北祁連造山帶窯洞溝地區中奧陶世花崗巖成因
——鋯石U-Pb年代學和巖石地球化學制約

卜 濤，王國強，唐 卓，羅根根，朱 濤，計 波，過 磊

(中國地質調查局造山帶地質研究中心 西安地質調查中心， 陜西 西安 710054； 自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室 西安地質調查中心， 陜西 西安 710054)

北祁連造山帶是一個具有完整溝-弧-盆體系的加里東期造山帶(夏林圻等， 1991， 1992， 1995， 1996， 1998， 2001；馮益民等， 1992； 許志琴等， 1994； 馮益民， 1997； 張建新等，1997，1998； 左國朝等， 1997； 張旗等，2003； 杜遠生等， 2004； 徐學義等， 2008)，自20世紀70年代以來，隨著板塊構造理論的發展，圍繞火山巖、蛇綠巖、基底構造屬性、變質變形作用、洋盆俯沖極性及大地構造演化等多個方面的關鍵科學問題，開展了廣泛而深入的研究(李春昱等，1980；Wuetal.，1993；馮益民等，1996；左國朝等，1997；葛肖虹等，1999；夏林圻等，1998，2001，2016；杜遠生等，2002，2004；Xiaetal., 2003； Zhangetal.， 2007； Songetal.， 2007a， 2009a； Xiaoetal.，2009)，近年來，隨著高壓-超高壓變質帶的發現，極大地激發了地質學家對祁連造山帶早古生代板塊俯沖-碰撞-拼貼過程研究的興趣，也取得了許多重要進展(Wuetal.，1993； 許志琴等， 1994； 楊經綏等， 1998； Songetal.， 2004a， 2006， 2007a， 2009a， 2013； Zhangetal.， 2007， 2012)，但是，關于北祁連洋盆的俯沖極性存在多種認識： ① 向北俯沖，主要依據是北祁連造山帶自南向北發育洋殼殘片、俯沖雜巖帶、弧火山巖帶和花崗巖帶、弧后盆地火山巖和花崗巖帶、志留紀到泥盆紀的磨拉石建造以及向南-南西方向逆沖的韌性剪切帶(夏林圻等， 1991， 1995， 1996， 1998， 2001； 許志琴等， 1994； 杜遠生等， 2002， 2004； Yangetal.， 2002； Xuetal.， 2006； Songetal.， 2006， 2013)； ② 向南俯沖，主要依據南、北深、淺俯沖雜巖可能代表了同一俯沖帶不同層次或向北的后退式俯沖，南側與中祁連地塊結合帶發育島弧火山巖和陸緣弧花崗巖(周德進等， 1997； Gerhrels and Yin, 2003; Gerhrelsetal.， 2003； Cowgingetal.， 2003; Yinetal.， 2007； Xiaoetal.， 2009)；③ 雙向俯沖，主要依據是兩邊都存在古生代花崗巖類(左國朝等， 1987； 吳才來等， 2006， 2010； 秦海鵬等， 2014)。其次，關于北祁連洋盆開始俯沖的時限，大多數學者認為最早俯沖時間可能為495 Ma或者更早(馮益民， 1997； 張招崇等， 2001； 史仁燈等， 2004； 吳才來等， 2006， 2010； 相振群等， 2007； Tsengetal.， 2009； Yanetal.， 2010； 夏小洪等， 2010； Songetal.， 2013； 夏林圻等， 2016)；也有學者認為俯沖開始時間稍晚于早中奧陶世(林宜慧等，2010)；再者，研究區巖漿巖發育，但目前尚未有相關年代學和巖石地球化學方面的報道，花崗巖作為了解地球內部的“探針”和“窗口”，記錄著大量構造演化方面的信息(Maetal.， 2004； 莫宣學， 2011)。因此，本文擬以北祁連窯洞溝地區早古生代花崗巖為研究對象，在詳細的野外調研的基礎上，以系統的鋯石U-Pb年代學、巖石地球化學為研究手段，精確厘定窯洞溝花崗巖的形成時代、探討窯洞溝花崗巖的巖石成因、構造環境及地球動力學意義，為北祁連早古生代洋盆俯沖機制及構造演化方面的研究提供新的證據。

