安徽青阳—九华山复式岩体的成因及成矿潜力<br/>——来自锆石Hf同位素和微量元素的证据

安徽青阳—九华山复式岩体的成因及成矿潜力
——来自锆石Hf同位素和微量元素的证据

2022-08-02叶龙翔张达玉汪方跃姜重任陈雪锋张飞席晓晨周涛发

地质论评 2022年4期

叶龙翔，张达玉，汪方跃，姜重任，陈雪锋，张飞，席晓晨，周涛发

1)合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥，230009；2)安徽省矿产资源与矿山环境工程技术研究中心，合肥，230009

内容提要: 青阳—九华山复式岩体是安徽南部地区出露面积最大、最具代表性的复式岩体，该复式岩体的岩浆源区、演化过程和成矿联系等问题仍需要进一步查明。在前期对青阳—九华山复式岩体的地质、地球化学特征研究基础上，笔者等进一步开展了锆石微量元素与Hf同位素分析与研究。结果显示，青阳—九华山复式岩体4个阶段从早到晚(花岗闪长岩二长花岗岩正长花岗岩细粒花岗斑岩)，晚期(第三、第四阶段)比早期(第一、第二阶段)岩浆岩的锆石εHf(t)值呈显著增高趋势，岩浆形成温度升高氧逸度降低(93.8 149.1 进一步分析认为，青阳—九华山复式岩体源于同一具有壳幔混源的岩浆源区，随着时间的演化，岩浆房中幔源组分比例逐渐增高，幔源物质的加入，不仅提高了晚期岩浆形成温度，一定程度改变了源区组成。青阳—九华山复式岩体4个阶段花岗岩均经历了榍石、角闪石、金红石、斜长石等矿物的分离结晶，晚期(第三、第四阶段)花岗岩相比早期(第一、第二阶段)花岗岩具有更高的分异程度。青阳—九华山复式岩体中第一、第二阶段花岗岩具有较好的W—多金属矿床成矿潜力。

锆石原位Hf同位素结合锆石U-Pb年龄，能够较好的示踪物质的来源，了解大陆地壳增长和演化(Amelin et al., 2000；李献华等，2003；吴福元等，2007)。安徽南部地区广泛分布着燕山期多期次侵入的中酸性复式岩体，总出露面积约 3000 km2。这些复式岩体多是由花岗闪长岩和花岗岩组成，主要有青阳—九华山岩体、城安—牯牛降岩体、太平—黄山岩体、廊桥—旌德岩体等。出露面积在几十到几百平方公里之间(陈道公，1986；陈江峰等，1993；周涛发等，2004)前人对这些复式岩体的地质特征(陈道公，1986)、形成年代(张俊杰等，2012；李双等，2014；闫峻等，2017)、岩石成因(陈思，2014；张元朔等，2015；范羽等，2016；高冉等，2017；Jiang Xiaoyan et al., 2018)和成岩背景(Wu Fuyuan et al., 2012; 周洁等，2013；Xie Jiancheng et al., 2017; 古黄玲，2017)等方面开展了一系列研究，但对形成这些复式岩体多期次岩浆的源区和成因关系尚有很多争论，如是否存在幔源物质加入、是否为同源岩浆演化产物、复式岩体与成矿关系等争议，这些问题制约了该区复式岩体成因的深入认识。

青阳—九华山复式岩体位于周王断裂与江南深断裂之间，是安徽南部地区出露面积最大、岩浆活动期次最多、研究程度最高的复式岩体，同时，也是该区岩体周边矿产最为发育的复式岩体。本课题组前期对青阳—九华山复式岩体的地质特征、锆石U-Pb年代学和岩石地球化学进行了研究，将该复式岩体的形成分为早期花岗闪长岩(第一阶段，143.3±1.0 Ma)，二长花岗岩(第二阶段，137.6±1.5 Ma)；晚期正长花岗岩(第三阶段，131.3±1.2 Ma)和细粒花岗斑岩(第四阶段，132.0±2.0 Ma)的“两期四阶段”特征(范羽等，2016)，且得出早期(一、二阶段)和晚期(三、四阶段)岩浆岩分别为I型花岗岩和A型花岗岩的认识。本次工作在此基础上，进一步开展该复式岩体锆石的微量元素和Hf同位素分析，据此限定青阳—九华山复式岩体的岩浆源区，揭示青阳—九华山复式岩体形成的深部过程，为安徽南部地区广泛分布的复式岩体的成因提供佐证。

1 岩体地质特征

安徽南部地区(指周王断裂以南的安徽省行政区范围)以出露中元古代—早古生代地层为主，广泛发育燕山期中酸性侵入岩为特征(图1a)。该区地层以东至黄山—绩溪为界分为南、北两部分，北部以寒武—志留纪的泥岩、碳酸盐岩、碎屑岩组合为主，南部以南华—震旦纪硅质岩、碳酸盐岩、泥岩组合。区内构造以北东向为主，其次为东西向。区内晋宁期、燕山期中酸性岩浆岩广泛发育，以燕山期为主，呈复式岩体产出。出露规模较大的有青阳—九华山、旌德、太平—黄山、城安—牯牛降等复式岩体，岩性主要包括花岗闪长岩、花岗岩和花岗斑岩等，与成矿关系密切(宋国学，2010；丁宁，2012；范羽等，2016)。

