洛南任家滩—荞麦山正长斑岩成因及其对古元古代晚期裂解的指示<br/>——岩石化学及锆石U-Pb年龄和Lu—Hf同位素特征

洛南任家滩—荞麦山正长斑岩成因及其对古元古代晚期裂解的指示
——岩石化学及锆石U-Pb年龄和Lu—Hf同位素特征

2024-01-31李毅李佐臣赵端昌赵鹏彬吕军利张亚峰

地质论评 2024年1期

李毅,李佐臣,赵端昌,赵鹏彬,吕军利,张亚峰

1)长安大学地球科学与资源学院,西安,710054; 2)陕西省矿产地质调查中心,西安,710068; 3)陕西省地质调查院,西安,710054

内容提要：华北克拉通南缘的陕西洛南—河南豫西地区出露一系列形成于1.8～1.6 Ga的碱性岩,对这些碱性岩的研究有助于提高对华北克拉通南缘古元古代构造环境的认识。笔者等选取陕西省洛南县任家滩—荞麦山一带碱性侵入体进行系统的岩石学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、Lu—Hf同位素分析和岩石地球化学研究,讨论了其成因机制和构造背景。研究表明,任家滩—荞麦山岩体的主体岩性为正长斑岩,加权平均年龄为1689±20 Ma(MSWD=0.12),表明其侵位时代为古元古代。该岩体富碱(Na2O+K2O=7.95% ～ 9.5%),高钾(K2O=4.67% ～ 8.51%);稀土元素总量较高(496.15×10-6 ～ 650.16×10-6,平均543.06×10-6),轻、重稀土元素分馏比较明显,轻稀土元素相对富集(LREE=454×10-6 ～ 605×10-6),重稀土元素亏损(HREE=39.3×10-6 ～ 45.6×10-6),具有弱负铕异常;K、Rb、Ba、Th富集,Nb、Ta、P、Ti亏损,并且具有明显的Sr负异常。εHf(t)值<0,TDM1值为2038 ～ 2218 Ma,TDM2值为2250 ～ 2516 Ma,说明岩浆源区物质与富集地幔有关或受到过地壳物质的混染。因此,任家滩—荞麦山岩体是由地幔玄武质岩浆与地壳基底太华杂岩形成的中酸性花岗质岩浆混合后形成的熔体,经强烈的结晶分异作用形成的,其形成于陆内裂谷的构造环境,是华北克拉通南缘对哥伦比亚超大陆裂解事件的响应。

碱性岩在地壳中分布较为稀少,具有十分独特的特征:一是来源深,一般源自上地幔,当上地幔部分熔融产生的富碱岩浆顺大断裂上升,硅铝层混染较少时形成碱性岩,混染较多时形成碱性花岗岩(涂光炽,1989);二是产出构造环境独特——主要与拉张或非挤压性构造动力学背景有关。因此,学者们将碱性岩的研究视为探索岩石圈拉张、裂解和减薄机制的重要途径(Inger, 1994; Küster Dirk et al., 1998; Rottura et al., 1998; Aldanmaz et al., 2000; Alici et al., 2002; Tappe et al., 2007)。

华北克拉通发育有大量的碱性岩,通过对这些碱性岩的研究,可以探索华北克拉通岩石圈拉张及减薄机制。前人对华北克拉通北部地区前寒武纪碱性岩浆活动的时空分布、岩石地球化学特征及其物质来源、构造背景和地球动力学意义等方面取得了较为全面而系统的认识(许保良等,1998,2001;蔡剑辉等,2002,2005,2006a;阎国翰等,2002;赵国春等,2002,2009,2022;任康绪等,2005,2006a,2006b;Zhang Shuanhong et al., 2007, 2012, 2017; 李怀坤等,2011;康健丽等,2020;张健等,2021),发现在华北克拉通北缘存在一条古—中元古代的碱性岩带。张正伟等(1996, 2002, 2003)对于华北克拉通南缘是否存在与北缘相似的碱性岩浆岩带也进行了研究,其在华北克拉通南缘划分出3个碱性岩带,时代跨度从古元古代至中生代。诸多学者(任富根等,2002;陆松年等,2003;柳晓艳,2011;邓小芹等,2015;赖素星等,2019;邓小芹等,2019;Pang Lanyin et al., 2021)对华北克拉通南缘的朱阳岔石英二长岩、龙王幢碱性岩、驾鹿霓辉正长岩、眼窑寨碱性潜火山岩、麻坪碱性岩和垣头A型花岗岩等进行了研究,表明这些岩体的成岩时代在1.8～1.6 Ga之间,是裂谷岩浆活动的产物,与哥伦比亚超大陆的裂解有关,并且这些碱性岩集中分布在熊耳—中条三叉拗拉谷内及其附近,说明这些碱性岩体的形成主要受拗拉谷特别是三叉拗拉谷的控制。

