冀北马营地区晚三叠世二长花岗岩地球化学特征及地质意义

2023-12-25王稀玉陶光活

河北地质大学学报 2023年6期

王稀玉, 陶光活, 张璞

1. 河北地质大学 a. 地球科学学院, b. 资源与环境工程研究所, 河北石家庄 050031; 2. 河北省地质调查院, 河北石家庄 050081

0 引言

研究区位于华北陆块北缘隆起带, 是晚古生代活跃的陆缘, 横跨了镶黄旗和赤峰地区[1]。各地质时期的岩浆活动、沉积建造都较为发育。中生代是大陆裂解的重要时期, 华北地区的挤压和抬升对于华北克拉通岩石圈减薄有重要意义[2], 与成矿控矿[3]和燕山期研究活动关系密切。华北克拉通北缘花岗岩的形成被认为可能与华北板块与兴蒙造山带碰撞拼合以及拼合后的岩石圈伸展作用有关[4]。前人对该地区的火成岩研究主要集中于华北板块北缘的中东部地区, 然而, 华北板块北缘仍然存在有大量的中生代花岗岩, 但对这些花岗岩的岩石成因、源区特征及形成的构造环境等还缺乏深入的研究和探讨。该地区缺乏高精度的年代学、地球化学数据,从而制约了我们对华北板块北缘中生代构造及岩浆演化的认识。因此, 本文选取华北克拉通北缘张家口赤城马营地区三叠世酸性侵入岩为研究对象, 通过岩相学、锆石年代学、岩石地球化学和Lu-Hf 等方法, 厘定了研究区内酸性侵入岩的形成时代, 并探讨了其成因机制, 为华北克拉通北缘中生代构造演化提供例证。

1 地质背景简介

研究区位于河北省赤城县马营地区, 大地构造背景属于华北克拉通北缘中段(图1a), 沽源—张北大断裂、尚义—崇礼—赤城断裂带、上黄旗—乌龙沟深断裂之间(图1b)。研究区内出露地层主要为古元古代太平庄组、古元古代花岗闪长质片麻岩、早白垩世张家口组。岩浆岩主要为印支期和海西期酸性侵入岩。区内构造发育, 主要构造线方向为北东向, 其次为北西向, 发育大量火山构造。

图1 华北克拉通大地构造位置图[1]Fig.1 Tectonic position map of the North China craton

2 岩体特征

马营地区花岗岩主要包括细粒、中粒及粗粒二长花岗岩, 分布在疙料沟、和气营一带。中粒二长花岗岩侵入到细粒二长花岗岩中, 界限清晰截然(图2), 接触带附近可见中粒二长花岗岩细小岩枝杂乱穿插, 细粒二长花岗岩中有明显被烘烤迹象,可见3～5 cm 烘烤边, 呈黑褐色。

图2 马营地区二长花岗岩野外及镜下照片Qtz-石英; Pl-斜长石; Kfs-钾长石Fig.2 Field and microscopic photographs of monzogranite from the Maying area Qtz-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar

研究区内的二长花岗岩特征相似, 具花岗结构, 块状构造, 均由斜长石、钾长石、石英和黑云母组成, 局部含有白云母。斜长石和钾长石含量主要在30%～40%之间, 斜长石粒径以2 ～3 mm为主。钾长石为微斜长石或微斜条纹长石, 含量约30%。石英的粒度比例较为均匀, 含量在25%～30%之间。黑云母为片状晶体, 含量约5%。白云母含量极少。

3 分析方法

本文对11 件样品进行了主微量、锆石U-Pb 测年和Lu-Hf 同位素分析。

全岩的主量元素和微量元素在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成, 所有新鲜样品都经过玛瑙环磨机粉碎至小于200 目。分别使用X 射线荧光法(XRF) 和电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS) 测量主量和微量元素组成。国家标准样品07103 (花岗岩) 和样品07105 (玄武岩) 被用作标准样品来监测分析的准确性和误差。主量元素分析的方法是将粉末直接压制成圆盘, 在5%的分析误差范围内[5]。至于微量元素分析, 则是将约60 mg 的样品粉末用HF +HNO3在Teflon 熔样弹中熔化, 然后在Agilent 7500a ICP-MS 中进行分析[6]。当微量元素的含量超过10-6时, 相对偏差小于5%, 否则相对偏差小于10%。

