北山造山帶東段芨芨泉巖體地球化學特征、鋯石U-Pb年代學及其構造意義

高峰，菅坤坤，李寧，杜彪，趙端昌，易鵬飛

(1.陜西省地質調(diào)查中心，陜西 西安 710068;2.長安大學，陜西 西安 710054)

北山造山帶位于華北板塊、塔里木板塊和哈薩克斯坦板塊匯聚部位(劉雪亞等，1995；左國朝等，2003；李錦軼等，2009；王國強等，2014)，構造背景復雜，巖漿活動頻繁。長期以來，眾多學者主要集中對蛇綠巖帶的研究，對北山地區(qū)構造格局、構造演化及板塊縫合線的位置提出了諸多認識(左國朝等，2003；聶鳳軍等，2002；龔全勝等，2003；何世平等，2005；黃增保等，2006；楊合群等，2010，2012；楊建國等，2012)。然而，對于北山地區(qū)除蛇綠巖帶之外分布的基性侵入巖的研究報導甚少。近年來，北山地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一系列與基性巖密切相關的金屬礦床。例如，紅石山南銻金礦(彭海練等，2011)、新金廠金礦(張道忠，2010)、老金廠金礦、鹿咀子銻礦等，對基性侵入體的認識在一定程度上制約了區(qū)域找礦工作。因此，對北山地區(qū)輝長巖的形成時代、巖石成因的研究具有重要的意義。筆者在1∶5萬區(qū)域礦產(chǎn)地質調(diào)查的基礎上，通過對北山造山帶東段芨芨泉輝長巖體進行鋯石U-Pb同位素年代學、巖石學和巖石地球化學特征研究，探討其形成時代、巖石成因及構造背景，以期為北山地區(qū)的大地構造演化及巖漿巖研究提供重要的參考依據(jù)，用以指導區(qū)域找礦。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于北山造山帶東段，內(nèi)蒙古西南側與甘肅省接壤位置。地質背景較復雜，構造單元劃分存在爭議。部分學者認為其屬于塔里木板塊增生帶北緣(左國朝等，1990；龔全勝等，2002；何世平等，2002)；另一部分則認為其屬于哈薩克斯坦板塊的南緣(劉雪亞等，1995；聶鳳軍等，2002)。筆者沿用楊合群等(2012)的劃分方案，以紅柳河-牛圈子-洗腸井縫合帶為界線，其北側為哈薩克斯坦板塊，南側為塔里木板塊，并將塔里木板塊進一步劃分為3個三級構造單元，分別為白玉山-方山口-鷹嘴紅山早古生代被動邊緣帶、磁海-紅柳園-白山堂晚古生代陸內(nèi)裂谷帶和敦煌地塊(圖1)。芨芨泉巖體位于磁海-紅柳園-白山堂晚古生代陸內(nèi)裂谷帶內(nèi)。

Ⅰ-1.大南湖-雀兒山-狐貍山早古生代活動邊緣帶；Ⅰ-2.雅滿蘇-紅石山-黑鷹山晚古生代陸內(nèi)裂谷帶；Ⅰ-3.星星峽-明水-旱山地塊；Ⅰ-4.公婆泉-東七一山早古生代活動邊緣帶；Ⅱ-1.白玉山-方山口-鷹嘴紅山早古生代被動邊緣帶；Ⅱ-2.磁海-紅柳園-白山堂晚古生代陸內(nèi)裂谷帶；Ⅱ-3.敦煌地塊圖1 (a)芨芨泉輝長巖體大地構造位置圖及(b)地質簡圖(據(jù)楊合群等，2012)Fig.1 (a) Simplified geological map and (b) tectonic location map of Jijiquan gabbro

