浙江中部芙蓉山花岗斑岩及包体岩石地球化学研究

杜秀玲，汪方跃，闫海洋，顾海欧，孙贺，葛粲

1) 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥，230009;2) 合肥工业大学矿床成因与勘查技术研究中心，合肥，230009;3) 中国科学院壳幔物质与环境重点实验室，中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥，230026

内容提要: 花岗岩的源区、温压条件及与其他岩石的共生组合的研究可以限定其形成构造背景，了解其形成的深部动力学过程。本文对浙江中部中生代芙蓉山花岗斑岩及其暗色包体开展了全岩主微量元素、锆石U-Pb年代学和Hf同位素、Ti温度计和全岩Sr—Nd同位素研究，探讨芙蓉山花岗斑岩的成因类型、源区特征及其与镁铁质包体之间的关系，并进一步限定其构造背景。锆石U-Pb定年结果显示芙蓉山花岗斑岩加权平均年龄为133.6±1.6 Ma (MSWD = 2.1，2σ)，镁铁质包体加权平均年龄为130.3±4.2 Ma (MSWD = 5.8，2σ)，其成岩年龄基本一致，形成于早白垩世。全岩地球化学表明芙蓉山花岗斑岩属于亚碱性系列，同时具有低的Ga/Al(<2.6)，高的Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)，较高的全碱含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，以及较低的锆石Ti饱和温度特征(631～690℃)，这些特征显示芙蓉山花岗斑岩为I型花岗岩，而非A型花岗岩。芙蓉山花岗斑岩中锆石Hf同位素有比较大的范围[εHf(t)=-10.9～-1.1]，全岩[n(87Sr)/n(86Sr)]i = 0.7062～0.7078，相对富集的εNd(t)=-5.6 ～ -4.7值；而包体表现为均一的[n(87Sr)/n(86Sr)]i=0.7071～0.7079和弱富集的εNd(t)=-3.8 ～-2.8特征。野外及岩相学和元素地球化学特征显示典型的岩浆混合特征。镁铁质包体源区可能来自于俯冲交代地幔，芙蓉山花岗斑岩则形成于古老富钾地壳熔体和交代地幔熔体混合后的结晶分异。混合模型计算表明混合比例为：～80%的地幔端元和～ 20%地壳端元。浙江中部芙蓉山富钾I型花岗斑岩与镁铁质包体共生可能指示其形成于古太平洋板块俯冲后撤初始弱伸展拉张的构造背景。

花岗岩类岩石是大陆地壳的重要组成部分，分布广泛。花岗岩对研究大陆地壳的生成和演化、壳幔相互作用、成矿规律、区域构造演化和地球动力学过程具有重要的指示意义(Charvet et al., 1994; Zhou Xinmin and Li Wuxian, 2000; Kemp and Hawkesworth, 2003; Kemp et al., 2007)。

花岗质岩石可划分为I—S—M—A四种成因类型(Chappell and White, 1974; Whalen et al., 1987)。I—S—M型花岗岩的划分依据是其不同的源区岩石组成。M型花岗岩的源区被认为是俯冲洋壳或其上的地幔，而I型和S型花岗岩的源区分别为变火成岩和变质碎屑岩(Pitcher, 1983; Whalen, 1985)。I型花岗岩主要显示出准铝质或弱过铝质组分，而S型花岗岩为强过铝质组分(Chappell and White，1974)。而A型花岗岩是一类具有特殊的岩石地球化学特征(高温、富集高场强元素、富碱、贫水等)的花岗岩类，有很好的构造指示意义，常常被用来作为拉张背景判别的主要标志 (Martin et al., 1994; Bonin, 2007; Karsli et al., 2012)。前人对区分A型花岗岩与其他类型的花岗岩已有大量的研究(Bonin, 2007; Clemens et al., 1986; Collins et al., 1982; Eby, 1990, 1992; Whalen et al., 1987)。然而，很多时候A型花岗岩的判别存在较大的多解性，且常常与高分异I型花岗岩或者S型花岗岩相混淆，特别仅仅依靠地球化学特征判别其成因时，常常可能带来错误的判别，从而影响了构造背景的解读。野外常见I型花岗岩和A型花岗岩共同出露，然而其形成时代往往不同(Zhao Jiaolong et al., 2016)。A型花岗岩常常与碱性岩、基性玄武岩及辉长岩脉体相共生，显示其形成于拉张的构造背景下。而与其共生的基性岩与酸性的A型花岗岩在同位素上常呈现混合特征，被认为是地壳和幔源岩浆混合的结果 (Xu Xisheng et al., 1999; Qiu Jiansheng et al., 2004; Chen Jingyuan et al., 2013; Li Chunlin et al., 2014)。同时，共生的基性岩浆可为A型花岗岩的形成提供主要热源。由于A型花岗岩注重其形成的温度、含水量和构造属性，确定其岩石类型对判别其形成构造背景具有重要意义，因此对于确定岩石是否为A型花岗岩需要充分证据支持。

