薛懷民

?

長江中下游火山巖帶東南緣溧陽盆地火山作用的年代學、地球化學及巖漿成因探討

薛懷民*

(中國地質(zhì)科學院 地質(zhì)研究所, 北京?100037)

位于長江中下游晚中生代火山巖帶東南緣的溧陽盆地, 不同于區(qū)內(nèi)其他火山巖盆地的一個突出特點是出現(xiàn)較大比例的流紋質(zhì)巖石, 該盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的SiO2含量總體較高, 但Na2O+K2O含量卻是長江中下游火山巖盆地中最低的, 屬于高鉀鈣堿性系列。地球化學上, 這些火山巖樣品均表現(xiàn)為較強的輕、重稀土元素分餾程度, 強烈虧損高場強元素Nb、Ta和Ti的特征。明顯的Eu負異常, 且Eu值隨SiO2含量的增加總體呈降低趨勢, 反映斜長石的分離結(jié)晶可能對巖漿的演化產(chǎn)生一定的影響。溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的Nd()值在?8.75 ~ ?7.44之間, 不僅明顯低于鄰近的寧蕪盆地和溧水盆地內(nèi)的火山巖/潛火山巖, 與江南造山帶內(nèi)晚中生代的花崗巖類相比, 其Nd()值也偏低。結(jié)合其高的87Sr/86Sr初始比值(~0.7097), 指示溧陽盆地內(nèi)的巖漿可能主要由古老的地殼物質(zhì)部分熔融形成。本文分別測得溧陽盆地早期龍王山組粗面巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為(140±0.7) Ma, 大王山組熔結(jié)凝灰?guī)r、閃長玢巖及流紋斑巖的LA-ICPMS鋯石U-Pb年齡分別為(129.1±1.1) Ma、(132.5±0.7) Ma和(132.3±0.7) Ma。區(qū)域?qū)Ρ缺砻? 溧陽盆地火山活動的起始時間明顯早于其他盆地內(nèi)火山活動(6~10 Ma)。但各盆地內(nèi)火山活動的峰期時間基本相當, 均處于約130 Ma前后。整個火山巖帶內(nèi)的火山活動顯示隨時間具有從南東側(cè)向北西方向遷移的趨勢, 并隱約顯示火山活動由火山巖帶中心區(qū)域向周邊擴展的趨勢。這種雙向遷移性可能是太平洋板塊與亞洲大陸板塊相對運動和晚中生代發(fā)生在長江中下游地區(qū)的巖石圈減薄兩種動力學機制共同作用的結(jié)果。

鋯石U-Pb定年; 鈣堿性火山巖; 巖漿成因; 溧陽火山巖盆地; 長江中下游

0 引 言

溧陽火山巖盆地位于長江中下游晚中生代火山巖帶的東南緣, 但與該帶內(nèi)的其他火山巖盆地主要是在下?lián)P子早中生代坳陷基礎(chǔ)上發(fā)育起來的斷陷型火山巖盆地不同, 它直接疊置在新元古代形成的江南古造山帶之上?？臻g上, 溧陽盆地隔陽新-常州深斷裂(部分學者稱之為江南深斷裂[1])與北西側(cè)的長江中下游地區(qū)的其他火山巖盆地相望(圖1a), 南東側(cè)則與東南沿海火山巖帶相鄰, 處于長江中下游火山巖帶與東南沿?；鹕綆r帶的銜接地位, 構(gòu)造位置特殊。但對于該火山巖盆地, 目前僅有的少數(shù)幾篇文獻是發(fā)表于20世紀90年代初有關(guān)盆地內(nèi)火山構(gòu)造及巖石成分演變方面的描述和討論[2?5], 尚未見到有關(guān)溧陽盆地內(nèi)火山巖同位素年代學、同位素地球化學與巖漿成因方面研究成果的報道。本次工作擬利用SHRIMP和LA-ICPMS精確測定溧陽盆地內(nèi)不同旋回火山作用產(chǎn)物的鋯石U-Pb年齡, 并測定盆地內(nèi)占優(yōu)勢地位的大王山組火山巖/潛火山巖的元素地球化學和Sr、Nd同位素組成, 結(jié)合與臨近的長江中下游其他火山巖盆地(主要是溧水盆地、寧蕪盆地和廬樅盆地)及江南古造山帶內(nèi)同時代花崗巖類侵入體的對比, 探討巖漿成因的機制。