本次在野外调查中发现,在华北克拉通南缘陕西省洛南县石门镇任家滩—荞麦山一带,大面积出露一系列呈近东西向展布的钾质富碱侵入岩,这与前人在华北克拉通南缘发现的碱性岩体同处于一条碱性岩—碱性花岗岩带内。《1∶5万石门幅区域地质调查报告》❶通过Rb-Sr同位素年龄法获得了542 Ma的年龄,表明其为加里东期构造活动的产物。由于Rb-Sr放射体系易于受到变质作用的影响而导致研究数据具有较大的不确定性(蔡剑辉等,2002),为加强华北克拉通南缘富碱侵入岩的研究,精确厘定岩体的形成年龄,判断其构造属性,本次通过对该岩体的岩石学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和岩石地球化学等研究,探讨岩石成因,分析成岩构造背景及其地质意义,为全面认识华北克拉通南缘1.8～1.6 Ga裂解事件研究提供新的约束。

1 区域地质背景

华北克拉通南缘北以三宝断裂为界与华北陆块相邻(图1a),南以黑沟—栾川断裂为界与北秦岭中—新元古界宽坪群呈断层接触。区内地层具有克拉通结晶基底和盖层的双重结构,结晶基底主要由新太古界太华群片麻岩组成,沉积盖层主要由中元古界熊耳群中基性—酸性火山岩系、官道口群碎屑岩—碳酸盐岩沉积建造和新元古界栾川群、陶湾群碎屑—碳酸盐—碱性火山岩沉积建造组成。区内侵入岩发育,以中生代为主,也发育有太古宙和元古代侵入岩,具有多期次、多类型的特征。构造主要由轴向近东西的复式褶皱和走向近东西的区域性断裂,华山山前断裂、巡马道断裂、石门断裂、茶酒山断裂、铁炉子—三要街断裂,并叠加北东向断裂金堆城—青岗坪断裂(图1b)。

图1 华北克拉通地质简图(a),华北克拉通南缘地质简图及研究区位置(b)(据邓小芹等,2015,修编)及洛南任家滩—荞麦山岩体地质简图(c)Fig.1 Simplified geological map of the North China Craton (NCC) (a); the position of study area on the southern margin of the NCC(b) (modified from Deng Xiaoqin et al., 2015&) and simplified geological map of the Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area, Shaaxi Province(c)(b)图: Pt1—Pz1—古元古界—早古生界地层;ChX—长城系熊耳火山岩;Ar3—Pt1—新太古代—早古生代结晶基底;γK1—中生代花岗岩;(c)图: Q—第四系;N1g—新近系圪塔庙组;E1f—古近系樊沟组;2xj—寒武系辛集组;蓟县系: Jxf—冯家湾组, Jxd—杜关组, Jxx—巡检司组, Jxl—龙家园组;长城系: Chch—陈家涧组, Che—二道河组, Chb—鳖盖子组;Pt1t—古元古界铁铜沟岩组;ξπPt1—古元古代正长斑岩Fig. b: Pt1—Pz1—Paleoproterozoic—Early Paleozoic strata; ChX—Xiong’er volcanic rock of Changcheng System; Ar3—Pt1—Neoarchean—Early Paleozoic crystalline basement; γK1—Mesozoic granite;Fig. c: Q—Quaternary; N1g—Gadamiao Formation of Neogene; E1f—Fangou Formation of Palaeogene; 2xj—Xinji Formation of Cambrian; Jixian System: Jxf—Fengjiawan Formation, Jxd—Duguan Formation, Jxx—Xunjiansi Formation, Jxl—Longjiayuan Formation; Changcheng System: Chch—Chenjiajian Formation, Che—Erdaohe Formation, Chb—Biegaizi Formation; Pt1t—Paleoproterozoic Tietonggou Formation; Paleoproterozoic ξπPt1—syenite porphyry

