2012, Vol. 28
2. 中国地质调查局南京地质矿产研究所, 南京 210016
, Peng Ge1, Liu JianMin1, Li QuanZhong1, Chen ZhiHong2, Shi Lei1, Liu XiaoQiang1, Jiang ZiZhao1
2. Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Nanjing 210016, China
下扬子沿江地区是我国乃至世界上著名的陆内多金属成矿带, 矿床类型以矽卡岩型和斑岩型Cu、Pb、Zn、Mo、Au多金属矿、玢岩型Fe矿和热液型Cu、Au矿为主(常印佛等, 1991)。研究表明, 这些矿床与晚中生代岩浆活动成因相关(周涛发等, 2008)。根据近年来高精度锆石年代学数据, 下扬子沿江地区(不包括宁镇地区) 中生代岩浆活动划分为三个阶段：第一阶段148~136Ma, 主要包括鄂东南、九瑞、铜陵、安庆等隆起区的侵入岩, 以钙碱性花岗闪长岩为主, 与矽卡岩型和斑岩型多金属成矿密切相关；第二阶段133~127Ma, 主要发生在凹陷区, 包括金牛、怀宁、庐枞、繁昌、宁芜、溧阳和溧水盆地的火山岩和次火山岩, 主要发育玢岩型矿床；第三阶段126~123Ma, 既可发育于隆起区, 又可产出于凹陷区, 主要为A型花岗岩, 与中小型热液型成矿相关。(张旗等, 2003；Xu et al., 2004；陈江峰等, 2005；张达等, 2006；楼亚儿和杜杨松, 2006；Xie et al., 2006, 2011；杨小男等, 2008；徐晓春等, 2008；周涛发等, 2008, 2011；Zhou et al., 2008, 2011; Yan et al., 2009; Li et al., 2010)。
近半个世纪以来, 关于本地区岩浆岩的成因研究取得了众多的成果, 但多集中在与多金属成矿有密切成因联系的第一阶段和第二阶段的岩浆岩。而关于第三阶段花岗岩研究程度较为薄弱, 主要表现在系统的地球化学数据较少以及岩石成因上缺乏有说服力的研究成果, 影响了对本地区深部地质过程及演化的深入探讨。为此, 本文选取繁昌盆地的板石岭岩体、浮山岩体和滨江岩体为对象, 开展了系统的岩石学、年代学、地球化学和锆石原位Hf-O同位素综合研究, 以期探讨岩石成因和深部过程。
2 地质背景和样品描述下扬子地区处于扬子地块东北缘, 北以襄樊-广济断裂和郯庐断裂与大别造山带分开, 南以江山-绍兴断裂与华夏地块接壤(图 1), 西起湖北, 东至上海。区内以常州-阳新断裂带为界, 可划分为沿江断褶带(本文称沿江地区) 和江南隆起带。目前发现的扬子地块最古老的变质基底是崆岭群, 出露在长江三峡段, 其片麻岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为3.3Ga (Gao et al., 2011)。另外, 在安徽安庆洪镇地区有几十平方千米的董岭群古老变质岩出露, 其中含夕线石、堇青石钾长片麻岩中锆石年龄介于2370±2Ma~2377±10Ma之间(Grimmer et al., 2003)。在下扬子江南隆起带出露新元古界上溪群浅变质岩, 震旦系和古生界地层不整合覆盖其上。震旦系至三叠系海相地层在本地区广泛发育, 仅在早、中泥盆统有沉积间断。印支期碰撞结束了本地区的海相沉积, 之后以陆相沉积为主。
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图 1 繁昌地区地质简图 Fig. 1 Geological map of Fanchang district |
下扬子地区广泛发育的中生代岩浆岩在空间分布上呈夹心饼干式的分带(邢凤鸣和徐祥, 1999)。内带沿长江分布, 主要包括高钾钙碱性中酸性侵入岩和橄榄安粗岩系火山岩。外带位于内带的南北两侧, 主要为碱钙性系列侵入岩。内带和外带之间分别发育两条A型花岗岩带, 位于长江两岸。繁昌盆地是下扬子地区沿江火山盆地之一, 自下而上分别发育中分村组、赤沙组和蝌蚪山组火山岩, 岩石类型包括玄武岩、流纹岩和粗安岩, 具有双峰式火山岩特征(闫峻等, 2005), 锆石LA-ICPMS定年结果指示这些火山岩的喷发时代介于134~128Ma之间(袁峰等, 2010)。在盆地内及其以东和以北相邻地区发育各种形态的侵入岩体40多个, 其中规模较大的为板石岭岩体、浮山岩体以及滨江岩体(图 1)。
本次工作的样品分别采自滨江、浮山和板石岭岩体。滨江岩体样品(10BJ003-8) 为块状构造, 粗粒结构, 主要矿物为钾长石(60%)、斜长石(20%)、石英(15%) 和黑云母(5%), 矿物较新鲜。钾长石, 斜长石呈他形到半自形, 粒径可达6mm；石英他形, 粒径小于3mm, 黑云母半自形, 最大粒径可达2mm。副矿物主要为锆石, 榍石, 镜下定名为粗粒花岗岩。另外, 野外调查发现, 滨江岩体内部分布一期细粒相花岗岩, 和主体粗粒花岗岩为侵入接触关系, 接触界限清晰平直。细粒花岗岩样品(10GJ003-10) 镜下为块状构造, 斑状-似斑状结构, 斑晶以他形黑云母和半自形长石为主，黑云母粒径可达2.5mm, 长石斑晶常发生碳酸盐化仅保留假象。基质粒径0.1~0.3mm, 主要为钾长石和石英, 镜下定名为花岗斑岩。
