冀北馬營地區晚三疊世二長花崗巖地球化學特征及地質意義

王稀玉, 陶光活, 張 璞

1. 河北地質大學 a. 地球科學學院, b. 資源與環境工程研究所, 河北 石家莊 050031; 2. 河北省地質調查院, 河北 石家莊 050081

0 引言

研究區位于華北陸塊北緣隆起帶, 是晚古生代活躍的陸緣, 橫跨了鑲黃旗和赤峰地區[1]。 各地質時期的巖漿活動、 沉積建造都較為發育。 中生代是大陸裂解的重要時期, 華北地區的擠壓和抬升對于華北克拉通巖石圈減薄有重要意義[2], 與成礦控礦[3]和燕山期研究活動關系密切。 華北克拉通北緣花崗巖的形成被認為可能與華北板塊與興蒙造山帶碰撞拼合以及拼合后的巖石圈伸展作用有關[4]。 前人對該地區的火成巖研究主要集中于華北板塊北緣的中東部地區, 然而, 華北板塊北緣仍然存在有大量的中生代花崗巖, 但對這些花崗巖的巖石成因、源區特征及形成的構造環境等還缺乏深入的研究和探討。 該地區缺乏高精度的年代學、 地球化學數據,從而制約了我們對華北板塊北緣中生代構造及巖漿演化的認識。 因此, 本文選取華北克拉通北緣張家口赤城馬營地區三疊世酸性侵入巖為研究對象, 通過巖相學、 鋯石年代學、 巖石地球化學和Lu-Hf 等方法, 厘定了研究區內酸性侵入巖的形成時代, 并探討了其成因機制, 為華北克拉通北緣中生代構造演化提供例證。

1 地質背景簡介

研究區位于河北省赤城縣馬營地區, 大地構造背景屬于華北克拉通北緣中段(圖1a), 沽源—張北大斷裂、 尚義—崇禮—赤城斷裂帶、 上黃旗—烏龍溝深斷裂之間(圖1b)。 研究區內出露地層主要為古元古代太平莊組、 古元古代花崗閃長質片麻巖、 早白堊世張家口組。 巖漿巖主要為印支期和海西期酸性侵入巖。 區內構造發育, 主要構造線方向為北東向, 其次為北西向, 發育大量火山構造。

圖1 華北克拉通大地構造位置圖[1]Fig.1 Tectonic position map of the North China craton

2 巖體特征

馬營地區花崗巖主要包括細粒、 中粒及粗粒二長花崗巖, 分布在疙料溝、 和氣營一帶。 中粒二長花崗巖侵入到細粒二長花崗巖中, 界限清晰截然(圖2), 接觸帶附近可見中粒二長花崗巖細小巖枝雜亂穿插, 細粒二長花崗巖中有明顯被烘烤跡象,可見3～5 cm 烘烤邊, 呈黑褐色。

圖2 馬營地區二長花崗巖野外及鏡下照片Qtz-石英; Pl-斜長石; Kfs-鉀長石Fig.2 Field and microscopic photographs of monzogranite from the Maying area Qtz-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar

研究區內的二長花崗巖特征相似, 具花崗結構, 塊狀構造, 均由斜長石、 鉀長石、 石英和黑云母組成, 局部含有白云母。 斜長石和鉀長石含量主要在30%～40%之間, 斜長石粒徑以2 ～3 mm為主。 鉀長石為微斜長石或微斜條紋長石, 含量約30%。 石英的粒度比例較為均勻, 含量在25%～30%之間。 黑云母為片狀晶體, 含量約5%。白云母含量極少。