研究區(qū)出露地層主要為薊縣系平頭山組(Jxp)、下石炭統(tǒng)紅柳園組(C1h)、下二疊統(tǒng)雙堡塘組(P1sh)、中二疊統(tǒng)金塔組(P2j)和上二疊統(tǒng)方山口組(P3f)。平頭山組為一套淺海相碳酸鹽建造，呈飛來峰壓覆于方山口組之上；紅柳園組為火山-碎屑巖建造；雙堡塘組整體為一套粗碎屑巖，與紅柳園組為角度不整合或斷層接觸；金塔組為火山-碎屑巖建造，與雙堡塘組為整合接觸；方山口組為碎屑巖建造，夾少量中酸性火山巖。區(qū)域上沿磁海-紅柳園-白山堂晚古生代陸內(nèi)裂谷帶廣泛分布華力西期侵入巖，走向北西—南東向，與區(qū)域構造線方向一致，巖石類型基性-中性-酸性均有產(chǎn)出，基性侵入巖呈巖株、巖瘤、巖枝和巖瘤沿音凹峽—金廟井—芨芨泉—白山堂一線分布。芨芨泉巖體位于該巖漿巖帶中部，為帶內(nèi)規(guī)模最大的基性侵入巖體。區(qū)內(nèi)斷裂構造發(fā)育，主要為早期北西向逆沖推覆構造和晚期北東向壓扭性斷裂組。

2 芨芨泉巖體地質及巖相學特征

芨芨泉巖體研究區(qū)內(nèi)出露面積52.43km2，呈巖株、巖枝、巖脈狀產(chǎn)出，呈北西—南東向展布，與下石炭統(tǒng)紅柳園組為侵入接觸關系，界線清晰，平面及剖面均呈不規(guī)則彎曲狀，產(chǎn)狀多直立或向外陡傾，巖體內(nèi)部見橢圓狀、長條狀或不規(guī)則狀圍巖捕虜體。捕擄體未見明顯的葉理構造，具有被動就位特征。芨芨泉巖體巖性較單一，主要為中細粒輝長巖及少量輝綠巖，巖體中心到邊部粒度由粗變細，輝綠巖呈巖脈產(chǎn)出，脈寬2～20m，延伸大于100m，走向北西—南東向。

輝長巖：輝長結構，主要由輝石(30%～50%)和斜長石(40%～60%)組成；副礦物為榍石、磷灰石、鋯石及不透明礦物(約5%)。斜長石呈自形-半自形板狀為主，發(fā)育聚片雙晶，大部分表面絹云母化，粒徑0.5～4mm；輝石，半自形-他形狀產(chǎn)出，粒徑及自形程度與斜長石相近，局部發(fā)生纖閃石化和綠簾石化。

輝綠巖：巖石整體蝕變較強，輝綠結構，主要礦物組成為輝石(約35%)和斜長石(約60%)；副礦物主要為榍石、鋯石及不透明礦物(約5%)。斜長石為半自形板狀，雙晶紋較寬，多為拉、倍長石，表面分布次生黏土礦物或細小絹云母礦物，整體表面“較臟”，粒徑0.3～3mm，常搭成三角形的格架，顆粒狀輝石及不透明金屬礦物充填其中；輝石呈半自形-他形顆粒狀產(chǎn)出，多發(fā)生纖閃石化和綠簾石化。

3 分析測試方法

對采集的樣品進行主量元素及LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡測定。在進行化學分析前，先在鏡下觀察薄片以確定樣品的適應性。主量由中國冶金地質總局西北地質勘查院測試中心測定，采用XRF 熒光光譜樣分析方法，分析精度優(yōu)于5%。

用常規(guī)方法分選出鋯石單礦物，然后在雙目鏡下根據(jù)鋯石顏色、自形程度、形態(tài)、透明度等進行初步分類，挑選出具有代表性的鋯石。將鋯石樣品用雙面膠粘在載玻片上，放上PVC 杯，然后將環(huán)氧樹脂和固化劑進行充分混合后注入PVC 杯中，待樹脂充分固化后將其從載玻片上剝離，打磨和拋光至鋯石中心部位暴露，然后拍攝透射光、反射光和陰極發(fā)光(CL)圖像。最后用體積百分比為3%的HNO3清洗樣品制成樣品靶備用。LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素測定在西安地質礦產(chǎn)研究所實驗測試中心完成。測定時根據(jù)可見光、CL 和BSE(背散射電子成像)圖像選擇合適的測點位置，如避免包裹體、裂隙位置等。詳細的分析步驟和數(shù)據(jù)處理方法見HORN et al.(2000)，YUAN et al.(2004)，用Glitter(4.0 版)程序處理原始數(shù)據(jù)。年齡加權平均計算及U-Pb 諧和圖的繪制采用Isoplot(3.0 版)(LUDWIG, 2003)完成。

