地质科学  2016, Vol. 51 Issue (4): 1163-1180   PDF    
长江中下游地区晚中生代岩浆岩氧逸度特征及意义*

姚洪忠, 闫峻, 刘晓强, 刘建敏, 李全忠     
( 合肥工业大学资源与环境工程学院 合肥 230009 )
姚洪忠, 男, 1989年4月生, 硕士研究生, 矿物学、 岩石学、 矿床学专业。E-mail: ch38shm@163.com
2015-11-30 收稿, 2016-05-26 改回。
基金项目: 国家自然科学基金项目(编号: 41272074, 40972052)资助
通讯作者: 闫 峻, 男, 1966年5月生, 博士, 教授, 矿物学、 岩石学、 矿床学专业。本文通讯作者。E-mail: junyan@hfut.edu.cn
摘要: 长江中下游地区是我国东部重要的多金属成矿区, 区内中生代岩浆活动强烈, 可分为4个阶段。本文选择代表性岩石, 开展了锆石原位微量元素测试, 结合全岩数据, 应用拟合法、 插值法进行锆石氧逸度估算。结果表明: 相比插值法, 拟合法获得的锆石氧逸度数据结果更加准确集中, 分布趋势更加明显, 尤其修改的M估计估算方法可有效削弱拟合法估算过程中遇到的轻重稀土元素异常分馏等不利影响。最终确定, 基于全岩和锆石微量元素数据的最小二乘法估算结果更加符合实际。长江中下游地区晚中生代4个阶段岩浆岩的氧逸度普遍较高, 其中第1和第4阶段岩浆岩氧逸度相似, 为高氧逸度岩浆岩, 第2与第3阶段岩浆岩的氧逸度较低, 表现出晚中生代早期到晚期, 岩浆氧逸度从高降低、 再升高的变化趋势。各阶段岩浆岩的氧逸度高低与岩浆起源和成矿属性有着良好的对应关系。
关键词: 长江中下游      中生代岩浆岩      氧逸度      Ce4+/Ce3+      锆石     

中图分类号:P588.1, P611.1    doi: 10.12017/dzkx.2016.053

长江中下游地区是我国著名的内生多金属成矿带, 一直受国内外学者广泛关注, 自20世纪70年代以来, 在构造-岩浆-成矿方面取得一系列重要进展(常印佛等, 1991; 邢凤鸣, 1999; Chen et al., 2001, 2014; Yan et al., 2008, 2015; 周涛发等, 2008, 2012; Liu et al., 2010a; 王鹏程等, 2012)。研究表明, 该区中生代岩浆岩活动可分为4个阶段(刘建敏等, 2014; Yan et al., 2015): 第1阶段148~134 Ma, 主要包括发育在鄂东南、 九瑞、 铜陵、 安庆等隆起区的侵入岩, 以钙碱性花岗闪长岩为主, 与矽卡岩型和热液型多金属矿床成因相关; 第2阶段133~127 Ma, 主要发育在凹陷区, 包括金牛、 怀宁、 庐枞、 繁昌、 宁芜、 溧阳和溧水盆地的火山岩和次火山岩, 其中次火山岩是大规模玢岩型铁矿的成矿岩浆岩; 第3阶段126~123 Ma, 既可发育于隆起区, 又可产出于凹陷区, 主要为A型花岗岩, 仅与小型低温热液型Au、 U矿有关; 第4阶段109~102 Ma, 仅发育在宁镇地区, 岩石类型和成矿特征与第1阶段相似(徐祥等, 1994; 邢凤鸣等, 1999; 徐夕生等, 2004; 陈江峰等, 2005; 楼亚儿等, 2006; Wang et al., 2006, 2014; 谢桂青等, 2006; 杜杨松等, 2007; 闫峻等, 2009, 2012; 刘春等, 2012; 彭戈等, 2012; 孙洋等, 2014; Chen et al., 2014)。现有研究发现, 第1阶段岩浆岩多表现出高氧逸度特征(Wang et al., 2013a), 但目前对各阶段岩浆岩氧逸度的系统对比研究依然缺乏。

