2012, Vol. 28
2. 南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京 210093;
3. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083;
4. 武钢矿业公司大冶铁矿，黄石 435006
2. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, Nanjing University, Nanjing 210093, China;
3. School of the Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
4. Daye Iron Ore, Wuhan Iron and Steel Group Minerals CO., LTP, Huangshi 435006, China
长江中下游是中国东部中生代大规模成矿的重要地区之一，是我国东部一个重要的Cu-Fe-Au-Mo多金属成矿区带。从西向东该区依次分布鄂东南(Fe-Cu)、九瑞(Cu-Au)、安庆(Cu)、庐枞(Fe-Cu)、铜陵(Cu)、宁芜(Fe)和宁镇(Cu-Pb-Zn)七个大型矿集区(图 1)，以与火山岩有关的玢岩铁矿和与侵入岩有关的斑岩-矽卡岩型Cu-Fe-Au-Mo矿床为主(Pan and Dong，1999；Mao et al.，2006，2011)。前人对长江中下游地区中矿床分布、矿床地质、成矿过程、成矿作用、成矿预测和岩石地球化学特征、岩体演化、成岩时代、成岩机制以及矿田构造、变形特征及其岩体侵位机制等方面进行了大量而深入的研究，积累了丰富的基础地质资料，取得了许多重要认识，尤其在成矿年代学和成岩成矿作用关系等方面(闻广和吴思本，1983；常印佛等，1991；翟裕生等，1992；吴才来等，1996；刘文灿等，1996；唐永成等，1998；毛景文等，1999；张达和李东旭，1999；张达等，2001，2006；周涛发等，2000，2003，2007，2008；刘亮明等，2002；吴淦国等，2003；狄永军等，2003；杨中宝等，2003；邵拥军等，2003a，b；邓军等，2004；王庆飞等，2004；王元龙等，2004；毛政利等，2004；杜杨松等，2004a；李进文等，2004，2007)。
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图 1 扬子板块东部七大岩浆源区示意图(据Mao et al.，2011) TLF-郯庐大断裂;XGF-襄樊-广济大断裂;CYF-常州-阳兴大断裂 Fig. 1 Schematic illustration of the seven magmatic regions from the eastern Yangtze craton(after Mao et al.，2011) TLF-Tanlu Fault; XGF-Xiangfan and Guangji Fault; CYF-Changzhou and Yangxing Fault |
矿床的精确测年是建立矿床模型和反演成矿地球动力学背景的基础，前人对斑岩-矽卡岩型Cu、Fe矿床成矿时代的制约主要运用与成矿有关的岩体的K-Ar和Rb-Sr等时线法间接制约，但全岩K-Ar和Rb-Sr等时线法存在范围宽不确定性大(周珣若和任进，1994)，极大制约了理解区域成矿规律和构造背景。鄂东南地区矽卡岩型铁矿床成岩成矿关系密切，主要矿体赋存于闪长质岩与碳酸盐岩的断裂复合接触带上。自20世纪50年代以来，先后有众多单位在鄂东南地区进行地质勘探和科研工作，不仅发现了一大批重要的矽卡岩型矿床，而且理论上取得了重要的成果，提出了著名的“大冶式”铁矿床的成矿模式(裴荣富，1995)。近年对鄂东南地区中生代进行了大量的测年工作，K-Ar和Rb-Sr以及传统U-Pb方法测得侵入体年龄为240~90Ma(舒安全等，1992)，主要为区域范围，对矿区直接与成矿有关的岩体测年工作相对较少，本文在详细观察该地区铁山和金山店矽卡岩型铁矿床的地质特征基础上，选择与成矿关系密切的闪长岩为研究对象，利用 LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年方法对该地区的铁山和金山店大型矽卡岩型铁矿床进行成岩时代制约，获得精确的岩体年龄，岩体的Hf同位素组成表明部分成矿石英闪长岩可能是由地壳物质熔融形成的，探讨该地区矽卡岩型铁矿床形成的构造背景以及成岩成矿关系。