1 地質(zhì)背景

長江中下游地區(qū)在晚中生代(早白堊世)發(fā)育了一系列火山巖盆地, 自西而東依次為金牛盆地、懷寧盆地、廬樅盆地、繁昌盆地、滁州盆地、寧蕪盆地、溧水盆地和溧陽盆地, 它們大致沿長江兩側(cè)斷續(xù)展布組成不連續(xù)的火山巖盆地帶(圖1a)。這些盆地大多是在早中生代坳陷基礎(chǔ)上發(fā)育起來的斷陷型火山巖盆地, 僅有兩個例外: 一個是東北緣的滁州盆地, 它直接疊置在大別山造山帶東緣的張八嶺新元古界-早古生界基底隆起帶之上[6]; 另一個是東南緣的溧陽盆地, 直接疊置在“江南隆起帶”之上。

對于揚子地塊東南部的“江南隆起帶”的構(gòu)造屬性, 雖經(jīng)歷過長期的爭議仍無定論, 目前多數(shù)學者視其為中-新元古代華南洋向揚子陸塊俯沖形成的“島弧褶皺帶”或“多島弧盆系”7?25], 且認為發(fā)生在新元古代的晉寧運動使華南洋在東段消失并形成江紹縫合帶, 而此段以西仍然存在一個延續(xù)到加里東期的殘留洋盆9,20,23,26?28 ], 至志留紀末盆地關(guān)閉形成加里東褶皺帶。另外, 也有部分研究者認為江南造山帶為印支期阿爾卑斯式遠程推覆體29?32]。朱光等33]認為, 江南隆起帶為印支-早燕山期的陸內(nèi)造山帶, 形成于北部華北與揚子板塊發(fā)生陸陸碰撞、南部華南板塊向北推擠的區(qū)域動力學背景下。李獻華等34]提出, 在1.0 Ga至760 Ma期間, 華南經(jīng)歷過從(俯沖)造山運動到陸內(nèi)裂谷的地球動力學演化過程, 尤其強調(diào)地幔柱作用在約825~760 Ma期間對區(qū)域構(gòu)造演化的控制意義。而周金城等35]認為, 無論是從造山事件的年限、變質(zhì)作用的程度、主要巖石類型, 還是構(gòu)造演化等諸方面, 目前都還無法確定江南造山帶屬于格林威爾期造山帶。隨后構(gòu)建了從866 Ma前至760 Ma左右期間江南造山帶從俯沖(島弧)→碰撞→后造山伸展的構(gòu)造演化框架, 從而否定了此過程中有地幔柱作用36]。

1.1 盆地下伏構(gòu)造層

溧陽火山巖盆地的基底地層主要出露于盆地的南部, 另外在盆地的東部及中部的隆起帶也有一定規(guī)模的出露, 巖性以泥盆系的碎屑巖為主。此外還有少量早古生代、二疊紀至三疊紀的地層出露。這些基底地層又不整合于前寒武紀的變質(zhì)巖系之上。

1.1.1 前寒武紀變質(zhì)基底

江南造山帶東段出露的前寒武系變質(zhì)基底具有明顯的雙層結(jié)構(gòu), 其中下構(gòu)造層的分布廣泛, 是造山帶內(nèi)變質(zhì)巖系的主體; 而上構(gòu)造層主要呈帶狀分布, 是后造山裂谷作用的產(chǎn)物(南華裂谷系)。上、下構(gòu)造層的變形樣式明顯不同, 前者多發(fā)育寬緩的褶皺, 后者常發(fā)育緊密的尖棱褶皺, 兩者之間存在著明顯的區(qū)域性不整合37]。上、下構(gòu)造層的變質(zhì)程度也略具差異, 雖然都以綠片巖相為主, 但下構(gòu)造層的變質(zhì)溫壓條件要略高于上構(gòu)造層38?39]。

下構(gòu)造層的原巖建造在空間上存在著差異, 形成時代也不盡相同。其中雙橋山群(贛北)的原巖為一套巨厚的陸源碎屑-濁流復(fù)理石建造, 夾少許細碧角斑巖, 形成時代約為840 Ma前后的新元古代40?41]; 溪口群(皖南)主要是一套淺變質(zhì)的板巖和千枚巖, 中上層位中富含火山碎屑成分, 形成時代與雙橋山群相當或略早些42?43]; 雙溪塢群(浙西北)的原巖主要為一套以中基性到中酸性熔巖和火山碎屑巖為主的火山巖建造, 夾有砂質(zhì)、硅質(zhì)和碳質(zhì)頁巖和灰?guī)r透鏡體, 形成時代為900 Ma前后的新元古代早期44?47]。

