北祁连造山带窑洞沟地区中奥陶世花岗岩成因<br/>——锆石U-Pb年代学和岩石地球化学制约

北祁连造山带窑洞沟地区中奥陶世花岗岩成因
——锆石U-Pb年代学和岩石地球化学制约

2019-04-10王国强罗根根

岩石矿物学杂志 2019年2期

卜涛，王国强，唐卓，罗根根，朱涛，计波，过磊

(中国地质调查局造山带地质研究中心西安地质调查中心，陕西西安 710054；自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室西安地质调查中心，陕西西安 710054)

北祁连造山带是一个具有完整沟-弧-盆体系的加里东期造山带(夏林圻等， 1991， 1992， 1995， 1996， 1998， 2001；冯益民等， 1992；许志琴等， 1994；冯益民， 1997；张建新等，1997，1998；左国朝等， 1997；张旗等，2003；杜远生等， 2004；徐学义等， 2008)，自20世纪70年代以来，随着板块构造理论的发展，围绕火山岩、蛇绿岩、基底构造属性、变质变形作用、洋盆俯冲极性及大地构造演化等多个方面的关键科学问题，开展了广泛而深入的研究(李春昱等，1980；Wuetal.，1993；冯益民等，1996；左国朝等，1997；葛肖虹等，1999；夏林圻等，1998，2001，2016；杜远生等，2002，2004；Xiaetal., 2003； Zhangetal.， 2007； Songetal.， 2007a， 2009a； Xiaoetal.，2009)，近年来，随着高压-超高压变质带的发现，极大地激发了地质学家对祁连造山带早古生代板块俯冲-碰撞-拼贴过程研究的兴趣，也取得了许多重要进展(Wuetal.，1993；许志琴等， 1994；杨经绥等， 1998； Songetal.， 2004a， 2006， 2007a， 2009a， 2013； Zhangetal.， 2007， 2012)，但是，关于北祁连洋盆的俯冲极性存在多种认识： ① 向北俯冲，主要依据是北祁连造山带自南向北发育洋壳残片、俯冲杂岩带、弧火山岩带和花岗岩带、弧后盆地火山岩和花岗岩带、志留纪到泥盆纪的磨拉石建造以及向南-南西方向逆冲的韧性剪切带(夏林圻等， 1991， 1995， 1996， 1998， 2001；许志琴等， 1994；杜远生等， 2002， 2004； Yangetal.， 2002； Xuetal.， 2006； Songetal.， 2006， 2013)； ② 向南俯冲，主要依据南、北深、浅俯冲杂岩可能代表了同一俯冲带不同层次或向北的后退式俯冲，南侧与中祁连地块结合带发育岛弧火山岩和陆缘弧花岗岩(周德进等， 1997； Gerhrels and Yin, 2003; Gerhrelsetal.， 2003； Cowgingetal.， 2003; Yinetal.， 2007； Xiaoetal.， 2009)；③ 双向俯冲，主要依据是两边都存在古生代花岗岩类(左国朝等， 1987；吴才来等， 2006， 2010；秦海鹏等， 2014)。其次，关于北祁连洋盆开始俯冲的时限，大多数学者认为最早俯冲时间可能为495 Ma或者更早(冯益民， 1997；张招崇等， 2001；史仁灯等， 2004；吴才来等， 2006， 2010；相振群等， 2007； Tsengetal.， 2009； Yanetal.， 2010；夏小洪等， 2010； Songetal.， 2013；夏林圻等， 2016)；也有学者认为俯冲开始时间稍晚于早中奥陶世(林宜慧等，2010)；再者，研究区岩浆岩发育，但目前尚未有相关年代学和岩石地球化学方面的报道，花岗岩作为了解地球内部的“探针”和“窗口”，记录着大量构造演化方面的信息(Maetal.， 2004；莫宣学， 2011)。因此，本文拟以北祁连窑洞沟地区早古生代花岗岩为研究对象，在详细的野外调研的基础上，以系统的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学为研究手段，精确厘定窑洞沟花岗岩的形成时代、探讨窑洞沟花岗岩的岩石成因、构造环境及地球动力学意义，为北祁连早古生代洋盆俯冲机制及构造演化方面的研究提供新的证据。