华北克拉通是我国面积最大、最古老的克拉通,具有3.8 Ga的漫长演化历史(万渝生等,2021a,b;Liu Dunyi et al., 1992),保存了从太古宙—元古宙完整的早前寒武纪地质记录,是研究我国前寒武纪地质的重要场所。华北陆块南缘作为华北克拉通的一部分,先后经历与华北克拉通相同的早期陆核形成、陆壳巨量生长、微陆块拼合与克拉通化、古元古代大氧化事件与地球环境剧变、古元古代活动带构造与高级麻粒岩相变质作用、中—新元古代多期裂谷与地球中年调整、古生代边缘造山和中生代构造转折与去克拉通化八个演化阶段(翟明国等,2007;翟明国,2019)。中生代华北陆块南缘与秦岭造山带相结合并卷入后期的陆内造山事件,并最终发展为秦岭造山带的一部分。

2 岩体地质及岩石学特征

2.1 岩体地质

荞麦山—任家滩岩体位于华北克拉通南缘,主要出露于陕西省洛南县荞麦山—任家滩一带,出露面积24.2 km2。最大侵入体出露在任家滩一带,面积15.5 km2,最小侵入体呈脉状出露在青铜沟,面积0.002 km2(图1c)。岩体沿层理和断层侵入于高山河群、熊耳群地层中,最大侵入体呈岩床侵入于高山河群鳖盖子组地层中。在白花岭向斜转折端可见侵入体产状随地层产状变化而变化,倾角20°～25°,与围岩界线明显。接触带蚀变强烈,以绢云母化为主,绿泥石化次之,表现为斜长石普遍绢云母化,甚至全部被绢云母取代,仅具板柱状长石外形,钾长石局部蚀变,表面泥化;钛铁矿多金红石化,有的石英具熔蚀现象。岩体边部斑晶少,蚀变强烈,向中心斑晶增多,蚀变减弱。较大侵入体蚀变带宽约50～90 m,围岩蚀变较弱。

2.2 岩石学特征

主要岩石类型为正长斑岩(图2),岩石呈灰色,斑状结构,块状构造。岩石由斑晶(35%)和基质(65%)组成。斑晶成分主要为钾长石,呈半自形板状,粒径为1.00～10.00 mm,表面泥化、绢云母化强烈,部分钠长石化,部分可见环带结构、卡式双晶。基质成分与斑晶一致,由钾长石(70%)、黑云母(15%)、石英(5%)和钠长石(2%),以及少量的副矿物,如榍石、磷灰石和金属矿物。钾长石呈半自形板状,它形粒状,粒径大小约0.50～0.50 mm,表面泥化,可见卡尔斯巴双晶,与石英交代形成显微文象结构,杂乱分布。黑云母粒度大小约0.02～0.05 mm,鳞片状,浅褐色—褐色。集合体呈团块状、条带状,部分集合体与金属矿物、榍石混杂,呈柱状假象,为碱性暗色矿物(可能为霓辉石)蚀变而来。

