陈秀其 陈新语 王俊涛 张达玉 侯克斌 徐锦龙 汪雅菲
（1.安徽省地质调查院 合肥 230001；
2.合肥工业大学化学与化工学院 合肥 230009；
3.合肥工业大学资源与环境工程学院 合肥 230009）
江南造山带东北端燕山期岩浆较为发育，为多金属成矿提供了物质来源和热液，可能直接影响区内W-Mo 多金属成矿作用和矿床的形成（章贤能等，2014；
谢建成等，2016）。前人研究成果将区内燕山期侵入岩分为早、晚两期（Wu et al.，2012；
赵玲等，2014；
高冉等，2017）或分为早、中、晚3 期（陈秀其等，2020），主要发育燕山早期中酸性花岗闪长岩类、中期酸性二长花岗岩类和晚期碱性岩类。研究区自南而北分布有黟县岩体、城安—牯牛降岩体、太平—黄山岩体、旌德岩体、乌石垄岩体、榔桥岩体、谭山岩体、茂林岩体、青阳—九华岩体等。前人对上述岩体的形成年代（周洁等，2013；
Song et al.，2014；
Jiang et al.，2018；
Zhang et al.，2018；
汪雅菲等，2019；
陈秀其等，2020，2021）、地球化学特征（谢建成等，2016；
高冉等，2017）、岩石成因和成岩背景（周涛发等，2004；
袁峰等，2005；
薛怀民等，2009；
范羽等，2016；
付翔等，2020）等方面开展了研究，取得了重要成果。前人对江南造山带北东端乌石垄岩体地球化学和矿化特征进行了初步研究（章贤能等，2014），获得了乌石垄岩体中的二长花岗岩年龄为138.6±1.8 Ma（Wu et al.，2012），但有关该岩体主体的花岗闪长岩形成时代、岩石成因类型、岩浆岩源区等没有研究。
因此，本文在收集和分析了前人研究成果的基础上，开展了乌石垄岩体区调填图和剖面研究，对该岩体的岩相和岩石学特征进行野外调查，分析地球化学特征和进行同位素年代学研究工作，探讨该岩体形成年代、岩石类型、岩浆源区和演化，以及成岩背景，分析成矿意义，为皖南地区晚中生代成岩和成矿背景进一步研究提供新的依据。
江南造山带形成于新元古代，位于扬子陆块的南缘。乌石垄岩体就位于该造山带北侧，夹于扬子陆块与江南造山带之间（图1）。江南造山带主要岩性由中新元古代的复理石碎屑岩夹多层火山凝灰岩等组成（具浅变质和强变形特征），经历了晋宁运动而形成复式褶皱造山带，组成区内基底（陈秀其等，2019，2021）；
其上被南华系—白垩系所覆盖，经历了加里东、海西、印支等期构造运动（余心起等，2006；
陈秀其等，2018，2021），燕山期主要表现为强烈的构造运动和岩浆活动。
图1 江南造山带地区地质简图（据陈秀其等，2021 修改）Fig.1 Geological sketch map of the Jiangnan orgenic belt area（modified after Chen et al.，2021）
乌石垄岩体北西侧为江南深断裂，南侧为江南造山带。岩体呈“镰刀”状展布，近南北向延伸，侵位于太平复式向斜核部，面积约35 km²。围岩主要为志留系和白垩系的碎屑岩，岩体侵入志留系中，白垩系不整合沉积于岩体之上。该岩体主体为花岗闪长岩，次为后期的二长花岗岩脉，呈北东或北北东向产出（图2）。
本次对乌石垄岩体开展了1∶50 000 区调填图工作，调查了两类侵入岩之间及其与围岩之间接触关系（图2），根据岩相和岩石类型不同分别采集样品。按岩相不同，在新鲜岩石露头上，采集了花岗闪长岩年代学样品两组，采集花岗闪长岩和二长花岗岩的地球化学样品分别为8 组和2 组，采样位置如图2 所示。
图2 乌石垄岩体地质简图（据1∶50 000 乌石垄地质图修编，2015）Fig.2 The geological diagram of Wushilong pluton（modified from 1∶50 000 regional map of Wushilong in Anhui，2015）
样品WS03，岩石呈灰白、浅灰黄色，细至中粒状结构，呈块状构造（图3a）。主要矿物有：斜长石，浅白色，呈板条状或半自形，粒径在2～4 mm 之间，可见聚片双晶，偶见有环带结构（图3b），含量约38%；
石英，粒状或它形，粒径在1～3 mm，含量约20%；
正长石，浅肉红色，板状，粒径在1～3 mm，具有条纹双晶特征，含量约10%；
角闪石，墨绿色，板柱状，粒径介于1～3 mm 之间，含量约12%；