随着实验岩石学的发展、 高精分析测试手段的进步以及热力学模型的逐渐完善, 岩浆氧逸度估算的方法更加多样, 相关参数的测定更加准确。但目前氧逸度的估算依然还处于经验公式阶段, 带有统计性质, 要求尽可能大的数据量使结果更加准确。在变价元素估算氧逸度方法中, 全岩或矿物的Fe3+/Fe2+(Sack et al., 1980; Kilinc et al., 1983; Blevin, 2004; 韩江伟等, 2009)及锆石的Eu3+/Eu2+ 与Ce4+/Ce3+(Ballard et al., 2002; Trail et al., 2011, 2012; Burnham and Berry, 2012)较为常用。其中用锆石原位微量元素估算氧逸度是近几年随着测试技术方法的成熟而发展起的方法, 已有较成熟的估算公式。而锆石一般被认为是普遍存在于3大岩中并具有较高封闭温度的稳定副矿物(Cherniak and Watson, 2003), 其抗风化抗蚀变能力强, 能在深部地壳中很好地保持其形成时的物理化学特征, 尤其是U-Pb同位素体系, 现已被广泛用于年代学研究; 且LA-ICP-MS在廉价快速准确地进行锆石原位U-Pb定年的同时, 还能对锆石进行微量元素测定, 特别是所测定的微量元素Ti, 可用于锆石温度的计算, 这为锆石氧逸度具体数值的估算以及不同时代锆石氧逸度和温度的对比带来极大便利。

本次工作对长江中下游地区晚中生代不同阶段代表性岩体, 开展了全岩微量及锆石原位微量元素测试分析, 进而对各阶段氧逸度进行估算和统计, 并尝试不同的估算方法, 以期得到更准确的结果, 从而确定本地区各阶段岩浆岩氧逸度特征, 探讨其成岩成矿的意义。

1 地质背景及样品描述

下扬子地区处扬子地块东北缘, 北以襄樊-广济断裂和郯庐断裂与大别造山带分开, 南以江山-绍兴断裂与华夏地块接壤(图 1), 西起湖北, 东至上海。区内以常州-阳新断裂带为界, 可划分为长江中下游地区和江南造山带。目前发现的扬子地块最古老的变质基底是崆岭群, 出露在长江三峡段, 其片麻岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为3.3 Ga(Gao et al., 2011)。另外, 在安徽安庆洪镇地区有几十平方千米的董岭群古老变质岩出露, 其中夕线石、 堇青石钾长片麻岩中锆石年龄为2 370±2 Ma~2 377±10 Ma之间(Grimmer et al., 2003)。在下扬子江南造山带出露新元古界上溪群浅变质岩, 震旦系和古生界地层不整合覆盖其上。震旦系-三叠系海相地层在本地区广泛发育, 仅在早-中泥盆统有沉积间断。印支期的碰撞结束了本地区的海相沉积, 之后以陆相沉积为主。

图1 长江中下游地区中生代岩浆岩分布图及采样位置 Fig.1 Tectonic sketch map show the distributions of the Mesozoic magmatic rocks and the locations of samples in the Middle-Lower Yangtze River

长江中下游地区受特提斯构造域、 古太平洋构造域和深部壳幔作用的控制, 形成了中生代转换构造背景下的断隆-断凹次级构造格局以及丰富多样的铁铜金等多金属矿床组合(常印佛等, 1991; 翟裕生等, 1992; 周涛发等, 2008, 2012), 多金属矿床(点)目前有200多个, 从西到东依次分为鄂东南、 九瑞、 安庆-贵池、 庐枞、 铜陵、 宁芜和宁镇七大矿集区(图 1)。其中, 铜陵、 安庆-贵池、 九瑞、 宁镇等矿集区位于断隆区, 庐枞、 宁芜矿集区位于断凹区, 而鄂东南矿集区则具有断隆区和断凹区的过渡性质(周涛发等, 2008)。此外, 在断凹区形成了一系列沿长江串珠状发育的断陷火山岩盆地, 自西向东依次为金牛、 怀宁、 庐枞、 繁昌、 宁芜、 溧水和溧阳(图 1)。由于与大型铁矿成因密切相关, 对宁芜和庐枞盆地火山岩的研究程度较高(闫峻等, 2013)。

