2012, Vol. 28
2. 中国地质调查局南京地质矿产研究所, 南京 210016
2. Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Nanjing 210016, China
下扬子沿江地区广泛发育晚中生代岩浆岩, 根据近年来的高精度年代学数据, 初步将其划分为三个阶段(Yan et al., 2009; 周涛发等, 2008, 2011)：第一阶段为147~133Ma, 主要发育在断隆区, 包括铜陵和鄂东南地区, 以高钾钙碱性中酸性侵入岩为主, 其中包括高Sr低Y型侵入岩；第二阶段为133~128Ma, 以断陷盆地内火山岩为主, 其中, 大规模的宁芜盆地、溧水盆地和庐枞盆地火山岩为橄榄安粗岩系列(shoshonite), 小规模的金牛盆地、怀宁盆地和繁昌盆地火山岩主要以钙碱性为主, 具有双峰式特征；第三阶段为127~123Ma, 主要发育在沿江南北两侧, 以A型花岗岩和钠质中基性岩为主(Zhou et al., 2008, 2011)。第一阶段岩浆岩由于和Cu、Au、Pb、Zn多金属成矿关系密切, 研究程度较高, 对于其岩石成因, 主流观点认为是幔源岩浆和壳源岩浆混合的产物(邢凤鸣和徐祥, 1996；张德全和徐洪林, 2002；吴才来等, 2003；杜杨松等, 2003；Wang et al., 2003；Xie et al., 2008, 2011), 其中, 对于该阶段岩浆岩高Sr低Y型侵入岩的成因有一定的争议, 包括拆沉下地壳的部分熔融(许继峰等, 2001；Wang et al., 2006)；幔源基性岩浆的结晶分异(Li et al., 2009) 以及古太平洋俯冲洋壳部分熔融, 交代岩石圈地幔, 而后部分熔融产生的岩浆(Liu et al., 2010)。对于第二阶段宁芜盆地、溧水盆地和庐枞盆地火山岩的成因, 由于其shoshonite属性, 多被解释为交代地幔的产物, 并经历了一定程度的地壳混染(王元龙等, 2001；Wang et al., 2006), 但对于金牛盆地、怀宁盆地和繁昌盆地火山岩, 目前尚缺乏系统的研究。此外, 对于本区第三阶段岩浆岩虽然厘定出了沿江两条A型花岗岩带(邢凤鸣和徐祥, 1994), 但对于其成因没有系统的研究, 这阻碍了本地区晚中生代岩浆活动的深入探讨。为此, 本文针对位于江南A型花岗岩带中的贵池岩体, 开展了系统的岩石学、年代学和地球化学研究, 探讨其成因, 以期讨论下扬子地区晚中生代岩浆演化和深部过程。
2 地质背景和样品下扬子地区北以襄樊-广济断裂和郯城-庐江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。区域内以常州-阳兴断裂带为界, 可划分为沿江断褶带和江南隆起带。区内最老的变质基底是崆岭群, 出露在长江三峡段。其片麻岩锆石U-Pb SHRIMP年龄为3.3Ga (Gao et al., 2011)。另外, 在安徽安庆附近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)。本区南部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。印支期碰撞结束了海相沉积, 之后以陆相沉积为主。
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图 1 贵池地区地质简图(据安徽省地质调查院，2006①) Fig. 1 Geological sketch map of Guichi area |
①安徽省地质调查院.2006. 1:25万安庆幅地质图
贵池地区位于下扬子沿江断褶带南缘, 以南紧邻分割沿江断褶带和江南隆起带的阳新-常州断裂, 区域内主要出露贵池和茅坦两个岩体, 呈北东向展布, 与断裂带延伸方向一致。野外观察可进一步把贵池岩体划分为中心相和边缘相。本次工作的样品采自茅坦岩体、贵池岩体中心相和贵池岩体边缘相(图 1)。
采自茅坦岩体样品(MT001, MT003) 为块状构造, 中-粗粒至似斑状结构, 主要矿物为钾长石(55%~65%), 斜长石(10%), 石英(30%), 黑云母(2%~5%), 钾长石、斜长石、黑云母呈半自形到自形, 石英他形, 石英和钾长石常见显微文象结构(图 2a)。副矿物有磁铁矿, 磷灰石, 榍石, 锆石。镜下定名为钾长花岗岩。
