燕山期是长江中下游乃至中国东部岩浆活动和成矿作用最为重要的时期, 作为中国东部和长江中下游构造-岩浆-成矿带的重要组成部分, 铜陵地区中生代的岩浆作用强烈, 形成的侵入岩广泛出露, 与区内铜多金属矿床关系密切。因此, 铜陵地区岩浆岩与岩浆作用一直是地质学者研究的重点, 成果报道众多。然而, 对于该区侵入岩岩浆起源和演化、成岩大地构造背景、深部动力学过程等岩石成因问题, 观点至今仍不尽一致, 甚至对该区侵入岩的岩石类型、岩石系列和组合、岩石微量元素、稀土元素和同位素地球化学特征及成岩与成矿关系的认识也有差异。本文在全面收集和总结前人研究资料和成果、认真研究和筛选前人分析数据的基础上, 结合仔细的岩相学观察研究, 系统总结铜陵地区中生代侵入岩的岩石学、岩石化学和微量元素及同位素地球化学特征, 进而探讨其成因及演化。

铜陵地区中生代侵入岩在区域上是安徽沿江中生代火山岩和侵入岩的重要组成部分, 处在长江中下游岩浆岩带中段。侵入岩体主要沿铜陵-南陵隐伏基底断裂带呈近东西向展布, 成群集中于铜官山、狮子山、舒家店、新桥头、凤凰山、沙滩角等地, 形成了一条宽约25km、长约40km的构造-岩浆活动带(图 1)。从地表展布形态来看, 单个小岩体长轴呈北东、北北东、北西、北北西和近南北、近东西等多个方向延伸。北东向展布的小岩体主要见于金口岭、铜官山、龙潭肖、舒家店、新桥头、戴家汇等地, 呈北北东向的小岩体主要分布在西湖、顺安、天马山-虎山一带; 近东西向展布的小岩体主要有笠帽顶、金榔、沙滩角等。这些岩体的长轴方向与本区地表发育的不同方向、不同性质的断裂构造相对应, 表明岩浆在浅部的上升侵位主要受断裂构造控制。侵入体剥蚀程度较浅, 产状主要为岩枝、岩墙, 次为岩床和岩脉等。区内地表共出露有70多个岩体, 均为浅成侵入体。岩体出露面积大小不一, 一般为2~5km², 小者不足0.5km², 如青山脚岩体、曹山岩体等, 大者可达10km²以上, 如凤凰山岩体和金口岭岩体(安徽省地质矿产局, 1987; 储国正, 2003; 吴才来等, 2003)。地表地质、深部地球物理和钻探资料显示, 铜陵地区侵入体在垂向上具有3层结构的特征, 浅部(-1000m以上) 呈“树枝状”岩枝、岩墙、岩脉产出, 受近地表网络状断裂构造系统控制; 中深部集中呈东西向、南北向和北东向展布, 呈岩株、岩瘤状, 受基底断裂构造控制; 而根据航磁异常资料推测, 深部(-2000m以下) 岩体可能连成一片(储国正, 2003), 在铜陵隆起下面可能存在一个巨大的中酸性岩基(常印佛等, 1991; 邓晋福等, 2002; 吕庆田等, 2003)。

图 1

Fig. 1

图 1 铜陵地区岩浆岩分布图(据安徽省地质矿产局321地质队, 1989①修改) Fig. 1 Sketch map showing distribution of magmatic rocks in Tongling area

①安徽省地质矿产局321队. 1989.安徽省铜陵地区地质图

铜陵地区侵入岩的同位素年代学研究起始于1980年代, 应用K-Ar和Rb-Sr等时线等方法先后获得的同位素年龄为87~186Ma (周泰禧等, 1987, 1988; 安徽省地质矿产局321地质队等, 1990^①; 吴才来等, 1996; 储国正, 2003; 李进文, 2004; 曾普胜等, 2004), 最老年龄和最轻年龄相差约100Ma (图 2), 成岩时代几乎跨越整个侏罗纪和白垩纪。⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素定年方法获得部分侵入体的同位素年龄在134.3~148.2Ma之间(Chen et al., 1985; 周泰禧等, 1987; 吴才来等, 1996; 李进文, 2004), 数据相对集中, 但这些年龄应解释为侵入体冷却至角闪石或黑云母对氩封闭时的年龄, 而该年龄应略小于岩体的实际侵位年龄。随着SHRIMP和LA-ICP MS锆石U-Pb同位素年代学方法的广泛应用, 现已获得了一批更为精确的同位素年龄数据, 年龄变化范围为132~152Ma (徐夕生等, 2004; 王彦斌等, 2004a, b, c; 狄永军等, 2005; 张达等, 2006; 杜杨松等, 2007; 杨小男等, 2007; 吴才来等, 2008, 2010; 谢建成等, 2008; 徐晓春等, 2008; 吴淦国等, 2008; 瞿泓滢等, 2010), 主要集中于135~147Ma之间。考虑到侏罗纪/白垩纪的界线为140~135(137) Ma之间, 由此可以限定铜陵地区岩浆活动时代为晚侏罗世-早白垩世, 岩浆岩成岩时限约为10~15Ma (图 2)。侵入岩SHRIMP和LA-ICP MS锆石U-Pb同位素定年结果还表明, 同一个岩体中不同的锆石具有不同的年龄值, 且一般相差10~15Ma。综合起来看, 区内燕山期岩浆活动的持续时间约为10~15Ma (吴才来等, 2008)。此外, 铜陵地区不同类型侵入岩体的高精度同位素年龄数据没有显示其中某一类较早或略晚, 反映该区岩浆脉动式上升侵位、冷凝结晶的特征。

①安徽省地质矿产局321队, 中国地质大学(北京). 1990.铜陵地区铜金等矿床综合预测报告

图 2

Fig. 2

图 2 铜陵地区侵入岩同位素年龄频谱图数据来源见正文 Fig. 2 Age freguecy spectrum for magmatic intrusive rocks from Tongling area Data sources are list in text

铜陵地区侵入岩的成分较为复杂, 总体上以中酸性岩为主, 平均成分相当于石英闪长岩, 见诸文献中的岩石种属命名众多(安徽省地质矿产局321地质队, 1989; 常印佛等, 1991; 陈江峰, 1991; 陈江峰等, 1993; 周珣若等, 1993; 吴才来等, 2003, 2010; 邢凤鸣和徐祥, 1996a, b; 邢凤鸣等, 1997, 1999; 唐永成等, 1998; 王强等, 2003; 黄顺生等, 2004; 徐兆文等, 2004; 狄永军等, 2005; 高庚等, 2006; 李进文等, 2007; 杜杨松等, 2007; 秦新龙, 2007; 杨小男等, 2007; 王建中等, 2008; 吴淦国等, 2008; 徐晓春等, 2008, 2009), 包括辉长岩、辉长辉绿岩、辉绿岩、碱性辉长岩、碱长辉长岩、二长辉长岩、碱长辉长闪长岩、辉长闪长岩、辉长二长闪长岩、辉石二长岩、辉石闪长岩、辉石闪长玢岩、辉石二长闪长岩、辉石二长闪长玢岩、闪长岩、闪长玢岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩、石英二长闪长岩、石英二长闪长玢岩、花岗闪长岩、花岗闪长玢岩、花岗闪长斑岩、石英二长岩、二长岩、二长花岗岩、二长花岗斑岩、花岗斑岩等近30种, 其中, 基性的辉长辉绿岩、辉绿岩和酸性的花岗斑岩、二长花岗斑岩等主要呈岩脉产出。考察区内侵入岩岩石种属复杂多样的原因, 一方面是因为岩浆的多次侵入和岩相分带的发育, 另一方面则可能是因为野外地质研究和室内显微观察的偏差以及采用分类方法和标准的不一致, 后者往往导致同一个岩体或同一个岩相甚至同一种岩性的岩石命名不同而不便比较。例如, 区内的白芒山岩体, 其岩相分带不甚明显, 但岩石命名有多种, 如:碱性辉长岩、碱长辉长闪长岩、辉长二长闪长岩(邢凤鸣和徐祥, 1996a)、碱长辉长岩、辉长闪长岩(唐永成等, 1998)、辉长岩(王强等, 2003)、辉石二长岩(吴淦国等, 2008)、辉石二长闪长岩(李进文等, 2007; 吴才来等, 2008; 谢建成等, 2012)、辉石闪长岩(徐兆文等, 2004; 高庚等, 2006; 王建中等, 2008) 等, 以及其浅成相名称辉长闪长玢岩、辉石闪长玢岩、辉石二长闪长玢岩等。