长江中下游地区广泛发育4阶段燕山期岩浆岩(刘建敏等, 2014; Yan et al., 2015), 第1阶段岩浆岩主要分布在鄂东南、 九瑞、 安庆-贵池和铜陵等断隆区; 第2阶段分布在沿江的火山岩盆地内; 第3阶段沿长江两岸(安徽段)分布(图 1), 第4阶段仅发育在宁镇地区。本文在前人研究的基础上(闫峻等, 2009, 2013; 吴星星等, 2011; 彭戈, 2012; 彭戈等, 2012; 刘建敏等, 2014; Yan et al., 2015), 选取各阶段代表性样品, 进一步开展了锆石原位微量元素分析。样品的基本特征见 表 1图 2, 采样位置见 图 1

表 1 长江中下游地区晚中生代岩浆岩样品的基本特征 Table 1 Sample list of the Late Mesozoic magmatic rocks from the Middle-Lower Yangtze River

图2 长江中下游地区晚中生代岩浆岩部分样品镜下照片 Afs. 碱性长石, Pl. 斜长石, Qtz. 石英, Amp. 角闪石, Kfs. 钾长石, Ttn. 榍石, Ap. 磷灰石, Mag. 磁铁矿。第1阶段: a, b. 沙滩脚石英闪长岩, c. 小铜官山石英闪长岩; 第2阶段: d. 大王山组角闪粗安岩, e. 江镇组粗面岩; 第3阶段: f. 茅坦岩体钾长花岗岩, g. 贵池岩体钾长花岗岩; 第4阶段: h. 安基山花岗闪长斑岩 Fig.2 Microphotographs of the Late Mesozoic magmatic rocks in the Middle-Lower Yangtze River
2 实验分析测试方法

样品粉碎在河北诚信地质服务有限公司进行。全岩微量元素在合肥工业大学资源与环境工程学院质谱实验室测定, 使用溶液-电感耦合等离子质谱仪(SN-ICPMS)完成。仪器型号为Agilent公司生产的ICP-MS 7500cx系列, 采用HF+HNO3密封消解法, 采用115In-103Rh双内标校正系统和模拟天然岩石含量组成比的基体匹配标准溶液做内外标, 在Nogas和He双模式结合下检测。分析精度优于10%。

锆石原位微量元素用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行分析, 在合肥工业大学资源与环境工程学院质谱实验室完成。先将样品破碎、 浮选和磁选等以挑出锆石单矿物, 再在双目显微镜下手工挑出不同晶形颜色、 无明显包裹体、 透明度较好的锆石, 用双面胶粘在载玻片上, 罩上PVC环, 用环氧树脂等进行铸胶, 待树脂充分固化后, 将靶含锆石的一面抛光, 以充分露出锆石内部结构, 并进行阴极发光电子(CL)照相, 以确定锆石类型及其内部结构, 为LA-ICP-MS锆石测试选点提供依据。ICP-MS型号Agilent 7500a, 激光剥蚀系统GeoLasPro, 其激光波长为193 nm, 斑束直径为32 μm, 频率为6 Hz, 单点时间为90 s, 背景采集时间为25 s, 信号采集时间为50 s。测试时, 用NIST610玻璃作外标, 锆石标样91500进行元素分馏校正, 锆石标样Mud Tank作同位素监控样。测试数据的处理用ICPMSDataCal软件完成(Liu et al., 2008, 2010b)。本次用于氧逸度估算的锆石原位微量元素测试点(简记为锆石点)均为U-Pb年龄谐和度大于90%的非继承锆石。

3 锆石氧逸度估算方法

氧逸度即有效氧分压, 用fO2 表示。熔体-流体的氧逸度可由所形成矿物中变价元素的价态来确定(凌洪飞, 2011), 其数值小, 故常以对数形式表示, 如log10(fO2)。氧逸度与温度压力密切相关, 尤其是温度, 所以给出fO2 值时, 往往要指出相应温压条件。为直观简洁, 常将氧逸度表示成相对于氧化还原缓冲剂(redox buffer)的形式, 如ΔFMQ、 FMQ+1(表示比缓冲剂FMQ高出1个对数单位, FMQ为铁橄榄石-磁铁矿-石英组合)。

