湖北大悟娘娘顶花岗岩地球化学特征及其地质意义

2019-03-21尤静静吴昌雄蒋之飞屠江海李随云叶建华

资源环境与工程 2019年1期

尤静静, 吴昌雄, 蒋之飞, 屠江海, 陈松, 肖霞, 李随云, 叶建华

(湖北省地质局第六地质大队,湖北孝感 432000)

桐柏—大别造山带位于中国大陆的东部,是典型的陆陆碰撞造山带之一。大地构造位置上介于华北地块和扬子地块之间,属秦岭褶皱系南秦岭—淮阳褶皱带,为秦岭造山带的东延部分和根带,是中央造山带的重要组成部分[1]。该成矿带是中国重要的多金属成矿带之一,区域内岩浆分布广泛,以中酸性岩浆活动最为频繁,其中新元古代和燕山期两次岩浆活动成矿意义大[2-3],矿种包含有金银、钼、铅锌、稀有稀土等,蕴含着巨大的找矿潜力[4]。

湖北大悟娘娘顶花岗岩是上述中酸性侵入岩之一,其出露在北西向新黄断裂与北东向澴水断裂交汇处北西部。王强等(2000)根据野外地质特征及前人资料将娘娘顶花岗岩的时代归为晚白垩世,并认为该岩体类型为A型花岗岩。另外,该断裂带附近中酸性花岗岩体如鸡公山岩体等则多被认为I型花岗岩[5]。鉴于目前对娘娘顶岩体的研究较为薄弱,本文对娘娘顶花岗岩进行了系统的岩石学和岩石地球化学研究,探讨了娘娘顶花岗岩的岩石成因及其形成环境。这对约束该区钨钼矿床的成岩成矿构造背景和下一步找矿工作有着重要作用,对研究桐柏—大别构造带的地质演化亦有着重要意义。

1 区域地质背景及岩石学特征

湖北大悟娘娘顶地区大地构造位置上位于桐柏—大别造山带中段(图1-a、b),区域上地层属于华南地层大区秦岭—大别地层区桐柏—红安地层分区,前寒武纪地层广泛分布,出露地层主要为红安岩群黄麦岭岩组、天台山岩组,其次有少量大别岩群和第四系。区内红安岩群广泛发育,为一套低角闪岩相—高绿片岩相区域变质岩系,根据其岩性组合特征,黄麦岭岩组分为上下二段,天台山岩组分为中下二段。黄麦岭岩组岩性以白云钠长片麻岩、浅粒岩、磷矿层、大理岩、含石墨白云石英片岩为主,其中上段是区内重要的重稀土矿层,下段则是区内主要的含磷层位。天台山岩组中下两段主要岩性为白云钠长片麻岩、石榴钠长角闪片岩、白云石英片岩等。区内断层构造发育,以北西向韧性剪切带和北东向脆性断裂为主,娘娘顶地区则位于北西向新黄断裂与北东向澴水断裂所交汇的北西部。区内岩浆活动频繁、分布广泛,侵入岩主要发育在娘娘顶的北东方向,主要有王大山岩体、鸡公山岩体和娘娘顶岩体,此外还发育有大量脉岩如花岗斑岩脉、花岗岩脉及石英脉等。

图1 大别造山带构造位置图(a)、构造分区简图(b)和娘娘顶花岗岩体地质简图(c)Fig.1 Tectonic framework of Dabie orogenic belt(a)、diagram of regional tectonic in study area (b) and sketch geological map(c) for the Niangniangding granite1.第四系冲积物;2.新元古界红安岩群天台山组下段;3.新元古界红安岩群黄麦岭岩组上段;4.新元古界红安岩群黄麦岭岩组下段;5.早白垩世中细粒黑云二长花岗岩(娘娘顶岩体);6.早白垩世中细粒斑状二长花岗岩;7.新元古代变辉长岩;8.花岗斑岩脉;9.花岗岩脉;10.石英脉;11.碎裂岩带;12.性质不明断层;13.实测地质界线;14.片理产状;15.采样位置。

