2012, Vol. 28
2. 河北省地质矿产勘查开发局第四地质大队，承德 067000;
3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083
, LI HouMin1, CUI YanHe1, ZHU MingYu1, WANG DeZhong2, YANG XiuQing3, LIU MingJun3, CHEN Jing1
2. The 4th Geological Team of Hebei Geology and Mining Bureau, Chengde 067000, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
铬铁矿矿床可分为豆荚状和层状两种类型(Thayer，1964)。豆荚状铬铁矿产于蛇绿岩中，为我国铬铁矿床的主要类型，以西藏罗布莎和新疆萨尔托海等铬铁矿床为代表(Zhou and Bai, 1992；鲍佩声等，1999；杨经绥等，2010)；层状铬铁矿在我国数量少，规模小，主要分布于华北克拉通，且多数产于同心环状侵入体的纯橄岩相中，其中铬尖晶石以高Fe的特征区别于豆荚状铬铁矿床，Zhou and Bai (1992)称其为高寺台型，以产于高寺台、平顶山、放马峪含铬超基性岩杂岩体中的铬铁矿床为代表。
高寺台含铬超基性岩杂岩体及其中铬铁矿床的成岩成矿年龄长期存在争议，最早的认识是244Ma和248Ma (河北省地质矿产局，1974①, 1989)，近年来又获得了280Ma (辉长岩脉SHRIMP锆石U-Pb法，Chen et al., 2009)、 < 265Ma (辉石岩SHRIMP锆石U-Pb法，Zhang et al., 2009) 的年龄数据，但所获得的年龄值差异较大，制约了对高寺台超基性岩杂岩体成岩成矿时代和形成构造背景的认识。最新研究认为，高寺台超基性岩杂岩体为阿拉斯加型岩体，形成构造背景与弧后环境的伸展作用密切相关，且明显受到了地壳物质的混染(Chen et al., 2009；Tian et al., 2011)，这也为岩体中可能形成岩浆锆石提供了物质条件，为成岩成矿年龄的精确厘定提供了可能。近年来，前人对冀东地区东湾子含铬基性-超基性岩体和冀北地区小张家口含铬超基性岩体中辉石岩的锆石U-Pb定年都获得了有效的岩体侵位年龄(Zhao et al., 2007；田伟等，2007)。这两个岩体中的辉石岩在矿物组成上都以单斜辉石为主，并含少量的钛磁铁矿和磷灰石为特征(陈斌等，2008；马旭等，2009)，与冀东高寺台含铬超基性岩体中的辉石岩的特征一致，说明继续开展高寺台岩体中辉石岩的锆石定年有可能获得有效的成岩年龄数据。
①河北省地质矿产局. 1974.承德幅1:200000区域地质图
本文选取高寺台含铬铁矿超基性岩杂岩体中的网环状铬铁矿石(2件)、稠密浸染状铬铁矿石(1件)、辉石岩(1件) 挑选锆石做LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究，结合不同岩相岩石地球化学分析，探讨了高寺台超基性岩杂岩体的岩石成因和成岩成矿时代。
1 地质背景及岩体地质特征华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，其结晶基底由太古代-古元古代的角闪岩相-麻粒岩相的变质岩系组成(图 1a)(Jahn et al., 1987；Liu et al., 1992；Zhao et al., 2005)。在华北克拉通北缘的结晶基底内，沿东西向断裂带发育大量晚古生代-早中生代的基性-超基性岩杂岩体、闪长岩及花岗岩体。其中，冀东承德地区沿东西向红石砬-大庙断裂带分布有多个基性-超基性岩杂岩体，如铁马哈叭沁辉石岩-角闪石岩杂岩体、红石砬辉石岩-角闪石岩杂岩体和高寺台含铬超基性岩杂岩体等(图 1b)，这些岩体中多赋存有丰富的全铁品位介于12%~20%的超贫铁矿资源(李厚民等，2009)，其中高寺台超基性岩杂岩体还发育铬铁矿床。这些岩体中除高寺台岩体侵位时代争议较大外，其它多形成于400~360Ma (倪志耀等，2004；Zhang et al., 2009；李立兴等，2012)。
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图 1 华北克拉通北缘地质简图(a，引自Chen et al., 2009) 和沿红石砬-大庙断裂带的基性-超基性岩分布简图(b) 及高寺台超基性岩杂岩体地质图(c，据中国地质科学院地质矿产所，1973修改) Fig. 1 Sketch geological map of northern NCC (a, after Chen et al., 2009), schematic map showing the distribution of the mafic-ultramafic complexes along with the Hongshila-damiao fault and geological map of the Gaositai ultramafic complex (a, modified after IMR, CAS, 1973) |
