（地质工程专业论文）下扬子中生代岩浆岩岩石成因以繁昌火山岩盆地为例.pdf

下扬子中生代岩浆岩岩石成因 摘 要 下扬子地区晚中生代岩浆岩的成因和深部过程目前还存有很大争议。论文工 作选择下扬子地区火山岩补充开展高精度定年工作，以期建立本地区晚中生代岩 浆活动的年代学格架；选择研究程度较为薄弱的繁昌盆地火山岩，开展岩石主量 元素、微量元素和 sr、nd 同位素分析测试工作，以探讨岩石成因。在此基础上， 通过下扬子地区晚中生代岩浆岩的详细地球化学特征对比，深入了解深部过程， 尝试成岩作用和深部过程的统一成因模式。 繁昌盆地中分村组下段、中分村组上段和蝌蚪山组火山岩的锆石 la- icpms 定年结果分别为：131.21.1 ma、129.11.3 ma 和 130.71.1 ma；宁芜盆地娘娘 山组火山岩的锆石 la- icpms 定年结果分别为：130.61.1 ma。结合目前高精度 年代学数据表明， 下扬子晚中生代火山岩的喷发时间很集中一致， 均在约 130 ma。 下扬子沿江地区晚中生代岩浆活动可以分为三期：早期：152132 ma，以高钾钙 碱性侵入岩为主，包括埃达克质岩岩石，主要发育在鄂东北、铜陵和庐枞地区； 中期：132128 ma，以橄榄安粗岩系火山岩、双峰式火山岩以及次火山岩为主， 发育在金牛、庐枞、繁昌、宁芜、溧水等火山盆地内；晚期：126122 ma，以 a 型花岗岩和富钠碱钙性中基性侵入岩为主。 繁昌盆地中分村组以英安岩和流纹岩为主，赤砂组以粗面岩为主，和蝌蚪山 组玄武岩之间有 sio2含量的间断，指示该盆地火山岩具有双峰式的特征。火山岩 具有富集大离子亲石元素和轻稀土、亏损高场强元素的特征，其 sr、nd 初始同位 素组成相对均一，中分村组样品的 87sr/86sr(t)为 0.70600.7074，end(t)为- 7.91 - 8.11，赤砂组样品的 87sr/86sr(t)为 0.7073，end(t)为- 6.62- 6.71。地球化学综合分 析表明，繁昌盆地中分村组中性火山岩为来自岩石圈地幔的玄武质熔体底侵形成 的新生下地壳的再次部分熔融，其酸性火山岩为中性岩浆经历辉石、角闪石、斜 长石和磷灰石的结晶分异形成；而赤砂组火山岩主要为岩石圈地幔部分熔融形成 的玄武岩浆的结晶分异形成，并混染了微弱的地壳物质。 本地区燕山晚期的深部作用经历了底侵、加厚下地壳的部分熔融、下地壳榴 辉岩相变、岩石圈下部重力失稳、岩石圈地幔+软流圈地幔+中下地壳部分熔融、 岩浆混合以及俯冲物质的交代等过程，该过程可以较合理地解释本地区岩浆岩的 时空分布及成。 关键词：地球化学；同位素；锆石年龄；岩浆岩；岩石成因；繁昌火山盆地； 下扬子 abstract there is hotly debate about petrogenesis of the late mesozoic magmatic rocks and deep processes in the lower yangtze region. parts of the late mesozoic volcanic rocks from this region are selected for high quality dating for the sake of setting up the geochronological framework of late mesozoic magmatism. because the studied degree of the volcanic rocks erupted in fanchang volcanic basin is relatively lower, they are selected to carry on analyses of major and trace elements, as well as sr- nd isotopes, aiming at petrogenesis. based on this, by detailed comparing of geochemical signatures of the late mesozoic magmatic rocks in this region, the deep processes will be comprehensive understood and the unit genesis modal is attempted to establish. zircon la- icpms dating results of volcanic rocks from the lower part and the upper part of zhongfencun formation, kedoushan formation in fanchang volcanic basin and the niangniangshan formation in ningwu volcanic basin are 131.21.1 ma, 129.11.3 ma, 130.71.1 ma and 130.61.1 ma, respectively. together with the published high quality