地质科学  2016, Vol. 51 Issue (4): 1137-1162   PDF    
华北克拉通南缘四十里长山地区中生代脉岩的锆石 U-Pb 定年及成因初探*

李振生1, 牛浩1, 张妍1, 李全忠1, 王创1, 刘德良2     
( 1. 合肥工业大学资源与环境工程学院 合肥 230009; 2. 中国科学技术大学地球与空间科学学院 合肥 230026 )
2015-12-10 收稿, 2016-05-24 改回。
基金项目: 国家自然科学基金项目(编号: 41172117, 41372194)和中国地质调查局地质调查项目(编号: 1211302108023-1)资助
通讯作者: 李全忠, 男, 1975年10月生, 博士, 副研究员, 地球化学专业。本文通讯作者。E-mail: liqzhong@hfut.edu.cn
摘要: 华北克拉通南缘四十里长山地区岩浆活动弱, 仅发育中生代脉岩, 因此缺乏对形成时代和岩浆作用的研究。本文依据四十里长山地区脉岩的锆石LA-ICPMS U-Pb定年结果和全岩元素地球化学分析确定其形成时代及成因。四十里长山地区脉岩由基性、 酸性两个端元组成, 按岩性可分为煌斑岩脉岩、 花岗斑岩脉岩及正长岩类脉岩, 其侵位年龄分别为: 80.9±1.8 Ma、 86.1±1.0 Ma和85.6±1.0 Ma, 构成一套晚白垩世双峰式侵入岩组合。四十里长山地区基性煌斑岩起源于富集大陆岩石圈地幔的部分熔融岩浆, 内含416 Ma左右的继承性锆石和偏钠质的煌斑岩, 暗示了地幔源区含俯冲扬子陆壳的混入岩和软流圈地幔的改造; 酸性脉岩属于A型花岗质岩石, 起源于底侵的幔源基性岩浆诱发地壳物质部分熔融形成的壳源酸性岩浆以及它们的混合岩浆。中国东部乃至东北亚地区晚白垩世火成岩的空间展布特征证实, 四十里长山地区双峰式脉岩的形成与太平洋板块向欧亚大陆下俯冲作用相联系, 其形成于类似弧后盆地的板内伸展环境。
关键词: A型花岗质岩石      晚白垩世      双峰式侵入岩      锆石U-Pb年龄      四十里长山     

中图分类号:P588, P597    doi: 10.12017/dzkx.2016.052

华北地区自元古代克拉通化以来一直处于稳定状态, 岩浆活动直至石炭纪-三叠纪开始出现, 早白垩世岩浆作用的范围和强度达到顶峰, 是华北克拉通东部乃至整个中国东部最重要、 最强烈的一期岩浆事件, 以基性岩浆和酸性岩浆共生为特征(徐义刚等, 2009); 晚白垩世转变为岩浆活动的平静期, 古近纪出现拉斑玄武岩喷发, 新近纪与第四纪分别有零星的碱性与强碱性玄武岩喷发(朱日祥等, 2012), 主要沿郯庐断裂带及两侧相邻盆地分布(邱连贵等, 2008; 徐义刚等, 2009)。目前大量的研究集中在早白垩世和晚新生代的岩浆作用, 而对岩浆间隙期间及前后的岩浆作用研究程度不足(匡永生等, 2012)。华北克拉通东部晚白垩世岩浆活动相对较弱, 目前在辽西、 辽南和胶东地区发现并确定了该期岩浆作用的存在, 例如: 辽宁阜新的碱锅玄武岩(张宏福等, 2003)和大凌河组火山岩(92~85 Ma; 王冬艳等, 2002), 辽南曲家屯碱性玄武岩(82±3 Ma), 山东胶莱盆地大西庄碱性玄武岩(约为74 Ma; 闫峻等, 2003)、 西官庄拉斑玄武岩(约为96 Ma; 匡永生等, 2012)及青山群火山岩(118~93 Ma; 唐嘉锋等, 2008), 胶东诸城和胶州玄武岩(分别约为76 Ma和72 Ma; 孟繁聪等, 2006)、 莒南玄武质火山角砾岩(约为67 Ma; Ying et al., 2006)及青岛和诸城玄武质基性岩脉(约为82 Ma; Zhang et al., 2008)。这些晚白垩世玄武岩在地球化学上的共同特点是具有与典型的洋岛玄武岩(OIB)类似的主量(低SiO2、 富MgO和碱)、 微量元素(Nb-Ta正异常和Pb负异常)组成, 在Sr-Nd 同位素组成上也总体与OIB相似, 这些特点与华北东部乃至中国东部新生代玄武岩非常相似(Zhang et al., 2009; Wang et al., 2011; Xu et al., 2012; 郭峰等, 2013)。

前人对四十里长山地区研究重点集中在下古生界和前寒武系(Wan et al., 2010; 杨晓勇等, 2012; 陶士振等, 2014)。四十里长山地区内岩浆岩不甚发育, 在基岩出露区未见大的侵入体, 仅出露少量中生代脉岩, 对其具体形成时代和岩浆作用研究程度不足。本文对该区中生代脉岩进行了锆石U-Pb年代学和元素地球化学研究, 证实其形成于晚白垩世, 分析探讨其成因, 从而为中生代区域构造演化历史提供新的制约。

1 地质概况及脉岩的岩相学特征

华北南缘南北向四十里长山地区位于皖豫交界处, 主要为第四系覆盖, 约占4/5以上; 露头零星, 多为剥蚀残余, 地层主要为青白口系和寒武-奥陶系(图 1), 太古界、 上石炭统(李双应等, 2014)及白垩系亦有零星出露。涡阳-阜阳-固始断裂, 也称为吴集断裂或南照集-口孜集断裂(陈建平, 2005), 为合肥盆地与周口坳陷的分界断裂, 隶属于夏邑-涡阳-麻城断裂中段(杨宝俊等, 2009; 杨明慧等, 2009)。该断裂基本上全被新生界覆盖, 只在四十里长山地区可见受断层影响的一些构造现象出露, 并且出现了一系列沿断裂侵入的北北东-近南北向中生代脉岩。四十里长山地区岩浆作用较弱, 地表见四十余条脉岩(图 1)。脉岩明显受涡阳-阜阳-固始断裂带的控制, 呈岩墙状产出, 产状较陡, 大多数近乎直立。

