华南内陆燕山早期铝质A 型花岗岩的厘定及成因分析
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发布时间：2022-04-25 14:28
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时间：2023-10-09 03:29
近年来，A型花岗岩因其产出构造环境特殊而引起了人们的重视。但在华南内陆地区前人主要集中在对燕山晚期A型花岗岩(如南昆山)的研究，对是否存在燕山早期铝质A型花岗岩还存在争论。通过工作我们发现燕山早期的西山杂岩和金鸡岭(包括螃蟹木)花岗岩属于铝质A型花岗岩，下面将重点讨论。
(一)岩体地质及岩石学特征
金鸡岭岩体侵位于雪花顶与砂子岭岩体之间，南北两侧与寒武、震旦纪地层呈侵入接触关系。地表出露面积约390km2，主要岩性为粗粒黑云母二长花岗岩和细中粒黑云母正长花岗岩。辉绿岩脉斜切岩体，属晚侏罗世或早白垩世;西山杂岩体出露面积达705km2，呈岩盆状产出(图1-46)。岩浆岩岩性复杂，从中浅成花岗岩、花岗斑岩、碎斑熔岩到喷溢火山岩都可见到。火山岩的底部为英安-流纹质火山角砾岩;下部为流纹岩、凝灰岩、流纹质熔结凝灰岩及沉积岩;中、上部以熔结凝灰岩及英安流纹(斑)岩为主(《湖南省区域地质志》，1988)。该火山岩与下伏寒武纪或泥盆纪地层呈不整合接触关系，又被西山中细粒斑状黑云母二(正)长花岗岩侵入或包裹。局部可见花岗岩和碎斑熔岩呈过渡关系，它们之间没有明显的界限。由此可见，西山地区出露的火山岩、碎斑熔岩和花岗岩、花岗斑岩在空间上紧密共生，同属于一个剥蚀较深的破火山机构中不同产状的一套岩石。这种规模大、集喷发-侵入于一体的同源岩浆序列在南岭地区很为典型。
图1-46 九嶷山复式岩体地质简图(据湖南省地质矿产局，1988，资料修编)
1.中粗-微细粒斑状黑云母正长花岗岩
正长花岗岩为金鸡岭和西山(杂)主要岩性，前者为中粗粒，后者中-微细粒。斑状结构，蠕英结构，文象结构，块状构造。斑晶为条纹长石和少量中更长石。基质由石英、中-钠长石、条纹长石和黑云母组成。金鸡岭和西山杂岩体中的部分黑云母和白云母呈鳞片状分布在石英、长石粒间，呈填隙状，并且黑云母具筛状结构，筛孔中包裹了消光位近于一致的基质长石、石英等，表明其形成较晚。副矿物有磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、独居石和锆石。金鸡岭岩体还出现微量晶质铀矿、黑稀金矿及磷钇矿等。
2.微细粒花岗质碎斑熔岩
仅出现在西山杂岩体中。斑状结构，基质微细粒结构，块状构造，具有喷出-侵入过渡型结构特点。斑晶主要为斜长石、正长石和黑云母，其次为石英，也见A型花岗岩的特征矿物铁橄榄石和铁辉石斑晶。斜长石斑晶(15%～20%)半自形宽板状、板柱状、晶屑状，边缘多受熔蚀，An26-44，大小0.5～7.0mm。聚片双晶发育，偶见肖钠长石双晶和环带结构。钾长石斑晶(10%～15%)多呈晶屑状，少数呈他形板状，裂纹发育，受基质强烈熔蚀呈弧面状，蚕食状，大小0.6～7.0mm。有的晶体中基质沿裂纹贯入其内部。斜长石和钾长石斑晶普遍见到由正长石和微粒状石英嵌晶组成的珠边结构;石英斑晶(5%～8%)半自形-他形粒状，裂纹多，边缘受溶蚀呈蚕蚀状，也见基质沿裂纹溶蚀到内部的现象，个别石英斑晶呈六方双锥状，大小0.6～4.0mm;黑云母斑晶(2%～5%)为板条状、鳞片状，大小0.3～1.5mm。橄榄石和辉石斑晶呈半自形板状、碎屑状，分布不均一，橄榄石较辉石分布范围广。