甘肃北山地区古堡泉辉绿岩脉地球化学特征及其地质意义

高文彬，钱壮志,2*，徐 刚，段 俊，师 震，马博骋，杨 涛

(1. 长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054; 2. 自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，陕西 西安 710054; 3. 中国冶金地质总局西北地质勘查院，陕西 西安 710119)

0 引 言

北山造山带位于中亚造山带(CAOB)南缘中段，古生代期间经历了复杂的大地构造演化过程，伴有强烈的岩浆活动，因而成为研究中亚造山带地质演化历史的关键部位[1-4]。北山造山带内分布着大量的早二叠世镁铁—超镁铁质杂岩体、辉绿岩脉群以及玄武岩，关于其岩石成因及形成背景，尚存在不同认识。Zhou等认为塔里木及相邻北山地区的二叠纪岩浆岩共同构成了大火成岩省，是地幔柱活动的产物[5-8];Zhang等认为北山地区二叠纪幔源岩浆及同期花岗质岩浆活动都是后碰撞伸展背景下的产物[1,9-11];Ao等认为北山坡北、红石山等二叠纪镁铁—超镁铁质杂岩体形成于古亚洲洋的俯冲过程，代表了北山地区晚古生代的岛弧环境[12]。

前人对北山地区早二叠世镁铁—超镁铁质杂岩体及玄武岩进行了大量研究[13-16]，但对辉绿岩脉群研究相对薄弱，且缺少不同区域之间的对比[17-18]。而辉绿岩脉群作为一种特殊的构造岩浆作用产物[19]，可形成于与地幔柱相关的大火成岩省边缘地区、板块俯冲作用下的弧后拉张环境以及造山后伸展环境，其侵位速度快，能够最大程度地保留源区信息[20-21]，被广泛应用于古老陆块聚合、伸展和裂解过程的重建[22-23]。基于此，本文通过对甘肃北山地区中部古堡泉辉绿岩脉开展详细的岩相学、地质年代学、岩石地球化学及Sr-Nd同位素研究，并与北山地区东部音凹峡和西部坡东辉绿岩地球化学特征进行对比，探讨研究区早二叠世辉绿岩脉的形成过程及动力学背景，为进一步约束北山地区早二叠世大地构造背景提供依据。

1 地质背景

1.1 区域地质概况

北山造山带位于中亚造山带最南缘，北与中天山造山带相邻，南与塔里木—华北地块之间区域相邻[图1(c)]。中亚造山带与塔里木—华北地块之间分界线为南天山—柳园—索伦克尔缝合带[图1(a)]，该缝合带代表了中亚造山带南缘的最终缝合带。沿缝合带分布着与古亚洲洋俯冲相关的高压—超高压变质岩带，分别为南天山的阿克牙子蓝片岩、榴辉岩(Ar-Ar年龄为319～315 Ma)[24-27]，柳园南部的古堡泉榴辉岩(变质峰期约为465 Ma)[28-29]，索伦克尔的温都尔庙蓝片岩相变质岩(Ar-Ar年龄约为450 Ma)[30]。

北山造山带是由多个早—中古生代古亚洲洋不同部分的岛弧拼贴演化而来的，各岛弧之间分界线为代表大洋地壳的蛇绿岩带，从北到南依次为：红石山(年龄为(346.6±2.8)Ma)—百合山—蓬勃山蛇绿岩混杂带[31]、芨芨台子((321.2±3.7)Ma)—小黄山((336.0±4.0)Ma)蛇绿岩混杂带[32-33]、红柳河((516.2±7.1)Ma)—牛圈子((446.5±4.0)Ma)—洗肠井((536.0±7.0)Ma)蛇绿岩混杂带[34-36]以及辉铜山((446.1±3.0)Ma)—账房山((362.6±4.0)Ma)蛇绿岩混杂带[37]。北山地区从元古代到新生代地层均有出露，其中前寒武纪、奥陶纪、石炭纪、二叠纪和白垩纪地层较为发育。