上構(gòu)造層中河上鎮(zhèn)群(浙西北)的原巖下部主要為碎屑巖系, 上部為陸相基性和酸性火山巖組合, 形成時代為~780 Ma的新元古代晚期40,48,49]; 歷口群(皖南)自下而上分為鄧家組、鋪嶺組/井潭組, 其中鄧家組主要為一套具復(fù)理石特征的碎屑沉積巖, 鋪嶺組主要為一套氣孔狀、杏仁狀發(fā)育的基性火山巖夾沉積巖系, 井潭組為一套巨厚的中酸性火山巖和碎屑沉積巖組合, 形成時代與河上鎮(zhèn)群相當43, 48?51]。

1.1.2?早古生代地層

區(qū)內(nèi)早古生代地層是在新元古代末期裂谷(南華裂谷帶)基礎(chǔ)上形成的一套海相沉積巖系, 其中寒武系地層下段主要為硅質(zhì)頁巖夾碳質(zhì)硅質(zhì)頁巖、石煤層, 含磷結(jié)核層; 中段主要為含灰?guī)r透鏡體的泥質(zhì)灰?guī)r、砂質(zhì)泥質(zhì)灰?guī)r及硅質(zhì)頁巖; 上段主要為條帶狀灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r。奧陶系地層下段主要為頁巖、粉砂質(zhì)頁巖夾鈣質(zhì)頁巖; 中段主要為含碳質(zhì)頁巖、粉砂質(zhì)頁巖、硅質(zhì)頁巖, 夾灰?guī)r透鏡體或?qū)訝罨規(guī)r; 上段主要為砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)頁巖及頁巖組成的復(fù)理石建造。志留系地層主要為粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖、泥巖及頁巖等。

1.1.3?晚古生代地層

泥盆系地層在溧陽盆地的南部廣泛分布, 巖性主要為巖屑砂巖、石英砂巖、長石砂巖, 其中下部為巖屑砂巖與粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖互層, 上部出現(xiàn)石英巖、長石砂巖、泥質(zhì)粉砂巖夾頁巖; 石炭系和二疊系地層在區(qū)內(nèi)的出露比較局限, 其中石炭系下部主要為頁巖、石英砂巖、粉砂巖, 中部主要為粉砂巖、石英砂巖、碳質(zhì)頁巖, 上部主要為碳酸鹽; 二疊系下部主要為灰?guī)r、硅質(zhì)巖, 上部主要為砂巖、頁巖夾灰?guī)r、石英礫巖。

1.1.4?早中生代地層

區(qū)內(nèi)早古生代地層的分布非常局限(圖1b), 主要為三疊系中、下統(tǒng)的灰?guī)r、白云巖, 下部夾鈣質(zhì)泥巖、頁巖; 侏羅系中、下統(tǒng)的礫巖、頁巖、粉砂巖、細砂巖夾砂巖、泥灰?guī)r及煤層。

溧陽盆地火山巖的直接基底為中、下三疊統(tǒng)青龍群的灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、鈣質(zhì)泥巖和中、下侏羅統(tǒng)象山群的陸源碎屑巖。

1.2 火山地質(zhì)

溧陽火山巖盆地位于江蘇省溧陽市的南部, 出露面積約450 km2, 主要由東、西兩部分構(gòu)成, 東部又稱戴埠破火山, 西部又稱社渚破火山, 中間被寬1.5~4 km不等的古生代-早中生代基底隆起帶相隔(圖1b)。區(qū)內(nèi)火山巖的分布明顯受區(qū)域性斷裂與火山機構(gòu)復(fù)合控制。由于第四系地層的廣泛覆蓋, 火山巖盆地已變得殘缺不全, 尤其是西部的社渚破火山, 火山巖的出露零星, 火山機構(gòu)的恢復(fù)已變得很困難。而東部的戴埠破火山保存得相對較完整, 以戴埠為中心, 火山機構(gòu)大致呈近南北向的橢圓形, 火山作用產(chǎn)物空間上具有隨時間由老至新從邊緣向中心收斂的趨勢(圖1b)。

區(qū)內(nèi)的火山活動主要分為龍王山旋回和大王山旋回, 兩個旋回之間有一明顯的火山噴發(fā)間斷, 形成了一套厚約50~100 m不等的凝灰質(zhì)粉砂巖、凝灰質(zhì)泥巖等火山沉積夾層(云合山組)。

