北祁连东段早古生代洋壳俯冲作用记录——来自晚奥陶世高镁埃达克岩的证据

赵少卿, 海连富, 孙永亮, 梅 超, 母彩霞, 魏向成, 徐清海, 郭 蓉

(1.长江大学 地球科学学院, 湖北 武汉 430100; 2.宁夏回族自治区矿产地质调查院, 宁夏 银川 750021; 3.宁夏回族自治区矿产地质研究所, 宁夏 银川 750021; 4.中国地质大学(武汉)资源学院, 湖北 武汉 430074)

位于青藏高原东北缘的北祁连造山带被认为是原特提斯构造域最北部的构造拼合体,其经历了早古生代洋壳俯冲及之后的陆-陆碰撞,是一个具有典型“沟-弧-盆”体系的增生型造山带(许志琴等, 1994; 张建新等, 1997; 张招崇等, 1997; Songetal., 2009; Xiaetal., 2016; Yuetal., 2021)。前人对该带内出露的蛇绿岩、高压变质岩和花岗岩类的大量研究已取得了一系列重要成果,但北祁连原特提斯洋的俯冲极性和最终闭合过程仍是长期争论的问题。从现今的构造格局来看,北祁连造山带从南向北依次发育早古生代洋中脊蛇绿岩、高压变质岩、弧岩浆岩和弧后盆地蛇绿岩(图1a),据此多数研究者倾向于认为北祁连洋在奥陶纪向北俯冲(许志琴等, 1994; 夏林圻等, 1996; Wangetal., 2005; Songetal., 2013, Xiaetal., 2016),且普遍认为至少在440 Ma时大洋已经闭合。值得注意的是,这些研究主要集中在北祁连造山带西段和中段,而对于原特提斯洋所在的北祁连东段,尤其是最东端的宁夏南华山地区的演化过程研究相对薄弱。近年来的研究表明,北祁连造山带东段发育大量的早古生代埃达克质花岗岩类,从西至东分布于雷公山-老虎山-宝积山-屈吴山一带,形成时代集中于450～430 Ma,其成因主要与北祁连洋闭合后的同碰撞或碰撞后伸展背景有关(Tsengetal., 2009; 秦海鹏等, 2014; Yuetal., 2015; Chenetal., 2016, 2018; Fuetal., 2018),缺少北祁连洋俯冲作用的相关记录。此外,屈吴山以东的南华山、卫宁北山地区也发育一定规模的花岗岩类和铜-金矿床(海连富等, 2023),而对这些花岗岩类的研究鲜有报道,已有成果也缺乏系统的岩石地球化学等证据制约。

图1 北祁连造山带地质简图(a, 据Chen et al., 2018修改)和南华山地区地质简图(b)

具有高Sr及低Y、Yb元素含量的埃达克岩或埃达克质岩石不仅蕴含着丰富的大陆动力学信息,其本身也与Cu、Au等矿床的形成密切相关,在国际地学界一直是讨论的焦点之一。与传统的I型、S型和A型花岗岩相比,埃达克质岩石通常具有SiO2≥56%,Al2O3≥15%,富Na、贫K,高Sr(>400×10-6)、LREE含量和Sr/Y(>20)、(La/Yb)N(>10)值, Y(≤18×10-6)和HREE含量相对低,无Eu异常或轻微的负异常等一系列地球化学特征(Defant and Drummond, 1990; Martinetal., 2005)。多数学者认为这些特征暗示该类岩石不仅与洋壳俯冲作用有关,还可能形成于加厚下地壳的直接熔融(Atherton and Petford, 1993; Chungetal., 2003)、拆沉下地壳部分熔融(Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006)、幔源玄武质岩浆的同化混染-分离结晶作用等(Castilloetal., 1999; Macphersonetal., 2006)。埃达克质岩石可能记录了洋壳俯冲、大陆碰撞或伸展作用的关键证据,研究其成因对探讨俯冲背景下的壳幔相互作用机制和大陆地壳增长具有重要意义。