1 區域地質背景

北祁連造山帶處于秦-祁-昆巨型造山系的中段，挾持于阿拉善地塊、塔里木板塊與中祁連地塊之間，呈NW-SE向展布，長約1 200 km，寬約100～300 km，該造山帶北邊以龍首山斷裂為界，南界為中祁連北緣斷裂，西端被阿爾金左行走滑斷裂截切，東端為同心-固原右行走滑斷裂。自北向南可以劃分為弧后盆地、北祁連島弧、俯沖雜巖和消減洋殼殘片等不同的構造單元(馮益民等，1996)。造山帶內花崗質侵入體發育，主要沿島鏈延伸方向出露，巖石類型主要有花崗閃長巖、花崗巖、二長花崗巖及英云閃長巖等。鋯石U-Pb年代學表明它們的形成時代多集中在512～402 Ma，最晚形成于383 Ma(吳才來等， 2004， 2006， 2010； 秦海鵬， 2012； 熊子良等， 2012)，這些花崗巖體主要以Ⅰ型花崗巖為主，少量表現出類似于S型花崗巖特點，如柴達諾花崗巖體和民樂窯溝花崗閃長巖(吳才來等， 2010)，還有一些表現出A型花崗巖的特征，如武威一帶422～418 Ma二長花崗巖(秦海鵬， 2012)和黃羊河404 Ma的鉀長花崗巖(熊子良等， 2012)，這些花崗巖體被認為是北祁連洋殼俯沖、碰撞及造山后垮塌作用的產物。本文研究的窯洞溝侵入體位于甘肅省肅南縣西水鄉窯洞溝到黃草溝一帶，主要由4個小巖體組成，呈不規則狀、條帶狀展布，與奧陶系陰溝群火山巖呈侵入接觸關系，出露面積約9 km2。巖性上以中粗粒的花崗巖為主，局部地段可見二長花崗巖和花崗閃長巖出露。大地構造位置上位于前人劃分的走廊弧后盆地上(圖1)。

圖 1 北祁連造山帶構造單元劃分圖(據馮益民等，1996修改)及窯洞溝巖體分布圖Fig. 1 Tectonic subdivisions (after Feng Yimin et al., 1996) and distribution of granite in the Yaodonggou area, Gansu

2 巖相學特征

窯洞溝巖體主體上為灰白色中粗粒花崗巖，巖石新鮮面呈灰色-灰白色，中-粗粒花崗結構，塊狀構造，主要組成物質有斜長石、堿性長石、石英及極少量的暗色礦物，其中，斜長石白色到乳白色，呈半自形板柱狀結構，含量10%～12%，板徑2～6 mm，雙晶發育，邊緣熔蝕明顯，蝕變較弱，為微弱的鈉黝簾石化，測得An=18～20，為酸性的更長石，堿性長石為半自形-它形板狀結構，含量50%～52%，內部由于應力作用多數呈現多晶化或角礫化，條紋發育，無雙晶，蝕變弱，負低突起，Ⅰ級灰白干涉色；石英為它形晶，無蝕變，無解理，含量28%～30%，波狀消光和變形紋比較發育，粒徑稍微小于長石，正低突起，Ⅰ級灰白干涉色，巖石中還可見少量黑云母及后期蝕變礦物，含量6%左右(圖2)。巖體整體蝕變較強，多見硅化，綠泥石化、褐鐵礦化蝕變。

圖 2 窯洞溝巖體野外及鏡下照片(+)Fig. 2 Field photographs and microphotographs of granite in the Yaodonggou area, Gansu(+)Q—石英； Pl—斜長石； Or—堿性長石； Chl—綠泥石Q—quartz； Pl—plagioclase； Or—alkaline feldspar； Chl—chlorite