2 区域地质背景长江中下游成矿带位于扬子板块北缘，秦岭-大别造山带和华北克拉通之南。南缘为阳兴-常州大断裂(YCF)，以北为长江中下游地段，以南为扬子板块，内部发育沿江分布的断裂带(邻近长江)和北西向断裂；西北侧以襄樊-广济大断裂(XGF)为界，断裂以北为大别造山带，以南为长江中下游西段；东北界以郯庐大断裂(TLF)为界，以东为长江中下游中东段。该地区Cu-Fe-Au-Mo矿化以矿集区的形式出现，形成鄂东南、九瑞、安庆-贵池、铜陵、宁镇、庐枞、宁芜七大矿集区(图 1)。区内地层发育完整，根据其演化历史可分为前震旦纪基底岩系、古生代海相沉积为主的盖层岩系和中新生代陆相碎屑及火山岩系三大类。前震旦纪基底岩系主要出露在区域南北缘，是一套浅变质岩系，其南北缘岩性差异较大，北缘地层由下元古界-震旦系组成，南缘地层主要为上元古界下、中部的浅变质海相复理石和类复理石砂、泥质夹碳酸盐岩，上部有火山岩夹层。震旦系-下三叠统主要是海相碳酸盐和碎屑岩沉积，该套地层分布广泛，岩相稳定，为区域内生Cu-Fe-Au-Mo矿床的重要赋矿层位。志留系南北差异现象逐渐消失，为海相笔石页岩和碎屑岩沉积。除二叠系下部夹有陆相-滨海相煤系并表现有一定程度的火山活动外，石炭系-下三叠统主要为浅海-滨海相碳酸盐岩沉积，区域自印支运动开始，处于板块内部变形阶段(翟裕生等，1992)。翟裕生等(1992) 将长江中下游地区的构造称为长江中下游成矿构造带或构造-岩浆-成矿带，整体上属于大陆板内断裂与裂陷交织的成矿带。区内发育EW、NWW、NNE、NE、SN多组断裂构造，按照断裂规模及切割深度可分为岩石圈断裂、壳断裂、盖层大断裂和一般断裂四级，其中岩石圈断裂和壳断裂对形成岩浆带、成矿带、成矿亚带及大型矿床起主导作用，盖层断裂则控制侵入体就位和矿田、矿床位置。本区中生代的岩浆活动始于印支期，均受岩石圈断裂及次一级构造断裂控制，多数为岩株状中浅成复式侵入体，岩体地表形态多为椭圆形、圆形。岩体侵入地层为志留系-白垩系，以石炭系-侏罗系为主。岩性为花岗岩类，具斑状及流动构造(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；邓晋福等，1992，1999)。
鄂东南地区位于长江中下游最西段，以铜、铁为主要优势矿种，是长江中下游成矿带的重要组成部分。区内出露从古生代到中、新生代地层，三叠纪大冶组碳酸盐岩、蒲圻组砂页岩、侏罗纪武昌组含煤砂页岩和自流井组砂质碎屑岩、灵乡组和大寺组火山岩及火山碎屑岩分布广泛，其中三叠纪大冶组大理岩和蒲圻组砂页岩为区内矽卡岩型铁铜矿最重要的赋矿围岩(Pan and Dong，1999)。北西西向褶皱和断裂为本区最主要控矿构造，近南北向褶皱和断裂发育较差(舒全安等，1992)。该区岩浆岩主要为燕山期，与铜铁矿产有关的多期侵入的中酸性复式岩体规模不等，其中主要的自北向南依次有鄂城、铁山、金山店、阳新、灵乡、殷祖六大岩体，同时还有铜山口、丰山洞、阮家湾等许多小岩体分布。由图 2可知，鄂东南地区各岩体均发育规模不等的斑岩-矽卡岩型铁铜矿(除殷祖岩体)，斑岩-矽卡岩型铁铜矿床分布于岩体与围岩接触部位。该区重要的矿床类型和典型矿床包括：“大冶式”大型高品位矽卡岩型铁矿床(如铁山、金山店、程潮)、斑岩-矽卡岩型铜钼矿床(铜山口和丰山洞)、矽卡岩型铜金矿床(鸡笼山、鸡冠嘴)、矽卡岩型铜钨矿床(阮家湾)和全国最大的矽卡岩型铜矿床(铜绿山)(图 2)(舒全安等，1992)，这些矿床均属于与燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列(周涛发等，2000)。
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图 2 鄂东南地区地质图以及岩体年龄(据舒全安等，1992) Fig. 2 Geological map and pluton ages from the southeastern Hubei Province(after Shu et al.，1992) |
铁山矽卡岩型铁矿床是一个以铁为主铜为辅、伴有多种具有综合利用价值的有益组分、而有害杂质含量较低的综合矿床。该铁矿床由六大矿体组成，自西向东为铁门坎、龙洞、尖林山、象鼻山、狮子山和尖山，主要矿体赋存于铁山杂岩体南缘中段闪长岩类与下三叠统灰岩强主动力侵位的接触带上，并展示呈顶沉(roof-founding)多种接触构造模式(裴荣富，1995)，其总体走向NWW，总长4300m。矿区内出露的地层主要为三叠系大冶组，其次为上二叠统大隆组和龙潭组。地层岩性以下三叠统大冶群的碳酸盐岩、泥质岩为主。近接触带主要地层随距岩体远近不同而发生不同程度的蚀变作用，接触热动力构造十分发育。本区经历了复杂的构造变动，印支期北西西向构造为基础构造格架，后有燕山运动以来与侵入岩体热动力有关的褶皱构造和北北东向构造叠加其上，最晚为北西向喜山期断裂。铁山岩体是燕山期多次岩浆侵入活动形成的复式岩体，其岩性为中细粒含石英闪长岩、黑云母透辉石闪长岩、正长闪长岩以及斑状含石英闪长岩。