已有锆石U-Pb年代学研究表明，北山地区古生代存在至少两期基性—中基性岩浆活动，分别为晚奥陶世—晚泥盆世(450～360 Ma)和晚石炭世—早二叠世(305～260 Ma)，其中均伴随着大量的花岗质岩浆活动。早期岩浆活动时间与北山地区广泛分布的蛇绿岩带年龄相近，岩性包括高镁闪长岩、富铌玄武岩、正常型洋中脊(N-MORB)玄武岩、富集型洋中脊(E-MORB)玄武岩、岛弧拉斑玄武岩等，表明北山地区晚奥陶世至早泥盆世可能经历了洋壳俯冲过程[38-39]。晚期基性—中基性岩浆活动频繁，发育有众多镁铁—超镁铁质杂岩体以及辉绿岩脉群，其中辉绿岩脉在整个北山地区广泛分布，这些岩脉曾被认为是塔里木地幔柱活动的产物[40]。

1.2 北山地区辉绿岩脉群地质特征

北山地区辉绿岩脉群集中分布于西部坡北、中部古堡泉以及东部音凹峡等地区，在其他地区也有零星出露[图1(c)]。岩脉总体呈近NW向(310°～355°)与NE向(10°～80°)展布，产状普遍较陡。区域上，岩脉群主要侵位于古生代花岗闪长岩、石英闪长岩及前寒武纪至二叠纪地层中，且以前者为主。辉绿岩脉与围岩接触界线清晰，与花岗闪长岩接触处可见烘烤边和冷凝边。

古堡泉位于甘肃北山地区南缘中段，地处古堡泉—红柳园断裂以北。该地区发育NNE—NE向辉绿岩脉[图1(b)]。脉体规模大小不等，宽度变化于几十厘米到十几米，单条岩脉延伸长度几百米至几千米均有，产状近直立[图2(b)]。古堡泉辉绿岩脉主要侵位于奥陶纪—泥盆纪花岗闪长岩中，部分侵位于奥陶系花牛山群变质地层中[图1(b)]，在古堡泉—红柳园断裂南侧被第三系覆盖。穿插于地层中的辉绿岩脉分布间隔较大，呈近平行状产出，多为黑绿色—深黑色，劈理化现象较为普遍[图2(a)]。花岗闪长岩中的辉绿岩脉保存较好，多呈暗绿色，脉体与围岩接触界面较为平整。辉绿岩脉主要有辉绿岩和辉绿玢岩两种岩石类型[图2(c)、(d)]。

图(a)、(c)引自文献[41]，有所修改;图(b)引自文献[47]图1 中亚造山带构造单元简图以及甘肃北山地区辉绿岩脉分布Fig.1 Sketch Map of Tectonic Units in the Central Asian Orogenic Belt and Distribution of Dolerite Dykes in Beishan Area of Gansu

辉绿岩呈致密块状，具辉绿结构，主要矿物为斜长石、辉石，次要矿物为角闪石和黑云母，有少量磁铁矿等副矿物。斜长石体积分数为50%～55%，多呈无色自形粒状或长条状，粒径以0.2～0.6 mm为主，发育聚片及卡式双晶，大部分斜长石高岭土化及钠黝帘石化较为普遍；辉石体积分数为25%～30%，多呈无色至浅绿色半自形—他形细小板条状，粒径以0.15～0.30 mm为主，多充填于自形斜长石格架之间，部分辉石发生绿泥石化；角闪石体积分数为3%～5%，多呈浅绿色至绿色，粒径为0.25～0.50 mm 。黑云母较少，体积分数为2%～3%，呈浅黄色至黄褐色自形细小片状。此外，样品中普遍见星点状磁铁矿等副矿物，体积分数为2%～3%。

Pl为斜长石;Cpx为单斜辉石;Hbl为角闪石图2 古堡泉辉绿岩脉野外照片及镜下照片Fig.2 Field Photos and Photomicrographs of Gubaoquan Dolerite Dykes