age data, it is suggested that the erupted ages of volcanism were quite concentrative to about 130 ma. the late mesozoic magmatism in the lower yangtze region can be divided into three stages. the early stage was from 152 ma to 132 ma, and during which the major type of magmatic rocks was intrusive high potassic calc- alkaline series including adakite- like rocks. these kinds of rocks were dominantly cropped out in northeastern hubei province, tongling and luzong areas. the middle stage was from 132 ma to 128 ma, and during which the major type of magmatic rocks was volcanic rocks including shoshonite and bimodal type and subvolcanic rocks. these kinds of rocks were dominantly erupted in volcanic basins including jinniu, luzong, fanchang, nningwu and lishui. the late stage was from 126 ma to 122 ma, and during which the major types of magmatic rocks were a - type granite and sodium- rich calc- alkaline intermediate- basic intrusive rocks. the zhongfencun formation in fanchang volcanic basin was dominantly constituted by dacite and rhyolite and for chisha formation, it was trachyte. there is a gap of sio2 content of volcanic rocks between the kedoushan formation and the zhongfencun together with the chisha formation, suggesting a bimodal signature for the volcanism in fanchang basin. the volcanic rocks show characteristics of enriched large ion lithophile elements and light rare earth elements and depleted high field strength elements. their initial sr and nd isotopic components are relatively uniform with 87sr/86sr(t) ranging from 0.7060 to 0.7074 and end(t) from - 7.91 to - 8.11 for volcanic rocks of zhongfencun formation, and 87sr/86sr(t) being 0.7073 and end(t) ranging from - 6.62 to - 6.71 for volcanic rocks of chisha formation. integrated geochemical research indicates that the intermediate volcanic rocks of zhongfencun formation derived from partial melting of juvanial lower crust which formed by underplating of basaltic magma derived from martial melting of lithospheric mantle. the acidic rocks of zhongfencun formation were formed by intermediate magma through crystal fractionation of pyroxene, hornblende, plagioclase and apatite. dissimilarly, the volcanic rocks of chisha formation formed