安徽广德地区庙西岩体锆石U-Pb年代学及岩石地球化学特征

2021-10-07何苗王翔邓佳良吴家富吴昊吴衡

安徽地质 2021年3期

何苗，王翔，邓佳良，吴家富，吴昊，吴衡

（安徽省地质调查院（安徽省地质科学研究所），安徽合肥230001）

0 引言

皖南地区中生代岩浆活动强烈，岩浆活动期次大致分为两个主要阶段。早期阶段岩浆活动主要介于152～137Ma之间，峰值约141Ma，岩性以花岗闪长岩为主[1～12]；晚期阶段岩浆活动时代介于135～122Ma之间，峰值约为128Ma[13～18]，形成的侵入体岩性主要为正长花岗岩-二长花岗岩。从岩石成因类型看，早期阶段Ⅰ型(部分为S型)和晚期的A型(少部分为Ⅰ型)差别较大，暗示着不同阶段的岩浆活动在其源区、构造背景及动力学机制等方面亦存在较大差异[16]。庙西岩体出露于安徽广德市与江苏溧阳县交界处（图1），虽然前人对皖南地区的中生代花岗岩类开展了大量工作，获得了丰富的研究成果，但对庙西岩体的研究工作相对薄弱，尤其是在成岩年代学及岩石地球化学等方面缺乏系统的研究。

图1 皖南地区岩浆岩分布图Figure1.Distribution map of magmatic rocks in southern Anhui

本文在详细野外工作的基础上，对庙西岩体系统采集样品，通过全岩主量、微量元素分析、LA-ⅠCP-MS锆石U-Pb测年工作，精确厘定了庙西岩体的形成时代，探讨了岩石成因及构造背景，为皖南地区中生代岩浆演化作用研究提供了新的资料和依据。

1 地质概况及岩石学特征

庙西岩体位于广德市北部，区域大地构造位置属扬子克拉通东南缘。区内经历了加里东、印支、燕山期等多期次构造演化，其中印支、燕山期构造活动奠定了如今的区域构造格架。区域性近东西向周王断裂和北东向江南深断裂分别于庙西岩体南部及北西方向通过。岩体总体呈北东向椭圆状，侵位于下寺-砖桥复式背斜核部，受构造控制明显，岩体与围岩界线清晰，接触面倾角40°～80°，出露面积约45km2（图2）。

图2 庙西岩体地质简图Figure 2.Geological sketch of the Miaoxi plutons

庙西岩体岩性主要为二长花岗岩和正长花岗岩。二长花岗岩岩性可分为中细粒似斑状二长花岗岩、粗中粒似斑状二长花岗岩、中粗粒二长花岗岩，正长花岗岩分为细粒似斑状正长花岗岩、细粒正长花岗岩，结构演化明显，主要表现为中细粒似斑状、粗中粒（似斑状）、中粗粒、中细粒结构等。而晚期的细粒正长花岗岩则以岩瘤、岩枝、岩墙侵入到二长花岗岩岩体中（图2）。

二长花岗岩：灰白略带肉红色，似斑状结构，块状构造。斑晶含量5%～25%，由粗大的正长石及少量石英构成，粒径10～30mm，少部分可达40mm；基质呈中细—粗中粒结构，粒径0.2～3mm，部分＞5mm。主要矿物成分为：斜长石25%～40%、正长石30%～45%、石英20%～35%、黑云母2%～5%。副矿物主要为磷灰石、锆石、榍石等矿物。斜长石(An27～36)呈半自形板柱状，部分可见钠长石双晶，环带构造常见，表面不同程度分解为绢云母；正长石呈他形不规则板状体，少数其内有交代包裹斜长石、石英、黑云母现象，部分与石英交互构成文象结构；黑云母呈棕褐色板片状，偶尔结晶粗大，呈板柱体，部分沿解理面分解为绿泥石或二者呈逐渐过渡关系。

正长花岗岩：浅肉红色，似斑状结构，块状构造，球状风化明显。斑晶含量5%～15%，由正长石及石英构成，粒径6～15mm，少部分可达25mm；基质呈细粒结构，粒径0.1～2mm。矿物成分为：斜长石20%～25%、正长石45%～55%、石英25%～30%、黑云母1%～3%，偶见灰绿色绿帘石。斜长石为钠-更长石(An=7～17)，呈半自形短板状和他形粒状，表面分解有绢云母，钠长石双晶常见；正长石呈半自形板状体和他形粒状，见卡氏双晶，有交代包裹斜长石现象，并常与石英共结晶形成文象结构；石英呈他形粒状不均匀分布于长石颗粒间，具强烈的波状消光；黑云母呈棕褐色细小板片状，有不同强度的绿泥石化。

