长江中下游火山岩带东南缘溧阳盆地火山作用的年代学、地球化学及岩浆成因探讨

薛怀民



长江中下游火山岩带东南缘溧阳盆地火山作用的年代学、地球化学及岩浆成因探讨

薛怀民*

(中国地质科学院 地质研究所, 北京 100037)

位于长江中下游晚中生代火山岩带东南缘的溧阳盆地, 不同于区内其他火山岩盆地的一个突出特点是出现较大比例的流纹质岩石, 该盆地内火山岩/潜火山岩的SiO2含量总体较高, 但Na2O+K2O含量却是长江中下游火山岩盆地中最低的, 属于高钾钙碱性系列。地球化学上, 这些火山岩样品均表现为较强的轻、重稀土元素分馏程度, 强烈亏损高场强元素Nb、Ta和Ti的特征。明显的Eu负异常, 且Eu值随SiO2含量的增加总体呈降低趋势, 反映斜长石的分离结晶可能对岩浆的演化产生一定的影响。溧阳盆地内火山岩/潜火山岩的Nd()值在‒8.75 ~ ‒7.44之间, 不仅明显低于邻近的宁芜盆地和溧水盆地内的火山岩/潜火山岩, 与江南造山带内晚中生代的花岗岩类相比, 其Nd()值也偏低。结合其高的87Sr/86Sr初始比值(~0.7097), 指示溧阳盆地内的岩浆可能主要由古老的地壳物质部分熔融形成。本文分别测得溧阳盆地早期龙王山组粗面岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(140±0.7) Ma, 大王山组熔结凝灰岩、闪长玢岩及流纹斑岩的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄分别为(129.1±1.1) Ma、(132.5±0.7) Ma和(132.3±0.7) Ma。区域对比表明, 溧阳盆地火山活动的起始时间明显早于其他盆地内火山活动(6~10 Ma)。但各盆地内火山活动的峰期时间基本相当, 均处于约130 Ma前后。整个火山岩带内的火山活动显示随时间具有从南东侧向北西方向迁移的趋势, 并隐约显示火山活动由火山岩带中心区域向周边扩展的趋势。这种双向迁移性可能是太平洋板块与亚洲大陆板块相对运动和晚中生代发生在长江中下游地区的岩石圈减薄两种动力学机制共同作用的结果。

锆石U-Pb定年; 钙碱性火山岩; 岩浆成因; 溧阳火山岩盆地; 长江中下游

0 引 言

溧阳火山岩盆地位于长江中下游晚中生代火山岩带的东南缘, 但与该带内的其他火山岩盆地主要是在下扬子早中生代坳陷基础上发育起来的断陷型火山岩盆地不同, 它直接叠置在新元古代形成的江南古造山带之上。空间上, 溧阳盆地隔阳新-常州深断裂(部分学者称之为江南深断裂[1])与北西侧的长江中下游地区的其他火山岩盆地相望(图1a), 南东侧则与东南沿海火山岩带相邻, 处于长江中下游火山岩带与东南沿海火山岩带的衔接地位, 构造位置特殊。但对于该火山岩盆地, 目前仅有的少数几篇文献是发表于20世纪90年代初有关盆地内火山构造及岩石成分演变方面的描述和讨论[2‒5], 尚未见到有关溧阳盆地内火山岩同位素年代学、同位素地球化学与岩浆成因方面研究成果的报道。本次工作拟利用SHRIMP和LA-ICPMS精确测定溧阳盆地内不同旋回火山作用产物的锆石U-Pb年龄, 并测定盆地内占优势地位的大王山组火山岩/潜火山岩的元素地球化学和Sr、Nd同位素组成, 结合与临近的长江中下游其他火山岩盆地(主要是溧水盆地、宁芜盆地和庐枞盆地)及江南古造山带内同时代花岗岩类侵入体的对比, 探讨岩浆成因的机制。

1 地质背景

长江中下游地区在晚中生代(早白垩世)发育了一系列火山岩盆地, 自西而东依次为金牛盆地、怀宁盆地、庐枞盆地、繁昌盆地、滁州盆地、宁芜盆地、溧水盆地和溧阳盆地, 它们大致沿长江两侧断续展布组成不连续的火山岩盆地带(图1a)。这些盆地大多是在早中生代坳陷基础上发育起来的断陷型火山岩盆地, 仅有两个例外: 一个是东北缘的滁州盆地, 它直接叠置在大别山造山带东缘的张八岭新元古界-早古生界基底隆起带之上[6]; 另一个是东南缘的溧阳盆地, 直接叠置在“江南隆起带”之上。

