展高峰期，深部岩浆房中高度分异的、体量极小的残余岩浆沿着张性断裂被动侵位；由于压力和温度的骤减，上升过程中的残余花岗岩浆发生流体—熔体溶离作用而分解为含大量成矿物质的硅质流体和碱性过铝质熔体，前者形成石英脉型矿床(或云英岩型/矽卡岩型矿床)，后者形成A2型花岗岩。造成中国东南部上述花岗质岩浆活动及其成矿作用的驱动力来源于一次新的造山作用——笔者命名其为“黄山运动”，该造山作用具有两个标志性的时间节点：以同造山花岗岩(即I型花岗岩)的定位年龄(～127 Ma)为代表的挤压作用高峰期和以造山后花岗岩(即A2型花岗岩)的定位年龄(～105 Ma)为代表的伸展作用高峰期，两者之间的转换(即构造环境由挤压转变为伸展)出现在～110 Ma。显然，通过严格地组合构造—岩浆—成矿3种不同的地质事件于一体，本研究恰好地揭示了中国东南部在早白垩世中—晚期的基本地质特征。

每当我们审视中国东南部的岩浆热液型矿床时，会暗生疑惑：那些不同种类的金属矿床(如：胶东金矿、德兴铜矿、洋滨锡矿等)是否具有相同的形成机制？或退一步思忖，它们是否具有相同的成矿年龄？或再退一步假想，其中的金矿(如：山东招掖金矿、浙江治岭头金矿、福建紫金山金矿等)是否同时形成的？当下的矿床学界无疑会给出全部否定的答案，因为仅胶东金矿的成矿年龄就极其弥散(如：“从三叠纪至新生代”，据Hu Fangfang et al.，2004)而难以定论，更遑论其他地区的金矿床(甚至不同金属类型的矿床)的成矿年龄及成矿机制。然而，笔者试图对上述问题给出一一肯定的答案。

众所周知，绝大多数岩浆热液型稀有金属(W、Sn、Nb、Ta、Mo、U、Au等)矿床在时空上与花岗岩密切相关(翟裕生等，2011)，而绝大多数花岗岩是板块构造运动的产物(Hutton and Reavy，1992；Brown，1994)。所以，当我们以板块构造运动为动力源，去演绎同一构造域内各种类型的花岗岩及其岩浆热液矿床的形成过程时，就很容易地理解不同地点的花岗岩浆活动及其成矿作用的表现形式虽大相径庭，但其形成机制(包括其形成时间)可以是近于相同的。例如，西欧的海西造山运动引发了该地区大规模的花岗岩浆活动(Liotta et al.，2008)，这些花岗岩浆的分异作用又导致了稀有金属(W、Sn、Nb、Ta、Mo、U、Au等)的成矿事件(Boni et al.，1992)。在构造—岩浆—成矿模式中，唯有把握了花岗岩浆活动——这个不可忽视的中间环节——的诱发机制，才可真正地把握：① 构造运动对花岗岩浆活动的制约；② 花岗岩浆活动对成矿作用的制约。

笔者试图以中国东南部最特征的、发生在早白垩世中—晚期的花岗岩浆活动——I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体——为切入点，厘清一次库拉板块俯冲作用下的陆内造山运动——笔者命名其为“黄山运动”，从而揭示出该造山运动与中国东南部早白垩世中—晚期大规模的花岗岩浆活动及其成矿作用的有机联系。

1 中国东南部早白垩世中—晚期的花岗岩浆活动

本研究涉及的 “中国东南部” 指的是夹持在中国大陆滨太平洋海岸线(为东界)和郯城—庐江断裂至鹰潭—安远断裂(为西界)之间的大陆地块，它包括胶东地区的华北地块、苏鲁造山带、东部的扬子地块和华夏地块(图1)。在该地区，存在着一条延续上千千米、北东向的A型花岗岩岩带(洪大卫等，1987，1995)。A型花岗岩在岩相学上属于碱长花岗岩，但根据其特征性矿物可以分为两种亚型：一种是含碱性铁镁矿物(如霓石、钠闪石和钠铁闪石等)的碱性A型花岗岩(King et al.，1997)，可对应于Eby(1992)的A1型花岗岩(洪大卫等，1995；李良林等，2013)；另一种是含过铝质矿物(如锰铝—铁铝榴石、铁锂云母和白云母等)的铝质A型花岗岩(King et al.，1997)，可对应于Eby(1992)的A2型花岗岩(洪大卫等，1995；李良林等，2013)。上述A型花岗岩岩带具有两个标志性特征：① 该岩带内的A型花岗岩常以补体花岗岩的形式侵入于以主体花岗岩形式存在的I型花岗岩(以花岗闪长岩或含角闪石黑云母二长花岗岩为代表)中，构成I型花岗岩与A型花岗岩组合的复式岩体(董传万和彭亚鸣，1994；Martin et al.，1994；周珣若等，1994，1997；陈国安和周珣若，1996；赵广涛等，1998；樊金涛等，1999；汪相和吴梦霜，1999；邱检生等，1999，2012；沈渭洲等，2000；胡开明，2001；黄定堂，2003)；② 这些复式花岗岩体的形成年龄都落在早白垩世中—晚期范围内，但A型花岗岩总以较大的滞后时差(>5 Ma)定位在I型花岗岩的中心或周边(陈江峰等，1993a；赵广涛等，1998；邱检生等，1999，2012；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；李真等，2009；林清茶等，2011；王峰，2019；浙江省第七地质大队❶)。在此，本研究可以详细地列举出部分出露在中国东南部、具有上述两个特征的I型花岗岩与A型花岗岩组合的复式岩体(表1)。

图1 中国东南部大地构造简图(亮色区为本文研究区)及笔者重点研究的4个I型—A2型花岗岩复式岩体位置

笔者认为，这类复式花岗岩体应该是中国东南部早白垩世中—晚期构造—岩浆作用的一种普遍性的表现，尽管这些复式花岗岩体的年龄和成因尚存在多解性(参见表1中的年龄数据和资料来源)。因此，本研究将选择其中4个I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体(苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体)(图1)，进行系统、深入的岩相学、地球化学和锆石学研究，以揭示其成因机制及其构造学、岩石学和矿床学意义。

表1 中国东南部早白垩世中—晚期代表性的I型花岗岩和A型花岗岩组合的复式岩体

2 岩相学

2.1 苏州复式花岗岩体

苏州复式花岗岩体分布于江苏省苏州市西郊，出露面积约65 km2(张兴隆等，1987)。地质上，它处于扬子—钱塘古生代前陆拗陷带内，北东向断裂与北西向断裂交叉的位置上。根据侵入接触关系，该复式花岗岩体可分为3个阶段：第一阶段为白鹅山中粒似斑状花岗闪长岩，第二阶段为高景山中粒含角闪石黑云母二长花岗岩，第三阶段为天平山细粒斑状铁锂云母碱长花岗岩(陈江峰等，1993a；汪建明等，1993)。本研究把第一阶段的花岗闪长岩和第二阶段的含角闪石黑云母二长花岗岩归并为主体花岗岩，而把第三阶段的铁锂云母碱长花岗岩视作为补体花岗岩(图2a)。

本研究采集的主体和补体花岗岩样品分别是：

(1)中粒含角闪石黑云母二长花岗岩(样品编号为GJS-1)取自高景山的一处基岩露头(地理坐标为北纬31°18′48.8″，东经120°30′08.4″)(图2a)。岩石呈灰白色，中粒花岗结构。造岩矿物由斜长石(31%，平均牌号为An30，据敬兴辽，1991)、钾长石(30%)、石英(25%)、黑云母(9%)和角闪石(4%)组成(图3a、b)。副矿物成分较简单，主要为磁铁矿、钛铁矿、榍石、磷灰石、锆石和褐帘石。该含角闪石黑云母二长花岗岩为典型的I型花岗岩(汪建明等，1993；周珣若等，1997)。

(2)斑状细粒铁锂云母碱长花岗岩(样品编号为TPS-1)取自天平山的一处基岩露头(地理坐标为北纬31°17′42.3″，东经120°29′59.4″)(图2a)。岩石呈肉红色，细粒斑状花岗结构，局部有晶洞构造和文象结构。斑晶矿物由钾长石、钠长石(平均牌号为An4，据敬兴辽，1991)、石英和云母类矿物(铁锂云母和白云母)组成，这些斑晶矿物的边界普遍呈现出熔蚀现象(图3c、d)。该岩石的副矿物成分较复杂，以含大量挥发分矿物(萤石、黄玉、方解石)和矿石矿物(铌钽铁矿、细晶石、硅钛铈钇矿、磷钇矿、辉钼矿、方铅矿、黄铁矿)为特征，但几乎不含磁铁矿、磷灰石和榍石。该铁锂云母碱长花岗岩为典型的A2型花岗岩(汪建明等，1993；周珣若等，1997)。

图2 苏州(a)、黄山(b)、灵山(c)、福州(d)复式花岗岩体地质简图及采样位置

2.2 黄山复式花岗岩体

黄山复式花岗岩体分布于安徽省黄山市境内，出露面积约107 km2(崔之久等，2009)。地质上，它侵位于扬子克拉通东南部的江南隆起带内，受到北东向的皖浙赣断裂带的控制，与太平花岗闪长岩岩体在西北部相接(余心起等，2007)。根据侵入接触关系，该复式花岗岩体可分为两个阶段：第一阶段为温泉、云谷寺中粗粒含角闪石黑云母二长花岗岩，被称为黄山岩体(主体花岗岩)；第二阶段为狮子林、贡阳山细粒斑状铁锂云母碱长花岗岩，被称为狮子林岩体(补体花岗岩)(图2b)(崔之久等，2009；罗照华等，2009)。

本研究采集的主体和补体花岗岩样品分别是：

(1)中粗粒含角闪石黑云母二长花岗岩(样品编号为LHF-1)取自黄山莲花峰的一处基岩露头(地理坐标为北纬30°7′35″，东经118°10′44″)(图2b)。岩石呈灰白色，中粗粒花岗结构。造岩矿物由斜长石(31%，牌号为An27～29，据赵连泽等，1987)、钾长石(30%)、石英(25%)、黑云母(10%)和少量角闪石(2%)(图3e、f)；该岩石的副矿物成分较简单，主要是磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、锆石。该含角闪石黑云母二长花岗岩已被认为是非造山I型花岗岩(李献华等，1997)或I型花岗岩与S型花岗岩之间的过渡类型(张舒等，2009)。