图2 洛南地区任家滩—荞麦山岩体正长斑岩野外照片:(a)碱性暗色矿物蚀变,形成团块状和条带状集合体; (b)a图的相应正交偏光显微照片;(c)斑状结构,斑晶主要为钾长石;(d)c图的相应正交偏光显微照片Fig.2 Field photo (a) and orthogonal polarization microphoto (b) of alkaline dark mineral alteration, form lumpy and banded aggregates; field photo (c) and orthogonal polarization microphoto (d) of patchy structure, the phenocrysts are mainly syenite in the Renjiatan—Qiaomaishan pluton, Luonan areaKfs—钾长石;Pl—斜长石;Qtz—石英;Or—正长石;Bt—黑云母;Cb—碳酸盐Kfs—potassium feldspar; Pl—plagioclase; Qtz—quartz; Or—orthoclase; Bt—biotite; Cb—carbonate

3 样品采集及分析测试方法

经过野外路线地质调查,采集了任家滩岩体的同位素测年样品(Rz1,采样坐标为34°15′5.05″N,109°55′43.21″E),分别在陕西省商洛市洛南县合兴村南987 m(Y1、Y2)、犁辕沟西南430 m(Y3、Y4、Y5)、合兴村南894 m(Y6、Y7)和任家滩村东南706 m(Y8、Y9、Y10)等地(图1c),采集了岩石化学全分析样品。

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析

通过野外和镜下观测,确定定年样品,常规方法将其粉碎至60～80目,分选得到重砂矿物,再淘洗获得锆石精矿,随后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石晶体作为U—Th—Pb同位素测试对象。将锆石颗粒粘在双面胶上,用无色透明的环氧树脂固定,待环氧树脂充分固化之后,对其表面抛光至锆石中心部位充分暴露。之后晶形锆石显微照相(反射光、透射光、CL图像),锆石阴极发光图像在西安兆年矿物测试技术有限公司扫描电镜加载阴极发光仪上完成。锆石微区原位U—Th—Pb同位素年龄分析在西安兆年矿物测试技术有限公司的LA-ICP-MS仪器上用标准测定程序进行。测定时根据透射光、CL图像来选择适合的测点位置,如避免包裹体和裂隙位置等。分析仪器为Agilent7500a型四极杆质谱仪和Geolas200M型激光剥蚀系统,激光器为193nmArF准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为32 μm,激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标,元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标,29Si作为内标元素进行校正。样品的同位素比值和元素含量数据处理采用GLITTER(ver4.0, Macquarie University)程序,并采用Andersen软件对测试数据进行普通铅校正,年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(2.49版)软件完成。详细的实验原理和流程及仪器参见参考文献(Yuan Honglin et al., 2003)。

3.2 锆石Lu—Hf同位素分析

锆石Lu—Hf同位素分析在西安阿伯塔资环分析测试技术有限公司完成。锆石LA-ICP-MS测年后,在原位进行锆石Lu—Hf同位素分析。实验仪器采用Neptune Plus多接受电感耦合等离子体质谱仪和NWR 213 nm固体激光发射器。采用He作为剥蚀物质载气,剥蚀激光直径为55 μm,频率10 Hz。在分析过程中,采用标样锆石91500和Mudtank作为监控标准,详细分析程序见(吴福元等,2007)。

模式年龄的计算以球粒陨石n(176Hf)/n(177Hf)=0.282772,n(176Lu)/n(177Hf)=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997),亏损地幔Hf模式年龄(TDM1)采用n(176Hf)/n(177Hf)=0.28325,n(176Lu)/n(177Hf)=0.0384计算(Griffin et al., 2000)。εHf(t)计算采用的176Lu的衰变常数为1.867×10-11a-1(Söderlund et al., 2004),二阶段Hf模式年龄(TDM2)采用平均大陆壳n(176Lu)/n(177Hf)=0.015计算(Griffin et al., 2002)。

3.3 岩石化学全分析方法

采集新鲜、蚀变微弱的样品,先进行镜下薄片分析,然后进行岩石地球化学分析,分析在咸阳市核工业二零三研究所分析测试中心完成。常量元素用常规湿法、容量法分析,其中烧失量用重量法分析,微量元素用电感耦合等离子体发射光谱法(ICP-AES)分析,稀土元素用电感耦合等离子体质谱法。常量元素的分析相对误差一般小于1%,微量元素和稀土元素分析相对误差小于5%。