3 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb測年

3.1分析方法

對樣品(2017YT3)中挑選出的鋯石進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素檢測工作。鋯石樣品靶的制作、陰極發光(CL)檢測照片的拍攝及U-Pb微區同位素測定均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。首先，在顯微鏡下挑選出透光性好、晶型完整無裂紋、粒徑較大的鋯石放置在雙面膠紙上，灌注環氧樹脂，待其固化后打磨并拋光，使鋯石中心暴露，然后拍攝陰極發光圖像，用于測定時選取鋯石顆粒和測試部位。鋯石陰極發光(CL)檢測在電子探針實驗室MonoCL3系統上完成，檢測時其電子束加速電壓為10 kV。鋯石U-Pb微區同位素測定在電感耦合等離子體質譜儀(Agilent 7500a)與準分子激光剝蝕系統(GeoLas 2005)聯機完成，測試時激光束斑直徑為32 μm，剝蝕深度為20～40 μm，實驗中采用He作為剝蝕物質的載氣，用NISTSRM 610對儀器進行優化，鋯石年齡采用標準鋯石91500作為外標，用29Si作內標，NISTSRM610作外標來校正微量元素含量，數據處理采用Glitter 4.0 軟件完成。按照Common Pb Correction(ver3.15)方法對普通Pb 進行校正(Andersen， 2002)，應用ISOPLOT 3.0 程序(Luding， 2003)進行鋯石年齡加權平均值計算及U-Pb 諧和圖的繪制。

3.2 分析結果

顯微鏡下觀測結果顯示，樣品中的鋯石自形程度較高，多呈長柱狀-柱狀，無色透明，長度大多在100～200 μm之間，長寬比為2∶1，陰極發光(CL)圖像(圖3)顯示清晰的巖漿型鋯石的振蕩環帶。樣品(2017YT3)共進行了30顆鋯石顆粒的測定，分析結果見表1。測點中Th的含量變化范圍為116.55×10-6～500.68×10-6，U的含量變化范圍為294.88×10-6～657.04×10-6，Th/U值較大，變化于0.39～0.88，平均值0.60，且Th、U之間正相關性較好，說明鋯石為巖漿成因(Claessonetal., 2000； Belousovaetal., 2002； 吳元保等， 2004)。剔除1個不諧和點(2017YT3-23)，有29個測點在諧和線上或其附近，206Pb/238U的表面年齡范圍為470±5 Ma～462±5 Ma，206Pb/238U年齡加權平均值為466±2 Ma，置信度95%，MSWD=0.13(圖4)，這一年齡解釋為花崗巖的結晶年齡，對應地質歷史時期的中奧陶世。

圖 3 窯洞溝花崗巖鋯石陰極發光檢測圖像(CL)及測試位置Fig. 3 Measuring position and CL images of zircon grains from granite in the Yaodonggou area, Gansu

圖 4 窯洞溝花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig. 4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of zircon from granite in the Yaodonggou area, Gansu

4 地球化學特征

花崗巖的主量、微量元素分析測試均在中國地質調查局西安地質調查中心實驗測試中心完成，其中，主量元素中的Fe2O3和FeO采用濕化學分析法測試完成，其余主量元素采用熒光光譜法完成，分析儀器為Panalytical公司生產的PW440型X熒光光譜儀(XRF)，分析誤差低于5%，微量元素和稀土元素測試儀器為Thermo Fisher 公司生產的X-SeriesⅡ型電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)，檢測限優于5×10-9，相對標準偏差低于5%。

4.1 主量元素

窯洞溝巖體的主量元素分析結果及特征參數見表2。據表可知，灰白色中粗粒花崗巖具有極高的SiO2含量，介于72.45%～80.18%之間，全堿含量為6.04%～8.12%且K2O小于Na2O，K2O/Na2O值為0.07～0.71，Al2O3含量較低，Al2O3含量介于10.16%～13.57%，A/CNK介于0.94～1.01，平均為0.97；巖石里特曼指數在0.96～2.16之間，均小于3.3；在(Na2O+K2O)-SiO2圖上(圖5)，均落入亞堿性花崗巖區域內，在K2O-SiO2圖解(圖6a)上，窯洞溝巖體在低鉀拉斑玄武系列到中鉀鈣堿性系列區域內均有出現，在A/NK-A/CNK圖解上(圖6b)，均落入準鋁質花崗巖區域內。