by crystal fractionation of basaltic magma which derived from partial melting of the lithospheric mantle, as well as little contamination of crustal materials. during late yanshanian, the lower yangtze region underwent completed deep processes, consequently including underplating, partial melting of thickened lower cruct, eclogite facies transformation of lower cruct, gravitational instability of lower part of lithosphere, partial melting of lithospheric mantle, asthenosphere and middle- lower crust, magma mixing and metasomatism of subducted materials. the temporal- spatial distribution and petrogenesis of magmatic rocks in the lower yangtze region can be comprehended reasonably by these deep processes. keywords: geochemistry, isotope, zircon age; magmatic rocks, petrogenesis, fanchang volcanic basin, the lower yangtze region 独 创 性 声 明 本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的研 究成果。据我所知，除了文中特别加以标志和致谢的地方外，论文中不包含其它 人已经发表或撰写过的研究成果，也不包含为获得 合肥工业大学 或其它教育 机构的学位或证书而使用过的材料。与我一同工作的同志对本研究所做的任何贡 献均在论文中作了明确的说明并表示谢意。 学位论文作者签字： 刘春 签字日期： 2 0 1 1 年 4 月 5 日 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解 合肥工业大学 有关保留、使用学位论文的规定， 有权保留并向国家有关部门或机构送交论文的复印件或磁盘，允许论文被查阅或 借阅。本人授权 合肥工业大学 可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数 据库进行检索，可以采用影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。 （保密的学位论文在解密后适用本授权书） 学位论文作者签名：刘春 签字日期： 2011 年 4 月 导师签名：宋传中 签字日期： 2011 年 6 月 1 第一章 引 言 下扬子地区广泛发育的中生代岩浆岩在空间分布上呈夹心饼干式的分带（邢 凤鸣和徐祥，1999） 。内带沿长江分布，包含4个岩浆岩组合，高钾钙碱性中酸性 侵入岩组合，以铜陵地区侵入岩为代表；高钠碱钙性中基性侵入岩组合，以宁芜 地区的蒋庙和阳湖塘辉长岩为代表；橄榄安粗岩系火山岩，以宁芜和庐枞盆地的 火山岩为代表；碱性火山岩组合，以宁芜盆地的娘娘山组、繁昌盆地的蝌蚪山组 以及庐枞盆地的浮山组火山岩为代表。外带位于内带的南北两侧，为碱钙性系列 侵入岩，内带和外带之间是a型花岗岩带。现有研究初步揭示出岩浆活动时期为 150120 ma之间（张旗等，2003；徐夕生等，2004；陈江峰等，2005；张达等， 2006；楼亚儿和杜杨松，2006；谢桂青等，2006；杨小男等，2008；徐晓春等， 2008；周涛发等，2008；闫峻等，2009；yan et al., 2009） ，但各地区岩浆活动的 时间以及火山岩与侵入岩活动的时间不一致，尚需进一步的总结。 先阶段研究表明，宁芜盆地早期火山岩为钙碱性岩石，晚期火山岩为超钾的 碱性岩，岩石性质从钙碱性到碱性的转变发生在很短的时间内（5 ma） （张旗等， 2003；yan et al., 2009） ，钙碱性岩石无法通过围岩混染等方式演化成碱性岩，这 种年代学格局可能揭示了本地区深部构造演化在130 ma时期经历了重大转折。 另 外，本地区中生代火山活动结束的时间基本都在127130 ma期间，也暗示130 ma 时期是本地区构造动力学演化的重要时期（yan et al., 2009） 。 蒋庙和阳湖塘辉长岩的end(t)值0，表明可能有软流圈物质参与到岩浆中，为 拉张进行到一定程度的表现。但是，下扬子地区岩浆岩年龄多为k- ar法和rb- sr 法结果，可能只反映冷却时代，传统锆石年龄也会由于古老锆石核的存在而偏离 岩浆结晶年龄。繁昌和溧水盆地的早期火山岩，以及典型的基性侵入岩如蒋庙和 阳湖塘辉长岩目前还没有高精度的年龄数据。