为了深入探讨岩浆起源和成岩过程, 有必要进一步明确区内侵入岩的岩石类型和组合。由于本区侵入岩主要为中酸性岩石, 因此采用1972年国际地质科学联合会推荐的中酸性岩石定量矿物命名方案(邱家骧, 1978) 较为合适。本文以岩石薄片显微观察研究和统计的矿物体积含量为依据进行岩石定名, 并尽量从矿物统计含量中剔除部分岩石因热液蚀变形成的晚期黑云母和钾长石等矿物。表 1列出了不同研究者对区内部分侵入岩体的岩相学观察研究和统计的矿物含量。结果表明, 由于所采集的岩石样品来自侵入体的不同部位, 岩石结构或有不同, 矿物组成及含量有较大的变化范围。但总体上看, 区内侵入岩矿物成分以斜长石为主, 辉石、角闪石、钾长石、石英和黑云母等矿物的含量随岩性变化而有显著变化(图 3)。详细的岩相学观察和研究还表明, 区内侵入岩石中常见钾长石呈他形粒状、绢云母呈鳞片状交代斜长石, 黑云母或绿泥石交代辉石和角闪石等现象(图 4), 绢云母、绿泥石及部分钾长石和黑云母乃是铜陵地区作为铜金多金属矿集区广泛发育的热液蚀变作用所致。将区内代表性岩体的矿物成分投在Q-A-P三角图解上, 可以看出, 它们分别落在闪长岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩和花岗闪长岩区(图 5), 只有个别岩体的岩相学观察和统计结果中的正长石含量估计偏高导致数据点落在二长闪长岩区(唐永成等, 1998), 可能是因为未能剔除蚀变成因钾长石的缘故。区内落入闪长岩区的侵入岩普遍含较多的辉石, 因此称为辉石闪长岩; 石英闪长岩和石英二长闪长岩仅钾长石含量略有不同, 本文将其并入石英(二长) 闪长岩一类。因此铜陵地区除少量基性和酸性的脉岩及小岩体外, 尽管与成矿有关的中酸性侵入岩体不同部位的岩石矿物成分有一定的变化, 甚至从中心到边缘发育岩相分带, 但主要岩石类型仍可确定为辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩3类。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 铜陵地区部分侵入岩体矿物组成及含量 Table 1 Mineral components and contents of rocks for the parts of plutons in Tongling area 岩体 结构 含量(体积%) 定名 资料来源 Qz Pl Or Bi Hb Cpx Mt Sph Ap 白芒山 斑状结构、辉绿结构 - 60 18 - - 16 5 - √ 碱长辉长闪长岩 唐永成等, 1998 细-中粒不等粒结构 0~5 70~80 0~5 0~5 5~10 15~25 √ √ √ 辉长岩 王强等, 2003 全晶质粒状结构、斑状结构 - 55~70 √ 8~12 5~25 辉石闪长岩 徐兆文等, 2004 中粗粒结构 - 55~70 - 1~3 16~20 5~15 √ √ √ 辉石闪长岩 赵会民等, 2004 中粗粒结构 - 55~70 - 1~2 10~15 5~8 √ √ √ 辉石闪长岩 高庚等, 2006 斑状结构、半自形粒状结构 - 60~70 3~4 < 5 5~8 10~15 √ √ √ 辉石二长闪长岩 李进文等, 2007 中细粒结构、似斑状结构 √ 60~70 - 2~3 8~12 10~20 √ √ √ 辉石闪长岩 王建中等, 2008 斑状结构、半自形粒状结构 - 60~70 3~5 3~4 10~15 √ √ √ 辉石二长闪长岩 吴才来等, 2008 中细粒结构、斑状结构 - 60~70 (3~5) (3~8) 8~15 10~20 √ √ √ 辉石闪长岩 本文 舒家店 自形-半自形等粒结构 1 60~70 2~4 3~6 25 10~15 辉石闪长岩 吴才来等, 1996 斑状结构、不等粒结构 - 65 - √ 25 10 辉石闪长岩 王世伟等, 2011 中细粒结构、斑状结构 - 60~70 (2~5) (3~8) 25 10~15 √ √ √ 辉石闪长岩 本文 冬瓜山 半自形粒状结构 10~15 50~60 5~10 3~7 5~8 石英二长闪长岩 吴才来等, 1996 半自形不等粒结构 5 71 7 2 14 - √ - √ 石英闪长岩 唐永成等, 1998 半自形粒状结构 5~8 65~75 3~5 √ 5~10 - √ √ √ 石英闪长岩 本文 狮子山 半自形不等粒结构 10~15 60~70 3~6 1~3 10~17 - √ √ √ 石英二长闪长岩 谢建成等, 2008 鸡冠石 半自形粒状结构 10~15 40~55 10 3~5 8~15 - √ √ √ 石英二长闪长岩 吴才来等, 2008 大团山 半自形粒状结构 12~17 40~50 10~15 5~8 5~10 - √ √ √ 石英二长闪长岩 吴才来等, 2008 自形-半自形粒状结构 5~8 45~55 10~15 3~5 10~15 2~5 √ √ √ 石英二长闪长岩 王云建等, 2007 小铜官山 全晶质不等粒结构 13 60~70 5 1 8~9 2~3 √ √ √ 石英闪长岩 王彦斌等, 2004b 笔架山 半自形不等粒结构 8 73 5.6 - 11 - 2 0.2 0.2 石英闪长岩 唐永成等, 1998 凤凰山 半自形粒状结构 15~20 35~50 10~15 5~10 5~10 - √ √ √ 石英闪长岩 本文 中粗粒花岗结构 15~20 50~55 8~10 3~7 3~5 - √ √ √ 花岗闪长岩 李进文等, 2007 半自形不等粒结构 15~20 40~45 20~25 5~10 - √ √ √ √ 花岗闪长岩 吴淦国等, 2008 胡村 半自形粒状结构 8~15 60~70 10~15 10~15 - √ √ √ 花岗闪长岩 谢建成等, 2008 半自形粒状结构 10~15 60~70 10~15 10~15 - √ √ √ 花岗闪长岩 本文 注:-未见; √微量; 括弧内的含量为蚀变矿物含量

表 1 铜陵地区部分侵入岩体矿物组成及含量 Table 1 Mineral components and contents of rocks for the parts of plutons in Tongling area

图 3

Fig. 3

图 3 铜陵地区部分侵入体岩石显微照片 (a)-BMS-1, 白芒山辉石闪长岩; (b)-SJD-1.1, 舒家店辉石闪长岩; (c)-HC-9, 胡村花岗闪长岩; (d)-JGS-7, 鸡冠山花岗闪长岩; (e)-XQ-04-01, 新桥石英闪长岩; (f)-C64-1-4, 冬瓜山石英闪长岩.矿物缩写:Am-角闪石; Bi-黑云母; Cpx-辉石; Or-正长石; Pl-斜长石; Spn-榍石 Fig. 3 Photomicrographs of rocks for the parts of plutons in Tongling area (a)-BMS-1, Baimangshan pyroxene diorite; (b)-SJD-1.1, Shujiadian pyroxene diorite; (c)-HC-9, Hucun granodiorite; (d)-JGS-7, Jiguanshan granodiorite; (e)-XQ-04-01, Xinqiao quartz diorites; (f)-C64-1-4, Dongguashan quartz diorites. Abbreviation: Am-amphibole; Bi-biotite; Cpx-clinopyroxene; Or-orthoclase; Pl-plagioclase; Spn-sphene

图 4

Fig. 4

图 4 铜陵地区部分侵入岩体矿物蚀变显微照片 (a)-BMS-13, 白芒山辉石闪长岩, 辉石黑云母化; (b)-CLS-2, 长龙山石英闪长岩, 角闪石黑云母化; (c)-BMS-1, 白芒山辉石闪长岩, 斜长石边缘钾长石化; (d)-BMS-13, 白芒山辉石闪长岩, 斜长石绢云母化; (e)-SJD-1, 舒家店辉石闪长岩, 辉石黑云母化; (f)-SJD-1, 舒家店辉石闪长岩, 钾长石化、黑云母化和绿泥石化.矿物缩写: Ser-绢云母 Fig. 4 Photomicrographs showing mineral alteration of rocks for the parts of plutons in Tongling area (a)-BMS-1, Baimangshan pyroxene diorite, biotite replacing clinopyroxene; (b)-CLS-2, Changlongshan quartz diorite, biotite replacing amphibole; (c)-BMS-1, Baimangshan pyroxene diorite, K-feldspar potassium replacing plagioclase at the border; (d)-BMS-13, Baimangshan pyroxene diorite, sericite replacing plagioclase; (e)-SJD-1, Shujiadian pyroxene diorite, biotite replacing clinopyroxene; (f)-SJD-1, Shujiadian pyroxene diorite, K-feldspar potassium, biotite and chlorite alteration. Abbreviation: Ser-sericite

图 5

Fig. 5

图 5 铜陵地区部分侵入岩体矿物成分分类定名图解(底图据Le Maitre, 1989) Q-石英; A-碱性长石; P-斜长石.1a-石英石岩; 1b-富石英花岗岩; 2-碱长花岗岩; 3a-钾长花岗岩; 3b-二长花岗岩; 4-花岗闪长岩; 5-英云闪长岩; 6*-石英碱长正长岩; 7*-石英正长岩; 8*-石英二长岩; 9*-石英二长闪长岩/石英二长辉长岩; 10*-石英闪长岩/石英辉长岩; 6-碱长正长岩; 7-正长岩; 8-二长岩; 9-二长闪长岩/二长辉长岩; 10-闪长岩/辉长岩/斜长岩.投点数据见表 1 Fig. 5 Diagram showing classification and naming of rocks for parts of plutons in Tongling area (after Le Maitre, 1989) Q-quartz; A-alkali feldspar; P-plagioclase. 1a-silexite; 1b-quartz-rich granite; 2-alkali-feldspar granite; 3a-K-feldspar granite; 3b-adamellite; 4-granodiorite; 5-tonalite; 6*-quartz alkali-feldspar syenite; 7*-quartz syenite; 8*-quartz adamellite; 9*-quartz monzodiorite/quartz monzogabbro; 10*-quartz diorite/quartz gabbro; 6-alkali feldspar syenite; 7-syenite; 8-monzonite; 9-monzodiorite/monzogabbro; 10-diorite/gabbro/anothosite. Data are given in Table 1

铜陵地区中生代侵入岩的岩石化学成分已有大量分析数据发表(常印佛等, 1991; 翟裕生等, 1992; 周珣若等, 1993; 吴才来等, 1996, 2010; 姜章平等, 2001; 邵拥军, 2002; 储国正, 2003; 杜建国等, 2003; 王强等, 2003; 黄顺生等, 2004; 王元龙等, 2004; 王庆飞, 2005; 李进文等, 2007; 王云健等, 2007; 鲁鑫, 2008; 王建中等, 2008; 张志辉, 2009; 瞿泓滢等, 2010; 王世伟等, 2011; 吴星星等, 2011; 谢建成等, 2012), 本文对这些数据进行甄别并剔除了部分分析误差较大的数据。数据显示, 本区侵入岩的SiO₂含量主要变化于50.40%~67.36%之间, 绝大多数侵入岩为中酸性火成岩类, 仅个别小型侵入体偏基性, SiO₂含量略低, 为47.09%~49.51%;也有少量小型酸性花岗质浅成侵入体, SiO₂含量较高, 为70.60%~77.18%(安徽省地质调查院等, 2003^①)。铜陵地区中酸性侵入岩的全碱含量中等略高, Na₂O+K₂O变化于4.43%~9.47%之间, 大多数介于6.10%~8.20%之间, 但部分岩石较高的全碱含量与热液蚀变有关。岩石富钠, 大多数样品Na₂O>K₂O, K₂O/Na₂O比值一般介于0.50~0.95之间。岩石高铝, Al₂O₃含量通常大于15.0%, 最高达17.81%。岩石组合指数σ变化于1.35~7.56之间, 大多介于2.20~6.00之间。σ>3.3的岩石大多SiO₂ < 57%。A/CNK变化于0.58~1.34之间, 大多介于0.60~1.00之间, 属于准铝质岩石。岩石分异指数DI值变化于28.09~92.83, 且绝大多数岩体的DI值大于70。总之, 铜陵地区侵入岩的岩石化学成分特征显示其以中性为主, 偏酸性或略偏基性, 富碱富钠, 高钾准铝质。