板石岭岩体样品(10BSL001-1; 10BSL037-1; 10BSL037-2; 10BSL037-3) 为块状构造, 似斑状结构, 主要矿物为钾长石(40%)、斜长石(45%)、石英(10%) 和黑云母(5%)。钾长石他形到半自形, 粒径可达7mm, 斜长石他形到半自形, 粒径在1~2mm之间, 长石间交生结构常见, 发生较为轻微的绢云母化；黑云母呈半自形到自形, 发生较弱的绿泥石化；石英他形, 粒径在3mm以下。副矿物有矽线石、角闪石、磁铁矿、磷灰石、榍石和锆石。镜下定名为石英二长岩。
浮山岩体样品(10FS002-4; 10FS003-1) 为块状构造, 粗粒结构。主要矿物为钾长石(60%)、石英(30%)、斜长石(5%) 和黑云母(3%)。其中钾长石半自形, 粒径可达5mm, 斜长石与钾长石均发生有轻微高岭土化；石英他形, 粒径在2mm以下。副矿物主要为锆石和榍石。镜下定名为钾长花岗岩。
3 分析方法主量元素测定采用X荧光光谱方法(XRF), 在广州地球化学研究所中国科学院同位素年代学和地球化学重点实验室实验室完成, 详细分析方法见Li et al.(2005)；微量元素含量分析在中国地质科学院应用地球化学重点开放实验室电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) 上进行, 具体流程见Li (1997)。全岩样品的Sm、Nd、Rb、Sr含量和Nd、Sr同位素比值在中国科学技术大学化学地球动力学实验室测定, 分析流程见文献(Foland and Allen, 1991)。质谱测定在TRITON热电离质谱计(TIMS) 完成。在测试过程中Sr、Sm和Nd同位素组成分别采用86Sr/88Sr=0.119400、149Sm/152Sm=0.516858、146Nd/144Nd=0.721900进行标准化, 采用瑞利定律进行同位素质量分馏校正。Nd同位素质谱测定结果调整到La Jolla的143Nd/144Nd=0.511860。
锆石单矿物经分离后, 挑选代表性颗粒制靶, 阴极发光(CL) 照相在中科院地质与地球物理研究所扫描电镜室完成。锆石微区原位氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪上进, 分析方法详见Li et al.(2009)。仪器质量分馏校正采用91500标准锆石(δ18O=9.9‰), 测量的18O/16O比值通过VSMOW值(18O/16O=0.0020052) 校正后, 加上质量分馏校正因子IMF即为该点的δ18O值。锆石Hf同位素分析在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室进行, 详细的分析方法见Liu et al.(2012)。锆石Hf同位素分馏校正和积分信号区间调整等离线处理采用ICPMSDataCal 8.0进行处理。
锆石激光原位U-Pb同位素和微量元素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院质谱实验室开展, 使用激光-电感耦合等离子质谱仪(LA-ICPMS) 完成, 采用激光器为GEOLAS, 激光剥蚀系统波长193nm, 工作参数为：剥蚀物质载He为0.6L/min, 激光脉冲频率5 Hz, 剥蚀孔径32μm, 剥蚀时间90s, 背景测量时间25s, 脉冲能量密度为10mJ/cm2；测试质谱仪为Agilent 7500a, 工作参数为：
Rf功率1300W, 进样深度5.5mm, 等离子气体Ar 15L/min, 辅助气体Ar 1L/min, 补偿气体Ar 0.8~0.9L/min。应用nist610玻璃作为元素外标, 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, 本实验测定的锆石标样的
结果与误差与推荐值一致。数据处理采用中国地质大学(武汉) 开发的ICPMSDataCal 8.0软件完成, 选取谐和度>90%的样品点进行数据分析, 采用Isoplot软件绘制谐和图并计算加权平均年龄。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb定年所选的锆石都是晶型良好, 高度透明, 为岩浆锆石(图 2)。分析结果在表 1中给出。在繁昌地区的三个岩体中选取了四个样品进行锆石U-Pb同位素定年, 分别为浮山岩体样品10FS002-4、板石岭岩体样品10BSL001-1、滨江粗粒岩体样品10BJ003-8和细粒岩体样品10BJ003-10。样品10FS002-4的锆石均透明, 呈微黄色, 棱柱状, 半自形到自形晶体, 长100~250μm, 长宽比大多1：1~2：1, 在CL阴极发光照片中震荡环带明显。样品10BSL001-1的锆石均透明, 长柱状自形晶体, 长200~300μm, 长宽比大多在1：1~3：1, 在CL阴极发光照片中震荡环带明显；样品10BJ003-8的锆石均透明, 长柱状自形晶体, 长100~300μm, 长宽比在2：1~3：1之间, CL阴极发光照片中震荡环带明显。样品10BJ003-10的锆石均透明, 呈长柱状自形晶体, 长度约100~400μm, 长宽比在2：1~5：1之间(图 2)。