鉴于此,本文选择北祁连造山带东段宁夏南华山地区具有埃达克质岩石特征的石洼里花岗岩,开展了锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学分析,并进行了系统的主、微量元素和锆石原位Hf同位素地球化学研究,以探讨岩体侵位时代、成因及其形成的地球动力学背景,欲为原特提斯洋在北祁连造山带东段的俯冲特征和演化过程提供新依据。

1 地质背景及岩石学特征

祁连造山带位于青藏高原北部,夹持于塔里木板块、阿拉善地块和柴达木地块之间,是一呈北西-南东向展布的大型早古生代复合造山带,由南向北依次划分为南祁连褶皱带、中祁变质基底和北祁连增生造山带(冯益民等, 1996; 张建新等, 2015; 宋述光等, 2019; Yuetal., 2021)。北祁连造山带北以阿拉善地块毗邻,南接祁连地块(图1a),被认为是在新元古代岩石圈裂陷作用基础上,受早古生代大洋岩石圈俯冲影响而发育有完整沟-弧-盆构造体系的增生型造山带。北祁连造山带由南部的早古生代洋中脊蛇绿岩带、中部的岛弧火山岩带和北部的弧后SSZ型蛇绿岩带组成(图1a, 张招崇等, 1997; Songetal., 2013; 夏林圻等, 2016; 宋述光等, 2019)。此外,该造山带分布有大量的早古生代花岗岩类,从西段的昌马-大岔大坂-走廊南山,到东段雷公山-老虎山-屈吴山-南华山一带均有分布。前人对区域内花岗岩类进行了较为详细的年代学和岩石成因研究,普遍认识到造山带西段花岗岩类侵位较早(520～463 Ma),以S型花岗岩和具高Sr/Y值的花岗岩为主,岩石的产出主要受北祁连洋俯冲及其诱发的弧后伸展控制(吴才来等, 2004, 2010; Wuetal., 2011; 熊子良等, 2012; Chenetal., 2014; 卜涛等, 2019; Lietal., 2020),而东段花岗岩类则侵位相对较晚(466～402 Ma),主要为具高Sr/Y值的石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩(王金荣等, 2006;Tsengetal., 2009; 秦海鹏等, 2014; Yuetal., 2015; Chenetal., 2016; Yangetal., 2019)。

本文报道的石洼里岩体位于北祁连造山带东段的宁夏南华山地区,主要侵入到中元古代海源群变质岩系中,出露面积约5 km2(图1b)。岩性以花岗岩为主,受后期构造活动的影响,岩石发生弱变形(图2a)。花岗岩为中粗粒结构、块状构造, 主要由石英(约35%)、钾长石(10%～15%)、斜长石(45%～50%)及少量黑云母构成。斜长石为自形-半自形板状,表面多发生绢云母化蚀变,粒径0.5～2 mm不等,常见聚片双晶结构(图2b);钾长石呈半自形粒状,粒径0.5～2 mm,发育格子双晶(图2b);石英自形程度较差,粒径0.1～2 mm不等;另有少量锆石、磁铁矿等副矿物。

图2 石洼里花岗岩的野外及镜下显微照片

2 测试方法

本文对出露于北祁连造山带东段宁夏南华山地区的石洼里花岗岩开展了全岩主量-微量元素分析、锆石U-Pb定年和原位Hf同位素测试,采样地理坐标36°28′22″N,105°35′15″E(图1b)。

