华北地块西南缘陇县保家山古元古代花岗岩及其构造意义研究

2014-04-28徐欢赵慧罗金海程佳孝尤佳王师迪

地质论评 2014年6期

徐欢，赵慧，罗金海，程佳孝，尤佳，王师迪

西北大学大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安，710069

内容提要: 在华北地块西南缘陇县保家山西部铁马河剖面出露钾长花岗斑岩，与其伴生的有蚀变辉绿玢岩，整体沿六盘山断裂带分布。保家山钾长花岗斑岩富钾(Na2O/K2O=1.66～3.36)，具钙碱性和准铝—弱过铝质特征(A/CNK=0.85～1.18)。富集轻稀土元素且轻重稀土元素分异明显(LREE/HREE=4.08～12.03),Eu负异常明显(δEu=0.50～0.53)。富集大离子亲石元素K、Rb、Ba、Th，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Hf，强烈亏损P、Sr，且具有较高的Rb/Sr和Ga/Al比值，表现出A型花岗质岩石的特征。对两个样品进行锆石U-Pb LA-ICP-MS测年，分别获得n(206Pb)/n(207Pb)加权平均年龄1814±12Ma和1781±12Ma，说明岩体属于古元古代岩体。结合区域地质资料的研究表明，华北地块西南缘在古元古代期间处于强烈伸展背景，推测应该与古元古代贺兰坳拉槽的向南延伸有关。

华北克拉通在古元古代晚期到中元古代初分别在南北边缘和中部地区发生了碰撞造山—整体抬升—伸展裂解等一系列的构造事件(翟明国等，2014)。在2.3Ga之后的全球性裂解事件之后(翟明国等，2014)，整个华北克拉通由东、西两个陆块组成，西部陆块又由阴山陆块与鄂尔多斯陆块组成(Zhao et al., 2005)。在1.95Ga左右，阴山陆块和鄂尔多斯陆块发生陆—陆碰撞，完成拼合(耿元生等，2010；董春艳等，2012；李正辉等，2013)。东部陆块与西部陆块在约1.85Ga完成碰撞造山，形成中部造山带(蒋宗胜等，2011；车自成等，2011；刘超辉等，2013)，南北向和东西向的碰撞从时间上看，可能为同一期的碰撞事件。1.8Ga以后，由于地幔柱的活动，使得华北克拉通整体抬升、裂解，并在克拉通内部形成一个裂陷系列(如贺兰、熊耳、燕山—太行古裂陷等)(李江海等，2000；赵太平等，2007；徐勇航等，2008；高山林等，2013)。这次伸展事件得到了华北板块内部大量不同类型、古元古代晚期到中元古代的火山岩组合的印证，如华北克拉通南缘熊耳拗拉谷发育了以熊耳群为主的火山岩系(赵太平等，2004；徐勇航等，2007)，还发育有同期花岗闪长岩和斑岩(赵太平等，2007；崔敏利等，2010)及基性岩墙群(侯贵廷等，2010)，北缘燕山—太行拗拉谷发育大规模基性岩墙群和碱性侵入岩(侯贵廷等，1998；彭澎等，2004；杨进辉等，2005；董春燕等，2010)。上述关于华北克拉通古元古代晚期到中元古代初的地质演化信息主要针对华北克拉通南北边缘和中部地区，但由于华北克拉通西南缘地区古—中元古代地质体出露较少，目前关于克拉通西南缘(即六盘山地区，或者说贺兰坳拉槽南延部位)古—中元古代地质演化的相关信息仍比较缺少，这种状况在一定程度上制约了地学界对华北克拉通西南缘古—中元古代构造格架的认识。

图1 陇县保家山地区地质图(据1966年1∶20万陇县幅地质矿产图修改)Fig. 1 Geological map of Baojiashan area in Longxian county (modified from 1∶200000 Geological and Mineral Map of Longxian, 1966)Q—第四系；K1—下白垩统；T3y—上三叠统延长组；O2—中奥陶统；O1—下奥陶统；∈3—上寒武统；∈2—中寒武统；Z—震旦系(埃迪卡拉系)。γ—古元古代钾长花岗斑岩；β—古元古代辉绿玢岩Q— Quaternary；K1— Lower Cretaceous；T3y— Yanchang Formation of Upper Triassic；O2— Middle Ordovician；O1— Lower Ordovician；∈3—Upper Cambrian；∈2— Middle Cambrian；Z—Sinian(Ediacaran)． γ— Paleoproterozoic K-feldspar porphyry；β— Proterozoic diabase