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图 2 岩石偏光显微镜下照片 (a-d、g-i) 为正交偏光; (e, f) 为反射光.Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Bt-黑云母；Ap-磷灰石；Ttn-榍石；Zrn-锆石；Mag-磁铁矿；Py-黄铁矿 Fig. 2 Photos of rocks under the polarizing microscope (a-d, g-i) are orthogonal polarization, (e, f) are reflected light. Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Bt-biotite; Ap-apatite; Ttn-titanite; Zrn-zircon; Mag-magnetite; Py-pyrite |
采自贵池岩体边缘相样品(10GC002-1, -2；10GC004-1；10GC033-1, -2, -3) 为块状构造, 中-粗粒结构, 主要矿物为钾长石(60%), 斜长石(10%), 石英(25%), 黑云母(5%), 钾长石、斜长石、黑云母半自形到自形, 石英他形。副矿物有磁铁矿, 磷灰石, 锆石和黄铁矿(图 2b)。镜下定名为钾长花岗岩。
贵池岩体中心相样品(10GC003-1, -2) 为肉红色, 块状构造, 中-粗粒结构, 主要矿物为钾长石(80%), 斜长石(5%), 石英(10%), 黑云母(5%), 黑云母呈半自形到自形, 斜长石、钾长石他形到半自形, 长石之间交生结构常见(图 2g-i), 石英他形, 并有细小的蠕英石发育于长石交生边界附近(图 2h)。副矿物有磁铁矿, 磷灰石, 榍石, 锆石(图 2c-e)。镜下定名为石英正长岩。
3 分析方法主量元素的测定采用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Sr、Nd同位素稀释法分析在中国科学技术大学化学地球动力学实验室进行, 质谱测定在TRITON热电离质谱计(TIMS) 上完成, 分析流程见文献(Foland and Allen, 1991)。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) 照相中科院地质与地球物理研究所扫描电镜室完成。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-ICP-MS) 完成, 采用激光器为GEOLAS, 激光剥蚀系统波长193nm, 工作参数为：剥蚀物质载气He为0.6L/min, 激光脉冲频率5Hz, 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ICPMSDataCal7.5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定年我们选取了四个样品进行锆石U-Pb同位素定年, 分别为贵池岩体中心相(10GC003-1)、贵池岩体边缘相(10GC002-1, 10GC004-1) 以及茅坦岩体(MT001)(表 1~表 4、图 3)。样品GC002-1的锆石透明, 呈微黄色, 棱柱状, 半自形到自形晶体, 长100~150μm, 长宽比大多1:1~3:2, 在CL阴极发光照片中震荡环带明显, 个别锆石有继承核部；样品10GC004-1的锆石均透明, 长柱状自形晶体, 长100~200μm, 长宽比大多在3:2~3:1, 在CL阴极发光照片中震荡环带明显；样品MT001的锆石均透明, 自形, 晶体大小不一, 长50~200μm不等, 长宽比1:1~2:1, 在CL阴极发光照片中震荡环带明显；贵池中心相样品GC003-1的锆石呈自形晶体, 长100~300μm, 长宽比1:1~3:1, 在CL阴极发光照片中部分锆石的震荡环带明显, 部分锆石虽然晶型很好, 但看不到震荡环带。
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表 1 样品GC002-1锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学分析结果 Table 1 Data of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for sample GC002-1 |
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表 2 样品GC003-1锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学分析结果 Table 2 Data of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for sample GC003-1 |
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表 3 样品GC004-1锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学分析结果 Table 3 Data of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for sample GC004-1 |
