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巴音沟蛇绿岩地质地球化学特征与构造背景

时间:2021-02-01 理论教育 版权反馈
【摘要】:前人对巴音沟蛇绿岩的研究主要集中在蛇绿岩的岩石学 、地球化学 和形成年龄 等方面,本节将从主微量元素地球化学角度对蛇绿岩及其伴生的洋岛玄武岩 进行研究,探讨该套蛇绿岩形成的构造背景。岩石中的LILE变化较大,可能是由于后期蚀变及风化作用影响形成的,而不代表原生岩石的特征。
巴音沟蛇绿岩地质地球化学特征与构造背景_大数据时代的成矿

巴音沟蛇绿岩属于北天山晚古生代蛇绿岩带的一部分,向东延伸到后峡一带,是准噶尔板块与伊犁-伊赛克微板块间的最终缝合带。该蛇绿岩保存比较完整、研究程度较高 (王作勋等,1990;肖序常等,1992;邬继易等,1989;高长林等,1995;徐学义等,2005, 2006a,2006b)。前人对巴音沟蛇绿岩的研究主要集中在蛇绿岩的岩石学 (邬继易等,1989;王作勋等,1990)、地球化学 (徐学义等,2005)和形成年龄 (徐学义等,2005,2006a, 2006b)等方面,本节将从主微量元素地球化学角度对蛇绿岩及其伴生的洋岛玄武岩 (OIB)进行研究,探讨该套蛇绿岩形成的构造背景。

一、区域地质特征

巴音沟蛇绿岩出露于乌苏县南约40km的巴音沟-沙犬旺-奎屯河一带 (图3-1),呈推覆岩片逆冲于阿克沙克组之上,其上又被上石炭统奇尔古斯套组以角度不整合覆盖。该蛇绿岩具有较完整的岩石组合,包括蛇纹石化橄榄岩、辉长岩、玄武岩、斜长花岗岩脉和放射虫硅质岩等岩石单位,但由于断裂构造错动使得几个岩石单元的关系复杂,几套岩石的出露关系可通过草测的地质剖面图加以说明 (图3-2)。除上述组成蛇绿岩的几个岩石单元外,还有一套下面要重点描述的洋岛玄武岩。在该剖面的西侧为一套块状玄武岩,其下部为一破碎带,并以断层与地幔橄榄岩接触 [图3-3(a)]。层状辉长岩分布在剖面的东侧,受构造作用影响被置于橄榄岩下方,两者之间是一套呈断层接触的枕状玄武岩 [图3-3(b),图3-3 (c)],在玄武岩中侵入有斜长花岗岩脉 [图3-3(d)]。

图3-1 巴音沟地质简图

(据徐学义等,2005改绘)

图3-2 巴音沟蛇绿岩剖面及取样位置图

图3-3 巴音沟蛇绿岩野外照片

(a)玄武岩与橄榄岩呈断层接触;(b),(c)枕状玄武岩;(d)斜长花岗岩呈脉状侵入到玄武岩中

玄武岩包括组成蛇绿岩的块状玄武岩和代表洋岛的枕状熔岩两部分。块状玄武岩呈紫灰-暗灰色,致密块状结构,具玻基交织结构、拉斑玄武岩结构,主要斑晶矿物为斜长石,呈针状及长柱状,0.05~0.25mm大小。岩石受轻微的碳酸岩化,见少量碳酸盐脉穿插到岩石中。枕状熔岩具有明显的枕状构造 [图3-3(b)、(c)],直径在40~80cm之间,呈暗灰-紫灰色。以玻璃质结构为主,有的也有球颗结构及放射状的雏晶结构。受到不同程度蚀变,主要蚀变矿物是绿泥石、碳酸盐等。

橄榄岩受剪切构造影响,普遍受到强烈蛇纹石化及绢石化,具鳞片变晶及网架状结构,上部与灰黑色的辉长岩呈断层接触。层状辉长岩呈块状及条带状,厚层与薄层呈韵律相间,具碎裂及变余辉长结构,普遍葡萄石化,镜下具辉长结构,长石呈条状,斜长石残晶可见双晶弯曲、错位等应力作用痕迹,斑晶大小在0.25~0.5mm之间,含量约占全岩的55%~60%。

二、地球化学特征

本节中分析的样品主要包括蛇绿岩中的玄武岩和与之共生的洋岛玄武岩 (表3-1)。从主量元素和微量元素上明显可以将该剖面内的玄武岩分为两类,第一类为洋中脊玄武岩(MORB),第二类为洋岛玄武岩 (OIB)。