4 测试结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄

从测年样品选取的锆石多为浅黄色—无色透明,玻璃光泽,晶体形态多呈自行至半自形状,锆石长约50～180 μm,宽约35～100 μm锆石长宽比多为2∶1～4∶1。锆石颗粒晶面完整,平直光滑,少量晶面较粗糙,具蚀痕、麻点和凹凸不平的现象。锆石阴极发光图像(图3)显示,所有锆石均具有典型的岩浆生长振荡环带和核幔结构,显示出岩浆锆石的结构特征(Belousova et al., 2002; 吴元保等,2004)。本次研究选择正长斑岩中裂隙少,振荡环带清晰的19粒锆石进行测试。从样品测得的锆石原位微量元素分析结果(表1)可以看出,样品的Th含量为26.89×10-6～84.16×10-6,U含量为29.89×10-6～94.62×10-6,Th/U 值为0. 62～1.18,均大于0.4,而与典型岩浆锆石的Th/U值相当。n(207Pb) /n(206Pb)的年龄范围在1632～1755 Ma,最大年龄误差51 Ma。大多数数据点的n(206Pb)/n(238U)年龄比较一致,其谐和年龄为1653±37 Ma,n(207Pb)/n(206Pb)加权平均值为1689±20 Ma(MSWD=0.12)(图4),两者在误差范围内一致,代表正长斑岩的结晶年龄,为古元古代晚期。

图3 洛南地区任家滩—荞麦山岩体锆石阴极发光CL图像Fig.3 CL images ofthe zircons from Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area图中实心圆圈为锆石U-Pb定年位置。图中标注年龄为n(207Pb)/ n(206Pb)年龄Solid circle in the figure represents the zircon U-Pb dating position. The age isn( 207Pb ) / n(206Pb ) ages

图4 洛南地区任家滩—荞麦山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和年龄图和加权平均年龄图Fig.4 LA-ICP-MS zircon datingconcordia diagram and weighted average age diagram of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area

4.2 锆石Lu—Hf同位素特征

对任家滩—荞麦山岩体的16粒锆石进行了原位Lu—Hf同位素分析,分析结果见表2。分析结果表明:n(176Hf)/n(177Hf)初始值(0.281581～0.281739),平均值为0.281662;对应的εHf(t)值介于-4.2～-0.4,平均为-2.3。单阶段模式年龄TDM1主要集中于2038～2218 Ma,二阶段模式年龄TDM2主要集中于2250～2516 Ma。

4.3 岩石地球化学特征

任家滩—荞麦山岩体样品的主量、微量和稀土元素鉴定结果见表3。岩体的SiO2含量为60.04%～68.14%,属于中酸性岩。CaO含量为0.48%～2.3%,相对贫钙。Na2O含量为1.11%～3.62%、K2O含量为4.67%～8.39%,全碱含量ALK=7.95%～9.5%,平均为8.63%,显示富碱特征。K2O/Na2O在1.36～7.56,说明岩石普遍富钾。在TAS岩石分类图解上(图5a),样品都落入正长岩区域。在A/CNK—A/NK图解上(图5b),样品落入准铝质—过铝质区域。赖特碱度率AR在3.08～4.43之间,在AR—SiO2图解中(图6a),所有样品都落入碱性区域。在Sylvester(1989)碱性岩判别图解中(图6b),样品也都落入碱性岩区域,表明其属于碱性岩。

表3 洛南地区任家滩—荞麦山岩体岩石地球全化学样品分析结果表Table 3 Results of geochemical sample analysis of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in luonan area

图5 洛南地区任家滩—荞麦山岩体TAS图解(据Middlemost, 1994)及A/CNK—A/NK图解(据Wilson, 1989)Fig.5 TAS diagram (after Middlemost, 1994) and A/CNK—A/NK (after Wilson, 1989) diagram of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area

图6 洛南地区任家滩岩体—荞麦山岩体AR—SiO2图解(据Wright,1969)及碱性岩判别图解(据Sylvester,1989)Fig.6 AR—SiO2 diagram (after Wright, 1969) and alkaline rock discriminant diagram (after Sylvester, 1989) of the Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area