锆石单矿物分选在河北省廊坊市区域地质实验室进行, 所有锆石的年龄和微量元素使用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法(LA-ICP-MS) 在廊坊诚信地质实验室进行分析。使用GeoLas 200 M 193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统进行激光取样, 其斑点直径为32 μm。详细的分析步骤可参考文献[7]。用于外部同位素比值修正的标准锆石91500[8]在每5 个点位分析之后进行分析。 NIST SRM 610 和Plešovice[9]则在每十个点位分析中分别作为外部标准和盲样来进行分析。同位素比值通过Glitter 软件计算, 常见铅根据Andersen 提出的方法[10]进行修正。使用Isoplot v.3.0 软件[11]计算加权平均年龄。

锆石Hf 同位素分析采用了Neptune 多收集器ICPMS 的GeoLas Pro UP193 nm 激光剥蚀显微探针, 在廊坊诚信地质实验室进行。实验细节和数据采集方法可参考文献[12]。实验中, 选用44 μm 口径, 在8 Hz 频率和8～10 J/cm2的能量下进行分析。为了校正176Lu和176Yb 的同位素异质元素对176Hf 的影响, 通过测定176Lu/175Lu = 0.026 58 和176Yb/173Yb = 0.796 218的比值来进行校正[48]。使用指数定律进行了仪器质量偏差修正, 将Yb 同位素比值归一化到172Yb/173Yb为1.352 74, 将Hf 同位素比值归一化到179Hf/177Hf 为0.732 5[13]。锆石GJ-1 被用作参考标准, 在日常分析过程中, 加权平均176Hf/177Hf 比值为0.282 018 ±0.000 020 (2σ, n=3), 这基本与Elhlou[14]中加权平均176Hf/177Hf 比值为0.282 013±0.000 019 (2σ)相同。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb 年龄

中粒二长花岗岩(PM10-1) 采样点位于研究区南西部和气营—侯营坝一带。锆石多呈长柱状产出,少数呈不规则状, 晶棱有不同程度的熔蚀, 具震荡环带(图3)。测试分析了25 个数据点, 其中4 个数据偏离谐和线, 余下21 点均落于谐和线上。 Th/U 比值均大于0.1 (0.81～4.71, 平均值2.07), 为典型岩浆成因锆石。 16 个有效测点的206Pb/238U 年龄为228.3～239.1 Ma, 其加权平均年龄为232±0.72 Ma。

图3 PM10-1 和PM10-8 二长花岗岩锆石阴极发光图像Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from the PM10-1 and PM10-8 monzogranite

粗粒二长花岗岩(PM10-8) 锆石多呈长柱状,少数呈不规则状, 晶棱有不同程度的熔蚀, 具震荡环带(图3)。测试分析的25 个数据点, Th/U 比值多大于0.1 (0.21～1.31, 平均值0.77), 为典型岩浆成因锆石。 23 个有效测点的206Pb/238U 年龄为229.2～246.1 Ma, 加权平均年龄为236.2±2.0 Ma(图4)。

图4 PM10-1 和PM10-8 二长花岗岩锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.4 Concordia diagram of U-Pb ages of zircons from the PM10-1 and PM10-8 monzogranite

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主量元素

本次研究共采集了11 件岩石地球化学分析样品,分析结果及特征参数分别见表1。 SiO2含量为74.26%～76.54%, Al2O3含量为12.94% ～14.40%,CaO 含量为0.46% ～0.93%, Na2O 含量为3.59% ～4.42%, K2O 含量多为3.38%～5.16%, K2O/Na2O 为0.76～1.44, 铝指数A/CNK=1.04 ～1.14, 属过铝质至强过铝质, 里特曼指数σ= 1.79 ～2.44, 平均为2.22, 属钙碱性系列岩石。在TAS 图解中二长花岗岩样品点均落入花岗岩区(图5a)。在K2O-SiO2图解中岩石均属高钾钙碱性系列岩石(图5b), 在A/CNKA/NK 图解中, 样品点多数落入过铝质区(图6)。

表1 晚三叠世二长花岗岩主量元素、稀土元素、微量元素含量及特征参数一览表Table 1 Table of major, rare earth, and trace element contents, as well as characteristic parameters of late Triassic monzogranite

图5 晚三叠世二长花岗岩TAS 图解(a) 和K2O-SiO2 图(b)Fig.5 TAS (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of the late Triassic monzogranite

图6 晚三叠世二长花岗岩A/NK-A/CNK 判别图Fig.6 A/NK-A/CNK discrimination diagram of late Triassic monzogranite