辉绿玢岩具块状构造、辉绿结构及斑状结构。主要矿物为斜长石、辉石及部分不透明副矿物，大部分辉绿玢岩中不含或含极少量角闪石及黑云母。斜长石体积分数为60%～75%，呈无色自形长条状，粒径以0.1～0.5 mm为主，局部较大斜长石斑晶为1.0～1.5 mm，聚片及卡式双晶发育，蚀变较为普遍。辉石体积分数为15%～25%，多呈无色至浅绿色他形粒状，粒径以0.10～0.25 mm为主，局部较大辉石斑晶粒径可达1 mm。基质主要为细小辉石和斜长石。辉绿玢岩中亦含磁铁矿等副矿物。

2 样品采集与分析方法

本文各类测试样品均采自新鲜的辉绿岩，其中锆石样品(GBQ-04)的质量大于25 kg，采样位置为(41°00′43.09″N，95°00′21.52″E)。锆石分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室采用浮选和电磁选法完成。利用阴极发光及背散射图像对锆石颗粒内部结构进行分析，选择无裂隙、无继承核且具有环带的锆石进行U-Pb年代学分析。

锆石U-Pb定年在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成，分析仪器为美国Photon Machines公司Analyte Excite 193 nm型气态准分子激光剥蚀系统与美国安捷伦公司7700x型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)仪联机，具体测试过程参考文献[48]。锆石U-Pb定年使用Pleovice(年龄为338 Ma)和Qinghu(年龄为159 Ma)为外部监控标样，选用91500(年龄为1 065 Ma)为校准样品。数据处理、年龄计算和绘图使用ICPMSDateCal和Isoplot 3.00[49]软件处理。

岩石造岩矿物电子探针与主量、微量元素分析均在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。电子探针分析测试仪器为JEOL JXA-8100型电子探针，工作电压为20 kV，电流为2.0×10-8A，束斑直径为1 μm，分析误差为2%，实验数据使用ZAF方法校正。主量元素采用X射线荧光光谱(XRF)法进行分析，测试仪器为日本岛津XRF-1800型波长色散X射线荧光光谱仪。选用国家标样GBW07112(辉长岩)为质量监控标样，采用外标法校正，分析误差小于3%。微量和稀土元素分析采用Finnigan Element型电感耦合等离子体质谱仪完成，以美国地质调查局研制的玄武岩样品BCR-2为标样进行质量监控，采用外标法校正，分析误差小于5%。

全岩Sr-Nd同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，Sr-Nd分离采用两步离子交换层析法，同位素分析使用英国Nu Instrument公司Nu Plasma HR型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)仪，采用静态模式(Staticmode)进行。岩石标样采用玄武岩样品BCR-2，测试过程中分别使用NBS987和La Jolla对Sr、Nd同位素组成进行质量监控，具体测试过程参考文献[50]。

3 结果分析

3.1 锆石年代学特征

甘肃北山地区古堡泉辉绿岩中锆石呈无色透明、半自形粒状或柱状，长为50～100 μm，长短轴比为1∶1～2∶1。阴极发光图像中，锆石颗粒晶面平直，发育较弱震荡环带或者无环带发育[图3(a)]。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果见表1，锆石206Pb/238U年龄集中分布于3个年龄段，即(904.0±10.0)～(897.0±20.3)Ma、(441.0±7.2)～(425.0±10.9)Ma及(285.0±4.7)Ma。需要说明的是，研究区辉绿岩中锆石很少，分选出的锆石数量有限，能够满足测试的锆石颗粒则更少，使得本次研究能够获得的测试结果仅有少量有效数据。但结合前人研究成果和区域地质背景分析，这些数据的地质意义还是很明确的。

图3 锆石阴极发光图像及锆石U-Pb年龄谐和曲线Fig.3 CL Images of Zircons and Concordia Diagram of Zircon U-Pb Ages

表1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Tab.1 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon U-Pb Isotope