已有文献报道华南内陆到沿海地区发育多个A型花岗岩，如江西象山岩体(135 Ma; Jiang Yaohui et al., 2005; Yang Shuiyuan et al., 2011)、灵山岩体(132 Ma; Xiang Yuanxin et al., 2017)、大茅山岩体(124 Ma; Jiang Yaohui et al., 2011)、浙江的芙蓉山岩体(127～129 Ma; Wang Hongzuo et al., 2015)、沐尘岩体(112 Ma; 刘亮等, 2011; Yan Haiyang et al., 2020)、白菊花尖岩体(125 Ma; Wong Jean et al., 2009)等，其中芙蓉山岩体、白菊花尖岩体、沐尘岩体中还发育一些镁铁质包体(MMEs)。根据A型花岗岩的构造特征判别，华南地区可能经历过多次不同的拉张背景(Wang Guochang et al., 2015; Yan Haiyang et al., 2020)。华南地区从江西到浙江西北部均发育A型花岗岩，Wang Hongzuo 等(2015)提出板片后撤引起的陆内拉张来解释该地区的A型花岗岩特征。相山岩体具有典型的A型花岗岩特征，如碱性、高温、高Ga/Al、高Zr含量；沐尘岩体也具有和相山岩体相似的地球化学属性(Yan Haiyang et al., 2020)。然而芙蓉山岩体的岩石地球化学特征则介于A型花岗岩与I型花岗岩之间，如亚碱性、相对其他A型花岗岩较低的Ga/Al、Zr含量等(Wang Hongzuo et al., 2015)。同时，芙蓉山岩体具有较高的SiO2含量，属于高演化花岗岩，对于高演化花岗岩类型判别也存在较大争论。因此芙蓉山岩体的源区特征，形成条件及构造背景需要做进一步研究。

相对于A型花岗岩，I型花岗岩报道较少，总体报道的I型花岗岩多数分布于福建地区、浙江沿海地区。这些岩体的时间跨度很宽，从中侏罗世到早白垩世均出露(Wang Guochang et al., 2015)。它们属于高钾钙碱性I型花岗岩，元素和同位素组成具有很大的多样性，包括纯地壳来源，壳幔混合来源等(Wang Guochang et al., 2015; Zhao Jiaolong et al., 2016; Quelhas et al., 2020)。研究认为无论是I型花岗岩还是A型花岗岩，壳幔混合作用均有所表现。长英质火山岩锆石Hf 同位素研究可能更加证实这一点，I型花岗岩中锆石Hf同位素具有很宽的变化范围(εHf(t) =- 10.0～0)，说明其源区有幔源物质的贡献 (Liu Lei et al., 2012， 2014; Li Chunlin et al., 2014)。中酸性岩体中发育的镁铁质微粒包体(MMEs)，被认为是岩浆混合的有力证据(Vernon, 1984; Barbarin, 2005)。

华南地区发育大规模中生代岩浆作用，指示着古太平洋板块俯冲作用导致的陆壳活化(Zhou Xinmin et al., 2006; Zheng Yongfei et al., 2013)，但是其岩浆岩的源区依旧存在较大争论。目前对于中酸性岩浆岩源区的潜在代表，不同的研究者会选择不同的源区代表其端元。地幔端元选择的对象有包括：软流圈地幔，古老富集岩石圈地幔，俯冲流体交代岩石圈地幔(Zhang Bo et al., 2019; Yan Haiyang et al., 2020; Li Xianhua, 2008)；而地壳端元则更为复杂，包括：古元古代变沉积岩，元古代变火成岩(Wang Guochang et al., 2016)，新元古代变沉积岩，变火山岩等，或者根据一些同位素极富集的花岗岩作为端元，如大容山花岗岩，εNd(t)=-13.25(平均值)(Hsieh et al., 2008)。由于华南陆壳的极度不均一性，可能不同地区的端元特征存在较大差别，而选择合适的物质端元则显得极为重要。

总的来说，尽管前人对华南地区中生代岩浆岩进行了大量研究，仍然有部分岩体存在较大争议，这限制了对区域岩浆作用的起源、演化和地球动力学机制的进一步认识。本文以浙江中部芙蓉山花岗斑岩及其镁铁质包体为研究对象，进行了U-Pb年代学、全岩主微量元素、Sr—Nd—Hf同位素等综合研究。通过对芙蓉山地区花岗斑岩和镁铁质包体的地球化学和同位素组成比较，探讨芙蓉山岩体的成因类型(I型或A型)、源区特征及其与镁铁质包体之间的关系，同时探讨了其形成的地球动力学过程。

1 地质背景

图1 中国大陆东南部区域地质简图(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—绍兴断裂；②—萍乡—云山断裂；③—政和—大浦断裂；④—长乐—南澳断裂①—Jiangshan—Shaoxing fault；②—Pingxiang—Yushan fault；③—Zhenghe—Dapu fault；④—Changle—Nan’ao fault

赣—杭构造带主要由赣—杭裂谷(Goodell et al., 1991)、火山—侵入复合体和拉张盆地组成(邓家瑞和张志平, 1989, 1997; Goodell et al., 1991; Gilder et al., 1991, 1996)。赣—杭裂谷发育高角度断裂，包括萍乡—云山和江山—绍兴深断裂带(图1)。该地区的拉张盆地(K2—E)包括抚州—崇仁盆地、信江盆地和金华—衢州盆地。这些盆地上层为红色碎屑沉积岩和泥灰岩、石膏和蒸发岩的组合，主要形成于晚白垩世，沉积厚度达10 km以上(余心起等, 2005, 2006)；下层为钙碱性和富钾碱性玄武岩夹层，成岩时代约为90～100 Ma (余心起等, 2004; 徐夕生等, 2005)。

图2 浙江中部芙蓉山地质简图(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—花岗斑岩；Q—第四系；K1c—下白垩统朝川组；J3j—上侏罗统九里坪组；J3c—上侏罗统茶湾组；J3x—上侏罗统西头山组；J3g—上侏罗统高坞组；J3d—上侏罗统大爽组；J3h—上侏罗统黄尖组；J3l—上侏罗统劳村组；AnZch—前震旦系陈蔡群；AnZsh—前震旦系双溪坞群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