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图 2 繁昌地区侵入岩锆石代表性样品阴极发光图像及LA-ICPMS定年结果 Fig. 2 CL images and measured points of zircons from intrusions in Fanchang district |
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表 1 繁昌地区侵入岩锆石LA-ICPMS U-Pb测年数据 Table 1 Data of zircon LA-ICPMS U-Pb dating of intrusions from Fanchang area |
测试结果中, 浮山岩体样品10FS002-4除一个锆石的Th/U比为0.31, 其余锆石的Th/U比均大于0.91, 206Pb/238U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有13个, 在谐和图上年龄点较为集中, 206Pb/238U加权平均年龄为126.4±1.7Ma (图 3)；板石岭岩体样品10BSL001-1的Th/U比0.74~1.09, 206Pb/238U-207Pb /235U谐和度>90%的样品点有19个, 在谐和图上年龄点较为集中, 206Pb/238U加权平均年龄为124.9±1.7Ma (图 3)；滨江岩体粗粒花岗岩样品10BJ003-8的Th/U比变化范围较大, 为0.16~2.43, 206Pb/238U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有14个, 206Pb/238U加权平均年龄为124.6±4.7Ma (图 3), 该结果和前人测试结果(124.3±2.5Ma, 楼亚儿和杜杨松, 2006) 在误差范围内一致；滨江岩体花岗斑岩样品10BJ003-10的Th/U略小于10BJ003-8, 为0.11~2.15, 206Pb/238U-207Pb /235U谐和度>90%的样品点有27个, 其中有一颗晚太古代的锆石, 207Pb/206Pb年龄为2707Ma, 其余谐和锆石年龄较集中, 206Pb/238U加权平均年龄为123.0±1.8Ma (图 3), 略晚于粗粒花岗岩, 这和野外观察现象一致。锆石CL图像和Th/U比值均表明, 这些测点的锆石都是典型的岩浆锆石。因此, 繁昌地区三个规模较大的侵入岩体均为早白垩世岩浆活动的产物。
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图 3 繁昌地区侵入岩锆石U-Pb谐和图 Fig. 3 U-Pb isotopic concordant plots for zircons from intrusions in Fanchang district |
主量和微量元素分析结果见表 2。板石岭、滨江和浮山三个岩体的SiO2含量变化范围较大, 从61.5%到73.1%, K2O含量在4.54%~5.42%之间, ALK值为8.1%~9.3%, K2O/Na2O比值为1.00~1.57, MgO、CaO、P2O5、MnO、TiO2含量低。FeOT/MgO比值高(1.47~5.65), 碱铝比(NK/A) 在0.74~0.89之间, 铝过饱和度(A/CNK) 在0.95~1.10之间, 属于准铝质到弱过铝质。板石岭岩体样品的SiO2含量相对较低, Al2O3含量、K2O含量和ALK值相对较高, 在TAS图解上投入石英二长岩和正长岩区域, 属于碱性系列, 在SiO2-K2O相关图中属于钾玄岩系列(图 4)；滨江岩体和浮山岩体样品的SiO2含量较高, K2O含量和ALK值较低, 在TAS图上位于花岗岩区域, 属于亚碱性系列, 在SiO2-K2O相关图解中属于高钾钙碱性系列(图 4)。
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表 2 繁昌地区侵入岩主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements analyzed results of intrusions from Fanchang area |
