西秦岭尖藏花岗闪长岩地球化学特征、岩石成因及构造背景

2020-12-16武鹏飞毛深秋赵旭阳张学东陈书文陈柳

世界地质 2020年4期

武鹏飞，毛深秋，赵旭阳，张学东，陈书文，陈柳

中水北方勘测设计研究有限责任公司，天津 300222

0 引言

西秦岭造山带主要指以宝成铁路为界的秦岭造山带西段，北以唐藏--武山--临夏--贵德断裂为边界与祁连造山带相邻, 南以勉略--阿尼玛卿缝合带为边界与巴颜喀拉--松潘造山带和碧口块体相邻，经历了特提斯阿尔卑斯—喜马拉雅、太平洋和古亚洲及其后的环西伯利亚弧形构造三大构造体系叠加，是一个“碰撞--陆内型”复合造山带[1--2]。区内中酸性侵入岩极为发育，以印支期为主，其次为燕山期，加里东期、晚元古代零星发育[3--4]，西秦岭北部中酸性侵入岩较南部发育，且规模相对较大。近年来，不少学者对西秦岭地区中酸性侵入岩进行了研究，积累了大量的年代学、地球化学资料[5--8]，但这些研究大多集中在西秦岭中北部地区，且多针对规模较大的岩体，而对西秦岭南部零星发育且规模较小的花岗岩体的研究程度相对较低，已制约了该区古生代晚期—中生代岩浆侵入作用时空格局、岩石圈构造演化及其动力学机制的深入理解。基于此，笔者对西秦岭南部甘南迭部地区的尖藏花岗闪长岩体进行了详细的岩石学、地球化学研究，以探讨其成因及形成的动力学背景，为该区域构造演化提供新的依据。

1 地质背景及岩石学特征

尖藏花岗闪长岩体位于甘南藏族自治州迭部县洛大乡尖藏村附近(图1a)，大地构造位置上隶属西秦岭造山带南缘(图1b)，在平面上呈不规则椭圆形近北西向展布(图1c)，出露面积约0.5 km2，K--Ar同位素测年结果(205 Ma)显示，其形成时代为晚三叠世(印支期)[4]，该区出露地层为志留系卓乌阔组。

图1 研究区大地构造图及地质略图(图a、b据文献[5]修改，图c据文献[4]修改)Fig.1 Tectonic map and sketch geological map of study area

通过野外地质观测，花岗闪长岩风化面呈浅黄色，新鲜面多呈灰白色，岩体中多发育不规则树枝状灰黑色石英脉(图2a)，局部可见细粒闪长质暗色包体及暗色条带构造，包体与寄主岩石呈界线截然(图2b、图2c)。室内薄片鉴定显示(图2d)，尖藏花岗闪长岩具中细粒半自形结构，块状构造，主要矿物成份为斜长石(50%～55%)+钾长石(10%～15%)+石英(20%～25%)+黑云母(5%～10%)+角闪石(1%～2%)。斜长石主呈半自形板状，粒度一般0.1～1.8 mm，杂乱状排列，具绢云母化、高岭土化，局部黝帘石化、白云母化，部分具环带构造，为中长石；钾长石呈近半自形板状--他形粒状，零散状或填隙状分布，为微斜长石，粒度一般<2.0 mm，表面较干净，轻微交代斜长石；石英呈他形粒状，粒度一般<2.0 mm，主呈填隙状分布于长石粒间，有的呈堆状聚集分布，具波状、带状消光；黑云母呈叶片状，零散状分布，粒度一般<1.0 mm，显棕褐色，多色性明显，少见绿泥石化；角闪石呈他形柱状，少见，粒度<0.8 mm，显绿色，多色性明显。副矿物可见磷灰石、锆石及榍石等。

2 岩石地球化学特征

本文对尖藏岩体黑云母花岗闪长岩中的7件样品进行了主量和微量元素分析。主微量元素测试工作均在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，其中主量元素分析在Axios max X射线荧光光谱仪上完成，微量元素测试分析在X Serise 2等离子体质谱仪上完成，分析精度和准确度一般优于5%。测试成果统计见表1。

表1 尖藏花岗闪长岩的主量元素(%)及稀土和微量元素(10-6 )Table 1 Major elements(%)and trace elements(10-6)of Jianzang granodiorite

2.1 主量元素

研究区试验样品的各元素氧化物含量分别为：SiO2=65.36%～68.72%，Al2O3=15.42%～16.80%，MgO=0.66%～1.62%，Na2O=3.10%～4.29%，K2O=2.45%～4.04%，岩石的全碱含量Na2O+K2O=6.25%～7.98%，Na2O/K2O为0.77～1.55，在w(SiO2)-w(K2O)图解中(图3a)主要位于高钾钙碱性系列的范围内；A/CNK=1.02～1.26，A/NK=1.46～2.06，A/CNK--A/NK图解中(图3b)数据点均位于准铝质到弱过铝质范围内，为弱过铝质岩石； TAS图解中(图略)，除两个样品落入石英二长岩外，其余样品均落入花岗闪长岩及其边界附近，结合野外岩石特征及岩相学特征，综合考虑将其定名为黑云母花岗闪长岩。