龍王山旋回形成的火山巖主要出露于戴埠破火山的南緣和西緣, 不整合覆蓋在前火山巖系之上或與前火山巖系呈斷層接觸。另外, 在該破火山的東緣也有零星的龍王山組火山巖出露。該組下部主要為噴發(fā)空落相的凝灰?guī)r和凝灰質(zhì)粉砂巖, 中段主要為流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r, 頂部主要為溢流相的粗面巖、英安流紋巖和流紋巖。

圖1 溧陽火山巖盆地地質(zhì)簡圖(據(jù)1﹕20萬廣德幅地質(zhì)圖修改)

大王山旋回形成的火山巖構(gòu)成了盆地內(nèi)火山作用產(chǎn)物的主體, 主要分布于戴埠破火山的內(nèi)側(cè)和核部。另外, 社渚破火山范圍內(nèi)零星出露的火山巖也都屬于大王山組。該組下部以溢流相的輝石安山巖為主, 局部為角礫熔巖; 上部以英安質(zhì)-流紋質(zhì)的熔結(jié)凝灰?guī)r為主, 其次為凝灰?guī)r。大王山旋回的末期出現(xiàn)侵出相的流紋質(zhì)碎斑熔巖、球泡流紋斑巖。

另外, 溧陽盆地內(nèi)還廣泛發(fā)育潛火山巖相和淺成侵入巖, 巖性包括花崗斑巖和閃長巖-石英二長閃長巖-花崗閃長巖等, 它們或是沿環(huán)狀斷裂展布, 或是侵入到火山通道中。圖1b顯示, 戴埠破火山范圍內(nèi), 火山巖地層和小侵入體(潛火山巖)總體呈環(huán)狀分布, 構(gòu)成較完整的火山機構(gòu)。

2 樣品與分析方法

2.1 代表性樣品描述

樣品LY-385采自龍王山組的中部(坐標31°10.557￠N, 119°28.372￠E), 巖性為粗面巖。巖石呈斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶含量約35%, 以透長石為主, 其次為角閃石。透長石呈板狀, 高嶺土化、絹云母蝕變較強。角閃石呈長柱狀, 暗化強烈?；|(zhì)呈粗面結(jié)構(gòu)。

樣品LY-121采自大王山組的上部(坐標31°23.195￠N, 119°22.603￠E), 巖性為英安質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r。巖石中晶屑含量較高(約30%), 以透長石晶屑為主, 其次為黑云母和角閃石。膠結(jié)物主要為塑性玻屑、火山灰及少量“漿屑”, 塑性變形強烈而呈現(xiàn)似流動構(gòu)造。

樣品LY-128采自大王山組的底部(坐標31°13.197￠N, 119°23.757￠E), 巖性為晶屑凝灰?guī)r。巖石呈凝灰結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。巖石中晶屑含量達50%左右, 以斜長石晶屑為主, 其次為角閃石和透長石。膠結(jié)物為火山灰。巖石中高嶺土化蝕變較強。

樣品LY-126為大王山組的潛火山巖, 巖性為閃長玢巖, 采樣位置31°14.514￠N, 119°29.567￠E。巖石呈似斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶含量約30%, 主要為斜長石, 少量鉀長石斑晶。基質(zhì)細粒結(jié)構(gòu), 主要由角閃石、斜長石和鉀長石組成。

樣品LY-129為大王山組的潛火山巖, 巖性為流紋斑巖, 采樣位置31°23.636￠N, 119°20.741￠E。巖石呈斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶含量約20%, 主要為半自形的板柱狀透長石, 少量長柱狀的角閃石?；|(zhì)霏細結(jié)構(gòu), 主要由鉀長石和石英組成, 少量針狀角閃石微晶。

樣品LY-122b的采樣位置為31°25.479￠N, 119°22.898￠E, 侵入到大王山組上部的流紋巖中, 巖性為粗面斑巖。巖石呈斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶含量約25%, 以鉀長石為主, 其次為角閃石?；|(zhì)霏細結(jié)構(gòu)。

2.2 分析方法

全巖成分在北京國家地質(zhì)測試分析中心分析完成, 其中主元素用X射線熒光光譜法(XRF)完成, 所用儀器為日本理學3080, 誤差小于0.5%; 微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb用X射線熒光光譜法完成, 所用儀器為Rigaku-2100, 誤差Ba 5%, 其他元素小于3%; 稀土元素及V、Cr、Ni、Co、Cu、Pb、U、Th、Ta和Hf用TJA-PQ-ExCell等離子體光質(zhì)譜儀分析, 誤差小于5%。

