中祁连西段石板墩堆晶岩的地球化学特征及构造意义

2018-08-16刘懿馨王金荣

现代地质 2018年4期

马蓁，刘铮，刘懿馨，王金荣

(兰州大学地质科学与矿产资源学院甘肃省西部矿产资源重点实验室，甘肃兰州 730000)

0 引言

祁连造山带位于青藏高原东北缘，自新元古代至古生代经历了大陆裂解、洋盆扩张、俯冲闭合、碰撞的过程[1-2]。自20世纪70年代始，国内外学者对祁连造山带内的蛇绿岩、增生杂岩体、海相火山岩、高压-超高压变质岩系及岛弧相关的火成岩建造开展了一系列科学研究，取得了瞩目的研究成果[3-10]。中祁连地块紧邻北祁连和柴北缘，其演化历史与祁连造山带板块构造过程有密切的关系。有学者认为中祁连地块的形成过程伴随着南祁连洋的俯冲碰撞造成的块体拼贴过程[11-12]，或认为中、南祁连是由北祁连洋壳的南向俯冲增生所形成[9,13]。还有学者认为中祁连与华南板块有着构造亲缘性[14-15]，而造成这种分歧的主要原因是目前对中祁连地块以及北祁连造山带南缘早古生代岩浆岩的研究不足。

北祁连和柴北缘的研究程度相对较高，而中祁连的研究较少且主要集中于中祁连元古宙基底地层格架和东段地区的侵入岩体和变质岩[14-18]，西段的岩浆岩缺乏精确的地质年代学及地球化学的数据，更鲜有镁铁质-超镁铁质岩的报道。本文在详尽的野外调查基础上，通过对中祁连西段石板墩地区堆晶岩展开系统的岩石学、地质年代学和地球化学研究，以期揭示中祁连西段镁铁质-超镁铁质岩的岩石成因，从而对早古生代中祁连的构造属性进行探讨，为深入研究祁连造山带的构造演化提供地质依据。

1 地质概况和岩石学特征

祁连造山带位于青藏高原东北缘，夹持于阿拉善地块与柴达木地块之间，西以阿尔金断裂为界与敦煌地块相邻，整体沿西北—东南方向展布，宽约300 km，长约1 000 km。祁连造山带由北至南可以分为北祁连造山带、中祁连地块、南祁连构造带和柴达木北缘超高压变质带[2,9](图1(a))。

北祁连造山带位于阿拉善地块与祁连—柴达木地块之间，带内分布有新元古代至早古生代的蛇绿岩套、低温高压变质带、岛弧火成岩、花岗岩岩体、增生棱柱体、泥盆纪磨拉石建造及石炭系—三叠系沉积盖层[5,19-24]。柴达木北缘超高压变质带位于祁连地块与柴达木地块之间，其前寒武纪基底由一套中—高级片麻岩、角闪岩和片岩组成，上覆古生代—中生代沉积盖层，带中超高压—高压变质岩的原岩包括花岗片麻岩、泥质片麻岩、蛇绿岩和大陆溢流玄武岩[7,11,25-27]。

祁连地块位于北祁连造山带与柴达木北缘超高压变质带之间，以党河断裂为界分为中祁连地块及南祁连构造带(图1(a))。南祁连构造带主要由寒武纪至奥陶纪海洋沉积、洋壳碎片、火山熔岩、火山碎屑岩和深海—半深海沉积组成[28-31]。中祁连地块具有前寒武纪结晶基底，古生代—新生代沉积盖层不整合于其上[24,27]。基底由正片麻岩、副片麻岩、混合岩、片岩、高绿片岩-角闪岩相、板岩、大理岩、石英岩、变质火山岩和少量Fe-Mn沉积组成，沉积盖层主要由沉积岩石和低等级变质岩石组成。中祁连东段主要为新元古界马衔山岩群，为一套深变质岩系，西段主要出露下元古界北大河岩群，为一套高绿片岩相-低角闪岩相结晶基底岩系。这些变质岩系显示中祁连在早古生代经历了强烈的构造事件。中祁连地块还分布一系列早古生代岩浆岩，如马衔山岩群发育大量早古生代基性岩墙，东段的中酸性岩既有与洋壳俯冲有关的岛弧岩浆组合[32-33]，又有碰撞及后碰撞的产物[18]，西段中酸性侵入体，岩体多为奥陶纪侵入岩，少数形成于志留纪。

