2017, Vol. 36
长江中下游成矿带横跨鄂赣皖苏4省，面积约12万km2，构造上处于扬子陆块与华北陆块两大构造单元接合带(大别-苏鲁造山带)以南的扬子陆块上，东南侧又与华夏陆块相邻(常印佛等，1991; 马振东等，1999)。该区不仅是中国最重要的铜铁金多金属成矿带之一，而且也是中国东部燕山晚期一个重要的岩浆活动带(常印佛等，1991；Pan and Dong, 1999)。过去的半个多世纪，前人对该区的中生代成岩成矿作用进行了较为深入的研究，取得了许多重要成果(宁芜研究项目编写小组，1978；常印佛等，1991；翟裕生等，1992；邢凤鸣和徐祥，1995)。近年来，随着工作的深入，又获得了许多新进展，如基本建立了该区中生代成岩成矿的年代学格架(Mao et al., 2006；谢桂青等，2006；周涛发等, 2008, 2011；吴淦国等，2008；李亮和蒋少涌，2009；吴才来等，2010；Li et al., 2009, 2010)、岩浆作用及成矿专属性(邓晋福等，2002；周涛发等，2008；董树文等，2011)和典型矿集区的成矿流体系统(徐晓春等，2008；周涛发等，2008)，等等。虽然取得了这些进展，但由于经历了古生代以来的盖层沉积作用(周涛发等，2008)，使得目前对成矿带基底物质组成和性质的了解程度还非常低，不仅制约了对该区中生代成岩成矿作用的深入理解(马振东等，1999)，而且也制约了对成矿带早期地壳演化的深入认识。
分布于安徽洪镇地区的董岭杂岩，是长江中下游成矿带目前仅有地表出露变质程度较高的前寒武纪结晶基底岩石(图 1a)，被认为可能是扬子陆块内部与崆岭杂岩相似的古老基底(常印佛等，1991)，并以变质核杂岩形式产出(董树文等，1993；李德威，1993)。Grimmer等(2003)和Zhu等(2007)对董岭杂岩的隆升时代和就位机制进行了研究，认为它是早白垩世区域岩石圈伸展减薄和中下地壳抬升背景下的产物。因此，对董岭杂岩的研究，能很好地揭示深部基底物质组成和早期演化过程。已有研究表明，董岭杂岩中存在少量古元古代的花岗质片麻岩(Chen and Xing, 2016)。笔者最近再次对董岭杂岩的研究，又继续识别出了古元古代基底岩石(黑云母二长片麻岩)，这为深入研究长江中下游成矿带基底物质组成和早期构造演化提供了更多的资料。
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图件修改自：Wu等(2012)；图(a)中文献来自：1-Gao等(1999, -2011)，Qiu等(2000)，Zhang等(2006a)，Xiong等(2008)，Jiao等(2009)，Peng等(2009)，Zhang等(2011)，Yin等(2013); 2-Sun等(2008)，Wu等(2008); 3-Wu等(2012); 4-Greentree和Li(2008)，Zhao等(2010) 图 1 太古宙-古元古代基底分布图(a，扬子陆块)和安徽洪镇地区地质简图(b) Figure 1 Sketchmap showing distribution of Archean-Paleoproterozoic basement in the Yangtze Block(a) and simplified geological maps of the Hongzhen area(b), Anhui |
董岭杂岩出露于安徽安庆洪镇地区，构造上处于大别造山带东侧的扬子陆块东北缘，大致相当于前人所称的“一盖多底”区域(常印佛等，1996)，主要由白云母石英片岩、黑云斜长片麻岩、花岗质片麻岩、斜长角闪岩等变质岩系组成。该套基底岩石在区内呈北东向条带状展布(图 1b)，面积约30 km2，基底上发育震旦系-中三叠统碳酸盐岩与碎屑岩的海相盖层并以断层相接触。洪镇岩体(~126 Ma)是区域出露的主要岩浆岩，也与董岭杂岩呈断层接触(Zhu et al., 2007)。不过由于第四系和植被覆盖，在地表目前很难完整的采集到董岭杂岩的代表性岩石样品。笔者最近在执行相关地调项目过程中采集到了董岭杂岩的部分钻孔岩心样品，这为研究董岭杂岩的形成时代、物质组成及其大地构造意义提供了机会。钻孔(ZK201)自下而上可分为3个主要的岩性段(图 2a)：①孔深965~670 m，以黑云母斜长片麻岩、(黑云母)二长片麻岩为主，局部夹斜长角闪岩和花岗岩质片麻岩；②孔深670~395 m，以花岗质片麻岩、斜长角闪岩和角闪变粒岩为主，局部可见钾长片麻岩；③孔深395~10 m，以钾长片麻岩和白云质石英片岩为主，局部夹厚层状石英岩，顶部见少量的板岩和千枚岩与地表松散层相接触。本次主要对黑云母二长片麻岩开展了锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素研究，并结合前人资料，探讨其地质意义。
