长江中下游地区繁昌盆地火山岩成因:锆石Hf-O同位素制约

引用本文

刘建敏, 闫峻, 陈丹丹, 李全忠, 刘晓强, 姚洪忠, 史磊, 陈志洪. 2016. 长江中下游地区繁昌盆地火山岩成因:锆石Hf-O同位素制约. 岩石学报, 32(2): 289-302 复制到剪切板

Liu JM, Yan J, Chen DD, Li QZ, Liu XQ, Yao HZ, Shi L, Chen ZH. 2016. Petrogenesis of the volcanic rocks in Fanchang basin, the Middle-Lower Yangtze River Belt: Zircon Hf-O isotopic constraints. Acta Petrologica Sinica,32(2): 289-302 (in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

长江中下游地区繁昌盆地火山岩成因:锆石Hf-O同位素制约

刘建敏¹, 闫峻¹ , 陈丹丹², 李全忠¹, 刘晓强¹, 姚洪忠¹, 史磊¹, 陈志洪²

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院, 合肥 230009;
2. 中国地质调查局南京地质矿产研究所, 南京 210016

2014-07-11 收稿, 2015-03-20 改回.

基金项目: 本文受国家自然科学基金项目(41272074、40972052)和中国地质调查局基础地质项目(12120113069100)联合资助.

第一作者简介: 刘建敏,女,1980生,博士,讲师,矿物学、岩石学、矿床学专业,E-mail:jmliugis@163.com

通讯作者: 闫峻,男,1966年生,教授,岩石学专业,E-mail:junyan@hfut.edu.cn

摘要: 繁昌盆地是长江中下游地区沿江火山盆地之一,目前针对该盆地火山岩的研究相对薄弱,因此本文选择该盆地中分村组流纹岩、赤沙组粗安岩、蝌蚪山组流纹岩为研究对象,结合本课题组前期发表的研究成果,开展锆石原位Hf-O同位素和U-Pb年代学研究,以期深入探讨繁昌盆地火山岩的岩石成因。中分村组流纹岩、赤沙组粗安岩、蝌蚪山组流纹岩的LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果分别为132.1±1.5Ma、129.1±1.8Ma和129.5±3.3Ma。三组火山岩的ε_Hf(t)值分别为-8.2~-5.8、-6.0~-3.4、-7.4~-2.2,δ¹⁸O值分别为6.3‰~7.9‰、7.0‰~7.8‰、6.6‰~8.2‰,从中分村组到赤沙组再到蝌蚪山组ε_Hf(t)、δ¹⁸O值逐渐升高。综合分析表明:中分村组、赤沙组、蝌蚪山组火山岩的源区相似,它们是新元古新生地壳熔融形成的岩浆和少量的富集岩石圈地幔部分熔融形成的岩浆混合后经结晶分异形成。从148~133Ma至132~126Ma,本地区经历了俯冲带构造环境至拉张环境的转换,古太平洋板片的俯冲及后撤的转换时间在132Ma左右。

关键词: 火山岩锆石 Hf-O同位素中生代繁昌盆地长江中下游

Petrogenesis of the volcanic rocks in Fanchang basin, the Middle-Lower Yangtze River Belt: Zircon Hf-O isotopic constraints

LIU JianMin¹, YAN Jun¹ , CHEN DanDan², LI QuanZhong¹, LIU XiaoQiang¹, YAO HongZhong¹, SHI Lei¹, CHEN ZhiHong²

1. School of Resource and Environmental Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China;
2. Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Nanjing 210016, China

Abstract: Fanchang basin is one of the volcanic basins in the Middle-Lower Yangtze River Belt. Studies on the volcanic rocks in the basin are still weak, so this article carried out zircon Hf-O isotopes and U-Pb ages analysis on rhyolite from Zhongfencun Formation, trachyandesite from Chisha Formation and rhyolite from Kedoushan Formation in order to discuss petrogenesis of the volcanic rocks in Fanchang basin. The results of zircon LA-ICPMS U-Pb dating are 132.1±1.5Ma(Zhongfencun Formation), 129.1±1.8Ma(Chisha Formation) and 129.5±3.3Ma(Kedoushan Formation). The rang of zircon ε_Hf(t) values are-8.2~-5.8,-6.0~-3.4,-7.4~-2.2 and the rang of zircon δ¹⁸O values are 6.3‰~7.9‰, 7.0‰~7.8‰, 6.6‰~8.2‰ for rhyolite from Zhongfencun Formation, trachyandesite from Chisha Formation and rhyolite from Kedoushan, respectively. From Zhongfencun Formation to Chisha Formation and Kedoushan Formation, the values of ε_Hf(t) and δ¹⁸O are slightly increased. Comprehensive researches suggest that sources of the volcanic rocks from the Zhongfencun Formation, Chisha Formation and Kedoushan Formation are similar. They were formed by the mixing of minor magma derived from enriched lithospheric mantle and major magma derived from Neoproterozoic juvenile crust. From 148~133Ma to 132~126Ma, the region had experienced a tectonic transition from a subducting regime to a lithosphere extensional regime, and the tectonic transition happened at about 132Ma.

Key words: Volcanic Rocks Zircon Hf-O isotopes Mesozoic Fanchang basin The Middle-Lower Yangtze River Belt