4 鋯石U-Pb年代學

輝長巖(樣品編號為TW02)采樣點坐標為N：40°35′01″，E：98°31′47″。用于測試分析的鋯石顆粒顏色主要為淡黃色，透明狀、金剛光澤，粒徑40～160 μm，長寬比為2∶1～4∶1。根據(jù)鋯石陰極發(fā)光圖像，可以將鋯石劃分為2類：一類是不具有繼承核的巖漿鋯石，另一類是繼承鋯石或含古老核的鋯石(圖2)。第一類鋯石棱角分明，具有明顯的巖漿震蕩環(huán)帶，該類鋯石具有較高的Th、U含量，除3個測點Th/U值為0.3～0.36，其余的均介于0.41～0.82，Th/U平均值為0.55，這類鋯石的年齡能夠代表該期巖漿的結晶年齡(VAVRA et al., 1999;HOSKIN et al., 2003;吳元保等，2004)。第二類鋯石核部具有不規(guī)則的繼承鋯石，如測點4、測點9和測點19，代表了巖漿源區(qū)或者圍巖的年齡，能夠為北山地區(qū)古老構造巖漿事件提供重要信息。

圖2 輝長巖鋯石CL圖像及U-Pb年齡分析點圖Fig.2 CL images of zircons from gabbro, and the points for U-Pb analysis

通過對24顆鋯石進行同位素分析，獲得了24個年齡數(shù)據(jù)，分析結果見表1。結合陰極發(fā)光圖像，將24個年齡值歸為2類，即巖漿鋯石年齡和繼承鋯石年齡。根據(jù)鋯石U-Pb年齡的特點，大于1 000 Ma時采用207Pb/206Pb年齡值，小于1 000 Ma 時采用206Pb/238U年齡值，繼承鋯石包括3個測點，其年齡值為(454±10) Ma、(2420±35) Ma和(2521±36) Ma。巖漿鋯石共21個測點，其中7個測點諧和度很低，明顯偏離諧和曲線，考慮給予剔除，其余14個測點206Pb/238U年齡值集中在261～291 Ma，測點均投影在諧和曲線下方及其附近區(qū)域(圖3a)，表明鋯石雖有極少量的鉛丟失，但基本處于封閉體系之中，能夠代表輝長巖的形成時代，206Pb/238U加權平均年齡為(274.1±5.3) Ma(圖3b)，解釋為輝長巖的結晶年齡，說明芨芨泉巖體形成于早二疊世。

圖3 (a)輝長巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和(b)加權平均年齡圖Fig.3 (a)Zircon U-Pb concordia diagram and (b)weighted average age for gabbro

5 巖石地球化學特征

5.1 主量元素特征

芨芨泉巖體地球化學分析結果見表2。巖石SiO2含量為44.36%～46.76%，平均為46.17%，MgO含量為6.47%～6.98%，平均為6.75%，Na2O+K2O含量為3.3%～4.9%，平均為3.95%，所有樣品Na2O>K2O，Al2O3和CaO含量較高，分別為16.36%～18.33%和7.9%～10.23%，平均分別為17.6%和9.34%，TiO2含量為0.86%～1.18%，平均為1.0%，與大陸溢流相拉斑玄武巖TiO2的平均含量(TiO2=1.0%，WILSON, 1989)相同。Mg#=50.49～55.78，平均為52.84，明顯低于原生巖漿范圍(68～75，WILSON, 1989)，TFe2O3的含量為9.87%～12.15%，平均為10.77%。由于所研究的樣品遭受了不同程度的蝕變作用，樣品燒失量較大，因此，只采用不活動的元素來討論地球化學特征和巖石成因。利用蝕變過程中不活潑元素(Zr、Ti、Nb、Y)進行巖石分類判別，在Zr/TiO2-Nb/Y 分類圖解上(圖4a)，所有樣品落入安山玄武巖區(qū)域，在Ta/Yb-Th/Yb圖解中，所有樣品落在鈣堿性系列區(qū)域(圖4b)。