石英闪长岩由斜长石(55%)、钾长石(15%)、石英(10%)、角闪石(15%)、黑云母(5%)以及磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石组成。主要矿石矿物为磁铁矿、赤铁矿、菱铁矿，次要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿，主要脉石矿物为方解石、白云石、透辉石，次要脉石矿物为金云母、方桂石、斜长石、钠长石、石榴石、绿帘石、阳起石、硬石膏、石英、绿泥石、铁白云石。矿床范围内多数地段矿体与围岩呈截然接触，仅在黑云母透辉石闪长岩分布地段矿体与围岩出现渐变浸染矿石带。矿体围岩蚀变局部地段较为发育，主要蚀变类型为矽卡岩化、钠化、钾化、硅化、碳酸盐化、绿泥石化、蒙脱石化。本文采集铁山铁矿尖林山矿体井下110m处(jls1-110)、10号钻孔-937m处jls3)、35号钻孔-259m处(jls4)和-254m处(jls5)石英闪长岩。
金山店矽卡岩型铁矿床位于金山店岩体南缘中段，包括张福山和余华寺两个矿区。矿区出露的岩石主要为石英闪长岩、闪长玢岩、二长花岗岩、早三叠世大冶组碳酸盐岩和中晚三叠世蒲圻组砂页岩(图 2)，早三叠世大冶组碳酸盐岩与成矿有关的岩浆岩为石英闪长岩和花岗岩，构成矿体的下盘。矿体产于石英闪长岩与蒲圻组砂页岩夹碳酸盐岩接触带附近(图 2)，呈北西西向长带状分布，矿体呈脉状、透镜状产出，长329~380m(舒全安等，1992)。石英闪长岩由斜长石(50%)、钾长石(20%)、石英(10%)、角闪石(15%)以及磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石绿帘石组成。花岗岩呈细粒，由石英(25%)、斜长石(40%)、钾长石(25%)、角闪石(5%)以及磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石、绿帘石、黄铁矿组成。金属矿物组合为磁铁矿，次为少量的赤铁矿、黄铁矿以及微量的菱铁矿、黄铜矿、硬锰矿和闪锌矿等，脉石矿物主要为方解石、透辉石、金云母等。存在块状磁铁矿、粉状磁铁矿、浸染状磁铁矿、斑块状磁铁矿、条带状磁铁矿、菱铁矿-磁铁矿、大理岩磁铁矿和矽卡岩磁铁矿，其中块状磁铁矿多分布于矿体厚大富集地段，粉状磁铁矿分布于矿体上部和下部靠近接触带附近(姚培慧等，1993)。围岩蚀变为透辉石化、金云母化、绿泥石化、碳酸盐化、硬石膏化和黄铁矿化，其中透辉石化和金云母化与磁铁矿密切相关。本文采集金山店铁矿第Ⅲ采区-20m中段石英闪长岩(jsd)。
4 分析方法 4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年将采集的新鲜岩石样品破碎并精选出锆石，从精选出的锆石中挑选出若干颗晶形完好的锆石待测。将待测锆石与数粒锆石标样TEM置于环氧树脂中做成样品靶。将靶上的锆石磨至约一半，使其内部暴露，用于透射光、反射光和阴极发光(CL)研究及随后的LA-ICP-MS U-Pb分析。CL图像在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针室完成，LA-ICP-MS法单颗粒锆石微区U-Pb年龄测定在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。采用A gilent7500型ICP-MS和德国Lambda Physik 公司的Com Pex102 A rF准分子激光器(工作物质A rF，波长193nm)以及MicroLas 公司的GeoLas 200M光学系统联机进行。激光束斑直径为30μm，激光剥蚀样品的深度为20~40μm。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM 610进行仪器最佳化，采样方式为单点剥蚀，数据采集选用一个质量峰一点的跳峰方式，每完成4~5个测点的样品测定，加测标样一次。在所测锆石样品分析15~20个点前后各测2次NIST SRM 610。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST SRM 610作为外标，29Si作为内标。测试结果通过GLITTER(ver4.0，M ac-quaie U niversity)软件计算得出，并按照Andersen Tom 的方法(Andersen，2002)，用LAM-ICP-M S Common Lead Correction(ver3.15)对其进行了普通铅校正，年龄计算及谐和图采用Iso-plot(ver3.0)完成(Ludwig，1991)。详细分析步骤和数据处理方法参见文献(Gao et al.，2002；柳小明等，2002；袁洪林等，2003)。
