晚中生代的花岗岩，包括埃达克质岩和A 型花岗岩都在扬子地块东部有广泛分布。C型埃达克岩可以追踪地质历史上的地壳增厚及其相关事件[1-2]。而作为深源岩石的A型花岗岩虽然在成因机制上争议较大，但A 型花岗岩形成于拉张或非挤压的构造环境已成共识[3-6]，故大陆环境下的埃达克质岩和A型花岗岩在一定程度上可以指示岩石圈的构造环境及动力学机制。
赣东北中生代的邦彦坑、段莘和青山岭花岗岩体，位于江西东北部婺源地区、扬子地块与华夏地块拼合带的江南造山带东段，前人对这三个岩体仅有年代学的研究[7]，因而掌握这三个岩体的地球化学特征，对研究这三个岩体的成因、构造背景以及赣东北地区中生代构造演化都有着重要意义。本文拟对邦彦坑、段莘和青山岭花岗岩做主、微量地球化学研究，探讨其构造背景。
1 岩体地质特征
江南造山带地处扬子板块与华夏板块交界处，区域岩性以浅变质、强变形的新元古代火山-沉积岩系、新元古代侵入体及中生代侵入体为主。邦彦坑岩体、段莘岩体和青山岭岩体出露于江西婺源县东北部（图1）。皖浙赣复合断裂带（区域上称为江湾剪切带）呈NNE向展布，区域上东、西两侧分别分布着新元古代河上镇群和溪口群浅变质火山-沉积岩系。邦彦坑岩体分布在该断裂带内部，段莘和青山岭岩体则分布在断裂带西侧。
图1 江南造山带东段区域地质简图
Fig.1 Simplified geological map of jiangnan orogenic belt
1.溪口群；2.河上镇群；3.下古生界；4.中生界；5.新元古代花岗岩；6.燕山期花岗岩；7.江湾剪切带；8.采样点
邦彦坑岩体呈独立岩株，平面形态上呈透镜体状，并呈NE 向平行于皖浙赣复合断裂带产出，出露面积约1.8 km2。岩体侵入于新元古代河上镇群骆家门组的砂岩、粉砂岩、板岩、硅质岩中。岩性主要有黑云母二长花岗岩和黑云母花岗闪长岩。段莘岩体呈独立小岩株出露，平面上呈不规则心形，侵入于新元古代溪口群佛子坑组地层中，出露面积约17 km2。岩石类型以正长花岗岩为主，次为二长花岗岩。青山岭岩体呈独立小岩株位于研究区北西部，NNE向展布，平面上呈不规则长条状，侵入于新元古代溪口群的砂岩、粉砂岩、板岩、千枚岩中，出露面积不足10 km2，岩体边缘的局部地段与围岩呈断层接触，岩体内部也发育各式断裂构造，沿某些断裂，有石英脉或碱长花岗伟晶岩脉灌入。青山岭岩体岩性主要为正长花岗岩，少量二长花岗岩和碱长花岗岩，正长花岗岩与二长花岗岩的露头宽度比＞3/2。青山岭岩体的岩石矿物组成及其它特征与段莘岩体相近。
镜下观察表明青山岭岩体（图2a）和段莘岩体岩性为二云母正长花岗岩，主要由石英（20%～35%）+斜长石（10%～20%）+钾长石（35%～60%）+黑云母（2%～5%）组成，另有少量的白云母（2%～4%），副矿物有磷灰石、锆石、电气石等。普遍发生蚀变，其中黑云母大部分绿泥石化、钾长石轻微高岭土化，斜长石绢云母化（图2b）；邦彦坑岩体岩性为绿泥石化黑云母花岗闪长岩（图2c），主要矿物为石英（35%～40%）+斜长石（40%～50%）+钾长石（10%～17%）+黑云母（5%～7%），另有少量的白云母（＜1%）等矿物，含少量不透明副矿物（＜1%），黑云母大部分绿泥石化（图2d）、斜长石绢云母化。
图2 岩相学显微照片
Fig.2 Petrographic photomicrographs
2 测试方法