1 引言

长江中下游多金属成矿带是我国东部重要的多金属成矿带之一，已发现200多个多金属矿床(点)，地质学和年代学研究表明长江中下游地区矿床(点)在空间和时间上与燕山期的岩浆岩相关(常印佛等，1991; Zhai et al., 1996; Mao et al., 2006; Wang et al., 2006; 周涛发等， 2008，2012; 吴淦国等，2008; Yang et al., 2011; Zhou et al., 2015; Sun et al., 2015)。按照形成时代、岩浆岩类型、成矿规律、区域分布等因素，可以将长江中下游地区的岩浆活动划分为四个阶段：第一阶段148~133Ma，以高钾钙碱性侵入岩为主，与矽卡岩型和斑岩型多金属矿密切相关，主要发育在鄂东北、九瑞、铜陵和安庆等地区(邢凤鸣和徐祥，1996; 张旗等，2001; Xu et al., 2004; 杜杨松等，2007; Wang et al., 2007，2015; Huang et al., 2008; Ling et al., 2009，2011; 谢建成等，2008; Li et al., 2009，2013; Pirajno and Zhou， 2015)；第二阶段131~127Ma，以橄榄安粗岩系火山岩和双峰式火山岩为主，与玢岩型矿床密切相关，主要发育在金牛、庐枞、繁昌、宁芜、溧水等火山盆地内(徐祥和邢凤鸣，1994; 闫峻等，2009; 侯可军和袁顺达，2010; Xie et al., 2011; 刘春等，2012; Tang et al., 2012b，2013; Chen et al., 2014)；第三阶段126~123Ma，以A型花岗岩为主，与中小型热液型矿相关，呈两条北东向A型花岗岩带分布在庐江-安庆和贵池-繁昌地区(Yan et al., 2008; 曹毅等，2008; 彭戈等，2012)；第四阶段110~102Ma，主要为发育在宁镇地区的高钾钙碱性岩石，其成矿特征和第一阶段成矿特征相似(夏嘉生，2000; 许继峰等，2001; 张术根等，2010; Xu et al., 2002; 刘建敏等，2014)。本区岩浆岩的成因研究取得了众多成果，但是多集中在第一阶段岩浆岩，对于第二、三阶段岩浆岩研究程度相对较低，而且对第二阶段岩浆岩的研究主要集中在宁芜盆地和庐枞盆地(常印佛等，1991; 张旗等，2001; Xu et al., 2002，2004; Mao et al., 2006; Wang et al., 2006，2007; 杜杨松等，2007;曹毅等，2008; Huang et al., 2008; 周涛发等，2008; 吴淦国等，2008; 谢建成等，2008; Li et al., 2009，2013; 闫峻等，2009; 侯可军和袁顺达，2010; Xie et al., 2011; Yang et al., 2011; Ling et al., 2009，2011; Tang et al., 2012b，2013; Chen et al., 2014)。

繁昌盆地是长江中下游地区沿江火山盆地之一，目前针对该盆地火山岩的研究还相对薄弱。Luo et al.(2013)的研究成果表明繁昌盆地镁铁质火山岩起源于富集岩石圈地幔并被少量地壳物质混染，长英质火山岩由演化后的镁铁质岩浆(SiO₂：48%)与下地壳深熔形成的岩浆混合后形成。袁峰等(2010)使用LA-ICPMS锆石定年，结果显示中分村组、赤沙组、蝌蚪山组和三梁山组火山岩的喷发时间在134~128Ma之间，这个时间和本地区其它盆地火山岩的喷发时间一致。Yan et al.(2008)通过蝌蚪山组玄武岩的研究认为其起源于同位素富集性质的岩石圈地幔。本课题组前期对繁昌盆地火山岩做了年代学、主量元素、微量元素、Sr-Nd同位素研究，成果见刘春等(2012)，基于此本文针对这些样品，进一步开展锆石原位Hf-O同位素和U-Pb年代学研究，以期深入探讨繁昌盆地火山岩的岩石成因。 2 地质背景和样品描述

长江中下游地区位于扬子板块北缘，北部和西北部以襄樊-广济断裂、郯城-庐江断裂为界与大别造山带、华北克拉通相邻，南部以常州-阳新断裂为界与江南造山带相邻。研究表明，该区构造演化大致经历了三个主要阶段：前震旦纪基底形成阶段、震旦纪-早三叠世沉积盖层形成阶段、中三叠世以来的碰撞造山-造山后板内变形阶段(翟裕生等，1992)。前震旦纪基底主要由变质奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩组合、白云母石英片岩夹角闪岩组成，与沉积盖层呈角度不整合接触，沉积盖层主要包括震旦纪碎屑岩、白云岩、硅质岩和寒武纪至三叠纪海相碳酸盐岩等，第三阶段以中生代大规模岩浆活动和成矿作用为特征(常印佛等，1991)。区内发育大小不一的火山岩盆地(图 1)，从西向东分别为金牛盆地、怀宁盆地、庐枞盆地、繁昌盆地、宁芜盆地、溧水盆地和溧阳盆地，这些盆地大致可以划分为两类，一类以庐枞、宁芜和溧水火山岩盆地为代表，其火山岩以中基性岩石为主，早期旋回为钙碱性系列，中晚期为碱性或橄榄安粗岩(shoshonite)系列，和大规模铁矿相关；另一类以金牛、怀宁和繁昌等较小的火山岩盆地为代表，火山喷发具有双峰式特征，酸性岩发育，属于钙碱性系列，目前尚无成矿方面的成因联系。这些特征表明，虽然盆地中的火山岩形成时代基本一致(闫峻等，2009)，但这两类盆地的火山岩具有不同的成因。

图 1 繁昌地区地质简图Fig. 1 Geological map of Fanchang area

繁昌盆地位于长江中下游成矿带的中段，距铜陵70km，盆地中广泛发育中生代火山岩和火山碎屑岩，出露面积约62km²，火山岩系总厚220~2250m，早白垩纪火山岩自下而上划分为3个喷发旋回：中分村组、赤沙组、蝌蚪山组(图 1)。中分村组分为上下两段，下段主要为粉砂岩、沉凝灰岩，上段主要为粗安岩和流纹岩。赤沙组主要为粗面质和流纹质熔岩、熔火山碎屑岩及火山碎屑岩。蝌蚪山组可分为上、中、下三个岩性段，下段主要为沉火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩和正常沉积岩，中段主要为玄武岩和安山岩，上段主要为流纹岩。

本次分析样品采自繁昌盆地中分村组下段(09FC003-2)、赤沙组(CS002-1)和蝌蚪山组上段(FC014)，采样位置见图 1。中分村组流纹岩为灰白色，流纹构造清晰，镜下为斑状结构，斑晶为石英和钾长石，基质主要由隐晶质的石英和钾长石组成，具霏细结构(刘春等，2012)。赤沙组粗安岩为灰白色，块状构造，镜下具有斑状结构，斑晶主要是斜长石、碱性长石、黑云母，斜长石半自形到自形，短柱状到长条状，发育聚片双晶，斑晶大小2~5mm，碱性长石自形短柱状，主要是透长石，表面碳酸盐化，斑晶大小2~4mm，黑云母自形，解理清晰，沿解理有不透明矿物出溶，斑晶含量约为35%~40%；基质主要由斜长石、碱性长石、暗色矿物及少量石英组成。蝌蚪山组流纹岩为浅紫、肉红色，镜下具有斑状结构，斑晶以石英和碱性长石为主，自形，粒状，粒径为0.4~1.8mm，斑晶含量约10%，长石斑晶普遍发生蚀变；基质以长英质矿物为主，基质含量约为90%(闫峻等，2009)。 3 分析方法

