北祁连扎柯山寒武纪高镁安山岩地球化学及构造动力学特征

王晓伟，杨春霞，王玉玺，于漫

(1.甘肃省地质调查院，甘肃 兰州 730000；2.甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院，甘肃 兰州 730050；3.甘肃省国土资源规划研究院，甘肃 兰州 730000)

北祁连造山带夹持于阿拉善地块和中祁连地块间，是一条多旋回造山带(左国朝等，1999)，其完整保存了大陆裂解、洋脊扩张、洋壳俯冲、岛弧岩浆作用、碰撞造山过程等新元古代—古生代地质活动记录(肖序常等，1978；FENG Yiming et al.，1996；XIA Liqi et al.，1998，1999，2001；孟繁聪等，2010；李兆等，2016；MAO Jingwen et al.，2016)。北祁连海相火山岩系是新元古代末—寒武纪在华北大陆板块南缘裂谷拉张、大洋化的基础上，洋盆扩张并向北俯冲消减、碰撞拼合过程中所形成的大陆边缘沟弧盆系火山活动的产物。寒武纪末，北祁连已经完成了从大陆断陷向洋盆转化的过程(张招崇等，1998；夏林折等，1995；冯备战等，2005)，在奥陶纪形成了一系列的裂谷、岛弧带、俯冲带等，代表了不同构造背景下的产物(左国朝等，1999)。相对典型岛弧安山岩，高镁安山岩具有高MgO(>5%)、高SiO2(>52%)，高Mg#值(>60)、低FeOT/MgO(<1.5)、低Al2O3(<16%)和低CaO(<10%)为特征的安山岩(TATSUMI，2001；LE Bas，2000；KELEMEN，1995)。高镁安山岩的研究历来备受国内外地质专家的关注，其成因对揭示地球分异演化特征、洋壳与洋脊的俯冲、洋壳与陆壳的俯冲、地壳生长、地壳拆沉以及流体或熔体与地幔间的相互作用等方面均具有非常重要的意义(KAY，1978；CAMERON et al.，1979；BENOIT et al.，2002；GUIVEL et al.，2006；PALLARES et al.，2007；李承东等，2007；唐功建等，2010)。笔者拟对扎科山寒武纪黑茨沟组中发现的高镁安山岩类从岩石学、地球化学及同位素地球化学等方面进行综合研究，试图揭示其构造岩浆作用及其形成构造动力学过程，为构建北祁连地层格架及板块构造演化过程提供可靠的依据。

1 地质背景及岩石学特征

研究区位于北祁连走廊南山地块(张新虎等，2005，2008)，处于扎柯山-雪水大坂一带，在区域上构成呈北西向带状展布的向斜构造，岩性组合主要为一套海相中基性火山岩夹海相沉积碎屑岩建造，火山喷发多以裂隙-中心式喷发为主，可划分为喷发相(喷溢亚相、爆发亚相、溢流亚相)、喷发-沉积相和次火山岩相。寒武纪火山岩一部分主要表现为硅镁质成分的火山岩组合，另一部分则表现为硅铝质成分为主的大陆边缘酸性火山岩组合，后期造山也把一些不同类型、不同成因的火山岩堆挤叠置在一起形成了现今的有层无序的火山岩岩石组合(张新虎，2008)。岩性主要以玄武安山岩、安山岩及火山碎屑岩为主要特征，玄武岩次之，局部夹灰紫色英安岩、流纹岩及其火山碎屑岩，偶见安山玢岩、英安斑岩等次火山岩零星出露(图1)。

高镁安山岩普遍具有斑状结构，基质主要为交织结构。斑晶在岩石中均匀分布，大小约在1mm±，约为10%±，主要为具聚片双晶的自形长板状斜长石。基质含量约为90%±，大小一般为0.05～0.2mm，成分主要为斜长石(约60%±)、角闪石(约15%±)、石英(约5%±)、绿帘石(约5%±)、绿泥石(约5%±)等，斜长石在岩石中杂乱或半定向分布，主要呈微晶板条状，晶体之间主要被角闪石、石英、绿泥石、帘石等矿物所充填，构成交织结构。部分蚀变英安岩具霏细结构，块状构造，无斑晶，属快速冷凝的产物。主体组分为霏细状长英质(98%±)，另有微量石英颗粒(2%±)，石英颗粒粒径仅0.02～0.04mm，可见平直的棱边和规则的晶形，霏细状长英质强绿帘石化，微粒状和黏土状绿帘石集合体交代产物在岩石中均一分布，岩石中绿帘石和石英脉发育，宽0.1～2.0mm，脉体沿岩石裂隙纵横交错。