3 分析方法

本文對11 件樣品進行了主微量、 鋯石U-Pb 測年和Lu-Hf 同位素分析。

全巖的主量元素和微量元素在河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成, 所有新鮮樣品都經過瑪瑙環磨機粉碎至小于200 目。 分別使用X 射線熒光法(XRF) 和電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS) 測量主量和微量元素組成。 國家標準樣品07103 (花崗巖) 和樣品07105 (玄武巖) 被用作標準樣品來監測分析的準確性和誤差。 主量元素分析的方法是將粉末直接壓制成圓盤, 在5%的分析誤差范圍內[5]。 至于微量元素分析, 則是將約60 mg 的樣品粉末用HF +HNO3在Teflon 熔樣彈中熔化, 然后在Agilent 7500a ICP-MS 中進行分析[6]。 當微量元素的含量超過10-6時, 相對偏差小于5%, 否則相對偏差小于10%。

鋯石單礦物分選在河北省廊坊市區域地質實驗室進行, 所有鋯石的年齡和微量元素使用激光剝蝕電感耦合等離子體質譜法(LA-ICP-MS) 在廊坊誠信地質實驗室進行分析。 使用GeoLas 200 M 193 nm ArF 準分子激光剝蝕系統進行激光取樣, 其斑點直徑為32 μm。 詳細的分析步驟可參考文獻[7]。 用于外部同位素比值修正的標準鋯石91500[8]在每5 個點位分析之后進行分析。 NIST SRM 610 和Ple?ovice[9]則在每十個點位分析中分別作為外部標準和盲樣來進行分析。 同位素比值通過Glitter 軟件計算, 常見鉛根據Andersen 提出的方法[10]進行修正。 使用Isoplot v.3.0 軟件[11]計算加權平均年齡。

鋯石Hf 同位素分析采用了Neptune 多收集器ICPMS 的GeoLas Pro UP193 nm 激光剝蝕顯微探針, 在廊坊誠信地質實驗室進行。 實驗細節和數據采集方法可參考文獻[12]。 實驗中, 選用44 μm 口徑, 在8 Hz 頻率和8～10 J/cm2的能量下進行分析。 為了校正176Lu和176Yb 的同位素異質元素對176Hf 的影響, 通過測定176Lu/175Lu = 0.026 58 和176Yb/173Yb = 0.796 218的比值來進行校正[48]。 使用指數定律進行了儀器質量偏差修正, 將Yb 同位素比值歸一化到172Yb/173Yb為1.352 74, 將Hf 同位素比值歸一化到179Hf/177Hf 為0.732 5[13]。 鋯石GJ-1 被用作參考標準, 在日常分析過程中, 加權平均176Hf/177Hf 比值為0.282 018 ±0.000 020 (2σ, n=3), 這基本與Elhlou[14]中加權平均176Hf/177Hf 比值為0.282 013±0.000 019 (2σ)相同。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb 年齡

中粒二長花崗巖(PM10-1) 采樣點位于研究區南西部和氣營—侯營壩一帶。 鋯石多呈長柱狀產出,少數呈不規則狀, 晶棱有不同程度的熔蝕, 具震蕩環帶(圖3)。 測試分析了25 個數據點, 其中4 個數據偏離諧和線, 余下21 點均落于諧和線上。 Th/U 比值均大于0.1 (0.81～4.71, 平均值2.07), 為典型巖漿成因鋯石。 16 個有效測點的206Pb/238U 年齡為228.3～239.1 Ma, 其加權平均年齡為232±0.72 Ma。

圖3 PM10-1 和PM10-8 二長花崗巖鋯石陰極發光圖像Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from the PM10-1 and PM10-8 monzogranite

粗粒二長花崗巖(PM10-8) 鋯石多呈長柱狀,少數呈不規則狀, 晶棱有不同程度的熔蝕, 具震蕩環帶(圖3)。 測試分析的25 個數據點, Th/U 比值多大于0.1 (0.21～1.31, 平均值0.77), 為典型巖漿成因鋯石。 23 個有效測點的206Pb/238U 年齡為229.2～246.1 Ma, 加權平均年齡為236.2±2.0 Ma(圖4)。