黑云母，黑色，片状，具有Ⅰ级紫红或Ⅱ级蓝紫干涉色，粒径1～3 mm，含量约6%（图3b）。岩石定名为花岗闪长岩。
样品WS04，岩石呈灰褐白色，中粗粒状结构，块状构造。主要矿物为：斜长石，半自形或板条状，大小在3～5 mm 之间，含量约40%；
石英，浅白色，呈半自形粒状，大小在2～5 mm 之间，含量约20%；
正长石，浅肉红色，板条状，粒径在2～4 mm，见有条纹双晶特征，含量约8%；
角闪石，绿黑色，长柱状（图3c），粒径3～5 mm，含量约12%；
黑云母，黑色，片状，其干涉色为Ⅰ级紫红或Ⅱ级绿蓝（图3d），粒径大小在2～5 mm 之间，含量在6%～8%之间。岩石定名为花岗闪长岩。
图3 乌石垄岩体岩石学特征Fig.3 The petrological characteristics of the Wushilong pluton
样品WS09，岩石呈浅灰紫色，中细粒结构，块状构造。主要矿物由斜长石、钾长石、石英等组成。斜长石，白色，多呈半自形，粒径在1～3 mm 左右，见有聚片双晶，含量约28%；
钾长石，浅红色，呈半自形板状，粒径2～3 mm（图3e），含量约29%；
石英，粒状它形，粒径在1～2 mm 之间，含量约24%。黑云母，黑褐色，片状，粒径在1～2 mm 之间，具有Ⅱ级蓝绿干涉色（图3f），含量在4%～6%之间。岩石定名为二长花岗岩。
在1∶50 000 填图的基础上，进行岩相学观察，采集乌石垄岩体中新鲜的花岗闪长岩样品，开展锆石U-Pb 年代学研究。挑选单矿物锆石工作由河北省区调与矿产研究所实验室完成。锆石的制靶和显微照相、锆石原位U-Pb 同位素定年分析等工作在合肥工业大学资源与环境工程学院质谱实验室采用ICP-MS 和激光剥蚀系统联机完成。仪器型号为安捷伦7500，U-Pb 同位素测试过程中，选用国际标准锆石91500 标样，对U、Pb分馏进行校正，用PLE 作年龄监控样，每个样品测试时间为90 s，采用氦气作为剥蚀物质载气等。数据处理采用ICPMSDataCal 软件，采用前人测试方法分析（Liu et al.，2010）。
采集新鲜岩石全岩的主量、稀土和微量元素样品，由国土资源部合肥矿产资源监督检测中心测定。主量元素采用XRF 法分析。具体测试步骤：岩石粉碎（粒度＜200目）—粉末样（1 g）—烘箱内干燥—高温炉灼烧（2 h）—测烧失量（LOI），之后，称取灼烧后的样品0.5 g 与4 g Li2B4O7溶剂混匀后，进一步加工成玻璃饼等，备XRF 测定。具体的操作方法参考Qi et al（.2000）。
微量和稀土元素分析：将样品加工成粒度＜200 目的岩石粉，取该粉末1g 倒进熔样器中，再按规定要求的浓度和剂量加入HF 和HNO3试剂，加热溶解后，打开熔器通风蒸干样品，再加入规定标准的浓度和剂量HNO3试剂，再加热（方法同上）等处理；
之后，再加入规定标准的浓度和剂量HNO3和去离子水，摇均匀后，取10 ml 的样品，以备ICPMS 测定，测试仪器为PE Elan6000 型等离子质谱计，具体的操作方法参考Qi et al.（2000）。
3.1 锆石U-Pb 定年
本次研究对乌石垄岩体中的花岗闪长岩两组样品进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年测试，分析结果列于表1。选择的锆石均呈自形晶，发育较为典型的震荡环带结构（图4a、图4b），锆石均为岩浆成因，故定年结果代表了岩石的侵入年代。
图4 乌石垄岩体典型锆石样品阴极发光CL 图像Fig.4 The CL images of the zircons of the Wushilong pluton
样品WS03 中16 颗锆石的谐和年龄范围为154.9±4.7 Ma～145.0±3.9 Ma，加权平均年龄为148.9±2.0 Ma（MSWD = 0.44，n= 16）（图5a），代表了乌石垄岩体过渡相岩石的形成年龄。
样品WS04 中11 颗锆石的谐和年龄范围为154.4±4.5 Ma～144.0±3.9 Ma，加权平均年龄为148.0±2.5 Ma（MSWD = 0.56，n= 11）（图5b），代表了该岩体中心相岩石的形成年龄。
图5 乌石垄岩体锆石U-Pb 谐和图Fig.5 The LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of the zircons of the Wushilong pluton