对于扬子地块东南部的“江南隆起带”的构造属性, 虽经历过长期的争议仍无定论, 目前多数学者视其为中-新元古代华南洋向扬子陆块俯冲形成的“岛弧褶皱带”或“多岛弧盆系”7‒25], 且认为发生在新元古代的晋宁运动使华南洋在东段消失并形成江绍缝合带, 而此段以西仍然存在一个延续到加里东期的残留洋盆9,20,23,26‒28 ], 至志留纪末盆地关闭形成加里东褶皱带。另外, 也有部分研究者认为江南造山带为印支期阿尔卑斯式远程推覆体29‒32]。朱光等33]认为, 江南隆起带为印支-早燕山期的陆内造山带, 形成于北部华北与扬子板块发生陆陆碰撞、南部华南板块向北推挤的区域动力学背景下。李献华等34]提出, 在1.0 Ga至760 Ma期间, 华南经历过从(俯冲)造山运动到陆内裂谷的地球动力学演化过程, 尤其强调地幔柱作用在约825~760 Ma期间对区域构造演化的控制意义。而周金城等35]认为, 无论是从造山事件的年限、变质作用的程度、主要岩石类型, 还是构造演化等诸方面, 目前都还无法确定江南造山带属于格林威尔期造山带。随后构建了从866 Ma前至760 Ma左右期间江南造山带从俯冲(岛弧)→碰撞→后造山伸展的构造演化框架, 从而否定了此过程中有地幔柱作用36]。

1.1 盆地下伏构造层

溧阳火山岩盆地的基底地层主要出露于盆地的南部, 另外在盆地的东部及中部的隆起带也有一定规模的出露, 岩性以泥盆系的碎屑岩为主。此外还有少量早古生代、二叠纪至三叠纪的地层出露。这些基底地层又不整合于前寒武纪的变质岩系之上。

1.1.1 前寒武纪变质基底

江南造山带东段出露的前寒武系变质基底具有明显的双层结构, 其中下构造层的分布广泛, 是造山带内变质岩系的主体; 而上构造层主要呈带状分布, 是后造山裂谷作用的产物(南华裂谷系)。上、下构造层的变形样式明显不同, 前者多发育宽缓的褶皱, 后者常发育紧密的尖棱褶皱, 两者之间存在着明显的区域性不整合37]。上、下构造层的变质程度也略具差异, 虽然都以绿片岩相为主, 但下构造层的变质温压条件要略高于上构造层38‒39]。

下构造层的原岩建造在空间上存在着差异, 形成时代也不尽相同。其中双桥山群(赣北)的原岩为一套巨厚的陆源碎屑-浊流复理石建造, 夹少许细碧角斑岩, 形成时代约为840 Ma前后的新元古代40‒41]; 溪口群(皖南)主要是一套浅变质的板岩和千枚岩, 中上层位中富含火山碎屑成分, 形成时代与双桥山群相当或略早些42‒43]; 双溪坞群(浙西北)的原岩主要为一套以中基性到中酸性熔岩和火山碎屑岩为主的火山岩建造, 夹有砂质、硅质和碳质页岩和灰岩透镜体, 形成时代为900 Ma前后的新元古代早期44‒47]。

上构造层中河上镇群(浙西北)的原岩下部主要为碎屑岩系, 上部为陆相基性和酸性火山岩组合, 形成时代为~780 Ma的新元古代晚期40,48,49]; 历口群(皖南)自下而上分为邓家组、铺岭组/井潭组, 其中邓家组主要为一套具复理石特征的碎屑沉积岩, 铺岭组主要为一套气孔状、杏仁状发育的基性火山岩夹沉积岩系, 井潭组为一套巨厚的中酸性火山岩和碎屑沉积岩组合, 形成时代与河上镇群相当43, 48‒51]。

1.1.2 早古生代地层

区内早古生代地层是在新元古代末期裂谷(南华裂谷带)基础上形成的一套海相沉积岩系, 其中寒武系地层下段主要为硅质页岩夹碳质硅质页岩、石煤层, 含磷结核层; 中段主要为含灰岩透镜体的泥质灰岩、砂质泥质灰岩及硅质页岩; 上段主要为条带状灰岩、泥质灰岩。奥陶系地层下段主要为页岩、粉砂质页岩夹钙质页岩; 中段主要为含碳质页岩、粉砂质页岩、硅质页岩, 夹灰岩透镜体或层状灰岩; 上段主要为砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩及页岩组成的复理石建造。志留系地层主要为粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩及页岩等。