1.寒武纪黑茨沟组；2.奥陶纪阴沟群；3.志留纪；4.泥盆纪老君山组；5.石炭系；6.三叠系；7.白垩纪下沟组；8.断层；9.整合接触；10.不整合接触；11.省界；12.采样位置；13.年龄样位置；14.研究区；Ⅰ3.塔里木板块；Ⅰ4.华北板块；Ⅰ5.柴达木—祁连板块；Ⅱ9.北祁连早古生代褶皱带；Ⅱ10.中祁连中间地块；Ⅱ11.南祁连早古生代褶皱带；Ⅲ51.玉门—酒泉地块；Ⅲ52.走廊南山地块；Ⅲ53.托莱山地块；Ⅲ54.中祁连地块；Ⅲ55.南祁连地块图1 研究区区域地质略图Fig.1 Regional geological sketch of study area

2 样品采集与测试

样品采集选择新鲜无蚀变的安山岩经镜下薄片鉴定和岩石化学分析。主量元素、微量元素和稀土元素由甘肃省中心实验室测定，主量元素主要利用XRF(帕拉科AXIOS型)荧光光谱仪分析测定；微量元素和稀土元素主要利用XII Series型ICP-MS(美国ThermoFisher)进行分析测试，数据质量采用国家一级标准物质进行质量监控(GB/T 14506-1993)，结果采用DZ130-1991进行检查，精度介于5%～10%。安山岩测年采用Rb-Sr等时线测年法，测年的样品主要为石英，样品粉碎、过筛至40～60目，通过双目镜下挑选出纯净的石英，纯度达到了99%以上。测试仪器为VG354多接收质谱计(英国)。实验测定的NBS987Sr同位素标准为：87Sr/86Sr=0.710 236±0.000 007，标准化值采用86Sr/88Sr=0.119 4，Sr全流程本底为5×10-9～7×10-9g，(87Sr/86Sr)UR=0.704 5，(87Rb/86Sr)UR=0.082 7，年龄计算采用国际通用ISOPLOT程序，等时线年龄计算中87Rb/86Sr值误差为1%±，87Sr/86Sr值误差为0.05%±，置信度为95%，λRb=1.42×10-11a-1。

3 地球化学特征

3.1 主元素地球化学特征

研究区高镁安山岩类SiO2=51.45%～59.62%，均值为56.33%，具低Al、低Ca(Al2O3=13.22%～17.37%，均值为15.69%<16%，CaO=2.01%～10.33%，均值5.64%<10%)，富Na贫K(Na2O=1.57%～5.2%，K2O=1.04%～2.79%，Na2O/K2O均值=2.36)，高MgO(4.85%～9.64%，均值6.2%>5%)，高Mg#(Mg#=66.68～74.15，均值71.44)特征(表1)，Mg#远远高于正常安山岩(Mg#=46)，和HMA(Mg#>60，CRAWFORD，1989；Mg#>70，CAMERON，1983)相近，TFeO/MgO=0.84～1.5，均值1.08<1.5，具有典型高镁安山岩特征(KELEMEN et al.，1995；TATSUMi et al.，2001；李承东等，2007；LE Bas et al.，2000；邓晋福等，2010)，与Oto-zan和East Setouehi高镁安山岩比较相近(KAWABATA et al.，2005；TATSUMI et al.，2006)。在火山岩TAS图解(图2)上基本上落入安山岩区域，在K2O-SiO2图解(图3)上样品明显具有钙碱性系列特征。

B.玄武岩(含CIPW霞石标准矿物分子为碱性玄武岩)；O1.玄武安山岩；O2.安山岩；O3.英安岩；R.流纹岩；S1.粗面玄武岩；S2.玄武粗安岩；S3.粗面安山岩；T.粗面岩和粗面英安岩；Pc.苦橄岩；U1.碧玄岩和碱玄岩；U2.响岩质碱玄岩；U3.碱玄质响岩；Ph.响岩；F.似长石岩，虚线将碱性和钙碱性岩石区分开来图2 火山岩TAS图解(据M.J.Le Bas等，1986)Fig.2 TAS diagrams(After M.J.Le Bas et al.,1986)

3.2 稀土元素和微量元素地球化学特征

扎柯山高镁安山岩类微量元素(表1)中相容元素Cr、Ni含量较高，Cr介于21.6×10-6～476×10-6，平均为196.26×10-6；Ni介于14×10-6～102×10-6，平均为56.14×10-6，微量元素原始地幔标准化蛛网图(图4)上曲线明显向右中等倾斜，具有高场强元素(HFSE)Sr、Nb、Ta、P、Ti等亏损，大离子不相容元素(LILE)Rb、Th、K等富集的趋势，说明岩浆演化过程中可能存在强烈的分离结晶作用，也可能使得金红石、榍石、磷灰石、钛铁矿、钙钛矿等稳定矿物残留在源区。

