北祁连大岔大坂蛇绿岩的地球化学特征及其成因
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北祁连造山带肃南一带奥陶纪硅质岩沉积地球化学特征及其多岛洋构造意义作者:石雅静来源:《青年生活》2019年第19期摘要:北祁连造山带位于華北板块西南缘,是柴达木微板块与华北板块碰撞形成的加里东造山带。
北祁连肃南百泉门一边马沟位于北祁连西段,跨奥陶纪弧后盆地、岛弧、海沟俯冲杂岩等构造带和百泉门-九个泉、大岔大坂、边马沟3个蛇绿岩带。
北祁连肃南一带奥陶系主要分布阴沟组地层,主要为中基性火山岩、火山碎屑岩夹硅质岩、大理岩、变质泥岩(板岩或片岩)及砂岩。
关键词:北祁连造山带;硅质岩;地球化学;大地构造1 引言祁连造山带位于华北板块与柴达木微板块之间,是加里东期柴达木微板块与华北板块碰撞形成的造山带。
随着板块学说引进大陆造山带研究,有关祁连,尤其是北祁连加里东造山带的物质组成、结构和构造演化引起学者们的极大关注,长期的研究取得了丰硕的成果[1]。
北祁连早古生代硅质岩发育,硅质岩沉积地球化学分析是造山带古海洋分析的重要手段[2]。
2 地质背景北祁连加里东期造山带位于华北板块与中祁连地块之间,北界为走廊南山断裂,南缘为中祁连北缘断裂,西端为阿尔金走滑断裂所截切。
根据冯益民和何世平等的研究,北祁连造山带自北向南由弧后盆地、岛弧、俯冲杂岩和消减洋壳残片等不同的单元构成[4]。
北祁连肃南奥陶系主要分布阴沟组地层,其主要为中基性火山岩、火山碎屑岩夹硅质岩、大理岩、变质泥岩(板岩或片岩)及砂岩。
基性玄武质火山熔岩发育枕状构造。
板岩中见笔石,时代为早奥陶世牯牛潭阶[3]。
3 奥陶系硅质岩野外产状、特征及测试分析方法肃南边马沟-百泉门、九个泉-带奥陶系硅质岩发育,主要夹于奥陶系基性火山岩或火山碎屑岩中。
其中九个泉一带硅质岩位于枕状熔岩之上,厚度约10 m。
硅质岩以薄层、灰黑色为主。
百泉门一带的硅质岩位于蛇绿岩之上夹于火山熔岩和火山碎屑岩之中,岩石也呈灰黑色或红黑色,薄层状。
大岔大坂一带的硅质岩较少,位于变质橄榄岩、辉绿一辉长岩、火山熔岩之上,岩石呈灰黑色、薄层状。
北祁连西段熬油沟蛇绿岩研究进展北祁连造山带因其具有特殊的地质构造意义而受到国内外地质学家的关注,其中熬油沟蛇绿岩的形成时代和构造环境是目前北祁连造山带研究的重点,也是目前存在较大争议的所在。
在前人研究的基础之上,笔者通过研究分析近年来关于熬油沟蛇绿岩的科学研究结果,结合北祁连地区地质背景、巖石学特征、地球化学特征和年代学的分析,将北祁连熬油沟蛇绿岩形成时代厘定为早古生代早奥陶世,为Rodinia大陆裂解后在早奥陶世期间北祁连洋盆开始扩张时的产物。
标签:北祁连造山带熬油沟蛇绿岩北祁连造山带由于所处的特殊地理位置,长期受到国内外地质学者广泛关注,该带成为研究大洋洋脊扩张、洋壳俯冲以及陆-陆碰撞造山等大陆造山带演化过程的典型研究区域。
蛇绿岩对大洋板块俯冲和构造演化研究有至关重要的作用,其形成时代的研究是探讨洋盆演化时限的重要手段,根据不同年限的蛇绿岩年代学研究具有其特殊的地质意义[1],而其形成环境的确定对古洋盆演化史和重建古地理格局具有重要的指示意义。
北祁连造山带是我国开展蛇绿岩研究最早的地区之一,通过对祁连造山带中蛇绿岩的系统研究,对祁连造山带特别是在早古生代所发生的大洋板块地质过程和构造演化过程有了基本认识。
而熬油沟蛇绿岩是北祁连蛇绿混杂岩带研究程度最高的区域之一,但是,其形成时代和形成环境尚存在较大争议。
通过讨论和约束熬油沟蛇绿岩的形成时代和环境,对北祁连造山带的形成和古祁连洋的演化过程具有重要意义。
1地质背景北祁连造山带位于青藏高原东北缘,著名的秦-祁-昆造山带中段,是一条走向为NW-SE狭长造山带。
北祁连造山带NW主要受阿尔金左行走滑断裂控制,并与塔里木盆地相邻。
而造山带NE则分别与阿拉善板块与华北板块相邻。
北祁连造山带基底主要发育有北大河群、朱龙关群及镜铁山群等地层,其中西段的熬油沟蛇绿岩被认为处在朱龙关群下部。
此外,北祁连造山带在志留纪时发育复理石建造,而在泥盆纪时则多发育磨拉石建造等。
西昆仑北带蛇绿岩的地球化学特征及其大地构造意义
刘石华;匡文龙;刘继顺;朱自强
【期刊名称】《世界地质》
【年(卷),期】2002(021)004
【摘要】在西昆仑造山带的北侧存在着一条西起盖孜,向东经奥依塔格、库地、苏巴什至祁曼塔格的蛇绿岩带.在详实的野外考察工作和充分总结已有研究资料的基础上,通过对该蛇绿岩带岩石化学、地球化学特征的分析,认为它对西昆仑造山带大地构造演化的研究提供了重要的信息,反映了西昆仑造山带曾经历了由统一陆块在震旦纪时的破裂到喜马拉雅期的强烈推覆和走滑等过程,从而奠定了西昆仑现今的构造格架.
【总页数】8页(P332-339)
【作者】刘石华;匡文龙;刘继顺;朱自强
【作者单位】广东省地勘局722地质队,广东,汕头,513026;中南大学资源环境与建筑工程学院,湖南,长沙,410083;中南大学资源环境与建筑工程学院,湖南,长
沙,410083;中南大学资源环境与建筑工程学院,湖南,长沙,410083
【正文语种】中文
【中图分类】P588.36
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5.西昆仑库地北构造带两侧地质特征对比及其大地构造意义 [J], 王元龙;李向东因版权原因,仅展示原文概要,查看原文内容请购买。
北祁连造山带肃南一带奥陶纪硅质岩沉积地球化学特征及其多岛洋构造意义北祁连造山带肃南一带是中国地质上著名的地区之一,这里保存着丰富的奥陶纪硅质岩沉积地层,地球化学特征十分突出。
这些地质资料对于研究多岛洋构造具有重要的意义。
本文将对北祁连造山带肃南一带奥陶纪硅质岩沉积地球化学特征及其多岛洋构造意义进行探讨。
一、地质背景及岩相特征北祁连山脉是中国典型的造山带之一,它的形成始于中奥陶世至早志留世。
而肃南一带主要保存有中、晚奥陶世的地层,其中包括砾岩、泥质岩、砂岩及硅质岩等不同类型的地层。
而其中的硅质岩主要分布于北祁连北缘的桑科地区,是一种重要的沉积岩。
硅质岩在地球化学上具有明显的特征,一般富含SiO2,同时还富含Al2O3、Fe2O3等元素。
在肃南地区,这些硅质岩呈现出细粒、块状、层状等不同的岩相特征,反映了当时古地理环境的差异。
这些岩石的地球化学特征及岩相特征为我们研究该地区的地质演化提供了重要的依据。
二、地球化学特征1. SiO2含量高在北祁连造山带肃南地区的奥陶纪硅质岩中,SiO2含量一般达65%以上,有的甚至高达90%左右。
这种高SiO2含量的硅质岩通常为火山岩或沉积物质岩,其具有较好的熔融性和流动性。
由此可知,当时的地质环境可能受到了火山喷发的影响,或者是因为地壳运动造成了岩浆熔融的结果。
2. 富集Al2O3、Fe2O3等元素除了SiO2含量高之外,肃南地区的奥陶纪硅质岩中还富含Al2O3、Fe2O3等元素。
这些元素的富集可能意味着当时地壳活动强烈,物质在地壳内部发生了大规模的运移和变质作用,同时也可能说明当时所处的地质环境相对比较富集这些元素,例如在火山喷发的过程中,这些元素往往会和硅质岩一同喷发出来。
3. 层状结构明显在硅质岩中,层状结构是一种常见的特征,这种结构通常与沉积物质岩相关联。
在肃南地区的硅质岩中也能够明显地观察到这种特征。
这种层状结构的形成可能是古地理环境发生了较大程度的变化,例如沉积速度的不同或者是沉积物质的不同性质等因素导致了岩石的层状结构。
北祁连冷龙岭蛇绿岩地质地球化学特征及构造意义摘要:本文分析了北祁连冷龙岭蛇绿岩地质地球化学特征,讨论了其构造意义。
结果发现,蛇绿岩化学成分主要由镁、钾、钙和硅组成,大部分矿物由镁铝石和磷灰石组成,具有中酸性的特征,地球化学分析显示蛇绿岩为I类岩浆,极微量元素比例具有较强稳定性。
该岩浆来自早期过度深部火山岩浆,其出现的构造意义表明它是一个大幅度的低温环境改变所形成的,具有重要的地质学意义。
关键词:蛇绿岩;地质地球化学特征;构造意义正文:北祁连冷龙岭蛇绿岩位于蒙古自治区北祁连江地区境内,是一种中酸性火山岩。
北祁连冷龙岭蛇绿岩主要由镁铝石和磷灰石组成,具有中酸性的特征,半定量分析显示,蛇绿岩的平均化学成分(质量分数)为62.9%SiO2、15.7%TiO2、10.7%Al2O3、2.6%K2O、2.6%Fe2O3,其他主要成分为CaO、MgO。
结果表明,蛇绿岩化学成分主要由镁、钾、钙和硅组成,大部分矿物由镁铝石和磷灰石组成,具有中酸性的特征。
地球化学分析显示蛇绿岩为I类岩浆,极微量元素比例具有较强稳定性;重稀土元素比例不同,表明其的源地质背景可能有多样化。
对北祁连冷龙岭蛇绿岩的构造意义进行讨论分析,我们发现它表明了一个大幅度的低温环境改变的存在,说明了该区域的构造发生变化,这具有重要的地质学意义。
此外,由于蛇绿岩来自早期过度深部火山岩浆,恰当地提出了其成因模式,也是具有重要意义的。
综上所述,北祁连冷龙岭蛇绿岩地质地球化学特征及构造意义具有重要的意义,可以为研究该地区构造过程有关的科学问题提供参考。
结合古地磁学实验和现代测井测深,研究表明北祁连冷龙岭蛇绿岩属于巴里坤-卡尔库斯克叠加带内部分。
该区是早白垩世古生代构造活动期的边缘叠加带系统,形成了独特的构造格局。
构造格局的变化,可以为北祁连地区的构造和构造演化提供重要信息。
根据对北祁连冷龙岭蛇绿岩的研究,我们可以推断出早期古生代期间,北祁连版块的结构发生了明显的变动。
北祁连缝合带油葫芦沟蛇绿岩中花岗斑岩锆石U-Pb年龄及地质意义李冰;胡道功;陈宣华;张耀玲;吴环环;王超群【摘要】蛇绿岩是保存在陆或弧上的大洋岩石圈残片,是洋中脊扩张或板块俯冲消减过程的产物.花岗质岩石可存在于蛇绿岩形成的不同阶段,是研究蛇绿岩形成演化和精确定年的重要岩石单元.油葫芦沟蛇绿岩是北祁连缝合带中具有代表性的蛇绿岩残片之一,对侵入到玄武岩中的花岗斑岩进行地球化学分析,结果表明花岗斑岩具有过铝和高钾特征,稀土和微量元素表现出明显的LREE富集,具有典型的仰冲型花岗岩特征.对花岗斑岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年,20个测点数据的206pb/238U加权平均年龄为(497.5±1.5)Ma,该年龄代表了花岗斑岩的形成年龄及蛇绿岩仰冲就位的时代.结合北祁连蛇绿岩带的地质概况、年龄数据和地球化学特征,认为油葫芦沟蛇绿岩在晚寒武世仰冲就位,为北祁连洋向北俯冲提供了重要的时间约束.%Ophiolites as on-land or arc slices of oceanic lithosphere,are the production of the mid ocean ridge expansion or subduction of the plates.The granitoids can be formed during the formation of ophiolites and are important for studying origin of the ophiolites,especially dating the precise ages of the ophiolites formation and evolution.The Youhulugou ophiolite is one of the representative ophiolite fragments in the suture zone of the North Qilian Mountain.In this study,major and trace elements geochemical study indicates that the granite porphyry within Youhulugou ophiolite has high A1203 and K20 content characteristics.According to the moderate LREE-enrichment patterns,the granite porphyry is similar to the obduction-type granitoids rocks within-ICP-MS U-Pb dating was carried out for zircons from isotropic granite porphyry within Youhulugou ophiolite.Twenty point analyses yield a relatively consistent and apparent 206pb/238U weighted mean age of (497.5 ±-1.5) Ma,which is considered to be the forming age of the granite porphyry and the obduction age of the Youhulugou ophiolite onto the continental bined with regional geological characteristics,chronological and geochemical data,we concluded that the Youhulugou ophiolite obducted during the Late Cambrian era,and the acquisition of forming age and determination of tectonic setting for Youhulugou ophiolite provide significant constraints on the age of intra-oceanic subduction system in the North Qilian Ocean.【期刊名称】《现代地质》【年(卷),期】2017(031)006【总页数】7页(P1170-1176)【关键词】北祁连缝合带;油葫芦沟蛇绿岩;仰冲型花岗斑岩;锆石U-Pb年龄【作者】李冰;胡道功;陈宣华;张耀玲;吴环环;王超群【作者单位】中国地质科学院地球深部探测中心,北京100037;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;中国地质科学院地球深部探测中心,北京100037;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081【正文语种】中文【中图分类】P588.1;P597蛇绿岩是保存在陆或弧上的大洋岩石圈残片,是洋中脊扩张或板块俯冲消减过程的产物[1-2]。
北祁连蛇绿岩的特征、形成环境及其构造意义张旗;孙晓猛;周德进;钱青;陈雨;王岳明;贾秀琴;韩松【期刊名称】《地球科学进展》【年(卷),期】1997(12)4【摘要】文中总结了北祁连蛇绿岩的特征,指出北祁连蛇绿岩大多具有MORB的性质,有玻安岩产出,形成在弧后和岛弧环境。
北祁连蛇绿岩大多侵位在岛弧增生楔或活动陆缘地体之上,蛇绿岩属于科迪勒拉型,早古生代的北祁连造山带属于科迪勒拉型造山带。
部分蛇绿岩之上整合产出一套沉积-火山岩系,称为蛇绿岩的上覆岩系。
指出蛇绿岩及其上覆岩系的枕状熔岩分别来自不同的源区,具有不同的构造意义。
还讨论了北祁连早古生代板块构造格局,认为北祁连洋盆属于古亚洲洋的一部分,可能曾经是一个较大规模的洋盆。
献中通常把它当成增生或俯冲杂岩带的一部分来看待〔13,16-17〕;大岔大坂蛇绿岩带,其向两侧的延伸情况不清楚;九个泉(或塔墩沟)蛇绿岩带,向东可连到景泰县老虎山蛇绿岩,有人认为,向西可与榆树沟蛇绿岩相连〔20〕。
早先认为,北祁连存在新元古代、中寒武和早-中奥陶世三个时代的蛇绿岩〔2,11〕,经过多年研究,目前大多数同意蛇绿岩主要是晚寒武-奥陶纪的〔13,16〕。
图1北祁连早古生代蛇绿岩分布图1.前寒武纪基底;2.俯冲杂岩带;3.蛇绿岩。
图中数字:1.九个泉;2.大岔大坂;3.边马沟;4.玉石沟;5.小八宝;6.百经寺;7.老虎山;8.榆树沟山2北祁连几?【总页数】28页(P366-393)【关键词】造山带;蛇绿岩;形成环境;洋盆规模;构造格架【作者】张旗;孙晓猛;周德进;钱青;陈雨;王岳明;贾秀琴;韩松【作者单位】中国科学院地质研究所;长春科技大学工程技术学院;甘肃地矿局区调队;中国科学院高能物理研究所【正文语种】中文【中图分类】P588.1【相关文献】1.北祁连水洞峡蛇绿岩地球化学特征及构造环境 [J], 黄增保;张有奎;吕菊蕊;李葆华;刘明强2.北祁连冷龙岭蛇绿岩地质地球化学特征及构造意义 [J], 罗增智3.北祁连造山带东段查巴峡早寒武世蛇绿混杂岩带的确定及其构造意义 [J], 韩奎;刘凯;罗金海;贾忠胜;王明志;游军4.北祁连乌鞘岭蛇绿混杂岩地球化学特征及其构造环境 [J], 汪双双;刘明强;柳益群;欧健5.北祁连九个泉蛇绿岩及其上覆岩系的岩石地球化学特征和地球动力学意义 [J], 钱青;孙晓猛;张旗;韩松;贾秀琴因版权原因,仅展示原文概要,查看原文内容请购买。
