岩石学报退稿事件张旗

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九瑞地区中生代岩浆活动及其与成矿关系

罗小洪

（江西省地质调查研究院，向塘330201）

摘要：通过对九瑞地区中生代不同时期形成的花岗岩的研究，认为该区主成矿期前（160～200Ma）形成C型埃达克岩，这时的地壳是增厚的地壳（＞40km），随后在该地区的软流圈地幔上涌和岩石圈的伸展减薄作用过程中，形成Ⅰ型花岗岩（130～160Ma）及其有关矿床，达到该地区铜金成矿高峰期。随着地壳减薄作用进一步加强，岩浆活动和成矿作用减弱。不但强调Ⅰ型花岗岩的成矿专属性，而且也强调成矿时间，强调大地构造环境转换期成矿。

关键词：C型埃达克岩；大地构造环境转换；成矿；九瑞

岩浆岩是地球动力学过程的记录之一，也是研究壳幔作用与成矿的窗口。岩浆活动是本区铜金成矿的主导因素。探讨伸展造山作用与成矿的关系，研究者比较多（马长信等，1999；卢树东等，2004）。本文将从研究该区中生代岩浆岩的成因的不同，以及从其岩石地球化学特征对比出发，探讨该区中生代地壳线型减薄作用。从而证明与形成武山、城门山矿床有关的代表主成矿期的花岗岩为Ⅰ型花岗岩，应为增厚（＞40km）地壳在减薄过程中形成的，在地壳减薄到一定程度后，地幔物质混入，形成与矿有关的武山、城门山花岗闪长斑岩，强调大地构造环境转换期成矿。

1 区域中生代岩浆活动概况

区内中生代岩浆活动较强，以小型岩体成带展布为特征。出露约30个小岩体，呈北西西和北东东向带状分布，呈北西西向近纬向线性分布为主成矿期前和主成矿期花岗岩，范围约900km2，单个岩体出露面积为0.01～2.5km2，总面积约14km2。另一条为主成矿期后花岗岩带，近北北东向沿赣江断裂带呈带状展布。其中城门山、武山、东雷湾3个岩体呈岩株产生，其他岩体呈岩墙或岩脉。主成矿期岩体以武山（140Ma）、城门山花岗闪长斑岩体（148Ma）为代表，主成矿期前岩体以东雷湾（196Ma）、宝山（176Ma）花岗闪长斑岩体为代表，主成矿期后则为武山煌斑岩（107Ma）、城门山石英斑岩（103Ma）和沿赣江断裂带分布的星子二云母花岗岩（100Ma）、海会变斑状（眼球状）花岗岩（107Ma）为代表。岩体属浅成－超浅成相，岩石类型主要有闪长岩、石英闪长玢岩、花岗闪长岩与石英斑岩等，其中以花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩占绝对优势。造岩矿物主要由斜长石、钾长石、石英组成，其次为黑云母、角闪石。岩石以斑状结构为主。

2 区内3个时期的岩浆岩特征

2.1 岩浆岩研究概况

主成矿期前形成的东雷湾，宝山花岗闪长斑岩体为C型埃达克岩。埃达克岩（adakite）是1978年在阿留申的Adak岛上发现的（Kay，1978），Defant et al.和Drummond et al.（1990）从现代火山弧中厘定出一种新的富钠火成岩——“adakite”（绝大多数学者给出的中文译名为埃达克岩），现己引起广泛关注（张旗，王焰，1999；李献华，2002，等）。

张旗、李献华、熊小林（2001）在研究中国东部和西部燕山期岩浆作用时，发现有许多中酸性火山岩和侵入岩类似埃达克岩的地球化学特征，但它们是陆相的，产于板内环境，其成因与板块的消减作用无关，而可能是加厚的陆壳底部的基性岩部分熔融形成的，因此，埃达克岩可分为O型和C型的两类，O型埃达克岩与板块的消减作用或玄武岩底侵作用有关，C型埃达克岩则是加厚的地壳底部的中－基性岩部分熔融的产物。C型埃达克岩富K（大部分仍然是钠质的，即K2O/Na2O＜1，少数为钾质的），产于大陆内部，可能是玄武岩浆底侵到加厚的陆壳（＞40km）底部导致的下地壳中基性变质岩部分熔融的产物。两类埃达克岩的对比见表1。

