浙西新路盆地晚白堊世鉀玄巖的厘定及其地質(zhì)意義

王正其, 李子穎, 范洪海, 湯江偉

1)東華理工大學放射性地質(zhì)與勘探技術(shù)國防重點學科實驗室, 江西撫州 344000;

2)核工業(yè)北京地質(zhì)研究院, 北京 100029;

3)浙江省核工業(yè)269大隊, 浙江金華 321000

浙西新路盆地晚白堊世鉀玄巖的厘定及其地質(zhì)意義

王正其1), 李子穎2), 范洪海2), 湯江偉3)

1)東華理工大學放射性地質(zhì)與勘探技術(shù)國防重點學科實驗室, 江西撫州 344000;

2)核工業(yè)北京地質(zhì)研究院, 北京 100029;

3)浙江省核工業(yè)269大隊, 浙江金華 321000

對浙西新路火山盆地發(fā)育的輝綠巖進行了激光顯微探針40Ar-39Ar定年和系統(tǒng)的巖石地球化學特征研究。研究表明, 新路盆地輝綠巖成巖時代為(93±3) Ma, 屬晚白堊世產(chǎn)物; 巖石中輝石有單斜輝石和斜方輝石兩個種屬, 斜長石為拉長石; SiO2含量介于 44.00%～50.09%之間, 具有富堿(平均為 5.15%)、高鉀(K2O/Na2O平均為1.08)、低TiO2含量(平均為1.15%)等特征; 巖石具有原生巖漿特點, 顯示典型的鉀玄巖特征。鉀玄巖富集 LREE、大離子親石元素和強不相容元素, 無 Eu虧損; 鍶初始值(Isr)介于 0.70707～0.70870之間, (143Nd/144Nd)i介于 0.512338～0.512407之間; Δ7/4Pb為 6.0～9.2、Δ8/4Pb為 48.5～68.0、ΔSr為 70.73～87.04,均表現(xiàn)出富集地幔特征。認為新路盆地鉀玄巖的厘定對該區(qū)域巖石圈與構(gòu)造巖漿演化的深入研究具有重要意義; 鉀玄巖形成與造山帶后碰撞期的熱點活動相關(guān); 鉀玄巖侵位年齡基本限定了新路地區(qū)巖石圈大規(guī)模減薄的時限; 推測熱點活動導致巖石圈減薄的動力學演化過程及其殼幔作用源區(qū)可能對火山巖型鈾成礦起著重要的制約作用。

鉀玄巖;40Ar-39Ar定年; 巖石地球化學; 巖石圈減薄; 新路火山盆地

近年來, 眾多學者認識到大陸巖石圈動力學及其演化過程對花崗質(zhì)巖漿活動與內(nèi)生金屬成礦作用具有重要的制約作用(閆峻等, 2011; 王登紅等, 2011;許志琴等, 2008; 莫宣學等, 2006; 朱桂田等, 2005;翟裕生, 2004; 汪楊等, 2004; 鄧晉福等, 2004; 王強等, 2002), 并將研究視角聚焦于深部殼幔作用過程與特點。由于鉀玄巖蘊涵的特殊構(gòu)造屬性與成因意義(夏斌等, 2006; 李毅等, 2006; Jiang et al., 2002;李獻華等, 2001; Di Battistini et al., 2001; Morrison,1980), 成為地學界探討地幔物質(zhì)上涌及巖石圈減薄等地質(zhì)作用過程的重要介質(zhì)和研究熱點。與江山—紹興深大斷裂帶空間展布基本一致的贛杭中生代火山巖帶, 因其為重要火山巖型鈾成礦帶而受到眾多研究者的長期關(guān)注, 關(guān)于中生代巖漿作用成因及其構(gòu)造環(huán)境尚存在不同的看法(李兆鼐等, 2003;謝桂青等, 2001; 周新民等, 2000; 毛建仁等, 1999)。近年研究發(fā)現(xiàn), 很多地質(zhì)事實和地球化學數(shù)據(jù)顯示,原先認為是殼源淺層熱液作用形成的火山巖型鈾礦床, 實際上與幔源物質(zhì)參與密切相關(guān)(王正其等,2007, 2010; Hu et al., 2009; 黃世杰, 2006; 李子穎,2006; Jiang et al., 2006; Chabiron et al., 2001, 2003;范洪海等, 2001)。誘發(fā)幔源鈾成礦物質(zhì)上升成礦的動力學機制是什么？新路盆地是贛杭火山巖型鈾成礦帶中典型的鈾成礦單元之一, 前人研究多集中針對酸性火山巖或鈾成礦特征等方面, 未見有鉀玄巖報道。本文發(fā)現(xiàn)并厘定新路盆地晚白堊世輝綠巖屬鉀玄巖, 對于探討區(qū)域中生代巖漿作用成因、深部動力學環(huán)境及對火山巖型鈾成礦的制約作用具有重要的意義。

1 地質(zhì)背景

浙西新路盆地是一個中生代火山斷陷盆地, 是贛杭火山巖型鈾成礦帶的重要組成部分, 位于江山—紹興斷裂帶的北西側(cè), 大地構(gòu)造位置屬于揚子地塊(章邦桐等, 1993)。空間上, 新路盆地呈北東向橢圓形, 面積41.67 km2, 受球川—蕭山深斷裂與常山—漓渚大斷裂所夾持的壽昌—梅城火山噴發(fā)帶控制(湯其韜, 2000; 章邦桐等, 1993)。盆地基底為前震旦系—下古生界的淺海、濱海相淺變質(zhì)碎屑巖建造、含碳硅質(zhì)巖建造和碳酸鹽建造(周宇章等, 2006)。盆地蓋層由下白堊統(tǒng)勞村組(K1l)、黃尖組(K1h)和壽昌組(K1sh)組成, 巖石組合主要為一套高鉀鈣堿性系列流紋質(zhì)晶屑凝灰?guī)r、流紋質(zhì)含礫熔結(jié)凝灰?guī)r、沉凝灰?guī)r, 夾有紫紅色礫巖、砂巖和粉砂巖。研究表明, 新路盆地大約從135 Ma開始大規(guī)模酸性火山噴發(fā)(徐步臺等, 1997), 至輝綠巖脈侵入喻示區(qū)內(nèi)巖漿作用基本結(jié)束, 先后形成了一套高鉀鈣堿性系列流紋質(zhì)火山巖-花崗巖、花崗斑巖-輝綠巖巖石組合。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 以北東向展布的雙橋斷裂和白鶴巖斷裂為主, 縱貫全區(qū); 其次是北西向斷裂, 規(guī)模相對較小。