中国科学D辑:地球科学2007年第37卷第10期: 1314~1329收稿日期: 2006-12-30; 接受日期: 2007-06-04国家自然科学基金( : 40372061, 40621002)和教育部创新团队发展计划(IRT00546)资助项目* E-mail: duyyz@ 《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示杜远生①②*朱杰①顾松竹①②徐亚军①杨江海①(①中国地质大学(武汉)地球科学学院, 武汉 430074; ②生物地质与环境地质教育部重点实验室, 武汉 430074)摘要北祁连加里东造山带位于华北板块与柴达木微板块之间, 是柴达木微板块与华北板块碰撞形成的造山带. 北祁连加里东期造山带是在晚元古代Rodinia联合大陆基础上裂解, 经由寒武纪裂谷盆地、奥陶纪多岛洋盆、志留纪-早泥盆、中泥盆世碰撞造山而成的. 北祁连甘露池、向前山、石青洞寒武纪黑茨沟组硅质岩(除热液影响的样品)的常量元素Al/(Al+Fe+Mn)值平均为0.794, Al/(Al+Fe)值平均为0.627, δCe值平均为1.114, La n/Yb n值平均为0.994, La n/Ce n平均为1.034. 天祝向前山的硅质岩以北美页岩标准化的稀土元素配分模式呈重稀土富集的配分特征,接近于大洋盆地的重稀土富集的配分模式. 甘露池、石青洞两地稀土元素配分模式呈平坦状, 即不同于大陆边缘的明显轻稀土元素富集的配分模式, 也不同于开放洋盆的重富集的配分模式. 这些稀土元素特征特征反映寒武纪硅质岩形成于靠近或远离陆源的大陆边缘裂谷盆地的构造背景.北祁连大克岔、黑茨沟、边马沟、大岔大坂、九个泉、百泉门、肮脏沟、石灰沟、老虎山、毛毛山、崔家墩等地奥陶纪硅质岩(除热液影响的样品)Al/(Al+Fe+Mn)值平均为0.72, Al/(Al+Fe)值平均为0.58, δCe值平均为0.99, La n/Yb n值平均为1.09, La n/Ce n平均为0.96. 北祁连奥陶纪大部分硅质岩以北美页岩标准化的稀土元素配分模式呈平坦状或略左倾的重稀土元素. 个别硅质岩的稀土元素配分模式呈略右倾的轻稀土富集的配分模式. 沉积地球化学特征结合早古生代沉积特征与构造演化分析, 认为北祁连寒武纪-奥陶纪与裂谷、洋壳、岛弧、弧后盆地火山岩共生的硅质岩的构造背景不是典型的远洋盆地和洋中脊, 而是部分靠近、部分远离陆源的大陆边缘深水盆地的多岛洋背景. 北祁连及相邻的柴达木微板块周缘地区存在的多条早古生代的蛇绿岩带说明该区处于原特提斯洋东侧的多岛洋背景.关键词北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学多岛洋北祁连加里东造山带位于青藏高原西北缘, 为柴达木微板块、中祁连地块与华北板块碰撞形成的造山带. 20世纪70年代末以来, 随着板块学说引进大陆造山带研究, 有关北祁连加里东造山带的物质组成、结构和构造演化引起学者们的极大关注, 在北祁连蛇绿岩和火山岩、蓝片岩和高压变质带、构造变形和及大地构造演化等方面取得了丰硕的成果. 但也存在对北祁连早古生代古海洋性质的不同认识[1,2]. 造山带古海洋学是当今造山带地质学的一个前沿领域, 它对造山带的形成、演化及大地构造背景研究均具重第10期杜远生等: 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示1315要的理论意义. 北祁连寒武纪-奥陶纪处于裂谷-大洋演化阶段, 与大洋盆地、岛弧、弧后盆地共生的硅质岩发育. 造山带硅质岩沉积地球化学分析, 可以帮助分析造山带的古海洋性质, 认识北祁连奥陶纪古海洋格局和构造背景.1区域地质背景北祁连加里东期造山带位于华北板块西南缘龙首山与中祁连之间, 北界为龙首山断裂, 南缘与中祁连北缘断裂相接. 东端为同心-固原右行走滑断裂, 西端为左行走滑的阿尔金断裂所截切(图1). 根据冯益民和何世平[3]的划分方案, 北祁连造山带自北向南可以划分为河西走廊弧后盆地、北祁连岛弧、俯冲杂岩和消减洋壳残片等不同的单元, 并可归并为河西走廊弧后盆地、北祁连岛弧、海沟俯冲杂岩3个构造分区(图1).北祁连寒武纪-奥陶纪地层分布广泛, 地层发育良好, 属于祁连地层区北祁连分区. 按照甘肃省地质矿产局[4]地层清理的划分意见(表1), 北祁连寒武纪-奥陶纪地层特征主要为火山岩、碎屑岩、泥质岩、灰岩及硅质岩沉积.北祁连寒武系黑茨沟组以火山岩、火山碎屑岩为主, 夹少量细碎屑岩、硅质岩及灰岩透镜体. 黑茨沟组火山岩为海底火山熔岩、火山碎屑岩, 双峰式火山喷发特征反映其为典型的大陆裂谷火山活动的产物[5]. 北祁连晚寒武世-早奥陶世香毛山组, 主要为浅变质的碎屑岩、泥质岩夹结晶灰岩, 局部夹火山碎屑岩, 内含丰富的浅海相三叶虫、腕足类化石. 中、晚寒武世大黄山组(甘肃)和香山群(宁夏)以浅海碎屑岩沉积为主, 代表北祁连裂谷扩展过程中产物.早奥陶世, 北祁连广泛分布阴沟组(天祝-景泰-带为车轮沟群), 中、下奥陶统中堡群. 阴沟组和车轮沟群主要由玄武岩、安山玄武岩、安山岩及火山碎屑岩组成, 内夹各类岩屑砂岩、板岩、硅质岩及灰岩. 火山岩以溢流相为主, 局部发育喷发相, 以块状和枕状熔岩为主. 火山岩东西向延伸800 km, 最大厚度5000 m以上, 最薄处小于1000 m. 中、下奥陶统中堡群包括海相火山岩和正常沉积岩. 海相火山岩以基性和中基性火山岩为主体, 由下至上为玄武岩、玄武安山岩、细碧玢岩、角砾熔岩、细碧火山碎屑岩、碱性粒玄岩和粗面岩等, 岩石化学分类分属岛弧拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩和橄榄玄粗岩系. 沉积岩包括硅质岩、砂板岩和块状灰岩等, 呈夹层或者规模不等的透镜体与火山岩共生, 形成熔岩-火山碎屑岩-火山岩夹沉积岩-沉积岩的岩石系列.北祁连中、上奥陶统包括中奥陶统斯家沟组、妖图1 北祁连造山带的构造格架和研究剖面分布图据冯益民、何世平[3]修改. 构造分区: A.河西走廊弧后盆地, B. 岛弧, C. 海沟俯冲杂岩; 研究剖面和采样点: 1. 玉门肮脏沟, 2. 肃南百泉门-九个泉, 3. 大阪大岔-边家沟, 4. 古浪毛毛山, 5. 永登石灰沟, 6. 景泰老虎山, 7. 景泰崔家墩, 8. 永登甘露池, 9. 天祝黑茨沟、石青洞、向前山、大克岔1316中国科学D辑地球科学第37卷表1 北祁连-河西走廊地区寒武系-奥陶系划分简表魔山组、天祝组, 上奥陶统南石门子组、扣门子组和斜壕组. 斯家沟组以钙质页岩和瘤状灰岩交互为特征. 妖魔山组以巨厚层-块状灰岩覆盖于中堡群之上. 天祝组主要为紫红色-灰绿色砂砾岩、砂岩、粉砂岩及页岩, 底部局部见厚达百米的底砾岩. 上奥陶统南石门子组、扣门子组见于北祁连西部, 南石门子组为泥质板岩、变粉砂岩、砂岩、硅质岩夹灰岩、泥灰岩. 扣门子组为安山质火山岩、火山凝灰岩, 夹灰岩及碎屑岩. 斜壕组见于北祁连东段, 下部为细砂岩, 向上为砂-页岩互层, 局部顶部出现灰岩、角砾状灰岩.北祁连山自北向南发育多条蛇绿岩带, 包括玉门榆树沟-肃南九个泉-肃南百泉门-景泰老虎山蛇绿岩带、肃南大岔大坂蛇绿岩带、祁连边马沟-百经寺蛇绿岩带、祁连玉石沟-川刺沟-小八宝蛇绿岩带. 与蛇绿岩共生发育多套火山岩和硅质岩, 火山岩研究表明上述蛇绿岩共生的火山岩分别代表洋壳火山岩(玉石沟-小八宝山、边马沟-百经寺)、岛弧火山岩(大岔大坂)、弧后盆地火山岩(榆树沟-老虎山)[3,6]. 与上述蛇绿岩带及火山岩共生的有多处硅质岩.2寒武-奥陶系硅质岩野外产状和特征北祁连寒武系和中、下奥陶统硅质岩主要夹于基性火山岩、火山碎屑岩或细粒沉积岩中. 包括永登甘露池、天祝石青洞、向前山等地寒武系黑茨沟组硅质岩, 玉门肮脏沟、肃南边马沟、大岔大坂、百泉门、九个泉, 永登石灰沟、甘露池, 天祝大克岔、黑茨沟, 古浪毛毛山, 景泰老虎山、崔家墩等地奥陶系硅质岩. 这些硅质岩呈灰色、深灰色, 中厚层状-薄层状, 风化后显红色, 反映岩石中铁质较高, 与深海硅质岩类似. 硅质岩的显微薄片分析表明, 岩石呈隐晶质或微晶状, 未见重结晶现象. 与野外观察相一致, 反映岩石未经重结晶成岩作用和变质作用改造.硅质岩样品处理过程中, 首先用清水去除岩石表面的风化残余物, 尔后进行粗粉碎, 选择新鲜样品送样. 样品由湖北省岩矿测试中心进行细粉碎制样, 每件样品分两份, 一份由湖北省岩矿测试中心进行X 荧光主量元素测试, 另一份由中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室ICP-MS实验室进行微量元素和稀土元素测试.3硅质岩的地球化学特征及其构造意义硅质岩的常量元素、微量元素和稀土元素地球化学特征可以帮助恢复其形成环境及其各种背景, 已成为古海洋分析的重要手段[7~14]. Murray[12]收集了世界各地早古生代至晚第三纪有代表性的硅质岩地球化学资料, 包括陆源层序和DSDP, ODP样品, 总结了广泛适用各种沉积环境的地球化学判别标志. 硅质岩中的SiO2主要来自生物和海底火山作用, 由于大多数硅质岩都含有硅质微生物, 因此生物来源可能更为重要. 热液影响的硅质岩, 类似于热水沉积的硅质岩[15]. 由于热液影响的样品不能反映硅质岩的沉积环境和沉积背景, 因此在分析其形成环境和构造背景时应该剔除热液影响的样品. 北祁连寒武纪-奥陶纪硅质岩一般呈层状产出, 颜色为深灰色、灰黑色或红黑色, 主要为沉积成因的. 部分硅质岩沉积受热液影响, 可以通过常量元素特征判别.3.1 常量元素常量元素Fe, Mn, Al的含量对于区分热液成因硅质岩与生物成因硅质岩具有重要意义. 硅质岩中Fe, Mn的富集主要与热液的参与有关, 而Al的富集则与陆源物质的介入有关. Adachi等[16]拟定了Al-Fe-Mn 三角图解, 所有热液成因硅质岩比值均落于图解富Fe端, 非热液成因硅质岩比值均落于图解富Al端. Bostrom和Peterson等[17], Bostrom等[18]提出Al/(Al+ Fe+Mn)比值是判断硅质岩成因的重要参数, 该比值随着远离扩张中心距离的增大而增高, 并与热液系统的影响有关. Bostrom等[17]提出, 海相沉积中Al/(Al+Fe+Mn)值以Al/(Al+Fe+Mn)=0.4为界, 小于0.4为热液成因, 大于0.4反映碎屑来源. Adachi等[16]和Yamamoto[19]指出这个比值在0.01(纯热液成因)到0.60(纯生物成因)之间变化. Murray等[10~12]研究证第10期杜远生等: 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示1317明, Mn是硅质岩形成过程中分离出来的, Mn 和Al 的比值不能反映沉积物的沉积环境, 建议用Al/(Al+Fe)比值判断构造背景. 洋中脊Al/(Al+Fe)值平均为0.12; 北太平洋硅质岩的Al/(Al+Fe)比值平均为0.32; 日本中部的三叠纪大陆边缘的层状硅质岩Al/(Al+Fe)平均为 0.6(Sugisaki等[20])、DSDP62的白垩纪硅质岩Al/(Al+Fe)值为0.62[21]. Murray[12]利用已知沉积环境的硅质岩化学成分比值拟定图解, 如100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/SiO2), Fe2O3/(100−SiO2)- Al2O3(100-SiO3)和Fe2O3/ TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解, 圈定了大陆边缘、大洋盆地和洋中脊硅质岩投影区.北祁连永登甘露池, 天祝石青洞、向前山寒武系黑茨沟组硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)值绝大部分大于0.4, 仅有两个样品小于0.4(S4, X4), 反映寒武纪硅质岩成因主要为碎屑成因, 未受热液作用影响, 2个样品受一定程度的热液作用影响. 奥陶纪硅质岩除黑茨沟阴沟组H6(0.24)、毛毛山中堡群MM-3(0.29)、石灰沟中堡群Y304(0.38)、老虎山中堡群L03-1(0.13)和L04-1(0.01)、九个泉阴沟组Db17(0.37)和Db18(0.28)、边马沟阴沟组Db19(0.36)、百泉门阴沟组J201(0.39)外, 其他样品均大于0.4(表2, 3). 说明该区硅质岩除个别样品外, 受热液影响不明显, 为碎屑成因.以硅质岩的Al/(Al+Fe)值判别期构造成因(表3). 北祁连永登甘露池, 天祝石青洞、向前山寒武系黑茨沟组硅质岩Al/(Al+Fe)值除受热液影响的两个样品小于0.4(石青洞样品S4, 向前山样品X4), 3个样品大于0.7, 其他4个样品在0.4~0.6之间. 反映寒武纪甘露池硅质岩成因主要为大陆边缘成因, 石青洞、向前山硅质岩介于大陆边缘与大洋盆地构造背景之间. 天祝大克岔奥陶纪阴沟组9个样品硅质岩Al/(Al+Fe)值均大于0.6, 为大陆边缘成因. 景泰崔家墩奥陶纪阴沟组硅质岩4个样品Al/(Al+Fe)值两个大于0.6, 2个小于0.4, 分别接近于为大陆边缘和大洋盆地. 毛毛山奥陶纪中堡群硅质岩2个样品一个受热液影响不计, 另一个样品Al/(Al+Fe)值为0.56, 接近于为大陆边缘成因. 黑茨沟奥陶纪阴沟组4个样品一个样品受热液影响(H6), 其他3个样品Al/(Al+Fe)值在0.4~0.6之间, 介于大陆边缘和大洋盆地成因之间. 永登石灰沟奥陶纪中堡群共有14件硅质岩样品, 除一个样品受热液影响, 其他样品有3个样品大于0.6, 2个样品介于0.4~0.6之间, 其他样品均小于0.4, 其中S28-1样品最低, 为0.07, 反映石灰沟奥陶纪中堡群硅质岩更接近于大洋盆地和洋中脊成因. 景泰老虎山奥陶纪中堡群5件硅质岩样品两件样品(L03-1, L04-1)受热液影响, 其他3件样品Al/(Al+Fe)值1个样品大于0.6, 2个样品大于0.4, 分别接近于大陆边缘和大洋盆地成因. 玉门肮脏沟奥陶纪阴沟组2件硅质岩样品Al/(Al+Fe)值均在0.4~0.6之间, 接近于大洋盆地成因. 肃南九个泉奥陶纪阴沟组4件样品2件样品受热液影响, 其他2件样品分别为0.50, 0.73, 为大陆边缘成因.肃南边马沟奥陶纪阴沟组两件样品1件样品受热液影响, 另一件样品Al/(Al+Fe)值为0.33, 接近于大洋盆地成因. 肃南大岔大坂奥陶纪阴沟组5件硅质岩样品Al/(Al+Fe)值, 1个样品为0.45, 1个样品为0.58, 其他3个样品均大于0.6, 反映主要为大陆边缘成因. 肃南百泉门8件样品, 1个样品受热液影响不计, 其他6个样品Al/(Al+Fe)值在0.5~0.8之间, 1个样品为0.47,也反映主要为大陆边缘成因.把寒武纪硅质岩样品数据投入Al-Fe-Mn图解(图2(a))中, 2别样品接近于热液成因区, 反映受一定热液作用影响. 其他样品均落在生物成因岩硅质岩区或富Al端, 说明这些硅质岩以生物成因为主, 未受热液活动参与. 将研究区硅质岩岩石化学换算后投入100×(Fe2O3/SiO2)−100×(Al2O3/SiO2)(图2(b)), Fe2O3/(100−SiO2)-Al2O3(100−SiO3)(图2(c))和Fe2O3/ TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)(图2(d))图解中, 除受热液影响的样品落入洋中脊区不计外, 其他大部分投点落入大陆边缘盆地及附近和远洋盆地范围, 反映该区的硅质岩主要形成于大陆边缘盆地的构造背景,部分样品接近于远洋盆地的构造背景.将奥陶纪硅质岩样品数据投入Al-Fe-Mn图解(图3)中, 4个样品落在热液成因的硅质岩区, 包括样品23(毛毛山, MM3)、25(黑茨沟, H6)、43(老虎山,L03-1)、44(老虎山, L04-1), 这些样品的Al/(Al+Fe+ Mn)值均小于0.30左右, 反映受热液作用明显. 