赣—杭构造带沿扬子地块与华夏地块之间的缝合带逐步发育(图1)(Li Xianhua et al., 2008, 2009)。在新元古代之前，扬子地块和华夏地块具有不同的演化历史(Qiu Yumin et al., 2000; Xiao Wenjiao et al., 2005)。这两个地块在新元古代闭合为一个整体，然后经历了多期显生宙构造事件，如加里东运动(奥陶纪—志留纪)、印支运动(三叠纪)、燕山运动(侏罗纪—白垩纪)(Wang Yuejun et al., 2013; Zheng Yongfei et al., 2013)。这些构造运动引起了广泛的地壳再造，从而形成了大量的花岗质侵入体。扬子地块基底由新太古代—元古宙低变质火山岩、磨拉石型砂岩、碳酸盐岩和太古宙—古元古代高变质TTG片麻岩(石英闪长岩，奥长花岗岩，花岗闪长岩)、变质沉积岩、角闪岩和新元古代(～1000 Ma)蛇绿岩组成(Zhang Shaobing et al., 2006; 焦文放等, 2009; Gao Shan et al., 2011)。华夏地块基底主要由古元古代—中元古代低变质绿片岩和由片麻岩和角闪岩组成的中—高级变质组合组成(沈渭洲等, 1993; Gao Shan et al., 1999; Qiu Yumin et al., 2000)。

芙蓉山地区位于浙江省义乌市苏溪镇，江山—绍兴深断裂东南侧，赣—杭构造带东段。芙蓉山地区是一个规模较大的火山塌陷盆地，平面上呈近等轴状圆形，直径约16 km，面积约200 km2。盆地四周均为塌陷断裂(内倾，倾角40°～60°)且规模大(毛孟才，1999)。盆地基底由前震旦系陈蔡群、双溪坞群及上三叠统乌灶组组成，陈蔡群由一套高绿片岩相—低角闪岩相的斜长黑云片岩、石英云母片岩、石墨云母片岩等组成，厚度大于3000 m，原岩为陆源碎屑岩及少量碳酸盐岩类和火山岩类，全岩Rb-Sr等时线年龄为1129～1260 Ma；双溪坞群为灰绿色片理化中基—中酸性熔岩及火山碎屑岩夹砂砾岩、泥岩等，厚度3700 m，同位素年龄749 Ma；上三叠统乌灶组为一套陆相含煤岩，主要岩性为砂砾岩、长石石英砂岩、泥岩、炭质页岩夹煤层，厚度大于620 m。盆地盖层为晚侏罗世磨石山群，磨石山群自下而上可进一步划分为大爽组、高坞组、西头山组、茶湾组和九里坪组。大爽组上部为酸性火山碎屑岩夹紫红色砂岩，下部为紫红色砂岩夹中性火山岩；高坞组为厚层状酸性火山碎屑岩，局部为安山岩夹少量沉积岩；西山头组为酸性火山碎屑岩夹沉积岩；茶湾组为灰黑色砂岩、粉砂质泥岩夹沉凝灰岩；九里坪组为熔结凝灰岩，局部夹薄层沉积岩。据剖面资料统计，塌陷区内火山盖层中火山碎屑岩占81%、熔岩占3%、火山碎屑沉积岩占16%，其总厚度达3000余米，塌陷区内地层产状平缓，向北西倾斜(毛孟才，1999)。其边缘的岩石，节理十分发育，破碎较强烈。区内中生代火山岩系为一套陆相中酸性、酸性火山岩，为安山—英安—流纹质岩石组合，以流纹质岩石为主。它们为具斑状结构的岩石，与围岩(早期火山岩)呈侵入接触(任荣富，1987)。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年和Hf同位素分析

本次工作是对芙蓉山地区花岗斑岩及其镁铁质包体开展研究。芙蓉山地区位于浙江省义乌市苏溪镇，江山—绍兴深断裂东南侧，赣杭构造带东段，GPS坐标为29°26′30.0″，120°14′35.1″。芙蓉山花岗斑岩侵入的火山岩地层为磨石山群的高坞组和西山头组(图2)，采样位置见图2，岩石较新鲜，部分样品发生高岭土化，绿泥石化。芙蓉山岩体主要为花岗斑岩，石英含量较多，颗粒大小较均匀，晶形较好，内部含有少量辉石。镁铁质包体随机分布于芙蓉山花岗斑岩中，大部分包体分散存在。包体大小不一，直径从几厘米到几十厘米不等。镁铁质包体颗粒细小，质地均匀紧密。

选取具有代表性的新鲜岩石，将样品人工破碎后，利用磁选或者重砂方法分选出锆石，然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒。把锆石颗粒固定在无色透明的环氧树脂中，制成样品靶。将靶进行细磨至锆石露出约一半，随后在光学显微镜下对其进行透射光、反射光照相，再用扫描电镜获得锆石阴极发光(CL)图像和背散射电子(BSE)图像。这些图像可以有效地揭示锆石的表面特征及内部结构，以辅助随后的U-Pb定年和Hf同位素分析。锆石单矿物挑选和CL图像拍摄在南京宏创勘探技术服务有限公司完成。

锆石U-Pb同位素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室，利用激光剥蚀—电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成。LA-ICPMS由Agilent 7900 ICPMS与Cetac Analyte HE激光剥蚀系统(193 nm ArF 准分子激光器)联用组成。激光剥蚀过程中氦气为载气，氩气为补偿气以调节灵敏度，氮气为保护气以保护激光光路。激光剥蚀频率为7 Hz，束斑为30 μm，单点数据采集为80 s (20 s背景信号+40 s样品信号+20 s 背景信号)。数据的离线处理包括背景信号的选择、灵敏度漂移的校正、主要元素和微量元素浓度的分析，采用ICP-MS DataCal ( Liu Yongsheng et al., 2008)。详细过程同(宁思远等, 2017; 汪方跃等, 2017)。均质标准锆石(GEMOC GJ-1)n(207Pb)/n(206Pb)年龄为608.5±1.5 Ma (Jackson et al., 2004)，用于校正质谱仪的质量判别和元素分馏。标准锆石91500 (～1065 Ma)(Wiedenbeck et al., 1995)作为内部标准，以评估重复性和仪器稳定性。锆石U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3.0 ( Ludwig, 2003)完成。