本文研究對象——輝綠巖, 在新路盆地內(nèi)零星發(fā)育, 呈北西走向, 傾向南西, 近于直立, 傾角為72°左右, 主要分布在大橋塢至方塢、明國寺和姜孟村—曹上村一帶(圖1)?？臻g上, 輝綠巖通常以單脈體、透鏡狀形式產(chǎn)出, 長度最短約150 m, 最長約2800 m, 寬度一般為3～6 m不等, 其中以位于大橋塢北部的姜孟—曹上村輝綠巖脈規(guī)模最大(圖 1),最大寬度約10 m, 連續(xù)長度達2800 m以上。輝綠巖與圍巖火山巖之間表現(xiàn)為截然穿切關(guān)系, 脈體不同部位礦物結(jié)晶程度和礦物顆粒大小基本一致; 脈巖中未見侵入圍巖角礫, 也未見明顯接觸交代或后期熱液蝕變現(xiàn)象。

在新路盆地已探明若干個熱液型鈾礦床。鈾礦體通常以脈狀或透鏡狀充填于花崗斑巖、流紋質(zhì)晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r(K1h)或斑狀花崗巖中, 空間展布受北西向斷裂構(gòu)造控制, 礦石具角礫狀、碎裂狀或網(wǎng)脈狀構(gòu)造; 圍巖蝕變主要為水云母化、紅化、螢石化、黃鐵礦化和碳酸鹽化等; 在賦礦斷裂構(gòu)造界面或鈾礦體附近圍巖蝕變強度最大, 往兩側(cè)逐漸減弱, 直至過渡為正常巖石。前人研究表明, 新路盆地鈾成礦作用發(fā)生于晚白堊世(約75 Ma), 與賦礦圍巖之間存在較大的礦巖時差。

2 輝綠巖40Ar/39Ar年代學

年齡測試樣品采自區(qū)內(nèi)規(guī)模最大的姜孟—曹上村輝綠巖脈。野外觀察表明, 輝綠巖呈新鮮墨綠色、暗綠色或灰黑色, 致密完整, 塊狀構(gòu)造, 未遭受明顯的構(gòu)造擠壓破碎作用, 也沒有遭受明顯的風化作用。顯微研究表明, 巖石除發(fā)育輕微的碳酸鹽化和少量的滑石化、纖閃石化、綠泥石化外, 基本未受到明顯的后期熱液蝕變。

圖1 浙西新路火山盆地地質(zhì)圖Fig. 1 Geological map of Xinlu volcanic basin, western Zhejiang

樣品測試過程與方法: 將0.18～0.28 mm粒徑樣品用高純鋁罐包裝, 封閉于石英玻璃瓶中, 置于中國原子能科學研究院49-2反應(yīng)堆B4孔道進行中子輻射, 照射時間為 24 h 10 min, 快中子通量為2.2359×1018。中子通量監(jiān)測樣品是我國周口店K-Ar標準黑云母(ZBH-25, 年齡為 132.7 Ma), 同時對純物質(zhì)CaF2和K2SO4進行同步照射, 得到校正因子。測試工作由北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室全自動高精度高靈敏度40Ar/39Ar激光探針定年系統(tǒng)完成。采用聚焦激光對樣品進行一次性熔融,純化部分采用兩階段法, 并進行Ar同位素質(zhì)量歧視日常監(jiān)測校正?；鶞示€和Ar同位素使用電子倍增器進行循環(huán)測量, 信號采集采用電流強度測量法, 電子倍增器增益為3000～4000倍。系統(tǒng)在電子倍增器單位增益下的絕對靈敏度為2.394×10-10moles/nA。系統(tǒng)測試過程、原始數(shù)據(jù)處理、模式年齡和等時線年齡的計算均采用美國加州大學伯克利地質(zhì)年代學中心Denio A L博士編寫的“MASS SPEC (V.7.665)”軟件自動控制完成。

表1列出了輝綠巖全巖40Ar/39Ar同位素數(shù)據(jù)測定結(jié)果, 圖2為輝綠巖40Ar/39Ar年齡譜和等時線年齡圖譜。結(jié)果表明, 新路盆地輝綠巖概率統(tǒng)計峰值年齡(89.17 Ma)與等時線年齡(93±3) Ma相近, 兩者的MSWD均理想, 等時線中40Ar/39Ar初始比顯示沒有顯著的過剩Ar。說明測試結(jié)果是可信的, 輝綠巖成巖時代為(93±3) Ma, 屬晚白堊世產(chǎn)物。由此表明, 新路盆地大約從135 Ma開始酸性火山噴發(fā), 至輝綠巖脈侵入(約93 Ma), 巖漿作用大約持續(xù)了近40 Ma。

3 巖石礦物學特征

圖2 輝綠巖40Ar/39Ar年齡譜(a)及等時線年齡圖(b)Fig. 2 40Ar/39Ar age-probability spectrum(a) and isochron(b) of the diabase in Xinlu volcanic basin