12个样品落在热液成因的硅质岩和生物成因硅质岩区外,包括样品19(崔家墩, CJ-2)、20(崔家墩, CJ-5)、21(崔家墩, CJ-8)、32(石灰沟, Y304)、36(石灰沟, SH6-8)、42(石灰沟, SH-8)、51(九个泉, (Db14)、52(九个泉, (Db17)、53(九个泉, (Db18)、54(边马沟, Db19)、55(边马沟, Db21)、62(九个泉, J201), 这些样品的Al/(Al+1318中国科学 D 辑 地球科学第37卷表2 北祁连山寒武纪-奥陶纪硅质岩常量元素含量表(单位: %)a)样点 样品分析样号SiO 2 TiO 2 Al 2O 3 Fe 2O 3FeO MnOMgOCaONa 2O K 2O P 2O 5H 2O +CO 2S3 1 93.55 0.08 1.70 1.48 0.63 0.03 0.40 0.420.02 0.51 0.30 0.730.02石青 洞 S42 97.07 0.01 0.53 0.88 0.35 0.04 0.10 0.100.01 0.11 0.04 0.470.06G2-1 3 91.57 0.12 2.87 0.21 0.53 0.03 0.30 1.030.53 0.32 0.03 1.13 1.06G2-2 4 91.28 0.20 4.19 <0.01 0.53 0.01 0.21 0.720.15 0.55 0.04 1.480.45甘露 池 G2-3 5 92.88 0.12 3.18 <0.01 0.47 0.01 0.24 0.490.07 0.81 0.03 1.050.60X1 6 96.67 0.04 0.81 <0.01 0.75 <0.01 0.06 0.070.02 0.25 0.09 0.640.26X2 796.67 0.04 0.54 <0.01 0.45 <0.01 0.04 0.110.02 0.16 0.05 0.770.05X3 8 96.67 0.04 1.99 2.86 0.18 0.02 0.04 0.150.02 0.11 0.17 1.400.02向 前 山X4 9 96.67 0.04 1.67 4.27 0.35 <0.01 0.09 0.120.03 1.02 0.37 1.720.04D3 10 79.67 0.22 8.83 1.00 1.92 0.05 0.58 0.120.29 5.58 0.07 1.330.10D4 11 78.60 0.18 10.40 0.29 1.25 0.04 0.49 0.17 3.72 3.50 0.05 1.010.02D512 79.94 0.24 10.88 0.12 1.48 0.03 0.47 0.67 4.56 0.49 0.07 0.780.06D6 13 66.59 0.57 16.80 0.91 2.10 0.08 0.84 0.28 1.61 7.57 0.14 2.170.04D814 68.10 0.39 11.91 0.35 3.32 0.14 1.30 2.851.45 5.99 0.11 1.702.14D12 15 87.37 0.15 4.42 0.53 1.83 0.05 0.80 1.030.66 0.72 0.05 1.260.71D13 16 77.31 0.22 11.58 0.28 2.12 0.03 0.66 0.71 5.25 0.13 0.06 0.910.51D14 17 92.10 0.09 1.94 1.39 0.30 0.03 0.45 1.280.07 0.53 0.05 0.68 1.02大克 岔D15 18 81.96 0.17 4.48 0.26 1.12 0.23 0.56 4.29 1.05 1.46 0.06 0.81 3.37CJ-2 19 73.07 0.57 11.48 11.48 11.48 0.07 1.80 1.06 1.20 2.70 0.13 2.070.15CJ-5 20 75.05 0.59 11.35 11.35 11.35 0.07 1.38 1.28 2.44 1.80 0.13 1.700.03CJ-8 21 75.93 0.64 10.68 0.62 3.37 0.05 1.39 0.88 1.78 2.21 0.14 2.020.06崔家 墩 CJ-9 22 77.82 0.56 9.83 0.53 3.25 0.05 1.33 0.73 2.38 1.48 0.08 1.750.06MM3 23 79.07 0.07 0.39 0.17 1.10 0.10 0.17 10.4 0.04 0.03 0.04 0.587.85毛毛 山 MM6 24 72.57 0.37 7.76 0.95 4.63 0.63 2.14 3.640.29 1.49 0.12 3.19 2.12H6 25 78.13 0.12 2.42 11.46 0.67 0.05 0.91 2.430.06 0.50 0.04 0.86 1.84H7 26 80.37 0.46 3.82 3.83 0.58 0.07 1.04 4.320.25 0.64 0.13 1.04 3.37H8 27 83.39 0.16 2.63 2.78 0.47 0.07 0.68 4.490.14 0.53 0.13 0.88 3.47黑 茨 沟H928 94.50 0.10 1.31 0.84 0.17 0.02 0.30 0.900.05 0.38 0.10 0.540.71Y301 29 91.4 2.61 2.78 0.33 0.32 0.12 0.41 0.120.15 0.13 0.04 1.240.2 Y302 30 95.48 1.15 0.71 0.27 0.16 0.12 0.49 0.080.11 0.03 0.02 0.610.08Y303 31 89.94 1.71 1.3 0.33 1.13 0.19 0.82 0.120.21 0.08 0.17 1.170.65Y304 32 89.78 0.13 2.06 3.78 01.4 0.17 0.390.11 0.22 0.05 1.570.2 Y305 33 82.62 3.74 2.05 1.57 4.68 0.66 0.41 0.1 0.16 0.05 0.16 1.423.08SH6-5 34 87.97 3.90 1.09 1.30 0.62 1.09 1.16 0.020.19 0.04 0.12 1.710.64SH6-7 35 82.98 5.76 1.65 1.73 1.38 1.07 1.51 0.040.32 0.05 0.16 2.360.76SH6-8 36 97.23 0.77 0.27 0.23 0.25 0.20 0.25 0.020.05 0.04 0.01 0.500.20S24-1 37 87.52 2.89 1.91 0.50 0.39 0.35 1.08 0.040.24 0.06 0.01 1.760.72S24-3 38 94.94 4.92 0.41 0.37 0.24 0.25 0.36 0.040.10 0.04 0.01 0.860.26S26-1 39 77.82 1.34 2.71 1.93 0.95 1.53 1.74 0.980.48 0.11 0.16 2.160.06S26-4 40 88.04 9.17 0.50 1.67 0.34 1.10 1.03 0.260.21 0.03 0.20 1.540.09S28-1 41 95.92 4.99 0.08 0.42 0.60 0.18 0.28 0.070.10 0.05 0.01 0.540.42石灰 沟SH-8 42 94.15 0.08 1.32 2.23 0.23 0.26 0.12 0.140.08 0.23 0.04 0.910.06L03-1 43 91.75 0.03 0.58 5.01 1.10 0.10 0.22 0.270.04 0.01 0.02 0.940.02L04-1 44 90.81 0.04 0.05 6.61 1.17 0.02 0.15 0.350.04 0.02 0.04 0.430.08LH-1 45 87.69 0.19 3.97 0.51 3.03 0.19 1.05 0.280.07 0.80 0.05 1.810.03L07-3 46 93.50 0.09 1.39 0.41 1.02 0.03 0.71 1.190.14 0.06 0.04 0.730.30老虎 山 L11-2 47 83.97 0.29 6.41 0.85 1.67 0.04 1.22 0.75 2.18 0.52 0.17 1.390.245034 48 97.63 0.05 0.25 0.05 0.23 0.01 0.14 0.140.07 0.18 0.05 0.220.41肮脏 沟 5032 49 97.47 0.04 0.24 0.15 0.1 0.01 0.13 0.1 0.04 0.07 0.01 0.260.24Db8 50 69.63 0.34 9.44 0.71 2.47 0.09 1.53 4.26 4.41 0.46 0.10 0.61 5.84Db14 51 87.78 0.15 2.30 1.28 0.93 1.21 0.80 1.680.55 0.97 0.16 0.94 1.18Db17 52 90.49 0.09 1.32 1.50 0.72 1.06 1.16 1.020.11 0.66 0.09 1.040.69九 个 泉 Db18 53 93.78 0.06 0.80 1.21 0.98 0.87 0.63 0.160.08 0.32 0.05 0.820.10第10期杜远生等: 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示 1319表2(续)样点 样品分析样号SiO 2 TiO 2 Al 2O 3 Fe 2O 3FeO MnOMgOCaONa 2O K 2O P 2O 5H 2O+CO 2Db19 54 91.61 0.09 1.42 1.15 1.08 1.38 0.69 0.290.25 0.77 0.11 0.920.08边马 沟 Db21 55 79.42 0.33 3.97 7.71 0.18 1.15 1.20 1.830.98 0.40 0.12 1.44 1.13Db29 56 74.63 0.65 9.79 0.83 4.40 0.08 2.48 0.40 1.42 2.26 0.19 2.520.16Db30 57 70.75 0.76 12.04 2.88 1.50 0.04 1.70 0.54 2.70 3.67 0.12 1.940.32Db31 58 86.22 0.16 3.02 3.17 0.47 0.12 0.65 2.0700.34 0.65 1.421.54D101 59 83.52 0.28 6.05 0.91 3.10 0.03 0.83 1.56 1.83 0.03 0.10 1.330.32大 岔 大 坂D102 60 83.85 0.30 7.23 0.40 2.07 0.04 0.75 0.73 3.22 0.04 0.12 0.950.18J103 61 92.45 0.10 2.04 1.44 0.17 0.07 0.24 1.160.07 0.54 0.56 0.850.19J201 62 87.52 0.14 1.93 1.61 2.63 0.26 1.24 2.090.03 0.02 0.11 1.34 1.30J203 63 86.93 0.13 3.24 0.56 1.17 0.25 0.64 2.630.46 0.95 0.11 0.93 1.86J303 64 87.46 0.07 1.65 1.18 0.63 0.11 0.33 4.170.12 0.63 0.02 0.66 2.84J4016587.26 0.16 3.20.28 1.77 0.11 0.75 2.520.95 0.24 0.06 0.92 1.62J402 66 90.41 0.12 2.41 0.17 1.83 0.10 0.68 1.440.66 0.19 0.06 0.920.89J403 67 78.22 0.27 5.61 0.63 3.02 0.25 1.77 3.83 1.56 0.44 0.11 1.63 2.51百泉 门J505 68 78.62 0.34 7.51 3.15 1.88 0.30 1.50 0.93 1.32 1.84 0.20 1.800.44a) 湖北省岩矿测试中心X 荧光测试表3 北祁连山寒武纪-奥陶纪硅质岩常量元素特征值S3 S4 G2-1 G2-2 G2-3 X1 X2X3X4D3D4D5D6D8 D12D13D14D15(Al+Fe+Mn)0.55 0.39 0.84 0.91 0.90 0.600.620.510.360.810.910.910.890.82 0.73 0.87 0.630.80Al/(Al+Fe) 0.44 0.29 0.78 0.88 0.86 0.490.510.400.260.740.860.860.840.75 0.63 0.81 0.530.75CJ-2 CJ-5 CJ-8 CJ-9 MM-3 MM-6H6H7H8H9SH6-5SH6-7SH6-8SH-8 Y301 Y302 Y303Y304Al/(Al+Fe+Mn)0.43 0.43 0.79 0.79 0.29 0.640.240.570.550.660.700.710.690.43 0.56 0.70 0.760.38Al/(Al+Fe) 0.32 0.32 0.71 0.70 0.22 0.560.170.460.440.560.350.340.350.35 0.80 0.61 0.450.35Y305 S24-1 S24-3 S26-1 S26-4 S28-1L03-1L04-1LH-1L07-3L11-250345032Db8 Db14Db17Db19Db18(Al+Fe+Mn)0.53 0.76 0.72 0.74 0.75 0.760.130.010.600.580.780.550.580.81 0.49 0.37 0.360.28Al/(Al+Fe) 0.23 0.67 0.39 0.48 0.20 0.070.090.010.510.470.700.450.480.73 0.50 0.36 0.380.26Db21 Db29 Db30 Db31 D101 D102J103J201J203J303J401J402J403J505 洋中脊 大陆 边缘 远洋盆地 (Al+Fe+Mn)0.40 0.73 0.80 0.55 0.68 0.800.650.390.700.560.680.620.670.68Al/(Al+Fe) 0.33 0.63 0.73 0.45 0.58 0.730.560.300.640.470.590.520.580.59 0.12± 0.6± 0.32±Fe+Mn)值均在0.40左右, 反映受一定的热液作用影响. 其他样品点均落在生物成因岩硅质岩区或附近, 说明这些硅质岩属于生物成因, 未受热液活动影响. 将研究区硅质岩岩石化学换算后投入100×(Fe 2O 3/ SiO 2)-100×(Al 2O 3/SiO 2)(图4(a)), Fe 2O 3/(100−SiO 2)- Al 2O 3(100−SiO 3)(图4(b))和Fe 2O 3/TiO 2-Al 2O 3/(Al 2O 3+ Fe 2O 3)(图4(c))图解中, 除明显受热液影响的样品(样品25, 32, 43, 44和62)落入洋中脊区不计外, 其他大部分投点落入大陆边缘盆地区及大陆边缘与远洋盆地重叠区, 反映该区的硅质岩主要形成于大陆边缘盆地的构造背景, 部分样品接近于远洋盆地的构造背景.3.2 稀土元素特征硅质岩的稀土元素总量(ΣREE)在受陆源影响的环境中含量较高(如大陆边缘盆地和残余盆地), 但在远离陆源的远洋和深海盆地中, 沉积速率越低, 硅质岩在海水中吸附的稀土元素越多[8~12]. La n /Yb n 和形成环境有关, 与稀土元素总量的趋势一致. 在受陆源影响的环境中, 轻稀土富集比较明显(L a n /Y b n )= 1.49~1.74). 而在远洋和深海盆地中, 轻稀土明显亏损(La n /Yb n 为0.70左右), 洋中脊更低, 平均为0.3左右. 硅质岩中的La n /Ce n 与之相反, 大陆边缘的La n /Ce n 为0.5~1.5, 大洋盆地为1.0~2.5, 洋中脊为3.5. 硅质岩中的Ce 异常δ Ce 受介质性质、陆源供给、沉1320中国科学 D 辑 地球科学第37卷图2 北祁连寒武系硅质岩常量元素图解(a) A 示生物成因硅质岩区, B 示热水沉积硅质岩区(据Adachi 等[16]); (b)~(d)(据Murray [12])图3 北祁连奥陶系硅质岩常量元素Al-Fe-Mn 三角图解A 示生物成因硅质岩区,B 示热水沉积硅质岩区(据Adachi 等[16])积速率影响[8~12]. 现代环境研究表明, 河水中Ce 与其他轻稀土元素没有发生分馏. Elderfield 等[22]报道了40条河流中δ Ce 介于0.7~1.2之间, δ Ce 平均值为1.0. 海湾与河流具有相似的Ce 异常特征, 近岸海水的REE 含量与主要河流的流量、注入淡水的体积以及沿岸海水与开放洋盆间的水循环状况有关, 沿岸海水中δ Ce 与海湾水相似, 在页岩标准化模式图上没有明显的Ce 异常, δ Ce=0.8~1.2. 开放洋盆中海水具有极第10期杜远生等: 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示1321图4 北祁连奥陶纪硅质岩常量元素图解(据Murray[12])1322中国科学D辑地球科学第37卷低的δCe值介于0.2~0.3之间, δCe可随海水深度不同而发生变化, 无氧水比含氧水具有更高的值, 反映了氧化还原条件对Ce的控制作用[23]. 沉积物中Ce异常与沉积介质中的Ce异常相关. 大陆边缘水体中Ce异常亏损不明显, Murray等[12]统计大陆边缘的硅质岩的δCe平均为0.67~1.35, 受陆源物质影响, 局限海盆或洋盆(如地中海、红海)也没有明显的Ce负异常显示. 但典型开放洋盆中海水的Ce极度亏损. 深海沉积物表面Ce异常明显亏损, δCe=0.25左右, 如东太平洋洋隆2000~3000 m深处的海水δCe为0.04. 由此可以看出, Ce的明显负异常特征可指示远洋环境.3.2.1寒武系稀土元素特征由于热液成因的硅质岩稀土元素受热液影响改变了稀土元素构成难以反映硅质岩的构造背景. 因此将上述热液成因的硅质岩剔除, 进行硅质岩的稀土元素特征分析. 北祁连永登甘露池, 天祝石青洞、向前山寒武系黑茨沟组硅质岩稀土元素除个别样品外, 总量总体较低. 其中永登甘露池3个样品分别为93.8, 16.7和59.1. 天祝石青洞1个样品为56.7. 