(2)斑状细粒二云母碱长花岗岩(样品编号为XH-1)取自黄山西海的一处基岩露头(地理坐标为北纬30°8′37.36″，东经118°10′0.70″)(图2b)。岩石呈肉红色，细粒斑状结构和显微文象结构，局部有晶洞构造。造岩矿物有钾长石(35%)、钠长石(32%，牌号为An1～4，据张舒等，2009)、石英(28%)，及少量铁锂云母(3%)和白云母(2%)(图3g、h)。该岩石含大量的副矿物，如萤石、黄玉、黄铁矿、细晶石、热液锆石、钍石、锐钛矿和锡石等。该碱长花岗岩为典型的A2型花岗岩(薛怀民等，2009；张舒等，2009)。

图3 苏州、黄山复式花岗岩体I型和A2型花岗岩的显微照片

2.3 灵山复式花岗岩体

灵山复式花岗岩体分布于江西省上饶市西北30 km处，出露面积约181 km2(吴旭铃等，2016)。地质上，它处于浙西地穹南端，受赣东北大断裂的控制，侵入于葛源复背斜的轴部。根据侵入接触关系，该复式花岗岩体可分为两个阶段：第一阶段为灵山中粗粒似斑状含角闪石黑云母二长花岗岩(主体花岗岩)，第二阶段为石人殿、水晶山斑状细粒铁锂云母碱长花岗岩(补体花岗岩)(黄定堂，2003)(图2c)。

本研究采集的主体和补体花岗岩样品分别是：

(1)中粗粒含角闪石黑云母二长花岗岩(样品编号为LS-1)取自灵山地质公园内的一处基岩露头(地理坐标为北纬28°35′47.04″，东经117°51′35.64″)(图2c)。岩石呈浅灰色，中粒花岗结构。造岩矿物由钾长石(33%)、斜长石(31%，平均牌号为An15，据黄定堂，2003)、石英(28%)、黑云母(6%)、少量的角闪石组成(图4a、b)。副矿物成分较简单，主要是磁铁矿、钛铁矿、榍石、磷灰石、锆石。该黑云母二长花岗岩含有少量的暗色微粒包体，为典型的I型花岗岩(Xiang Yuanxin et al.，2017)；

(2)斑状细粒铁锂云母碱长花岗岩(样品编号为GYZ-1)取自葛源镇外的一个矿坑(地理坐标为北纬28°36′03.33″，东经117°41′41.21″)(图2c)。岩石呈浅肉红色，细粒斑状花岗结构，发育晶洞构造。斑晶矿物为钾长石、石英、钠长石(平均牌号为An2，据黄定堂，2003)、铁锂云母和少量的白云母(图4c、d)。副矿物组合较复杂，有萤石、黄玉、Nb—Ta矿物、U—Th矿物等。该铁锂云母碱长花岗岩为典型的A2型花岗岩(吴旭铃等，2016)。

图4 灵山、福州复式花岗岩体I型和A2型花岗岩的显微照片

2.4 福州复式花岗岩体

福州复式花岗岩体分布于福建省福州市连江县，出露面积约120 km2(吴郭泉，1991)。地质上，它处于浙闽粤沿海中生代断陷活动带内，主要侵入于侏罗纪南园组火山岩中。根据岩性特征，该复式花岗岩体包含五种类型的花岗岩：涧田中粗粒花岗闪长岩、丹阳和福州中粒黑云母二长花岗岩、连江斑状细粒碱长花岗岩、魁岐中粗粒碱性花岗岩和笔架山花岗斑岩(福建省地质矿产局，1985；Martin et al.，1994；周珣若等，1994)。本研究把涧田花岗闪长岩、丹阳和福州黑云母二长花岗岩归并为主体花岗岩，把连江碱长花岗岩认作为补体花岗岩，而把魁岐碱性花岗岩和笔架山花岗斑岩归为另一次侵入活动(图2d)。

本研究采集的主体和补体花岗岩样品分别是：

(1)黑云母中粒二长花岗岩(样品编号为DY-1)取自丹阳岩体内的一处基岩露头(地理坐标为北纬26°16′49.1″，东经119°26′21.5″)(图2d)。岩石呈灰白色，似斑状中粒花岗结构。造岩矿物由钾长石(34%)、斜长石(33%，牌号为An32～40，据吴郭泉，1991)、石英(26%)、黑云母(5%)和少量角闪石组成(图4e、f)。副矿物成分较简单，主要是磁铁矿、钛铁矿、榍石、磷灰石、锆石和褐帘石。该黑云母二长花岗岩含有少量暗色微粒包体，为典型的I型花岗岩(邱检生等，1999)。

(2)碱长花岗岩(样品编号为LJ-1)取自连江岩体内的一处基岩露头(地理坐标为北纬26°11′41.6″，东经119°31′5.9″)(图2d)。岩石呈肉红色，斑状细粒结构和文象结构，局部有晶洞构造。斑晶矿物占20%，主要为钾长石、钠长石(平均牌号为An1.51，作者未刊数据)、石英，它们都不同程度地呈现熔蚀边界(图4g、h)。副矿物组合较复杂，有热液锆石、萤石、Nb—Ta矿物、金红石等，但几乎不含磁铁矿、钛铁矿、磷灰石。该碱长花岗岩为典型的A2型花岗岩(周珣若等，1994)。

3 岩石化学

3.1 主量元素

苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的主量元素含量分析结果见表2。数据分析表明，两类花岗岩在SiO2、Al2O3、FeOT、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5含量上显示出较大的差异性：

(1)I型花岗岩的SiO2含量(69.04%～72.17%)比A2型花岗岩的SiO2含量(74.20%～76.97%)低，而I型花岗岩的Al2O3含量(13.13%～14.55%)比A2型花岗岩的Al2O3含量(12.07%～13.40%)高(图5a)，这与前者富钙质斜长石，后者富石英有关。

(2)I型花岗岩的CaO 含量(1.27%～2.26%)比A2型花岗岩的CaO 含量(0.21%～0.84%)高，而I型花岗岩的Na2O含量(3.38%～3.92%)比A2型花岗岩的Na2O含量(3.61%～4.84%)低(图5b)，这与前者富钙质斜长石，后者富钠长石有关。

(3)I型花岗岩的FeOT含量(1.97%～3.78%)和MgO含量(0.53%～0.97%)比A2型花岗岩的FeOT含量(0.56%～1.77%)和MgO含量(0.01%～0.29%)都高(图5c)，这与前者富暗色矿物(角闪石和黑云母)，后者富淡色矿物(碱性长石、石英和白云母)有关。

(4)I型花岗岩的TiO2含量(0.13%～0.55%)和P2O5含量(0.07%～0.15%)比A2型花岗岩的TiO2含量(0.02%～0.09%)和P2O5含量(0.01%～0.04%)都高(图5d)，这与前者富Fe—Ti氧化物、榍石和磷灰石有关。

图5 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的Al2O—SiO2(a)、Na2O—CaO(b)、FeOT—MgO(c)和P2O5—TiO2(d)图解。数据来自表2

上述化学成分的变化无一例外地显示出花岗岩浆分离结晶作用的演化趋势(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2004)，即：A2型花岗岩浆很可能是从I型花岗岩浆分异而来的，正如许多作者是这样认为的(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。

3.2 微量元素

苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的微量元素含量分析结果见表2。数据分析表明，I型花岗岩富相容元素(Ba、Sr、Co、Ni、Cr、V、Zr、Hf、Th)，而A2型花岗岩富不相容元素(Rb、Nb、Ta、U、Ga、Y)(图6)：

图6 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩(断续线)和A2型花岗岩(实线)的上地壳成分标准化微量元素蛛网图

(1)Ba和Sr：在离子半径上，这两个元素与K和Ca相似(de Albuquerque，1975)，故在花岗岩浆的分离结晶过程中呈现出相容性行为(de Albuquerque，1975；Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花岗岩的Ba和Sr含量分别为388.6×10-6～660.0 ×10-6(平均值为521.1 ×10-6Ba)和67.0×10-6～396.2 ×10-6(平均值为176.9 ×10-6Sr)，而A2型花岗岩的Ba和Sr含量分别为12.2×10-6～91.3 ×10-6(平均值为35.5 ×10-6Ba)和8.0×10-6～33.0 ×10-6(平均值为16.1 ×10-6Sr)，这与后者贫黑云母、磷灰石和独居石有关。

(2)Co、Ni、Cr和V：这些亲铁元素主要富集在花岗岩浆的早期结晶的铁镁矿物中(角闪石，黑云母和Fe—Ti氧化物)(Creaser，1996；Zaraisky et al.，2008)。I型花岗岩的Co、Ni、Cr和V平均含量分别为5.8 ×10-6Co、9.3 ×10-6Ni、26.5 ×10-6Cr和33.8 ×10-6V，而A2型花岗岩的Co、Ni、Cr和V平均含量分别为1.1 ×10-6Co、2.3 ×10-6Ni、4.0 ×10-6Cr和5.0 ×10-6V，这与前者富铁镁矿物有关。

(3)Zi、Hf和Th：Zr和Hf主要富集在锆石中(Bau，1996)，Th主要富集在独居石中(Bea，1996)。这两个矿物在花岗岩浆中最早结晶，从而导致残余岩浆亏损这3个元素(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花岗岩的Zr、Hf和Th平均含量为 292.5 ×10-6Zr、10.8 ×10-6Hf和29.3 ×10-6Th，而A2型花岗岩的Zr、Hf和Th平均含量为 115.2 ×10-6Zr、5.1 ×10-6Hf和26.9 ×10-6Th，这与前者富锆石和独居石有关。

(4)Rb：Rb的离子电价较低(+1)，而离子半径较大(0.156 nm，据Whittaker and Muntus，1970)，导致它很难进入花岗岩浆中早期结晶的副矿物、铁镁矿物和斜长石中，从而在残余岩浆中趋于富集(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。因此，I型花岗岩和A2型花岗岩的平均Rb含量分别为259.1 ×10-6和515.8 ×10-6。

