皖南伏岭A型花岗岩的成因
——地球化学、锆石U-Pb年龄及Lu—Hf同位素特征

郑伟,陈天虎,杜建国,陈芳,丁宁,张舒

1)合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥,230009;2)安徽省地质调查院(安徽省地质科学研究所),合肥,230001;3)自然资源部覆盖区深部资源勘查工程技术创新中心,合肥,230001

内容提要：伏岭花岗岩体,位于江南造山带东段的皖浙相邻区,岩浆岩沿着近北东向的宁国—绩溪深大断裂断分布。笔者等对伏岭岩体鱼龙川(γ53-2)单元花岗岩开展了系统的全岩岩石地球化学、LA-ICPMS锆石U-Pb同位素年龄和锆石原位Lu—Hf同位素地球化学研究, 结果表明,花岗岩的侵位年龄为131.8±0.9 Ma,富硅、富碱、贫钙、贫铁,具有较高的Rb、Th、U、Ga、Zr和Y含量,较低的Sr、Ba和Nb含量,稀土配分曲线呈现典型的“海鸥式”分布特征,显示强烈的负Eu异常;微量元素原始地幔标准化蛛网图显示明显的Ba、Sr、Nb的负异常。其高SiO2含量和Rb/Sr值、低Ba、Sr含量具备江南造山带东段皖南地区A型花岗岩的典型特征。岩体具有同源岩浆演化特征,源区可能存在磷灰石、钛铁矿的分离结晶作用,而辉石类的分离较少。伏岭岩体主要来源于地壳中镁铁质岩石的部分熔融,其地球化学特征继承于源岩。锆石εHf(t)变化范围较小,均在-7.0～-4.6之间,二阶段模式年龄(TDM2)为1478～1630 Ma,伏岭花岗岩可能由中元古代古老下地壳部分熔融形成。伏岭岩体的形成可能受到碰撞作用的影响,岩体形成于后碰撞期,中元古代的基底岩石被大范围的熔融,从而产生了伏岭A型花岗岩。

江南造山带皖浙赣相邻区是我国铜、金多金属资源的重要产地之一,大型金属矿床基本集中于其南部赣东北地区的德兴—乐平一带,其北部的皖南地区虽然矿床类型众多,但是发现的矿床工业价值非常有限(周涛发等,2003;赵文广等,2008)。位于皖浙赣交界处的皖南地区广泛发育晚中生代花岗岩类侵入岩,这些侵入岩有的单独出现,更多地呈现复合岩体的特征。江南造山带东段的皖南地区目前发现的 70 余个矿床均与燕山期岩浆作用密切相关,主要矿种为 W、Mo、Pb—Zn、Cu、Au。大规模的岩浆喷发作用与成岩时间主要集中在125～140 Ma(Wu Fuyuan et al., 2012;薛怀民,2021;周涛发等,2003,2004; Yuan Feng et al.,2004;蒋少涌等,2015;谢建成等,2016;薛怀民,2021;汪相,2022)。

伏岭岩体位于江南造山带东段的皖浙相邻区,岩浆岩沿着近北东向的宁国—绩溪深大断裂分布(图1)。前人针对伏岭岩体的研究程度较薄弱,对岩石成因缺乏系统的认识,从而制约了该区成矿规律的研究。本文对伏岭花岗岩开展了系统的全岩岩石地球化学、LA-ICPMS锆石U-Pb同位素年龄和锆石原位Lu—Hf同位素地球化学研究,试图约束限定其成岩时代、岩石成因、成岩源区和构造环境,补充和丰富皖南地区岩浆岩年代学格架及岩石成因,从而为进一步探讨皖南晚中生代构造演化及其成矿提供重要的基础地质资料。

图1 (a) 江南造山带东段大地构造位置图;(b) 江南造山东段岩浆岩分布简图(据张刚等,2021)Fig.1( a) Tectonic location map of the eastern section of Jiangnan orogenic belt; (b) brief map of magmatic rock distribution in the eastern section of Jiangnan orogenic belt(after Zhang Gang et al.,2021)