图1 祁连造山带构造简图及研究区地质构造图Fig.1 Geological sketch map of the Qilianshan area and tectonic map of the study area (a)修改自XIAO等[9]；(b)修改自胡万龙等[31]

研究区位于中祁连西段肃北县石板墩地区(图1(b))，区域内出露的地层有蓟县系、青白口系、寒武系，整体呈NWW—SEE向展布。研究区岩石组合类型主要为堆晶岩组合，即橄辉岩-辉长岩-闪长岩。堆晶岩在空间上分布极具特征，自下而上为蛇纹石化橄辉岩(底部含有黄铁矿晶体)、橄榄角闪石岩、层状辉长岩(上部有磁铁矿层)、层状闪长岩。岩体侵入长城系中，并具有多旋回的产出特点，韵律特征明显(图2，图3)。

图2 石板墩堆晶岩野外照片Fig.2 Outcrop photos of the Shibandun mafic-ultramafic cumulatesa.构造破碎带中的超基性岩已发生蛇纹石、黄钾铁矾化；b.层状闪长岩；c.辉长岩中的磁铁矿层；d.铁矿带

图3 岩体钻孔柱状图Fig.3 Columnar section of the intrusion drillcore

本文的主要研究对象蛇纹石化橄辉岩和辉长岩均采自新鲜露头。堆晶岩下部岩石为蛇纹石化橄辉岩，灰绿色、墨绿色，粒状结构，块状及层状构造，主要矿物为橄榄石和辉石，底部副矿物为黄铁矿，在橄辉岩岩体顶部出现磁黄铁矿及少量的磁铁矿，橄榄石已发生蛇纹石化和黄钾铁矾化，辉石也见闪石化现象。蛇纹石化橄辉岩之上的辉长岩，呈中细粒结构，层状、块状构造，主要矿物为半自形板状或长条状斜长石(50%)，少量见黏土化；短柱状辉石约占45%，见黝帘石化和纤闪石化及少量的角闪石和黑云母，中上部见有中厚层状的磁铁矿层及少量的磁黄铁矿。辉长岩之上发育有中细粒闪长岩和石英闪长岩，岩体整体也具层状构造(图2，图3)。

2 分析方法及结果

本次研究的锆石阴极发光(CL)显微照相、LA-ICP-MS锆石U-Pb测年、主量元素测试及微量元素测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

锆石CL显微图像分析采用捷克FEG quanta 400热点电场发射环境扫描电子显微镜。LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析测试在连接Geolas-193型紫外激光剥蚀系统的Agilient 7500a型ICP-MS上进行，激光剥蚀束斑直径为30 μm，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm，频率为6 Hz，激光采样方式为单点剥蚀。测试使用的标准锆石是91500和GJ-1。实验中采用He作为剥蚀物质的载气。数据处理及同位素比值计算采用GLITTER(Version410)软件。详细的仪器操作条件和数据处理方法见柳小明等[34]。

主量元素测试方法为固态X射线荧光光谱法(XRF)，测试仪器型号为Rikagu RIX 2100，主量元素的精确度误差优于5%。微量元素分析在Elan 6100DRC型ICP-MS完成，分析精度和准确度一般优于10%。详细的测试方法和分析流程见刘晔等[35]。

2.1 锆石U-Pb年龄

本文对1件辉长岩样品(DLT-11-19)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试，分析结果见表1和图4。锆石阴极发光(CL)图像显示，锆石晶形比较完整，普遍较小(50～150 μm)，长宽比值为1∶1～3∶1。大多数锆石颗粒内部具有与晶体边界基本一致、宽的岩浆结晶振荡CL环带，个别锆石颗粒没有明显的岩浆结晶振荡CL环带，显示均一的图像特征。共完成15个样品点分析，谐和图中数据点成群分布(图4(a))，分析点位于谐和线及其附近。12个锆石分析点(图4(c))Th/U比值在0.19～0.92之间(平均值0.53)，表示所测锆石为典型的岩浆成因[36]，代表本次岩浆事件；另外3个分析点206Pb/238U加权平均年龄分别为2 398 Ma、2 405 Ma和2 687 Ma(图4(b))，可能源于古老基底的继承锆石。根据该辉长岩的岩相学以及锆石的形态、Th/U比值和CL图像特征，本文认为辉长岩的结晶年龄为486 Ma。