天祝向前山3个样品最大的为20.8, 其他的均小于20(表4, 5). 上述寒武系黑茨沟组的稀土元素总量反映除甘露池接近大洋盆地外, 其他地区硅质岩为大陆边缘构造背景.寒武纪La n/Yb n反映的轻重稀土元素分异差别较大. 永登甘露池3个样品分别为1.21, 2.11和1.69. 天祝石青洞1个样品为0.74. 天祝向前山3个样品分别为0.77, 0.28和0.11(表5). 上述寒武系黑茨沟组的稀土元素La n/Yb n反映的轻重稀土元素分异说明甘露池更接近于大陆边缘背景, 天祝石青洞、向前山接近于大洋盆地的构造背景. 与La n/Yb n相反, 北祁连寒武纪硅质岩La n/Ce n值除了受热液影响的样品外, 永登甘露池3个样品分别为0.94, 1.04和1.44. 天祝石青洞1个样品为1.14. 天祝向前山3个样品分别为1.64, 1.04和0.90(表5). 7个样品的La n/Ce n值6个样品在大陆边缘背景0.5~1.5之间, 反映主要为大陆边缘的构造背景. 1个样品大于1.5, 接近大洋盆地构造背景.北祁连寒武纪硅质岩的δCe反映的Ce副异常不明显. δCe值4个样品介于0.7~1之间, 其他样品均大于1, 不具备Ce副异常(表5), 明显不同于大洋盆地的明显的Ce负异常, 接近于大陆边缘盆地的Ce异常特征. 甘露池、石青洞两地稀土元素配分模式呈平坦状(图5), 即不同于大陆边缘的明显轻稀土元素富集的配分模式, 也不同于开放洋盆的重富集的配分模式. 天祝向前山的硅质岩以北美页岩标准化的稀土元素配分模式图呈重稀土富集的配分特征, 接近于大洋盆地的重稀土富集的配分模式. 反映北祁连寒武纪总体处于距离陆源较远的大陆边缘及远洋盆地的构造背景.3.2.2奥陶系稀土元素特征北祁连奥陶纪硅质岩稀土元素总量(ΣREE)差别较大(表5). 其中天祝大克岔9个样品2个样品小于50, 2个样品小于80, 5个样品大于100. 天祝黑茨沟3个样品均小于50. 古浪毛毛山中堡群硅质岩的稀土元素总量为281.7. 景泰崔家墩阴沟组4件样品硅质岩稀土元素总量均大于200. 而景泰老虎山中堡群硅质岩2个样品分别为41.37和56.28. 永登石灰沟14件样品稀土元素总量有5个样品大于100, 2个样品在50~80之间, 7个样品小于50. 玉门肮脏沟阴沟组2件样品稀土元素总量小于30. 肃南边马沟的1个硅质岩样品稀土元素总量为137.30. 肃南九个泉的2件样品均小于70. 白泉门的8件样品除样品J505为103.2外, 其他7件样品有4件介于60~80之间, 4件小于60. 大岔大坂5件样品2件大于100, 1件接近100(Db29为94.85), 其他2件均小于60. 反映古浪毛毛山、肃南边马沟、景泰崔家墩为远离陆源的大洋盆地背景, 天祝黑茨沟、景泰老虎山、玉门肮脏沟、九个泉、百泉门为大陆边缘的构造背景. 天祝大克岔、永登石灰沟、肃南大岔大坂介于大陆边缘和大洋盆地之间的构造背景.北祁连奥陶纪硅质La n/Yb n反映的轻重稀土元素分异也存在差别(表5). 其中天祝大克岔9个样品平均为0.94, 其中2个样品小于0.5, 2个样品在0.5和1之间, 5个样品大于1. 天祝黑茨沟3个样品为0.66, 0.68和1.58, 平均为0.97. 古浪毛毛山中堡群硅质岩的La n/Yb n为1.91. 景泰崔家墩阴沟组4件样品均大于1, 小于1.5. 而景泰老虎山中堡群硅质岩2个样品都大于或接近1, 小于1.5. 永登石灰沟14件样品平均为1.24, 其中有7个样品大于1.5, 1个样品介于1~1.5之间, 3个样品在0.5~0.8之间, 3个样品小于0.5. 玉门肮脏沟阴沟组2件样品均小于0.5. 肃南边马沟的1个硅质岩样品La n/Yb n为0.95. 九个泉的2件样品分别为0.25和0.84. 百泉门8件样品平均为1.37,第10期杜远生等: 北祁连造山带寒武系-奥陶系硅质岩沉积地球化学特征及其对多岛洋的启示 1323表4 北祁连山寒武纪-奥陶纪硅质岩稀土元素含量表(单位: µg/g)a)样点 样号La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 北美 页岩41 83 10.1 38 7.5 1.61 6.35 1.23 5.5 1.34 3.75 0.63 3.53 0.61石青洞 S3 9.29 22.4 2.50 10.5 2.44 0.53 2.54 0.46 2.65 0.54 1.38 0.19 1.08 1.00G2-1 16.7 35.9 3.16 12.1 2.51 0.37 2.32 0.40 2.13 0.44 1.24 0.17 1.19 0.20G2-2 24.3 46.0 4.73 17.6 3.35 0.48 2.90 0.42 1.93 0.36 0.97 0.13 0.99 0.17甘露池G2-3 10.8 27.0 1.91 7.13 1.32 0.23 1.22 0.19 0.83 0.17 0.45 0.07 0.55 0.10X1 4.29 5.30 0.61 2.89 0.79 3.97 1.10 0.10 0.58 0.12 0.36 0.06 0.48 0.08X2 1.42 2.77 0.29 1.39 0.29 0.18 0.42 0.09 0.61 0.14 0.44 0.08 0.43 0.08向前山X3 2.06 4.65 0.47 2.25 0.61 0.20 0.67 0.16 1.22 0.33 0.17 0.22 1.68 0.29D3 23.0 51.1 4.94 17.8 3.54 0.59 3.15 0.57 3.30 0.68 1.92 0.29 1.91 0.30D4 9.64 41.5 2.03 7.10 1.42 0.53 1.40 0.34 2.62 0.66 2.05 0.35 2.32 0.38D5 24.0 56.6 5.37 19.4 3.67 0.54 3.10 0.56 3.21 0.69 1.96 0.32 2.17 0.35D6 49.2 104 11.8 41.0 7.34 1.38 6.22 1.01 5.60 1.19 3.26 0.52 3.51 0.57D8 29.1 65.2 6.36 23.5 4.54 1.03 4.09 0.71 4.32 1.02 3.06 0.50 3.46 0.56D12 9.88 21.6 2.09 7.47 1.48 0.35 1.26 0.21 1.11 0.22 0.61 0.10 0.74 0.12D13 40.3 81.4 8.80 30.4 5.44 0.67 4.59 0.79 4.44 0.92 2.52 0.37 2.49 0.38D14 2.17 4.46 0.44 1.88 0.41 0.17 0.45 0.09 0.49 0.11 0.32 0.06 0.39 0.06大克 岔D15 15.6 32.2 3.20 11.6 2.20 0.43 2.00 0.33 1.83 0.41 1.12 0.17 1.17 0.19CJ-2 47.8 91.3 9.78 36.1 6.74 1.36 6.08 0.96 5.27 1.02 2.95 0.37 2.71 0.42CJ-5 52.8 84.1 10.8 40.0 7.56 1.42 6.72 1.10 5.98 1.16 3.45 0.44 3.21 0.51CJ-8 92.1 169 16.7 58.9 9.46 1.55 8.37 1.14 5.74 1.03 2.91 0.33 2.39 0.37崔 家 墩 CJ-9 49.7 83.0 9.59 35.1 6.53 1.09 5.97 0.96 5.38 1.04 3.10 0.38 2.88 0.46毛毛山 MM-6 57.6 117 11.5 41.6 7.54 1.64 6.70 0.99 5.18 0.96 2.72 0.34 2.58 0.41H7 5.53 12.8 1.44 6.43 1.45 0.54 1.45 0.26 1.44 0.30 0.78 0.11 0.72 0.11H8 4.21 9.27 1.04 4.81 1.14 0.43 1.07 0.17 0.90 0.18 0.51 0.08 0.53 0.08黑茨沟H9 10.8 20.3 2.01 7.19 1.21 0.34 1.00 0.17 0.89 0.20 0.56 0.09 0.59 0.10SH6-5 5.74 65.7 6.93 25.9 4.69 0.89 4.26 0.62 3.16 0.62 1.77 0.22 1.54 0.24SH6-7 33.5 63.0 6.70 24.9 4.53 0.84 4.09 0.61 3.11 0.59 1.69 0.21 1.47 0.23SH6-8 9.19 15.9 1.67 6.43 1.21 0.28 0.99 0.17 0.88 0.16 0.47 0.06 0.46 0.08SH-8 5.70 8.57 1.23 5.79 1.40 0.41 1.60 0.28 1.64 0.33 0.86 0.13 0.82 0.13Y301 3.29 6.28 0.79 3.16 0.90 0.27 1.03 0.17 1.27 0.31 0.93 0.15 1.12 0.21Y302 6.20 10.2 1.29 5.20 1.09 0.32 1.20 0.20 1.27 0.30 0.81 0.12 0.94 0.16Y303 6.79 13.0 1.77 7.63 1.65 0.46 1.77 0.28 1.86 0.44 1.32 0.20 1.41 0.24Y305 8.56 15.0 1.84 7.59 1.66 0.35 1.90 0.29 1.77 0.40 1.06 0.14 0.99 0.15S24-1 27.2 43.6 5.13 18.7 3.26 0.66 2.84 0.44 2.29 0.48 1.38 0.18 1.30 0.20S24-3 19.4 28.3 3.19 11.7 2.09 0.44 1.85 0.31 1.50 0.33 0.83 0.12 0.87 0.14S26-1 40.5 90.5 8.54 31.1 5.69 1.22 4.98 0.77 4.08 0.81 2.36 0.31 2.30 0.34S26-4 27.0 63.2 5.74 20.3 3.56 0.68 2.95 0.40 1.80 0.34 0.89 0.12 0.92 0.14石 灰 沟S28-1 9.83 17.8 1.90 7.17 1.37 0.34 1.18 0.20 1.10 0.21 0.60 0.09 0.59 0.09L07-3 8.92 18.5 1.57 6.26 1.32 0.59 1.23 0.22 1.16 0.24 0.59 0.09 0.59 0.09老虎 山 L11-2 12.1 24.1 2.41 9.66 1.96 0.47 1.70 0.26 1.34 0.30 0.85 0.13 0.85 0.155034 2.69 3.70 0.44 1.87 0.46 0.15 0.53 0.09 0.65 0.15 0.49 0.09 0.67 0.12肮脏 沟 5032 3.47 4.59 0.65 2.75 0.51 0.12 0.53 0.11 0.80 0.20 0.60 0.09 0.68 0.12D b8 5.36 10.9 1.66 7.84 2.36 0.79 2.84 0.60 3.81 0.87 2.28 0.32 2.09 0.34九个 泉 Db14 9.74 18.2 2.11 8.53 1.70 0.41 1.97 0.30 1.81 0.40 1.09 0.17 1.13 0.19边马沟Db21 19.9 40.3 5.60 23.1 5.12 1.39 5.12 0.87 5.46 1.11 3.01 0.38 2.69 0.36Db29 15.2 33.1 3.99 14.6 2.78 0.67 2.65 0.42 2.73 0.59 1.76 0.26 1.98 0.28Db30 38.9 71.8 9.32 33.2 5.96 1.19 5.84 0.92 6.40 1.36 4.01 0.53 3.95 0.54Db31 19.6 26.1 4.74 19.8 4.30 1.21 5.05 0.86 6.44 1.32 3.93 0.53 3.85 0.52D101 6.06 10.5 1.43 6.38 1.60 0.43 1.80 0.35 2.66 0.57 1.90 0.29 2.00 0.30大岔 大 坂D102 5.51 9.89 1.40 6.31 1.69 0.41 1.92 0.35 2.40 0.57 1.73 0.27 1.90 0.29J103 9.52 15.4 2.12 8.41 1.86 0.50 2.04 0.33 2.12 0.50 1.38 0.19 1.39 0.21J201 10.4 17.9 2.69 11.1 2.60 0.52 2.46 0.43 2.42 0.54 1.41 0.19 1.19 0.19J2038.15 14.2 1.85 7.20 1.59 0.38 1.71 0.28 1.70 0.41 1.05 0.16 1.04 0.16J303 3.00 6.58 0.60 2.52 0.64 0.18 0.71 0.12 0.70 0.16 0.46 0.08 0.63 0.11J401 10.3 15.9 2.03 7.73 1.65 0.41 1.58 0.26 1.61 0.36 0.95 0.13 0.91 0.15J4029.21 12.7 1.71 6.69 1.23 0.34 1.30 0.22 1.26 0.27 0.77 0.11 0.83 0.14J403 13.5 23.7 2.94 11.2 2.15 0.49 2.31 0.34 2.23 0.47 1.37 0.20 1.37 0.21百泉门J505 16.8 33.8 4.13 15.8 3.35 0.74 3.15 0.51 3.33 0.71 2.08 0.29 1.91 0.30a) 中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室ICP-MS 测试。
北祁连西段卡瓦蛇绿岩的发现及其构造意义边鹏1,2,沙鑫1,马骊1,何兆祥1,王金荣1,翟新伟1中图分类号:X171.5文献标识码:A 文章编号:0455-2059(2016)01-0142-03DOI :10.13885/j.issn.0455-2059.2016.01.0241.兰州大学地质科学与矿产资源学院,甘肃省西部矿产资源重点实验室,兰州7300002.中国人民武装警察部队黄金第二支队,呼和浩特010010收稿日期:2015-10-29修回日期:2015-11-26基金项目:甘肃省2014年省级矿产资源补偿费地质勘查项目(甘财建[2014]99号);中央高校基本科研业务费专项资金项目(Lzu-Jbky-2012-128);兰州大学甘肃省西部矿产资源重点实验室基金项目作者简介:王金荣(1958-),男,福建莆田人,教授,博士研究生导师,e-mail:jrwang@,研究方向为岩石大地构造学,通信联系人.北祁连造山带呈NW-SE 向展布于阿拉善地块与祁连-柴达木地块之间,与秦岭、昆仑一起构成了中国大陆内部巨型中央造山带.近半个世纪以来,作为大陆板块构造研究摇篮的北祁连造山带备受国内外学者的关注,国内最早报道的蛇绿岩就发现于此.以往发现的北祁连蛇绿岩主要分布在东段[1],本次在卡瓦地区发现的蛇绿岩(辉长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为462±19Ma ,测试单位为中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室)位于西段,对深入研究北祁连造山带构造演化具有重要的科学意义.卡瓦蛇绿岩位于北祁连西段古浪峡以东约5km,构造侵位于长城系桦树沟组中,出露较为完整的岩石组合,自下而上依次为细粒辉长岩、玄武岩、蛇纹石化二辉橄榄岩及硅质岩(图1).细粒辉长岩呈细粒辉长结构,斜长石(~57%)大多蚀变成黝帘石、绿帘石,偶见板状斜长石晶体,辉石(~42%)大多已蚀变成绿泥石、绿帘石和角闪石,副矿物主要为磁铁矿.玄武岩为隐晶质结构,块状构造,局部碳酸盐化.二辉橄榄岩主要由橄榄石(60%~70%)、辉石(斜方图1北祁连卡瓦蛇绿岩剖面主要岩石单元野外关系及采样位置Fig.1Geological section of the Kawa ophiolite suit,showing the main lithological units,stratigraphical relationships and sample localities研究简报兰州大学学报:自然科学版,2016,52(1)/2月Journal of Lanzhou University :Natural Sciences ,2016,52(1)/February辉石和单斜辉石)(20%~30%)及暗色铁质矿物(磁铁矿、钛铁矿和铬铁矿)组成,强烈蛇纹石化.