高寺台含铬超基性岩杂岩体位于红石砬-大庙断裂带南侧。岩体平面形态近椭圆，东西出露长8km，中部最宽1km，面积约为6.5km2。岩体向西侵入到太古宙单塔子群变质岩系中，向东被中侏罗统砾岩、安山岩和第四系松散层所覆盖，中部膨大向北突出(图 1c)。该含铬铁矿超基性岩杂岩体具有环状分带的特征，核部为纯橄岩，向外为辉橄岩，边缘为辉石岩和角闪石岩，各岩相略呈对称环带分布。粗粒纯橄岩分布于岩体中轴核心部位偏北部，中、细粒纯橄岩依次大体环绕粗粒纯橄岩分布，它们构成了岩体的主体。辉橄岩和橄榄辉石岩分布于细粒纯橄岩岩相的两侧，辉石岩主要分布于岩体的东西两端和岩体中段南北两侧，构成一不完整的岩体镶边，角闪石岩仅局部集中分布于岩体东端南侧和岩体西段北侧。
纯橄岩是赋存铬铁矿的主要岩石，岩体中的纯橄岩岩相是一个整体的岩相带，只是根据结构不同而划分粗、中、细粒纯橄岩，它们之间没有明显的界限，而呈渐变关系。粗粒纯橄岩橄榄石呈自形-半自形不等粒状，粒径3~10mm，蛇纹石化网格构造发育，橄榄石残晶只达40%，岩石蛇纹石化强烈，致使岩石颜色变浅；中粒纯橄岩1~3mm，呈半自形-自形等粒状；细粒纯橄岩中橄榄石粒径一般在1mm以下，呈自形等粒状(图 2a)。
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图 2 高寺台超基性岩杂岩镜下照片 (a)-蛇纹石化细粒纯橄岩；(b)-辉橄岩；(c)-辉石岩；(d)-角闪石岩；(e)-稠密浸染状铬铁矿石；(f)-网环状铬铁矿石.ol-橄榄石；serp-蛇纹石；cpx-透辉石；hb-角闪石；chr-铬尖晶石 Fig. 2 Photomicrographs of the Gaositai ultramafic complex (a)-dunite; (b)-wehrlite; (c)-clinopyroxenite; (d)-hornblendite; (e)-disseminated chromite; (f)-chromite vienlets. ol-olivine; serp-serpentine; cpx-clinopyroxene; hb-hornblende; chr-chromite |
辉橄岩呈褐黑色，具黄色斑点，蛇纹石细脉发育，致密块状构造，中粒结构，岩石主要由橄榄石和透辉石组成(图 2b)，副矿物为磁铁矿(2%) 和铬尖晶石( < 1%)。橄榄石呈半自形晶粒状，粒径0.5~1mm，多已发生蛇纹石化，并伴随有磁铁矿析出；透辉石呈他形粒状结构，粒径0.5~1mm，部分发生蛇纹石化。辉橄岩岩与纯橄岩岩之间为渐变过渡接触关系，未见切穿现象。
橄榄辉石岩为黑绿色，块状构造，中粒结构，岩石主要由透辉石(75~80%)、橄榄石(10%~20%)、蛇纹石(5%~10%) 等组成，其中橄榄石部分已发生蛇纹石化，并伴随少量的磁铁矿析出。辉石岩为灰绿色，中粗粒结构，块状构造，岩石主要由透辉石(80%~90%)、钛磁铁矿(3%~5%)、橄榄石( < 3%)、蛇纹石(3%~5%) 及少量的蚀变矿物角闪石、绿帘石和绿泥石组成(图 2c)。
角闪石岩为黑绿色，块状构造，细状结构，岩石主要由角闪石(80%~95%)、铁钛氧化物(5%~15%)、磷灰石(5%~8%)、透辉石( < 3%) 组成(图 2d)。角闪石呈自形-半自形长柱状，简单双晶发育，矿物颗粒最长可达15cm；铁钛氧化物为钛磁铁矿和钛铁矿，稀疏浸染状分布，钛铁矿由钛磁铁矿出溶形成，呈条带状或格架状；磷灰石呈自形长柱状，与铁钛氧化物密切共生。
铬矿体主要集中分布在岩体中部膨大向北突出部位的粗粒纯橄岩中部，主要矿体沿走向倾斜，虽连续性好，但多有膨缩、分支和复合的特点，绝大多数矿体延深与延长大体相同，倾向北，倾角50°~70°。矿体形态复杂，主要为扁豆状、透镜状、脉状、似脉状。根据铬铁矿及脉石矿物的相对含量及其排列组合方式不同，将矿石分为致密块状构造、浸染状构造(图 2e)、同生角砾状构造、网环状构造(图 2f)、斑点状浸染矿石和浸染条带状构造。矿石的结构根据铬尖晶石颗粒的结晶程度及粒度大小，可分为：自形中粗粒结构，粒径多为1~3mm，个别达4~5mm或更大；自形不等粒结构，粒径从0.5mm到1cm；自形-半自形不等粒结构；他形结构。此外尚有由于交代作用形成的交代结构和由于应力作用所形成的压碎结构。