tonlu果结析u sh ilon g p分素位S 同-M-ICPLA石锆体g isotopic analysis results of the W岩atin垄石b d-P乌1ircon U表Table 1 Z 1σ 3.93.94.04.13.94.04.14.24.54.14.24.24.24.34.34.73.94.24.13.94.44.03.94.14.24.64.5 8Ub/235.05.66.87.07.47.48.28.28.79.90.20.20.31.54.54.94.04.84.95.68.58.68.79.80.31.14.4 a 6P 141414141414141414141515151515151414141414141414151515/M 20龄年1σ9.48.69.6.1109.48.38.8.5109.89.89.8.511.010.812.510.010.5139.89.08.9.712.610.811.6139.2.912.612 b/23 5U 0.115 7P 0.1 168.31.5 15153.0 157.97.6 14142.5 165.93.1 15145.4 157.01.3 15152.9 166.23.2 15168.0 141.84.5 15142.6 147.45.9 14144.7 142.13.6 15155.9 153.2 2015 1σ 06 0.0006 0.0006 0.0007 0.0006 0.0006 0.0006 0.0007 0.0007 0.0007 0.0007 0.0007 0.0007 0.0007 0.0007 0.0008 0.0006 0.0007 0.0007 0.0006 0.0007 0.0006 0.0006 0.0006 0.0007 0.0007 0.0007 0.00 30 b/2 38U 28 0.02 0.02 0.0231 0.023131 0.02 0.0232 0.0233 0.0233 0.0235 0.023636 0.02 0.0236 0.0238 0.02 28 4 30.02 4326 0.02 0.0227 0.022728 0.02 0.0233 0.023333 0.02 0.0235 0.023637 0.02 0.0242 0.02 0.01 206P 1σ07 0.01 0.0016089500 112112 0.011112 0.013214 0.004821 0.011554 0.011202 0.010145 0.01 2034 0.01 5605 0.01 4844 0.01比值0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01素同位b/23 5U 93 9 908 87102668653660135372074063436913290862463116345928 7P200.15 0.17 0.16 0.16 0.16 0.15 0.15 0.17 0.16 0.15 0.16 0.16 0.16 0.17 0.16 0.17 0.15 0.16 0.15 0.15 0.15 0.15 0.15 0.16 0.16 0.16 0.16 1σ23 0.0023 0.0026 0.0025 0.0021 0.0022 0.0028 0.0026 0.0029 0.0024 0.0025 0.0029 0.0031 0.0032 0.0023 0.0031 0.0027 0.0026 0.0023 0.0021 0.0035 0.0022 0.0021 0.0024 0.0025 0.0039 0.0027 0.00 bb/206P 124129980891983516630910022990300122857287777400072585 207P 0.05 0.05 0.05 0.04 0.05 0.04 0.04 0.05 0.05 0.04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0.04 0.04 0.04 0.05 0.05 0.05 0.04/UTh 0.50.60.60.60.50.60.60.60.60.40.40.50.40.40.50.60.50.40.50.40.60.40.60.50.60.50.5 