1.1.3 晚古生代地层

泥盆系地层在溧阳盆地的南部广泛分布, 岩性主要为岩屑砂岩、石英砂岩、长石砂岩, 其中下部为岩屑砂岩与粉砂岩、粉砂质泥岩互层, 上部出现石英岩、长石砂岩、泥质粉砂岩夹页岩; 石炭系和二叠系地层在区内的出露比较局限, 其中石炭系下部主要为页岩、石英砂岩、粉砂岩, 中部主要为粉砂岩、石英砂岩、碳质页岩, 上部主要为碳酸盐; 二叠系下部主要为灰岩、硅质岩, 上部主要为砂岩、页岩夹灰岩、石英砾岩。

1.1.4 早中生代地层

区内早古生代地层的分布非常局限(图1b), 主要为三叠系中、下统的灰岩、白云岩, 下部夹钙质泥岩、页岩; 侏罗系中、下统的砾岩、页岩、粉砂岩、细砂岩夹砂岩、泥灰岩及煤层。

溧阳盆地火山岩的直接基底为中、下三叠统青龙群的灰岩、白云质灰岩、钙质泥岩和中、下侏罗统象山群的陆源碎屑岩。

1.2 火山地质

溧阳火山岩盆地位于江苏省溧阳市的南部, 出露面积约450 km2, 主要由东、西两部分构成, 东部又称戴埠破火山, 西部又称社渚破火山, 中间被宽1.5~4 km不等的古生代-早中生代基底隆起带相隔(图1b)。区内火山岩的分布明显受区域性断裂与火山机构复合控制。由于第四系地层的广泛覆盖, 火山岩盆地已变得残缺不全, 尤其是西部的社渚破火山, 火山岩的出露零星, 火山机构的恢复已变得很困难。而东部的戴埠破火山保存得相对较完整, 以戴埠为中心, 火山机构大致呈近南北向的椭圆形, 火山作用产物空间上具有随时间由老至新从边缘向中心收敛的趋势(图1b)。

区内的火山活动主要分为龙王山旋回和大王山旋回, 两个旋回之间有一明显的火山喷发间断, 形成了一套厚约50~100 m不等的凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩等火山沉积夹层(云合山组)。

龙王山旋回形成的火山岩主要出露于戴埠破火山的南缘和西缘, 不整合覆盖在前火山岩系之上或与前火山岩系呈断层接触。另外, 在该破火山的东缘也有零星的龙王山组火山岩出露。该组下部主要为喷发空落相的凝灰岩和凝灰质粉砂岩, 中段主要为流纹质熔结凝灰岩, 顶部主要为溢流相的粗面岩、英安流纹岩和流纹岩。

图1 溧阳火山岩盆地地质简图(据1﹕20万广德幅地质图修改)

大王山旋回形成的火山岩构成了盆地内火山作用产物的主体, 主要分布于戴埠破火山的内侧和核部。另外, 社渚破火山范围内零星出露的火山岩也都属于大王山组。该组下部以溢流相的辉石安山岩为主, 局部为角砾熔岩; 上部以英安质-流纹质的熔结凝灰岩为主, 其次为凝灰岩。大王山旋回的末期出现侵出相的流纹质碎斑熔岩、球泡流纹斑岩。

另外, 溧阳盆地内还广泛发育潜火山岩相和浅成侵入岩, 岩性包括花岗斑岩和闪长岩-石英二长闪长岩-花岗闪长岩等, 它们或是沿环状断裂展布, 或是侵入到火山通道中。图1b显示, 戴埠破火山范围内, 火山岩地层和小侵入体(潜火山岩)总体呈环状分布, 构成较完整的火山机构。

2 样品与分析方法

2.1 代表性样品描述

样品LY-385采自龙王山组的中部(坐标31°10.557¢N, 119°28.372¢E), 岩性为粗面岩。岩石呈斑状结构, 斑晶含量约35%, 以透长石为主, 其次为角闪石。透长石呈板状, 高岭土化、绢云母蚀变较强。角闪石呈长柱状, 暗化强烈。基质呈粗面结构。