4.2 锆石Hf同位素分析锆石Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所Finnigan Neptune型多接收等离子质谱上进行，激光剥蚀系统为Newwave UP 213。采用200×10-9的JMC475 Hf标准溶液来检验Neptune MC-ICP-MS仪器的稳定性和分析数据的重现性。测试采用静态信号采集模式，运用Neptune MC-ICP-MS的虚拟放大器技术。JMC475的176Hf/177Hf比值采用179Hf/177Hf=0.7325的指数归一化质量歧视视校正。在激光剥蚀测试时采用0.131s的积分时间，不使用虚拟放大器。176Hf有两个同质异位素176Lu和176Yb，在进行176Hf/177Hf比值测定时，必须对这两个同质异位素进行精确的扣除。在进行激光原位取样分时采用静态测定模式，不使用虚拟放大器。干扰校正采用上述方法。标准锆石测试结果以JMC475的Hf同位素比值176Hf/177Hf=0.282160进行标准化校正，样品测定以国际标准锆石GJ1作为标准。详细实验流程和原理参见(Nowell et al.，1998，Chu and Taylor，2002；Xu et al.，2004；Iizuka and Hirata，2005；Wu et al.，2005a；侯可军等，2007)。
5 分析结果 5.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年铁山矿区内测定4件石英闪长岩样品(jls1-110、jls3、jls4、jls5)，年龄数据舍去了测试过程中受老核或后期裂隙影响的偏年轻和偏老的数据。
对样品jls1-110测定了26颗锆石、26个分析点，U-Pb分析结果表明(表 1)，校正后的锆石有效数据点为26个。图 3为被测锆石的阴极发光(CL)图像、测定点位和相应的206Pb/238U视年龄。锆石阴极发光(CL)图像显示(图 3)：分选的单颗粒锆石结构较完整且发育震荡环带，略有破碎，多为柱状自形晶，锆石长约80~100μm，宽约40~60μm，长宽比约2:1~1.5:1。232Th/238U值为1.07~4.92(除jls1-110-21为8.58)。年龄数据为144.0±2.0Ma~136.0±2.0Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为138.9±0.96Ma(n=26，MSWD=0.82)(表 1、图 4)。
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图 3 鄂东南地区铁山和金山店石英闪长岩锆石阴极发光(CL)图像 Fig. 3 Characteristics of zircon shape and LA-ICP-MS testing data for the Tieshan and Jinshandian quartz diorites |
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图 4 鄂东南地区铁山样品jls1-110石英闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb一致曲线图 Fig. 4 U-Pb concordia diagrams showing LA-ICP-MS data of sample jls1-110 for the Tieshan quartz diorite |
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表 1 鄂东南地区铁山和金山店石英闪上岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果 Table 1 Zircon U-Pb dating ages for the Tieshan and Jinshandian quartz diorites in the southeastern Hubei Province |
对样品jls3测定了25颗锆石、25个分析点，校正后的锆石有效数据点为24个。图 3为被测锆石的阴极发光(CL)图像、测定点位和相应的206Pb/238U视年龄。锆石阴极发光(CL)图像显示(图 3)：分选的单颗粒锆石结构较完整且发育震荡环带，略有破碎，多为柱状自形晶，锆石长约140~180μm，宽约80~100μm，长宽比约1.5:1~1.2:1。232Th/238U值为1.11~4.53。年龄数据为143.0±4.0MaMa~135.0±2.0，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为138.2±0.94Ma(n=24，MSWD=0.85)(表 1、图 5)。