(5)U、Nb、Ta、Ga和Y：这些高场强元素也是难以进入花岗岩浆中早期结晶的铁镁矿物和钙质斜长石中的，因此，它们趋于富集在残余岩浆中(Cerny et al.，2005；Zaraisky et al.，2008)。I型花岗岩的这些元素的平均含量(7.1 ×10-6U、27.6 ×10-6Nb、3.4 ×10-6Ta、18.7 ×10-6Ga和37.9 ×10-6Y)远远低于A2型花岗岩的这些元素的平均含量(21.5 ×10-6U、67.0 ×10-6Nb、13.2 ×10-6Ta、29.4 ×10-6Ga和97.2 ×10-6Y)。

上述两类花岗岩的微量元素含量的差异性，也充分显示了A2型花岗岩的母岩浆经历过高度的结晶分异作用(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2004)。

3.3 稀土元素

苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的稀土元素含量分析结果见表2。数据分析表明，I型花岗岩和A2型花岗岩的稀土配分模式是完全不同的(图7)：

(1)轻稀土元素(LREE包括La到Eu六个元素)通常富集在花岗岩浆中早期结晶的副矿物(如：独居石，褐帘石，榍石和磷灰石)，显示出相容性行为(Bea，1996；Creaser，1996)。I型花岗岩的轻稀土元素总含量为83.1×10-6～450.2 ×10-6(平均值为230.8 ×10-6)，而A2型花岗岩的轻稀土元素总含量为29.0×10-6～222.4 ×10-6(平均值为122.7 ×10-6)，这与后者缺失上述副矿物有关。

(2)重稀土元素(HREE 包括Gd到Lu八个元素)在离子半径上与Y相似，故属于不相容元素(Ohlander et al.，1989)。I型花岗岩的重稀土元素总含量为7.7×10-6～45.5 ×10-6(平均值为23.9 ×10-6)，而A2型花岗岩的重稀土元素总含量为7.8×10-6～69.8 ×10-6(平均值为36.0 ×10-6)。A2型花岗岩常含一些富HREE的矿石矿物(如：磷钇矿、Nb—Ta矿物)。

I型花岗岩的球粒陨石标准化稀土配分模式为轻度Eu负异常(Eu/Eu*平均值为0.47，表2)“右倾型”(图7a)，而A2型花岗岩的球粒陨石标准化稀土配分模式为高度Eu负异常(Eu/Eu*平均值为0.10，表2)“海鸥型”(图7b)，说明后者是高分异的花岗岩(Abdel-Rahman，2001；Badanina et al.，2006)。

图7 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩(a)和A2型花岗岩(b)的球粒陨石标准化稀土配分图解

上述主量元素、微量元素和稀土元素的地球化学特征，都表明I型花岗岩是正常花岗岩浆的结晶产物，而A2型花岗岩是高分异花岗岩浆的结晶产物。这一点与两者的岩相学特征完全一致。

4 锆石学

4.1 形态学

苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的锆石颗粒已通过重力和磁力方法被分选出来，在光学显微镜和阴极发光下两者显示出完全不同的形态特征：

(1)I型花岗岩中的锆石：无色透明，含细柱状的磷灰石(图8a、e、g中的左边照片)和水滴状的熔体包裹体(图8c、e、g中的左边照片)，完全自形而显示出{100}单形±{110}单形复方柱体和{101}单形±{211}单形复方锥体的晶型(图8c、g中的左边照片)。在剖面上，它们显示出较强的CL亮度及其明显的韵律环带和砂钟构造(图8a、c、e、g中的右边照片)。这些正是花岗岩浆中的结晶锆石所具有的普遍特征(Pupin，1980；Wang Xiang et al.，2021)。

图8 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体及善安浜、黄山钽铌矿的锆石颗粒的显微镜(左)和CL(右)照片:(a)高景山I型花岗岩(GJS-1)中的岩浆锆石；(b)天平山A2型花岗岩(TPS-1)中的热液锆石；(c)莲花峰I型花岗岩(LHF-1)中的岩浆锆石；(d)西海A2型花岗岩(XH-1)中的热液锆石；(e)灵山I型花岗岩(LS-1)中的岩浆锆石；(f)葛源镇A2型花岗岩(GYZ-1)中的热液锆石；(g)丹阳I型花岗岩(DY-1)中的岩浆锆石；(h)连江A2型花岗岩(LJ-1)中的热液锆石；(i)善安浜钽铌矿(SAB-1)中的热液锆石；(j)黄山钽铌矿(HS-1)中的热液锆石

(2)A2型花岗岩中的锆石：浅褐色到浅棕色，半透明，自形而显示出{110}单形±{100}单形复方柱体和{101}单形锥体的晶型(图8b、d、f中的左边照片)。在剖面上，它们显示出较弱的CL亮度，故缺失明显的内部构造(图8b、d、f、h中的右边照片)。这些特征与(二云母)白云母碱长花岗岩中的热液锆石非常相似(Wang Xiang et al.，2017；汪相，2018；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

在这4个复式花岗岩体中，苏州岩体和灵山岩体内赋存了与花岗岩有关的岩浆热液矿床(图2a、图2c)，分别为(苏州)善安浜钽铌矿(袁晓军等，2004)和(灵山)黄山钽铌矿(黄定堂，2003)。本研究分别采集了约10 kg矿石，成功地分选出少量的锆石颗粒(样品编号分别为SAB-1和HS-6)。它们具有如下形态特征：褐色或棕色，透明度较差，自形，{110}单形柱体+{101}单形锥体的简单晶型(图8i、j中的左边照片)。这些特征与伟晶岩和细晶岩中热液锆石相似(Hoskin，2005；Crowley et al.，2008)，也与南岭钨矿和个旧锡矿的矿石中热液锆石非常相似(Wang et al.，2017；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。在剖面上，它们的CL亮度很低故不显示出任何内部构造(图8i、j中的右边照片)，这很可能与它们经受过较强的变生作用有关(Nasdala et al.，2003)。

4.2 晶体化学

电子探针分析(表3)显示，苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩的岩浆锆石与A2型花岗岩的热液锆石的成分完全不同，而A2型花岗岩的热液锆石与矿石的热液锆石的成分基本相同：

表3 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中锆石电子探针分析数据(%)

(1)I型花岗岩中的岩浆锆石：它们的HfO2含量在1.21%至1.95%之间变化(平均值为1.61%)，而UO2、ThO2和Y2O3含量一般低于检测限，后三者的总和不超过0.43%(平均值为0.11%)(图9)。由于Hf的离子半径(RHf4+= 0.083 nm，据Shannon，1976)非常接近Zr的离子半径(RHf4+= 0.084 nm，据Shannon，1976)，在接近平衡结晶条件下锆石中的Zr/Hf值接近于岩浆中的Zr/Hf值，故花岗岩浆中结晶的锆石的HfO2含量往往介于1%至2%之间(Wang Xiang et al.，2010)；相反，U、Th、Y的离子半径(RU4+= 0.100 nm、RTh4+= 0.105 nm、RY3+= 0.102 nm，据Shannon，1976)远远大于Zr的离子半径，故它们在接近平衡结晶条件下很难进入锆石晶格(Wang Xiang et al.，2011)。

(2)A2型花岗岩中的热液锆石：它们的HfO2含量在1.98%至4.59%之间变化(平均值为2.67%)，而UO2、ThO2和Y2O3的平均含量分别为1.01%、0.34%和0.56%，后三者的总和的平均值为1.92%(图9)。在强过冷度的结晶条件下，晶体的快速生长速度导致晶体内杂质元素含量增加(Carpéna et al.，1987)。因此，笔者认为，A2型花岗岩中的热液锆石结晶于岩浆热液，后者是从高分异花岗岩浆中溶离出来的(参见第6节)。这种锆石的晶体化学特征完全相似于(二云母)白云母碱长花岗岩中的热液锆石(Wang Xiang et al.，2017；汪相，2018；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

(3)矿石中的热液锆石：它们的HfO2含量在1.98%至5.45%之间变化(平均值为3.42%)，而UO2、ThO2和Y2O3的平均含量分别为0.88%、0.08%和0.02%，后三者的总和的平均值为0.98%(图9)。这种富Hf和U+Th+Y的晶体化学特征也反映了矿石中的锆石为典型的热液锆石。然而，相较于较低温A2型花岗岩中的热液锆石，矿石中热液锆石更富Hf而略贫U+Th+Y可能与它们的结晶温度相对偏低有关(Claoué-Long et al.，1990)。在伟晶岩脉和W—Sn矿脉中的热液锆石也显示出完全相同的晶体化学特征(Wang Xiang et al.，2016；Wang Xiang and Ren Minghua，2019)。

图9 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体及善安浜、黄山钽铌矿的锆石HfO2—(UO2+ThO2+Y2O3)图解。数据来自表3

上述锆石的形态学和晶体化学特征显示，I型花岗岩中的锆石为岩浆结晶成因的，形成于I型花岗岩浆定位冷凝之际；而A2型花岗岩和矿石中的锆石为热液结晶成因的，形成于从花岗岩浆中溶离出来的岩浆热液的冷凝之际(参见第6节)。因此，通过这些锆石的U-Pb定年分析，可以确定它们所代表的岩浆活动和热液活动的准确时间。

4.3 U-Pb年代学

利用锆石LA-ICP-MS U-Pb定年方法，本研究分别测定了苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体及其钽铌矿床中的锆石年龄，它们的放射性元素比值和表面年龄已列在表4。

表4 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体中I型花岗岩和A2型花岗岩的锆石LA-ICPMS U-Pb同位素分析结果

4个复式花岗岩体中的I型花岗岩具有几乎相同的锆石U-Pb年龄(在误差范围内)，分别为：① GJS-1(高景山)的127.0±1.1 Ma(n= 11，图10a)；② LHF-1(莲花峰)的128.1±3.4 Ma(n= 12，图10b)；③ LS-1(灵山)的126.9±2.0 Ma(n= 11，图10c)；④ DY-1(丹阳)的127.3±3.5 Ma(n= 11，图10d)。这些年龄与前人报道的苏州、黄山和灵山复式花岗岩体中的I型花岗岩的定位年龄(表5)非常接近，且与中国东南部I型花岗岩的定位年龄峰值(127～129 Ma，图12)基本一致。因此，本研究获得的I型花岗岩的定位年龄的权重平均值(即127.1±1.8 Ma)可以代表中国东南部的一次重要的花岗岩浆活动的确切时间。