辉石常常包裹橄榄石形成包橄结构，大小以0.3～1.0mm为主。基质由他形微粒状正长石(25%～30%)、石英(20%～25%)和少量黑云母组成。正长石呈板状彼此呈嵌合状(显微镶嵌结构)，局部石英呈多边形，大小以0.05～0.2mm为主。副矿物有磁铁矿、钛铁矿、独居石、锆石、磷灰石和金属矿物等。其中，锆石的显微镜观察和背散射相研究显示其晶型单一，为长柱状，且环带结构发育，没有发现继承锆石(核)。岩石中还有由橄榄石、辉石、黑云母、磁铁矿和磷灰石组成的超镁铁质微包体(付建明等，2003)。这种微包体与其寄主岩石的颜色相近，为深灰绿色，两者肉眼不易分辨。在镜下微包体与寄主岩石的接触界限清楚，常常呈椭圆状，大小以2～5mm为主，最大9mm。含量占整个岩石2%左右，但分布不均一。其中的橄榄石(25%～35%)无色，二轴晶，负光性，为铁橄榄石;辉石(45%～65%)呈半自形板柱状、他形柱粒状，平行或近于平行消光C∧Ng<5°，为铁辉石(付建明等，2003);黑云母(3%～5%)为鳞片状，磁铁矿多呈他形粒状，磷灰石为较粗的短柱状(0.1～0.3mm)。可见橄榄石和辉石被黑云母交代的现象。微包体与前面所说的暗色微粒包体除了在矿物组成上明显不同外，其矿物粒度比其寄主岩石的基质大而与暗色微粒包体相区别。
3.英安流纹(斑)岩
仅见于西山杂岩体中，聚斑状结构，基质隐晶质-显微霏细结构，流纹构造，珍珠构造或杏仁构造。斑晶由斜长石(An29-32;5%～8%)、钾长石(3%～5%)、石英(5%～8%)和少量黑云母组成，大小以0.4～5.5mm为主。斜长石斑晶呈半自形板状、板柱状，有的呈碎裂状;钾长石斑晶呈半自形板状，多受溶蚀;石英斑晶呈溶蚀的浑圆状。基质由长英质霏细物及玻璃质或脱玻化物(80%～85%)等组成。副矿物有磁铁矿、钛铁矿和锆石等。
(二)主要暗色矿物特征
1.橄榄石
橄榄石仅见于西山杂岩体中的花岗质碎斑熔岩中。四圆衍射仪测得橄榄石的结构参数为:a0=4.8150Å、b0=6.0880Å、c0=10.4580Å(1Å=0.1nm);α=90°、β=90°、γ=90°，属于正交晶系。主要有两种产出方式:①呈单晶分布在岩石中，碎屑状，裂纹发育，常常具有熔蚀结构，大小在0.3～1.0mm之间。②呈柱状、粒状或浑圆状包裹于辉石中，并与黑云母、磷灰石、磁铁矿等构成超镁铁质微包体。
根据电子探针分析，超镁铁质微包体中的橄榄石MgO、CaO、FeO*、MnO含量分别为2.00%～2.97%，0.01%～0.20%，61.98%～65.40%，1.40%～2.03%，成分稳定，变化不大。与来自上地幔的幔源包体中的橄榄石相比，微包体中的橄榄石Mg#值(5.15～7.67)非常低，为十分罕见的铁橄榄石(Fa90.12～92.29，Fo5.03～7.49)，并有一定量的锰橄榄石(Tp1.95～2.88)，而明显不同于幔源包体中的富镁橄榄石(鄂莫岚等，1987)。零星分布在花岗质碎斑熔岩中的橄榄石单晶，其成分与微包体中橄榄石的成分十分相似，也为铁橄榄石(Fa90.35～92.51，Fo5.39～7.39)，同时也含一定量的锰橄榄石(Tp1.95～2.26)。上述成分特点说明，这两种产状的橄榄石是在相近物理化学条件下形成的，可能是岩浆早期分离结晶的矿物相。铁橄榄石是一种超熔矿物，除了产在一些变质岩中属于变质矿物外，通常产在偏碱性-碱性岩石中，如广东南昆山铝质A型花岗岩、尼日利亚A型花岗杂岩等。它是A型花岗岩的标志性矿物之一(刘昌实等，2003;Sako-ma et al.，2000)，形成于高温高压还原环境(戴延龄等，1990)。