图1 四十里长山地区地质简图及脉岩分布图 Fig.1 Geological map of Sishilichang Mountain area and distribution map of dike rocks

四十里长山地区脉岩按岩性分为基性和酸性脉岩(酸性脉岩可进一步分为花岗斑岩和正长岩类脉岩)两类: 1)基性脉岩分布在西部的石塘山、 郭山、 裂头山、 煤山、 王八盖山及雨台山等, 侵入寒武系中, 规模不大, 脉长一般为300~500 m; 脉宽从几十厘米至几米(图 2a), 最宽者达15 m。煤山基性脉岩从细到宽分别采样M4、 M11、 M3和M11-1, 所采集的岩石新鲜, 呈绿黑色(风化后呈黄绿色), 其中脉宽较大的脉岩中矿物颗粒较粗, 而脉宽较小的脉岩中矿物颗粒较细; 具有典型的煌斑岩结构, 斑晶和基质矿物成分主要黑云母、 辉石和斜长石(图 2b), 自形至半自形, 辉石和黑云母普遍绿泥石化, 而斜长石绢云母化及高岭石化, 孔隙和裂缝被晚期方解石充填。按“GBT 17412.1-1998 火成岩岩石分类和命名方案” 分类方案, 属于云斜煌岩。2)花岗斑岩脉岩分布在东部的火石山、 长山、 猴山、 马鞍山、 张井东山、 观音洞山及芙蓉山等, 侵入青白口系中, 脉长一般为300~800 m, 最长可达2 000 m; 脉宽大多几米左右(图 2c), 少数宽达10 m。猴山和长山西部采集中等风化花岗斑岩样品M6、 M6-2和M64-1, 灰白色, 具有典型的花岗斑状结构, 斑晶和基质矿物成分主要为斜长石、 石英和白云母(图 2d), 石英半自形-他形, 而斜长石和云母自形程度高且普遍绢云母化及绿泥石化。3)碱性正长岩及正长斑岩脉岩数量少, 仅分布在猴山、 张井东山和观音洞山, 观音洞山见侵入花岗斑岩之中。脉体规模不大, 侵入青白口系中, 脉长为400~600 m, 脉宽为2~5 m左右(图 2e)。观音洞山西部采集新鲜正长岩样品M59和M60, 灰黄色, 矿物成分主要为正长石、 白云母、 石英及少量斜长石(图 2f), 正长石和白云母自形, 颗粒较大; 少量的石英和斜长石, 他形, 分布在正长石之间的孔隙。按“GBT 17412.1-1998 火成岩岩石分类和命名方案” 分类方案, 属于石英碱长正长岩。

图2 四十里长山地区脉岩的野外和镜下照片 Qtz. 石英; Bt. 黑云母; Ms. 白云母; Pl. 斜长石; Or. 正长石; Px. 辉石 Fig.2 Field and microscopic pohotos of dike rocks in Sishilichang Mountain area
2 脉岩的锆石U-Pb年代学研究

单矿物锆石分选在廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司利用单矿物常规分离技术完成; 锆石制靶和CL照片在北京锆年领航科技有限公司完成, CL照片仪器为日本电子JSM6510扫描电镜。用于锆石U-Pb定年的花岗斑岩及正长岩和煌斑岩样品重量分别在2~3 kg和6~10 kg之间, 将岩石标本粉碎并分离后的锆石颗粒, 在双目镜下挑选晶型完好和典型的颗粒, 粘贴在环氧树脂表面, 烘干抛光后进行阴极发光扫描电镜显微照相, 优选无裂痕、 环带发育良好的锆石进行U-Pb 同位素定年。锆石U-Pb测年实验测试由合肥工业大学资源与环境工程学院实验室用激光等离子体质谱法(LA-ICPMS)完成, ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a、 激光剥蚀系统为美国Coherent Inc公司生产的Geo LasPro, 该系统为工作波长193 nm的ComPex102ArF准分子激光器。激光剥蚀束斑直径为32 μm, 选用标准锆石91500作为计算U-Pb同位素年龄外标以及SRM 610作为计算元素含量的外标。锆石测试原始数据的处理采用ICPMSDateCal 7.5软件(Liu et al., 2008), 并用普通铅作年龄校正。

四十里长山地区脉岩研究程度低, 其精确年龄尚未有报道, 本次选择了煌斑岩M3、 花岗斑岩M6和正长岩M59进行了锆石U-Pb年代学分析。代表性锆石CL图见 图 3。花岗斑岩M6、 正长岩M59和煌斑岩M3样品分别分析了30、 40和30个点, 分别获得28个、 21个和26个谐和度大于85%的分析点(表 1, 图 4)。

图3 四十里长山地区脉岩中锆石代表性CL图像 Fig.3 Representative CL images of magmatic zircon grains of dike rocks in Sishilichang Mountain area

表 1 四十里长山地区脉岩的LA-ICPMS 锆石U-Pb定年分析结果 Table 1 LA-ICPMS ziron U-Pb dating data of dike rocks in Sishilichang Mountain area

图4 四十里长山地区脉岩的锆石U-Pb谐和图 Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zirons from dike rocks in Sishilichang Mountain area

