华北陆块南缘张士英岩体岩石地球化学特征及地质意义

2020-06-08姜玉平张森森

河南理工大学学报(自然科学版) 2020年4期

姜玉平，张森森

(1.河南省有色金属矿产探测工程技术研究中心，河南郑州 450000；2.河南省有色金属地质矿产局第六地质大队，河南郑州 450000；3.河南省有色金属地质勘查总院，河南郑州 450000)

0 引言

中生代以来，华北克拉通南缘秦岭造山带经历了一系列岩浆热事件，从而产生了大量的花岗岩体及大规模的成矿作用，形成了我国重要的中生代多金属成矿带[1]。东秦岭钼成矿带作为我国大型钼矿带，钼金属储量占全国总量的66%[2]。大规模的成矿作用往往与同时期岩浆活动有关，因而开展区内岩浆岩的研究有利于解释大规模成矿作用的成因机制[3-4]。普遍认为，稀有金属、稀土元素成矿作用与岩浆岩有关，尤其是碱性岩。碱性岩常产于碰撞造山、地壳拆沉及板内伸展构造背景下[5]，是在一系列构造运动作用下，壳-幔物质发生相互作用与岩浆演化等深部地球动力学过程在浅部的表现[6]。张士英岩体作为区内典型的碱性岩，对其开展研究十分必要。

张士英碱性侵入岩位于舞钢市庙街乡一带，隶属华北陆块南缘崤山-鲁山构造小区，紧邻东秦岭与大别交界地带，是典型碱性岩出露区之一。前人对张士英岩体开展过大量研究工作，主要集中在岩体成因、成岩年龄及动力学背景等研究[7]。在岩体成因方面，前人认为张士英岩体是一种富碱侵入岩体，部分学者认为其形成可能是增生地壳的产物，另一部分学者认为张士英岩体是地壳物质重熔的产物，还有学者认为可能是富集地幔的岩浆与古老地壳的混合作用形成的[1，7-8]。在形成时间上，张正伟等[1]通过测试全岩Rb-Sr，获得等时线年龄，为(133.4±0.5)Ma；向君峰等[8]将张士英岩体岩性划分为钾长花岗岩、似斑状花岗岩和石英斑岩，利用锆石SHRIMP U-Pb测年获得结晶年龄，为(107.3±2.4)Ma、(106.7±2.5)Ma和(101±3)Ma；段友强等[7]通过LA-ICP-MS锆石U-Pb测年获得等时线年龄，为(122.8±1.5)Ma，同时认为张士英岩体形成于太平洋板块运动俯冲方向转变过程中，断裂构造发生拉伸的构造背景下[7-8]。

前人虽然对张士英岩体开展了较详细的研究，在岩体的成因方面存在较大的争议，缺乏系统的岩石学、地球化学研究。稀土元素作为与岩浆作用相关的成岩成矿地质地球化学示踪剂，能较好地解释岩体的物源及成因机制[9-10]。本文对张士英岩体及岩体内暗色包体的稀土元素地球化学特征进行研究，探讨岩体成因机制。

1 区域地质背景

研究区地处华北克拉通南缘东秦岭与大别山交界地带，区内出露的地层较为简单，以片麻岩为主的新太古代太华群地层作为区域的结晶基底，上部盖层有中元古界熊耳群的安山岩和汝阳群、上元古界洛峪群、震旦系、寒武系、奥陶系、中-晚石炭系、二叠系、白垩系和第四系地层。

区内构造较为发育，主要有NWW向、近EW向和NE向6组断裂所组成，其中以NWW向深大断裂最为发育，最北侧为三门峡-宝丰断裂，确山以西从北向南依次为马超营断裂、栾川-鲁山-确山断裂、维摩寺-白云山断裂，确山以东为隐伏深断裂。区内基底褶皱形态复杂，组成紧闭或倒转褶皱，熊耳群形成中等倾斜背向斜。盖层大部分地区为平缓开阔背向斜，但南部卢氏—栾川地区，因受秦岭褶皱系和栾川-确山-固始深断裂活动影响，构造形态相应较复杂(图1)。