1 地质背景

皖南地区位于下扬子前陆带,构造上属于江南造山带东南缘(高冉等,2017)。研究区基底岩系包括中元古代蓟县系—长城系董岭岩群,岩性以千枚岩及火山岩为主、新元古代青白口系、震旦系、南华系,和寒武系地(岩)层。 震旦系和南华系以砂岩、粉砂岩和泥岩为主,寒武系以页岩、灰岩为主。区内岩浆活动强烈,广泛出露的岩浆岩约占区内出露岩基面积的1/5左右,超基性—酸性岩均有分布(施珂,2016)。其分布以周王断裂为界,断裂以南主要发育燕山期二长花岗岩—正长花岗岩为主的酸性侵入岩,断裂以北则为喜马拉雅期玄武质为主的基性(潜)火山岩。主要断裂构造有近东西向、北东向、北西向等(图1)。区内岩浆活动是在新元古代碰撞造山、变质基底形成的基础上,经早古生代褶皱抬升、中生代陆内构造作用等多阶段构造演化形成(周涛发等,2003,2004;Yuan Feng et al.,2004;杨文采,2018,2022,2023),主要发育在晋宁期和燕山期。其中燕山期主要为旌德、榔桥、太平等花岗闪长岩体和黄山、伏岭、刘村、姚村、庙西等花岗(斑)岩体及数十个小岩株(图1)。皖南岩浆岩带内的大规模岩浆作用主要发生于燕山晚期,常以大岩基及复式岩体的形式出露,根据岩石类型、分布、岩浆岩同位素地质年龄及成矿特征,燕山期岩浆活动可以划分为早、晚两个阶段。早阶段(152～137 Ma),主要为花岗闪长(斑)岩、二长花岗岩、花岗(斑)岩,花岗质岩类的岩性以花岗闪长岩居多,岩石偏中性。包含两种侵位类型岩体,一种为浅成侵位岩体,多以小岩株产出,岩性包括花岗闪长斑岩和花岗(斑)岩,如东源、逍遥、靠背尖、里东坑岩体等;另一种为深成侵位岩体,多以大岩基出露,为复式侵入岩体,岩性以花岗闪长岩为主,如青阳、城安、榔桥、旌德、茂林、章渡和太平岩体等。晚阶段(136～122 Ma),主要是复式侵入岩体,大多为二长花岗岩、正长花岗岩、花岗斑岩等,如九华山、黄山、刘村岩体等(Wu et al.,2012;薛怀民,2021;汪相和楼法生,2022;汪相,2023)。

伏岭岩体侵入于由前南华系至寒武系所组成的绩溪复向斜的北东翼。在平面上呈北东—南西向的长条状展布于绩溪县的龙须岭—伏岭—荆墈岭—黄毛尖一带,出露面积约145km2(图2)。岩体呈岩墙状,侵入接触关系明显,岩体总体倾向南东,倾角40°～60°。张虹等(2005)通过详细的野外填图,将伏岭岩体由老至新分为荆墈岭(γ53-1)、鱼龙川(γ53-2)、小昌溪(γ53-3)、饭蒸尖(γ53-4) 4个单元,其粒径由粗变细(图2)。主体岩性为中粗粒花岗岩,分布于岩体的西北部,向东南依次分布有似斑状花岗岩、细粒花岗岩和仅零星出露的中细—中粗花岗岩。

图2 皖南伏岭岩体地质简图(据陈芳等,2013)Fig.2 Geological sketch map of Fuling pluton,southern Anhui(modified from Chen Fang et al.,2013)—寒武系;Nh—Z—南华系—震旦系;Qnj—青白口系井潭组; 燕山期晚期花岗岩:—第四阶段, —第三阶段, —第二阶段, —第一阶段; 矿床(点):①—榧树坑金矿,②—麻叶岭铅锌矿,③—石门岭铅锌矿,④—石坎脚多金属矿,⑤—逍遥钨铜多金属矿,⑥—际下钨矿,⑦—胡村钨矿点,⑧—巧川钨矿,⑨—岭脚银矿,⑩—水竹坑铜矿— Cambrian; Nh—Z — Nanhuan System— Sinian System; Qnj -Jingtan Formation of the Qingbaikou System; Yanshanian granite: the first stage; Mineral deposits (points): ① Feishukeng gold deposit, ② Mayeling lead—zinc deposit, ③ Shimenling lead—zinc deposit, ④ Shikanjiao polymetallic deposit, ⑤ Xiaoyao tungsten—copper polymetallic deposit, ⑥ Jixia tungsten deposit, ⑦Hucun tungsten deposit point, ⑧ Qiaochuan tungsten deposit, ⑨ Lingjiao silver deposit, ⑩ Shuizhukeng copper deposit