锆石Hf同位素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室利用激光剥蚀—多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)完成。LA-MC-ICPMS 由Cetac Analyte HE激光剥蚀系统与ThermoFisher Neptune Plus MC-ICPMS联用组成。193 nm ArF 准分子激光到达锆石表面的能量密度为～3.0 J/cm2。剥蚀束斑直径为50 μm，激光剥蚀频率为8 Hz，持续30 s(相当于240次脉冲)。剥蚀过程中以氦气(～0.9 L/min)和氩气(～0.9 L/min)混合气体为载体，将气溶胶输送到MC-ICP-MS中。分析过程中，标准锆石样品(包括Qinghu, Plešovice, and Penglai))作为质量控制样。所有分析数据的离线处理采用LAZrnHf-Calculator@HFUT(Gu Haiou et al., 2019)完成。在同一次试验中，三种标准锆石Penglai、Plešovice 和Qinghu的n(176Hf)/n(177Hf)分析结果分别为 0.282915±0.000019，0.282484±0.000007和0.282997±0.000009，与三个标准样品的推荐值较为吻合，Penglai、Plešovice和Qinghu的n(176Hf)/n(177Hf)推荐值分别为0.282906±0.000016、0.282482±0.000013和0.282996±0.000044)。标准锆石n(176Hf)/n(177Hf)初始值的长期监控是基于Lu的衰变系数1.865×10-11/a( Münker et al., 2001) 来计算的。锆石Hf模式年龄计算是基于以下参数计算：① 平均地壳的n(176Lu)/n(177Hf) = 0.015；② 球粒陨石现今n(176Hf)/n(177Hf) = 0.282772，n(176Lu)/n(177Hf )= 0.0332；③ 亏损地幔现今n(176Hf)/n(177Hf)= 0.28325，n(176Lu)/n(177Hf )=0.0384( Blichert-Toft et al.,1997)。

2.2 全岩主量、微量元素分析

全岩主量元素和微量元素分析在贵州同微测试科技有限公司用完成。主量元素利用Panalytical Axios PW4400 XRF(X射线荧光光谱仪)进行分析；微量元素利用配有Cetac ASX-510自动进样器的Thermal X series 2 ICPMS(电感耦合等离子体质谱仪)进行分析。仪器分馏校正使用内标稀释剂和外标监控来校正，ICPMS微量元素分析的流程参考 Eggins 等 (1997)、 Kamber 等 (2003)和Li Baoping 等 (2005)。

2.3 全岩Sr—Nd—Pb同位素分析

全岩Sr—Nd—Pb同位素分析在贵州同微测试科技有限公司用完成。基本方法是取50～100 mg岩石粉末在185 ℃的混合酸(浓硝酸和氢氟酸混合物)中溶解 72 h，之后在80 ℃的加热板上将样品中的酸蒸干。然后，在蒸干的样品中加入3mL 2N的硝酸重新将其溶解。最后，通过离子交换树脂从基质中分离出Sr、Nd和Pb。分离步骤参考(Deniel et al.,2001；Míková et al., 2007；Pin et al., 1997)。Sr、Nd和Pb的背景空白分别为65 pg、50 pg和60 pg。

Sr同位素分析是基于昆士兰大学VG Sector 54热电离质谱系统，采用一个 three-sequence动力学步骤完成。n(86Sr)/n(88Sr) =0.1194作为分馏校正使用。标样NBS-987作为仪器状态监控仪。在整个实验过程中，标样NBS-987的n(87Sr)/n(86Sr)为0.710252 ± 0.000008 (2σ，n= 4)。

Nd和Pb同位素分析采用昆士兰大学的Nu Plasma HR MC-ICP-MS完成。利用标准化原始比值为0.7219的n(146Nd)/n(144Nd)校正Nd同位素的仪器偏差和质量分馏。在整个实验过程中，标样W-2a和BHVO-2的测量值分别为0.512533 ± 0.000009(2σ)和0512982±0.000007(2σ)，与推荐值(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)相一致。利用标准化原始比值为0.23875的n(205Tl)/n(203Tl)校正Pb同位素的仪器偏差和质量分馏。实验中BHVO-2作为未知样，分析获得的的同位素比值分别为：n(208Pb)/n(204Pb) = 38.2464 ± 24(2σ)；n(207Pb)/n(204Pb) =15.5385 ± 9(2σ)；n(206Pb)/n(204Pb) = 18.6463 ± 9(2σ)，该比值与0Wu Guangliang 等(2017)结果一致。

3 岩相学特征

图3 芙蓉山岩体野外及岩石薄片镜下照片: (a)、(b)芙蓉山花岗斑岩及其包体野外照片；(c)花岗斑岩及其包体手标本；(d)包体中筛孔状长石捕掳晶；(e)花岗斑岩岩石薄片镜下特征；(f)镁铁质包体薄片镜下特征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—镁铁质包体；Ab—钠长石；Kfs—钾长石；Qtz—石英；Pl—斜长石；Chl—绿泥石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岗斑岩和其中的镁铁质包体样品，花岗斑岩样品呈斑状结构，主要矿物为石英(40 vol.%)、钾长石(30 vol.%)、钠长石(25 vol.%)和少量黑云母(3 vol.%)(图3e)。石英粒径1～2.5 mm，长石粒径1～3 mm。锆石和磷灰石是该岩体最常见的副矿物。镁铁质包体随机分布于芙蓉山花岗斑岩中，大部分包体分散存在。包体大小不一，直径从几厘米到几十厘米不等。包体通常是椭圆形、卵形等浑圆状外形。包体与寄主岩之间界限比较清晰，呈突变关系，有的包体边界呈锯齿状或港湾状(图3a—b)。包体中可见与寄主岩石成分和特征相同的长石斑晶(1～3 mm)，有的长石斑晶横跨包体和寄主岩石(图3c)。这些长石捕获晶通常含有筛子状的吸收孔(图3d)。包体含较多的镁铁质矿物。整体来看，镁铁质包体均具不同程度的蚀变，如绢云母化、绿泥石化。显微观察表明其为典型的辉绿结构，岩石矿物颗粒较细，斜长石(<0.5 mm)组成三角形框架，中间填充的基性矿物(可能是辉石、闪石、云母等)蚀变成为绿泥石和磁铁矿组合。镁铁质包体矿物组成变化较大，且蚀变较为严重，因此未能准确计算其矿物组成比例。代表性的镁铁质包体中可见斜长石呈板条状，发生绢云母化蚀变。斜长石粒间充填的基性矿物均发生了绿泥石化蚀变，同时伴随磁铁矿的出现。