2.辉石
同橄榄石一样，辉石仅见于西山杂岩体中的花岗质碎斑熔岩中，但没有铁橄榄石分布广。无色，平行或近于平行消光(C∧Ng<5°)。四圆衍射仪测得辉石的结构参数为:a0=5.2334Å、b0=9.0233Å、c0=18.4560Å;α=90°、β=90°、γ=90°，为正交晶系，属于斜方辉石亚类。有两种产出方式:一是呈单晶分布在岩石中，常常呈尖棱角状、板状，裂纹多，具有溶蚀结构，大小以0.5～2.0mm为主，最大达7mm;二是呈半自形板柱状、它形柱状或粒状，包裹有细小的粒状或浑圆状的铁橄榄石，形成包橄结构，并与黑云母、磷灰石、磁铁矿一起构成超镁铁质微包体。
据电子探针分析结果，超镁铁质微包体中辉石的MgO、CaO、FeO*、MnO含量(%)分别为5.49～7.40，0.61～1.00，41.32～43.65，0.94～1.45，为铁辉石(Wo1.50～2.12，En17.10～23.61，Fs74.85～80.83)，它们以富铁、贫镁为特征，这与中国东部及世界幔源包体中的富镁斜方辉石(鄂莫岚等，1987)成分明显不同。花岗质碎斑熔岩中的斜方辉石单晶与微包体中的斜方辉石的矿物成分相近，也为铁辉石(Wo1.52～3.08，En18.46～24.02，Fs74.02～78.46)，同样说明它们具有相同的来源，并排除了它们来自地幔的可能性。铁辉石也是一种超熔矿物，自然界中十分罕见。在尼日利亚A型花岗杂岩中有一些富铁的钙铁辉石(Wo12～44，Fs48～52)(Sakoma et al.，2000)分布。研究区的铁辉石与铁橄榄石共生，它可能也是岩浆早期分离结晶的矿物相，代表了一种形成深度较大的高温高压环境。
(三)地球化学特征
1.主量元素地球化学特征
西山、金鸡岭和螃蟹木花岗(杂)岩，特别是金鸡岭(包括螃蟹木，下同)花岗岩，具有明显富硅(平均75.60%)碱(平均8.16%)、贫镁(平均0.07%)钙(平均0.67%)的特点(表1-25)，钾钠氧化物重量比(K2O/Na2O)均大于1。KN/A较高(平均0.86)，略大于碱性岩系的最低值0.85(Whalen et al.，1987)。成分特征与广东南昆山(刘昌实等，2003)、江苏苏州(Charoy et al.，1994)、福建乌山(邱检生等，2002)铝质A型花岗岩相似;西山花岗杂岩由于Na2O含量较低而造成KN/A值(平均0.77)略小于碱性岩系的最低值，但其K2O含量较高，平均值大于5%。与世界平均M型、S型和Ⅰ型花岗岩相比，西山和金鸡岭花岗(杂)岩显示出富硅碱，贫铝钙镁特点，而与世界A型花岗岩平均成分(表1-28)接近。它们的FM(FeO*/MgO)平均值分别为12.67(变化4.48～36.00)和34.57(变化19.20～64.00)，明显高于一般Ⅰ型(平均2.27)、S型(平均2.38)、M型(平均2.37)花岗岩，也显著高于本区骑田岭、铜山岭和砂子岭花岗岩的对应值(表1-25);较高的FeO*值(表1-28)，显然又不同于高分异Ⅰ型花岗岩，其FeO*值通常低于1%(Whalen等，1987)。金鸡岭和西山花岗(杂)岩的A/CNK较高，分别变化在0.94～1.26(平均1.06)和1.01～1.17(平均1.05)，为准铝质-强过铝质，总体属于弱过铝质岩石。西山杂岩体中主要岩石单元花岗岩、碎斑熔岩和英安流纹(斑)岩之间的主量元素含量及有关参数变化不大，暗示它们物质来源的一致性。
表1-25 花岗(杂)岩和暗色微粒包体的主量元素平均含量及其与世界花岗岩的对比