娘娘顶岩体主要出露在大悟县大新镇以西娘娘顶山脊一带(图1-c),大致呈北西—北北西向展布,另外在大新万家山和三里一带也有零星分布,以不规则岩株状产出,整体面积不大,出露面积约为1 km2,其与黄麦岭组变粒岩呈侵入接触关系(图2-a)。岩石岩性为中细粒斑状黑云母二长花岗岩,受区内动力变质作用影响,多具糜棱岩化特征,且岩石较为破碎,钠化现象普遍,其钠化程度因距离接触带位置的不同而不同。距接触带较远的位置,花岗岩钠化程度较弱,呈灰白色,风化面浅红色,似斑状结构,块状构造(图2-b)。斑晶成分主要有石英、钾长石等,粒径大小普遍在5 mm以上,含量约为50%;基质粒径普遍1 mm左右,主要矿物组成为黑云母、斜长石、石英及少量钾长石,含量约为40%,其中斜长石主要可见钠长石,为无色透明,自形—他形板状,表面常浑浊,具负低突起,常见聚片双晶;钾长石呈半自形板状或他形粒状,比较新鲜,部分蚀变为粘土矿物,发育格子双晶(图2-c),偶尔可见大颗粒白云母,呈长条状分布在长石间的晶粒间隙接触部位(图2-d)。手标本中常见石英、钾长石文象结构,局部石英有拉长现象,并具一定定向性;距接触带较近的位置,花岗岩风化严重,钠化程度较深,多形成钠化花岗岩,其原岩中矿物除钾长石、石英及少量暗色矿物等几乎不可辨认,几乎蚀变形成钠长岩(图2-e、f),另有黑褐色铁锰质薄膜附着在矿物表面,接触带附近强烈钠化的花岗岩中可见锌日光榴石(图2-e),镜下呈浅灰色—浅黄色,他形—半自形粒状,具正高突起,偶可见一组不完全解理,多被其他矿物交代呈不规则尖角状,并可见三角形断面,正交镜下全消光,显均质性。

图2 娘娘顶花岗岩野外和镜下特征Fig.2 Field photos and microphotographs of Niangniangding graniteKf.钾长石;Qz.石英;Ab.钠长石;Bt.黑云母;Ms.白云母;Hlv.锌日光榴石。

2 主微量元素分析结果

样品的主量元素和痕量元素分析在广州澳实分析检测有限公司完成,样品新鲜,磨至200目以下。主量元素分析采用X射线荧光光谱仪分析(ME-XRF26d)完成,微量元素含量分析采用熔融法电感耦合等离子质谱仪分析(ME-MS81)完成,分析误差均<5%。娘娘顶花岗岩的主—微量数据分别列于表1和表2。

2.1 主量元素

斑状黑云母二长花岗岩SiO2含量74.28%～77.02%,平均76.12%;Al2O3=11.60%～13.05%,均值为12.42%;CaO含量为0.11%～0.37%,TiO2的含量为0.10%～0.30%,MgO、P2O5含量分别为0.07%～0.26%、0.01%～0.09%,K2O含量为3.33%～5.08%,Na2O含量为2.86%～4.59%;K2O/Na2O=0.73～1.78,均值为1.24,多数样品>1.0;Na2O+K2O值为7.94%～8.82%,均值为8.39%,数据整体显示娘娘顶花岗岩具有高硅、富铝、富碱、低镁、低钙的特征。

表1 娘娘顶花岗岩主量元素(wt%)分析表Table 1 Major element (wt%) compositions of Niangniangding granite

分异指数DI为92.47～96.55,较高的分异指数表明岩浆演化较彻底,酸性程度较高;在SiO2-K2O图解上(图3-a)[7],娘娘顶花岗岩基本均落入高钾钙碱性系列区域;在A/NK-A/CNK图解上(图3-b)[8],铝饱和指数(A/CNK)变化范围为0.97～1.22,样品落在准铝质和过铝质分界线附近。总之,娘娘顶花岗岩经历了较高的分异演化,属于过铝质高钾钙碱性岩石系列。

