秦岭构造杂带内两期火山岩地球化学特征及其成因

秦岭构造杂带内两期火山岩地球化学特征及其成因

1勉略结合带与鞍子山向西缘构造带的分工在秦岭-武进化古特地研究期间，初步确定了昆县-武阳地区是一个蛇绿混合带（laishangjongkaozhanggongetal.，1996；赖少聪等，1997，1998；徐继峰等，1996）。在随后的构造中，必须确定它们是被破坏的状态的。它必须成为秦岭造山带的第二个主要造山带，在秦岭造山带的形成和发展中发挥重要作用和意义（张国伟等，1995）。但在“八五”重大项目后期未能进行深入系统研究,仅对勉县-略阳等几个点进行了初步解剖,遗留下很多重要问题急待解决,其中最突出的一个问题就是勉略结合带的属性及其东西延展,从而成为国家自然科学基金“九五”秦岭重点项目的主要研究目标。事实上,勉县-略阳蛇绿构造混杂带自勉县、鞍子山向东的延伸情况,目前尚无岩石地球化学方面的确切证据,已有的研究工作仅达到鞍子山地区,该结合带是否延伸至巴山弧型构造带并继而向东延伸至大别南缘(DongYunpengetal.,1999),仍是目前学术界有重大争议的热点议题。本文拟对巴山弧两河岩区出露的火山岩残片进行研究,从而提出勉略结合带东延至巴山弧型构造带的火山岩岩石地球化学证据。2岩片及岩片岩相特征研究区位于略阳-勉县蛇绿构造混杂带以东,处在秦岭微板块的南部边缘与扬子板块的北部边缘,隶属巴山弧型逆冲推覆构造带的转折部位,它是分隔秦岭微板块与扬子板块的重要分界线,实际为一宽500～1000m的狭窄的构造混杂带,总体呈北西-南东向狭长弧形展布。混杂带由两条主干逆冲推覆断裂所夹持,带内包含了不同时期、不同性质与不同变形特征的地层、岩体或构造岩块(王根宝等,1997)。本区扬子板块北缘除缺失部分泥盆-石炭纪地层外,寒武-三迭系均为稳定台地型建造,秦岭微板块由于其构造复杂,许多问题尽管尚有争议,然而除泥盆系与志留系之间有地区性不整合外,其它地层基本连续,但建造类型与岩石组合和扬子板块北缘已截然不同;而构造混杂带内则缺失中寒武到下泥盆统,且泥盆-石炭系由边缘陆相冲积扇群体系直接过渡为浊积岩及硅质岩与钙屑浊积岩,与两侧有明显差异(王根宝等,1997)。两河火山岩以构造岩片的形式卷入该构造带内(图1)。两河火山岩岩片分布在汶水河两岸,呈宽约50～200m,长约3～5km的两条火山岩构造岩片。野外观察表明,火山岩与混杂带内寒武、志留及泥盆-石炭系地层、岩体均为构造接触,界面为北倾的逆冲推覆构造带。火山岩岩性变化不大,层序清楚。下部为深色块状玄武岩,上部为玄武岩与浅色英安岩、流纹岩互层,英安岩和流纹岩所占比例不大,呈薄层状与玄武岩层交替出现,浅色层单层厚大多10～20cm,个别厚达40cm,最薄的仅3～5cm,并见有流纹构造(图2)。两河地区两条火山岩岩片岩石类型及岩性组合完全相同(图2),玄武岩与英安岩、流纹岩的互层关系表明它们应为同时代岩石组合,且玄武岩所占比例较大,英安岩和流纹岩出露较少。玄武岩镜下可见斑状结构和无斑隐晶结构两种类型,对于斑状结构的岩石,斑晶含量低,主要斑晶矿物为具有聚片双晶的基性斜长石和自形-半自形的辉石颗粒,斜长石斑晶有明显的帘石化及绢云母化,辉石斑晶的边缘大多绿泥石化,部分颗粒已全部蚀变为绿泥石。