2.1 锆石U-Pb定年和原位Hf同位素测试

样品的破碎和挑选由武汉上谱分析科技有限公司完成,利用重磁技术对锆石进行分选。锆石制靶后,磨蚀至锆石核部出露,进行阴极发光(CL)显微照相,结合反射光和透射光,观察锆石的内部结构,随后利用LA-(MC)-ICP-MS进行锆石U-Pb定年和Hf同位素分析。锆石U-Pb定年GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7900,激光束斑直径32 μm,采用He作为剥蚀物质的载气,氩气为补偿气以调节灵敏度(Huetal., 2015)。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s的空白信号和50 s的样品信号,详细的仪器参数和分析流程见Zong 等(2017)。离线数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)完成,U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均值计算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。微区原位锆石Hf同位素测试利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成,激光剥蚀系统为Geolas HD, MC-ICP-MS为Neptune Plus,激光斑束为32 μm,实际输出能量密度约为7.0 J/cm2。载气使用氦气,并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏(Huetal., 2012)。为确保分析数据的可靠性,Plešovice、91500和GJ-1三个国际锆石标准与实际样品同时分析,Plešovice用于进行外标校正以进一步优化分析测试结果,91500和GJ-1作为第二标样监控数据校正质量,分析精度优于0.000 02,测试值与推荐值确保在误差范围内一致。标样推荐值请参考Zhang 等(2020),离线数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)完成。

2.2 全岩地球化学分析

全岩主量和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限公司完成。首先在室内对岩石样品进行详细的岩相学鉴定,挑选出新鲜无蚀变的样品,清除其表面的粉尘,粉碎至200目以下,然后进行主、微量元素测试。

主量元素分析仪器使用日本理学(Rigaku)生产的 ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF),测试电压50 kV,电流60 mA,主量各元素分析谱线均为Kα,标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14建立。数据校正采用理论α系数法,测试相对标准偏差(RSD)<2%。

微量和稀土元素利用Agilent 7700e 等离子体质谱仪(ICP-MS)分析完成,分析流程为: 准确称取粉末样品50 mg置于Teflon坩埚中, 用1 mL 高纯HNO3和1 mL 高纯HF在190℃条件下加热24 h以上,将其蒸干后,加入1 mL高纯HNO3、1 mL MQ水和1 mL内标In(浓度为1×10-6)再次加热12 h以上,后将溶液转入聚乙烯料瓶中,并用2% HNO3稀释至约100 g后,密闭保存以备ICP-MS测试。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

石洼里花岗岩的锆石CL、U-Pb同位素年龄测试结果列于表1和图3。锆石为无色-淡黄色透明状,呈自形-半自形长柱状,长度50～150 μm,长宽比多介于2∶1～3∶1之间,发育明显的振荡环带(图3a)。对该样品中15颗锆石的15个点进行了测定,所测锆石U和Th含量分别为1 421×10-6～4 601×10-6和218×10-6～2 457×10-6,Th/U值为0.12～1.00,与岩浆成因锆石的Th/U值(>0.1,Griffinetal., 2004)一致,表明所分析的锆石为典型的岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。所有数据点都位于谐和线上或附近(图3b),206Pb/238U年龄变化范围较大,5颗继承锆石核部的206Pb/238U年龄变化于1 098～564 Ma之间;其余10个测点中,2颗锆石具有相对较年轻的年龄423和421 Ma,可能与后期热液蚀变作用有关;2颗锆石具相对较老的年龄484和474 Ma,可能为捕获锆石;剩余6个点的206Pb/238U年龄集中于456～449 Ma之间,加权平均年龄为452±4 Ma(图3c),该年龄代表了石洼里岩体的侵位年龄,岩体为晚奥陶世岩浆活动的产物。

图3 石洼里花岗岩锆石阴极发光(CL)图像(a)、U-Pb年龄谐和图(b、c)

3.2 全岩主、微量元素

本文对石洼里岩体7件花岗岩样品进行了元素地球化学分析, 全岩主量和微量元素测试结果及特征值列于表2。样品具有较高的SiO2(68.60%～71.42%)、Al2O3(14.95%～15.75%)、Na2O(5.06%～5.79%)和Na2O+K2O(7.55%～8.16%)含量,中等的K2O(2.23%～3.10%)、MgO(0.91%～1.73%)含量和较高的Mg#值(55～59),较低的Fe2O3T(1.40%～2.46%)和CaO(0.98%～1.93%)含量。在TAS岩石分类图解上样品点主要落入花岗闪长岩-花岗岩区域(图4a),为亚碱性系列岩石。结合其较高的Na2O含量和较低的K2O/Na2O值(0.39～0.61)特征,岩石为中钾钙碱性岩系和富钠质岩石(图4b、4c)。样品铝饱和指数(A/CNK)为1.05～1.12,显示弱过铝质I型花岗岩特征(图4d)。