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表 4 样品MT001锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学分析结果 Table 4 Data of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for sample MT001 |
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图 3 贵池地区岩浆岩锆石代表性样品阴极发光图像及定年结果 Fig. 3 CL images and dating results of zircons from the intrusive rocks in Guichi area |
测试结果中(图 4), 样品GC002-1的Th/U比0.99~1.68, 206Pb/238U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有18个, 在谐和图上年龄点较为集中, 206Pb/238U加权平均年龄为124.6±2.0Ma；样品GC004-1的Th/U比0.72~1.64, 206Pb/238U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有17个, 在谐和图上年龄点较为集中, 206Pb/238U加权平均年龄为125.9±1.6Ma；样品MT001的Th/U比0.86~1.66, 206Pb/238U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有21个, 在谐和图上年龄点较为集中, 206Pb/238U加权平均年龄为127.7±1.8Ma。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, 以上三个年龄均代表了岩浆的侵位年龄。样品GC003-1的Th/U比0.68~2.14, 206Pb/238 U-207Pb/235U谐和度>90%的样品点有31个, 206Pb/238U加权平均年龄为132.1±2.7Ma, 但得到的年龄结果比较分散, 在频谱图(图 5) 中可以明显的看到本样品锆石年龄可分为两期, 在CL阴极发光照片中环带清晰的锆石年龄都较年轻, 而环带较模糊的锆石年龄偏老。贵池岩体和茅坦岩体均为早白垩世岩浆活动的产物。
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图 4 贵池地区岩浆岩锆石U-Pb谐和图 Fig. 4 U-Pb isotopic concordant plots for zircons from the magmatite in Guichi area |
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图 5 贵池岩体中心相(GC003-1) 的206Pb/238U年龄频谱图 Fig. 5 206Pb/238U age Spectrogram of central face of Guichi pluton |
主量和微量元素分析结果见表 5。贵池岩体中心相(10GC003-1、10GC003-2) SiO2含量相对较低, K2O (>6%) 含量和ALK值(11%左右) 较高, 在TAS图解上投入石英二长岩区域, 属于碱性系列, 在SiO2-K2O相关图中属于钾玄岩系列(图 6)；贵池岩体边缘相样品(10GC002-1、10GC002-2、10GC033-1、10GC033-2、10GC033-3) 和茅坦岩体(MT-1、MT-3) 的SiO2含较高(>74%), K2O含量在4.57%~5.74%之间, ALK值为8.44%~9.29%, 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 6)。后文在不做特别说明时, 将茅坦岩体归入贵池岩体边缘相。贵池地区所有岩体样品的K2O/Na2O比值>1.18, FeOT/MgO比值高(>4), MgO、Al2O3、CaO、P2O5、MnO、TiO2含量低。碱铝比(NK/A) 在0.88~0.93之间, 铝过饱和度(A/CNK) 在1.02~1.10之间, 属于过铝质。