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图 5 鄂东南地区铁山样品jls3石英闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb一致曲线图 Fig. 5 U-Pb concordia diagrams showing LA-ICP-MS data of sample jls3 for the Tieshan quartz diorite |
对样品jls4测定了24颗锆石、24个分析点，校正后的锆石有效数据点为11个。图 3为被测锆石的阴极发光(CL)图像、测定点位和相应的206Pb/238U视年龄。锆石阴极发光(CL)图像显示(图 3)：分选的单颗粒锆石结构较完整且发育震荡环带，略有破碎，多为柱状自形晶，锆石长约80~100μm，宽约60~80μm，长宽比约1.3:1~1.2:1。232Th/238U值为1.64~5.13(除jls4-18为0.66、jls4-20为12.37)。年龄数据为133.0±3.0Ma~127.0±2.0Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为131.0±1.2Ma(n=11，MSWD=0.94)(表 1、图 6)。
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图 6 鄂东南地区铁山样品jls4石英闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb一致曲线图 Fig. 6 U-Pb concordia diagrams showing LA-ICP-MS data of sample jls4 for the Tieshan quartz diorite |
对样品jls5测定了24颗锆石、24个分析点，校正后的锆石有效数据点为14个。图 3为被测锆石的阴极发光(CL)图像、测定点位和相应的206Pb/238U视年龄。锆石阴极发光(CL)图像显示(图 3)：分选的单颗粒锆石结构较完整且发育震荡环带，略有破碎，多为柱状自形晶，锆石长约120~200μm，宽约40~100μm，长宽比约1.3:1~1.2:1。232Th/238U值为0.24~3.53(除jls5-14为6.29)。年龄数据为124.0±2.0Ma~117.0±1.0Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为118.9±1.2Ma(n=14，MSWD=1.20)(表 1、图 7)。
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图 7 鄂东南地区铁山样品jls5石英闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb一致曲线图 Fig. 7 U-Pb concordia diagrams showing LA-ICP-MS data of sample jls5 for the Tieshan quartz diorite |
金山店矿区内测定1件石英闪长岩样品(jsd)。对样品jls5测定了23颗锆石、23个分析点，校正后的锆石有效数据点为22个。图 3为被测锆石的阴极发光(CL)图像、测定点位和相应的206Pb/238U视年龄。锆石阴极发光(CL)图像显示(图 3)：分选的单颗粒锆石结构较完整且发育震荡环带，略有破碎，多为柱状自形晶，锆石长约100~120μm，宽约40~80μm，长宽比约2.5:1~1.5:1。232Th/238U值为1.18~3.73。年龄数据为133.0±2.0Ma~126.0±2.0Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为128.6±0.88Ma(n=22，MSWD=0.98)(表 1、图 8)。
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图 8 鄂东南地区金山店样品jsd石英闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb一致曲线图 Fig. 8 U-Pb concordia diagrams showing LA-ICP-MS data of sample jsd for the Jinshandian quartz diorite |