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Bi-黑云母；Grt-石榴子石；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Q-石英；(b)正交偏光 图 2 钻孔柱状简图(董岭杂岩)(a)和代表性样品(黑云母二长片麻岩)显微照片(残留花岗结构；b，c) Figure 2 Drill hole sketch column of the Dongling complex(a) and Representative microphotographs of the biotite monzonitic gneiss(b, c) |
黑云母二长片麻岩呈浅肉红色，片麻状构造较发育，局部保留中细粒-中粗粒变余花岗结构，主要组成矿物为钾长石(30%~40%)、斜长石(20%~30%)、石英(20%~25%)、黑云母(5%~10%)、石榴子石(1%~3%)。由于受到后期强烈韧性变形，组成矿物均发生了不同程度的塑性流变、细粒化及重结晶作用(图 2b、2c)。
2 分析方法用于分析的锆石用人工重砂法选出，在双目镜下挑纯，选出晶形较好、具代表性的锆石粘贴在环氧树脂表面，抛光后将待测锆石进行阴极发光(CL)图像分析。CL照相在中国地质科学院矿产资源所完成；锆石U-Pb测年在合肥工业大学完成，分析仪器为Agilent 7500a，Coherent Inc公司生产的ComPex102 ArF准分子激光剥蚀系统，激光束斑直径为32 μm，脉冲重复频率6 Hz。应用锆石标样91500进行同位素分馏校正，锆石标样Mud Tank作为同位素监控样，实验原理和详细的测试方法见闫峻等(2012)。
LA-ICP-MS的分析数据通过ICPMSDataCal程序计算获得同位素比值、年龄和误差(Liu et al., 2008, 2010)。普通铅校正采用Andersen(2002)的方法进行，校正后的结果用ISOPLOT程序(ver.2.49)完成年龄计算和谐和图的绘制(Ludwig，2001)。
锆石Hf同位素分析在南京大学内生金属矿床国家重点实验室完成，分析仪器为New Wave UP193激光剥蚀系统和Thermo Fisher Neptune Plus型MC-ICP-MS。激光脉冲频率为8 Hz，剥蚀孔径为44 μm。εHf的计算利用176Lu的衰变常数为(1.865×10-11)/a(Scherer et al., 2001)，球粒陨石现今值176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède，1997)；亏损地幔Hf模式年龄计算采用当前亏损地幔值176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)；二阶段Hf模式年龄采用上地壳均值176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al., 2002)。
3 结果 3.1 LA-ICP-MS锆石年龄2个黑云母二长片麻岩样品(ZK-740和ZK-785)的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果列于表 1。样品(ZK-740)中锆石大部分为长柱状，长︰宽为2 ︰ 1~3 ︰ 1，颗粒大小约100~250 μm。25颗锆石分析点的Th(102×10-6~377×10-6)和U(132×10-6~986×10-6)含量相对较高，相应的Th/U值范围为0.15~0.80，属典型的岩浆锆石(Wu and Zheng, 2004)。CL图像也表现出典型的岩浆生长韵律环带结构(图 3)。测年结果显示，年龄大致可以分为两组：第一组23个分析点构成一条很好的不一致线，上下交点的年龄分别为1851±13 Ma和158±160 Ma(MSWD=0.72)，给出的207 Pb/206 Pb年龄加权均值为(1840±19 Ma)(MSWD=0.19)(图 4a)；第二组为捕获锆石的分析点，其207 Pb/206 Pb年龄分别为为2761±44 Ma(16-号分析点)和2331±43 Ma(23-号分析点)。
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表 1 黑云母二长片麻岩的锆石U-Pb同位素分析数据 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the biotite monzonitic gneiss |