锆石单矿物经分离(在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成)后，挑选代表性颗粒制靶。锆石阴极发光(CL)图像在中国科学院地质与地球物理研究所拍摄，CL图像可以用来识别锆石的内部结构以选出适宜的测试点位。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，激光器为GEOLAS ArF 193nm准分子激光，工作参数为：剥蚀物质载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 玻璃作为锆石微量元素含量外标，锆石标样91500进行同位素分馏校正，锆石标样Mud Tank作为外部年龄监控样，本实验测定的锆石标样结果(²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为1061±13Ma，MSWD=0.047，n=14)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。

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行，分析方法详见李献华等(2009)。仪器质量分馏校正采用91500锆石标准(δ¹⁸O=9.9‰)，测量的¹⁸O/¹⁶O比值通过VSMOW值(¹⁸O/¹⁶O=0.0020052)校正后，加上仪器质量分馏校正因子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)，测试过程中每分析8个样品点，分析1个标准锆石91500和GJ-1。其中，91500用于同位素分馏校正，GJ-1作为监控标样。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。 4 分析结果 4.1 锆石U-Pb定年

所选锆石晶型良好，均透明，棱柱状，在CL阴极发光图像中，均显示清晰的振荡环带(图 2)。中分村组流纹岩中(09FC003-2)锆石长90~180μm，宽50~80μm；赤沙组粗安岩中(CS002-1)锆石长150~300μm，宽100~150μm；蝌蚪山组流纹岩中(FC014)锆石长60~150μm，宽50~70μm。三组样品的锆石长宽比约为2:1。锆石U-Pb测年数据见表 1，三组样品的Th/U为0.39~1.91，除3个测点的Th/U为0.39、0.47、0.47外，其余均大于0.5，且各样品的Th和U之间呈显著的正相关关系(图略)，表明本次测试的锆石均为岩浆成因(Hoskin and Black， 2000)。

图 2 繁昌盆地火山岩代表性锆石的阴极发光(CL)图像和分析点位置图中数字标记为：测点号/ε_Hf(t)/δ¹⁸O/年龄Fig. 2 CL images and measured points of zircons from volcanic rocks in Fanchang basinNumerical labels: point No./ε_Hf(t)/δ¹⁸O/age

表 1 繁昌盆地火山岩锆石LA-ICPMS U-Pb测年数据 Table 1 Data of zircon LA-ICPMS U-Pb dating of volcanic rocks in Fanchang basin