4个复式花岗岩体中的A2型花岗岩也具有几乎相同的锆石U-Pb年龄(在误差范围内)，分别为：① TPS-1(天平山)的104.8±1.3 Ma(n= 13，图10e)；② XH-1(西海)的105.7±1.2 Ma(n= 12，图10f)；③ GYZ-1(葛源镇)的105.5±1.6 Ma(n= 11，图10g)；④ LJ-1(连江)的105.7±1.7 Ma(n= 10，图10h)。这些年龄与前人报道的苏州、灵山和福州复式花岗岩体中的A2型花岗岩(A1型花岗岩)的定位年龄(表5)非常接近，且与中国东南部A2型花岗岩的定位年龄峰值(104～106 Ma，图12)完全一致。因此，本研究获得的A2型花岗岩的定位年龄的权重平均值(即105.4±1.3 Ma)可以代表中国东南部的另一次重要的花岗岩浆活动的确切时间。

表5 苏州、黄山、灵山、福州复式花岗岩体的代表性年代学资料

基于上述两类花岗岩的定位年龄，本研究确定，中国东南部的这两次花岗岩浆活动的时间间隔为～22 Ma。前人早已认识到，以I型花岗岩与A型花岗岩为代表的两次岩浆活动具有较大的成岩时差：① Zhou Xinmin and Li Wuxian(2000)总结出，中国东南沿海地区A型花岗岩常与钙碱性I型花岗岩共生，前者的侵位年龄普遍小于后者的侵位年龄5～10 Ma；② Martin et al.(1994)发现，福州复式花岗岩体的I型花岗岩和A型花岗岩的侵入作用的时间间隔为10 Ma，代表两次不同的岩浆活动；③ 苏州和灵山复式花岗岩体的I型花岗岩与A2型花岗岩的定位时差均在～20 Ma(表1)；④ 最相似的实例是(山东)崂山、(江苏)桃林、(江西)三清山、(福建)漳州和紫金山复式花岗岩体，它们的I型花岗岩与A2型花岗岩的定位年龄之差都在20 Ma之上(表1)。

与苏州和灵山复式花岗岩体有关的钽铌矿中的热液锆石也具有几乎相同的U-Pb年龄(在误差范围内)，分别为：① SAB-1(善安浜)的106.5±1.2 Ma(n= 11，图10i)；② HS-1(黄山)的105.5±4.5 Ma(n= 13，图10j)。这两个年龄完全落在中国东南部与花岗岩有关的岩浆热液矿床的成矿年龄的峰值范围内(104～107 Ma，图12)。因此，本研究获得的钽铌矿的成矿年龄的权重平均值(106.4±2.3 Ma)可以代表中国东南部一次大规模成矿作用的确切时间。

图12 中国东南部 “黄山早期” I型(同造山)花岗岩和 “黄山晚期” A2型(造山后)花岗岩(及火山岩)的定位年龄和 “黄山晚期” 岩浆热液矿床的成矿年龄的直方图。数据来自表7

4.4 Hf同位素

(1)苏州复式花岗岩体及其矿石中的锆石具有n(176Hf)/n(177Hf)初始值为：I型花岗岩(GJS-1)的0.282432～0.282553、A2型花岗岩(TPS-1)的0.282467～0.282580和矿石(SAB-1)的0.282460～0.282516，三者的变化范围基本重叠，说明它们是同源的;

(2)黄山复式花岗岩体中I型花岗岩(LHF-1)和 A2型花岗岩(XH-1)的n(176Hf)/n(177Hf)初始值分别为0.282494～0.282553和0.282484～0.282536，二者的变化范围也基本重叠，说明两者也是同源的；

(3)灵山复式花岗岩体及其矿石中的锆石具有n(176Hf)/n(177Hf)初始值为：I型花岗岩(LS-1)的0.282474～0.282606、A2型花岗岩(GYZ-1)的0.282473～0.282594和矿石(HS-1)的0.282479～0.282603，三者的变化范围基本重叠，说明它们是同源的；

(4)福州复式花岗岩体中I型花岗岩(DY-1)和 A2型花岗岩(LJ-1)的n(176Hf)/n(177Hf)初始值分别为0.282459～0.282565和0.282473～0.282580，二者的变化范围也基本重叠，说明两者也是同源的；

(a)GPS-1—高景山I型花岗岩；(b)LHF-1—莲花峰I型花岗岩；(c)LS-1—灵山I型花岗岩；(d)DY-1—丹阳I型花岗岩；(e)TPS-1—天平山A2型花岗岩；(f)XH-1—西海A2型花岗岩；(g)HYZ-1—葛源镇A2型花岗岩；(h)LJ-1—连江A2型花岗岩；(i)SAB-1—善安浜钽铌矿石；(j)HS-1—黄山钽铌矿石。数据来自表4

图11 苏州(GPS-1—高景山I型花岗岩、TPS-1—天平山A2型花岗岩、SAB-1—善安浜钽铌矿石)、黄山(LHF-1—莲花峰I型花岗岩、XH-1—西海A2型花岗岩)、灵山(LS-1—灵山I型花岗岩、GYZ-1—葛源镇A2型花岗岩、HS-1—黄山钽铌矿石)、福州(DY-1—丹阳I型花岗岩、LJ-1—连江A2型花岗岩)复式花岗岩体中岩浆锆石和热液锆石的εHf(t)值变化范围。数据来自表6

资料表明，苏州和灵山复式花岗岩体的I型花岗岩的全岩n(87Sr)/n(86Sr)初始值分别为0.7160(敬兴辽，1991)和0.7071～0.7219(Xiang Yuanxin et al.，2017)，表明它们是壳源的；而黄山和福州复式花岗岩体的全岩εNd(t)值为-16.0(陈江峰等，1993b)和-6.38～-6.04(邱检生等，1999)，均落在壳源花岗岩的εNd(t)值范围内。特别是，苏州复式花岗岩体的A2型花岗岩的全岩n(87Sr)/n(86Sr)初始值为0.7173(欧阳幸微，1985)、0.715(桂训唐和Cheng，1987)和0.7109(魏春生等，2001)，全岩εNd(t)值为-15.76～7.26(Charoy and Raimbault，1994)和-9(魏春生等，2001)，说明苏州复式花岗岩体的A2型花岗岩与I型花岗岩均为壳源的。

5 I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体的成因

5.1 两种传统假说

目前，对于I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体的成因联系存在二种完全相反的假说：“同源论” 和 “异源论”。

“同源论” 又有两种不同的见解：

(1)侵入定位后的I型花岗岩浆，经高熔点矿物(副矿物、铁镁矿物、钙质斜长石)分离结晶作用而演化出(残余的)A2型花岗岩浆，两者冷凝形成I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。但是，有3个事实证据可以否定这种可能性：① I型花岗岩并没有显示出经历过强烈的分离结晶作用的岩相学特征(如：高熔点矿物结晶、下沉、聚集而形成水平状的岩性分层)；② A2型花岗岩并非规律性地出现在I型花岗岩的上部或边部，相反前者无一例外地呈侵入接触关系出现在后者的内部或周围；③ 最关键的是，两者的定位年龄相差20 Ma以上(参见第5.2节)，完全超出一次花岗岩浆由侵位、冷凝到固结的时间范围(<1 Ma，据Michel et al.，2008)。

(2)A2型花岗岩浆是源区初次熔融产生I型花岗岩浆之后的麻粒岩相残留体在高温条件下再次熔融的产物(Clemens et al.，1986；Whalen et al.，1987)。但是，也有3个事实证据可以否定这种可能性：① 从矿物成分和岩石结构看，I型花岗岩具有高温近结性质，而A2型花岗岩具有低温共结性质，这意味着前者岩浆的熔点高于后者岩浆的；② 源区初次熔融产生I型花岗岩浆之后的麻粒岩相残留体亏损低熔组分(SiO2、K2O、Na2O、H2O)及不相容元素(Sawyer et al.，2011)，而A2型花岗岩却富集这些化学成分；③ 中国东南部(乃至全世界)的A2型花岗岩都不含残留的麻粒岩相包体。

“异源论” 认为，A2型花岗岩浆来源较深，往往卷入部分地幔物质，与I型花岗岩浆没有成因上的联系(Martin et al.，1994；周珣若等，1997；Farahat et al.，2007；Li Xianhua et al.，2007)。但是，有3个事实证据可以否定这种可能性：① A2型花岗岩中没有残留任何地幔物质(岩石或矿物)；② A2型花岗岩的全岩εNd(t)值可以是较大的负值(例如：洋滨A2型花岗岩的全岩εNd(t)值为-8.55～-6.72，据沈渭洲等，1994；白石顶A2型花岗岩的全岩εNd(t)值为-9.87，据凌洪飞等，1999)。本研究分析的A2型花岗岩中的锆石εHf(t)值在-8.4与-3.9之间变化(表6、图11)，属于壳源范围(Vervoort et al.，2000)。③ A2型花岗岩常常与I型花岗岩伴生在一起，构成复式花岗岩体。正如两者的锆石εHf(t)值几乎相同(表6、图11)所表明的，这种空间上的紧密联系说明两者之间很可能来自同一岩浆房。

无论 “同源论” 还是 “异源论”，这些假说都忽略了一个重要的事实：A2型花岗岩比I型花岗岩晚20 Ma以上侵位(参见第5.2节)，而这一客观现象(事实)正是解析两者成因关系的关键所在。

5.2 本文的新假说

5.2.1动力源

板块运动是陆壳内部深熔作用的主要驱动力，它导致了地壳深部的酸性物质向上分异(Sawyer et al.，2011)，而花岗岩的构造组合已成为反演大地构造环境的重要依据(Condie，1982)。因此，要揭示I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体的构造属性及其成因机制，必须从其源头——板块运动——着手分析研究。

随着伊泽奈崎板块在晚侏罗世末期潜没于欧亚大陆之下，库拉板块于早白垩世初期开始向欧亚大陆俯冲，其俯冲速度在早白垩世中期达到最大值(Hilde et al.，1977；Lu Huafu et al.，1994；任建业等，1998；胡开明，2001；邓平和舒良树，2012)，导致中国东南部地壳厚度的增加。地壳加厚导致地温梯度上升(De Yoreo et al.，1989)，并伴随着剪切带的摩擦热(Nicholas et al.，1977；Brewer，1981；Reavy，1989)和变质流体的活动(Newton，1990)，诱发了地壳内部发生深熔作用，从而产生大量的花岗岩浆(Hutton and Reavy，1992；Yenes et al.，1999)。