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表 5 贵池地区A型花岗岩体主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 5 Analytical results of major (wt%) and trace elements (×10-6) for A-type granites in Guichi area |
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图 6 贵池地区A型花岗岩TAS图解(a) 和SiO2-K2O图(b) 下扬子A型花岗岩数据来自: 吴才来等(1998), 邢凤鸣和徐祥(1999), 楼亚儿和杜杨松(2006), 范裕等(2008), 向文帅等(2009)以及作者未发表数据 Fig. 6 Total alkali vs. silica (TAS) plot (a) and SiO2-K2O plot (b) for the A-type granite from Guichi area Data of other A-type granites in Lower Yangtze region after Wu et al.(1998), Xing and Xu (1999), Lou and Du (2006), Fan et al.(2008), Xiang et al.(2009) and unpublished data of the author |
在稀土元素球粒陨石标准化分布图和微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 7), 贵池地区岩浆岩总体表现为LREE以及Rb、Th和U的富集, 而Ba、Sr和Ti显著亏损, Ni、Co和Cr的含量很低, 分别为0.90×10-6、0.24×10-6和1.76×10-6(平均值)。虽然贵池岩体中心相和边缘相样品的稀土和微量元素分配型式基本一致, 但中心相样品的微量元素含量明显高于边缘相样品。另外, 贵池地区岩浆岩的微量元素特征与下扬子其他A型花岗岩(阴影部分) 非常相似, 均选择性地亏损Ba、Sr、Ti, 而Nb和Ta的亏损不显著。这些特征均符合A型花岗岩的一般要求(Collins et al., 1982; Eby, 1990; Whalen et al., 1987)。
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图 7 贵池岩体稀土元素球粒陨石标准图(a) 和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) 阴影部分代表下扬子其他地区A型花岗岩, 数据来自：邢凤鸣和徐祥(1999), 范裕等(2008), 向文帅等(2009)以及作者未发表数据 Fig. 7 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive mantle normalized multi-element spider diagrams (b) for intrusions in Guichi area The shadow represents A-type granites of the other area in the Lower Yangtze region, data after Xing and Xu (1999), Fan et al.(2008), Xiang et al.(2009) and unpublished data of the author |
样品的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成测定结果见表 6。
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表 6 贵池地区岩浆岩的Sr-Nd同位素测试结果 Table 6 Sr and Nd isotopic compositions of igneous rocks from Guichi area |
贵池地区岩浆岩的7个样品显示了均一的εNd(t) 值, 为-6.7~-7.3, 平均-7.04。87Sr/86Sr (t) 变化范围却很大, 从0.6919到0.7108, 这种数据特征也出现在中国其他地区典型A型花岗岩上(Han et al., 1997；Wu et al., 2002; 魏春生等, 2001)。单从Nd同位素特征看, 贵池花岗岩介于下扬子第一阶段岩浆岩和第二阶段岩浆岩之间, 与上溪群(εNd(t) 在-7.3~-8.2之间, t=126Ma, 陈江峰等, 1989；邢凤鸣等, 1991) 接近。