测点号	Th	U	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb		²⁰⁷Pb/²³⁵U		²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁷Pb/²³⁵U		²⁰⁶Pb/²³⁸U
测点号	(×10^-6)		Ratio	1σ	Ratio	1σ	Ratio	1σ	Age(Ma)	1σ	Age(Ma)	1σ
中分村组下段-流纹岩
09FC003-2-01	391	603	0.0564	0.0023	0.1564	0.0068	0.0202	0.0006	148	6	129	4
09FC003-2-02	202	355	0.0511	0.0019	0.1486	0.0060	0.0210	0.0006	141	5.3	134	3.5
09FC003-2-03	407	643	0.0525	0.0017	0.1476	0.0052	0.0204	0.0005	140	4.6	130	3.4
09FC003-2-05	234	500	0.0490	0.0018	0.1442	0.0053	0.0215	0.0006	137	5	137	4
09FC003-2-06	740	704	0.0495	0.0018	0.1453	0.0057	0.0213	0.0006	138	5	136	4
09FC003-2-07	316	623	0.0518	0.0020	0.1573	0.0062	0.0221	0.0006	148	5	141	4
09FC003-2-08	538	766	0.0508	0.0018	0.1579	0.0059	0.0225	0.0006	149	5	143	4
09FC003-2-09	446	541	0.0583	0.0031	0.1813	0.0089	0.0228	0.0006	169	8	145	4
09FC003-2-10	230	417	0.0509	0.0020	0.1419	0.0057	0.0203	0.0005	135	5	129	3
09FC003-2-11	416	759	0.0493	0.0017	0.1522	0.0059	0.0223	0.0006	144	5	142	4
09FC003-2-12	232	433	0.0523	0.0022	0.1508	0.0069	0.0210	0.0006	143	6	134	4
09FC003-2-13	263	448	0.0503	0.0019	0.1439	0.0062	0.0206	0.0005	137	5.5	131	3.4
09FC003-2-14	263	448	0.0503	0.0019	0.1439	0.0062	0.0206	0.0005	137	5.5	131	3.4
09FC003-2-15	894	1004	0.0500	0.0018	0.1388	0.0057	0.0201	0.0005	132	5	128	3
09FC003-2-16	288	533	0.0507	0.0020	0.1474	0.0073	0.0209	0.0006	140	6	133	4
09FC003-2-17	172	368	0.0504	0.0020	0.1426	0.0062	0.0205	0.0005	135	5.5	131	3.4
09FC003-2-18	272	477	0.0512	0.0020	0.1581	0.0070	0.0224	0.0006	149	6	143	4
09FC003-2-19	240	378	0.0545	0.0024	0.1546	0.0071	0.0208	0.0006	146	6	132	4
09FC003-2-21	172	310	0.0527	0.0021	0.1501	0.0061	0.0207	0.0005	142	5.4	132	3.4
09FC003-2-22	242	416	0.0533	0.0020	0.1521	0.0057	0.0208	0.0006	144	5.0	133	3.5
09FC003-2-23	205	313	0.0524	0.0027	0.1505	0.0080	0.0208	0.0006	142	7.1	133	3.5
09FC003-2-24	224	394	0.0491	0.0018	0.1431	0.0057	0.0212	0.0006	136	5.0	135	3.7
09FC003-2-25	435	571	0.0528	0.0018	0.1442	0.0053	0.0198	0.0005	137	4.7	126	3.3
09FC003-2-26	228	384	0.0480	0.0019	0.1369	0.0055	0.0208	0.0005	130	4.9	133	3.5
09FC003-2-27	273	401	0.0519	0.0020	0.1502	0.0062	0.0210	0.0006	142	5.5	134	3.5
09FC003-2-28	263	349	0.0503	0.0019	0.1458	0.0060	0.0210	0.0006	138	5.3	134	3.5
09FC003-2-29	263	448	0.0503	0.0019	0.1439	0.0062	0.0206	0.0005	137	5.5	131	3.4
09FC003-2-30	382	545	0.0489	0.0017	0.1392	0.0058	0.0206	0.0005	132	5.1	131	3.4
09FC003-2-31	381	675	0.0489	0.0017	0.1366	0.0056	0.0202	0.0005	130	5.0	129	3.4
09FC003-2-32	266	437	0.0491	0.0018	0.1374	0.0056	0.0203	0.0005	131	5.0	129	3.3
赤沙组-粗安岩
CS002-1-01	181	165	0.0519	0.0032	0.1401	0.0091	0.0198	0.0006	133	8	126	4
CS002-1-02	90.0	86.2	0.0515	0.0045	0.1448	0.0137	0.0201	0.0006	137	12.1	128	3.9
CS002-1-03	276	232	0.0531	0.0028	0.1464	0.0086	0.0203	0.0006	139	8	130	4
CS002-1-04	63.1	83.3	0.0583	0.0043	0.1608	0.0118	0.0205	0.0006	151	10	131	4
CS002-1-05	150	142	0.0511	0.0036	0.1377	0.0103	0.0197	0.0006	131	9	126	4
CS002-1-06	58.7	70.0	0.0563	0.0035	0.1575	0.0102	0.0205	0.0006	149	8.9	131	3.9
CS002-1-07	58.7	78.0	0.0540	0.0039	0.1502	0.0105	0.0204	0.0007	142	9	130	4
CS002-1-08	63.5	87.7	0.0588	0.0043	0.1634	0.0117	0.0212	0.0007	154	10	135	4
CS002-1-09	64.2	78.9	0.0608	0.0049	0.1639	0.0118	0.0205	0.0006	154	10	131	4
CS002-1-10	127	141	0.0525	0.0035	0.1519	0.0110	0.0210	0.0006	144	10	134	4
CS002-1-11	130	148	0.0519	0.0032	0.1588	0.0100	0.0225	0.0007	150	9	143	4
CS002-1-12	104	137	0.0539	0.0032	0.1554	0.0094	0.0210	0.0006	147	8	134	4
CS002-1-13	74.0	81.6	0.0533	0.0056	0.1448	0.0139	0.0203	0.0006	137	12	130	4
CS002-1-14	76.7	100.0	0.0533	0.0036	0.1489	0.0103	0.0204	0.0006	141	9	130	4
CS002-1-15	152	141	0.0490	0.0040	0.1328	0.0124	0.0195	0.0006	127	11	125	4
CS002-1-16	63.8	88.7	0.0587	0.0051	0.1523	0.0129	0.0195	0.0007	144	11	124	4
CS002-1-17	176	160	0.0572	0.0035	0.1521	0.0100	0.0195	0.0006	144	9	125	4
CS002-1-18	54.6	68.8	0.0551	0.0041	0.1504	0.0106	0.0205	0.0006	142	9.4	131	4.0
CS002-1-19	118	154	0.0513	0.0032	0.1374	0.0087	0.0197	0.0006	131	8	126	4
CS002-1-21	110	115	0.0491	0.0029	0.1330	0.0080	0.0199	0.0006	127	7.2	127	3.6
蝌蚪山组-流纹岩
FC014-01	344	250	0.0518	0.0026	0.1382	0.0073	0.0195	0.0005	131	7	124	3
FC014-02	480	497	0.0583	0.0025	0.1679	0.0079	0.0209	0.0006	158	7	113	4
FC014-03	483	617	0.0509	0.0020	0.1493	0.0064	0.0214	0.0006	141	6	137	4
FC014-06	134	343	0.0730	0.0021	1.1916	0.0453	0.1179	0.0033	797	21	719	19
FC014-07	640	382	0.0479	0.0023	0.1423	0.0077	0.0216	0.0006	135	7	138	4
FC014-08	370	292	0.0498	0.0024	0.1460	0.0076	0.0215	0.0006	138	7	137	4
FC014-09	235	388	0.0505	0.0024	0.1504	0.0074	0.0219	0.0006	142	7	140	4
FC014-10	955	634	0.0530	0.0023	0.1559	0.0072	0.0214	0.0006	147	6	137	4
FC014-11	473	451	0.0521	0.0022	0.1374	0.0061	0.0193	0.0005	131	5	123	3
FC014-12	547	364	0.0509	0.0025	0.1473	0.0073	0.0211	0.0006	140	6	135	4
FC014-15	564	575	0.0491	0.0020	0.1382	0.0060	0.0204	0.0005	131	5	130	3
FC014-16	223	265	0.0537	0.0033	0.1482	0.0088	0.0203	0.0006	140	8	130	4
FC014-19	286	295	0.0599	0.0029	0.1605	0.0080	0.0196	0.0005	151	7	125	3
FC014-21	193	139	0.0529	0.0032	0.1401	0.0084	0.0194	0.0006	133	7.5	124	3.6
FC014-22	463	242	0.0508	0.0024	0.1379	0.0064	0.0198	0.0006	131	5.7	126	3.6
FC014-23	652	479	0.0525	0.0022	0.1465	0.0062	0.0203	0.0006	139	5.5	129	3.6
FC014-24	470	445	0.0529	0.0021	0.1414	0.0056	0.0194	0.0005	134	5.0	124	3.3
FC014-25	228	239	0.0519	0.0026	0.1393	0.0066	0.0196	0.0005	132	5.9	125	3.4

表 1 繁昌盆地火山岩锆石LA-ICPMS U-Pb测年数据 Table 1 Data of zircon LA-ICPMS U-Pb dating of volcanic rocks in Fanchang basin

中分村组样品测年数据点共32个，其中22个谐和²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄的变化范围为129±4Ma~136±4Ma，加权平均年龄为132.1±1.5Ma(图 3a)，代表了中分村组下段流纹岩的喷发时间。赤沙组样品测年数据点共21个，给出了125±4Ma~135±4Ma的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄，测点数据成群分布于U-Pb谐和曲线图中(图 3b)，其中17个测点的加权平均年龄为129.1±1.8Ma，代表了赤沙组粗安岩的喷发时间。蝌蚪山组样品测年数据点共25个，数据较为分散，其中12个谐和²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄变化范围是124±3.3Ma~137±4Ma，其加权平均年龄为129.5±3.3Ma(图 3c)，代表了蝌蚪山组上段流纹岩的喷发时间。在蝌蚪山组样品中仅发现1颗锆石(表 1，FC014-6)年龄较老，为继承性或捕获锆石，年龄为719Ma。