1 保家山岩体的岩石学特征

本文研究的钾长花岗斑岩和辉绿玢岩样品均采自陇县保家山西铁马河剖面(图1)，采样点坐标N35°3′35.4″、E106°34′38.6″。钾长花岗斑岩岩体呈岩墙或岩块零星出露，整体呈带状，分别与下白垩统紫红色砂岩、泥岩和震旦系灰白色灰岩接触，由于第四系覆盖严重，接触关系不明。辉绿玢岩出露更少，由于露头风化、蚀变严重，加之第四系覆盖，其产状未能确定。

该剖面的钾长花岗斑岩在露头和手标本尺度上可以明显分为两类，一类钾长石斑晶的外围包有斜长石环斑(图2a)，另一类无斜长石环斑(图2b)。前者呈团块状分布于后者中，两者过渡接触，露头区主要出露无环斑的钾长花岗斑岩。两类钾长花岗斑岩都呈肉红色，斑状结构，块状构造。斑晶主要为钾长石，占全岩的20%。在显微镜下，钾长石表面不干净，出现土状蚀变矿物，有时可见简单的卡氏双晶和聚片双晶；另外有少量的石英斑晶，表面干净，边缘有溶蚀现象，含量约8%；其次为斜长石斑晶，含量约5%，蚀变较弱，可见聚片双晶。基质为隐晶质到微晶质，成分以长石和石英为主。

本文未对蚀变辉绿玢岩进行地球化学和同位素年代学研究，但对辉绿玢岩进行了岩石学研究。辉绿玢岩的蚀变相当严重，岩石整体灰绿色，块状构造。镜下略见辉绿结构，主要矿物有基性斜长石，含量占整个岩石的45%，斑晶表面蚀变不干净；出现少量定向排列的绢云母，聚片双晶发育；辉石含量约为35%，可见一组完全解理，表面有蚀变；次要矿物为橄榄石，含量为15%，他形粒状，无解理，正突起高，可见三级干涉色；副矿物为磁铁矿。

图2 陇县保家山地区铁马河剖面钾长花岗斑岩野外照片Fig. 2 Field photos of the K-feldspar porphyry in the Tiemahe section(a) 钾长石斑晶具有斜长石环边；(b) 钾长石斑晶无环边(a) K-feldspar phenocrysts with plagioclase rims；(b) K-feldspar phenocrysts without plagioclase rims

2 样品分析方法

本文的所有分析工作都是在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成的。其中，全岩的主量元素分析在日本产的理学RIX2100XRF仪上测定，元素分析误差小于5%。微量和稀土元素分析在美国Perkin Elmer公司产的Elan 6100DRC型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)上进行，分析精度误差一般小于5%。采用PetroGraph和Geoplot进行数据处理和作图。

锆石年代学分析方法是从样品中挑选出单颗粒锆石(样品编号：12LX03、12LX04，其中12LX04是钾长石环带比较明显的钾长花岗斑岩)，将所挑选的锆石放置于环氧树脂中进行打磨，将锆石中心面露出，并进行抛光，之后对处理好的样品进行反射光以及阴极发光(CL)照相。阴极发光照相(CL)采用美国Gatan公司的Mono CL3+X型阴极荧光探头。锆石测试点的选择通过反射光照片和阴极发光照片反复对比，避开内部裂隙和包体，以期获得较为准确的年龄数据。锆石U-Pb同位素分析在四极杆ICP-MS Elan6100DRC上进行测定。激光剥蚀系统是德国MicroLas公司生产的GeoLas200M。激光束斑直径为30μm，激光脉冲10Hz，能量32～36MJ。同位素组成采用美国哈佛大学矿物博物馆的标准锆石91500进行外标校正。采用Glitter和Isoplot进行数据处理和作图。

3 地球化学特征

表1 陇县保家山钾长花岗斑岩主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 1 Major element (%) and trace element ( ×10-6) compositions of K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan

注：A型花岗岩平均值据Whalen et al.(1987)。

保家山钾长花岗斑岩的稀土配分曲线呈明显的右倾型(图5)。具有较高的REE含量(183.68×10-6～ 1128.14×10-6，平均值为510.78×10-6，远高于I型和S型的稀土总量114.7×10-6和173. 1× 10-6)(吴锁平等，2007)。ΣLREE/ΣHREE =4.08～12.53，显示轻稀土强烈富集。轻稀土分异明显(La/Sm为3.54～6.39) , 重稀土分异较弱(Gd/ Yb为1.05～3.25)。δEu为0.5～0.53，具有明显的负Eu异常。