本次岩石化学分析测试选取了新鲜样品。邦彦坑花岗岩样品共4件，均为黑云母二长花岗岩，段莘花岗岩和青山岭花岗岩样品分别有3件，均为正长花岗岩，共计10件。粗碎和磨样在中国地质大学国家重点实验室完成。样品研磨至200目以下，加工过程中无设备和人工污染。邦彦坑岩体的样品B4-3 和B5-2 为补充样，其主、微量元素测定在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室测定，全岩主量元素的分析方法依据国标GB/T 14506.28-2010。全岩微量元素测定利用Agilent 7500aⅠCP-MS 分析，详细的样品分析处理过程、精度及准确度参见Liu 等（2008）[8]。其余样品的主、微量元素在湖北地质实验研究所测定，检测环境温度在10～24℃，湿度为30%～60%。主量元素分析仪器采用荷兰PW2440波长色散X荧光光谱仪，分析精度优于1%，其中FeO采用重铬酸钾滴定法测定，微量元素和稀土元素分析仪器为法国JY38S 等离子体原子发光光谱，分析精度优于3%。
3 测试结果
邦彦坑花岗岩富硅（SiO2=65.56%～71.36%）；富铝（Al2O3=14.12%～16.58%）；MgO 含量较低，为1.08%～1.33%；CaO 含量为1.25%～2.32%；K2O 含量为3.42%～4.56%；K2O/Na2O=1.07～1.62＞1，为高K 低Na；CaO/Na2O=0.35～0.75。在K2O-SiO2图上，邦彦坑花岗岩样品显示高钾钙碱性系列特征（图3a），与其里特曼指数σ=1.69～2.02（平均1.86）所指示的中-弱的钙碱性岩石系列相一致（表1）。岩石的A/CNK=1.13～1.36，刚玉标准矿物含量=2.1～5.1（表1），显示强过铝花岗岩特征（图3b）。
邦彦坑花岗岩4件样品的稀土元素总量∑REE为131.82×10-6～152.09×10-6；其中轻稀土LREE为121.72×10-6～140.73×10-6，重稀土为（10.04～11.93）×10-6，轻、重稀土比值为10.24～12.71，呈轻稀土相对富集，重稀土相对亏损的特点。稀土元素球粒陨石标准化蛛网（图4a）表现为陡倾右倾型，表明轻重稀土分异明显。岩体Yb含量较低，为1.15×10-6～1.5×10-6，δEu 为0.65～0.92，具有弱的Eu负异常，轻稀土元素分馏明显，重稀土元素分馏略不明显。邦彦坑岩体的源区可能没有或只存在很少的斜长石残留，且初始岩浆没有或很少发生斜长石的分离结晶作用。
邦彦坑花岗岩微量元素表现为富集大离子亲石元素（LⅠLE）（Rb、La、Ba、Sr），相对亏损高场强元素（HFSE）（Nb、Ta），特征元素Y 的含量较低，为13.8×10-6～17.9×10-6；富集元素Sr，为335.9×10-6～484×10-6，指示源区石榴子石残留；具有较高的Sr/Y 比值（19.39～35.07）和Y/Yb 比值（10.73～12.23）。原始地幔元素标准化的微量元素蛛网图（图4b）显示Ba、Sr、和Nb-Ta 呈负异常，Nb、Ta 的亏损可能与地壳物质参与有关[9]。
段莘花岗岩和青山岭花岗岩主量元素地球化学特征接近，均表现出高硅（SiO2含量分别为74.95%～75.63%，75.61%～76.28%）；富铝（Al2O3含量分别为13.31%～13.62%，12.83%～13.40%）；贫镁（MgO 含量分别为0.11%～0.13%，0.66%）；贫钙（CaO含量分别为0.41%～0.63%，0.41%～0.46%）；富钾（K2O 含量分别为4.86%～5.35%，4.07%～4.77%）；K2O/Na2O分别为1.63～1.84，1.03～1.50；A/CNK 分别为1.16～1.24，1.09～1.19。段莘花岗岩和青山岭花岗岩形成年龄相近，分别为125 Ma 和128 Ma[7]，其岩性组成一致，均为正长花岗岩和二长花岗岩，且其主量元素地球化学特征也总体一致，都具有富硅、低铝、贫镁、低钙、高钾的共同特征：两者的铝过饱和指数A/CNK都高于1.1，刚玉标准矿物含量=1.6～3.2，显示强过铝花岗岩特征（图3b）；并同样具有高钾钙碱性系列岩石特征（图3a），一致于其里特曼指数（σ=1.86～2.11）指示的中等钙碱性系列岩石特征（表1）。