图4 石洼里花岗岩TAS分类图解(a, 据Wilson, 1989), K2O-SiO2关系图解(b, 据Rollinson, 1993), K2O-Na2O关系图解(c, 据Foley et al., 1987)及A/NK-A/CNK关系图解(d, 据Maniar and Piccoli, 1989)

石洼里花岗岩稀土元素(REE)总量为71.40×10-6～122.36×10-6,整体具LREE富集、HREE亏损的特征,稀土元素球粒陨石标准化配分型式呈明显的右倾型(图5a),(La/Yb)N变化范围较大(16.93～30.70),指示轻、重稀土元素分异明显。Eu/Eu*介于0.89～1.02之间,无明显的Eu负异常。微量元素方面,岩石富集大离子亲石元素(LILE,如Ba、Sr、K),亏损高场强元素(HFSE,如Nb、Ta、P、Ti),在原始地幔标准化蛛网图上,具有明显的Ba、Sr和K正异常, Nb、Ta、P和Ti负异常(图5b)。

图5 石洼里花岗岩球粒陨石标准化稀土配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化

表 3 石洼里花岗岩锆石Hf同位素分析结果

3.3 锆石原位Hf同位素

在锆石U-Pb年代学的基础上,对石洼里花岗岩进行了锆石原位Hf同位素分析,结果列于表3和图6。花岗岩锆石176Lu/177Hf值变化于0.000 366～0.002 558之间,176Yb/177Hf值介于0.019 762～0.074 875之间,176Hf/177Hf值为0.282 360～0.282 935,其εHf(t)值相对较高,变化范围为+0.5～+15.5(图6),对应的两阶段模式年龄为1 477～446 Ma。

表 1 石洼里花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果

4 讨论

4.1 岩石成因

石洼里花岗岩主量元素显示其为中钾钙碱性弱过铝质岩石,与I型花岗岩特征相似(Chappell and White, 1974),且岩石富集Ba、Sr、K等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素,具有明显的Nb-Ta槽(图5b),显示出典型俯冲带弧岩浆岩的地球化学特征(Kelemenetal., 2003)。另一方面,与传统I型花岗岩相比,石洼里花岗岩具有显著的高Ba(1 025×10-6～1 250×10-6)、Sr(324×10-6～577×10-6)和低Y(6.99×10-6～7.69×10-6)、Yb(0.65×10-6～0.71×10-6)含量,具有较高的Sr/Y(45～79)和(La/Yb)N(17～31)值,且轻、重稀土元素分异明显,无明显Eu负异常,与典型俯冲带埃达克岩的地球化学特征(Defant and Drummond, 1990)一致,并且在埃达克岩判别图中,样品点全部落入埃达克岩区域内(图7a、7b)。关于埃达克岩的成因,前人提出如下几种模式: ① 俯冲洋壳部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Rappetal., 1999; Dokuzetal., 2013); ② 加厚或拆沉下地壳部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Chungetal., 2003; Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006); ③ 幔源玄武质岩浆的同化混染-分离结晶(AFC)(Castilloetal., 1999; Macphersonetal.,2006); ④ 壳-幔岩浆混合作用(Strecketal., 2007; 陈斌等, 2013)。

表 2 石洼里花岗岩主量元素(wB/%)、微量及稀土元素(wB/×10-6)分析结果

图7 石洼里花岗岩Sr/Y-Y(据Defant and Drummond, 1990)和(La/Yb)N-YbN判别图解(据Martin et al., 2005)