10-6 4090071864589449549/×.7.5.6.7.2.0.5.7.7.0.3.4.5.6.7.4.4.1.9 Pb 1620131030218.63 161111118.04 8.88 9.84 125.85 8.87 1213196.05 131818145.83 12 0-6 5 U/×13.59.2 622.07 746.12 498.87 3810114.20 766.15 312.42 591.82 440.84 443.09 418.39 297.85 328.48 367.47 430.74 209.40 331.71 474.81 517.18 740.36 228.89 527.45 663.41 690.47 504.49 210.67 47 1 0-6/×Th 0.5 833 3.4 744 1.5 530 7.0 023 7.4 660 3.2 244 6.3 717 3.1 937 5.9 526 0.6 617 0.0 416 2.0 514 8.2 813 0.9 514 3.4 921 2.9 512 3.8 416 7.3 820 9.3 423 9.4 730 2.6 713 5.6 421 0.0 742 8.8 732 0.4 730 7.4 210 1.9 023点1-02-03-04-05-06-07-08-09-00-11-12-13-14-15-16-11-02-03-04-05-06-07-08-09-00-11-1试030303030303030303030303030303030404040404040404040404测WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS WS
3.2 主量元素特征
采集了该岩体中10 组样品进行全岩主量元素测试，分析数据见表2。花岗闪长岩SiO2含量介于65.67%～69.72%之间，Na2O（2.93%～3.85%）和K2O（2.95%～3.85%）含量较高，全碱含量（Na2O+K2O）介于6.05%～7.15%之间。
表2 乌石垄岩体的主量元素/%和微量/×10-6地球化学数据Table 2 Major/% and trace/×10-6 elements data of Wushilong complex pluton
续表2
二长花岗岩SiO2含量介于75.42%～76.64%之间，Na2O 含量介于3.32%～3.62%之间，而K2O（4.65%～4.97%）含量更高，全碱含量（Na2O+K2O）介于8.27%～8.37%之间。
上述主量元素数据投图显示，分别落入花岗闪长岩和二长花岗岩（图6a），在K2O-Na2O 和K2O-SiO2图解中，显示两类岩石均为富钾、高钾钙碱性岩石（图6b、图6c），花岗闪长岩和二长花岗岩样品的A/CNK 值区间分别在0.93～1.16 和1.07～1.13 之间，均显示为过铝质岩石类型（图6d）。
图6 乌石垄岩体岩石类型图解Fig.6 Classification diagrams of the Wushilong pluton
3.3 稀土元素特征
乌石垄岩体中花岗闪长岩的ΣREE 在 117.81×10-6～244.38×10-6之间（表 2）；
岩石的LREE/HREE 值在 7.85～13.80 之间，（La/Yb）N值在 8.18～21.91 之间，在稀土元素配分图上（图7a），该岩石8 组样品投图曲线呈一致右倾型，显示轻重稀土分异较强特征。岩石的δEu 在0.69～0.81 之间，均显示弱负Eu 异常。
图7 乌石垄岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图（a、b.球粒陨石标准化数值据Taylor and McLennan，1985）；
微量元素蛛网图（c、d.原始地幔标准化数值据Sun and McDonough，1989）Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns（a，b.normalization values after Taylor and McLennan，1985）；
primitive-mantle-normalized trace element patterns of the Wushilong pluton（c，d.normalization values after Sun and McDonough，1989）