表1 两类埃达克岩的对比

主成矿期形成的武山、城门山花岗闪长斑岩，为Ⅰ型花岗岩。谢桂青，胡瑞忠，贾大成等（2002），认为主成矿期后形成的武山煌斑岩为挤压隆起转变为拉张裂陷，在软流圈上涌和岩石圈伸展拉张时形成的基性岩脉。

2.2 3个不同时期花岗岩的岩石学、岩石化学特征

2.2.1 样品采集与测试

主成矿期前的东雷湾和宝山岩体，样品分别采自两个岩体的坑道中，样品送中国科学院地球物理地球化学勘查研究所分析，其中Ce、La、Sc、Y、Dy、Er、Eu、Gd、Ho、Hf、Lu、Nd、Pr、Sm、Tb、Tm、Yb、Ta、Co、Cs、Ni、Th、Nb、U采用等离子体质谱法，Ba、Sr、Cr、Rb、V、Zr采用压片法X－射线荧光光谱法，SiO2、Al2O3、MgO、CaO、TFe2O3、Na2O、K2O、TiO2、P2O5、MnO采用熔片法X－射线荧光光谱法，CO2采用电导法， ＋采用重量法，FeO采用容量法。主成矿期为武山和城门山岩体，样品成果引自《江西省花岗岩类的基本特征及与钨矿成矿的关系》（刘家远等，1983）。主成矿期后的基性岩脉样品，引自谢桂青等（2002），样品采自武山铜矿区的斑岩脉，其岩石化学样品分析者为中国科学院地球化学研究所李荪蓉，微量元素样品由中国科学院地球化学研究所电感耦合等离子体－质谱（ICP－MS）实验室漆亮分析。

2.2.2 岩石学特征

东富湾、宝山岩体主要岩性为花岗闪长斑岩，斑状结构，基质显微花岗结构，块状构造。其中斑晶：斜长石30％，石英2％，角闪石7％，黑云母2％；基质：斜长石10％，钾长石20％，石英20％，黑云母少量，角闪石少量；斑晶多为1～5.5mm，基质主要矿物粒径0.05～0.2mm；副矿物榍石少量，磷灰石、锆石、磷铁矿和钛铁矿微量。

武山、城门山岩体主要岩性为花岗闪长斑岩，斑状结构，基质显微花岗结构，块状构造。其中斑晶：斜长石36％，钾长石2％，石英4％，黑云母6％，角闪石7％；基质：斜长石8％，钾长石15％，石英16％，黑云母2％，角闪石1％；副矿物磷灰石、榍石、锆石、金孔石微量。

武山基性岩脉主要岩性为闪斜煌斑岩，黑绿色，主要由斜长石和角闪石组成，少量的石英和黑云母，有时出现辉石和橄榄石，斑晶以角闪石为主，含有部分斜长石，基质大小为0.05～0.03mm，主要以斜长石为主，含有少量角闪石，具有典型的煌斑结构，仅见少量的碳酸盐蚀变。

2.2.3 岩石化学特征

本区代表性岩体岩石化学分析结果见表2。从表2可看出，东雷湾和宝山岩体岩石化学成分与张旗等（2001）研究的C型埃达克岩相似。在岩浆岩的MgO－SiO2图解上（图1），可看出东雷湾、宝山岩体与武山、城门山岩体的SiO2含量相近，变化不大，但MgO含量前者远小于后者，武山煌斑岩就更高，说明后者上地幔物质含量较前者高，东雷湾与宝山岩体皆落入埃达克岩区，城门山岩体也落入埃达克岩区，而武山则不在埃达克岩区。在岩浆岩的SiO2（wt％）－Mg＃［（Mg＋Fe）molar］图解中（图2），东雷湾、宝山岩体落在新西兰的白垩纪的SeparationPoint岩基镁铁质地壳部分熔融形成的埃达克质岩石区，而武山、城门山岩体则沿着地幔混染的演化线分布，同样表明武山、城门山岩体受到了地幔橄榄岩的混染，地幔物质增加，说明这时地壳减薄，上地幔上隆，在下地壳熔融形成的熔体易于受到地幔物质的混染。而武山煌斑岩则地幔物质更多，推测应是地壳进一步减薄，上地幔进一步上隆，熔融体具更多的地幔物质，而上侵时混染了少量地壳物质。