岩石基质为间粒结构,由斜长石微晶和辉石、磁铁矿小颗粒组成,辉石小颗粒大多已绿泥石化,但仍可见部分新鲜的辉石小颗粒。英安、流纹岩类可见明显的剪切片理化现象,矿物具明显定向性排列,基质已发生重结晶。岩石总体为斑状结构,斑晶为正长石和具细密聚片双晶的酸性斜长石,岩石隐约可见流纹构造,并见流纹绕过斑晶的现象。暗色矿物主要为黑云母,均已绿泥石化,副矿物见有磁铁矿和锆石。基质为霏细结构-微晶结构,由长英质微细晶粒组成。我们的样品采自石泉县水文站南侧,汶水河北岸,沿垂直火山岩岩片走向方向采集一组系统样品,并经镜下观察,挑选较新鲜的玄武岩和英安岩、流纹岩进行了室内分析。结果表明,该组火山岩应为弧内裂陷的岩浆活动产物,形成于弧间盆地的大地构造环境。3基性火山岩蚀变作用两河火山岩岩片主要岩石类型为玄武岩和英安、流纹岩(图3),其化学成分及微量元素和稀土元素分析结果列于表1中。从表中可以看到,本区玄武质岩石H2O含量(H2O++H2O-)大多在1.70%～3.97%之间,平均为3.21%,表明本区基性火山岩遭受过一定的蚀变作用并可能受到过微弱的变质作用影响,这与显微镜下的薄片观察结果是一致的。这种蚀变/微弱变质作用可能影响到部分活泼元素(如K、Na、Cs、Rb、Sr等)的地球化学行为,本文将重点对那些不活动元素(如Nb、Ta、Zr、Hf、Th、REE、Ti等)进行元素地球化学讨论。3.1岩浆地球化学特征Nb、Y均为不活动痕量元素,较少受到蚀变和变质作用的影响,对于碱性(alkaline)和非碱性(nonalkaline)系列火山岩,其Nb/Y值的区间范围十分稳定,尤其对于基性、中基性和中酸性火山岩,其碱性和非碱性系列的区分主要取决于Nb/Y值,而较少受到SiO2含量变化的影响。因此,SiO2-Nb/Y图解可以有效地区分变质/蚀变火山岩的系列。我们获得的玄武岩样品和英安岩、流纹岩样品均落入非碱性区(图4),说明本区火山岩属非碱性系列。由于亚碱性钙碱系列和亚碱性拉斑系列这两个系列岩浆演化趋势是截然不同的,变质和蚀变作用只能使其演化趋势变得模糊,而不能改变之。因而,对于它们的区分,一般的岩浆系列判别图解仍然适用。AFM图解(图5)表明,本区玄武岩类均属拉斑系列火山岩,具明显的富铁趋势,即随MgO的降低,Fe2O3和FeO迅速升高;而英安岩、流纹岩类属钙碱性系列,具有明显的富碱趋势。上述分述结果表明,两河火山岩由拉斑系列玄武岩类和钙碱系列英安流纹岩类共同组成。本区基性岩类SiO2%含量稳定,介于50.28%～53.28%之间,变化不大,平均为51.89%,属玄武岩SiO2含量范畴。Fe2O3、FeO、MgO含量高,且绝大多数样品FeO>Fe2O3。TiO2含量介于0.87%～1.47%之间,平均为1.19%,就TiO2含量而言,本区玄武岩类介于典型的洋脊拉斑玄武岩(1.5%)和典型的活动大陆边缘及岛弧拉斑玄武岩(0.83%)之间(Pearce,1983),具特殊的过渡性地球化学特征。而本区英安流纹岩类则具有高SiO2%含量(68.25%～80.75%,平均75.46%),低TiO2(0.34%～0.68%,平均0.47%),和Fe2O3+FeO,MgO含量低的地球化学特点。