5 讨论 5.1 岩石类型A型花岗岩这一术语是由Loiselle and Wones于1979年提出的, 不同于I型和S型花岗岩是以其源区性质定义(Chappell and White, 1974), A型花岗岩主要是根据岩体的构造背景和地球化学特征而命名。前文已提及贵池地区岩浆岩特征均符合A型花岗岩的一般要求, 在相关图解上(图 8), 贵池地区岩浆岩都位于A型花岗岩区域。因此, 贵池岩体和茅坦岩体均为A型花岗岩。
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图 8 A型花岗岩判别图解 (a) 据Collins et al., 1982；(b, c) 据Whalen et al., 1987；(d) 据King et al., 1997).中国其他地区典型花岗岩数据来自魏春生等(2001), Wu et al.(2002), Shi et al.(2010)和Jean et al.(2009) Fig. 8 Discrimination diagrams of A-type granite Diagrams (a) after Collins et al.(198), (b, c) after Whalen et al.(1987), (d) after King et al.(1997). Data of the other area after Wei et al.(2001), Wu et al.(2002), Shi et al.(2010) and Jean et al.(2009) |
根据近年来发表的高精度年代学数据, Yan et al.(2009)、周涛发等(2008, 2011) 将下扬子地区燕山期岩浆活动划分为三阶段：第一阶段为147~133Ma；第二阶段为132~128Ma；第三阶段为127~123Ma。贵池边缘相岩体和茅坦岩体属于下扬子燕山期岩浆活动第三阶段, 和两条A型花岗岩带中其他岩体的侵入时代基本一致(范裕等, 2008；楼亚儿和杜杨松, 2006)。
对于贵池岩体中心相, 根据样品206Pb/238U年龄频谱图(图 5), 可以看到两个峰值, 分别是143Ma和122Ma左右。对部分较大锆石颗粒的边部和核部分别定年, 发现在多数锆石边部年龄在120Ma左右, 而核部年龄是140Ma左右(图 3), 说明部分锆石有两个生长阶段, 分别对应了下扬子燕山期岩浆活动的第一阶段和第三阶段。
分别对贵池岩体中心相(GC003-1) 的单颗锆石计算了其锆石Ti饱和温度(Watson and Harrison, 2005, 表 7), 发现测点年龄大于136 Ma的锆石Ti饱和温度平均为712.4℃, 测点年龄小于135Ma的锆石Ti饱和温度平均为774.3℃(图 9)；而且, 早期锆石的Th/U比(平均为0.90) 明显低于晚期锆石的Th/U比(平均为1.57)。对于这种现象的解释是, 贵池岩体中心相形成经历了两期岩浆事件：早期(145.4±3.2Ma, 取年龄>137Ma的样品进行加权平均计算) 岩浆具有较低的Th/U比值, 在深部岩浆房中缓慢冷却, 至123.0±3.7Ma左右(取年龄 < 137Ma的样品进行加权平均计算), 另外一期类似于贵池岩体边缘相的岩浆注入到岩浆房中, 由于后期岩浆温度更高, 致使两种岩浆发生充分混合, 但是封闭温度较高的锆石从早期至晚期一直在结晶, 并记录在单颗粒锆石中。贵池中心相岩体中较大年龄的锆石均环带模糊, 可能是后期高温岩浆影响的结果；而其中环带清晰的锆石年龄均较年轻, 代表了后期生长的锆石。混合岩浆发生上侵就位形成贵池岩体中心相, 随后的晚期A型花岗岩岩浆上侵, 形成贵池岩体边缘相。从这个角度来看, 宏观上岩相学均一的岩体也可能是多期岩浆在深部岩浆房混合的结果。
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表 7 样品GC003-1的206Pb/238U年龄和锆石Ti饱和温度 Table 7 206Pb/238U age and Ti saturated temperature for sample GC003-1 |
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图 9 贵池岩体中心相样品(GC003-1) 的206Pb/238U年龄和锆石Ti饱和温度(℃) Fig. 9 206Pb/238U age vs. Ti saturated temperature plot for the zircon from central face sample of Guichi pluton (GC003-1) |
贵池中心相岩体是两期岩浆活动的产物, 类似边缘相岩浆的注入使得早期岩浆与之发生了混合, 这一认识在岩相学中进一步得到验证。图 2(g, h) 可见钾长石颗粒相互嵌入的半岛及孤岛, 在图 2(h)中还能见到颗粒间的蠕英结构, 这都是长石间后期交代的证据。在中心相薄片中这种现象非常常见；图 2(i)中斜长石被钾长石交代, 是基性组分被酸性组分交代的证据；图 2(f)中可以看到黑云母旁边生长了被磁铁矿覆盖的黄铁矿, 可能是早期在还原条件下黑云母析出黄铁矿, 后期被氧化成磁铁矿。而在茅坦岩体薄片中见到文象结构且矿物颗粒接触界限明显, 在贵池边缘相岩体薄片中见到的矿物颗粒接触边界明显, 均是共结结构, 说明在其形成后没有经历与中心相类似的过程。