2 分析测试方法

全岩主量、微量元素在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素含量利用日本理学PrimusⅡX射线荧光光谱仪(XRF)分析完成,采用标准物BHⅤO-2、GBW07103、GBW07105、GBW07111、GBW07112进行监控，分析精度优于5%。微量元素含量利用Agilent7700eⅠCP-MS分析完成，测试过程中，以国际标样AGⅤ-2、BHⅤO-2、BCR-2、RGM-2进行质量监控，元素含量大于10×10-6的分析精度优于5%，小于10×10-6的分析精度优于10%。

锆石颗粒在河北省廊坊区域地质矿产调查研究所采用浮选和电磁方法进行分选，挑选出晶形和透明度较好的锆石粘贴制成环氧树脂样品靶。锆石的阴极发光(CL)显微照相、锆石U-Pb定年在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石U-Pb同位素测试采用的激剥蚀系统为GeοlasPrο，ⅠCP-MS型号为Agilent7500a，分析的激光束斑直径32μm，采用国际标准锆石91500作为外标对同位素分馏进行校正，采用国际标样NⅠST610对微量元素含量进行外标，采用29Si作为内标元素进行校正。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

对庙西岩体二长花岗岩和正长花岗岩共2件样品进行了锆石U-Pb测年工作，测试结果见表1。

二长花岗岩样品MXE-1和正长花岗岩MXK-1样品中锆石多呈自形长柱状，长宽比1∶2～1∶4，阴极发光图像显示锆石具有清晰的振荡环带，属岩浆成因[19]（图3）。对MXE-1样品中18个颗粒进行了18个点的U-Pb同位素分析，锆石Th含量介于112×10-6～815×10-6，U含量介于159×10-6～860×10-6,Th/U比值为0.38～0.95。206Pb/238U表面年龄为(123.8±2.3)Ma～(134.7±1.9)Ma，加权平均年龄为(128.2±1.5)Ma(MSWD=2.7)；所有锆石颗粒年龄均位于谐和线上及其附近(图4-a)。对MXK-1样品中18个颗粒进行了18个点的U-Pb同位素分析，锆石Th含量介于241×10-6～810×10-6，U含量介于283×10-6～923×10-6，Th/U比值为0.57～1.18。206Pb/238U表面年龄为(121±1.5)～(127.8±1.3)Ma，加权平均年龄为(124.9±1.5)Ma(MSWD=2.2)；所有锆石颗粒年龄均位于谐和线上及其附近(图4-b)。

图3 庙西岩体样品锆石阴极发光照片Figure 3.Zircon CL images for samples from the Miaoxi plutons

图4 庙西岩体锆石U-Pb协和图Figure 4.Zircon U-Pb concordia plots for samples from the Miaoxi plutons:(a),(b)monzonitic granite;(c),(d)syenite granite

3.2 地球化学特征

对庙西岩体二长花岗岩和正长花岗岩共8件样品进行了全岩主、微量元素分析，测试结果见表2。

表2 庙西岩体样品主量元素（10-2）和微量元素（10-6）分析结果Table 2.Majοr（x10-2）and trace（x10-6）elements geοchemistry οf samples frοm the Miaοxi plutοns

3.2.1 主量元素

二长花岗岩体全岩SiO2含量（wt%）介于74.88%～75.46%，平均75.06%；Al2O3含量为12.53%～12.82%，平均12.7%；CaO含量为0.72%～0.79%，平均0.77%；TFe2O3含量为1.46%～1.61%，平均1.54%；K2O+Na2O含量为8.0%～8.35%，平均8.18%图5a，K2O/Na2O值范围位于1.43～1.53之间，平均值1.49，富钾；里特曼指数(σ)为2.26，属高钾钙碱性系列图5b；碱度率(AR)在2.81～3.01之间，均值2.9，碱性图5c；A/CNK位于1.04～1.07之间，平均1.05，属过铝质花岗岩图5d。铁值[FeOT/(FeOT+MgO)]为0.86，属高铁质岩石。分异指数DI值范围在92.08～93.34之间，均值92.79，分异程度较高。

图5 庙西岩体全岩地球化学图解Figure 5.Whole-rock geochemical diagrams for samples from the Miaoxi plutons