2.稀土元素地球化学特征
金鸡岭花岗岩的ΣREE(236.05×10－6～487.42×10－6)中等，δEu值(0.08～0.18)小，铕谷很深;(La/Yb)N值介于2.87～13.23之间，稀土元素配分曲线总体较平坦(图1-47)。螃蟹木花岗岩的(La/Yb)N值和δEu值分别为0.72和0.003。表现为轻稀土亏损，重稀土富集，稀土元素之间分馏差，Eu谷显著，配分曲线呈海鸥型(图1-47)。显示经历了极强的斜长石分离结晶作用。总体上，金鸡岭和螃蟹木花岗岩稀土元素特征与广东南昆山(刘昌实等，2003)、苏州(Charoy et al.，1994)等地的高分异铝质A型花岗岩类似。
图1-47 金鸡岭和螃蟹木花岗岩稀土元素配分曲线
西山花岗杂岩中三个主要岩石单元花岗岩、碎斑熔岩和英安流纹(斑)岩的REE分别介于(267.27～361.51)×10－6、(305.23～358.17)×10－6和(349.45～386.60)×10－6之间，δEu在0.24～0.70、0.23～0.63和0.48～0.64之间，(La/Yb)N在8.05～14.31、7.15～15.29和8.28～9.77之间，总体上变化不大。表现在稀土元素配分曲线极其相似(图1-48):LREE向右陡倾，HREE向右缓倾，都具有较明显的Eu负异常。这种特征暗示它们可能具有相同的物质来源，与主量元素得出的结论相同。
图1-48 西山杂岩中三个主要岩石单元稀土元素配分曲线
3.微量元素地球化学特征
与世界平均M型、S型和Ⅰ型花岗岩相比，金鸡岭和螃蟹木花岗岩的Ga、Th、Y、U、Nb含量明显偏高，Ba、Sr、V、Ni、Co、Cr等元素含量明显偏低，而与世界A型花岗岩平均值十分接近(表1-26)，显示出高分异花岗岩的特点。10000Ga/Al值变化在3.00～4.87(平均3.47)，高于世界Ⅰ型(2.25)和S型花岗岩(2.39)平均值(表1-26)。在(Whalen等1987)提出的以Ga/Al比值和(Zr+Nb+Ce+Nb)组合值为基础的多种判别图上，样品投影点全部位于A型花岗岩区或界线上(图1-49、1-50)，而明显不同于S型和Ⅰ型花岗岩。富高场强元素、贫过渡元素。它们之间最突出的不同表现在Ba、Sr含量上(表1-26)，前者的Rb/Sr、Rb/Ba值是后者的数十到数百倍，充分反映了金鸡岭花岗岩经历了高度分异演化作用。
表1-26 西山、金鸡岭花岗(杂)岩的稀土、微量元素平均含量及其与世界花岗岩对比
续表
注:稀土、微量元素含量单位:10－6。
西山花岗杂岩与金鸡岭和螃蟹木花岗岩在微量元素组成特征上具有许多相似之处。显示出Ga、Th、Y、Zr、U、Nb含量偏高，Sr、V、Ni、Co、Cr等元素含量偏低的特点(表1-26)。其10000Ga/Al值在2.70～3.87之间(平均3.44)(表1-26)，也明显高于世界Ⅰ型和S型花岗岩的相应值，而与世界上的一些A型花岗岩接近。在A型花岗岩判别图上(图1-49和图1-50)，样品都投在A型花岗岩区，而与S型和Ⅰ型花岗岩相区别。在A型花岗岩的分类图(图1-51)中，西山、金鸡岭和螃蟹木花岗(杂)岩都属于A2亚类，表明成岩物质源于下地壳或变质火山岩(Eby et al.，1992)。并且，在微量元素构造环境判别图上，除一个样品外，其它样品均落在板内构造环境(图1-52)中，这种构造环境有利于幔源岩浆底侵作用的发生，造成中下地壳温度升高，促使地壳熔融，从而形成A型花岗岩。在这个过程中还有利于幔源物质的进入。