表3-1 巴音沟玄武岩主量元素 (wt%)、微量元素 (×10-6)分析结果表

续表3-1

注:样品由中科院广州地球化学研究所测试完成。

第一类玄武岩的Si O2含量为49.7%~50.7%,其中有两个样的Ti O2含量分别为0.81%和1.00%,与一般亏损型洋中脊玄武岩 (N-MORB)的Ti O2含量相近,Mg[Mg=100Mg2+/(Mg2++Fe2+)]为53.4和60,说明玄武岩在岩浆房发生过一定程度的结晶分异作用。其中BYG25的Ti O2含量达1.93%,而Mg O含量为3.35%,Mg仅为30.5,考虑到该样品稀土元素的含量及微量元素含量与BYG22和BYG26两个典型的MORB样品相似,我们认为该样品仍然为洋中脊玄武岩,只是为岩浆强烈分离结晶后的产物。

第二类玄武岩的Si O2含量为50.7%~52.6%之间,BYG28样品烧失量高达10.8%, Ca O含量高达17.3%,估计是受后期碳酸盐交代影响所致。所有这类岩石的Ti O2含量为1.89%~3.14%,表现出OIB的特征。Mg O含量为3.02%~5.80%,Mg为40.9~58.6,变化较大,同样受到过岩浆分异的影响。在Si O2-Na2O+K2O图上一部分样品落在玄武岩区,一部分样品落在粗面玄武岩区、玄武粗安岩区 [图3-4(a)]。考虑到本区玄武岩受后期蚀变的影响,碱金属元素在后期蚀变过程中容易发生迁移,有必要利用受流体活动影响较小的元素作为分类的依据,在Nb/Y-Zr/Ti O2分类图上 [图3-4(b)],洋中脊玄武岩样品均落在亚碱性玄武岩区,而洋岛玄武岩均落在碱性玄武岩区。

图3-4 巴音沟玄武岩硅-碱分类图 (a)(据Le Base et al.,1986)及Zr/Ti O2-Nb/Y分类图 (b)(据Cox et al.,1979)

第一类玄武岩稀土总量较低,BYG22和BYG26两个样品分别为23.6×10-6和29.9× 10-6,稀土元素的含量相对较稳定。(La/Yb)N为0.703~1.143,稀土元素均表现出轻稀土元素 (LREE)轻微亏损到弱富集,稀土配分模式显示平坦型 [图3-5(a)],具有MORB的特征。蛇绿岩中玄武岩微量元素除大离子亲石元素 (LILE)变化较大外,其他元素变化不大,微量元素 (原始地幔)标准化图表现为较平滑的略向右倾的折线,除Ba、Th、Ti几个元素表现为略为亏损外,Nb、Ta没有明显的亏损和富集 [图3-5(c)]。岩石中的LILE变化较大,可能是由于后期蚀变及风化作用影响形成的,而不代表原生岩石的特征。高场强元素 (HSFE,即Th、Nb、Ta等)有较小的亏损特征。

第二类玄武岩稀土总量从100.7×10-6~151.1×10-6,明显高于N-MORB的含量, (La/Yb)N比值为5.29~11.8,轻稀土明显富集,图上呈负斜率型,轻重稀土元素分馏强烈[图3-5(b)]。这些特征都与洋岛玄武岩相似,而明显不同于N-MORB。在微量元素图上,洋岛玄武岩显示出驼峰型,HSFE特别是Nb、Ta明显富集 [图3-5(d)],与典型的OIB具有相同的分布型式。但与OIB相比,样品中的碱金属及碱土金属元素变化较大,部分样品相对亏损明显。由于OIB在形成过程中容易与海水发生反应,加上这套岩石在后期造山过程中受后期蚀变作用的影响,这种亏损可能是这些活动元素被大量带走所造成的。

图3-5 巴音沟剖面玄武岩稀土元素与微量元素标准化图(a),(c)洋中脊玄武岩;(b),(d)洋岛玄武岩

(球粒陨石标准值据Boynton,1984,微量元素原始地幔标准值据Mc Donough et al.,1992)