矿石的矿物成分主要金属矿物为铬尖晶石，其次有少量磁铁矿，局部可见极细粒的黄铁矿。主要脉石矿物为橄榄石、蛇纹石，其次有少量绿泥石、云母、铬云母、蛭石等。铬尖晶石主要产于纯橄岩中，而辉石岩和角闪石岩中基本上不含铬尖晶石。
2 样品及分析方法 2.1 锆石测年本文选取3件位于岩体中部的铬铁矿矿石(GST-1、GST11-1、GST11-2) 及1件位于岩体西部的辉石岩(GST11-3) 挑选锆石开展测年分析。其中GST-1、GST11-1为网环状构造的铬铁矿石(图 2f)，采样位置见图 1c。样品呈灰白色，镜下偶见橄榄石残晶，铬尖晶石自形-半自形粒状结构，粒径0.5~5mm。GST11-2为稠密浸染状构造的铬铁矿石(图 2e)，采样位置见图 1c，主要由铬尖晶石和蛇纹石组成，铬尖晶石自形-半自形粒状结构，粒径0.5~5mm。GST11-3为岩体西端的辉石岩(图 2c)，采样位置见图 1c，样品为灰褐色，由透辉石(90%)、钛磁铁矿(4%)、橄榄石(3%)，少量的蚀变矿物角闪石、绿帘石和绿泥石(共约3%) 组成。
本文锆石年龄测试样品每件重约30kg。锆石的分选工作在河北省廊坊科大岩石矿物分选实验室进行，首先将每件样品破碎，采用重选、磁选，在双目镜下挑选出锆石晶体颗粒。将锆石嵌入直径为22mm的环氧树脂靶中，并进行抛光。锆石阴极发光图像分析在北京离子探针中心进行，LA-ICP-MS锆石U-Pb测年在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用束斑直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，测试过程中在每测定5~7个样品前后重复测定两个锆石GJ1(206Pb/238U年龄610±2Ma，Elhlou et al., 2006) 对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态和测试的重现性，锆石标准定年精度和准确度均在1% (2σ) 左右。样品锆石U-Pb谐和图用isoplot 3.0制作(Ludwig，2003)。详细的仪器参数及实验流程见侯可军等(2009)。
2.2 锆石Hf同位素分析四件样品中最年轻的岩浆锆石测定结果均分布于214~211Ma之间，这些锆石在阴极发光图像上及U-Pb同位素数据特征都较为一致。本文仅选择最具代表性的辉石岩样品GST11-3中的12颗206Pb/238U年龄值介于214~211Ma的锆石进行了原位锆石Hf同位素分析，其测点与锆石U-Pb测点位置及编号一致。
锆石Hf同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所Neptune多接收等离子质谱(MC-ICP-MS) 和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS) 上进行的。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径采用55μm，测定时使用锆石国际标样GJ1作为参考物质。分析过程中锆石标准GJ1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282015±31(2SD，n=10)，与文献报道值(侯可军等，2007；Elhlou et al., 2006) 在误差范围内完全一致。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。
2.3 主量、微量元素测试本文选取3件纯橄岩，1件辉橄岩，3件辉石岩及1件角闪石岩开展主微量元素分析，样品编号及岩性特征见表 3。全岩的主量元素分析、微量元素分析、稀土元素分析在北京大学完成，其中主量元素分析采用XRF法，稀土元素及微量元素使用等离子质谱仪(ICP-MS) 测定。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb定年结果对网环状铬铁矿矿石样品GST-1中的13粒锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb测年，锆石的阴极发光图像见图 3，测试数据见表 1，谐和图见图 4。年龄值从老到新有四组年龄：(1)1颗锆石的207Pb/206Pb年龄2431±5Ma, Th/U=0.70，位于谐和线下方，表明有Pb丢失，锆石呈他形浑圆状，对应的阴极发光图像锆石发育非晶状圆形环带的内核，具有继承锆石的特征；(2)1颗锆石的206Pb/238U年龄293±3Ma，Th/U=0.58，位于谐和线上，具有清晰的岩浆环带；(3)7颗锆石数据点都落在谐和线上，得出244±1Ma等时线年龄，MSWD=0.37；206Pb/238U加权平均年龄244±2Ma (MSWD=0.19)，锆石呈自形短或长柱状，长轴长75~150μm，阴极发光图像上锆石环带细密清楚，Th/U介于0.56~1.85之间，平均0.94；(4)4颗锆石数据点都落在谐和线附近，206Pb/238U加权平均年龄212±3Ma，锆石呈自形短柱状，长轴长100~130μm，Th/U介于0.63~1.01之间，平均0.77，这些锆石阴极发光图像上发育清晰的振荡环带，属于典型的岩浆锆石。