图1 岩浆岩的MgO－SiO2图解（据Defantetal.，2002）

2.2.4 微量元素特征

从表2可看出，东雷湾和宝山岩体微量元素含量特征与张旗等（2001）研究的C型埃达克岩相似，其Sr含量大于400μg/g，分别为601μg/g和420μg/g，而武山和城门山Sr含量小于400μg/g，分别为256μg/g和248μg/g。武山煌斑岩Sr含量平均为535.2μg/g。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Y含量分别为12.5μg/g和13.2μg/g，皆符合埃达克岩小于等于18μg/g的标准；武山、城门山岩体的Y含量分别为13.8μg/g和14.2μg/g，而武山煌斑岩Y含量平均为19.68，大于18μg/g。从主成矿期前→主成矿期→成矿期后岩体，其Y含量依次增高。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Sr/Y比值分别为48.08和31.82，皆符合埃达克岩大于20～40的标准；武山、城门山花岗闪长斑岩Sr/Y比值分别为18.55和17.46，皆小于20；武山煌斑岩平均为27.19。从图3可以看出，在岩浆岩的Sr/Y－Y图解上，东雷湾、宝山花岗闪长斑岩落于底侵玄武质下地壳熔融形成的C型埃达克岩区，武山、城门山花岗闪长斑岩则落于泛埃达克岩区，落在C型埃达克岩与正常火山弧安山岩、英安岩流纹岩区之间。而武山煌斑岩则落在正常火山弧安山岩、英安岩流纹岩区，Sr/Y－Y图解为研究埃达克岩较为经典的图解。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Yb含量分别为1.10μg/g和1.24μg/g，皆小于埃达克岩的1.9μg/g；武山、城门山花岗闪长斑岩Yb含量分别为0.94μg/g、0.92μg/g，亦小于1.9μg/g；而武山煌斑岩平均为1.81μg/g，比前4个岩体高出很多。从图4岩浆岩的球粒陨石标准化的（La/Yb）N－YbN图解可以看出，东雷湾、宝山花岗闪长斑岩落在埃达克岩或高铝奥长花岗岩-英云闪长岩-英安岩（TTD）区，而武山煌斑岩则落入低铝TTD区。

图2 岩浆岩的岩浆岩的SiO2（wt％）－Mg＃［Mg/（Mg＋Fe）molar］图解

与俯冲板片熔融有关的埃达克岩或埃达克质岩：1.美国Aleutians的埃达克质高镁安山岩；2.日本Ryukyu中部的埃达克质高镁安山岩；3.美国Aleutians的Adak岛的埃达克岩；4.南美Cook岛的埃达克岩；5.阿根廷CerroPampa的埃达克岩；6.南美Burney的埃达克岩；7.南美AndeanAustral火山带北部的埃达克岩；8.日本西南的埃达克岩；9.菲律宾的埃达克岩；10.南美AndeanAustral火山岩带Reclus的埃达克岩；11.巴拿马的埃达克岩；12.秦岭三岔子晚古生代的埃达克岩和埃达克质高镁安山岩；13.俄罗斯Kamchatkan弧北部橄榄岩包体中的埃达克岩脉；14.地幔橄榄石中的埃达克质的熔融包裹体；15.北大别地块埃达克质灰色片麻岩；

新底侵的镁铁质地壳部分熔融形成的埃达克质岩石：16.秘鲁科迪勒拉的Blanca岩基；17.新西兰的白垩纪的Separationpoint岩基；18.东雷湾、宝山花岗闪长斑岩；