二长花岗岩的 ΣREE 在 53.63×10-6～55.40×10-6之间；
岩石的 LREE/HREE 值在 5.50～7.01 之间，（La/Yb）N值在3.32～7.41 之间，在其稀土元素配分图上（图7b），该岩石两组样品投图显示呈较缓的一致右倾型，即呈海鸥型特征，显示轻重稀土分异中等特征。δEu 在 0.38～0.57 之间，具有较强的负 Eu 异常。
3.4 微量元素特征
乌石垄岩体微量元素蜘蛛图表明（图7c），主体岩石的K、Rb 、Ba、U 等大离子亲石元素富集，Th、Ce、Nd、Zr、Hf 等高场强元素正异常，Y 具弱正异常，而Nb、P、Sr、Ti 表现出较弱亏损，Ba 个别样品为显著负异常，其它均为弱的负异常。
二长花岗岩样品的Rb、K 等大离子亲石元素正异常，元素Th、U、La、Ce、Nd、Zr、Hf 均为正异常，Y 具明显的正异常，Nb 表现出较强的负异常，而Ba、P、Sr、Ti 表现出更显著的亏损（图7d）。Ba、Sr 显著负异常显示斜长石等矿物分离结晶或源区有斜长石残留（陈雪霏等，2013），P 和Ti 的亏损可能有钛铁矿和磷灰石的分离结晶所致（谢建成等，2016；
陈秀其等，2021）。
4.1 乌石垄岩体的侵位时代
本次研究获得乌石垄岩体中花岗闪长岩的锆石U-Pb 年龄分别为148.9±2.0 Ma 和148.0±2.5 Ma，显示该岩体形成于燕山早期。前述白垩系赤山组角度不整合于乌石垄岩体之上（图2），表明该岩体形成于早白垩世初期或早白垩世之前。因此，可以确定乌石垄岩体形成于燕山早期。
在区域上，前人取得了江南造山带及邻区晚中生代岩体的较多高精度年龄数据成果（表3），其中，研究区花岗闪长岩侵入时代一般分布在143～140 Ma 和151～148 Ma之间（陈秀其等，2021）。依据前人年代学研究工作成果（表3），可知皖南至江南造山带东段地区的燕山期岩浆作用显著，主要显示3 期活动，即早期（153～146 Ma）、中期（143～136 Ma）和晚期（135～121 Ma）（陈秀其等，2020，2021），结合上述乌石垄岩体主体岩石的形成年龄可知，该期岩石侵入时代对应于燕山早期。
乌石垄岩体中的二长花岗岩脉侵入于花岗闪长岩中，前人获得二长花岗岩形成于138.6±1.8 Ma（Wu et al.，2012；
陈秀其等，2021），二长花岗岩一般形成于139～128 Ma之间（表3），该岩体中二长花岗岩形成于燕山中期。
表3 皖南地区燕山期侵入体定年数据表Table 3 The compiled geochronological data from the Yanshanian granite intrusions in South Anhui Province
4.2 岩石成因类型
（1）花岗闪长岩成因类型
Ⅰ型花岗岩中可见有角闪石、黑云母等特征矿物。乌石垄岩体中的花岗闪长岩中角闪石、黑云母等特征矿物可见，样品具有较低的SiO2、K2O（＜4%）、Ce、Y、Nb 含量，具有较高的CaO、Al2O3、P2O5含量（表2）。区域上，前人认为燕山早期中酸性岩浆岩为Ⅰ型花岗岩（范羽等，2016；
谢建成等，2016；
Gu et al.，2017；
Wang et al.，2018；
陈秀其等，2021）。乌石垄燕期早期岩石类型、地球化学特征和上述岩体类似。
乌石垄岩体中早期岩石样品在Na2O-K2O、Y-SiO2和Nb-10 000*Ga/Al 图解上，均显示为Ⅰ型（图8a～图8c）；
在P2O5-SiO2图解上，显示P2O5与SiO2呈负相关性，表现为典型的Ⅰ型花岗岩特征（图8d）。该岩石样品中的Eu 微弱负异常，稀土元素配分图表现为一致右倾型（图7a），显示为Ⅰ型花岗岩特征（Chappell and White，1974）。
（2）二长花岗岩成因类型
区内燕山中晚期二长花岗岩类表现为A 型花岗岩特征（薛怀民等，2009；
高冉等，2017；
陈秀其等，2020）。区内二长花岗岩具有较高的SiO2、K2O（＞4%）、Ce、Nb、Y含量，富碱（Na2O+K2O）值＞8.27%；
具有较低的CaO、Al2O3等含量（表2）。二长花岗岩的10 000*Ga/Al 比值（＞2.6）（2.67～5.03），显示A 型花岗岩特征（图8a～图8c）。