3.2稀土元素特征分析结果(表1)表明,本区玄武岩稀土总量较低,一般在90～150×10-6之间,平均为117.87×10-6,轻重稀土分异不明显,ΣLREE/ΣHREE十分稳定,在1.20～1.94之间变化,平均为1.52;岩石(La/Yb)N介于2.62～4.60之间,平均为3.42;(Ce/Yb)N大多介于2.30～4.09之间,平均为3.01;δEu趋近于1,且十分稳定,变化很小,平均为1.03,表明岩石基本无Eu异常。本区英安流纹岩类稀土总量较高,且变化大,在108.77～303.60×10-6之间,平均为186.14×10-6,有较弱的轻重稀土分异,ΣLREE/ΣHREE平均为2.53;岩石(La/Yb)N介于2.29～10.38之间,平均为6.75;(Ce/Yb)N介于2.19～7.37之间,平均为5.30;岩石δEu变化大,样品QL10具负Eu异常(δEu=0.50),样品QL13基本无铕异常(δEu=0.96),而样品QL15则具有正铕异常(δEu=1.56)。在球粒陨石标准化稀土配分图上(图6),本区玄武质岩石表现为一组较为平滑的右倾负斜率轻稀土弱富集型配分曲线,Eu处无异常。而英安流纹岩类则具有略强的轻重稀土分异,轻稀土部分负斜率较大,而重稀土部分负斜率小,曲线较为平缓,Eu处由正异常→无异常→负异常。值得注意的是,本区玄武岩与流纹岩的稀土丰度和曲线很接近(图6),这表明玄武岩和流纹岩并非同源岩浆分异演化的产物。因为,如果流纹岩与玄武岩为共源岩浆系列,则流纹岩的稀土总量应当明显高于玄武岩类,且它们的稀土分布将显示递进演化的规律性变化,流纹岩通常有明显的负铕异常。而本区流纹岩无铕异常或为正铕异常。另外,本区英安岩的稀土丰度较流纹岩高(图6),且具负铕异常和平坦型配分型式,而流纹岩则为轻稀土富集型。稀土特征暗示,本区玄武岩、英安岩和流纹岩三种岩性不是同源岩浆分异演化的产物,尽管它们在空间上密切相伴,且为同时代产物,然面它们的岩浆源区深度和源区物质组成应有明显不同,应为中下地壳和上地幔不同深度和压力条件下局部熔融的产物。这表明,本区火山岩组合的成因及构造环境有其特殊性,不同于通常的大陆裂谷双峰式火山岩组合。3.3岛弧火山岩地球化学特征近年来,火山作用过程中微量元素地球化学研究,已经从以现代和新生代火山岩为主,扩展到中生代-古生代以至更老的造山带火山岩。微量元素中的不活动元素由于具有相对的稳定性,受后期热事件影响较小,从而其丰度、组合、元素比值及演化特征已成为探讨火山作用过程微量元素地球化学特征、恢复和重溯古火山事件的发生、演化及其构造岩浆环境的重要地球化学指纹。微量元素的原始地幔标准化图解显示,本区玄武质岩石不相容元素具有以下特点(图7a):有明显的Nb、Ta谷,Nb<La,表明了显著的Nb、Ta相对亏损;有元素Ba的峰,显示了Ba的相对富集,这是岛弧火山岩的典型地球化学特征(Francalancietal.,1993);同时,低Th、U特点也反映了该玄武岩浆体系可能受到了陆壳物质的混染(Viramonteetal.,1999);有弱的Ti谷,在所有样品中Ti都显示了微弱的相对亏损状态。而Ce、Nd、Hf、Zr、Sm、Tb、Y等不活动痕量元素在图解中显示为较为平滑的右倾负斜率曲线,既无明显的相对亏损,也无显著的相对富集。本区玄武质岩石Th>Ta,Th/Ta大多在2.15～8.29之间,平均为4.78。