地球化学结课论文

1、张家口地区张家口组火山岩元素地球化学特征及成因摘要：张家口地区出露的早白垩世张家口组主要由流纹岩和粗面岩组成。本文首次报道了该地区张家口组火山岩主量元素和微量元素高精度分析测试结果。该套流纹岩和粗面岩具有富铁，高钾和全碱，富集 REE、Rb、Th、U、Zr、Ga 等不相容元素，Nb、Ta 相对 LREE亏损的特点；低分异样品不具有明显负 Eu 异常。张家口地区张家口组长英质火山岩的元素地球化学特征与还原型 A 型花岗岩相似，是华北克拉通拉斑质基性下地壳在高温、低氧逸度和低水逸度条件下的部分熔融产物，形成于碰撞后构造背景。 关键词:火山岩；地球化学；岩石成因；张家口组；燕山；张家口地区张家口组火

2、山岩是燕山褶皱-逆冲推覆带晚中生代火山活动的重要组成部分，代表了早白垩世燕山带的一次重要的岩浆活动事件。前人对张家口组火山岩的研究焦点集中在年代学和地层对比方面，缺乏系统的岩石地球化学资料，尤其是高精度的微量元素分析资料。对该组的原始命名地的张家口组（张家口地区的张家口组）而言，近年涉及该套火山岩岩石成因的研究仅见杨进辉等的锆石 Hf 同位素数据，严重影响了对其岩石成因过程及其构造背景的深入认识。本文在新获得的张家口地区的张家口组火山岩元素地球化学数据基础上，探讨其岩石成因及其反映的区域构造背景，为深入认识燕山带乃至华北克拉通东部中生代构造-岩浆活动格架转换的动力学背景提供线索。 1 区域地质

3、背景 张家口地区张家口组火山岩不整合覆盖于太古宇之上,在大地构造上位于燕山中生代褶皱-逆冲推覆构造带的西段。张家口组火山岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄介于 143 136 Ma 之间，属于早白垩世最早期的贝里阿斯阶。张家口组主要火山岩类的岩相学特征：流纹岩具斑状结构，流动构造，斑晶以石英、透长石和奥长石为主，基质以石英、长石微晶为主；流纹质熔结凝灰岩具熔结凝灰结构，假流动构造，由岩屑、晶屑、浆屑、玻屑等组成；粗面岩具粗面结构、块状构造，斑晶以钾长石为主，少量斜长石斑晶，基质主要为隐晶质长石、石英和暗色矿物组成。本次研究的张家口组样品采自张家口市区北部孤石、大镜门以及崇礼县高家营镇乌拉哈

4、达、西甸子一带的流纹岩和粗面岩。 2 分析方法 将张家口组火山岩样品进行无污染碎样至 200 目，在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所分析主量、稀土和微量元素。主量元素采用熔片法 X-射线荧光光谱法(XRF)分析，主要氧化物的分析误差一般小于 2%；稀土元素采用等离子质谱法(ICP-MS)分析；微量元素采用 ICP-MS 和 XRF 法分析。分析过程采用国际标准样品(GSR2 和 GSR3)进行监控，测定结果表明测定值和推荐值的相对误差均小于 10%，且大多数微量元素的分析误差在 5%以内。张家口组下部火山岩样品的主量和微量元素测定结果列于表 1。3 元素地球化学特征 3.1 岩石化学定

5、名和主量元素特征 根据国际地质科学联合会火成岩分类学分委会推荐的 TAS 分类方案 (Le Maitre, 2002) ，张家口地区张家口组火山岩属于粗面岩（SiO 2 69%）和高钾流纹岩（SiO 2 > 69%）(图1)。它们在主量元素方面的特征如下： （1）高碱高钾，w(Na 2 O + K 2 O)为 8.31 9.19%，w(K 2 O)为 5.53 6.89%，K 2 O/ Na 2 O 为1.59 2.39，碱度指数（NK/A 值）为 0.80 0.87；在 Frost 等(2001) 提出的 w(SiO 2 ) -w(Na 2 O+K 2 O-CaO)图解中落在碱性和碱钙

