安徽铜陵地区幔源镁铁质团块研究及其地质意义

李大鹏, 杜杨松, 于学峰, 秦新龙, Steve SCOTT,王树星, Filipa MARQUES

安徽铜陵地区幔源镁铁质团块研究及其地质意义

李大鹏1, 2), 杜杨松3), 于学峰1, 2), 秦新龙4), Steve SCOTT5),王树星6), Filipa MARQUES5, 7)

幔源岩浆底侵和壳幔相互作用与岩浆同化混染-结晶分异作用一样, 作为一种重要的岩浆(演化)作用机制, 与区域岩浆热液流体成矿系统密切相关,一直受到地质科学家们关注(Rapp et al., 1995; Sylvester et al., 1997; Hirose et al., 1999; Coltice et al., 2000; Helffrich et al., 2001; Shapiro et al., 2004; 任云生等, 2006; 李进文等, 2007; Tape et al., 2009; 杨秋荣等, 2010)。相比于地球物理、岩石学、地球化学和地热学方法, 包体岩石学和地球化学方法是研究深部岩浆作用过程中的岩浆演化机制的最直接、最有效的手段。岩石包体的研究, 尤其是幔源包体的研究, 不仅为上地幔岩石圈物质组成、热结构、流变学状态和岩石物理性质等提供直接的重要信息,而且也为认识幔源岩浆演化过程中的地球化学行为以及大陆岩石圈伸展减薄和壳幔动力学过程提供了有力的证据。为此, 近年来前人研究了玄武岩中的麻粒岩包体(Krabbendam et al., 2000; Saha et al., 2008; Zhao et al., 2010), 玄武岩中的橄榄岩包体(Ayalew et al., 2009), 中酸性侵入岩中的微粒闪长质包体(Diego et al., 1999; Nardi et al., 2000; Dahlquist, 2002; Perugini et al., 2003)以及花岗岩中的矿物巨晶和堆积晶(Andersen et al., 1984, 1987;杜杨松等, 2004a, b; 李大鹏等, 2012)。前人对各类岩石包体的研究主要集中在矿物学、岩相学以及基于同位素地球化学、岩石地球化学的模拟方面, 而对于包体详细的元素地球化学的研究, 尤其是对处于大型矿集区背景下幔源岩石包体的精确元素地球化学研究和岩浆作用深部过程联系起来进行的综合研究工作较为欠缺。

安徽铜陵地区位于长江中下游岩浆岩带中部,构造上隶属于扬子板块东北缘下扬子坳陷中部的相对隆起区。区域地质、地球物理资料以及前人的研究表明(陈沪生等, 1988; 唐永成等, 1998; Lü et al., 2003; 秦新龙, 2007; 杜杨松等, 2010), 本区莫霍面深度约为30～32 km, 自中生代以来未发生明显变化,其岩石圈结构可分为6大构造层, 自上而下依次为: (1)中—新生界陆相碎屑岩及火山岩, 深度约为0～4 km; (2)中—古生界海相碳酸盐岩和碎屑岩, 深度约为4～8 km; (3)中—新元古界绿片岩相浅变质岩系, 深度约为 8～12 km; (4)太古宇—古元古界角闪岩相-麻粒岩相深变质岩系, 深度约为 12～18 km; (5)硅镁层, 深度约为18～32 km; (6)地幔盖层, 深度大于32 km。作为我国最著名的铜铁成矿带之一, 区内中生代中酸性侵入岩广泛分布, 并发育着大量的岩石包体和矿物巨晶, 在这些岩石包体中以来源于中下地壳的(暗色)微粒闪长质包体居多, 得到了广泛研究, 但对寄主于部分微粒闪长质包体中的幔源镁铁质团块的研究相对薄弱, 只在少数论文中略有涉及(鄂莫岚等, 1987; 秦新龙, 2007; 杜杨松等, 2010), 尚未开展全面的研究。笔者借助加拿大多伦多大学的二次飞行时间离子探针(Tof-SIMS)以及扫描电镜、电镜能谱和电子探针对区内小铜官山石英二长闪长岩体微粒闪长质包体中的幔源镁铁质团块进行了详细的研究, 提供了首套精确的矿物化学数据和元素分布图, 并在此基础上讨论了铜陵地区中生代幔源岩浆壳幔相互作用等岩浆深部过程。