图3 尖藏花岗闪长岩w(SiO2-K2O)和A/KNC-A/NK图解(埃达克岩数据引自文献[9])Fig.3 SiO2(%)-K2O(%) and A/KNC-A/NK diagrams of Jianzang granodiorite

2.2 微量元素

尖藏花岗闪长岩稀土元素含量ΣREE=80.47×10-6～220.31×10-6，LREE/HREE=14.14～25.36，(La/Yb)N=33.85～101.03，在球粒陨石标准化图解(图4a)上显示右倾型稀土元素配分型式。岩石具有较强的轻重稀土分馏，轻稀土相对富集而重稀土相对亏损的特征，δEu介于0.88～1.29之间，为弱的负异常到弱的正异常，尖藏花岗岩δEu值表明其岩浆源区斜长石的残留很少或分离结晶程度较低，同时在成岩过程中可能经历了黑云母的分离结晶，这也与岩相学中黑云母含量不高相吻合。

Qtz.石英；Pl.斜长石；Or.钾长石；Bi.黑云母。(a)花岗闪长岩发育石英脉；(b)花岗闪长岩中的包体；(c)花岗闪长岩中的暗色条带构造；(d)细粒花岗闪长岩(正交偏光)。图2 尖藏花岗闪长岩野外和显微结构照片Fig.2 Field and microstructure photographs of Jianzang granodiorite

续表1

微量元素原始地幔标准化图(图4b)显示，尖藏花岗岩富集大离子亲石元素(LILE)Rb、K和高场强元素(HFSE)Th、U等，相对亏损Zr、Hf、Y、Yb等高场强元素(HFSE)，而显著亏损Nb、Ta、P、Ti等元素。花岗岩中的Ba/Nb的比值(36.72～84.93)变化较大，而Ba/Rb的比值(8.88～15.18)相对较为稳定，说明岩石受后期蚀变作用较弱[10]，其地球化学分析成果基本代表了原始岩浆的特征。

图4 尖藏花岗闪长岩稀土元素配分模式图(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值引自文献[11--12]；埃达克岩数据引自文献[13--15])Fig.4 Chondrite-normalized REE distribution pattern and primitive mantle-normalized spidergram of Jianzang granodiorite

3 岩石成因

本文的尖藏花岗闪长岩具有和埃达克岩相似的地球化学性质，表现为SiO2>65%，Al2O3>15%，Na2O>K2O，钠质花岗岩，相对富集LILE和LREE，Eu异常不明显, 强烈富集Sr(Sr=299.49×10-6～677.74×10-6, 平均为541.85×10-6)和亏损Y(Y=5.00×10-6～9.31×10-6, 平均为6.52×10-6)，高Sr /Y比值(59.90～108.09，平均值83.20)和(La /Yb)N比值(33.85～101.03，平均值69.44)。在Y-Sr /Y和YbN-(La /Yb)N图解(图5a、5b)上，数据点均落于典型埃达克岩范围内。

图5 尖藏花岗闪长岩的埃达克判别图(图a据文献[16]；图b据文献[17])Fig.5 Adakites discrimination diagrams of Jianzang granodiorite

具有埃达克性质的尖藏花岗闪长岩有其特殊的形成机制，目前研究认为埃达克岩的成因模式和物质来源主要有3种：①俯冲大洋板片的部分熔融[18--19]；②玄武质岩浆的地壳混染和分离结晶[20]；③增厚玄武质下地壳部分熔融[21]或拆沉下地壳部分熔融[22--23]。俯冲大洋板片部分熔埃达克形成的埃达克岩主要为钙碱性系列，一般具有较高的Na2O/K2O比值(>2)以及较低的K2O含量[24]，而尖藏花岗闪长岩属高钾钙碱性系列具较低的Na2O/K2O(1.01～1.53)比值和较高的K2O含量(2.45～4.04)，这与中国大陆东部下地壳部分熔融形成C型埃达克岩K2O=2.9～3.9，Na2O/K2O=1.0～1.3)的地球化学特征一致[25]，在w(SiO2)-w(K2O)图解中(图3a)，数据点主要落入C型埃达克岩范围内，而C型埃达克岩被认为是与加厚陆壳底部中基性岩部分熔融的产物，微量元素地球化学显示，尖藏花岗闪长岩的Nb/U(3.92～6.37)、Ce/Pb(1.15～3.20)、Ti/Eu(1 492～3 938)及Nd/Sm(5.39～5.87)比值明显区别于洋中脊玄武岩，而与大陆地壳的平均值类似[26]，均表明该花岗岩的源岩来自于大陆地壳而非俯冲的大洋板片。玄武质岩浆在下地壳深部高压条件下，通过分离结晶作用形成的埃达克岩应该与一系列成因有联系的中基性岩共生[27]，在地球化学特征上表现铕负异常，通过野外观察，研究区岩性单一，未发现与之共生的中基性岩，且地球化学特征显示无明显的铕异常，分离结晶作用较弱，表明尖藏花岗闪长岩可能并非由玄武质岩浆经分离结晶作用形成。在实验岩石学源岩判别图解中(图6a、6b)，所有的数据点均落入角闪岩部分熔融区域内，暗示源岩可能为下地壳的基性岩石。在SiO2(wt%)-Mg#图解(图7)中，数据点大部分落入增厚下地壳与拆沉下地壳部分熔融重叠区域内，表明岩浆源区可能来自增厚基性下地壳部分熔融或拆沉下地壳部分熔融。