锆石可以获得4组年龄, 一般情况下都不取207 Pb/235 U年龄和208 Pb/232 Th; 老于1 000 Ma的采用207 Pb/206 Pb年龄, 低于1 000 Ma的采用206 Pb/238 U年龄。这是考虑到同位素分馏和放射性成因Pb的积累而划分的。因为对于1 000 Ma以下的样品, 207 Pb积累的较少, 由于受仪器检出限的制约, 一般207 Pb测试误差较大; 而一般情况下, 206 Pb积累的都足够多, 206 Pb可以测试很准确, 同时锆石富U则238 U也能测试得很准确, 因而取206 Pb/238 U年龄, 这种情况下207 Pb的测试精度较差是主要问题, 而同位素分馏是次要的。而对于老于1 000 Ma的年龄, 放射成因Pb积累的足够多, 207 Pb积累的较多, 207 Pb也能测试得很准, 207 Pb和206 Pb几乎不存在同位素分馏的问题, 而206 Pb和238 U相差了32个质量数且是不同的元素, 分馏较大, 所以207 Pb/206 Pb年龄相对于206 Pb/238 U更准确。一般情况下, 越年轻的样品, 206 Pb/238 U和207 Pb/206 Pb年龄的差别越大, 而越老的样品, 两者差别较小。本次测的锆石U-Pb年龄均小于1 000 Ma, 故采用206 Pb/238 U年龄。

花岗斑岩M6锆石阴极发光图像显示: 锆石晶形以短柱状为主, 长轴多为100~250 μm, 长宽比为1 ︰ 1~2 ︰ 1; 部分锆石晶型呈长柱状, 长轴达300~350 μm, 长宽比达4 ︰ 1; 锆石颗粒内部结构清晰, 普遍发育标准的振荡生长环带, 核-边构造极少。同时Th、 U含量和Th/U 比值高, 分别为137×10-6~896×10-6、 458×10-6~2 332×10-6和0.29~0.94, 暗示其岩浆成因。28个谐和年龄范围为93~81 Ma, 加权平均年龄为86.1±1.0 Ma(95%可信度, MSWD=1.16)。

正长岩M59的锆石阴极发光图像显示: 锆石晶形以短柱状为主, 长轴多为80~120 μm, 长宽比为1 ︰ 1~2 ︰ 1; 锆石颗粒内部结构清晰, 普遍发育标准的振荡生长环带, 少量锆石颗粒发育核-边构造。同时Th、 U含量和Th/U 比值较高, 分别为343×10-6~6 558×10-6、 650×10-6~3 760×10-6和0.53~1.85, 暗示其岩浆成因。21个谐和年龄分布于89~81 Ma, 加权平均年龄为85.6±1.0 Ma(95%可信度, MSWD=1.06)。

煌斑岩M3中的锆石晶形为短柱状和长柱状, 长轴多为30~150 μm, 长宽比为1∶1~4 ︰ 1; 锆石颗粒内部结构清晰, 发育振荡生长环带, 部分发育核-边构造。26个谐和年龄分布于75~458 Ma 之间, 可分为86~75 Ma(6个)和458~386 Ma(20个)两组。86~75 Ma锆石的Th、 U含量和Th/U 比值较高, 分别为238×10-6~1754×10-6、 402×10-6~1055×10-6和0.59~0.90, 平均加权年龄为80.9±1.8 Ma(95%可信度, MSWD=1.7), 对应于煌斑岩浆结晶时代; 458~386 Ma锆石的Th含量较低、 U含量较高和Th/U 比值较低, 分别为8×10-6~201×10-6、 448×10-6~1 210×10-6和0.02~0.38, 其中Th/U比值<0.1, 占65%, 加权平均年龄为416.5±7.4 Ma(95%可信度, MSWD=2.2)。岩浆锆石的Th、 U含量较高, Th/U比值一般>0.4; 变质锆石的Th、 U含量低, Th/U比值一般<0.1(吴元保等, 2004)。458~386 Ma为继承锆石年龄, 锆石发育的振荡生长环带暗示其岩浆成因, 但较低的Th含量和Th/U 比暗示其可能受到变质作用的影响。

3 脉岩的岩石地球化学分析与结果

对新鲜岩石样品进行无污染粉碎至200 目, 用于测定全岩主、 微量元素及稀土元素。全岩的主量元素和微量元素(含稀土元素)均由澳实矿物实验室测定, 主量元素采用的是硼酸锂/偏硼酸锂熔融, X荧光光谱分析(测试方法代码ME-XRF06), 标样为STSD-4和SY-4; 微量元素和稀土元素采用硼酸锂熔融等离子质谱定量分析(测试方法代码ME-MS81), 标样采用OREAS-104、SY-4、OREAS-146和TRHB。9个脉岩样品的全岩主量元素、 微量元素和稀土元素分析, 结果列于 表 2, 常用的元素地球化学参数见 表 3

表 2 四十里长山地区脉岩的主量/%和微量元素/×10-6组成 Table 2 Major/% and trace/×10-6 element compositions of dike rocks in Sishilichang Mountain area

表 3 四十里长山地区脉岩主要的地球化学参数 Table 3 Major geochemical parameters of dike rocks in Sishilichang Mountain area
3.1 主量元素地球化学特征

4件煌斑岩的主量元素变化范围较大, 烧失量变化较大, 含量为3.42%~12.50%(平均值5.69%), 可能与煌斑岩富集挥发分和碳酸盐化有关; SiO2含量为42.16%~49.92%, MgO 的含量为3.95%~5.17%, Mg#为43.10%~48.88%; 富碱, Na2O含量为2.47%~3.59%, K2O含量为0.82%~3.41%, Na2O+K2O含量为3.29%~7.00%, 在SiO2-K2O+Na2O关系图上(TAS图), 4个煌斑岩样品点属于碱性辉长岩、 二长辉长岩、 二长闪长岩, 均投影在碱性岩系区(图 5a); Na2O/K2O 比值为1.05~3.01, 在Na2O-K2O关系图解上投影在钾质和钠质过渡区域(图 5b); Al2O3含量为14.13%~16.39%, A/NK和A/CNK分别为1.67~2.85和0.57~0.78, 在A/CNK-A/NK图解上落入准铝质区域(图 5c)。