4 结果

4.1 锆石 U-Pb 定年

芙蓉山花岗斑岩中的锆石颗粒呈自形棱柱状，粒径一般在150 ～ 300 μm之间，长宽比从2∶1到3∶1，并具有典型的岩浆振荡环带(图4a、b)。

图5 义乌芙蓉山花岗斑岩(a)和镁铁质包体(b)的锆石U-Pb年龄图解Fig. 5 Zircon U-Pb ages of granitic porphyry (a) and mafic microgranular enclaves(b) in Furong Mountain, Yiwu

本文对芙蓉山花岗斑岩(FRS-4)和镁铁质包体(FRS-3)进行了U-Pb定年分析(图5a、b；表1)。花岗斑岩的n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为133.6 ± 1.6 Ma (MSWD = 2.1，2σ)，代表了芙蓉山花岗斑岩的岩浆结晶年龄。锆石的Th (63×10-6～785×10-6)和U (93×10-6～1326×10-6)含量范围相对较大，Th/U值为0.5～1.03，平均为0.67(表1)，为典型的岩浆锆石(Belousova et al., 2002 )。

芙蓉山镁铁质包体中锆石颗粒相对较小，一般在50～200 μm之间。锆石颗粒多为短柱状(长宽比<2)，有明显的核边结构，边缘显示更明亮的均匀分区，这说明镁铁质包体锆石的核、边可能是由不同物理化学条件的岩浆结晶而成。Th (169×10-6～6149×10-6)和U (190×10-6～5414×10-6) 元素含量变化较大，Th/U值为0.25～1.33，镁铁质包体中锆石n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为130.3 ± 4.2 Ma (MSWD = 5.8，2σ)。

4.2 全岩主量、微量元素分析

芙蓉山花岗斑岩高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%)。较高的全碱含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，富钾K2O(4.01%～5.22%)，K2O/Na2O = 0.89～1.90，铝饱和指数A/CNK(0.93～1.18)(表2)，属于准铝质—过铝质的亚碱性系列岩石(图6a、b)。在哈克图解中，芙蓉山花岗斑岩表现出随着SiO2含量的升高，TFe2O3、MgO、CaO、P2O5、Al2O3均呈下降趋势(图7a—f)。

图6 义乌芙蓉山花岗斑岩和镁铁质包体的地球化学分类图解Fig. 6 Geochemical classification diagram of granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain, Yiwu(a) Na2O + K2O —SiO2 (TAS) 图解 (底图据Middlemost, 1994), 黑色实线引自 Irvine et al., 1971; (b) A/CNK—A/NK 图解 (底图据Chappell and White, 1974; Maniar and Piccoli, 1989; Chappell and White, 2001)。A/CNK 数据引自(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)

碱金属和稀土元素的富集(114×10-6～297×10-6) (图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)。球粒陨石标准化REE配分模式特征为LREE富集(图8)，HREE含量高(Yb>1.9×10-6，Y >19×10-6)(表2)，LREE与HREE分异程度高[(La/Yb)N= 6.04～24.58, 平均10.22](表2)，强烈的Eu负异常(Eu/Eu*)= 0.10～0.80)。样品显示Rb、Th、U、Pb富集(图8a)，Ba、Sr、P、Ti呈强烈负异常(图8a)，这些特征意味着长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶。全岩Zr饱和温度计表明岩浆温度较低(781～844℃，平均808℃)(Watson and Harrison, 1983)。锆石Ti饱和温度为631～690℃(平均663℃)(Watson et al., 2006)(表2)

4.3 全岩 Sr—Nd同位素分析

初始同位素比值[n(87Sr)/n(86Sr)]i和εNd(t)值采用锆石U-Pb 加权平均年龄计算(132 Ma)。芙蓉山花岗斑岩样品有比较低的Rb/Sr 值和高Sr元素含量，初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7062～0.7078。芙蓉山花岗斑岩有相对富集的εNd(t)(132 Ma)=-5.6 ～ -4.7对应的二阶段Nd模式年龄TDM2(Nd)= 1.31～1.38 Ga(表4)。镁铁质包体具有均一的初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7071～0.7079，相对亏损的εNd(t)(132 Ma)=-3.8 ～-2.8(表4), 对应的二阶段Nd模式年龄TDM2(Nd)= 1.16～1.23 Ga。斑岩与包体的Sr同位素组成相似，但是其Nd同位素显示出较大区别。

表3 浙江芙蓉山花岗斑岩和镁铁质包体主量元素(%)和微量元素(×10-6)组成(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)

图7 义乌芙蓉山花岗斑岩及镁铁质包体的岩石化学哈克图解Fig. 7 Hark diagrams of granitic porphyry and mafic microgranular enclaves in Furong Mountain, Yiwu

