北山造山带东段芨芨泉岩体地球化学特征、锆石U-Pb年代学及其构造意义

高峰，菅坤坤，李宁，杜彪，赵端昌，易鹏飞

(1.陕西省地质调查中心，陕西 西安 710068;2.长安大学，陕西 西安 710054)

北山造山带位于华北板块、塔里木板块和哈萨克斯坦板块汇聚部位(刘雪亚等，1995；左国朝等，2003；李锦轶等，2009；王国强等，2014)，构造背景复杂，岩浆活动频繁。长期以来，众多学者主要集中对蛇绿岩带的研究，对北山地区构造格局、构造演化及板块缝合线的位置提出了诸多认识(左国朝等，2003；聂凤军等，2002；龚全胜等，2003；何世平等，2005；黄增保等，2006；杨合群等，2010，2012；杨建国等，2012)。然而，对于北山地区除蛇绿岩带之外分布的基性侵入岩的研究报导甚少。近年来，北山地区发现了一系列与基性岩密切相关的金属矿床。例如，红石山南锑金矿(彭海练等，2011)、新金厂金矿(张道忠，2010)、老金厂金矿、鹿咀子锑矿等，对基性侵入体的认识在一定程度上制约了区域找矿工作。因此，对北山地区辉长岩的形成时代、岩石成因的研究具有重要的意义。笔者在1∶5万区域矿产地质调查的基础上，通过对北山造山带东段芨芨泉辉长岩体进行锆石U-Pb同位素年代学、岩石学和岩石地球化学特征研究，探讨其形成时代、岩石成因及构造背景，以期为北山地区的大地构造演化及岩浆岩研究提供重要的参考依据，用以指导区域找矿。

1 区域地质背景

研究区位于北山造山带东段，内蒙古西南侧与甘肃省接壤位置。地质背景较复杂，构造单元划分存在争议。部分学者认为其属于塔里木板块增生带北缘(左国朝等，1990；龚全胜等，2002；何世平等，2002)；另一部分则认为其属于哈萨克斯坦板块的南缘(刘雪亚等，1995；聂凤军等，2002)。笔者沿用杨合群等(2012)的划分方案，以红柳河-牛圈子-洗肠井缝合带为界线，其北侧为哈萨克斯坦板块，南侧为塔里木板块，并将塔里木板块进一步划分为3个三级构造单元，分别为白玉山-方山口-鹰嘴红山早古生代被动边缘带、磁海-红柳园-白山堂晚古生代陆内裂谷带和敦煌地块(图1)。芨芨泉岩体位于磁海-红柳园-白山堂晚古生代陆内裂谷带内。

Ⅰ-1.大南湖-雀儿山-狐狸山早古生代活动边缘带；Ⅰ-2.雅满苏-红石山-黑鹰山晚古生代陆内裂谷带；Ⅰ-3.星星峡-明水-旱山地块；Ⅰ-4.公婆泉-东七一山早古生代活动边缘带；Ⅱ-1.白玉山-方山口-鹰嘴红山早古生代被动边缘带；Ⅱ-2.磁海-红柳园-白山堂晚古生代陆内裂谷带；Ⅱ-3.敦煌地块图1 (a)芨芨泉辉长岩体大地构造位置图及(b)地质简图(据杨合群等，2012)Fig.1 (a) Simplified geological map and (b) tectonic location map of Jijiquan gabbro

研究区出露地层主要为蓟县系平头山组(Jxp)、下石炭统红柳园组(C1h)、下二叠统双堡塘组(P1sh)、中二叠统金塔组(P2j)和上二叠统方山口组(P3f)。平头山组为一套浅海相碳酸盐建造，呈飞来峰压覆于方山口组之上；红柳园组为火山-碎屑岩建造；双堡塘组整体为一套粗碎屑岩，与红柳园组为角度不整合或断层接触；金塔组为火山-碎屑岩建造，与双堡塘组为整合接触；方山口组为碎屑岩建造，夹少量中酸性火山岩。区域上沿磁海-红柳园-白山堂晚古生代陆内裂谷带广泛分布华力西期侵入岩，走向北西—南东向，与区域构造线方向一致，岩石类型基性-中性-酸性均有产出，基性侵入岩呈岩株、岩瘤、岩枝和岩瘤沿音凹峡—金庙井—芨芨泉—白山堂一线分布。芨芨泉岩体位于该岩浆岩带中部，为带内规模最大的基性侵入岩体。区内断裂构造发育，主要为早期北西向逆冲推覆构造和晚期北东向压扭性断裂组。