精选5件玄武岩样品和4件二辉橄榄岩样品进行全岩主、微量元素分析(由西安地质矿产研究所国土资源部重点实验室测试分析).玄武岩w(SiO2)=48.16%~49.04%,w(Al2O3)=12.79%~ 14.68%,w(MgO)=7.80%~8.10%,Mg#平均68 (Mg#=100×w(MgO)/(w(MgO)+w(FeO))),w(TiO2)= 1.10%~1.20%,w(CaO)=7.95%~9.34%,w(TFe2O3)= 11.56%~12.13%,w(Na2O)=3.34%~3.52%,w(K2O)= 0.16%~0.28%.样品在TAS图解[2]中投点落入亚碱性系列玄武岩范围内.在w(Zr)/w(TiO2)-w(Nb)/w(Y)图中[3],样品落入拉斑玄武岩域.稀土元素总量变化范围较小,∑REE=5.995×10-5~8.307×10-5,LREE= 2.881×10-5~3.968×10-5,HREE=3.114×10-5~4.339×10-5,在稀土元素球粒陨石配分模式图中呈平坦型[4],(w(La)/w(Yb))N均值1.41,中等负Eu异常,δEu=0.67~0.71.在原始地幔标准化微量元素蛛网图中[5],样品不同程度地富集Rb、Ba、Th、U、K等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、Ti.此外,w(Nb)/w(Ta)平均13.01,w(Zr)/w(Hf)平均32.53,w(Nb)/w(U)平均14.81.上述岩石地球化学特征表明玄武岩应源自亏损的软流圈地幔,在地幔部分熔融过程中有俯冲流体及俯冲沉积物参与[6](δCe=0.74~0.75).在w(Hf)-w(Th)-w(Ta)、w(Ta)/w(Yb)-w(Th)/w(Yb)和w(La)/w(Nb)-w(La)判别图中[7-9],样品全部落入N-MORB与IAB的过渡域内,而在w(Nb)/w(Th)-w(Nb)和w(Ba)/w(Nb)-w(Ba)判别图中[9],样品落入IAB域内.总体上,玄武岩样品兼有N-MORB和IAB的地球化学特征.二辉橄榄岩w(SiO2)=41%,w(K2O)+w(Na2O)均值0.02%,w(MgO)=38.61%~39.25%,w(TFe2O3)= 4.34%~5.39%,w(Al2O3)=0.81%~0.92%,w(TiO2)均值0.01%,w(CaO)=0.23%~0.46%,与原始地幔估算值相比[5],明显亏损易熔组分,如Al、Ti、Ca等.稀土元素总量偏低(∑REE=7.0×10-7~1.5×10-7,LREE=5.0×10-7~1.0×10-7,HREE=2.3×10-7~5.2×10-7,LREE/ HREE=1.79~2.04,(w(La)/w(Yb))N=4.10~7.73,δEu= 0.71~0.79,δCe=0.85~0.93.稀土元素球粒陨石配分模式图显示曲线为右倾模式[4],表现出相对富集的特点.微量元素原始地幔标准化蛛网图中,曲线为右倾隆起型,表现为Nb、Ta、P、Ti等高场强元素高度富集,Rb、Ba、Th、K、U等大离子亲石元素也显示相对略富集的特征.w(La)/w(Nb)、LILE/HFSE、LREE/HFSE等均比原始地幔值低.此外,样品w(Cr)、w(Ni)均较高,均远高于原始岩浆值[10] (w(Ni)=4.0×10-4,w(Cr)>0.001),推断富集的二辉橄榄岩可能是岩石圈地幔的残留体,且在构造侵位之前受到俯冲流体交代而富集[11].与分布在同一构造带以西的熬油沟蛇绿岩相比[12-13],卡瓦蛇绿岩是一个保存相对较完整的弧后盆地岩石圈残片,兼有MORB和IAB的特征,应属于SSZ型蛇绿岩,形成于弧后扩张(弧后盆地)的构造背景.但是,研究认为熬油沟蛇绿岩属于N-MORB 型,因此,卡瓦SSZ型蛇绿岩的发现对进一步厘清祁连板块构造格局及其演化具有重要的科学意义.近些年来有关古祁连洋的俯冲闭合时限为晚奥陶世(440Ma)的观点是较为一致的认识[1,14-18],但古大洋俯冲作用的极性及运动方式等问题一直是学者们争议的焦点[1,19-20].本研究测得蛇绿岩套中辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为462±19Ma,指示在中奥陶世该蛇绿岩所代表的弧后盆地仍处于扩张阶段,是北祁连洋向南俯冲引起弧后裂解、岩浆作用的产物.因此,认为卡瓦蛇绿岩形成于北祁连成熟的弧后盆地环境,与熬油沟-二只哈拉一带蛇绿岩[13](辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄495~504Ma)年代学上的差异暗示弧后扩张至少存在40Ma以上.参考文献[1]张旗,孙晓猛,周德进,等.北祁连蛇绿岩特征、形成环境及其构造意义[J].地球科学进展,1997,12(4):366-393.[2]Maitre R W L.Igneous rocks:a classification and glossa-ry of terms:recommendations of the international union of geological sciences subcommission on the systematics of Igneous rocks[M].New York:Cambridge University Press,2002.[3]Winchester J A,Floyd P A.Geochemical magma type dis-crimination:application to altered and metamorphosed basic igneous rocks[J].Earth and Planetary Science Let-ters,1976,28(3):459-469.[4]Sun S S,McDonough W F.Chemical and isotopic system-atics of oceanic basalts:implications for mantle composi-tion and processes[J].Geological Society,1989,42(1): 313-345.[5]McDonough W F,Sun S S.The composition of theEarth[J].Chemical Geology,1995,120(3):223-253. [6]Hofmann A W.Chemical differentiation of the earth:therelationship between mantle,continental crust,and oce-anic crust[J].Earth and Planetary Science Letters,1988, 90(3):297-314.边鹏,等::北祁连西段卡瓦蛇绿岩的发现及其构造意义143[7]Wood D A.The application of a Th/Hf/Ta diagram toproblems of tectonomagmatic classification and to estab-lishing the nature of crustal contamination of basaltic la-vas of the British Tertiary V olcanic Province[J].Earth and Planetary Science Letters,1980,50(1):11-30.[8]Pearce J A.Trace element characteristics of lavas from de-structive plate boundaries[J].Andesites,1982,15:525-548.[9]李曙光.蛇绿岩生成构造环境的Ba-Th-Nb-La判别图[J].岩石学报,1993,9(2):146-157.[10]Wilson M.Igneous petrogenesis:a global tectonic ap-proach[M].London:Unwin Hyman,1989.[11]Saumur B M,Hattori K H,Guillot S.Contrasting ori-gins of serpentinites in a subduction complex,northern Dominican Republic[J].Geological Society of America Bulletin,2010,122(1/2):292-304.[12]相振群,陆松年,李怀坤,等.北祁连西段熬油沟辉长岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及地质意义[J].地质通报,2007,26(12):1686-1691.[13]夏小洪,孙楠,宋述光,等.北祁连西段熬油沟-二只哈拉达坂蛇绿岩的形成环境和时代[J].北京大学学报:自然科学版,2012,48(5):757-769.[14]冯益民,何世平,阎军.北祁连山中段早中奥陶世蛇绿岩中席状岩墙杂岩的发现及其地质意义[J].地质论评,1994(3):252-264,290.[15]张旗,周国庆.中国蛇绿岩[M].北京:科学出版社,2001:60.[16]宋述光,张立飞,牛耀龄,等.北祁连山榴辉岩锆石SHRIMP定年及其构造意义[J].科学通报,2004,49(6): 592-595.[17]王金荣,吴春俊,蔡郑红,等.北祁连山东段银硐粱早古生代高镁埃达克岩:地球动力学及成矿意义[J].岩石学报,2006,22(11):2655-2664.[18]夏小洪,宋述光.北祁连山肃南九个泉蛇绿岩形成年龄和构造环境[J].科学通报,2010,55(15):1465-1473.[19]Gehrels G E,Yin A,Wang X F.Magmatic history of thenortheastern Tibetan Plateau[J].Journal of Geophysical Research:Solid Earth(1978-2012),2003,108(B9):881-896.[20]Wang C Y,Zhang Qi,Qian Qing,et al.Geochemistryof the early paleozoic Baiyin volcanic rocks(NW Chi-na):implications for the tectonic evolution of the North Qilian orogenic belt[J].The Journal of Geology,2005, 113(1):83-94.(责任编辑:王春燕)兰州大学学报:自然科学版,2016,52(1)144。
710 中国科学 D 辑 地球科学 2005, 35 (8): 710~719北祁连玉石沟蛇绿岩印度洋MORB 型同位素组成特征及其地质意义*侯青叶①②③赵志丹②③**张宏飞④ 张本仁④ 陈岳龙②(① 中国地质大学研究生院, 武汉430074; ② 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083;③ 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083; ④ 中国地质大学地球科学院, 武汉 430074)摘要 系统研究了北祁连山玉石沟蛇绿岩单元内枕状玄武岩的元素与Sr, Nd, Pb 同位素地球化学特征. 玉石沟蛇绿岩单元内枕状玄武岩属于拉斑玄武岩系列, 球粒陨石标准化稀土元素分配模式为近平坦型, (La/Yb)N 介于0.98~1.27 之间; Nb, Ta, Zr 和Hf 无亏损, 显示出MORB 型玄武岩的特征; 经构造环境图解判别, 样品落入了MORB 区域内, 表明其形成于洋中脊环境或者成熟弧后盆地环境. Sr, Nd 和Pb 同位素组成特征表明其地幔源区主要存在DMM (亏损地幔)和EMII (II 型富集地幔)两类地幔组分端元. 枕状玄武岩具有印度洋MORB 型同位素组成特征, 与特提斯洋域地幔的同位素组成类似; 微量元素比值也与中国境内特提斯构造域内已知蛇绿岩的N-MORB 型玄武岩的特征微量元素比值相一致. 北祁连山其他蛇绿岩单元内枕状玄武岩也表现出印度洋MORB 型同位素组成特征, 从而初步表明北祁连古洋曾是特提斯构造域的一部分. 这对于研究北祁连的大地构造演化和归属有着重要的意义.关键词 玉石沟蛇绿岩 印度洋MORB 型同位素组成特征 特提斯构造域 北祁连2004-11-16收稿, 2005-05-17收修改稿* 国家自然科学基金重点资助项目(批准号: 40534052) ** 联系人, E-mail: zdzhao@自上世纪70年代中期以来, 曾有很多地质学家从多种角度探讨北祁连山的构造演化[1~7]. 其中在构造归属方面, 存在三种不同的观点: (1) 北祁连曾是古特提斯洋的一部分, 其构造演化应纳入古特提斯构造域的范畴之中[1]; (2) 它曾经是华北大陆板块(或中朝克拉通)南缘的一个有限洋盆, 是由陆缘拉张, 进一步大洋化, 尔后再拼合而成的造山带[2~4]; (3) 北祁连洋盆属于古亚洲洋的一部分[5]. 因此, 对于该地区的大地构造归属问题目前依然存在着较大的争议.印度洋MORB 型和OIB 型玄武岩与太平洋和北大西洋MORB 型和OIB 型玄武岩在Nd, Pb 和Sr 同位素组成上存在系统差异[8~11]. Hart 将南半球这一大规模的同位素异常定义为Dupal 异常[10], 而后Mahoney 等又将其定义为印度洋MORB 型同位素组成特征[11].第8期侯青叶等: 北祁连玉石沟蛇绿岩印度洋MORB型同位素组成特征及其地质意义711本文将统一称其为印度洋MORB型同位素组成特征. Hart认为南半球地幔中大规模同位素异常带(包括印度洋域) 已经存在了几十亿年[10,12]. 目前, 许多研究者通过研究特提斯构造域蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩的Nd, Pb和Sr同位素组成特征来研究印度洋M O R B型同位素组成特征的成因[11,13~18]. 研究表明: 位于劳亚和冈瓦纳古陆之间的古特提斯和新特提斯蛇绿岩均具有与现今印度洋MORB型玄武岩类似的Nd, Pb和Sr同位素异常特征, 说明特提斯构造域古洋幔至少自晚古生代至今一直保持这种异常的同位素组成特征, 并被印度洋地幔所继承[13~23]. 尽管不同研究者对于印度洋MORB型同位素组成特征及特提斯构造域内蛇绿岩具有印度洋MORB型同位素组成特征的成因持有不同的观点[10~12,15~18], 但印度洋MORB型同位素组成特征仅出现在特提斯构造域蛇绿岩单元内MORB型玄武岩中已经得到大多数研究者的认可[11,15~18,24,25]. 张本仁等通过对秦岭造山带及两侧的克拉通边缘前寒武纪玄武岩(仅选择能够反映早期上地幔特征的变玄武岩)、中新生代玄武岩系统的地球化学特征对比, 认为: 至少自元古宙以来, 华北陆块南缘与北秦岭、南秦岭, 扬子陆块北缘上地幔在微量元素比值和同位素组成上存在系统的差异[25]. 鉴于这种地幔所具有的区域上有规律的和长期性(至少1 Ga)[26]的不均一性, 以及特提斯构造域和周边冈瓦纳陆块地幔所具有的较长期的稳定的特征, 应能为通过地球化学方法追踪特提斯洋的演化、判别造山带内古洋幔的构造归属提供科学依据.北祁连是我国最早研究蛇绿岩的地区之一[2,27], 玉石沟蛇绿岩是北祁连内岩石组合发育最为完整的蛇绿岩套[1~6]. 本文对玉石沟蛇绿岩进行了系统的地球化学和Sr, Nd, Pb同位素组成研究, 试图从地球化学角度进一步限定北祁连古洋幔的构造归属.1 区域地质概况祁连造山带位于秦祁昆巨型造山带中段, 挟持在中朝板块和柴达木板块之间. 祁连造山带西端被具有左行走滑特征的阿尔金断裂带所截, 它的东端被右行走滑的同心-固原断裂所截(图1)[4]. 蛇绿岩单元主要出露在北祁连山内, 代表性的蛇绿岩带为托勒山蛇绿岩带, 走廊南山蛇绿岩带和景泰老虎山蛇绿岩带[1~7]. 玉石沟蛇绿岩出露在托勒山蛇绿岩带内, 是北祁连内最具代表性的蛇绿岩单元. 其主要岩石类型有斜辉橄榄岩、纯橄岩、辉长岩、角斑岩、细碧图1 祁连造山带蛇绿岩分布略图(据文献[4])①玉石沟蛇绿岩; ②九个泉蛇绿岩; ③大岔大坂蛇绿岩; ④老虎山蛇绿岩. 1. 蛇绿岩单元; 2. 基性超基性岩带; 3. 边界断裂; 4. 大型走滑断裂712中国科学D辑地球科学第35卷质枕状熔岩及团块状含放射虫硅质岩[4]. 前人对其玄武岩微量元素研究表明, 该蛇绿岩单元内的玄武岩具有MORB特征[2~5]. 宋述光等通过流变学和温压条件计算确定该蛇绿岩底部橄榄岩是大洋岩石圈之下软流圈上涌的产物[28]. 有关玉石沟蛇绿岩的年代学也有一些研究. 肖序常等根据覆盖在基性熔岩上板岩夹层灰岩中的化石, 认为玉石沟蛇绿岩形成于寒武纪[27]. 该蛇绿岩单元内基性火山熔岩的Rb-Sr等时线年龄为521.48±23.97 Ma, 且托勒山蛇绿岩带中发育的火山岩-沉积岩系中含有丰富的早奥陶世三叶虫、笔石和腕足类化石[3]. 最近有关玉石沟蛇绿岩内堆晶辉长岩的锆石离子探针(SHRIMP)年龄报道为550±17 Ma[29]. 因此, 本文认为550 Ma可以代表玉石沟蛇绿岩的形成年龄. 