1 岩相学特征

小铜官山岩体出露面积约1.5 km2(图1), 岩体为一北东向延伸的岩株, 侵位于铜官山背斜北西翼泥盆—二叠系地层中。主要岩石类型为石英二长闪长岩。岩石呈浅灰白色, 细-中粒半自形粒状结构。主要成分为: 斜长石(65%～70%)、钾长石(4%～6%)、角闪石(7%～10%)、透辉石(1%～3%)、石英(10%～15%)和黑云母(～1%), 副矿物主要为磁铁矿、磷灰石和榍石。岩体锆石U-Pb年龄为(139.5±2.9) Ma (Li et al., 2011)。

微粒闪长质包体是小铜官山岩体中常见的岩石包体, 多以单个或局部成群的状态产出, 但有意义的是在部分微粒闪长质包体中发现有不规则的镁铁质团块, 即镁铁质团块包裹于微粒闪长质包体中,而微粒闪长质包体包裹于寄主的小铜官山石英二长岩中(图2A, B)。

微粒闪长质包体呈灰黑色, 较新鲜, 形态多样,以椭圆形轻微棱角状产于小铜官山岩体中。包体粒径多集中在2～50 cm(个别可达100 cm以上)。岩石具典型的微粒半自形自形粒状结构, 矿物分布均匀,由斜长石(约60%～65%)、角闪石(30%～35%)、钾长石(～5%)、黑云母(～2%)及少量石英和单斜辉石组成,副矿物主要为磁铁矿、磷灰石及少量榍石。其中斜长石多呈粒状或柱状, 晶形尚好, 双晶发育; 角闪石呈黄绿色, 多以板状、柱状及不规则状产出, 局部可见双晶; 钾长石呈他形粒状; 黑云母多为半自形粒状、板片状产出, 部分交代角闪石。

图1 安徽铜陵地区地质简图(据秦新龙, 2007)Fig. 1 Simplified geological map of Tongling area, Anhui Province(after QIN, 2007)

镁铁质团块粒径一般在0.30～3.00 mm, 多呈椭球状、球状或鞋状, 不均匀地包裹于微粒闪长质包体中, 局部较集中。镁铁质团块主要由三种矿物组合形式: (1)阳起石-透闪石型: 阳起石(核部)+透闪石(边部)+黑云母(壳部)(图2C, D), 除了壳部的黑云母, 这类团块内部主要由透闪石(45%～50%)、阳起石(35%～40%)、角闪石(5%～10%)、透辉石(2%～5%)、黑云母(5%～10%)和少量的Cr磁铁矿(～5%)组成; (2)角闪石型: 角闪石+透闪石(核部)+黑云母(壳部)(图2E), 除了壳部的黑云母, 这类团块内部主要由角闪石(30%～50%)、透闪石(35%～45%), 黑云母(6%～8%)、阳起石(2%～5%)和少量的Cr磁铁矿(～5%)组成。(3)透辉石型: 透辉石+透闪石(核部)+Cr磁铁矿+黑云母(壳部)(图 2F, 2G), 除了壳部的黑云母,这类团块内部主要由透辉石(25%～40%)、透闪石(30%～35%)、Cr磁铁矿(20%～40%)和少量的黑云母(～3%)组成。另外在个别镁铁质团块内部见有少量的铝直闪石(图2H)。多数镁铁质团块都由浅颜色的核和相对颜色较深的壳组成。核部主要由细粒的透闪石、阳起石以及富Cr磁铁矿组成; 而暗色的壳部主要是由镁铁闪石蚀变而成的黑云母。少数的团块呈“蛋”结构, 有暗色的核(蛋黄), 浅色的边部(蛋清)和暗色的壳(蛋壳)(图2C, D), “蛋黄”主要由细粒的阳起石和残余的透辉石组成, “蛋清”主要为浅色的透闪石, “蛋壳”主要由细粒的角闪石和黑云母组成。此外, 镁铁质团块内, 尤其是以透辉石为主的镁铁质团块通常发育一定数量的Cr磁铁矿,呈片状、港湾状以及散点状, 粒径较大, 可达20～150 μm(图2F, G)。由残余的角闪石(图2E)和透辉石(图 2F)可以看出, 镁铁质团块的原始矿物主要为角闪石和透辉石, 受后期蚀变作用影响, 使二者多发生了阳起石化和透闪石化。