图 3 繁昌盆地火山岩锆石U-Pb谐和图解Fig. 3 U-Pb isotopic concordant plots for zircons from volcanic rocks in Fanchang basin

4.2 锆石Hf-O同位素特征

锆石Hf-O同位素测试结果见表 2。中分村组流纹岩21颗锆石的Hf-O同位素测定值相对较为集中，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28250~0.28253，ε_Hf(t)=-8.2~-5.8(t=130Ma)，平均值为-7.1，δ¹⁸O=6.3‰~7.9‰，平均值为7.0‰。赤沙组粗安岩20颗锆石的Hf-O同位素测定值也相对较为集中，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28252~0.28260，ε_Hf(t)=-6.0~-3.4(t=130Ma)，平均值为-4.9，δ¹⁸O=7.0‰~7.8‰，平均值为7.4‰。蝌蚪山组流纹岩20颗锆石的Hf-O同位素组成显示出稍大的变化范围，其中2颗锆石的ε_Hf(t)取值异常，1颗为FC014-6，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28240，ε_Hf(t)=2.4(t=719Ma)，δ¹⁸O=7.7‰，另1颗为FC014-9，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28152，ε_Hf(t)=-41.5(t=130Ma)，δ¹⁸O=7.4‰，其余锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28249~0.28264，ε_Hf(t)=-7.4~-2.2(t=130Ma)，平均值为-5.0，δ¹⁸O=6.6‰~8.2‰，平均值为7.7‰。三组火山岩的ε_Hf(t)以及δ¹⁸O频谱图均显示近似“单峰”正态分布的特征(图 4)。

表 2 繁昌盆地火山岩锆石Hf-O同位素测试结果 Table 2 Zircon Hf-O isotopic analyzed results of volcanic rocks in Fanchang basin

测点号	¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf	¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	1σ	ε_Hf(t)	t_DM1(Ma)	t_DM2(Ma)	δ¹⁸O(‰)	±2σ	t(Ma)
中分村组下段-流纹岩
09FC003-2-1	0.047331	0.001765	0.282501	0.000007	-6.9	1085	1435	7.0	0.2	129
09FC003-2-2	0.034139	0.001282	0.282498	0.000007	-6.9	-19570？	1437	7.0	0.2	134
09FC003-2-3	0.040448	0.001519	0.282476	0.000008	-7.7	1095	1482	7.1	0.3	130
09FC003-2-4	0.028930	0.001059	0.282501	0.000009	-6.8	1073	1430	7.9	0.4
09FC003-2-5	0.049019	0.001876	0.282479	0.000007	-7.7	1106	1477	7.5	0.3	137
09FC003-2-6	0.081600	0.002906	0.282504	0.000009	-6.9	1055	1433	7.3	0.3	136
09FC003-2-7	0.034293	0.001260	0.282477	0.000005	-7.7	1103	1477	6.8	0.3	141
09FC003-2-8	0.052817	0.001935	0.282531	0.000012	-5.8	1045	1375	7.4	0.4	143
09FC003-2-9	0.027232	0.000984	0.282508	0.000006	-6.5	1052	1417	6.6	0.3	145
09FC003-2-10	0.028629	0.001045	0.282508	0.000008	-6.5	1053	1416	7.6	0.3	129
09FC003-2-11	0.047901	0.001712	0.282507	0.000008	-6.7	1074	1421	7.4	0.3	142
09FC003-2-12	0.037263	0.001394	0.282466	0.000007	-8.1	1123	1501	6.8	0.2	134
09FC003-2-13	0.029373	0.001055	0.282495	0.000008	-7.0	1071	1441	6.8	0.2	131
09FC003-2-14	0.064274	0.002320	0.282500	0.000008	-7.0	1102	1438	6.8	0.2	131
09FC003-2-15	0.042713	0.001523	0.282506	0.000007	-6.7	1070	1422	6.8	0.2	128
09FC003-2-16	0.045883	0.001628	0.282492	0.000006	-7.2	1093	1451	6.6	0.4	133
09FC003-2-17	0.039672	0.001410	0.282525	0.000008	-6.0	1040	1385	7.0	0.3	131
09FC003-2-18	0.029051	0.001034	0.282462	0.000008	-8.2	1118	1507	7.0	0.4	143
09FC003-2-19	0.033027	0.001204	0.282468	0.000008	-8.0	1114	1496	6.4	0.3	132
09FC003-2-20	0.021680	0.000793	0.282488	0.000008	-7.3	1074	1454	6.3	0.3
09FC003-2-21	0.026789	0.001010	0.282482	0.000007	-7.5	1089	1467	6.9	0.4	132
赤沙组-粗安岩
CS002-1-1	0.031472	0.001122	0.282570	0.000010	-4.4	968	1296	7.6	0.2	126
CS002-1-2	0.020951	0.000767	0.282539	0.000008	-5.4	1003	1355	7.4	0.3	128
CS002-1-3	0.038625	0.001359	0.282550	0.000008	-5.1	1003	1337	7.7	0.2	130
CS002-1-4	0.022715	0.000830	0.282552	0.000009	-5.0	986	1330	7.1	0.3	131
CS002-1-5	0.033695	0.001204	0.282563	0.000010	-4.6	981	1310	7.3	0.2	126
CS002-1-6	0.022686	0.000828	0.282548	0.000008	-5.1	992	1337	7.3	0.3	131
CS002-1-7	0.022100	0.000803	0.282561	0.000008	-4.6	972	1311	7.2	0.3	130
CS002-1-8	0.025026	0.000909	0.282523	0.000010	-6.0	1028	1386	7.4	0.3	135
CS002-1-9	0.023805	0.000854	0.282560	0.000009	-4.7	975	1314	7.4	0.2	131
CS002-1-10	0.028072	0.000985	0.282562	0.000009	-4.6	976	1311	7.1	0.3	134
CS002-1-11	0.037002	0.001265	0.282577	0.000008	-4.1	962	1283	7.4	0.4	143
CS002-1-12	0.026258	0.000925	0.282531	0.000009	-5.7	1018	1371	7.7	0.2	134
CS002-1-13	0.024586	0.000851	0.282557	0.000007	-4.8	979	1319	7.8	0.3	130
CS002-1-14	0.024491	0.000875	0.282561	0.000009	-4.7	975	1312	7.5	0.4	130
CS002-1-15	0.042480	0.001420	0.282576	0.000008	-4.2	967	1284	7.1	0.3	125
CS002-1-16	0.022287	0.000786	0.282596	0.000008	-3.4	923	1242	7.2	0.3	124
CS002-1-17	0.026095	0.000910	0.282540	0.000008	-5.4	1004	1353	7.2	0.2	125
CS002-1-18	0.037101	0.001273	0.282553	0.000008	-5.0	997	1330	7.0	0.2	131
CS002-1-19	0.025047	0.000876	0.282543	0.000012	-5.3	999	1347	7.4	0.3	126
CS002-1-20	0.038959	0.001333	0.282548	0.000008	-5.2	1005	1340	7.3	0.5
蝌蚪山组-流纹岩
FC014-1	0.086479	0.002811	0.282558	0.000008	-5.0	1031	1326	7.4	0.3	124
FC014-2	0.083412	0.002438	0.282487	0.000009	-7.4	1125	1465	6.6	0.4	113
FC014-3	0.036441	0.001214	0.282536	0.000009	-5.6	1018	1362	7.9	0.3	137
FC014-4	0.130351	0.004304	0.282637	0.000011	-2.3	955	1179	7.8	0.2
FC014-5	0.064820	0.002114	0.282564	0.000009	-4.7	1002	1311	7.8	0.4
FC014-6	0.023422	0.000789	0.282402	0.000011	2.4	1195	1623	7.7	0.3	719
FC014-7	0.076314	0.002518	0.282550	0.000010	-5.2	1035	1341	7.8	0.2	138
FC014-8	0.059607	0.001934	0.282517	0.000008	-6.3	1066	1403	8.2	0.2	137
FC014-9	0.024204	0.000847	0.281519	0.000011	-41.5	2413	3328	7.4	0.2	140
FC014-10	0.043265	0.001461	0.282631	0.000010	-2.2	889	1176	8.2	0.2	137
FC014-11	0.094949	0.002982	0.282573	0.000007	-4.5	1015	1299	8.1	0.2	123
FC014-12	0.075411	0.002403	0.282572	0.000008	-4.4	999	1297	8.0	0.2	135
FC014-13	0.054172	0.001759	0.282513	0.000008	-6.4	1066	1409	7.6	0.3
FC014-14	0.061263	0.001979	0.282575	0.000010	-4.3	984	1290	7.7	0.2
FC014-15	0.046203	0.001510	0.282520	0.000008	-6.2	1049	1395	7.9	0.2	130
FC014-16	0.065993	0.002116	0.282551	0.000008	-5.1	1022	1337	7.7	0.3	130
FC014-17	0.060875	0.001915	0.282548	0.000009	-5.2	1021	1342	7.8	0.2
FC014-18	0.099590	0.003117	0.282591	0.000009	-3.8	991	1263	7.5	0.3
FC014-19	0.071490	0.002371	0.282553	0.000008	-5.1	1026	1334	6.9	0.3	125
FC014-20	0.082901	0.002586	0.282543	0.000010	-5.5	1048	1356	7.9	0.3

