江南造山带北缘双桥山枕状基性熔岩的成因及地质意义

2023-11-02宗晓华高政伟项新葵孙德明

西安科技大学学报 2023年5期

王朋,宗晓华,高政伟,项新葵,孙德明,钟波

(1.长安大学地球科学与资源学院,陕西西安 710054;2.中陕核工业集团二一四大队有限公司,陕西西安 710100;3.江西省地质局第三地质大队,江西九江 332100)

0 引言

江南造山带北缘位于中国扬子板块与华夏板块之间的“江南造山带”呈北东-南西向跨越了中国南部的广大区域,是一套近NNE走向的地质构造单元,由前寒武纪形成的变质程度较浅但变形强烈的厚度较大的沉积-火山岩系及与其时代相当的侵入体所构成[1-2],制约着显生宙以来区域构造演化,一直以来被认为是中国南方地质构造研究的核心。不少学者对江南造山带的组成、结构以及造山作用过程进行了大量研究,但一直争论不断[3-7]。陈志洪等对江绍断裂带的桃红和西裘高镁闪长岩、富Nb玄武玢岩及斜长花岗岩进行了研究,认为是新元古代早期活动陆缘环境下俯冲洋壳部分熔融的产物,该缝合带所在位置洋壳的最终闭合时间应不早于900 Ma,但也不会晚很多[8];在德安彭山穹窿构造核部的新元古代的浅变质岩系中夹多层细碧岩-角斑岩-石英角斑岩,认为这套火山岩是弧后小洋盆地或边缘海的残留体,边缘海的封闭时限为新元古代晋宁期;庐山垅督里地区的新元古代青白口系下统的下部是一套细碧-石英角斑岩系,成岩年龄为850～830 Ma,董树文认为是弧后小洋盆地或边缘海的残留体[2]。都昌程浪地区有数10个大小不同的基性一超基性岩透镜体,分布于新元古代浅变质岩系之中,且构造片理与围岩的轴面劈理产状一致。基性、超基性岩呈近东西至北东向展布,各种岩石互相混杂,岩石种类相对齐全,具蛇绿混杂岩的基本特征,前人认为属深大断裂带的产物,但很有可能是蛇绿混杂岩拼合缝合带内的洋壳残片。

随着江西彭山、庐山垅中的细碧-石英角斑岩以及赣东北蛇绿混杂岩、皖南歙县伏川蛇绿混杂岩、江绍断裂带东段蛇绿混杂岩以及多条与这些缝合带有关、具有岛弧性质的火山岩带的的不断被确定或厘定[8-13],显示江南造山带具有多岛弧拼接、多缝合的特点。在江西省武宁县大洞乡合源林场地区的双桥山群安乐林组中发现了一套枕状构造发育的基性火山熔岩,其性质与庐山垅中的细碧-角斑岩系的枕状熔岩野外特征相似。在野外工作基础上,对大洞地区的基性枕状熔岩进行了较为系统的岩石学、岩相学及岩石地球化学等研究,确定成因及形成时的古构造环境,以期对江南造山带的新元古代构造演化提供依据。

1 区域地质概况

江南造山带中段北侧九岭—鄣公山大陆边缘岛弧地体与彭山—庐山弧后盆地地体结合部位大体与前人所称的“江南深断裂带”位置相当,为分隔江南造山带和中扬子台地的边界断裂[14-15],呈弧顶略突向南东的近东西向展布(图1)。区域地层在江南造山带内侧主要出露元古代双桥山群浅变质岩,分布于宜丰—乐平消减带以北,为一套断陷环境形成的深海火山-碎屑沉积建造,岩性以灰绿色杂砂岩与板岩互层为主,夹少许复成分变质杂砾岩,呈厚层状,该岩系既具变质岩特点,又具沉积岩特点,是一套变质浅、变形强烈,但基本保留原生沉积构造的成层有序的特殊岩系(图2)。依据岩性和颜色组合特征,自下而上分为鄣公山组、横涌组、计林组、安乐林组和修水组[16],相邻各组之间连续沉积,为单层厚度由薄变厚的趋势,粒度上由细变粗,递变层理由近基型过渡为远基型,反映了由浊积扇外扇—中扇—内扇不断向海方进积演化的过程[17]。前人认为双桥山群属中元古代[18],但高林志等研究结果表明双桥山群横涌组和安乐林组的形成时间为831±5 Ma和829±5 Ma[19],WANG和LI获得的双桥山群沉积年龄范围为834～815 Ma,表明形成时代为新元古代[20-21]。

1-弧后盆地大地构造相地体;2-大陆边缘岛弧大地构造相地体;3-大陆碎片微陆块大地构造相地体;4-陆缘岩浆岛弧大地构造相地体;5-陆块大地构造相;6-地体边界编号;7-碰撞结合带;8-扬子板块与华夏板块新元古代碰撞结合带图1 江南造山带赣北段新元古代构造格架Fig.1 Proterozoic tectonic features of the northern Jiangnan orogenic belt