2 矿物学与Tof-SIMS元素地球化学

2.1 角闪石和辉石矿物学

对镁铁质团块进行的矿物学分析是笔者在中国地质大学(北京)科学研究院利用JEOL Superprobe 733型电子探针仪器完成的, 实验条件均为: 加速电压15 kV, 束流1×10-8, 束斑1 μm。角闪石和辉石的矿物学数据列于表1和表2, 采用电价差值法(郑巧荣, 1983)对Fe2+和Fe3+进行调整。

镁铁质团块中的角闪石主要为透闪石, 镁角闪石, 镁钙闪石以及少量的铝直闪石(图2H)。其中镁钙闪石SiO2(43.33%)、TiO2(1.59%)、Al2O3(9.18%)、MgO(12.90%)、CaO(10.56%)、Na2O(2.06%)、K2O(1.03%); 镁角闪石 SiO2(47.78%～54.65%)、TiO2(0.21%～1.43%)、Al2O3(1.69%～6.85%)、MgO(15.93%～22.38%)、CaO(10.10%～10.78%)、Na2O (0.28%～1.94%)、K2O(0.07%～0.72%); 透闪石SiO2(54.00%～56.08%)、TiO2(0.00%～0.19%)、Al2O3(0.40%～1.31%)、MgO(18.63%～22.67%)、CaO(10.31%～11.19%)、Na2O(0.00%～0.51%)、K2O(0.00%～0.09%)。可见, 在蚀变过程中, 从镁钙闪石到镁角闪石, 再到透闪石, 随着 Si的增加, 呈现出Mg富集和Ti、Al贫化的特点。铝直闪石则表现出低Si(SiO2: 37.35%～39.30%)、高Al、Mg(Al2O3: 15.64%～16.25%; MgO: 23.69%～24.01%)的特点。镁铁质团块中的辉石主要为透辉石, 主要由SiO2(52.42%～54.73%)、TiO2(0.00%～0.27%), Al2O3(0.02%～1.74%)、 MgO(13.6%～18.34%)和 CaO (20.53%～23.20%)组成。

图2 镁铁质团块及微粒闪长质包体的手标本及显微镜照片Fig. 2 Photographs and photomicrographs of mafic clots (MFC) and microgranular dioritic enclaves (MME)

表2 铜陵地区镁铁质团块中的透辉石主要氧化物组成Table 2 Major oxide composition of diopside from MFCs, Tongling

2.2 Ti磁铁矿和富Cr磁铁矿矿物学

对镁铁质团块中磁铁矿的矿物学研究, 是笔者在加拿大多伦多大学利用扫描电子显微镜(SEM)与电镜能谱分析完成的。首先将探针片进行喷碳处理,然后用LEO435VP型扫描电子显微镜对样品进行观察并对有代表性的图像拍照; 对典型的图像用LINKISIS型X射线能谱仪进行成分分析。测试条件: 15 kV、100 pA。执行标准为: SY/T 5162—1997岩石样品扫描电子显微镜分析方法。图3为扫描电镜获得的磁铁矿的扫描电镜图像(图 3A, B)和能谱图(图3C, D, E, F)。

