北祁連東段早古生代洋殼俯沖作用記錄
——來自晚奧陶世高鎂埃達(dá)克巖的證據(jù)

趙少卿, 海連富, 孫永亮, 梅 超, 母彩霞, 魏向成, 徐清海, 郭 蓉

(1.長江大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 湖北 武漢 430100; 2.寧夏回族自治區(qū)礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查院, 寧夏 銀川 750021; 3.寧夏回族自治區(qū)礦產(chǎn)地質(zhì)研究所, 寧夏 銀川 750021; 4.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)資源學(xué)院, 湖北 武漢 430074)

位于青藏高原東北緣的北祁連造山帶被認(rèn)為是原特提斯構(gòu)造域最北部的構(gòu)造拼合體,其經(jīng)歷了早古生代洋殼俯沖及之后的陸-陸碰撞,是一個(gè)具有典型“溝-弧-盆”體系的增生型造山帶(許志琴等, 1994; 張建新等, 1997; 張招崇等, 1997; Songetal., 2009; Xiaetal., 2016; Yuetal., 2021)。前人對(duì)該帶內(nèi)出露的蛇綠巖、高壓變質(zhì)巖和花崗巖類的大量研究已取得了一系列重要成果,但北祁連原特提斯洋的俯沖極性和最終閉合過程仍是長期爭(zhēng)論的問題。從現(xiàn)今的構(gòu)造格局來看,北祁連造山帶從南向北依次發(fā)育早古生代洋中脊蛇綠巖、高壓變質(zhì)巖、弧巖漿巖和弧后盆地蛇綠巖(圖1a),據(jù)此多數(shù)研究者傾向于認(rèn)為北祁連洋在奧陶紀(jì)向北俯沖(許志琴等, 1994; 夏林圻等, 1996; Wangetal., 2005; Songetal., 2013, Xiaetal., 2016),且普遍認(rèn)為至少在440 Ma時(shí)大洋已經(jīng)閉合。值得注意的是,這些研究主要集中在北祁連造山帶西段和中段,而對(duì)于原特提斯洋所在的北祁連東段,尤其是最東端的寧夏南華山地區(qū)的演化過程研究相對(duì)薄弱。近年來的研究表明,北祁連造山帶東段發(fā)育大量的早古生代埃達(dá)克質(zhì)花崗巖類,從西至東分布于雷公山-老虎山-寶積山-屈吳山一帶,形成時(shí)代集中于450～430 Ma,其成因主要與北祁連洋閉合后的同碰撞或碰撞后伸展背景有關(guān)(Tsengetal., 2009; 秦海鵬等, 2014; Yuetal., 2015; Chenetal., 2016, 2018; Fuetal., 2018),缺少北祁連洋俯沖作用的相關(guān)記錄。此外,屈吳山以東的南華山、衛(wèi)寧北山地區(qū)也發(fā)育一定規(guī)模的花崗巖類和銅-金礦床(海連富等, 2023),而對(duì)這些花崗巖類的研究鮮有報(bào)道,已有成果也缺乏系統(tǒng)的巖石地球化學(xué)等證據(jù)制約。

圖1 北祁連造山帶地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a, 據(jù)Chen et al., 2018修改)和南華山地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)

具有高Sr及低Y、Yb元素含量的埃達(dá)克巖或埃達(dá)克質(zhì)巖石不僅蘊(yùn)含著豐富的大陸動(dòng)力學(xué)信息,其本身也與Cu、Au等礦床的形成密切相關(guān),在國際地學(xué)界一直是討論的焦點(diǎn)之一。與傳統(tǒng)的I型、S型和A型花崗巖相比,埃達(dá)克質(zhì)巖石通常具有SiO2≥56%,Al2O3≥15%,富Na、貧K,高Sr(>400×10-6)、LREE含量和Sr/Y(>20)、(La/Yb)N(>10)值, Y(≤18×10-6)和HREE含量相對(duì)低,無Eu異?；蜉p微的負(fù)異常等一系列地球化學(xué)特征(Defant and Drummond, 1990; Martinetal., 2005)。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為這些特征暗示該類巖石不僅與洋殼俯沖作用有關(guān),還可能形成于加厚下地殼的直接熔融(Atherton and Petford, 1993; Chungetal., 2003)、拆沉下地殼部分熔融(Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006)、幔源玄武質(zhì)巖漿的同化混染-分離結(jié)晶作用等(Castilloetal., 1999; Macphersonetal., 2006)。埃達(dá)克質(zhì)巖石可能記錄了洋殼俯沖、大陸碰撞或伸展作用的關(guān)鍵證據(jù),研究其成因?qū)μ接懜_背景下的殼幔相互作用機(jī)制和大陸地殼增長具有重要意義。