区内岩浆发育，且持续时间较长，其中以燕山期的岩浆活动最为强烈，多以岩基和小岩株的形式产出，具有多期次侵入的特征。岩基以黑云母花岗岩为主，多被认为是陆壳重熔的产物，小岩株则被认为与区域多金属的成矿有着密切联系[4，11]。

图1 研究区构造位置及地质简图[12]

Fig.1 Tectonic location and geological sketch of the study area

2 岩体特征

张士英岩体位于河南舞钢—方城之间，出露面积约5.5 km2，呈小岩株产出，近SN向展布。平面上呈不规则椭圆形，与围岩太华群、熊耳群、汝阳群、洛峪群呈侵入接触，接触面产状较陡，呈不规则港湾状，岩体主要岩石类型为角闪石英正长岩和花岗斑岩(图2)。沿接触带见有岩体呈树枝状顺层侵入围岩，且融蚀、同化、混染、交代作用强烈。在岩体内见有围岩捕虏体，具暗化和烘烤边，改变了原岩的成分，同时见有晚期花岗岩脉切穿岩体。自内相带到外相带岩石粒度由粗变细，常为渐变过渡关系。角闪石英正长岩中有大量暗色矿物包体，呈圆形、椭圆形、哑铃形，大小形态各异，一般直径5～20 cm。

角闪石英正长岩呈肉红色，中细粒花岗结构，交代环斑结构，块状构造(图3)。主要矿物钾长石占55%，斜长石20%，石英5%～10%，角闪石5%；次要矿物有黑云母及少量透辉石；副矿物有磁铁矿、榍石、钛铁矿、钍石、白钨矿。钾长石主要为微斜长石，呈它形、半自形板状、柱状，部分为粒状，粒径1～5 mm。微斜长石多与更长石组成条纹状构造，格子双晶不明显，个别具卡氏双晶，强烈交代斜长石。多以蚕蚀或穿孔式交代斜长石，形成斜长石团块或包体，或形成环斑状结构。斜长石半自形-它形板柱状或呈交代残留体，粒径1～5 mm，部分具聚片或卡氏联合双晶，具绢云母化和泥化现象。石英呈灰白、乳白色，它形粒状，粒径0.5～2 mm，多呈填隙状分布于长石间。角闪石深绿-绿色、半自形粒状或针状，部分呈残留体。粒径0.2～2 mm，常被绢云母或绿泥石交代，且与少量透辉石、黑云母共生。

图2 张士英岩体地质图(据文献[8])

暗色包体大小不等，岩性以闪长岩、二长岩为主，呈绿黑色，细粒结构，主要由角闪石、云母、长石组成。云母多呈半自形，聚堆出现、叶片状云母与针状磷灰石共生；他形的长石晶体中包裹大量云母、角闪石和针状磷灰石。副矿物以磷灰石和榍石为主，其中角闪石发育双晶且常包裹磷灰石、云母等矿物。榍石自形，但遭受熔蚀，且与针状磷灰石共生；磷灰石与榍石、角闪石聚堆出现，且与针状磷灰石共生。包体与寄主岩接触部位的长石环带最外带包裹大量细小的角闪石晶体，与寄主岩石中的长石有相同的现象。

1-角闪石英正长岩、暗色岩石包体；2-花岗斑岩

花岗斑岩呈浅肉红色，中细粒斑状结构，块状构造，斑晶主要为钾长石，自形、半自形板柱状-粒状晶体，粒径3～5 mm，基质为具格子双晶的微斜长石及少量石英，粒径0.5～2 mm，为半自形、它形结构。变质矿物主要表现为黏土矿物绢云母对长石的交代作用，在交代的同时还形成一些不透明的铁质斑点，交代作用较强时，形成交代假象结构。

3 地球化学特征

本次野外所采集样品均取自张士英岩体具有代表性的岩性带，经过室内观察处理，选取新鲜或较为新鲜的样品用于分析测试，其中角闪石英正长岩4件，暗色岩石包体4件，花岗斑岩5件。

