安庆早白垩世洪镇花岗岩成因及其对基底构造格局的启示

闫峻,宋庆尧,刘建敏,谢建成,汪志杰

合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥,230009

内容提要：花岗岩可以有效示踪大陆基底物质,并区分具有不同地壳结构和演化历史的构造块体。洪镇花岗岩位于长江中下游地区江北A型花岗岩带的西延位置,距离郯庐断裂带约30 km。锆石SIMS定年表明,安庆怀宁县洪镇花岗岩形成于126.2±2.0 Ma,与长江中下游A型花岗岩以及大别造山带I型花岗岩的形成时代一致。洪镇花岗岩高硅、富钾,属于高钾钙碱性系列I型花岗岩。其富集轻稀土元素和大离子亲石元素,相对亏损中稀土元素和高场强元素,经历了角闪石为主的结晶分异。洪镇花岗岩具有较为富集的Sr—Nd—Hf同位素,和低放射性成因Pb同位素组成,其n(87Sr)/n(86Sr)(t)为0.7065～0.7066,εNd(t)值为-10.9～-12.0,锆石εHf(t)为-6.7～-13.2,n(206Pb)/n(204Pb)(t)、n(207Pb)/n(204Pb)(t)和n(208Pb)/n(204Pb)(t)分别在17.063～17.109、15.568～15.572和37.351～37.373之间。综合研究表明,洪镇花岗岩起源于古—中元古代中低成熟度沉积岩的水致部分熔融,为幔源岩浆底侵导致。从物质来源上,洪镇花岗岩岩浆源区类似于大别造山带经历过俯冲、折返后的中上地壳,而显著不同于长江中下游同时代A型花岗岩源区,表明洪镇地区具有上下地壳分属长江中下游和大别造山带的构造属性。在早白垩世早期郯庐断裂带南段西盘向南的强烈挤压下,大别造山带下地壳发生不规则流动,越过郯庐断裂带进入到洪镇地区下地壳成为洪镇花岗岩的源区。

作为岩石探针,花岗岩可以用来探究地壳深部物质的性质和演化过程,是示踪地壳增生、地壳分异、大陆块体的结构与演化的重要载体(DePaolo et al.,1991; Rudnick,1995; 吴福元等,2007),也可以有效区分具有不同地壳结构和演化历史的构造块体(Chen Jiangfeng and Jahn Bor-ming,1998)。位于下扬子北部的长江中下游地区广泛发育晚中生代岩浆岩,其中花岗岩主要发育在晚阶段(Yan Jun et al.,2015)。该地区唯一出露的古老基底为古元古代董岭群(图1),其东南侧出露的早白垩世安庆怀宁县洪镇花岗岩体与之韧性剪切带接触,两者构成变质核杂岩(Zhu Guang et al.,2007)。现有研究表明,该花岗岩体虽然位于长江中下游沿江两条A型花岗岩带上(邢凤鸣和徐祥,1994),但从岩石类型、地球化学性质等方面和A型花岗岩具有较为显著的差异(王斌等,2012),初步指示洪镇地区具有不同于长江中下游地区的基底结构。

图1 长江中下游及其邻近地区晚中生代岩浆岩分布图(a)和安庆洪镇地区地质图(b)(据1∶25万地质图❶改绘)

为进一步探索作为变质核杂岩中心岩体——洪镇花岗岩的成因,示踪其地壳深部物质的性质,从基底地壳结构对比的角度诠释洪镇地区的构造属性,本次选择洪镇花岗岩开展了锆石年代学、元素和同位素地球化学综合研究,以期回答上述问题。

1 地质背景

长江中下游地区位于扬子地块东北缘,北以襄樊—广济断裂和郯庐断裂为界与大别造山带相隔,南以常州—阳新断裂为界与江南造山带相接(图1a)。各时期岩浆岩中继承锆石的年龄及其Hf同位素组成指示了本地区可能有未出露的太古宙残留基底存在(Tang Huayun et al.,2012),而出露的最老变质基底仅见发育在安徽怀宁洪镇地区的董岭群(邢凤鸣等,1993),下段主要为花岗片麻岩和斜长角闪岩组成,锆石年龄为1.85 Ga(Chen Zhihong and Xing Guangfu,2016);而上段主要为片岩和片麻岩组成,其中的碎屑锆石给出>2.4 Ga、～2.0 Ga以及730～830 Ma的年龄,指示上段为新元古代的表壳岩系(Zhang Shaobing et al.,2015)。沉积盖层为震旦纪到早三叠世的海相沉积以及中晚三叠世以后的陆相碎屑沉积(图1b)。