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图 4 繁昌地区侵入岩TAS图解(a) 和SiO2-K2O相关图(b) Fig. 4 Total alkali vs. silica (TAS) plot (a) and SiO2-K2O plot (b) for intrusions in Fanchang district |
在稀土元素球粒配分图上(图 5a), 岩浆岩总体表现为轻稀土富集、重稀土平坦的右倾型式, 表明岩浆源区中没有重稀土富集矿物(如石榴子石) 相残留, 岩浆起源较浅。其中, 浮山花岗岩样品呈现出显著的Eu负异常, 滨江花岗岩样品表现出微弱的Eu负异常, 指示不同程度斜长石的结晶分异。在微量元素蛛网图上(图 5b), 三个岩体样品呈现大体一致分布型式, 均表现出Rb、Th和U等大离子亲石元素的富集以及Nb、Ta、Sr和Ti的负异常。其中, 浮山和滨江岩体的异常程度比板石岭样品更加显著。另外, 三个岩体的Ni、Co和Cr等相容元素的含量总体偏低。这些特征均符合A型花岗岩选择性亏损的一般要求(Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Eby, 1990)。较为特殊的是滨江细粒花岗岩样品, 其稀土元素和大多数微量元素含量明显低于滨江粗粒花岗岩以及另外两个岩体。
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图 5 繁昌地区侵入岩稀土元素配分图(a, 球粒陨石标准化值据Boynton, 1984) 和微量元素蛛网图(b, 原始地幔准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, normalizing values after Boynton, 1984) and primitive mantle normalized multi-element spider diagrams (b, normalizing values after Sun and McDonough, 1989) for intrusions in Fanchang district |
在前人资料中(邢凤鸣和徐祥, 1999；楼亚儿和杜杨松, 2006) 把板石岭、滨江和浮山岩体厘定为A型花岗岩, 属于下扬子沿江两个A型花岗岩带的南带(邢凤鸣和徐祥, 1994)。在A型花岗岩相关判别图解中(图 6), 板石岭岩体和浮山岩体属于典型A型花岗岩, 滨江岩体并非A型花岗岩, 可能由于其形成于与A型花岗岩类似的构造环境, 具有高分异花岗岩的特征, 因此被认为是A型花岗岩(楼亚儿和杜杨松, 2006)。
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图 6 繁昌地区侵入岩花岗岩判别图解 (a) 据Collins et al.(1982); (b-d) 据Whalen et al.(1987); (e) 据Eby et al.(1990); (f) 据Maniar and Piccoli (1989). FG-分异的I, S, M型花岗岩；OGT-未分异的I, S, M型花岗岩 Fig. 6 Discrimination diagram for the intrusions in Fanchang district (a) after Collins et al.(1982); (b-d) after Whalen et al.(1987); (e) after Eby et al.(1990); (f) after Maniar and Piccoli (1989). FG-fractional I, S and M type granites; OGT-non-fractional I, S and M type granites |
样品的Sr-Nd同位素组成测定结果见表 3。繁昌地区侵入岩表现出两组Sr-Nd同位素特征。板石岭岩体和浮山岩体有较为一致的Sr-Nd同位素组成, 板石岭岩体的87Sr/86Sr (t) 为0.7072, εNd(t) 为-6.8, 浮山岩体的87Sr/86Sr (t) 为0.7076, εNd(t) 为-7.7；滨江岩体的87Sr/86Sr (t) 为0.7078, εNd(t) 为-3.4。在87Sr/86Sr (t)-εNd(t) 相关图(图 7) 中, 板石岭岩体和浮山岩体与下扬子其它地区A型花岗岩带的范围一致(陈江峰等, 1993；曹毅等, 2008；薛怀民等, 2009)。
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表 3 繁昌地区侵入岩全岩Sr-Nd同位素测试结果 Table 3 Whole rock Sr-Nd isotopic analyzed results of intrusions from Fanchang area |