上一节探讨了电影与新闻之间“跨世界通达”的普遍性。这一节我们将结合“底本”与“述本”这一对观念来分析电影叙述与新闻叙述之间通达关系生成的基本机制。

样品在室内经过破碎、清洗及烘干后，磨成200目以下的岩石粉末，然后每件样品取适量进行主量元素和微量元素测试。样品的主量元素、微量元素分析测试工作在河南省有色金属地质勘查总院检测中心完成，主量元素分析采用荧光光谱法(XRF)，分析仪器为X-射线荧光光谱仪，微量元素分析采用ICP-MS法完成，分析仪器为X-seriesⅡ电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。

3.1 主量元素地球化学特征

角闪石英正长岩的SiO2质量分数介于66.82%～68.2%，平均值67.44%，属于酸性岩(表1)。CIPW标准矿物计算结果显示，岩石样品中均出现了石英(Q)标准矿物，质量分数为16.9%～18.06%，表明该岩石成岩岩浆为硅过饱和(表2)。样品ZSY03出现了刚玉(Cor)标准矿物，另外，样品中均出现了较高含量的紫苏辉石(Hy)标准矿物，除ZSY03外，其他样品均出现透辉石(Di)标准矿物。在TAS图解中，样品全部落入碱性岩系列石英二长岩区域(图4)。

表1 研究区样品岩石化学成分

暗色包体主量元素分析结果显示，暗色包体的SiO2质量分数介于56.35%～60.59%，平均值58.8%，属于中性岩。CIPW标准矿物计算结果显示，包体样品中均出现石英(Q)标准矿物，质量分数为7.34%～10.51%，表明包体岩浆为硅饱和或过饱和。此外，样品中均含有刚玉(Cor)标准矿物和较高的紫苏辉石(Hy)标准矿物含量。在TAS图解中，样品全部落入碱性岩系列范围内，其中3个样品落入二长岩区域，另外一个样品落入正长岩区域。

表2 研究区样品CIPW标准矿物质量分数

1-橄榄辉长岩；2a-碱性辉长岩；2b-亚碱性辉长岩；3-辉长闪长岩；4-闪长岩；5-花岗闪长岩；6-花岗岩；7-硅英岩；8-二长辉长岩；9-二长闪长岩；10-二长岩；11-石英二长岩；12-正长岩；13-副长石辉长岩；14-副长石二长闪长岩；15-副长石二长正长岩；16-副长正长岩；17-副长深成岩；18-霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩

图4 研究区样品TAS图解

Fig.4 TAS diagram of samples in the study area

花岗斑岩的主量元素分析结果显示，其SiO2质量分数介于73.69%～77.23%，平均值75.93%，属于酸性岩。CIPW标准矿物计算结果显示，侵入体样品中均出现石英(Q)标准矿物，质量分数为30.18%～44.07%，表明花岗斑岩成岩岩浆为硅过饱和，另外样品中均有刚玉(Cor)和紫苏辉石(Hy)标准矿物出现。在TAS图解中，样品全部落入碱性岩系列花岗岩区域。

3.2 稀土元素地球化学特征

从稀土元素数据分析可知(表3)，角闪石英正长岩稀土元素总量相对较高，ΣREE=(314.48～365.59)×10-6，平均值为336.17×10-6；ΣLREE=(297.58～348.70)×10-6，平均319.28×10-6；ΣHREE=(16.72～17.04)×10-6，平均16.89×10-6；LREE/HREE为17.61～20.65，平均18.9，w(LaN)/w(YbN)=42.23～56.04，表明轻稀土相对富集，重稀土亏损，轻重稀土之间发生了较为明显的分馏，w(LaN)/w(SmN)=12.85～13.72，w(GdN)/w(YbN)=3.02～3.95，轻、重稀土元素内部分馏明显。δEu值变化较小，在0.24～0.25之间，表现出负Eu异常。δCe=2.60～2.84，平均值2.73，表现出正Ce异常。稀土元素配分曲线近于平行且集中，表明角闪石英正长岩的物质来源较为一致。