6、性区域(图 2)。 （2）显著富铁贫镁，FeO t /(FeO t +MgO)为 0.94 0.98；在 Frost 等(2001)提出的 w(SiO 2 ) - FeO t /(FeO t +MgO)图解中落在铁质(Ferroan)区域(图 2)；在 DallAgnol 和 Oliveira (2007)提出的钙碱性、氧化型 A 型和还原型 A 型花岗岩判别图解中落在还原型 A 型花岗岩区域(图3)。 （3）流纹岩的钙含量低，w(CaO)为 0.53 1.19%，因此流纹岩的过铝指数(A/CNK 值)在 1.0 1.11 之间，属于弱过铝质；而粗面岩的 w(CaO)为 2.11%，A/CNK

7、 值 0.92，为准铝质(表 1)。 张家口地区张家口组火山岩高碱高钾、富铁贫镁、（流纹岩）相对贫钙的主量元素特征均可以与典型的 A 型花岗岩对比。在 Whalen 等(1987)提出的 A 型花岗岩判别图解中，采用主量元素参数的成分点落在 A 型花岗岩的区域内(图 4)。3.2 稀土和微量元素 由表 1 可知，张家口组火山岩的稀土元素总量（w(REE)）变化于 269.3×10 -6 615.9×10 -6之间，大多数介于 305×10 -6 344×10 -6之间，SiO 2 含量最高的流纹岩(Zh06)具有最高的稀土元素含量。这些火山岩均富集轻稀土

8、元素(LREE)，(La/Yb) N 值在 15.36 25.86 之间，富硅的流纹岩 Zh06 的(La/Yb) N 值最大。张家口组粗面岩和多数流纹岩具弱的 Eu 异常或无明显 Eu负异常，Eu/Eu*变化于 0.84 1.05，而 Zh03 样品具有较大的 Eu 负异常，Eu/Eu*为 0.57，富硅的流纹岩 Zh06 则具有明显的 Eu 负异常（Eu/Eu*为 0.09）和 Ce 负异常 (图 5, 表 1)。 在微量元素原始地幔标准化图解中，张家口组火山岩大多数富集 Rb、Ba、Th、U、K、LREE、Pb，而 Nb、Ta 相对 Th、U 和 LREE 亏损，Sr、Ti 也明显亏损；

9、与其它相比，高硅的流纹岩 Zh06 还亏损 Ba、Eu (图 5)。张家口组火山岩的 Nb/Ta 比值介于 15 19 之间，接近幔源岩浆的 Nb/Ta 比值。张家口组火山岩具有高 Ga/Al 比值(2.61 3.59)，在 Whalen等(1987)的 A 型花岗岩判别图解中，采用微量元素参数的成分点也落在 A 型花岗岩的区域内(图 4)。 张家口组粗面岩的锆石饱和温度为 844，高硅的流纹岩 Zh06 锆石饱和温度为905，其它流纹岩样品的锆石饱和温度介于 855 874之间，平均 867 ( 表 1)；略高于澳大利亚 Lachlan 褶皱带未分异的“铝质”A 型花岗岩锆石饱和温度 848

10、。 4 岩石成因 A 型花岗质岩浆的成因一直存在比较大的争议。一些学者认为 A 型花岗岩类以及对应的喷出岩是幔源的碱性基性岩浆分离结晶作用的产物。另有研究者认为地壳长英质源岩部分熔融形成准铝质和“铝质”A 型花岗岩类，而镁铁质源岩部分熔融形成过碱质 A 型花岗岩类。也有学者认为拉斑系列基性岩浆及其分异产物部分熔融形成还原型 A 型花岗岩类，长英质源岩部分熔融则形成氧化型 A 型花岗岩类。 张家口地区的张家口组火山岩具有典型 A 型花岗岩类(granitoid)的岩石地球化学特征，是 A 型花岗质岩浆喷出地表固结成岩的产物。同时，该火山岩具有高的 FeO t /(FeO t +MgO)比值，属于