鑒于此,本文選擇北祁連造山帶東段寧夏南華山地區(qū)具有埃達(dá)克質(zhì)巖石特征的石洼里花崗巖,開展了鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學(xué)分析,并進(jìn)行了系統(tǒng)的主、微量元素和鋯石原位Hf同位素地球化學(xué)研究,以探討巖體侵位時(shí)代、成因及其形成的地球動(dòng)力學(xué)背景,欲為原特提斯洋在北祁連造山帶東段的俯沖特征和演化過程提供新依據(jù)。

1 地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

祁連造山帶位于青藏高原北部,夾持于塔里木板塊、阿拉善地塊和柴達(dá)木地塊之間,是一呈北西-南東向展布的大型早古生代復(fù)合造山帶,由南向北依次劃分為南祁連褶皺帶、中祁變質(zhì)基底和北祁連增生造山帶(馮益民等, 1996; 張建新等, 2015; 宋述光等, 2019; Yuetal., 2021)。北祁連造山帶北以阿拉善地塊毗鄰,南接祁連地塊(圖1a),被認(rèn)為是在新元古代巖石圈裂陷作用基礎(chǔ)上,受早古生代大洋巖石圈俯沖影響而發(fā)育有完整溝-弧-盆構(gòu)造體系的增生型造山帶。北祁連造山帶由南部的早古生代洋中脊蛇綠巖帶、中部的島弧火山巖帶和北部的弧后SSZ型蛇綠巖帶組成(圖1a, 張招崇等, 1997; Songetal., 2013; 夏林圻等, 2016; 宋述光等, 2019)。此外,該造山帶分布有大量的早古生代花崗巖類,從西段的昌馬-大岔大坂-走廊南山,到東段雷公山-老虎山-屈吳山-南華山一帶均有分布。前人對(duì)區(qū)域內(nèi)花崗巖類進(jìn)行了較為詳細(xì)的年代學(xué)和巖石成因研究,普遍認(rèn)識(shí)到造山帶西段花崗巖類侵位較早(520～463 Ma),以S型花崗巖和具高Sr/Y值的花崗巖為主,巖石的產(chǎn)出主要受北祁連洋俯沖及其誘發(fā)的弧后伸展控制(吳才來等, 2004, 2010; Wuetal., 2011; 熊子良等, 2012; Chenetal., 2014; 卜濤等, 2019; Lietal., 2020),而東段花崗巖類則侵位相對(duì)較晚(466～402 Ma),主要為具高Sr/Y值的石英閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖(王金榮等, 2006;Tsengetal., 2009; 秦海鵬等, 2014; Yuetal., 2015; Chenetal., 2016; Yangetal., 2019)。

本文報(bào)道的石洼里巖體位于北祁連造山帶東段的寧夏南華山地區(qū),主要侵入到中元古代海源群變質(zhì)巖系中,出露面積約5 km2(圖1b)。巖性以花崗巖為主,受后期構(gòu)造活動(dòng)的影響,巖石發(fā)生弱變形(圖2a)?；◢弾r為中粗粒結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造, 主要由石英(約35%)、鉀長石(10%～15%)、斜長石(45%～50%)及少量黑云母構(gòu)成。斜長石為自形-半自形板狀,表面多發(fā)生絹云母化蝕變,粒徑0.5～2 mm不等,常見聚片雙晶結(jié)構(gòu)(圖2b);鉀長石呈半自形粒狀,粒徑0.5～2 mm,發(fā)育格子雙晶(圖2b);石英自形程度較差,粒徑0.1～2 mm不等;另有少量鋯石、磁鐵礦等副礦物。