长江中下游地区岩浆作用较为强烈,主要集中在晚中生代,可分为4个阶段(Yan Jun et al.,2015):148～136 Ma,主要为高钾钙碱系列的中基性到中酸性侵入岩,与区内Cu—Au—Mo金属矿化密切相关(常印佛等,2017);135～127 Ma,主要为钾玄岩系列的火山岩,与Fe矿床成因相关(Zhou Taofa et al.,2015);127～123 Ma,主要为A型花岗岩,空间上组成两条岩浆岩带分布于长江两岸,如北带的大龙山、花山、枞阳、城山、黄梅尖等岩体和南带的花园巩、茅坦、板石岭、仙水尖等岩体;110～100 Ma,仅分布在宁镇地区,主要为高钾钙碱系列的中基性到中酸性侵入岩,伴有Cu—Au矿床的形成(Sun Yang et al.,2014)。

大别造山带是三叠纪时期扬子地块向华北板块俯冲、碰撞形成的造山带(Zheng Yongfei,2008),其西隔南阳盆地与秦岭造山带相望,东以郯庐断裂带、南以襄樊—广济断裂为界与扬子地块相隔,北以六安—明港断裂与华北板块接壤(图1a)。大别造山带发育世界上出露面积最大的超高压变质岩(Zheng Yongfei et al.,2005a),也广泛发育新元古代正片麻岩和变质表壳岩(Zheng Yongfei et al.,2005a,2006; Liu Yican et al.,2007),也可见古元古代变质基底以及早古生代浅变质地层(Wang Xiang et al.,2021)。

大别造山带内岩浆岩分布广泛,以晚中生代为主,出露面积约占整个大别造山带的47%(陈玲等,2012),并常见新元古代岩浆岩。中生代岩浆岩以中酸性和酸性侵入岩为主,伴有少量的幔源基性—超基性岩石,可以划分为3个阶段(Yan Jun et al.,2021):143～130 Ma,主要为二长花岗岩和花岗闪长岩,大多发育定向弱变形,多具有高Sr低Y地球化学特征;130～125 Ma,以中酸性侵入岩为主,少量基性侵入岩及安山质火山岩,不具有高Sr低Y地球化学特征;125～112 Ma,以中酸性侵入岩为主,包括正长(斑)岩和钾长花岗(斑)岩,具有低Sr和高Y特征,主要分布在北淮阳构造带,与区内Mo—Pb—Zn矿床成因相关。

洪镇花岗岩体出露于安徽省安庆市与潜山县之间,区域构造上属于长江中下游地区(图1b)。西侧距离传统的郯庐断裂带主断层位置约30 km。长江中下游江北A型花岗岩带呈北东向展布,而洪镇岩体位于该A型花岗岩带的西南延伸线上(图1)。洪镇岩体呈北东向椭圆形出露,其西北侧以韧性剪切带与董岭群相接,剪切带中白云母40Ar/39Ar 坪年龄为124.8±1.2 Ma(Zhu Guang et al.,2007),周边震旦系至中三叠统海相盖层呈现为北东向的背形构造,即所谓的“洪镇背斜”,为印支期前陆变形的产物(Zhu Guang et al.,2007)。洪镇花岗岩体紧邻董岭群的东侧出现,两者具有一致的走向和延伸幅度,且岩体侵位和韧性拆离带同期,显示董岭群的后期剥露与下拆离盘韧性剪切带的弯曲应是岩体侵位的结果,岩体和董岭群构成本地区早白垩世变质核杂岩(Zhu Guang et al.,2007)。洪镇岩体主体为钾长花岗岩,中心相为二长花岗岩,偶见同期的中基性岩呈岩枝状侵入到花岗岩中。