岩体的稀土元素总量∑REE=496×10-6～650×10-6,其中轻稀土元素含量LREE=454×10-6～605×10-6,重稀土元素含量HREE=39.3×10-6～45.6×10-6。(La/Yb)N=13.1～17.2。在稀土元素球粒陨石标准化分配模式图上(图7b)可以看出,轻重稀土元素分馏明显,轻稀土元素富集、重稀土元素亏损,与典型碱性岩稀土元素配分曲线(王涛等,2013)相似。Eu出现中等负异常(δEu=0.57～0.80),暗示在成岩过程中存在一定程度的斜长石分离结晶作用。在微量元素蛛网图上(图7a)可以看出,富集大离子亲石元素K、Rb、Ba、Th,亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti,并且具有明显的Sr负异常,表明岩浆或其源岩在演化过程中存在金红石、磷灰石以及Ti—Fe氧化物的分离结晶。

图7 洛南地区任家滩—荞麦山岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(据Sun et al., 1989)Fig.7 The REE distribution pattern of chondrite standardization and the spider diagram of primitive mantle standardization trace elements from Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area (after Sun et al., 1989)

5 讨论

5.1 岩石成因

有关正长岩成因的观点很多,但主要分为3种:① 幔源岩浆底侵下地壳底部或有流体参与或高压条件下导致下地壳部分熔融的产物(Yang Jinhui et al., 2012; Dai Fuqiang et al., 2017);② 由富集岩石圈地幔低程度的部分熔融形成(Estrade et al., 2014; Zhu Yusheng et al., 2016);③ 幔源镁铁质岩浆和长英质岩浆混合之后结晶分异的产物,或者为幔源硅不饱和的碱性岩浆和壳源花岗质岩浆混合形成(Ying Jifeng et al., 2007; Laporte et al., 2014)。

任康绪等(2006a)通过系统的同位素研究表明,华北克拉通岩石圈地幔经历了新太古代(>2.5 Ga)的亏损,到古元古代早期(～2.2 Ga)岩石圈地幔亏损程度逐渐减小,再到古元古代末(>1.85 Ga)变成为富集岩石圈地幔,地幔流体交代导致是岩石圈地幔富集一种因素。任家滩—荞麦山岩体的εHf(t)值(-4.23～-0.43)均为负值,表明其岩浆来自于富集地幔,并与古老地壳的再循环有关(吴福元等,2007;隋振民等,2009;田瑞聪等,2017),一、二阶段的Hf模式年龄分别为2038～2218 Ma和2250～2516 Ma,老于其成岩年龄～1689 Ma,暗示其岩浆源区起源于富集地幔,但遭受了新太古代末期—古元古代地壳物质的混染。该区新太古代—古元古代地壳基底主要为太华杂岩,因此,其成因很可能与太华杂岩有着密切的关系。太华杂岩主要由TTG岩套和变质表壳岩组成,笔者等通过收集小秦岭地区太华杂岩相关Hf同位素数据(时毓等,2014;贾晓亮,2016;李振新,2022)进行分析,在εHf(t)—t(Ma)图中(图8),任家滩—荞麦山岩体样品的原位Hf同位素分析数据点均投影于球粒陨石Hf同位素演化线之下,并且与太华杂岩中的TTG岩套的演化线较为一致,表明其岩浆来源与富集地幔和太华杂岩TTG岩套有关。