青阳—九华山复式岩体位于研究区西北部(图1a)，受控于北东向展布的高坦断裂(北)和江南深大断裂(南)，是该区出面积最大的复式岩体。青阳—九华山复式岩体的岩浆侵入活动可分为4个阶段(图1b，范羽等，2016)，第一阶段为花岗闪长岩，南北向展布，由中粗粒花岗闪长岩和细粒花岗闪长(斑)岩两部分组成，被后期侵入体分隔为3个不相连部分；第二阶段侵入体为二长花岗岩，出露于该复式岩体东部，呈近东西向展布；第三阶段侵入体为正长花岗岩，近南北向展布，是九华山主峰的主要构成；第四阶段侵入体岩性为细粒花岗斑岩和石英正长斑岩，出露面积一般小于<1 km2。青阳—九华山复式岩体的前三个阶段侵入岩构成了该复式岩体的主体，第四阶段岩浆岩呈岩脉侵入于前3个阶段形成的岩体中。该复式岩体周边发育众多钨多金属矿床，如高家塝、鸡头山、百丈岩、桂林郑等钨—钼矿床等。

2 样品与分析方法

2.1 样品特征

笔者等在课题组前期研究(范羽等，2016)基础上，选取复式岩体中不同阶段的典型岩浆岩样品(第一阶段：花岗闪长岩QY-29；第二阶段：二长花岗岩QY-17；第三阶段：正长花岗岩QY-33；第四阶段：细粒花岗斑岩QY-08)，挑取四类代表性岩浆岩的锆石进行微量元素特征和原位Hf同位素分析。

第一阶段花岗闪长岩(QY-29)：花岗闪长岩是复式岩体的主体部分，在该复式岩体西北部和南部出露广泛。样品采自复式岩体的西部的花岗闪长岩露头，见深灰色细粒闪长质包体。样品呈浅灰色—浅肉红色，花岗结构，块状构造(图2a)，主要矿物有斜长石(50%，体积百分比，下同)、钾长石(30%)、石英(15%)等，及少量黑云母、角闪石等。斜长石呈白色—灰白色，自形—半自形，粒径约1～4 mm，环带发育的斜长石以中长石为主(图2b)；钾长石呈浅肉红色，半自形—他形，粒径约为1～3 mm，镶嵌分布在斜长石颗粒之间；石英呈半自形—他形分布于斜长石和钾长石颗粒之间，粒径约2～4 mm；黑云母和角闪石呈自形—半自形浸染状分布，粒径约为1～2 mm之间。岩石发生了较弱的绢云母化和绿泥石化。

第二阶段二长花岗岩(QY-17)：二长花岗岩分布在为复式岩体东北部，出露面积仅次于第一阶段花岗闪长岩。本次二长花岗岩样品采自岩体东北部(图1b)，为块状二长花岗岩，风化强烈，解理发育，局部可见后期侵入的细粒花岗斑岩脉。岩石样品呈浅红色，中—粗粒结构，块状构造(图2c)；主要矿物为钾长石(40%)，斜长石(40%)、石英(16%)等。钾长石呈肉红色，自形板状，粒径在1～10 mm之间；斜长石呈灰白色，自形结构，粒径约为0.5～8 mm，卡—纳复合双晶发育；石英半自形—他形充填于斜长石和钾长石颗粒之间，粒径约1～2 mm(图2d)；另有少量黑云母呈自形—半自形片状，浸染状散布于岩石颗粒之间，副矿物主要为少量磁铁矿，分布于黑云母、钾长石等矿物间隙。岩石总体新鲜，但可见斜长石中心部位发生了轻微的绢云母化。

第三阶段正长花岗岩(QY-33)：正长花岗岩出露在复式岩体中部，以SN方向展布，穿插早期形成的花岗闪长岩和二长花岗岩。本次样品(QY-33)采自九华山观景台附近露头，样品呈肉红色，花岗结构，块状构造(图2e)，主要矿物有钾长石(55%)、斜长石(20%)、石英(20%)及少量黑云母(3%)。钾长石呈自形半自形板状，粒径约为1～6 mm，含量约55%；斜长石呈半自形粒状分布于钾长石颗粒之间，粒径约1～4 mm，聚片双晶发育；石英呈他形粒状，粒径约1～3 mm；黑云母成片状浸染状分布，粒径约1～5 mm(图2f)。岩石样品整体较为新鲜，无明显蚀变。

第四阶段细粒花岗斑岩(QY-08)：细粒花岗斑岩主要分布于复式岩体西部，呈岩脉状穿插早期形成的花岗闪长岩，二长花岗岩和正长花岗岩。岩石样品呈浅红色，细粒斑状结构，块状构造(图2g)。斑晶主要为钾长石(15%)、石英(10%)等，钾长石呈自形—半自形粒状，粒径在1～3 mm之间；石英呈灰白色，一般为椭圆状，粒径约1～2 mm；基质含量约75%，主要为钾长石、斜长石和石英的微晶，部分发生了绢云母化、高岭土化蚀变(图2h)。

图2 青阳—九华山复式岩体4个阶段侵入岩岩相学特征Fig. 2 Petrographic characteristics of the four stages intrusive rocks in Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

