太行山南段平顺杂岩体成因: 岩石学、年代学和地球化学证据

张海东, 刘建朝, 陈正乐, 陈柏林, 彭素霞, 门文辉

(1.长安大学 资源学院, 陕西 西安 710054; 2.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081)

太行山南段平顺杂岩体成因: 岩石学、年代学和地球化学证据

张海东1, 刘建朝1, 陈正乐2, 陈柏林2, 彭素霞1, 门文辉1

(1.长安大学 资源学院, 陕西 西安 710054; 2.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081)

太行山南段平顺杂岩体主要由橄榄角闪辉长岩, 角闪辉长-闪长岩和闪长岩组成, 锆石 SHRIMP U-Pb 测年显示,橄榄角闪辉长岩体和闪长岩体年龄分别为 123.4±1.7 Ma 和 125.3±2.3 Ma, 说明岩体形成于早白垩世。平顺杂岩体 SiO2含量介于 42.82%~63.54%之间, 以高 Mg#, 富 Na, 高 Sr、Cr、Ni, 以及富集 LILE、LREE, 亏损 HFSE、HREE 为特点, 并具有相对低的87Sr/86Sr 初始比值和明显偏低的 εNd(125 Ma)值, 表明岩浆具有壳幔双重属性。结合辉长岩中地幔包体已有的研究成果, 认为辉长岩是由富硅流体交代的亏损地幔橄榄岩经低程度部分熔融形成; 高 Mg 闪长岩起源于下地壳部分熔融, 并与一定规模的幔源岩浆发生混合; 角闪辉长-闪长岩形成于辉长质岩浆与高 Mg 闪长质岩浆的混合作用。

平顺杂岩体; 太行山南段; 岩石成因; 锆石 U-Pb 年龄; 华北克拉通

华北克拉通作为地球上被强烈改造最为典型古老的克拉通之一, 一直是国内外地质学者研究的热点地区(Menzies et al., 1993; 邓晋福等, 1996; Griffin et al., 1998; 郑建平, 1999; Xu, 2001; Gao et al., 2002, 2004; Guo et al., 2003;吴福元等, 2003, 2006, 2008; Xu, 2007)。在华北克拉通东部, 奥陶纪含金刚石金伯利岩中的古生代亏损地幔包体(Gao et al., 2002)和新生代碱性玄武岩中富集地幔包体(吴福元等, 2006; Gao et al., 2002)的研究已经揭示在显生宙约 120 km厚的岩石圈地幔发生了丢失, 古老亏损的岩石圈地幔已被新的富集地幔所替代(Gao et al., 2002, 2004, 2008; Menzies et al., 1993, 2007; Zheng et al., 2007; Wu et al., 2005; Xu, 2001; 郑建平, 1999; Griffin et al., 1998)。自 Menzies 于 1993 年首先明确提出华北约 100 km 厚度的岩石圈在显生宙被丢失的认识以来, 国内外学者分别从地幔包体、构造地质学、岩浆岩的岩石学和地球化学以及地球物理学等方面,对克拉通破坏过程进行了较深入研究, 一致认为华北克拉通不仅岩石圈厚度发生减薄, 而且岩石圈性质和热状态发生了根本改变, 或者说岩石圈发生了破坏(郑建平, 1999; Gao et al., 2002; Zheng et al., 2007), 但对其发生的时间、范围和机制仍存在一些争议(Gao et al., 2002, 2004, 2008; Menzies et al., 2007; Zheng et al., 2007; 吴福元等, 2003; Xu, 2001; Menzies and Xu, 1998)。存在上述争论主要原因是缺乏对中生代地幔属性的了解, 特别是缺乏对华北克拉通东西部地壳厚度陡变带(中部造山带)岩石圈地幔属性及其深部 作 用 过 程的认识(Xu et al., 2010a, b)。鉴于此, 本文基于最新获得的太行山南段平顺杂岩体的锆石 SHRIMP U-Pb 年龄和岩石地球化学数据, 并结合 Xu et al. (2010a)对辉长岩体中地幔橄榄岩包体的研究成果, 对平顺杂岩体的岩石成因和中生代地幔属性特征进行探讨, 为了解华北克拉通破坏提供依据。