图5 四十里长山地区脉岩的岩性判别图解 a. TAS图(据Middlemost, 1994), b. Na2O-K2O 关系图(据Middlemost, 1972), c. A/CNK-A/NK图(据Shand, 1951) Fig.5 TAS diagram(a; after Middlemost, 1994), Na2O-K2O plot(b; after Middlemost, 1972)and A/CNK-A/NK plot (c; after Shand, 1951)of the dike rocks in Sishilichang Mountain area

长山-猴山西部3件花岗斑岩SiO2含量为73.70%~75.11%, MgO 的含量为0.22%~0.32%, Mg#为19.53%~37.71%; Na2O含量为0.15%~3.12%, K2O含量为4.01%~6.35%, Na2O+K2O含量为6.50%~7.99%, 在TAS图上落在花岗岩和亚碱性岩石区域内(图 5a); Na2O/K2O比值为0.02~0.78; Al2O3含量为12.7%~13.3%, A/NK和A/CNK分别为1.28~1.78和1.18~1.26。观音洞山西部两件正长岩SiO2含量为69.60%~70.00%, MgO的含量为0.19%~0.33%, Mg#为11.85%~18.93%; Na2O含量为3.99%~4.85%, K2O含量为4.86%~5.31%, Na2O+K2O含量为9.30%~9.71%, 在TAS图上落在石英二长岩和花岗岩界限附近及碱性岩石区域内(图 5a); Na2O/K2O比值为0.75~1.00; Al2O3含量为14.85%, A/NK和A/CNK分别为0.75~1.00和1.12~1.20。花岗斑岩和正长岩在Na2O-K2O 关系图解上均投影在钾质区域内(图 5b), 在A/CNK-A/NK图解上均落入过铝质区域(图 5c)。

3.2 微量及稀土元素地球化学特征

四十里长山地区脉岩的稀土元素总量较低, 花岗斑岩、 煌斑岩和正长岩3种类型脉岩的稀土元素总量(ΣREE)依次增加, 分别为78.6×10-6~146.3×10-6、 122.5×10-6~201.3×10-6和291.8×10-6~295.4×10-6。3种类型脉岩球粒陨石标准化的稀土分配模式为右倾及弱右倾的LREE富集型(图 6a); 轻、重稀土分异程度弱, 花岗斑岩、 煌斑岩和正长岩的LREE/HREE分别为2.00~8.9、 36.99~10.42和15.10~17.38, (La/Yb)N分别为1.08~7.97、 9.16~15.31和16.15~19.11; HREE内部分馏作用不明显, 花岗斑岩、 正长岩和煌斑岩依次增强, (Dy/Yb)N分别为0.74~0.80、 0.95和1.49~1.63; 所有样品基本不存在Ce 异常; 煌斑岩无Eu负异常, 而花岗斑岩和正长岩Eu负异常明显, δEu分别为0.98~1.07、 0.02~0.23和0.15, 反映部分熔融作用中长石从长英质岩浆中分离出来或残留在源区。

图6 四十里长山地区脉岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线 Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a; the normalized values after Boynton, 1984)and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b~c; the normalized values after Sun and McDonough, 1989)of dike rocksin Sishilichang Mountain area

在不相容元素原始地幔标准化蛛网图上(图 6b), 煌斑岩样品标准化曲线比较平滑, 与OIB相似的分配模式: 弱富集Cs、 Ba、 U、 Sr和Pb等大离子亲石元素、 弱亏损Nb、 Ta、 Zr和Hf等高场强元素以及很弱的P、 Ti 异常; 花岗斑岩和正长岩的标准化曲线较为一致(图 6c), 总体上显示Rb、 Th、 Ta、 Nb等元素富集, Ba、 Sr、 Ti等元素亏损及明显的Eu负异常, 表明岩浆演化过程中源区物相中有斜长石、磷灰石、角闪石、钛铁矿残留(Lightfoot et al., 1987)。

4 问题与讨论 4.1 脉岩的侵入时代

1 ︰ 20万固始幅区域地质调查报告中判断研究区脉岩形成于燕山期, 正长岩类脉岩侵入花岗斑岩之中, 花岗斑岩相对正长岩类脉岩要老; 煌斑岩(原文闪长玢岩)脉岩、 花岗斑岩脉岩和正长岩类脉岩分别属于从老到新的3个序次。从本次获得的锆石U-Pb年龄数据来看, 花岗斑岩脉岩、 正长岩类脉岩和煌斑岩脉岩的侵位年龄分别为86.1±1.0 Ma、 85.6±1.0 Ma和80.9±1.8 Ma, 属于晚白垩世, 即四川期(135~52 Ma; Wan, 2011), 而不属于燕山期(205~135 Ma)。考虑数据的误差, 酸性的正长岩类脉岩和花岗斑岩脉岩侵位年龄相同, 正长岩类脉岩稍晚, 因此脉岩的侵入序次从老到新应为花岗斑岩脉岩、 正长岩类脉岩和煌斑岩脉岩, 即早期为酸性脉岩而晚期为基性脉岩侵入。总体来看, 四十里长山地区出露的脉岩由基性、 酸性两个端元岩石组成(图 5a), 缺乏过渡组分, 呈现出双峰式的特征, 锆石U-Pb测年也表明这些脉岩近于同时形成, 因此构成一套晚白垩世圣通期双峰式侵入岩组合。

4.2 成因分析

众所周知, 双峰式岩体实际上是由部分熔融的地幔岩浆经过结晶分异或同化混染作用形成的一套具有SiO2间断特征的岩石组合, 两个端元的岩石成因和物质来源都是分离的(杨斌等, 2015)。双峰式组合的基性端元组分源于地幔岩的部分熔融, 对这一点一般争议不大(王焰等, 2000); 但对酸性端元组分的来源则有不同的认识, 因此, 双峰式组合的成因关键是酸性组分的成因(王焰等, 2000; Christiansen et al., 2007; 杨斌等, 2015)。