圖2 石洼里花崗巖的野外及鏡下顯微照片

2 測(cè)試方法

本文對(duì)出露于北祁連造山帶東段寧夏南華山地區(qū)的石洼里花崗巖開展了全巖主量-微量元素分析、鋯石U-Pb定年和原位Hf同位素測(cè)試,采樣地理坐標(biāo)36°28′22″N,105°35′15″E(圖1b)。

2.1 鋯石U-Pb定年和原位Hf同位素測(cè)試

樣品的破碎和挑選由武漢上譜分析科技有限公司完成,利用重磁技術(shù)對(duì)鋯石進(jìn)行分選。鋯石制靶后,磨蝕至鋯石核部出露,進(jìn)行陰極發(fā)光(CL)顯微照相,結(jié)合反射光和透射光,觀察鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu),隨后利用LA-(MC)-ICP-MS進(jìn)行鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析。鋯石U-Pb定年GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成,ICP-MS型號(hào)為Agilent 7900,激光束斑直徑32 μm,采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣,氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度(Huetal., 2015)。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。每個(gè)時(shí)間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s的空白信號(hào)和50 s的樣品信號(hào),詳細(xì)的儀器參數(shù)和分析流程見Zong 等(2017)。離線數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)完成,U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均值計(jì)算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。微區(qū)原位鋯石Hf同位素測(cè)試?yán)眉す鈩兾g多接收杯等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成,激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD, MC-ICP-MS為Neptune Plus,激光斑束為32 μm,實(shí)際輸出能量密度約為7.0 J/cm2。載氣使用氦氣,并在剝蝕池之后引入少量氮?dú)庖蕴岣逪f元素靈敏(Huetal., 2012)。為確保分析數(shù)據(jù)的可靠性,Ple?ovice、91500和GJ-1三個(gè)國際鋯石標(biāo)準(zhǔn)與實(shí)際樣品同時(shí)分析,Ple?ovice用于進(jìn)行外標(biāo)校正以進(jìn)一步優(yōu)化分析測(cè)試結(jié)果,91500和GJ-1作為第二標(biāo)樣監(jiān)控?cái)?shù)據(jù)校正質(zhì)量,分析精度優(yōu)于0.000 02,測(cè)試值與推薦值確保在誤差范圍內(nèi)一致。標(biāo)樣推薦值請(qǐng)參考Zhang 等(2020),離線數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)完成。

2.2 全巖地球化學(xué)分析

全巖主量和微量元素分析在武漢上譜分析科技有限公司完成。首先在室內(nèi)對(duì)巖石樣品進(jìn)行詳細(xì)的巖相學(xué)鑒定,挑選出新鮮無蝕變的樣品,清除其表面的粉塵,粉碎至200目以下,然后進(jìn)行主、微量元素測(cè)試。

主量元素分析儀器使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的 ZSX Primus Ⅱ型波長色散X射線熒光光譜儀(XRF),測(cè)試電壓50 kV,電流60 mA,主量各元素分析譜線均為Kα,標(biāo)準(zhǔn)曲線使用國家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)巖石系列GBW07101-14建立。數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法,測(cè)試相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)<2%。

微量和稀土元素利用Agilent 7700e 等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)分析完成,分析流程為: 準(zhǔn)確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon坩堝中, 用1 mL 高純HNO3和1 mL 高純HF在190℃條件下加熱24 h以上,將其蒸干后,加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ水和1 mL內(nèi)標(biāo)In(濃度為1×10-6)再次加熱12 h以上,后將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中,并用2% HNO3稀釋至約100 g后,密閉保存以備ICP-MS測(cè)試。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