1 区域地质背景及岩石学特征

华北克拉通主要由三个构造单元组成, 分别为东、西两个太古宙陆核和一个位于二者之间的古元古代中部造山带(Zhao et al., 2000, 2001)(图 1a)。华北克拉通最早的地壳形成于 3.8~4.0 Ga, 并广泛发育 2.5 Ga 岩浆与变质作用。东西两太古宙陆核约在1.85 Ga 发生俯冲、碰撞和拼合, 并最终完成克拉通化(Zhao et al., 2001)。此后, 华北进入稳定的盖层演化阶段, 形成了以碳酸盐岩为主的沉积盖层。中奥陶世在蒙阴和复县两地发育含金刚石的金伯利岩(Zhao et al., 2001); 晚古生代末期-中生代初期, 南部扬子板块与华北克拉通发生拼合, 形成大别-苏鲁造山带, 但该时期华北克拉通内部的岩浆活动仍然相对有限, 仅在北缘发育一些碱性岩浆活动(Xu et al., 2006); 侏罗纪-早白垩世期间, 太平洋板块向西俯冲, 华北东缘发育有大量的钙碱性岩浆活动 ,成为东亚活动大陆边缘的一部分。大约从 100 Ma开始, 华北地区不再发育钙碱性岩浆活动, 取而代之的是碱性玄武岩浆活动。

图 1 南太行山平顺地区地质简图(据 Xu et al., 2010a)Fig.1 Sketch regional geological map of the Pingshun area in the southern Taihang Mountains

太行山南段位于华北克拉通中部造山带上(图1a), 区内出露的地层主要为寒武系和中、下奥陶统。区内中生代岩浆活动强烈, 包括邯郸-邢台地区的符山岩体、固镇岩体、矿山岩体和洪山岩体, 安阳地区的东冶岩体和长治地区的平顺杂岩体 (图 1b)。这些岩体主要岩石类型为角闪辉长岩、角闪闪长岩、闪长岩、二长岩、正长岩等。

平顺杂岩体在平面上呈南北向串珠状分布, 由橄榄角闪辉长岩、角闪辉长-闪长岩、闪长岩、二长岩以及少量的石英闪长岩组成。橄榄角闪辉长岩体呈透镜状分布在闪长岩体中, 并在二者之间分布了一定规模的角闪辉长-闪长岩体(图 1c), 三者间呈接触渐变关系。石英闪长岩没有大面积出露, 只在局部可见。

橄榄角闪辉长岩呈黑色-深黑绿色, 自形-半自形中粒辉长结构, 块状构造, 发育典型的球形风化,主 要 组 成 矿 物 有 斜 长 石 (28%~48%)、 单 斜 辉 石(15%~25%)、普通角闪石(10%~25%)、橄榄石(5%)和黑云母(2%~5%), 副矿物有磁铁矿、尖晶石、锆石等。橄榄石和单斜辉石晶体常发育由细小角闪石和黑云母组成的反应边(图 2a, b)。单斜辉石呈它形, 分布在斜长石晶体间空隙中(图 2a)。

角闪辉长-闪长岩呈灰绿色, 自形-半自形中粗粒结 构, 块 状 构造 , 主 要组 成矿 物有 普通 角闪 石(50%~75%)、斜长石(20%~40%)、单斜辉石(1%)和黑云母(1%), 副矿物为锆石、磁铁矿等。角闪石晶体粗大, 个别长可达 1.5 cm, 自形程度好, 发育典型的筛子变晶结构, 可见斜长石残晶被包裹于自形角闪石晶体中现象(图 2c)。

闪长岩-二长岩呈深灰色-浅灰色, 半自形粒状结 构 , 块 状 构 造 , 主 要 组 成 矿 物 为 斜 长 石 (50%~ 70%)、普通角闪石(20%~40%)、正长石(3%~20%)和石英(2%~10%), 副矿物有磷灰石、榍石、磁铁矿等(图 2d)。斜长石自形程度较好, 个别晶体具有特殊环带 结 构 , 核 部 蚀变 强 , 幔 部蚀 变 弱 , 且 核幔 间存 在明显 的分界 (图 2e), 经 电子探 针分析显 示, 核部An=56~91, 幔部 An=0~27(数据未发表, 图 2e)。角闪石呈中粒自形-半自形, 也可见明显的环带结构(图 2d)。

石英闪长岩呈灰色, 半自形-它形粒状结构, 主要 组 成 矿 物 有 斜 长 石 (40%~50%)、 普 通 角 闪 石(20%~30%)、石英(5%~20%)和钾长石(3%~8%), 副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石等。斜长石呈自形粒状结构, 整体蚀变程度较高, 但晶体边缘却没有发生蚀变(图 2d)。角闪石呈长柱状, 自形-半自形, 可见黑云母、绿泥石蚀变。石英呈它形粒状, 分布在斜长石和角闪石晶体间空隙内(图 2f)。