(1)煌斑岩成因

通常认为煌斑岩起源于富集的大陆岩石圈地幔的部分熔融(姜耀辉等, 2005), 华北太行山地区120 Ma煌斑岩(Chen and Zhai, 2003)和胶北169.5~89.3 Ma煌斑岩(刘燊等, 2005)是富集地幔部分熔融的产物, 四十里长山地区煌斑岩的微量及稀土元素特征与之相似, 不相容元素原始地幔标准化曲线与OIB相似(图 6b), 富集Rb、 Ba和Sr等大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE), 亏损Nb、 Ta、 Zr和Hf等高场强元素(HFSE); 高的不相容元素元素及LREE含量远高于下地壳相应的元素。四十里长山煌斑岩SiO2含量为 42.16%~49.92%, 具有较低的 MgO 含量及Mg#(43.10%~48.88%), 低于原始玄武质岩浆的Mg#(66%~75%), 且相容元素Cr、 Co和Ni含量也较低, 暗示该岩石来源于演化程度较高的岩浆(冯光英等, 2010)。在La-La/Sm和K2O-Ce/Yb 相关图中, 平衡部分熔融的轨迹是一斜率为D的直线, 而分离结晶作用则为一水平线(刘燊等, 2005), 研究区内煌斑岩具有较好的相关性且沿倾斜直线分布(图 7), 清楚地表明为部分熔融条件下的产物。

图7 四十里长山地区煌斑岩的La-La/Sm和K2O-Ce/Yb 相关图图解 Fig.7 La vs. La/Sm and K2O vs. Ce/Yb. Plots of lamprophyres in Sishilichang Mountain area

基性脉岩被认为是拉张背景下幔源岩浆活动的产物, 岩浆在上升侵位或在岩浆房中, 通常会受到一定程度地壳物质参与的影响(Mohr, 1987)。煌斑岩的Ta/La 比值(0.04~0.05)比原始地幔(Ta/La=0.06; Wood et al., 1979)略低, 表明成岩过程可能存在地壳物质的参与。在Ba/Nb-La/Nb相关图解中(图 8a), 研究区煌斑岩的Ba/Nb和La/Nb比值与弧火山相同, 而明显高于N-MORB、 OIB、 碱性玄武岩和金伯利岩的相应比值(20~1和2.5~0.5), 暗示了大陆物质(花岗质岩石、 麻粒岩、 沉积物等)在煌斑岩岩浆生成中起了重要作用(刘燊等, 2005)。Nb/U值比值在MORB和OIB 中非常接近, 较大陆地壳、 岛弧火山岩及所估算的原始地幔中的要高得多, MORB和OIB、 原始地幔和地壳的Nb/U值分别为47±10、 30和10(Hofmann et al., 1986), 可作为检测是否有大陆地壳参与的指示剂。本区煌斑岩中Nb/U比值变化较大, 为19.12~34.88, 介于MORB和OIB与地壳Nb/U值之间, 也暗示可能有地壳物质的参与。一般地壳物质的加入以地壳混染或源区混合两种方式进行(姜耀辉等, 2005), 地壳混染来自于地幔的岩浆在上升到地壳时地壳物质的加入, 而源区混合是地幔物质部分熔融形成岩浆前地壳物质加入。一般情况下, 地壳混染能够导致岩石主、 微量元素含量和同位素组成发生明显变化, 微量元素地球化学特征及指标可用于判断岩石中是否存在地壳混染: 1)稀土元素总量低、 弱富集大离子亲石元素和LREE、 弱亏损高场强元素以及很弱的P、 Ti 异常, 说明受到地壳混染程度或流体交代作用的影响较小(Jahn et al., 1999; 冯光英 et al., 2010)。2)玄武质岩石中亏损Nb和Ta通常暗示在地幔源中有富Nb和Ta的残留矿物或有地壳混染(Dungan et al., 1986), 本区岩石中无Nb和Ta明显富集和亏损, 暗示在地幔源中没有富Nb和Ta的残留矿物或没有地壳混染。3)Nb/La比值(0.83~0.85)随SiO2含量的变化很小, 且在Nb/Ta-La/Yb相关图解中(图 8b)样品不呈现明显地壳混染的负相关关系(Münker, 1998), 说明岩浆在演化过程受地壳混染程度较低。4)Nb和Ta, Zr和Hf这两对元素由于具有相近的离子半径和电负性而具有相似的地球化学性质, Nb/Ta和Zr/Hf值很难随着分离结晶和部分熔融等岩浆过程改变, 可以反映源区的性质。原始地幔Nb/Ta和Zr/Hf值分别为17.5±2.0和36.27±2.0而陆壳为11和33(Taylor and McLennan, 1985), 该区煌斑岩Nb/Ta和Zr/Hf比值分别为17.44~20.11和35.59~44.88, 与原始地幔值在误差范围内一致或略高, 都大于陆壳值, 反映了地幔源区的特征。综上所述, 研究区煌斑岩的地球化学特征应是地幔源区地球化学特征的反映, 没有地壳混染影响, 陆壳物质以源区混合方式加入形成富集岩石圈地幔源区。

图8 四十里长山地区煌斑岩的Ba/Nb-La/Nb(a; 据Jahn et al., 1999)和Nb/Ta-La/Yb相关图(b) Fig.8 Ba/Nb VS. La/Nb(a; after Jahn et al., 1999)and Nb/Ta vs. La/Yb (b)plots of lamprophyres in Sishilichang Mountain area