1 区域地质背景

北祁连造山带处于秦-祁-昆巨型造山系的中段，挟持于阿拉善地块、塔里木板块与中祁连地块之间，呈NW-SE向展布，长约1 200 km，宽约100～300 km，该造山带北边以龙首山断裂为界，南界为中祁连北缘断裂，西端被阿尔金左行走滑断裂截切，东端为同心-固原右行走滑断裂。自北向南可以划分为弧后盆地、北祁连岛弧、俯冲杂岩和消减洋壳残片等不同的构造单元(冯益民等，1996)。造山带内花岗质侵入体发育，主要沿岛链延伸方向出露，岩石类型主要有花岗闪长岩、花岗岩、二长花岗岩及英云闪长岩等。锆石U-Pb年代学表明它们的形成时代多集中在512～402 Ma，最晚形成于383 Ma(吴才来等， 2004， 2006， 2010；秦海鹏， 2012；熊子良等， 2012)，这些花岗岩体主要以Ⅰ型花岗岩为主，少量表现出类似于S型花岗岩特点，如柴达诺花岗岩体和民乐窑沟花岗闪长岩(吴才来等， 2010)，还有一些表现出A型花岗岩的特征，如武威一带422～418 Ma二长花岗岩(秦海鹏， 2012)和黄羊河404 Ma的钾长花岗岩(熊子良等， 2012)，这些花岗岩体被认为是北祁连洋壳俯冲、碰撞及造山后垮塌作用的产物。本文研究的窑洞沟侵入体位于甘肃省肃南县西水乡窑洞沟到黄草沟一带，主要由4个小岩体组成，呈不规则状、条带状展布，与奥陶系阴沟群火山岩呈侵入接触关系，出露面积约9 km2。岩性上以中粗粒的花岗岩为主，局部地段可见二长花岗岩和花岗闪长岩出露。大地构造位置上位于前人划分的走廊弧后盆地上(图1)。

图 1 北祁连造山带构造单元划分图(据冯益民等，1996修改)及窑洞沟岩体分布图Fig. 1 Tectonic subdivisions (after Feng Yimin et al., 1996) and distribution of granite in the Yaodonggou area, Gansu

2 岩相学特征

窑洞沟岩体主体上为灰白色中粗粒花岗岩，岩石新鲜面呈灰色-灰白色，中-粗粒花岗结构，块状构造，主要组成物质有斜长石、碱性长石、石英及极少量的暗色矿物，其中，斜长石白色到乳白色，呈半自形板柱状结构，含量10%～12%，板径2～6 mm，双晶发育，边缘熔蚀明显，蚀变较弱，为微弱的钠黝帘石化，测得An=18～20，为酸性的更长石，碱性长石为半自形-它形板状结构，含量50%～52%，内部由于应力作用多数呈现多晶化或角砾化，条纹发育，无双晶，蚀变弱，负低突起，Ⅰ级灰白干涉色；石英为它形晶，无蚀变，无解理，含量28%～30%，波状消光和变形纹比较发育，粒径稍微小于长石，正低突起，Ⅰ级灰白干涉色，岩石中还可见少量黑云母及后期蚀变矿物，含量6%左右(图2)。岩体整体蚀变较强，多见硅化，绿泥石化、褐铁矿化蚀变。

图 2 窑洞沟岩体野外及镜下照片(+)Fig. 2 Field photographs and microphotographs of granite in the Yaodonggou area, Gansu(+)Q—石英； Pl—斜长石； Or—碱性长石； Chl—绿泥石Q—quartz； Pl—plagioclase； Or—alkaline feldspar； Chl—chlorite

3 LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年

3.1分析方法

对样品(2017YT3)中挑选出的锆石进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素检测工作。锆石样品靶的制作、阴极发光(CL)检测照片的拍摄及U-Pb微区同位素测定均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。首先，在显微镜下挑选出透光性好、晶型完整无裂纹、粒径较大的锆石放置在双面胶纸上，灌注环氧树脂，待其固化后打磨并抛光，使锆石中心暴露，然后拍摄阴极发光图像，用于测定时选取锆石颗粒和测试部位。锆石阴极发光(CL)检测在电子探针实验室MonoCL3系统上完成，检测时其电子束加速电压为10 kV。锆石U-Pb微区同位素测定在电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7500a)与准分子激光剥蚀系统(GeoLas 2005)联机完成，测试时激光束斑直径为32 μm，剥蚀深度为20～40 μm，实验中采用He作为剥蚀物质的载气，用NISTSRM 610对仪器进行优化，锆石年龄采用标准锆石91500作为外标，用29Si作内标，NISTSRM610作外标来校正微量元素含量，数据处理采用Glitter 4.0 软件完成。按照Common Pb Correction(ver3.15)方法对普通Pb 进行校正(Andersen， 2002)，应用ISOPLOT 3.0 程序(Luding， 2003)进行锆石年龄加权平均值计算及U-Pb 谐和图的绘制。