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輝綠巖具斑狀結(jié)構(gòu), 基質(zhì)呈輝綠結(jié)構(gòu)。斑晶為斜長石和輝石, 基質(zhì)主要由板條狀斜長石和微晶輝石組成。輝石斑晶通常不是單個晶體產(chǎn)出, 而是以數(shù)個晶體呈堆聚體狀分布(圖3), 說明在巖漿房內(nèi)可能存在一定程度的輝石堆晶作用。輝石斑晶多呈自形或半自形, 以板狀或柱狀為特征, 礦物顆粒較大,粒徑一般為 0.5～1.5 mm。斜長石斑晶顆粒一般為0.1～0.5 mm, 斑晶和基質(zhì)中的斜長石有時可見環(huán)帶構(gòu)造。副礦物有黃鐵礦、針狀磷灰石、粒狀磁鐵礦、鈦鐵礦等。

表2和表3分別為輝綠巖中輝石和長石的電子探針分析結(jié)果。結(jié)果表明, 輝石有兩個種屬, 即單斜輝石和斜方輝石共存, 以前者為多; 單斜輝石種屬為普通輝石, 斜方輝石種屬包括古銅輝石和紫蘇輝石(表2)。斜長石種屬主要為基性斜長石(拉長石, An＝56～70)(表 3)。

顯微研究發(fā)現(xiàn), 組成輝綠巖的斜長石礦物外圍?？梢姟傲镰h(huán)”鑲邊(圖4), “亮環(huán)”寬度一般小于10 μm。鑲邊在正交鏡下表現(xiàn)為特征明顯的亮白色且光性一致, 呈全環(huán)或半環(huán)狀鑲嵌于斜長石周邊, 對“亮環(huán)”鑲邊進行電子探針分析, 顯示其成分為鉀長石(表4), 這是輝綠巖漿晚期結(jié)晶分異流體產(chǎn)生的自交代現(xiàn)象, 說明基性熔融巖漿本身存在較高的鉀含量, 且在冷卻結(jié)晶的晚期熔體中鉀質(zhì)有進一步富集特點。

巖石蝕變主要有碳酸鹽化、滑石化, 其次是綠泥石化、皂石化和簾石化, 既可交代斑晶礦物, 也交代基質(zhì)中的輝石和斜長石。上述蝕變礦物均非含鉀礦物, 說明輝綠巖在結(jié)晶成巖后基本未遭受外來鉀質(zhì)流體交代作用, 未經(jīng)歷后期鉀增量事件, 巖石鉀含量反映的是輝綠巖漿的固有特征。

圖3 斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶為單斜輝石(Cpx)和斜方輝石(Opx),基質(zhì)具輝綠結(jié)構(gòu)(×10, 正交, 樣品號: DQW-11)Fig. 3 Porphyritic texture, phenocrysts characterized by clinopyroxene and orthopyroxenes, groundmass with the diabasic texture(×10, orthogonal polarization,sample No. DQW-11)

4 巖石地球化學特征

地球化學研究樣品采自研究區(qū)不同地段分布的輝綠巖脈。主量元素、微量元素(含稀土元素)、同位素測試工作分別由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析中心X熒光光譜(XRF)實驗室、ICP-MS實驗室和質(zhì)譜實驗室完成。主量元素測試精度可以達到1%～3%, 微量元素測試精度優(yōu)于5%, 同位素分析誤差以2σ計。分析結(jié)果分列于表5和表6。

4.1 主量元素

新路盆地輝綠巖 SiO2含量主要介于45.25%～50.09%(DQW-42稍低, 44.00%); K2O+Na2O含量介于3.84%～5.47%之間, 平均4.82%; K2O/Na2O比值主要介于0.95～1.18(DQW-42例外); TiO2含量區(qū)間為 0.84%～1.33%, 平均 1.15%; Al2O3含量范圍為13.73%～16.89%; MgO 含量高, 變化范圍5.13%～8.56%, 相應(yīng) Mg#值域為 63.52～76.83(表 5)。固結(jié)指數(shù)SI較低, 介于25.68～28.69。K2O、Na2O、CaO、MgO等氧化物含量不隨燒失量高低而變化,說明輝綠巖雖然遭受了一定程度的碳酸鹽化, 但未導致巖石主要元素組成發(fā)生明顯變化。一般而言,火成巖遭受 K質(zhì)交代作用時, 會伴隨 SiO2和 Na2O析出, 導致巖石的 SiO2和 Na2O含量降低, SiO2與K2O含量之間應(yīng)表現(xiàn)出負相關(guān)關(guān)系。輝綠巖SiO2與K2O、Na2O含量之間不存在相關(guān)關(guān)系, 從一個側(cè)面說明輝綠巖未曾遭受明顯的鉀質(zhì)交代作用。

圖4 斜長石周邊的鉀長石鑲邊(電子探針背散射圖片,圖中標注點與數(shù)字為探針測點位置與編號,樣品號: DQW-11)Fig. 4 Potassium ring of plagioclase from the diabase(backscattered electron image, marked points and number in the figure are electron probe points and serial number, sample No. DQW-11)

表2 輝綠巖中輝石化學成分電子探針分析結(jié)果(wt%)Table 2 Electron microprobe analyses of pyroxene from the diabase(wt%)

表3 輝綠巖中斜長石的電子探針分析結(jié)果(wt%)Table 3 Electron microprobe analyses of plagioclase from the diabase(wt%)

表4 輝綠巖中斜長石的鉀質(zhì)環(huán)邊電子探針分析結(jié)果(wt%)Table 4 Chemical composition of potassium ring of plagioclase from the diabase(wt%)