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图 7 繁昌地区侵入岩εNd(t)-87Sr/86Sr (t) 图解 第一阶段鄂东南、铜陵以及安庆地区侵入岩数据引自文献(Wang et al., 2003；高庚等, 2006；Xie et al., 2008; Li et al., 2009)；第二阶段火山岩数据引自文献(王元龙等, 2001；刘洪等, 2002；李超文等, 2004；Xie et al., 2006; Wang et al., 2006；高晓峰等, 2007; 谢智等, 2007; Yan et al., 2008; 作者未发表数据)；第三阶段花岗岩数据引自文献(陈江峰等, 1993；曹毅等, 2008；薛怀民等, 2009) Fig. 7 εNd(t) vs.87Sr/86Sr (t) plot of intrusions in Fanchang district Data of the first stage intrusions in shoutheastern Hubei, Tongling and Anqing aeras after (Wang et al., 2003; Gao et al., 2006; Xie et al., 2008; Li et al., 2009). Data of the second stage volcanic rocks after (Wang et al., 2001; Liu et al., 2002; Li et al., 2004; Xie et al., 2006, 2007; Wang et al., 2006; Gao et al., 2007; Yan et al., 2008 and unpublished data of the author). Data of the third stage granites after (Chen et al., 1993; Cao et al., 2008; Xue et al., 2009) |
锆石Hf-O同位素测试结果见表 4。
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表 4 繁昌地区侵入岩锆石Hf-O同位素测试结果 Table 4 Zircon Hf-O isotopic analyzed results of intrusions from Fanchang area |
滨江岩体24颗锆石的Hf-O同位素组成显示出较大的变化范围, 其176Hf/177Hf=0.28251~0.28270, εHf(t)=0~-6.6(t=125Ma), 加权平均值为-4.60±0.59, δ18O=8.0~10.3, 加权平均值为9.14±0.22。板石岭岩体23颗锆石的Hf-O同位素测定值相对集中, 其176Hf/177Hf=0.28252~0.28262, εHf(t)=-2.7~-6.3, 加权平均值为-5.40±0.38, δ18O=6.7~7.4, 加权平均值为7.10±0.10。浮山岩体22颗锆石的176Hf/177Hf变化范围为0.28247~0.28266, εHf(t)=-1.6~-7.9, 加权平均值为-5.71±0.67, δ18O=7.1~9.1, 加权平均值为7.90±0.14。三个岩体的εHf(t) 以及δ18O频谱图均表现近似“单峰”正态分布特征(图 8)。
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图 8 繁昌地区侵入岩Hf-O同位素频谱图 Fig. 8 Histogram of zircon εHf(t) and δ18O of intrusions in Fancahng district |
根据近年来发表的高精度年代学数据, 可以将下扬子沿江地区(不包括宁镇地区) 晚中生代岩浆活动划分为三阶段：第一阶段为147~133Ma, 主要包括发育在断隆区的高钾钙碱性侵入岩；第二阶段为132~128Ma, 以发育在断陷区火山岩和次火山岩为主, 属于双峰式火山岩或橄榄安粗岩系；第三阶段为127~123Ma, 主要为A型花岗岩(Zhou et al., 2008, 2011; Yan et al., 2009)。通过年代学结果可以看出, 滨江岩体、板石岭岩体以及浮山岩体均属于岩浆活动的第三阶段, 且和下扬子沿江地区其它A型花岗岩的侵入时代基本一致(范裕等, 2008)。
锆石年龄表明, 滨江岩体粗粒相样品10BJ003-8的年龄稍早于细粒相样品10BJ003-10, 这与通过野外产状观察得到的的岩体侵位次序是一致的。粗粒相样品年龄结果较分散, 可能是岩体冷却较慢导致的, 由于后期的细粒相侵位至早期岩体旁, 延长了粗粒相岩体冷却时间, 导致了定年结果呈现一定程度的分散。近年来陆续在下扬子晚中生代火山岩中发现了古老锆石(张旗, 2003；袁峰等, 2010), 本次工作在滨江岩体也发现了2707Ma的晚太古代锆石, 这些研究成果一定程度上为繁昌盆地存在太古宙基底提供了证据。