表 2 窯洞溝地區花崗巖主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析數據Table 2 Chemical compositions of major elements (wB/%) and trace elements (wB/10-6) for granite in the Yaodonggou area, Gansu

圖 5 窯洞溝花崗巖體(Na2O+K2O)-SiO2圖(底圖據Cox et al.， 1979)Fig. 5 (Na2O+K2O)-SiO2 diagram of granite in the Yaodonggou area, Gansu (after Cox et al., 1979) 1—橄欖輝長巖； 2—輝長巖； 3—輝長閃長巖； 4—閃長巖； 5—花崗閃長巖； 6—花崗巖； 7—二長輝長巖； 8—二長閃長巖； 9—二長巖； 10—石英二長巖； 11—正長巖； 12—似長輝長巖； 13—似長二長閃長巖； 14—似長正長閃長巖； 15—似長正長巖； 16—似長巖； A—堿性系列； S—亞堿性系列1—olivine gabbro； 2—gabbro； 3—gabbro diorite； 4—diorite； 5—granodiorite； 6—granite； 7—monzogabbro； 8—monzodiorite； 9—monzonite； 10—quartz-monzonite； 11—syenite； 12—foidites gabbro； 13—foidites-monzodiorite； 14—foidites-syenodiorite； 15—foiditessy-enite； 16—foidites； A—alkaline series； S—subalkalic series

4.2 稀土元素

據表2可知，窯洞溝花崗巖的稀土元素總量(ΣREE)介于52.78×10-6～121.19×10-6，其中，輕稀土元素(LREE)總量為43.84×10-6～92.34×10-6，重稀土元素(HREE)總量為8.94×10-6～37.58×10-6，輕重稀土元素間分餾明顯，LREE/HREE=2.22～4.91，(La/Yb)N值為6.92～11.74。輕稀土元素內部分餾較明顯，其(La/Sm)N值為3.34～5.09，重稀土元素內部分餾不明顯，(Gd/Yb)N值為1.35～1.52；在球粒隕石標準化的稀土元素配分圖上表現出輕稀土元素富集的右傾型，具有輕微-中等的負Eu異常，δEu介于0.67～0.81之間(圖7a)。

4.3 微量元素

據表2可知，窯洞溝巖體的大離子親石元素(LILE)Rb、Sr、Ba含量分別為14.00×10-6～74.20×10-6、66.80×10-6～103×10-6、87.90×10-6～612×10-6，放射性生熱元素(RPH)U、Th含量分別為1.72×10-6～3.04×10-6、5.51×10-6～11.30×10-6，高場強元素(HFSE)Nb、Ta、Zr、Hf含量分別為4.56×10-6～7.30×10-6、0.38×10-6～0.56×10-6、97×10-6～147×10-6、2.67×10-6～4.17×10-6。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7b)上，普遍表現出Nb、Ta、Ti、P等高場強元素的虧損和Rb、K、U等元素的富集，顯示出弧巖漿巖的特點。

圖 6 窯洞溝巖體K2O-SiO2圖(a， 據Rickwoo,1989)和A/NK-A/CNK圖(b， 據Maniar and Piccolli, 1989)Fig. 6 K2O versus SiO2 diagram (a, after Rickwood, 1989) and A/NK versus A/CNK diagram (b, after Maniar and Piccolli, 1989) of granite in the Yaodonggou area, Gansu

圖 7 窯洞溝巖體稀土元素配分圖(a)和微量元素蛛網圖(b)(標準化數據據Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 REE patterns (a) and trace elements spidergrams (b) of granite in the Yaodonggou area, Gansu (normalized values after Sun and McDonough, 1989)