3.2 分析结果

显微镜下观测结果显示，样品中的锆石自形程度较高，多呈长柱状-柱状，无色透明，长度大多在100～200 μm之间，长宽比为2∶1，阴极发光(CL)图像(图3)显示清晰的岩浆型锆石的振荡环带。样品(2017YT3)共进行了30颗锆石颗粒的测定，分析结果见表1。测点中Th的含量变化范围为116.55×10-6～500.68×10-6，U的含量变化范围为294.88×10-6～657.04×10-6，Th/U值较大，变化于0.39～0.88，平均值0.60，且Th、U之间正相关性较好，说明锆石为岩浆成因(Claessonetal., 2000； Belousovaetal., 2002；吴元保等， 2004)。剔除1个不谐和点(2017YT3-23)，有29个测点在谐和线上或其附近，206Pb/238U的表面年龄范围为470±5 Ma～462±5 Ma，206Pb/238U年龄加权平均值为466±2 Ma，置信度95%，MSWD=0.13(图4)，这一年龄解释为花岗岩的结晶年龄，对应地质历史时期的中奥陶世。

图 3 窑洞沟花岗岩锆石阴极发光检测图像(CL)及测试位置Fig. 3 Measuring position and CL images of zircon grains from granite in the Yaodonggou area, Gansu

图 4 窑洞沟花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of zircon from granite in the Yaodonggou area, Gansu

4 地球化学特征

花岗岩的主量、微量元素分析测试均在中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心完成，其中，主量元素中的Fe2O3和FeO采用湿化学分析法测试完成，其余主量元素采用荧光光谱法完成，分析仪器为Panalytical公司生产的PW440型X荧光光谱仪(XRF)，分析误差低于5%，微量元素和稀土元素测试仪器为Thermo Fisher 公司生产的X-SeriesⅡ型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，检测限优于5×10-9，相对标准偏差低于5%。

4.1 主量元素

窑洞沟岩体的主量元素分析结果及特征参数见表2。据表可知，灰白色中粗粒花岗岩具有极高的SiO2含量，介于72.45%～80.18%之间，全碱含量为6.04%～8.12%且K2O小于Na2O，K2O/Na2O值为0.07～0.71，Al2O3含量较低，Al2O3含量介于10.16%～13.57%，A/CNK介于0.94～1.01，平均为0.97；岩石里特曼指数在0.96～2.16之间，均小于3.3；在(Na2O+K2O)-SiO2图上(图5)，均落入亚碱性花岗岩区域内，在K2O-SiO2图解(图6a)上，窑洞沟岩体在低钾拉斑玄武系列到中钾钙碱性系列区域内均有出现，在A/NK-A/CNK图解上(图6b)，均落入准铝质花岗岩区域内。

表 2 窑洞沟地区花岗岩主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析数据Table 2 Chemical compositions of major elements (wB/%) and trace elements (wB/10-6) for granite in the Yaodonggou area, Gansu

图 5 窑洞沟花岗岩体(Na2O+K2O)-SiO2图(底图据Cox et al.， 1979)Fig. 5 (Na2O+K2O)-SiO2 diagram of granite in the Yaodonggou area, Gansu (after Cox et al., 1979) 1—橄榄辉长岩； 2—辉长岩； 3—辉长闪长岩； 4—闪长岩； 5—花岗闪长岩； 6—花岗岩； 7—二长辉长岩； 8—二长闪长岩； 9—二长岩； 10—石英二长岩； 11—正长岩； 12—似长辉长岩； 13—似长二长闪长岩； 14—似长正长闪长岩； 15—似长正长岩； 16—似长岩； A—碱性系列； S—亚碱性系列1—olivine gabbro； 2—gabbro； 3—gabbro diorite； 4—diorite； 5—granodiorite； 6—granite； 7—monzogabbro； 8—monzodiorite； 9—monzonite； 10—quartz-monzonite； 11—syenite； 12—foidites gabbro； 13—foidites-monzodiorite； 14—foidites-syenodiorite； 15—foiditessy-enite； 16—foidites； A—alkaline series； S—subalkalic series