表1 主量（%）、微量（10-6）元素分析结果
Table 1 Major elements and trace elements compositions
注：样品B4-3、B5-2 的主、微量元素在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室测定，其余样品的主、微量元素分析均在湖北地质实验研究所测定。
图3 K2O-SiO2图解（a）和A/NK-A/CNK图解（b）（底图a据Rickwood and Fountain[8];底图b据Maniar and Piccoli[10]）
Fig.3 Na2O-K2O（a）and A/NK-A/CNK（b）diagrams
段莘花岗岩和青山岭花岗岩的稀土元素总体特征基本一致（图4c），稀土元素总量偏低。分别为∑REE=56.01×10-6～60.4×10-6和24.4×10-6～32.21×10-6。其中轻稀土LREE为46.47×10-6～52.78×10-6和18.11×10-6～24.97×10-6；HREE为7.62×10-6～9.45×10-6和5.64×10-6～7.24×10-6。段莘花岗岩和青山岭花岗岩球粒陨石标准化曲线中，表现出相同的趋势：LREE与HREE均表现出平缓的右倾趋势，强烈的Eu负异常。呈现出经典右倾“V”字形，说明可能由同一岩浆演化而来。段莘花岗岩和青山岭花岗岩的（La/Yb）N分别为10.71～16.63（平均12.70）和3.64～4.63（平均4.09），轻重稀土分馏不明显。Eu的强烈负异常表明源区大量斜长石残留或在结晶过程中分离结晶。表现出Rb、Th、Ta 等不相容元素富集，Zr 轻微亏损，Ba、Sr、Eu强烈负异常。
图4 稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（a）、微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）（球粒陨石标准化值和原始地幔数值据Sun and McDonough[11]）
Fig.4 Chondrite normalized REE distribution patterns and primitive mantle normalized trace element spider diagrams
4 讨论
4.1 邦彦坑花岗岩的成因类型
邦彦坑花岗岩的SiO2含量较高，均大于56%；富铝，平均15.13%，大于15%，MgO 含量较低，均小于3%，富钾，属于高钾钙碱性系列（图3a）。邦彦坑岩体富K贫钠，因而其K2O/Na2O比值相对较大，为1.07～1.62，高K2O/Na2O 比值也合理地解释了区域上的埃达克岩中通常含一定量钾长石，而富钠的角闪石极少见；低的Ce/Pb比值（1.60～3.46），明显的Nb、Ta负异常，指示其为壳源[12]，表现出埃达克岩特征基本一致[13-14]，但与典型的俯冲板片熔融的埃达克岩相比较[14]，邦彦坑花岗岩具有更高的SiO2和更低的MgO及Mg#。SiO2-CaO 图解（图5a）与SiO2-MgO 图解显示岩体均落入埃达克岩区域（图5b）[15]。在（La/Yb）N/YbN图解（图5d）中落入埃达克岩区域，Sr/Y-Y 图解（图5c）上则投入到经典岛弧岩石靠近埃达克岩的区域中，但这与中国东部高价钙碱性埃达克质岩的范围一致，属于C型埃达克岩[16-17]。