此外,任家滩—荞麦山岩体的主量元素具有富钾(K2O/Na2O >1)、高钾(K2O=6.75%～7.39%)的特征,指示其源区的高钾性质, 但地壳中的岩石很难熔出高钾岩石,所以其可能来源于富集岩石圈地幔部分熔融形成的超钾质岩浆。在主量元素Haeker图解(图9)中,TFe2O3、MgO、Al2O3和K2O与SiO2都表现出非常好的负相关性,表明岩浆主量元素的变化很可能与分离结晶作用有关,即碱性暗色矿物(可能为霓辉石)控制TFe2O3和MgO元素变化的分离矿物相;钾长石和钠长石控制着K2O、Al2O3两元素变化的分离矿物相,所以任家滩—荞麦山岩体形成过程中经历的结晶分异作用,排除了岩体起源于高压条件下地壳物质部分熔融的观点。然而,P2O5、Na2O与SiO2的线性关系不明显,表明任家滩—荞麦山岩体形成过程中很可能也经历了部分熔融作用,或者在早期岩浆结晶分异过程中混入了后期的壳源的花岗质岩浆。另外,岩体表现出中等负Eu异常,由于Eu与斜长石等含钙矿物的多少密切相关,负Eu异常特征表明岩浆演化过程中有斜长石的分离结晶作用。太华杂岩TTG岩石往往具有高Sr的特征,这与任家滩—荞麦山岩体的结果不符,可能是因为Sr元素活动性强,在地质作用过程中易溶于水,易迁移导致的Sr元素丢失造成的。样品7、8、9、10的Ta元素含量极低,Nb/Ta值极高,出现Nb—Ta解耦现象。王丹等(2021)通过对太古宙TTG岩石的研究,表明下地壳富角闪石和黑云母的岩石部分熔融可以形成高Nb/Ta值的TTG,当富黑云母的残留体在下地壳再次发生角闪岩—麻粒岩相部分熔融时,黑云母发生分解,富Ta的金红石或者磁铁矿作为残留体,Ta进入金红石或磁铁矿,进入熔体的Ta含量非常低,导致熔融形成的熔体则具有高Nb/Ta值。因此,任家滩—荞麦山岩体部分样品高出现Nb/Ta值,表明源区物质可能有富角闪石和黑云母的岩石部分熔融形成的TTG岩石的贡献。

图9 洛南地区任家滩—荞麦山岩体Haeker图解Fig.9 Haeker diagram of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area

综上所述,任家滩—荞麦山岩体应与第三种模式相似,即是幔源的镁铁质岩浆和太华杂岩TTG岩套中酸性花岗质岩浆混合之后结晶分异的产物,或者为幔源硅不饱和的碱性岩浆和壳源花岗质岩浆混合形成。

5.2 大地构造意义

地球上的陆壳在>3.8 Ga前已经形成(万渝生等,2021a,b;Liu Dunyi et al., 1992),其后3.8～2.1 Ga以地壳的再循环为主(Belousova et al., 2010)。目前,普遍认为哥伦比亚超大陆是由2.1～1.8 Ga全球性碰撞造山带拼合了各相关的克拉通板块而成的,最终拼合时间为～1.8 Ga(Wilde et al., 2002; Zhao Guochun et al., 2002, 2009; 翟明国等,2014)。华北克拉通被认为是哥伦比亚超大陆的一部分,于～1.8 Ga完成克拉通化。近年来,在华北克拉通发现的一系列广布于整个克拉通范围的裂解事件岩浆群(1.8～1.78 Ga的大火成岩事件,1.72～1.62 Ga的非造山岩浆活动,1.37～1.32 Ga的镁铁质岩床群,以及约0.9 Ga的镁铁质岩墙群),表明华北克拉通自～1.8 Ga造山事件结束以后,进入陆内裂谷演化阶段,其构造环境为非造山伸展环境(Rämö et al., 1995; 赵太平等,2004;杨进辉等,2005;任康绪等,2006a,b;Zhang Shuanhong et al., 2007; 高维等,2008;包志伟等,2009; Jiang Neng et al., 2011; 李怀坤等,2011;Wang Wei et al., 2012, 2013; 张拴宏等,2022)。

华北克拉通南缘在1.8～1.6 Ga岩浆活动强烈,发育大量富碱性侵入岩、基性岩墙群和熊耳群双峰式火山岩(陆松年等,2003;任富根等,2002b;包志伟等,2009;Zhao Taiping et al., 2009; 柳晓艳,2011;段友强,2016;邓小芹等,2015,2019),这些岩浆岩都呈东西向或近东西向条带状产出,具有富碱性的特征,指示了其形成于拉张裂解的构造背景之下,这也进一步说明华北克拉通南缘在1.8～1.6 Ga处于拉张裂解的构造环境之下。