因此，下扬子地区中生代岩浆活动 的精细年代学格架的完善还有待于进一步工作，才能满足深入研究岩石圈深部演 化过程的要求。 作为中国东部重要的中生代岩浆岩分布地区和矿产基地，下扬子地区中生代 岩浆岩得到了广泛关注，在岩石成因、地球化学演化和深部过程研究中取得了许 2 多重要成果（常印佛等， 1991；唐永成等， 1998；邢凤鸣和徐祥，1999；chen et al., 2001；毛景文等，2005；wang et al., 2006；杜杨松等，2007；xie et al., 2008；yan et al., 2008, 2009）。但关于岩浆岩的岩石成因和深部过程，目前还有很大争议。 对于中酸性岩石，一种观点认为起源于富集岩石圈地幔的玄武岩浆经过结晶分异 和同化混染地壳物质形成，其主要证据是这些岩石的全岩sr- nd同位素组成处在岩 石圈地幔和地壳之间，并以afc等模型可以模拟出相应的岩石同位素特征（邢凤 鸣和徐祥，1999；高晓峰等，2007；徐晓春等，2008；xie et al., 2008）；另一种 观点认为是来自地幔的底侵玄武岩浆与下地壳部分熔融的岩浆之间的岩浆混合作 用形成的，之后或经历了一定程度的结晶分异和上地壳物质的混染，其主要依据 是在岩石中发现了矿物环带结构、矿物溶蚀核、嵌晶结构和海绵状多孔斜长石等 岩浆混合结构组合，以及全岩sr- nd- pb- o同位素模拟（狄永军等，2003，2005； 高庚等， 2006）。而第三种观点则依据沙溪岩体、安基山岩体、铜陵部分岩体（sio2 55%）和宁芜地区部分岩浆岩具有类似埃达克岩的地球化学特征，认为其主要 起源于加厚/拆沉下地壳，并或多或少地混合了幔源物质和经历了上地壳的混染 （xu et al., 2002；王强等，2003；王元龙等，2004；wang et al., 2006）。对第三 种观点持有争议的主要依据是：这些岩石的end(t)值为- 4 - 13，显著不同于本地区 下地壳的性质（end(t)- 20，jahn et al., 1999），不可能主要来源于下地壳（xie et al., 2008）。实际上，由于缺乏麻粒岩等下地壳样品，扬子下地壳的同位素组成通 常以崆岭群片麻岩作为代表（jahn et al., 1999；wang et al., 2005），由于崆岭群仅 出露在三峡地区，它能否代表下扬子地区下地壳的同位素组成尚存很大疑问。另 外，在sr- nd同位素相关性上，这些具有埃达克性质的岩石与本地区其它中酸性岩 石构成一致的排列趋势，并位于和基性岩相近的区域（chen et al., 2001），表明 其幔源物质在岩石形成中具有重要贡献，并不支持原位/拆沉下地壳的起源。所以， 第三种观点争议的主要原因之一是本地区下地壳和岩石圈地幔的地球化学特征目 前还没有明确限定。 三叠纪扬子地块和华北地块之间的陆陆碰撞及后期的大陆伸展，使下扬子 区域构造体制从早期（t2t3）挤压转换为后期（j3k1）拉张和断陷（唐永成等， 1998），拉张引发幔源岩浆的底侵作用，可能导致本地区大规模的壳幔相互作用 和岩浆成矿作用（邓晋福等，1999；pan and deng，1999）。铜陵地区中酸性侵入 岩及其中的基性包体的综合研究，初步揭示了岩石的形成背景同幔源岩浆底侵作 3 用密切相关（田世洪等，2001；秦新龙等，2002；杜杨松等，2004，2007）。wang et al.（2006）通过具有埃达克岩性质的沙溪石英闪长斑岩的地球化学研究，认为 其成因与下地壳拆沉有关，下扬子地区可能经历了地壳加厚、下地壳拆沉、岩石 圈减薄、软流圈上涌和壳幔相互作用的动力学演化过程。xie et al.（2008）针对湖 北东南部中生代（133139 ma）花岗岩的岩石学和地球化学研究，认为岩浆活动 处在拉张构造背景之下。庐枞、繁昌、宁芜和溧水盆地火山岩的研究也初步揭示 出壳幔相互作用和岩石圈的伸展与减薄可能是中生代岩浆活动的成因背景（王元 龙等，2001；刘洪等，2002；李超文等，2004；闫峻等，2005；高晓峰等，2007）。 yan et al.（2008）通过对下扬子地区中生代基性岩的地球化学研究，初步指出中 生代岩石圈地幔具有同位素富集的性质，而苏北盆地、安徽女山和华南东部新生 代玄武岩中橄榄岩包体的性质表明，本地区新生代时期至少部分岩石圈地幔具有 “新生”的性质（徐夕生等，2000；xu et al., 2000；reisberg et al., 2005） ，从早白 垩世至新生代，下扬子地区可能发生了岩石圈地幔由富集性质到亏损性质的置换。 由于华北地块东部发育了携带幔源包体和金刚石的金伯利岩，指示当时存在至少 200 km厚的岩石圈根，而新生代玄武岩中橄榄岩包体的温压测算和地球物理探测 资料表明，华北克拉通现今岩石圈厚度在 6080 km左右，给出了岩石圈减薄和岩 石圈地幔置换的确切证据（menzies et al., 1993；griffin et al., 1998）。而扬子地块 东部缺乏可以指示新生代以前岩石圈厚度的地质证据，也没有中生代岩石圈地幔 的直接样品（橄榄岩包体）可以对岩石圈地幔的性质给出确凿的制约。那么，下 扬子地区晚中生代时期的岩浆作用和深部过程和华北地块东部有何异同？