2 分析方法和样品描述

样品采自洪镇岩体主体部分(图1b)。岩石样品粉碎在河北省诚信地质服务有限公司进行。主量、微量和稀土元素分析均在澳实分析检测(广州)有限公司进行。主量元素分析采用X荧光熔片法(XRF),将按要求制备的样品(0.2 g)加入到0.90 g LiBO2溶剂中混合均匀,在铂金坩埚中加热熔化,冷却后制成的溶片用XRF分析。主要氧化物分析相对误差分别为:SiO2(0.8%)、Al2O3(0.5%)、Fe2O3(0.4%)、MgO(0.4%)、CaO(0.6%)、Na2O(0.3%)、K2O(0.4%);MnO(0.7%)、TiO2(0.9%)、P2O5(0.8%)。微量和稀土元素分析采用HF+HNO3密封溶解,加入Rh内标溶液后用ICP-MS测定,使用仪器为PE Elan6000型电感耦合等离子质谱仪,分析相对误差小于10%,绝大部分小于5%。全岩Sr—Nd—Pb同位素测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室Finnigan Triton TI 型TIMS上完成。详细的分析方法同谢建成等(2012)。质谱测定中Sr同位素分馏采用n(86Sr)/n(88Sr) = 0.1194校正,Nd同位素分馏釆用n(146Nd)/n(144Nd) = 0.7219校正。实测的Sr、Nd同位素比值,结合实测的样品年龄,扣除放射成因积累的Sr、Nd贡献,获得相应的初始同位素比值。由实测 Th、U和Pb含量扣除岩石形成以来的放射性成因铅贡献,计算出铅同位素初始比值。

锆石单矿物分离在河北省诚信地质服务有限公司进行,样品4～5 kg经人工破碎后,按常规的重力和磁选方法分选出锆石。锆石阴极发光照相(CL)在北京锆年领航科技有限公司进行。锆石微区原位U-Pb同位素在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的 Cameca IMS-1280双离子源多接收器二次离子质谱仪上进行。锆石原位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进行。测试仪器为激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)。剥蚀系统为GeoLas 2005,MC-ICP-MS为Neptune Plus。激光输出能量密度为5.3 J/cm2,斑束直径为44 μm。详细仪器操作条件及数据处理参照Liu Yongsheng et al.(2012)。

岩体露头呈浅肉红色(图2a),块状构造,似斑状结构。似斑晶多为半自形板柱状斜长石和碱性长石,可见条纹长石,基质为石英及钾长石,文象结构发育。石英,大小1～3 mm,含量30%～35%;斜长石,半自形板柱状,似斑晶可达2～4 mm,多绢云母化、高岭土化,含量10%～15%;钾长石,半自形—他形,似斑晶2～3 mm,含量40%～45%;黑云母含量较低,不超过5%(图2b)。副矿物中锆石、磷灰石和磁铁矿常见,定名为中粗粒花岗岩。

图2 安庆洪镇岩体野外露头(a)和洪镇花岗岩显微照片(b)

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

洪镇花岗岩样品中的锆石均为透明无色到淡黄色,自形短柱状,长100～150 μm,长宽比在2∶1～1.3∶1之间(图3),在CL照片中表现为较宽的成分环带,未见继承核。

图3 安庆洪镇花岗岩锆石阴极发光图像

锆石U-Pb同位素测试结果见表1,相关图解见图4。共进行23个点的测试,所有测点的Th/U比值介于0.6～3.7之间,n(206Pb)/n(238U)—n(207Pb)/n(235U)谐和度均大于95%,其中,5个测试点年龄值明显偏低,在CL图像上位于发亮的区域或锆石的边部,可能受到后期的热扰动。其他17个测点的206Pb/238U年龄较为集中,加权平均值为126.2±2.0 Ma(图4),代表了洪镇岩体的侵入年龄。该年龄和长江中下游地区中生代第三期A型花岗岩的形成年龄高度一致,也落入大别造山带中生代第二期岩浆作用时间范围内。该时代也与汪相(2022)提出的中国东南部的“黄山运动”一致。