样品LY-121采自大王山组的上部(坐标31°23.195¢N, 119°22.603¢E), 岩性为英安质熔结凝灰岩。岩石中晶屑含量较高(约30%), 以透长石晶屑为主, 其次为黑云母和角闪石。胶结物主要为塑性玻屑、火山灰及少量“浆屑”, 塑性变形强烈而呈现似流动构造。

样品LY-128采自大王山组的底部(坐标31°13.197¢N, 119°23.757¢E), 岩性为晶屑凝灰岩。岩石呈凝灰结构, 块状构造。岩石中晶屑含量达50%左右, 以斜长石晶屑为主, 其次为角闪石和透长石。胶结物为火山灰。岩石中高岭土化蚀变较强。

样品LY-126为大王山组的潜火山岩, 岩性为闪长玢岩, 采样位置31°14.514¢N, 119°29.567¢E。岩石呈似斑状结构, 斑晶含量约30%, 主要为斜长石, 少量钾长石斑晶。基质细粒结构, 主要由角闪石、斜长石和钾长石组成。

样品LY-129为大王山组的潜火山岩, 岩性为流纹斑岩, 采样位置31°23.636¢N, 119°20.741¢E。岩石呈斑状结构, 斑晶含量约20%, 主要为半自形的板柱状透长石, 少量长柱状的角闪石。基质霏细结构, 主要由钾长石和石英组成, 少量针状角闪石微晶。

样品LY-122b的采样位置为31°25.479¢N, 119°22.898¢E, 侵入到大王山组上部的流纹岩中, 岩性为粗面斑岩。岩石呈斑状结构, 斑晶含量约25%, 以钾长石为主, 其次为角闪石。基质霏细结构。

2.2 分析方法

全岩成分在北京国家地质测试分析中心分析完成, 其中主元素用X射线荧光光谱法(XRF)完成, 所用仪器为日本理学3080, 误差小于0.5%; 微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb用X射线荧光光谱法完成, 所用仪器为Rigaku-2100, 误差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等离子体光质谱仪分析, 误差小于5%。

全岩的Sm-Nd和Rb-Sr同位素组成分析在中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成, 分析流程及实验条件与Cohen.[52]、Chavagnac.[53]及Jahn.[54]所描述的类似。

锆石按常规方法分选, 并在双目镜下仔细挑纯。将锆石与一片RSES参考样SL13及数粒TEMORA置于环氧树脂中, 然后磨至约一半, 使锆石内部暴露。分析点的选择首先根据锆石反射和透射照片进行初选, 再与阴极发光照片反复对比, 力求避开矿物包裹体和裂隙等缺陷。

LA-ICPMS定年测试在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室进行。激光剥蚀使用的是德国相干公司(Coherent)准分子激光器COMPex Pro102, 激光条件为: 激光束斑32 μm, 激光能量密度5 J/cm2, 频率5 Hz, 使用纯度为99.999%的He作为载气将激光剥蚀出来的物质带入等离子体质谱。质谱分析采用美国安捷伦科技有限公司电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS 7500ce, 功率1500 W, 冷却气15 L/min, 辅助气1 L/min,载气0.96 L/min, 积分时间49Ti、207Pb为50 ms,204Pb、206Pb为20 ms, 其余同位素为10 ms。信号采集时间共85 s,采集信号前先用激光剥蚀3 s以去除样品表面可能存在的污染, 在进行20 s的空白信号采集后开始触发激光采集样品信号。每5个未知样测试1个PLESOVISE锆石标样, 每10个未知样测试1个NIST610玻璃标样。数据处理先运用西澳大学的Glitter软件获得微量元素含量及U-Pb同位素比值, 微量元素的含量以硅元素为内标, 以NIST 610为外标; U-Pb同位素比值的确定采用PLESOVISE玻璃标样进行元素间的分馏校正, 由于锆石中204Pb的含量极低, 因此未进行普通铅的校正。

SHRIMP定年测试在中国地质科学院北京离子探针中心的SHRIMPⅡ离子探针仪上完成。仪器条件和数据采集参见Williams的有关描述[55]。靶径约20 μm,数据通过5个循环收集。测试时二次离子流强度约为4.5 nA, 质量分辨率约5000。用RSES参考锆石TEMORA (417 Ma)进行元素间的分馏校正, Pb-U校正公式采用Pb/U=A(UO/U)2[56]。用204Pb校正普通铅。用另一RSES参考样SL13(年龄为572 Ma, U含量为238 μg/g)标定所测锆石的U、Th和Pb含量。数据处理用Ludwig的Isoplot程序[57]。