1-板岩;2-变粉砂岩;3-变细砂岩;4-片理化板岩及石英脉;5-细碧岩;6-辉绿岩;7-地层产状;8-采样位置及编号;9-剖面方向图2 大洞地区基性枕状熔岩实测剖面Fig.2 Profile of the proterozoic pillow basic lava from Dadong area

区域岩浆活动集中于新元古代早期,岩性为九岭岩基的黑云母花岗闪长岩,为华南地区分布面积最大的新元古代花岗岩侵入体,出露面积2 500 km2,呈EW向展布[22],钟玉芳等用SHRIMP测得U-Pb锆石年龄为828±8 Ma,为典型的由地壳重熔作用形成的S型花岗岩[23-27]。除酸性岩浆岩外,区域内还出露玄武岩及辉绿岩脉,如在德安彭山穹窿构造核部的新元古代的浅变质岩系中,夹多层细碧岩-角斑岩-石英角斑岩,初步认为这套火山岩可能是弧后小洋盆地或边缘海的残留体,且认为此边缘海是在新元古代晋宁运动中封闭的;庐山垅督里地区的新元古代青白口系下统的下部是一套细碧-石英角斑岩系,成岩年龄为850～830 Ma,董树文认为是弧后小洋盆地或边缘海的残留体[2]。都昌程浪地区有数10个大小不同的基性一超基性岩透镜体,分布于新元古代浅变质岩系之中,且构造片理与围岩的轴面劈理产状一致。基性、超基性岩呈近东西至北东向展布,各种岩石互相混杂,岩石种类相对齐全,具蛇绿混杂岩的基本特征。前人认为属深大断裂带的产物,但很有可能是蛇绿混杂岩拼合缝合带内的洋壳残片。

2 基性熔岩产出特征

武宁双桥山北部大洞地区的基性岩主要有两部分组成,具有枕状基性熔岩和辉绿岩,其中基性枕状熔岩出露厚度较大,厚度682 m,基性熔岩大致呈东西走向,与岩层双桥山群安乐林组接触面倾向南,倾角35°～45°。辉绿岩呈脉状产出,出露宽度10～240 m,与围岩呈侵入接触,倾角45°～55°。区内基性枕状熔岩呈深绿色,枕状构造,岩枕成群分布(图3(a)),形状为椭球形、球型,形态完好,大小不等,最大的岩枕长轴达0.5 m,小的仅0.1 m左右,冷凝边清晰,厚度约0.02 m左右,具绿泥石化,岩枕之间充填方解石等。岩石内部常见有杏仁或气孔构造(图3(b)),形态不规则,杏仁中充填矿物主要为方解石。显微镜下呈岩枕变余细碧结构(图3(c)),变余残斑结构(图3(d))。斑晶主要为钠长石,呈自形—半自形条状,弱绢云母化,具聚片双晶,基质由钠长石、次生绿泥石、绢云母组成,可见少量绿帘石、榍石、阳起石等副矿物。辉绿岩呈灰绿色,致密块状构造,细粒显晶质结构,具有典型的辉长辉绿结构,主要矿物有斜长石(60%±)、辉石(30%±)及少量绿泥石(5%±)和铁钛氧化物(5%±)。

图3 洞口地区细碧岩特征Fig.3 Characteristics of the spilites in Dongkou area

3 分析方法及分析结果

3.1 分析方法

为进一步厘定研究区岩浆岩的成因类型,在实测剖面的基础上,重点选取其中的枕状熔岩作为研究对象,同时采集部分辉绿岩样品,分析其主量元素、微量元素及稀土元素特征,具体采样位置如图2所示。岩石全分析在国土资源部武汉矿产资源监督检测中心完成,其中主量元素采用玻璃熔片X荧光光谱法(XRF)完成,所用仪器为日本理学3080,分析精度优于0.5%;微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb也是用X荧光光谱法完成的,稀土元素及其它微量元素采用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)分析,误差<5%[28]。

3.2 分析结果

基性枕状熔岩的主量元素、微量元素及稀土元素分析结果见表1。大洞地区基性岩SiO2质量分数为47.94%～56.61%,平均值为51.15%,而庐山垅中地区的细碧岩SiO2质量分数为48.44%～52.64%,平均值为50.54%[2],两者较为相近。从细碧岩TAS图解(图4(a))可以看出,岩石类型位于亚碱性系列的玄武岩、粗面玄武岩、玄武安山岩区域,与庐山垅中细碧岩具有双重性,贫碱(Na2O+K2O=2.92%～5.39%)、富钠(Na2O=2.84～3.89,平均值为3.31),而K2O的质量分数较低,具有较高的Na2O/K2O比值(2.59～35.50)和FeO/Fe2O3比值(2.63～7.55),多数样品Na2O/K2O>4(图4(b)),与庐山垅中中基性枕状熔岩的特征基本吻合,也与典型细碧岩的特征基本吻合;再将岩石化学成分投入AFM图解中(图4(c)),样品没有明显的Fe富集趋势,同庐山垅中和歙县细碧角斑岩的特征相一致,均落入钙碱性系列区域,这也说明了岩浆中水含量较高,在岩浆演化早期就有磁铁矿析出。