Harker图解中(图 10), 贵池岩体中心相和边缘相样品的主量元素及微量元素与SiO2之间表现出一定的线性关系。其中, CaO、TiO2、Fe2O3、MgO含量随SiO2含量升高而降低, 符合岩浆结晶分异趋势。然而, 一系列的证据表明, SiO2含量更高的边缘相并非由形成中心相的岩浆结晶分异的产物：(1) 随着SiO2含量的升高, K2O和Na2O含量却逐渐降低, 中心相为碱性中酸性岩, 边缘相为钙碱性酸性岩, 无法用岩浆结晶分异来解释；(2) 不相容元素Rb含量和SiO2含量之间表现为正相关, 但Sr却呈现反相关, 这同样不符合结晶分异趋势；(3) 中心相样品的微量元素含量总体高于边缘相样品；(4) 在La/Sm-La图解上(图 11), 边缘相和中心相岩体主要受控于不同程度的部分熔融作用。因此, 形成贵池岩体中心相和边缘相的岩浆分别来自不同的源区。
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图 10 贵池岩体Harker图解 Fig. 10 Harker plot for Guichi intrusion |
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图 11 贵池岩体La/Sm-La图解 Fig. 11 La/Sm-La plot for Guichi intrusion |
贵池岩体边缘相样品的Sr、Rb、Zr、Fe2O3和P2O5含量随着SiO2的增加基本保持不变(图 10), 表明形成边缘相的岩浆经历的结晶分异作用不显著。中心相样品的Sr和Zr与SiO2反相关, 并趋向边缘相样品(图 10), 反映中心相样品SiO2含量的变化并非结晶分异的结果, 而是两种岩浆混合的产物, 其中一种混合端员为边缘相的岩浆, 这和前文定年数据得到的认识是一致的。前人认为安徽沿江地区A型花岗岩是正长岩岩浆通过AFC机制演化的产物(邢凤鸣和徐祥, 1994), 但贵池岩体边缘相具有较为均一的εNd(t) 值, 且没有表现出显著的结晶分异和同化混染(AFC) 趋势。因此, 形成贵池岩体中心相的岩浆来自于两种岩浆的混合, 一种是144Ma时期的中酸性碱性岩浆, 一种是125Ma左右的A型花岗岩浆, 两种岩浆的混合发生在深部岩浆房, 晚期岩浆的温度更高, 致使岩浆混合的较为均匀, 但在锆石年龄以及岩相学上仍然保存了混合信息。形成边缘相的岩浆较为均一, 为A型花岗岩浆, 没有经历显著的结晶分异。
5.3.2 岩浆源区贵池岩体的中心相和边缘相(包括茅坦岩体) 具有均一的Nd同位素组成, εNd(t) 值为-6.7~-7.3, 和蝌蚪山组玄武岩相比, εNd(t) 值略低, 但εNd(t) 值总体高于铜陵地区侵入岩。曹毅等(2008)通过对庐枞地区A型花岗岩及其包体的研究, 认为其起源于富集岩石圈地幔的玄武质岩浆结晶分异的产物, 在岩浆上升过程中与地壳物质发生轻度同化混染作用。虽然在Sr-Nd同位素组成上, 贵池岩体的成因可以解释为类似蝌蚪山组玄武岩(Yan et al., 2008) 的岩浆通过结晶分异和同化混染形成, 但贵池岩体主体是花岗岩, 是壳源岩石, 难以通过幔源岩浆直接结晶分异形成。另外, 野外观察中, 无论中心相还是边缘相, 都是块状的而均一的肉红色花岗岩, 没有没有发现暗色包体, 更没有发现岩体周围有大规模的中、基性岩石作为过渡端员产出, 因此, 贵池岩体的边缘相和中心相中的混合酸性岩浆端员为地壳部分熔融的产物。考虑到其同位素组成和铜陵地区侵入岩的差异, 以及和扬子地台基底--上溪群的相似性(图 12), 岩浆源区更可能为位于中上地壳的上溪群。贵池岩体中心相区别于边缘相的主要特征为碱性(图 6) 以及高的微量元素含量(图 7), 属于shoshonite系列, 在Hark图解上(图 10), 随着SiO2的增加, 趋向边缘相, 为晚期边缘相岩浆和早期中性岩浆在深部岩浆房混合的产物。早期的中性岩浆必然更加富碱, 这种特征显著不同于第一阶段发育在铜陵、大冶和九瑞地区的中酸性侵入岩, 后者主要为高钾钙碱性系列, 但和第二阶段庐枞和宁芜地区火山岩相似。前已提及, 第二阶段火山岩主要起源于受交代的富集岩石圈地幔, 并有少量软流圈物质的贡献。那么, 考虑到贵池岩体中心相早期端员富碱、Sr-Nd同位素组成、与第一阶段岩浆岩差异显著以及和边缘相的相似性, 中心相早期端员的岩浆源区应为交代富集的岩石圈地幔, 并经历一定程度的结晶分异作用。由于边缘相岩浆的混合作用, 以及边缘相Sr-Nd同位素组成和岩石圈地幔较小的差别, 中心相全岩Sr-Nd同位素组成表现出和边缘相的相似性。