依据前人研究，北山地区广泛发育前寒武纪变质基底[51-53]。通过野外观察，古堡泉辉绿岩脉主体侵位于奥陶纪—泥盆纪花岗闪长岩(年龄为(457～398)Ma[54-55])中，部分侵位于奥陶系花牛山群变质地层中。因此，(904.0±10.0)～(897.0±20.3)Ma和(441.0±7.2)～(425.0±10.9)Ma的锆石年龄反映了岩浆上升过程中从基底地层及围岩中捕掳锆石的特征。另外，根据区域上已有的辉绿岩脉年龄统计结果(表2)，北山地区辉绿岩脉形成时代为(313.6±3.3)～(271.2±2.9)Ma，集中分布于285～270 Ma，且Zhang等在研究区获得辉绿岩年龄为282 Ma[45]，由此可见，本次获得的(285.0±4.7)Ma锆石年龄与前人研究结果一致。

表2 辉绿岩脉年龄统计结果Tab.2 Statistical Results of Age for Dolerite Dykes

3.2 矿物学特征

古堡泉辉绿岩中斜长石及辉石电子探针分析结果见表3、4。斜长石An牌号为46.4～74.3，主要为拉长石和倍长石[图4(a)]，表明斜长石为岩浆早期结晶矿物。单斜辉石En牌号为30.0～51.2，Wo牌号为29.6～43.2，Fs牌号为8.83～33.50，表明其主要为普通辉石，还有少部分透辉石及顽透辉石[图4(b)]。

图4 斜长石An-Ab-Or图解及辉石Wo-En-Fs图解Fig.4 Diagrams of An-Ab-Or for Plagioclase and Wo-En-Fs for Pyroxene

表3 斜长石电子探针分析结果Tab.3 Electron Microprobe Analysis Results of Plagioclases

表4 辉石电子探针分析结果Tab.4 Electron Microprobe Analysis Results of Pyroxenes

3.3 全岩主量、微量元素地球化学特征

古堡泉辉绿岩全岩主量及微量元素分析结果见表5。为了消除蚀变对主量元素分析结果的影响，将全岩主量元素扣除烧失量后重新进行100%计算。古堡泉辉绿岩全岩SiO2和Fe2O3含量(质量分数，下同)分别为47.7%～50.1%和12.5%～17.4%，MgO含量为4.06%～5.51%，Na2O与K2O含量较低。古堡泉辉绿岩Mg#值为31.7～46.4，m/f值为0.46～0.86，具有富Fe、贫Mg的特征，为富铁质基性岩。在TAS图解(图5)中，北山地区古堡泉辉绿岩属亚碱性玄武岩系列，与北山地区音凹峡和坡东辉绿岩主量元素特征[18,45]相似，而与同时代塔里木地块巴楚辉绿岩岩石类型以碱性玄武岩为主[56]不同。

底图引自文献[65];当石英含量小于20%时，为粗面岩，当石英含量大于20%时，为粗面英安岩；当橄榄石含量小于10%时，为碱玄岩，当橄榄石含量大于10%时，为碧玄岩；Ir线为碱性系列(上)和亚碱性系列(下)分界线图5 TAS图解Fig.5 Diagram of TAS

表5 全岩主量及微量元素分析结果Tab.5 Analysis Results of Major and Trace Elements of Whole Rock

古堡泉辉绿岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图见图6，所选微量元素多为不受后期蚀变影响的不相容元素。古堡泉辉绿岩样品轻、重稀土元素含量比值(LREE/HREE)为1.72～2.17，在稀土元素配分模式中呈平坦型分布特征[图6(a)]。Eu异常为0.87～0.99，具有轻微的负异常，可能是岩浆中Eu分配进入早期结晶的斜长石所致。在微量元素蛛网图中，古堡泉辉绿岩具有显著的Nb、Ta、Ti亏损，相似于岛弧玄武岩的微量元素分布特征[图6(b)]。与区域上同时代辉绿岩对比，古堡泉辉绿岩微量元素含量略高于音凹峡和坡东辉绿岩，但它们具有相近的稀土及微量元素配分模式，且明显不同于同时代塔里木地块巴楚辉绿岩的地球化学特征。

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；球粒陨石标准化数据引自文献[63];原始地幔标准化数据引自文献[67];同一图中相同线条对应不同样品图6 全岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.6 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram of Whole Rocks