①安徽省地质调查院, 中国地质科学院矿产资源研究所, 中国地质大学. 2003.大型矿集区深部精细结构与含矿信息研究报告

将岩石化学成分换算成CIPW标准矿物, 显示侵入岩的矿物组成中的正长石含量(9.87wt%~34.57wt%) 明显较镜下观察统计的含量(0~20vol%) 增加, 甚至出现碱性似长石类矿物(霞石0.23%~5.54%)。事实上, 本区辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长均属于硅饱和岩石和硅过饱和岩石而不属于硅不饱和岩石, 薄片中亦未见似长石类矿物。这从另一方面说明岩石化学分析结果中的高钾含量部分地是由于铜陵地区普遍发育的碱质热液蚀变尤其是钾质蚀变作用所致, 以岩石化学成分换算出的CIPW标准矿物不能用来确定岩石的种属。同样, 直接应用岩石化学成分图解(Middlemost, 1994) 确定本区侵入岩的岩石类型同样因岩石中钾质含量偏高的缘故, 可能有部分应落入闪长岩和辉长闪长岩区的数据点落入二长岩和二长闪长岩区(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 铜陵地区中酸性侵入岩SiO2-(Na2O+K2O) 图解(底图据Middlemost, 1994) 虚线为碱性系列和亚碱性系列分界线(Irvine and Baragar, 1971).1-似长石深成岩; 2-似长石正长岩; 3-正长岩; 4-似长二长正长岩; 5-似长二长闪长岩; 6-似长辉长岩; 7-二长岩; 8-二长闪长岩; 9-二长辉长岩; 10-橄榄岩; 11-辉长岩; 12-辉长闪长岩; 13-闪长岩; 14-花岗闪长岩; 15-石英二长岩; 16-花岗岩.数据常印佛等(1991), 翟裕生等(1992), 周珣若等(1993), 吴才来等(1996), 姜章平等(2001), 邵拥军(2002), 储国正(2003), 安徽省地质调查院等(2003), 王强等(2003), 曾普胜(2003), 黄顺生等(2004), 李进文(2004), 王元龙等(2004), 李进文等(2007), 王云健等(2007), 鲁鑫(2008), 王建中等(2008), 张志辉(2009), 瞿泓滢等(2010), 吴才来等(2010), 王世伟等(2011), 吴星星等(2011), 谢建成等(2012) Fig. 6 SiO2-(Na2O+K2O) diagram for the intermediate-acid intrusive rocks from Tongling area (after Middlemost, 1994) Dotted line is the boundary line between alkaline series and subalkaline series (Irvine and Baragar, 1971). 1-feldspathoid plutonite; 2-feldspathoid syenite; 3-syenite; 4-feldspathoid monzosyenite; 5-feldspathoid monzodiorite; 6-feldspathoid monzogabbro; 7-monzonite; 8-monzodiorite; 9-monzogabbro; 10-peridotite; 11-gabbro; 12-gabbro-diorite; 13-diorite; 14-granodiorite; 15-quartz monzonite; 16-granite. Data sources: Chang et al.(1991), Zhai et al.(1992), Zhou et al.(1993), Wu et al.(1996), Lu et al.(2003), Shao (2002), Chu (2003), Wang et al.(2003), Zeng (2003), Huang (2004), Li (2004), Wang et al.(2004), Li et al.(2007), Wang et al.(2007), Lu (2008), Wang et al.(2008), Zhang (2009), Qu et al.(2010), Wu et al.(2010), Wang et al.(2011), Wu (2011), Xie et al.(2012)

对于火成岩研究而言, 确定其所属的岩石系列(组合) 以及其化学成分特征, 对反映其成分演化趋势、判别其形成的大地构造背景具有重要的意义(邓晋福等, 2002)。岩石系列的划分最初应用于火山岩。Irvine and Baragar (1971)将火山岩(主要是玄武岩) 划分为碱性和亚碱性系列, 亚碱性系列进一步划分为拉斑玄武岩系列和钙碱性系列。1980年代以来, 火山岩岩石系列(组合) 的概念在我国也广泛应用于侵入岩中。就铜陵地区中酸性侵入岩而言, 大多数研究者将其划归钙碱性系列(郭文魁, 1982; 常印佛等, 1991; Ren et al., 1993; 邢凤鸣和徐祥, 1995, 1996a, b; 唐永成等, 1998; 赵会民等, 2004; 汪洋等, 2004; 高庚等, 2006; 王建中等, 2008; 徐晓春等, 2008)。周珣若等(1993)则划分为碱性和钙碱性两个系列; 王强等(2003)、吴才来等(2003, 2010) 划分为橄榄安粗岩系列和高钾钙碱性系列, 并认为两者成因机制不同, 甚至其成矿的专属性亦不同(吴才来等, 2003)。

橄榄安粗岩系列(或钾玄岩系列, shoshonite series) 的概念是Iddings (1895)提出的, Joplin (1968)系统论述了该系列的岩石组合, Morrison (1980)系统总结了该系列的岩石化学判别标志并提出相关的SiO₂-ALK图解, 随后这一概念引入我国并逐渐得到重视(于学元和白正华, 1981; 薛怀民和陶奎元, 1989; 王德滋等, 1991)。然而, 对于橄榄安粗岩系列的归属及其地质意义, 目前尚有不同观点。Condie (1982)认为岛弧拉斑亚系列、钙碱亚系列和橄榄安粗亚系列共同构成钙碱性系列, 橄榄安粗岩系列是与俯冲带有关的钙碱性系列中的一个亚系列。Le Maitre et al.(1989)认为橄榄安粗岩系列是碱性玄武岩系列和钙碱性系列之间的一个过渡型系列, 典型的岩石是钾质粗面玄武岩、橄榄玄武粗安岩、安粗岩、粗面岩和高钾流纹岩等富钾岩石组成的火山岩系列。邢凤鸣等(1993)认为橄榄安粗岩系列是可以与拉斑玄武岩系列、钙碱性岩系列和碱性玄武岩系列并存的独立的火山岩系列。白志民等(1995)认为橄榄安粗岩系列有自己特定的产出环境, 有别于其它岩系的岩石类型、岩石组合及物质成分等特点。

就铜陵地区而言, 是否独立存在橄榄安粗岩系列侵入岩且成因不同, 应该是一个有待澄清的问题。为此, 本文根据岩石化学成分分析结果, 按照传统的火成岩岩石系列(组合) 划分方案和程序进行判别(邓晋福等, 2002; 王强等, 2003)。在硅碱图解(图 6) 上, 铜陵地区侵入岩跨越Irvine and Baragar (1971)划分的碱性系列(A) 和亚碱性系列(S) 的分界线。进一步将铜陵地区侵入岩的岩石化学数据投在SiO₂-K₂O图解上, 可见大多数数据点落在高钾钙碱性系列和橄榄安粗岩系列范围内(Morrison, 1980)(图 7)。

图 7

Fig. 7

图 7 铜陵地区中酸性侵入岩SiO2-K2O图解(底图据邢凤鸣和徐祥, 1995) CA, Sho范围据Morrison (1980); 线条(l)~(3) 据Peccerillo and Taylor (1976)和Le Maitre et al.(1989); 线条(4) 据邢凤鸣和徐祥(1995).A-碱性岩系; CA-钙碱性岩系; Sho-橄榄安粗岩系.线条(l)~(2) 之间为中钾岩系; 线条(2)~(3) 之间为高钾岩系; 线条(3) 以上为橄榄安粗岩系; 线条(4) 以上为碱性岩系.数据来源同图 6 Fig. 7 SiO2-K2O diagram for the intermediate-acid intrusive rocks from Tongling area (after Xing and Xu, 1995) Ranges of CA and Sho are after Morrison (1980); Lines (l)~(3) are after Peccerillo and Taylor (1976) and Le Maitre et al.(1989); Line (4) is after Xing and Xu (1995). A-alkaline series; CA-calc-alkaline series; Sho-shoshonite series. Range between line (l) and line (2) is medium potassium calc-alkaline series; Range between line (2) to line (3) is high potassium calc-alkaline series; Rang above line (3) is Shoshoshonite series; Rang above line (4) is alkaline series. Data sources are same as Fig. 6

然而, 从岩石类型上看, 铜陵地区未见与上述橄榄安粗岩系列火山岩相应的侵入岩岩石组合和类型。而且, 如上所述, 铜陵地区是重要的金属矿产地, 侵入岩体及其围岩蚀变强烈, 未发生蚀变的侵入岩在地表、钻孔及采矿巷道中均较少见到, 而侵入岩的钾长石化、黑云母化和绢云母化等直接导致岩石化学成分中碱质含量尤其是钾质含量的升高, 尤其以SiO₂含量较低的中偏基性辉石闪长岩表现最为明显, 岩石化学成分数据点在SiO₂-K₂O图解上大多落入橄榄安粗岩系列。这可以铜陵狮子山矿田中的白芒山岩体为例。该岩体中的岩石具中细粒结构, 局部斑状结构, 主要组成矿物为斜长石(中长石, 60%~70%)、辉石(10%~20%)、角闪石(8%~15%)、钾长石(3%~5%) 及黑云母(3%~8%), 偶见石英, 其中钾长石和黑云母大多为热液蚀变作用形成(图 4a, c, d)。对于该岩体, 有人将其划归碱性系列(周珣若等, 1993) 或橄榄安粗岩(钾玄岩) 系列(王强等, 2003; 吴才来等, 2003, 2010), 也有人定为高钾钙碱性系列(高庚等, 2006; 王建中等, 2008; 徐晓春等, 2009)。收集到的岩石化学成分分析结果表明, 白芒山岩体SiO₂含量为50.4%~57.0%, K₂O含量为2.23%~4.32%, 变化范围均较大, 在K₂O-SiO₂图解(图 8) 上, 不同研究者的分析结果投点分布范围大, 一部分岩石化学数据点落在高钾钙碱性系列范围内, 也有部分数据中K₂O含量明显偏高, 落入钾玄岩系列(或橄榄安粗岩) 范围内, 而这些数据中K₂O含量如此大的变化范围, 显然不能排除岩石发生钾化等碱质热液蚀变导致的化学成分变化, 因此白芒山辉石闪长(玢) 岩岩体总体上仍属高钾钙碱性系列。由此可以推论, 铜陵地区侵入岩均应属于高钾钙碱性系列岩石, 而不应划分出橄榄安粗岩系列或碱性系列。

图 8

Fig. 8

图 8 铜陵地区白芒山岩体岩石K2O-SiO2图解(底图据Ewart, 1982) 数据来源:1-常印佛等(1991), 2-周珣若等(1993), 3-王强等(2003), 4-黄顺生等(2004), 5-李进文等(2007), 6-王建中等(2008) Fig. 8 K2O-SiO2 diagram for the rocks of Baimangshan pluton in Tongling area (after Ewart, 1982) Data sources: 1-Chang et al.(1991), 2-Zhou et al.(1993), 3-Wang et al.(2003), 4-Huang et al.(2004), 5-Li et al.(2007), 6-Wang et al.(2008)

图 9是铜陵地区主要侵入岩体不相容元素原始地幔标准化蛛网图。由图可见, 区内辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩3类主要侵入岩的不相容元素具有几乎完全一致的富集和亏损特征, 曲线均呈右倾斜型式, 显示成岩物质来源的一致性。岩石略微富集大离子亲石元素(LILE) K、Rb、Sr, 弱亏损高场强元素(HFSE) Nb、Ta、(P) 和Ti, 前者表明成岩物质可能与富集上地幔的部分熔融有关, 后者揭示壳源物质的混染导致高场强元素的亏损(任康绪等, 2005), 显著的Nb亏损通常被认为是俯冲带火山岩或典型陆壳岩石的标志(Jahn et al., 1999), 并可能与岩浆演化过程中大陆物质通过地幔源区发生混染作用有关(樊祺诚等, 2001)。而辉石闪长岩与石英(二长) 闪长岩、花岗闪长岩微量元素组成上的差异仅仅是P的亏损程度不同, 反映后二者在岩浆演化过程中可能有较多磷灰石的结晶分离。