三、构造环境分析

目前对巴音沟蛇绿岩所代表的构造环境还存在一些争论,如最初邬继易等 (1989)认为属陆缘海盆环境,后来一些研究者 (王作勋等,1990;肖序常等,1992;高长林等,1995)认为是弧后盆地,或弧前盆地 (卢华复等,2001)。徐学义等 (2005)通过对这套蛇绿岩的地质地球化学研究后提出巴音沟蛇绿岩代表了天山晚古生代 “红海型”洋盆。而夏林圻等(2002;Xia Linqin et al.,2004)对天山及邻区石炭纪二叠纪火山岩研究认为早石炭世天山古生代洋盆已经闭合,天山造山带进入到大规模造山后裂谷拉伸阶段 (夏林圻等,2002;李向民等,2004),因此其构造背景为裂谷盆地。

蛇绿岩形成的构造环境可以通过微量元素比值特征加以认识。在Nb-Zr-Y图解 [图3-6 (a)]中,巴音沟蛇绿岩中玄武岩样品落在代表N-MORB和火山弧玄武岩的D区;在Ti-V图解 [图3-6(b)]中,样品同样落在N-MORB区内;在Ti-Zr-Y[图3-7(a)]和Hf-Th-Ta图解 [图3-7(b)]中,样品落在洋中脊范围内。Th、Nb、Ta等元素在地幔软流圈和MORB中含量很低 (0.02×10-6),并且在熔体与矿物之间分异很小,因此这些元素在MORB中保持一致,但在俯冲背景下,由于离子半径较大的Th离子更易溶于水和熔体中(Wilson,1989),从而使Th与Nb、Ta等元素在SSZ(超俯冲带)下形成的玄武岩中发生分离,利用这一特性可以较好地区分MORB和SSZ两种构造背景。全球大部分蛇绿岩中的玄武岩具有亲岛弧的特征,这些玄武岩在Hf-Th-Ta图解上通常落在其中的D区,而本区蛇绿岩中的玄武岩样品全部落在A区,表明玄武岩的源区地幔几乎没有受到俯冲洋壳成分的影响,这也与前面分析中提到的蛇绿岩代表早期洋盆地环境相一致。

图3-6 巴音沟蛇绿岩剖面中两类玄武岩的Nb-Zr-Y(a)(据Meschede,1986)和Ti-V(b)(据Shervais,1982)图解

(图中实心三角形样品据徐学义等,2005)

图3-7 巴音沟蛇绿岩剖面中两类玄武岩的Ti-Zr-Y(a)(据Pearce and Cann,1973)、Hf-Th-Ta(b)(据Wood,1980)和La/Yb-Th/Ta(c)(据Tomlinson and Condie,2001)图解

(图中实心三角形样品据徐学义等,2005)

巴音沟蛇绿岩中的玄武岩与典型的N-MORB相比,LREE相对于HREE亏损不明显,其特征类似于富集型洋中脊玄武岩 (E-MORB),分析认为是由于略亏损的原始地幔高程度部分熔融形成。岩石在稀土和微量元素的分布特征上与原始地幔十分相近,说明其原岩为近于原始地幔组分的源区,而不是像一般的N-MORB那样形成于强烈亏损的地幔源区。据此我们可以初步认为大洋玄武岩形成于大洋形成初期,源区还没有经历大规模的岩浆提取阶段。

洋岛玄武岩与其他蛇绿岩单元呈断层接触,除了在主量元素上具有高含量的Ti O2外,还具有较高的稀土元素含量,微量元素Nb、Ta富集。这些都是典型的OIBs或LIPs(大火山岩省)的特征。本区两套玄武岩稀土总量分别为103×10-6~151×10-6和23×10-6~62 ×10-6,同时La含量分别为15×10-6~26×10-6和1.7×10-6~5.4×10-6,说明这两套玄武岩显然不可能是同一源区形成的,其中高稀土元素含量的玄武岩也不可能是富集型洋中脊玄武岩,很可能是洋岛玄武岩。另外,在Nb-Zr-Y、Ti-V、Ti-Zr-Y、Hf-Th-Ta和La/Yb-Th/Ta图解上,这些样品均投在板内玄武岩或者OIB区,说明本区OIB确实存在。同样在Ta/Yb-Th/Yb图 (图3-8)上,这些玄武岩靠近OIB区,而远离E-MORB和N-MORB。特别是在Ta/Yb-Th/Yb图上,元素对的比值特征显示岩石未受俯冲带流体交代的影响。

图3-8 玄武岩的Ta/Yb-Th/Yb图

(据Wilson,1989)

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