在TAS圖中(圖5a), 樣品投影于Irvine分界線上方或其附近的堿玄巖、粗面玄武巖區(qū)域, 屬于橄欖玄粗巖系列。除 DQW-42外, 其余樣品均落入Na2O-K2O 圖解的鉀質(zhì)玄武巖系列范圍(圖 5b)。DQW-42樣品SiO2值相對較低(為44%), Na2O含量(2.84%)明顯大于 K2O(1.00%), K2O/Na2O比值僅為0.35, 數(shù)據(jù)投影于鈉質(zhì)巖石系列, 與其它樣品比較表現(xiàn)出一定的差異, 與區(qū)域上發(fā)育的中新世超基性巖的巖石化學特征具有相似性, 初步估計產(chǎn)生該樣品例外現(xiàn)象可能是深部軟流圈物質(zhì)不均一混入所致。

綜上認為, 巖石學與主量元素特征一致表明:輝綠巖基本未遭受后期鉀質(zhì)流體交代作用, 可以否定輝綠巖的高鉀含量是來自后期鉀質(zhì)流體交代所致的可能性, 輝綠巖具有的高鉀含量及相關(guān)巖石化學特征是源巖固有特征的反映, 暗示新路盆地輝綠巖具有鉀玄巖特征。

4.2 微量元素

輝綠巖稀土元素含量總體較高, 主要介于(155.00～206.00)×10-6之間, 平均值 160.69×10-6;L R E E 明顯富集, Σ L R E E 含量主要介于(140.8～185.63)×10-6, 平均值為 143.73×10-6, HREE相對虧損, ΣHREE 含量范圍為(13.87～20.37)×10-6,平均 16.96×10-6; ΣLREE/ΣHREE 比值范圍為5.22～9.98, 平均8.34; LaN/YbN值介于4.55～13.36之間, 平均 9.73。雖然不同樣品稀土元素特征值存在一定的變化域, 但各樣品的球粒隕石標準化稀土元素配分模式表現(xiàn)出相似性, 配分曲線基本一致, 稀土分餾程度基本一致, 均體現(xiàn)為輕稀土元素富集且配分曲線較陡、重稀土元素相對虧損的平滑“右傾”型分布模式(圖6), 顯示輝綠巖中輕重稀土元素之間分餾程度明顯。LaN/SmN值變化范圍為2.40～4.21, 平均3.43; GdN/YbN介于1.40～2.18之間, 平均為1.87,顯示輕稀土元素之間的分餾程度較大, 重稀土元素分餾不明顯, 而且隨原子數(shù)增加分餾程度明顯降低(曲線近于平坦)。研究業(yè)已表明, 在石榴子石中重稀土元素由 Gd至 Lu的分配系數(shù)顯著增高(Rollison,1993)。輝綠巖重稀土元素之間分餾程度低, 配分曲線較為平坦, 反映了巖漿源區(qū)不存在石榴子石的分離結(jié)晶。各樣品δEu值變化范圍為0.96～1.22, 平均值為1.03, 基本不存在Eu異?；蛱潛p, 反映輝綠巖巖漿演化作用過程不存在斜長石的分離結(jié)晶作用,或源區(qū)熔融過程不存在斜長石殘余。比較發(fā)現(xiàn), 新路盆地輝綠巖的稀土元素特征值及相對應(yīng)的配分曲線特征, 與洋中脊玄武巖稀土元素特征值及配分曲線型式表現(xiàn)出顯著差異, 而與洋島堿性玄武巖(OIB)相似。

表5 新路盆地輝綠巖主量元素含量/%、微量元素含量/10-6分析結(jié)果Table 5 Contens of Major/% and trace elements/10-6 elements of the diabase in Xinlu basin

圖5 新路盆地輝綠巖(Na2O＋K2O)-SiO2(TAS)(a)與Na2O-K2O(b)圖解Fig. 5 Diagram of (Na2O＋K2O)- SiO2(TAS)(a) and Na2O-K2O(b) for the diabase in Xinlu basin

地殼物質(zhì)通常富集 LREE, 且 δEu呈現(xiàn)虧損特點。新路盆地輝綠巖 SiO2與∑LREE之間無相關(guān)性,SiO2與δEu值之間呈現(xiàn)近乎水平的趨勢性(圖7), 說明輝綠巖巖漿形成或上侵過程基本未遭受地殼物質(zhì)的混染。在 La/Sm-La圖解中(圖 8), 數(shù)據(jù)投影點表現(xiàn)為正相關(guān)關(guān)系, 暗示輝綠巖形成主要受部分熔融作用制約。分異指數(shù)(DI)與 δEu圖解顯示兩者之間不存在相關(guān)性(圖略), 也說明輝綠巖原始巖漿的分離結(jié)晶作用不明顯。

輝綠巖微量元素蛛網(wǎng)圖標準化曲線呈現(xiàn)左側(cè)顯著“隆起”而右側(cè)相對“平緩”的特征, 顯著富集大離子親石元素和強不相容元素 K、Rb、Sr、Ba、Th等(圖 9), 高場強元素普遍高于洋中脊玄武巖(MORB值), 顯示出與洋島玄武巖(OIB)相似性。樣品中K、Ti幾乎沒有分異, 高場強元素Ta、Nb含量存在變化, 表現(xiàn)出弱的相對負異常, 暗示巖漿演化過程存在較弱的地殼物質(zhì)的參與; 其余元素如 Zr、Hf、Sm等無虧損, Ce呈明顯正異常, Ti、Y、Yb呈現(xiàn)弱的相對負異常, 各樣品之間幾乎沒有分異, 反映輝綠巖形成過程未受明顯的地殼物質(zhì)混染, 也未表現(xiàn)出被來自地殼流體交代作用的特征。P在地幔中屬于相容元素, 在地殼中是一個虧損元素, 如果巖漿演化過程遭受明顯的地殼物質(zhì)混染, 形成的巖石會呈現(xiàn)較為明顯的P虧損現(xiàn)象。新路盆地輝綠巖P呈現(xiàn)基本無虧損, 一方面暗示巖漿演化過程沒有遭受明顯的地殼物質(zhì)混染, 同時也表明輝綠巖巖漿在源區(qū)沒有發(fā)生明顯的磷灰石分離結(jié)晶作用, 結(jié)晶分異作用不是輝綠巖巖漿演化過程的主導機制。