4.2 稀土元素

据表2可知，窑洞沟花岗岩的稀土元素总量(ΣREE)介于52.78×10-6～121.19×10-6，其中，轻稀土元素(LREE)总量为43.84×10-6～92.34×10-6，重稀土元素(HREE)总量为8.94×10-6～37.58×10-6，轻重稀土元素间分馏明显，LREE/HREE=2.22～4.91，(La/Yb)N值为6.92～11.74。轻稀土元素内部分馏较明显，其(La/Sm)N值为3.34～5.09，重稀土元素内部分馏不明显，(Gd/Yb)N值为1.35～1.52；在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上表现出轻稀土元素富集的右倾型，具有轻微-中等的负Eu异常，δEu介于0.67～0.81之间(图7a)。

4.3 微量元素

据表2可知，窑洞沟岩体的大离子亲石元素(LILE)Rb、Sr、Ba含量分别为14.00×10-6～74.20×10-6、66.80×10-6～103×10-6、87.90×10-6～612×10-6，放射性生热元素(RPH)U、Th含量分别为1.72×10-6～3.04×10-6、5.51×10-6～11.30×10-6，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Zr、Hf含量分别为4.56×10-6～7.30×10-6、0.38×10-6～0.56×10-6、97×10-6～147×10-6、2.67×10-6～4.17×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)上，普遍表现出Nb、Ta、Ti、P等高场强元素的亏损和Rb、K、U等元素的富集，显示出弧岩浆岩的特点。

图 6 窑洞沟岩体K2O-SiO2图(a，据Rickwoo,1989)和A/NK-A/CNK图(b，据Maniar and Piccolli, 1989)Fig. 6 K2O versus SiO2 diagram (a, after Rickwood, 1989) and A/NK versus A/CNK diagram (b, after Maniar and Piccolli, 1989) of granite in the Yaodonggou area, Gansu

图 7 窑洞沟岩体稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)(标准化数据据Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 REE patterns (a) and trace elements spidergrams (b) of granite in the Yaodonggou area, Gansu (normalized values after Sun and McDonough, 1989)

5 岩石成因

花岗岩源区性质的判定及成因类型的划分一直是花岗岩研究工作中最重要的问题，目前被大家广泛接受的划分方案主要有I、S、M、A型4种(Pitcher， 1993；吴福元等， 2007)，其中，由于M型花岗岩多与蛇绿岩套相关，比较少见，因此，常见的花岗岩主要为S型、I型和A型。窑洞沟花岗岩高硅、富碱、贫铝，SiO2含量介于72.45%～80.18%，ALK介于6.04～8.12，Al2O3介于10.3～13.82，类似于A型花岗岩，然而其104×Ga/Al=1.41～1.73<2.6，Zr+Nb+Ce+Y=142.64×10-6～209.3×10-6<350×10-6，均低于A型花岗岩边界值(Whalenetal.， 1987；吴福元等， 2007)，从而排除为A型花岗岩的可能性。窑洞沟花岗岩体富铝矿物少见，A/CNK介于0.94～1.01，平均为0.97，小于1.0，为准铝质岩石，CIPW标准矿物计算有4个样品不出现刚玉分子，两个有刚玉分子的样品(2017YT3-3H、2017YT3-6H)C分子介于0.031～0.264之间，均小于1，不具有S型花岗岩的特点(Chappelletal.， 1974， 1999)。实验岩石学研究表明，磷灰石在弱过铝质岩浆和准铝质岩浆中的溶解度很低，且与SiO2的含量呈负相关关系；而在强过铝质岩浆中，磷灰石溶解度明显增高且与SiO2的含量呈正相关关系或基本保持不变(Wolf and London， 1994)，磷灰石在不同铝质岩浆中