图4 安庆洪镇花岗岩锆石U-Pb谐和图解

3.2 主量和微量元素特征

主量和微量元素分析结果见表2。洪镇花岗岩表现出高硅和较为富碱的特征,其w(SiO2)含量为73.67%～75.31%,w(K2O)+w(Na2O)为8.68%～9.00%,相对富钾(w(K2O)/w(Na2O)=1.76～2.03),在TAS图解上(图5a)位于花岗岩区域,属于高钾钙碱性系列(图5b)。其铝碱比值(A/NK)为1.21～1.28,铝饱和指数(A/CNK)介于1.06～1.10之间,为弱过铝质岩石。

表2 洪镇花岗岩主量(%)和微量元素(μg/g)分析结果

图5 安庆洪镇花岗岩TAS图解(a)(底图据Le Maitre et al.,1989)和w(SiO2)—w(K2O)

洪镇花岗岩总体表现出轻稀土富集((La/Yb)N=17.1～23.4)、重稀土平坦((Dy/Yb)N=0.8～1.1)的配分模式,并且有轻微的中稀土亏损型式(图6a)。稀土总量较低(∑REE=41.9～105),没有明显的Eu异常(δEu=0.9～1.1),指示岩浆过程中,存在以角闪石或榍石为主的结晶分异,而没有斜长石的显著分异作用,这和镜下观察的岩相学特征一致。所有洪镇花岗岩样品均表现出富集Rb、Ba、Th、U和Pb等大离子亲石元素,亏损Nb和Ta高场强元素的特征(图6b)。值得注意的是,虽然样品的Yb和Y等重稀土元素含量较低,分别为0.52～0.88 μg/g和5.09～9.87 μg/g,但Sr含量也不高,介于168～260 μg/g之间,显著区别于长江中下游地区早白垩世高Sr低Y型花岗岩(Wang Qiang et al.,2006)和同时期的A型花岗岩,后者具有较高的Yb(>3 μg/g)和Y(>20 μg/g)含量,以及低的Sr含量(<100 μg/g)(范裕等,2008; Li He et al.,2012; Yan Jun et al.,2015)。

图6 安庆洪镇花岗岩稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)

3.3 Sr—Nd—Pb—Hf同位素特征

样品的初始同位素组成按照126 Ma计算,结果见表3和表4。洪镇花岗岩具有明显富集且均一的Sr—Nd同位素组成,其n(87Sr)/n(86Sr)(t)介于0.7065～0.7066,εNd(t)值为-10.9～-12.0,对应的二阶段模式年龄(TDM2)为1790～1887 Ma。洪镇花岗岩的Sr—Nd同位素组成和长江中下游地区同期花岗岩具有明显的区别,后者相对弱富集(图7),而和大别造山带的同期花岗岩更为类似(图7)。

表3 安庆洪镇花岗岩Sr—Nd同位素测试结果

表4 安庆洪镇花岗岩Pb同位素测试数据

图7 安庆洪镇花岗岩εNd(t)—n(87Sr)/n(86Sr)(t)图解

另外,洪镇花岗岩具有低的放射性Pb同位素组成,其n(206Pb)/n(204Pb)(t)在17.063～17.109之间,n(207Pb)/n(204Pb)(t)=15.568～15.572,n(208Pb)/n(204Pb)(t) =37.351～37.373,也在前人所测洪镇花岗岩的范围内(图8)(王斌等,2012),这个特征与长江中下游地区同时期花岗岩区别显著,后者均具有高放射性成因Pb同位素组成(n(206Pb)/n(204Pb)(t)>18.0,Yan Jun et al.,2021),而与大别造山带同期花岗岩的Pb同位素组成较为接近(图8)。

图8 安庆洪镇花岗岩铅同位素相关图

选取洪镇花岗岩样品(10LZ028-4)中已进行U-Pb年龄测定的锆石进行相邻类似环带区域原位Lu—Hf同位素分析,结果见表5。21个测点给出相对一致的同位素组成,其n(176Hf)/n(177Hf)(t) = 0.282321～0.282503,εHf(t) =-6.7～-13.2,平均值为-10.7,对应的两阶段模式年龄为1606～2014 Ma,和Nd同位素模式年龄给出的结果基本一致。同样,洪镇花岗岩的锆石εHf(t)值显著低于长江中下游同期花岗岩,而和大别造山带晚期花岗岩类似(图9)