正长花岗岩体全岩SiO2含量（wt%）介于76.19%～76.75%，均值76.42%；Al2O3含量为12.06%～12.38%，平均12.24%；CaO含量为0.62%～0.88%，平均0.72%；TFe2O3含量为0.83%～0.97%，平均0.91%；K2O+Na2O范围为7.9%～8.22%（图5a），平均8.07%，K2O/Na2O值范围位于1.46～1.58之间，平均值1.51，富钾；里特曼指数（σ）在1.88～2.02之间，均值1.95，属高钾钙碱性系列（图5b）。碱度率（AR）在2.91～3.0之间，均值2.97，属碱性（图5c）；A/CNK位于1.01～1.05之间，属过铝质花岗岩（图5d）。铁值[FeOT/(FeOT+MgO)]为0.77～0.80，属高铁质岩石。分异指数DI值范围在93.19～93.78之间，均值93.46，分异程度高。

3.2.2 微量元素

二长花岗岩类中ΣREE为281.07×10-6～295.08×10-6，均值287.86×10-6；轻重稀土分馏较明显，LREEs/HREEs：6.04～6.63，LaN/YbN：5.22～5.80，右倾；重稀土相对较平坦。δEu：0.11～0.12，均值0.11，具强烈负Eu异常，表明岩浆源区具有斜长石残留。正长花岗岩ΣREE为100.63×10-6～240.86×10-6，均值197.61×10-6，LREEs/HREEs：9.62～10.92，LaN/YbN：7.06～9.60，轻重稀土分馏较明显。δEu：0.23～0.39，均值0.27，具强烈的负Eu异常，表明岩浆源区具有斜长石残留。二长花岗岩和正长花岗岩类稀土元素配分模型总体表现为轻稀土富集，负Eu异常强烈的海鸥式配分模式（图6b）。

图6 a.庙西岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图解；b.微量元素原始地幔标准化蛛网图（球粒陨石标准化值与原始地幔标准化值来自文献[24]）Figure 6.Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized spider diagrams(b)of samples from Miaoxi plutons（after Sun et al,1989）[24]

从微量元素蛛网图中可以看出，二长花岗岩和正长花岗岩样品中富集大离子亲石元素（LⅠLE）（图6a）。Rb、K、U、Th等元素富集，Ba、Sr元素相对亏损明显，可能与岩浆源区残留斜长石或岩浆结晶分异过程中斜长石的结晶分离相关。高场强元素（HFSE）Nb、Ta、Zr、Hf、Ti含量相对较低，Nb、Ti元素亏损明显。Rb、K含量较高，应与岩石中正长石含量较高相关。Ba、Sr的低值及较高的Rb含量暗示该系列花岗岩具壳源花岗岩特点。

4 讨论

4.1 岩石类型

庙西岩体两类花岗岩均具有高SiO2、富碱，低Al2O3、CaO、MgO、P2O5，高K2O/Na2O和FeOT/MgO比值特征，样品FeOT/MgO比值（平均值4.86）高于Ⅰ型花岗岩（平均值2.27）、S型（平均值2.38）和M型（平均值2.37）花岗岩[25],而与A型花岗岩相近(＞4.16)[26～27]。岩石样品富集REE、大离子亲石元素(除Eu以外的稀土元素，Rb、Th、U)和高场强元素(Zr、Hf、Nb、Y)，并具强烈的Ba、Sr、P、Ti、Eu亏损等(表1，图7-a)，与江南造山带东段皖浙交界处晚中生代A型花岗岩微量元素特征类似[16]。岩石10000×Ga/Al值(2.70～2.81)高于A型花岗岩下限(2.6)[25]。在花岗岩类型判别图解中（图7a、b、c、d），所有的样品均落在A型花岗岩区域内。因此，庙西岩体两类花岗岩应均属于过铝质A型花岗岩。然而，高分异的Ⅰ/S型花岗岩的某些地球化学特征也与A型花岗岩相近，Whalen等(1987)[25]和Eby(1990)[28]提出A型花岗岩具有相对较高含量的Zr+Nb+Ce+Y(＞350×10-6)，可用来区分高分异I型和分异程度较低的其他类型花岗岩，庙西岩体两类花岗岩Zr+Nb+Ce+Y(均值345×10-6)与A型花岗岩相近；TFeO/MgO值为3.33～6.09，高于高分异Ⅰ型花岗岩(2.27)和S型花岗岩(2.38)[25,29]。此外，吴福元等(2017)[30]提出高分异花岗岩中稀土元素多具有四分组效应，而庙西岩体稀土元素并未显示这一特征。表明庙西岩体两类型花岗岩均属于A型花岗岩。

表1 庙西岩体样品LA-ⅠCP-MS锆石U-Pb年代学分析结果Table 1.LA-ⅠCP-MS zircοn dating resultsοf samples frοm the Miaοxi plutοns