11、还原型 A 型花岗岩浆。在 Eby (1992) 的 A1 型与 A2 型花岗岩类微量元素判别图解中，张家口组火山岩成分点落在 A2 型区域，表明其 Nb 相对于 Y 亏损。张家口组火山岩在岩石地球化学方面的突出特征还包括：高 Pb 含量，Nb、Ta 相对于 Th、U 和 LREE 的亏损特征，（大多数样品）负 Eu 异常不明显，以及流纹岩为弱过铝质（A/CNK = 1.0 1.11）。合理的岩石成因模式必须能够解释张家口组火山岩的这些岩石地球化学特征。 幔源碱性岩浆分离结晶形成流纹岩的成岩模式需要分离结晶程度在90%以上。张家口地区张家口组火山岩出露厚度在 2000 3000 m，岩性以流纹

12、岩、流纹质火山碎屑岩和粗面岩为主，含少量粗安岩。虽然张家口大麻坪在 140 124 Ma 时期发生过玄武岩浆底侵活动，但区域上未有大规模的同时期基性岩浆岩出露。同时，幔源碱性岩浆分离结晶产物一般是过碱性的 A1 型花岗岩，而张家口组火山岩为 A2 型成分且多数为弱过铝质，而且该火山岩的锆石 Hf 同位素显示其源岩为 1.8 2.1 Ga 的古老岩石。因此，幔源碱性岩浆分离结晶成岩模式目前缺乏有力的地质地球化学证据。壳源长英质火成岩在低压下的部分熔融形成“铝质”A 型花岗岩类的成岩模式，可以解释张家口组流纹岩的弱过铝质、高 Pb 含量和 Nb-Ta 的相对亏损特征。但该模式很难解释张家口组火山岩

13、有相当多的样品不具备明显负 Eu 异常的特点，因为斜长石是低压下长英质岩石部分熔融体系的主要残留相矿物之一。即使考虑到 Eu 在相对氧化的部分熔融体系中可以呈3 价离子，导致其在斜长石和熔体之间的分配系数值变小，从而使得熔体的 Eu 相对不亏损；但此情况与张家口火山岩具有还原型的岩石化学特点相矛盾。拉斑系列基性岩及其分异产物的部分熔融可以形成富铁（高 FeO t /(FeO t +MgO)比值）的还原型 A 型花岗岩类及对应的喷出岩(SiO 2 = 60 77%)。如果源岩是古老的下地壳拉斑系列基性岩，那么该成岩模式可以解释张家口组火山岩的富铁、弱过铝质、高 Pb 含量、Nb-Ta相对亏损特征

14、，以及锆石 Hf 同位素特征。张家口组粗面岩和低硅的流纹岩不具备明显负 Eu异常的特点暗示，斜长石不是部分熔融体系的主要残留相矿物；而这些岩石所具有的与幔源岩浆岩近似的 Nb/Ta 比值表明，金红石不是残留相矿物。由于相对富水条件下部分熔融形成的岩浆具有高氧逸度，而基性岩在含水熔融时形成(Na 2 O-2.0 K 2 O)的钠质岩石；所以张家口组火山岩的富铁、高钾特征要求其起源于相对贫水的拉斑系列基性岩部分熔融体系。岩石学相平衡实验结果表明，拉斑玄武岩体系在无水条件下当压力高于约 0.7 GPa 时液相线矿物(liquidus mineral)是辉石，而不含斜长石和橄榄石，熔体成分向富铁方向演

15、化；金红石不是残留相矿物要求基性岩部分熔融体系的压力小于 1.5 GPa。因此，张家口组火山岩形成于拉斑质基性岩在贫水条件下的部分熔融，起源温度接近拉斑玄武岩的液相线温度，指示张家口组火山岩 Zr 不饱和，锆石温度计给出的温度代表其岩浆温度的下限；而源区压力介于 0.7 1.5 GPa，相当于 24 50 km 的深度范围，暗示其源岩为华北克拉通下地壳拉斑质基性岩，这与前人根据锆石 Hf 同位素得到的结论不矛盾。张家口组粗面岩(Zh01)与流纹岩中的多数(Zh02 Zh05)相比，其 SiO 2 含量偏低，而 REE含量相当，低硅的流纹岩 (Zh04、Zh05)不相容微量元素含量甚至低于粗面岩