图8 乌石垄岩体成因类型判别图解Fig.8 The discriminative diagrams of genesis of the Wushilong pluton
二长花岗岩样品的Eu 显著负异常（图7b），该岩石稀土元素配分图呈海鸥型特征（图 7b），Ba、Sr、P、Ti、Eu 元素严重亏损，均显示为 A 型花岗岩特征（Whalen et al.，1987）。
（3）埃达克质岩问题
前人通过地球化学研究，指出燕山早期花岗闪长岩可能为埃达克质岩（翁望飞等，2011；
Li et al.，2012；
谢建成等，2016；
陈秀其等，2021；
薛怀民，2021）。典型的埃达克岩主要具有高 Sr（＞400×10-6）含量、低 Y（＜18×10-6）和 Yb（＜1.9×10-6）含量，高（La/Yb）N比值（＞10）和高Sr/Y 比值等特征（Defant and Drummond，1990；
张旗等，2001；
Martin et al.，2005）。乌石垄岩体中花岗闪长岩具有Sr/Y（8.53～30.58）和（La/Yb）N（8.18～21.91）、低的 Yb（1.16×10-6～2.50×10-6）、较高的 Y（12.68×10-6～39.50×10-6）、Sr 含量（292.38×10-6～424.60×10-6），均值 264.43×10-6（表 2），可见与典型的埃达克岩指标存在较大差异。
二长花岗岩具有较低的 Al2O3≤13.5%，低 Yb（1.29×10-6～2.42×10-6），而 Y 含量介于10.42×10-6～129.75×10-6之间（均值 70.08×10-6），Sr 含量更低（30.99×10-6～44.10×10-6）（表2），低Sr/Y 值（0.34～2.97）和低（La/Yb）N值（3.32～7.41），故不具有埃达克岩特征。
埃达克岩判别图解显示，花岗闪长岩具有类似埃达克质岩特征，但有较大差异；
二长花岗岩不具有埃达克岩特征（图8e、图8f）。
4.3 岩浆源区
关于研究区燕山期岩浆源区主要有两种观点：1）来自壳源（陈江峰等，1993）；
2）源自壳幔混源（范羽等，2016；
付翔等，2020；
薛怀民，2021；
陈秀其等，2021）。
（1）花岗闪长岩源区
花岗闪长岩为I 型花岗岩，暗示岩浆源区可能来源于基性玄武岩部分熔融。本次工作获得的8 组地球化学数据，通过投图，结果显示岩浆源区为壳幔混源（图9）。
乌石垄花岗闪长岩的Nb/Ta 值（10.40～18.09），均值12.27，与陆壳的Nb/Ta 比值（10～14）（Taylor and McLennan，1985）近一致，球粒陨石的Nb/Ta 值（17.6），而部分样品的Nb/Ta 比值达18.09，显示有幔源物质参与（陈秀其等，2021）。
岩石的La/Nb 比值介于2.22～3.44 之间，均值2.75，基本落入地壳比值（1.5～2.2）中，显示源于壳源。
前人研究指出，当Mg#＞0.4，则显示有地幔物质的参与（Rapp and Watson，1995；
谢建成等，2016；
陈秀其等，2021）。区内花岗闪长岩具有低Mg#值（0.24～0.29）（表2），显示来源于古老下地壳部分熔融。
（2）二长花岗岩源区
本次研究获得二长花岗岩的2 组地球化学数据，通过投图，结果显示岩浆来自壳源（图9）。二长花岗岩的Nb/Ta 比值（8.67～12.34），均值10.51，显示为壳源；
其La/Nb比值（2.05～2.76）（表2），均值2.45，显示岩浆源自壳源。
图9 乌石垄岩体岩石源区判别图（底图据Altherr et al.，2000；
陈秀其等，2021）Fig.9 The discriminative diagram of magmatic source area of the Wushilong pluton（after Altherr et al.，2000；
Chen et al.，2021）
二长花岗岩具有更低Mg#值（0.13～0.18）（表2），显示岩石来自壳源。
总之，本次研究结合前人成果，作者认为皖南地区燕山早期中酸性岩主要来自于壳源，但有一定的幔源物质混合，燕山中晚期酸性至碱性花岗岩主要来自于壳源。
4.4 岩浆演化