确定锆石氧逸度的方法主要有以下两种: 1)锆石相对氧逸度: 利用锆石Ce4+/Ce3+ 比值反映氧逸度的相对大小(Ballard et al., 2002)。具体运用时, 除了要得到锆石和全岩中的Ce浓度外, 还要用晶格应变模型(Blundy and Wood, 1994; Wood and Blundy, 1997)整理的公式(详见Ballard et al., 2002)拟合求出Ce3+和Ce4+ 对应的分配系数, 之后锆石Ce4+/Ce3+ 比值再与Eu异常(即EuN/EuN*)联合作图; 2)锆石绝对氧逸度: 通过锆石/全岩分配系数Ce异常(即CeD/CeD*)和锆石Ti温度计估算fO2 的具体值(Trail et al., 2011, 2012)。具体运用时, 周久龙等(2013)Yang et al.(2014)直接用La、 Pr插值求出的锆石球粒陨石标准化Ce异常(CeN/CeN*)代替CeD/CeD*进行绝对氧逸度计算, 省去了测定全岩微量的麻烦, 但这样做会忽略成岩环境或全岩数据带来的影响, 从而缩小了各样品间的氧逸度差异, Qiu et al.(2013, 2014)考虑到了传统的插值法求Ce异常时, 锆石中La、 Pr含量低误差大, 造成Ce异常值误差大波动大的情况, 先用晶格应变模型拟合出未异常时Ce*的分配系数, 再按定义求出Ce异常, 最后用Ce异常算出的绝对氧逸度与温度联合作图, 并以缓冲线作为背景参照。这样能充分利用更多的锆石及全岩微量元素, 增加氧逸度统计的可信度, 但在拟合过程中, 锆石可能会发生强烈轻重稀土分馏而使个别拟合点偏离理想线性模型, 而传统的最小二乘法对这些异常点较为敏感, 要得到更加准确的结果, 需人工剔除异常点。为避免人工剔除异常点的主观性以及得到更准确的结果, 本文根据锆石氧逸度拟合数据分布的特点, 从稳健回归方向考虑, 将M估计与加权平均数相结合, 一次拟合一组属于同一全岩的锆石点, 并考虑锆石微量元素测试误差, 还兼顾组内锆石点间因稀土半径相近、 性质相似造成的拟合线“近平行”状况, 因而可准确识别异常点, 有效削弱轻重稀土异常分馏等带来的影响。其中, M估计(即M-estimators, 详见Huber and Ronchetti, 2009)可看作最小二乘法的引申, 其原理是根据残差赋予数据不同的权, 残差越大, 赋予的权越小, 可用加权最小二乘法的形式迭代求解(王海娜, 2013), 因而在保持一定稳健性的同时, 还简单快速、 使用方便, 并能以加权平均数调整迭代初始值, 方便添加“近平行”的约束条件。

为得到更可靠的结果, 本文将尝试上述方法并作适当的比较, 因此本文估算的氧逸度分为相对氧逸度和绝对氧逸度, 相对氧逸度由拟合法求得, 绝对氧逸度由插值法和拟合法求得。其中, 插值法可直接用La和Pr求出Ce异常, 再进行氧逸度估算; 而拟合法包括最小二乘法和修改的M估计, 要先用晶格应变模型拟合出Ce3+(可代替Ce*)和Ce4+ 的分配系数, 再进行氧逸度估算, 具体运用时, 用Nd、 Sm和Gd~Lu这10个稀土元素拟合Ce3+ 分配系数, 用Zr、 Hf和Th这3个微量元素拟合Ce4+ 分配系数; 同时, 为与(Ce/Ce*)D和(Ce/Ce*)N两种Ce异常估算的绝对氧逸度相对应, 本文给出相应的锆石 DN值。