本文所采集的5件枕状玄武岩样品, 3件地幔橄榄岩样品分布在冯益民等所测制的玉石沟蛇绿岩剖面内[4]. 地幔橄榄岩具有轻微的蛇纹石化, 枕状玄武岩均遭受了绿片岩相的变质作用.2 样品处理及分析方法样品无污染地粉碎至200目以下, 在西北大学大陆动力学实验室完成. 主量元素、微量元素和Sr, Nd 同位素测试均在中国科学院地质与地球物理所完成. 主量元素用XRF方法测定, 精度优于5%; 微量元素用ICP-MS方法测定, 精度优于10%; Sr和Nd 同位素测试在MAT-262质谱仪上进行, Sr和Nd 同位素的分馏校正分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd = 0.7219. 在分析期间, JMC 标准143Nd/144Nd 测定值的平均值为0.511937±10(2σ); BCR-1的143Nd/144Nd 测定值为0.512594±10(2σ) . NBS987标准87Sr/86Sr 测定值的平均值为0.710217±11(2σ). 样品Pb 同位素测试在中国地质科学院测试中心MC-ICP-MS 质谱仪上进行, NBS981标准测定值的平均值为: 206Pb/ 204Pb=16.934±1; 207Pb/204Pb=15.486±1; 208Pb/204Pb= 36.673±3, 铅同位素比值精度优于0.05% . 样品的测试结果见表1和2.3 元素地球化学特征3件地幔橄榄岩常量元素含量的变化特征为:SiO2为35.67%~37.83%, TiO2为0.02%, TFe2O3为9.01% ~ 9.29%, MgO为44.32 %~45.51%. 球粒陨石标准化稀土元素分配模式为轻稀土富集型, 其(La/Sm)N = 3.07~ 4.63; (La/Yb)N = 2.13~3.89. 世界上大多数蛇绿岩单元内变质橄榄岩的球粒陨石标准化稀土元素分配模式为LREE 亏损型(二辉橄榄岩)或V型(方辉橄榄岩和纯橄岩)[13]. 关于蛇纹石化的变质橄榄岩之所以富集LREE的成因, 曾有研究者将其归结为蛇纹石化作用的影响及部分地受到富LREE的部分熔融物的加入, 而非反映地幔本质特征[13]. 玉石沟蛇绿岩底部地幔橄榄岩中橄榄石早期流体包裹体成分以甲烷(CH4 )为主[30]. 宋述光等通过流变学和温压条件计算确定该蛇绿岩底部橄榄岩是大洋岩石圈之下软流圈上涌的产物[27]. 因此, 该变质地幔橄榄岩组成应反映了古洋幔固有的特征, 而非后期地质作用改造的结果, 即地幔橄榄岩的富集特征是由于地幔柱(或者深部地幔)物质的加入造成的, 而不是蛇纹石化作用的结果. 枕状玄武岩的地球化学特征也可以印证这一点(见下文).5件枕状玄武岩常量元素含量的变化特征如下: SiO2为47.31%~48.46%, TiO2为1.06%~2.52%, TFe2O3为10.76%~16.65%, MgO为4.62%~7.10%. 在TAS图(图略)中, 5件玄武岩样品均落入拉斑玄武岩系列内. 球粒陨石标准化稀土元素分配模式表现为近平坦型(图2), (La/Sm)N = 0.82~1.03; (La/Yb)N = 0.98~1.27; 有微弱的负铕异常. 样品在原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图上(图3), 总体上表现出从强不相容元素到弱不相容元素近平坦型, Rb, K 呈现出负异常; Sr呈正或负异常; WQ-257样品具有明显的U正异常, 这些易活动元素的变化特征可能与海相玄武岩形成时遭受海水热液蚀变或后期发生绿片岩相变质有关. Nb, Ta, Zr和Hf 无负异常排除了玄武岩形成于岛弧环境的可能性. 在2Nb-Zr/4-Y和Ti/100-Zr-Y×3构造环境判别图解中(图4), 所有样品无一例外地均落入MORB 区域内, 表明玉石沟蛇绿岩形成于洋中脊或者成熟弧后盆地环境. 然而玄武岩并不显示典型洋中脊玄武岩所具有的明显亏损LREE 的球粒陨石标准化稀土元素分配模式, 结合玉石沟地幔橄榄岩富集LREE 的特征, 认为该蛇绿岩单元中枕状玄武岩物质主要来自软流圈地幔, 但也有一定数量深部地幔物质或地幔柱物质(一般富集强不相容元素)的第8期侯青叶等: 北祁连玉石沟蛇绿岩印度洋MORB型同位素组成特征及其地质意义713表1 玉石沟蛇绿岩单元内地幔橄榄岩和枕状玄武岩常量元素(%)、微量元素(10−6)组成样品WQ-254 WQ-255 WQ-257 WQ-258 WQ-259 WQ-264 WQ-265 WQ-266岩性枕状玄武岩枕状玄武岩枕状玄武岩枕状玄武岩枕状玄武岩超镁铁质岩超镁铁质岩超镁铁质岩SiO247.31 48.46 47.87 47.87 47.76 36.99 37.83 35.67TiO2 1.44 2.52 1.06 1.31 1.63 0.02 0.02 0.02Al2O315.42 13.81 13.81 15.25 14.53 1.26 0.97 0.95TFe2O313.33 16.65 10.76 12.49 14.42 9.29 9.02 9.01Fe2O3 4.35 6.78 4.18 3.96 5.35 3.80 3.53 4.74FeO 8.16 8.97 5.98 7.76 8.25 4.99 5.00 3.89MnO 0.18 0.20 0.11 0.17 0.14 0.13 0.12 0.13MgO 6.36 4.62 6.16 6.72 7.10 45.51 46.17 44.32CaO 10.02 5.99 10.53 9.06 4.40 0.19 0.22 0.22Na2O 2.67 3.79 2.19 3.35 4.11 0.04 0.04 0.05K2O 0.08 0.12 0.07 0.12 0.04 0.01 0.02 0.03P2O50.14 0.24 0.12 0.13 0.16 0.01 0.01 0.01LOI 3.53 3.85 6.73 3.12 5.66 4.57 4.01 8.13TOTAL 100.47 100.26 99.41 99.59 99.96 98.01 98.43 98.53Li 6.25 5.01 7.04 6.00 4.59 1.17 2.46 2.12Be 0.41 0.53 0.63 0.30 0.37 0.24 0.12 0.13Sc 41.6 43.7 32.4 40.5 36.6 4.8 5.4 5.3V 322 459 321 308 352 87 32 34Cr 128 21 83 130 26 5217 6557 6993Co 53 66 42 51 42 191 182 171Ni 47.5 24.3 47.6 55.8 15.5 2770 2975 2690Cu 77.9 57.4 38.4 119 37.2 10.1 6.4 5.610611412912282.2Zn 90.517387.8Ga 18.5 21.8 19.8 18.3 18.7 1.9 1.4 1.5Rb 0.53 1.54 0.48 1.08 0.18 1.48 2.65 1.041.04.81312.7303Sr 35247.0365Zr 88.0 151 73.3 83.8 89.7 0.4 5.1 0.7Nb 5.22 8.33 4.90 5.01 5.76 0.03 0.10 0.12Cs 0.27 1.01 0.40 0.39 0.82 0.02 0.02 0.01Ba 37.0 42.6 46.9 55.0 53.9 2.9 2.4 70.8Hf 2.86 4.72 2.18 2.83 2.87 0.60 0.58 0.29Ta 0.47 0.57 0.97 0.45 0.44 0.06 0.17 0.18Pb 1.49 1.97 1.59 1.08 1.08 0.64 1.00 0.75Th 0.58 0.82 0.53 0.50 0.64 0.45 0.74 0.46U 0.16 0.27 0.70 0.14 0.23 0.08 0.13 0.09La 5.73 8.06 4.91 5.37 5.32 0.28 0.58 0.23Ce 14.16 21.62 11.23 13.37 13.43 0.48 0.67 0.39Pr 2.23 3.49 1.81 2.12 2.15 0.06 0.12 0.060.210.3810.980.1717.9510.69Nd 11.279.07Sm 3.82 6.15 3.01 3.48 3.58 0.06 0.08 0.04Eu 1.26 1.91 1.03 1.28 1.16 0.05 0.05 0.05Gd 4.72 7.38 3.83 4.61 4.67 0.06 0.08 0.05Tb 0.89 1.41 0.71 0.84 0.85 0.01 0.01 0.01Dy 5.77 8.86 4.77 5.42 5.37 0.05 0.08 0.05Ho 1.22 1.86 1.05 1.16 1.18 0.01 0.02 0.01Er 3.49 5.28 3.19 3.38 3.29 0.04 0.06 0.04Tm 0.50 0.75 0.52 0.49 0.47 0.01 0.01 0.01Yb 3.07 4.55 3.42 3.10 2.98 0.05 0.11 0.07Lu 0.49 0.71 0.61 0.49 0.46 0.01 0.02 0.01Y 32.3 46.9 26.2 30.4 28.5 1.1 1.0 0.7714中国科学D辑地球科学第35卷表2 玉石沟蛇绿岩单元内枕状玄武岩的Sr, Nd, Pb同位素组成 (t = 550 Ma)样品WQ-254 WQ-255 WQ-257 WQ-258 WQ-259 Sr(10−6) 389.8 292.9 44.9 366.8 120.7 Rb(10−6) 1.60 1.57 0.63 1.35 0.44 87Rb/86Sr 0.0118 0.0154 0.0404 0.0105 0.0104 87Sr/86Sr 0.70513 0.70546 0.70600 0.70509 0.70530 (2σ) 1 1 2 1 1 (87Sr/86Sr)t0.70504 0.70534 0.70568 0.70500 0.70522 Sm(10−6) 3.56 5.93 2.93 3.40 3.66 Nd(10−6) 11.03 18.03 9.39 10.46 11.36 147Sm/144Nd 0.1955 0.1992 0.1886 0.1971 0.1953 143Nd/144Nd 0.512958 0.512967 0.512955 0.512978 0.512958 (2σ) 7 7 12 14 15 (143Nd/144Nd)t0.512253 0.512249 0.512275 0.512268 0.512255 εNd(0) 6.2 6.4 6.2 6.6 6.2 εNd(t) 6.3 6.3 6.8 6.6 6.4 206Pb/204Pb 18.082 18.456 20.562 18.054 18.812 207Pb/204Pb 15.537 15.556 15.743 15.537 15.584 208Pb/204Pb 38.068 38.230 38.530 38.116 38.511 (206Pb/204Pb)t17.470 17.684 17.998 17.348 17.606 (207Pb/204Pb)t 15.501 15.511 15.593 15.495 15.514 (208Pb/204Pb)t37.374 37.484 37.909 37.291 37.431 △7/4Pb 11.6 10.3 15.1 12.4 11.4 △8/4Pb 62.6 47.7 52.2 69.0 51.8图2 玉石沟枕状玄武岩球粒陨石标准化稀土元素分配模式(标准化值据文献[31]) 图3 玉石沟枕状玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据文献[31])第8期侯青叶等: 北祁连玉石沟蛇绿岩印度洋MORB 型同位素组成特征及其地质意义 715图4 玉石沟枕状玄武岩构造环境判别图解(a) 2Nb-Zr/4-Y 构造环境判别图解(据文献[32]): AI, 板内碱性玄武岩; AII, 板内碱性玄武岩, 板内拉斑玄武岩; B, E-MORB; C, 板内拉斑玄武岩, 岛弧玄武岩; D, N-MORB; (b) Ti/100-Zr-Y ×3构造环境判别图解(据文献[33]): A, 岛弧拉斑玄武岩; B, MORB; C, 钙碱性玄武岩; D, 板内玄武岩加入.4 Sr-Nd-Pb 同位素组成特征枕状玄武岩样品87Sr/86Sr 集中在0.70509~0.70700之间; 143Nd/144Nd 集中在0.512955~0.512978之间, εNd (0)变化范围为6.18~6.64; 取t =550 Ma (玉石沟蛇绿岩的形成年龄)[29], 计算得出样品εNd (t )变化范围为 6.25~6.76, (87Sr/86Sr)t 变化范围为0.70509 ~ 0.70600. 由于强不相容元素(例如Ba, Pb, Rb, Sr)容易受后期蚀变作用影响而发生改变, 因此避免用这些元素来讨论玄武岩的源区特征. 海水Sr 的含量较高(8×10−6), 且能较容易地改变洋壳玄武岩Sr 同位素比值特征[34]. 相对而言, 海水Nd 和Pb 的含量较低, 分别为4×10−6和2×10−6, 因此, 洋壳玄武岩Nd, Pb 同位素比值不易受到海水蚀变的影响[34]. 故尽管玄武岩样品87Sr/86Sr 小于现代大洋海水的87Sr/86Sr (0.709), 但本文仍只采用Nd, Pb 同位素组成特征而不采用Sr 同位素组成特征来讨论玄武岩地幔源区的特征, 以期更好地研究玄武岩地幔源区的特征及其 归属.样品206Pb/204Pb 变化范围为18.054~20.562;207Pb/204Pb 变化范围为15.537~15.743; 208Pb/204Pb 变化范围为38.068~38.530. 根据样品的Th, U 和Pb 含量, 进行Pb 同位素比值的时间校正计算(t = 550 Ma),结果表明, 样品(206Pb/204Pb)t 变化范围为17.348~ 17.998, (207Pb/204Pb)t 变化范围为15.501~15.593, (208Pb/204Pb)t 变化范围为37.291~37.909. 在εNd (t )- (206Pb/204Pb)t 图解中(图5), 样品成分点落入了经时间校正(t =550 Ma)的印度洋MORB 区域内, 表明该玄武岩地幔源区具有印度洋MORB 型同位素组成特 征. 北祁连山九个泉及老虎山蛇绿岩内枕状玄武岩图5 玉石沟枕状玄武岩εNd (t )-(206Pb/204Pb)t 图解印度洋MORB 和北大西洋-太平洋MORB 现在值的范围据参考文献[11, 16, 17]圈定. 其中MORB 区域时间校正所采用的参数为: 147Sm/ 144Nd = 0.24, 238U/204Pb = 4.67(据文献[35]). DMM(亏损地幔), EMI(第一类富集地幔)和EMII(第二类富集地幔)地幔端元组成据参考文献[12, 36, 37]. 时间校正所参考的147Sm/144Nd 和238U/204Pb 值据文献[35~40]716中国科学 D 辑 地球科学第35卷经时间校正(t = 550 Ma)的Nd, Pb 同位素组成大多数也表现出印度洋MORB 型同位素特征(未发表数据); 个别样品点落入经时间校正(t = 550 Ma)的印度洋MORB 区域和北大西洋和太平洋MORB 区域界限处. 从图5中可以看出样品点主要分布在经时间校正(t = 550 Ma)的亏损地幔(DMM)和EMII 地幔端元之间, 大致构成了负相关趋势.在(207Pb/204Pb)t -(206Pb/204Pb)t 和(208Pb/204Pb)t -(206Pb/204Pb)t 图解中(图6), 玉石沟玄武岩样品成分点分布于经时间校正(t = 550 Ma)的北半球参考线(NHRL)以上; 落入了经时间校正(t = 550 Ma)的印度洋MORB 区域内; 样品成分点也主要分布在经时间校正(t = 550 Ma)的亏损地幔(DMM)和EMII 地幔图6 玉石沟枕状玄武岩Pb 同位素比值图解(a) (207Pb/204Pb)t -(206Pb/204Pb)t 图解; (b) (208Pb/204Pb)t -(206Pb/204Pb)t 图解印度洋MORB 和北大西洋-太平洋MORB 现在值的范围据文献[11, 16, 17]圈定. MORB 区域时间校正的参数为: ω = 5.0和μ = 2.3(据文献[35])北半球参考线时间校正所参考的参数值为ω = 9.07和μ = 23.9据文献[40]. DMM(亏损地幔), EMI(第一类富集地幔)和EMII(第二类富集地 幔)地幔端元时间校正所参考的238U/204Pb(μ)和232Th/238U(κ)参数值据文献[35~40]端元之间. 北祁连九个泉和老虎山蛇绿岩单元内大多数枕状玄武岩同样也表现印度洋MORB 型同位素组成特征(图6), 但九个泉枕状玄武岩(206Pb/204Pb)t , (207Pb/204Pb)t 和(208Pb/204Pb)t 比玉石沟枕状玄武岩相应的Pb 同位素比值更高, 靠近EMII 地幔端元. 