圖6 輝綠巖球粒隕石標準化分布型式圖(球粒隕石標準化數(shù)據(jù)據(jù)Taylor et al., 1985)Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns of the diabase in Xinlu basin(Chondrite normalized values after Taylor et al., 1985)

圖7 輝綠巖SiO2-δEu圖解Fig. 7 SiO2-δEu diagram of the diabase

綜上認為, 地殼混染作用和結(jié)晶分異作用不是控制輝綠巖微量元素特征的主要因素, 新路盆地輝綠巖巖漿的形成與演化主要受部分熔融作用制約。

在 Ce/Yb-Ta/Yb圖解中(圖 10), 輝綠巖投影點落在橄欖玄粗巖系列區(qū)域或其附近, 暗示輝綠巖具有鉀玄巖特點。

4.3 Sr、Nd、Pb同位素地球化學

圖8 輝綠巖La-La/Sm圖解Fig. 8 La-La/Sm diagram of the diabase

圖9 輝綠巖微量元素標準化蛛網(wǎng)圖(N-MORB標準化數(shù)據(jù)據(jù)Sun et al., 1989)Fig. 9 Normalized spider diagram for the diabase(N-MORB normalized values after Sun et al., 1989)

圖10 Ta/Yb-Ce/Yb圖解(據(jù)Müller et al., 1995)Fig. 10 Diagram of Ta/Yb-Ce/Yb for the diabase(after Müller et al., 1995)

表6列出了輝綠巖Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素分析結(jié)果, 同時也給出了基于輝綠巖成巖年齡(93 Ma)的 Isr、ΔSr和(143Nd/144Nd)i、εNd(t)計算結(jié)果。

輝綠巖鍶同位素初始值(Isr)介于 0.70707～0.70870之間, 平均為 0.70765。不同樣品的鍶同位素初始值變化不大, 表明輝綠巖鍶同位素較為均一。通常認為初始比值 Isr與 1/Sr呈正相關(guān)特征是原始巖漿遭受地殼混染的重要證據(jù)之一(陳岳龍等,2005)。各輝綠巖樣品數(shù)據(jù)在(87Sr/86Sr)-1/Sr圖解中投影點之間沒有呈現(xiàn)出正相關(guān)分布(圖略), 而表現(xiàn)為離散分布狀態(tài), 說明新路盆地輝綠巖在形成過程中,其原始巖漿未受到地殼物質(zhì)的明顯混染。

據(jù)Zindler等(1986)研究表明, 虧損地幔(DM)的87Sr/86Sr值介于0.7020～0.7024之間, 富集地幔(EMII)的87Sr/86Sr值通常大于 0.710, 而富集地幔(EMI)的87Sr/86Sr值一般為 0.7045～0.7060。研究區(qū)輝綠巖的Isr值顯著大于虧損地幔(DM)值, 與高μ值地幔端元(HIMU)(87Sr/86Sr＝0.7026～0.7030)也存在較大差別,介于富集地幔(EMII)與富集地幔(EMI)值端元值之間, 暗示與輝綠巖對應(yīng)的巖石圈地幔源區(qū)具有富集地幔特征。Dupal同位素異常是判斷地幔端元及富集地幔的主要特征之一, 而 ΔSr值＞50是判別 Dupal同位素異常的重要邊界條件之一(Zindler et al., 1986;Hart, 1988; 刑光福, 1997)。新路盆地輝綠巖的ΔSr值介于 70.73～87.04(表 6), 均大于 50。該特征為輝綠巖來自富集地幔源區(qū)提供了一個重要佐證。

輝綠巖(143Nd/144Nd)i介于 0.512338～0.512407,均值為 0.512395; 不同樣品之間變化區(qū)間較小, 表明Nd同位素較為均一穩(wěn)定。對比發(fā)現(xiàn), 研究區(qū)輝綠巖的上述初始比值范圍顯著小于虧損地幔(DM)值(143Nd/144Nd=0.5131～0.5133)和高 μ 值地幔(HIMU)值(一般為 0.5128), 而位于富集地幔(EMI+EMII)值域內(nèi)(143Nd/144Nd值區(qū)間為 0.5124～0.5110)。新路盆地輝綠巖具有與富集地幔(EMI+EMII)相似的 Nd同位素特征, 說明輝綠巖源區(qū)性質(zhì)及其成因可能與富集地幔具有重要的內(nèi)在聯(lián)系。輝綠巖εNd(t)值范圍為–1.6 ～ –3.5, 平均值為–2.4。與洋中脊玄武巖的εNd(t)值(+10±1.5)存在顯著區(qū)別, 同樣顯示出富集地幔源區(qū)性質(zhì)。

基于新路盆地輝綠巖鈾含量較低(1.32×10-6～3.22×10-6), 且形成時代較為年輕, 其全巖Pb同位素測定值可近似代表輝綠巖巖漿本身的初始 Pb同位素組成。新路盆地輝綠巖 Pb同位素組成特征如下:208Pb/204Pb=38.330～38.740, 平均值 38.535,207Pb/204Pb=15.543～15.594, 平均值 15.569,206Pb/204Pb=18.377～18.555, 平均值 18.466, 顯示樣品之間Pb同位素組成變化較小, 且放射成因Pb相對富集。有研究表明, 虧損地幔(DM)的208Pb/204Pb約為 37.2～37.4,207Pb/204Pb一般為 15.4,206Pb/204Pb通常介于 17.2～17.7(Zindler et al., 1986; Rollison,1993)。由此可見, 新路盆地輝綠巖 Pb同位素組成,特別是208Pb/204Pb、206Pb/204Pb要明顯高于虧損地幔(DM)的Pb同位素組成, 與富集地幔Pb同位素組成(206Pb/204Pb介于16.5～19.5;207Pb/204Pb通常大于15.47)相似。