(a)和(b)图片为第一阶段花岗闪长岩(QY-29)样品以及正交偏光镜下特征；(c)和(d)图片为第二阶段二长花岗岩(QY-17)样品以及正交偏光镜下特征；(e)和(f)图片为第三阶段正长花岗岩(QY-33)样品以及正交偏光镜下特征；(g)和(h)图片为第四阶段细粒花岗斑岩(QY-08)样品以及正交偏光镜下特征The(a) and(b)images show samples of the first stage of granite diorite (QY-29) and characteristics under orthogonal polarizers; the(c)and(d)images show samples of the second stage of monzo granite (QY-17) and characteristics under orthogonal polarizers; the(e)and(f)images show samples of the third stage of syenogranite (QY-33) and characteristics under orthogonal polarizers; the(g)and(h)images show the fourth stage fine-grained granite porphyry (QY-08) samples and characteristics under orthogonal polarizersAds—中长石；Amp—角闪石；Bt—黑云母；Kfs—钾长石；Olg—奥长石；Pth—条纹长石; Qtz—石英Ads—adesine; Amp—amphibole; Bt—biotite; Kfs—K-feldspar; Olg—oligoclase; Pth—perthite; Qtz—quartz

2.2 分析方法2.2.1 锆石微量元素

锆石微量元素和稀土元素分析测试工作在合肥工业大学LA-ICP-MS实验室进行。在样品测试前，先用酒精清洁样品表面，去除可能存在的污染。仪器型号为Agilent 7500a ICPMS，以He气作为剥蚀物质载气，以美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标样 NIST SRM610 进行仪器调试最佳化。分析时光斑直径为30 μm，外标标样为国际标准锆石 91500，测试时每隔5个样品测试标样91500一次，每隔10个样品测试一次NIST610，保证测试环境和仪器的稳定性、一致性，信号采集时间为40 s。测试结果利用ICPMSDataCal (V8. 6 版)软件进行，采用的 Andersen 的方法(Andersen and Griffin，2004)进行普通铅校正，采用Isoplot (3.00 版)进行(Ludwig，2003)年龄计算及谐和图的绘制，实验过程中误差为 1σ。详细方法参见(汪方跃等, 2017)。

2.2.2锆石Hf同位素

锆石Hf同位素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学分室完成。激光剥蚀系统型号为Resonetics-S155，激光束斑直径为50 μm，剥蚀频率为10 Hz，剥蚀时间为35 s，以高纯He气为载气，与Ar气和少量N2气混合后进入质谱仪中。多接收等离子体质谱仪型号为NuPlasmaⅡ。采用βYb= 0.8725×βHf(Xu Xiaodong et al., 2004)来计算Yb同位素的仪器质量歧视因子。采用n(176Yb)/n(172Yb)=0.5886和n(176Lu)/n(175Lu) = 0.02655(Chu Nanchin et al., 2002)对n(176Lu)和n(176Yb)对n(176Hf)的同质异位干扰进行校正。

3 测试结果

3.1 锆石微量元素特征

岩相学特征显示，青阳—九华山复式岩体4个阶酸性岩锆石呈自形、环带发育、具有典型的岩浆锆石特征(图3)。本次测得青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩(花岗闪长岩QY-29；二长花岗岩QY-17；正长花岗岩QY-33；细粒花岗斑岩QY-08)锆石的微量元素，所测锆石的点位和数据见图3和表1。

青阳—九华山复式岩体所测锆石Th/U值在0.1 ～ 2.6之间，均值1.0，指示其为岩浆锆石(Rubatto and Williams，2001)。其中，花岗闪长岩(第一阶段，QY-29)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.7，均值0.5，呈负异常的特征；δCe 1.5 ～ 233.2，均值46.3，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在558.6×10-6～ 3222.7×10-6之间，均值1002.6×10-6；HREE为522.8×10-6～ 3159.7×10-6之间, 均值945.5×10-6；LREE在26.1×10-6～ 143.9×10-6，均值57.1×10-6。二长花岗岩(第二阶段，QY-17)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.2 ～ 0.5，均值0.4，呈负异常的特征；δCe 24.0 ～ 754.2，均值260.0，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在971.1×10-6～ 2364.9×10-6之间，均值1610.8×10-6；HREE为933.9×10-6～ 2444.0×10-6之间,均值1527.3×10-6；LREE在37.2×10-6～ 120.0×10-6，均值83.4×10-6。正长花岗岩(第三阶段，QY-33)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.4，均值0.3，呈负异常的特征；δCe 3.2 ～ 223.4，均值37.4，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在864.9×10-6～ 4453.6×10-6之间，均值2412.3×10-6；HREE为790.8×10-6～ 4081.3×10-6之间，均值2205.9×10-6；LREE在67.3×10-6～ 444.1×10-6，均值206.4×10-6。细粒花岗斑岩(第四阶段，QY-08)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.2，均值0.2，呈负异常的特征；δCe 2.2 ～ 188.5，均值35.7，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在962.2×10-6～ 4119.1×10-6之间，均值2227.0×10-6；HREE为909.7×10-6～ 3850.0×10-6之间，均值2064.1×10-6；LREE在52.5×10-6～ 352.4×10-6，均值162.9×10-6。可见，青阳—九华山复式岩体从第一阶段到第三阶段，岩浆岩锆石的∑REE均值逐渐增加(图6b)，第四阶段∑REE均值略有下降，仍远高于第一、第二阶段。