2 样品采集及分析方法

为了尽可能避免风化和蚀变作用对样品地球化学数据的影响, 本文所分析的 46 件岩石样品均采自于平顺杂岩体内部, 远离矽卡岩型铁矿体。

通过人工重砂法从新鲜岩石样品中分选出锆石,然后在双目镜下挑选无裂隙、无包体、透明干净自形的锆石颗粒, 并与标样锆石 TEM 一起镶嵌于树脂中, 打磨抛光并镀金。锆石测年在中国地质科学院地质研究所离子探针中心完成。分析流程见文献(Compston et al., 1984; Williams and Claesson, 1987)。标样锆石 TEM(t=417 Ma)用于元素间分馏校正。U、Th 和 Pb 含量的测定用标准斯里兰卡锆石SL13(U=238×10-6, t=572 Ma)校正。数据处理采用ISOPLOT 程序进行计算。主量元素和 Pb 同位素含量测试在中国科学院广州地球化学研究所完成, 主量元素采用 XRF 测试, Pb 同位素采用 MAT262 TIMS测试。微量元素和稀土元素在长安大学地质测试中心采用 ICP-MS(USA Thermo Electron Co. X7 型)测试。Sr-Nd 同位素在西北大学大陆动力学国家重点实验室采用 AG50W-8 测试, Sr 同位素测试结 果 用86Sr/88Sr=0.1194 的内检样品进行校正, Nd 同位素测试结果用146Nd/144Nd=0.7219 的内检样品进行校正,直到误差在测试精度范围之内为止。

3 分析结果

3.1 锆石 SHRIMP U-Pb 定年

分别选择平顺杂岩体中未发生蚀变的橄榄角闪辉长 岩 (LG01)和闪 长 岩(B035)开 展锆 石 SHRIMP U-Pb 年龄测试, 测试结果见表 1。

两件岩石样品挑选出的锆石多为透明无色-浅黄色, 呈长柱状、短柱状自形-半自形晶体, 晶粒大小介于 70~140 μm 之间。在锆石阴极发光图像上(图3a, b), 锆石长宽比值变化于 2∶1~3.5∶1, 典型岩浆锆石的韵律环带不发育。锆石的 Th/U 比值(LG01: Th/U=1.03~1.92, 平均为 1.42, 9 个点; B035: Th/U= 1.41~1.93, 平均为 1.62, 8 个点)和 Th-U 较好的线性正相关性(图 3c、d), 显示岩浆成因锆石的特点。所以, 锆石形成的时间可以代表岩体的形成年龄。

在 U-Pb 图解(图 3e, f)中, 样品 LG01 中锆石的 8个分析点206Pb/238U 年龄变化于 121.5~128.3 Ma, 在谐和曲线图上数据成群分布, 给出了 123.4±1.7 Ma (MSWD=1.10)的206Pb/238U 的加权平均年龄(图 3e),代表了橄榄角闪辉长岩的形成时代。样品 B035 的锆石 9 个分析点206Pb/238U 年龄为 120.4~128.8 Ma, 在谐和曲线图上也成群出现, 给出了206Pb/238U 的加权平均年龄为 125.5±2.3 Ma(MSWD=0.58)(图 3f), 代表了闪长岩的形成年代。

图 2 平顺杂岩体典型显微照片Fig.2 Photomicrographs showing typical textures of the Pingshun complexes

表 1 平顺杂岩体样品锆石 SHRIMP U-Pb 年龄分析结果表Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating results of the Pingshun complexes

3.2 主量和微量元素

岩石样品的主量元素和微量元素测试结果见表2。平顺杂岩体 SiO2=42.82%~63.54%、Al2O3=11.91%~ 19.15%(橄榄角闪辉长岩为 11.91%~16.54%)、MgO= 1.20%~14.57%、Fe2O3=2.40%~15.03%、CaO=3.13%~ 11.94%、Cr=17.61×10-6~911.0×10-6和 Ni=11.61×10-6~ 338.2×10-6(表 2)。在主量、微量元素哈克图解(图 4)上, 随着 SiO2含量的增加, 主量元素 MgO、Fe2O3、CaO 和 TiO2含量及 CaO/Al2O3比值表现为迅速减少的趋势(图 4a~c, f, e); 而 Al2O3和 K2O 含量却表现为增加的趋势(图 4d, g); 微量元素 Sr 和 Ba 整体显示微弱的正相关(图 4i, j), 而 Cr、Ni 显示微弱的负相关或相关性不好(图 4k, l)。

平顺杂岩体岩石样品 REE 元素总量为 59.54× 10-6~139.14×10-6, 在稀土元素球粒陨石标准化图解上(图 5), 样品表现出相似的 LREE 富集, HREE 亏损(LREE/HREE=4.31~10.94, LaN/YbN=3.53~14.49), 轻、重 稀 土 元 素 分 异 程 度 不 明 显 (LaN/SmN∶ GdN/YbN= (1.04~4.91)∶(1.85~2.63)), 以及微弱正 Eu 异常(Eu/ Eu*=0.88~1.42, 平均为 1.16)等特征(表 2, 图 5)。在微量元素蛛网图中(图 5), 岩石样品表现出相似的变化趋势, 富集大离子亲石元素(Sr、Ba、K)和 LREE,亏损高场强元素(Nb、Ta、Th 和 U), 但是高场强元素 Ti却表现出了强烈富集的特征。另外, 平顺杂岩体还具有高 Sr(311.1×10-6~1561.0×10-6)、低 Y(8.81× 10-6~23.52×10-6)和 Yb(1.13×10-6~2.50×10-6), 以 及高 Sr/Y 比值(22.73~105.47)的特征, 这与来自于岛弧的埃达克岩和 TTG 岩石相似。