5.2.2I型花岗岩

当俯冲—挤压作用进一步加强时，地壳深部岩浆房中的花岗岩浆，以主动侵位的方式(Castro and Fernandez，1998)，沿着剪压断裂向上侵入到上地壳(Hutton and Reavy，1992；Brown and Solar，1998)，形成同造山的I型花岗岩(胡开明，2001；El-Bialy and Omar，2015)。在中国东南部出露了大量的、定位年龄为～127 Ma的I型花岗岩(主要为二长花岗岩和花岗闪长岩，表7)具有典型的同造山性质：

(1)在空间上，它们位于俯冲带上部的中国东南地区(从胶东到粤东)，构成一个近于垂直于俯冲方向的岩带，说明它们的成因与库拉板块的俯冲—挤压作用有关；

(2)本研究测得4个I型花岗岩中锆石的εHf(t)变化范围为-9.2～-3.0(表6、图11)，属于壳源花岗岩(Vervoort et al.，2000)。全岩同位素分析数据显示，本研究的复式花岗岩体中的I型花岗岩的全岩n(87Sr)/n(86Sr)初始值分别为0.7160(苏州岩体，据敬兴辽，1991)和0.7071～0.7219(灵山岩体，据Xiang Yuanxin et al.，2017)，全岩εNd(t)值为-16.0(黄山岩体，据陈江峰等，1993b)和-6.38～-6.04(福州岩体，据邱检生等，1999)，均落在壳源花岗岩的n(87Sr)/n(86Sr)初始值和εNd(t)值范围内。因此，它们的岩浆来自于地壳加厚过程中产生的深源岩浆房。

(3)岩相学观察显示，这些I型花岗岩的主要矿物为钾长石、斜长石(牌号为An15～40)、石英和黑云母，偶含少量角闪石，副矿物常为锆石、磷灰石、独居石、Ti—Fe氧化物等(参见第3节)。岩石化学数据表明，这些I型花岗岩相对贫Si、Na，富Al、Ca、Mg、Fe、Ti和P(表2、图5)；从微量元素含量上看，这些I型花岗岩富相容元素(Ba、Co、Cr、Hf、Ni、Sr、V、Th和Zr)、贫不相容元素(Ga、Nb、Rb、Ta、U和Y)(表2、图6)；从稀土元素含量上看，这些岩石富轻稀土元素、贫重稀土元素(LREE/HREE平均值为9.7)，且Eu亏损不明显(Eu/Eu*平均值为0.47)(表2、图7a)。这些岩石化学特征显著地表明，它们的岩浆并未经历过明显的分离结晶作用，这意味着这些花岗岩浆在岩浆房中滞留的时间很短，即它们来自刚形成的深部岩浆房，为同造山花岗岩浆的标志性特征(汪相，2018；Wang Xiang et al.，2021)。基于花岗岩浆定位后很快就冷凝固结(<1 Ma，据Michel et al.，2008)，黑云母二长花岗岩的锆石结晶年龄可以近似地代表深部岩浆房的形成年龄。

(4)在早白垩世中—晚期(欧特里夫阶—巴雷姆阶—阿普特阶)，整个中国东南部处于强烈的挤压状态(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；张宏远等，2006；徐先兵等，2014)，具体的表现为：① 出现大量的逆冲推覆构造(胡开明，2001；张宏远等，2006)和韧性剪切带(Lu Huafu et al.，1994；夏增明等，2016)。这些剪切构造的热效应可以促进地壳岩石发生深熔作用，从而产生大量的壳源花岗岩浆(Nicholas et al.，1977；Brewer，1981；Reavy，1989)；同时，这些逆冲推覆构造也是同造山花岗岩浆主动侵位的天然通道(Hutton and Reavy，1992；Brown and Solar，1998)，并在地壳上部的岩性/物性转换处为花岗岩浆的聚集提供必要的赋存空间。② 许多大断裂出现左旋走滑，如：郯城—庐江断裂(朱光等，1995，2002)、江山—绍兴断裂(胡开明，2001)、长乐—南澳断裂(Chen Wenshan et al.，2002；徐先兵等，2014)；③ 地层发生构造反转(任凤楼等，2007)；④ 地壳隆升(樊金涛等，1999；朱光等，2002；张华锋等，2006；任凤楼等，2007)；⑤ 晚侏罗世的岩石发生片麻理化(Chen Wenshan et al.，2002；朱光等，2002；张华锋等，2006)；⑥ 形成片麻状花岗岩(角闪石—黑云母Ar-Ar年龄为132.8～126.5 Ma，据Chen Wenshan et al.，2002)、片麻状混合岩(锆石U-Pb年龄为125.8 Ma，据福建省地质矿产局④)、黑云角闪斜长变粒岩(锆石U-Pb年龄为127.1 Ma，据福建省地质矿产局，1985)和糜棱岩(全岩40Ar/39Ar年龄为125～132 Ma，据朱光等，2002)。因此，这些～127 Ma的I型花岗岩形成于挤压构造背景，具有同造山花岗岩的构造属性。

5.2.3A2型花岗岩

俯冲—挤压高峰后，中国东南部的构造环境由挤压向松弛过渡(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；胡开明，2001；张宏远等，2006)。与此同时，深部岩浆房中巨量的花岗岩浆开始漫长的分离结晶作用，即：高熔点矿物(副矿物、铁镁矿物、钙质斜长石)率先结晶，并在重力作用下沉向岩浆房底部；而不相容组分(硅、碱、卤素、流体和大量稀有金属元素)——在岩浆房内的扩散和对流机制下——趋于富集在岩浆房上部(Cerny et al.，2005)。经过～22 Ma的分离结晶作用，岩浆房上部的残余岩浆必然高度富集这些不相容组分(Wang Xiang et al.，2021)。

至～105 Ma，本区的构造环境由松弛进入拉张(Lo et al.，1994；胡开明，2001)，表现为在～127 Ma发育的压扭断裂转变为张扭断裂，导致深部岩浆房中高度分异的、体量很小的残余岩浆得以沿着这些断裂被动侵位，形成造山后A2型花岗岩(表7)。部分造山后A2型花岗岩呈补体形式侵入到呈主体的同造山I型花岗岩中，构成I型花岗岩与A2型花岗岩组合的复式岩体。显然，这种来自于与I型花岗岩浆同一岩浆房的A2型花岗岩浆必然符合下列几个基本特征：

(1)A2型花岗岩(补体花岗岩)侵入在I型花岗岩(主体花岗岩)中构成复式花岗岩体(表1)，这种空间上的耦合关系表明两者的岩浆房应该处于同一垂线上。

(2)在宏观上，中国东南部的A2型花岗岩与I型花岗岩的分布完全重叠，构成一条北东向的花岗岩岩带(董传万和彭亚鸣，1994；Lu Huafu et al.，1994；洪大卫等，1995；邱检生等，1999；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；胡开明，2001)。这说明两者的侵入作用都受到北东向断裂的控制，即两种岩浆上升定位的通道可能是相同的。

(3)中国东南部的A2型花岗岩的主要矿物为钾长石、钠长石(牌号为An<10)和石英，并含少量挥发分矿物(如：萤石、电气石、黄玉、白云母、铁锂云母、方解石等)和矿石矿物(如：铌钽铁矿、细晶石、硅钛铈钇矿、辉钼矿、锡石、磷钇矿、方铅矿等)。它们的岩石化学特征反映出它们的母岩浆是高度分异的，表现为：① 它们的主量元素以高SiO2(平均值为75.95%)和Na2O(平均值为4.17%)，低FeOT(平均值为1.11%)、MgO(平均值为0.04%)、CaO(平均值为0.46%)、TiO2(平均值为0.06%)、P2O5(平均值为0.02%)为特征(表2、图5)；② 它们的微量元素以富不相容元素(Ga、Nb、Rb、Ta、U和Y)和贫相容元素(Ba、Co、Cr、Hf、Ni、Sr、V、Th和Zr)为特征(表2、图6)；③ 它们的球粒陨石标准化稀土配分模式为高度Eu负异常的 “海鸥型”(表2、图7b)。同时，这些花岗岩常具有文象结构(周珣若等，1994；邱检生等，1999)和晶洞构造(邢凤鸣和徐祥，1994；周珣若等，1994，1997；陈国安和周珣若，1996；邱检生等，1999；沈渭洲等，2000；杨明桂等，2009；王峰，2019)。因此，A2型花岗岩浆可以看作为I型花岗岩浆经历～22 Ma的分离结晶作用演化而来的。通过地球化学分析研究，许多作者认为，从I型花岗岩浆可以分异演化出A2型花岗岩浆(Collins et al.，1982；King et al.，1997；Moghazi et al.，1999；Liverton and Botelho，2001)。

(4)最直接的证据是，A2型花岗岩中的热液锆石与I型花岗岩中的岩浆锆石具有相同的n(176Hf)/n(177Hf)初始值(表6、图11)，说明两者是同源的。资料表明，苏州复式花岗岩体的I型花岗岩的全岩n(87Sr)/n(86Sr)初始值为0.7160(敬兴辽，1991)，而A2型花岗岩的全岩n(87Sr)/n(86Sr)初始值为0.7173(欧阳幸微，1985)、0.715(桂训唐和Cheng，1987)和0.7109(魏春生等，2001)，两者基本相同，也说明它们是同源的。