镁铁质团块中的磁铁矿主要包括 Ti磁铁矿(图3E)和富Cr磁铁矿(图3F)两种。本文所得磁铁矿矿物学数据表明, 其中 Ti磁铁矿以富Ti(26.40%～28.44%)、富 Mn(3.15%～6.62%)为特点, Ni、Cu和 Zn的含量分别为 0.16%～0.44%、0.36%～0.54%和0.67%～0.87%。富Cr磁铁矿Cr含量为3.06%～6.75%, Ti含量为0.20%～0.76%, Ni、Cu 和Zn的含量分别为0.25%～0.32%、0.46%～0.53%和0.57%～0.69%。相比之下, Ti磁铁矿要比富Cr磁铁矿表现出相对富集Ni、Zn和贫Cu的特征。

图3 镁铁质团块扫描电镜照片和主要矿物能谱Fig. 3 Microphotographs and energy spectra of major minerals in MFC

2.3 Tof-SIMS元素地球化学

飞行时间二次离子质谱仪(Time of Flight-Secondary Ion Mass Spect rometer 简称TOF-SIMS)是一种微束微区(最小达0.1 μm× 0.1 μm)原位分析新技术, 主要应用于材料科学领域, 近年来也逐渐被应用于地质科学研究中。它采用全质量扫描、单离子检测, 因此可以同时对元素和同位素进行分析, 分辨率极高(Stephan, 2001), 在分析粒径微小的材料方面有着极大的优势。笔者首次成功利用TOF-SIMS对镁铁质团块进行了分析研究, 实验是在加拿多伦多大学的 TOF-SIMS(型号: ION-TOF GmbH, Münster, Germany)测试实验室完成的。首先用Ar对矿物表面进行充分的清洗, 然后利用3 keV能量并经聚焦的一次Bi3++离子束, 在矿物表面微区进行轰击, 矿物表面因溅射产生二次离子, 通过质量飞行器(飞行管)后, 离子按质量大小, 依时间顺序先后到达检测器被检测, 然后经过配套软件(Software of ION-TOF GmbH, Münster, Germany)的处理, 即可得到各个检测元素的原子强度(Int)和分布图(李大鹏等, 2012)。

通过TOF-SIMS对样品200 μm× 200 μm微区进行测试, 然后利用Software of ION-TOF GmbH软件可以得到200 μm×200 μm微区内任何一个不限面积,不限形状微区内的各离子浓度。我们获得的数据主要有Tof-1至Tof-6共6个区域的数据, 其中Tof-1 至Tof-3为磁铁矿, Tof-4至Tof-5为透闪石, Tof-6为透闪石。47种阳离子的原子强度列于表 3, 为了便于比较, 我们分别把各个区域内的阳离子总原子强度都换算成 1×106。磁铁矿表现出高 Cr(Int(原子强度)1392～1555), 高 Mn(Int 13555～14824)的特点;透闪石相对高 Mg(Int 13614～177710)、Ca(Int 7274～16376), Cu(Int 2065～2883), V(Int 6594～9280) 和Mn(Int 16455～19779), 另外, 稀土元素Sr、Y、Ho和 Ta等也相对富集, 原子强度分别为 Int 3041～5837、Int 1379～2456、Int 311～418和 Int 319～351; 透辉石相对富集 Mg(Int 319850)、Fe(Int 4274)和Ca(Int 32435)。

图4为利用Software of ION-TOF GmbH软件获取的镁铁质团块的阳离子分布图, 清楚了展示了200 μm×200 μm微区内的各种元素的相对原子强度以及各种离子分布情况。如图, 镁铁质团块具有高Si、Mg、V、Cr、Ta、Pb, 低 Co、As、Rb、Te、Cs、Ba、Sm、Eu、Yb、Os等元素的性质, 显示出幔源玄武岩浆的特征。镁铁质团块中的磁铁矿主要由Fe、O以及卤族元素(Cl和Br)组成。透闪石和透辉石阴离子主要元素为 O, 阳离子方面, 透闪石主要由Al、Si、Ca、Sc、V、Cr、Mn、Cu和Sr元素组成, 透辉石的主要元素组成较为简单, 主要由Si、Mg、Ca、Cu和Rb组成。