表 2 繁昌盆地火山岩锆石Hf-O同位素测试结果 Table 2 Zircon Hf-O isotopic analyzed results of volcanic rocks in Fanchang basin

图 4 繁昌盆地火山岩Hf-O同位素频谱图Fig. 4 Isotope spectrum of zircon ε_Hf(t) and δ¹⁸O of volcanic rocks in Fanchang basin

5 讨论 5.1 火山岩的形成时代

野外观察到板石岭岩体与中分村组流纹岩呈侵入接触关系，板石岭岩体的形成年龄为124.9±1.7Ma(闫峻等，2012)，因此，中分村组火山岩的年龄至少应大于125Ma。近年，袁峰等(2010)使用LA-ICPMS锆石U-Pb定年法对繁昌盆地中分村组粗安岩、赤沙组黑云母粗安斑岩、蝌蚪山组流纹岩和三梁山组黑云母粗面岩进行测年，获得中分村组、赤沙组、蝌蚪山组和三梁山组火山岩的形成时间分别为134.4±2.9Ma、131.3±1.8Ma、130.8±2.2Ma、128.1±3.1Ma；Tang et al.(2012a)使用LA-ICPMS锆石U-Pb定年法对繁昌盆地中分村组粗安岩、蝌蚪山组粗安岩进行测年，获得中分村组、蝌蚪山组火山岩的形成时间分别为133.0±3.2Ma、126±1Ma；闫峻等(2009)使用LA-ICPMS锆石U-Pb定年法对繁昌盆地蝌蚪山组流纹岩进行测年，获得130.7±1.1Ma的年龄。本文对繁昌盆地中分村组流纹岩、赤沙组粗面岩、蝌蚪山组流纹岩进行了LA-ICPMS锆石U-Pb测年，获得三组火山岩的形成时间分别为132.1±1.5Ma、129.1±1.8Ma、129.5±3.3Ma，在误差范围内本文和前人测试结果一致，由此可见，繁昌盆地火山岩岩浆活动的时间限制在126~134Ma期间，火山岩喷发持续时间较短，喷发时间较为集中，均为早白垩世岩浆活动的产物，最晚的火山活动稍早于繁昌盆地周边的侵入岩(闫峻等，2012)。

表 3中收集了长江中下游地区四个盆地火山岩的SHRIMP、LA-ICPMS或SIMS锆石U-Pb定年结果。从表 3及本文所获年龄数据可以看出，尽管各盆地火山开始喷发时间稍有不同，但整个火山活动基本限制在135~125Ma间，各个盆地火山岩形成时间基本一致，均形成于早白垩世。火山活动时限的一致性表明，长江中下游中生代火山岩的形成应该具有相同的地球动力学背景。

表 3 长江中下游地区中生代火山岩的锆石测年结果 Table 3 Compilation of zircon U-Pb ages for the Mesozoic volcanic rocks in the Middle-Lower Yangtze River Belt