5.2 岩石成因目前下扬子沿江地区A型花岗岩的研究主要集中在江北带庐枞盆地的大龙山、城山和黄梅尖岩体, 研究认为这些岩体与庐枞火山岩在成因上相关, 岩浆来自于上地幔的部分熔融, 在上升过程中经历了结晶分异并受到了不同程度的地壳混染(翟建平, 1987, 1989；邢凤鸣和徐祥, 1994；吴才来等, 1998；曹毅等, 2008；向文帅等, 2009)。A型花岗岩可以形成于玄武质岩浆的结晶分异, 或幔源岩浆经过AFC过程形成, 但往往和同时代的基性岩相伴生(McCurry et al., 2008; Whitaker et al., 2008)。A型花岗岩的另一种成因是形成于地壳物质在高温低压环境下的深熔作用(McCurry et al., 2008; Whitaker et al., 2008)。繁昌地区在127~123 Ma期间没有基性岩产出, 下扬子沿江地区也只有蒋庙岩体(~125Ma, 邢凤鸣和徐祥, 1999), 但其具有显著不同于繁昌地区花岗岩的同位素组成(Yan et al., 2008)。因此, 繁昌地区花岗岩难以用幔源岩浆结晶分异或AFC过程加以解释, 其主体上应为壳源岩浆岩。
在Harker图解(图 9) 中, 蝌蚪山组玄武岩(闫峻等, 2005) 与繁昌地区花岗岩呈一定线性关系, Ti、Al、Fe、Mg、Ca、P、Sr含量随SiO2含量增加而降低, K、Rb含量与SiO2含量正相关, 而Na含量随SiO2含量的增加至板石岭岩体先升高, 后至滨江和浮山岩体又降低。这种相关性有两种可能性, 一是以蝌蚪山玄武岩为代表的基性岩浆的结晶分异, 另一种是岩浆混合。在La/Sm-La图解中(图 10a), 板石岭石英二长岩呈现出受控于部分熔融或岩浆混合趋势, 而滨江岩体样品和浮山岩体样品表现出相对独立的结晶分异趋势。另外, 板石岭岩体属于碱性岩系列, 而滨江和浮山岩体属于钙碱性系列, 碱性系列不可能通过结晶分异演化至钙碱性系列。在87Sr/86Sr(t)-SiO2相关图中(图 10b), 蝌蚪山组玄武岩和繁昌地区侵入岩之间呈正相关关系, 表现为岩浆混合。这些特征初步表明, 一方面, 蝌蚪山玄武岩、板石岭岩体、滨江岩体和浮山岩体之间并非结晶分异演化的产物, 浮山和滨江岩体具有相似的岩石成因, 而板石岭岩体具有与滨江和浮山岩体不同的岩浆源区和岩浆过程。
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图 9 繁昌地区侵入岩Harker图解 蝌蚪山组玄武岩数据引自Yan et al., 2008 Fig. 9 Harker diagram of intrusions in Fancahng district Data of basalts from Kedoushan Formation in Fanchang basin after Yan et al., 2008 |
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图 10 繁昌地区侵入岩La/Sm-La图解(a) 和87Sr/86Sr (t)-SiO2图解(b) 蝌蚪山组玄武岩数据引自Yan et al., 2008 Fig. 10 La/S m vs. La plot (a) and87Sr/86Sr (t) vs. SiO2 plot (b) of intrusions in Fancahng district Data of basalts from Kedoushan Formation in Fanchang basin after Yan et al., 2008 |
板石岭岩体和浮山岩体εNd(t) 和87Sr/86Sr (t) 值与蝌蚪山组玄武岩接近(图 7), 同时也与下扬子其它地区A型花岗岩的范围一致(陈江峰等, 1993；曹毅等, 2008；薛怀民等, 2009)。既然浮山岩体作为典型的花岗岩, 不可能是类似蝌蚪山组幔源岩浆结晶分异或AFC过程形成, 其源区主要以壳源物质为主, 那么, 这种地壳物质与岩石圈地幔物质Nd同位素组成必然具有一定的相似性。滨江岩体具有稍高的Nd同位素组成(εNd(t)=-3.4), 是否有亏损物质的加入, 目前还难以定论。
滨江岩体、浮山岩体和板石岭岩体的锆石εHf(t) 值分别在0.1至-6.6、-1.6至-7.9和-2.7至-6.3之间, 两阶段模式年龄(tDM2) 分别为1.05~1.42Ga、1.13~1.49Ga和1.20~1.40Ga, 三个岩体的εHf(t) 值和tDM2值的变化范围非常一致, 均为中元古时期新生地壳在中生代的重新物质循环。鄂东南地区与Cu-Au-Fe多金属成矿有关的143~136Ma期间的辉长岩和闪长岩的εHf(t) 值为-19.1~-5.4, 133~127Ma期间的闪长岩和花岗岩的εHf(t) 值为-28.2~-6.4(Xie et al., 2011), 被解释为起源于富集岩石圈地幔和古老下地壳的岩浆混合。