2.2 地球化学特征

据蛇纹石化橄辉岩和辉长岩的全岩主量、微量地球化学数据(表2)，蛇纹石化橄辉岩(YQ-29、YQ-30、YQ-31)SiO2含量在45.82%～54.93%之间，低Ti(TiO2=0.08%～0.18%)、Al(Al2O3=0.62%～5.70%)，高Mg(MgO=23.43%～31.23%，平均值27.87%，Mg#=67～75)、高Fe(TFe2O3=8.40%～10.31%)、高Ca(CaO=2.21%～6.58%)，低Na(Na2O=0.15%～0.57%)、低K(K2O=0.08%～0.47%)，全碱(Na2O+K2O)含量为0.62%～0.68%，Cr含量介于1 575×10-6～3 178×10-6之间，Ni含量在633×10-6～1 417×10-6之间。在全碱-SiO2图解(图5(a))中，样品落入辉长岩-辉长闪长岩区域(亚碱性范围)，在岩石系列K2O-SiO2划分图解(图5(b))中，样品落入钙碱性区域和低钾区域。

辉长岩(YQ-28、DTL-11-19、DTL-11-21、DTL-11-23)的SiO2含量介于43.25%～49.02%之间，低Ti(TiO2=0.08%～0.29%)，高Al(Al2O3=16.06%～18.89%)、Mg(MgO=9.55%～17.49%，平均值12.75%，Mg#=63～67)、Fe(TFe2O3=4.76%～7.28%)、Ca(CaO=9.18%～13.88%)，低Na(Na2O=0.89%～1.65%)、K(K2O=0.11%～0.43%)，全碱(Na2O + K2O)含量为1.07%～1.88%，Cr含量介于140×10-6～1 294×10-6之间，Ni含量介于33×10-6～251×10-6之间。在全碱-SiO2图解(图5(a))中，样品投点均落入辉长岩区域(亚碱性范围[37-38])，在岩石系列K2O-SiO2划分图解(图5(b))中，样品落入钙碱性和低钾区域。

表1 石板墩辉长岩(DLT-11-19)锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果

图4 石板墩辉长岩(DLT-11-19)的LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(a—c)及锆石CL图像(d) Fig.4 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams for the Shibandun gabbro (DLT-11-19) (a-c) and zircon cathodeluminescence (CL) images (d)

样号岩性SiO2TiO2Al2O3TFe2O3MnOMgOCaONa2OK2OP2O5烧失量总量Mg#RbBaYQ-29YQ-30YQ-31蛇纹石化橄辉岩 45.820.154.7610.310.1431.232.210.420.260.034.2399.5772.1912.6143.4847.930.085.708.400.1328.952.710.150.470.015.0499.5874.7220.0884.4654.930.180.629.970.1423.436.580.570.080.033.0399.5666.833.0644.28YQ-28DLT-11-19DLT-11-21DLT-11-23辉长岩49.020.2918.894.760.089.5513.881.680.170.031.1999.5663.224.7477.6646.120.2916.306.380.1012.9811.751.450.430.033.6999.5263.569.8239.4047.470.1517.985.010.0810.9613.331.600.110.012.8599.5565.223.5956.2543.250.0816.067.280.0917.499.180.850.220.025.0299.5467.328.4443.91样号岩性ThUNbTaLaCePbPrSrNdSmZrHfEuGdYQ-29YQ-30YQ-31蛇纹石化橄辉岩 0.710.291.170.112.254.244.020.5172.301.950.4414.310.330.230.470.120.070.390.060.871.625.610.1951.400.700.155.380.140.160.170.240.150.550.061.433.261.840.46106.022.110.6014.060.330.210.73YQ-28DLT-11-19DLT-11-21DLT-11-23辉长岩0.330.141.390.172.385.092.280.72306.943.220.8919.510.460.641.100.290.090.910.061.793.841.360.52164.202.400.6311.010.310.340.760.090.050.250.021.222.721.420.40316.881.970.615.910.210.660.780.770.350.480.041.813.512.140.42187.331.740.4322.620.660.390.50样号岩性TbDyHoYErTmYbLuΣREEΣLREEδEu(La/Yb)N(La/Sm)N(Gd/Yb)NYQ-29YQ-30YQ-31蛇纹石化橄辉岩 0.070.470.093.330.290.040.310.0511.429.621.534.873.201.230.020.180.041.340.130.020.160.024.423.683.043.593.760.820.120.800.165.050.470.070.450.0610.928.070.972.161.511.33YQ-28DLT-11-19DLT-11-21DLT-11-23辉长岩0.181.160.237.780.550.090.600.0816.9312.941.982.691.681.490.120.750.164.130.430.060.400.0612.289.541.513.051.781.540.130.860.184.560.490.070.440.0610.597.582.911.891.271.440.080.510.102.790.310.050.310.0510.218.302.593.912.641.28