3 分析结果

表1列出了溧阳盆地内部分火山岩/潜火山岩样品的主元素和微量元素丰度及Sm-Nd和Rb-Sr同位素组成数据, 表2和表3分别列出了部分火山岩/潜火山岩样品的LA-ICPMS法和SHRIMP法锆石U-Pb定年结果。

3.1 岩石化学和微量元素地球化学特征

溧阳盆地内火山岩/潜火山岩的成分变化范围较广, SiO2含量从约56%的中性到大于75%的高硅流纹质。Na2O+K2O含量从约5.6%到约9.0%, 明显低于长江中下游其他火山岩盆地内的碱含量。在TAS分类图上, 主要集中钙碱性系列与碱钙性系列分界线附近的安山质、粗安质和流纹质区域, 其次为粗面质和英安质区域(图2a)。不同层位的岩性存在一定的差异, 其中安山质岩类主要出现在大王山组的底部; 粗安质岩类主要出现在龙王山组的下部, 其次为大王山组的下部; 粗面质岩石主要见于大王山组的顶部; 流纹质岩石出现的层位较多, 在龙王山组和大王山组中均有较广泛的分布。在K2O-SiO2关系图上, 溧阳盆地内的火山岩/潜火山岩除极少数样品位于中钾钙碱性系列或橄榄玄粗岩系列外, 绝大多数属于高钾钙碱性系列(图2b)。

表1 溧阳盆地火山岩的主元素(%)、微量元素(μg/g)含量及Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成

注: ƒSm/Nd= (147Sm/144Sm)样品/(147Sm/144Sm)球粒陨石–1, (143Nd/144Nd)球粒陨石=0.512638, (147Sm/144Sm)球粒陨石=0.1967, (143Nd/144Nd)亏损地幔=0.513151, (147Sm/144Sm)亏损地幔=0.2134

表3 溧阳盆地大王山组火山岩中锆石的SHRIMP分析结果

盆地内不同类型、不同岩相的岩石其稀土元素球粒陨石标准化分布模式(图2c, 图2e)和不相容元素原始地幔标准化蛛网图(图2d, 图2f)的形态类似, 均表现为较强的轻、重稀土元素分馏程度, 强烈亏损高场强元素Nb、Ta和Ti的特征。另外, 除个别潜火山岩样品出现Eu正异常(样品LY-125)外, 绝大多数样品表现出中等到弱的负Eu异常(Eu=0.60~0.87), 且总体显示Eu值随SiO2含量的增加而降低; Sr除在流纹斑岩和粗面斑岩中为负异常外, 总体无明显的异常; Ba的情况比较复杂, 既有负异常, 也有正异常和无异常的情况。不同岩石中Eu、Sr和Ba特征的差异反映斜长石的分离结晶可能对岩浆的演化产生一定的影响。

3.2 Sr、Nd同位素组成特征

溧阳盆地内火山岩/潜火山岩的Nd()值变化范围很窄, 介于‒8.75 ~ ‒7.44之间, 说明盆地内不同类型的岩石具有相同的岩浆源区。主元素差别悬殊的岩石, 其Nd()值几乎一致, 指示化学成分的差异可能反映的主要是分异演化程度的不同。

与窄的Nd()值变化范围不同, 计算所得盆地内火山岩/潜火山岩的锶同位素初始值的变化范围较大, (87Sr/86Sr)i值从约0.7020到约0.7092。但那些(87Sr/86Sr)i值较小(不大于0.705)的样品均具有较高的K2O和Rb含量, 其较高的87Rb/86Sr值导致计算所得到的(87Sr/86Sr)i值可能因减扣过度而偏低。具体到溧阳盆地,87Rb/86Sr值较小(小于1.60)的样品, 计算所得到的(87Sr/86Sr)i值可能更可靠, 这些样品(87Sr/86Sr)i值介于0.7084~7092之间, 变化范围也较小。

3.3 锆石U-Pb年龄

3.3.1 龙王山组的形成时间

龙王山组(样品LY-385)中的锆石呈自形柱状, 长﹕宽一般2﹕1左右, 内部往往含有较多的矿物包体。CL图像显示该样品中的锆石发育有密集的震荡生长环带, 但部分锆石颗粒的核部环带不发育(图3a, 图3c, 图3d)。