加厚下地壳部分熔融形成的埃达克质岩石通常具有高SiO2、低MgO含量和Mg#值(一般<40)、极低的Cr和Ni含量等特征,通常发育继承锆石或下地壳包体(Chungetal., 2003)。石洼里埃达克岩虽然具有较高的SiO2含量,也发育有继承锆石(图3),但野外观察并未发现岩体中含变质或变形特征的壳源包体。实验岩石学研究表明,加厚下地壳部分熔融形成高Sr/Y花岗岩类通常发生在较高的压力条件下(Rapp and Watson, 1995; Qian and Hermann, 2013),这暗示其源区残留相一般为榴辉岩(石榴子石和金红石,无斜长石)(张旗, 2015)。石洼里花岗岩虽然轻重稀土元素强烈分异,但明显亏损中稀土元素,具有平坦的重稀土元素分布特征(图5a),且不存在Zr-Hf负异常(图5b),这暗示其源区缺乏金红石残留相矿物。此外,石洼里花岗岩Nb/Ta值与SiO2含量呈负相关关系(图8c),且在Nb/Ta-Zr/Sm图解(图8d)中,样品靠近角闪岩相熔融区域,而远离含金红石榴辉岩熔体,表明石洼里花岗岩的源区以角闪石残留相矿物为主,这与埃达克质岩石判别图解显示的源区为含10%石榴子石角闪岩相也是一致的(图7),因此推测石洼里高Sr/Y花岗岩可能并非形成于高深(>40 km)环境的加厚下地壳熔融。拆沉下地壳熔融与加厚下地壳熔融类似,也需要一个较深和高压的熔融条件,且该过程熔体会与地幔橄榄岩发生反应,因此埃达克质岩石会表现出高MgO、Mg#、Cr、Ni等(Gaoetal., 2004),虽然石洼里花岗岩具有较高的Mg#值(图8b),但其高Si富Al的特征是拆沉下地壳模式难以解释的。此外,拆沉下地壳熔融其源区成分通常以古老地壳为主,其锆石εHf(t)值应为负值(吴福元等,2007),而石洼里花岗岩具有正εHf(t)值(+0.5～+15.5),与北祁连造山带下地壳来源的高Sr/Y花岗岩类和古老地壳熔融形成的I-S过渡性花岗岩明显不同(图6),进一步否定了岩浆源区主体为古老地壳物质。值得注意的是,北祁连造山带东段报道的拆沉下地壳熔融形成的高Sr/Y花岗岩类的时代在430 Ma左右(Yuetal., 2015; Zhangetal., 2017),而石洼里花岗岩的侵位时代为452 Ma,因此推测北祁连东段在晚奥陶世(至少在452 Ma以前)可能还未进入碰撞后的伸展阶段,因此石洼里高镁埃达克质花岗岩可能并非拆沉下地壳熔融的产物。

图8 石洼里花岗岩MgO-SiO2(a)、Mg#-SiO2(b)和Nb/Ta-SiO2(c)、Nb/Ta-Zr/Sm(d)图解

幔源岩浆的分离结晶(FC)或同化混染-分离结晶(AFC)可以形成埃达克质岩石,通常被认为是上地幔顶部条件下初始岛弧岩浆高压结晶分异形成的产物(Rappetal., 1999; Macphersonetal., 2006)。该过程形成的埃达克质岩石一般多为中性岩,如高镁安山岩/闪长岩(赵少卿等, 2015),且区域上往往伴随大面积的基性-超基性岩出露,而石洼里花岗岩明显的高Si等特征暗示其并非来源于幔源岩浆分异,且研究区并未出露同时代大规模的基性-超基性岩。高压下玄武质岩浆经历石榴子石和角闪石的分离结晶作用产生的埃达克岩一般具有较高的Sr/Y和Dy/Yb值,同时与SiO2呈现明显的正相关关系(Castilloetal., 1999; Yuetal., 2015),石洼里埃达克质花岗岩虽然具有较高的Sr/Y和Dy/Yb值,但它们与SiO2并无明显的线性关系(图9a、9b)。在La/Sm-La和La/Yb-La图(图10)中,石洼里埃达克岩显示部分熔融趋势,而与玄武质岩浆的分离结晶趋势不一致。岩性和地球化学特征暗示石洼里埃达克质花岗岩应该不是由玄武质母岩浆同化混染-分离结晶作用形成的。此外,石洼里花岗岩体并不发育镁铁质微粒包体,镜下也未观察到不平衡生长结构、嵌晶结构、针状磷灰石等指示岩浆混合的显微特征,同时研究区缺乏同时代幔源岩浆的记录,且石洼里花岗岩的主、微量元素含量均变化不大(表2),暗示壳-幔岩浆混合作用也不能很好地解释其成因。