图3 陇县保家山钾长花岗斑岩TAS图解(底图据Middlemost,1994)Fig. 3 TAS diagram for K-feldspar phenocrysts in Baojiashan section in Longxian county(after Middlemost,1994)

图4 陇县保家山钾长花岗斑岩SiO2—K2O图解(底图据Rickwood，1989)Fig. 4 K2O—SiO2 diagram for K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan (after Rickwood，1989)

图5 陇县保家山钾长花岗斑岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(球粒陨石数据据Boynton et al.，1984)Fig. 5 Chondrite-normalized REE-pattern diagram for K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan (chondrite data from Boynton et al.，1984)

由微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6)可以看出，保家山钾长花岗斑岩富集大离子亲石元素K、Rb、Ba、Th等，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Hf，P、Sr也显示明显的负异常。岩石具有较高的Rb/Sr比值，Rb/Sr最高可达3.45(12LX12)，平均值(2.6)远大于I型或S型花岗质岩石(分别为0.61和1.81)，而与A型花岗质岩石的Rb/Sr比值比较接近(3.52，Whalen et al., 1987)；Ga/Al较高(平均值为3.21，最高达3.87)与A型花岗岩的Ga/Al比值(>2.6，Whalen, 1987)一致。其Th/U比值为5.58～7.16(平均6.36)，与下地壳的Th/U比值(≈6，Rudnick et al., 2003)相近；Nb/Ta比值为18.37～20.29(平均19.22)，接近中地壳的Nb/Ta比值(≈16.5， Rudnick et al., 2003)，说明其物源可能来自于中下地壳。另外该钾长花岗斑岩的Nb/Y= 0.34～0.54, 低于碱性岩(碱性岩Nb/Y>1), 但高于一般钙碱性岩石, 而与A型花岗岩平均值相当(Whalen et al., 1987) 。上述数据整体反映其非造山偏碱性的地球化学特征( Bourne, 1986)，与大陆裂谷环境下形成的酸性岩浆岩的地球化学特征基本一致(于津海等，1997)。

图6 陇县保家山钾长花岗斑岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔数据据Sun and McDonough，1989)Fig. 6 Primitive-mantle-normalized spider diagram for K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan (primitive-mantle data from Sun and McDonough,1989)

图7 铁马河剖面肉红色钾长花岗斑岩锆石阴极发光图像(样号12LX03 )Fig. 7 CL images of zircons from the pale red K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan (Sample 12LX03)

4 锆石U-Pb LA-ICP-MS定年

本文分别对具有环斑(12LX04)和没有环斑(12LX03)的钾长花岗斑岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年。保家山钾长花岗斑岩中锆石的颗粒中等大小，短柱状，自形或半自形，有比较明显的韵律环带(图7、图8)。锆石的Th/U比值较高(0.57～0.89、0.50～0.94)(表2)，普遍大于变质成因锆石的Th/U比值(0.002～0.320，Rubatto, 2002)，显示岩浆成因锆石的特点。

表2 陇县保家山钾长花岗斑岩中锆石的LA-ICP-MS U—Th—Pb同位素分析结果Table 2 LA-ICP-MS U—Th—Pb isotopic data of zircons from K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan

测点元素含量(×10-6)Pb∗232Th238UThU同位素比值年龄(Ma)n(207Pb)n(206Pb)n(207Pb)n(235U)n(206Pb)n(238U)n(207Pb)n(206Pb)n(207Pb)n(235U)n(206Pb)n(238U)测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ测值1σ2416.3922110.527438.90.810.109770.001965.077230.087390.334780.002621796201832151862132512.7622965.328283.50.810.110690.001995.129460.091280.334680.002351811221841151861112621.5718331.828722.30.640.10970.001975.206970.091880.34290.002271794221854151901112815.8898217091.90.530.108470.002165.085110.099830.338710.00251774251834171880122921.597070.511409.10.620.112740.002745.184680.126530.332820.003561844291850211852173112.889206.913054.20.710.108130.002574.688010.109380.313310.00371768261765201757183224.5712492.116962.40.740.111240.002314.8350.100380.314310.002611820261791171762133312.6224339.330496.50.80.10660.001784.567520.073050.310320.002131742191743131742103420.2520793.626925.90.770.107310.001754.819980.078540.325590.002531754191788141817123522.499569.218993.80.50.106360.002064.878480.097210.332740.002871738241799171852143628.5212458.816547.80.750.106510.002125.033860.106890.342970.003381741251825181901163919.9110225.4136830.750.11070.004095.109510.193190.333880.003381811541838321857164023.2316361.523855.80.690.107330.00465.023260.216420.338630.00301175566182336188014