图3 长江中下游地区晚中生代四阶段岩浆岩锆石与EuN/EuN* 特征及对比 a, c. 锆石/全岩分配系数得出的 D-EuN/EuN*散点图; b, d. 锆石球粒陨石标准化得出的 N-EuN/EuN*散点图(球粒陨石值据Anders and Grevesse, 1989); 其中a和b为最小二乘法估算的结果, c和d为修改的M估计估算的结果; 智利斑岩型铜矿含矿与不含矿岩数据引自Ballard et al., 2002, 德兴斑岩型铜矿含矿数据引自Zhang et al., 2013, 沙坪沟钼矿含矿数据张红等, 2011, 大宝山钼矿含矿数据引自Li et al., 2012; 图中标出的范围圈用R语言aplpack 包中的bagplot生成, 可看作二维的箱线图, 圈内包含50%的数据点, 生成的核心点坐标与二维中位数(即横纵坐标分别取中位数)相近, bagplot方法详见Rousseeuw et al., 1999 Fig.3 The characteristics of and EuN/EuN* from zircon in the Middle-Lower Yangtze River
4 估算结果分析

由于数据量大, 本文仅给出每组样品加权平均数用各种方法计算氧逸度结果(表 2)。

表 2 锆石微量加权数所估算的氧逸度 Table 2 Oxygen fugacity calculated by weighted average of trace elements in zircon

各种方法的相对氧逸度估算结果见 图 3。对于锆石/全岩分配系数估算的相对氧逸度, 最小二乘法和修改的M估计的估算结果大致相同(仅能从bagplot核心坐标得知, 修改的M估计比最小二乘法略微偏高), 均给出了相似的各阶段岩浆岩演化趋势。长江中下游地区中生代各阶段岩浆岩均表现出相对较高的氧逸度特征, 第1和第4阶段岩浆岩的氧逸度相似, 第2和第3阶段的氧逸度相似, 且1、 4阶段明显高于2、 3阶段(图 3a图 3c); 但对于锆石/球粒陨石估算的相对氧逸度, 最小二乘法和修改的M估计两种方法估算结果(图 3b, 图 3d)的趋势有些不同,一方面上述变化趋势的显著性降低, 另一方面, 第3阶段比第1阶段岩浆岩的 N略高, 这与实际地质意义不符(见下节), 表明用全岩微量元素和锆石微量元素数据估算的氧逸度更加符合实际, 从简单实用及普及性考虑, 本文选择 图 3a作为相对氧逸度估算的最终结果。

①Wolf H P and Bielefeld U. 2014. Aplpack: Another Plot PACKage: stem. leaf, bagplot, faces, spin3R, plotsummary, plothulls, and some slider functions. R package version 1.3.0. https://CRAN. R-project.org/package=aplpack

由于最小二乘法和修改的M估计估算结果的分布趋势大致一致, 对于绝对氧逸度, 我们仅给出插值法和最小二乘法的结果对比(图 4)。

图4 长江中下游地区晚中生代岩浆岩氧逸度ΔFMQ对比(图例同 图 3) MH. 磁铁矿-赤铁矿缓冲剂, FMQ. 铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂, IW. 自然铁-方铁矿缓冲剂(相应公式均引自Myers and Eugster, 1983; 公式适用压力为105Pa, 但对本文影响不大, 可参考Ulmer, 1971Ballhaus et al., 1991的压力矫正项); 为直观显示各阶段氧逸度高低, 本文的绝对氧逸度表示成相对于FMQ的形式, 即ΔFMQ=log10(fO2)-FMQ Fig.4 The contrast of oxygen fugacity in the samples from the Middle-Lower Yangtze River