扎柯山高镁安山岩类稀土元素(表1)在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图5)上明显富集LREE(LREE=65.57×10-6～213.12×10-6)，亏损HREE(HREE=8.8×10-6～17.14×10-6)，LREE/HREE=7.19～13.58。稀土元素总量(∑REE)变化也较大(∑REE=74.67×10-6～228.81×10-6，平均为112.52×10-6)，(La/Yb)N=6.34～16.94，(Gd/Yb)N=1.14～2.06，说明HREE在岩浆作用过程中分馏作用不明显，弱负Eu异常，δEu介于0.48～0.83，指示在岩浆作用过程中经历过斜长石分离结晶作用，或源岩在部分熔融过程中有斜长石残留。δCe介于0.89～0.94，暗示岩浆演化过程中可能有沉积物的参与。

图3 火山岩SiO2-K2O图解(据PECEERLLO et al.，1976)Fig.3 SiO2-K2O diagrams (After PECEERLLO et al.,1976)

图4 原始地幔标准化的蛛网图(据SUN et al.,1989)Fig.4 Preliminary mantle-normalized trace element Patterns for the granite (After SUN et al.,1989)

图5 稀土元素球粒陨石标准化配分图(据BOYNTON,1984)Fig.5 Plots of chondrite-normalized REE patterns for the granite(After BOYNTON,1984)

样号PM21⁃1PM21⁃2PM21⁃3PM21⁃4PM21⁃5PM21⁃6PM21⁃7SiO2576592659625245552257445271Al2O3155516371631318165316671322Fe2O313924088204325201414FeO50928842470233432418CaO3795672016416634641033MgO717537599964531485505K2O267179104154151119242Na2O0572715224335511332TiO2037037037043043043028P2O50080070110060100501MnO008008016015008008015H2O+3562226937525124147H2O-021025014032055021021CO2185058124059122059242Mg#7152768771577099741566686829TFeO634504503886622613791Ba320310250400290320260Rb130525104342133188257Cs31335444526161124226Th12494116355172777Nb1227116195116653U05050505050505Ta18110921209409205V25014420350270420330Li661521430183287264Zr185574915228164495427Hf36735234513732Be168196399561264169238Ga22121141941051516Sr190210229157278168119Ni184414681028364Cr726166214203958339476Co31222918821157358297La16419853628817115919

续表1

样号PM21⁃1PM21⁃2PM21⁃3PM21⁃4PM21⁃5PM21⁃6PM21⁃7Ce314363101562331289359Pr389443118732419371456Nd139153392268154137165Sm29231655512313276334Eu0760809708206606074Gd257276564458261236286Tb042043074074041039047Dy24238362418213222269Ho0505069086045048057Er145148204255126139168Tm027028035048023026031Yb175185227326147172207Lu028029034049024028033Y132138193225116121154

注：样品测试单位：甘肃省中心实验室。

3.3 同位素地球化学特征

岩石铷锶同位素地球化学分析结果(表2)显示，w(Rb)为0.5627×10-6～25.82×10-6，ω(Sr)为90.08×10-6～282×10-6，87Sr/86Sr为0.709 39～0.715 76。λ87Rb=1.42×10-11a-1，87Sr/86Sr值图(图6)显示，测试年龄为(516±7)Ma(1σ)，为早—中寒武世。