注：主量元素含量单位为%；微量元素和稀土元素含量单位为10-6。

蛇纹石化橄辉岩ΣREE(4.41×10-6～11.41×10-6)低于N-MORB值(39.11×10-6)。在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图6(a))中，LREE相对略富集，(La/Yb)N=2.16～4.87，轻重稀土分馏较弱，HREE呈平坦型分布，正Eu异常(Eu/Eu*=0.97～3.04)与斜长石堆晶作用有关。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6(b))中，蛇纹石化橄辉岩表现出富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、K、Sr、Pb等)、亏损高场强元素(Nb、Ta、Hf、Ti等)的特征[39]。

辉长岩ΣREE偏低(10.21×10-6～35.89×10-6)，低于N-MORB值(39.11×10-6)。在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图6(a))中，LREE相对略富集，(La/Yb)N=1.89～3.91，轻重稀土分馏不明显，HREE呈平坦型分布，正Eu异常(Eu/Eu*=1.51～2.91)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图6(b))，辉长岩表现为富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、K、Sr、Pb等)、亏损高场强元素(Nb、Ta、Hf、Ti等)的特征[40]。

3 讨论

3.1 岩石成因

蛇纹石化橄辉岩和辉长岩较高的烧失量(1.19～5.04)表明岩石经历了不同程度的蚀变。蚀变过程中，主量元素Ti、P、Al、Fe、Mg相对稳定，K、Na具活动性；微量元素Rb、Ba和其他大离子亲石元素在蚀变过程是活动的，而Zr、Th、La、Sm、Gd、Yb等高场强元素(HFSEs)、稀土元素(REEs)及Th在蚀变过程中是稳定的[41-43]，样品的主量元素、微量元素与烧失量的线性关系也充分说明这一点。因此，我们着重利用HFSEs、REEs、Th等稳定的元素来讨论岩石的物质来源，排除岩浆过程对全岩组分的影响，更准确地表征岩浆成因过程。

图5 石板墩堆晶岩全碱-SiO2图解[37](a)和K2O-SiO2划分图解[38](b)Fig.5 Total alkali vs.SiO2[37] (a) and K2O vs.SiO2 diagrams[38](b) for the Shibandun mafic-ultramafic cumulates

图6 稀土元素球粒陨石标准化配分图((a)球粒陨石标准化值据BOYNTON[39])和微量元素原始地幔标准化蛛网图((b)原始地幔标准化值据SUN等[40])Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a.Chondrite normalizing values from BOYNTON[39]) and primitive mantle-normalize trace element spider diagrams (b.Primary mantle normalizing values from SUN et al.[40])

在稀土元素球粒陨石标准化配分图及微量元素原始地幔标准化蛛网图中，蛇纹石化橄辉岩和辉长岩仅仅是含量有所差异，其配分曲线模式是一致的，表明两者为同源岩浆分异演化的产物。蛇纹石化橄辉岩和辉长岩的Zr/Y值在1.30～8.10(平均值为3.67)之间(富集地幔小于18[44])，Zr/Nb值在12.13～46.83(平均值为21.08)之间(亏损地幔大于18[44])。图8(b)也显示岩石的源区比亏损地幔富集，说明源区可能为相对富集的地幔或是被交代过的地幔。