图 4可知, 长江中下游地区晚中生代岩浆岩绝对氧逸度总体偏高, 与赵博等(2014)提到的“地幔和许多花岗质岩浆的氧逸度均低于MH”磁铁矿-赤铁矿氧化还原缓冲线不符。造成绝对氧逸度总体偏高的原因可能有: 1)锆石微量元素测试精度不够, 尤其是La、 Pr、 Ti等微量元素。2)拟合方法问题, 本文晶格应变模型所选半径为Shannon(1976)八面体有效离子半径, 如果用其他半径, 如shannon六面体晶体半径, 算出的氧逸度会低1~2个对数单位, 另外如果直接用更原始的Onuma图解(Onuma et al., 1968), 拟合效果可能会更好, 但这相当于没有公式里r0=0.84的限制, 可能只注重拟合而忽略相关热力学理论。3)晶格应变模型公式拟合的都是等价离子, 因此拟合出的Ce *严格来说仅代表Ce3+, 而锆石Ce3+ 很低, 这可能使Ce异常Ce/Ce *偏大, 从而使氧逸度整体偏高。

长江中下游地区4阶段岩浆岩用插值法得到的绝对氧逸度结果比较分散(图 4a图 4b), 且趋势也没有最小二乘法拟合得到的结果明显(图 4c图 4d)。尤其是, 插值法锆石/全岩和锆石/球粒陨石, 以及最小二乘法锆石/球粒陨石法估算的结果中, 第3阶段岩浆岩的绝对氧逸度高于第1、 第4阶段岩浆岩, 这不仅和相对氧逸度估算结果有很大偏离, 和实际地质意义也不符合, 再次说明基于锆石/球粒陨石数据估算结果有较大偏差, 不建议采用。因此, 对于绝对氧逸度, 我们选择 图 4c作为可信结果。第1、 第4阶段岩浆岩绝对氧逸度和锆石温度相似, 均表现为高氧逸度和低温的特征, 而第2阶段岩浆岩具有最低的绝对氧逸度特征, 同时和第3阶段岩浆岩都表现为高温岩浆的特点。

5 氧逸度特征及其地质意义

长江中下游地区中生代4阶段岩浆岩均表现出较高的氧逸度特征, 其中, 无论是相对还是绝对氧逸度, 第1、 第4阶段相近, 而第2、 第3阶段相似, 表现出从早到晚, 岩浆氧逸度从高降低、 再升高的变化趋势(图 3a, 图 4c)。而在锆石温度变化上, 则呈现出从早到晚, 低-高-低的变化特征(图 4c), 第2、 第3阶段岩浆岩具有较高的岩浆温度。

氧逸度影响元素价态, 与成矿岩浆的源区、 演化及成矿背景等都有着密切关系, 尤其斑岩型铜(金)矿床(Blevin and Chappell, 1992; Hedenquist and Lowenstern, 1994; Ballard et al., 2002; Sun et al., 2004, 2013; Liang et al., 2006; Li et al., 2012; Jiang et al., 2014)。铜金等亲硫元素的性质受还原态S2- 的控制, 硫的性质受氧逸度的控制, 在岩浆形成过程中, 高氧逸度使源区硫化物以硫酸盐形式大量熔出, 同时, 硫化物的不饱和又有利于铜金等通过岩浆演化进一步富集; 到磁铁矿等氧化物结晶时, 岩浆体系的氧逸度降低使硫酸根被还原, 还原的硫(S2-)又与岩浆流体中的铜金等结合, 从而使金属从流体相中剥离, 最终参与到成矿过程中(Sun et al., 2013; Jiang et al., 2014)。因此, 岩浆起源于高氧逸度源区, 有利于Cu等金属元素活化进入岩浆, 往往对成矿更加有利。而进一步研究表明, 环太平洋斑岩型铜多金属成矿带的成矿斑岩体绝大多数为俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克岩(Sun et al., 2010), 其与斑岩铜矿的关系实质上是由于埃达克岩浆具有较高的氧逸度(Imai et al., 2002; Mungall et al., 2002), 而大陆内部一些矿床的研究, 也发现成矿斑岩体往往比同生的非成矿斑岩体具有更高的氧逸(Liang et al., 2006, 2009)。