3.3 Sr-Nd、Pb 同位素

岩石样品的 Sr-Nd 和 Pb 同位素分析结果见表 3。除样品 B035 具有相对高的 Sr、Nd 同位素比值(ISr(125 Ma)=0.7075、εNd(125 Ma)=-9.61), 其他样品Sr、Nd 同位素组成相近(ISr(125 Ma)=0.7053~ 0.7066、εNd(125 Ma)=-12.13~-17.01)。在图87Sr/86Sr (125 Ma) -εNd(125 Ma)中(图 6), 大部分样品分布在 EMI 和华北下地壳之间, 并靠近 EMI, 显示与 EMI 相类似的特征, 而 B035 样品分布在 EMII 和华北中上地壳之间, 相似于徐淮榴辉岩捕掳体。平顺杂岩体 Sr-Nd同位素组成相似于华北克拉通内部太行山中生代辉长岩、济南辉长岩的同位素组成(Fan et al., 2001; Zhang et al., 2004), 较华北克拉通周缘造山带地区(大别、方城等地区)中生代火山岩具有高 εNd(t)和低87Sr/86Sr 比值(Jahn et al., 1999; Fan et al., 2009; Zhang et al., 2002)。平顺杂岩体(206Pb/204Pb)i=17.061~18.538, (207Pb/204Pb)i=15.354~15.602, (208Pb/204Pb)i=37.184~38.502,比邯邢岩体 Pb 同位素组成略高(陈斌等, 2005)。在 Pb 同位素图解中(图 7a, b), 橄榄角闪辉长岩分布在 EMI 和华北下地壳之间, 并靠近 EMI; 闪长岩分布在 EMI 和 EMII 之间, 靠近 EMI, 也显示与 EMI相类似的特征。

图 3 平顺杂岩体橄榄角闪辉长岩(LG01)和闪长岩(B035)中锆石阴极发光图(a, b)、Th-U 含量变化曲线图(c, d)和锆石SHRIMP U-Pb 年龄谐和曲线图(e, f)Fig.3 CL images (a, b), Th-U contents (c, d) and zircon SHRIMP U-Pb concordia diagrams (e, f) for the zircons from the olivine hornblende gabbro (LG01) and diorite (B035) of the Pingshun complexes

4 讨 论

4.1 岩体形成时代

平顺杂岩体年代学研究较为薄弱, 过去获得的多为单矿物 K-Ar 和全岩 Rb-Sr 年龄数据(135~238 Ma),这与区域内同时代岩体获得的高精度锆石 U-Pb 年龄数据(符山岩体 126~138 Ma, 洪山岩体 135 Ma) (陈斌等, 2005; 彭头平等, 2004)相差近 100 多个百万年。最近, 王春光等(2011)获得了橄榄角闪辉长岩的锆石 LA-ICP-MS U-Pb 年龄为 125±2.3 Ma, 这一结果与太行山其他地区中生代岩浆岩形成年龄相近。本文获得平顺橄榄角闪辉长岩和闪长岩锆石SHRIMP U-Pb 年龄分别为 123±1.7 Ma 和 125±2.3 Ma。这一测试结果表明辉长岩和闪长岩是近同时形成的, 可能前期岩浆还没有固结, 后期岩浆就已经再次侵位, 随后二者进一步发生混合, 这可以很好地解释为什么辉长岩呈透镜状被包裹于闪长岩中,并且在二者之间发育角闪辉长-闪长岩的地质现象。同时, 这一结论也得到了闪长岩体内含有大量基性岩包体及橄榄辉长岩中出现了具有特殊环带结构的斜长石(图 2e)等地质现象的证实。

表 2 平顺杂岩体样品主量元素(%)、微量元素和稀土元素(×10-6)含量分析表Table 2 Major element (%), trace element and rare earth element compositions (×10-6) of the Pingshun complexes

续表 2:

续表 2:

太行山南段符山高 Mg闪长岩的形成时代为125±1.0 Ma(Xu et al., 2010a), 东冶辉长岩的形成时代为 125.2±4.5 Ma(Wang et al., 2006), 东冶闪长岩的形成时代为 125.9±0.9 Ma(彭头平等, 2004)。太行山北段地区王安镇基性岩的形成时代介于 138~129 Ma之间(陈斌等, 2005)。这说明平顺杂岩体形成年龄(123~125 Ma)与太行山其他地区、乃至整个华北地区的岩浆活动的年龄相近, 都发生在早白垩世, 说明它们是同一次大地构造岩浆活动事件的产物。