通过前文对任家滩—荞麦山岩体的成因的研究,表明其成因与富集地幔有着密切的关系,而富集地幔通常是裂谷环境的表现。其微量元素Nb/Ta=11.34～13.97,与典型的花岗岩比值(～12)相似,Zr/Hf=35.22～51.98,平均42,大于球粒陨石值(～38),符合大陆和大洋板内花岗岩的特征。判别碱性岩构造环境最为普遍的方法是通过地球化学投点,lg[w(CaO)/[w(Na2O)+w(K2O)]-w(SiO2)图解(据Brown,1982)和R1—R2判别图解(据Batchelor et al., 1985)可以有效的判定其构造环境。在lg[w(CaO)/[w(Na2O)+w(K2O)]—w(SiO2)图解上(图10a),任家滩—荞麦山岩体样品投影点位于该图解左下方代表引张型的构造区域,并且样品投影点均位于图解的下方,反映了一种弧成熟度比较高的大地构造环境,即代表了一种比较稳定的大陆克拉通环境。在R1—R2判别图解中(图10b),样品主要分布在造山晚期非造山区域,代表了一种拉张性的大地构造环境。在Y—Nb图解和(Y+Nb)—Rb图解上(图11),样品也都落入板内花岗岩区域,表明其属于板内构造背景。而任家滩—荞麦山岩体地处华北克拉通南缘,其形成时代为1689±20 Ma,此时华北克拉通南缘正处于陆内拉张的构造背景(赵太平等,2004)。因此,结合任家滩—荞麦山岩体的岩石地球化学特征和锆石U-Pb年代学结果,表明其形成于古元古代的陆内裂谷构造环境。

图10 洛南地区任家滩—荞麦山岩体lg[w(CaO)/[w(Na2O)+w(K2O)]—w(SiO2)图解(据Brown,1982)和R1—R2判别图解(据Batchelor et al., 1985)Fig.10 lg[w(CaO)/[w(Na2O)+w(K2O)]—w(SiO2) diagram (after Brown, 1982) and R1—R2 discriminant diagram (after Batchelor et al., 1985) of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area R1 = 4n(Si)-11[n(Na)+n(K)]-2[n(Fe)+n(Ti)]; R2= 6n(Ca)+2n(Mg)+n(Al)

图11 洛南地区任家滩—荞麦山岩体Y—Nb图解和(Y+Nb)—Rb图解(据Pearce et al., 1984)Fig.11 Y—Nb diagram and ( Y+Nb ) —Rb diagram ( after Pearce et al., 1984 ) of Renjiatan—Qiaomaishan pluton in Luonan area

所以,任家滩—荞麦山岩体的形成与古元古代末期哥伦比亚超大陆的裂解有关。在～1.8 Ga华北克拉通完成克拉通化后,华北克拉通进入到陆内裂解演化阶段,在1.80～1.75 Ga形成了华北克拉通南缘的熊耳群火山岩系,其岩石类型以火山熔岩为主,偏碱性,具有双峰式分布特征,标志着华北克拉通古元古代末期裂解事件的开始。在约1.72～1.62 Ga,由于华北克拉通的持续裂解,产生的地幔玄武质岩浆上升,并底侵中—下地壳,提供热能促使古老基底物质部分熔融,岩浆上升及分异演化过程中可能同化了部分地壳物质,形成华北克拉通南缘的任家滩—荞麦山岩体以及同期的基性岩墙群、双峰式火山岩和碱性岩。结合区域,在1.68 Ga,华北克拉通仍处于持续的拉张裂解中,因此,任家滩—荞麦山岩体与同期的基性岩墙群、双峰式火山岩和碱性岩组合一起较好地指示陆壳减薄和破裂的地质事件(Lu Songnian et al., 2002;陆松年等,2003),并为哥伦比亚超大陆的裂解提供新的证据(翟明国等,2007;Zhao Taiping et al., 2009;翟明国,2019)。