图1-49 A型花岗岩Nb、Zr、Ce、Y含量及KN/A—10000Ga/Al关系图(底图据Whalen et al.，1987)
图1-50 A型花岗岩的FeO*/MgO、(Na2O+K2O)/CaO与Zr+Nb+Ce+Nb判别图(底图据Whalen et al.，1987)
4.同位素地球化学特征
金鸡岭花岗岩ISr=0.71301～0.71569(εSr(t)=123.5～161.4)，它们主要显示壳源的特征。螃蟹木花岗岩具有异常高的ISr值(2.95662)和εSr(t)值(31979)(表1-27)，对于这一现象多数学者认为可能是由于一些花岗岩(特别是高分异的A型花岗岩)具有高的Rb含量、极低的Sr含量和高的Rb/Sr比值，使得年龄对ISr值极其敏感，且在分析测试过程中容易产生误差所致(King等，1997)。西山杂岩体中三个主要岩石单元花岗岩、碎斑熔岩和英安流纹(斑)岩的ISr值都较高，但十分接近，分别在0.71728～0.71808(εSr(t)=184.1～195.5)、0.71707～0.71862(εSr(t)=181.1～202.9)和0.71734～0.71806(εSr(t)=185.0～195.1)之间，表明它们的物质来源具有一致性，且主要来源于地壳，与主量元素和微量元素地球化学研究结果完全一致。
图1-51 A型花岗岩的A1亚类与A2亚类判别图(底图据Eby et al.，1992)
图1-52 花岗岩的Nb-Y、Rb-Y+Nb图解(底图据Pearce et al.，1984)
平均*地壳和湘桂内陆带的Sr初始值分别为0.719和0.720(肖庆辉等，2002)，而本区绝大多数花岗(杂)岩和暗色微粒包体的Sr初始值(表1-31)小于该值，它们的ISr值明显偏低，同样显示了壳幔混合来源花岗岩的特点。
表1-27 西山、金鸡岭花岗(杂)岩的Sr同位素组成及有关参数
西山杂岩体中，三个主要岩石单元花岗岩、碎斑熔岩和英安流纹(斑)岩的εNd(t)值分别为－7.6～－7.1、－7.7～－7.0和－7.7，变化不大，表明它们具有相同的物质来源，与前面的研究结果完全一致。本区花岗(杂)岩的εNd(t)值(表1-28)，大部分分布在湘桂内陆带花岗岩的εNd(t)值(－7～－14)(肖庆辉等，2002)的高值区。全部铜山岭、螃蟹木及暗色微粒包体和部分金鸡岭、骑田岭花岗岩的εNd(t)值，则明显高于湘桂内陆带花岗岩的相应值。最合理的解释是，这些花岗(杂)岩在形成过程中有新生地幔物质的加入。
上述岩石的εNd(t)值特点表明，花岗(杂)岩的物质来源虽以壳源为主，但在其形成过程中，新生地幔物质的参与也是不可忽视的。
西山杂岩体中三个主要岩石单元花岗岩、碎斑熔岩和英安流纹(斑)岩的TDM值分别为1443～1613Ma(平均1493Ma)、1425～1574Ma(平均1499Ma)和1496～1502Ma(平均1499Ma)，T2DM分别为1521～1563Ma(平均1542Ma)、1517～1572Ma(平均1535Ma)和1569～1573Ma(平均1571Ma)。它们的TDM和T2DM都非常接近，这从另一方面表明它们具有相同的物质来源。金鸡岭和螃蟹木花岗岩的TDM变化大，但它们的T2DM与西山花岗杂岩接近(D123-1除外)。值得注意的是，金鸡岭D123-1样品的T2DM(1891Ma)是本区花岗(杂)岩中最大的，而εNd(t)=(－11.6)则是花岗(杂)岩中最低的，并且TDM(1882Ma)与其T2DM非常接近(表1-28)。研究表明，岩石平均年龄越老，其εNd(t)值越负。一个地区中花岗岩最负的εNd(t)值将代表其源区地壳的相应值(肖庆辉等，2002)。因此，本文认为该花岗岩(D123-1)在形成过程中没有新生幔源物质的明显加入。其T2DM或TDM值基本上可以代表本区花岗(杂)岩源区地壳的形成年龄，而它的Nd同位素组成可以大致代表源区的Nd同位素组成。