图2 溧阳盆地火山岩样品的TAS分类图[58](a)、K2O-SiO2分类图[59](b)及稀土元素球粒陨石标准化曲线(c、e)和不相容元素原始地幔标准化蛛网图(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

资料来源: 本文; 汤德平[3]; 毛建仁等[5]

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

本次研究用LA-ICPMS法共对21个锆石颗粒进行了U-Pb年龄测定, 分析结果见表2。其中分析点17的206Pb/238U表观年龄达(2409.6±16.8) Ma (207Pb/206Pb = (2429.1±28.3) Ma), 为继承锆石核。分析点18的206Pb/238U表观年龄((134.6±1.3) Ma)明显小于其他分析点的数值。其余19个分析点的206Pb/238U表观年龄的差别不大, 介于138~143 Ma之间, 它们的加权平均年龄为(140.0±0.7) Ma (图4a)。该年龄可代表溧阳盆地内龙王山组火山岩的形成时间, 也可作为溧阳盆地内火山活动的起始时间。

图3 溧阳盆地内火山岩/潜火山岩中锆石的阴极发光图像(CL)

图4 溧阳盆地内火山岩/潜火山岩中锆石的206Pb/238U-207Pb/235U谐和图

3.3.2 大王山组的形成时间

本次研究用SHRIMP法对大王山组的火山岩样品(LY-124)进行了年龄测试, 同时用LA-ICPMS法测定了大王山组闪长玢岩(样品LY-126)和流纹斑岩(样品LY-129)这2个潜火山岩的年龄。

样品LY-124中的锆石颗粒以短柱状为主, 少数长柱状(图3i), CL图像显示该样品中的锆石生长环带普遍发育(图3e—图3l), 个别还发育类似沙钟状的构造(图3k)。本次研究共对该样品中的16个锆石颗粒进行了年龄测试, 分析结果见表3。这些分析点的206Pb/238U表观年龄的差别不大, 在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上, 所有样品点都在位于谐和线上或非常靠近谐和线, 它们的加权平均年龄为(129.1±1.1) Ma (图4b)。该年龄可代表溧阳盆地内大王山组火山喷发的时间。

样品LY-126中的锆石分两类: 一类呈长柱状, 内部环带比较发育(图3m); 另一类内部几乎无环带(图3n, 图3o)。但两类锆石的年龄并无明显的差别, 表明它们形成的时间相近。本次研究用LA-ICPMS法共对该样品中的24个锆石颗粒进行了年龄测试, 分析结果见表2。其中分析点14和17的206Pb/238U表观年龄(分别为(139.7±1.4) Ma和(139.2±2.3) Ma)明显高于其他分析点, 而类似于龙王山组火山岩的年龄数值, 可能是俘获早期喷发的火山岩中的锆石。分析点7、8、10、21、23的206Pb/238U表观年龄明显低于其他分析点, 其余17个分析点的206Pb/238U表观年龄差别不大, 它们的加权平均年龄为(132.5±0.7) Ma (图4c), 可代表盆地内闪长玢岩的侵位时间。该年龄值与大王山组火山岩的年龄在误差范围内一致, 表明由火山喷发到潜火山岩侵入, 中间没明显的时间间断。

样品LY-129中的锆石呈半自形柱状, CL图像显示该样品中的锆石生长环带普遍发育(图3p—图3t)。本次研究用LA-ICPMS法共对该样品中的25个锆石颗粒进行了年龄测试, 分析结果见表2。其中分析点20的206Pb/238U表观年龄为(612.6±6.87) Ma, 为继承/俘获的锆石。分析点23的206Pb/238U表观年龄((144.9±2.1) Ma)明显高于其他分析点, 而类似于龙王山组火山岩的年龄值, 可能是俘获的早期喷发的火山岩中的锆石。分析点4的206Pb/238U表观年龄((123.4±1.4) Ma)明显低于其他分析点, 其余22个分析点的206Pb/238U表观年龄差别不大, 它们的加权平均年龄为(132.3±0.7) Ma, 该流纹斑岩的年龄不仅与闪长玢岩的侵位时间几乎一致, 与大王山组火山岩的年龄在误差范围内也相近, 说明大王山旋回火山活动持续的时间很短。