表5 洪镇花岗岩锆石Hf同位素测试结果

图9 安庆洪镇花岗岩锆石Hf同位素演化图

4 讨论

4.1 岩石类型和成因

洪镇花岗岩中主要矿物为斜长石、钾长石、石英和少量黑云母,缺少碱性暗色矿物,虽然其铝饱和指数(A/CNK)介于1.06～1.10之间,表现出弱过铝特征,但未见过铝质矿物出现。其具有较低的w(P2O5)含量(0.01%～0.05%)和高场强元素含量((Nb+Y+Ce+Zr)<350 μg/g),在图10中位于分异花岗岩(FG)范围内,完全不同于长江中下游同时期的花岗岩,后者基本为A型花岗岩。上述特征表明,洪镇花岗岩为I型花岗岩。从同时期的角度,这种I型花岗岩更多地出现在大别造山带(包括郯庐断裂带南段)(Yan Jun et al.,2021)。

图10 洪镇花岗岩花岗岩类型判别图解(底图据Whalen et al.,1987)

洪镇花岗岩具有较高的w(SiO2)含量,发育文象结构,在图10中多位于分异花岗岩范围,指示其经历了一定程度的结晶分异作用。其较低的全铁(0.77%～1.24 %)、w(MgO)(0.23%～0.35%)和中—重稀土含量,缺乏Eu的异常(图6a),确切地指示了存在角闪石为主而非斜长石的结晶分异,表明初始岩浆较为富水。

洪镇I型花岗岩高的w(SiO2)含量,不发育暗色包体,镜下未见明显的矿物环带等现象,明确指示其主体为地壳部分熔融、且非岩浆混合的产物。同时,该岩石具有较高的w(CaO)含量,较低的w(MgO)和w(Fe2O3)含量,以及中等程度的w(Al2O3)含量,指示其起源于中低成熟度、变杂砂岩性质源区岩石的部分熔融(图11)。根据锆石Ti饱和温度计算结果(Watson and Harrison,2005),洪镇花岗岩的岩浆温度最低介于688～823℃,平均775℃。该温度低于A型花岗岩,结合其经历了角闪石的结晶分异,源区不在斜长石的稳定区域,表明其起源于比较深的(>25 km)、中低成熟度沉积岩的水致部分熔融。地壳物质水致部分熔融常常发生在较低的温度下(低于黑云母的脱水温度,Zheng Yongfei and Gao Peng,2021),且富水流体的来源往往与基性岩浆的底侵有关,这也与野外观察到同期岩枝状基性岩侵入到洪镇花岗岩中的现象一致。

图11 安庆洪镇花岗岩 w(Al2O3)/[w(MgO)+w(FeOT)]—w(CaO)/[w(MgO)+w(FeOT)]图解 (a)(底图据Altherr et al.,2000)和 w(Al2O3)/[w(TiO2)+w(MgO)+w(FeOT)—[w(Al2O3)+w(TiO2)+w(MgO)+w(FeOT)]图解(b)(底图据Patino Douce,1999)

洪镇花岗岩具有高Sr、低Nd和Hf同位素比值富集特征的Sr—Nd—Hf同位素组成,以及中元古代的模式年龄,指示其很可能起源于中元古代地壳的部分熔融。作为地壳深部物质的探针,虽然洪镇位于下扬子的长江中下游地区,但洪镇花岗岩所代表的中元古代时期地壳源区却在长江中下游同时期花岗岩上几乎没有反映。长江中下游～127 Ma左右的花岗岩具有A型特征,具有显著不同于洪镇花岗岩的、弱富集的Sr—Nd—Hf同位素(图7,9)以及高放射性成因Pb同位素组成(图8),表明其地壳源区显然不同于洪镇花岗岩,为更加年轻(中—新元古代增生)的地壳(彭戈等,2012;闫峻等,2012;Yan Jun et al.,2015)。而这种年轻地壳在下扬子地区普遍存在,形成于中—新元古代扬子板块周边俯冲增生的过程(周金城等,2014)。另外,作为变质核杂岩的同构造侵入中心岩体,洪镇花岗岩和与其韧性断裂带相接触的董岭群也具有显著不同的同位素组成,后者具有更加富集的Hf同位素组成(图9),指示其并非洪镇花岗岩的源区物质。