(5)在早白垩世晚期(～110 Ma以后)，中国东南部的应力状态已转变为造山后的伸展环境，以出现大量的基性岩脉和基性—酸性—碱性火山岩为特征。前者如胶东地区的煌斑岩脉(平均年龄为107 Ma，据孙景贵等，2000)、江苏安基山闪长斑岩(锆石U-Pb年龄为 105.7 Ma，据王小龙等，2014)、浙江龙游辉绿岩脉(全岩K-Ar年龄为105 Ma，据周家志，2000)、广东下庄辉绿岩脉(锆石U-Pb年龄为105 Ma，据陆建军等，2006)、粤北地区的基性岩脉(～105 Ma，据李献华等，1997)；后者如山东胶莱火山岩(锆石U-Pb年龄为108.2～109.9 Ma，据邱检生等，2001)、山东马站凝灰岩(锆石U-Pb年龄为103 Ma，据洪景鹏等，1998)、山东汤头碱性火山岩(锆石U-Pb年龄为106.4 Ma，据邱检生等，2012)、安徽巢湖火山岩(锆石U-Pb年龄为103.0 Ma，据谢成龙等，2008)、浙江朝川组火山岩(全岩Rb-Sr年龄为105.5 Ma，据陈三元和毛建仁，1993)、浙江玄坛地玄武岩(锆石U-Pb年龄为104.1 Ma，据崔玉荣等，2010)、浙江温州黄尖组火山岩(全岩K-Ar年龄为104.9 Ma，据李坤英等，1982)、浙江雁荡山火山岩(锆石U-Pb年龄为105.6 Ma，据余明刚等，2006)、浙江老竹玄武岩(全岩Rb-Sr年龄为103 Ma，据胡华光等，1982)、浙江山门玄武岩(全岩Rb-Sr年龄为105.2 Ma，据邢光福等，1993)、浙江上圩头玄武岩(全岩K-Ar年龄为105 Ma，据俞云文等，2001)、浙江九里坪流纹岩(全岩Ar-Ar年龄为105.9 Ma，据Chen Chenghong et al.，2008)、江西铅山橄榄玄武岩(全岩K-Ar年龄为102 Ma，据李坤英等，1989)、江西会昌橄榄玄粗岩(全岩Rb-Sr年龄为107.3 Ma，据章邦桐等，2008)、福建永泰流纹岩(103 Ma，据徐夕生和谢昕，2005)、福建云山流纹岩(全岩K-Ar年龄为106.8 Ma，据冯宗帜等，1993)、福建石帽山组碱性流纹岩(全岩Rb-Sr年龄为105.4 Ma，据马金清等，1998)。因此，相对于挤压环境中主动侵位的I型花岗岩，A2型花岗岩是在伸展环境中被动侵位到上地壳的。事实上，A2型花岗岩的基质部分都呈现细粒或微粒结构，而斑晶常具有熔蚀边界(参见第3节)，说明它们的母岩浆沿着张性断裂快速侵位和冷凝结晶的，因此它们可以被称为造山后花岗岩(洪大卫等，1995；周珣若等，1997)。

(6)如果说I型花岗岩代表岩浆房中部分初始岩浆侵位后的结晶产物，那么A2型花岗岩则代表岩浆房中大量的初始岩浆经过～22 Ma的分离结晶作用后的残余岩浆侵位后的结晶产物。一个地壳深部的花岗岩浆房可以存活～22 Ma吗？有些学者认为，岩浆房至多可以存活1.4 Ma(Morgan and Blake，2006)；但是，Coleman et al.(2004)通过一系列同源岩浆侵入体的锆石年龄确定，岩浆房最大的存活时间可以达到10 Ma左右。最近，Wang Xiang et al.(2021)通过热力学计算获得，当地壳中20 km深处的岩浆房(万天丰等，2008)的体积大于475 km3时，从初始岩浆温度(950°C，Hall，1996)下降到固相线温度(600°C，London et al.，1989)需要20 Ma以上。相似的实例见于南岭地区，那里的黑云母二长花岗岩(主体花岗岩)定位于～155.0 Ma，属于同造山花岗岩；而(二云母)白云母碱长花岗岩(补体花岗岩)定位于～133.4 Ma，属于造山后花岗岩，两者来自同一深部岩浆房中(Wang Xiang et al.，2021)。

胡开明(2001)针对浙江早白垩世岩浆岩的研究表明，“由于构造发展的不同阶段构造环境的差异，岩浆岩明显分成早晚两套组合：早期，古太平洋板块俯冲速度较快，俯冲角相对不大，水平挤压力大，在这种挤压作用下，陆壳广泛发生熔融，形成以酸性—中酸性壳源岩浆；晚期，构造环境由挤压转向伸展，与此相应，本区形成双峰式火山岩和颇具特色的A型花岗岩，构成I型与A型花岗复式岩体带”。许多作者认为，I型花岗岩和A2型花岗岩分别形成于挤压和伸展构造环境，它们是同一构造域中两个不同阶段的岩浆作用产物(Whalen et al.，1987；洪大卫等，1987，1995；董传万和彭亚鸣，1994；Martin et al.，1994；周珣若等，1994；赵广涛等，1998；张宏远等，2006；陈芳等，2013)。

值得提出的是，在中国东南部，与A2型花岗岩几乎同时(或稍晚)定位的还有A1型花岗岩，如：山东崂山A1型花岗岩(106.6 Ma，据赵广涛等，1998)、浙江青田A1型花岗岩(101.2 Ma，据邱检生等，1999)、福建魁岐A1型花岗岩(101.7 Ma，据单强等，2014)，它们在岩相学上为含碱性铁镁矿物(如霓石、钠铁闪石等)碱长花岗岩(King et al.，1997；李良林等，2013)。部分作者认为，当岩浆房中的初始岩浆相对富Cl时，有利于富钙斜长石的分离结晶，导致残余岩浆向A1型花岗岩浆演化；当岩浆房中的初始岩浆相对富F时，有利于富钙角闪石的分离结晶，导致残余岩浆向A2型花岗岩浆演化(Collins et al.，1982；吴郭泉，1991；Charoy and Raimbault，1994；Wu Fuyuan et al.，2012)。但是，这样的推测并没有得到实验结果的支持，因此，A1型花岗岩的成因还有待今后的深入研究才可解决。

6 成矿作用

许多作者发现，中国东南部在早白垩世晚期有一次成矿大爆发(李文达等，1998；陶奎元等，1999；华仁民等，2005)，但由于成矿年龄定年方法的弱点(如：同位素体系的低封闭温度、所测样品的同位素丰度偏低、具有离散的同位素初始值、易受后期热液作用的扰动等)，前人获得的成矿年龄精准度稍差而带来较大的变化范围。比如：① 胶东金矿的成矿年龄离散地分布在188.9 Ma与46.5 Ma之间(张振海等，1993)；② 浙江大桥坞铀矿的成矿年龄在130 Ma与90 Ma之间(陈健和王正其，2012)；③ 江西德兴铜矿的成矿年龄在173 Ma(王强等，2004)与104.3 Ma之间(周清，2011)；④ 浙江治岭头金银矿的形成时代为141 Ma与82 Ma之间(陈好寿等，1997)；⑤ 福建紫金山铜金矿的成矿年龄在122.2 Ma(陈好寿，1996)与88.3 Ma之间(吴淦国等，2004)。这些成矿年龄的跨度已远远地超过了同一构造—岩浆—热液系统下成矿作用的时间范围(≤5 Ma，据翟明国等，2004)，导致它们的成因机制仍然是一个悬而未决的谜。

目前，矿床界普遍认可，在中国东南部发育了巨量的早白垩世中—晚期的花岗岩(及酸性火山岩)，它们带来丰富的金属矿产资源(陶奎元等，1999；毛景文等，2003；翟裕生等，2011)。具体地说，这些花岗岩浆提供了富含成矿物质的热液，形成了大量的岩浆热液矿床(沈渭洲等，1996；徐晓春和岳书仓，1997；毛景文等，2003；周清，2011；翟裕生等，2011)。然而，在早白垩世中—晚期的花岗岩中，与成矿作用有关的是哪个年龄段的花岗岩？哪种类型的花岗岩？它们与岩浆热液矿床之间存在哪种有机的联系？笔者认为，在中国东南部侵入时间为105±5 Ma的A2型花岗岩为该次成矿大爆发的 “成矿母岩”，理由如下：

(1)本研究测定，苏州和灵山复式花岗岩体中钽铌矿的成矿年龄分别为106.5±1.2 Ma(SAB-1)和105.5±4.5 Ma(HS-1)，而相应的A2型花岗岩的成岩年龄为104.8±1.3 Ma(TPS-1)和105.5±1.6 Ma(GYZ-1)(参见第5.3节)，成矿作用与A2型花岗岩浆活动是同时发生的。陈好寿等(1994)发现，“福建省上杭—云霄铜金成矿带有一个在100～110 Ma之间的成矿峰值年龄”；而孙丰月(1992)、张振海等(1993)、Li Jianwei et al.(2006)和丁正江等(2012)都认为，胶东地区存在一个100～110 Ma之间的多金属(金)成矿期。与这些金矿伴生的煌斑岩也出现在100～110 Ma之间(杨敏之和李治中，1989；孙景贵等，2000)。本研究的统计工作显示，中国东南部金属矿床的成矿年龄大量地出现100～110 Ma之间(表7、图12)。同时，本研究发现，中国东南部A2型花岗岩的成岩年龄也大量地出现在100～110 Ma之间(表7、图12)，两者完全吻合。

(2)苏州和灵山复式花岗岩体中钽铌矿都是围绕A2型花岗岩分布的(参见图2a、图2c)。中国东南部的许多内生金属矿床的地质调查表明，它们与A2型花岗岩具有紧密的空间关系，如：岩背斑岩锡矿、淘锡坝锡矿与密坑山A2型花岗岩有关(邱检生和胡建，2007)；而与伟德山复式花岗岩体中的铜钼矿伴生的是细粒正长花岗岩(丁正江等，2013)；与九华山复式花岗岩体中的钨钼矿伴生的是细粒花岗岩(陈芳等，2013)；与福安赤路—周宁咸格地区钼矿伴生的是第四次侵入的中细粒花岗岩、花岗斑岩等(陈桂全，2017)；与武夷山成矿带红山铜矿和岩背锡矿伴生的是花岗斑岩(陈世忠等，2010；2013)，等等。在中国东南部，野外被称为 “花岗斑岩” 或 “细粒花岗岩” 在岩相学和地球化学上就是A2型花岗岩，如：浙东南的曹门花岗斑岩(李艳军等，2010)和闽东的新村细粒花岗岩(陈国安和周珣若，1996)，等等。

(3)本研究的岩相学(参见第3节)和地球化学(参见第4节)分析显示，A2型花岗岩都具有高分异的特征，而高分异的花岗岩浆是岩浆热液矿床的“成矿母岩”的必要条件，因为成矿金属元素是通过分离结晶作用而富集在残余花岗岩浆中的(翟裕生等，2011)。许多作者发现，A2型花岗岩与高分异的I型花岗岩完全相似(Collins et al.，1982；King et al.，1997)，换言之，A2型花岗岩很可能就是I型花岗岩分异而来的(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)。在南岭地区，作为“成矿母岩”的高分异的A2型花岗岩经常出现在钨锡矿区，如：邓阜仙钨矿(蔡杨等，2011)、柿竹园钨锡矿(Chen Yuxiao et al.，2016)、九龙脑钨矿(丰成友等，2011)、大坳钨锡矿(付建明等，2007)、新路锡钨矿(朱金初等，2008)。