2 样品采集与分析方法

本次工作在认真识别各种岩性侵入体基础上,采集了伏岭岩体新鲜的鱼龙川(γ53-2)单元花岗岩样品FL09(图3)。现对样品花岗岩(FL09)进行详细矿物学描述。

图3 皖南伏岭花岗岩手标本照片及显微镜下特征Fig.3 Hand specimen photos and microscopic characteristics of the Fuling granite in southern Anhui矿物代号:Qtz—石英;Kfs—钾长石;Sph—榍石;Bt—黑云母Mineral abbreviations: Qtz—quartz; Kfs—K-feldspar;Sph— sphene; Bt—biotite

FL09(采样坐标30°06′38″N,118°43′40″E),全晶质结构,块状构造,主要矿物为钾长石(约60%)、斜长石(约25%)、黑云母(约5%)、石英(约10%)。石英颗粒有两类。局部发生中等强度的蚀变,长石可见绢云母化和黏土化蚀变,黑云母绿泥石化较强,偶见矿物包裹现象,偶见锆石榍石副矿物。石英,圆粒状中粒结构,大小不一,石英颗粒粒径小者为1～3 mm,斑晶粒径可达2～3 mm。黑云母,片状,较多,0.5～2 mm。云母发生强绿泥石化,光性特性有所减弱。钾长石,板柱状结构,半自形,蚀变完全,粒径在1～4 mm。斜长石,聚片双晶,板柱状,中粗粒结构,较钾长石自形,粒径1～3 mm。绢云母化为主,少量绿帘石化蚀变。磁铁矿,钢灰色,稀疏浸染状和星点状赋存于蚀变黑云母中。晶体表面不平整,多具有凹坑。

全岩主、微量元素分析在广州澳实矿物实验室完成。主量元素分析采用X-射线荧光光谱分析法(XRF法),相对误差均小于5%。微量、稀土元素分析采用ICP-MS(电感耦合等离子体质谱)分析方法,大部分元素的相对误差小于2%。

锆石挑选在廊坊市地科勘探技术服务有限公司完成。按宋彪等(2002,2015)描述的锆石样品制靶。之后在透射光与反射光下对锆石进行显微照相,并在阴极发光(CL)下对锆石进行图像观察与拍照,用以圈定测年位置。锆石制靶及阴极发光图像照相由北京锆年领航科技有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb 定年测试在南京聚谱检测科技有限公司完成,采用准分子激光剥蚀系统Analyte Excite 和四极杆型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS),型号为Agilent7700x。

锆石 Lu—Hf 同位素测试在南京聚谱检测科技有限公司完成,所用仪器为Nu Plasma II 多接收等离子质谱和Analyte Excite193nm Ar F 紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面,剥蚀气溶胶由氦气送入MC-ICP-MS 完成测试。测试过程中每隔10颗样品锆石,交替测试2颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai),以检验锆石Hf同位素比值数据质量。

3 测试结果

3.1 主量和微量元素

伏岭花岗岩的全岩主、微量元素分析结果见表1。花岗岩SiO2含量为71.65%～76.31%,平均74.58%;Al2O3含量较高,为12.30%～13.96%,平均12.96%; K2O和Na2O含量较高,平均值分别为4.76%和3.57%;全碱含量(Na2O+K2O)含量在7.96%～8.68%之间;CaO含量变化范围较大,为0.49%～1.60%,平均值0.87%;MgO含量变化范围也较大,为0.02%～0.56%,平均值0.25%;Fe2O3T含量较低,变化范围为1.14%～2.71%,平均值1.86%;伏岭花岗岩的铝饱和指数较高,A/CNK介于1.02～1.04之间,A/NK介于1.10～1.29之间。主量元素特征显示伏岭花岗岩体为富硅、富钾、过铝质的高钾钙碱性岩石(图4)。