图9 石洼里花岗岩Sr/Y-SiO2(a)和Dy/Yb-SiO2(b)关系图解(据Castillo et al., 1999)

图10 石洼里花岗岩的La/Sm-La(a)和La/Yb-La(b)关系图解

对于俯冲洋壳熔融模式,石洼里埃达克质花岗岩的形成与其具有相似之处,如石洼里花岗岩明显的高Na2O(5.06%～5.79%)和低K2O(2.23%～3.10%)特征,与北祁连造山带东段的屈吴山(王金荣等, 2006; Chenetal., 2016)、老虎山(Chenetal., 2018; Fuetal., 2018)、西段的熬油沟(陈育晓等, 2012)、中祁连带巴米山(Yangetal., 2015)等被认为的早古生代洋壳成因埃达克质花岗岩具有相似的主量元素特征(图4);且在SiO2-MgO图解中,石洼里花岗岩样品点基本落入俯冲洋壳熔融埃达克岩范围内(图8a),这可能与岛弧带俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩类似(Liuetal., 2010; Dengetal., 2016)。

然而值得注意的是,Rapp等(1999)的实验结果表明,在1～4 GPa条件下, 俯冲洋壳部分熔融产生的埃达克质熔体在上升过程中穿过地幔楔时会与地幔橄榄岩发生交代反应,这将导致洋壳熔体中的MgO、Cr、Ni等含量升高,而石洼里埃达克质花岗岩却具低MgO(0.91%～1.73%)、Cr(20.13×10-6～30.48×10-6)和Ni(10.46×10-6～14.55×10-6)含量,与壳源熔体的含量一致(Rapp and Watson, 1995; Springer and Seck, 1997; Qian and Hermann, 2013)。此外,虽然石洼里埃达克岩具有较高的εHf(t)值(+0.5～+15.5),与北祁连造山带东段老虎山残余洋壳熔融石英闪长岩(Fuetal., 2018)、中祁连带巴米山(Yangetal., 2015)洋壳成因埃达克岩大致相似(图6),但其εHf(t)值主要集中在+0.5～+2.7,亏损地幔模式年龄1 477～446 Ma,以中-新元古代为主,暗示石洼里花岗岩可能来自陆缘岛弧下地壳的部分熔融,其源区中可能存在早古生代的新生地壳。

上述讨论表明,石洼里埃达克质花岗岩的岩浆源区更可能为岛弧基性下地壳并混入了以俯冲洋壳或沉积物为主的新生地壳成分。实验岩石学表明,基性下地壳在30～40 km深度(正常厚度地壳下部)部分熔融即可形成埃达克质熔浆(Qian and Hermann, 2013),深度超过40 km则残留物中石榴子石含量较高(>20%),形成的熔体重稀土元素分馏过强(如Gd/Yb>8),而石洼里花岗岩的Gd/Yb值介于2.5～3.2,与30～40 km深度下地壳熔体一致。因此,石洼里埃达克质花岗岩应该主要为岛弧基性下地壳部分熔融的产物。