石洼里花崗巖的鋯石CL、U-Pb同位素年齡測(cè)試結(jié)果列于表1和圖3。鋯石為無色-淡黃色透明狀,呈自形-半自形長柱狀,長度50～150 μm,長寬比多介于2∶1～3∶1之間,發(fā)育明顯的振蕩環(huán)帶(圖3a)。對(duì)該樣品中15顆鋯石的15個(gè)點(diǎn)進(jìn)行了測(cè)定,所測(cè)鋯石U和Th含量分別為1 421×10-6～4 601×10-6和218×10-6～2 457×10-6,Th/U值為0.12～1.00,與巖漿成因鋯石的Th/U值(>0.1,Griffinetal., 2004)一致,表明所分析的鋯石為典型的巖漿成因鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。所有數(shù)據(jù)點(diǎn)都位于諧和線上或附近(圖3b),206Pb/238U年齡變化范圍較大,5顆繼承鋯石核部的206Pb/238U年齡變化于1 098～564 Ma之間;其余10個(gè)測(cè)點(diǎn)中,2顆鋯石具有相對(duì)較年輕的年齡423和421 Ma,可能與后期熱液蝕變作用有關(guān);2顆鋯石具相對(duì)較老的年齡484和474 Ma,可能為捕獲鋯石;剩余6個(gè)點(diǎn)的206Pb/238U年齡集中于456～449 Ma之間,加權(quán)平均年齡為452±4 Ma(圖3c),該年齡代表了石洼里巖體的侵位年齡,巖體為晚奧陶世巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

圖3 石洼里花崗巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像(a)、U-Pb年齡諧和圖(b、c)

3.2 全巖主、微量元素

本文對(duì)石洼里巖體7件花崗巖樣品進(jìn)行了元素地球化學(xué)分析, 全巖主量和微量元素測(cè)試結(jié)果及特征值列于表2。樣品具有較高的SiO2(68.60%～71.42%)、Al2O3(14.95%～15.75%)、Na2O(5.06%～5.79%)和Na2O+K2O(7.55%～8.16%)含量,中等的K2O(2.23%～3.10%)、MgO(0.91%～1.73%)含量和較高的Mg#值(55～59),較低的Fe2O3T(1.40%～2.46%)和CaO(0.98%～1.93%)含量。在TAS巖石分類圖解上樣品點(diǎn)主要落入花崗閃長巖-花崗巖區(qū)域(圖4a),為亞堿性系列巖石。結(jié)合其較高的Na2O含量和較低的K2O/Na2O值(0.39～0.61)特征,巖石為中鉀鈣堿性巖系和富鈉質(zhì)巖石(圖4b、4c)。樣品鋁飽和指數(shù)(A/CNK)為1.05～1.12,顯示弱過鋁質(zhì)I型花崗巖特征(圖4d)。

圖4 石洼里花崗巖TAS分類圖解(a, 據(jù)Wilson, 1989), K2O-SiO2關(guān)系圖解(b, 據(jù)Rollinson, 1993), K2O-Na2O關(guān)系圖解(c, 據(jù)Foley et al., 1987)及A/NK-A/CNK關(guān)系圖解(d, 據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)

石洼里花崗巖稀土元素(REE)總量為71.40×10-6～122.36×10-6,整體具LREE富集、HREE虧損的特征,稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分型式呈明顯的右傾型(圖5a),(La/Yb)N變化范圍較大(16.93～30.70),指示輕、重稀土元素分異明顯。Eu/Eu*介于0.89～1.02之間,無明顯的Eu負(fù)異常。微量元素方面,巖石富集大離子親石元素(LILE,如Ba、Sr、K),虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE,如Nb、Ta、P、Ti),在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上,具有明顯的Ba、Sr和K正異常, Nb、Ta、P和Ti負(fù)異常(圖5b)。

圖5 石洼里花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化

表 3 石洼里花崗巖鋯石Hf同位素分析結(jié)果

3.3 鋯石原位Hf同位素

在鋯石U-Pb年代學(xué)的基礎(chǔ)上,對(duì)石洼里花崗巖進(jìn)行了鋯石原位Hf同位素分析,結(jié)果列于表3和圖6。花崗巖鋯石176Lu/177Hf值變化于0.000 366～0.002 558之間,176Yb/177Hf值介于0.019 762～0.074 875之間,176Hf/177Hf值為0.282 360～0.282 935,其εHf(t)值相對(duì)較高,變化范圍為+0.5～+15.5(圖6),對(duì)應(yīng)的兩階段模式年齡為1 477～446 Ma。