对鄂东南地区铁山和金山店岩体进行Hf同位素微区原位分析，测试了89个点，结果如表 2和图 3所示。大部分锆石的176Lu/177Hf值均小于0.002(除jls1-110-22，jls4-13，jls5-10，jls5-14，jls5-17，jls5-19，jsd-06)，显示锆石在形成以后具有较低的放射性成因Hf的积累。铁山jls1-110样品176Hf/177Hf值为0.282197~0.282319，比较均一，用相应的年龄值计算εHf(t)值为-17.3707~-13.3770，单阶段Hf模式年龄(tDM1)为1.34~1.54Ga，平均年龄为1.37Ga。铁山jls3样品176Hf/177Hf值为0.282197~0.282319，比较均一，用相应的年龄值计算εHf(t)值为-12.2522~-8.31555，单阶段Hf模式年龄(tDM1)为1.12~1.29Ga，平均年龄为1.23Ga。铁山jls4样品176Hf/177Hf值为0.282227~0.282362，比较均一，用相应的年龄值计算εHf(t)值为-16.7146~-11.7304，单阶段Hf模式年龄(tDM1)为1.26~1.51Ga，平均年龄为1.37Ga。铁山jls5样品176Hf/177Hf值为0.282177~0.282431，比较均一，用相应的年龄值计算εHf(t)值为-18.6515~-9.53336，单阶段Hf模式年龄(tDM1)为1.16~1.61Ga，平均年龄为1.30Ga。金山店jsd样品176Hf/177Hf值为0.282473~0.282597，比较均一，用相应的年龄值计算εHf(t)值为-7.81135~-3.45982，单阶段Hf模式年龄(tDM1)为0.92~1.12Ga，平均年龄为1.03Ga。
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表 2 鄂东南地区铁山和金山店石英闪长岩Hf同位素分析结果 Table 2 Summary of Hf isotopic and geochemical compositions for the Tieshan and Jinshandian quartz diorites in the southeastern Hubei Province |
锆石的封闭温度较高(＞850℃)，其结晶年龄代表了岩体的侵入年龄。本文得到的鄂东南地区铁山石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为138.9±0.96Ma(样品jls1-110)、138.2±0.94Ma(样品jls3)、131.0±1.2Ma(样品jls4)和118.9±1.2Ma(样品jls5)，金山店石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为128.6±0.88Ma(样品jsd)，样品jls5与其他样品年龄值差别较大，可能存在多期侵位的岩体，其他样品与前人测得的铁山岩体和金山店岩体年龄基本一致，铁山石英闪长岩年龄142.0±3.0Ma(Xie et al.，2011a)、135.8±2.4Ma(Li et al.，2009)和花岗岩年龄137.0±2.0Ma(Xie et al.，2011a)，金山店石英闪长岩年龄127.0±2.0Ma(谢桂青，2009)和花岗岩年龄133.0±1.0Ma(谢桂青，2009)，为早白垩世。表 3总结了前人得到的鄂东南地区(鄂城、程潮、金山店、王保山、铁山、阳新、丰山洞、铜山口、东雷塆、邓家山)岩体锆石U-Pb年龄数据，岩体侵位年代集中于146~127Ma。地质年代数据显示该地区殷祖岩体形成于晚中生代，鄂城和灵乡石英闪长岩岩体为早期侵位岩体，阳新和铁山石英闪长岩为第二期侵位岩体，金山店石英闪长岩最晚侵入(图 2)。长江中下游地区(图 1)其他矿集区地质年代研究数据，铜陵地区岩体SHRIMP 锆石U-Pb年龄和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为142.8±2.2Ma和135.8±1.1Ma(Xie et al.，2008)；安庆和九瑞地区岩体年龄分别为142.3±1.6Ma和134.7±2.3Ma；庐枞和宁芜地区岩体广泛分布高钾钙碱性火山岩，岩性为玄武岩和流纹岩以及少量的辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、黑花岗岩和A型花岗岩(常印佛等，1991；邢凤鸣和徐祥，1994，1996；王元龙等，2001；Liu et al.，2002)。上述数据说明，扬子板块东部成岩作用为同时代，早期成岩作用始于143~132Ma，一系列的火山活动和岩体侵位为130~113Ma(Li et al.，2009)。
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表 3 鄂东南地区岩浆岩锆石U-Pb年龄 Table 3 Zircon U-Pb ages for magmas from the southeastern Hubei Province |