(4)通过分析锆石的n(176Hf)/n(177Hf)和n(176Lu)/n(177Hf)值与结晶年龄，可以计算出n(176Hf)/n(177Hf)初始值，来判断锆石结晶介质的起源特征(Wang Xiang et al.，2003)。本研究的锆石Hf同位素分析显示，善安浜和葛源钽铌矿区的A2型花岗岩和矿石中的锆石具有相同的n(176Hf)/n(177Hf)初始值(表6、图11)，证明了两者之间存在亲缘性。在中国东南部，晚期侵入的A2型花岗岩与矿石可以具有完全相同的δ18O值(黄定堂，1999)，而岩背锡矿矿石中的黄铁矿的铅、硫同位素资料证实，成矿物质主要来自岩浆，成矿热液的O同位素值表明主要由岩浆水组成(沈渭洲等，1996)。

(5)笔者已经阐述，呈斑状细粒或微粒结构的A2型花岗岩，其斑晶常具有熔蚀边界(参见第3节)，说明它们的母岩浆是沿着张性断裂快速侵位和冷凝结晶的(Müller et al.，2005)。而与之匹配的许多岩浆热液矿床，都呈现出最典型的张性构造环境中的成矿类型——隐爆角砾岩型矿床，如：武夷山红山铜矿(陈世忠等，2013)、紫金山金铜矿(郝秀云等，1999)、胶东南台铜矿(丁正江等，2013)、浙西金鸡岩金矿(杜杨松等，1998)、银岩和岩背锡矿(沈渭洲等，1995)、浙江东坞山银多金属矿(魏明秀，1994)、670铀矿(周家志，2000)等。Mitcheoo and Garson(1981)、Fogliata et al.(2012)、汪相和楼法生(2022)认为，花岗岩浆热液矿床仅与造山后花岗岩有关，因为导致造山后花岗岩侵位的张性断裂也为成矿物质的 “运与储” 提供了最有利的空间条件(Groves and Bierlein，2007；Basto Neto et al.，2009)。

然而，在中国东南部早白垩世晚期的A2型花岗岩的产状通常为岩瘤或岩枝，出露面积很小，如：狮子林A2型花岗岩的出露面积为7.7 km2(崔之久等，2009)，松树岗A2型花岗岩的出露面积为1 km2(黄定堂，1999)。这些A2型花岗岩的稀有金属的平均含量分别为 67.0 ×10-6Nb、13.2 ×10-6Ta、97.2 ×10-6Y、21.5 ×10-6U、515.8 ×10-6Rb(表2)。通过质量平衡计算，如此小体积的富稀有金属花岗岩也是不可能分异出中型—大型的稀有金属矿，如：松树岗特大型钽铌矿(蔡报元等，2017)、善安浜大—中型钽铌矿(何坚平，2006)。因此，也不能称它们为“成矿母岩”，即：成矿物质(成矿金属、助溶剂、流体)不可能从这些小体积岩浆的 “岩浆结晶作用的末期和期后”(翟裕生等，2011)分离出来的。事实上，中国东南部早白垩世晚期的A2型花岗岩都是细粒或微粒结构(图3、图4)，说明它们的母岩浆是快速定位和结晶的，这意味着它们没有充分的时间 “将有用物质聚集起来”(翟裕生等，2011)。

根据在中国东南部广泛出现的～127 Ma的主体花岗岩(I型花岗岩)、～105 Ma的补体花岗岩(A2型花岗岩)和～105 Ma的稀有金属矿(表7、图12)伴生在一起的规律，笔者认为，从I型花岗岩的岩浆房形成开始，在该岩浆房中的初始岩浆经历了～22 Ma的分离结晶作用，从而在该岩浆房上端演化出富含成矿物质的残余花岗岩浆。在～105 Ma，中国东南部的伸展作用达到高潮，该残余岩浆沿着张性断裂快速定位到某一高度时，由于压力的急剧下降(包括温度的急剧下降)，残余岩浆中的流体的溶解度急剧下降，导致流体—熔体之间发生溶离作用，残余岩浆骤然分解为两部分：硅质流体和碱性过铝质熔体(Veksler，2004)。由于前者有很低的密度和黏度，又因为稀有金属(W、Cu、Au、Nb、Ta、REE等)在富含碱质(K和Na为主)和挥发份(F和Cl为主)的硅质流体中具有更高的分配系数(Webster and De Vivo，2002；Veksler，2004)，它率先到达张性体系的上端，形成含矿的石英脉或云英岩；而后者充填在张性构造的下部空间，结晶形成A2型花岗岩。因此，100～110 Ma的A2型花岗岩与岩浆热液稀有金属矿床是一对同源分体，两者的同步出现充分展示了(成矿物质)“源—运—储” 完整的成矿过程。事实上，含矿的石英脉与A2型花岗斑岩充填在相同的张性裂隙中，两者都与下伏的A2型花岗岩岩瘤连结在一起，如赣东北松树岗钽铌矿(图13a，据薛荣等，2019)；或者，成矿热液沿层间裂隙进入碳酸盐岩岩层，发生矽卡岩化交代作用，同时金属矿物沉淀下来，形成矽卡岩型金属矿床，如皖南百丈岩钨钼矿(图13b，据陈芳等，2013)。值得指出的是，它们不是传统意义上的岩浆期后热液矿床(翟裕生等，2011；文博杰等，2015)，因为热液流体并不 “形成于冷却的岩浆体内(肖庆辉等，2002)”，而是来自于上升定位过程中的高分异的花岗岩浆(即岩浆房中经历～22 Ma的分离结晶作用后的残余岩浆)。

图13 “黄山晚期” A2型花岗岩及其岩浆热液矿床的地质剖面图：(a)松树岗A2型花岗岩与石英脉型钽铌矿(据薛荣等，2019修改)；(b)百丈岩A2型花岗岩与矽卡岩型钨钼矿(据陈芳等，2013修改)

每次造山运动，都会引发一个两阶段(即同造山和造山后)的花岗岩浆活动，其中，造山后花岗质岩浆往往携带大量的成矿物质。这些造山后花岗岩浆的上升定位造成了大规模的成矿作用，如：在阿蒙兴造山带的金属矿床(汪相，2018)、在右江地块的金属矿床(Wang Xiang and Ren Minghua，2019)和在南岭地区的金属矿床(汪相和楼法生，2022)。同样，在中国东南部，上述A2型花岗岩(以及各种造山后的、高分异的岩浆岩)也造成了大量的岩浆热液矿床(表7)。邓晋福等(1999)认为，“最宏伟的成矿流体系统应来自一个地区岩浆活动旋回的晚期和末期，深部岩浆房接近全部固结的时候”，这一点与本研究的结论完全吻合。

7 黄山运动

在晚中生代(侏罗纪和白垩纪)华南地区发育了巨量的花岗岩，它们被认为是滨太平洋燕山运动的产物(毛建仁等，1998；Zhou Xinmin and Li Wuxian，2000；陈培荣等，2002；董树文等，2007)。然而，目前对华南燕山运动的时间跨度的认识存在较大的分歧：① 从晚三叠世至晚白垩世(程裕淇，1994；任纪舜等，1999)；② 从侏罗纪到白垩纪(董树文等，2007；沈渭洲等，2007)；③ 从早侏罗世到早白垩世(毛建仁等，1998；万天丰和赵庆乐，2012)。上述燕山运动 的时间跨度都大于100 Ma，明显地超过了一次造山运动(一个从挤压开始到伸展结束的构造旋回)的时间范围——由于挤压造成的加厚地壳的重力均衡作用，一次造山运动的时间跨度一般在几十个Ma左右(如华北和西北地区的阿蒙兴运动的时间跨度为～37 Ma，据汪相，2018)。因此，有作者将中国东南地区的燕山运动分解成早、中、晚3个造山旋回(任纪舜等，1999)，每次造山旋回的挤压构造变形的方向、强度和方式都有所不同，即：它们是在不同的板块驱动力下形成的。

一次典型的造山运动(抑或一个造山旋回，抑或一期造山幕)就是一个从挤压到伸展的应力状态演化过程(Deway，1988；Jamieson，1991)，因此它可以分解为两个构造阶段：同造山(同构造)和造山后(构造后)阶段，分别伴随有相应的花岗岩浆侵入作用。早期的花岗岩浆以主动侵位方式沿逆冲断裂上升定位，形成同造山花岗岩；而晚期的花岗岩浆以被动侵位方式沿张性断裂上升定位，形成造山后花岗岩(Paterson and Fowler，1993；汪相，2018；汪相和楼法生，2022)。因此，我们可以通过同造山花岗岩和造山后花岗岩的定位时间来限定一次造山运动的两个关键性时间节点：挤压作用和伸展作用的高峰时间(Wang Xiang and Ren Minghua，2018；汪相，2018；汪相和楼法生，2022)，例如：欧美板块(Euramerican plate)与冈瓦纳板块(Gondwanan plate)之间的碰撞引起的海西运动(Hercynian Movement)(Smith et al.，1973)带来～305 Ma的同造山花岗岩(Paquette et al.，2003；Liotta et al.，2008)和～283 Ma的造山后花岗岩(Paquette et al.，2003；Liotta et al.，2008)。最新的研究表明，南岭地区的燕山运动始于～165 Ma，终于～130 Ma，其构造应力场转变(从挤压向伸展)发生在～140 Ma，因此“燕山期”被分解为“燕山早期(165～140 Ma)”和“燕山晚期(140～130 Ma)”两个阶段，分别以～155 Ma的同造山花岗岩和～133 Ma的造山后花岗岩为代表(汪相和楼法生，2022)。