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图 3 高寺台超基性岩杂岩体部分代表性锆石阴极发光图像 Fig. 3 Representative CL images with LA-ICP-MS U-Pb analyses spots of zircons from the chromites and clinopyroxenite in the Gaositai complex |
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图 4 高寺台超基性岩杂岩体锆石U-Pb谐和图 Fig. 4 U-Pb age concordia diagrams of zircons from the chromites and clinopyroxenite in the Gaositai ultramafic complex |
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表 1 高寺台超基性岩杂岩体锆石U-Pb同位素测年数据 Table 1 U-Pb isotopic results of zircons from the chromites and clinopyroxenite in the Gaositai ultramafic complex |
对网环状铬铁矿矿石样品GST11-1中的10粒锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb测年，锆石的阴极发光图像见图 3，测试数据见表 1，谐和图见图 4。锆石表面年龄值介于2587~211Ma之间。最年轻的年龄为211±3Ma，Th/U=0.65，锆石形态为长柱状，长轴长100μm，阴极发光图像上锆石无分带而呈类似斑块状，具有基性岩浆锆石的特征，数据点位于谐和线上，代表了铬铁矿石的形成年龄；继承锆石的表面年龄从老到新分别为207Pb/206Pb年龄2587±13Ma、2389±6Ma、2139±13Ma，位于谐和线下方，有Pb丢失，206Pb/238U年龄956±7Ma、603±12Ma、461±4Ma、286±2Ma、280±6Ma、253±11Ma，都落在谐和线上及附近。
对稠密浸染状铬铁矿矿石样品GST11-2中的16粒锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb测年，锆石的阴极发光图像见图 3，测试数据见表 1，谐和图见图 4。锆石表面年龄值介于2800~199Ma之间。其中最年轻的6个年龄介于221~199Ma之间，Th/U介于0.64~0.86之间，锆石形态为自形长柱状，长轴长60~150μm，阴极发光图像上锆石无分带而呈类似斑块状，具有基性岩浆锆石的特征，数据点都分布在谐和线附近，其加权平均年龄210±9Ma (MSWD=5.9)，代表了铬铁矿石的形成年龄。锆石U-Pb测试中还获得了多个继承锆石的年龄，其中在谐和线上4颗表面年龄从老到新分别为2545±4Ma、2516±51Ma、1917±9Ma、364±2Ma，其它数据都有不同程度的Pb丢失，投点落在谐和线下方。
对辉石岩样品GST11-3中的17粒锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb测年，锆石的阴极发光图像见图 3，测试数据见表 1，谐和图见图 4。锆石表面年龄值介于2633~211Ma之间，其中最年轻的12个年龄介于214~211Ma之间，Th/U介于0.62~1.42之间，锆石形态为自形长柱状，长轴长60~170μm，阴极发光图像上锆石无分带而呈斑块状，具有基性岩浆锆石的特征，数据点分布集中，其中11个点落在谐和线附近，加权平均年龄213±1Ma (MSWD=0.24)，代表了辉石岩的形成年龄。锆石U-Pb测试中还获得了多个继承锆石的年龄，其中在谐和线上1颗锆石表面年龄为2502±7Ma，其它数据都有不同程度的Pb丢失。