表1 赣北双桥山地区细碧岩常量、微量/元素

图4 大洞地区细碧岩地球化学Fig.4 Geochemical diagrams of spilite from Dongkou area

区内细碧岩稀土元素的含量较高(∑REE=57.63～127.48×10-6),明显高于标准洋中脊玄武岩(MORB,39.11×10-6)[29],轻重稀土分馏程度中等((La/Yb)N=2.00～4.51),稀土元素的球粒陨石标准化呈较平滑的右倾型(图5(a)),具较弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.57～1.00),细碧岩所有样品的稀土元素分布形式非常相似,表明具有相同的成因、来源及演化历史。研究结果表明,N-MORB型拉板玄武岩的稀土配分模式为明显的轻稀土亏损型,而E-MORB型拉斑玄武岩则为明显的轻稀土富集配分模式[30](SUN and MCDONOUGH,1989)。可见区内细碧岩稀土配分模式与典型的洋中脊玄武岩存在明显差异,而是具有岛弧玄武岩的特点。

图5 大洞地区基性岩稀土元素球粒陨石标准化和不相容元素原始地幔标准化曲线Fig.5 Primitive mantle normalized incompatible element and Chondrite-normalized REE-patterns for spilite from Dongkou area

细碧岩中镍(50.42×10-6～124.70×10-6)、锶(128×10-6～204×10-6)含量变化范围较大;铌平均含量为5.93×10-6,钽平均含量为0.52×10-6,略高于富集型洋中脊玄武岩(0.47×10-6)。在微量元素蛛网图(图5(b))中显示Th、U明显富集,高场强元素铌和钽相对于镧有微弱的负异常,除样品ZGH11外,细碧岩中出现一定程度的锶负异常,这与其稀土元素出现较弱的铕负异常相吻合。

4 讨论

4.1 细碧岩的岩石成因

不相容元素比值在海水蚀变和变质作用过程中有较好的稳定性,比值在部分熔融及分离结晶过程中保持不变,从而可以消除岩石后期变化及岩浆演化过程的影响,反映原始岩浆乃至源区的成分特征[31],广泛地应用于玄武岩的构造环境及源区成分特征的研究。

岛弧玄武岩与部分N-MORB的钽、铌含量分别低于0.7×10-6和12×10-6,Nb/La<1,La/Ta>15,Ti/Y<350,但E-MORB和WPB含量却与上述元素相反[30]。本区细碧岩的钽、铌的丰度变化范围分别为0.38×10-6～0.73×10-6和4.64×10-6～7.21×10-6,Nb/La值为0.40～0.52,La/Ta值为15.90～29.07,Ti/Y值为277.40～311.30,与岛弧玄武岩较为一致。在Hf/3-Th-Ta及Ti/100-Zr-3*Y火山岩构造环境判别图中(图6(a),6(b)),投影点均落于岛弧钙碱性玄武岩。

图6 大洞地区细碧岩微量元素构造环境判别Fig.6 Determination of tectonic settings for spilite from Dongkou area

地壳及其部分熔融体中具有较低的TiO2[32]和较低的铌、钽[33],地壳混染作用会使得更深源的玄武岩原始钛、铌、钽含量下降[34]。玄武岩高的La/Nb比值、低Nb/La比值和明显的铌、钽、钛负异常,是受到地壳混染的结果[35-36]。大洞地区细碧岩具有较高的La/Nb比值(1.19～2.49),在微量元素蛛网图中铌、钽、钛显示出弱负异常。这些特征表明在形成过程中受到了洋壳俯冲过程中地壳流体的混染。地壳混染也可一定程度使细碧岩中轻稀土元素富集,使稀土元素球粒陨石标准化曲线向似E-MORB靠拢。

4.2 地质意义

从区域构造上看,武宁县大洞乡合源林场地区的双桥山中的洋壳向东应该与赣北德安县彭山出露的蛇绿混杂岩带、庐山垅中地区的细碧角斑岩组合、赣北都昌县程浪蛇绿混杂岩带及皖南的歙县含蛇绿岩的新元古代洋壳对比,向西可与湘北益阳冷家溪群中的基性枕状熔岩相连。其形成环境并非典型的大洋环境,而是陆壳基础上形成的弧后小洋盆,表明在新元古代时期,赣北在江南造山带内侧存在着多个陆壳裂解形成的弧后小洋盆,但陆壳裂解的规模非常有限。

大洞地区细碧岩的发现指示了该地区大洋的存在,虽缺乏该地区细碧岩形成年龄数据,但根据赋存于上元古界双桥山群中这一野外事实,并结合区域细碧—角斑岩系成岩年龄,赣北庐山地区细碧-角斑岩的成岩年龄为830～850 Ma[2],江南造山带北缘鄣源基性岩形成的年龄为844±11 Ma[37],都昌程浪地区的基性岩浆岩全岩Sm-Nd等时线年龄为(828.6+27.9)Ma,可以判断其形成于新元古代早期,这也印证了至少在830～850 Ma这一地质历史时期内,江南造山带并未关闭,造山作用应该发生在此地质历史时期之后。