根据Li Weikai等(2019)开发的锆石温度和氧逸度Geo—fO2v0.2计算软件进行锆石温度和氧逸度的计算(基于Ferry and Watson, 2007锆石Ti饱和温度计；Ballard et al.，2002 锆石氧逸度计算方法)，结果如下：

青阳—九华山复式岩体花岗闪长岩(QY-29)温度为669.4 ～ 796.7℃，均值705.3℃；二长花岗岩(QY-17)温度为666.2 ～ 770.0℃，均值715.9℃；正长花岗岩(QY-33)温度为760.1 ～ 902.9℃，均值827.1℃；细粒花岗斑岩(QY-08)温度为721.0 ～ 977.6℃，均值805.5℃。从早到晚4个阶段岩浆岩锆石结晶温度逐渐增高。

据Li Weikai等 (2019)氧逸度计算软件Geo—fO2计算青阳—九华山复式岩体不同阶段岩浆岩锆石的n(Ce4+)/n(Ce3+)值如表1所示。花岗闪长岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值16.7 ～ 199.7，均值93.8；二长花岗岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值42.2 ～ 281.9，均值149.1；正长花岗岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值7.6 ～ 284.2，均值70.1；细粒花岗斑岩脉锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值18.5 ～ 163.3，均值69.9，从早到晚4个阶段岩浆氧逸度呈逐渐下降趋势。

表1 青阳—九华山复式岩体4个阶段锆石主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 1 Analysis results of zircon major elements (%) and trace elements (×10-6) in four stages of Qingyang—Jiuhuashan complex plutonss

岩性编号SiO2ZrO2TiCuRbSrYNbMoHfTaWThULaCePr细粒花岗斑岩QY-8-232.9 63.6 6.6 1.5 1.3 0.9 3627.6 28.2 0.2 19774.5 9.1 0.1 1749.3 1256.0 0.1 153.0 0.3 QY-8-433.2 63.6 5.8 0.4 1.2 0.8 2304.5 15.4 0.3 19768.4 5.1 0.0 1261.5 1027.2 0.7 99.2 0.5 QY-8-632.3 64.4 5.8 2.8 0.9 1.2 3537.6 15.9 0.2 19903.1 4.7 1.6 1105.6 1025.6 14.5 130.1 5.3 QY-8-733.4 63.4 5.3 0.5 1.1 0.9 3960.4 16.4 0.3 18767.8 5.2 1.1 1256.7 896.6 1.8 105.1 1.5 QY-8-832.7 64.0 8.3 1.2 1.2 1.0 3905.2 22.4 0.3 19259.6 6.0 0.4 1303.6 1121.8 0.7 105.0 0.5 QY-8-933.7 63.8 15.7 0.3 30.4 0.7 1100.9 11.0 0.2 18573.0 4.1 1.1 308.0 385.1 0.2 48.0 0.1 QY-8-1033.8 63.2 5.8 0.9 0.9 0.9 2408.5 30.7 0.2 18925.0 8.3 0.2 1142.3 1013.3 7.9 144.9 2.2 QY-8-1234.6 62.4 25.1 4.2 5.6 1.3 3903.8 29.3 0.5 17454.9 7.8 0.8 1041.9 982.7 7.9 126.4 2.6 QY-8-1335.2 61.5 12.8 3.7 6.2 1.3 5446.2 30.7 0.2 16697.9 7.9 0.8 1162.5 961.4 3.6 138.2 1.4 QY-8-1432.9 63.3 22.4 4.1 2.5 1.4 8948.8 18.7 0.3 15426.4 5.1 0.2 1894.9 904.7 2.8 211.0 1.7 QY-8-2234.7 62.2 6.7 7.2 4.3 1.0 3369.3 21.6 0.3 17693.8 5.5 1.2 1118.7 960.2 1.4 100.4 0.9 QY-8-2333.8 63.2 9.9 8.1 1.0 1.4 2426.2 24.5 0.1 18520.3 7.0 0.3 957.8 887.7 0.6 106.1 0.5 QY-8-2435.2 61.3 26.4 249.8 1.0 3.1 3260.5 28.4 875 15996.0 8.6 8.9 808.0 5730.5 15.1 156.4 3.1 QY-8-2533.8 63.6 9.1 3.4 0.8 1.2 1663.8 17.9 0.4 17020.3 5.1 0.8 894.0 678.9 5.2 107.7 2.2 QY-8-2635.0 62.4 44.8 16.7 0.8 2.9 1940.3 17.9 1.0 15826.2 5.2 1.6 960.0 675.0 64.3 223.9 9.8