长江中下游地区晚中生代第1阶段岩浆岩主要发育在鄂东南、 九瑞、 安庆和铜陵矿集区, 与铜金多金属成矿密切相关(周涛发等, 2012), 岩石类型以花岗闪长(斑)岩为主, 普遍具有埃达克质岩石的高Sr低Y地球化学特征(Wang et al., 2006, 2013a; Liu et al., 2010a; Li et al., 2009, 2013; Yan et al., 2015)。近年来, 关于第1阶段岩浆岩的成因主要有两种观点: 1)是在古太平洋板块和伊泽纳奇板块之间洋脊西向俯冲的背景下, 板片窗打开引发俯冲洋壳部分熔融形成(Ling et al., 2009; Liu et al., 2010a; Wang et al., 2013a, 2013b); 2)是古太平洋板块低角度俯冲, 岩石圈地幔受到俯冲板片析出流体/熔体的交代而发生部分熔融, 幔源岩浆底侵到壳幔边界, 引发下地壳部分熔融, 两者混合的岩浆经过一定程度的结晶分异作用形成(Li et al., 2009, 2013; Wang et al., 2013a; Yan et al., 2015)。第4阶段岩浆岩和第1阶段岩浆岩在岩石类型、 成矿属性等方面具有高度的相似性, 也是具有埃达克质岩石的地球化学属性(Xu et al., 2002), 以花岗闪长岩为主, 与铜金多金属成矿密切相关(周涛发等, 2012)。成因上, 主要认为该阶段岩浆岩形成于俯冲交代的背景下(孙洋, 2012), 和第1阶段岩浆岩类似。目前, 对控制岩浆氧逸度高低的因素依然处在探索阶段, 但对于与俯冲交代有关的岩浆岩, 往往具有富水和高的氧逸度的特征已然得到广泛的认可(Burnham and Ohmoto, 1980; Ballard et al., 2002; Garrido et al., 2002; Imai, 2002; Mungall, 2002; Liang et al., 2006; Stern et al., 2007; Kelley and Cottrell, 2009; Sillitoe, 2010; Sun et al., 2013)。俯冲板片携带大量的富集Fe3+ 的陆源碎屑沉积物, 俯冲洋壳也因为海水蚀变而氧逸度增高, 这些都可能使得受到俯冲板片析出流体/熔体交代的地幔楔氧逸度增高, 同时, 由俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克质熔体也具有较高的氧逸度。因此, 长江中下游地区晚中生代第1、 第4阶段岩浆岩无论是起源于俯冲交代的岩石圈地幔和下地壳熔体的混合, 还是俯冲蚀变洋壳的部分熔融, 都将具有高氧逸度特征, 这与本次估算的氧逸度结果是一致的。岩浆源区高的氧逸度使得S以SO42- 的形式存在, 而SO42- 在岩浆中的溶解度是S2- 的10倍以上(Sun et al., 2015)。这样, Cu、 Mo、 Au等金属元素主要以硫化物的形式存在将随着S元素价态的变化而分解, 大量进入到岩浆之中, 从而产生成矿岩浆(Sun et al., 2015)。这种机制和本地区第1、 第4阶段岩浆岩成矿特征也高度吻合。

长江中下游地区晚中生代第2阶段岩浆岩主要发育在火山岩盆地内, 以火山岩和次火山岩为主, 包括发育在庐枞、 宁芜等大型盆地内的shoshonite系列岩石以及发育在金牛、 怀宁和繁昌盆地内的双峰式高钾钙碱性系列岩石, 这些岩石被认为主要起源于受到俯冲流体交代的岩石圈地幔以及壳幔混合(闫峻等, 2005; Yan et al., 2008; 刘春等, 2012; Chen et al., 2014; 薛怀民等, 2015), 和大规模玢岩型铁矿成因相关(周涛发等, 2012)。因此, 这些岩石具有较高的氧逸度特征也是和其岩浆源区有俯冲流体/熔体交代有关。但其成矿特征以及相对氧逸度和第1、 第4阶段岩浆岩明显不同, 可能和浅部岩浆演化过程有关(Sun et al., 2015), 也暗示有更多未知的因素影响岩浆岩最终的氧逸度高低(Wang et al., 2013a)。第3阶段主要为A型花岗岩, 岩石类型为正长岩(A1型)和钾长花岗岩(A2型)(Li et al., 2012; Yan et al., 2015)。前者被认为是在洋脊俯冲背景下, 板片窗打开, 上涌的地幔减压部分熔融形成(Li et al., 2012)或在陆弧环境转变为弧后拉张环境下的壳幔岩浆混合(Yan et al., 2015); 而后者主要起源于下扬子中元古代增生地壳的重熔作用(Yan et al., 2015), 而中元古代增生地壳普遍遭受过浅部的水岩相互作用而具有较高的 δ18 O 值, 反映在新元古代岩浆岩中(Wu et al., 2006; Wang et al., 2013b), 因而也将具有较高的氧逸度特征。一方面, 无论是俯冲背景下形成的A1型花岗岩还是经历过浅部水岩相互作用的A2型花岗岩, 具有相对较高的氧逸度都在情理之中; 另一方面, 这些花岗岩主要还是地壳物质在干的条件下部分熔融形成, 可能相比俯冲板片析出流体/熔体的氧逸度还是要显著偏低。这与本次估算的氧逸度变化特征一致。