图3 娘娘顶花岗岩SiO2-K2O图解(a)(据Richwood,1989)[7]和A/NK-A/CNK 图解(b)(据Peccerillo and Taylor,1976)[8] Fig.3 SiO2-K2O diagram(a) and A/NK-A/CNK diagram(b) of Niangniangding granite

2.2 稀土元素和微量元素

稀土总量(ΣREE)为123～216 μg/g,均值为173 μg/g,显示稀土总量较高;轻稀土总量(ΣLREE)为114～182 μg/g,均值为149 μg/g,重稀土总量(ΣHREE)为7.26～34.7 μg/g,均值为23.8 μg/g,LREE/HREE为4.47～16.1,LaN/YbN为5.06～22.7,显示轻重稀土分馏作用较明显,较富集轻稀土元素;LaN/SmN为3.03～5.36,GdN/YbN为0.98～1.52,表明轻稀土分馏相对明显,而重稀土分馏不显著。在稀土元素球粒陨石标准化图解(图4)中,曲线整体略微右倾型,呈“V”型谷状,显示较强烈的铕负异常(δEu为0.17～0.62,多数处于0.20附近),显示出M型四分组效应的一些特征,如此强烈的负铕异常反映了形成它的花岗质熔体经历了高度分离结晶作用,属于高演化岩浆体系,而高演化岩浆体系中岩浆与富挥发分流体相强烈相互作用可能是形成稀土四分组效应的控制因素[9-12]。同时铕异常主要受控于长石,尤其是长英质岩浆中,因为二价的Eu可以被斜长石和钾长石容纳,而三价的REE却是不相容的,因此在分馏结晶作用中长石从长英质岩浆分离出来,则会引起岩浆中的Eu负异常。δCe=0.82～1.22,样品整体比较均一,微弱的负Ce异常,显示可能有部分副矿物的分离。

图4 娘娘顶花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Taylor and Mclennan,1985)[13]及原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough,1989)[14]Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams

结合微量元素数据及原始地幔标准化蛛网图(图4)[13-14]显示,曲线表现右倾型,具有较高的Zr(131×10-6～195×10-6μg/g)、U(1.35～2.45 μg/g)和Nb(13.6～27.3 μg/g),相对富集大离子亲石元素和高场强元素,贫Ba、Sr、Ti、P等,这与典型的A型花岗岩所具有的微量元素特征相类似[15]。

3 讨论

3.1 关于娘娘顶花岗岩体的时代

本项目组曾在位于鸡公山岩体南缘的王家屋脊钨矿区获得花岗岩脉的年龄为130±1 Ma(LA-ICP-MS锆石U-Pb;刘锐等未发表资料)。另外,周边地区如鸡公山花岗岩的年龄136 Ma[16]、灵山钾长花岗岩年龄129.3±2.5 Ma[17]、灵山花岗岩体4 个岩浆侵入期次结晶年龄在(108.91±0.64～130.70±0.53)Ma[18]与上述花岗岩脉测定年龄基本一致,以上表明,该区存在广泛的早白垩世岩浆作用。因此,娘娘顶岩体很可能也侵位于早白垩世。

3.2 岩石成因及岩浆源区

传统上A型花岗岩是无水、碱性和非造山的[19],但现在定义已发生很大的变化,如有时A型花岗岩并不贫水,不少A型花岗岩是过铝质的,大多数A型花岗岩形成于造山后而不是非造山的环境[20-21]。