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内圈(小)为LA-ICP-MS靶位，外圈(大)为Hf同位素激光剥蚀靶位 图 3 黑云母二长片麻岩的锆石CL图像 Figure 3 Cathodoluminescence(CL)images of representative zircons from the biotite monzonitic gneiss |
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图 4 黑云母二长片麻岩的锆石U-Pb年龄谐和图 Figure 4 U-Pb concordia diagram of the biotite monzonitic gneiss |
样品ZK-785测定了18颗锆石的U-Pb同位素组成(表 1)。用于测年的锆石大多数透明的颗粒，长︰宽为1 ︰ 1~2 5 ︰ 1，粒度100~200 μm，锆石的CL图像均显示较清晰的环带结构(图 3)，为典型岩浆锆石的内部结构。所测锆石的U、Th含量分别为114×10-6~668×10-6和102×10-6~334×10-6，Th/U值为0.33~1.05，属典型的岩浆锆石(Wu and Zheng, 2004)。除17号分析点代表捕获锆石的年龄(2094±46 Ma)外，其他分析点构成一条很好的不一致线，其上下交点年龄分别为1848±19 Ma和51±270 Ma(MSWD=0.34)，207 Pb/206 Pb年龄加权均值为1843±22 Ma(MSWD=0.12，n=17)，也与样品ZK-740的成岩年龄在误差范围内基本一致(图 4b)。因此，董岭杂岩中的黑云母二长片麻岩的形成年龄应为1840 Ma，而上述两组测年数据的下交点年龄(158±160 Ma、51±270 Ma)均无实际地质意义，因为长江中下游地区至今未见有与此相关的构造-岩浆事件的报道。
3.2 锆石Hf同位素组成在U-Pb年龄的基础上，选择30个岩浆锆石分析点进行了Hf同位素测定，结果列于表 2。表 2显示，锆石的176Lu/177Hf值为0.000 254~0.001 709，176Hf/177Hf值为0.281 312~0.284 330，Hf模式年龄tDM1为2.52~2.72 Ga，tDM2为2.93~3.27 Ga，εHf(t)为-7.2~-12.0。
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表 2 黑云母二长片麻岩的锆石Hf同位素组成 Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic composition of the biotite monzonitic gneiss |
以往Sm-Nd同位素年代学数据表明，扬子陆块的基底主要形成于元古代(Chen and Jahn, 1998)，但近年来随着研究的深入，在扬子陆块发现有太古宙的岩石，如扬子陆核(崆岭地区)的TTG质片麻岩和混合岩(3.2~2.9 Ga)(Gao et al., 1999, 2011; Qiu et al., 2000; Zhang et al., 2006a; Jiao et al., 2009)和大别造山带黄土岭麻粒岩(原岩)(2.9~2.7 Ga)(Wu et al., 2008; Sun et al., 2008)。另外，大量3.8~1.8 Ga的碎屑(捕获)锆石在不同时期的沉积岩和火山岩中陆续被发现和报道(Zhang et al., 2006b, 2006c; Zheng et al., 2006; Greentree and Li, 2008; Sun et al., 2008; Wu et al., 2008, 2009; Zhao et al., 2010；Wang et al., 2012)，也表明扬子陆块存在太古宙-古元古代的陆壳物质。不过，这些年龄资料主要来自扬子陆核和扬子陆块西北缘，而对扬子陆块东北缘(长江中下游地区)古老基底的报道却很少，相关推测也主要来自中生代岩浆岩中零星捕获的锆石或继承锆石的年龄信息。如，宁芜盆地的龙王山组安粗岩和凹山岩体捕获的太古代-古元古代(3.1~1.8 Ga)(张旗等，2003；王丽娟等，2014)和新元古代(0.85 Ga)锆石(胡劲平和蒋少涌，2010)；铜陵地区部分花岗质岩体捕获的太古代(2.7~2.5 Ga)-古元古代(2.5~1.8 Ga)-新元古代(0.82~0.64 Ga)锆石(王彦斌等，2004; 吴淦国等，2008)。因此，长江中下游成矿带古生代盖层之下是否存在大面积太古宙-古元古代变质基底目前还尚不清楚。而作为长江中下游成矿带唯一出露的基底变质岩系(董岭杂岩)，长期以来对它的时代归属和构造属性的研究也是较为薄弱。