表6 新路盆地輝綠巖Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素分析結(jié)果Table 6 Rb-Sr, Sm-Nd and Pb isotope compositions of the diabase in Xinlu basin

5 討論

5.1 鉀玄巖的厘定

鉀玄巖(shoshonite)因巖石鉀質(zhì)高、形成深度大,對于研究殼-幔物質(zhì)的相互作用和深部物質(zhì)結(jié)構(gòu)具有重要意義而引起地質(zhì)界廣泛重視。鉀玄巖是一種根據(jù)化學成分確定的巖石類型, 一般是指ω(K2O)+ω(Na2O)大于 5%的玄武巖, 通常具有高ω(K2O)/ω(Na2O)比值(＞0.6～1.0)、貧 TiO2(多數(shù)小于1.3%)、Al2O3含量高且變化范圍大(多介于14%～19%之間), 并強烈富集大離子親石元素(LILE)和輕稀土元素(LREE)(付建明等, 2006; Morrison, 1980)。鉀玄巖屬廣義的鈣堿性系列和橄欖玄粗巖系列, 橄欖玄粗巖系以高堿質(zhì)(TAS圖上落在堿性玄武巖區(qū))不同于亞堿性系列的巖石, 而與堿性玄武巖系列相同;但又以富鉀、低鈦和無富鐵趨勢, 并出現(xiàn)兩種輝石(單斜輝石和斜方輝石)與堿性玄武巖系列相區(qū)別。

新路盆地輝綠巖SiO2含量介于44.00%～50.09%,具有富堿(平均 5.15%)、高 K2O/Na2O 比值(平均1.08)、低 TiO2(平均 1.15%)的特點, Al2O3含量介于13.73%～16.89%。在TAS圖解中(圖5a), 投影于堿性粗面玄武巖區(qū), 屬于橄欖玄粗巖系列; Ce/Yb-Ta/Yb圖解顯示輝綠巖落入橄欖玄粗巖系列區(qū)(圖 10)。在Na2O-K2O 圖解(圖 5b)中落入鉀質(zhì)玄武巖系列范圍;在 SiO2-K2O 圖解中投影在鉀玄巖系列區(qū)(圖 11)。AFM圖解中(圖12), 樣品投影點均落在鈣堿性區(qū)域(CA區(qū)), 未表現(xiàn)出巖石富鐵趨勢; 礦物學研究顯示輝綠巖存在單斜輝石和斜方輝石兩個種屬, 斜長石為基性拉長石。此外, 輝綠巖ΣLREE/ΣHREE比值為5.22～9.98(平均8.34), LaN/YbN值介于4.55～13.36之間(平均9.73), 輕稀土元素富集明顯, 且顯著富集大離子親石元素和強不相容元素K、Rb、Sr、Ba、Th等, 與鉀玄巖的微量元素特征吻合。

綜上可見, 新路盆地輝綠巖符合鉀玄巖的地球化學特征。然其能否歸屬鉀玄巖, 關(guān)鍵看輝綠巖的K是否為原始巖漿固有的。概括而言, 下述三種途徑可以導致巖石富鉀特征: 巖石形成之后受到鉀質(zhì)流體交代, 或者是巖漿在形成過程中受到地殼物質(zhì)的混染(Di Battistini et al., 2001), 或者直接來源于富集地幔源區(qū)(Turner et al., 1996)。

前已述及, 輝綠巖中基性斜長石外圍常發(fā)育鉀長石鑲邊, 說明輝綠巖巖漿熔體存在較高的鉀含量。巖石遭受的蝕變主要為碳酸鹽化、滑石化, 少量綠泥石化、皂石化和簾石化, 上述蝕變礦物均非含鉀礦物, 說明不存在成巖后鉀質(zhì)流體交代導致的鉀增量事件, 巖石鉀含量是原始巖漿的固有特征。由此可排除輝綠巖高鉀特征是在成巖之后遭受K流體交代所致的可能性(第一種可能)。

玄武巖的鎂值 Mg#是識別原生巖漿的一個重要標志。Frey等(1978)提出原生玄武巖的 Mg#值主要集中于 64～73, 鄧晉福等(2004)認為原生玄武巖漿的Mg#值為65～75。新路盆地輝綠巖的Mg#值介于65.5～76.83, 單礦物輝石 Mg#值為 70～84, 顯現(xiàn)出原生巖漿的特點。前文通過稀土和微量元素地球化學特征討論, 業(yè)已闡明研究區(qū)輝綠巖不存在明顯的地殼物質(zhì)混染。因而可以否定新路盆地輝綠巖的高鉀含量是第二種因素, 即地殼混染導致的可能性。

圖11 輝綠巖SiO2-K2O圖解Fig. 11 Diagram of SiO2-K2O for the diabase

圖12 輝綠巖的AFM圖解Fig. 12 Diagram of AFM for the diabase

輝綠巖的Isr值介于富集地幔(EMII)與富集地幔(EMI)值端元值之間, (143Nd/144Nd)i值與εNd(t)值顯示其源區(qū)性質(zhì)與富集地幔具有內(nèi)在聯(lián)系。輝綠巖的Δ7/4Pb＝6.0～9.2、Δ8/4Pb＝48.5～68.0、ΔSr＝70.73～87.04(表 6), 完全符合 Hart(1984)給出的Dupal異常Pb的邊界條件, 表現(xiàn)為富集地幔特征。運用208Pb/204Pb-206Pb/204Pb 圖解(圖 13a)和87Sr/86Sr-143Nd/144Nd 圖解(圖 13b)進行再檢驗,顯示輝綠巖投影點均落在富集地幔區(qū)(EMII)范圍。