根据Hart 给出的△7/4Pb 和△8/4Pb 的计算公式[9], 计算的玉石沟枕状玄武岩△7/4Pb 变化范围为10.3 ~ 15.1(平均值为12.2), △8/4Pb 变化范围为47.7 ~ 69.0(平均值为56.7), △Sr 变化范围为51.3~60.0 (平均值为53.96). 由于Sr 同位素比值因海水蚀变影响有所增大, △Sr 值也有一定程度的偏高. 上述结果可以表明枕状玄武岩具有典型的印度洋MORB 型同位素组成特征(传统意义上的Dupal 型同位素异常特征), 尤其在Pb 同位素组成上更为肯定. 在△7/4Pb-△8/4Pb 图解(图7)中, 玉石沟枕状玄武岩样品点大多数分布在亏损地幔经时间校正(t = 550 Ma)的DMM 和EMII 地幔端元之间, 且靠近EMII 地幔端元. 这些特征均可表明玉石沟蛇绿岩单元中拉斑玄武岩的源区主体上表现出亏损地幔(DMM)和EMII 地幔端元的混合特征, 但也无法排除少量其他地幔端元组分的加入, 即很可能属于过渡型洋脊玄武岩(T-MORB). 在Zr/4- 2Nb-Y 图解中(图4(a)), 拉斑玄武岩的成分点虽然落于N-MORB 区内, 但却偏向N -M O R B 与E-M O R B 区界 限一侧, 可能就是反映了亏损地幔源岩浆和洋岛玄图7 玉石沟枕状玄武岩△7/4Pb-△8/4Pb 图解DMM: 亏损地幔; EMI: 第一类富集地幔; EMII: 第二类富集地幔; HIMU: 高U/Pb 比地幔端元; 地幔端元同位素组分的时间校正所采用的238U/204Pb(μ)和232Th/238U(κ)参数值据文献[35~40]第8期侯青叶等: 北祁连玉石沟蛇绿岩印度洋MORB型同位素组成特征及其地质意义717武岩源(或地幔柱源)岩浆的混合特征. 同样九个泉和老虎山枕状玄武岩在△7/4Pb-△8/4Pb图解中也表现出与玉石沟枕状玄武岩相一致的Pb同位素特征(图7).5 讨论本文收集和总结了中国境内蛇绿岩单元内MORB型玄武岩的微量元素数据[41~52], 并将计算得出的特征元素对的比值列于表3. 本文在选择特征元素对比值的过程中, 主要考虑两种强不相容元素的比值及两种化学性质十分相似的不相容元素的比值, 这些微量元素比值已被证明在地幔岩石部分熔融形成玄武质岩浆的过程中不随熔融程度而变化, 其比值可以代表它们在地幔源区中的比值[53]. 表中多数蛇绿岩产于已知特提斯构造域, 同时以便对比, 也列出了南天山哈尔克山蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩的数据. 对比表中数据可以看出: 玉石沟蛇绿岩单元内拉斑玄武岩与已知特提斯构造域的蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩的微量元素比值变化范围基本一致. 表现为, 共同具有较高的Zr/Nb (15.38~54.75), La/Nb (0.5~2.15), Ti/Zr (73.60~108.06), Ti/V (17.86~35.64), TiO2/P2O5 (9.81~13.83)及较低的Th/La (0.03~4.87), Rb/Sr (0.029~0.129)和Zr* (0.90~1.21). 玉石沟蛇绿岩单元内MORB型玄武岩在微量元素比值特征上明显不同于南天山哈尔克山蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩[51], 后者相对于特提斯洋域内同类岩石而言, 具有明显较低的Zr/Nb (2.35), La/Nb (0.04), Ti/Zr (42.20), Ti/V (17.53), TiO2/P2O5 (2.02)和较高的Th/La (17.93), Rb/Sr (0.332)和Zr* (2.18)比值特征. 初步对比结果表明玉石沟蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩在微量元素比值上与特提斯构造域蛇绿岩单元内同类岩石相一致, 而不同于塔里木以北的南天山哈尔克山蛇绿岩单元内MORB 型玄武岩.北祁连内玉石沟蛇绿岩单元内枕状玄武岩在Nd, Pb 同位素组成上都表现出印度洋MORB 型同位素组成特征, 并与古特提斯和新特提斯蛇绿岩具有一致的同位素组成. 因此, 北祁连山古洋幔应属于特提斯构造域. 前人对祁连山地区古生物区系和基底年表3 玉石沟及中国已知构造域中蛇绿岩单元内MORB型玄武岩的微量元素比值a)蛇绿岩 样数 Zr/Nb La/Nb Th/La Rb/Sr Ti/Zr Ti/V TiO2/P2O5 Zr* 变化范围29.12~69.71 0.77~2.230.05~0.090.005~0.18683.46~106.3410.55~15.57 0.95~1.20步青山 8平均值42.25 1.24 0.07 0.074 90.85 13.83 1.08变化范围0.022~0.04579.60~87.7134.38~36.3311.92~12.501.16~1.24德尔尼 4平均值0.03184.1335.6412.171.21变化范围7.40~88.38 0.31~3.420.02~0.170.007~0.20771.24~111.416.60~47.11 6.57~14.11 0.80~1.63勉略 26平均值33.94 1.70 0.08 0.129 95.00 33.29 10.02 1.03变化范围25.51~50.81 1.26~2.100.04~0.060.016~0.03471.97~126.6621.75~31.36 6.61~15.71 0.83~1.04康县-琵琶寺-南坪 5平均值39.27 1.69 0.04 0.029 92.14 26.05 11.36 0.91变化范围7.42~98.00 0.61~4.510.04~1.830.01~0.17371.60~114.4119.57~38.40 7.10~12.25 0.63~1.51金沙江 15平均值24.12 1.20 0.87 0.042 86.42 24.81 9.81 1.11 昌宁-孟连 2 平均值15.38 0.50 4.67 0.048 73.60 17.86 10.85 1.50变化范围22.87~71.02 1.40~5.070.01~0.050.001~0.12284.28~218.8023.30~43.13 3.42~14.29 0.44~1.04西藏 15平均值53.75 2.15 0.03 0.036 108.06 30.45 10.08 0.90变化范围 2.09~3.14 0.03~0.0514.38~23.660.178~0.50638.81~50.2116.58~18.57 1.86~2.36 1.90~2.55哈尔克山 6平均值 2.35 0.04 17.93 0.332 42.20 17.53 2.02 2.18变化范围14.96~18.12 0.92~1.100.10~0.120.01 94.55~105.3719.11~31.77 9.23~10.64 0.91~0.97玉石沟 5平均值16.45 1.01 0.10 0.01 94.14 25.61 10.08 0.95a) Zr* = Zr N/(Sm N+Nd N)/2, 其中Zr N, Sm N, Nd N为样品Zr, Sm, Nd含量经原始地幔标准化值后的值, 原始地幔平均成分见文献[31]718中国科学D辑地球科学第35卷代学组成的研究也能印证北祁连应属于特提斯构造域的观点. 祁连地区中晚寒武世和奥陶纪存在着与华南相似的过渡型动物群[54]. 祁连造山带及邻区前寒武纪深变质基底的时代和组成表明, 祁连-柴北缘地体和阿拉善-敦煌地体在晋宁期以前相互分离, 分属于扬子和华北不同的板块体系[55]. 故北祁连山内蛇绿岩单元内枕状玄武岩的地球化学特征应代表了原特提斯洋域地幔的地球化学特征.前人对古特提斯和新特提斯蛇绿岩单元内玄武岩系统的同位素研究表明特提斯构造域古洋幔自晚古生代至今一直保持印度洋MORB 型同位素组成特征[11,14~18]. 本文的研究表明印度洋MORB 型同位素组成特征至少由晚震旦世(550 Ma)开始就已经在特提斯构造域古洋地幔中存在. 从而表明特提斯洋域(包括原特提斯, 古特提斯和新特提斯)地幔均具有印度洋MORB 型同位素组成特征, 换句话说, 至少自原特提斯以来该构造域的地幔特征就一直保持到现今, 并为印度洋洋幔所继承. 尽管目前国际上对印度洋MORB 型同位素组成特征的成因有着很大的争议, 但特提斯构造域异常的同位素组成特征长期存在的事实, 不仅为研究地幔不均一性提供了重要的约束, 而且也应为判别造山带构造归属的一种途径.作为北祁连山最有代表性的玉石沟蛇绿岩, 其MORB 型玄武岩在特征微量元素对的比值及Pb, Nd 和Sr同位素组成上均可同已知特提斯域蛇绿岩单元内同类岩石相对比, 而且最近北祁连山内其它主要蛇绿岩套(九个泉蛇绿岩和老虎山蛇绿岩)的研究也表明, 它们MORB型玄武岩均具有与玉石沟蛇绿岩套同类岩石相似的地球化学特征(将另文发表). 因此, 可以有根据地认为北祁连山应归属于特提斯构造域, 鉴于该区蛇绿岩多形成于晚震旦世到早古生代, 故北祁连山应属于原特提斯构造域北侧的一个分支.致谢许继峰和宋述光对本文初稿提出了中肯的修改意见; 实验室工作中国科学院地质与地球物理研究所靳新娣、陈福坤、储著银、李潮峰的帮助与支持;吴汉泉, 张利参加部分野外工作, 在此一并表示感谢.参考文献1 王荃, 刘雪亚. 我国西部的古海洋地壳及其大地构造意义. 地质科学, 1976, (1): 42~552 夏林圻, 夏祖春, 徐学义. 北祁连山海相火山岩岩石成因. 北京: 地质出版社, 1996. 5~1463 夏林圻, 夏祖春, 任有祥, 等. 祁连山及邻区火山作用与成矿.北京: 地质出版社, 1998. 4~554 冯益民, 何世平. 祁连山大地构造与造山作用. 北京: 地质出版社, 1996. 37~705 张旗, 孙晓猛, 周德进, 等. 北祁连蛇绿岩特征、形成环境及其构造意义. 地球科学进展, 1997, 12(4): 366~3936 宋述光. 北祁连山俯冲杂岩带的构造演化. 地球科学进展,1997, 12(4): 151~1657 宋述光, 张立飞, Niu Y, 等. 北祁连山榴辉岩锆石SHRIMP定年及其构造意义. 科学通报, 2004, 49(6): 592~595[摘要]8 Dupre B, Allegre C J. 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1998年4月 矿物岩石地球化学通报 Apr.,1998第17卷第2期 BULL ETIN OF MIN ERALO GY ,PETROLO GY AND GEOCHEMISTR Y Vol.17No.2 收稿日期:19972727 修改稿:19922928 第一作者简介:张招崇 男 1965年生 副研究员 火成岩岩石学及矿床学北祁连山西段中元古代蛇绿岩的发现及其地质意义张招崇(中国地质科学院地质研究所,北京100037) 毛景文 杨建民 左国朝 吴茂炳(中国地质科学院矿床地质研究所,北京100037) (甘肃省地矿局地质科学研究所,兰州730000) 关键词 中元古代 蛇绿岩 北祁连山西段 地质意义北祁连是中国报道最早的蛇绿岩产地[1~2],迄今已发现的蛇绿岩主要分布在北祁连山中段,并认为存在晚元古、中寒武和早2中奥陶世三个时代的蛇绿岩[3]。
我们在北祁连山西段肃南县祁青乡熬油沟发现了中元古代早期蛇绿岩,这一发现对研究北祁连山造山带的构造演化具有重要的地质意义,本文对其地质2地球化学特征作一简单介绍。
1 地质特征熬油沟蛇绿岩位于镜铁山矿区南东方向,直距约16km 。
该蛇绿岩产于中元古长城系朱龙关群底部,呈NWW —SEE 向分布,自南到北的岩石组合(即从下往上)为:(1)辉长岩、辉长闪长岩、辉绿岩和蛇纹岩。
其长约1300余米,宽约400m 。
蛇纹岩呈浅绿色,蛇纹石含量在95%以上;其次为绢石,呈斜方辉石假象;另有少量的铬铁矿,具有局部富集现象。
大多数磁铁矿沿裂隙分布,显然是蛇纹石化析出的产物,少量呈星散状。
尽管没有见到原生的橄榄石和斜方辉石,但由变余结构和全岩化学成分推测,原岩可能为方辉橄榄岩。
辉长岩和辉长闪长岩具有典型的堆晶结构,前者基本上由辉石和基性斜长石组成,后者则由辉石、角闪石和斜长石组成,三者约各占三分之一。
辉绿岩有5条,呈岩墙侵入于超基性岩中,边部有明显的冷凝边,岩墙宽约5~10m ,长约150m ,呈平行排列,产状为200°∠70°,辉绿岩具辉长结构,但其产状呈岩墙状,以此与辉长岩相区别。
浅述祁连山成矿带西段区域地球化学特征HAN Jian-hua【摘要】祁连山是我国著名的多金属成矿带之一,该成矿带南东侧与西秦岭成矿带相接,北侧被阿尔金走滑断裂所截,区内构造演化复杂,岩浆活动频繁,造就了祁连山多金属成矿带的形成.本文以祁连山成矿带西段为研究对象,结合1/25万区域水系沉积物测量结果,总结了该区域的地球化学特征,为进一步总结区域成矿规律研究奠定基础.【期刊名称】《世界有色金属》【年(卷),期】2018(000)021【总页数】2页(P175,177)【关键词】祁连山成矿带;地球化学特征;异常组合【作者】HAN Jian-hua【作者单位】【正文语种】中文【中图分类】P618.51;P618.41祁连山造山带位于我国西北部秦祁昆中央造山系的中段,该带向南东侧与西秦岭造山带相接,向西被阿尔金走滑断裂所截,总体上呈北西西向分布[1]。
祁连山地区构造运动复杂,经历多次的裂解与造山活动,使得祁连山地区各时代地层出露齐全,组合样式复杂,并伴随广泛的岩浆活动,岩石类型复杂多变,构造发育。
本文以祁连山成矿带之西段为研究对象,通过综合分析已有1/25万水系沉积物测量成果,讲述了该区域的地球化学特征,为进一步开展找矿勘查工作提供借鉴。
1 区域地质背景(1)区域地层。
研究区属于华北地层大区—祁秦昆地层区,以北祁连南缘断裂为界,南部属中祁连地层小区,北部属北祁连地层小区。
区内出露地层依次为:①古元古代北大河岩群(Pt1B.),以二云石英片岩(含石榴石)、大理岩为主,呈北西走向,受构造运动影响,各组地层之间多呈断层接触,或者沿岩组界线,被加里东晚期的岩体所破坏;②蓟县纪花儿地组(Jxh),以厚层碳酸盐夹碎屑岩为主;③青白口纪地层,主要出露其它大坂组(Qbq)、哈什哈尔组(Qbh)、窑洞沟组(Qby)等地层;④震旦纪石板墩组(Zsb),为一套基性火山岩—碎屑岩组合;⑤寒武纪黑茨沟组(∈xm),岩性为安山岩、安山质火山角砾岩、安山玢岩等;⑥新近纪疏勒河组(Eb),以紫红色砾岩、砂岩、泥岩为主;⑦第四系(Qh)以冲积物、洪积物、坡积物为主。