2 芨芨泉岩体地质及岩相学特征

芨芨泉岩体研究区内出露面积52.43km2，呈岩株、岩枝、岩脉状产出，呈北西—南东向展布，与下石炭统红柳园组为侵入接触关系，界线清晰，平面及剖面均呈不规则弯曲状，产状多直立或向外陡倾，岩体内部见椭圆状、长条状或不规则状围岩捕虏体。捕掳体未见明显的叶理构造，具有被动就位特征。芨芨泉岩体岩性较单一，主要为中细粒辉长岩及少量辉绿岩，岩体中心到边部粒度由粗变细，辉绿岩呈岩脉产出，脉宽2～20m，延伸大于100m，走向北西—南东向。

辉长岩：辉长结构，主要由辉石(30%～50%)和斜长石(40%～60%)组成；副矿物为榍石、磷灰石、锆石及不透明矿物(约5%)。斜长石呈自形-半自形板状为主，发育聚片双晶，大部分表面绢云母化，粒径0.5～4mm；辉石，半自形-他形状产出，粒径及自形程度与斜长石相近，局部发生纤闪石化和绿帘石化。

辉绿岩：岩石整体蚀变较强，辉绿结构，主要矿物组成为辉石(约35%)和斜长石(约60%)；副矿物主要为榍石、锆石及不透明矿物(约5%)。斜长石为半自形板状，双晶纹较宽，多为拉、倍长石，表面分布次生黏土矿物或细小绢云母矿物，整体表面“较脏”，粒径0.3～3mm，常搭成三角形的格架，颗粒状辉石及不透明金属矿物充填其中；辉石呈半自形-他形颗粒状产出，多发生纤闪石化和绿帘石化。

3 分析测试方法

对采集的样品进行主量元素及LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄测定。在进行化学分析前，先在镜下观察薄片以确定样品的适应性。主量由中国冶金地质总局西北地质勘查院测试中心测定，采用XRF 荧光光谱样分析方法，分析精度优于5%。

用常规方法分选出锆石单矿物，然后在双目镜下根据锆石颜色、自形程度、形态、透明度等进行初步分类，挑选出具有代表性的锆石。将锆石样品用双面胶粘在载玻片上，放上PVC 杯，然后将环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC 杯中，待树脂充分固化后将其从载玻片上剥离，打磨和抛光至锆石中心部位暴露，然后拍摄透射光、反射光和阴极发光(CL)图像。最后用体积百分比为3%的HNO3清洗样品制成样品靶备用。LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素测定在西安地质矿产研究所实验测试中心完成。测定时根据可见光、CL 和BSE(背散射电子成像)图像选择合适的测点位置，如避免包裹体、裂隙位置等。详细的分析步骤和数据处理方法见HORN et al.(2000)，YUAN et al.(2004)，用Glitter(4.0 版)程序处理原始数据。年龄加权平均计算及U-Pb 谐和图的绘制采用Isoplot(3.0 版)(LUDWIG, 2003)完成。

4 锆石U-Pb年代学

辉长岩(样品编号为TW02)采样点坐标为N：40°35′01″，E：98°31′47″。用于测试分析的锆石颗粒颜色主要为淡黄色，透明状、金刚光泽，粒径40～160 μm，长宽比为2∶1～4∶1。根据锆石阴极发光图像，可以将锆石划分为2类：一类是不具有继承核的岩浆锆石，另一类是继承锆石或含古老核的锆石(图2)。第一类锆石棱角分明，具有明显的岩浆震荡环带，该类锆石具有较高的Th、U含量，除3个测点Th/U值为0.3～0.36，其余的均介于0.41～0.82，Th/U平均值为0.55，这类锆石的年龄能够代表该期岩浆的结晶年龄(VAVRA et al., 1999;HOSKIN et al., 2003;吴元保等，2004)。第二类锆石核部具有不规则的继承锆石，如测点4、测点9和测点19，代表了岩浆源区或者围岩的年龄，能够为北山地区古老构造岩浆事件提供重要信息。

图2 辉长岩锆石CL图像及U-Pb年龄分析点图Fig.2 CL images of zircons from gabbro, and the points for U-Pb analysis

通过对24颗锆石进行同位素分析，获得了24个年龄数据，分析结果见表1。结合阴极发光图像，将24个年龄值归为2类，即岩浆锆石年龄和继承锆石年龄。根据锆石U-Pb年龄的特点，大于1 000 Ma时采用207Pb/206Pb年龄值，小于1 000 Ma 时采用206Pb/238U年龄值，继承锆石包括3个测点，其年龄值为(454±10) Ma、(2420±35) Ma和(2521±36) Ma。岩浆锆石共21个测点，其中7个测点谐和度很低，明显偏离谐和曲线，考虑给予剔除，其余14个测点206Pb/238U年龄值集中在261～291 Ma，测点均投影在谐和曲线下方及其附近区域(图3a)，表明锆石虽有极少量的铅丢失，但基本处于封闭体系之中，能够代表辉长岩的形成时代，206Pb/238U加权平均年龄为(274.1±5.3) Ma(图3b)，解释为辉长岩的结晶年龄，说明芨芨泉岩体形成于早二叠世。