可见, 在用氧逸度特征匹配成矿属性时, 区域内不同岩石类型、 不同形成期次的岩浆岩采用同种估算方法进行结果对比研究, 比仅依据单个或同类型岩浆岩的氧逸度估算结果, 将给出更加有意义的结论。同时, 影响氧逸度的因素很多, 依然处在探索之中, 把氧逸度高低和成矿能力大小或成矿类别相联系, 还需和更多的地质观察研究相结合。

6 结论

通过尝试不同方法对长江中下游地区晚中生代4个阶段岩浆岩进行氧逸度估算, 得到以下结论:

(1)估算锆石氧逸度时, 拟合法比插值法更有优势, 它可获得更准确集中的氧逸度数据, 使氧逸度分布趋势更加明显, 但与插值法相比, 可能会总体略偏高。

(2)修改的M估计可有效避免拟合法估算氧逸度时遇到的轻重稀土元素异常分馏等情况, 不过进行大量统计时, 与配合岩浆-热液锆石判别图的最小二乘拟合法相比, 优势不明显。

(3)长江中下游地区晚中生代四期岩浆岩的氧逸度普遍较高, 其中第1、 第4阶段相近, 而第2、 第3期阶段相似, 表现出从早到晚, 岩浆氧逸度从高降低、 再升高的变化趋势。各阶段岩浆岩的氧逸度高低与其岩浆起源和成矿属性有着较好的对应关系。

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Characteristics of oxygen fugacity of the Late Mesozoic magmatic rocks in the Middle-Lower Yangtze River belt and its significance

Yao Hongzhong, Yan Jun, Liu Xiaoqiang, Liu Jianmin, Li Quanzhong     
( School of Resource and Environment Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009 )
Abstract: The Middle-Lower Yangtze River belt is an important polymetallic mineralized area in the eastern China, where widely cropped out Mesozoic magmatisms which can be divided into four stages. Representative rocks from the four stages magmatisms were selected for the in-situ zircon and whole-rock trace elemental analysis. Using these data, the zircon oxygen fugacity were estimated by methods of interpolation and fitting respectively. The results indicate that fitting method has more advantages over interpolation method on zircons oxygen fugacity estimation, because of more accurate and agminate in oxygen fugacity data and more obvious distribution trend. Besides, the modified M-Estimator method can effectively avoid the abnormally fractionate between the LREE and the HREE during oxygen fugacity estimation by fitting method. Finally, we consider that the least square method based on trace elements of zircon and whole-rock is more consistent with the actual situation. Estimated results show that all the four stages magmatic rocks in the Middle-Lower Yangtze River belt have relatively high oxygen fugacity. Among them, the first and fourth stage magmatic rocks have similar higher oxygen fugacity than the second and third stage rocks. Form the early to late stage magmatisms, the magmatic oxygen fugacity represents a high-low-high trend, which can well correspond to their magma origin and metallogenic attributes.
Key words: The Middle-Lower Yangtze River belt     Mesozoic magmatic rocks     Oxygen fugacity     Ce4+/Ce3+     Zircon