在矿物组成上,传统的A型花岗岩需要含有碱性暗色矿物,娘娘顶花岗岩中并不含有碱性的暗色矿物,但后来研究表明,铝质A型花岗岩并不一定含有碱性暗色矿物,因此碱性暗色矿物并不是判定A型花岗岩的必要条件。另外,娘娘顶花岗岩以斜长石(钠长石为主)、条纹长石、石英为主要的造岩矿物,并含有少量黑云母,与铝质花岗岩(ALAG)岩相学特征基本一致[22-23]。King等(1997)通过对澳大利亚Lanchlan褶皱带中岩体的研究,提出铝质A型花岗岩的概念。铝质A型花岗岩首要是富铝,其Al2O3含量普遍>12%,A/CNK值>1[24],与娘娘顶花岗岩特征具有一致性。

表2 娘娘顶花岗岩微量元素和稀土元素(μg/g)分析表Table 2 Trace element and rare earth element compositions of Niangniangding granite

娘娘顶花岗岩地球化学特征为具有较高含量的SiO2、Na2O+K2O、REE、Rb、Th、U等,较低含量的CaO、MgO、Ba、Sr等,较高的FeO*/MgO、K2O+Na2O/CaO等元素比值特征,与A型花岗岩类主要地球化学特征相吻合。其稀土元素特征和“海鸥式”配分模式曲线型式以及REE配分曲线具有显著的负Eu异常特征[25],这都符合A 型花岗岩的特征。张旗等(2012)总结了A型花岗岩的实质是在低压条件下部分熔融的花岗岩类,其最突出的特征是富钾(K2O=4%～6%或更高),具有雁式分布的REE型式,贫Ba、Sr、Ti、P和Eu。其10 000Ga/Al值范围为2.93～3.07,高于Whalen et al.(1987)[25]提出的划分A型花岗岩的标准值2.6,上述地球化学特征均明显不同于I型和S型花岗岩,这也从侧面证明娘娘顶花岗岩为A型花岗岩。

在Whalen等(1987)的地球化学判别图解上(图5),几乎所有样品全都投影在A型花岗岩区,从岩石矿物学和地球化学的角度,娘娘顶花岗岩可属于铝质A型花岗岩。

研究表明,中酸性岩浆岩(包括SiO2>56%的中酸性火山岩和侵入岩)的Sr和Yb是两个非常有意义的地球化学指标。娘娘顶岩体Sr含量为29.3～98.1 μg/g,Yb含量为2.59～6.15 μg/g,只有一个样品为1.05 μg/g,基本属于非常低Sr高Yb(Sr<100 μg/g,Yb>2 μg/g)类型花岗岩,形成的压力可能非常低(<0.5 GPa),形成的深度也可能非常低(<5 km),推测源区可能较浅[26],其具有较明显的Eu负异常,并呈现“V”字型特征,暗示源区有斜长石残留,也表明岩浆起源的压力较低[27]。娘娘顶花岗岩锆石饱和温度计算[20,28]也已经证明其形成环境为高温的环境,综合来看娘娘顶花岗岩是在高温低压条件下形成的,它不可能是幔源岩浆分异而来或来源于镁铁质源岩的部分熔融[29];另一方面,娘娘顶花岗岩为铝质A型花岗岩,暗示其起源于下地壳的长英质岩石。因此,推测娘娘顶花岗岩体源区应该是中下地壳岩石的部分熔融产物。

图5 娘娘顶花岗岩成因判别图解(底图据Whalen et al.,1987)[25]Fig.5 Discrimination diagram for Niangniangding granite genesisA.A型花岗岩;FG.代表分异的长英质花岗岩区;OGT.代表未分异的I、S、M型花岗岩区。

3.3 构造背景探讨

研究区A型花岗岩在Rb-Y+Nb、Rb-Yb+Ta、Nb-Y 和 Ta-Yb 等判别花岗岩成岩构造环境的图解(图6)中均分布在后碰撞区域,并有向板内花岗岩分布的趋势。

在Y-Nb-Ce图解中基本落入A2区及A2与A1边界处(图7),在R1-R2图解中也落入造山期后A型花岗岩区。综合分析,认为娘娘顶A 型花岗岩形成于造山期后伸展环境。