4.2 结晶分异与地壳混染

平顺杂岩体整体具有高 Mg#值、Cr、Ni含量, 及低 HREE和 Y的特征, 说明岩浆很可能起源于地幔。地幔岩浆在上升侵位过程中势必会发生结晶分异和地壳混染, 或者说结晶分异和地壳混染可能在岩浆演化的过程中扮演了重要角色。

平顺杂岩体中 MgO 和 Fe2O3与 SiO2含量具有明显的负相关关系(图 4a, b), 指示存在橄榄石的结晶分异; CaO、Al2O3含量和 CaO/Al2O3比值与 SiO2含量间关系(图 4c~e)显示存在单斜辉石的结晶分异; TiO2与 SiO2呈较明显线性负相关(图 4f), 指示含钛氧化物发生了结晶分异, 而图 5 中 Ti富集可能指示岩浆源区的性质; P2O5与 SiO2间关系不明显(图 4h),可能指示磷灰石没有发生结晶分异或结晶分异不明显。Sr、Ba 主要存在于斜长石内, Sr、Ba 与 SiO2的线性正相关(图 4i, j), 以及微弱的 Eu 正异常(图 5)均表示斜长石结晶分异作用不明显。平顺杂岩体的地球化学特征显示在岩浆演化过程中主要存在橄榄石、单斜辉石、含钛氧化物的结晶分异, 斜长石结晶分异作用不明显的特征。然而, 这样的结晶分异作用很难解释平顺杂岩体具有高 Mg#、Cr和亲地壳的同位素组成特征(图 6, 7)。所以, 平顺杂岩体在岩浆演化的过程中势必有地壳物质的加入, 可能是岩浆在上升的过程中有地壳物质加入, 也可能在岩浆源区本身就含有地壳物质。

平顺杂岩体以高 Mg#(0.37~0.82, 平均值 0.63), 富Na(Na2O/K2O=1.0~120.4)、高 Sr(311.1×10-6~1561× 10-6)、Cr(17.61×10-6~911×10-6)、Ni(11.61×10-6~388.2× 10-6)为特征, 明显高于华北克拉通上部陆壳物质的平均值(Rudniek and Fountain, 1995) , 可排除岩浆起源于上地壳或受到上地壳物质混染的可能性。在图6a 中平顺杂岩体样品(除样品 B035 外)均远离地幔岩浆与中上地壳演化趋势线(图 6a 中曲线 1), 也佐证了这一推测。

图 4 主量元素、微量元素与 SiO2含量变化曲线图Fig.4 Plots of the major and trace element concentrations versus SiO2contents

图 5 平顺杂岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图和微量元素原始地幔标准化蛛网图(球粒陨石标准化值据 Taylor and Mclennan, 1985; 原始地幔标准化值据 Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for the Pingshun complexes

在图 6 中, 大多数样品(除样品 B035 外)都落入地幔岩浆与华北下地壳的演化曲线范围内, 指示可能有>40%的下地壳加入地幔岩浆(图 6a 中曲线 2, 6b中曲线 1)。另外, 平顺杂岩体中继承锆石也证明存在下地壳物质混染。但是, 如此大规模的下地壳物质进入地幔岩浆, 势必会改变岩浆的地球化学属性,这与平顺杂岩体存在基性岩, 以及高 MgO等特征不符。Depaolo (1981)认为岩浆经过复杂的 AFC 演化, 会形成 SiO2与87Sr/86Sr、εNd(125 Ma)呈线性正相关, 与206Pb/204Pb 线性负相关的特征。然而这些特征在平顺杂岩体中并未呈现(图 8), 可见该杂岩体演化不仅仅是 AFC 过程, 可能岩浆源区本身就含有下地壳物质。

4.3 岩浆起源及成因模式

4.3.1 辉长质岩浆起源

华北地区下地壳主要由古生代麻粒岩和榴辉岩组成(Zhou et al., 2002), 可能是平顺杂岩体岩浆形成的源区。平顺杂岩体相比下地壳麻粒岩(87Sr/86Sr=0.7060~0.7200, εNd(t)=-32~-44)具有低的87Sr/86Sr(0.7054~0.7076)和 高 的 εNd(t)(-17.01~-9.61),且不具有麻粒岩典型的 Th-U 亏损槽。这说平顺杂岩体不可能起源于部分熔融的麻粒岩下地壳。Klemme et al. (2002)认为来自于部分熔融下地壳榴辉岩的岩浆具有如下特征, 当 MgO 介于 9%~11%时, Al2O3含量通常会大于 17.0%, 这与橄榄辉长岩的 地 球 化 学 特 征 (Al2O3=11.91%~16.54%, MgO= 6.79%~14.57%)不 符 , 可见 平 顺 辉长 岩 也 不 可 能 起源于下地壳榴辉岩的部分熔融。在图 9 中, 平顺杂岩体样品分布于地幔与俯冲板片流体/熔体混合趋势范围内, 指示其为地幔岩浆与俯冲板片熔体相互混合的产物; 其中 B015、B036 辉长岩样品落入Kitakami 高 Mg 安山岩范围内, 代表熔体-地幔橄榄岩相互作用的产物。