是否也 经历了岩石圈地幔的置换和岩石圈的减薄？现有研究初步揭示了下扬子地区晚中 生代岩浆活动处在拉张的构造背景下，且可能存在底侵作用，并引发壳幔相互作 用及不同的端元组份参与岩石形成中。因此，有必要从全局的角度，针对下扬子 地区岩浆岩进行系统的总结和比较，以深入探讨岩石成因。 本论文工作选择下扬子地区火山岩补充开展高精度定年工作，以期建立本地 区晚中生代岩浆活动的年代学格架；选择研究程度较为薄弱的繁昌盆地火山岩， 开展岩石主量元素、微量元素和 sr、nd 同位素分析测试工作，以探讨岩石成因。 在此基础上，针对下扬子地区晚中生代岩浆岩，进行详细的地球化学特征对比研 究，在岩石成因探讨的基础上，深入了解深部过程和动力学演化过程，尝试建立 4 本地区晚中生代成岩成矿作用以及相应的深部过程的统一成因模式。 主要完成工作量见表 1- 1。 表 1- 1 主要工作量 工作内容 单位 工作量 备注 野外地质考察 天 20 火山盆地 样品采集 件 60 岩石薄片鉴定 片 15 于本院实验室完成 岩石显微照片 张 20 于本院实验室完成 锆石 cl 图像 张 80 南京大学内生金属矿床成矿机制 国家重点实验室完成 锆石 la- icp- ms u- pb 测年 件 4 南京大学内生金属矿床成矿机制 国家重点实验室完成 主量元素分析 件 5 中国科学院广州地球化学研究所 完成 微量元素分析 件 5 西北大学大陆动力学国家重点实 验室 sr- nd 同位素分析 件 5 中国科学技术大学壳幔相互作用 实验室完成 数据微机处理 小时 60 数据处理及制图 5 第二章 下扬子地区中生代区域地质特征 下扬子地区是指西自湖北武汉、东至江苏苏州, 全长约 6 0 0 k m , 距 太平洋板块俯冲带约 4 0 0 7 0 0 k m , 为华北板块与扬子板块的碰撞造山 带东南侧的扬子板块北部。 本区是中国东部岩浆岩带的重要组成部分， 从西向东依次分布有鄂东南、九瑞、安庆- 贵池、铜陵和宁芜等大型矿 集区（图 2 - 1 ） ，是中生代构造- 岩浆- 成矿活动最活跃的地区之一。 图 2 - 1 长江中下游成矿带矿床分布简图( 据鲁鑫, 2 0 0 8 ) t l f : 郯城- 庐江断裂; x g f : 襄樊- 广济断裂; y c f : 阳新- 常州断裂 矿集区编号: 1 - 鄂东; 2 - 九瑞; 3 - 安庆- 贵池; 4 - 庐枞; 5 - 铜陵; 6 - 宁芜; 7 - 宁镇 2 . 1 区域地层 就全区而言，除缺失中、下泥盆统外，自上太古界至第四系各时代地层均有 出露。以下主要介绍中生代地层（表 2 - 1 ） 。 2 . 1 1 三叠系 6 下扬子地区三叠系下统为一套陆表海浅水碳酸盐台地沉积，在整个地区广泛 出露，包括殷坑组、和龙山组、南陵湖组。殷坑组由黄绿和灰绿色钙质泥岩与薄 层灰岩互层，自北向南泥（页）岩减少而灰岩增多。和龙山组以浅灰色薄层条带 状灰岩为主，夹少量黄绿色钙质页岩。南陵湖组为薄至中厚层灰岩，底部夹紫红 或黄绿色瘤状灰岩，上部夹 “揉皱灰岩” ，具蠕虫状构造。 表 2 - 1 下扬子地区中生代地层简表 代 系 统 组 代号 厚度 （m ） 岩性 宣南组 k2x 砾岩、砂岩与粉砂岩互层 上统 七房村组 k2q 2 8 4 砂砾岩、细砂岩、粉砂岩 杨湾组 k1y 1 6 6 9 下部砾岩和含砾粗砂岩；上部为细砂岩 白 垩 系 下统 广德组 k1g 1 2 8 凝灰质砾岩、岩屑砂岩、细砂岩、粉砂 岩夹泥质粉砂岩 中统 罗岭组 j2l 长石石英砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩和 泥灰岩等 侏 罗 系 下统 磨山组 j1m 6 3 3 - 9 8 9 长石石英砂岩、岩屑石英砂岩，底部含 有石英砾岩 上统 拉犁尖组 t3l 1 8 - 7 5 粉砂岩、页岩、炭质页岩并夹煤线 铜头尖组 t2t 1 7 3 5 泥质粉砂岩、粉砂质页岩 月山组 t2y 3 3 - 4 3 粉砂岩、粉砂质页岩，夹白云质灰岩 中统 东马鞍山组 t2d 1 1 0 - 2 0 0 灰岩、白云质灰岩、白云岩 南陵湖组 t1n 1 6 0 - 6 4 5 灰岩、致密灰岩，底部为瘤状灰岩 和龙山组 t1h 1 0 0 - 1 5 0 页岩、灰岩夹钙质页岩 中 生 代 三 叠 系 下统 殷坑组 t1y 8 3 - 2 8 6 钙质泥岩与薄层灰岩互层 中上三叠统则为海陆交互- 陆相沉积，其分布范围相对上统较小，包括东马鞍 山组、月山组、铜头尖组、拉犁尖组。东马鞍山组以黄色厚层角砾状灰岩、泥岩、 白云质灰岩等为主。月山组主要为灰白、灰绿等色粉砂岩和粉砂质页岩，夹青灰 色白云质灰岩。铜头尖组主要岩性为紫红色偶有灰绿色之粉砂岩、粉砂质泥岩， 夹细粒砂岩和少量含铜砂岩及细砾岩。遍含钙质和白云母，上部颗粒较粗，且具 钙质结核。拉犁尖组岩性主要由粉砂岩、页岩、炭质页岩并夹煤线或煤层等组成， 在鄂东地区可见到夹有褐铁矿薄层和菱铁矿结核等现象（姚仲伯等，1 9 9 2 ） 。 7 三叠系与石炭系在北部地区呈平行不整合接触关系，在南部地区则为超覆假 整合接触关系( 高雅宁，2 0 1 0 )。 2 . 1 2 侏罗系 下扬子地区侏罗系地层仅在沿江一系列中生代沉积盆地分布，一套为河流湖 相和湖沼相沉积以及陆相火山岩建造。 