前人研究表明,大别造山带晚中生代早阶段花岗岩(>130 Ma)多具有低镁高锶低钇(Adakite质)的岩石地球化学性质(Li Shuguang et al.,2013),是俯冲折返的华南大陆岩石圈在碰撞造山带加厚背景下部分熔融的产物,该加厚地壳较为古老(模式年龄>2.3 Ga),被认定为俯冲华南陆壳的中下部(以北大别新元古代片麻岩为代表)(Zhao Zifu and Zheng Yongfei,2009; Liu Xiaoqing and Yan Jun,2020)。而晚期花岗岩(<130 Ma)为普通花岗岩,是在早期加厚下地壳拆沉后,随着地幔上涌,较浅部地壳深熔的产物(Li Shuguang et al.,2013),被认定为俯冲华南陆壳的上部(以中南大别片麻岩为代表),具有相对年轻的年龄(模式年龄<2.3 Ga)(Zhao Zifu and Zheng Yongfei,2009)。因此,经过印支期大陆深俯冲与折返,大别造山带晚中生代时期地壳具有双层结构,加厚的(>35 km)下部古老(太古宙—古元古代)地壳和其上部的(<35 km)较年轻(古—中元古代)地壳。洪镇花岗岩在岩石类型上、元素组成特征上以及同位素组成上,均与同时期的大别造山带花岗岩较为一致,表明两者具有相似的地壳源区,为古—中元古代地壳在正常地壳厚度下深熔的产物。

4.2 对洪镇地区基底构造格局的启示

具有类似构造演化历史的同一块体,在同一期构造—岩浆事件中,花岗岩往往具有相似的地球化学性质,即类似的地壳源区部分熔融,反映了大体一致的物理化学条件(Chen Jiangfeng and Jahn Bor—ming,1998;吴福元等,2007; Li He et al.,2012; 闫峻等,2012;彭戈等,2012),正因为如此,花岗岩的Nd或Hf同位素填图,可以有效划分具有不同构造演化历史块体的基底地壳结构(Chen Jiangfeng and Jahn Bor-ming,1998; Mole et al.,2015; 杜斌等,2016; Wang Changming et al.,2016)。

洪镇地区位于下扬子长江中下游地区,距离其西侧作为大别造山带和下扬子之间的边界断层—郯庐断裂带主断裂地表出露位置约30 km,其间还发育怀宁晚中生代火山岩盆地,传统上也一直被认为是长江中下游地区众多晚中生代火山岩盆地之一(常印佛等,1991)。洪镇岩体距离其东侧江北A型花岗岩带也仅15 km左右,期间也不存在有块体边界性质的断裂带。因此,洪镇花岗岩一直被认为是长江中下游地区众多早白垩世花岗岩体,而一起隆升出露的董岭群也被认为是长江中下游地区出露的最古老基底(邢凤鸣等,1993;Chen Jiangfeng et al.,2001)。虽然没有更加古老基底岩石的直接出露,但晚中生代岩浆岩中的继承或捕获锆石却指示了长江中下游地区可能也存在古老的基底,反映了其源区3.4～2.9 Ga、～2.65 Ga和～0.8 Ga的地壳增生,以及2.0～1.8 Ga、～0.8 Ga 和早白垩世的地壳再造事件,与整个扬子板块一致(Tang Huayun et al.,2012; Yan Jun et al.,2015)。从早白垩世花岗岩的角度,长江中下游地区基底地壳结构中普遍存在中—新元古代增生地壳,并作为花岗岩的主要源区在早白垩世被再造。虽然有太古宙—古元古代基底物质参与到长江中下游晚中生代早期花岗闪长岩中,但仅作为混染或岩浆混合中的端元物质出现(Yan Jun et al.,2015,2021)。