表3 铜陵地区镁铁质团块中主要矿物的阳离子原子强度(总原子强度1×106)Table 3 Element ion intensities of selected positive elements in MFCs, Tongling (total Int 1×106)

图4 基于ToF-SIMS得到的镁铁质团块中的主要离子分布图Fig. 4 Major ions diagram of MFC based on ToF-SIMS

3 讨论

3.1 镁铁质团块的幔源性质

关于微粒闪长质包体, 前人做过大量的研究,普遍认为它是由壳幔混源岩浆(幔源分异的岩浆与地壳发生混染作用形成的混合岩浆)在中地壳(或更深)岩浆房形成的(Diego et al., 1999; Nardi et al., 2000; Dahlquist, 2002; Perugini et al., 2003; 秦新龙, 2007; 杜杨松等, 2010), 形成深度约为12～16 km。而镁铁质团块包裹于微粒闪长质包体之中, 从二者拓扑关系上来讲, 寄主于微粒闪长质包体中的镁铁质团块应该来源于更深的下地壳, 或者上地幔, 可能是在壳幔混源岩浆到达中地壳岩浆房之前在深部捕获的。秦新龙(2007)初步判断镁铁质团块的原始岩浆可能来源于上地幔。由于镁铁质团块中的原生角闪石和辉石已经发生了不同程度的透闪石化、阳起石化和透辉石化等蚀变, 故用其矿物学资料进行的结晶温压条件估算已经不可靠, 但团块中的Ti磁铁矿、富Cr磁铁矿以及偶见的铝直闪石仍可以提供其为深源形成的重要信息。

众所周知, 富 Ti-Cr磁铁矿常形成于深部岩浆系统, 多与地幔岩浆有关(Dobrzhineskaya et al., 1996; 金振民等, 1998; 秦新龙, 2007)。这些在深部岩浆系统中的 Ti-Cr磁铁矿, 是一种高压矿物的代表, 若幔源岩浆的受底侵作用影响上侵, 压力降低时, 外部环境由超高压相转变为高压相, 随着溶解度的逐渐降低, 这些富 Ti-Cr磁铁矿便会析出, 而笔者认为镁铁质团块中的Ti磁铁矿和富Cr的磁铁矿有可能为此过程的产物。另外, 镁铁质团块中的铝直闪石也指示了一种高温高压的深部变质结晶环境(Sharma et al., 1981; Robinson et al., 1982; 陆松年等, 2003; Peck et al., 2005; 王希斌等, 2005)。Robinson等(1982)指出铝直闪石的形成与深部交代作用、熔离作用形成的一套富Mg、Al, 贫Ca的岩浆组分有关。一般含有铝直闪石的矿物组合形成于特殊的温压条件, 并普遍经历了一个相对比较稳定的变质过程, 温度和压力集中于 600～800℃和6～10 kb, 形成深度多为 20～33 km(Akella et al., 1966; Sharma et al., 1981; Thompson, 2001; 陆松年等, 2003; Peck et al., 2005; 王希斌等, 2005), 这和直闪石～铝直闪石的稳定条件相一致(Greenwood, 1963; Chernosky et al., 1979)。Tof-SIMS资料也指示了镁铁质团块的幔源地质特征, 从元素组成方面来看, 镁铁质团块有Si、Mg、V、Cr、Ta、Pb相对富集, Co、As、Rb、Te、Cs、Ba、Sm、Eu、Yb、Os等相对贫化的特征。这与中国东部幔源岩浆高Cr(路凤香等, 2001), 低 Rb、Ba、Sr、Yb等地幔不相容元素的特点一致, 也与地幔岩石圈组成成分特征相一致(池际尚, 1987; 鄂莫岚等, 1987)。由此笔者认为镁铁质团块可能为上地幔玄武岩浆演化的产物。