宁芜盆地大王山组和姑山组粗安岩的εHf(t) 值为-1.2~-5.2(侯可军和袁顺达, 2010), 被解释为起源于富集性质的岩石圈地幔, 并经过一定程度的地壳混染。下扬子出露的最古老基底为崆岭群, 其锆石εHf(t) 值按照平均地壳的Lu/Hf比值演化至125Ma时在-30以下(图 11, Zhang et al., 2006)。在安庆地区出露的古老变质基底董岭群中~2.0Ga锆石的εHf(t) 值变化范围为-19.8~-5.6, ~800Ma的锆石εHf(t) 值变化范围为-24~4.9(张少兵等, 2011张少兵, 贺强, 郑永飞. 2011.扬子陆块董岭杂岩与华南前寒武纪地壳演化. 2011年全国岩石学与地球动力学研讨会摘要集, 286), 两个时代锆石的εHf(t) 值按照平均地壳的Lu/Hf比值演化至125Ma时也都在-10以下(图 11)。鄂东南地区143~127Ma期间的岩浆岩具有低的锆石εHf(t) 值, 清晰地指示了类似崆岭群古老下地壳物质的加入。而繁昌地区侵入岩的锆石εHf(t) 值均大于-10, 说明其岩浆源区中没有崆岭群或董岭群等古老地壳物质的贡献。虽然, 宁芜盆地火山岩与繁昌侵入岩的εHf(t) 值有一定程度的重叠, 但前者主体起源于同位素富集性质的岩石圈地幔, 后者以壳源为主, 两者之间也不存在直接的成因联系。
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图 11 繁昌地区侵入岩锆石t-εHf(t) 图解 崆岭群数据引自文献(Zhang et al., 2006), 董岭群数据引自文献(张少兵等, 2011), 新元古花岗岩数据引自文献(张菲菲等, 2011) Fig. 11 t-εHf(t) diagram for the zircons from intrusions in Fancahng district Data of Kongling Formation after Zhang et al.(2006). Data of Dongling Formation after Zhang et al.(2011) and data of Neoproterozoic granite after Zhang et al.(2011) |
板石岭岩体的锆石δ18O值比较集中, 介于7‰至7.4‰之间, 平均为7.1‰。浮山岩体的锆石δ18O值为7.1‰~9.1‰, 平均为7.9‰。而滨江岩体的锆石δ18O值最高, 为8.0‰~10.3‰, 从板石岭岩体, 至浮山岩体, 再到滨江岩体, 锆石δ18O值依次升高(图 12), 说明三个岩体之间并非结晶分异的演化关系, 而是表现出岩浆混合。三个岩体所有锆石的δ18O值均大于7‰, 指示三个岩体的岩浆源区主体是壳源的。既然, 以崆岭群和董岭群所代表的中下地壳不是岩浆源区, 那么, 是什么类型的地壳物质重新循环形成繁昌地区侵入岩？值得注意的是, 在扬子周缘分布很多新元古花岗岩, 以江南隆起带上新元古花岗岩研究的较为详细。Wu et al.(2006)针对江南隆起带许村、休宁和款县岩体的研究表明, 这些岩体形成时代介于881~821Ma之间, 锆石εHf(t) 值为9.9~2.1, 锆石δ18O值较高, 为8.1‰~10.2‰, εNd(t) 值为0.08~-2.06。按照平均地壳的Lu/Hf比值重新计算到125Ma, εHf(t) 值为-6.7~-13.5, εNd(t) 值为-5.9~-8.3。张菲菲等(2011)对江南隆起带中段西园村和九岭花岗岩体的研究, 指示了相似的特征, 这些岩体形成于823~804Ma, 锆石εHf(t) 值为8.48~-2.72, 按照平均地壳重新计算到125Ma, εHf(t) 值为-0.01~-10.78。全岩δ18O值较高, 为8.6‰~12‰。这些岩体的成因被解释为新元古代早期(1.0~0.9Ga) 的新生地壳并经过风化沉积循环后于880~800Ma再次重熔或部分熔融的结果。无论从锆石εHf(t) 值、锆石δ18O值以及全岩εNd(t) 值, 繁昌地区侵入岩与这些江南隆起带的新元古花岗岩非常相似。尤其是滨江岩体的锆石δ18O值与新元古花岗岩基本一致。
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图 12 繁昌地区侵入岩锆石εHf(t)-δ18O图解 Fig. 12 εHf(t)-δ18O diagram for the zircons from intrusions in Fancahng district |
基于以上综合分析, 繁昌地区滨江岩体为类似新元古花岗岩的地壳物质在125Ma时期重熔或部分熔融的结果, 而浮山和板石岭岩体具有依次降低的锆石δ18O值, 指示其物质来源于岩石圈地幔部分熔融的熔体和形成滨江花岗岩的熔体之间的岩浆混合, 其中板石岭岩体中地幔物质的比例较高。