本次锆石U-Pb定年结果显示煌斑岩中含有416 Ma左右继承锆石, 一般来说继承锆石可作为失踪岩浆源区物质性质的指示剂(Harris et al., 1986; Keay et al., 1999)。在相邻地区, 416 Ma左右的岩浆活动及变质事件主要分布在北秦岭造山带, 对应于秦岭古岛弧与华北地台的早古生代拼合时间(苏文等, 2013)。北秦岭造山带核部由秦岭岩群组成, 其北侧由南而北分别有二郎坪岩群、 宽坪岩群和陶湾群, 南侧自北而南为松树沟蛇绿岩残片和丹凤群(苏文等, 2013)。随着扬子板块向北俯冲, 秦岭古岛弧与华北古陆碰撞, 开始加里东褶皱造山作用(张正伟等, 2008), 诱发了混合岩化作用、 麻粒岩相变质作用和广泛的花岗质岩浆活动, 已统计的年龄范围为: 40 Ar/39 Ar变质年龄显示为434~433 Ma(Zhai et al., 1998); 二郎坪群原位锆石U-Pb年龄变质年龄为440~394 Ma(Liu et al., 2011); 秦岭群、 宽坪群、 丹凤群原位锆石U-Pb年龄变质年龄为430~400 Ma, 与岛弧发育阶段有关和碰撞后的闪长岩和花岗岩类分别发育在520~420 Ma和410~380 Ma(苏文等, 2013); 二郎坪群和秦岭群内花岗岩的频率年龄为410 Ma左右(张正伟等, 2008), 秦岭群内的花岗岩主要集中于450~400 Ma(Wang et al., 2013)。同时华北克拉通东南缘蚌埠隆起区及鲁西晚中生代岩体研究证实华北板块东南缘深部存在华南/扬子俯冲陆壳岩石(王安东等, 2009; 李印等, 2010; Yang et al., 2010, 2012)。胶北地区169.5~89.3 Ma煌斑岩也被判别为源自俯冲陆壳(扬子下地壳)在地幔源区发生交代作用时形成的富集型地幔的部分熔融体(刘燊等, 2005), 研究区的煌斑岩与之相比: 1)Nb/U值更接近MORB和OIB范围, 具有明显Nb和Ta正异常, 与典型的洋岛玄武岩(OIB)类似, 而胶北煌斑岩为不相容元素Ta-Nb-Ti负异常分配模式, Ta-Nb-Ti负异常分配模式可作为俯冲环境源区判别标志(Rock et al., 1991); 2)在区分软流圈地幔或岩石圈地幔以及在弧岩浆起源上是否存在俯冲物质的参与的微量元素比值图解中(图 9), 胶北煌斑岩与山东中生代玄武岩的区域重叠, 落入扬子克拉通下地壳的代表崆岭群(交代沉积物和麻粒岩)范围(刘燊等, 2005), 来自岩石圈地幔; 而研究区煌斑岩和山东新生代玄武岩的区域重叠, 源区受软流圈物质改造(路凤香等, 2006; 徐义刚等, 2009)。同时郯庐断裂带中生代火山岩随时间变新成分由钾质向钠质演化这一特点具有普遍性, 代表着软流圈的成分逐渐增加(邱检生等, 2012; 石文杰等, 2014), 四十里长山地区偏钠质的煌斑岩暗示了源区组分中可能含有一定比例的软流圈亏损地幔组分, 导致微量元素不再表现为典型的俯冲陆壳交代形成的Ta-Nb-Ti负异常特征, 而是OIB型的Nb和Ta正异常特征。即四十里长山地区煌斑岩的富集岩石圈地幔源区包含有俯冲的扬子/华南陆壳和软流圈地幔的贡献, 受后期软流圈亏损地幔改造的影响不再表现为典型的俯冲陆壳交代形成的富集型地幔微量元素特征。综合考虑煌斑岩与典型的洋岛玄武岩(OIB)类似的微量稀土元素特征、 陆壳物质以源区混合方式加入以及继承锆石年龄与秦岭古岛弧与华北地台的早古生代拼合时间一致等因素, 本文认为形成研究区煌斑岩的富集地幔中含有俯冲的扬子/华南下地壳混入, 416.5±7.4 Ma的继承锆石年龄对应于扬子/华南陆壳物质的源区混合事件时间。

图9 四十里长山地区煌斑岩源区判别的微量元素比值相关图解(据刘燊等, 2005) Fig.9 Source discrimination plots between trace elements ratios for lamprophyres in Sishilichang Mountain area(after Liu et al., 2005)

(2)花岗斑岩和正长岩成因

通常认为酸性端元组分成因有两种(王焰等, 2000; 杨斌等, 2015): 一种与基性岩浆不同源, 是地壳深熔作用形成或者是幔源岩浆与壳源熔体发生混合作用的产物, 基性岩浆仅为酸性岩浆的形成提供热源, 这类酸性组分的出露面积一般相比基性组分要大得多, 这类酸性组分与其伴生的基性组分的微量元素和同位素组成相差较大; 另一种则与基性岩浆同源, 由基性岩浆分离结晶作用形成, 仅有微量或根本没有陆壳物质的加入, 其微量元素和同位素组成与伴生的基性组分相似, 但生成的酸性组分相比基性组分要少得多。

假如四十里长山地区酸性端元花岗斑岩及正长岩类脉岩是基性端元煌斑岩岩浆演化的产物, 那么花岗斑岩及正长岩的出露面积应相对较少, 但这与野外观察不一致; 花岗斑岩及正长岩与煌斑岩具有类似的REE丰度, 这与分离结晶的成因也不相吻合; 煌斑岩Eu无明显异常, 而花岗斑岩及正长岩则表现出明显的Eu负异常, 表明花岗斑岩及正长岩在岩浆形成和演化期间斜长石结晶分离作用明显; 在微量元素原始地幔标准化配分形式方面两者明显不同(图 6b图 6c), 因此认为本区的双峰式脉岩的两个端元并非同源, 酸性端元不是基性端元母岩浆结晶分异的产物, 更可能是幔源岩浆与地壳源物质部分熔融的产物。