5.2 岩石成因繁昌盆地蝌蚪山组玄武岩是下扬子地区晚中生代岩浆岩中最为典型的基性岩，解释为起源于富集性质的岩石圈地幔(Yan et al., 2008)，岩石圈地幔的富集是由俯冲板片析出流体的交代形成(闫峻等，2003; Liu et al., 2010; Niu et al., 2015)。庐枞盆地和宁芜盆地主体为粗玄岩-粗面岩岩石组合，为幔源岩浆的产物。Tang et al.(2012b)测定的庐枞盆地砖桥组和浮山组火山岩中的锆石ε_Hf(t)值为-13.0~6.1，岩石成因被解释为由亏损地幔、新元古洋壳和覆盖其上的沉积物的部分熔融形成。最近，Chen et al.(2014)对庐枞盆地火山岩锆石开展了系统的的Hf-O同位素研究，结果显示其ε_Hf(t)值为-13.6~3.7，δ¹⁸O值为5.3‰~7.6‰，并据此解释岩石起源于富集地幔，该富集地幔由来源于俯冲沉积物的含水长英质熔体和源于俯冲蚀变洋壳的流体交代地幔楔橄榄岩生成。宁芜盆地火山岩锆石的Hf同位素研究结果也指示了类似的地幔源区(侯可军和袁顺达，2010; Tang et al., 2013)。因此，长江中下游地区早白垩纪时期存在受到俯冲板片的沉积物和/或蚀变洋壳析出的流体和/或熔体交代的岩石圈地幔。

中分村组火山岩主体为流纹岩，夹有少量的英安岩，其微量元素组成指示其并非蝌蚪山组玄武岩浆直接结晶分异形成，可能是底侵玄武岩浆形成的下地壳再次部分熔融的产物(刘春等，2012)。Tang et al.(2012a)在中分村组火山岩中发现了许多继承锆石，其U-Pb年龄集中在2388~2434Ma、1801~2018Ma以及772~831Ma这三个区间，除了少数测点以外，大多数继承锆石的单阶段Hf模式年龄在2.4~2.8Ga之间。Tang et al.(2012a)据此解释繁昌地区存在复杂的深部地壳物质，中分村组火山岩的源区中有太古界、古元古界和新元古界地壳物质的贡献。中分村组流纹岩中锆石的ε_Hf(t)值(-8.2~-5.8)低于娘娘山组火山岩中锆石的ε_Hf(t)值(-4.2~3.8)，其δ¹⁸O值(6.3‰~7.9‰)高于娘娘山组的δ¹⁸O值(6.0‰~7.6‰)(图 5)，表明中分村组火山岩主体并非源于富集岩石圈地幔，而为壳源成因。虽然继承锆石指示中分村组火山岩源区存在古老的地壳物质，但下扬子出露的最古老基底为崆岭群，其锆石ε_Hf(t)值按照平均地壳的Lu/Hf比值演化至130Ma时在-30以下(图 6，张旗等， 2006a，b)，在安庆地区出露的古老变质基底董岭群中~2.0Ga锆石的ε_Hf(t)值变化范围为-19.8~-5.6，~800Ma的锆石ε_Hf(t)值变化范围为-24~4.9(张少兵和郑永飞等，2011)，两个时代锆石的ε_Hf(t)值按照平均地壳的Lu/Hf比值演化至130Ma时也都在-10以下，这远低于本次中分村组的测试数据，表明中分村组火山岩主体也并非直接源于古老地壳。扬子地块周边发育大量的新元古代岩浆岩，Wu et al.(2006)针对江南隆起带许村、休宁和歙县岩体的研究表明，这些岩体形成时代介于821~881Ma之间，锆石ε_Hf(t)值为2.1~9.9，锆石δ¹⁸O值较高，为8.1‰~10.2‰。按照平均地壳的Lu/Hf比值演化到130Ma，ε_Hf(t)值为-13.4~-6.6。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804~823Ma，锆石ε_Hf(t)值为-2.72~8.48，按照平均地壳的Lu/Hf比值演化到130Ma，ε_Hf(t)值为-10.91~-0.05，全岩δ¹⁸O值较高，为9.6‰~12‰。这些岩体的成因被解释为新元古代(0.9~1.0Ga)新生地壳经过风化沉积循环后于800~880Ma再次重熔或部分熔融的结果。下扬子存在新元古代地壳增生事件，而该时期增生地壳熔融的产物——新元古代花岗岩的锆石ε_Hf(t)值演化到早白垩世时期和中分村组火山岩非常相似，指示了新元古新生地壳可能为中分村组火山岩的主要源区物质。

图 5 繁昌盆地火山岩锆石ε_Hf(t)-δ¹⁸O图解庐纵火山岩数据和富集地幔数据引自Chen et al.(2014)，新元古花岗岩数据和新元古新生地壳数据张菲菲等(2011). 新元古新生地壳端元ε_Hf(t)=-5.4，δ¹⁸O=9.3‰；富集地幔端元ε_Hf(t)=-9.75，δ¹⁸O=6.2‰Fig. 5 ε_Hf(t)-δ¹⁸O diagram for the zircons from volcanic rocks in Fancahng basinData of Luzong volcanic rocks and enrichment mantle is from Chen et al.(2014). Data of Neoproterozoic granite and Neoproterozoic juvenile crust is from Zhang et al.(2011). Neoproterozoic juvenile crust end-member: ε_Hf(t)=-5.4，δ¹⁸O=9.3‰，enrichment mantle end-member: ε_Hf(t)=-9.75，δ¹⁸O=6.2‰

图 6 繁昌盆地火山岩锆石年龄-ε_Hf(t)图解崆岭群数据张旗等(2006a，b)，新元古花岗岩数据张菲菲等(2011)，庐纵火山岩数据引自Tang et al.(2012b)和Chen et al.(2014)，宁芜火山岩数据侯可军和袁顺达(2010)和Tang et al.(2013)Fig. 6 Age-ε_Hf(t)diagram for the zircons from volcanic rocks in Fancahng basinData of Kongling Group is from Zhang et al.(2006a，b). Data of Neoproterozoic granite is from Zhang et al.(2011). Data of Luzong volcanic rocks is from Tang et al.(2012b) and Chen et al.(2014). Data of Ningwu volcanic rocks is from Hou et al.(2010) and Tang et al.(2013)