綜上表明, 輝綠巖的稀土元素和微量元素組成及其Pb、Sr、Nd同位素地球化學特征, 共同指向一個認識, 即輝綠巖地球化學組成反映的是原始巖漿本身固有特征, 其來源與富集地幔源區(qū)相關(guān), 可以將新路盆地輝綠巖厘定為鉀玄巖。

5.2 地質(zhì)意義

近來研究表明, 鉀玄巖可出現(xiàn)在大陸弧、碰撞后弧、大洋弧和板內(nèi)等環(huán)境, 也可形成于后碰撞環(huán)境和拉張環(huán)境(鄧晉福等, 2004; 李毅等, 2006; 李獻華等, 2006; 夏斌等, 2006), 對于區(qū)域構(gòu)造演化和動力學機制的研究具有重要意義。

與島弧環(huán)境有關(guān)的鉀玄巖高度富集大離子親石元素和輕稀土元素, 顯著虧損Ta、Nb和Ti(Turner et al., 1996; 李獻華等, 2001); 大洋板內(nèi)鉀玄巖具有典型的洋島玄武巖的微量元素特征; 而大陸板內(nèi)鉀玄巖既有島弧型微量元素特征, 也有 OIB型微量元素特征。依據(jù)新路盆地鉀玄巖具有的輕稀土元素富集型, Ta、Nb、Ti等元素基本不存在明顯虧損, 顯著富集大離子親石元素和強不相容元素K、Rb、Sr、Ba、Th等, 其微量元素蛛網(wǎng)圖與OIB型基本一致等特點,可推測新路盆地輝綠巖形成于大陸板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境。不同環(huán)境形成的鉀玄巖的TiO2含量往往存在明顯區(qū)別(鄧晉福等, 2004), 島弧環(huán)境鉀玄巖的TiO2值一般接近于 0.77%, 形成于大陸裂谷環(huán)境的堿性玄武巖TiO2值通常大于2.2%, 而青藏大陸碰撞帶鉀玄巖的TiO2值一般為 1.30%。研究區(qū)鉀玄巖的 TiO2值為0.84%～1.33%, 明顯高于島弧鉀玄巖、低于大陸裂谷堿性玄武巖的 TiO2值, 而與青藏高原鉀玄巖的TiO2值相近, 喻示其形成環(huán)境可能具有大陸板內(nèi)碰撞造山帶特點。

地球化學圖解是判別巖石形成構(gòu)造環(huán)境常用方法之一。TiO2-K2O-P2O5圖解(圖14a)顯示, 新路盆地鉀玄巖投影于大陸環(huán)境區(qū); 在FeOt-MgO-Al2O3圖解(圖14b)中, 鉀玄巖主要落在造山帶或大陸環(huán)境。在Zr/Y-Zr圖解(圖 15a)和 TiO2-Y/Nb聯(lián)合圖解中(圖15b), 所有投影點均遠離洋中脊玄武巖(MORB)區(qū)和島弧玄武巖區(qū), 落于板內(nèi)玄武巖區(qū)。此外, 新路盆地鉀玄巖Hf/Th比值介于2.08～2.17之間(平均2.14),與 Cordie(1989)提出的板內(nèi)玄武巖特征值類似;Th/Ta和 Ta/Hf比值分別介于 4.57～47.97、0.09～0.10之間, 也與汪云亮等(2001)提出的大陸板內(nèi)玄武巖的值(分別為>1.6和>0.1)相一致。

圖13 新路盆地輝綠巖208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(a)和87Sr/86Sr-143Nd/144Nd(b)圖解(據(jù)Zindler et al., 1986)Fig. 13 Diagram of 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a) and 87Sr/86Sr-143Nd/144Nd (b) for the diabase in Xinlu basin(after Zindler et al., 1986)

圖14 輝綠巖TiO2-K2O-P2O5 (a)和FeOt-MgO-Al2O3 (b)圖解Fig. 14 Diagram of TiO2-K2O-P2O5(a) and FeOt-MgO-Al2O3(b) for the diabase in Xinlu basin

區(qū)域地質(zhì)研究表明, 新路地區(qū)所處的揚子地塊與南部的華夏地塊最早在早元古代(約800 Ma)就已拼貼聯(lián)合成古陸。震旦紀之后, 區(qū)域上經(jīng)歷了加里東運動、海西運動和印支運動等多次造山作用和兩塊體之間的地殼拉張作用, 總體表現(xiàn)為陸內(nèi)兩大塊體間構(gòu)造運動特點。雖然不同學者對于兩個塊體間拼貼固結(jié)成為統(tǒng)一陸塊的時代尚存在爭議, 但有一點是一致的, 即在中三疊世末期的印支運動之后, 華東南地區(qū)結(jié)束海相沉積歷史, 華夏地塊和揚子地塊已完全拼貼成為一體,進入陸內(nèi)演化階段?？梢? 地質(zhì)研究與地球化學研究得到的認識是相互吻合的, 表明新路盆地鉀玄巖形成的構(gòu)造環(huán)境為大陸板內(nèi)環(huán)境。