表 1 石洼里花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分析結(jié)果

4 討論

4.1 巖石成因

石洼里花崗巖主量元素顯示其為中鉀鈣堿性弱過鋁質(zhì)巖石,與I型花崗巖特征相似(Chappell and White, 1974),且?guī)r石富集Ba、Sr、K等大離子親石元素,虧損Nb、Ta、P、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素,具有明顯的Nb-Ta槽(圖5b),顯示出典型俯沖帶弧巖漿巖的地球化學(xué)特征(Kelemenetal., 2003)。另一方面,與傳統(tǒng)I型花崗巖相比,石洼里花崗巖具有顯著的高Ba(1 025×10-6～1 250×10-6)、Sr(324×10-6～577×10-6)和低Y(6.99×10-6～7.69×10-6)、Yb(0.65×10-6～0.71×10-6)含量,具有較高的Sr/Y(45～79)和(La/Yb)N(17～31)值,且輕、重稀土元素分異明顯,無明顯Eu負(fù)異常,與典型俯沖帶埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征(Defant and Drummond, 1990)一致,并且在埃達(dá)克巖判別圖中,樣品點(diǎn)全部落入埃達(dá)克巖區(qū)域內(nèi)(圖7a、7b)。關(guān)于埃達(dá)克巖的成因,前人提出如下幾種模式: ① 俯沖洋殼部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Rappetal., 1999; Dokuzetal., 2013); ② 加厚或拆沉下地殼部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Chungetal., 2003; Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006); ③ 幔源玄武質(zhì)巖漿的同化混染-分離結(jié)晶(AFC)(Castilloetal., 1999; Macphersonetal.,2006); ④ 殼-幔巖漿混合作用(Strecketal., 2007; 陳斌等, 2013)。

表 2 石洼里花崗巖主量元素(wB/%)、微量及稀土元素(wB/×10-6)分析結(jié)果

圖7 石洼里花崗巖Sr/Y-Y(據(jù)Defant and Drummond, 1990)和(La/Yb)N-YbN判別圖解(據(jù)Martin et al., 2005)

加厚下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)巖石通常具有高SiO2、低MgO含量和Mg#值(一般<40)、極低的Cr和Ni含量等特征,通常發(fā)育繼承鋯石或下地殼包體(Chungetal., 2003)。石洼里埃達(dá)克巖雖然具有較高的SiO2含量,也發(fā)育有繼承鋯石(圖3),但野外觀察并未發(fā)現(xiàn)巖體中含變質(zhì)或變形特征的殼源包體。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明,加厚下地殼部分熔融形成高Sr/Y花崗巖類通常發(fā)生在較高的壓力條件下(Rapp and Watson, 1995; Qian and Hermann, 2013),這暗示其源區(qū)殘留相一般為榴輝巖(石榴子石和金紅石,無斜長石)(張旗, 2015)。石洼里花崗巖雖然輕重稀土元素強(qiáng)烈分異,但明顯虧損中稀土元素,具有平坦的重稀土元素分布特征(圖5a),且不存在Zr-Hf負(fù)異常(圖5b),這暗示其源區(qū)缺乏金紅石殘留相礦物。此外,石洼里花崗巖Nb/Ta值與SiO2含量呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖8c),且在Nb/Ta-Zr/Sm圖解(圖8d)中,樣品靠近角閃巖相熔融區(qū)域,而遠(yuǎn)離含金紅石榴輝巖熔體,表明石洼里花崗巖的源區(qū)以角閃石殘留相礦物為主,這與埃達(dá)克質(zhì)巖石判別圖解顯示的源區(qū)為含10%石榴子石角閃巖相也是一致的(圖7),因此推測(cè)石洼里高Sr/Y花崗巖可能并非形成于高深(>40 km)環(huán)境的加厚下地殼熔融。拆沉下地殼熔融與加厚下地殼熔融類似,也需要一個(gè)較深和高壓的熔融條件,且該過程熔體會(huì)與地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng),因此埃達(dá)克質(zhì)巖石會(huì)表現(xiàn)出高M(jìn)gO、Mg#、Cr、Ni等(Gaoetal., 2004),雖然石洼里花崗巖具有較高的Mg#值(圖8b),但其高Si富Al的特征是拆沉下地殼模式難以解釋的。此外,拆沉下地殼熔融其源區(qū)成分通常以古老地殼為主,其鋯石εHf(t)值應(yīng)為負(fù)值(吳福元等,2007),而石洼里花崗巖具有正εHf(t)值(+0.5～+15.5),與北祁連造山帶下地殼來源的高Sr/Y花崗巖類和古老地殼熔融形成的I-S過渡性花崗巖明顯不同(圖6),進(jìn)一步否定了巖漿源區(qū)主體為古老地殼物質(zhì)。值得注意的是,北祁連造山帶東段報(bào)道的拆沉下地殼熔融形成的高Sr/Y花崗巖類的時(shí)代在430 Ma左右(Yuetal., 2015; Zhangetal., 2017),而石洼里花崗巖的侵位時(shí)代為452 Ma,因此推測(cè)北祁連東段在晚奧陶世(至少在452 Ma以前)可能還未進(jìn)入碰撞后的伸展階段,因此石洼里高鎂埃達(dá)克質(zhì)花崗巖可能并非拆沉下地殼熔融的產(chǎn)物。