江南造山带地区包括乌石垄岩体在内的燕山期岩体具有早期（花岗闪长岩）→中晚期（二长花岗岩）→晚期（碱性花岗岩）的SiO2含量逐渐增高的特点，上述岩石的SiO2含量与 TiO2、MgO、Fe2O3、CaO、Al2O3和 P2O5的含量呈负相关性特点（图 10a～图10f）（陈秀其等，2021），但显示K2O 逐渐增高，呈正相关性（图10h），而Na2O 含量变化不大（图10g），揭示区内岩浆从早期到晚期经历了斜长石、磷灰石、角闪石、钛铁矿等矿物的逐渐增强的分离结晶作用，富碱程度逐渐增高（陈秀其等，2021），指示了岩浆演化程度逐渐增高的规律。
图10 乌石垄岩体哈克图解（部分数据引自薛怀民等，2009，2021；
谢建成等，2012；
陈秀其等，2020）Fig.10 Harker diagrams of the Wushilong pluton（partial data of adamellite from Xue et al.，2009，2021；
Xie et al.，2012；
Chen et al.，2020）
区内晚中生代岩体从早期到晚期随着SiO2含量增高，岩石的（La/Yb）N值逐渐变小（图11a）。如乌石垄岩体中花岗闪长岩和二长花岗岩的（La/Yb）N值范围分别为（8.18～21.91）和（4.46～7.41），碱长花岗岩的（La/Yb）N值范围在0.85～6.87 之间（薛怀民等，2009）；
而10 000*Ga/Al 比值越来越大。如乌石垄花岗闪长岩的10 000*Ga/Al 比值介于2.21～2.71 之间，均值为2.55，二长花岗岩该比值一般介于2.66～3.80 之间，均值为3.34；
区内碱长花岗岩10 000*Ga/Al 比值介于3.29～3.77 之间，均值为3.58（薛怀民等，2009）。上述特征显示区内燕山期岩体具有亲缘性特征，但它们的岩石岩性不同，侵入时代不同（表3），地球化学含量和分布特征不同（表2，图7）。区内燕山期的花岗闪长岩、二长花岗岩和碱长花岗岩的Ba/Sr 均值分别为1.63、3.15、4.07，随着SiO2含量增高而逐渐变大（图11b），显示江南造山带地区晚中生代异源岩浆演化程度增高趋势。另外，区内从早期到晚期岩石的δEu 均值分别为0.75、0.49、0.27，对应的岩浆分异指数（DI）均值分别为77.32、88.36、93.45，显示δEu 与DI呈负相关性，指示岩浆分异和演化程度的高低（范羽等，2016；
陈秀其等，2021）。如乌石垄岩体中花岗闪长岩的DI值在74.27～82.03 之间，δEu 值在0.69～0.81 之间，指示该岩石结晶分异程度较低；
而其二长花岗岩的DI值在93.69～95.32 之间，δEu 值在0.39～0.57 之间，表明该岩石演化程度较高（图11c）。高场强元素Y 易于富集在晚期残留岩浆中，是良好的岩浆演化过程指示剂（范羽等，2016）。乌石垄岩体中花岗闪长岩的Y 含量介于12.68～22.99 之间，二长花岗岩Y 含量一般在10.42～129.15 之间，显示晚期岩浆富集元素Y。区内燕山期岩浆从早到晚形成的4 种岩性具有δEu 值与Y 含量呈负相关性特征（图11d）。上述不同指标均显示了燕山期岩浆结晶分异和演化程度逐渐增高特点。
图11 乌石垄岩体岩浆演化判别图（数据引自薛怀民等，2009，2021；
谢建成等，2012；
陈秀其等，2020，2021）Fig.11 The evolutionary discriminative diagrams of the Wushilong complex pluton（partial data of adamellite from Xue et al.，2009，2021；
Xie et al.，2012；
Chen et al.，2020，2021）
另外，岩浆中的Nb 和Ta、Rb 和Sr 为两对不相容性元素，但Nb 的不相容性弱于Ta，Rb 不相容性强于Sr，因此，在岩浆由早到晚的演化过程中，Nb/Ta 值逐步变小，而Rb/Sr值逐渐增大。乌石垄岩体中花岗闪长岩的Nb/Ta 值和Rb/Sr值区间分别为（10.40～18.09）、（0.13～0.45），二长花岗岩的 Nb/Ta 值和 Rb/Sr 值区间分别为（8.67～12.34）、（5.86～9.06），区内燕山晚期形成的富碱性岩石的Nb/Ta 值和Rb/Sr 值区间分别为（3.80～8.84）和（9.45～24.40）（薛怀民等，2009），显示燕山期岩浆岩从早到晚的演化程度逐步增高的规律（陈秀其等，2020）。
4.5 成岩背景