圖4 PM10-1 和PM10-8 二長花崗巖鋯石U-Pb 年齡諧和圖Fig.4 Concordia diagram of U-Pb ages of zircons from the PM10-1 and PM10-8 monzogranite

4.2 巖石地球化學特征

4.2.1 主量元素

本次研究共采集了11 件巖石地球化學分析樣品,分析結果及特征參數分別見表1。 SiO2含量為74.26%～76.54%, Al2O3含量為12.94% ～14.40%,CaO 含量為0.46% ～0.93%, Na2O 含量為3.59% ～4.42%, K2O 含量多為3.38%～5.16%, K2O/Na2O 為0.76～1.44, 鋁指數A/CNK=1.04 ～1.14, 屬過鋁質至強過鋁質, 里特曼指數σ= 1.79 ～2.44, 平均為2.22, 屬鈣堿性系列巖石。 在TAS 圖解中二長花崗巖樣品點均落入花崗巖區(圖5a)。 在K2O-SiO2圖解中巖石均屬高鉀鈣堿性系列巖石(圖5b), 在A/CNKA/NK 圖解中, 樣品點多數落入過鋁質區(圖6)。

表1 晚三疊世二長花崗巖主量元素、 稀土元素、 微量元素含量及特征參數一覽表Table 1 Table of major, rare earth, and trace element contents, as well as characteristic parameters of late Triassic monzogranite

圖5 晚三疊世二長花崗巖TAS 圖解(a) 和K2O-SiO2 圖(b)Fig.5 TAS (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of the late Triassic monzogranite

圖6 晚三疊世二長花崗巖A/NK-A/CNK 判別圖Fig.6 A/NK-A/CNK discrimination diagram of late Triassic monzogranite

4.2.2 稀土和微量元素

樣品∑REE 為41.00×10-6～108.28×10-6, 平均為81.99×10-6; 輕重稀土分餾明顯, LREE/HREE=8.89～18.28, (La/Yb)N為10.35 ～29.33, δEu 為0.59 ～1.22, 具負至正的Eu 異常(圖7)。

圖7 稀土元素球粒隕石配分模式圖和微量元素蛛網圖Fig.7 Rare earth element distribution pattern diagram and trace elements spider diagram

原始地幔標準化微量元素蛛網圖中, 富集大離子親石元素Rb、 Ba、 Th、 U、 K, 虧損Nb、 P 和Ti。

4.3 鋯石Hf 同位素

對兩件樣品(PM10-1 和PM10-8) 進行了鋯石的Lu-Hf 同位素分析, 結果見表2。 PM10-1 樣品中鋯石的176Hf/177Hf= 0.282 060 ～0.282 398, εHf (t) 在-20.2～-8.4 之間, 加權平均值為-11±0.5, 相應的二階段Hf 模式年齡(TDM2) 為2.45 ～3.50 Ga 之間,平均為2.64 Ga。 PM10-8-TW1 樣品中鋯石的176Hf/177Hf=0.282 013～0.282 350, εHf (t) 介于-22.0 ～-10.0之間, 加權平均值為-18±0.3, 相應的二階段Hf 模式年齡 (TDM2) 為2.48 ～3.60 Ga, 平均為3.31 Ga(圖8)。

表2 晚三疊世二長花崗巖鋯石Lu-Hf 同位素組成Table 2 Zircon Lu-Hf isotope composition of late Triassic monzogranite

圖8 U-Pb 年齡與εHf (t) 關系圖解Fig.8 Relationship between U-Pb age and εHf (t)