表1 皖南伏岭花岗岩主量元素(%)、稀土元素(×10-6)和微量元素(×10-6)组成Table 1 Major elements (%),rear earth elements (×10-6) and trace elements (×10-6) concentrations of samples from the Fuling granite, southern Anhui

图4 皖南伏岭花岗岩岩石类型判别图解: (a)侵入岩TAS图解(据Middlemost,1994);(b)K2O—SiO2图解(据Ewart,1982);(c)A/NK—A/CNK图解(据Maniar and Piccoli,1989)Fig.4 The whole-rock discriminative diagrams of samples from the Fuling granite in southern Anhui:(a)TAS diagram(after Middlemost,1994);(b)K2O—SiO2diagram(after Ewart,1982);(c)A/NK—A/CNK diagram(after Maniar and Piccoli,1989)

在Haker图解上(图5),伏岭花岗岩的SiO2与其余的大部分氧化物之间具有良好的相关性,SiO2含量与TiO2、MgO、CaO、P2O5均呈现良好的负相关关系,Fe2O3、MnO次之, K2O和SiO2基本无相关关系。

伏岭花岗岩∑REE在138.98×10-6～208.61×10-6之间,LREE/HREE值为1.23～9.46,(La/Yb)N值为0.61～10.72,δEu为0.01～0.43(表2)。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示,伏岭花岗岩具有总体上呈Eu负异常明显、两侧相对对称、平滑的海鸥型。样品的Cr和Ni含量较低,分别为100×10-6～200×10-6和0.5×10-6～2.0×10-6,远低于原始地幔岩浆值(Cr>1000×10-6,Ni>400×10-6,Wilson, 1989),暗示岩浆经历了高度的演化或源区并非以地幔为主。

原始地幔标准化微量元素蛛网图显示,伏岭花岗岩均显示Rb、Th、U富集,Ba、Nb、Sr亏损的特征(图6)。

图6 皖南伏岭花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数值据Sun and McDonough,1989)Fig.6 REE chondrite-normalized patterns(a) and primitive mantle-normalized spider diagrams(b)of the Fuling granite in southern Anhui (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

3.2 锆石U-Pb定年

用于测年锆石主要为长柱状半自形—自形晶,晶形完整,大多呈浅黄色—无色,少量呈浅棕色,部分含有继承核。阴极发光图像(CL)显示,锆石具有清晰的震荡环带,颗粒长约115～210 μm,长宽比为4.8∶1～1.3∶1(图7)。伏岭花岗岩锆石的U、Th和Pb含量分别为127.9×10-6～1004×10-6、93.86×10-6～405.4×10-6和3.30×10-6～23.66×10-6。Th/U值为0.27～0.84。综上可知,研究区锆石是典型的岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger,2003),其U-Pb年龄可代表侵位年龄。

图7 皖南伏岭花岗岩(FLO9)锆石阴极发光(CL)图像及测试位置Fig.7 CL images and sampling position of part of zircons from the Fuling granite in southern Anhui数字编号代表点号,实线圈为U-Pb年龄测点,虚线圈为Hf同位素分析点The number represents the point number, the solid cycle is the U-Pb age measurement point, the dashed cycle is the Hf isotope analysis point

伏岭花岗岩(FL09)样品18个测试点n(206Pb)/n(238U)年龄为123.6～146.1 Ma,伏岭花岗岩体岩浆锆石谐和年龄为131.8±0.8 Ma(MSWD=5.4),其加权平均年龄为131.8±0.9 Ma(MSWD=2.0)。数据变化范围小且数据点成群分布,表明锆石颗粒形成后的U-Pb同位素体系封闭。所以锆石n(206Pb)/n(238U)年龄代表了岩体的侵位年龄(图8,表2)。

图8 皖南伏岭花岗岩(FL09)LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄图(b)Fig.8 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram (a) and weighted average age diagram (b) of representative zircons (FL09) from the Fuling granite in southern Anhui