晚中生代岩浆作用有三种模式：(1) 由在海脊附近的部分熔融的年轻的、热的大洋俯冲板块形成的高镁埃达克岩(Li et al.，2009)，或海水转换成洋壳部分熔融形成(Li et al.，2010)；(2) 成层下地壳或是加厚下地壳部分熔融的埃达克岩或C型埃达克岩(Zhang et al.，2001；Wang et al.，2004)；(3) 来源于年轻地幔和老地壳的混合物质，或是部分熔融的富集地幔来源，混合有大量的古地质成份，结晶分异(毛建仁等，1990；常印佛等，1991；翟裕生等，1992；Pei and Hong，1995；Chen et al.，2001；杜杨松等，2007；谢桂青等，2008；Li et al.，2008，2009)。鄂东南地区侵入岩可分为三个系列：(1) 年龄为146~141Ma的花岗闪长岩和花岗斑岩(144~143Ma的斑岩-矽卡岩型Cu-Mo矿床)富集Hf(εHf(t)为-9.5~-1.6)，来源于岩石圈地幔；(2) 多数年龄为143~136Ma的辉长岩、闪长岩和石英闪长岩(144~137Ma的矽卡岩型Cu-Fe、Fe-Cu、Au-Cu矿床)Hf同位素组成不均一(εHf(t)为-19.1~-5.4)，铁镁质岩浆和古老的下地壳成份混合来源；(3) 年龄为133~127Ma的闪长岩、石英闪长岩和花岗岩(133~132Ma的矽卡岩型铁矿床)εHf(t)为-28.2~-6.4，古老的下地壳物质同化混染富集地幔的玄武岩浆(Xie et al.，2011)。锆石极强的稳定性使其Hf同位素组成较少受到后期地质事件影响，极低的Lu含量可以获得锆石形成时准确的Hf同位素组成。这些特性使锆石成为目前探讨地壳演化和示踪岩石源区的重要工具(Amelin et al.，1999，2000；Griffin et al.，2002)。当原始地幔分异形成地壳和亏损地幔时，地壳比亏损地幔的Lu/Hf比值明显偏低。随时间演化陆壳176Hf/177Hf值增长相对较慢，εHf也越来越负，相反，亏损地幔值越来越正。因而，当锆石初始εHf值为正值，说明岩体在形成时有较多幔源或是新生地壳物质加入，而初始值εHf偏负值，说明岩体形成时壳源物质成分占主导地位。鄂东南地区晚中生代岩体以高非放射性不均一Hf同位素组成(εHf(t)=-28.2~-1.6)为特征，铁山εHf(t)=-17.4~-8.3，金山店εHf(t)=-7.8~-3.5，区别于大洋玄武岩Hf同位素组成(εHf(t)＞0)，说明该地区晚中生代侵入体不是直接来源于部分融离的俯冲板块。鄂东南地区侵入体不均一的Hf同位素组成与下扬子克拉通下地壳中均一的Hf同位素组成(εHf(t)=-70.8~-61.8)不一致(张达等，2006)。地球化学模型显示该地区侵入体发生同化混染结晶分离作用，混有2%~3%的下地壳物质(Xie et al.，2008)。该地区的高K2O、Ba和Sr组成以及相对较低的MgO、Cr和Ni组成表明该地区侵入岩并不来源于部分熔融的玄武岩下地壳(Xie et al.，2011a，b)。鄂东南地区铁山和金山店石英闪长岩样品中(176Hf/177Hf)i为0.28~0.28，εHf(t)为负值，长江中下游地区主要岩浆岩为晚中代火山岩和I型花岗质岩(邓晋福等，1992；Pei and Hong，1995)，I型花岗岩岩浆为壳幔物质混源，铁山和金山店岩体的Hf同位素表明部分成矿石英闪长岩可能是由地壳物质熔融形成的，共源岩浆在深部岩浆库发生补余分异作用，带有壳源物质出现。铁山岩体εHf(0) 为负值，εHf(t)为负值(-17.4~-8.3)，一阶段Hf模式年龄(tDM1)平均为1.33Ga，二阶段Hf模式年龄(tDM2)平均为2.03Ga，说明该岩体是太古代陆壳物质在晚元古代重熔作用形成的。金山店岩体εHf(0) 为负值，εHf(t)为负值(-7.8~-3.5)，一阶段Hf模式年龄(tDM1)平均为1.03Ga，二阶段Hf模式年龄(tDM2)平均为1.56Ga，说明该岩体是太古代陆壳物质在中元古代重熔作用形成的。
结合前人的同位素年龄数据和本文的测年数据，鄂东南地区以及东扬子板块的成岩机制发生在晚侏罗世到早白垩世。大量而广泛的岩浆活动同时也发生在华夏板块东部(Zhou and Li，2000)、大别-苏鲁造山带(Ma et al.，1998；Jahn et al.，1999；Xu et al.，2007)以及中国北方板块的南部和东部边缘(Wu et al.，2005b，c)，因此在中国东部形成巨大的北北东向岩浆带。岩石地球化学和Sr-Nd同位素组成以及同时代的长英质、铁镁质岩石研究(Li et al.，2009)显示，大规模的次大陆岩石圈地幔熔融发生在晚中生代。在白垩纪早期，大规模的地幔熔融需要超高温流体，正长岩、A型花岗岩、钾玄武岩以及变质地核的年龄为131~120Ma(邢凤鸣和徐祥，1994；王元龙等，2001；刘亮明等，2002；Grimmer et al.，2003；Wang et al.，2006；Yan et al.，2008)，显示在这个时期扬子板块东部的大部分地区发生岩石圈伸展作用。根据地质年代学数据和大量的铁镁质到酸性的侵入体显示，伸展作用应开始于早白垩世(Jahn et al.，1999；Xu et al.，2004；Wang et al.，2006；Yan et al.，2008)。