3.2 锆石Hf同位素由表 2可见，12颗锆石的176Lu/177Hf值除GST11-13-7略大外，其他值均明显小于0.002，说明锆石形成后具有较低的放射性成因Hf积累，所测176Hf/177Hf可以代表锆石从岩浆结晶时的Hf同位素组成。辉石岩中锆石的176Hf/177Hf变化范围较小，介于0.282589~0.282693之间，εHf(t) 介于-2.03~+1.60之间，平均为-0.30。锆石Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1) 介于952~810Ma之间，二阶段模式年龄(tDM2) 介于1377~1147Ma之间，平均1268Ma。
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表 2 高寺台超基性岩杂岩体辉石岩(GST11-3) 锆石Hf同位素分析结果 Table 2 Hf isotopic data of zircons from the clinopyroxenite in the Gaositai ultramafic complex |
高寺台超基性岩杂岩体的全岩成分以低SiO2(34.09%~51.79%)，高MgO (12.55%~53.09%) 和高Mg#(54.2~95.6) 为特征，并从纯橄岩、辉橄岩到辉石岩、角闪石岩呈现系统连续的变化，Al2O3、TiO2和K2O逐渐升高，MgO和Mg#含量逐渐降低。其中纯橄岩Al2O3为0.01%~0.74%，TiO2为0.01%~0.06%，K2O为0.01%~0.02%，MgO为39.42%~53.09%，Mg#为87.1~95.6；辉橄岩Al2O3为0.08%~0.62%，TiO2为0.02%~0.09%，K2O为0.01%~0.04%，MgO为34.94%~42.69%，Mg#为83.3~92.5；辉石岩Al2O3为1.45%~7.97%，TiO2为0.15%~1.86%，K2O为0.02%~2.29%，MgO为12.55%~30.36%，Mg#为54.2~90.6；角闪石岩Al2O3为11.05%~13.01%，TiO2为1.48%~2.04%，K2O为0.97%~3.40%，MgO为64.62%~74.95%，Mg#为64.6~77.2(原始数据见表 3、Chen et al., 2009和Zhang et al., 2009)。
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表 3 高寺台超基性岩杂岩体主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the Gaositai ultramafic complex |
高寺台超基性岩杂岩体纯橄岩、辉橄岩、辉石岩、角闪石岩球粒陨石标准化曲线见图 5，其中纯橄岩∑REE为0.10×10-6~5.23×10-6，(La/Yb)N为1.03~13.70，(La/Sm)N为1.52~4.34，(Gd/Yb)N为0.32~1.92，δEu为0.76~3.53，δCe为0.87~1.11；辉橄岩∑REE为2.12×10-6~4.69×10-6，(La/Yb)N为1.56~9.63，(La/Sm)N为0.76~1.81，(Gd/Yb)N为1.37~3.96，δEu为0.66~1.18，δCe为0.92~1.03；辉石岩∑REE为12.98×10-6~63.75×10-6，(La/Yb)N为1.96~3.46，(La/Sm)N为048~1.26，(Gd/Yb)N为2.05~3.43，δEu为0.54~1.13，δCe为0.98~1.09；角闪石岩∑REE为50.38×10-6~84.32×10-6，(La/Yb)N为2.58~3.61，(La/Sm)N为0.61~0.85，(Gd/Yb)N为2.74~3.12，δEu为0.88~1.01，δCe为0.98~1.06。从纯橄岩、辉橄岩、辉石岩到角闪石岩，随着岩石基性程度的减弱，∑REE逐渐增加(图 5)，(La/Yb)N变化范围不大，为较低的正值，轻稀土相对重稀土富集，(Gd/Yb)N变化范围不大，仅部分纯橄岩样品重稀土配分曲线左倾，其余均为比较缓的右倾，说明重稀土元素分异作用不强；(La/Sm)N逐渐减小，轻稀土配分曲线由右倾变为左倾，与岩浆演化过程中辉石和角闪石的不断晶出相符(图 5)；δEu没有异常或具有较弱的异常，说明岩浆演化过程中没有斜长石的晶出，δCe基本上没有异常。