表2 輝長巖地球化學分析結果表Tab.2 Element compositions of the Jijiquan gabbro

注：主量元素含量為%；微量元素含量為10-6。

5.2 稀土和微量元素特征

輝長巖樣品稀土元素總量較低，變化不大，∑REE=40.78×10-6～59.74×10-6，平均為50.07×10-6，高于N-MORB的39.11×10-6(SUN et al., 1989)，(La/Yb)N值范圍為1.3～1.87，平均為1.52，LREE/HREE=2.27～2.91，平均為2.51，輕重稀土元素分異較弱，略富集輕稀土元素。δEu=1.04～1.17，平均為1.09，弱正Eu異常。球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(圖5a)呈近似平坦型。原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖5b)，所有樣品具有相似的特征，暗示樣品具有同源性。巖石相對富集大離子親石元素(Rb、Ba、K)和不相容元素(Th、U、Sr)，相對虧損高場強元素(Nb、Ta、P、Zr)，巖石Pb正異常明顯，表明巖石可能受地殼物質的混染(SUN et al., 1989)。

圖4 (a)輝長巖Zr/TiO2-Nb/Y圖解(底圖據(jù)WINCHESTER et al., 1977)和(b)Th/Yb-Ta/Yb圖解Fig.4 (a)Zr/TiO2-Nb/Y and (b) Th/Yb-Ta/Ybdiagrams of the Jijiquan gabbro (After WINCHESTER et al., 1977)

圖5 (a)輝長巖球粒隕石標準化稀土配分圖和(b)原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖 (標準化值據(jù)SUN et al., 1989)Fig.5 (a)Chondrite-normalized REE abundances and (b)primitive mantle normalized trace element abundances of the Jijiquan gabbro (Normalizing values after SUN et al., 1989)

6 討論

6.1 源區(qū)性質及巖石成因

RAPP et al.(1995)指出，由玄武質下地殼部分熔融而來的熔體的Mg#一般較低(<40)，而Mg#大于40表明源區(qū)有地幔組分的參與或者直接來源于地幔。一般而言，由地幔二輝橄欖巖經(jīng)20%～30%的部分熔融后形成原生玄武質巖漿的Mg#約為70(PERFIT et al., 1980; HERGT et al., 1989)，芨芨泉輝長巖Mg#為50.49～55.78，平均為52.84，均大于40，這表明其源區(qū)有幔源組分的參與。巖漿巖巖石的化學成分中的高場強元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Th以及HREE不易受后期熱液蝕變和低于角閃石相的變質作用的影響(WINCHESTER et al., 1997; PEARCE et al., 1973; LEI Wanshan et al., 2016)，因此可用這些元素對巖漿源區(qū)進行判別。研究表明，源于軟流圈地幔的玄武巖其La/Nb值約<1.5，La/Ta值約<22，巖石圈地幔來源的玄武巖則與之相反(HUANG et al., 2000)。芨芨泉輝長巖La/Nb值為2.27～2.82，平均為2.54，La/Ta值為19.7～33.5，平均為24.3，指示該輝長巖源區(qū)為巖石圈地幔，在Nb-Zr圖解上(圖6a)，所有樣品落在虧損型地幔區(qū)域，表明巖漿起源于虧損地幔。

圖6 (a)輝長巖Zr-Nb圖解和(b)Ti/100-Zr-Y×3圖解 (a.底圖據(jù)LE Roex et al., 1983; b.底圖據(jù)PEARCE et al., 1973)Fig.6 (a)Zr-Nb and (b)Ti/100-Zr-Y×3 diagram of the Jijiquan gabbro