Nb<La,Nb/La均小于0.31;Th/Yb介于0.15～0.67之间,平均为0.35;Ta/Yb介于0.05～0.10之间,且十分稳定,平均为0.076。总体上仍然显示为岛弧火山岩的地球化学特征(Marlinaetal.,1999)。这与岩石在Hf/3-Th-Ta构造环境判别图解上所获得的判别结果是一致的(图8)。本区英安质和流纹质岩石不相容元素谱系图(图7b)总体显示为斜率不大的右倾模式,随元素不相容性的降低,富集度逐渐减弱。除此而外,岩石中依然保持了高Ba、低Th、U特征和Nb、Ta的显著负异常,以及更强的Ti负异常。这表明本区酸性和基性两组火山岩具有十分相似的微量元素地球化学指纹。Ta/Yb主要与地幔部分熔融及幔源性质有关,Th是不相容元素,它不象K、Ba、Rb、Sr等大离子亲石元素那样容易受到蚀变和变质作用的影响,对于鉴别火山岩(玄武岩)的源区特征有重要意义。本区玄武岩在Th/Yb-Ta/Yb图解中(图9a)均位于MORB-OIB趋势线的上方,处在钙碱性区域与拉斑质区域的过渡部位,且十分靠近MORB区;这种特殊的地球化学指纹,表明该组玄武岩总体具有洋内岛弧的大地构造环境,与一个亏损的地幔源区有密切成因联系,但又受到了明显的陆壳物质的混染(张旗等,1995;Wilson,1989)。本区玄武质岩石Ti/Zr比值大多介于27～120之间,平均为58.2;Ti/Y比值较为稳定,介于180～300之间,平均为248.4;而英安质和流纹质岩石具有较低的Ti/Zr(15～80,平均为43.4)和Ti/Y比值(45～150,平均97.7)。Zr和Y是蚀变及变质过程中十分稳定的不活动痕量元素,而火山岩中Ti丰度与火山岩源区物质组成及火山岩的形成环境有十分密切的关系(Pearce,1983)。因此,根据Ti/Zr、Ti/Y比值特征及Ti/Zr、Ti/Y图解(图9b),同样可以证明本区英安质和流纹质岩石主要来自于壳源岩石的局部熔融,而本区玄武岩类除2个样品落在MORB型源区附近外,大多数样品投影点位于壳源与MORB型源区之间,说明这套玄武岩浆具有其特殊性,既带有洋内岛弧环境亏损地幔源区的地球化学烙印,又体现了明显的陆壳物质的参与(Hergeetal.,1991)。4岛弧岩浆的构造作用综合上述微量元素地球化学特征可以看出,两河火山岩以其高Ba,低Th、U,显著的Nb、Ta亏损和Ti的负异常为特征,充分表明它们应为一套岛弧型岩浆活动的产物(Marlinaetal.,1999;Wilson,1989)。且玄武质岩石的Th/Yb-Ta/Yb和Ti/Zr-Ti/Y不活动痕量元素组合特征,指示它们应来源于一个洋内岛弧的大地构造环境,岩浆起源与一个亏损的地幔源区有直接成因联系,然而又显示了显著的陆壳物质参与的地球化学烙印。更值得注意的是,本区火山岩与典型的大陆边缘弧以安山质中性岩浆活动为特色的大地构造环境明显不同,而是以玄武质—英安流纹质火山岩组合为特色,缺乏中性岩类,从岩石类型和组合看,类似于双峰式火山岩套。表明它们是一套裂陷环境中的岩浆活动产物(Viramonteetal.,1999)。然而,本区火山岩组合的稀土元素和痕量元素特征表明,它们与通常的大陆裂谷双峰式火山岩明显不同,玄武岩、英安岩和流纹岩三种岩类不具有同源岩浆分异演化的特征,而属于地壳和上地幔不同深度、不同压力和不同源区性质下局部熔融的产物。