图8 义乌芙蓉山花岗斑岩及镁铁质包体球粒陨石标准化稀土配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(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数据来源：球粒陨石据 Sun and Mcdonough, 1989；原始地幔据 Mcdonough and Sun, 1995;13FRS-GP、13FRS-MMEs数据引自 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 讨论

5.1 岩石类型划分

图9 义乌芙蓉山花岗斑岩中锆石的εHf(t)值分布图Fig. 9 Histogram ofεHf(t) values for zircons from the granitic porphyry in Furong Mountain Yiwu前人数据引自 Wang Hongzuo et al., 2015Previous data from Wang Hongzuo et al., 2015

前人研究认为芙蓉山花岗斑岩为A型花岗岩，而非I、S或M型花岗岩，其原因在于该岩石似乎落在A型花岗岩判别图解中(Wang Hongzuo et al., 2015)。但芙蓉山花岗斑岩与浙江西北带的典型I型花岗岩(龙游(132.4 ± 1.0 Ma)和上河口(131.3± 1.9 Ma)岩体)(Lu Tao et al., 2019)化学特征有相似性(图10)，芙蓉山花岗斑岩判定为A型花岗岩可能证据不足。与浙江地区典型的A型花岗岩相比，芙蓉山花岗斑岩REE含量、Ga/Al 值、全岩Zr饱和温度和锆石Ti饱和温度较低(表2)。同时，芙蓉山岩体表现以下地球化学特征：

(1) 高Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)(表2)，在Chappell和White(1974)定义的I型花岗岩的Na2O含量(>3.2%)范围内(Lu Tao et al., 2019)。

(2)SiO2(71.37～77.66%)含量较高，相对较低全碱含量(Na2O+K2O = 7.93～8.75%)，富钾K2O(4.01～5.22%)，K2O/Na2O = 0.89～1.90，铝饱和指数A/CNK(0.93～1.18)，平均值为1.01<1.1(表2)，属于准铝质—过铝质的亚碱性系列岩石(图6a,b)，具有与I型花岗岩相似的铝饱和指数。

(3)虽然部分样品A/CNK值比较高(>1.1)，但是其不包含铝质矿物，如白云母、堇青石和石榴子石等，因此不属于S型花岗岩。

上述特征均表明芙蓉山岩体明显不同于A型和S型花岗岩，为I型花岗岩。

图10 义乌芙蓉山花岗斑岩岩石成因类型判别图解Fig. 10 Geochemical classification diagram of granitic porphyry in Furong Mountain, Yiwu芙蓉山花岗斑岩岩石成因类型判别图解底图据 Whalen et al., 1987； 13FRS-GP 数据引自Wang Hongzuo et al., 2015；Longyou 花岗岩和 Shanghekou 花岗岩数据引自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 岩浆形成温度

全岩 Zr 饱和温度计(Watson and Harrison, 1983)和锆石 Ti 饱和温度计(Watson et al., 2006)可以用来粗略的估计岩石形成的岩浆温度。全岩 Zr 饱和温度计计算公式为 ( Watson et al.，1983)：

图11 流纹岩熔体模拟玄武岩浆平衡结晶过程图解(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)以液相线温度、锆石的饱和点和固相线温度为参考Temperatures at the liquidus, point of saturation in zircon, and the solidus are shown for reference

锆石 Ti 饱和温度计计算公式为

lg[w(Ti)zircon/10-6]=(6.01±0.03)-

其中T为绝对温度，已换算为摄氏温度，Tizircon为锆石中的Ti 含量。

通过这两种温度计获得的芙蓉山花岗斑岩的全岩 Zr 饱和温度为 781～844℃，平均808℃，锆石 Ti 饱和温度631～690℃, 平均663℃。镁铁质包体的全岩 Zr 饱和温度为 663～747℃，平均708℃; 锆石 Ti 饱和温度628～686℃, 平均661℃。很明显，芙蓉山花岗斑岩和镁铁质包体的全岩 Zr 饱和温度高于锆石 Ti 饱和温度。前人研究表明，大多数锆石 Ti 饱和温度低于全岩 Zr 饱和温度(Fu Bin et al., 2008)。Yan Haiyang 等(2020)认为：锆石 Ti 饱和温度记录的是锆石矿物的结晶温度，全岩 Zr 饱和温度记录的是早期岩浆熔体的温度。

锆石Ti温度计主要受到锆石中Ti含量的影响。芙蓉山花岗斑岩中的Ti含量随着岩浆演化的增强而降低，表明芙蓉山花岗斑岩较低的锆石Ti饱和温度可归因于富Ti矿物的分离结晶(如Fe—Ti氧化物)，致使晚结晶的锆石中Ti含量相对较低。因此，锆石Ti饱和温度更大可能是记录了岩浆晚期的温度。

上述论述表明芙蓉山花岗斑岩锆石Ti温度较低(<710℃)，显著低于典型A型花岗岩锆石Ti温度，如长江中下游黄梅尖岩体(Li He et al., 2011)。全岩Zr的演化特征表明芙蓉山花岗斑岩可能形成于相对富水的环境下。芙蓉山岩体的锆石Ti温度和Zr含量特征表明该岩体不是A型花岗岩。

5.3 岩浆源区特征和岩石成因

野外观察现象及岩相学特征均表明芙蓉山花岗斑岩与包体之间存在岩浆混合过程。例如，这些包体多呈浑圆状或椭球形等塑变形态(图3a、b)，包体与寄主岩之间界限比较清晰，呈突变关系，有的包体边界呈锯齿状或港湾状(图3a、b)。包体中可见与寄主岩石成分和特征相同的长石斑晶(1～3 mm)，有的长石斑晶横跨包体和寄主岩石(图3c)。这些长石捕获晶通常含有筛子状的吸收孔(图3d)，这些现象均被认为是成岩过程中存在岩浆混合作用的重要标志(Kumar, 1995；Baxter and Feely, 2002；Barbarin, 2005)。