全巖的Sm-Nd和Rb-Sr同位素組成分析在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所同位素實驗室完成, 分析流程及實驗條件與Cohen.[52]、Chavagnac.[53]及Jahn.[54]所描述的類似。

鋯石按常規(guī)方法分選, 并在雙目鏡下仔細挑純。將鋯石與一片RSES參考樣SL13及數(shù)粒TEMORA置于環(huán)氧樹脂中, 然后磨至約一半, 使鋯石內(nèi)部暴露。分析點的選擇首先根據(jù)鋯石反射和透射照片進行初選, 再與陰極發(fā)光照片反復(fù)對比, 力求避開礦物包裹體和裂隙等缺陷。

LA-ICPMS定年測試在北京大學地球與空間科學學院造山帶與地殼演化教育部重點實驗室進行。激光剝蝕使用的是德國相干公司(Coherent)準分子激光器COMPex Pro102, 激光條件為: 激光束斑32 μm, 激光能量密度5 J/cm2, 頻率5 Hz, 使用純度為99.999%的He作為載氣將激光剝蝕出來的物質(zhì)帶入等離子體質(zhì)譜。質(zhì)譜分析采用美國安捷倫科技有限公司電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Agilent ICP-MS 7500ce, 功率1500 W, 冷卻氣15 L/min, 輔助氣1 L/min,載氣0.96 L/min, 積分時間49Ti、207Pb為50 ms,204Pb、206Pb為20 ms, 其余同位素為10 ms。信號采集時間共85 s,采集信號前先用激光剝蝕3 s以去除樣品表面可能存在的污染, 在進行20 s的空白信號采集后開始觸發(fā)激光采集樣品信號。每5個未知樣測試1個PLESOVISE鋯石標樣, 每10個未知樣測試1個NIST610玻璃標樣。數(shù)據(jù)處理先運用西澳大學的Glitter軟件獲得微量元素含量及U-Pb同位素比值, 微量元素的含量以硅元素為內(nèi)標, 以NIST 610為外標; U-Pb同位素比值的確定采用PLESOVISE玻璃標樣進行元素間的分餾校正, 由于鋯石中204Pb的含量極低, 因此未進行普通鉛的校正。

SHRIMP定年測試在中國地質(zhì)科學院北京離子探針中心的SHRIMPⅡ離子探針儀上完成。儀器條件和數(shù)據(jù)采集參見Williams的有關(guān)描述[55]。靶徑約20 μm,數(shù)據(jù)通過5個循環(huán)收集。測試時二次離子流強度約為4.5 nA, 質(zhì)量分辨率約5000。用RSES參考鋯石TEMORA (417 Ma)進行元素間的分餾校正, Pb-U校正公式采用Pb/U=A(UO/U)2[56]。用204Pb校正普通鉛。用另一RSES參考樣SL13(年齡為572 Ma, U含量為238 μg/g)標定所測鋯石的U、Th和Pb含量。數(shù)據(jù)處理用Ludwig的Isoplot程序[57]。

3 分析結(jié)果

表1列出了溧陽盆地內(nèi)部分火山巖/潛火山巖樣品的主元素和微量元素豐度及Sm-Nd和Rb-Sr同位素組成數(shù)據(jù), 表2和表3分別列出了部分火山巖/潛火山巖樣品的LA-ICPMS法和SHRIMP法鋯石U-Pb定年結(jié)果。

3.1 巖石化學和微量元素地球化學特征

溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的成分變化范圍較廣, SiO2含量從約56%的中性到大于75%的高硅流紋質(zhì)。Na2O+K2O含量從約5.6%到約9.0%, 明顯低于長江中下游其他火山巖盆地內(nèi)的堿含量。在TAS分類圖上, 主要集中鈣堿性系列與堿鈣性系列分界線附近的安山質(zhì)、粗安質(zhì)和流紋質(zhì)區(qū)域, 其次為粗面質(zhì)和英安質(zhì)區(qū)域(圖2a)。不同層位的巖性存在一定的差異, 其中安山質(zhì)巖類主要出現(xiàn)在大王山組的底部; 粗安質(zhì)巖類主要出現(xiàn)在龍王山組的下部, 其次為大王山組的下部; 粗面質(zhì)巖石主要見于大王山組的頂部; 流紋質(zhì)巖石出現(xiàn)的層位較多, 在龍王山組和大王山組中均有較廣泛的分布。在K2O-SiO2關(guān)系圖上, 溧陽盆地內(nèi)的火山巖/潛火山巖除極少數(shù)樣品位于中鉀鈣堿性系列或橄欖玄粗巖系列外, 絕大多數(shù)屬于高鉀鈣堿性系列(圖2b)。