3.3 锆石Lu—Hf同位素组成

对FL09样品的18粒锆石进行了Lu—Hf同位素分析,测试点均位于新生岩浆锆石的振荡环带内(图7)。FL09样品中18颗锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值为0.000697～0.001671,均小于0.002(表3),指示锆石形成后放射成因Hf积累低,可以用锆石n(176Hf)/n(177Hf)值解释岩体形成时的成因信息(吴福元等,2007)。锆石的n(176Hf)/n(177Hf)值为0.282495～0.282566。锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值较小,说明由176Lu衰变生成的176Hf极少,锆石形成后放射性成因Hf的积累可以忽略(Amelin et al.,1999;吴福元等,2007)。因而可以用初始n(176Hf)/n(177Hf)值代表锆石形成时的n(176Hf)/n(177Hf),该锆石可以为其成因提供重要的物源信息(Knudsen et al.,2001;Kinny and Maas, 200Z3)。所有锆石测点的fLu/Hf值为-0.98～-0.95,小于硅质岩地壳fLu/Hf值(-0.72,Verboort et al., 1996)和铁镁质地壳fLu/Hf值(-0.34,Amelin et al., 2000),因而二阶段模式年龄更清楚反映其源区物质从亏损地幔被获取的时间。计算得到锆石的εHf(t)值为-7.0～-4.6,平均值为-5.8;亏损地幔二阶段模式年龄tDM2为1478～1630 Ma,平均值为1556。

表3 皖南伏岭岩体锆石Lu-Hf同位素组成Table 3 Lu-Hf isotopic compositions of zircon from the Fuling pluton in southern Anhui

4 讨论

4.1 花岗岩体的形成时代

本次研究的伏岭花岗岩样品FL09采于鱼龙川(γ53-2)单元,其锆石LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄为131.8±0.9 Ma,所有测点的年龄数据集中于5 Ma的较小变化范围内,说明这些锆石是同一次岩浆事件的产物,其加权平均年龄指示了伏岭花岗岩的侵位时间。陈芳等(2013)获得采于小昌溪(γ53-3)单元的粗粒花岗岩的成岩年龄为130.0±0.7 Ma,较本次采于鱼龙川(γ53-2)单元的花岗岩样品年轻约2 Ma,符合野外填图事实。

以往对伏岭岩体周边的刘村、姚村、庙西岩体均进行了同位素年龄测试,结果见表4。伏岭岩体与刘村岩体、庙西岩体、姚村岩体成岩年龄一致,属于同期岩浆侵入活动的结果。

表4 皖南伏岭岩体周边燕山期花岗岩年龄表Table 4 Age table of the Yanshanian granitic rocks around the Fuling pluton in southern Anhui

总结前人研究结果,皖南晚中生代时期存在明显的两期岩浆活动,早期(152～137 Ma) 花岗质岩类的岩性以花岗闪长岩居多;晚期(136～122 Ma) 岩性以花岗岩和正长花岗岩为主。本次研究的伏岭岩体属于江南造山带晚阶段岩浆活动的产物。

4.2 岩石成因

前人对皖南地区燕山晚期花岗岩类型观点基本一致,大多数认为属于A型花岗,包括九华山、刘村、庙西、黄山、牯牛降、姚村、西坞口等(Wu Fuyuan et al.,2012;陈芳等,2014;闫峻等,2017;陈雪锋等,2019;何苗等,2021;王存智等. 2021;薛怀民等,2021)。在Na2O—K2O图解中,所有样品点均落在A-型花岗岩区域(图9a),在Ce—10000Ga/Al图解中,大部分点均落在A-型花岗岩区域,但是还有少数两个点落在A-型花岗岩与I-型花岗岩的分界线附近(图9b),可能与岩浆演化到晚期,上地壳物质同化混染程度的增强,导致高场强元素的丰度下降有关(薛怀民,2021)。