的这种独特的地球化学行为被成功地用于区分S型和I型花岗岩类(Chappell，1999；Wuetal., 2003； Lietal., 2007)。在P2O5-SiO2图解上(图8a)，二者具有较好的负相关性，显示出与I型花岗岩一致的变化趋势，这一趋势还能得到Y-Rb图解的支持，因为富Y矿物不会在准铝质I型岩浆演化的早期阶段结晶出来，从而引起分异的I型花岗岩的Y含量升高且与Rb含量呈正相关关系(Chappell， 1999； Lietal.， 2006；李献华等， 2007)，在Rb-Y图解上(图8b)，也表现出与分异I型花岗岩一致的趋势。窑洞沟花岗岩矿物组成上主要为石英和长石，暗色矿物极少，SiO2含量极高，P2O5、MgO、TiO2、Fe2O3、FeO含量极低，也有类似于高分异花岗岩的特征，然而，其Nb/Ta值为12.00～13.28，平均为12.68；Zr/Hf比值为34.28～38.36，平均为36.19，又与高分异花岗岩具有较低的Nb/Ta及Zr/Hf比值不同(Bau， 1996； Dostal and Chatterjee， 2000； Linnen and Keppler， 2002； Claiborneetal.， 2006； Deering and Bachmann， 2010； Ballouardetal.， 2016；吴福元等，2017)。研究表明，高分异花岗岩具有极低的锆石Zr/Hf值，窑洞沟岩体锆石Zr/Hf值介于29.79～37.01之间，平均31.87，根据Breiter等(2014)划分方案(普通花岗岩的Zr/Hf值大于55；中等分异花岗岩Zr/Hf值大于25，小于55；高分异花岗岩Zr/Hf值小于25)，窑洞沟岩体属于中等分异花岗岩。综上，认为窑洞沟花岗岩体属于中等分异的I型花岗岩，其初始岩浆在就位过程中可能经历了中等程度的分离结晶作用。

图 8 窑洞沟岩体P2O5-SiO2图(a，据Wolf and London，1994)和Y-Rb图(b，据Li et al.， 2006)Fig. 8 P2O5versus SiO2 diagram (a, after Wolf and London, 1994 ) and Y versus Rb diagram (b, after Li et al., 2006) of granite in the Yaodonggou area, Gansu

6 动力学背景分析

区域构造研究表明，北祁连从早元古代中期开始，大陆岩石圈拉伸、减薄，并发生裂谷化(左国朝等， 1987；夏林圻等， 1995， 2000；葛肖虹等， 1999)；至新元古代，裂谷作用进一步加强，发育以双峰式火山岩为特征的大陆裂谷火山作用；到晚寒武世，最终发生大陆裂解和分离，形成北祁连早古生代洋盆，于奥陶纪北祁连洋盆进入俯冲消减和弧后盆地协同演化阶段，发育大量岛弧和弧后盆地火山岩(左国朝等， 1987；夏林圻等， 1991， 1992， 1995；葛肖虹等， 1999；张旗等， 2000； Xiaetal., 2003；曾建元等， 2007；夏小洪等， 2010； Songetal., 2013)，至445～424 Ma之间，洋盆闭合进入陆内碰撞和深俯冲过程(Xiaetal., 2003；吴才来等， 2006； Zhangetal.， 2007； Songetal.， 2007a， 2007b， 2009a， 2009b)。窑洞沟岩体普遍表现出Nb、Ta、Ti、P等高场强元素的亏损和Rb、K、U 等元素的富集，显示出弧岩浆岩的特点，利用Pearce等(1984)微量元素构造判别图解，在Nb-Y构造环境判别图上(图9a)，投影点主要位于火山弧到同碰撞花岗岩区域内，在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图上(图9b)主要位于火山弧区域内。结合本区最新获得的窑洞沟岩体的高精度年代学数据(466 Ma)及其所处的大地构造位置，本文认为窑洞沟岩体的形成可能与北祁连洋盆持续的向北俯冲，导致弧后拉张伸展，诱发幔源岩浆岩底侵上升，底侵的幔源岩浆提供热量，导致古老地壳物质熔融形成初始岩浆，而后经历了中等程度分离结晶作用有关。其岩浆具有岛弧岩浆属性，可能是由于弧后盆地是在岛弧的基础上裂开的或者其岩浆源区受到了俯冲板片流体/熔体的改造作用。

图 9 窑洞沟岩体Nb-Y图(a)和Rb-(Y+Nb)构造环境判别图(b)(底图据Pearce et al., 1984)Fig. 9 Nb versus Y diagram (a) and Rb versus Y+Nb diagram (b) of granite in the Yaodonggou area, Gansu (after Pearce et al., 1984)