表1 溧陽盆地火山巖的主元素(%)、微量元素(μg/g)含量及Rb-Sr、Sm-Nd同位素組成

注: ?Sm/Nd= (147Sm/144Sm)樣品/(147Sm/144Sm)球粒隕石–1, (143Nd/144Nd)球粒隕石=0.512638, (147Sm/144Sm)球粒隕石=0.1967, (143Nd/144Nd)虧損地幔=0.513151, (147Sm/144Sm)虧損地幔=0.2134

表3 溧陽盆地大王山組火山巖中鋯石的SHRIMP分析結(jié)果

盆地內(nèi)不同類型、不同巖相的巖石其稀土元素球粒隕石標準化分布模式(圖2c, 圖2e)和不相容元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(圖2d, 圖2f)的形態(tài)類似, 均表現(xiàn)為較強的輕、重稀土元素分餾程度, 強烈虧損高場強元素Nb、Ta和Ti的特征。另外, 除個別潛火山巖樣品出現(xiàn)Eu正異常(樣品LY-125)外, 絕大多數(shù)樣品表現(xiàn)出中等到弱的負Eu異常(Eu=0.60~0.87), 且總體顯示Eu值隨SiO2含量的增加而降低; Sr除在流紋斑巖和粗面斑巖中為負異常外, 總體無明顯的異常; Ba的情況比較復(fù)雜, 既有負異常, 也有正異常和無異常的情況。不同巖石中Eu、Sr和Ba特征的差異反映斜長石的分離結(jié)晶可能對巖漿的演化產(chǎn)生一定的影響。

3.2 Sr、Nd同位素組成特征

溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的Nd()值變化范圍很窄, 介于?8.75 ~ ?7.44之間, 說明盆地內(nèi)不同類型的巖石具有相同的巖漿源區(qū)。主元素差別懸殊的巖石, 其Nd()值幾乎一致, 指示化學成分的差異可能反映的主要是分異演化程度的不同。

與窄的Nd()值變化范圍不同, 計算所得盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的鍶同位素初始值的變化范圍較大, (87Sr/86Sr)i值從約0.7020到約0.7092。但那些(87Sr/86Sr)i值較小(不大于0.705)的樣品均具有較高的K2O和Rb含量, 其較高的87Rb/86Sr值導(dǎo)致計算所得到的(87Sr/86Sr)i值可能因減扣過度而偏低。具體到溧陽盆地,87Rb/86Sr值較小(小于1.60)的樣品, 計算所得到的(87Sr/86Sr)i值可能更可靠, 這些樣品(87Sr/86Sr)i值介于0.7084~7092之間, 變化范圍也較小。

3.3 鋯石U-Pb年齡

3.3.1?龍王山組的形成時間

龍王山組(樣品LY-385)中的鋯石呈自形柱狀, 長﹕寬一般2﹕1左右, 內(nèi)部往往含有較多的礦物包體。CL圖像顯示該樣品中的鋯石發(fā)育有密集的震蕩生長環(huán)帶, 但部分鋯石顆粒的核部環(huán)帶不發(fā)育(圖3a, 圖3c, 圖3d)。

圖2 溧陽盆地火山巖樣品的TAS分類圖[58](a)、K2O-SiO2分類圖[59](b)及稀土元素球粒隕石標準化曲線(c、e)和不相容元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(d、f)

(a) TAS classification diagram (Le Base.[58]); (b) K2O-SiO2classification diagram (Peccerillo.[59]); (c, e) chondrite-normalized REE-patterns; (d, f) primitive mantle normalized incompatible element patterns

資料來源: 本文; 湯德平[3]; 毛建仁等[5]

Sources of data: this paper; Tang[3]; Mao.[5]

本次研究用LA-ICPMS法共對21個鋯石顆粒進行了U-Pb年齡測定, 分析結(jié)果見表2。其中分析點17的206Pb/238U表觀年齡達(2409.6±16.8) Ma (207Pb/206Pb = (2429.1±28.3) Ma), 為繼承鋯石核。分析點18的206Pb/238U表觀年齡((134.6±1.3) Ma)明顯小于其他分析點的數(shù)值。其余19個分析點的206Pb/238U表觀年齡的差別不大, 介于138~143 Ma之間, 它們的加權(quán)平均年齡為(140.0±0.7) Ma (圖4a)。該年齡可代表溧陽盆地內(nèi)龍王山組火山巖的形成時間, 也可作為溧陽盆地內(nèi)火山活動的起始時間。