图5 CaO-SiO2图解（a），MgO-SiO2图解（b），Y-Sr/Y图解（c）和YbN-(La/Yb)N图解（d）(图a 和b 底图据Martin et al.[15]，图c和d底图据Defant and Drummond[14];张旗等[16])
Fig.5 CaO-SiO2（a），MgO-SiO2（b），Y-Sr/Y（c）and YbN-(La/Yb)N（d）diagrams
C型埃达克岩成因机制可分为以下3种模式：
（1）加厚的下地壳部分熔融[18-19]；（2）基性岩浆高压分异[20-21]；（3）拆沉下地壳部分熔融[22-24]。源于拆沉下地壳的埃达克岩往往显示出高的MgO、Cr、Ni 和Mg#，因其岩浆上升过程中与地幔橄榄岩相互作用[25]，并与北东扬子地块Cu-Au矿化紧密相关[17]，然而在邦彦坑花岗岩中并没有观察到这些特征。因此，拆沉下地壳的部分熔融这个模式并不适用于邦彦坑C型埃达克岩。部分熔融的玄武质岩浆在高压条件下经过分异，而研究区并未发现同期的基性岩石，并且岩体中未见镁铁质暗色包体，因此不支持第二种成因模式。综合来看，邦彦坑埃达克岩形成于加厚的下地壳底部基性岩石的部分熔融，这种类型的埃达克岩一般为后碰撞阶段产物[1，26]。此阶段构造体制由碰撞期挤压转向拉张的构造环境，软流圈热物质上涌使得增厚地壳下地壳底部岩石处于高热状态而发生部分熔融形成埃达克岩浆。因此地壳增厚产生的部分熔融是形成该类埃达克岩的主要构造环境。
4.2 段莘和青山岭花岗岩的成因类型
区域上，赣东北的段莘、青山岭花岗岩有富Si、富K、贫Ca、贫Mg和过铝质的特征，与典型A型花岗岩的主量元素特征基本一致[27]，样品的碱度率（AR）3.48～4.03，在铝质A 型花岗岩的AR 值范围内[28]，FeOT/MgO 值为9.63～10.83，明显高于全球典型Ⅰ型花岗岩、S型和M 型花岗岩的FeO/MgO 值。根据镜下鉴定出的矿物组合及含量，前已述及，段莘和青山岭花岗岩的矿物组合以石英+钾长石+斜长石+黑云母+白云母为主，与铝质A型花岗岩非常相似。
根据吴锁平等人对国内各类型花岗岩的数据统计[27]分析表明，段莘和青山岭花岗岩与国内外A型花岗岩相比更富Si、Al，贫Ca、Mg、Ti，Fe2O3含量很低，Nb、Zr、Ga、Y和Ga/Al均低于平均水平，显示典型的铝质A 型花岗岩的特征。在经典的Whalen et al.指标中，段莘和青山岭花岗岩样品全部落在A-型花岗岩的区域（图6）。
图6 Ce、K2O/Na2O、Y、Zr-(Ga/Al)×10 000岩石系列判别图(底图据Whalen et al.[3])
Fig.6 Discriminant diagrams of Ce、K2O/Na2O、Y、Zr-(Ga/Al)×10 000
Eby与洪大卫等[6，29]都曾提出须将A型花岗岩进一步分为A1和A2这两个亚类。其中，A1亚类（非造山环境，洪大卫等称为AA 亚型）以似长石和正长岩为主，主要受上地幔热柱、裂谷作用形成，在造山作用岩浆活动时间序列中是最晚的一次；而A2亚类（后造山环境，洪大卫等称为PA亚型）以碱性花岗岩和铝质A型花岗岩为主，主要跟大陆边缘地壳伸展作用以及陆内剪切作用产生的拉张环境有关[29]。