4.2.2 稀土和微量元素

样品∑REE 为41.00×10-6～108.28×10-6, 平均为81.99×10-6; 轻重稀土分馏明显, LREE/HREE=8.89～18.28, (La/Yb)N为10.35 ～29.33, δEu 为0.59 ～1.22, 具负至正的Eu 异常(图7)。

图7 稀土元素球粒陨石配分模式图和微量元素蛛网图Fig.7 Rare earth element distribution pattern diagram and trace elements spider diagram

原始地幔标准化微量元素蛛网图中, 富集大离子亲石元素Rb、 Ba、 Th、 U、 K, 亏损Nb、 P 和Ti。

4.3 锆石Hf 同位素

对两件样品(PM10-1 和PM10-8) 进行了锆石的Lu-Hf 同位素分析, 结果见表2。 PM10-1 样品中锆石的176Hf/177Hf= 0.282 060 ～0.282 398, εHf (t) 在-20.2～-8.4 之间, 加权平均值为-11±0.5, 相应的二阶段Hf 模式年龄(TDM2) 为2.45 ～3.50 Ga 之间,平均为2.64 Ga。 PM10-8-TW1 样品中锆石的176Hf/177Hf=0.282 013～0.282 350, εHf (t) 介于-22.0 ～-10.0之间, 加权平均值为-18±0.3, 相应的二阶段Hf 模式年龄 (TDM2) 为2.48 ～3.60 Ga, 平均为3.31 Ga(图8)。

表2 晚三叠世二长花岗岩锆石Lu-Hf 同位素组成Table 2 Zircon Lu-Hf isotope composition of late Triassic monzogranite

图8 U-Pb 年龄与εHf (t) 关系图解Fig.8 Relationship between U-Pb age and εHf (t)

5 讨论

5.1 岩石成因

在La/Sm-La 和Eu-Ce 图解中, 马营二长花岗岩的成分演化主要受分离结晶控制(图9a, 9b)。相关研究显示, 在岩浆结晶过程中, 石榴子石相对富集重稀土元素, 而角闪石则更加富集中稀土元素[15]。若岩浆发生石榴子石的分离结晶, 则会明显亏损重稀土元素。本次研究的二长花岗岩无明显的重稀土亏损,Dy/Yb、 Er 等的变化则暗示存在角闪石的分离结晶作用, 无石榴子石的分离结晶(9c, 9d)。 Rb、 Sr、 Ba的相互关系(图9e, 9f), 显示了斜长石和钾长石的分离结晶对岩浆成分的控制。但斜长石和钾长石常富集Eu, 相关矿物的分离结晶必然会导致稀土元素明显的Eu 负异常(图7)。而本次研究的二长花岗岩部分具明显的负异常, 部分具有明显的正异常, 说明除了长石的分离结晶外, 可能还经历了斜长石的堆晶过程[16]。

图9 冀北马营地区中生代二长花岗岩双变量图解Fig.9 Bivariate diagram of Mesozoic monzogranite in Maying area, Northern Hebei

相较于其他成因类型的花岗岩, A 型花岗岩通常具有较高的10 000 Ga/Al (〉2.6)、 Zr (〉250×10-6)和Zr+Nb+Ce+Y (〉350×10-6)[19]。本次研究的马营乡一带二长花岗岩的10 000 Ga/Al 为2.2～2.8, 大部分小于2.6; Zr 含量为67×10-6～118×10-6, 均小于250×10-6; Zr+Nb+Ce+Y 为99.8×10-6～184.5×10-6,均小于350×10-6, 符合非A 型花岗岩的特征。另外,相对于其他类型的花岗岩, A 型花岗岩常具有较高的形成温度, 其锆石饱和温度TZr大于830 ℃[20]。通过计算, 本次研究的马营地区的二长花岗岩的TZr为724 ℃～814 ℃, 低于A 型花岗岩的形成温度, 进一步说明样品为非A 型花岗岩。但在相关判别图解中,样品部分位于A 型花岗岩区域(图10)。究其原因,是由于岩浆演化过程中强烈的分离结晶作用常会使其他成因类型的花岗岩与A 型花岗岩的部分地球化学特征重叠而不易区分[21-23]。

图10 (K2O+Na2O) /CaO-Zr+Nb+Ce+Y 图解与10 000Ga/Al-Zr 图解Fig.10 (K2O+Na2O) /CaO-Zr+Nb+Ce+Y diagram explanation and 10 000Ga/Al-Zr diagram explanation