圖3?溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖中鋯石的陰極發(fā)光圖像(CL)

圖4?溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖中鋯石的206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖

3.3.2 大王山組的形成時間

本次研究用SHRIMP法對大王山組的火山巖樣品(LY-124)進行了年齡測試, 同時用LA-ICPMS法測定了大王山組閃長玢巖(樣品LY-126)和流紋斑巖(樣品LY-129)這2個潛火山巖的年齡。

樣品LY-124中的鋯石顆粒以短柱狀為主, 少數(shù)長柱狀(圖3i), CL圖像顯示該樣品中的鋯石生長環(huán)帶普遍發(fā)育(圖3e—圖3l), 個別還發(fā)育類似沙鐘狀的構(gòu)造(圖3k)。本次研究共對該樣品中的16個鋯石顆粒進行了年齡測試, 分析結(jié)果見表3。這些分析點的206Pb/238U表觀年齡的差別不大, 在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上, 所有樣品點都在位于諧和線上或非?？拷C和線, 它們的加權(quán)平均年齡為(129.1±1.1) Ma (圖4b)。該年齡可代表溧陽盆地內(nèi)大王山組火山噴發(fā)的時間。

樣品LY-126中的鋯石分兩類: 一類呈長柱狀, 內(nèi)部環(huán)帶比較發(fā)育(圖3m); 另一類內(nèi)部幾乎無環(huán)帶(圖3n, 圖3o)。但兩類鋯石的年齡并無明顯的差別, 表明它們形成的時間相近。本次研究用LA-ICPMS法共對該樣品中的24個鋯石顆粒進行了年齡測試, 分析結(jié)果見表2。其中分析點14和17的206Pb/238U表觀年齡(分別為(139.7±1.4) Ma和(139.2±2.3) Ma)明顯高于其他分析點, 而類似于龍王山組火山巖的年齡數(shù)值, 可能是俘獲早期噴發(fā)的火山巖中的鋯石。分析點7、8、10、21、23的206Pb/238U表觀年齡明顯低于其他分析點, 其余17個分析點的206Pb/238U表觀年齡差別不大, 它們的加權(quán)平均年齡為(132.5±0.7) Ma (圖4c), 可代表盆地內(nèi)閃長玢巖的侵位時間。該年齡值與大王山組火山巖的年齡在誤差范圍內(nèi)一致, 表明由火山噴發(fā)到潛火山巖侵入, 中間沒明顯的時間間斷。

樣品LY-129中的鋯石呈半自形柱狀, CL圖像顯示該樣品中的鋯石生長環(huán)帶普遍發(fā)育(圖3p—圖3t)。本次研究用LA-ICPMS法共對該樣品中的25個鋯石顆粒進行了年齡測試, 分析結(jié)果見表2。其中分析點20的206Pb/238U表觀年齡為(612.6±6.87) Ma, 為繼承/俘獲的鋯石。分析點23的206Pb/238U表觀年齡((144.9±2.1) Ma)明顯高于其他分析點, 而類似于龍王山組火山巖的年齡值, 可能是俘獲的早期噴發(fā)的火山巖中的鋯石。分析點4的206Pb/238U表觀年齡((123.4±1.4) Ma)明顯低于其他分析點, 其余22個分析點的206Pb/238U表觀年齡差別不大, 它們的加權(quán)平均年齡為(132.3±0.7) Ma, 該流紋斑巖的年齡不僅與閃長玢巖的侵位時間幾乎一致, 與大王山組火山巖的年齡在誤差范圍內(nèi)也相近, 說明大王山旋回火山活動持續(xù)的時間很短。