段莘和青山岭花岗岩的SiO2=75.54%，R1 为2 708～2 854，R2为307～342，指示段莘和青山岭岩体为A2亚类花岗岩[28]。Green 提出Nb/Ta 比值可作为指示壳-幔体系地球化学作用的指标[30]。球粒陨石和原始地幔的Nb/Ta 为17.5±2.0，而后太古代大陆地壳平均为11，地幔直接派生的OⅠB 玄武岩Nb/Ta 比较接近原始地幔值，但ⅠAB 玄武岩、火山弧花岗岩和A2亚类花岗岩由于有陆壳参与熔融或受其混染，此值明显下降，如ⅠAB 玄武岩为8～28，同碰撞花岗岩为5～12，A2亚类花岗岩为4～9.5，Ⅰ型花岗岩为1.5～22[30-31]。段莘与青山岭岩体的Nb/Ta=3.13～5.37，位于A2亚类花岗岩的Nb/Ta比值范围。由段莘和青山岭岩体微量元素蛛网图可知，段莘与青山岭花岗岩在（岩石/原始地幔）Nb=20～60 处形成一个低谷，Nb 和Ta相对亏损，说明有陆壳组分参与熔融[32-33]。初步判定段莘和青山岭岩体为壳幔混溶的产物。
4.3 岩石成因及构造背景
主量元素FeOT/（FeOT+MgO）-SiO2构造环境判别图解上（图7b）邦彦坑花岗岩样品落入ⅠAG+CAG+CCG区（碰撞造山花岗岩），也表明邦彦坑埃达克质岩浆源于挤压碰撞造山形成的加厚地壳熔融，挤压向伸展转换的构造背景下；而段莘和青山岭岩体在FeOT/（FeOT+MgO）-SiO2构造环境判别图解（图7b）都落入POG内，指示形成于后造山伸展环境。此外，在R1-R2图解中（图7c），邦彦坑花岗岩样品落入同碰撞花岗岩域，段莘和青山岭花岗岩以及黄山花岗岩样品则分别落入“造山期后A型花岗岩”区域。与A2型花岗岩构造背景相符合，为后造山伸展产物。
图7 FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2 图（a）和R2-R1构造成因类型分类图（b）（底图a据Maniar and Picoli[11];b据Batchelorand Bowden[34]）
Fig.7 FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2 diagram(a)and R1-R2 diagram(b)
中生代华南陆内变形的动力来自华南陆块西南的特提斯大地构造域、北部的昆仑秦岭大地构造域以及东南的太平洋大地构造域多向汇聚的远程效应[34-36]，华南早中生代构造体制经历了从特提斯构造域陆-陆碰撞向滨太平洋构造域大洋板块俯冲转换[37，38]。即华南印支构造事件的动力来自早二叠-中三叠古特提斯洋闭合和秦岭-大别造山带的早三叠陆-陆碰撞，形成近东西向褶皱和冲断推覆构造[35，39]，而这势必导致在挤压造山作用后出现地壳加厚的现象，并在研究区内表现为大量近EW向的褶皱和断层系统。到了中侏罗世（175～165 Ma），构造体制向滨太平洋构造域大洋板块俯冲转换，来自于大洋板块向华南大陆低角度的俯冲，使华南形成了宽达1 300 km 的褶皱逆冲构造系统，构造线走向为NE-NNE向[35，39，40]。研究区内大量的NNE向褶皱-断层系统也印证了这一点。到晚侏罗世，赣东北的构造环境由挤压造山转变为伸展变形，增厚的下地壳因构造伸展减压部分熔融。本文研究的邦彦坑花岗岩体形成于151 Ma，来自加厚地壳的下地壳岩石的部分产物，指示挤压的构造环境，而后造山伸展环境下形成的段莘、青山岭形成年龄在128～125 Ma[9]，因而赣东北地区在晚侏罗世到早白垩世区域构造应力发生转变，由构造加厚的挤压环境开始转变为造山后伸展环境。
5 结论
（1）邦彦坑花岗岩为C型埃达克岩，来自加厚地壳的下地壳岩石的部分产物，指示挤压的构造环境；青山岭、段莘花岗岩为A型花岗岩，形成于后造山伸展环境。
（2）赣东北印支期造山后有地壳加厚现象，由晚侏罗世到白垩世早期区域构造应力发生转变，由构造加厚的挤压环境开始转变为造山后伸展环境。
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