图 9

Fig. 9

图 9 铜陵地区侵入岩微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDoough, 1989) 图中J编号数据黄顺生等(2004); 98FC030-1、98FC030-2、98FC030-3和98FC031王强等(2003); CJ14、CJ15和CJ23王元龙等(2004); TL0206、TL02168和TL021726李进文等(2007); DTS-1和JHC-5秦新龙(2007); Cs编号数据王建中(2007); N编号数据杨小男等(2007); TEBD1、TEBD2、TGS2、TGS1、NHC1、FHS1和FHS2吴才来等(2010); 2001编号和1507编号数据王世伟等(2011) Fig. 9 Trace element spider digrams of the intrusive rocks from Tonglinbg area (normalizing values after Sun and McDoough, 1989) Data sources: J number (Huang, 2003); 98FC030-1, 98FC030-2, 98FC030-3 and 98FC031 (Wang et al., 2003); CJ14, CJ15 and CJ23 (Wang et al., 2004); TL0206, TL02168 and TL021726 (Li et al., 2007); DTS-1 and JHC-5 (Qin, 2007); Cs number (Wang et al., 2007); N number (Yang et al., 2007); TEBD1, TEBD2, TGS2, TGS1, NHC1, FHS1 and FHS2 (Wu et al., 2010); 2001 and 1507 number (Wang et al., 2011)

铜陵地区侵入岩的稀土元素分析结果显示, 3类主要侵入岩的稀土元素总量变化范围较大, ΣREE=66.11×10^-6~268.6×10^-6, 但绝大多数介于150.0×10^-6~230.0×10^-6之间, 稀土元素总量较低; LREE/HREE=7.12~19.34, 绝大多数介于10.0~14.0之间, LREE较为富集; (La/Yb)_N介于8.00~25.68之间, 绝大多数介于10.0~20.0之间, 轻重稀土元素分异中等; δEu介于0.70~1.05之间, 绝大多数介于0.80~0.95之间, 具弱的铕负异常。总体上, 铜陵地区3类主要侵入岩的稀土元素配分模式基本一致, 均呈右倾斜型式, 铕负异常不明显(图 10), 反映其可能具有近于一致的成岩物质来源和形成机制, 岩浆形成过程中有壳源物质的加入, 但幔源物质可能起了主导作用。

图 10

Fig. 10

图 10 铜陵地区侵入岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(标准化值据Boynton, 1984) 图中BMS-01唐永成等(1998); T编号数据赵斌等(1999); S51姜章平等(2001); 76/116、142/106邵拥军(2002); J编号数据黄顺生等(2004); 2、7和9引自安徽省地质调查院等(2003); CJ编号数据王元龙等(2004); TL编号数据李进文等(2007); Cs编号数据王建中(2007); N编号数据杨小男等(2007); 4和D025-1鲁鑫(2008); 2011编号和1507编号数据王世伟等(2011) Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns for the intrusive rocks from Tongling area (normalizing values after Boynton, 1984) Data sources: BMS-01 (Xing et al., 1998); T number (Zhao et al., 1999); S51(Lu et al., 2003); 76/116 and 142/106 (Shao, 2002); J number (Huang et al., 2004); CJ number (Wang et al., 2004); TL number (Li et al., 2007); Cs number (Wang, 2007); N number (Yang et al., 2007); 4 and D025-1 (Lu, 2008); 2011 and 1507 number (Wang et al., 2011)

铜陵地区侵入岩的Sr-Nd同位素分析数据显示, Sr同位素组成(I_Sr值) 介于0.7060~0.7101之间, Nd同位素组成(ε_Nd值) 介于-6.5~-17.4之间, 3类侵入岩的Sr-Nd同位素组成变化范围较大但基本一致, 没有明显的区分, 均落在地幔排列和扬子上地壳、扬子下地壳之间的区域(图 11), 显示3类侵入岩具有近于一致的成岩物质来源。对比宁芜地区和庐枞地区岩浆岩, 铜陵地区侵入岩的Sr同位素组成I_Sr值相对较大, Nd同位素组成ε_Nd值负值相对较大, 反映铜陵地区侵入岩的成岩物质来源和岩浆演化可能不同于宁芜地区和庐枞地区岩浆岩。宁芜地区和庐枞地区岩浆岩的Sr-Nd同位素组成落在软流圈地幔右下方、岩石圈地幔的左上方, 其岩浆通常认为起源于软流圈地幔, 而铜陵地区侵入岩的Sr-Nd同位素组成均位于岩石圈地幔Sr-Nd同位素组成范围的下方, 反映其岩浆可能起源于岩石圈地幔。铜陵地区侵入岩的Sr-Nd同位素组成偏离地幔排列, 显示其主要是混染了扬子下地壳物质, 但也有部分投点显示出上地壳物质的加入。在(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-1/Sr和ε_Nd(t)-1/Nd (图 12) 图解上, 铜陵地区侵入岩成分点的排列也明显显示出同化混染的演化趋势(王强等, 2003; 汪洋等, 2004)。

图 11

Fig. 11

图 11 铜陵地区侵入岩Sr-Nd同位素组成相关图解 亏损地幔(DM)、地幔排列、洋岛玄武岩(OIB)、岩石圈地幔的和扬子下地壳Sr-Nd同位素组成据Yang et al.(2005); 扬子上地壳的Sr-Nd同位素组成据王元龙等(2004); 宁芜地区岩浆岩和庐枞地区岩浆岩数据点转袁峰等(2008), 周涛发等(2011); 铜陵地区侵入岩Sr-Nd数据陈江峰等(1993), 邢凤鸣和徐祥(1996a), 唐永成等(1998), 王强等(2003), 李进文(2004), 高庚等(2006), 谢建成(2008) Fig. 11 Diagram of Sr-Nd isotopic compositions of the intrusive rocks from Tongling area Data sources of Sr-Nd isotopic composition: Depleted mantle (DM), mantal array, oceanic island basalt (OIB), lithosphere mantal and lower crust of Yangtze River (Yang et al., 2005); upper crust of Yangtze River (Wang et al., 2004); magmatic rocks of Ningwu and Luzong area (Yuan et al., 2008; Zhou et al., 2011); intrusive rocks of Tongling area (Chen et al., 1993; Xing and Xu, 1996a; Tang et al., 1998; Wang et al., 2003; Li, 2004; Gao et al., 2006; Xie et al., 2008)

图 12

Fig. 12

图 12 铜陵地区侵入岩(87Sr/86Sr)i-1/Sr和εNd(t)-1/Nd图解 数据来源同图 11 Fig. 12 (87Sr/86Sr)i-1/Sr and εNd(t)-1/Nd diagrams for the intrusive rocks from Tongling area Data sources are same as Fig. 11

表 2列出了铜陵地区侵入岩的全岩氧同位素组成(部分数据对应列有锶同位素组成I_Sr值)。数据表明, 铜陵地区侵入岩的全岩和单矿物石英δ¹⁸O值变化于9.5‰~14.3‰之间, 大多集中于9.7‰~11.7‰之间, 较基性岩(δ¹⁸O=5.5‰~7.4‰, Taylor, 1978) 和地幔的δ¹⁸O值(5.7‰±0.3‰, Taylor, 1978) 均明显偏高, 而与高¹⁸O花岗岩类(Taylor, 1978) 的δ¹⁸O值相似。一般来讲, 高¹⁸O花岗岩(δ¹⁸O>10‰) 可能是源岩为富¹⁸O的沉积岩、变质沉积岩或由于围岩混染、热液蚀变、风化等作用的影响(Taylor, 1988; 郑永飞和陈江峰, 2000)。而未被混染的幔源岩浆及其分异产物的δ¹⁸O值低于7.0‰~7.5‰(Taylor, 1980), 且岩浆结晶分异作用不会引起全岩氧同位素组成的显著变化, 即δ¹⁸O值的变化一般不超过1‰~2‰(Mueblenbachs and Byerly, 1982), 因此铜陵地区中酸性侵入岩显著偏高的δ¹⁸O值指示其岩浆或来源于地壳, 或幔源岩浆遭受过富¹⁸O的地壳物质的混染。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 铜陵地区侵入岩全岩氧(锶) 同位素组成 Table 2 Isotopic compositions of oxygen (strontium) for bulk-rocks of the intrusive rocks from Tongling area 样品号 岩体 岩性 测试对象 δ18O (‰)(SMOW) ISr 资料来源 铜官山 石英闪长岩 全岩 9.7 黄华盛等, 1985 L1-Z2-1 铜官山 石英闪长岩 全岩 9.3 储国正, 2003 Z-94-83 铜官山 石英闪长岩 全岩 9.8 0.7085 赵斌和赵劲松, 1997 Ⅺ-19 铜官山 石英闪长岩 全岩 11.1 田世洪等, 2005 松树山 石英闪长岩 全岩 9.9 0.7072 唐永成等, 1998 罗村 石英闪长岩 全岩 8.8 0.7074 唐永成等, 1998 金口岭 石英闪长岩 全岩 9.7 0.7076 唐永成等, 1998 Ⅺ-19 铜官山 石英闪长岩 全岩 11.1 田世洪等, 2005 D113 冬瓜山 闪长岩 全岩 9.9 赵斌和赵劲松, 1997 DGS-7 冬瓜山 石英二长闪长岩 全岩 13.2 赵斌和赵劲松, 1997 AC21 白芒山 碱长辉长岩 全岩 10.8 0.7070 唐永成等, 1998 J41 白芒山 辉石闪长岩 全岩 10.2 0.7072 高庚等, 2006 J51 白芒山 辉石闪长岩 全岩 10.2 0.7073 高庚等, 2006 J50 白芒山 辉石闪长岩 全岩 10.5 0.7073 高庚等, 2006 J49 白芒山 辉石闪长岩 全岩 11.7 0.7073 高庚等, 2006 TL02062 白芒山 辉石二长闪长岩 全岩 11.9 李进文等, 2007 C43-SM-3 白芒山 辉石二长闪长岩 石英 12.0 田世洪等, 2005 Z-94-53 东狮子山 闪长岩 全岩 10.9 0.7084 赵斌和赵劲松, 1997 西79-048 西狮子山 闪长岩 石英 13.4 安徽省地质矿产局321地质队, 1995① 狮子山 石英闪长岩 全岩 10.9 0.7074 唐永成等, 1998 TL02116-1 青山脚 石英二长闪长岩 全岩 12.8 李进文等, 2007 TL02085 大团山 花岗闪长岩 全岩 10.1 0.7075 李进文等, 2007 AC213 鸡冠山 碱长辉长岩 全岩 10.8 0.7060 唐永成等, 1998 JGS-6 鸡冠石 石英二长闪长岩 石英 10.8 安徽省地质矿产局321地质队, 1995① JGS-1 鸡冠石 花岗闪长岩 石英 10.8 安徽省地质矿产局321地质队, 1995① TL02052 鸡冠石 石英二长闪长岩 全岩 11.7 0.7066 李进文等, 2007 TL02075 胡村 花岗闪长岩 全岩 11.3 李进文等, 2007 HC-2 胡村 花岗闪长岩 石英 14.3 储国正, 2003 Z-94-66 舒家店 辉石闪长岩 全岩 9.5 0.7083 赵斌和赵劲松, 1997 TL02168 凤凰山 石英闪长岩 全岩 10.7 李进文等, 2007 AC12 凤凰山 花岗闪长岩 全岩 10.8 0.7101 唐永成等, 1998 TL02280 沙滩脚 花岗闪长岩 全岩 14.0 0.7079 李进文等, 2007 注:表中锶同位素数据保留小数点后四位.侵入体的岩性定名以所引文献为准 + ①安徽省地质矿产局321地质队. 1995.安徽沿江重要成矿区铜及有关矿产勘查研究报告