图7 花岗岩类型判别图Figure 7.Granite type discrimination diagrams for samples from the Miaoxi plutons

4.2 皖南地区A型花岗岩形成时限

皖南地区一系列A型花岗岩已经被识别，如九华山A型岩体[31]，黄山A型花岗岩[1,14]，牯牛降A型花岗岩[17]等。Wu等(2012)[5]系统地对皖南地区花岗岩开展了锆石U-Pb定年(LA-ⅠCP-MS)，其中黄山花岗岩年龄为(125.8±1.3)Ma到(132.4±3.4)Ma，九华山花岗岩年龄为(130.3±1.8)Ma到(131.0±2.6)Ma，牯牛降花岗岩年龄(130.0±2.6)Ma。薛怀民等(2009)[1]对黄山花岗岩多期次样品开展了锆石SHRⅠMP定年，获得的年龄分别为(127.7±1.3)Ma、(125.7±1.4)Ma、(125.1±1.5)Ma和(125.2±5.5)Ma；谢建成等(2012)[17]对牯牛降花岗岩开展了锆石U-Pb定年(LA-ⅠCP-MS)，获得年龄为(130.1±1.3)Ma。本次对庙西进行的LA-ⅠCP-MS锆石U-Pb定年，获得二长花岗岩206Pb/238U加权平均年龄为(128.2±1.5)Ma、(124.9±1.5)Ma，与皖南地区A型花岗岩的形成时代相一致。

4.3 岩浆源区及构造背景

目前，对于A型花岗岩的成因模式主要有以下观点：①幔源岩浆的分异或低程度部分熔融[28,33]；②幔源岩浆与地壳物质的混染[34～35]；③下地壳岩石的部分熔融[25,36～37]。庙西岩体两类A型花岗岩样品均具有低Ba、Sr含量，高Rb含量，二长花岗岩Nb/Ta比在6.99～10.41之间，均值8.33，La/Nb比值范围在2.17～2.50之间，均值2.27；正长花岗岩Nb/Ta比在14.44～15.81之间，均值14.93，La/Nb比值范围0.62～1.30之间，均值1.11。大于地幔平均值而接近地壳平均值。岩体中Nb、Ta含量高于陆壳，而Nb/Ta比值范围（6.99～15.81）与陆壳的范围重合（8.3～16.7），低于球粒陨石Nb/Ta值(17.5)，皆表明二长花岗岩、正长花岗岩为壳型花岗岩类。在(La/Yb)N-δEu图解(图8-c)中，所有样品均投入壳源区域内，表明庙西岩体两类A型花岗岩均属于壳源花岗岩类，花岗质岩浆应起源于下地壳物质的部分熔融。

图8 庙西岩体花岗岩类图解Figure 8.Diagrams of granitoids from the Miaoxi plut ons

前人研究认为A型花岗岩可以产于被动陆缘、活动陆缘、克拉通、裂谷等各种不同构造环境中。但A型花岗岩的形成均与伸展环境密切相关已取得共识[36]。由Pearce等(1984)[39]构造判别图解中可以看出庙西岩体两类花岗岩均落入板内花岗岩(WPG)区域(图9a、b)，与皖南地区其他A型花岗岩具有高度相似性。在Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga图解(图8a、b)中，二长花岗岩样品落入A2型花岗岩区域，显示其形成于造山后伸展的构造背景；而正长花岗岩样品却落入A1型花岗岩区域，这可能与其形成时的压力或源岩性质相关。

图9 庙西岩体构造环境判别图Figure 9.Tectonic setting discrimination diagrams for samples from the Miaoxi plutons

对于皖南地区晚中生代岩浆作用的动力学机制，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紧密相关。早期阶段Ⅰ/S型花岗岩(152～137Ma)的形成可能与太平洋板块平俯冲之后的回撤作用有关[9]；而晚期A型花岗岩(135～122Ma)的形成可能与弧后伸展或大陆弧裂谷的形成相关[16]。指示俯冲挤压后的应力松弛到板片后撤之后持续伸展的构造背景，在这一过程中，地壳和岩石圈地幔逐渐变薄，软流圈上涌，诱发因陆内造山作用而形成的加厚地壳的部分熔融。本文庙西岩体应形成于俯冲板片后撤的伸展作用，伴随着伸展作用的持续发展，大陆地壳及岩石圈地幔逐渐变薄，软流圈上涌，形成“热点”，诱发下地壳物质熔融，形成具造山后伸展背景的多期次庙西复式岩体。