4 討 論

4.1 區(qū)內(nèi)火山活動的遷移性

除溧陽盆地外, 長江中下游火山巖帶內(nèi)的其他火山巖盆地, 近年來有了大量高精度的同位素年齡資料發(fā)表, 其中又以廬樅盆地[60?68]和寧蕪盆地[65, 69?73]的資料最為豐富。另外, 有關(guān)溧水盆地[73?74]、懷寧盆地[75?76]、滁州盆地[77?78]、繁昌盆地[71, 79]和金牛盆 地[80]內(nèi)火山巖/潛火山巖的年齡資料也有一些發(fā)表?？偨Y(jié)這些年齡資料可以發(fā)現(xiàn), 長江中下游地區(qū)(除溧陽盆地外)晚中生代火山活動的時間主要介于134~128 Ma之間, 峰值約為130 Ma。其中最早的火山活動(~134 Ma)出現(xiàn)在火山巖帶中部的廬樅盆地和寧蕪盆地內(nèi), 而最晚的火山活動(~122 Ma)僅限于火山巖帶西北緣的懷寧盆地內(nèi), 以玄武巖-流紋巖雙峰式噴發(fā)為特征。

與其他火山巖盆地相比, 處于長江中下游火山巖帶東南緣的溧陽盆地, 本次研究獲得的火山活動的起始時間約為140 Ma, 明顯早于其他盆地內(nèi)火山活動的起始時間(6~10 Ma)。但各盆地內(nèi)火山活動的峰期時間基本相當, 均處于約130 Ma前后。整個火山巖帶內(nèi)的火山活動顯示隨時間具有從南東側(cè)向北西方向遷移的趨勢, 并隱約顯示火山活動由火山巖帶中心向周邊擴展的趨勢。我們傾向于認為, 這種雙向遷移性可能是太平洋板塊與亞洲大陸板塊相對運動和晚中生代發(fā)生在長江中下游地區(qū)的巖石圈減薄兩種動力學機制共同作用的結(jié)果。地球物理研究結(jié)果顯示, 長江中下游地區(qū)的地殼厚度比其兩側(cè)薄5~10 km[81?85], 證實該區(qū)曾發(fā)生過軟流圈上涌和巖石圈減薄的事件, 其減薄時間可能對應(yīng)著火山活動的峰期時間。

另一方面, 同處江南造山帶、位于溧陽盆地南西方向的皖-浙-贛交界及其附近有大量晚中生代的花崗巖類侵入體出露, 巖性主要包括兩種類型: 一類為花崗閃長巖類, 代表性的巖體包括旌德巖體、太平巖體、黟縣巖體、青陽巖體、雷湖巖體、榔橋巖體、茂林巖體、桃林巖體、嶂公山巖體、進賢巖體和大茅山巖體等; 另一類為正長花崗巖類, 代表性的巖體包括黃山巖體、伏嶺巖體、牯牛降巖體、九華山巖體、石臺巖體、三清山巖體、周坊巖體、順溪巖體和鳩莆山巖體等。其中花崗閃長巖的形成時間較早, 主要介于135~150 Ma之間, 峰值約為142 Ma[86?99], 與溧陽盆地內(nèi)火山活動的起始時間大致相當(或略早些); 而正長花崗巖的侵位時間相對較晚, 主要介于122~134 Ma之間, 峰值約為130 Ma[99?101], 與溧陽盆地(以及整個長江中下游地區(qū))火山活動的峰期相當。

4.2 巖漿成因

對于長江中下游地區(qū)中生代火山巖漿的成因, 前人主要針對屬于橄欖玄粗巖系列的廬樅盆地、寧蕪盆地以及溧水盆地做了探討, 多數(shù)學者認為與富集型地幔的部分熔融有關(guān)[73,75,102?111], 所形成的巖漿在上升過程中總體受地殼成分混染的程度不大。

從圖5可以清楚地看出, 溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的Nd()值不僅明顯低于鄰近的寧蕪盆地和溧水盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的Nd()值, 與江南造山帶內(nèi)晚中生代的花崗閃長巖相比, 其Nd()值也偏低, 而后者普遍認為是由不成熟的地殼物質(zhì)部分熔融形成的[88?96,112]。結(jié)合其高的87Sr/86Sr初時比值(0.7084~0.7092), 指示溧陽盆地內(nèi)的巖漿可能主要由古老的地殼物質(zhì)部分熔融形成。

溧陽盆地內(nèi)火山巖/潛火山巖的釹同位素模式年齡(DM)介于1.4~1.8 Ga之間(參見表1), 遠早于它們實際的定位年齡(~0.13 Ga)。由于DM值代表其源區(qū)物質(zhì)與虧損地幔發(fā)生分離的加權(quán)平均時間, 若考慮到區(qū)內(nèi)的火山巖/潛火山巖中可能包含少量(晚中生代)直接來自地幔的物質(zhì), 其源區(qū)的釹同位素模式年齡應(yīng)接近于全球范圍內(nèi)殼-幔分異的主要時期(1.8~2.1 Ga)[114]。