值得一提的是, 前人根据全岩地球化学特征, 一致认为下扬子地区第三阶段的A型花岗岩是富集性质的岩石圈地幔经过AFC过程形成(翟建平, 1987, 1989；邢凤鸣等, 1994；吴才来等, 1998；曹毅等, 2008；向文帅等, 2009)。之所以有这样的认识, 主要是因为这些A型花岗岩具有与岩石圈地幔类似的Sr-Nd同位素组成。本次工作通过锆石Hf-O同位素组成, 指示了这些A型花岗岩主体是以类似新元古花岗岩物质的地壳物质为源区, 且在本地区第一阶段中有显著物质贡献的古老下地壳物质没有参与到第三阶段花岗岩的形成中。而新元古花岗岩的Nd同位素组成演化至晚中生代时, 恰巧具有与岩石圈地幔类似的Nd同位素组成, 是造成这种误解的主要原因。因此, 锆石原位Hf-O同位素联合示踪, 能提供更为详细的岩浆源区物质信息。
5.3 下扬子沿江地区晚中生代岩浆源区演化和深部过程下扬子沿江地区三个阶段岩浆岩的特征和成因指示了较为清晰的岩浆源区和深部地质作用演化过程：第一阶段148~136Ma, 主要包括鄂东南、九瑞、铜陵、安庆等隆起区的侵入岩, 以钙碱性花岗闪长岩为主。形成岩石的岩浆起源于富集性质的岩石圈地幔和古老下地壳(崆岭群和董岭群) 分别部分熔融的岩浆混合, 指示本地区在印支期扬子地块和华北地块碰撞后环境向太平洋构造域转化初期的构造背景下, 由挤压转为拉张, 软流圈上涌, 引发岩石圈地幔在热和减压的双重因素下发生部分熔融, 形成的玄武岩底侵到壳幔边界, 引发古老下地壳的部分熔融, 进而发生较为强烈的壳幔相互作用(邢凤鸣和徐祥, 1999；Chen et al., 2001；高晓峰等, 2007；徐晓春等, 2008；Yan et al., 2008；Xie et al., 2008, 2011)。第二阶段133~127Ma时期, 随着拉张的持续, 引发了在凹陷区, 包括金牛、怀宁、庐枞、繁昌、宁芜、溧阳和溧水盆地广泛的火山活动, 岩浆主要起源于岩石圈地幔的部分熔融, 且有软流圈物质的加入(王元龙等, 2001；闫峻等, 2005；Wang et al., 2006；Yan et al., 2008), 碱性火山岩和双峰式火山岩的发育, 结合岩石物质来源, 指示了较第一阶段更加剧烈的岩石圈地幔的部分熔融, 拉张更为强烈。至第三阶段126~123Ma, 主要发育A型花岗岩, 其岩浆源区以类似新元古花岗岩形成的地壳为主。目前, 尚不知该源区的确定深度, 但A型花岗岩的形成环境以高温低压为特征, 且在第一阶段岩浆岩中有显著物质贡献的古老下地壳的信息在第三阶段岩浆岩中难寻踪迹, 暗示了第三阶段花岗岩的源区更浅。考虑到另外两个方面的证据, 一是第一阶段广泛发育埃达克质岩石, 指示岩浆源区较深, 存在加厚的古老下地壳, 下地壳经过部分熔融后将发生榴辉岩相转变, 从而密度加大引发拆沉；二是本地区新生代玄武岩中橄榄岩的性质表明岩石圈地幔具有新生的性质(Xu et al., 2000；Reisberg et al., 2005), 从晚中生代至新生代发生了岩石圈地幔的置换。因此, 下扬子沿江地区在148~123Ma期间, 拉张强度逐渐增加, 岩浆源区逐步变浅, 期间发生了软流圈上涌、岩石圈地幔部分熔融、玄武岩浆底侵、壳幔相互作用、下地壳榴辉岩相转变和拆沉、岩石圈地幔的置换以及中上地壳重熔等一系列深部地质作用的演化过程。
6 结论(1) 下扬子繁昌地区板石岭、浮山、滨江岩体粗粒相和细粒相的岩石类型分别主要为石英二长岩、钾长花岗岩和花岗岩及花岗斑岩, 其锆石U-Pb年龄分别为124.9±1.7Ma、126.4±1.7Ma、124.6±4.7Ma和123.0±1.8Ma。这三个岩体的形成时代基本一致, 属于晚白垩世的产物。
(2) 板石岭岩体属于碱性岩系列, 而浮山和滨江岩体属于钙碱性系列, 三个岩体具有较为一致的锆石Hf同位素组成, 但δ18O值从板石岭岩体、浮山岩体至滨江岩体逐渐升高。滨江岩体为类似新元古花岗岩物质的中上地壳重熔的产物, 板石岭和浮山岩体形成于幔源岩浆和壳源岩浆不同比例的岩浆混合。
(3) 下扬子沿江地区三个阶段岩浆岩的成因和岩浆物质来源指示了一个较为清晰的深部地质作用演化过程, 即由挤压转为拉张, 拉张强度从第一阶段至第三阶段逐渐增强, 岩浆源区逐渐变浅, 软流圈上涌、玄武岩浆底侵、壳幔相互作用以及壳幔物质深熔等地质过程。
致谢 锆石O同位素分析得到了中科院地质与地球物理研究所离子探针离子探针实验室的李秋立的协助; 锆石Hf同位素分析得到了中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室胡兆初的协助; 匿名审稿人提出了建设性的意见；在此一并感谢。| [] | Boynton WV. 1984. Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Henderson P (ed.). Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elservier, 63-114 |
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