图7 石板墩堆晶岩哈克图解Fig.7 Harker diagrams for the Shibandun mafic-ultramafic cumulates

蛇纹石化橄辉岩和辉长岩随着SiO2含量的增加，主量元素MgO和CaO含量不断减少，其余氧化物与SiO2的线性关系不明显，暗示蛇纹石化橄辉岩和辉长岩主要是通过堆晶作用形成；相容元素Cr含量为140.16×10-6～3 178×10-6(平均值1 218.12×10-6)，Ni含量为33.33×10-6～1 416.6×10-6(平均值548.08×10-6)，低于原始地幔值[40](Cr=2 625×10-6、Ni=1 960×10-6)，高于原生玄武质岩浆的标准值[45-46](Cr=300×10-6～500×10-6，Ni=300×10-6～400×10-6)，表明其经历了一定程度的镁铁质矿物(单斜辉石、橄榄石等)的堆晶作用。其主量和微量元素与MgO含量的关系也反映了岩浆的演化过程，在Harker图(图7)中，MgO与TFe2O3及相容元素Ni、Cr具有良好的正相关关系，说明在玄武岩浆作用过程中发生了橄榄石的堆积过程，蛇纹石化橄辉岩和辉长岩之间MgO含量的突变(27.87%～12.75%)也验证了这一点；MgO与Al2O3、CaO、全碱、V含量的负相关关系、Eu的正异常及微量元素Sr的正异常，都表明有斜长石及单斜辉石的结晶堆积；TiO2、P2O5含量随MgO值变化不明显，表明岩石形成过程中没有发生钛铁矿物和磷灰石的堆积作用。岩石均低Ti 、Na、K，高Mg(Mg#=63～75)，但蛇纹石化橄辉岩比辉长岩具有更高的Mg#、Cr、Ni含量和更低的Al、Ca含量，说明初始岩浆经历了橄榄石、辉石强烈分异形成橄榄岩、橄辉岩的结晶过程，但Ti、Ca和Al未参与其岩浆过程，在其后岩浆继续发生单斜辉石、基性斜长石的分离结晶作用形成辉长岩。

堆晶岩的Th/La比值(0.07～0.42，平均值0.20)低于陆壳[47](Th/La=0.3)。如果岩浆在上升过程中受到了地壳物质的混染，则La/Sm比值会迅速增高。堆晶岩La/Sm比值(2.02～6.00，平均值3.60)均低于5，Th呈现负异常，这些特点都排除了古老大陆地壳物质混染的可能性。高场强元素Nb、Ta和Ti是岩浆作用过程中指示其形成的构造环境的重要元素，在微量元素原始地幔标准化蛛网图上出现的Nb、Ta和Ti负异常通常指示是底侵作用背景下岩浆房中的幔源岩浆在地幔源区或岩浆上升过程中，发生过明显的壳幔相互作用或者地幔源区受到俯冲流体交代导致一些不相容元素富集。岛弧岩浆作用的主要特点是富集大离子亲石元素，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素[48-49]，陆壳混染也会使岩浆具有与岛弧玄武岩类似的Nb、Ta和Ti亏损的特征。石板墩堆晶岩均富集大离子亲石元素、略富集LREE，亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti，略亏损Zr、Hf)，没有经历古老大陆地壳混染，部分高场强元素比值(Nb/La=0.21～0.52)也与岛弧玄武岩相似，堆晶岩分别属于火山弧玄武岩和大洋岛弧区域(图8(a)，(c))。因此，石板墩堆晶岩具有明显的岛弧玄武岩的亲缘性。

图8 石板墩堆晶岩构造判别图解((a)底图据MESCHEDE等[50]；(b)底图据DILEK等[51]；(c)底图据PEARCE[52])Fig.8 Tectonic discrimination diagrams of the Shibandun mafic-ultramafic cumulates ((a)Base map after MESCHEDE et al.[50]; (b)Base map after DILEK et al.[51]; (c)Base map after PEARCE[52] )