5 討論

5.1 巖石成因

在La/Sm-La 和Eu-Ce 圖解中, 馬營二長花崗巖的成分演化主要受分離結晶控制(圖9a, 9b)。 相關研究顯示, 在巖漿結晶過程中, 石榴子石相對富集重稀土元素, 而角閃石則更加富集中稀土元素[15]。 若巖漿發生石榴子石的分離結晶, 則會明顯虧損重稀土元素。 本次研究的二長花崗巖無明顯的重稀土虧損,Dy/Yb、 Er 等的變化則暗示存在角閃石的分離結晶作用, 無石榴子石的分離結晶(9c, 9d)。 Rb、 Sr、 Ba的相互關系(圖9e, 9f), 顯示了斜長石和鉀長石的分離結晶對巖漿成分的控制。 但斜長石和鉀長石常富集Eu, 相關礦物的分離結晶必然會導致稀土元素明顯的Eu 負異常(圖7)。 而本次研究的二長花崗巖部分具明顯的負異常, 部分具有明顯的正異常, 說明除了長石的分離結晶外, 可能還經歷了斜長石的堆晶過程[16]。

圖9 冀北馬營地區中生代二長花崗巖雙變量圖解Fig.9 Bivariate diagram of Mesozoic monzogranite in Maying area, Northern Hebei

相較于其他成因類型的花崗巖, A 型花崗巖通常具有較高的10 000 Ga/Al (〉2.6)、 Zr (〉250×10-6)和Zr+Nb+Ce+Y (〉350×10-6)[19]。 本次研究的馬營鄉一帶二長花崗巖的10 000 Ga/Al 為2.2～2.8, 大部分小于2.6; Zr 含量為67×10-6～118×10-6, 均小于250×10-6; Zr+Nb+Ce+Y 為99.8×10-6～184.5×10-6,均小于350×10-6, 符合非A 型花崗巖的特征。 另外,相對于其他類型的花崗巖, A 型花崗巖常具有較高的形成溫度, 其鋯石飽和溫度TZr大于830 ℃[20]。 通過計算, 本次研究的馬營地區的二長花崗巖的TZr為724 ℃～814 ℃, 低于A 型花崗巖的形成溫度, 進一步說明樣品為非A 型花崗巖。 但在相關判別圖解中,樣品部分位于A 型花崗巖區域(圖10)。 究其原因,是由于巖漿演化過程中強烈的分離結晶作用常會使其他成因類型的花崗巖與A 型花崗巖的部分地球化學特征重疊而不易區分[21-23]。

圖10 (K2O+Na2O) /CaO-Zr+Nb+Ce+Y 圖解與10 000Ga/Al-Zr 圖解Fig.10 (K2O+Na2O) /CaO-Zr+Nb+Ce+Y diagram explanation and 10 000Ga/Al-Zr diagram explanation

高分異的I 型和S 型花崗巖常會因為強烈的分離結晶作用而使得許多地球化學特征重疊而無法區分[24]。 而P2O5可有效區分高分異的I 型和S 型花崗巖[25]。 P2O5在I 型花崗巖中會隨著SiO2的增加而降低, 在S 型花崗巖中隨著SiO2的增加而增高或保持穩定[25,26]。 此外, 當SiO2大于75%時, 大多數S 型花崗巖的P2O5含量大于0.1%, 而I 型花崗巖的P2O5含量小于0.05%[25]。

馬營地區二長花崗巖的P2O5隨著SiO2的升高呈下降趨勢, 并且樣品中SiO2含量大于75%的樣品,其P2O5為0.01%～0.04%, 與高分異I 型花崗巖的特征相符(圖11)。

圖11 SiO2-P2O5 圖Fig.11 SiO2-P2O5 diagram

研究區內印支期二長花崗巖的Rb/Sr 比值為0.24～1.72, 平均0.70, 明顯高于上地幔平均值(0.025); Nb/Th (0.48 ～2.69, 平均1.34)、 Ti/Zr 值(5.83～11.37, 平均8.54) 和Ti/Y 值(74.26～173.53,平均127.43) 更接近地殼值(Nb/Th=3、 Ti/Zr〈30、Ti/Y〈 200)。 Nb/Ta 比值為11.09 ～18.40, 平均15.12, 介于地殼值(11.0) 與原始地幔(17.5) 之間, 暗示可能存在少量幔源物質的混染。 二長花崗巖的εHf (t) 值為-22 ～-8.4, 暗示其可能起源于古老地殼或者富集地幔[34]。 結合微量元素特征, 馬營鄉地區二長花崗巖主要起源于古老地殼, 可能有少量地幔物質的貢獻。