续表1

岩性编号NdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuΣREETh/UTTi(℃)Ce4+Ce3+δEuδCe细粒花岗斑岩QY-8-23.8 8.9 1.4 56.3 21.1 260.9 105.4 493.0 111.2 1071.1 212.7 2499.2 1.4 754.4 116.9 1.4 188.5 QY-8-44.2 6.2 0.9 34.2 13.5 179.8 78.5 408.2 99.2 1019.3 215.2 2159.6 1.2 743.2 101.1 1.3 42.3 QY-8-622.2 12.5 1.3 43.4 16.0 201.7 86.5 437.5 104.6 1060.7 219.2 2355.5 1.1 742.1 23.6 1.3 3.6 QY-8-79.0 10.8 1.3 49.3 18.1 228.1 93.4 447.7 103.1 1023.3 204.8 2297.3 1.4 733.7 38.0 1.3 16.0 QY-8-83.8 5.6 0.7 35.7 15.0 198.3 89.6 459.2 112.6 1148.9 237.6 2413.3 1.2 777.0 128.2 1.2 43.6 QY-8-91.0 2.7 0.6 18.4 6.9 88.7 37.2 183.0 44.4 441.7 89.4 962.2 0.8 844.7 163.3 1.8 105.9 QY-8-1010.2 6.6 0.7 31.7 12.1 169.0 74.1 371.7 90.0 910.9 180.7 2012.5 1.1 741.8 68.6 1.2 8.6 QY-8-1212.1 8.5 0.7 40.4 16.4 217.3 92.8 464.1 108.5 1064.6 212.0 2374.7 1.1 900.7 45.5 0.9 6.8 QY-8-139.0 12.5 1.2 61.7 23.9 287.2 113.5 521.4 120.7 1144.6 209.8 2648.8 1.2 822.4 44.4 1.0 15.1 QY-8-1419.2 30.2 4.2 144.8 46.7 523.6 192.7 832.5 177.1 1622.3 310.3 4119.1 2.1 886.3 22.1 1.4 23.6 QY-8-225.7 6.8 0.8 36.4 14.6 190.4 81.6 401.7 98.4 990.0 196.9 2126.0 1.2 755.6 72.4 1.2 22.3 QY-8-233.7 5.6 0.7 32.4 12.2 165.4 73.1 369.4 91.6 928.7 191.9 1982.0 1.1 795.0 120.6 1.2 44.2 QY-8-2410.8 8.9 0.8 51.3 20.3 246.4 94.5 416.0 91.0 848.4 148.7 2111.8 0.1 906.8 45.0 0.9 5.6 QY-8-2510.4 6.4 0.9 29.6 10.6 134.2 55.1 270.0 64.4 634.2 128.5 1459.6 1.3 786.0 40.7 1.6 7.9 QY-8-2639.0 13.9 1.5 42.9 14.9 168.1 67.0 314.8 73.3 715.8 133.9 1883.2 1.4 977.6 18.5 1.4 2.2

3.2 锆石原位Hf同位素特征

测得青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩(花岗闪长岩QY-29；二长花岗岩QY-17；正长花岗岩QY-33；细粒花岗斑岩QY-08)各15颗锆石原位Hf同位素，所测锆石的点位和数据分别如图3和表2所示。

青阳—九华山复式岩体花岗闪长岩(QY-29)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.000539 ～ 0.002233和0.282342 ～ 0.282542之间；εHf(t)值在-12.3 ～ -5.1之间，均值-8.0；TDM1模式年龄在1001～ 1329 Ma之间；TDM2模式年龄在1514 ～ 1965 Ma之间。二长花岗岩(QY-17)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.000806 ～ 0.001824和0.282351 ～ 0.282479之间；εHf(t)值在-12.0 ～ -7.5之间，均值-9.5；TDM1模式年龄在1105 ～ 1295 Ma之间；TDM2模式年龄在1484 ～ 1946 Ma之间。正长花岗岩(QY-33)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.001132 ～ 0.004261和0.282505 ～ 0.282639之间；εHf(t)值在-6.6 ～ -2.2之间，均值-5.1；TDM1模式年龄在911～ 1108 Ma之间；TDM2模式年龄在1323 ～1614 Ma之间。细粒花岗斑岩(QY-08)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.001776 ～ 0.002593和0.282451 ～ 0.282563之间；εHf(t)值在-8.6 ～ -4.9之间，均值-6.5；TDM1模式年龄在1011～ 1153 Ma之间；TDM2模式年龄在1484～ 1727 Ma之间。本次测试锆石中n(176Lu)/n(177Hf)值大多数小于0.002，极少部分介于0.002 ～ 0.003之间，指示锆石在形成后具有相对较低的放射成因Hf积累(吴福元等，2007)。

4 讨论

4.1 岩浆属性4.1.1 结晶温度

表2 青阳—九华山复式岩体锆石Hf同位素分析结果及参数计算表Table 2 Hf isotope and parameter calculation data of the analyzed zircon grains from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

岩性点号n(176Yb)/n(177Hf)n (176Lu)/n(177Hf)n(176Hf)/n(177Hf)t(Ma)εHf(t)TDM1(Ma)TDM2(Ma)fLu/Hf花岗斑岩QY08-10.0456380.0018930.282500132.0-6.910901619-0.94652QY08-20.0484180.0018680.282472132.0-7.911311683-0.92211QY08-30.0514890.0020070.282542132.0-5.410331527-0.94054QY08-50.0384700.0016740.282511132.0-6.510681595-0.92188QY08-60.0412190.0016760.282452132.0-8.611531725-0.9304QY08-80.0468010.0019800.282492132.0-7.211041638-0.95038QY08-90.0322330.0013520.282451132.0-8.611451727-0.96204QY08-100.0476370.0020120.282558132.0-4.910111492-0.94886QY08-110.0344810.0013930.282465132.0-8.111251694-0.9483QY08-150.0431600.0018070.282536132.0-5.610361539-0.95139QY08-160.0429510.0017760.282536132.0-5.610351539-0.95597QY08-180.0642830.0025860.282535132.0-5.710591545-0.9613QY08-190.0506400.0019740.282548132.0-5.210241514-0.97574QY08-200.0664590.0025930.282563132.0-4.710191484-0.95129QY08-210.0538940.0023110.282505132.0-6.810961612-0.96667