5 巖石成因

花崗巖源區性質的判定及成因類型的劃分一直是花崗巖研究工作中最重要的問題，目前被大家廣泛接受的劃分方案主要有I、S、M、A型4種(Pitcher， 1993； 吳福元等， 2007)，其中，由于M型花崗巖多與蛇綠巖套相關，比較少見，因此，常見的花崗巖主要為S型、I型和A型。窯洞溝花崗巖高硅、富堿、貧鋁，SiO2含量介于72.45%～80.18%，ALK介于6.04～8.12，Al2O3介于10.3～13.82，類似于A型花崗巖，然而其104×Ga/Al=1.41～1.73<2.6，Zr+Nb+Ce+Y=142.64×10-6～209.3×10-6<350×10-6，均低于A型花崗巖邊界值(Whalenetal.， 1987； 吳福元等， 2007)，從而排除為A型花崗巖的可能性。窯洞溝花崗巖體富鋁礦物少見，A/CNK介于0.94～1.01，平均為0.97，小于1.0，為準鋁質巖石，CIPW標準礦物計算有4個樣品不出現剛玉分子，兩個有剛玉分子的樣品(2017YT3-3H、2017YT3-6H)C分子介于0.031～0.264之間，均小于1，不具有S型花崗巖的特點(Chappelletal.， 1974， 1999)。實驗巖石學研究表明，磷灰石在弱過鋁質巖漿和準鋁質巖漿中的溶解度很低，且與SiO2的含量呈負相關關系；而在強過鋁質巖漿中，磷灰石溶解度明顯增高且與SiO2的含量呈正相關關系或基本保持不變(Wolf and London， 1994)，磷灰石在不同鋁質巖漿中

的這種獨特的地球化學行為被成功地用于區分S型和I型花崗巖類(Chappell，1999；Wuetal., 2003； Lietal., 2007)。在P2O5-SiO2圖解上(圖8a)，二者具有較好的負相關性，顯示出與I型花崗巖一致的變化趨勢，這一趨勢還能得到Y-Rb圖解的支持，因為富Y礦物不會在準鋁質I型巖漿演化的早期階段結晶出來，從而引起分異的I型花崗巖的Y含量升高且與Rb含量呈正相關關系(Chappell， 1999； Lietal.， 2006； 李獻華等， 2007)，在Rb-Y圖解上(圖8b)，也表現出與分異I型花崗巖一致的趨勢。窯洞溝花崗巖礦物組成上主要為石英和長石，暗色礦物極少，SiO2含量極高，P2O5、MgO、TiO2、Fe2O3、FeO含量極低，也有類似于高分異花崗巖的特征，然而，其Nb/Ta值為12.00～13.28，平均為12.68；Zr/Hf比值為34.28～38.36，平均為36.19，又與高分異花崗巖具有較低的Nb/Ta及Zr/Hf比值不同(Bau， 1996； Dostal and Chatterjee， 2000； Linnen and Keppler， 2002； Claiborneetal.， 2006； Deering and Bachmann， 2010； Ballouardetal.， 2016； 吳福元等，2017)。研究表明，高分異花崗巖具有極低的鋯石Zr/Hf值，窯洞溝巖體鋯石Zr/Hf值介于29.79～37.01之間，平均31.87，根據Breiter等(2014)劃分方案(普通花崗巖的Zr/Hf值大于55；中等分異花崗巖Zr/Hf值大于25，小于55；高分異花崗巖Zr/Hf值小于25)，窯洞溝巖體屬于中等分異花崗巖。綜上，認為窯洞溝花崗巖體屬于中等分異的I型花崗巖，其初始巖漿在就位過程中可能經歷了中等程度的分離結晶作用。

圖 8 窯洞溝巖體P2O5-SiO2圖(a，據Wolf and London，1994)和Y-Rb圖(b，據Li et al.， 2006)Fig. 8 P2O5versus SiO2 diagram (a, after Wolf and London, 1994 ) and Y versus Rb diagram (b, after Li et al., 2006) of granite in the Yaodonggou area, Gansu