Wang Hongzuo 等(2015)认为芙蓉山花岗斑岩及其包体是由岩浆混合形成的，而不是残余体、捕虏体或者分离结晶等模式，但是其同位素证据不够充分，因为在Sr—Nd同位素上寄主岩石和镁铁质包体变化范围一致。

芙蓉山花岗斑岩与其包体具有相似的Na2O、K2O和CaO组成及微量元素配分模式，富集LREEs、Pb和LILEs(如K、Rb、Th、U)，亏损HFSEs(如Nb、Ta、P、Ti)。在球粒陨石标准化稀土配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图8a、b)，芙蓉山镁铁质包体与其寄主花岗斑岩模式相似。镁铁质包体的化学成分是变化较大，其SiO2含量从50.82%～59.62%。花岗斑岩与包体的Sr同位素组成相似，其中，芙蓉山花岗斑岩初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7062～0.7078，镁铁质包体的初始[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7071～0.7079。本次研究获得的Nd同位素显示出较大区别，芙蓉山花岗斑岩有相对富集的εNd(t)(132 Ma)=-5.6 ～ -4.7，镁铁质包体具有相对亏损的εNd(t)(132 Ma)=-3.8 ～-2.8(表4)。不一致的Nd同位素特征表明岩浆之间为不完全均匀混合(Holden et al.,1987)。

图12 义乌芙蓉山地区镁铁质包体Th/Ta—La/Yb图解(Condie，1997)Fig. 12 Th/Ta vs. La/Yb diagram of mafic microgranular enclaves from Furongshan intrusive in YiwuDM—亏损地幔；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

花岗斑岩具有较高的Na2O、K2O和K2O/Na2O值，表明其可能是中下地壳(20～25 km)中钾至高钾岩石部分熔融的结果(Sisson et al., 2005)。除了地壳成分对芙蓉山花岗斑岩的形成有贡献外，幔源镁铁质岩浆也有明显加入。这一推论有以下证据支持：① 芙蓉山花岗斑岩表现出分散多峰的Hf同位素分布(图9，表5)，εHf(t)=-10.9～-1.1，与来自单一来源的岩浆Hf同位素不一致(Griffin et al., 2002; Kemp et al., 2007)。② 浙江西北和浙江东南部有大量的同时期基性岩脉和侵入体(董传万等, 2010; Pan Xiaoqing et al., 2014; Qi Yongqiang et al., 2016; Pan Fabin et al., 2018。浙江地区成岩时代约130 Ma的花岗岩类和成岩时代约100 Ma花岗岩类均普遍存在镁铁质包体，为岩浆混合提供了有利的条件 (Zhao Jiaolong et al., 2016)。 ③ 幔源基性岩浆和壳源酸性岩浆发生不同程度的混合，是形成浙闽沿海晚中生代岩浆岩的关键，也被认为是壳幔相互作用的主要表现形式(董传万等, 1998, 2007, 2008; Xu Xisheng et al., 1999)。因此，本文研究的芙蓉山I型花岗岩类可能来源于古老富钾玄武岩地壳的部分熔融和富集地幔端元镁铁质岩浆的混合。

为了估计地壳和地幔组分各自所占的比例大小，前人对芙蓉山岩体进行了端元岩浆混合模拟计算。Wang Hongzuo 等(2015)选择浙江柳城早白垩玄武岩作为岩浆混合的镁铁质端元([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7058,εNd(t)=3.3(崔玉荣等, 2011))，其成岩时代大约为100 Ma。长英质端元以江西象山流纹英安岩作为代表([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7151,εNd(t)=-7.4(Yang Shuiyuan et al., 2011)), 其成岩时代大约为135 Ma。前人模拟结果表明花岗斑岩的长英质岩浆大约相当于50%玄武质熔体加50%长英质熔体混合而成。但是由于柳城玄武岩形成时代晚于芙蓉山岩体，且酸性端元江西象山离芙蓉山有一定距离，我们认为上述端元选择可能不合理。

为了选择更加合适的物质端元，本次研究选择不同地区的端元进行模拟。基性端元有柳城玄武岩，藩坑玄武岩，兰地玄武岩。浙江柳城早白垩世玄武岩同位素组成为[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7058，εNd(t)=3.3，藩坑玄武岩同位素组成为[n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7056，εNd(t)=0.7，这二者可能来源于亏损地幔(崔玉荣等, 2011)，而本文芙蓉山镁铁质包体可能是来源于富集地幔(图12)。芙蓉山镁铁质包体总体上富集LREEs、Pb和LILEs(如K、Rb、Th、U)，亏损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)(图12，表2)，暗示幔源岩浆为经过俯冲物质交代的富集地幔(Condie, 1997；王清海等, 2011)。兰地玄武岩具有均一同位素组成([n(87Sr)/n(86Sr)]i= 0.7067，εNd(t)=-2.7)，位于华夏褶皱带，40Ar/39Ar年龄为127.6±0.5 Ma(Chen Chenghong et al., 2008)。因此本文选择兰地玄武岩Sr—Nd同位素的平均值作为模拟的基性端元。同时，芙蓉山镁铁质包体与兰地玄武岩具有相似的同位素组成。酸性地壳端元潜在对象包括象山流纹英安岩(Yang Shuiyuan et al., 2011)和宁波中性火山岩(闫海洋等，未发表数据)。浙江宁波地区的白垩纪(～130 Ma)中性火山岩，具有异常富集且均一的 Sr—Nd 同位素组成([n(87Sr)/n(86Sr)]i