由于与扬子板块具有物质上的亲缘性,大别造山带分布的各种变质岩和岩浆岩,被认为是属于扬子板块(Zheng Yongfei,2008; Zhao Zifu and Zheng Yongfei,2009)。晚中生代时期,大别造山带地壳结构是经历过碰撞、深俯冲、折返后的重组,因而显然不同于作为俯冲前陆的扬子板块北缘(长江中下游地区)。长江中下游地区的地壳主要体现地堑的特征,岩石圈呈浅地幔动力学构造系统(杨文采,2023)。因此,具有不同构造演化历史的大别造山带和长江中下游地区,也具有不同的地壳结构,并表现在作为深部探针的花岗岩的地球化学性质上。大别造山带和长江中下游地区均发育强烈的晚中生代岩浆作用,时间跨度上基本重合,指示其发生在统一的构造动力学背景之下(Yan Jun et al.,2021)。而由于地壳结构的差异,对于同期花岗岩(～127 Ma),大别造山带主要起源于古—中元古代地壳的深熔,而长江中下游地区主要为中—新元古代地壳的活化(Yan Jun et al.,2021)。洪镇花岗岩的研究表明,其来源于更加古老的地壳物质,类似于大别造山带同期花岗岩。从基底组成的角度,洪镇地区基底地壳结构为大别造山带型,而非长江中下游型。

洪镇地区地表出露的沉积岩属于下扬子地层小区,而其深部地壳结构又与大别造山带类似,对于这种地壳上下结构分属两个构造单元的现象,王斌等(2012)认为下扬子地区地壳结构可能具有垂向和横向不均一性;而余顶杰等(2016)解释为郯庐断裂带造山后大规模左行平移事件之后,大别造山带中—下地壳物质穿过郯庐断裂带南段,下地壳流动所致,但并未给出相应机制。另外,地球物理资料表明,作为大别造山带和长江中下游地区的分界断层,郯庐断裂带南段向SE方向的倾角大约为50°(Schmid et al.,2001),洪镇地区之下30 km处的地壳也可能具有造山带属性。然而,位于洪镇西侧同时代的徐桥花岗岩体,距离郯庐断裂带更近,但其地球化学性质和长江中下游地区早白垩世花岗岩相似(余顶杰等,2016),表明郯庐断裂带南段的产状并不能解释洪镇地区双类型地壳结构的特征。最新研究表明,郯庐断裂带南段发生大规模左行走滑的时代为早白垩世早期,其东盘为被动盘,几乎处于静止状态。而西盘沿郯庐断裂带走向460 km范围内,出现了强烈缩短变形,表现为逆冲断层、褶皱、区域隆升和角度不整合,表现为主动盘(Lu Yuanchao et al.,2023)。因此,在早白垩世早期郯庐断裂带南段西盘向南的强烈挤压下,西盘(大别造山带)的下地壳发生流动,越过郯庐断裂带深入到长江中下游地区是完全可能的。结合徐桥花岗岩的位置,可以推测,这种下地壳流动并不是均匀的,仅局部发生,且不规则。

5 结论

(1)洪镇花岗岩的形成时代为126.2±2.0 Ma,与长江中下游地区晚中生代第三阶段A型花岗岩以及大别造山带晚中生代第二阶段花岗岩的形成时代一致,也与“黄山运动”时代一致。

(2)洪镇花岗岩为 I型花岗岩,起源于中低成熟度沉积岩的水致部分熔融。岩浆源区为古—中元古代地壳,具有大别造山带晚中生代时期中上地壳的属性。

(3)洪镇地区上下地壳结构分属长江中下游和大别造山带,其下地壳物质为郯庐断裂带西盘发生大规模主动挤压平移时,造成的大别造山带下地壳流动所致。

致谢：笔者等感谢王孝磊教授、章雨旭研究员等三位评审人,他们对本文稿提出了很好的修改意见。

注释/Note

❶ 安徽省地质调查院.2003.1∶250000太湖县幅地质图.

Geological Survey of Anhui Province.2003.1∶250000 Geological map of the Taihuxian.