3.4 Sr-Nd同位素特征

全岩Sr-Nd同位素分析结果见表6。古堡泉辉绿岩εNd(t)为6.39～6.78(t=285 Ma)，低于音凹峡辉绿岩(εNd(t)为9.0～9.1)[45]，与坡东辉绿岩(5.5～7.4)[18]相近，指示源区具有亏损地幔特征，明显不同于塔里木地块巴楚辉绿岩(-2.6～5.4)[56-58]。但古堡泉辉绿岩初始Sr同位素比值(0.706 240～0.707 626)较高且变化范围较大，高于音凹峡辉绿岩(0.703 622～0.704 141)[45]和坡东辉绿岩(0.704 042～0.705 267)[18]，这可能与它们的地壳混染程度不同有关。

表6 全岩Sr-Nd同位素分析结果Tab.6 Analysis Results of Sr-Nd Isotope of Whole Rock

4 讨 论

4.1 岩浆源区与地壳混染

基性岩浆一般起源于软流圈或者岩石圈地幔[59]。基性岩中Fe和Mn的摩尔比值(Fe/Mn)有助于判别其母岩浆成分[60]。古堡泉辉绿岩脉中的Fe/Mn值为53.8～62.8，与洋中脊玄武岩(Fe/Mn值为55～58)[1]相近，低于地幔柱玄武岩(65～71)[61]。高场强元素(HFSE)化学性质较为稳定，不易受到后期地质事件的影响，可以对岩浆源区进行约束。古堡泉辉绿岩中的La/Nb值为2.23～2.98，La/Ta值为24.3～37.8，相比更接近于软流圈地幔(La/Nb值为1.3，La/Ta值为30.0)[62]，而非岩石圈地幔(La/Nb值为2.83～4.40，La/Ta值大于30)[62]。根据Sr-Nd同位素分析结果，古堡泉辉绿岩εNd(t)为6.39～6.78，源区具有亏损地幔特征。

利用全岩Sr-Nd同位素模拟计算可知，古堡泉辉绿岩岩浆在侵位过程中经历了上地壳物质的混染。计算中，原始地幔演化的岩浆同位素组分取自样品和地幔趋势线的交点(εNd(t)为9.5，(87Sr/86Sr)i值为0.703)，上地壳的同位素组分引自文献[63]，取εNd(t)为-6，(87Sr/86Sr)i值为0.720。亏损地幔来源的岩浆Sr、Nd含量分别为90×10-6和7.3×10-6，上地壳混染端元的Sr、Nd含量被假设为320×10-6及27×10-6，这些值分别位于大洋玄武岩和上地壳平均值范围之内[63-64]。模拟计算结果表明，古堡泉辉绿岩地壳混染程度为10%～15%，高于音凹峡和坡东辉绿岩(图7)。此外，古堡泉辉绿岩锆石U-Pb年龄中较老的捕掳锆石也佐证了岩浆侵位过程中存在地壳混染作用。

大洋地幔序列Sr-Nd同位素范围引自文献[68]；塔里木玄武岩数据引自文献[69]；图中百分数为地壳混染程度图7 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解Fig.7 Diagram of εNd(t)-(87Sr/86Sr)i

4.2 岩浆作用的地球动力学背景

古堡泉辉绿岩的母岩浆侵位过程中同化混染了上地壳物质，这可能使古堡泉辉绿岩具有Nb-Ta负异常特征。此外，洋壳俯冲过程中脱水促使地幔楔部分熔融形成岛弧玄武质岩浆或者幔源岩浆形成之前其源区已被俯冲流体交代，同样会产生Nb-Ta负异常特征[66]。