图9 皖南伏岭岩体Na2O—K2O判别图(a)(据Collins et al,1982)和Ce—(10000Ga/Al)判别图(b)(据Whalen et al,1987)Fig.9 Na2O—K2O discriminant map (a)(after Collins et al.,1982) and Zr— (10000Ga/Al) discriminant map (b) (after Whalen et al.,1987) of the Fuling pluton in southern Anhui

伏岭岩体富硅、铝、碱,贫镁、钙、铁,具有较高的(Na2O+K2O)含量、高场强元素和稀土元素含量,强烈亏损Sr、Ti、P和Eu,富集Yb,这些地球化学特征均表明该岩体为典型的A型花岗岩(Loiselle and Wones,1979;Whalen et al.,1987;Bonin,2007;Frost and Frost,2008)。除此之外,通过分析总结前人研究成果(安徽省地质调查院❶;张舒等,2009; 薛怀民等,2009a,b;谢建成等,2012;王存智等,2021),可以发现包含伏岭岩体在内的江南造山带东段皖南地区的A型花岗岩还普遍具有较高的SiO2含量和Rb/Sr值,同时具有较低的Ba、Sr含量和δEu值。

4.3 岩浆源区

目前,对皖南地区中生代晚期(136～122 Ma)A型花岗质岩体(以花岗岩和正长花岗岩为主)的成因仍存在幔源与壳源的争议, A型花岗岩的成因模型主要包括幔源玄武质岩浆广泛的分离结晶,其中可有或没有地壳物质的同化混染(Anderson et al.,2003;Wong et al.,2009);先前因含水长英质熔体提取而耗尽的特定大陆地壳的再次部分熔融,并在熔融过程中可能混入了更多新生幔源物质(Collins et al.,1982; Creaser et al.,1991; Whalen et al.,1987;薛怀民,2021;王存智等,2021)。伏岭花岗岩的主量元素具有良好的线性关系,在Harker图解中(图5),TiO2、Al2O3、MgO、CaO、P2O5、Fe2O3T、MnO均随着SiO2含量增加而呈线性降低,呈现典型的同源岩浆演化特征;K2O则与SiO2无明显关系。

在La/Sm—La图解中(图10),样品数值投点明显呈斜线排列,显示了部分熔融演化趋势。因为伏岭岩体的K2O与SiO2无明显变化关系,所以可以推测岩浆演化过程较短,同时强烈的负Eu异常表明强烈的斜长石分离结晶作用主要发生在源区,并能快速上升到达岩体部位就位。在花岗岩源岩判别图解中,伏岭岩体投影于变泥质和变杂砂岩的部分熔融产生的熔体区域内(图11a),并且排除镁铁质组分的混入(图11b),较低的n(CaO)/[n(MgO)+n(FeOT)]和较高的n(Al2O3)/[n(MgO)+n(FeOT)]值,表明源岩主要来源于地壳中镁铁质岩石的部分熔融(Alteerr et al.,2000),伏岭岩体地球化学特征继承其源岩。

图10 皖南伏岭花岗岩La/Sm—La 图解Fig.10 La/Sm vs. La diagrams for the Fuling granite in southern Anhui

图11 伏岭A-型花岗岩岩体源岩判别图解: (a)nAl2O3/(nMgO+nFeOT)—nCaO/(nMgO+nFeOT)图解(据Altherr et al.,2000);(b)Al2O3/TiO2—CaO/Na2O图解(据Sylvester, 1998)Fig.11 Diagrams of the Fuling A-type granitic pluton in southern Anhui:(a)nAl2O3/(nMg O + FeOT) vs. nCaO/(nMgO + nFeOT) (after Altherr et al., 2000); (b) Al2O3/TiO2vs. CaO/Na2O ( after Sylvester., 1998)

同时,伏岭岩体花岗岩富SiO2,贫MgO、MnO和CaO,A/CNK大于1,富集轻稀土元素和大离子亲石元素,亏损高场强元素,具有类似岛弧岩浆岩的特征,显示了壳源地球化学特征(Pearce et al.,1984;Defant et al.,2001)。因而,伏岭岩体的成因符合先前部分熔融提取熔体后的残留难熔物质再次部分熔融的观点(Collins et al.,1982;Whalen et al.,1987)。