6.3 岩浆作用与成矿作用鄂东南地区斑岩-矽卡岩型铁铜多金属矿床形成于早白垩世早期(谢桂青等，2008)。辉钼矿Re-Os、同位素年龄与成矿共生的含钾矿物40Ar-39Ar年龄的测定表明长江中下游成矿带铜陵、安庆和九瑞矽卡岩型铜多金属矿床的成矿时代分别为145~135Ma、144~137Ma(吴良士和邹晓秋，1997；Sun et al.，2003；Mao et al.，2006；毛景文等，2006；周涛发等，2007)，表明鄂东南地区矽卡岩型铁矿床和长江中下游地区矽卡岩型多金属矿床形成于同一期成矿事件。长江中下游地区矽卡岩型多金属矿床与中酸性侵入岩密切相关，成岩成矿形成于同一构造背景(Pan and Dong，1999；Sun et al.，2003；Mao et al.，2006；Xie et al.，2007)。前人对包括长江中下游地区在内的中国北方中生代的矿床分布特征和时代进行了系统的研究，认为大爆发成矿主要集中于190~160Ma、140Ma和120Ma，其地球动力学背景分别为后碰撞造山过程、构造体制大转折晚期和岩石圈大规模快速减薄(毛景文等，2006)，整理已有的矿床高精度测年结果表明长江中下游地区存在两期重要的成矿事件，时代集中于145~132Ma和125~123Ma。
长江中下游地区的前震旦纪基底形成阶段和震旦纪-早三叠世沉积盖层形成阶段一直相对稳定，直至中三叠世以来的碰撞造山和造山后板内变形诱发了本区强烈的岩浆活动，同时产生一系列成矿事件(常印佛等，1991)，长江中下游地区晚侏罗世为挤压造山，白垩纪时构造环境为拉张背景，成矿动力学背景为夭折的大陆裂谷环境(翟裕生等，1992；Zhai et al.，1996)。长江中下游地区同位素测年结果表明该地区存在早白垩世碱性侵入岩，地球化学特征显示它们形成于软流圈上涌和岩石圈伸展-减薄环境(王元龙等，2001)。
鄂东南地区中酸性侵入岩中经常发育有中基性的岩石包体(马昌前等，1994；杜杨松等，2004a，b；杜杨松和李炫具，2004)，表明中酸性岩浆侵位时普遍存在基性岩浆的活动，中基性包体与中酸性寄主岩的母岩浆为高温岩浆(1100~1280℃，舒全安等，1992；田世洪等，2001)，表明该地区高温岩浆可能是底侵的幔源玄武质岩浆加热、熔融下地壳的产物。幔源玄武质岩浆的大规模底侵可以为下地壳大范围的熔融提供充足的热源(Petford and Gallagher，2001)，为长江中下游地区晚中生代大规模中酸性岩浆活动的重要控制因素。基于区域地质背景和岩石学研究，本文认为鄂东南大型矽卡岩型铁矿床形成于区域岩石圈伸展和减薄构造环境。鄂东南地区早白垩世晚期的酸性侵入岩的地球化学特征明显不同于埃达克质岩，表明当时地壳已发生减薄作用(Xie et al.，2008)。因此可以推断出鄂东南地区早白垩世(140~132Ma)矽卡岩型铁矿床形成于岩石圈伸展—减薄环境。
7 结论本文得到鄂东南地区铁山石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为138.9±0.96Ma(样品jls1-110)、138.2±0.94Ma(样品jls3)、131.0±1.2Ma(样品jls4)和118.9±1.2Ma(样品jls5)，金山店石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为128.6±0.88Ma(样品jsd)，为早白垩世。该地区铁山和金山店石英闪长岩样品中锆石Hf同位素组成特征显示该地区铁山岩体为太古代陆壳物质在晚元古代重熔作用形成的，金山店岩体为太古代陆壳物质在中元古代重熔作用形成的，为长江中下游壳源岩浆提供补充。鄂东南地区高温岩浆可能是底侵的幔源玄武质岩浆加热、熔融下地壳的产物，幔源玄武质岩浆的大规模底侵可以为下地壳大范围的熔融提供充足的热源(Petford and Gallagher，2001)，为长江中下游地区晚中生代大规模中酸性岩浆活动的重要控制因素。早白垩世晚期的酸性侵入岩的地球化学特征表明当时地壳已发生减薄作用(Xie et al.，2008)，因此可以推断出鄂东南地区早白垩世(140~132Ma)矽卡岩型铁矿床形成于岩石圈伸展-减薄环境。
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