注：表中Pb*表示放射成因Pb。

图8 铁马河剖面肉红色钾长花岗斑岩锆石阴极发光图像(样号12LX04)Fig. 8 CL images of zircons from the pale red K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan (Sample 12LX04)

图9 铁马河剖面肉红色花岗斑岩锆石U-Pb 年龄谐和图Fig. 9 LA-ICP-MS U-Pb zircon concordia diagram from the pale red K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan

对于选定的符合测年的两组锆石样品，利用西北大学大陆动力学国家重点实验室LA-ICP-MS锆石U-Pb测年仪器，进行锆石测年。铁马河剖面没有环斑的钾长花岗斑岩样品(12LX03)的32个测点的U-Pb协和年龄变化范围极小，几乎所有锆石颗粒样品都投影在谐和线上及其附近(图9)，n(206Pb)/n(207Pb) 年龄的加权平均值为1814±12Ma (MSWD=1.8)，可以很好地代表钾长花岗斑岩的形成年龄；有环斑的钾长花岗斑岩样品(12LX04) 30个测点的数据也基本落在谐和线上或谐和线附近(图9)，n(206Pb)/n(207Pb)年龄的加权平均值为1781±12Ma (MSWD=2.1)。另外笔者等还对本文研究区东南方约20 km处段家峡蚀变辉绿岩样品(12LX26)进行了锆石U-Pb LA-ICP-MS同位素测年，获得的7个测点都在谐和线上或附近，其n(206Pb)/n(207Pb)加权平均年龄为1810±29Ma(待发表)，在误差允许的范围内可以认为段家峡蚀变辉绿岩与本文的钾长花岗斑岩属于同一期构造热事件的产物。

5 讨论

图10 A型花岗岩判别图(据Whalen et al.，1987)Fig. 10 Discriminant diagram of A-type granitoid (after Whalen et al.，1987)FG—分异的长英质花岗岩；NG—正常(未分异)的M，I和S型花岗岩FG—fractional granitoids;NG—normal M-,I- and S-type granitoids (nonfractionated)

保家山钾长花岗斑岩显示富K、Rb、Ba、Th、高FeO*/( FeO*+MgO)、Ga/Al比值，亏损Nb、Ta、Ti、Hf、Zr(HFSE)以及P、Sr的地球化学特征。10000Ga/Al为2.58～3.87，明显高于I型和S型花岗岩的平均值(分别为2. 1和2. 28) ( Whalen et al., 1987)。在(10000Ga/Al)—Nb和(10000Ga/Al)—Zr图解上(图10)，都位于A型花岗岩区域，在(10000Ga/Al)—Y和(10000Ga/Al)—Ce图解上，也落于A型花岗岩区(图略)；另外在(Zr+Nb+Ce+Y)—[ (K2O+Na2O)/CaO]及(Zr+Nb+Ce+Y)—(10000Ga/Al)图解上(图10)，也都落于A型花岗岩区域。从地壳与地幔一般性的物质组成特点推测，高的Zr含量和强烈亏损的Ti值反映该钾长花岗斑岩很可能源自地壳物质，产于地壳减薄的构造背景(Eby, 1990 ; Whalen et al., 1987；张旗，2013)。Th/U比值和Nb/Ta比值也分别与地壳比值相近，暗示其源自地壳物质。低的Sr含量、中等的Rb含量以及高的Rb/ Sr排除了其为岛弧型或碰撞型火山岩的可能性, 而与A型花岗岩相应的平均含量及比值一致(Whalen et al., 1987)。P和Ti亏损说明岩浆经历了磷灰石以及钛铁矿等矿物的分离结晶作用，Nb、Ta 的亏损可能与岩浆源区岩石中陆壳组分的参与有关( Kalsbeek at al.，2001)。在Rb—(Y+Nb)图解上，保家山钾长花岗斑岩落入板内花岗岩区域(图11)，且Y/Nb<1.2，表明其为A1型花岗岩(邓晋福等，2004)，反映伸展的大地构造环境。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图6)，其特征与扬子地块北缘华山观元古代环斑花岗岩(张丽娟等，2011)、柴北缘元古界环斑花岗岩(胡能高等，2007) 的特征接近，另外与其相伴产出的有同时代的环斑花岗岩，由此可判断该钾长花岗斑岩形成于大陆拉张环境下，其源区可能为部分熔融的中、下地壳。