6 動力學背景分析

區域構造研究表明，北祁連從早元古代中期開始，大陸巖石圈拉伸、減薄，并發生裂谷化(左國朝等， 1987； 夏林圻等， 1995， 2000； 葛肖虹等， 1999)； 至新元古代，裂谷作用進一步加強，發育以雙峰式火山巖為特征的大陸裂谷火山作用； 到晚寒武世，最終發生大陸裂解和分離，形成北祁連早古生代洋盆，于奧陶紀北祁連洋盆進入俯沖消減和弧后盆地協同演化階段，發育大量島弧和弧后盆地火山巖(左國朝等， 1987； 夏林圻等， 1991， 1992， 1995； 葛肖虹等， 1999； 張旗等， 2000； Xiaetal., 2003； 曾建元等， 2007； 夏小洪等， 2010； Songetal., 2013)，至445～424 Ma之間，洋盆閉合進入陸內碰撞和深俯沖過程(Xiaetal., 2003； 吳才來等， 2006； Zhangetal.， 2007； Songetal.， 2007a， 2007b， 2009a， 2009b)。窯洞溝巖體普遍表現出Nb、Ta、Ti、P等高場強元素的虧損和Rb、K、U 等元素的富集，顯示出弧巖漿巖的特點，利用Pearce等(1984)微量元素構造判別圖解，在Nb-Y構造環境判別圖上(圖9a)，投影點主要位于火山弧到同碰撞花崗巖區域內，在Rb-(Y+Nb)構造環境判別圖上(圖9b)主要位于火山弧區域內。結合本區最新獲得的窯洞溝巖體的高精度年代學數據(466 Ma)及其所處的大地構造位置，本文認為窯洞溝巖體的形成可能與北祁連洋盆持續的向北俯沖，導致弧后拉張伸展，誘發幔源巖漿巖底侵上升，底侵的幔源巖漿提供熱量，導致古老地殼物質熔融形成初始巖漿，而后經歷了中等程度分離結晶作用有關。其巖漿具有島弧巖漿屬性，可能是由于弧后盆地是在島弧的基礎上裂開的或者其巖漿源區受到了俯沖板片流體/熔體的改造作用。

圖 9 窯洞溝巖體Nb-Y圖(a)和Rb-(Y+Nb)構造環境判別圖(b)(底圖據Pearce et al., 1984)Fig. 9 Nb versus Y diagram (a) and Rb versus Y+Nb diagram (b) of granite in the Yaodonggou area, Gansu (after Pearce et al., 1984)

7 結論

(1) 花崗巖的206Pb/238U年齡加權平均值為466±2 Ma，MSWD=0.13，代表其結晶年齡，這為北祁連造山帶早古生代巖漿活動事件提供了一個可靠年代學約束。

(2) 窯洞溝巖體具有高硅、低鉀、低磷含量特征，鋁飽和指數(A/CNK)為0.94～1.01，富集Rb、Th、U，明顯虧損Nb、Ta、Sr、Ti、P和Eu等元素，屬準鋁質中等分異I型花崗巖。

(3) 窯洞溝巖體的形成可能與北祁連洋盆持續向北俯沖導致弧后拉張伸展，誘發幔源巖漿巖底侵上升，底侵的幔源巖漿提供熱量，導致古老地殼物質熔融形成初始巖漿，而后經歷中等程度分離結晶作用有關。其巖漿具有島弧巖漿屬性，可能是由于弧后盆地在島弧的基礎上裂開或者其巖漿源區受到了俯沖板片流體/熔體的改造作用。

致謝感謝項目組成員在野外工作中的幫助和支持，感謝西安地質調查中心實驗測試中心和西北大學大陸動力學國家重點實驗室在主微量元素分析、鋯石U-Pb同位素測定中的幫助及審稿人的寶貴修改意見。