鄂东地区下侏罗统武昌群，岩性主要为一套长石石英砂岩、粉砂岩、泥岩等 铁矿结核，并夹有煤层。赣北地区由细砂岩、粉砂岩夹泥灰岩、炭质页岩等组成， 部发育有砾岩。皖中沿江带磨山组与拉犁尖组假整合接触，但大部分地区均不整 合覆于前侏罗系之上，底部为砾岩，下部是灰白色岩屑石英砂岩，上部灰黑、灰 绿色细粒石英砂岩、粉砂岩、页岩、炭质页岩，夹鸡窝状煤。苏南等地区的象山 群其主要岩性为灰白色粒长石石英砂岩、岩屑石英砂岩等，底部含有石英砾岩以 及含砾砂岩等。 中侏罗统在鄂东地区为花家湖群，其岩性主要由长石石英砂岩、粉砂岩和泥 层、泥岩夹长石石英砂岩等组成。安徽地区的罗岭组底部为含砾粗砂岩或砾岩， 与磨山组假整合接触；其上为紫红、深灰、灰绿等色的长石石英砂岩、钙质粉砂 岩、粉砂质页岩，夹砾岩和泥灰岩。苏南地区皖南象山群其主要岩性为长石英砂 细砂岩、粉砂岩和粘土岩等。上侏罗统是一套陆相火山岩建造。出露于鄂东地区 马架山组其岩性由砂砾岩一安山岩一流纹岩组合，休宁盆地为粗面玄武岩一流纹 岩一火山碎屑岩组合，宁芜盆地为粗安岩一安山岩及火山碎屑岩组合。庐枞盆地 为粗安岩及火山碎组合，繁昌盆地为流纹岩一英安岩一安山岩一玄武岩组合。 侏罗系与下伏三叠系地层呈平行不整合接触或角度不整合接触关系。 2 . 1 3 白垩系 下扬子地层分区白垩系分为下统广德组 （庐枞盆地称浮山组，宁芜盆地称娘 娘山组）和杨湾组，上统七房村组和宣南组。与侏罗系不整合接触。 鄂东地区下白垩统为灵乡群和大寺组。灵乡群主要由长石石英砂岩、砂砾岩 灰岩等组成，上部夹有玄武岩、安山岩和凝灰岩等。大寺组岩性主要包括: 霏细岩、 流纹岩、钾质粗面岩、安山岩和火山碎屑岩，夹砂砾岩和粉砂岩等。 8 繁昌、南陵下白垩统为广德组和杨湾组，广德组下部棕黄、灰紫色凝灰质砾 岩和细粒砂岩，夹砂岩和泥岩；上部棕黄色粉砂质泥岩、粉砂岩与中细粒岩屑砂 岩互层；杨湾组下部紫红色砾岩和含砾粗砂岩；上部为同色泥钙质和含石膏泥钙 质细砂岩、含石膏粉砂质泥岩。 上白垩统主要为一套红色砂砾岩建造，宁芜和庐枞盆地七房村主要为暗紫色 砂砾岩、细砂岩、粉砂岩，有时含凝灰质粗钙质，夹蚀变安山玄武岩和沉凝灰岩 等( 高雅宁，2 0 1 0 ) 。 上、下白垩统之间呈不整合接触关系，白垩系与下伏侏罗系地层同样为不整 合触关系。 2 . 2 区域构造 下扬子地区的地质构造活动频繁、形迹复杂、力学性质多。大致经历了三个 主要阶段，分别为前震旦纪基底形成阶段、震旦纪- 早三叠世沉积盖层阶段和中二 叠世以来的碰撞造山和板内变形阶段，其中第三阶段以大量中生代岩浆岩和大规 模成矿作用为特征（常印佛等，1 9 9 1 ；翟裕生等，1 9 9 2 ） 。 基底构造层由上太古界和震旦系之下的元古界构成，其中的弧形褶皱和断层 比较发育。在湖北境内上太古界中发育的一系列褶皱以北西向一北北西向为主体， 在鄂东和赣北地区元古界中以近东西向的巨型复式向斜和高台山一九岭山复式背 斜为主体，其形态复杂，总体为东西一北东东向。基底主要的深大断裂有北侧的 磨子潭深断裂，其走向为反“s ”形的近东西向，延长 2 0 0 k m 以上，断面北倾，倾 角 6 5 - 8 0 。此外，还有北东向的潜山- 太湖- 二郎河断裂和北东向的英山一宿松断 裂等。南侧有近东西向的温场一星子断裂、查津一拓林断裂，北北东向的东至一 都昌断裂、北东向的洞里一景德镇一南昌断裂等。这些老变质岩区的褶皱、断裂 的样式和格局反映了成矿带基底构造的基本特征。 在盖层构造层基础上受印支期及更早期构造格架的影响，中生代燕山期主要 形成了一系列断陷式和继承性上叠式陆相沉积盆地和火山岩盆地及其间的相对隆 起区，其中主要的火山岩盆地有金保盆地、怀宁盆地、宁芜盆地、庐极盆地、漂 水盆地和漂阳盆地等。这些盆地内部和边缘断裂构造比较发育，而褶皱构造则较 9 弱。构造线在全区均以北北东向为主。鄂东地区有北西西向褶皱显示。该构造层 中构造形迹多形成于燕山期，归属于新华夏系、华夏式、淮阳山字型以及东西向、 南北向等多个构造体系。 本区中生代以后低角度逆掩断层比较发育，在苏皖地区形成一些推覆构造， 较早阶段形成的推覆构造主要见于大别山南缘，常为近东西向的逆掩断层。较晚 阶段形成的推覆构造主要发育在郯庐断裂带以东，多为封闭的长轴北东向的推覆 体构造。 本区褶皱和断裂构造大多经历了长期复杂的活动历史，使得褶皱复杂化、断 裂力学性质复合和转变，在相对低的构造层中这种情况更为突出。根据区域重力 资料和航磁资料分析，该区正好位于长江中下游地幔隆起带上，该带地壳的厚度 比相邻的幔凹区薄 4 5 k m 。在地慢隆起带上还有次级的突起和凹陷，它们的位置 与地壳的拗陷和升隆区反向相对应，形成了隆拗相间的地壳构造格局( 据赵永鑫， 1 9 9 3 ) 。 总体来说，本区由震旦纪开始到中三叠世，是处于陆棚和陆表海的构造演化 环境，发展过程是由前期的造山运动转入后期升降运动，使得后来沉积的各地层 之间多为平行不整合或整合的接触关系。三叠系早、中期，本地区处于稳定的陆 棚陆表海，形成了主要是碳酸盐岩类的沉积建造。三叠纪中期至侏罗纪早期的印 支运动，第一次活动使得长江中下游地区发生上隆，形成了海陆交互相的沉积。 