表 3 平顺杂岩体样品 Sr-Nd-Pb 同位素分析结果Table 3 Sr-Nd-Pb isotoptic data of the Pingshun complexes

图 6 平顺杂岩体 Sr-Nd 同位素图解Fig.6 Sr vs. Nd isotope diagrams of the Pingshun complexes

图 7 平顺杂岩体 Pb 同位素相关图解Fig.7 Pb isotopic compositions of the Pingshun complexes

图 8 平顺杂岩体 SiO2与87Sr/86Sr(a)、εNd(125 Ma)(b)和206Pb/204Pb(c)图解Fig.8 SiO2vs.87Sr/87Sr (a), εNd(125 Ma) (b) and206Pb/204Pb (c) diagrams for the Pingshun complexes

B015、B036 两个辉长岩样品高 Mg#、Ni、Cr, 和低 Fe2O3、TiO2的特征指示其可能来源于亏损地幔。这一结论得到了在橄榄角闪辉长岩体中发现了古老亏损地幔橄榄岩包体的证实(Xu et al., 2010b)。同时,这两个样品还具 有 高硅的特征(SiO2=49.15%~ 49.74%), 可能说明亏损地幔橄榄岩受到富硅流体交代。高温熔融实验结果表明亏损地幔橄榄岩在含水和不含水的条件下, 可以发生低程度的部分熔融形成高 Mg#的岩浆(Hirose, 1997)。橄榄角闪辉长岩中含少量角闪石、黑云母, 和具有黑云母反应边的单斜辉石捕掳晶(图 2b)等地质现象, 可能指示亏损地幔橄榄岩是在含水的条件下进行部分熔融。在(Ta/La)N-(Hf/Sm)N图解中(图 10), 辉长岩样品均投入与俯冲带有关的流体交代区域内, 证明源区存在富硅流体交代。同时, Xu et al. (2010b)对平顺辉长岩体中地幔橄榄岩包体进行了详细研究, 认为纯橄岩地幔包体受到富硅流体强烈改造, 以致于寄主岩(辉长岩)具有富 Mg 高 Si的特征。由此可见, 亏损地幔橄榄岩受到富硅流体改造事实已比较清晰, 但关于富硅流体的形成机制还存在一些疑问, 是形成于俯冲洋壳, 还是拆沉下地壳(Chen et al., 2004; Gao et al., 2004)？

图 9 平顺杂岩体 Cr-Ni图解Fig.9 Plot of Cr and Ni for the Pingshun complexes

图 10 橄榄角闪辉长岩(Ta/La)N-(Hf/Sm)N图解Fig.10 (Hf/Sm)Nvs. (Ta/La)Ndiagram for the olivine hornblende gabbro

目前最新研究成果显示, 与华北克拉通有关的俯冲作用主要包括: ~100 Ma 开始向西俯冲古太平洋板块(Engebretson et al., 1985)、显生宙向南俯冲的蒙古-鄂霍次克洋板块(Wu et al., 2000)和三叠纪与华北板块俯冲-碰撞的扬子地台(吴福元等, 2008)。考虑到南太行山地区远离古太平洋、蒙古-鄂霍次克洋和大别-苏鲁造山带的情况, 它们的俯冲作用不可能影响到太行山地区(Wang et al., 2006), 所以富硅流体不可能来源于俯冲板片的部分熔融。那么富硅流体是来源于拆沉下地壳吗？Xu et al. (2010b)获得 平 顺 辉长 岩 体 中 纯橄 榄岩 地幔 包体 εNd(t)值为-15.4~-23.6, 显 示 它们 经历 了下 地 壳物 质熔 融熔 体的改造。这一结论同时也得到了在闪长岩样品中存在大量太古宙和古元古代继承/捕掳锆石(锆石 U-Pb年龄为 2526~2453 Ma, 王春光等, 2011)的佐证。

4.3.2 闪长质岩浆起源

平顺角闪辉长-闪长岩、闪长岩和石英闪长岩整体具有高 Mg#、Cr、Ni、Sr、Ba, 和低 HREE 和 Y的特征。高 Sr、Ba 及微弱 Eu 正异常特征指示斜长石没有发生明显的结晶分异作用; 而低 HREE 和 Y的特征指示岩浆部分熔融是在石榴子石稳定域内发生, 这些地球化学特征与埃达克岩和 TTG 岩石相似,可能说明下地壳榴辉岩部分熔融对岩浆形成具有重要的贡献, 样品 B035 在图 6 中靠近徐淮榴辉岩包体,可能说明源区有部分熔融榴辉岩熔体的加入。而岩体高 Mg#、Cr、Ni的特征指示有地幔岩浆注入。