图3 (a)辉长岩锆石U-Pb年龄谐和图和(b)加权平均年龄图Fig.3 (a)Zircon U-Pb concordia diagram and (b)weighted average age for gabbro

5 岩石地球化学特征

5.1 主量元素特征

芨芨泉岩体地球化学分析结果见表2。岩石SiO2含量为44.36%～46.76%，平均为46.17%，MgO含量为6.47%～6.98%，平均为6.75%，Na2O+K2O含量为3.3%～4.9%，平均为3.95%，所有样品Na2O>K2O，Al2O3和CaO含量较高，分别为16.36%～18.33%和7.9%～10.23%，平均分别为17.6%和9.34%，TiO2含量为0.86%～1.18%，平均为1.0%，与大陆溢流相拉斑玄武岩TiO2的平均含量(TiO2=1.0%，WILSON, 1989)相同。Mg#=50.49～55.78，平均为52.84，明显低于原生岩浆范围(68～75，WILSON, 1989)，TFe2O3的含量为9.87%～12.15%，平均为10.77%。由于所研究的样品遭受了不同程度的蚀变作用，样品烧失量较大，因此，只采用不活动的元素来讨论地球化学特征和岩石成因。利用蚀变过程中不活泼元素(Zr、Ti、Nb、Y)进行岩石分类判别，在Zr/TiO2-Nb/Y 分类图解上(图4a)，所有样品落入安山玄武岩区域，在Ta/Yb-Th/Yb图解中，所有样品落在钙碱性系列区域(图4b)。

表2 辉长岩地球化学分析结果表Tab.2 Element compositions of the Jijiquan gabbro

注：主量元素含量为%；微量元素含量为10-6。

5.2 稀土和微量元素特征

辉长岩样品稀土元素总量较低，变化不大，∑REE=40.78×10-6～59.74×10-6，平均为50.07×10-6，高于N-MORB的39.11×10-6(SUN et al., 1989)，(La/Yb)N值范围为1.3～1.87，平均为1.52，LREE/HREE=2.27～2.91，平均为2.51，轻重稀土元素分异较弱，略富集轻稀土元素。δEu=1.04～1.17，平均为1.09，弱正Eu异常。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图5a)呈近似平坦型。原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5b)，所有样品具有相似的特征，暗示样品具有同源性。岩石相对富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K)和不相容元素(Th、U、Sr)，相对亏损高场强元素(Nb、Ta、P、Zr)，岩石Pb正异常明显，表明岩石可能受地壳物质的混染(SUN et al., 1989)。

图4 (a)辉长岩Zr/TiO2-Nb/Y图解(底图据WINCHESTER et al., 1977)和(b)Th/Yb-Ta/Yb图解Fig.4 (a)Zr/TiO2-Nb/Y and (b) Th/Yb-Ta/Ybdiagrams of the Jijiquan gabbro (After WINCHESTER et al., 1977)

图5 (a)辉长岩球粒陨石标准化稀土配分图和(b)原始地幔标准化微量元素蛛网图 (标准化值据SUN et al., 1989)Fig.5 (a)Chondrite-normalized REE abundances and (b)primitive mantle normalized trace element abundances of the Jijiquan gabbro (Normalizing values after SUN et al., 1989)

6 讨论

6.1 源区性质及岩石成因

RAPP et al.(1995)指出，由玄武质下地壳部分熔融而来的熔体的Mg#一般较低(<40)，而Mg#大于40表明源区有地幔组分的参与或者直接来源于地幔。一般而言，由地幔二辉橄榄岩经20%～30%的部分熔融后形成原生玄武质岩浆的Mg#约为70(PERFIT et al., 1980; HERGT et al., 1989)，芨芨泉辉长岩Mg#为50.49～55.78，平均为52.84，均大于40，这表明其源区有幔源组分的参与。岩浆岩岩石的化学成分中的高场强元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Th以及HREE不易受后期热液蚀变和低于角闪石相的变质作用的影响(WINCHESTER et al., 1997; PEARCE et al., 1973; LEI Wanshan et al., 2016)，因此可用这些元素对岩浆源区进行判别。研究表明，源于软流圈地幔的玄武岩其La/Nb值约<1.5，La/Ta值约<22，岩石圈地幔来源的玄武岩则与之相反(HUANG et al., 2000)。芨芨泉辉长岩La/Nb值为2.27～2.82，平均为2.54，La/Ta值为19.7～33.5，平均为24.3，指示该辉长岩源区为岩石圈地幔，在Nb-Zr图解上(图6a)，所有样品落在亏损型地幔区域，表明岩浆起源于亏损地幔。