图4 青阳—九华山复式岩体各阶段岩浆岩锆石结晶温度变化图Fig. 4 Zircon crystal temperature ranges of the four stages intrusions of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

图5 青阳—九华山复式岩体各阶段岩浆岩锆石氧逸度图解Fig. 5 The oxygen fugacity diagram of the magmatic zircon grains from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

4.1.2氧逸度

图6 青阳—九华山复式岩体锆石稀土元素特征图解Fig. 6 Zircon rare earth elements characteristics of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton(a)锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图(球粒陨石标准化数据McDonough and Sun，1995; 典型岩浆锆石和热液锆石数据据Hoskin and Ireland，2000 和 Hoskin，2005)；(b)各阶段岩浆锆石ΣREE图；(c)各阶段岩浆锆石Th—Y图；(d)各阶段岩浆锆石U—ΣREE图(a)Zircon chondrite standardized rare earth element distribution map (standardized data of chondrites from McDonough and Sun, 1995; typical magmatic zircon and hydrothermal zircon data are quoted from Hoskin and Ireland, 2000, and Hoskin, 2005); (b) magmatic zircon ΣREE diagram of each stage; (c) magmatic zircon trace elements Th—Y diagram of each stage; (d) magmatic zircon U—Σ REE diagram of each stage

Xie Jiancheng等 (2017) 对安徽南部地区燕山早期廊桥花岗闪长岩、旌德花岗闪长岩以及燕山晚期牯牛降花岗岩进行锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值计算，Ce4+/Ce3+值分别在13 ～ 609之间，均值261，109 ～ 1119之间，均值414，1 ～ 217，均值52.2，显示晚期岩体相比早期岩体具有更低的n(Ce4+)/n(Ce3+)值。陈思(2014)对安徽南部地区城安—牯牛降岩体锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值计算，结果显示燕山早期城安花岗闪长岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值100 ～ 700之间，晚期牯牛降花岗锆石Ce4+/Ce3+值1 ～ 100之间。青阳—九华山复式岩体青阳—九华山复式岩体晚期(第三、第四阶段)岩浆具有比早期岩浆(第一、第二阶段)更低的氧逸度，与安徽南部地区燕山期其他复式岩体岩浆氧逸度具有相似的特征。

图7 青阳—九华山复式岩体岩浆锆石微量元素对矿物分离结晶指示图Fig. 7 Indication diagram of magmatic zircon trace elements on magmatic mineral fractional crystallization of Qingyang Jiuhuashan complex pluton(a)锆石Ce/Sm—Yb/Gd 矿物分离结晶指示图(Lee et al., 2017)；(b)锆石Th—Hf二元对比图；(c)锆石Ta—Nb二元对比图(徐慢等，2020)；(d)锆石δEu—Hf二元对比图(a)Zircon Ce/Sm—Yb/Gd mineral separation crystallization indicator (Lee et al., 2017); (b)zircon Th—Hf binary comparison diagram；(c)zircon Ta—Nb binary comparison diagram (Xu Man et al., 2020); (d)zircon δEu—Hf binary comparison diagramAp—磷灰石；Ttn—榍石；Hb—角闪石；Rt—金红石Ap—apatite；Ttn—titanite；Hb— hornblende；Rt—rutile

4.1.3分异程度

在岩浆演化过程中由于斜长石分异，带走大量Eu，锆石中Eu负异常被认为继承残余岩浆的Eu特征(Snyder et al., 1993；Claiborne et al., 2010)。青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩锆石均具有δEu负异常(图6a)，指示岩浆演化过程中经历了显著的斜长石结晶分异作用，且从早到晚δEu负异常逐渐降低(图7d)，指示青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆分异程度逐渐增高。此外，随着岩浆结晶分异程度增高，残余岩浆中不相容元素(Th、U、Y、REE等)含量逐渐增高，这些特征将被岩浆成因锆石记录(Belousova et al., 2002)，青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆岩锆石ΣREE和Th、U、Y等元素含量逐渐升高(图6b，c，d)，显示了青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆分异程度逐渐增高