在全球大地构造环境中,只有弧内裂陷环境才有这种特殊的较为复杂的岩浆活动特征(Wilson,1989)。弧内裂陷环境具有过渡壳或不成熟陆壳基底,这与大陆裂谷环境有所不同,它的形成与深部岩浆上升使弧地壳隆起而产生的拉张构造有关,并同火山和构造原因的局部沉降有关,常常是弧间盆地发育初期阶段的产物。由于岩浆弧地壳深处的扩张作用,使得弧内裂陷环境的岩浆活动具有类似于双峰式岩石组合的特点(图10)。但由于洋内岛弧常常被弧后次级海底扩张形成的边缘海盆所分隔,而弧后的次级海底扩张造成洋内弧火山前锋后侧的一个局部亏损楔型地幔源区,当俯冲洋壳进入100～150km深处,洋壳中角闪岩大量脱水转变为石英榴辉岩,水进入上部部分亏损的地幔楔而引发含水部分熔融,产生含水橄榄拉斑玄武岩浆,这种岩浆在上升过程中可能产生部分橄榄石、铬尖晶石的分离结晶,结果派生出具有洋内岛弧特征的拉斑质岩石类型。显然,这种岩浆从源区特征看,与MORB型玄武岩浆有某些相似之处,在很大程度上都是由于一个部分亏损的地幔橄榄岩局部熔融产生的。但是,由于它们的局部熔融是在含水条件下发生的,而与洋脊之下基本无水的熔融不同,而且来自俯冲洋壳的SiO2、K2O,LILE和LREE参与了岩浆的起源过程,从而将使得这种岩浆带有显著的陆壳物质混染的地球化学信息(图10)。这种岩浆作用和岩浆的底劈上隆,使得弧内裂陷进一步发育,并由于高热流而引起岛弧地壳的局部熔融,这种局部熔融产生的酸性岩浆,其熔融机制在一定程度上类似于地壳的深熔作用,但其局部熔融程度和范围却远不如地壳深熔机制广泛,所产生的酸性岩浆数量也较为有限。岛弧地壳的局部熔融产生的酸性岩浆将具有显著的弧岩浆系列地球化学特征(如Nb、Ta的强烈亏损等),而流纹岩和英安岩则是低成熟度的岛弧地壳不同深度位置上局部熔融的产物,从而构成本区具有特殊地球化学指纹的弧内裂陷火山岩组合(图10)。秦岭造山带勉略缝合带的发现和初步厘定是近年来秦岭造山带研究中的一项重大进展,它使得对秦岭造山带的认识由过去简单的华北与扬子两大陆块碰撞构造体制转变为华北、秦岭微板块和扬子三个陆块碰撞构造体制。勉略缝合带从勉略向西经文县、玛曲、花石峡连接昆仑,向东经巴山弧形带而直通大别南缘,成为纵贯大别-秦岭-昆仑的巨型断裂构造(混杂)带(张国伟等,1995)。本区两河火山岩岩片就处在这个巨型断裂构造(混杂)带内。在勉县-略阳-巴山弧结合带中发育有泥盆系深水浊积岩系,表明当时洋盆已打开,在略阳三岔子、石家庄一带采集的、与蛇绿岩密切共生的硅质岩中发现了放射虫动物群,其地质时代为早石炭世(殷鸿福等,1996)。说明在古生代中期(D-C)沿勉略一带出现了古特提斯洋北侧新的分支。勉县-略阳结合带黑沟峡变质火山岩系的Sm-Nd等时线年龄为(242±21)Ma,Rb-Sr全岩等时线年龄为(221±13)Ma,指示了火山岩的变质年龄(李曙光等,1996),它表明勉略洋盆在三叠纪已闭合。两河火山岩总体显示为洋内岛弧弧内裂陷及初始弧间盆地的大地构造环境,其基性端元所显示的岛弧火山岩的特征与勉县—略阳地区桥梓沟岛弧火山岩和三岔子岛弧火山岩具有明显的可对比性(赖绍聪,1997,1998),它们的形成应与勉