为了探讨古堡泉辉绿岩Nb-Ta负异常成因，先假设辉绿岩Nb-Ta负异常完全是上地壳物质混染导致的。选择没有Nb-Ta负异常特征的亏损地幔组分[63]以及大陆平均上地壳组分[64]作为两个端元，用原始地幔标准化的La/Nb值((La/Nb)PM)分别与εNd(t)和(87Sr/86Sr)i值作相关图解进行模拟计算。若假设成立，则(La/Nb)PM值与εNd(t)应成负相关关系，与(87Sr/86Sr)i值成正相关关系，而且同化混染程度应相似于Sr-Nd同位素模拟计算结果(10%～15%)。图8为古堡泉辉绿岩(La/Nb)PM-εNd(t)及(La/Nb)PM-(87Sr/86Sr)i协变关系。结果显示：εNd(t)、(87Sr/86Sr)i与(La/Nb)PM值均成一定的正相关关系，且在(La/Nb)PM-εNd(t)图解[图8(a)]中，古堡泉辉绿岩位于模拟曲线右侧，(87Sr/86Sr)i与(La/Nb)PM模拟计算表明古堡泉辉绿岩母岩浆同化混染了25%以上的地壳物质，这表明要达到目前Nb-Ta的亏损程度需要同化混染更多地壳物质。这与之前的假设以及利用Sr-Nd同位素估算的地壳混染程度(10%～15%)有一定差异，表明在经历地壳混染之前，古堡泉辉绿岩母岩浆中Nb-Ta已具有一定程度的亏损。

亏损地幔数据引自文献[63];上地壳平均含量引自文献[64];原始地幔标准化数据取自文献[71]；图中百分数为地壳混染程度图8 古堡泉辉绿岩(La/Nb)PM-εNd(t)图解及(La/Nb)PM-(87Sr/86Sr)i图解Fig.8 Diagrams of (La/Nb)PM-εNd(t) and (La/Nb)PM-(87Sr/86Sr)i of Gubaoquan Dolerite

北山造山带是古生代古亚洲洋不同位置的块体拼贴而成[1-4,70]。已有地质资料表明,北山地区蛇绿岩带形成时代为530～516 Ma[31-37]，可以代表不同块体之间洋壳俯冲时间的上限。中亚造山带最南缘南天山—柳园—索伦克尔缝合带中分布的代表古亚洲洋俯冲之后折返的高温高压变质岩带的年龄为465～315 Ma[24-30]，该年龄可以代表洋壳俯冲结束的时间，即研究区古亚洲洋壳俯冲在晚石炭世(约315 Ma)之前已结束，之后进入弧-陆碰撞及后碰撞伸展阶段。古堡泉辉绿岩形成于早二叠世(285.0±4.7)Ma，其形成背景与古亚洲洋俯冲消减过程无关，可见辉绿岩显著Nb-Ta负异常并不是由岛弧背景下的玄武质岩浆作用所致。由此分析，辉绿岩Nb-Ta负异常可能是地壳混染与其源区已发生过俯冲流体交代两种因素作用的结果。

综上所述，古堡泉辉绿岩形成于板块俯冲之后的大地构造背景，是伸展环境下岩石圈拆沉导致软流圈减压部分熔融形成镁铁质岩浆作用的结果。此外，在区域更大尺度范围，北山地区古堡泉辉绿岩与东部音凹峡和西部坡东辉绿岩具有相近的地质年龄及相似的地球化学特征，表明北山造山带广泛发育的早二叠世辉绿岩脉可能受制于统一的大陆动力学背景，即与造山后伸展背景有关。

5 结 语

(1)锆石U-Pb年代学及区域地质对比表明，甘肃北山地区古堡泉辉绿岩形成于早二叠世;Sr-Nd同位素分析结果显示，εNd(t)为6.39～6.78，(87Sr/86Sr)i值为0.706 240～0.707 626，指示源区具有亏损地幔特征；Sr-Nd同位素模拟计算表明，岩浆上升侵位过程中遭受了10%～15%上地壳物质混染。

(2)古堡泉辉绿岩轻、重稀土元素含量比值为1.72～2.17，具平坦型的球粒陨石标准化稀土元素配分模式。微量元素具有明显Nb-Ta负异常。通过对比研究及模拟计算分析，Nb-Ta负异常可能是地壳混染与其源区已发生过俯冲流体交代两种因素作用的结果。

(3)古堡泉辉绿岩形成于板块俯冲之后的大地构造背景，是伸展环境下岩石圈拆沉导致软流圈减压部分熔融形成镁铁质岩浆作用的结果。

分析测试得到了长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室栾燕、王柱命、刘民武和杜金花老师的大力支持和帮助，在此谨致谢忱！