表1-28 西山、金鸡岭花岗质岩石的Nd同位素组成
钕模式年龄结果表明，花岗(杂)岩主要集中在1400～1600Ma之间，低于中国东南中生代花岗岩1.7～2.0Ga的Nd模式年龄集中区(陈江峰等，1999)，也比区内铜山岭花岗闪长岩岩浆源区地壳端元组分的年龄(1753±26)Ma(王岳军等，2001)和道县玄武岩中的片麻岩包体的变质年龄(1964±164)Ma(郭锋等，1997)小得多。低的Nd模式年龄可能有两种解释，一是源岩形成年龄年轻，二是花岗(杂)岩形成时有新生地幔物质的加入。由于本区基底岩石的TDM年龄不支持年轻基底地壳的存在(陈江峰等，1999)。因此，目前普遍认为这些具低Nd模式年龄的花岗岩是地幔物质参与成岩过程的重要表现，反映了地幔物质的加入以及地壳质量的净增长(Gilder et al.，1996，Chen et al.，1998)。
金鸡岭(包括螃蟹木)和西山(杂)岩体主要为二长花岗岩、正长花岗岩和碱长花岗岩。在西山杂岩中，分布有A型花岗岩的特征矿物铁橄榄石和铁辉石等超熔矿物。部分黑云母呈填隙状，说明为缺水环境。这些岩石锆石饱和温度的平均值介于807～838℃之间，明显高于S型(764℃)和Ⅰ型(781℃)花岗岩的平均值(King等，1997)，也高于铝质A型花岗岩平均值(800℃)(刘昌实等，2003)以及铜山岭(754℃)、砂子岭(783℃)和骑田岭(779℃)H型花岗岩的平均值(付建明，2005);并且岩石中未见继承锆石(核)，这也与本区的H型花岗岩和一般的S型花岗岩常见继承锆石(核)明显不同，同样显示出花岗(杂)岩的形成温度较高，源区岩石经历了较充分的熔融，这也是形成A型花岗岩的重要条件。黑云母为铁叶云母和铁黑云母。它们的MF值较小，氧逸度(fO2)较低，金鸡岭花岗岩中的黑云母fO2=10－18.3×105Pa(付建明，2005)，与一些铝质A型花岗岩中的黑云母(刘昌实等，2003，Chsroy等，1994)的特点相似。岩石富硅碱而贫钙镁，为准铝-过铝质钙碱性-弱碱性岩石。岩石富含稀土元素和高场强元素，贫过渡元素，其特点与国内外的A型花岗岩类似。FM值(平均值分别为34.57和12.67)明显高于全球典型Ⅰ型、S型和M型花岗岩;且FeO*值均大于1%，而与高分异的Ⅰ型花岗岩(低于1%)相区别。金鸡岭和西山花岗(杂)岩的10000Ga/Al平均值分别为3.44和3.47，高于A型花岗岩的下限值2.6;在A型花岗岩判别图(图1-49，图1-50)上，投影点无一例外地落在A型花岗岩区，而与高分异的I、S花岗岩明显不同。进一步判别表明，这些花岗岩属于(Eby等，1992)A2亚类(图1-51)。综上所述，金鸡岭、螃蟹木和西山花岗(杂)岩应为铝质A型花岗岩，而不是过去普遍认为的典型的S型(或重熔型)花岗岩。同时，应该注意的是这些铝质A型花岗岩虽然有许多共同的岩石地球化学特征，但也存在一些差异，如Rb/Sr值、Rb/Ba值，这可能反映了铝质A型花岗岩成因的复杂性。
(四)成因讨论