表 2 铜陵地区侵入岩全岩氧(锶) 同位素组成 Table 2 Isotopic compositions of oxygen (strontium) for bulk-rocks of the intrusive rocks from Tongling area

表 3列出了铜陵地区中酸性侵入岩中的斜长石、钾长石及部分全岩铅同位素组成, 铅同位素组成变化范围为:²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.49~18.95, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.00~15.77, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=36.69~40.14(考虑到保留小数点后2位的数据变化范围仍较大, 本文确定将所有数据统一只保留2位小数)。总体上, 铅同位素组成变化范围较宽, 略富放射性成因铅。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 铜陵地区侵入岩铅同位素组成 Table 3 Pb isotopic compositions for the intrusive rocks from Tongling area 样品号 岩体 岩性 测试对象 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb 资料来源 铜官山 Ck1033-102 金口岭 δο 全岩 17.49 15.35 36.69 杨学明和林文通, 1988 M1 金口岭 δο 全岩 17.81 15.34 37.79 杨学明和林文通, 1988 闪203 金口岭 δ 斜长石 17.80 15.49 37.97 黄斌, 1991 闪201 金口岭 δ 斜长石 17.93 15.50 37.99 黄斌, 1991 闪202 金口岭 δ 斜长石 17.91 15.56 38.24 黄斌, 1991 TLJKL01 金口岭 δο 全岩 17.97 15.49 38.12 谢建成, 2008 85P-16 铜官山 δο 钾长石 17.56 15.41 37.76 李学明等, 1987 A-4-2 铜官山 δο 钾长石 18.09 15.69 38.37 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-4 铜官山 δο 钾长石 17.76 15.44 38.84 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-6 铜官山 δο 钾长石 18.42 15.58 38.40 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-7 铜官山 δο 钾长石 18.08 15.57 38.12 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-9 铜官山 δο 钾长石 17.93 15.58 38.19 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-10 铜官山 δο 钾长石 17.70 15.42 37.76 张理刚和邢凤鸣, 1993 A-4-16 铜官山 δο 钾长石 17.56 15.41 37.68 张理刚和邢凤鸣, 1993 CK371-1 铜官山 δο 全岩 18.13 15.67 38.50 杨学明和林文通, 1988 闪205 铜官山 δ 斜长石 17.92 15.64 38.45 黄斌, 1991 闪206 铜官山 δ 斜长石 17.89 15.52 38.09 黄斌, 1991 闪207 铜官山 δ 斜长石 17.67 15.44 37.76 黄斌, 1991 AT1-M1 铜官山 δο 全岩 17.94 15.60 38.39 翟裕生等, 1992 AS8-B 铜官山 enc in δο 全岩 18.02 15.57 38.25 翟裕生等, 1992 TGS16 铜官山 δο 全岩 18.13 15.47 38.25 谢建成, 2008 TL02126 铜官山 ηδο 钾长石 17.82 15.44 37.86 李进文, 2004 85P-19 天鹅抱蛋 δο 斜长石 17.51 15.24 37.21 李学明等, 1987 闪49 马山 δο 斜长石 17.51 15.24 37.28 唐永成等, 1998 天-4 马山 δ 全岩 18.30 15.77 40.14 周真, 1984 天-5 马山 δο 全岩 18.19 15.60 39.84 周真, 1984 闪204 马山 δ 斜长石 17.99 15.60 38.43 黄斌, 1991 闪49 马山 δ 斜长石 17.94 15.53 38.19 黄斌, 1991 TLMS01 马山 ηδν 全岩 18.41 15.56 38.42 谢建成, 2008 AC-20 笔架山 δο 辉石 18.78 15.46 37.85 唐永成等, 1998 狮子山 TL02116-1 青山脚 ηδο 钾长石 17.99 15.47 38.09 李进文, 2004 TLBC02 包村 ηδο 全岩 18.30 15.53 38.48 谢建成, 2008 BC-05 包村 δο 斜长石 17.90 15.43 38.14 本文 DGS-730-52 冬瓜山 δο 斜长石 18.33 15.53 38.42 本文 DGS-7112 冬瓜山 δο 斜长石 17.69 15.45 37.97 本文 XSZS-11 西狮子山 δο 斜长石 18.39 15.57 38.48 本文 AS1-M1 狮子山 δ 全岩 18.19 15.56 38.34 翟裕生等, 1992 AS8-B 狮子山 enc in δ 全岩 18.25 15.57 38.38 翟裕生等, 1992 狮子山 δο 钾长石 18.21 15.55 38.34 李文达等, 1998 S-1 狮子山 δο 斜长石 17.90 15.47 38.09 唐永成等, 1998 AC-21 白芒山 δν 斜长石 18.35 15.00 38.46 唐永成等, 1998 01TL072 白芒山 ηδν 全岩 18.48 15.53 38.41 闫峻等, 2003 01TL075 白芒山 ηδν 全岩 18.46 15.53 38.53 闫峻等, 2003 01TL078 白芒山 ηδν 全岩 18.51 15.53 38.34 闫峻等, 2003 01TL080 白芒山 ηδν 全岩 18.51 15.55 38.45 闫峻等, 2003 01TL072 白芒山 ηδν 全岩 18.48 15.53 38.41 闫峻等, 2003 01TL075 白芒山 ηδν 全岩 18.46 15.53 38.53 闫峻等, 2003 01TL078 白芒山 ηδν 全岩 18.51 15.53 38.34 闫峻等, 2003 01TL080 白芒山 ηδν 全岩 18.51 15.55 38.45 闫峻等, 2003 J41 白芒山 δν 全岩 18.22 15.67 38.56 高庚等, 2006 J46 白芒山 δν 全岩 18.33 15.63 38.46 高庚等, 2006 J50 白芒山 δν 全岩 18.26 15.63 38.42 高庚等, 2006 MB0112 白芒山 ηδν 斜长石 18.39 15.50 38.20 李进文, 2004 TLBMS01 白芒山 δν 全岩 18.56 15.58 38.49 谢建成, 2008 BMS-1 白芒山 δν 斜长石 18.59 15.63 38.75 本文 TLJC06 焦冲 ηδν 全岩 18.59 15.59 38.61 谢建成, 2008 TLJC01 焦冲 δν 全岩 18.40 15.63 38.62 谢建成, 2008 AC-209 鸡冠山 δο 角闪石 18.26 15.57 38.11 唐永成等, 1998 JGSH-1 鸡冠山 δο 斜长石 18.48 15.58 38.49 本文 JGSH-2 鸡冠山 δο 斜长石 18.24 15.53 38.31 本文 JGSH-11 鸡冠山 δο 斜长石 18.27 15.52 38.32 本文 TL02033 鸡冠石 ηδο 钾长石 18.36 15.54 38.26 李进文, 2004 TLJGS01 鸡冠石 ηδο 全岩 18.63 15.61 38.77 谢建成, 2008 TLHC01 胡村 ηδο 全岩 18.37 15.55 38.55 谢建成, 2008 HC-1 胡村 δο 斜长石 18.23 15.52 38.40 本文 TLWLS01 乌栗山 ηδο 全岩 18.20 15.53 38.31 谢建成, 2008 AMS-M1 谬家 ηδομ 全岩 15.42 15.59 38.49 翟裕生等, 1992 TL02290 大团山 γδ 钾长石 18.13 15.45 38.03 李进文, 2004 520-43-01 大团山 δο 斜长石 18.54 15.56 38.42 本文 新桥 TLQTY 桥头杨 γδ 全岩 18.56 15.60 38.65 谢建成, 2008 TL02178 新桥头 γδπ 斜长石 18.12 15.49 38.05 李进文, 2004 AXQ-M1 新桥 δο 全岩 18.43 15.69 39.54 黄斌, 1991 TL02199 矶头 ηδο 钾长石 18.42 15.48 38.15 臧文栓等, 2004 TL02265 矶头 ηδο 钾长石 18.36 15.51 38.22 臧文栓等, 2004 TL02219 矶头 ηδο 钾长石 18.27 15.48 38.08 臧文栓等, 2004 凤凰山 凤凰山 γδ 全岩 18.21 15.57 38.41 翟裕生等, 1992 凤凰山 γδ 钾长石 18.84 15.60 38.72 李文达等, 1998 凤凰山 γδ 钾长石 18.68 15.57 38.77 李文达等, 1998 AC-12 凤凰山 γδ 斜长石 18.58 15.58 38.48 唐永成等, 1998 TL02168 凤凰山 γδ 钾长石 18.53 15.53 38.33 李进文, 2004 TLFHS01 凤凰山 γδ 全岩 18.88 15.56 38.79 谢建成, 2008 TLFHS02 凤凰山 γδ 全岩 18.95 15.60 39.10 谢建成, 2008 FHS05 凤凰山 δο 全岩 18.64 15.59 38.83 谢建成, 2008 2001-01 舒家店 δv 全岩 18.95 15.60 38.88 王世伟等, 2011 2001-02 舒家店 δv 全岩 18.18 15.64 39.26 王世伟等, 2011 2001-19 舒家店 δv 全岩 18.93 15.63 38.98 王世伟等, 2011 2001-34 舒家店 δv 全岩 18.96 15.64 38.95 王世伟等, 2011 2001-46 舒家店 δv 全岩 18.82 15.64 38.77 王世伟等, 2011 2001-50 舒家店 δv 全岩 18.85 15.62 38.86 王世伟等, 2011 1507-03 舒家店 δv 全岩 19.24 15.64 39.28 王世伟等, 2011 1507-05 舒家店 δv 全岩 19.11 15.64 39.26 王世伟等, 2011 1507-12 舒家店 δv 全岩 19.13 15.63 39.14 王世伟等, 2011 1507-24 舒家店 δv 全岩 18.61 15.61 38.70 王世伟等, 2011 1507-43 舒家店 δv 全岩 18.72 15.63 38.79 王世伟等, 2011 1507-50 舒家店 δv 全岩 18.98 15.64 38.58 王世伟等, 2011 沙滩脚 TL02026 沙滩脚 γδ 斜长石 18.27 15.52 38.22 李进文, 2004 TLSTJ02 沙滩脚 ηδο 全岩 18.69 15.61 38.71 谢建成, 2008 注:因不同研究者Pb同位素数据精度和误差不同, 上表未列出原文数据而是全部统一保留小数点后两位.侵入体岩性定名以所引文献为准.岩性名称缩写:δ-闪长岩; δο-石英闪长岩; ηδο-石英二长闪长岩; ηδομ-石英二长闪长玢岩; δν-辉石闪长岩; ηδν-辉石二长闪长岩; γδ-花岗闪长岩; γδπ-花岗闪长斑岩; enc-包体