这种兼具地幔和地壳双重属性的岩石是由什么地质作用形成？关于这一问题的认识, 目前存在很大争议。第一种观点认为该类岩石起源于富集型的岩石 圈地 幔, 并 受到 了 陆 壳 物质 的混 染 (陈斌 等 , 2005; Chen et al., 2004); 第二种观点认为岩浆起源于受古元古代造山带根部陆壳物质改造的岩石圈地幔的部分熔融(Wang et al., 2006); 第三种观点认为该类岩石是两种性质不同岩浆的混合产物, 这两种岩浆分别起源于深部陆壳和岩石圈地幔部分熔融(Chen et al., 2008)。对于这三种观点, 哪种认识最接近事实？闪长岩中具有特殊环带结构斜长石的核部(An＞81)代 表 幔 源 岩 浆 早 期 结 晶 的 产 物 , 而 幔 部(An<27)代表晚期酸性岩浆重结晶作用的产物, 这种结构被视为壳幔岩浆混合的最直接证据。另外, Chen et al. (2013)对华北板块中生代高 Mg 闪长岩岩相学、岩石地球化学和同位素地球化学的详细研究,认为该类岩石是由壳幔岩浆混合而形成。

4.3.3 杂岩体各岩相间形成关系

在图 4~7 中, 无论是主量元素、微量元素, 还是同位素, 角闪辉长-闪长岩均分布于橄榄角闪辉长岩和闪长岩之间, 结合它们之间的空间展布关系,可以说明角闪辉长-闪长岩是由辉长质岩浆和闪长质岩浆混合形成。这一结论得到了以下几个方面的支持: ①橄榄石、辉石晶体外围发育黑云母、角闪石蚀变边; ②辉长岩和闪长岩的锆石 U-Pb 年龄相近,说明它们的侵位间隔较短, 是在前期岩浆还没有固结的前提下, 后期岩浆即发生侵位, 使得两种岩浆能够充分相互作用, 使得形成一定规模角闪辉长-闪长岩成为可能(刘建朝等, 2009)。

4.3.4 成因模式

基于以上分析, 本文对平顺杂岩体形成提出了一个新的模式: 约在 1.85 Ga 华北东西部完成了块体间的俯冲、碰撞和拼接过程, 岩石圈增厚, 形成了以下地壳为榴辉岩特征的中部造山带(Gao et al., 2009), 之后趋于稳定。早白垩世, 古太平洋板块向欧亚大陆发生斜向俯冲, 诱发软流圈物质上涌, 在太行山地区形成弧后伸展环境。由于中部造山带下部地壳榴辉岩密度明显大于岩石圈地幔(Anderson, 2005), 所以其在重力和软流圈上涌扰动的双重作用下很容易发生拆沉作用。冷的、刚性下地壳掉入软流圈内, 一方面拆沉下来的下地壳进一步诱发软流圈上涌, 其所携带的热使下地壳物 质发 生部分 熔融, 形 成 壳源 岩浆; 另一 方面高温、富挥发份的软流圈使拆沉下来的下地壳物质发生部分熔融, 形成富硅流体/熔体, 交代上覆亏损地幔橄榄岩, 使其发生部分熔融形成幔源岩浆, 并沿着深大断裂在快速上升过程中捕获了上地幔橄榄岩, 并与之进一步发生反应(Morgan and Liang, 2005), 使地幔橄榄岩(方辉橄榄岩和二辉橄榄 岩 )改 造 为纯 橄岩 , 最 终演 化为 辉长 岩母 岩浆 ;其与上覆壳源岩浆发生混合形成高 Mg闪长质岩浆。约在 125 Ma, 高 Mg 闪长质岩浆和辉长质岩浆先后发生侵位和相互作用, 并在二者的接触部位形成一定规模的角闪辉长-闪长岩。

4.4 平顺杂岩体形成的构造背景

平顺杂岩体形成于 123~125 Ma, 这与华北克拉通乃至中国东部中生代发生的一次最强烈构造岩浆事件相吻合(Xu et al., 2004; Wu et al., 2005), 它们应该是一个共同构造背景下形成的产物。关于这一次早白垩世构造岩浆事件的地球动力学背景存在的主要观点有: 印度与欧亚板块的碰撞(Menzies and Xu, 1998); 超级地幔柱的存在(邓晋福等, 2003); 扬子与华北板块的碰撞(Menzies and Xu, 1998; Gao et al., 2002)和古太平洋板块的向西俯冲(Zheng et al., 2007;钟军伟和黄小龙, 2012)。考虑到华北克拉通广泛分布 NNE 向深大构造-岩浆岩岩带和发育双峰式火山岩的组合(Chen et al., 2013)的事实, 本文认为平顺杂岩体形成于古太平洋板块向欧亚大陆斜向俯冲的地球动力学背景和伸展的构造环境。