1000 0569/2019/035(10) 2948 70ActaPetrologicaSinica 岩石学报doi:10 18654/1000 0569/2019 10 02祁连山蛇绿岩带和原特提斯洋演化宋述光1 吴珍珠1 杨立明1 苏犁2 夏小洪1 王潮1 董金龙1 周辰傲1 毕衡哲1SONGShuGuang1,WUZhenZhu1,YANGLiMing1,SULi2,XIAXiaoHong1,WANGChao1,DONGJinLong1,ZHOUChenAo1andBIHengZhe11 教育部造山带与地壳演化重点实验室,北京大学地球与空间科学学院,北京 1008712 中国地质大学科学研究院,北京 1000831 MOEKeyLaboratoryofOrogenicBeltsandCrustalEvolution,SchoolofEarthandSpaceSciences,PekingUniversity,Beijing100871,China2 InstituteofEarthScience,ChineseUniversityofGeosciences,Beijing100083,China2019 04 25收稿,2019 08 01改回SongSG,WuZZ,YangLM,SuL,XiaXH,WangCandDongJL,ZhouCAandBiHZ 2019 OphiolitebeltsandevolutionoftheProto TethysOceanintheQilianOrogen ActaPetrologicaSinica,35(10):2948-2970,doi:10 18654/1000 0569/2019 10 02Abstract TheQilianOrogen,whichliesbetweentheAlashanBlockinthenorthandtheQaidamBlockinthesouth,recordstheentiretectonicevolutionofProto TethysOceanfromitsspreading,subduction,closing,marginalaccretiontocontinentalcollision TherearethreedifferenttypesofparallelophiolitebeltsextendingintheQilianOrogen,fromsouthtonorth,including:(1)theSouthQilianophioliticcomplexbeltwithoceanicplateau type,MOR typeandbackarc typeophiolitesinthesouth;(2)theTuoleshanMOR typeophiolitebeltinthemiddle;and(3)theZoulangnanshanback arc basin(BAB) typeophiolitebeltinthenorth Thesouthernoceanicplateau typeophiolitebeltisrepresentedbyLajishan Yongjingophiolite,whichisatypicalophiolitefragmentofoceanicplateauoriginatedfromtheCambrianmantleplumeactivityduringca 525~500Ma ThemiddleophiolitebeltextendsalongAoyougou,Yushigou,BinggouandYongdeng,representingtheophiolitecomplexoftheMOR typeoceaniccrustwiththeagesof550~495Ma Thenorthernophiolitebeltcontainsforarc typeandBAB typeophiolites Theforarc typeophiolite,representedbytheDachadabanophiloite,formedinresponsetotheprocessesfromsubductioninitiation,forearcextensiontoback arcbasindevelopmentduring517~487Ma;theBAB typeophiolite,representedbytheJiugequanandLaohushanophiolites,aretheSSZ typeophioliteandtheproductsofbackarcbasinextensionduringOrdovician(490~445Ma).ThethreeophiolitebeltsaretheproductsformedindifferenttectonicsettingsduringthehistoryofQilianOceanfromNeoproterozoictoEarlyPaleozoic,andthusisofgreatsignificanceinunderstandingthetectonicevolutionofProto TethysOceaninQin(ling) Qi(lian) Kun(lun)OrogenicBelt ThetiminganddistributionofthethreeophiolitebeltsandarcvolcanicsconstrainanorthwardsubductionpolarityKeywords Ophiolitebelts;Paleo tethysOcean;Oceanicplateau;Transitionfromforarctobackarc;QilianMountain摘 要 位于阿拉善地块和柴达木地块之间的祁连造山带记录原特提斯洋扩张、俯冲、闭合、大陆边缘增生和碰撞造山的完整过程。
中 国 科 学(D 辑) 第28卷 第1期SCIENCE IN CHINA(Series D) 1998年2月北祁连大岔大坂蛇绿岩的地球化学特征及其成因3张 旗 Chen Yu① 周德进 钱 青 贾秀琴② 韩 松②(中国科学院地质研究所,北京100029;①Department of Earth Science,Dalhousie University,Halifax,Canada;②中国科学院高能物理研究所,北京100080)摘要 在大岔大坂蛇绿岩中存在3组火山岩:第1组为典型的玻安岩,以富Si,Mg,贫Ti,HREE和HFSE为特征;第2组Ti,HREE和HFSE丰度略高,Mg′值变化大,指示经历了分离结晶作用,是玻安岩岩浆演化的产物;第3组为具MORB特征的拉斑玄武岩.根据MORB与玻安岩的存在,推测大岔大坂蛇绿岩产于岛弧和弧后盆地环境.关键词 大岔大坂 蛇绿岩 玻安岩 地球化学大岔大坂蛇绿岩位于甘肃省肃南县境内.冯益民等最早报道了大岔大坂蛇绿岩[1],卢诘甫[2]、夏林圻[3]、陈雨[4]等相继报道了大岔大坂蛇绿岩中玻安岩的产出.研究表明,在大岔大MORB和玻安岩两种地球化学性质截然不同的岩石,玻安岩覆于具MORB 特征的枕状熔岩之上,推测是具弧后盆地特征的洋壳叠加了产于弧前环境的玻安岩.这种洋壳剖面很有意义,说明随着环境的变迁,岩浆活动的性质发生了变化.1 地质概述早古生代的大岔大坂蛇绿岩,由下向上(从南至北),由变质橄榄岩、辉长2辉绿岩和枕状熔岩3部分岩石组成(图1).枕状熔岩的化学成分可分为MORB和玻安岩两类,前者出露范围较窄,位于辉长2辉绿岩单元之上,其上为具玻安岩成分的枕状熔岩(总体产状倒转向南倾),两种枕状熔岩之间的界线不清(被第四纪掩盖).玻安岩质的枕状熔岩厚约1km.在纳木桥之南,枕状熔岩与奥陶系(?)复矿砂岩及流纹岩呈断层接触.在枘木桥北东,见泥盆纪粗碎屑岩盖在蛇绿岩之上(图1).2 地球化学主元素Ba,Co,Cr,Ni,Rb,Sr,Zr,V和Y用XRF方法分析,分析者:北京有色冶金设计总院中心实验室李中山和吴伟,REE和其余微量元素用INAA方法分析,分析者:中国科学院高能物理研究所,韩松和贾秀琴(表1).Nd和Sr同位素用MA T2261固体质谱计分析,分析 1997204226收稿,1997208208收修改稿 3国家科委高技术司和国家自然科学基金资助项目(批准号:49472101)图1 甘肃省肃南县大岔大坂蛇绿岩地质图Q 示第四系,C 示石炭系红色和黄色砂岩夹泥岩,D 示泥盆系红色碎屑岩,O 示奥陶系(?)硅岩、复矿砂岩夹流纹岩,G 2B 示辉长2辉绿岩,G a 示辉长岩,PL 示枕状熔岩,Rh 示流纹岩,UM 示地幔橄榄岩.图中的TiO 2(%)为全岩化学分析数据者:中国地质科学院地质研究所张宗清(表2).XRF 和INAA 分析的GSR2标样,其主元素除Na 的分析误差为6%以外,其余均<5%;微量元素误差以Y 较大(>25%),其次为Co <15%,Ba ,Ni ,V ,Ta ,Lu ,Eu <10%,其余<5%.211 主元素大岔大坂蛇绿岩的化学分析列于表1.从表中看出,全部枕状熔岩按TiO 2含量的高低可分为3组,第1组贫Ti (TiO 2<0.34%),与典型的玻安岩特征相似[5];第2组TiO 2=0.33%~0.65%,也属于玻安岩系的岩石;第3组岩石TiO 2>0.92%(表1),具MORB 的特征.在AFM 图中(图2(a )),第1和2组样品为钙碱性趋势,第3组样品显示拉斑玄武岩的特征.第1组典型玻安岩的Mg ′值[Mg/(Mg +ΣFe )]最高,在0177~0.44之间,说明玻安岩是一种独立的钙碱性的原始岩浆[5~6].212 微量元素第1和2组岩石与第3组岩石的微量元素相关比值不一样.如前两组的Ti/Zr 平均值<73,后1组为88.上述比值的不同反映了岩浆源区性质的不同[5].此外,它们的Ti/V 比值从第1组到第3组逐渐增加,平均值从913→12→25,在Ti 2V 图中(图2(b )),玻安岩落于岛弧环境;而第3组MORB 落入洋底玄武岩区.3组岩石的REE 丰度,尤其是HREE (以Yb 为例)丰度不同(图3):第1组玻安岩最低,第2组较高,第3组最高,指示玻安岩岩浆源于强烈亏损的地幔源区.213 Sr 2Nd 同位素从表2和图4看出,大岔大坂蛇绿岩的3组枕状熔岩的143Nd/144Nd 在0151279~0.51313之间,由于Sm/Nd 和143Nd/144Nd 比值十分接近,拉不出等时线,得不出熔岩的形成年龄.据前人研究,大岔大坂蛇绿岩为奥陶纪的[1].如果以t =500Ma 来计算,得出的εNd (t )在313~8.9之间(表2),如果以1000Ma 来计算,得出的εNd (t )在017~813之间,与εNd (0)相比变化不算大.这是由于147Sm/144Nd 的比值与初始地幔的比值(011967)很接近,致使F 值非常小(<0.06),故对计算的εNd (t )值影响不大的缘故.本区枕状熔岩的86Sr/87Sr 比值普遍较高,在第1期张 旗等:北祁连大岔大坂蛇绿岩的地球化学特征及其成因3132 中 国 科 学 (D 辑)第28卷表1 大岔大坂蛇绿岩化学分析岩石 第1组玻安岩 第2组玻安岩 MORB 辉长岩 斜长花岗岩样品号Q124822Q12130Q1243Q1244Q1245Q1231Q123221Q1227Q1246Q1240Q12145 S iO247.8651.8253.5152.0552.2947.1751.6651.0656.8256.0572.90 TiO20.230.260.340.440.48 1.49 1.33 1.240.300.470.39 Al2O311.0613.6811.7619.1915.8913.0613.1115.0716.9314.7912.93 Fe2O3 5.55 2.45 3.50 3.00 1.56 2.06 4.55 5.36 2.64 4.140.52 FeO 3.55 3.88 4.43 4.74 5.278.40 5.72 3.73 1.70 3.70 2.98 MnO0.160.160.140.130.150.170.150.170.090.140.06 MgO15.6411.2812.227.399.787.33 6.697.77 6.077.17 1.90 CaO9.3411.33 5.85 5.56 1.807.9610.988.66 6.00 5.930.20 Na2O 1.610.10 3.05 3.65 4.13 3.42 3.31 3.20 5.45 3.43 5.53 K2O0.360.110.090.110.080.160.120.70 1.250.390.10 P2O50.030.040.040.050.070.150.140.130.040.070.08 H2O+ 3.36 4.01 3.88 2.99 4.67 4.70 1.12 2.00 1.42 2.56 1.36 Ba56131019314332821315911C o684149352446665624326Cr136088793465521129424637231331 Ni63629225448634755704077 4.2 Rb8.65 5.8 1.01 1.110.87 1.5810.5232.22 6.72Sr6264389635961251678513532 V18517922223123035935430218527150 Y9.18.6101315323127111420 Zr252828394310010084313886 La0.481 1.05 1.35 2.22 5.25 4.04 4.02 1.06 1.11 6.1 Ce 1.77 2.45 2.72 3.81 5.8413.611.610.87 2.49 3.2413.3 Nd 1.54 1.95 2.12 3.28 4.5210.810.369.42 1.96 2.977.95 Sm0.570.750.81 1.21 1.57 3.86 3.55 3.370.79 1.18 2.42 Eu0.250.340.440.40.56 1.37 1.34 1.190.370.450.66G d0.87 1.17 1.2 1.61 2.13 4.73 4.8 4.04 1.09 1.54 3.13Tb0.150.210.230.320.420.90.910.790.220.310.58 Y b0.76 1.02 1.1 1.56 1.74 3.52 3.03 1.07 1.44 2.49 Lu0.140.160.170.230.260.580.540.450.170.210.4H f0.620.40.440.750.85 2.36 1.850.790.550.57 1.91Th0.210.160.240.310.490.190.310.30.180.25 1.57 Sc38.633.448.7表2 大岔大坂蛇绿岩Nd2Sr同位素数据a)顺序号 1 2 3 4 5 6 7 样品号Q12148Q12130Q1227Q1232Q12111Q12181Q12145Sm/μg・g-10.6670.622 2.925 3.403 3.542 3.106 2.161Nd/μg・g-1 1.878 1.7668.59610.25910.2469.0007.594147Sm/144Nd0.21490.21290.20580.20060.20910.20880.1721143Nd/144Nd±2σ0.512791±60.513013±80.513126±160.513025±60.513087±40.513026±50.512728±6εNd 2.97.39.57.58.77.5 1.7ε(t) 1.8 6.38.97.37.9 6.7 3.3 NdRb/μg・g-1 6.911 2.116 1.03 3.149 1.2460.254 1.526Sr/μg・g-1899.888.48432.9447106.1136034.6787Rb/87Sr0.02240.069240.06890.02040.034020.000540.127486Sr/87Sr±2σ0.71007±10.70809±60.70808±10.70478±10.70714±20.70602±20.71039±2 (86Sr/87Sr)t0.70990.70760.70760.70460.70690.70600.7095 a)1~2为第1组样品,3~6为第3组样品,7为斜长花岗岩;计算参数:I CHUR(0)=0151264,(147Sm/144Nd)CHUR=Nd011967,146Nd/144Nd=017219,I UR Sr(0)=017047,(87Sr/86Sr)UR=010847图2 大岔大坂蛇绿岩的AFM 、Ti/V 图(a )AFM 图,(b )Ti 2V 图.△示第1组玻安岩,○示第2组玻安岩,+示第3组MORB.TH 示拉斑趋势,CA 示钙碱性趋势,IAB 示岛弧玄武岩,OFB 示洋底玄武岩,Alk 2B 示碱性玄武岩图4中均落在地幔范围之外,可以解释为海水蚀变作用的影响.从图4看出,MORB 的εNd (t )值较高,在+6.7~8.9之间,来自亏损的地幔源区;而第1组玻安岩的εNd (t )变化大,+1.8~6.3之间,推测玻安岩源于亏损较强的地幔(≥6.3),由于有消减带物质的带入,致使εNd (t )值产生明显的变化.但由于分析的样品很少,还不能作更详细的讨论.1件斜长花岗岩样品落入玻安岩的Sr 2Nd 同位素范围,说明与玻安岩有成因上联系.图3 大岔大坂枕状熔岩REE 图图例同图2图4 大岔大坂蛇绿岩Sr 2Nd 图1示第1类玻安岩,2示MORB ,3示斜长花岗岩.MORB 示亏损的地幔源区,EMI 示第1类富集地幔,EMII 示第2类富集地幔,HIMU 示具高μ异常的富集地幔[7]3 讨论玻安岩的Mg ′高、亏损HFSE 、富集L IL E 和H 2O 的特征表明,玻安岩应来自强烈亏损的地幔,是在水加入的情况下高程度部分熔融的产物[5,6,8].据Cr 2Y 相关图(文中未附)计算,MORB 大体相当于几乎未亏损的地幔20%~25%部分熔融的产物,而第1组玻安岩为已经历了10%部分熔融的亏损地幔在水加入的条件下20%~30%部分熔融形成的.大岔大坂玻安岩的REE 分布均为L REE 亏损型的,说明虽然从消减带带入了L IL E ,但第1期张 旗等:北祁连大岔大坂蛇绿岩的地球化学特征及其成因3334 中 国 科 学 (D 辑)第28卷L REE的加入不明显,推测其成分主要是消减下去的MORB和H2O,而陆源沉积物很少,故没有明显地改变玻安岩的REE分布.大岔大坂第1和2组玻安岩具同样的REE分布,只是HREE丰度有所不同,可能是玻安岩结晶分离作用形成的,野外两组玻安岩呈互层产出即是证据.大岔大坂玻安岩的地球化学特征与西太平洋岛弧弧前区的玻安岩类似,而现今发现的分布在西太平洋的第三纪玻安岩,无一例外地均产于弧前环境[5,6,8,9].大岔大坂的MORB可能来自弧后盆地或小洋盆环境.据野外关系推测,玻安岩系覆于具MORB特征的枕状熔岩之上,说明在弧后盆地洋壳形成之后,出现了新的消减事件,并在消减带之前的弧前环境生成了玻安岩,喷出并叠置在早先的弧后盆地洋壳之上.综合上述资料,推测大岔大坂蛇绿岩形成于岛弧2弧后盆地环境的可能性比较大.4 结论(1)大岔大坂蛇绿岩的枕状熔岩中出现3组岩石:第1和2组为玻安岩系,第3组岩石具MORB的特征,后者来自与玻安岩不同的源区.(2)大岔大坂的MORB可能位于洋壳剖面的下部,玻安岩位于其上,指示在弧后盆地洋壳之上叠加了弧前环境的岩浆活动,预示在北祁连洋盆中出现了一个新的洋内消减事件.参 考 文 献1 冯益民,何世平.北祁连蛇绿岩的地质地球化学研究.岩石学报,1995,11(蛇绿岩专集):125~1462 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