但值得注意的是，新元古代花岗岩具有较高的锆石δ¹⁸O值(8.1‰~10.2‰，Wu et al., 2006)，高于中分村组火山岩，指示了后者源区尚有低δ¹⁸O值的物质贡献。以崆岭群为代表的古老下扬子地壳物质同样具有较高的锆石δ¹⁸O值(~10‰，张旗等， 2006a，b)，表明古老地壳并非低δ¹⁸O值的物质贡献者。庐枞盆地幔源岩浆岩的研究指示交代富集的岩石圈地幔部分熔融形成的岩浆具有较低的δ¹⁸O值(5.3‰~7.6‰，Chen et al., 2014)，考虑到繁昌盆地同时期也存在富集岩石圈地幔起源的岩浆岩—蝌蚪山组玄武岩，中分村组火山岩较低的δ¹⁸O值最为可能是其源区中有幔源岩浆的加入造成。因此，中分村组流纹岩是由富集岩石圈地幔部分熔融生成的岩浆和新元古新生地壳部分熔融生成的岩浆在源区混合后经历了辉石、角闪石、斜长石和磷灰石的结晶分异后(刘春等，2012)形成。

赤沙组粗安岩、蝌蚪山组流纹岩锆石δ¹⁸O值的变化范围和中分村组流纹岩锆石δ¹⁸O值的变化范围类似，但赤沙组粗安岩和蝌蚪山组流纹岩锆石δ¹⁸O值有逐渐升高的趋势(图 5)，赤沙组粗安岩的锆石ε_Hf(t)值为-6.0~-3.4，平均值为-4.9，蝌蚪山组流纹岩的锆石ε_Hf(t)值除了一个测点为-41.5以外，其它取值范围是-7.4~2.4，平均值为-4.8，两者ε_Hf(t)值都明显高于中分村组火山岩，但总体来看赤沙组和蝌蚪山组火山岩的岩浆源区和中分村组火山岩的源区应相似。以张菲菲等(2011)所测新元古花岗岩的锆石δ¹⁸O和ε_Hf(t)的平均值指代新元古新生地壳的锆石δ¹⁸O和ε_Hf(t)值，以Chen et al.(2014)所测砖桥玄武质粗安岩的锆石δ¹⁸O和ε_Hf(t)的平均值指代富集地幔的锆石δ¹⁸O和ε_Hf(t)值，建立新元古新生地壳和富集岩石圈地幔这两个端元的混合体系，见图 5。从图上可以看出，从中分村组到赤沙组再到蝌蚪山组，两个端元对火山岩源区的物质贡献比例不同，相对于赤沙组和蝌蚪山组火山岩而言，中分村组火山岩源区中富集地幔的贡献较大，而赤沙组和蝌蚪山组火山岩源区中富集地幔的贡献有所减少，新元古新生地壳的贡献有所增大。综合分析认为繁昌盆地赤沙组和蝌蚪山组火山岩的岩浆源区和中分村组火山岩岩浆源区相似，火山岩锆石δ¹⁸O和ε_Hf(t)值的变化归因于富集地幔以及新生地壳物质对岩浆源区物质贡献的比例不同。 5.3 构造背景及地质意义

长江中下游地区晚中生代时期强烈的岩浆和成矿作用引起了广泛的关注，关于岩浆产生的构造背景一直存在争议。早在20世纪80年代，许多学者提出属于与俯冲作用有关的大陆边缘岩浆弧(吴利仁等，1982; 翁世劼等，1983; 陶奎元等，1988; 邓晋福等，1992)；有的认为属于大陆裂谷岩浆作用(王东方，1986)；有的认为火山岩起因于断裂重熔(徐嘉炜和童卫星，1987)；王德滋等(1996)认为宁芜火山岩与基底深断裂有关，长江中下游断裂控制了火山构造洼地和火山断陷盆地的形成。近年来，不少学者根据对岩浆岩更加深入的研究，提出了加厚下地壳拆沉模式(Xu et al., 2002; 王强等，2003; 王元龙等，2004; Wang et al., 2006)、古太平洋板片平板俯冲模式(Li et al., 2013)、洋脊俯冲模式(Ling et al., 2009，2011; Liu et al., 2010; Sun et al., 2010)以及区域拉张背景下的壳幔相互作用模式(Yan et al., 2008; Xie et al., 2008，2011; Li et al., 2009)等。这些岩石成因模式对应了拉张环境下板内岩浆作用和俯冲带背景下的弧岩浆作用这两大构造背景。

繁昌盆地火山岩形成于长江中下游地区晚中生代岩浆作用的第二阶段，其岩浆源区以新元古时期增生地壳物质为主，同时存在受到大洋沉积物和/或俯冲板片析出流体和/或熔体交代形成的富集地幔的物质贡献以及少量的太古代-古元古代地壳物质的混入。虽然繁昌盆地双峰式火山岩和盆地周边的稍晚形成的A型花岗岩(闫峻等，2012)的发育表明本地区在132~126Ma期间处在一个拉张的构造环境，但源区有俯冲板片析出物质的贡献却明确地指示了132Ma以前的构造背景以俯冲带为主，表现在本地区晚中生代第一阶段岩浆岩的起源上(Ling et al., 2009，2011; Liu et al., 2010; Sun et al., 2010; Li et al., 2013)。因此，从148~133Ma演化至132~126Ma，本地区经历了俯冲带构造环境至拉张环境的转换，暗示了古太平洋板片的俯冲及后撤的转换时间在132Ma左右。 6 结论

(1)长江中下游繁昌盆地中分村组流纹岩、赤沙组粗安岩、蝌蚪山组流纹岩的形成年龄分别为132.1±1.5Ma、129.1±1.8Ma和129.5±3.3Ma。这三组火山岩的形成时间较为接近，都属于早白垩世岩浆作用的产物。

(2)三组火山岩的ε_Hf(t)值分别为-8.2~-5.8、-6.0~-3.4、-7.4~-2.2，δ¹⁸O值分别为6.3‰~7.9‰、7.0‰~7.8‰、6.6‰~8.2‰，从中分村组到赤沙组再到蝌蚪山组ε_Hf(t)、δ¹⁸O值逐渐升高。综合分析表明：中分村组、赤沙组、蝌蚪山组火山岩的源区相似，都是由新元古带新生地壳熔融形成的岩浆和少量的富集岩石圈地幔部分熔融形成的岩浆在源区混合后经历结晶分异形成。

(3)长江中下游前三个阶段岩浆岩成因和物质来源指示：从148~133Ma至132~126Ma，本地区经历了俯冲带构造环境至拉张环境的转换，暗示了古太平洋板片的俯冲及后撤的转换时间在132Ma左右。

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岩石学报 2016, Vol. 32 Issue (2): 289-302	PDF