如，邢凤鸣等(1993)获得董岭杂岩中斜长角闪岩的Sm-Nd等时线年龄为1895±72 Ma；Grimmer等(2003)通过单颗粒锆石蒸发法获得董岭杂岩中钾长片麻岩的3组年龄数据分别为(2370±2~2377±10 Ma，3颗锆石)、(1971±6~2016±6 Ma，7颗锆石)和(692±10~783±7 Ma，2颗锆石)，并认为第一组年龄可能指示了原岩时代，而后两组年龄可能代表了后期构造热事件的年龄。但考虑到上述定年方法的适用性和可靠性(李献华，1996)及仅有少许(且变化较大)的年龄数据，因此继续对董岭杂岩开展相关的研究工作就显得尤为重要。最近，Zhang等(2015)通过董岭杂岩中副变质岩系(石英片岩)碎屑锆石年代学的研究，同样获得3组较为集中的年龄数据，分别为：＞2.0 Ga，~2.0 Ga和730~830 Ma，并结合上覆震旦纪地层(底界年龄≈635 Ma)，将董岭杂岩的形成时代置于730~635 Ma；Chen和Xing(2016)通过董岭杂岩中正变质岩系(花岗质片麻岩)的锆石U-Pb-Hf-O同位素和岩石地球化学的研究，获得其成岩年龄为ca. 1.85 Ga，且原岩成分具有A-型花岗岩的特征，并据此推测董岭杂岩具备双层基底结构的物质表现形式(即古元古代变质基底+新元古代变沉积盖层)(Zhang et al., 2015)。如前所述，本文通过对董岭杂岩中的黑云母二长片麻岩进行了锆石U-Pb定年获得其成岩年龄为1.84 Ga，进一步证实董岭杂岩中存在古元古代的岩石单元。另外，董岭杂岩中的古元古代黑云母二长片麻岩(εHf(t)=-7.2~-12.0，tDM2=2.93~3.27 Ga)与花岗质片麻岩[ εHf(t)=-9.0~-13.4，tDM2=2.80~3.03 Ga](Chen and Xing, 2016)具有较为一致的锆石Hf同位素组成，也暗示它们可能具有相似的物质源区。
另外，笔者也注意到，类似董岭杂岩的基底岩石还可能参与了成矿带燕山期成岩成矿的作用过程。如在相邻铜陵地区的部分中生代岩体中获得大量1.9~1.8 Ga的继承岩浆锆石，这与笔者获得的董岭杂岩中黑云母二长片麻岩(1.8 Ga)的成岩年龄是一致的，暗示两者之间可能有成因上的联系；闫峻等(2011)对洪镇岩体(二长闪长岩：埃达克质)的元素和同位素地球化学研究也得出其源区岩石可能与董岭杂岩密切相关的认识。
4.2 构造意义近年来，在扬子陆块陆续发现大量古元古代构造热事件的年代学记录，如：崆岭杂岩中的副片麻岩和角闪岩(凌文黎，1996)、变泥质岩和混合岩(Qiu et al., 2000; Zhang et al., 2006a, 2006c; Yin et al., 2013)、麻粒岩和大理岩(Yin et al., 2013)、奥长花岗岩(Qiu et al., 2000)和大别山黄土岭麻粒岩(Sun et al., 2008; Wu et al., 2008)中的大量约2.0~1.9 Ga高级变质造山事件的厘定；崆岭杂岩中1.85 Ga的双峰式岩石(Peng et al., 2009; Zhang et al., 2011)和A-型花岗岩(Xiong et al., 2008)的裂解事件识别和发现。Zheng和Zhang(2007)在讨论上述古元古代岩浆和变质事件的基础上，提出它们可能与Columbia超大陆事件有关。董岭杂岩中1.8 Ga花岗质岩浆事件的发现和确证，为深入理解扬子陆块东北缘(长江中下游地区)的基底性质和早期构造演化提供了新的证据。研究表明，围绕扬子陆核的古元古代弧-陆碰撞是导致扬子陆块地壳增生和克拉通化作用的重要原因，并经历了由早期挤压造山(2.0~1.9 Ga)到后期区域伸展裂解(~1.85 Ga)的构造转换过程(Zhang et al., 2006c)。考虑到所研究的黑云母二长片麻岩的形成年龄(1.84 Ga)，与扬子陆核发现的古元古代双峰式岩浆活动(Peng et al., 2009; Zhang et al., 2011)，特别是与董岭杂岩中最新识别出的A-型花岗质正片麻岩的成岩时代(1.85 Ga)大致相同(Chen and Xing, 2016)，因此笔者也认为黑云母二长片麻岩可能也形成于与Columbia超大陆裂解有关的板内伸展-拉张的构造环境。
5 结论(1) 在董岭杂岩中识别出一套正变质岩系(黑云母二长片麻岩)，获得其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为1.84 Ga，进一步确证了长江中下游成矿带存在可靠的古元古代基底岩石，同时它们还可能参与了成矿带中生代成岩成矿的作用过程。
(2) 区域资料和锆石Hf同位素特征表明，1.84 Ga基底岩石可能起源于新太古代陆壳物质部分熔融的产物，形成于板内伸展-拉张的构造环境，并可能与Columbia超大陆的裂解有关。
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