3.2 深部岩浆作用过程与镁铁质团块的形成

众所周知, 上地幔部分熔融可以产生一套碱性玄武岩浆。Green(1967, 1968, 1970, 1976)通过实验发现, 在高压(12×108～20×108Pa)且无水的条件下,地幔岩5%～10%的局部熔融产生的碱性玄武岩成分的液体与参与的二辉橄榄岩相平衡; 而在含水(0.1%)的条件下, 地幔岩 10%以下的局部熔融便可产生碱性玄武质岩浆。Gast(1968)则认为地幔岩只需3%～7%的熔融即可形成“碱性玄武岩套”的岩浆。杜杨松等(2004a, b)和秦新龙(2007)通过对各种岩石包体和矿物巨晶的研究, 提供了铜陵地区中生代(140 Ma)曾发生大规模的岩浆底侵作用和壳幔相互作用的证据, 并认为铜陵地区上地幔玄武岩浆是由部分熔融的上地幔形成的(深度42～48 km), 受底侵作用影响, 进入下地壳深位岩浆房(22～27 km)并发生同化混染和结晶分异作用。杜杨松等(2004c)曾研究了安徽铜陵白芒山、老庙基和小铜官山岩体中的两种辉长质岩石包体, 并通过详细的地球化学和矿物学数据证明了不具“斑状”结构的辉长质岩石包体(主要由辉石、斜长石、角闪石和黑云母组成)是由底侵的玄武岩浆在约26 km深处的深位岩浆房结晶形成的。笔者认为镁铁质团块可能为这套底侵玄武岩浆直接冷凝结晶的产物。

总结来看, 铜陵地区中生代岩浆底侵和岩浆演化等深部作用过程, 大致经历了以下几个事件: (1)上地幔橄榄岩部分熔融(42～48 km)形成碱性玄武质岩浆(杜杨松等, 2004a, b; 秦新龙, 2007); (2)受大陆裂谷作用影响, 140 Ma之前中生代幔源玄武岩浆底侵(Li et al., 2011); (3)在下地壳深位岩浆房(22～27 km)与下地壳硅镁层发生同化混染作用形成一套初步演化的中基性玄武质岩浆, 可能为辉长质岩浆(杜杨松等, 2004c); (4)上侵的岩浆在中地壳岩浆房(12～16 km)与变质岩系形成一套中性的闪长质岩浆(陈沪生等, 1988; 杜杨松等, 2004a, b; 秦新龙, 2007); (5)中性闪长质岩浆经结晶分离作用和同化混染作用形成中酸性岩浆, 上侵、冷凝而形成区内广泛分布的中酸性岩浆岩。与此过程相呼应, 镁铁质团块、微粒闪长质包体和石英二长闪长岩可能分别是(3)、(4)、(5)事件的岩石学代表。三叠纪时期扬子和华北陆块间的陆-陆碰撞以及后期的大陆伸展, 使得铜陵地区的区域构造体系由早期的挤压(中三叠—晚三叠)到中期的松弛(早侏罗—中侏罗),后转换为后期的拉张和断陷(晚侏罗—早白垩), 引发了区域玄武岩浆活动(杜杨松等, 2004c)。玄武岩浆来源于上地幔橄榄岩的部分熔融, 后受岩浆底侵和壳幔相互作用影响, 玄武岩浆上侵, 进入下地壳深位岩浆房, 与下地壳硅镁层发生同化混染作用,形成一套轻度演化的中基性玄武岩浆, 镁铁质团块可能就是这类岩浆直接结晶形成的。后受构造作用影响, 这类中基性玄武岩浆脉冲到中地壳岩浆房(12～16 km)与中地壳的变质岩系(陈沪生等, 1988)发生同化混染后经结晶分异作用形成一套中性闪长质岩浆, 微粒闪长质包体就是这套闪长质岩浆发生结晶分异作用而形成的。