伏岭花岗岩的锆石εHf(t)变化范围较小,均在-7.0～-4.6之间,二阶段模式年龄(tDM2)为1478～1630 Ma,伏岭花岗岩二阶段模式年龄tDM2主要集中在1.5 Ga。薛怀民(2021)统计了江南造山带中生代晚期侵入岩锆石Hf二阶段模式年龄tDM2主要集中在1.1～1.4 Ga,峰值为1.3 Ga,江南造山带中生代早期侵入岩锆石Hf二阶段模式年龄tDM2主要集中在1.3～1.65 Ga,峰值为1.55 Ga,伏岭岩体tDM2值相对于江南造山带中生代晚期侵入岩偏老。其t—εHf(t)图解显示18颗锆石Hf同位素组成均位于下地壳演化曲线附近,在中元古代与亏损地幔演化线之间(图12)。说明其岩浆可能由中元古代古老下地壳部分熔融形成,离球粒陨石演化线较远,表明伏岭岩体的源区物质以古老的下地壳壳源物质为主。

图12 皖南伏岭花岗岩中锆石的εHf(t)与年龄关系图Fig.12 Relationship between εHf(t)and age of zircons from the Fuling granite in southern Anhui

伏岭花岗岩全岩微量元素Th/U值为2.59～6.38,平均值为4.96,高于大陆平均地壳值(4.0);Th/Nb值为0.86～2.37,平均值为1.70,远高于大陆平均地壳值(0.44);La/Nb值为0.23～3.02,平均值为1.84,略低于大陆地壳平均值(2.2);Th/La值为0.48～3.67,平均值为1.51,远高于大陆地壳平均值(0.204)。前人对伏岭花岗岩的Rb、Sr、Sm和Nd含量测试分析见表5,计算得到[n(87Sr)/n(86Sr)]i、[n(143Nd)/n(144Nd)]i和εNd(t)为0.578000～0.707780、0.512163～0.512686和-5.94～-4.85(主要集中在此阶段)。可以发现,伏岭岩体的εHf(t)与εNd(t)值变化范围均窄,表现出亏损且相对均一的同位素组成。对伏岭岩体投影形成[n(87Sr)/n(86Sr)]i—εNd(t)图解(本文略),发现伏岭岩体与江南造山带东段的扬子上地壳接近,且靠近EMⅡ富集地幔。以上全岩地球化学证据均表明伏岭花岗岩可能有地幔物质混入。这与皖南地区中生代晚期花岗质侵入岩的岩浆源区一致(安徽省地质调查院❶;谢建成等,2012;薛怀民,2021;王存智等,2021)。

表5 伏岭花岗岩全岩Sr-Nd同位素组成Table 5 Sr-Nd isotopic composition of Fuling granite

4.4 构造环境

研究区经历了自中元古代以来的多次造山作用。新元古代,扬子地块和华南地块碰撞作用形成江南造山带(郭令智等,1996;朱光和刘国生,2000)。印支—燕山运动触发了该带强烈的岩浆活动,形成了现今呈带状分布的中生代晚期的侵入体。对于区内晚中生代岩浆作用的动力学机制,大多数学者认为与古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲及随后俯冲板片的后撤密切相关,也是华南中生代晚期成矿的关键(谢建成等,2016;薛怀民,2021)。受古太平洋板块俯冲作用的影响,整个华南地区在晚侏罗世—早白垩世之交(约145 Ma)发生了动力学体制的转换,构造环境由挤压转向拉伸(Holloway,1982;Charvet et al.,1994;任纪舜等,1998;舒良树和周新民,2002;余心起等,2005;薛怀民,2021;杨文采,2018,2022,2023)。

从伏岭花岗岩的R1—R2构造环境图解(图13a)可以看到,伏岭花岗岩除了一个点落在同碰撞(S)型花岗岩内,大部分点都落在造山期后(A)型花岗岩内;在(Y+Nb)—Rb图解中(图13b),伏岭花岗岩落入板内花岗岩及与火山弧花岗岩的分界线附近,且全部落在后碰撞期花岗岩内。表明伏岭岩体的形成可能受到碰撞作用的影响,岩体形成于后碰撞期或者是碰撞后的板内拉伸环境。