新元古代末，华夏陆块向扬子陆块俯冲碰撞形成了江南造山带（余心起等，2006；
陈秀其等，2019）。前人对其东段晚中生代成岩背景进行了深入研究（周涛发等，2004；
袁峰等，2005；
Zhou et al.，2006；
薛怀民等，2009；
Su et al.，2013），取得了诸多认识，大多数学者认为与古太平洋板块的俯冲作用有关（Li and Li，2007；
Wang et al.，2011；
谢建成等，2016；
范羽等，2016；
付翔等，2020；
陈秀其等，2021；
薛怀民，2021）。
燕山期以来，发生了古太平洋板块向欧亚板块斜向俯冲作用（薛怀民，2021；
陈秀其等，2021），随后，俯冲板片发生后撤，区域应力由挤压向拉张环境转换过程中，产生了下地壳玄武质岩浆和新元古代陆壳（具岛弧型特征）混染生成了新的岩浆，之后，沿构造薄弱带继续上侵，形成了燕山早期中酸性岩类（花岗闪长岩类）（付翔等，2020；
薛怀民，2021）。本次获得的乌石垄花岗闪长岩形成年龄佐证了区内该期构造—岩浆事件形成于燕山早期；
乌石垄岩体中花岗闪长岩属高钾钙碱性系列岩石，显示形成于挤压至伸展转换环境中；
之后，进一步发生造山后伸展运动，区域应力处于持续拉张环境中，陆续形成了燕山中期的二长花岗岩类和晚期富碱性花岗岩类（薛怀民，2021）。在Rb-Yb+Ta 等构造判别图解中，江南造山带地区包括乌石垄岩体在内的花岗闪长岩样品均投点于火山弧花岗岩区域（周翔等，2012；
陈秀其等，2021），指示源岩形成于火山弧构造背景，暗示源岩来自新元古代基性岩和变质砂岩部分熔融（图9），该源岩来自新元古代洋壳俯冲形成的新生地壳（周洁等，2013）。部分二长花岗岩样品投点于同碰撞花岗岩区域，显示其形成于造山后拉张构造背景中。
4.6 成矿意义简析
乌石垄岩体具有较好的成矿前景，具体分析如下：
（1）具有成矿岩体或矿化岩体的地球化学特征。据前人资料，辉钼矿化可能与高硅、富碱、高钾岩体有关（杨荣勇等，1996），前述特征显示乌石垄岩体（花岗闪长岩、二长花岗岩）均为高硅、富碱、高钾岩体。成矿岩体具有较高的Rb/Sr 比值，成矿岩体的Rb/Sr 比值＞1，矿化岩体或非矿化岩体的Rb/Sr 比值＜1。乌石垄岩体中花岗闪长岩的Rb/Sr 比值在0.13～0.45 之间，而二长花岗岩的Rb/Sr 比值在5.86～9.06 之间（表2），故花岗闪长岩可能为矿化岩体，而二长花岗岩为成矿岩体。
前人研究乌石垄岩体Mo 元素丰度值高，全岩分析结果显示，花岗闪长岩样品Mo含量为8.85×10-6，二长花岗岩样品Mo 含量为27.7×10-6（章贤能等，2014）。本次工作采集的花岗闪长岩样品Mo 含量介于0.12×10-6～0.59×10-6之间，二长花岗岩样品Mo 含量介于2.93×10-6～14.79×10-6之间（表2），可见二长花岗岩更富集Mo，也验证了上述结论。
（2）壳源有利于形成钼矿，幔源有利于形成铜矿。前述论证了二长花岗岩主要来自壳源，故二长花岗岩可能是钼矿重点勘查目标；
前述论证了花岗闪长岩来自壳幔混源，具有类似埃达克质岩特征，故花岗闪长岩可能为铜钼矿的母岩。
（3）岩体中发现了多个小型钼矿。目前在该岩体中发育石英脉辉钼矿、构造角砾岩型辉钼矿，如夏家钼矿和萌坑钼矿，产于花岗闪长岩和北北东走向的构造角砾岩中。
（4）构造条件较好。据野外调查，区内发育北东向和北北东向断裂或构造破碎带是控矿构造和储矿构造，如南安钼矿被北东向断层角砾岩控制，夏家钼矿沿北北东向断层破碎带发育（章贤能等，2014）。
总之，乌石垄岩体及其围岩接触带，若叠加了北东或北北东向断裂，则具有很好成矿潜力，尤其二长花岗岩脉发育带，成矿潜力可能更大，以往勘查工作对此没有引起重视，本文认为可作为下一步重点找矿方向。
（1）花岗闪长岩的锆石U-Pb 同位素年龄结果为148.9±2.0 Ma～148.0±2.5 Ma，表明乌石垄岩体的主体岩石形成于燕山早期。
（2）乌石垄岩体中花岗闪长岩为Ⅰ型花岗岩，二长花岗岩为A 型花岗岩。
（3）花岗闪长岩的岩浆源区具有壳幔混源特征，二长花岗岩岩浆源区主要呈壳源特征，可能形成于燕山期古太平洋板块向欧亚板块俯冲作用背景中。
（4）该岩体主要为矿化岩体，具有较好的成矿潜力。
致 谢衷心感谢两位审稿专家提出的宝贵修改意见和编辑部老师大力支持!
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