表 3 铜陵地区侵入岩铅同位素组成 Table 3 Pb isotopic compositions for the intrusive rocks from Tongling area

如我们所知, 侵入岩中的长石一般具有铀和钍的低含量, 其铅同位素组成代表了岩体形成时的铅同位素初始比值, 而全岩铅同位素组成是在初始铅同位素组成上叠加了岩体形成以来由其中铀和钍衰变所产生的放射性成因铅, 因此应根据岩石中的铀和钍含量及成岩年龄进行扣除。如前文所述, 铜陵地区侵入岩的形成年龄为135~147Ma之间, 结合岩石铀、钍、铅含量(U=0.71×10^-6~4.65×10^-6, Th=2.84×10^-6~17.60×10^-6, Pb=2.65×10^-6~36.37×10^-6, 高庚等, 2006; 谢建成等, 2012) 计算出岩体形成以来由其中铀和钍衰变所产生并积累起来的放射性成因铅一般均较小, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb < 0.28, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb < 0.03, 远小于岩石铅同位素组成变化范围, 可以忽略。因此本文将长石和全岩铅同位素组成一起应用并讨论。

在(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i-(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_i相关图解(图 13a) 上, 数据点位于等时线(Geochron, t=135Ma) 的右侧, 显示出异常铅的特征, 表明它们富集了放射性成因铅(Faure, 1986), 但主要分布在零等时线的右侧, 位于EM Ⅰ与EM Ⅱ演化线之间, 且具有向中国大陆上地壳靠近的趋势, 说明岩浆起源于富集型地幔, 在岩石形成过程中受上地壳物质混染的影响。在(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i-(²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_i相关图解(图 13b) 上, 数据点主要分布在中国大陆地幔演化及其延长线上, 也位于EM Ⅰ与EM Ⅱ演化线之间, 同样反映铜陵地区岩浆可能起源于富集型地幔。闫峻等(2003)研究认为, 虽然中国东部晚中生代时期基性岩远不如新生代发育广泛, 但数据反映富集岩石圈地幔的普遍存在, 长江中下游地区中基性岩都显示出EM Ⅰ和EM Ⅱ地幔端元之间混合的特征。图 13还显示, 铜陵地区侵入岩的铅同位素数据点均位于北半球铅参考线(NHRL) 上方, 反映其源区具有U和Th明显富集的特征(章邦桐等, 2004)。朱炳泉(1998)在研究中国东部新生代玄武岩时指出, 一般U < 1×10^-6、Th < 4×10^-6、Pb < 3×10^-6的拉斑玄武岩与俯冲带无关, 而与俯冲带相关的岩石往往具有较高的U、Th、Pb含量。高庚等(2006)研究白芒山辉石闪长岩微量元素组成特征发现, 其U含量为2.12×10^-6~4.70×10^-6、Th含量为8.17×10^-6~18. 93×10^-6、Pb含量为14.15×10^-6~29.15×10^-6, 表现出较高的U、Th、Pb含量, 显示出富集岩石圈地幔组分特征。

图 13

Fig. 13

图 13 铜陵地区侵入岩铅同位素组成图解(底图据闫峻等, 2003) (a)-207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解; (b)-208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解.DMM-地幔端元、EM Ⅰ、EM Ⅱ-富集地幔端元(Zindler and Hart, 1986); Geochron-零等时线; NHRL-北半球参考线(Hart, 1984); 中国大陆地幔、下地壳和上地壳(李龙等, 2001) Fig. 13 Pb isotope diagrams for the intrusive rocks from Tongling area (after Yan et al., 2003) (a)-207Pb/204Pb-206Pb/204Pb diagram; (b)-208Pb/204Pb-206Pb/204Pb diagram. DMM-depletedmantlecomponent, EM Ⅰ and EM Ⅱ-enriched mantle component (Zindler and Hart, 1986); Geochron-zerio isochron line; NHRL-north hemisphere reference line (Hart, 1984); The lines of mantle, lower crust and upper crust of Chinese continent are after Li et al. (2001)

对于铜陵地区侵入岩原始岩浆的形成机制, 至今尚未取得共识。归纳起来有以下几种主要观点:①由上地幔物质熔融形成的碱性玄武岩浆同化壳源物质形成, 古老地壳物质尤其是下地壳物质起了重要的作用(常印佛等, 1991; 邓晋福等, 1992；邓晋福和吴宗絮, 2001; 陈江峰等, 1993; 邢凤鸣和徐祥, 1996a；邢凤鸣等, 1997; 唐永成等, 1998; 秦新龙, 2007; 吴淦国等, 2008; 杨小男等, 2008; 杜杨松等, 2010; 吴才来等, 2010), ②由上地幔和下地壳物质熔融形成的岩浆混合而成(Wu et al., 2000; 王强等, 2003; 吴才来等, 2003, 2008; 徐夕生等, 2004; 高庚等, 2006), ③由古老的扬子下地壳物质熔融而成(杜杨松和李学军, 1997; 张旗等, 2001; 王元龙等, 2004), ④幔源玄武岩岩浆、下地壳源正长岩岩浆和上地壳源花岗岩岩浆混合形成(狄永军等, 2005), ⑤俯冲洋壳部分熔融岩浆交代楔形上地幔后形成的具埃达克岩特征的玄武质岩浆演化而来(Ling et al., 2009, 2011; Liu et al., 2010; 孙卫东等, 2010)。

Allègre et al.(2008)认为, 微量元素揭示化学动力学主要问题, 主量元素揭示岩石学的关键问题, 而火成岩放射性同位素的解释必须与主量元素和微量元素相结合。因此, 探讨岩浆岩成因及岩浆起源应以岩石主量元素研究为前提, 同时结合微量元素和同位素地球化学特征。

铜陵地区侵入岩平均成分相当于石英闪长岩(大多SiO₂ < 66%), 侵入岩中发育成分上相当于超镁铁岩(辉石岩、角闪石岩、角闪辉石岩等) 并具堆积结构的岩石包体(周珣若等, 1993; Wu et al., 2000; 吴才来等, 2003; 杜杨松和李铉具, 2004), 说明原始岩浆经过了一定的演化, 它们的原始岩浆必然比石英闪长岩更基性, 甚至比辉石闪长岩(一般SiO₂ < 55%) 更基性, 相当于玄武岩是十分可能的(邢凤鸣和徐祥, 1996b)。基于铜陵地区侵入岩高钾富碱的特点, 一些研究者认为原始岩浆是偏碱性的基性岩浆或高钾碱性玄武岩浆(杨学明和林文通, 1988; 毛建仁等, 1990; 邢凤鸣和徐祥, 1996b)。而汪洋等(2004)则认为, 侵入岩高钾富碱的特点并不能直接说明其原始岩浆就是高钾碱性玄武岩浆或橄榄玄粗质岩浆。铜陵地区中酸性侵入岩, 尤其是偏基性端元的侵入岩高钾富碱的特点除上文提到的后期岩浆热液叠加影响外, 不能排除以下可能的成因机制:①俯冲洋壳板块俯冲脱水形成的富钾富碱流体或熔体交代地幔楔, 并使地幔楔发生低程度部分熔融, 或与地幔熔体混合, 形成高钾富碱的玄武质岩浆; ②原生玄武质岩浆高压(>1GPa) 下结晶时晶出的辉石较橄榄石量多, 最终导致熔体中的钾高度富集而SiO₂并未明显增加(Meen, 1990); ③原生玄武质岩浆上升过程中与围岩的同化混染。虽然包括铜陵地区在内的长江中下游地区未发现有燕山期的幔源原生岩浆, 基性岩的Mg^#值和Cr含量远不同于原生幔源岩浆(汪洋等, 2004), 铜陵地区侵入岩的Sr-Nd同位素组成也明显有别于原始或亏损地幔派生的岩浆, 在ε_Nd(t)-(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i关系图(图 11) 上均投影在第四象限, 但其Sr-Nd同位素组成非常接近岩石圈地幔, 显示其原始岩浆应起源于地幔。铜陵地区侵入岩不同于宁芜地区和庐枞地区岩浆岩的Sr-Nd同位素组成特征, 相对来说, 投影点远离软流圈地幔而接近岩石圈地幔, 反映原始岩浆可能是起源于富集岩石圈地幔的玄武岩浆。Pb同位素组成(图 13) 同样证实铜陵地区岩浆可能起源于富集型地幔。

铜陵地区侵入岩弱富集大离子亲石元素K、Rb、Sr, 弱亏损高场强元素Nb、Ta、(P)、Ti (图 9), 指示可能存在幔源岩浆对地壳物质的同化混染作用。侵入岩偏低的稀土元素总量、中等程度的轻重稀土元素分异等特征(图 10) 也反映幔源岩浆在岩石成因中起主导作用, 混有壳源物质。铜陵地区侵入岩与扬子上地壳和下地壳(太古宙崆岭群TTG杂岩、元古代董岭群斜长角闪岩) 的Sr-Nd同位素组成差异显著, 说明侵入岩浆直接由扬子上地壳或下地壳熔融形成的可能性很小, 侵入岩较高的Sr含量也说明不可能完全起源于地壳的重熔, 而可能与幔源玄武岩浆有关。铜陵地区侵入岩的Sr-Nd同位素组成投影点位于岩石圈地幔与扬子下地壳及扬子上地壳之间, 并且未严格地沿地幔排列及其延长线分布, 投影点向左下方或右侧方发生漂移, 可能的原因是起源于富集岩石圈地幔的玄武岩浆既受到了扬子下地壳的同化混染, 也受到扬子上地壳的同化混染, 但混染的地壳物质相对较少。本区侵入岩负ε_Nd(t) 值相应的Nd模式年龄(t_DM) 值均接近于或大于2Ga, 也表明原始岩浆被古老地壳物质的混染(陈江峰等, 1993; Chen and Jahn, 1998; 王强等, 2003; 高庚等, 2006)。岩体中发现的磁铁黑云斜长片麻岩-黑云辉石斜长角闪岩-角闪岩-角闪黑云片岩组合的变质岩残余包体, 同样表明基底古老深变质岩系混入到岩浆中(杜杨松和李学军, 1997)。而Sr-O同位素组成特征显示, 铜陵地区侵入岩成岩过程中可能存在①岩浆上升侵位过程中与高¹⁸O的陆壳物质的混染和②俯冲再循环的洋壳物质的混染。后文的讨论支持前一种混染机制。