高分异的I 型和S 型花岗岩常会因为强烈的分离结晶作用而使得许多地球化学特征重叠而无法区分[24]。而P2O5可有效区分高分异的I 型和S 型花岗岩[25]。 P2O5在I 型花岗岩中会随着SiO2的增加而降低, 在S 型花岗岩中随着SiO2的增加而增高或保持稳定[25,26]。此外, 当SiO2大于75%时, 大多数S 型花岗岩的P2O5含量大于0.1%, 而I 型花岗岩的P2O5含量小于0.05%[25]。

马营地区二长花岗岩的P2O5随着SiO2的升高呈下降趋势, 并且样品中SiO2含量大于75%的样品,其P2O5为0.01%～0.04%, 与高分异I 型花岗岩的特征相符(图11)。

图11 SiO2-P2O5 图Fig.11 SiO2-P2O5 diagram

研究区内印支期二长花岗岩的Rb/Sr 比值为0.24～1.72, 平均0.70, 明显高于上地幔平均值(0.025); Nb/Th (0.48 ～2.69, 平均1.34)、 Ti/Zr 值(5.83～11.37, 平均8.54) 和Ti/Y 值(74.26～173.53,平均127.43) 更接近地壳值(Nb/Th=3、 Ti/Zr〈30、Ti/Y〈 200)。 Nb/Ta 比值为11.09 ～18.40, 平均15.12, 介于地壳值(11.0) 与原始地幔(17.5) 之间, 暗示可能存在少量幔源物质的混染。二长花岗岩的εHf (t) 值为-22 ～-8.4, 暗示其可能起源于古老地壳或者富集地幔[34]。结合微量元素特征, 马营乡地区二长花岗岩主要起源于古老地壳, 可能有少量地幔物质的贡献。

5.2 地质意义

本文对马营地区的二长花岗岩进行了锆石U-Pb测年, 得到加权平均年龄236.2±2.0 ～232±0.72 Ma。前人在该地区进行了一系列年代学研究, 刘晓雨等[27]利用LA-ICP-MC 锆石U-Pb 方法获得赤城县黄土梁二长花岗岩年龄为244.8±2.0 Ma; 刘胤等[28]获得了对赤城县冰山梁岩体的形成年龄为228.0±3.1 Ma。综上所述, 研究区内的印支期酸性侵入岩主要形成于245～228 Ma, 属中晚三叠世。

甄世民等[29]在张宣地区谷嘴子、红花梁和响水沟发现大量高碱、高钾性, 具埃达克岩性质的岩浆岩, 认为三叠纪时期华北克拉通北缘处于碰撞后伸展环境。高爽等[30]认为华北板块北缘中部地区在中三叠世已与中亚造山带拼贴, 并向碰撞后的岩石圈伸展环境转变。研究区内的二长花岗岩富集大离子亲石元素Rb、 Ba、 Th、 U、 K, 亏损Nb、 Ta、 P 和Ti, 具备碰撞型花岗岩的特征。在花岗岩构造判别图解上, 马营二长花岗岩主要位于后碰撞区域(图12)。因此,马营地区中晚三叠纪二长花岗岩形成于碰撞后的伸展环境。

图12 晚三叠世花岗岩Nb-Y图解(a) 和Rb-Y+Nb (b) 图解Fig.12 Nb-Y diagram (a) and Rb-Y+Nb diagram (b) explanation for late Triassic granite

刘锦等[31]通过对开原地区(马营乡东侧) 三叠纪侵入岩的研究, 认为华北克拉通北缘东段的挤压碰撞作用一直持续到晚三叠世(224 Ma), 而由造山阶段向造山后阶段转换则发生于晚三叠世—早侏罗世(224 ～180 Ma)。吴迪迪等[32]发现, 代表增厚下地壳源区的高Sr/Y 花岗岩在西段出现较早(264 ～256 Ma), 而在东段出现较晚 (251 ～245 Ma), 表明西段碰撞早于东段, 且碰撞过程导致的地壳加厚可能一直延续到中三叠世末期, 符合“剪刀” 状闭合的特征。本次研究的马营二长花岗岩形成于245～228 Ma, 地球化学特征显示其形成于碰撞后的伸展环境, 证明该地区的地壳加厚和减薄早于东段, 如开原地区等, 进一步证明中亚造山带自西向东具有由早向晚的碰撞转换过程。根据西段和东段地壳加厚的时间判断[31,32], 至少在马营地区,地壳加厚后可能很快便进入到减薄破坏阶段。并且地壳碰撞加厚。马营二长花岗岩起源于古老地壳的部分熔融, 并可能有少量地幔物质贡献的, 说明除了碰撞后的减薄过程外, 深部岩浆系统的作用可能扮演着重要的角色[33]。