熔融实验：21.被方辉橄榄岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；22.被二辉橄榄岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；23.被地幔岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；24.在1～4GPa下的俯冲板片熔体；

其他：25.与俯冲板片熔融有关的埃达克岩、埃达克质岩石分离结晶和受地幔混染的演化线；26.岩浆分离结晶和受地壳混染的演化线；19.武山、城门山花岗闪长斑岩；20.武山煌斑岩

图3 岩浆岩的Sr/Y－Y图解（据Defantetal.，1990；王强等，2001）

图4 岩浆岩的球粒陨石标准化的（La/Yb）N－YbN图解（据Drummond et al.，1990，王强等，2001）

东雷湾宝山“C”型埃达克岩强烈亏损HREE和Y，暗示埃达克岩浆熔出后的残留物中有石榴石，形成榴辉岩或含石榴石的麻粒岩，而富Al、Sr，无负铕异常则说明残留物中无斜长石（Taylor et al.，1985；刘勇胜等，1998）。实验研究表明，埃达克岩可以在较宽的压力范围内（10～32kbar）

由低钾拉斑玄武岩脱水熔融形成，但是在大多数情况下形成的压力较高（18～26kbar），大约相当于60～85km深度（Drummond and Defant，1990；Rapp et al，1991；Peacock et al，1994）。Defant and Drunmond（1990）和Kay等（1993）认为，在增厚的地壳下因拆沉作用形成的岩浆与年轻的、热的俯冲岩片熔融产生的岩浆有相似的成分（如高La/Yb、Sr），因为两者都是高压下基性岩熔融形成的，残留物为不含斜长石的榴辉岩。

一般认为，由地幔部分熔融直接形成埃达克岩的可能性极小（Defant and Drummond，1990；Martin，1999；Atherton and Petrofed，1993）根据埃达克岩具有高的Sr/Y和La/Yb比值，低的Yb和HREE丰度以及Sr和Ba的正异常，玄武岩浆的分离结晶（斜长石、角闪石和辉石）、岩浆混合及地壳岩石的混染成因也是不可能的（Martin，1986，1999；Defant and Drummond，1990，1993；Drummond and Defant，1990；Atherton and Detford，1993）。因此，不论是O型或C型埃达克岩，都是镁铁质岩石在高压下部分熔融形成的，残留物为榴辉岩或含石榴石的麻粒岩。

表2 花岗岩化学分析（主元素％，微量元素μg/g）

3 不同时期岩浆岩成因及大地构造意义讨论

由上述岩浆岩的论述可知，在主成矿期前（170～200Ma）形成东雷湾、宝山C型埃达克岩时，该区为挤压环境，地壳增厚（现在的莫霍面深度应为32.5km），这时下地壳可能变成榴辉岩，从而拆离并下沉到地幔中（拆沉），这个拆沉过程将导致下地壳下部或拆沉的下地壳的上部与相对热的地幔接触，进而引起下地壳熔融和埃达克岩的形成。东雷湾、宝山岩体形成后，埃达克岩浆房被一定程度地抽空，这时，区域构造发生了转换，由挤压转换至伸展，形成了不均衡的物理化学环境，软流圈地幔上涌和岩石伸展、减薄，一定地幔物质混入岩浆房，岩浆上侵形成武山、城门山主成矿期Ⅰ型花岗闪长斑岩。尔后，岩浆房继续被抽空，区域进入了较为稳定的伸展期，在软流圈地幔上涌和岩石圈进一步减薄过程中，形成含有更多地幔物质的武山煌斑岩脉，物理化学环境由强烈的不均衡演化至较为均衡，岩浆活动由减弱至终止。必须强调的是，当地壳开始减薄作用时成矿，在区域构造发生转换时形成的Ⅰ型花岗闪长斑岩是主成矿期岩体，应强调转换期成矿。当纬向线性减薄作用进一步发展，物理化学环境趋于均衡时，并不成矿，只形成没有矿化蚀变的煌斑岩。