由此可见, 镁铁质团块和微粒闪长质包体为诠释铜陵地区深部岩浆作用过程提供了新的资料, 并对后续的相关科学研究有重要的意义。

4 结论

1)镁铁质团块中的原矿物角闪石和辉石均已发生透闪石、阳起石化蚀变, 蚀变过程中, 从镁钙闪石到镁角闪石, 再到透闪石, 随着 Si的增加, 角闪石呈现出Mg的富集和Ti、Al贫化的特点。富Cr磁铁矿、Ti磁铁矿、铝直闪石和Tof-SIMS资料指示了镁铁质团块具有幔源玄武岩浆的特征。

2)上地幔玄武岩浆受岩浆底侵作用影响上侵,进入下地壳发生同化混染作用, 形成轻度演化的辉长质玄武岩浆, 后受构造作用影响, 上侵到地壳岩浆房与中地壳变质岩系发生同化混染后经结晶分异作用形成一套闪长质岩浆。镁铁质团块和微粒闪长质包体的可能分别是由辉长质玄武岩浆和闪长质岩浆结晶而成。

3)铜陵地区中地壳的闪长质岩浆的母岩浆应为壳幔混源的中基性玄武质岩浆。

致谢:中国地质大学(北京)张招崇教授阅读了本文并提出若干修改意见。电子探针和扫描电镜测试分别得到了中国地质大学(北京)尹京武教授和加拿大多伦多大学George博士的帮助; Tof-SIMS实验和论文成文过程中得到了安大略省表面化学工程与应用化学重点实验室主任Sodhi R N S博士的悉心指导,笔者在此一并表示最诚挚的感谢！

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1)山东省地质科学研究院, 山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室, 山东济南 250013; 2)国土资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室, 山东济南 250013; 3)中国地质大学(北京), 北京 100083; 4)江苏省有色金属华东地质勘查局, 江苏南京 210007; 5)多伦多大学地质系, 海洋地质研究重点实验室, 加拿大多伦多 M5S 3B1; 6)山东省第八地质矿产勘查院, 山东日照 276826; 7)葡萄牙里斯本结晶学、矿物学、矿产资源研究中心, 葡萄牙里斯本 1749-016

幔源岩石包体研究, 是认识上地幔岩石圈物质组成、幔源岩浆演化及壳幔动力学过程的重要手段。铜陵地区小铜官山石英二长闪长岩中发育有微粒闪长质包体, 并且这些微粒闪长质包体中不均匀地分布着镁铁质团块, 三者的形成过程可视为铜陵地区岩浆演化的缩影, 为了解本区深部岩浆作用过程提供了有力的证据。在前人研究的基础上, 笔者借助电子探针、扫描电镜、电镜能谱和二次飞行时间离子探针(Tof-SIMS)对产于铜陵地区微粒闪长质包体中的镁铁质团块进行了详细的研究, 首次获得了一套精确的矿物化学资料和元素分布图, 总结了镁铁质团块的特征, 并讨论了本区的深部岩浆作用过程。矿物学研究表明, 镁铁质团块中的角闪石和辉石均已发生了不同程度的透闪石化和阳起石化蚀变, 蚀变过程中, 从镁钙闪石到镁角闪石, 再到透闪石, 随着Si的增加, 角闪石呈现出Mg的富集和Ti、Al贫化的特点。团块中的富Cr磁铁矿、Ti磁铁矿和少量的铝直闪石指示了其具有深源性。Tof-SIMS元素分布图显示, 透闪石主要由Al、Si、Ca、Sc、V、Cr、Mn、Cu和Sr元素组成, 透辉石主要由Si、Mg、Ca、Cu和Rb组成。在铜陵地区, 上地幔部分熔融形成一套玄武岩浆, 受岩浆底侵作用影响, 玄武岩浆上侵, 进入下地壳深位岩浆房, 与下地壳硅镁层发生同化混染作用, 形成一套轻度演化的中基性(辉长质)玄武岩浆, 镁铁质团块就是这类中基性玄武岩浆直接结晶形成的。后受构造作用影响, 这类中基性玄武岩浆上侵到中地壳岩浆房(12～16 km), 与中地壳的变质岩系发生同化混染和结晶分异作用形成一套中性闪长质岩浆, 微粒闪长质包体就是这套闪长质岩浆发生结晶分异作用而形成的。镁铁质团块和微粒闪长质包体清楚地解释了铜陵地区深部岩浆作用过程, 并有力地证明了铜陵地区中地壳的闪长质岩浆来源于下地壳的壳幔混源岩浆。