图13 皖南伏岭花岗岩R1—R2构造背景判别图解(a)(据Bathelor et al.,1985)和(Y+Nb)—Rb构造环境判别图解(b)(据Pearce et al.,1984)Fig.13 R1—R2 (a) (after Bathelor et al.,1985) and (Y+Nb)—Rb (b) (after Pearce et al., 1984) discriminant diagram of tectonic background for the Fuling granite in southern Anhui

江南造山带东段中生代晚期早阶段(152～137 Ma)的花岗质岩类(以花岗闪长岩为主)的形成可能与太平洋板块平俯冲之后的回撤作用有关(陈雪霏等,2013;祝红丽等,2015),此时整个华南地区晚侏罗世处于挤压环境,这种状态一直持续到早白垩世早期,并且此时的板块运动同样也引起少量幔源岩浆底侵至古老的、加厚的下地壳,形成I/S型花岗岩;而晚阶段(136～122 Ma)的花岗质岩类(以花岗岩和正长花岗岩为主)则可能形成于板内拉伸或大陆裂谷的开始阶段,构造背景为挤压后的应力松弛到持续拉伸伸展,这种伸展的构造环境导致了地壳和岩石圈地幔逐渐变薄,从而使得软流圈不断上涌,在这种情况下先后触发了晚三叠世—早侏罗世因陆内造山导致加厚的地壳底部变质玄武岩和下地壳变质沉积岩(或变质火成岩)混杂体的部分熔融(薛怀民,2021)。随着构造环境转变,区内处于板内拉伸环境,从晚侏罗世 —早白垩世,随着板片俯冲角度增加,板内拉伸作用逐渐增强,软流圈上涌导致了陆下岩石圈地幔的熔融,从而产生了大量新生的玄武质岩浆,随着这些新生幔源物质的底侵,中元古代的基底岩石被大范围的熔融,从而产生了伏岭A型花岗岩。与长江中下游成矿带双峰式岩浆岩的成矿作用相似(白茹玉,2019),该期岩浆作用也发育一期成矿作用,表现为伏岭岩体周边钨铜多金属矿床(点)众多。这些钨钼(铜、金、铅锌)多金属矿床与伏岭岩体之间的关系值得下一步工作继续探讨,这对于江南造山带寻找与该期岩浆活动有关的矿床具有重要指示意义。

5 结论

(1)皖南伏岭岩体鱼龙川(γ53-2)单元的花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄为131.8±0.9 Ma。伏岭岩体成岩年龄与皖浙相邻区的刘村岩体、庙西岩体、姚村岩体成岩年龄一致,均属于江南造山带晚阶段岩浆活动的产物。

(2)伏岭岩体有较高的SiO2含量和Rb/Sr值,同时具有较低的Ba、Sr含量和δEu值,其地球化学特征表明该岩体为皖南地区典型的A型花岗岩。岩体具有同源岩浆演化特征,其锆石原位Lu—Hf同位素特征及全岩地球化学证据均表明伏岭花岗岩可能由中元古代古老下地壳部分熔融形成,其源区物质以古老的下地壳壳源物质为主。伏岭岩体的εHf(t)与εNd(t)值变化范围窄,表现出亏损且相对均一的同位素组成,岩石地球化学及同位素特征表明伏岭岩体源岩与江南造山带东段的扬子上地壳接近。

(3) 伏岭岩体的形成受到碰撞作用的影响,岩体形成于后碰撞期,软流圈上涌导致了陆下岩石圈地幔的熔融,从而产生了大量新生的玄武质岩浆,随着这些新生幔源物质的底侵,中元古代的基底岩石被大范围的熔融,从而产生了伏岭A型花岗岩。

注 释 / Note

❶ 安徽省地质调查院 (安徽省地质科学研究所). 2018. 安徽省岩浆岩数据集成与成矿专属性评价报告.

❶ Geological Survey of Anhui Province (Anhui Institute of Geological Sciences).2018#. Report on magmatic rock data integration and metallogenic Specialization Evaluation in Anhui Province.