表2 安山岩铷锶同位素年龄测定表Tab.2 Testing Rubidium and Strontium isotope age of andesite

注：同位素测年单位：国土资源部中南矿产资源监督检测中心测试。

图6 火山岩87Rb/86Sr-87Sr/86Sr等时线图Fig.6 87Rb/86Sr-87Sr/86Sr diagrams

4 讨论

4.1 岩石成因

高镁安山岩在现代地球上出露较少，多形成于岛弧环境(ELLIOTT et al.，1997)，当洋壳俯冲时，元素将通过硅质熔体、含水流体等多种形式选择性的流动(TATSUMI，2005)，之后地幔在上述熔体或流体的助熔下发生部分熔融，形成岛弧岩浆。故地幔橄榄岩、俯冲洋壳(蚀变洋壳和沉积物)的熔体和流体等均有可能在高镁安山岩的成因中发挥重要的作用(唐功建等，2010；KELEMEN P B et al.，2003；KAMEI A et al.，2004；TATSUMI Y et al.，2003；WOOD B J et al.， 2009 ；TATSUMI Y et al.，1981)。一般将类似Setouchi火山带的高镁安山岩中的太古宙粗面安山岩和二长闪长岩称为HMA(high-Mg andesitic rocks)，将西阿留申的低FeO/MgO安山岩称为MA(Mg andesitic rocks)，普遍认为HMA是俯冲带上面的楔形地幔在俯冲洋壳和沉积物放出H2O的条件下发生局部熔融的产物，MA则是俯冲洋壳脱水熔融产生的岩浆与上覆楔形地幔发生相互作用后形成的岩浆(KAMEI et al.，2004；邓晋福，2010)。扎柯山高镁安山岩类具有比典型岛弧安山岩更高的MgO和Mg#，低Al贫Ca，富Na贫K，弱负Eu异常以及富集大离子不相容元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，普遍具有高的Cr、Ni含量特征，Ba介于250×10-6～400×10-6，平均为307×10-6；Sr介于119×10-6～278×10-6，平均为193×10-6，说明地壳混染作用很小；Yb介于1.47×10-6～3.26×10-6，平均为2.06×10-6；Y介于11.6×10-6～22.5×10-6，平均为15.14×10-6；Sr/Y=13.43，La/Yb=11.8，类似于日本西南新生代Set Sonchi弧火山岩带中的赞岐岩类(邓晋福，2010)，与Oto-zan和East Setouehi高镁安山岩相近(KAWABATA et al.，2005；TATSUMI et al.，2006)。普遍认为由板片熔体交代地幔橄榄岩形成的高镁安山岩一般具有埃达克岩的地球化学特征，但研究区扎柯山寒武纪高镁安山岩类在YbN-(La/Yb)N图解(图7)中具有经典岛弧火山岩的特征，地球化学特征则明显也不具备埃达克岩的地球化学特征，说明其不可能由板片熔体(埃达克岩)交代地幔橄榄岩而直接形成。另外，扎柯山高镁安山岩类具有高Mg#值以及相对较高的Cr、Ni含量，暗示岩浆源区可能为地幔橄榄岩，地球化学特征显示最有可能的成因是来源于俯冲沉积物或者蚀变洋壳由于温度、压力升高发生脱水加入上覆地幔楔，促使其发生部分熔融的产物。

图7 火山岩YbN-(La/Yb)N图解Fig.7 YbN-(La/Yb)N diagrams

4.2 构造动力学特征

高镁安山岩由于其特殊的地球化学特征(俯冲带重要的岩石类型)，包含了俯冲带元素运移的重要信息(邓晋福，2010)。也可能与地球的分异演化、地壳生长、洋壳与洋脊的俯冲、洋壳与陆壳的俯冲以及下地壳拆沉等过程相关，故对了解俯冲沉积物或俯冲洋壳以及拆沉下地壳的熔融过程所产生的熔体，与地幔橄榄岩的相互作用等深部地幔动力学过程具有非常重要的动力学意义(唐功建等，2010；GAO et al.，2004)。北祁连在早—中寒武世，受托来运动的影响形成北祁连洋，主要形成中基性火山岩系，以玉石沟-野牛沟-清水沟蛇绿岩结合带为代表的北祁连洋形成时代为早古生代，发育于洋盆扩张的构造坏境(夏林圻，1998；左国朝，1999；张招崇，1998)，同时北祁连洋壳在早寒武—早奥陶世沿托莱山—黑河上游河谷一线向南俯冲，在早奥陶世末结束，并在中祁连北缘残留一些弧后盆地(张新虎，2008)。扎柯山高镁安山岩类形成于早—中寒武世(516±7Ma)，具有更高Mg#和Cr、Ni含量使得其不可能由玄武质岩浆的分离结晶形成，可能是由俯冲的沉积物和蚀变洋壳部分熔融诱发地幔楔橄榄岩发生部分熔融的产物，其形成于岛弧环境，暗示扎柯山高镁安山岩和黑茨沟组中酸性火山岩在早—中寒武世北祁连洋仍然进行俯冲消减作用的构造格局。

5 结论

北祁连扎柯山早中寒武世黑茨沟组中发育高镁安山岩类，形成于(516±7)Ma(1σ)，相对典型岛弧安山岩具有更高的MgO、Mg#和Cr、Ni含量，低Al贫Ca，富Na贫K，弱负Eu异常以及富集轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(Rb、K、Th)，亏损重稀土元素(HREE)和高场强元素(Sr、Nb、Ta、Ti、P)，可能是俯冲的沉积物和蚀变洋壳放出H2O的条件下诱发地幔楔形区的橄榄岩部分熔融的产物，形成于岛弧环境，暗示扎柯山高镁安山岩类和黑茨沟组中酸性火山岩形成环境处于早—中寒武世北祁连洋仍然进行俯冲消减作用的构造格局。

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