5 结 论

基于平顺杂岩体年代学、地球化学研究, 并结合已有辉长岩中地幔包体的研究成果, 得出以下主要结论:

(1) 南太行山平顺杂岩体橄榄角闪辉长岩和闪长岩锆石 SHRIMP U-Pb 年龄分别为 123±1.7 Ma 和125±2.3 Ma, 表明该岩体形成于早白垩世。

(2) 平顺杂岩体以高 Si、Mg#、Sr、Cr、Ni, 和富 Na、LILE、LREE, 及贫 HFSE、HREE 为特征, 并具有相对低的87Sr/86Sr初始比值和明显偏低的 εNd(t)值, 表明岩浆具有壳幔双重属性。结合辉长岩中地幔包体已有的研究成果, 认为辉长岩是由富硅流体交代的亏损地幔橄榄岩经低程度部分熔融形成; 高Mg 闪长岩起源于下地壳部分熔融, 并与一定规模的幔源岩浆发生混合; 角闪辉长-闪长岩形成于辉长质岩浆与高Mg闪长质岩浆的混合作用。

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本期专辑相关露头与手标本照片选登

照片说明：

a. 广西南丹大厂锡多金属矿田长坡-铜坑矿床(铜坑 505 m 中段)92 号矿体中沿透镜状灰岩交代形成的锡石-硫化物矿石(中间灰白色部分为灰岩，周围黑色部分为硅质页岩) (王登红摄于 1991 年 7 月 20 日);

b. 广西南丹大厂锡多金属矿田长坡-铜坑矿床(长坡 530 m 中段)91 号矿体中沿层交代的锡石-硫化物矿石(中间白色部分为灰岩) (王登红摄于 1991 年 7 月 19 日);

c. 江西崇义淘锡坑钨矿主矿脉(Ⅴ11)中的黑钨矿石英脉标本(王登红摄于 2006 年 11 月 20 日);

d. 江西南部弹前岩体店背采石场(1∶20 万井冈山幅)，在粗粒花岗岩的晶洞中可见稀土矿物(王登红摄于 2010 年 11 月 8日);

e. 广西大厂矿田笼箱盖岩体，拉么 530 中段主巷道，似斑状花岗岩与细粒花岗岩接触面(二者区别明显但无明显的侵入接触界面，其锆石 U-Pb 年龄均为 102~94 Ma) (梁婷摄于 2009 年 8 月 11 日);

f. 湖南南部骑田岭岩体中部南溪乡东，可见花岗岩岩体中 X 型节理，附近 Be、Nb、Ta、Rb、Cs 等稀有金属元素含量明显升高(王登红摄于 2010 年 7 月 17 日)。

Petrogensis of the Pingshun Complexes in the Southern Taihang Mountains: Petrology, Geochronology and Geochemistry

ZHANG Haidong1, LIU Jianchao1, CHEN Zhengle2, CHEN Bailin2, PENG Suxia1andMEN Wenhui1
(1. Resource College of Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China; 2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China)

The Pingshun complexes in the southern Taihang Mountains mainly consists of olivine hornblende gabbro, hornblende gabbro-diorite and diorites. The zircon SHRIMP U-Pb dating results show that the olivine hornblende gabbro and diorites are 123.4±1.7 Ma and 125.5±2.3 Ma, respectively, which suggests that the Pingshun complexes was formed in the Early Cretaceous within a short time. The Pingshun complexes has the following characteristics: SiO2mostly 42.82%-63.54%, high Mg#values and Na, Sr, Cr, Ni contents, and high abundances of LILE and LREE, low abundances of HFSE, relative low initial ratio of87Sr/86Sr and strikingly low εNd(125 Ma) values, which showed that the magma originated from the mixing between magma derived from refractory peridotite and crustal magma. Combined with the nature of the mantle dunite xenoliths from olivine hornblende gabbro, we suggest that the primary magma for the olivine hornblende gabbro should derive from the partial melting of the refractory peridotite source modified by SiO2-rich melt. High-MgO diorite was derived from the partial melting of the lower continental crust from the central orogenic belt, and then mixed with some mantle magma. The hornblende gabbro-diorite formed in the process of mixing between gabbro magma and high-MgO diorite magma.

the Pingshun complexes; southern Taihang Mountains; petrogenesis; zircon U-Pb age; the North China Craton

P595; P597

A

1001-1552(2014)02-0454-018

2013-08-01; 改回日期: 2014-01-08

项目资助: 国家自然科学基金(批准号: 41040020, 41073027)、地质调查局项目(编号: 1212011121076)和中央高校基金(编号: CHD2011ZY005, CHD2011JC168)联合资助。

张海东(1982-), 男, 博士, 讲师, 从事岩石学和地球化学研究工作。Email: 270409938@qq.com