四十里长山地区花岗斑岩和正长岩主量元素、 微量及稀土元素总体上与A 型花岗岩相似, 表现为: 1)高SiO2、 高碱, 低Fe、 CaO、 TiO2、 MgO和P2O5; 2)高铁镁比值FeOT/MgO(FeOT=FeO+0.9×Fe2O3), 为2.95~13.26, 高于一般Ⅰ型(平均值2.27)、 S 型(平均值2.38)、 M 型(平均值2.37)花岗岩(Whalen et al., 1987), 而接近世界A 型花岗岩平均值(13.4; Turner et al., 1992); 3)稀土元素总量较高, 为78.6×10-6~201.3×10-6, 球粒陨石标准化配分模式为右倾海鸥型或V字形(图 6a), Eu负异常(Eu* /Eu=0.02~0.23), 是典型的A型花岗岩特征(吴锁平等, 2007); 4)Ga丰度较高, 为22.8×10-6~34.3×10-6; 具有较高的10000 Ga/Al值, 为3.1~5.1, 大于A型花岗岩的下限值2.6(Whalen et al., 1987); 5)大离子亲石元素(HFSE)含量高, 元素组合(Zr+Nb+Ce+Y)=344.2×10-6~621.7×10-6, 大于A型花岗岩下限值350×10-6(Whalen et al., 1987)。6)在球粒陨石标准化蛛网图上(图 6b), 呈现Ba、 Sr-P和Ti的3个明显的低谷, 表现为Rb、 Th、 La、 Ce、 Nd、 Hf、 Zr、 Sm和Tb富集, 而Ba、 Sr、 P、 Ti亏损, 表明它是一种高演化成分的A 型花岗岩(吴锁平等, 2007); 7)Rb/Sr比值最高可达11.02, 集中在5.53~6.99, 明显高于Ⅰ型或S型花岗质岩石(分别为0.16和1.81)而与A型花岗质岩石的Rb/Sr比值(3.52)最为相近(Whalen et al., 1987); 8)在FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)、 10000 Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)等鉴别图解上, 酸性脉岩落在A型花岗岩区(图 10a图 10d); 9)同时A型花岗岩最本质的特征在于它是一种高温花岗岩, 往往出现完全熔融的情况, 矿物学的特征则对应于锆石中缺乏岩浆作用之前的老岩浆核(King et al., 1997), 本次测试的花岗斑岩和正长岩样品中均未获得继承锆石, 也暗示其可能为A型花岗岩。

图10 四十里长山地区A型花岗质脉岩的判别图解 a~d. 花岗岩类型判别图(Whalen et al., 1987); e~f. A 型花岗岩判别图解(Eby, 1992) Fig.10 Discrimination diagram for granites(a~d; after Whalen et al., 1987)and for A-type granites (e~f; after Eby, 1992)of acid dike rocks in Sishilichang Mountain area

地壳(俯冲洋壳、铁镁质下地壳、长英质上地壳)深熔作用可以形成花岗质岩浆。四十里长山地区花岗斑岩脉岩的Nb/Ta值(8.87~11.24)和Zr/Hf值(17.08~26.39)低于地壳值(Taylor and McLennan, 1985), Rb丰度为204×10-6~237×10-6, 明显低于分异成因的岩浆岩(>270.0×10-6; Wilson, 1989), 表明其为典型的陆壳岩石部分熔融的产物; A型花岗岩鲜少来自下地壳, 普遍发生在浅层地壳(Bonin, 2007), 同时花岗斑岩及正长岩脉岩低的Nb/Ta值(8.87~15.63)也排除了来自沉积地层或蚀变的硅质洋壳(Nb/Ta>17; Ben Othman et al., 1989)。因此, 四十里长山地区花岗斑岩脉岩物质来源以陆壳部分熔融为主。目前多数学者主张正长岩类岩石的成因应有幔源组分的贡献(Harris et al., 1999; 邱检生等, 2011), 研究区正长岩的微量元素比值常介于煌斑岩和花岗斑岩脉岩之间(表 3), 暗示了可能有幔源镁铁质岩浆的混染。使用Rb/Nb-Y/Nb、 Nb-Y-3Ga等图解进一步判断其属于A1型花岗岩(图 10e图 10f), 显示其物质包含地幔来源(吴锁平等, 2007)。因此推测花岗斑岩的母岩浆有可能是幔源基性岩浆底侵作用导致新生中上地壳的高温熔融产物; 而正长岩的母岩浆主要是幔基性岩浆与其诱发熔融的壳源酸性岩浆的混合并经进一步的分异作用形成(Mingram et al., 2000; Litvinovsky et al., 2002)。

晚白垩世-古近纪涡阳-阜阳-固始断裂转变为正断层(陈建平, 2005), 四十里长山地区存在局部的拉张, 处于短暂的应力松弛状态。随着涡阳-阜阳-固始断裂带引张作用不断加剧以及断裂带下延深度的不断加大, 引起软流圈物质持续上涌, 并不断改造先前混入扬子/华南下地壳物质的富集岩石圈地幔, 富集岩石圈地幔发生部分融熔产生晚白垩世偏富钠基性岩浆; 这些基性岩浆伴随的高热流使地壳物质部分熔融形成酸性岩浆, 以及幔源基性岩浆与其诱发熔融的壳源长英质岩浆的混合并经进一步的分异作用, 进而形成现在的双峰式脉岩。