暗色包体稀土元素总量相对较高，ΣREE=(323.81～406.77)×10-6，平均376.00×10-6；ΣLREE=(306.44～388.52)×10-6，平均357.00×10-6；ΣHREE=(17.37～20.57)×10-6，平均19.01×10-6；LREE/HREE为17.64～21.29，平均18.8，w(LaN)/w(YbN)=50.78～72.87，表明轻稀土富集，重稀土亏损，轻重稀土之间发生了较为明显的分馏，w(LaN)/w(SmN)=9.68～14.01，w(GdN)/w(YbN)=4.15～5.42，轻重稀土元素内部分馏明显。δEu值变化较小，在0.24～0.31之间，表现为负Eu异常(图5)。δCe=2.64～2.86，平均值2.76，表现出正Ce异常。稀土元素配分曲线近于平行且集中，表明暗色包体的物质来源较为一致。

图5 张士英岩体稀土元素配分模式曲线

花岗斑岩稀土元素总量较高，ΣREE=(145.40～205.15)×10-6，平均166.36×10-6；ΣLREE=(136.38～196.03)×10-6，平均156.63×10-6；ΣHREE=(7.26～13.84)×10-6，平均9.73×10-6；LREE/HREE为11.79～21.49，平均16.7，w(LaN)/w(YbN)=14.20～41.59，表明轻稀土富集，重稀土亏损，轻重稀土之间发生了较为明显的分馏，w(LaN)/w(SmN)=8.47～18.24，w(GdN)/w(YbN)=1.37～2.57，轻稀土元素内部分馏明显，重稀土元素内部分馏不明显。δEu值变化较小，在0.12～0.19之间，表现为负Eu异常(图5)。δCe=2.74～4.55，平均值3.52，表现出正Ce异常。

3.3 微量元素地球化学特征

微量元素分析数据显示，角闪石英正长岩富集Rb,Th,La,Hf等元素，亏损Ba，Nb，Ta，Zr等元素(图6)。w(Nb)/w(Ta)为16.58～21.07，平均19.87；暗色包体富集Rb,Th，La，Hf等，亏损Ba，Nb，Ta，Sr，Zr等元素。w(Nb)/w(Ta)为16.36～24.18，平均20.82；花岗斑岩富集Rb，Th，Hf等，亏损Ba，Nb,Sr,Sm,Zr等元素。w(Nb)/w(Ta)为10.42～17.40，平均12.67。

图6 张士英岩体微量元素蛛网图

表3 张士英岩体不同岩石稀土及微量元素分析

4 讨论

4.1 岩浆源区及地质意义

角闪石英正长岩、暗色包体及花岗斑岩样品均表现出负Eu异常，说明可能在岩浆演化过程中斜长石的结晶分异作用明显[13-14]。角闪石英正长岩与暗色包体有着较高的稀土总量，均表现出右倾的轻稀土富集型，轻稀土的分馏程度明显大于重稀土分馏，且具有相似稀土元素配分模式曲线，说明两者具有一定的成因联系。两者的稀土配分曲线都较为平坦，与深源岩浆岩的稀土配分曲线较为一致，暗示其深源成因的可能性较大。

角闪石英正长岩与暗色包体的微量元素蛛网图相似，均富集Rb,Th等大离子亲石元素，亏损Nb，Ta等高场强元素，这一特征可能与岩石圈地幔的交代作用有关[15]。角闪石英正长岩的w(Nb)/w(Ta)平均为19.87，暗色包体的w(Nb)/w(Ta)平均为20.82，与原始地幔和球粒陨石的w(Nb)/w(Ta)(15.5～19.5)较为接近[16]，表明其形成可能是对地幔源区固有特征的继承。与角闪石英正长岩和暗色包体相比，花岗斑岩有着较低的w(Nb)/w(Ta)，平均12.67，处于典型的大陆地壳范围内[17]，这可能是由于花岗斑岩在形成过程中有壳源物质的加入。