通常，幔源巖漿侵入地殼過程中會不同程度受到地殼物質的影響，而地殼物質的加入使巖石富集LREE和LILE，虧損Ti、Nb 和Ta(RUDNICK et al., 2003)，同時會使La/Nb、Zr/Nb值升高，Ce/Pb值降低。因此，元素之間含量比值及元素比值之間相關關系(Ce/Pb、Nb/U) 可以準確驗證同化混染作用是否存在(姜常義等，2015)。地殼中Ce/Pb<15，而典型地幔Ce/Pb=25±5(HOFMANN, 1986)，芨芨泉輝長巖Ce/Pb為3.4～9.13，顯示巖體受到同化混染作用。Nb/U值可作為判別地殼混染的標志之一(TAYLOR et al., 1985；鄧晉福等，2015)，洋中脊玄武巖和洋島玄武巖Nb/U值為47±10，而大陸地殼和原始地幔Nb/U平均值分別為8.93和33.59，芨芨泉輝長巖Nb/U為4.17～6.33，平均為5.28，與大陸地殼較為相近，遠離原始地幔平均值，反映巖漿上升過程中有地殼物質的混入。芨芨泉輝長巖Nb/Ta值為8.0～12.5，平均為9.53，Zr/Hf值為30.67～33.15，平均為31.81，分別與大陸地殼值(Nb/Ta=11，Zr/Hf=33；據(jù)TAYLOR et al.,1985)接近，而低于洋中脊玄武巖值(Nb/Ta=17.7，Zr/Hf=36.1)(據(jù)SUN et al., 1989)，表明巖漿在上升過程中可能受到地殼物質的混染。綜合主量、微量元素特征，表明芨芨泉輝長巖源于虧損地幔的部分熔融，在上升過程中明顯受到地殼物質的混染。

6.2 構造地質背景探討

盡管前人對北山地區(qū)古洋盆的位置有不同的觀點(左國朝等，1990；徐學義等，2008，2009)，但對洋盆開始裂解時限的認識基本一致。大量研究表明，北山地區(qū)古大陸自震旦紀開始有裂解前兆，至少到晚奧陶世洋盆已經(jīng)形成(左國朝等，2003；龔全勝等，2002；楊合群等，2008，2012；陳超等，2017)。

北山南帶洋盆閉合的時限存在泥盆紀、石炭紀、二疊紀3種不同的認識：左國朝等(1990)認為，不整合在早古生代地層之上的泥盆系海陸相粗碎屑巖磨拉石建造標志著碰撞造山和洋盆閉合；何世平等(2005)認為，石炭紀末洋盆閉合，哈薩克斯坦板塊和塔里木板塊相互靠攏，形成新的統(tǒng)一大陸，北山地區(qū)自此進入板內(nèi)演化階段；劉雪亞等(1995)認為，在早二疊世之前，隨著北山南帶及南天山古洋盆的封閉，敦煌地塊北緣的安北-舊寺墩構造帶與北山造山帶前緣的柳園-大奇山地體碰撞，導致塔里木板塊、哈薩克斯坦板塊和西伯利亞板塊最終拼接。結合北山南帶發(fā)育大量后碰撞階段花崗巖類，時代集中在304～266 Ma(馮繼承等，2012；張文等，2011；易鵬飛等，2017)。綜上所述，早二疊世北山南帶洋盆已經(jīng)閉合，區(qū)內(nèi)轉入板內(nèi)演化階段。

大量研究表明，北山南帶晚古生代為板內(nèi)裂谷環(huán)境，區(qū)內(nèi)晚石炭世可能存在裂谷回返碰撞，導致石炭系與下二疊統(tǒng)之間的角度不整合接觸，早二疊世裂谷再次拉開，并在中二疊世達到鼎盛(趙澤輝等，2006；姜常義等，2006；何世平等，2005；左國朝等，1990)，產(chǎn)生大量伸展背景的幔源巖漿活動，如區(qū)內(nèi)出露的二疊紀雙峰式火山巖，以及大量的輝長巖和輝綠巖，表明北山南帶二疊紀整體處于伸展拉伸的構造背景，芨芨泉輝長巖的被動就位特征也支持這一觀點。在TiO2-Zr-3×Y構造環(huán)境判別圖解中(圖6b)，所有樣品落在板內(nèi)區(qū)域。綜合巖體主、微量元素特征及區(qū)域構造演化，表明芨芨泉輝長巖形成于早二疊世板內(nèi)伸展構造背景。

7 結論

(1)北山地區(qū)芨芨泉輝長巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為(274.1±5.3) Ma，代表了輝長巖的形成年齡，時代為早二疊世。

(2)巖石地球化學特征表明輝長巖源于虧損地幔的部分熔融，在上升侵位過程中發(fā)生明顯的地殼混染。

(3)結合區(qū)域構造背景及巖體主、微量元素特征綜合分析，芨芨泉輝長巖形成于板內(nèi)伸展的構造背景。

致謝：本文在撰寫過程中得到了崔繼崗高級工程師的精心指導，審稿專家提出了諸多寶貴且中肯的意見，在此一并表示衷心的感謝!