4.3 构造环境分析

四十里长山地区脉岩具有双峰式组合的特征。双峰式火山岩可以出现在多种大地构造背景中, 如大陆裂谷、 洋岛、 大陆拉张减薄、 弧后扩张、 造山后、 洋内岛弧和成熟岛弧/活动陆缘等(王焰等, 2000)。岩浆岩的微量元素由于其含量较少且性质稳定, 不易受岩石圈组分的混染影响, 与地质活动相对响应, 可以较准确地反映岩石形成的初始构造环境。在2Nb-Zr/4-Y图解中(图 9a)中, 煌斑岩全部落入AI+AII区, 即板内裂谷玄武岩区; 在Zr-Zr/Y图解中(图 9b), 投影点也全部落入板内玄武岩区域内; 在Hf-Rb/30-3Ta和Y+Nb-Rb图解中(图 9c图 9d), 花岗斑岩和正长岩投影点全部落入板内花岗岩(WPG)区。四十里长山地区A型花岗质脉岩和双峰式脉岩的特征可以推断其应形成于板内的伸展环境。

图11 四十里长山地区脉岩的构造环境判别图解 Fig.11 Discrimination diagram of tectonic setting for dike rocks in Sishilichang Mountain area

中国东部乃至东北亚地区中生代构造动力体系经历了由东西走向向北东-北北东走向的构造转换, 同时还经历了以挤压为主的构造-岩浆造山系统向以拉张为主的伸展盆岭系统体系的转换(邢光福等, 2008), 华北克拉通中生代构造体制转折峰期是120~110 Ma(翟明国等, 2003)。中-晚侏罗世-早白垩世是中国东部岩石圈大规模减薄或破坏时期, 太平洋板块俯冲是华北克拉通破坏的主要动力因素(朱日祥等, 2012), 说明整个中国东部乃至整个东北亚地区自早白垩世已处于滨太平洋构造域体系中。早白垩世系列变质核杂岩的形成、 广泛断陷盆地出现、 伸展断层活动与大规模的火山喷发及岩体侵入等浅部地质现象明显地记录了华北克拉通破坏峰期(朱日祥等, 2012), 代表了该时期华北克拉通东部强烈伸展的构造背景(孙金凤等, 2013); 到早白垩世晚期盆地发生了萎缩, 没有了变质核杂岩的形成, 这时期基本上缺乏火山活动与岩浆侵入, 控制盆地正断层转变为近东西走向, 总体上为弱拉伸的动力学背景(朱日祥等, 2012)。中国东部及东亚大陆东缘晚白垩世火山岩岩石组合及地球化学特征随空间变化具有明显规律性, 表现东亚大陆东缘的俄罗斯远东地区锡霍特阿林地体(Kirillova, 2003)、 韩国Gyeongsang盆地(Zhang et al., 2012)、 日本西南部(Matsumoto et al., 2007)及中国东部陆缘地区(Ji et al., 2007; 于介江等, 2013)广泛发育与板块俯冲作用相关的火成岩组合; 中国东部陆内以软流圈来源碱性玄武岩沿郯庐断裂带产出为特征(翟明国等, 2003; 路思明等, 2012; 郭峰等, 2013), 处于古太平洋板块俯冲背景下的弧后伸展环境(路思明等, 2012), 向西至四十里长山地区转变为陆内属性的双峰式火山岩, 这种空间变异不仅表明它们的形成与环太平洋构造体系有关, 而且进一步说明了四十里长山地区双峰式脉岩应形成于类似弧后盆地的伸展环境。

5 结论

(1)四十里长山地区脉岩构成一套双峰式侵入岩组合及A型花岗质脉岩, 其侵位的锆石U-Pb年龄为86.1±1.3 Ma~80.9±1.8 Ma, 属于晚白垩世圣通期。

(2)四十里长山地区基性煌斑岩起源于富集的大陆岩石圈地幔的部分熔融, 富集岩石圈地幔含俯冲扬子/华南陆壳的混入和软流圈地幔的改造; A型花岗质脉岩物质起源于由底侵的幔源基性岩浆诱发地壳物质部分熔融形成的壳源酸性岩浆以及它们的混合岩浆。煌斑岩中416.5±7.4 Ma的继承锆石年龄对应于扬子/华南陆壳物质的源区混合事件时间。

(3)四十里长山地区双峰式脉岩及A型花岗质脉岩的形成与环太平洋构造体系有关, 其形成于类似弧后盆地的板内伸展环境。

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Preliminary study on zircon U-Pb dating and petrogenesis of Mesozoic dike rocks in Sishilichang Mountain area of southern margin of North China Carton

Li Zhensheng1, Niu Hao1, Zhang Yan1, Li Quanzhong1, Wang Chuang1, Liu Deliang2     
( 1. School of Resources and Environmental Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009; 2. School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026 )
Abstract: A little Mesozoic dike rocks develop in Sishilichang Mountain area of southern margin of North China Carton, where magmatic activity were rare. Because of lack of age and petrogenetic investigation of the Mesozoic dike rocks, its formation age and origin would be investigated by LA-ICPMS zircon U-Pb dating and element geochemistry. The dike rocks in Sishilichang Mountain area consist of lamprophyre, granite porphyry and syenite rocks, whose emplacement ages were 80.9±1.8 Ma, 86.1±1.0 Ma and 85.5±1.4 Ma respectively. The dike rocks constitute Late Cretaceous bimodal intrusive rock for similar age and components of basic and acid endmembers, and the acid endmembers belong to A-type granites. The lamprophyres of basic dike rocks were derived by partial melting of enrichment lithospheric mantle source, which were contaminated by materials of subducted ancient crust of Yangtze Craton and asthenosphere mantle since its contained ~416 Ma inherited zircons and was close to sodic type. While the acid dike rocks were derived mostly from crust-derived magma, which were formed from melting crustal materials heated by underplating of mantle-derived basic magma, as well as their mixed magma. Combined spatial distribution characteristics of Late Cretaceous igneous rocks in eastern China and Northeast Asia, it was suggested that the bimodal dike rocks in Sishilichang Mountain area formed under back-arc intraplate extensional setting related to the subduction of the paleo-Pacific plate.
Key words: A-type granite     Late Cretaceous     Bimodal intrusive rock     Ziron U-Pb age     Sishilichang Mountain