16、(参见表 1)；不支持粗面岩分离结晶形成流纹岩的成岩机制。粗面岩和低硅流纹岩的岩石化学和微量元素差异可能是源区岩石的成分不均一所致。低硅流纹岩浆在浅部岩浆房内结晶分离出斜长石、磷灰石等矿物相，可以解释张家口组高硅流纹岩（Zh06）很高的不相容元素含量以及明显的负 Eu、Ce 异常。 5 构造背景探讨 有人认为张家口地区张家口组火山岩形成于区域拉张构造背景，与构造叠复作用无关。但是，构造地质学研究表明燕山带晚侏罗世-早白垩世时期发生强烈挤压变形：张家口地区永丰堡一带可见太古宇片麻岩逆掩于张家口组之上；本文作者的野外调查显示张家口地区张家口组火山岩呈一枢纽走向北西的大型背斜出露；北京北部古北口逆掩

17、断层向南压盖在早白垩世早期的粗碎屑岩之上，活动时限 148 132 Ma；四合堂伏卧背斜推覆体向南推覆的活动时限从 143 Ma 一直持续到 127 Ma 之后。燕山西段的伸展构造发育于 125 Ma 之后，例如：云蒙山变质核杂岩活动于 120 Ma 之后，北京怀柔区北宅一带的张家口组火山岩被后期正断层截切，冀北滦平盆地 125 Ma 湖相地层被正断层切割。区域性地壳伸展活动发育在张家口组火山岩形成之后。燕山西段出露不少晚侏罗世-早白垩世的 C 型埃达克岩，例如：北京北部 144 142 Ma 的云蒙山花岗岩岩基和 138 Ma 的对臼峪花岗岩岩基，京西大台髫髻山 137 Ma 的火山岩。这些

18、岩石的高 Sr 低 Y、Yb 特征要求其熔体-矿物体系存在石榴子石残留相，起源压力大于等于 1.5GPa，暗示燕山西段 144 137 Ma 期间地壳厚度不低于 50 km。所以，张家口组火山岩并非形成于区域性地壳减薄的构造背景之中。在 Pearce 等(1984)花岗岩构造环境微量元素判别图解中，张家口组火山岩成分点落在火山弧、同碰撞与板内花岗岩的交界区域(图 7)，相当于碰撞后花岗岩类。在 A1 型与 A2型花岗岩类微量元素判别图解中，张家口组火山岩成分点落在 A2 型区域(图 6)。碰撞后环境包括了地质块体间沿剪切带的大规模平移和叠复(docking)以及岩石圈地幔的拆沉等。因此，张家口

19、地区张家口组火山岩的地球化学特征所反映的大地构造背景与宏观地质事实相符合。上节论证了张家口地区张家口组火山岩起源温度很高。基性岩浆的底侵(underplating)或内侵(intraplating)是其能量来源，前人的锆石 Hf 同位素研究也指示张家口组火山岩源区有少量幔源组分参与。对于造山带而言，幔源岩浆的形成需要地幔中富水流体的加入或地幔减压熔融。对于晚侏罗世-早白垩世时期的燕山带，第一种情况可以排除。地幔减压熔融需要岩石圈地幔被拆沉或被热侵蚀，似乎与挤压构造背景矛盾。Houseman 和 Molnar (2001)的数值模拟研究表明，造山带在挤压过程中岩石圈地幔也增厚，过度加厚的岩石圈地幔最终不可避免地发生拆沉，导致加厚的地壳下伏减薄的岩石圈地幔，此时地幔减压部分熔融形成的基性岩浆发生底侵或内侵，诱发地壳内的岩浆活动。 6 结论 张家口地区张家口组粗面岩和流纹岩元素地球化学特征与 A2 型花岗岩相似，具有高碱、高钾、富铁贫镁，富集 REE、Rb、Th、U、Zr、Ga 等不相容元素，低分异样品不具有明显负 Eu 异常，Nb、Ta 相对 LREE 亏损等特点。地质证据表明张家口地区张家口组火山岩形成于碰撞后构造背景，是华北克拉通拉斑质基性下地壳在高温贫水条件下的部分熔融产物。其形成与燕山造山带西段在早白垩世时期由于挤压变形导致的岩石圈地幔拆沉所诱发的