圖8 石洼里花崗巖MgO-SiO2(a)、Mg#-SiO2(b)和Nb/Ta-SiO2(c)、Nb/Ta-Zr/Sm(d)圖解

幔源巖漿的分離結(jié)晶(FC)或同化混染-分離結(jié)晶(AFC)可以形成埃達(dá)克質(zhì)巖石,通常被認(rèn)為是上地幔頂部條件下初始島弧巖漿高壓結(jié)晶分異形成的產(chǎn)物(Rappetal., 1999; Macphersonetal., 2006)。該過程形成的埃達(dá)克質(zhì)巖石一般多為中性巖,如高鎂安山巖/閃長巖(趙少卿等, 2015),且區(qū)域上往往伴隨大面積的基性-超基性巖出露,而石洼里花崗巖明顯的高Si等特征暗示其并非來源于幔源巖漿分異,且研究區(qū)并未出露同時(shí)代大規(guī)模的基性-超基性巖。高壓下玄武質(zhì)巖漿經(jīng)歷石榴子石和角閃石的分離結(jié)晶作用產(chǎn)生的埃達(dá)克巖一般具有較高的Sr/Y和Dy/Yb值,同時(shí)與SiO2呈現(xiàn)明顯的正相關(guān)關(guān)系(Castilloetal., 1999; Yuetal., 2015),石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖雖然具有較高的Sr/Y和Dy/Yb值,但它們與SiO2并無明顯的線性關(guān)系(圖9a、9b)。在La/Sm-La和La/Yb-La圖(圖10)中,石洼里埃達(dá)克巖顯示部分熔融趨勢(shì),而與玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶趨勢(shì)不一致。巖性和地球化學(xué)特征暗示石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖應(yīng)該不是由玄武質(zhì)母巖漿同化混染-分離結(jié)晶作用形成的。此外,石洼里花崗巖體并不發(fā)育鎂鐵質(zhì)微粒包體,鏡下也未觀察到不平衡生長結(jié)構(gòu)、嵌晶結(jié)構(gòu)、針狀磷灰石等指示巖漿混合的顯微特征,同時(shí)研究區(qū)缺乏同時(shí)代幔源巖漿的記錄,且石洼里花崗巖的主、微量元素含量均變化不大(表2),暗示殼-幔巖漿混合作用也不能很好地解釋其成因。

圖9 石洼里花崗巖Sr/Y-SiO2(a)和Dy/Yb-SiO2(b)關(guān)系圖解(據(jù)Castillo et al., 1999)