5.2 地質意義

本文對馬營地區的二長花崗巖進行了鋯石U-Pb測年, 得到加權平均年齡236.2±2.0 ～232±0.72 Ma。前人在該地區進行了一系列年代學研究, 劉曉雨等[27]利用LA-ICP-MC 鋯石U-Pb 方法獲得赤城縣黃土梁二長花崗巖年齡為244.8±2.0 Ma; 劉胤等[28]獲得了對赤城縣冰山梁巖體的形成年齡為228.0±3.1 Ma。 綜上所述, 研究區內的印支期酸性侵入巖主要形成于245～228 Ma, 屬中晚三疊世。

甄世民等[29]在張宣地區谷嘴子、 紅花梁和響水溝發現大量高堿、 高鉀性, 具埃達克巖性質的巖漿巖, 認為三疊紀時期華北克拉通北緣處于碰撞后伸展環境。 高爽等[30]認為華北板塊北緣中部地區在中三疊世已與中亞造山帶拼貼, 并向碰撞后的巖石圈伸展環境轉變。 研究區內的二長花崗巖富集大離子親石元素Rb、 Ba、 Th、 U、 K, 虧損Nb、 Ta、 P 和Ti, 具備碰撞型花崗巖的特征。 在花崗巖構造判別圖解上, 馬營二長花崗巖主要位于后碰撞區域(圖12)。 因此,馬營地區中晚三疊紀二長花崗巖形成于碰撞后的伸展環境。

圖12 晚三疊世花崗巖Nb-Y圖解(a) 和Rb-Y+Nb (b) 圖解Fig.12 Nb-Y diagram (a) and Rb-Y+Nb diagram (b) explanation for late Triassic granite

劉錦等[31]通過對開原地區(馬營鄉東側) 三疊紀侵入巖的研究, 認為華北克拉通北緣東段的擠壓碰撞作用一直持續到晚三疊世(224 Ma), 而由造山階段向造山后階段轉換則發生于晚三疊世—早侏羅世(224 ～180 Ma)。 吳迪迪等[32]發現, 代表增厚下地殼源區的高Sr/Y 花崗巖在西段出現較早(264 ～256 Ma), 而在東段出現較晚 (251 ～245 Ma), 表明西段碰撞早于東段, 且碰撞過程導致的地殼加厚可能一直延續到中三疊世末期, 符合“剪刀” 狀閉合的特征。 本次研究的馬營二長花崗巖形成于245～228 Ma, 地球化學特征顯示其形成于碰撞后的伸展環境, 證明該地區的地殼加厚和減薄早于東段, 如開原地區等, 進一步證明中亞造山帶自西向東具有由早向晚的碰撞轉換過程。 根據西段和東段地殼加厚的時間判斷[31,32], 至少在馬營地區,地殼加厚后可能很快便進入到減薄破壞階段。 并且地殼碰撞加厚。 馬營二長花崗巖起源于古老地殼的部分熔融, 并可能有少量地幔物質貢獻的, 說明除了碰撞后的減薄過程外, 深部巖漿系統的作用可能扮演著重要的角色[33]。

6 結論

(1) 馬營地區的酸性侵入巖主要為二長花崗巖,其形成時代為236.2±2.0 Ma ～232±0.72 Ma, 屬于晚三疊世。

(2) 馬營二長花崗巖屬過鋁質高鉀鈣堿性花崗巖, εHf (t) 為-8.4～-21.97, 為高分異I 型花崗巖。

(3) 研究區內二長花崗巖成分主要受分離結晶控制, 形成于碰撞后的伸展環境, 主要起源于古老地殼, 可能有少量地幔物質的貢獻。