在印支运动的主期所发生的褶皱造山运动，是本区又一次比较有强度，有较大影 响的褶皱运动，从而结束了本区地台发展的构造演化历史，形成了比较统一的古 大陆，最终使得该区进入到了滨太平洋的大陆边缘活动带这样一个新的发展演化 阶段。 在印支运动发生后，则进入到了陆相沉积环境，发生了以褶皱和断裂隆陷为 主构造运动，并且产生了较为强烈和频繁的岩浆活动。三叠系晚期和侏罗纪早、 中期，本区由于受地台褶皱带所控制，逐渐形成一系列的内陆凹陷，并接受湖泊 相以及河流的沉积。 侏罗纪和白垩纪期间发生的燕山运动，尤其是燕山中晚期（j3k1）是本区构 造活动最为强烈的时期。本区的构造体制和构造应力场发生突变，构造格局也发 生了根本的转变，郯庐断裂强烈左移，一些先前的隆起区，遭受了强烈的剥蚀， 10 并且发生了大规模地幔上隆，地壳减薄，岩浆活动逐渐增强，十分频繁。 白垩纪晚期进入到了喜马拉雅期的构造运动阶段，山间断陷盆地则接受了紫 红色为主的磨拉石沉积建造。 2 . 3岩浆岩 下扬子的晚中生代岩浆岩呈夹心饼干式的分带（图 2 - 2 ） 。内带沿长江分布， 包含 4 个岩浆岩组合，高钾钙碱性中酸性侵入岩组合，以铜陵地区侵入岩为代表； 高钠碱钙性中基性侵入岩组合，以宁芜地区的蒋庙辉长岩、阳湖塘辉长岩和姑山 辉长岩等为代表；橄榄安粗岩系火山岩，以宁芜和庐枞盆地的火山岩为代表；碱 性火山岩组合，以宁芜地区的娘娘山组、繁昌地区的蝌蚪山组以及庐枞地区的浮 山组火山岩为代表。外带位于内带的南北两侧，为碱钙性系列侵入岩，北外带以 滁州岩体和沙溪岩体等为代表，南外带则多是一些出露面积很小的斑岩体。而在 内带和外带之间是 a型花岗岩带，北带包括大龙山、城山和黄梅尖等岩体，南带 以花园巩岩体为代表。 图 2 - 2 下扬子（安徽段）地质简图（据唐永成等，1998 改绘） 11 成岩时代自晋宁期到喜马拉雅期，但以燕山期岩浆活动最强烈，而且与成矿 关系最密切( 图 2 - 1 ) 。晋宁期岩浆岩主要分布于成矿带中、西段的两侧，以花岗岩 类为主，次有辉长岩类。加里东期和印支期岩浆活动较弱，分布于矿带的外围及 带内，以花岗岩和花岗闪长岩类为主。燕山期岩浆岩为钙碱系列和碱性系列。火 山岩分布于东部一系列中生代的火山岩盆地内，主要为安山岩一玄武安山岩类、 粗安岩类和英安流纹岩类。不同规模的侵入岩遍布全区，主要岩石类型有辉石闪 长纷岩、闪长( 玢) 岩、正长闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩及花岗斑岩、石英二长 岩和辉长岩等( 高雅宁，2 0 1 0 ) 。 12 第三章 分析方法 3.1 锆石定年分析方法 3.1.1 分选锆石 本文样品在河北省廊坊市区域地质调查研究所完成锆石的分选。先用常规方 法将样品粉碎至 80 目， 并用浮选进行重力分选， 利用矿物介电分选仪进行电磁选， 然后经重液分选，最后在双目镜下把锆石颗粒挑选出来。在双目镜下挑选出晶形 较好，无明显裂痕和包裹体的锆石颗粒，将其粘在环氧树脂表面，打磨抛光至露 出锆石的表面，然后对其进行透射光、反射光和阴极发光（cl）图像的采集。 3.1.2 样品靶的制备和分析方法 本文样品锆石样品靶的制备、cl 图像和 u- pb 同位素分析工作均在南京大学 内生金属矿床成矿机制国家重点实验室完成。 样品靶的制备 （1）锆石的粘贴：首先，将双面胶纸粘贴在平坦的玻璃板上，同时确保双面 胶与玻璃板之间没有空气残留，用刀片在双面胶中间处切出一长方形的小槽，还 要在双面胶对着的上方记下样品号，以免弄混。其次，在双目镜下挑选出晶形较 好，无明显裂痕和包裹体的锆石颗粒，用针慢慢地将锆石挑选出来放入预先切出 的槽中，粘在双面胶上。粘样的时候要将样品粒度大的一端置于一侧，粒度小的 一端置于另一侧，将锆石平放，不能直立或倾斜，并略用力向下压，使其粘贴牢 固，并尽量使其紧凑整齐。注意不要挑胶，以免造成表面不平整。 （2）灌胶：每个样品注明样品号，将 pvc 小环固定在粘好锆石的双面胶表 面，使粘好的锆石颗粒全部位于 pvc 小环的空心柱中心。将按比例调好的环氧树 脂灌入 pvc 小环中， 灌的时候注意驱赶树脂中的气泡， 然后放置在电热板上过夜， 温度在 6365左右即可。 （3）打磨和抛光：打磨锆石时要在防水细砂纸上进行（p2000） ，用手拿着样 品靶呈“8”字形摩擦，使样品靶在各个方向上都受力手的动作要轻，用力要均匀。 13 同时，要边打磨边用水冲砂纸，使砂纸表面形成水膜，减小锆石与砂纸间的摩擦 力，使锆石不容易从环氧树脂中脱落和被磨损。打磨过程中，要稍微打磨就用显 微镜观察一下是否磨好，直至样品靶上大部分锆石颗粒打磨出亮面（大致一半） 。 锆石打磨好后， 要在抛光机上进行抛光2次， 第1次用金刚砂抛， 第2次则用a1203 试剂抛。抛光时，也要慢慢进行，注意在显微镜下观察，等锆石表面呈现出光洁、 平滑的感觉时，抛光就完成了。最后用干净的水冲洗干净，以便进行下面的工作。 锆石显微图像采集：阴极发光照相之前，一般要对样品照透射光和反射光图 像，以便观察锆石的内部形态。用无水乙醇擦洗样品靶表面 23 次，将样品靶表 面的抛光砂和其他污物清除掉。采集透射光和反射光图像时，要根据目的和锆石 颗粒大小选择合适的放大倍数，尽量让样品锆石颗粒的排列方向和显微镜的水平 （或垂直）方向一致（一般不要旋转显微镜的载物台） ，这样便于视域的移动，且 在照像时不易遗漏。