大量的研究资料反映，当伊泽奈崎板块在晚侏罗世潜没于欧亚大陆之下，库拉板块于早白垩世中期开始向欧亚大陆俯冲，其俯冲速度在早白垩世中—晚期达到最大值，导致中国东南部沿海地带处于强烈的挤压应力状态(Hilde et al.，1977；Lu Huafu et al.，1994；任建业等，1998；胡开明，2001；邓平和舒良树，2012)，从而引发大规模的花岗岩浆活动(陈培荣等，2002；周新民等，2007)。至晚白垩世，库拉板块潜没于欧亚大陆之下(邓平和舒良树，2012)。鉴于动力源及其构造作用的时空范围不同于狭义的燕山运动(主要指南岭地区的燕山运动，据汪相和楼法生，2022)，笔者建议用 “黄山运动” 来命名这一新的造山运动(相当于扩大化的燕山运动的一个造山旋回或造山幕，参见任纪舜等，1999)，有关细节表述如下：

(1)板块动力学研究表明，从135 Ma至100 Ma期间，控制中国东部大陆的构造环境主要是库拉板块向欧亚大陆的俯冲作用(Hilde et al.，1977)。

(2)根据角度不整合面的位置，邓晋福等(2006)在华北地区区分出燕山运动的第四幕(晚期造山幕)的时间范围为121～135 Ma(笔者注：近似于本文的黄山运动的挤压作用阶段)。具体地说，本文的黄山运动可以限制在中国东南部出现的两个不整合面之间：下面的不整合面为下白垩统虎头山组与馆头组之间的不整合面(顾知微，2005)，上面的不整合面为下白垩统与上白垩统之间的不整合面(黄汲清，1960)。因此，本文的黄山运动始于～135 Ma，而终于～100 Ma。

(3)许多作者认识到，中国东南部的动力体制在早白垩世中—晚期(100～130 Ma)经历了一次由同造山挤压转为造山后伸展的过程(笔者注：相当于本文的黄山运动)，其挤压变伸展的转折点出现在～110 Ma(Lo et al.，1994；Lu Huafu et al.，1994；张宏远等，2006；徐先兵等，2014)。事实上，在100～110 Ma期间，中国东南部发生了一次大规模的火山活动(巫建华等，2017；另见本文的“5.2.3 A2型花岗岩”节和表7)和成矿作用(孙丰月，1992；陈好寿等，1994；Li Jianwei et al.，2006；丁正江等，2012；另见本文的“6 成矿作用”节和表7)，显示了中国东南部已全面进入伸展作用环境。因此，黄山运动的构造应力场转变(从挤压向伸展)发生在～110 Ma，而“黄山期”(100～135 Ma)也可被分解为“黄山早期”(110～135 Ma)和“黄山晚期”(100～110 Ma)两个阶段，分别代表相应的挤压作用和伸展作用阶段，并分别以～127 Ma的同造山花岗岩(即I型花岗岩)和～105 Ma的造山后花岗岩(即A2型花岗岩)为挤压和伸展作用达到高峰期的岩浆活动产物。

(4)赵越等(2004)指出，“在早白垩世，中国东部的构造过程已经不属于燕山运动的范畴”；万天丰等(2008)认为，中国东部的燕山运动持续到～135 Ma为止；甚至有一些作者提出，燕山运动在晚侏罗世之前就已结束的观点(Jiang Yaohui et al.，2006；Zhao Kuidong et al.，2012)。因此，完全有必要命名一个新的造山运动——“黄山运动”，以区别狭义的燕山运动的时空范围和动力学机制(汪相和楼法生，2022)。

(5)根据中国东部下白垩统地层中出现的不整合面，前人已经区分并命名了几个陆内造山运动，如：早白垩世中期的“闽浙运动”(顾知微，2005)、早白垩世晚期的“丽水运动”(马武平，1997)和 “浦口运动”(黄润生和曹建忠，2010)。然而，由于缺失本地区花岗岩浆活动(即同造山和造山后花岗岩)及其精确年龄的有力证据，这些造山运动的内涵尚未被广泛地化解到区域地质应用中，而本文的黄山运动在时间上恰好涵盖了这些造山运动，且在空间上扩展到整个中国东南部地区，因此具有充分的迭代条件。值得指出的是，通过不整合面确定的造山运动有两个缺点：① 不整合面代表了挤压作用和陆块抬升的出现，它的发育程度严重地受到基底岩石的变形和剥蚀的制约。因此，在不同地块上不整合面的比对容易产生一定的偏差，导致同一个造山运动在不同地块上以不同的名称命名(参见上述几个地区性构造运动的名称)；② 不整合面与上覆地层之间有一段时间上的沉积缺失，无法体现出当时的伸展作用达到高潮时的规模和时间。相反，利用侵入在地壳内部的同造山和造山后花岗岩及其定位年龄，就可以消除上述两个方面的瓶颈效应。

必须说明的是，笔者以 “黄山(运动)” 来命名这期造山运动是基于以下4点原因：① 黄山复式花岗岩体包括了该期构造运动的同造山花岗岩(即莲花峰I型花岗岩，参见第3节)和造山后花岗岩(即西海A2型花岗岩，参见第3节)，是黄山运动的代表性产物；② 在黄山复式花岗岩体的内部和周围，出露了许多岩浆热液矿床，如：岩体内的拱家岭萤石矿和乌石—焦村萤石矿(杨四春，2009)、岩体周围的仙王坛铅锌银矿(高申林等，2014)、三口镇金矿(康业闪等，2016)和外桐坑金矿(朱瑞，2016)，表明了该复式花岗岩体具有相应的成矿能力；③ 黄山(其莲花峰的海拔高度为1864 m)是中国东南部该类复式花岗岩体中最高的山峰，具有显著的地理学标志性；④ 黄山是世界文化与自然双重遗产，在国内外具有极高的知名度。

朱光等(1995)认为，郯庐断裂的大规模左行走滑平移发生在110～130 Ma，随后郯庐断裂进入以伸展为主的构造运动。这与笔者定义的 “黄山早期” 的挤压作用完全吻合，故本文强调，正是黄山运动导致了郯庐断裂的左行平移。根据赣江断裂(邓平等，2003)和长乐—南澳断裂(Lu Huafu et al.，1994)的左行走滑也发生在早白垩世，笔者推测，夹在前两者之间的鹰潭—安远断裂也在早白垩世发生了左行走滑。作为中国东南部的西边界的两个深大断裂带(即郯城—庐江断裂带和鹰潭—安远断裂带)的走滑平移运动也许不同程度地消解了黄山运动对两个深大断裂西侧的挤压作用和伸展作用，使得两个深大断裂西侧的陆块上(即华北地块、大别山造山带、扬子地块、南岭地块)很少发育 “黄山期” 的I型花岗岩和A2型花岗岩组成的复式花岗岩体。

8 结论

通过中国东南部苏州、黄山、灵山和福州复式花岗岩体的岩相学、岩石化学和锆石学的系统研究，本研究首次确定：

(1)复式花岗岩体的主体相(主要为黑云母二长花岗岩，属于I型花岗岩)是由弱分异的壳源花岗岩浆结晶而成，定位于127.1±1.8 Ma(代表同造山挤压作用高峰期)；

(2)复式花岗岩体的补体相(主要为铁锂云母/白云母碱长花岗岩，属于A2型花岗岩)是由与主体花岗岩同源的高分异的花岗岩浆结晶而成，定位于105.4±1.3 Ma(代表造山后伸展作用高峰期)；

(3)与复式花岗岩体有关的岩浆热液矿床形成于106.4±2.3 Ma，它们与A2型花岗岩是一对同源分体，两者皆来自深部岩浆房内高分异的残余岩浆。

(4)造成中国东南部大规模的花岗岩浆活动及其成矿作用的动力来源为一次新的造山作用——黄山运动，该造山作用始于～135 Ma，终于～100 Ma，可以挤压作用高峰期(～127 Ma)和伸展作用高峰期(～105 Ma)两个重要的时间节点来精确地限定。

因此，笔者的研究成果——揭示了中国东南部早白垩世中—晚期发生的一次构造—岩浆—成矿作用复合于一体的重大事件，在今后的区域构造、花岗岩成因和找矿勘探等研究中将显示出极其重要的地质意义。

致谢：两位审稿专家对本文提出了多方面、建设性的宝贵意见，本单位吴梦霜、王浩、马逸然、陈洁、黄品赟、李弘廷、艾宇民、马鑫等同学，协助完成了部分野外采样和室内分析工作，在此一并表示衷心感谢。

注释/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)

❶ 浙江省第七地质大队.2001.靖居口幅1∶5万区域地质调查报告.

❷ 浙江省地质矿产局.1979.温州幅, 黄岩幅, 洞头幅1∶20万区域地质调查报告.

❸ 司幼东, 洪文兴.1965.江苏苏州花岗岩型铌铁矿矿床的物质组分和稀有元素地球化学特征.中科院地质所.北京: 中华人民共和国科学技术委员会: 2～22.

❹ 福建省地质矿产局.1991.1∶5万莆田地区区调报告.

❺ 安徽省地质调查院.2003.1∶25万宣城幅区域地质调查报告.

❻ 浙江省第一地质大队.1982.浙江省安吉—淳安一带钨矿成矿规律与预测.

❼ 江西省地质调查研究院.2002.中华人民共和国区域地质调查报告.

❽ 周俊法, 周天苗, 钱建民.1991.浙江省遂昌县治岭头矿区及外围成矿规律研究和成矿预测报告.

❶ Zhejiang No.7 Team.2001#.Report of regional geological survey on Jingjukou 1∶50000 geological map.

❷ Zhejiang Bureau of Geology and Mineral Resources.1979#.Report of regional geological survey on Wenzhou, Huangyan, Dongtou 1∶200000 geological map.

❸ Si Youdong, Hong Wenxing.1965#.Material component and geochemical characteristic of rare element of Suzhou granite-type Nb—Fe deposit in Jiangsu Province.Beijing: Science and Technology Committee of the People’s Republic of China: 2～22.

❹ Fujian Bureau of Geology and Mineral Resources.1991#.Report of regional geological survey on Putian 1∶50000 geological map.

❺ Anhui Geological Survey Institute.2003#.Report of regional geological survey on Xuancheng 1∶250000 geological map.

❻ Zhejiang No.1 Team.1982#.Mineralization regularity and prospecting of Anji—Chunan zone in Zhejiang Province.

❼ Jiangxi Geological Survey Institute.2002#.Report of regional geological survey of the People’s Republic of China.Committee of the People’s Republic of China: 2～22.

❽ Zhou Junfa, Zhou Tianmiao, Qian Jianmin.1991#.Report of mineralization regularity and forecast of the Zhilingtou deposit and its periphery in Suichang county(Zhejiang Province).