如我们所知, 地壳物质的混染可能包括两种不同的机制, 即幔源岩浆同化壳源物质和幔源岩浆与壳源岩浆混合。常印佛等(1991)、唐永成等(1998)研究认为, 铜陵地区岩浆在上升侵位过程中多次停积而形成了多层岩浆房, 在不同层次岩浆房的形成过程中与¹⁸O值较高的围岩发生了混染作用。侵入体中较为发育的捕虏体构造也表明, 岩浆在最后定位时受到了富¹⁸O的碳酸盐岩(δ¹⁸O=12.2‰~26.9‰, 刘裕庆和刘兆廉, 1991) 和硅质岩(δ¹⁸O=11.4‰~26.8‰, 曾普胜, 2003) 的混染(李进文, 2004)。对于下地壳物质的混染, 一些学者认为是起源于地幔的碱性玄武岩浆在上升过程中同化了下地壳物质(毛建仁等, 1990; 常印佛等, 1991; 李文达等, 1995; 邢凤鸣和徐祥, 1996a; 唐永成等, 1998; 吴才来等, 2008; 孟祥金等, 2011), 邢凤鸣等(1997)通过成岩实验研究也认为, 碱性玄武岩浆同化花岗质下地壳可以形成高钾钙碱性系列的辉长岩到花岗闪长岩岩浆。但王强等(2003)认为, 铜陵地区中酸性侵入岩(SiO₂=55%~66%) 可能是幔源岩浆与玄武质下地壳熔融形成的埃达克质岩浆混合形成。汪洋等(2004)也认为不能排除下地壳直接熔融形成的埃达克质熔体参与的可能。铜陵地区中酸性侵入岩中发育的混合结构表明该区燕山期存在幔源和壳源岩浆的混合作用(Wu et al., 2000; 狄永军等, 2003; 谢建成等, 2012), 侵入岩及其岩石包体中的矿物包裹体研究表明部分熔融的岩浆温度很高, 可能是底侵幔源岩浆同熔下地壳形成的(田世洪等, 2001)。因此, 上地幔源玄武质岩浆和下地壳源埃达克质岩浆的混合作用可能是铜陵地区中酸性侵入岩浆形成的主要方式之一。铜陵地区中酸性(并非只有SiO₂≤55%的) 侵入岩在Sr/Y-Y图解上的投点落在相同的区域, 即正常岛弧火山岩区和埃达克岩区的界线附近, 辉石闪长岩偏向于正常岛弧火山岩区, 但部分与埃达克岩区重叠, 反映其具有正常岛弧岩浆岩向埃达克岩过渡的特征(图 14)。一般认为, 埃达克岩是由俯冲的洋壳在榴辉岩相的条件下熔融形成的(Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001)。但是, 铜陵地区的侵入岩具有低ε_Nd(t) 值和高I_Sr值以及比典型埃达克岩低的MgO含量(图 15), 排除了这些岩石由俯冲洋壳熔融形成的可能性, 而可能是幔源玄武质岩浆底侵到壳幔边界诱发玄武质下地壳熔融, 或玄武质下地壳在增厚(>40km) 的条件下发生熔融, 斜长石发生分解, 残留物中出现石榴石, 形成埃达克质岩浆(王强等, 2003)。因此, 铜陵地区中酸性侵入岩可能主要是具有高Yb、Y含量的幔源玄武质岩浆与来自下地壳的埃达克质岩浆发生混合并进一步演化形成的。

图 14

Fig. 14

图 14 铜陵地区侵入岩的Sr/Y-Y图解(底图据Defant and Kepezhinskas, 2001) 数据来源同图 6、图 9和图 10 Fig. 14 Sr/Y-Y diagram for the intrusive rocks from Tongling area (after Defant and Kepezhinskas, 2001) Data sources are same as Fig. 6, Fig. 9 and Fig. 10

图 15

Fig. 15

图 15 铜陵地区侵入岩的SiO2-MgO图解 图中俯冲洋壳部分熔融而来的埃达克岩区域据Defant et al.(1992), Kay et al.(1993), Aguillón-Robles et al.(2001), 底侵下地壳部分熔融而来的埃达克岩区域据Xu et al.(2002), Gao et al.(2004), Wang et al.(2004a, b, 2006a, b), 变玄武质和榴辉岩熔体(1~4.0GPa) 据Rapp and Watson (1995), Rapp et al.(1999, 2003), Skjerlie and Patńo (2002).铜陵地区侵入岩岩石化学数据引自文献同图 6 Fig. 15 SiO2-MgO diagram for the intrusive rocks from Tongling area Range of subducted oceanic crust-derived adakites are after Defant et al.(1992), Kay et al.(1993), Aguillón-Robles et al.(2001); Range of delaminated lower crust-derived adakites are after Xu et al.(2002), Gao et al.(2004), Wang et al.(2004a, b, 2006a, b), Range of metabasaltic and eclogite melts (1~4.0GPa) are after Rapp and Watson (1995), Rapp et al.(1999, 2003), Skjerlie and Patńo (2002). Data sources of the intrusive rocks from Tongling are same as Fig. 6

如前所述, 铜陵地区中酸性侵入岩体中常发育成分相当于超镁铁岩巨晶和岩石包体, 例如, 在鸡冠山辉石闪长岩中和铜官山石英闪长岩中发现辉石和角闪石巨晶及辉石岩、角闪石岩和角闪辉石岩等岩石包体(周珣若等, 1993; Wu et al., 2000; 杜杨松和李铉具, 2004), 岩石包体中除辉石和角闪石外, 还有磁铁矿和磷灰石等早期结晶相, 几乎不含斜长石和黑云母, 具清晰的堆积结构, 显然是岩浆结晶分异的产物(邢凤鸣和徐祥, 1996b)。侵入岩普遍的弱铕负异常(δEu=0.80~0.95) 说明长石在岩浆演化过程中的结晶分异作用不显著, 或源区岩石中的斜长石已经融入岩浆熔体(孟祥金等, 2011)。结合岩石化学成分中MgO与Al₂O₃、Na₂O、K₂O不具有明显的相关性(图 16) 这一特征, 可以认为铜陵地区岩浆岩化学成分变化的主要原因不是由斜长石的分异引起的。在SiO₂与其它主元素氧化物关系(Harker) 图解(图 17) 上, 区内侵入岩不仅表现出一致的演化趋势, 而且辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩3类主要侵入岩各自还表现出相同的演化趋势, 亦即, SiO₂与Al₂O₃、Na₂O、K₂O没有明显相关性, 而随SiO₂增加TiO₂、FeO^T、MgO、CaO、P₂O₅逐渐减少, 表明在岩浆演化过程中存在着单斜辉石、角闪石、磷灰石、钛铁矿等矿物的分离结晶作用(王强等, 2003; 徐晓春等, 2008; 孟祥金等, 2011)。Al₂O₃含量的较小变化及稀土元素铕异常特征均反映斜长石的分离结晶可能是次要的。石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩与辉石闪长岩比较, 微量元素P含量明显降低, 显示存在磷灰石的分离结晶作用, 而微量元素Zr与SiO₂的负相关性表明可能存在锆石的分离结晶作用(王强等, 2003)。一般认为磷灰石和锆石比较富集HREE, 磷灰石和锆石的分离结晶将导致岩石中HREE亏损, REE分异。图 14即显示出辉石闪长岩与石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩大多沿分离结晶趋势线分布, 反映其岩浆可能受到矿物分离结晶的影响。因此, 镁铁矿物及磷灰石和锆石等矿物的分离结晶作用可能是铜陵地区辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩成分变化的主要原因之一。

图 16

Fig. 16

图 16 铜陵地区侵入岩MgO与其它主元素氧化物关系图解 Fig. 16 Diagrams showing relationship between MgO and other main element oxides for the intrusive rocks from Tongling area

图 17

Fig. 17

图 17 铜陵地区侵入岩Harker图解 Fig. 17 Harker varization diagrams for the intrusive rocks from Tongling area

铜陵地区侵入岩的同位素地质年龄反映其形成于晚侏罗世至早白垩世, 均属燕山晚期早阶段岩浆活动的产物, 但对于辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩3类侵入岩的侵位时序, 各家观点各异。以狮子山矿田侵入岩为例, 常印佛等(1991)研究认为是逆演化序列, 即花岗闪长岩和石英(二长) 闪长岩侵位较早, 而辉石闪长岩侵位较晚; 储国正(2003)认为狮子山矿田侵入岩体野外接触关系显示为相互穿插, 难分早晚。李进文(2004)研究认为, 狮子山矿田岩浆岩的侵位时序由早到晚为:辉石二长闪长岩→石英二长闪长岩→花岗闪长岩, 即所谓的正常演化序列。徐晓春等(2008)认为狮子山矿田中偏酸性的花岗闪长岩和偏基性岩的辉石闪长岩侵位较早, 相对中性的石英(二长) 闪长岩形成较晚。吴淦国等(2008)认为铜陵地区中生代岩浆侵入的总体顺序为石英二长(斑) 岩→二长岩→花岗闪长岩→石英二长闪长岩→辉石二长闪长岩→辉长辉绿岩。铜陵凤凰山矿田新屋里岩体石英闪长岩锆石U-Pb年龄为139.4±1.2Ma, 花岗闪长岩为141.0±1.1Ma (瞿泓滢等, 2011); 地质观察也表明新屋里岩体中的花岗闪长岩和石英二长闪长(斑) 岩不是渐变关系, 而是两次岩浆侵入的产物, 花岗闪长岩形成较早, 石英二长闪长斑岩形成较晚(邵拥军等, 2003)。总体上, 铜陵地区3类主要侵入岩的成岩先后顺序大多难以根据明显的侵入接触关系确定。现有的不同岩性侵入岩高精度锆石U-Pb同位素年龄值有大有小, 或在误差范围内基本一致, 不能给出区内3种不同类型岩浆岩侵入的先后顺序。因此, 同位素年代学数据显示本区燕山期地壳深部热活动频繁(吴才来等, 2008), 而不同岩性侵入岩具有不同的结晶年龄说明浅部岩浆活动可能表现为脉动式上升侵位的特征。

储国正(2011)认为, 铜陵地区中生代中酸性岩浆是由于幔源玄武岩浆以湍流形式对下地壳花岗岩岩浆房进行再充填并和花岗岩岩浆混合形成的, 形成过程中出现稳定的组成梯度和不稳定的温度梯度, 导致岩浆房中双扩散对流作用的发生, 进而导致组成分带和热分带, 形成带状岩浆房, 上部是花岗闪长岩岩浆, 下部是石英二长闪长岩岩浆和辉石闪长岩岩浆, 随后由于构造应力松弛诱发岩浆先后上升侵位。本文认为, 起源于富集岩石圈地幔的玄武质岩浆底侵下地壳, 下地壳熔融形成埃达克质岩浆, 并与来自地幔的岩浆在深部岩浆房中混合, 岩浆在滞留的过程中发生了单斜辉石、角闪石、磷灰石、钛铁矿等矿物的分离结晶作用, 与此同时或略早, 亦或伴有一定程度的由于热力和成分的扩散对流而导致的熔离分异作用, 形成成分上呈带状分布的岩浆房, 自下而上依次是辉石闪长岩岩浆、石英(二长) 闪长岩岩浆和花岗闪长岩岩浆, 分离结晶形成的堆积岩可能集中于中下部的辉石闪长岩和石英(二长) 闪长岩岩浆房(层) 中, 因而其中发现较多的角闪石巨晶、辉石巨晶和辉石岩、角闪石岩、角闪辉石岩等堆积岩包体。不同岩浆房(层) 中的岩浆先后与构造运动诱发的深断裂相沟通, 随机地上升, 脉动式侵位, 上升侵位过程中同化了少量上地壳岩石, 最终冷凝结晶, 从而形成了区内不同岩性的侵入岩及其相应的地质地球化学特征, 并表现出现今的时空分布格局。