样品表面先用酒精擦拭后对其镀碳，然后依次放置在圆形靶 上，记录好样品顺序，锆石的阴极发光图像（cl 图像）在 fei 公司的场发射环境 扫描电子显微镜 quanta 400 feg 电子探针上完成，照像时所加电压为 10 kv。 采用仪器为 agilent 7500a icp- ms， 实验原理和详细测试方法同文献 （jackson et al., 2004） 。其工作参数为：等离子气体 ar 16 l/min，辅助气体 ar 1 l/min，剥 蚀物质载气 he 0.91.2 l/min。激光剥蚀系统波长 213 nm，激光脉冲频率 5 hz， 宽度 5 ns，剥蚀孔径 40 m，剥蚀时间 80 s，背景测量时间 40 s，脉冲能量为 10 20 j/cm2，206pb、207pb、208pb、232th 和 238u 的停留时间依次为 15、30、10、10 和 15 ms。应用锆石标样 gj- 1 进行同位素分馏校正，gj- 1 锆石标样的本次测试值 为 (60112) ma，即在与 mud tank 和牛山样品相同的实验条件下，测出的初始数 据经即时分析软件 glitter 计算获得的 206pb/238u 和207pb/235u 的年龄和误差； 此外， 在分析中加入 “未知” 标样mud tank (分析值为735 12 ma， 即所测mud tank 的初始数据经即时分析软件 glitter 计算获得的同位素比值，在经过 andersen （2002）的方法进行普通铅校正后，用 isoplot 程序完成年龄计算的 206pb/238u 和 207pb/235u 的年龄和误差)，用于监控测试的重现性和仪器的稳定性。两者的区别在 于： “测试值”直接由在线即时软件 glitter 给出，而“分析值”是指经 gitter 处理后的初始数据，再通过普通铅校正并用 isoplot程序计算得出的同位素年龄。 本实验室测试的 gj- 1 和 mud tank 年龄分别为 60112 ma 和 73512 ma，文献中 14 二者的 tims 年龄分别为 608.50.4 ma（jackson et al., 2004）和 7325 ma（black and gulson, 1978） ，在误差范围内，本实验室的年龄与以上文献的结果是一致的。 质谱的分析数据通过即时分析软件 glitte 计算获得相应的同位素比值、年龄以 及误差，上述数据采用 andersen（2002）的方法进行普通铅校正，校正后的最终 结果应用 isoplot 程序（ludwig，2000）完成年龄计算和谐和图的绘制。 3.2 元素同位素分析方法 全岩样品用破碎机破碎到k2o，这种特征与 c 型埃达克质岩石相似（张旗等，2008） ，而其他样 品不均有这种特征。 中分村组和赤砂组样品的 co、 ni和 cr 含量均很低 （10 ppm） ， 表现出壳源的特征。 图 5- 4 微量元素原始地幔标准化蛛网图 （原始地幔数据引自 sun and mcdonough, 1989） 表 5- 2 繁昌地区代表性岩石样品的微量元素含量及特征值（ug/g） 样号 09fc003- 2 09fc004- 1 zf001- 1 cs002- 1 cs002- 1r cs002- 3 层位 中分村组下 段 中分村组下 段 中分村组上段 赤沙组 赤沙组 赤沙组 岩性 英安岩 流纹岩 流纹岩 流纹岩 流纹岩 粗面岩 li 31.5 84.7 5.41 22.8 22.2 25.2 be 2.19 4.12 2.89 3.50 3.44 3.33 sc 8.64 2.01 2.27 6.60 6.53 6.48 v 86.6 16.9 1.68 58.7 58.9 39.7 cr 9.43 1.88 0.84 5.78 6.20 23.0 co 11.4 2.14 0.17 5.08 5.02 7.01 ni 7.01 1.48 0.20 3.14 3.27 12.6 cu 24.8 2.33 2.24 4.37 4.28 8.13 zn 76.9 41.9 41.8 64.6 63.4 102 39 样号 09fc003- 2 09fc004- 1 zf001- 1 cs002- 1 cs002- 1r cs002- 3 层位 中分村组下 段 中分村组下 段 中分村组上段 赤沙组 赤沙组 赤沙组 ga 17.7 15.7 16.2 19.0 18.5 19.8 ge 1.15 1.07 1.52 1.38 1.37 1.31 rb 54.6 149 351 156 154 145 sr 1389 293 50.9 436 432 410 y 15.7 13.4 40.1 29.3 29.0 29.3 zr 156 186 180 410 386 392 nb 9.40 14.1 34.7 23.4 23.0 23.3 cs 5.44 4.01 3.26 4.45 4.35 4.25 ba 1114 930 306 1152 1131 1076 la 30.7 38.4 37.5 63.3 62.6 62.9 th 7.05 15.7 27.8 16.8 16.4 16.1 u 2.36 2.81 3.56