图6 (a)辉长岩Zr-Nb图解和(b)Ti/100-Zr-Y×3图解 (a.底图据LE Roex et al., 1983; b.底图据PEARCE et al., 1973)Fig.6 (a)Zr-Nb and (b)Ti/100-Zr-Y×3 diagram of the Jijiquan gabbro

通常，幔源岩浆侵入地壳过程中会不同程度受到地壳物质的影响，而地壳物质的加入使岩石富集LREE和LILE，亏损Ti、Nb 和Ta(RUDNICK et al., 2003)，同时会使La/Nb、Zr/Nb值升高，Ce/Pb值降低。因此，元素之间含量比值及元素比值之间相关关系(Ce/Pb、Nb/U) 可以准确验证同化混染作用是否存在(姜常义等，2015)。地壳中Ce/Pb<15，而典型地幔Ce/Pb=25±5(HOFMANN, 1986)，芨芨泉辉长岩Ce/Pb为3.4～9.13，显示岩体受到同化混染作用。Nb/U值可作为判别地壳混染的标志之一(TAYLOR et al., 1985；邓晋福等，2015)，洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩Nb/U值为47±10，而大陆地壳和原始地幔Nb/U平均值分别为8.93和33.59，芨芨泉辉长岩Nb/U为4.17～6.33，平均为5.28，与大陆地壳较为相近，远离原始地幔平均值，反映岩浆上升过程中有地壳物质的混入。芨芨泉辉长岩Nb/Ta值为8.0～12.5，平均为9.53，Zr/Hf值为30.67～33.15，平均为31.81，分别与大陆地壳值(Nb/Ta=11，Zr/Hf=33；据TAYLOR et al.,1985)接近，而低于洋中脊玄武岩值(Nb/Ta=17.7，Zr/Hf=36.1)(据SUN et al., 1989)，表明岩浆在上升过程中可能受到地壳物质的混染。综合主量、微量元素特征，表明芨芨泉辉长岩源于亏损地幔的部分熔融，在上升过程中明显受到地壳物质的混染。

6.2 构造地质背景探讨

尽管前人对北山地区古洋盆的位置有不同的观点(左国朝等，1990；徐学义等，2008，2009)，但对洋盆开始裂解时限的认识基本一致。大量研究表明，北山地区古大陆自震旦纪开始有裂解前兆，至少到晚奥陶世洋盆已经形成(左国朝等，2003；龚全胜等，2002；杨合群等，2008，2012；陈超等，2017)。

北山南带洋盆闭合的时限存在泥盆纪、石炭纪、二叠纪3种不同的认识：左国朝等(1990)认为，不整合在早古生代地层之上的泥盆系海陆相粗碎屑岩磨拉石建造标志着碰撞造山和洋盆闭合；何世平等(2005)认为，石炭纪末洋盆闭合，哈萨克斯坦板块和塔里木板块相互靠拢，形成新的统一大陆，北山地区自此进入板内演化阶段；刘雪亚等(1995)认为，在早二叠世之前，随着北山南带及南天山古洋盆的封闭，敦煌地块北缘的安北-旧寺墩构造带与北山造山带前缘的柳园-大奇山地体碰撞，导致塔里木板块、哈萨克斯坦板块和西伯利亚板块最终拼接。结合北山南带发育大量后碰撞阶段花岗岩类，时代集中在304～266 Ma(冯继承等，2012；张文等，2011；易鹏飞等，2017)。综上所述，早二叠世北山南带洋盆已经闭合，区内转入板内演化阶段。

大量研究表明，北山南带晚古生代为板内裂谷环境，区内晚石炭世可能存在裂谷回返碰撞，导致石炭系与下二叠统之间的角度不整合接触，早二叠世裂谷再次拉开，并在中二叠世达到鼎盛(赵泽辉等，2006；姜常义等，2006；何世平等，2005；左国朝等，1990)，产生大量伸展背景的幔源岩浆活动，如区内出露的二叠纪双峰式火山岩，以及大量的辉长岩和辉绿岩，表明北山南带二叠纪整体处于伸展拉伸的构造背景，芨芨泉辉长岩的被动就位特征也支持这一观点。在TiO2-Zr-3×Y构造环境判别图解中(图6b)，所有样品落在板内区域。综合岩体主、微量元素特征及区域构造演化，表明芨芨泉辉长岩形成于早二叠世板内伸展构造背景。

7 结论

(1)北山地区芨芨泉辉长岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(274.1±5.3) Ma，代表了辉长岩的形成年龄，时代为早二叠世。

(2)岩石地球化学特征表明辉长岩源于亏损地幔的部分熔融，在上升侵位过程中发生明显的地壳混染。

(3)结合区域构造背景及岩体主、微量元素特征综合分析，芨芨泉辉长岩形成于板内伸展的构造背景。

致谢：本文在撰写过程中得到了崔继岗高级工程师的精心指导，审稿专家提出了诸多宝贵且中肯的意见，在此一并表示衷心的感谢!