表5 浙江义乌芙蓉山花岗斑岩锆石Lu—Hf同位素组成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)，被认为成形于纯的地壳物质部分熔融(闫海洋，未发表数据)，其比象山流纹英安岩的更为富集，更能代表研究区中下地壳组成。因此，本文选取宁波中性火山岩平均的 Sr—Nd 同位素组成作为模拟的地壳物质端元。

经过不同端元模拟，兰地玄武岩为基性端元和宁波中性火山岩为酸性端元是最优解(图13)。模拟结果显示(图13)：芙蓉山花岗斑岩的源区可能是由～80%的玄武岩和～ 20%长英质岩浆的混合，混合后再发生角闪石，辉石，磁体矿等矿物的结晶分异，熔体的二氧化硅就会升高，形成花岗岩熔体。芙蓉山斑岩中镁铁质包体则可能来自于俯冲交代的富集地幔。

图13 [n(87Sr)/n(86Sr)]i vs. εNd(t)图解Fig. 13 [n(87Sr)/n(86Sr)]i vs. εNd(t) diagram①—柳城玄武岩—象山流纹英安岩混合模拟曲线；②—柳城玄武岩—宁波中性火山岩混合模拟曲线；③—藩坑玄武岩—宁波中性火山岩混合模拟曲线；④—兰地玄武岩—宁波中性火山岩混合模拟曲线。数据来源：柳城玄武岩据崔玉荣等, 2011; 象山流纹英安岩据Yang Shuiyuan et al., 2011; 藩坑玄武岩据Chen Chenghong et al., 2008；兰地玄武岩据Chen Chenghong et al., 2008; 宁波中性火山岩据闫海洋，未发表数据；花岗斑岩-前人、MMEs-前人数据引自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 区域构造演化

中生代早期，华南板块已经受到了古太平洋板块俯冲作用的影响 (Zhou Xinmin et al., 2006; Li Xianhua et al., 2007)。与俯冲作用有关的中生代岩浆活动，形成了华南地区类型多样且规模广泛的花岗岩(Zhou Xinmin et al., 2006)。晚中生代中国东南地区岩浆活动强烈，广泛处于弧后伸展背景下(Li Xianhua et al., 2000; Shu Liangshu and Zhou Xinmin, 2002; Shu Liangshu et al., 2004; Wang Dezi and Shu Liangshu, 2012)。前人研究表明该时期的岩浆作用与古太平洋板块的俯冲作用有关，并提出了一系列构造模式，如正常俯冲(Lapierre et al., 1997)，低角度俯冲(Zhou Xinmin et al., 2000)，平板俯冲( Li Xianhua et al., 2007)和多次的俯冲后撤(Jiang Yaohui et al., 2015)。Zhou Xinmin and Li Wuxian(2000)和Li Xianhua 等(2007)分别提出古太平洋板块俯冲始于早侏罗世和早三叠世—晚二叠世，并根据中国华南晚中生代岩浆岩向大洋方向逐渐年轻化的特点，认为俯冲方向为北西向。然而，另有学者发现中国华南晚中生代火成岩还具有向北东向逐渐年轻化的趋势，由此认为古太平洋俯冲方向为南西向(Wang Fangyue et al., 2011)。还有学者认为古太平洋板块在晚中生代的俯冲方向并非一成不变，如Sun Weidong 等(2007)提出古太平洋板块俯冲方向在～125 Ma由南西向转变为北西向。

浙江中部芙蓉山花岗斑岩有比较大范围的Hf同位素分布[εHf(t)=-10.9～-1.1]，反映了源区有幔源物质加入(Wang Hongzuo et al., 2015)。这种岩浆混合和壳幔相互作用的演化过程可能与古太平洋俯冲带的俯冲后撤有关。芙蓉山花岗斑岩HREE含量高，Sr含量较低，且有明显的Eu负异常，这就需要在斜长石的稳定域内融化源岩，这说明花岗斑岩的源区较浅(～ 30km)(Wang Guochang et al ., 2015)。浙江地区可能在136～125 Ma和110～85 Ma发生了两次弧后伸展(Lu Tao et al., 2019)。第一次的板片后撤可能起始于136 Ma，诱发了广泛的岩浆活动，形成浙江西部地带I型花岗岩。此后，在约130～120 Ma的板片大规模并快速后撤之后，强烈的岩石圈伸展导致地幔物质参与更多，形成典型的高温亏损型的A型花岗岩(如黄石滩花岗岩)。在大约120～110 Ma的时间内，出现了一段构造—岩浆静止期(Lu Tao et al., 2019)。芙蓉山花岗斑岩的岩浆结晶年龄为133.6± 1.6 Ma，且表现为I型花岗岩特征，同时其与基性岩混合特征表明其可能形成于板片后撤早期弱拉张背景环境。

6 结论

通过对浙江芙蓉山岩体及镁铁质包体的研究，我们获得以下认识：

(1) 芙蓉山寄主花岗斑岩加权平均年龄为133.6± 1.6 Ma，镁铁质包体加权平均年龄为130.3 ± 4.2 Ma，两者成岩年龄在误差范围内一致，形成于早白垩世。

(2) 根据芙蓉山花岗斑岩低的Ga/Al(<2.6)值，高的Na2O含量(2.75%～4.5%，平均3.78%)，较高的全碱含量(Na2O + K2O = 7.93%～8.75%)，富钾K2O(4.01%～5.22%)、低锆石Ti饱和温度等地球化学特征，判定芙蓉山花岗斑岩为I型花岗岩。

(3) 端元岩浆混合模拟结果显示芙蓉山花岗斑岩源区可能由约80%地幔端元和约20%长英质地壳端元混合形成。镁铁质包体可能源自俯冲流体交代的富集地幔楔。

(4) 浙江中部芙蓉山I型花岗斑岩与镁铁质包体组合指示其可能形成于古太平洋俯冲带俯冲后撤初期弱拉张的构造背景。