圖10 石洼里花崗巖的La/Sm-La(a)和La/Yb-La(b)關(guān)系圖解

對(duì)于俯沖洋殼熔融模式,石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖的形成與其具有相似之處,如石洼里花崗巖明顯的高Na2O(5.06%～5.79%)和低K2O(2.23%～3.10%)特征,與北祁連造山帶東段的屈吳山(王金榮等, 2006; Chenetal., 2016)、老虎山(Chenetal., 2018; Fuetal., 2018)、西段的熬油溝(陳育曉等, 2012)、中祁連帶巴米山(Yangetal., 2015)等被認(rèn)為的早古生代洋殼成因埃達(dá)克質(zhì)花崗巖具有相似的主量元素特征(圖4);且在SiO2-MgO圖解中,石洼里花崗巖樣品點(diǎn)基本落入俯沖洋殼熔融埃達(dá)克巖范圍內(nèi)(圖8a),這可能與島弧帶俯沖洋殼熔融形成的埃達(dá)克巖類似(Liuetal., 2010; Dengetal., 2016)。

然而值得注意的是,Rapp等(1999)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明,在1～4 GPa條件下, 俯沖洋殼部分熔融產(chǎn)生的埃達(dá)克質(zhì)熔體在上升過程中穿過地幔楔時(shí)會(huì)與地幔橄欖巖發(fā)生交代反應(yīng),這將導(dǎo)致洋殼熔體中的MgO、Cr、Ni等含量升高,而石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖卻具低MgO(0.91%～1.73%)、Cr(20.13×10-6～30.48×10-6)和Ni(10.46×10-6～14.55×10-6)含量,與殼源熔體的含量一致(Rapp and Watson, 1995; Springer and Seck, 1997; Qian and Hermann, 2013)。此外,雖然石洼里埃達(dá)克巖具有較高的εHf(t)值(+0.5～+15.5),與北祁連造山帶東段老虎山殘余洋殼熔融石英閃長巖(Fuetal., 2018)、中祁連帶巴米山(Yangetal., 2015)洋殼成因埃達(dá)克巖大致相似(圖6),但其εHf(t)值主要集中在+0.5～+2.7,虧損地幔模式年齡1 477～446 Ma,以中-新元古代為主,暗示石洼里花崗巖可能來自陸緣島弧下地殼的部分熔融,其源區(qū)中可能存在早古生代的新生地殼。

上述討論表明,石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖的巖漿源區(qū)更可能為島弧基性下地殼并混入了以俯沖洋殼或沉積物為主的新生地殼成分。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)表明,基性下地殼在30～40 km深度(正常厚度地殼下部)部分熔融即可形成埃達(dá)克質(zhì)熔漿(Qian and Hermann, 2013),深度超過40 km則殘留物中石榴子石含量較高(>20%),形成的熔體重稀土元素分餾過強(qiáng)(如Gd/Yb>8),而石洼里花崗巖的Gd/Yb值介于2.5～3.2,與30～40 km深度下地殼熔體一致。因此,石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖應(yīng)該主要為島弧基性下地殼部分熔融的產(chǎn)物。