Y，Ho元素有着相似的半径和相同的离子电价，因此Y，Ho在大多数地球化学环境中有着相似性[18]。角闪石英正长岩的w(Y)/w(Ho)为27.56～32.08，暗色包体的w(Y)/w(Ho)为25.42～27.86，花岗斑岩的w(Y)/w(Ho)为27.80～32.24，与球粒陨石的w(Y)/w(Ho)24～36相接近，表明此过程有深源岩浆作用。Bau在对岩石和矿床进行研究时发现，同源同期形成的岩石中具有相似的w(La)/w(Ho)与w(Y)/w(Ho)，在w(Y)/w(Ho)-w(La)/w(Ho)投影图中应表现为水平分布[19]。张士英岩体中的角闪石英正长岩、暗色包体和花岗斑岩大体上呈水平分布(图7)，其中角闪石英正长岩和暗色包体的分布区域较为集中，说明它们具有一定的成因联系，这与两者的稀土元素配分特征相一致。

4.2 岩体成因

研究发现，碰撞造山运动之后、板内裂谷作用或板内伸展构造环境下，是碱性岩产出的标志环境，可以较好地指示岩石圈及岩浆演化过程[5，20]。主量元素特征显示，角闪石英正长岩、暗色包体及花岗斑岩均表现出碱性岩的特征，说明岩体的形成经历了一系列的岩石圈的构造运动。在岩体的构造判别图解中，除个别样品外，所有样品均落入板内环境区域(图8)，以及落入后碰撞花岗岩区域和板内伸展花岗岩的交汇部位，表明张士英岩体形成于碰撞后伸展环境，这与岩体的主量元素特征结果相一致。

图7 张士英岩体各类岩石w(Y)/w(Ho)-w(La)/w(Ho)图

ORG-洋中脊花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；WPG-板内花岗岩

主量元素特征显示，花岗斑岩为过铝质的高钾钙碱性岩，CIPW标准矿物中出现刚玉(Cor)和紫苏辉石(Hy)。前人普遍认为，过铝质花岗岩的出现是地壳物质发生部分熔融的产物。这与花岗斑岩稀土元素特征相一致，在花岗斑岩形成过程中有壳源物质的加入。

秦岭造山带在中生代经历了多期的构造运动。三叠世末(238～218 Ma)，扬子板块与华北板块开始碰撞对接，岩石圈逐步增厚。到侏罗世末期(150 Ma)，碰撞到达高潮，岩石圈厚度最大[2]。在白垩世初期(130～110 Ma)，构造体制开始转变，随后岩石圈开始减薄，在125 Ma华北克拉通破坏达到顶峰[22-24]。到白垩纪末，伸展造山运动结束。毛景文等[25]提出，在构造体制转换期间可以出现大规模的成岩、成矿作用。段友强等[7]利用锆石U-Pb测得张士英岩体中的石英正长岩的成岩年龄，为122.8 Ma。向君峰等[8]利用锆石U-Pb分别测得钾长花岗岩的等时线年龄，为107.3 Ma，似斑状花岗岩的等时线年龄为106.7 Ma。因此，笔者认为，张士英岩体形成于构造体制转换阶段和之后的岩石圈大规模的伸展、减薄期间。在构造体制转换期间，幔源岩浆物质逐渐上涌，部分的幔源岩浆与下地壳发生熔融作用，形成了具有壳源特征的花岗斑岩；另一部分幔源岩浆在深部发生了岩石圈地幔物质的交代作用，从而形成了富集Rb，Th等大离子亲石元素，亏损Nb，Ta等高场强元素，具有幔源物质特征的暗色包体。形成暗色包体的岩浆快速上侵到浅部地壳，由于温度、压力的骤然降低从而大量结晶，析出角闪石，使其流体溶液相对富Na，而后与花岗斑岩流体发生相互作用，最终形成了角闪石英正长岩。