对于铝质A型花岗岩的成因目前还存在不同的认识。Anderson et al.(1985)认为铝质A型花岗岩应起源于低fH2O、高fO2的过铝质下地壳变质沉积岩的部分熔融。Creaser et al.(1991)则提出英云闪长质到花岗闪长质成分的地壳火成源岩经部分熔融作用可以派生出偏铝质A型花岗岩。King et al.(1997)认为铝质A型花岗岩与碱性花岗岩具有不同的成因，前者起源于具正常水含量的长英质下地壳的部分熔融，其源区应是经过地幔流体交代而成为饱满型(fertile)源区，即富集碱质和HFSE，最理想的源区岩石应是饱满型长英质麻粒岩;而碱性花岗岩则为相对“干”的幔源镁铁质岩浆分异的产物。Poitrasson et al.(1995)也主张铝质A型花岗岩起源于下部地壳物质的部分熔融，但他们认为下地壳源区的成分应主要是镁铁质的，而碱性花岗岩则为幔源岩浆与下地壳物质相互作用的产物。Charoy(1994)的研究表明，岩浆体系中F、Cl含量的差异可显著影响岩浆分异演化途径，A型岩浆富F，则有利于角闪石的分离结晶而使岩浆向过铝质方向演化;如果富Cl，则有利于斜长石的分离结晶而使岩浆向过碱性方向演化。刘昌实等(2003)指出南昆山铝质A型花岗岩的源区位于幔-壳边界相互作用带内，由饱满型长英质麻粒岩低度部分熔融作用形成。由上可知，绝大多数研究者认为铝质A型花岗岩来源于下地壳的部分熔融，争论的焦点在于源岩是变火成岩还是变沉积岩，是熔融残余源岩还是经历过幔源流体交代富集的源岩。
就研究区的铝质A型花岗岩而言，由于岩石中的铁橄榄石和铁辉石形成压力相当于24～26km下地壳顶部(付建明，2005)，这表明其源区应位于下地壳位置。这些铝质A型花岗岩的岩性均一、地球化学特点相似。它们的Pb、Sr、Nd同位素组成(表1-31，1-32)主要显示地壳来源的性质。因此，我们初步认为其源岩可能不是变火成岩，而是变沉积岩，最有可能的是饱满型长英质麻粒岩。最近在道县玄武岩中发现有原岩为沉积岩的中酸性麻粒岩，也证明这种可能是存在的。另外，也与谢湘雄等(2001)研究认为湖南下地壳可能不是基性麻粒岩，而是酸性麻粒岩的结论吻合。与南岭地区前寒武纪地壳(胡恭任等，1998，李献华等，1990)相比，本区的铝质A型花岗岩εNd(t)值(以－8～－6.5为主)适度偏高、ISr值适度偏低。但与世界典型的A型花岗岩和我国东南沿海的A型花岗岩相比则具有εNd(t)值较低、ISr值较高的特点。类似例子如Paresis地区碱性流纹岩(εNd(t)=－9～－20，ISr=0.7117～0.7150)(Mingram et al.，2000)和佛冈A型花岗岩(εNd(t)=－4.5～－8.6，ISr=0.71559)(包志伟等，2003)。Mingram et al.(2000)对Paresis碱流岩、碱性流纹岩的研究后认为，它们主要是地壳派生物，即起源于该地区的古老地壳(下地壳)，这表明地壳物质的部分熔融可以形成A型花岗岩。Skjerlie et al.(1992)的实验研究也证实A型花岗岩源区物质不一定经历过早期的熔融抽提作用，A型花岗岩的成因是十分复杂的。由于燕山早期研究区存在广泛的玄武岩浆底侵作用，这为A型花岗岩的形成提供了足够的热能。因此，本区铝质A型花岗岩的形成可能与King et al.(1997)的铝质A型花岗岩的成因模式相似，也与广东南昆山铝质A型花岗岩的成因(刘昌实等，2003)相仿:它们可能是在*边缘裂谷背景下，由于地幔上隆、玄武岩浆底侵，引起下地壳(主要为饱满型长英质麻粒岩)的部分熔融，在这个过程中同时有部分幔源物质的加入，并在岩浆房发生分异结晶作用，从而形成具有上述岩石地球化学及同位素地球化学特征的铝质A型花岗岩。