图6 娘娘顶花岗岩构造环境判别图解(引自Pearce et al.,1984,1996)Fig.6 Discrimination diagrams for tectonic settings of Niangniangding graniteVAG.火山弧花岗岩;WPG.板内花岗岩;ORG.洋脊花岗岩;syn-COLG和post-COLG.同碰撞/后碰撞花岗岩。

图7 R1-R2关系图解(底图据Batchelor and Bowden,1985)和A型花岗岩亚类判别图解(据Eby,1992)Fig.7 R1-R2 diagram and A-type granite subclass discrimination diagram of Niangniangding granite①.地幔分异期花岗岩;②.破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩;③.板块碰撞后隆起期花岗岩;④.晚造山期花岗岩;⑤.非造山区A型花岗岩;⑥.同碰撞(S型)花岗岩;⑦.造山期后A型花岗岩。

A型花岗岩的产出往往能够指示一定的构造意义,其形成均与地壳的拉张作用有关。A型花岗岩通常认为形成于伸展的构造环境,前人研究表明A型花岗岩可以出现在非造山(A1型)以及后造山(A2型)两种环境。其中,A1型来源于似大洋岛屿玄武岩但侵入于大陆裂谷或板内岩浆作用期间,形成于大陆岩石圈稳定之后的拉张阶段,是裂谷活动开始的征兆;A2型花岗岩浆则直接起源于经历了陆—陆碰撞或岛弧岩浆作用的陆壳或板下地壳,标志造山作用结束后不久即开始的拉张,其规模和深度均较小,是造山作用结束的标志[30]。

据Bonin(2004)[31],富碱性铝质长英质岩属于造山后岩浆岩系列。造山后岩浆岩总体上以钾含量高为特点,包括过铝质长英质岩套和准铝质的中钾—高钾钙碱性岩系和橄榄安粗岩系;此外造山后岩浆岩还具备高钠和高碱的特征,包括碱钙性准铝质—碱性和过碱性岩系[32]。娘娘顶花岗岩属于过铝质长英质岩石,也属于高钾钙碱性岩系,这正符合造山后岩浆岩的特点。

A型花岗岩的出现往往标志着造山运动的结束。不少学者认为印支期后桐柏—大别造山带进入碰撞后的构造演化阶段,在燕山期大别山地区地壳大规模伸展,造山带处于一个伸展拉张环境的时期。Hacker 等人[33]认为桐柏—大别造山带印支期后即已进入伸展构造演化阶段;张国伟等(1995)[34]认为秦岭—桐柏—大别造山带印支期后出现大规模逆冲推覆,发生了不亚于板块碰撞构造的陆内(或板内)造山作用,并持续到晚白垩世100 Ma 左右;崔建军等(2014)[35]认为大别山经历了三叠纪碰撞造山和伸展,晚侏罗世—早白垩世进行了陆内造山—伸展二次过程;高昕宇等(2013)[36]认为大别山地区从早白垩世早期到早白垩世晚期花岗岩浆活动的源区或岩浆房逐渐向浅部迁移及地壳从挤压加厚向伸展减薄转换的过程。

大别造山带中生代岩浆岩主要形成于早白垩世,大量的年代学研究表明,早白垩世岩浆岩形成于111～143 Ma,峰期为125～130 Ma[37],160～136 Ma期间整个中国东部处于地球动力学转换过程[38],约135 Ma是中国东部成岩成矿动力学体制转变的一个关键时期[39],135 Ma以来整个东部都处于岩石圈伸展环境。早白垩世桐柏—大别地区正处于大规模的伸展环境,在伸展环境下,压力的降低有利于岩石的熔融,同时,地壳的拉张减薄还伴随着深部软流圈地幔的上涌和幔源岩浆的底侵作用,使下地壳加热进一步发生部分熔融形成花岗岩,而上涌的软流圈地幔和幔源岩浆很可能为A型花岗岩的形成提供了深部热能[29,40]。