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图 12 87Sr/86Sr (t)-εNd(t) 相关图 底图数据邢凤鸣等, 1993；王元龙等, 2001；刘洪等, 2002；Wang et al., 2003, 2006；李超文等, 2004；高庚等, 2006；高晓峰等, 2007；谢智等, 2007；曹毅等, 2008；Xie et al., 2008；Yan et al., 2008；Li et al., 2009 Fig. 12 εNd(t) vs.87Sr/86Sr (t) plot Data of the basic deagram after Xing et al., 1993; Zhai et al., 1999; Wang et al., 2001; Liu et al., 2002; Wang et al., 2003, 2006; Li et al., 2004; Gao et al., 2006; Gao et al., 2007; Xie et al., 2008; Cao et al., 2008; Yan et al., 2008; Li et al., 2009 |
不同于华南地区从三叠纪、侏罗纪到白垩纪都有岩浆活动, 下扬子地区的岩浆活动时限较窄, 为147~123Ma。第一阶段高钾钙碱性侵入岩(包括埃达克质岩石) 主要起源于富集的岩石圈地幔和下地壳(Wang et al., 2003；高庚等, 2006；Yan et al., 2008；Xie et al., 2008；Li et al., 2009), 埃达克质岩石的发育指示了该时期存在加厚的地壳(>40km), 部分熔融主要发育在40km以下；第二阶段的岩浆源区以岩石圈地幔为主, 并有软流圈物质的加入, 但壳源物质的贡献少见(王元龙等, 2001；刘洪等, 2002；李超文等, 2004；Wang et al., 2006；谢智等, 2007；高晓峰等, 2007)。这一方面指示软流圈的上涌, 伴随着岩石圈的减薄, 另一方面暗示了下地壳经过部分熔融后转变为榴辉岩相, 较为难熔(Yan et al., 2009)；到第三阶段, 以贵池岩体边缘相为代表的A型花岗岩发育, 形成了沿江两岸两条A型花岗岩带(邢凤鸣和徐祥, 1994), 岩浆源区主要为类似板溪群的中上地壳, 岩浆源区浅但温度高, 指示了类似于裂谷环境的强烈拉张, 也暗示了已转变为榴辉岩相的下地壳由于比重加大而发生拆沉, 拆沉导致软流圈的强烈上涌, 中下地壳由于热作用而发生部分熔融。该阶段的软流圈物质也有显著的贡献, 反映在宁芜地区的125Ma侵入的蒋庙和阳湖塘辉长岩的Sr-Nd同位素组成上(Yan et al., 2008)。
因此, 下扬子地区晚中生代三个阶段岩浆岩的源区变化指示了一个清晰的深部递进过程：147Ma开始, 本地区构造背景由挤压转为拉张, 拉张导致软流圈上涌引发岩石圈地幔的热异常, 来自岩石圈地幔部分熔融的岩浆底侵至壳幔边界, 导致加厚的下地壳部分熔融, 两种岩浆混合后侵入到地壳浅部形成本地区晚中生代第一阶段中酸性岩浆岩, 下地壳由于岩浆的抽取转变为大比重的榴辉岩。至130Ma时期, 随着拉张的持续, 岩石圈地幔进一步发生部分熔融, 混合着来自软流圈顶部部分熔融的岩浆, 产生了强烈的火山活动, 形成了各火山盆地的以shoshonite系列为主的火山岩；随后, 至127~123Ma期间, 由于岩石圈地幔遭受部分熔融作用而软化, 比重较大的榴辉岩相下地壳发生拆沉, 导致软流圈上涌到更浅部, 中下地壳受到热扰动而发生部分熔融, 产生了A型花岗岩, 代表了拉张的峰期。最后, 上涌的软流圈通过热传导冷却, 形成由新生代玄武岩中橄榄岩包体所代表的“新生”岩石圈地幔(刘海泉等, 2010)。
6 结论(1) 锆石U-Pb定年结果表明, 贵池地区贵池岩体边缘相和茅坦岩体的年龄分别为124.6±2.0Ma (125.9±1.6Ma) 和127.7±1.8Ma；贵池中心相岩体经历了两期岩浆活动, 分别是145.4±3.2Ma和123.0±3.7Ma。
(2) 形成贵池岩体边缘相(包括茅坦岩体) 的岩浆来自中上地壳的上溪群部分熔融；形成贵池岩体中心相的岩浆来自于两种岩浆的混合, 分别是早期来自富集岩石圈地幔结晶分异的中酸性碱性岩浆和晚期形成贵池岩体边缘相的A型花岗岩浆, 两种岩浆的混合发生在深部岩浆房。
(3) 下扬子地区晚中生代岩浆活动从147Ma开始, 构造背景由挤压转为拉张, 经历了较为强烈的壳幔相互作用。以贵池岩体为代表的A型花岗岩的出现, 指示了岩浆源区深度进一步变浅, 拉张达到了峰期。
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