4.2 地球动力学背景

北祁连造山带经历了早古生代洋壳俯冲及之后的陆-陆碰撞,是一个典型的增生型造山带,为原特提斯洋闭合的产物。区内出露的蛇绿岩、高压-超高压变质岩和岩浆岩的相关研究表明,北祁连造山带具有典型增生造山带的“沟-弧-盆”体系(张建新等, 2015; Xiaetal., 2016; 宋述光等, 2019; Yuetal., 2021),但北祁连原特提斯洋的俯冲极性和最终闭合过程则是长期争论的问题。前人研究表明,北祁连洋的初始俯冲发生于约520 Ma,在520～490 Ma间发育一套完整的弧前蛇绿岩和岛弧岩浆岩(Zhangetal., 2007; Songetal., 2013; Chenetal., 2014),具有向北俯冲极性。随着持续的北向俯冲,在阿拉善地块南缘河西走廊沉降带形成弧后盆地,发育490～445 Ma的九个泉-老虎山弧后蛇绿岩带(钱青等, 2001; Songetal., 2013; Fuetal., 2022)。北祁连造山带发育大量的古生代花岗岩类,形成时代介于516～383 Ma之间,记录了北祁连原特提斯洋俯冲、弧-陆和陆-陆碰撞及碰撞后伸展的演化全过程,虽然目前对于北祁连洋闭合时间存在不同认识(西段和东段有差异),但普遍认为至少在440 Ma已经闭合(陈育晓等, 2012; 熊子良等, 2012; Songetal., 2013; Chenetal., 2015, 2016, 2018; Yuetal., 2015; Yangetal., 2019)。

本文研究的北祁连造山带东段宁夏南华山地区出露的石洼里高镁埃达克岩侵位于晚奥陶世(452 Ma),为俯冲洋壳部分熔融的产物,暗示北祁连原特提斯洋在南华山地区持续向北俯冲。然而从现今的构造格局来看,石洼里岩体位于北部蛇绿岩带(老虎山弧后盆地)以北(图1a),与南部北祁连大洋北向俯冲有关的白银岛弧带相距较远(Wangetal., 2005),且北祁连洋的最晚俯冲记录是产于造山带西段的牛心山岩体,形成时代为477 Ma(吴才来等,2010; Wuetal., 2011),明显早于石洼里岩体(452 Ma),因此用北祁连洋壳的北向俯冲来解释石洼里花岗岩的形成不够合理。Fu等(2022)最新识别出北祁连造山带东段老虎山地区的玻安质蓝片岩和岛弧玄武岩(492～488 Ma)记录了洋内俯冲初始和岛弧弧前增生,是祁连洋向北的俯冲产物,且北祁连弧后盆地发育一条新的北倾俯冲带,形成了更年轻的SSZ型蛇绿岩(454～448 Ma)和岛弧岩浆岩(Fuetal., 2018,2020)。本文研究的石洼里高镁埃达克岩与老虎山SSZ型蛇绿岩的时代一致,可能同为老虎山弧后洋盆南向俯冲的产物。

综上所述,晚奥陶世时期,受北祁连原特提斯洋北向俯冲影响,石洼里埃达克质花岗岩形成于北祁连东段老虎山弧后洋壳的南向俯冲过程中。老虎山-宝积山-屈吴山一带的同碰撞埃达克岩(约440 Ma, Chenetal., 2015, 2016, 2018; Fuetal., 2018)和早志留世巨厚复理石建造的形成则标志着北祁连洋盆在奥陶纪末期闭合,进入志留纪碰撞造山阶段。

5 结论

(1)北祁连造山带东段南华山地区石洼里花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为452±4 Ma,岩体侵位于晚奥陶世。

(2)岩石学和地球化学研究表明,石洼里花岗岩具有高SiO2含量、Mg#、Sr/Y和La/Yb值,地球化学特征与高镁埃达克岩相似,可能是在30～40 km深度的岛弧基性下地壳部分熔融的产物,其源区中可能存在早古生代的新生地壳。

(3)石洼里高镁埃达克岩具弧岩浆岩地球化学特征,暗示受北祁连原特提斯洋北向俯冲影响,老虎山弧后洋壳在晚奥陶世时期向南发生俯冲消减作用。