钾长花岗斑岩相伴产出的辉绿玢岩出露太少而且蚀变比较严重，本文未对其进行相应的地球化学测试。但从它们的空间产出状态以及对本文研究区东南部段家峡辉绿岩的同位素测年结果来看，它们很可能属于酸性岩和基性岩的共生组合，推断这种岩石组合类型应该属于板内拉张构造背景下形成的具有“双峰式”特点的岩浆岩组合(邓晋福等，2004)。

图11 陇县保家山钾长花岗斑岩构造环境判别图解(底图据Pearce，1996)Fig. 11 Tectonic setting discrimination diagrams for K-feldspar phenocrysts of Longxian Baojiashan(after Pearce，1996)

华北克拉通在古元古代晚期的伸展、裂解事件由大量不同类型的岩浆岩体反映出来，前人已作过大量的论述，如华北克拉通南缘以熊耳群为主的火山岩系(赵太平等，2004；徐勇航等，2007；包志伟等，2009)，及同期花岗闪长岩和斑岩(赵太平等，2007；崔敏利等，2010)和基性岩墙群(侯贵廷等，2010)；北缘大规模的基性岩墙群和碱性侵入岩(彭澎等，2004；杨进辉等，2005；董春燕等，2010)；中部的铁镁质岩墙群(胡俊良等，2007)和西南缘的花岗斑岩岩体(高山林等，2013)。这些岩石及岩石组合与保家山钾长花岗斑岩具有类似的形成时代和形成环境，表明古元古代晚期华北克拉通的北缘、南缘和西南缘及中部都处于区域性的伸展环境，并形成了克拉通内部的多个坳拉槽。

在贺兰山地区发育比较多的元古宙地质建造，贺兰山坳拉槽也得到比较多的地质证据的支持，地学界普遍认为贺兰裂陷是华北陆块西南缘向北伸进的一个分支裂陷槽，最南端可与秦祁海槽(即古秦岭—祁连洋)相连，构成所谓“秦祁贺”三叉裂谷(孙国凡等，1983；和政军，1993；车自成等，2011)，但这一观点在贺兰山以南并未得到最直接的地质证据支持。本文的研究结果为贺兰坳拉槽的向南延伸提供了最直接的火成岩岩石学证据，表明贺兰坳拉槽并非只局限于贺兰山地区，其向南还有延伸。其最南端至少延伸到六盘山南段铁马河地区，推断再向南可与秦祁海槽相连，并与东部的熊耳、燕山—太行等古裂陷形成一个大的裂陷系列，其中北北东—北东方向延伸的裂陷(如贺兰、熊耳、燕山—太行古裂陷等)在后期消亡形成坳拉槽。

王成等(2012)和高山林等(2013)分别对宁夏泾源县新民乡石嘴子村花岗斑岩进行的同位素测年结果获得1778±14Ma(锆石U-Pb SHRIMP法)和1803±15Ma(锆石 U-Pb LA-ICP- MS法)的岩浆结晶年龄；该岩体高硅、高碱、富钾，具有较高的Rb/Sr和Ga/Al比值；富集K、Rb、Th等大离子亲石元素，亏损高场强元素Ti、Ta、Nb，及P、Sr等，具有A型花岗岩的特征(高山林等，2013)，这些地球化学特征与本文的保家山钾长花岗斑岩一致。石嘴子花岗斑岩出露于保家山钾长花岗斑岩的NNW方向约50km，二者在空间上相距不远，大体沿六盘山断裂分布，结合同位素年龄和二者的地球化学特征，判断其可能为同一期的岩浆活动的产物，指示华北板块西南缘在古元古代晚期处于伸展拉张的区域构造背景，与同时期华北板块南缘、北缘、中部的裂解事件相照应，同时反映贺兰坳拉槽在古元古代的活动及其的向南延伸。