镁铁质团块; 闪长质包体; 壳幔相互作用; Tof-SIMS

Mantle Mafic Clots in Tongling Area, Anhui Province, and Their Geological Significance

LI Da-peng1, 2), DU Yang-song3), YU Xue-feng1, 2), QIN Xin-long4), Steve SCOTT5), WANG Shu-xing6), Filipa MARQUES5, 7)

1) Shandong Key Laboratory of Geological Processes and Resource Utilization in Metallic Minerals, Shandong Geological Sciences Institute, Jinan, Shandong 250013; 2) Key Laboratory of Gold Mineralization Processes and Resources Utilization of Ministry of Land and Resources, Jinan, Shandong 250013; 3) China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083;

4) East China Nonferrous Metals Geological Exploration Bureau of Jiangsu Province, Nanjing, Jiangsu 210007; 5) Scotiabank Marine Geology Research Laboratory, Department of Geology, University of Toronto,
Toronto, Canada M5S 3B1; 6) The 8thInstitute of Geology & Mineral Exploration of Shandong Province, Rizhao, Shandong 276826; 7) Center of Resource Minerals, Mineralogical and Crystallography, Lisbon, Portugal 1749-016

It is generally accepted that mantle input under crust-mantle interaction plays an important role in sustainable magma fractionation and eventually leads to release of magmatic fluids and formation of world class W, Sn and other types of ore deposits. Many models dealing with the evolution of mantle-derived magmas are derived from numerical simulations based on isotopic geochemistry, temperature and pressure or physical geography data. Few models use detailed chemical analysis of mantle-derived rock enclaves. The authors found direct evidence for crust-mantle interaction in Tongling area, East China, in the form of mafic clots (MFC), which are interpreted to represent fragments of altered alkaline basaltic magma in magma chambers at the base of the continental crust (BCC). These MFC are unevenly distributed within the microgranular dioritic enclaves (MME) which, in turn, are included in the host quartz monzodiorite. The authors have combined all available data with new element distribution maps of the MFC in order to present a general framework model for the evolution of mafic to siliceous magmas. Observations and researches indicate that the MFC were formed from the fractional crystallization and evolution alkaline basaltic magma in magma chambers at the BCC. The basaltic magma resulting from previous partial melting of the upper mantle was eventually brought to the magma chambers at the BCC by magmatic underplating and crust-mantle interaction at 140 Ma. And the MME were formed from the fractional crystallization and evolution dioritic magma by the assimilation of the derived magma from the base of the continental crust with the metamorphic rocks in a crust magma chamber at the depth of 12～16 km. The discovery of the MFC and MME effectively prove that the dioritic magma in the middle crust originated from the mixing basaltic magma of mantle-crust at the BCC.

mafic clots; microgranular dioritic enclaves; crust-mantle interaction; Tof-SIMS

P588.13; P542.5

A

10.3975/cagsb.2014.05.11

本文由国家自然科学基金项目(编号: 41140025; 40672045; 41372086)、中国地质调查局危机矿山接替资源找矿项目(编号: 20089938)和山东省“泰山学者”建设工程(编号: 鲁政办字〔2013〕122号)联合资助。

2013-12-18; 改回日期: 2014-06-23。责任编辑: 张改侠。

李大鹏, 男, 1986年生。博士, 工程师。主要从事岩浆成矿作用研究。E-mail: lidapeng.bj@gmail.com。