铜陵地区作为中国东部和长江中下游构造-岩浆-成矿带的重要组成部分, 中生代中酸性侵入岩的成岩大地构造背景一直是地质学家们关注的重点。徐克勤等(1980)、顾连兴和徐克勤(1986)认为是大陆断裂坳陷带。常印佛等(1991)、唐永成等(1998)提出长江断裂/破碎系, 强调地幔上隆和长江断裂带的控制作用。翟裕生等(1992)认为该区中生代位于板内断块岩浆活动带。吴言昌等(1999)提出该区成岩成矿构造背景为板内裂谷带。而近年来一系列反射地震剖面揭示的地壳结构否定了长江深大断裂和裂谷带的推断(董树文等, 1998; 吕庆田等, 2003; Dong et al., 2004)。岩浆岩岩石化学成分特征也反映, 成岩演化过程中的玄武质母岩浆在深位岩浆房中的静岩压力至少大于1~1.5GPa, 暗示当时地壳厚度不小于35~50km, 表明该区岩浆作用起源于造山构造背景, 而与裂谷伸展构造背景相矛盾(汪洋等, 2004)。董树文(1991)、董树文和邱瑞龙(1993)、Schmid et al.(1999)将长江中下游归属于大别山碰撞造山带前陆构造带, 强调多板块汇聚与岩石圈拆沉对中国东部成岩成矿作用的影响, 认为下扬子由于印支运动(中三叠纪-中侏罗纪) 而由板缘环境(碰撞造山带前陆) 转为板内环境(董树文等, 2007; 张岳桥等, 2007)。陈衍景等(2004)认为该区的成岩成矿作用发生于华北和扬子陆块碰撞过程中的挤压-伸展转换期。汪洋等(2004)根据区域前中侏罗统地层褶皱和白垩纪广泛发育逆冲推覆构造的实事, 并基于Maniar and Piccoli (1998)花岗岩类构造分类图解的判别, 认为长江中下游地区的岩浆岩是造山作用的产物, 成岩大地构造背景是与古太平洋板块俯冲密切相关的大陆边缘岩浆弧的内陆一侧。Mao et al.(2006)认为大别造山带的演化造就了长江中下游地区深部近东西向的地幔隆起背景, 并对燕山期成岩成矿起控制作用。高庚等(2006)认为, 铜陵地区处于华北板块和大别造山带南侧, 扬子板块的北缘, 中生代可能存在扬子下地壳向北俯冲至华北板块下面, 使得扬子板块析出流体, 造成上侵的富集岩石圈地幔和俯冲的扬子下地壳同时发生部分熔融, 有利于壳幔物质的混染和交代。张国伟等(2011张国伟, 郭安林, 董云鹏等. 2011.中国大陆东部构造思考.合肥:香山会议主题报告, 22-30) 认为中国东部东西向的陆壳强烈挤压收缩性的陆内造山带显然非为西太平洋板块作用所致, 同时也不是同期的鄂霍茨克洋关闭碰撞造山板块作用远程效应所为, 可能是非板块动力的陆内中-新生代华北与华南等不同陆块间长期的从深部到浅层的相互作用的陆内动力学作用所导致。但长期以来很多学者仍然强调古太平洋板块(Izanaqi板块) 西向(或北西向) 运动对该区的影响(吴利仁等, 1982; Jahn et al., 1990; 邓晋福等, 1992; Maruyama et al., 1997; 杜旭东等, 2000; Zhou and Li, 2000; 张旗等, 2001; 朱光等, 2003; 汪洋等, 2004; 吴淦国等, 2008; Wang et al., 2011)。近年来一些学者又分别尝试用平板(flat-slab) 俯冲(Li and Li, 2007)、板片窗(Sun et al., 2007) 等模式解释包括铜陵矿集区、长江中下游成矿带乃至整个中国东部的构造-岩浆作用。总之, 古太平洋板块从晚侏罗世开始向亚洲板块俯冲的事实(Maruyama et al., 1989, 1997; Wallick and Steiner, 1992; Isozaki, 1997; Richards, 1999; Van der voo et al., 1999), 证明其对中国东部及长江中下游地区晚中生代构造-岩浆-成矿作用有强烈影响, 但包括铜陵地区在内的长江中下游地区属于陆内环境抑或大陆边缘环境, 观点仍不一致。本文认为, 铜陵地区中生代岩浆活动的大地构造背景是大陆边板块内部, 岩浆作用与晚侏罗纪古太平洋板块的俯冲作用密切相关, 但同时受到海西-印支期断裂坳陷及华北与扬子陆块碰撞造山作用形成的前中生代基底构造的制约。

结合前人研究成果, 本文认为, T₃-J₂时期中国东部在完成华北板块与扬子板块之间的碰撞并最终焊接后, 长江中下游地区转为受太平洋构造体制制约的大陆岩石圈演化阶段(李兆鼐等, 2003; 邓晋福和吴宗絮, 2001; 杜杨松等, 2007; 董树文等, 2007, 2011; 张岳桥等, 2007)。晚侏罗纪(165±5Ma~145Ma) 古太平洋板块开始俯冲, 造成中国东部受挤压整体抬升形成高原, 遭受侵蚀而缺失晚侏罗世的沉积, 岩石圈迅速增厚(董树文和邱瑞龙1993;张旗等, 2001); 随后进入碰撞造山后的应力转换期(145~130Ma), 构造应力由挤压向拉张过渡, 加厚岩石圈熔融并底侵下地壳岩石, 岩石圈地幔源岩浆与下地壳源岩浆混合、演化并上侵, 形成以铜陵地区为代表的中酸性为主的侵入岩; 再后来进入伸展期(130~80Ma), 岩石圈拆沉、减薄, 软流圈上涌, 区域上大规模火山喷发, 与此同时我国东部断陷发育并形成白垩纪红层伸展盆地。长江中下游岩浆带的岩浆活动正是受着这一时期中国东部统一的地球动力学背景的制约, 而铜陵地区的侵入岩形成于135~147Ma之间, 岩浆岩地质地球化学特征亦反映其形成于挤压向拉张转化的动力学背景之下。

由于上述成岩大地构造背景观点的不同, 对该区岩浆作用深部动力学过程认识的也不一致:一些学者认为中生代时期长江中下游地区受古太平洋板块的西向运动制约, 但远离大陆边缘1000km (Li, 2000; 王元龙等, 2004), 该区处于陆内造山环境, 强烈的挤压作用导致地壳岩石圈增厚, 随后发生伸展导致岩石圈减薄、垮塌及底侵作用, 进而诱发区内大规模岩浆活动, 岩浆作用与岩石圈减薄事件相对应(邓晋福等, 2000, 杜建国等, 2003; 王强等, 2003; 吴福元等, 2003; 董树文等, 2007; 张旗等, 2009); 另一些学者认为中生代时期该区处在大陆边缘环境, 强调俯冲板片洋壳高温高压条件下脱水并释放出富含Fe₂O₃的具高氧逸度超临界流体, 或俯冲板片洋壳直接熔融产生埃达克岩熔体, 流体或熔体交代地幔楔, 并使地幔楔发生低程度部分熔融, 形成富集S等挥发份和Au、Cu等成矿元素的母岩浆(Sillitoe, 1997; Oyarzun et al., 2001; Mungall, 2002; Sun et al., 2004; 汪洋等, 2004; 谢建成等, 2012)。事实上, 近年来我国学者基于秦岭和青藏高原岩浆岩和矿床的深入研究, 提出了大陆碰撞成矿理论, 初步揭示了不依托于俯冲板片洋壳熔融的大陆碰撞过程中成矿物质输运、积聚、沉淀机制和大型矿床的形成机理(陈衍景, 1996; Hou et al., 2009; 侯增谦, 2010)。岩浆岩的SiO₂-MgO图解(图 15) 也表明, 区内具埃达克岩特征的侵入岩具有来自于高压下(1~4.0GPa) 变玄武岩和榴辉岩熔体的特征。因此, 本文认为, 铜陵地区中生代中酸性侵入岩的形成机制是:受古太平洋板块俯冲的影响, 在挤压动力学背景下岩石圈地幔加厚, 在随后的向拉张转化的动力学背景下减压熔融, 形成玄武质岩浆, 并底侵下地壳岩石形成埃达克质岩浆, 幔源岩浆和下地壳源岩浆混合, 在深位岩浆房中发生分异(熔离分异和结晶分离) 作用, 并沿深断裂随机地上升、同化围岩、侵位冷凝。

(1) 铜陵地区中酸性侵入岩形成于晚侏罗世-早白垩世(135~147Ma), 岩浆活动持续时间大约为10~15Ma; 岩体沿近东西向深断裂呈带状分布, 受基底断裂控制; 岩体浅成侵入产出, 受多期不同方向和性质的断裂控制。

(2) 侵入岩矿物成分变化较大, 但多以斜长石为主, 前人的岩性定名较为混乱。本文依据岩石矿物成分Q-A-P图解确定区内侵入岩主要为辉石闪长岩、石英(二长) 闪长岩和花岗闪长岩3类中酸性闪长质岩石。侵入岩岩石化学成分特点是以中性为主, 偏酸性或略偏基性, 富碱富钠, 高钾准铝质, 均属亚碱性高钾钙碱性系列。

(3) 3类侵入岩具有相似的微量元素、稀土元素和Pb-Sr-Nd-O同位素地球化学特征, 反映原始岩浆起源于富集岩石圈地幔, 幔源玄武质岩浆底侵并熔融下地壳形成埃达克质岩浆进而发生混合可能是本区中酸性侵入岩浆形成的主要方式。

(4) 3类侵入岩空间上相互穿插, 时间上相互重叠, 反映岩浆可能在地壳深部形成带状岩浆房, 不同岩浆层中的岩浆与构造运动诱发的深断裂相沟通并随机地上升, 脉动式侵位, 形成不同岩性的浅成侵入体; 深部岩浆房中的带状岩浆层可能是由于温度梯度引起扩散对流作用进而发生一定程度的熔离分异作用所致; 岩体中发育的超镁铁质包体和岩石主量元素、微量元素及其相互关系反映岩浆演化过程中存在镁铁矿物及磷灰石和锆石等矿物的结晶分异作用。

(5) 铜陵地区中生代岩浆活动的大地构造背景是大陆板块内部, 岩浆作用与晚侏罗纪古太平洋板块的俯冲作用密切相关, 但同时受到海西-印支期断裂坳陷及华北与扬子陆块碰撞造山作用形成的前中生代基底构造的制约; 侵入岩是在挤压动力学背景下岩石圈地幔加厚, 随后向拉张转化的动力学背景下减压熔融, 并底侵下地壳岩石形成原始岩浆, 进而演化、上侵形成的。