综合以上特征，石板墩堆晶岩是被俯冲流体交代过的软流圈地幔部分熔融所形成的火山弧玄武岩浆侵入于地壳后通过结晶堆积逐一形成的。橄辉岩-辉长岩-闪长岩具有多旋回韵律的产出特点，说明当玄武岩浆发生结晶分异至产生闪长岩(中性岩浆)时，有大量新的玄武岩泵入混合，使得岩浆房中的岩浆再次转为基性组分，如此反复进行形成了现今所见到的多旋回、层状结构的岩体。

3.2 构造意义

大陆边缘代表地壳的基本不连续，是研究洋-陆相互作用、大陆裂解、增生过程的主要场所，而活动大陆边缘是洋陆板块汇聚、大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的产物，也是火山-深成弧的形生地。洋壳的俯冲引起地壳-地幔的相互作用、岛弧和大陆边缘弧岩浆作用、地幔楔的形成和洋底扩张以及高温低压/低温高压变质作用，洋壳的消减最终导致弧陆、陆陆的碰撞拼接，形成碰撞造山带。

区域构造演化研究表明，中祁连西段在元古宙时期作为相对稳定的华北(阿拉善)—塔里木—祁连—柴达木陆块的一部分，在中—新元古代发育海相碳酸盐岩-碎屑岩-火山岩碎屑岩建造。祁连地块变质基底的沉积特征和地球化学特征显示其约900 Ma的新元古代早期，具有活动大陆边缘的特点[17, 53-54]；大约800 Ma的新元古代中—晚期，祁连地块处于大陆裂谷环境[14]；新元古代晚期—早古生代早期，古陆块(塔里木、阿拉善、祁连、柴达木等)的裂谷岩浆作用属于Rodinia超大陆裂谷化-裂解过程中发生的全球性裂谷岩浆作用[55]。大洋扩张使得华北—塔里木—祁连—柴达木陆块分离，形成如祁连—阿尔金微陆块、柴达木—北昆仑微陆块等大陆块体及“中祁连西段微地块”[56-57]。早古生代，阿拉善与祁连地块之间存在北祁连洋，其产生可能是Rodinia超大陆裂解的响应。

前人的研究普遍认为中祁连地区在早古生代为俯冲环境，具有活动大陆边缘的特点。对于早古生代中祁连地块的构造属性存在争议，认为是裂谷环境[4,58]、弧后盆地[59]或岛弧环境[60]。中祁连岩浆活动大致集中在3个区段，即晚寒武世—早中奥陶世、晚奥陶世—志留纪和早泥盆世。早古生代中祁连西段的岩浆活动主要有：石板墩堆晶岩南部附近出露470.9 Ma和472.3 Ma的花岗岩[61]，野马山地区花岗岩为469.0 Ma[62]和462.9 Ma[63]，党河南山地区510.8 Ma花岗岩[64]。石板墩地区花岗岩均属于消减的大洋岩石圈板块部分熔融产生的埃达克岩，野马山花岗岩为I型花岗岩形成于板块碰撞前的火山弧环境，党河南山花岗岩属于活动陆缘I型花岗岩。这些都说明中祁连西段在晚寒武世—奥陶纪早期属于陆缘弧环境，与洋壳俯冲紧密相关，很可能为北祁连洋向中祁连俯冲消减过程所造成。

石板墩堆晶岩出露于中祁连地体西段，毗邻党河断裂带，形成时代为486.5 Ma，其岩石学和地球化学特征都显示出岛弧的特点，结合前人的研究结果，我们认为中祁连地体西段在晚寒武世—奥陶纪早期属于火山弧环境，其构造动力学过程与洋壳俯冲紧密相关。因此，中祁连西段是早古生代时期在“残留的微陆块”基础上形成的一个火山弧增生杂岩地体。在约460 Ma，持续的北祁连洋俯冲转变为大陆俯冲阶段[65]，洋壳消减最终导致了弧后盆地的关闭以及祁连地块与阿拉善板块和柴达木板块大陆间的碰撞。