本文只是起到抛砖引玉的作用，埃达克岩与Ⅰ型花岗岩如何更有效去研究区分，目前在区内甚至国内都还是有待进一步解决的问题。

本文得到了杨建国教授级高级工程师、陈祥云博士的帮助，作者并与李武显博士进行了有益的讨论，在此一并致谢。

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The Mesozoic Magma Activity and Relation with Mineralization in Jiu-Rui Area

Luo Xiaohong

(Jiangxi Institute of Geological Survey, Xiangtang 330201 )

Abstract: By studying the Mesozoic granites formed at different time in Jiu-Rui area, it’s concluded that C-type adakites come into being before the primary mineralization time , when the earth’s crust is incrassate, then during the course of the interactions between the ascent and the lithosphere’s estension or attenuation, I -typegranites and their orebodies formed and Cu or Au mineralization reached the climax. With the incrassation of the earth’s crust further strengthening, the magma activity and mineralizationaction weakened. The paper emphasizes not only the exclusive speciality of I -type granites, but also the mineralizationtime and the mineralizationaction during the geotectonic environmental conversion time.

Key words: C-type adakites; Geotectonic environmental conversion; Ore-forming; Jiu-Rui area

燕山造山带演化可能的动力学模型

(一)反时针(CCW)PTt轨迹的造山过程

它是构筑动力学模型的必需和最初的一步。从岩浆-构造事件序列以及造山阶段的幕的划分来看，不论是一个造山幕的尺度还是整个造山过程，均记录了陆壳的加热在先，然后是收缩构造导致的陆壳加厚，最后隆升剥蚀的过程，因此，具反时针(CCW)PTt轨迹(图2-79)。因此，总体上表现为，一个较薄的岩石圈(60～100km)和一个加厚的陆壳(55～60km)，类似于现今的安第斯和冈第斯的岩石圈结构。

图2-79 华北燕山造山过程反时钟(CCW)PTt轨迹示意图

热模拟中瞬间陆壳加厚之后的隆升约为100～120Ma(参见第一节)，但是，华北造山带陆壳加厚之后的隆升只有几个Ma，甚至≤1Ma，因此，加厚的陆壳不可能恢复到加厚前的陆壳厚度，又遭受一次收缩构造，这样，随时间，陆壳厚度必然持续增加(图2-79)。

(二)燕山造山带动力学模型

基于已有的模型(吴福元等，2003，邓晋福等，2003)和造山过程的PTt轨迹，可构筑一个改进的动力学模型(图2-80)，其概要如下:①J1和J2沿岩石圈破裂2次玄武质岩浆底侵于壳底和贯入于破裂的岩石圈(L1)中(图2-80a);②J1晚期和J2晚期2次收缩构造，使陆壳加厚，同时玄武质岩石和底侵岩浆房中堆晶超镁铁-镁铁质岩石转化为榴辉岩，使原有的克拉通岩石圈(L1)改造为密度大的岩石圈(L2)，密度大导致岩石圈下沉(图2-80b);③J3和K11高密度岩石圈(L2)的下沉拉力，导致沿莫霍面构造薄弱带和山根带榴辉岩顶界近水平方向的拉裂，最终使岩石圈面型拆沉，软流圈上涌，导致面型玄武质岩浆的喷发(图2-80c);④K21由于区域挤压应力场的终止，巨大山根产生陆壳隆升，导致后造山伸展构造，这时软流圈开始冷却，逐渐转变为新的岩石圈(L3)，由于软流圈冷却，火山作用基本上停止，只发育后造山侵入活动(图2-80d)。可以看出，图2-80的模型显示，后造山的伸展主要是由于区域挤压应立场的停止和剧烈的地壳隆升所诱发，此时已不是岩石圈大规模拆沉，而是软流圈开始冷却，逐渐转变为新的岩石圈的过程，是被扰乱的L/A系统走向稳定的过程。

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图2-80 华北燕山造山带形成和演化动力学模型示意图(说明见正文)

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