4 讨 论

4.1 区内火山活动的迁移性

除溧阳盆地外, 长江中下游火山岩带内的其他火山岩盆地, 近年来有了大量高精度的同位素年龄资料发表, 其中又以庐枞盆地[60‒68]和宁芜盆地[65, 69‒73]的资料最为丰富。另外, 有关溧水盆地[73‒74]、怀宁盆地[75‒76]、滁州盆地[77‒78]、繁昌盆地[71, 79]和金牛盆 地[80]内火山岩/潜火山岩的年龄资料也有一些发表。总结这些年龄资料可以发现, 长江中下游地区(除溧阳盆地外)晚中生代火山活动的时间主要介于134~128 Ma之间, 峰值约为130 Ma。其中最早的火山活动(~134 Ma)出现在火山岩带中部的庐枞盆地和宁芜盆地内, 而最晚的火山活动(~122 Ma)仅限于火山岩带西北缘的怀宁盆地内, 以玄武岩-流纹岩双峰式喷发为特征。

与其他火山岩盆地相比, 处于长江中下游火山岩带东南缘的溧阳盆地, 本次研究获得的火山活动的起始时间约为140 Ma, 明显早于其他盆地内火山活动的起始时间(6~10 Ma)。但各盆地内火山活动的峰期时间基本相当, 均处于约130 Ma前后。整个火山岩带内的火山活动显示随时间具有从南东侧向北西方向迁移的趋势, 并隐约显示火山活动由火山岩带中心向周边扩展的趋势。我们倾向于认为, 这种双向迁移性可能是太平洋板块与亚洲大陆板块相对运动和晚中生代发生在长江中下游地区的岩石圈减薄两种动力学机制共同作用的结果。地球物理研究结果显示, 长江中下游地区的地壳厚度比其两侧薄5~10 km[81‒85], 证实该区曾发生过软流圈上涌和岩石圈减薄的事件, 其减薄时间可能对应着火山活动的峰期时间。

另一方面, 同处江南造山带、位于溧阳盆地南西方向的皖-浙-赣交界及其附近有大量晚中生代的花岗岩类侵入体出露, 岩性主要包括两种类型: 一类为花岗闪长岩类, 代表性的岩体包括旌德岩体、太平岩体、黟县岩体、青阳岩体、雷湖岩体、榔桥岩体、茂林岩体、桃林岩体、嶂公山岩体、进贤岩体和大茅山岩体等; 另一类为正长花岗岩类, 代表性的岩体包括黄山岩体、伏岭岩体、牯牛降岩体、九华山岩体、石台岩体、三清山岩体、周坊岩体、顺溪岩体和鸠莆山岩体等。其中花岗闪长岩的形成时间较早, 主要介于135~150 Ma之间, 峰值约为142 Ma[86‒99], 与溧阳盆地内火山活动的起始时间大致相当(或略早些); 而正长花岗岩的侵位时间相对较晚, 主要介于122~134 Ma之间, 峰值约为130 Ma[99‒101], 与溧阳盆地(以及整个长江中下游地区)火山活动的峰期相当。

4.2 岩浆成因

对于长江中下游地区中生代火山岩浆的成因, 前人主要针对属于橄榄玄粗岩系列的庐枞盆地、宁芜盆地以及溧水盆地做了探讨, 多数学者认为与富集型地幔的部分熔融有关[73,75,102‒111], 所形成的岩浆在上升过程中总体受地壳成分混染的程度不大。

从图5可以清楚地看出, 溧阳盆地内火山岩/潜火山岩的Nd()值不仅明显低于邻近的宁芜盆地和溧水盆地内火山岩/潜火山岩的Nd()值, 与江南造山带内晚中生代的花岗闪长岩相比, 其Nd()值也偏低, 而后者普遍认为是由不成熟的地壳物质部分熔融形成的[88‒96,112]。结合其高的87Sr/86Sr初时比值(0.7084~0.7092), 指示溧阳盆地内的岩浆可能主要由古老的地壳物质部分熔融形成。

溧阳盆地内火山岩/潜火山岩的钕同位素模式年龄(DM)介于1.4~1.8 Ga之间(参见表1), 远早于它们实际的定位年龄(~0.13 Ga)。由于DM值代表其源区物质与亏损地幔发生分离的加权平均时间, 若考虑到区内的火山岩/潜火山岩中可能包含少量(晚中生代)直接来自地幔的物质, 其源区的钕同位素模式年龄应接近于全球范围内壳-幔分异的主要时期(1.8~2.1 Ga)[114]。