Meen(1987)根據(jù)熔融試驗得出結(jié)論, 鉀玄質(zhì)系列火山巖是在高壓條件下(約 40 km的莫霍面處)的產(chǎn)物。Condie(1982)基于K60(ω(SiO2)=60%時的K2O含量)與地殼厚度的依賴關(guān)系, 提出形成鉀玄巖的地殼厚度大于 67 km, 高鉀鈣堿性系列巖石對應(yīng)的地殼厚度 40～67 km。青藏高原碰撞造山帶鉀玄巖對應(yīng)的地殼厚度為70～80 km。新路盆地鉀玄巖(93 Ma)的存在, 喻示新路地區(qū)在晚白堊世之前存在加厚地殼(約大于 40～67 km)。基于鉀玄巖侵入之前的40 Ma內(nèi), 新路地區(qū)發(fā)育了大規(guī)模的巖漿活動, 形成了高鉀鈣堿性酸性火山巖系列, 鉀玄巖侵入之后,新路地區(qū)巖漿作用趨于沉寂的地質(zhì)事實, 結(jié)合研究區(qū)現(xiàn)今莫霍面埋深約27～32 km的認識, 作出如下推斷: 早白堊世以來, 新路地區(qū)存在強烈的地幔物質(zhì)持續(xù)上涌及殼幔作用, 誘發(fā)深部殼源物質(zhì)熔融和火山作用, 并致使巖石圈發(fā)生明顯的減薄作用; 新路盆地鉀玄巖形成與陸內(nèi)揚子地塊和華夏地塊之間的碰撞造山帶的后碰撞期熱點活動環(huán)境有關(guān), 發(fā)育于巖石圈大規(guī)模減薄的末期, 鉀玄巖基本限定了新路地區(qū)巖石圈大規(guī)模減薄的時限。

圖15 輝綠巖Zr/Y-Zr(a)和TiO2-Y/Nb(b)圖解Fig. 15 Diagram of Zr/Y-Zr(a) and TiO2-Y/Nb(b) for the diabase

新路盆地是華東南地區(qū)重要產(chǎn)鈾盆地之一, 其中巖漿作用集中于135～93 Ma之間, 鈾成礦時代約為75 Ma?？梢? 新路盆地巖漿作用期與富集地幔相關(guān)的熱點活動環(huán)境及其巖石圈減薄過程對應(yīng), 而鈾成礦作用滯后于賦礦圍巖火山巖和鉀玄巖成巖時代,與巖石圈減薄作用晚期相吻合。這種對應(yīng)關(guān)系或許給出如下啟示: 后碰撞環(huán)境發(fā)育的與熱點活動相關(guān)的巖石圈減薄動力學演化過程及其殼幔作用源區(qū)對火山巖型鈾成礦具有重要的制約作用, 可能是火山巖型鈾成礦作用的驅(qū)動源。該認識在一定程度上解釋了“火山巖型鈾礦成礦作用, 實際上與幔源物質(zhì)參與密切相關(guān)”之成因機理。

6 結(jié)論

新路盆地輝綠巖屬鉀玄巖, 成巖時代為(93±3) Ma, 其成巖環(huán)境與碰撞造山帶的后碰撞期熱點活動相關(guān)。自早白堊世以來, 新路地區(qū)存在強烈的地幔物質(zhì)持續(xù)上涌及殼幔作用, 巖石圈發(fā)生了大規(guī)模減薄作用; 鉀玄巖侵位年齡基本限定了新路地區(qū)巖石圈大規(guī)模減薄的時限。推測熱點活動導致巖石圈減薄的動力學演化過程及其殼幔作用源區(qū)可能對火山巖型鈾礦成礦起著重要的制約作用。

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Chronology and Geochemical Characteristics of the Diabase in Xinlu Basin of Western Zhejiang and Their Significance

WANG Zheng-qi1), LI Zi-ying2), FAN Hong-hai2), TANG Jiang-wei3)
1)Key Laboratory of Fundamental Science on Radioactive Geology and Exploration Technology,East China Institute of Technology, Fuzhou, Jiangxi344000;
2)Beijing Research Institute of Uranium Geology, Beijing100029;
3)No.269 Geological Party, Nuclear Industry of Zhejiang Province, Jinhua, Zhejiang321000

The laser microprobe40Ar-39Ar dating and detailed study of petrogeochemical characteristics of the diabase developed in Xinlu volcanic basin of western Zhejiang were carried out. The results indicate that the diabase was formed in Late Cretaceous with an age of (93±3) Ma. The diabase contains two kinds of pyroxenes(clinopyroxene and orthopyroxene), the plagioclase is labradorite, and the content of SiO2is between 44.00% and 50.09%, characterized by rich alkali, (5.15% on average), high K (K2O/Na2O 1.08), and low Ti (TiO21.15%).Its petrological and geochemical characteristics show typical shoshonite. The shoshonite is enriched in LREE,LILE and incompatible elements, without Eu depletion, (87Sr/86Sr)iand (143Nd/144Nd)iare in the ranges of 0.70707 to 0.70870 and 0.512338 to 0.512407 respectively, Δ7/4Pb=6.0～9.2, Δ8/4Pb=48.5～68.0, and ΔSr=70.73～87.04,showing relatively enriched mantle signatures. It is concluded that the shoshonite in Xinlu basin is the product of lithospheric thinning combined with hotspot activity in the post-collision period of the orogenic zone. The age of shoshonite fundamentally restricts the time limit of the large-scale lithospheric thinning in Xinlu area, and suggests that dynamic processes of lithospheric thinning was affected by hotspot and the sources of crust-mantle interaction migtht have played an important role in controlling volcanics-type uranium mineralization.

shoshonite;40Ar-39Ar dating; petrogeochemistry; lithospheric thinning; Xinlu volcanic basin

P588.136; P597.2

A

10.3975/cagsb.2013.02.02

本文由國家自然科學基金項目(編號: 41040019)資助。

2012-03-23; 改回日期: 2012-06-20。責任編輯: 魏樂軍。

王正其, 男, 1964年生。教授。主要從事巖石成因與鈾成礦作用方向研究。E-mail: zhqwang@ecit.cn。

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