4.2 地球動(dòng)力學(xué)背景

北祁連造山帶經(jīng)歷了早古生代洋殼俯沖及之后的陸-陸碰撞,是一個(gè)典型的增生型造山帶,為原特提斯洋閉合的產(chǎn)物。區(qū)內(nèi)出露的蛇綠巖、高壓-超高壓變質(zhì)巖和巖漿巖的相關(guān)研究表明,北祁連造山帶具有典型增生造山帶的“溝-弧-盆”體系(張建新等, 2015; Xiaetal., 2016; 宋述光等, 2019; Yuetal., 2021),但北祁連原特提斯洋的俯沖極性和最終閉合過程則是長期爭(zhēng)論的問題。前人研究表明,北祁連洋的初始俯沖發(fā)生于約520 Ma,在520～490 Ma間發(fā)育一套完整的弧前蛇綠巖和島弧巖漿巖(Zhangetal., 2007; Songetal., 2013; Chenetal., 2014),具有向北俯沖極性。隨著持續(xù)的北向俯沖,在阿拉善地塊南緣河西走廊沉降帶形成弧后盆地,發(fā)育490～445 Ma的九個(gè)泉-老虎山弧后蛇綠巖帶(錢青等, 2001; Songetal., 2013; Fuetal., 2022)。北祁連造山帶發(fā)育大量的古生代花崗巖類,形成時(shí)代介于516～383 Ma之間,記錄了北祁連原特提斯洋俯沖、弧-陸和陸-陸碰撞及碰撞后伸展的演化全過程,雖然目前對(duì)于北祁連洋閉合時(shí)間存在不同認(rèn)識(shí)(西段和東段有差異),但普遍認(rèn)為至少在440 Ma已經(jīng)閉合(陳育曉等, 2012; 熊子良等, 2012; Songetal., 2013; Chenetal., 2015, 2016, 2018; Yuetal., 2015; Yangetal., 2019)。

本文研究的北祁連造山帶東段寧夏南華山地區(qū)出露的石洼里高鎂埃達(dá)克巖侵位于晚奧陶世(452 Ma),為俯沖洋殼部分熔融的產(chǎn)物,暗示北祁連原特提斯洋在南華山地區(qū)持續(xù)向北俯沖。然而從現(xiàn)今的構(gòu)造格局來看,石洼里巖體位于北部蛇綠巖帶(老虎山弧后盆地)以北(圖1a),與南部北祁連大洋北向俯沖有關(guān)的白銀島弧帶相距較遠(yuǎn)(Wangetal., 2005),且北祁連洋的最晚俯沖記錄是產(chǎn)于造山帶西段的牛心山巖體,形成時(shí)代為477 Ma(吳才來等,2010; Wuetal., 2011),明顯早于石洼里巖體(452 Ma),因此用北祁連洋殼的北向俯沖來解釋石洼里花崗巖的形成不夠合理。Fu等(2022)最新識(shí)別出北祁連造山帶東段老虎山地區(qū)的玻安質(zhì)藍(lán)片巖和島弧玄武巖(492～488 Ma)記錄了洋內(nèi)俯沖初始和島弧弧前增生,是祁連洋向北的俯沖產(chǎn)物,且北祁連弧后盆地發(fā)育一條新的北傾俯沖帶,形成了更年輕的SSZ型蛇綠巖(454～448 Ma)和島弧巖漿巖(Fuetal., 2018,2020)。本文研究的石洼里高鎂埃達(dá)克巖與老虎山SSZ型蛇綠巖的時(shí)代一致,可能同為老虎山弧后洋盆南向俯沖的產(chǎn)物。

綜上所述,晚奧陶世時(shí)期,受北祁連原特提斯洋北向俯沖影響,石洼里埃達(dá)克質(zhì)花崗巖形成于北祁連東段老虎山弧后洋殼的南向俯沖過程中。老虎山-寶積山-屈吳山一帶的同碰撞埃達(dá)克巖(約440 Ma, Chenetal., 2015, 2016, 2018; Fuetal., 2018)和早志留世巨厚復(fù)理石建造的形成則標(biāo)志著北祁連洋盆在奧陶紀(jì)末期閉合,進(jìn)入志留紀(jì)碰撞造山階段。

5 結(jié)論

(1)北祁連造山帶東段南華山地區(qū)石洼里花崗巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為452±4 Ma,巖體侵位于晚奧陶世。

(2)巖石學(xué)和地球化學(xué)研究表明,石洼里花崗巖具有高SiO2含量、Mg#、Sr/Y和La/Yb值,地球化學(xué)特征與高鎂埃達(dá)克巖相似,可能是在30～40 km深度的島弧基性下地殼部分熔融的產(chǎn)物,其源區(qū)中可能存在早古生代的新生地殼。

(3)石洼里高鎂埃達(dá)克巖具弧巖漿巖地球化學(xué)特征,暗示受北祁連原特提斯洋北向俯沖影響,老虎山弧后洋殼在晚奧陶世時(shí)期向南發(fā)生俯沖消減作用。