岩浆演化过程中早期磷灰石、榍石、角闪石等富 MREE 的矿物分离结晶，会造成残余熔体相对亏损MREE(Sm,Gd)，进而导致Ce/Sm和Yb/Gd 值同时增高(Grimes et al., 2015; Lee et al., 2017)。图7a中显示出青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩经历了显著的榍石和角闪石的结晶分异。岩浆体系褐帘石和独居石的分异结晶会显著降低存于岩浆中Th的含量，在图7b中，可以看出第一、第二阶段相比第三、第四阶段岩浆岩经历了更显著的褐帘石和独居石分异结晶(Klimm et al., 2008; Stepanov et al., 2012)。在图7c中Ta —Nb呈显著的正相关，这指示了源区经历的显著的金红石的结晶分异(徐慢等，2020)。在图7d中，从早到晚4个阶段岩浆岩锆石δEu呈现逐渐降低的趋势，也指示岩浆源区经历了显著的斜长石分异(徐慢等，2020)。Hf作为不相容元素，一般演化程度更高的岩浆锆石具有更高的Hf含量 (Claiborne et al., 2006, 2010; Castieiras et al., 2011)，此时Hf一般与δEu呈现负相关的趋势(赵志丹等，2018)。第三、第四阶段岩浆演化演化程度高于第一、二阶段岩浆岩，但Hf元素含量晚期第三、第四阶段略低于早期第一、第二阶段岩浆岩，且与δEu呈正相关，这些均指示晚期(第三、第四阶段)岩浆演化过程中可能存在演化程度更低的物质的加入，稀释了岩浆中Hf 元素含量(赵志丹等，2018)。全岩地化也指示青阳—九华山复式岩体从早到晚岩浆分异程度逐渐增高(范羽等，2016)，显示出与锆石指示一致的特征。

综上，青阳—九华山复式岩体4个阶段花岗岩均经历了榍石、角闪石、金红石、斜长石等矿物的分离结晶，晚期(第三、第四阶段)花岗岩相比早期(第一、第二阶段)花岗岩具有更高的分异程度。

表3 青阳—九华山复式岩体锆石Hf同位素特征及模式年龄Table 3 Hf isotope characteristics and model age of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

4.2 岩浆源区

前人对青阳—九华山复式岩体的岩浆源区的认识一直存在争议。对于该复式岩体起源的争议有：①壳源(无幔源物质加入)：青阳—九华山复式岩体均为陆壳重熔的产物，岩浆来源于20km深处中、下地壳的结合部位(张德全和徐洪林，1997；邱瑞龙，1998；翁望飞等，2011)；②壳幔混源(有幔源物质加入)：岩浆为岩石圈地幔和中元古基底的岩浆混合的产物(Chen Jiangfeng et al., 1985；陈江峰等，1993；张元朔，2015；范羽等，2016)。而对于青阳—九华山复式岩体是否来自同一岩浆房，近些年来通过详细的地质观察和地球化学(范羽等，2016)以及锆石O、全岩Sr—Nd同位素(Jiang Xiaoyan et al., 2018)等特征分析，青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆均来自同一岩浆房中逐渐被接受。

笔者等认为岩浆源区有地幔物质的加入是导致青阳—九华山复式岩体锆石的εHf(t)值变化范围较宽的主要原因，主要依据如下：

(1)青阳—九华山复式岩体前三个阶段岩浆岩中暗色包体广泛发育(邱瑞龙，1998；张元朔，2015；范羽等，2016)，包体岩石类型主要为闪长岩，接触界线清晰，反向脉在包体中发育，对包体的全岩地化和长石、角闪石等矿物电子探针工作显示，包体成分更为基性(SiO2<55%)，暗示该区演化过程中有基性岩浆混合。

(2)青阳—九华山复式岩体全岩的Nb/Ta值处于地壳和地幔之间，也指示了岩浆有地幔物质的加入(赵振华等，2008；范羽等，2016)。

(3)青阳—九华山复式岩体从早到晚岩浆锆石饱和结晶温度呈逐渐增高的趋势，岩浆形成温度的升高可能是由于深部地幔软流圈物质上涌的影响(谢玉玲等，2012)。

图8 青阳—九华山复式岩体不同结晶环境的锆石判别图解Fig. 8 Discrimination diagram of zircons in different crystal environments of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton(a)不同环境结晶锆石的判别图(底图据Grimes et al., 2007)；(b)锆石Y /Dy —δEu分异演化图(底图据赵志丹等，2018)；(c)锆石Zr/Hf —δEu分异演化图(底图据赵志丹等，2018)(a)Discrimination map of crystalline zircon in different environments (basemap based on Grimes et al., 2007);(b)zircon Y/Dy—δEu evolution map of zircon (basemap based on Zhao Zhidan et al., 2018&);(c)zircon Zr/Hf— δEu differential evolution map of zircon (basemap based on Zhao Zhidan et al., 2018&)

图9 青阳—九华山复式岩体Hf同位素相关图解Fig. 9 Zircon Hf isotope diagrams of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton (a)、(b)青阳—九华山复式岩体锆石εHf(t)—Age相关图(底图据吴福元等，2007;宋国学，2010)；(c)锆石TDM2模式年龄频数图(a)and (b) zircon εHf(t) in Qingyang—Jiuhuashan complex pluton—Age correlation map (basemap based on Wu Fuyuan et al., 2007&; Song Guoxue et al., 2010&)；(c) zircon TDM2 model age frequency diagram

(4)壳源锆石LuN/GdN一般为16～74(Hoskin, 2003)，青阳—九华山复式岩体锆石的LuN/GdN值在5～110之间，指示青阳—九华山复式岩体源区存在幔源物质的加入。