图6 尖藏花岗闪长岩的源岩判别图(据文献[28])Fig.6 Source rock discrimination of Jianzang granodiorite

图7 尖藏花岗闪长岩SiO2(wt%)-Mg#关系图(实验数据引自文献[34--37])Fig.7 SiO2-Mg# diagram of Jianzang granodiorite

Mg#值大小可以反映埃达克岩源岩是否受到地幔物质的混染。由玄武质下地壳直接部分熔融的岩浆，其Mg#值一般<0.40，而尖藏花岗闪长岩的Mg#值(平均值0.47)多>0.40，表明由基性下地壳部分熔融形成的埃达克熔体，可能受到了地幔物质的混染。前人研究表明，西秦岭地区在二叠末—三叠初，由于华北板块和扬子板块的陆陆碰撞，发生过地壳加厚事件[29--32]，印支晚期由于加厚的下地壳密度增大导致重力不稳，岩石圈发生拆沉，地幔岩浆上涌底侵，为下地壳部分熔融提供热源，且形成一定程度壳幔岩浆的混合[33]，这可能是尖藏花岗闪长岩体中发育暗色闪长质包体以及暗色条带构造(图2b、2c)的直接原因，此外尖藏花岗闪长岩在微量元素特征上与拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克岩较为接近(图4a、4b)。综上认为，尖藏花岗闪长岩岩浆来源于拆沉的下地壳基性岩石部分熔融，并且熔体在上升过程中受到地幔橄榄岩的混染。

4 构造背景

西秦岭造山带地处特提斯构造域、古亚洲构造域和滨太平洋构造域叠加的复杂地段[38]，先后经历了超大陆裂解、秦祁昆大洋形成演化、碰撞造山、板内伸展和陆内叠覆造山多个构造演化阶段[39--42]。部分学者[43]通过对西秦岭与俯冲相关的岩浆岩锆石U--Pb测年(251～244 Ma)分析认为，早三叠世西秦岭地区仍然处于洋壳俯冲的动力学背景下，勉略洋盆的闭合时间至少应该在中--晚三叠世之后(晚于244 Ma)；赖绍聪和秦江峰[44]依据勉略带变火山岩的变质年龄(226.9～219.4 Ma) ，论证了勉略洋的闭合时间至少应该在219～226 Ma；冯益民[39]认为在中三叠世的拉丁期之后，西秦岭造山带已经开始陆表海环境或板内伸展阶段向陆内叠覆造山阶段的转换。

尖藏花岗闪长岩形成于印支期(205 Ma)，据野外地质资料，尖藏花岗闪长岩体侵位于勉略带北侧的志留系地层中，本身基本无变形，其展布方向(NW)与区域构造线一致，指示尖藏花岗闪长岩体形成于主碰撞和区域构造变形之后，形成应晚于勉略带主变形期。尖藏花岗闪长岩为高钾钙碱性系列，且具有埃达克岩性质，高钾钙碱性系列花岗岩可以形成于挤压构造体制向伸展体制转换的过程中[45]，是后碰撞岩岩浆活动的重要标志之一[46--47]，此外，埃达克质中酸性熔体一般起源于≥40～50 km的地壳(下地壳)深处，而非埃达克质熔体可能多形成于相对浅(<40 km)的中上地壳[27]，表明此时西秦岭已经进入华北和场子板块碰撞后期，地壳加厚事件已结束，构造环境由陆陆碰撞造山向板内伸展阶段转换，因此尖藏花岗闪长岩可能形成于构造体制转换环境，属后碰撞花岗岩。在Nb+Y-Rb判别图解中(图8)，数据点均落于后碰撞花岗岩区域内，显示尖藏花岗闪长岩形成于后碰撞环境。因此结合前人资料，笔者认为尖藏花岗闪长岩应该形成于挤压向伸展转换的后碰撞构造环境，进一步证明此时勉略洋盆已经完全闭合，碰撞造山作用结束，西秦岭已经进入板内伸展阶段。

post--COLG.后碰撞花岗岩; WPG.板内花岗岩; VAG.火山弧花岗岩; ORG.洋脊花岗岩; syn--COLG.同碰撞花岗岩。图8 尖藏花岗闪岩微量元素构造环境判别图解(据文献[48])Fig.8 Discrimination diagram of tectonic setting of trace elements for Jianzang granodiorite