(5)在不同结晶环境锆石U/Yb—Hf图解中(图8a)，青阳—九华山复式岩体锆石数据分布于大陆和金伯利岩(指示地幔成因)重合区域，指示青阳—九华山复式岩体来源于大陆环境的壳幔混源产物(Grimes et al., 2007；周金胜等，2013)。锆石中Zr/Hf值随温度和岩浆演化逐渐降低，Y/Dy随分异演化呈度升高而升高(图8b，c 中黑色箭头；Meng Xuyang et al., 2018；赵志丹等，2018)。青阳—九华山复式岩体4个阶段从早到晚岩浆锆石呈现Zr/Hf、Y/Dy值分别随分异演化程度升高而降低、升高的趋势，与一个岩浆房不断演化锆石Zr/Hf 、Y/Dy值趋势显著不同(图8b、c)，暗示了该岩浆房演化过程有更基性、分异程度更低的岩浆加入的影响。

(6)Chen Jiangfeng等(1985)和陈江峰等(1993)根据Sr—Nd同位素特征，指示青阳—九华山复式岩体为地幔(亏损/富集)物质与地壳混合产物。

(7)该复式岩体4个阶段岩浆岩的锆石Hf同位素的TDM1和TDM2阶段模式年龄分别在911 ～ 1329 Ma和1323 ～ 1965 Ma之间(图9c)，均显著大于成岩年龄，指示了形成青阳—九华山复式岩体的岩浆为较老(>900 Ma)的地壳源区，而非与新生地壳。

图11 青阳—九华山复式岩体锆石微量元素含矿性判别图Fig. 11 The metallogenic potential discrimination diagrams of zircon trace elements from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton岩浆锆石Y—Dy/Yb值图(a)和岩浆锆石Y —Y/Ho值图(b)(成矿岩浆锆石数据自聂利青，2019；肖鑫等，2017；陈雪锋等，2017)Magma zircon Y—Dy /Yb ratio graph (a) and magma zircon Y—Y /Ho ratio graph (b) (mineralized magmatic magma zircon data from Nie Liqing, 2019; Xiao Xin et al., 2017; Chen Xuefeng et al., 2017)

扬子陆块在演化过程中经历了三次显著的地壳增生事件，分别发生于3.8 ～ 3.6 Ga、2.6 ～ 2.5 Ga和1.5 ～ 0.8 Ga(Guo Jingliang et al., 2014)，以中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)陆壳增生最为强烈，在下扬子广泛发育了大量同时代(866 ～ 770 Ma)中酸性岩浆岩。本次获得的青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩的锆石Hf同位素TDM1和TDM2阶段模式年龄分别在911 ～ 1329 Ma和1323 ～ 1965 Ma之间，与扬子陆块的中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)陆壳增生事件的时间基本对应。同时，青阳—九华山复式岩体中锆石Hf同位素与该区发育的新元古代花岗岩(许村、歙县等岩体)相一致(张菲菲等，2011；Zhang Shaobing et al., 2013; Wang Xiaolei et al., 2013)。以上年代学和锆石Hf同位素特征指示，形成青阳—九华山复式岩体的岩浆主要是由中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)垂向增生的扬子陆块地壳部分熔融形成的。

综上，形成青阳—九华山复式岩体的岩浆主要是由中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)垂向增生的扬子陆块地壳，幔源物质底侵而发生部分熔融，形成了以壳源为主、部分幔源物质混入的初始岩浆，并汇聚在深部岩浆房中。岩浆沿着有利构造通道发生多期次上升侵位，形成青阳—九华山复式岩体。随着时间的演化，岩浆房中幔源组分比例逐渐增高，使得侵位岩浆中锆石εHf(t)值逐渐增高，且岩浆温度逐渐增高，氧逸度降低。

4.3 成矿潜力

随着微量元素分析技术的日益革新，使锆石成为一种有效的判断岩体成矿潜力的重要指示矿物(Shen Ping et al., 2015; 聂利青，2019)。岩浆中的水含量被认为是影响热液矿床形成的重要因素(Lu Yongjun et al., 2016)。前人研究显示，成矿岩体中锆石的低Dy/Yb值(<1)显示了岩浆的富水特征(Ewart and Griffin, 1994；Davidson et al., 2007；Richards and Kerrich, 2007)，且W成矿岩体中锆石Dy/Yb值(<0.4)比Cu成矿岩体锆石更低，青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆锆石均显示较低的Dy/Yb值(图11a)，指示源区富水的特点， Jiang Xiaoyan等(2018)也认为源区富水且不低于4%，指示青阳—九华山复式岩体具有钨—多金属的成矿潜力,且青阳—九华山复式岩体早期(第一、第二阶段)岩浆岩的锆石Dy/Yb值低于晚期(第三、第四阶段)岩浆岩，第一、第二阶段岩浆岩的钨—多金属成矿潜力优于第三、四阶段岩浆岩。实验岩石学表明，花岗质岩浆结晶锆石的Y/Ho中与岩浆中F含量呈正相关(Bau and Dulski, 1995；Veksler et al., 2005)。W作为典型高场强元素，往往富集在富F的高分异岩浆中(Webster and Holloway, 1990；Fulmer et al., 2010)。青阳—九华山复式岩体具较高的Y/Ho值(图11b)，与区内的高家塝、桂林郑等钨多金属矿床的成矿岩浆岩相似(聂利青，2019)，也指示青阳—九华山复式岩体具有钨—多金属矿床成矿潜力，尤其第一、第二阶段岩浆岩更为接近，这两个阶段具有更强的钨—多金属成矿潜力。

综上研究，青阳—九华山复式岩体中早期(第一、第二阶段)花岗岩具有较好的W—Mo多金属成矿潜力。