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图 5 高寺台超基性岩杂岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(标准化值据Boynton，1984) 据来源于本文，Chen et al., 2009和Zhang et al., 2009.图 6、图 7数据来源同此图 Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns for the Gaositai ultramafic complex (normalization values after Boynton, 1984) Data after this study, Chen et al., 2009 and Zhang et al., 2009. Data inFig. 1 and Fig. 7 are the same as in this figure |
在岩浆演化过程中，不相容元素Sr、Y与Mg#呈负相关，相容元素Ni、Cr与Mg#呈负相关，说明其受结晶分异作用控制。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图 6)，纯橄岩、辉橄岩、辉石岩和角闪石岩配分曲线形态相似，LILEs (大离子亲石元素) 中Ba、K相对富集，具正异常，纯橄岩、辉橄岩和辉石岩LILEs含量低于或接近于原始地幔值，角闪石岩LILEs含量明显高于原始地幔值；所有岩石类型的HFSEs (高场强元素) 含量均接近于原始地幔值，配分曲线上具有明显的Nb、Zr负异常。
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图 6 高寺台超基性岩杂岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Primitive mantle-normalized spidergrams for the Gaositai ultramafic complex (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
高寺台超基性岩杂岩体具有环状分带的特征，纯橄岩、辉橄岩、辉石岩和角闪石岩之间呈渐变过渡关系，而且它们稀土元素球粒陨石标准化配分曲线和微量元素原始地幔标准化配分曲线形态相似，说明各岩相带之间为同源岩浆演化的产物。从岩体中心向外，由纯橄岩、辉橄岩到辉石岩、角闪石岩，随着基性程度的降低，在主量元素组成上呈现连续的变化特征，Al2O3、TiO2和K2O逐渐升高，MgO和Mg#含量逐渐降低；在稀土元素组成上，随着Mg#减小，∑REE逐渐增加，(La/Sm)N逐渐减小，与岩浆中透辉石和角闪石的不断结晶相符；在微量元素组成上，随着Mg#减小，相容元素Ni、Cr逐渐减小，而不相容元素Sr、Y逐渐增加(图 7)。这些特征表明结晶分异作用控制了岩浆演化。
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图 7 高寺台超基性岩杂岩体中岩石Mg#与REE、(La/Sm)N、Ni、Cr、Sr和Y关系图 Fig. 7 Plots of Mg# verses REE, (La/Sm)N, Ni, Cr, Sr and Y for the Gaositai ultramafic complex |
阿拉斯加型岩体用来描述在形态学上大致具有环状分带的特征，岩相从中心至边缘依次为纯橄岩、辉橄岩、辉石岩和角闪石岩，在矿物组成上缺乏斜长石和单斜辉石，在中心纯橄岩中常发育特征的铂族元素矿化、铬铁矿化或铜镍硫化物矿化，在地球化学上相对富集LILEs、REE具一定程度的分异且无Eu异常这样的一类超基性岩体(Himmelberg and Loney, 1995)。高寺台超基性岩杂岩体在形态学上具有环状分带的特征，在岩石学上由纯橄岩、辉橄岩、辉石岩和角闪石岩组成，在矿物组成上缺乏斜方辉石与斜长石，其中铬尖晶石具有高Fe的特征，在地球化学上具有富集Ba、K等LILEs，亏损Nb、Zr等HFSEs，REE具一定程度的分异，无明显Eu异常的特征，在矿化特征上有铬铁矿床产出于中心纯橄岩相中。这些特征均与阿拉斯加型侵入体相符，表明高寺台超基性岩杂岩体属于典型的阿拉斯加型侵入体。
4.2 成岩成矿时代岩体地质和地球化学特征表明，高寺台杂岩体中的不同岩相是同源岩浆同期侵位的环状岩体，铬铁矿体产于岩体中部的粗粒纯橄岩相，为岩浆早期结晶分异作用的产物。
高寺台含铬超基性岩杂岩体矿石及岩石样品的锆石年龄值介于2800~211Ma之间，集中分布于213~211Ma之间，代表了岩体的侵位时代。前人对高寺台超基性岩杂岩体的定年获得的244Ma、248Ma、280Ma和 < 265Ma的结果在本次测试中也有相似时代的锆石发育。其中辉石岩样品(GST11-3) 岩浆锆石206Pb/238U加权平均年龄为213±1Ma (n=11)，代表了辉石岩的侵位年龄，说明高寺台杂岩体侵位于晚三叠世。3件铬铁矿石最年轻的岩浆锆石的年龄结果为：网环状铬铁矿石GST-1的206Pb/238U加权平均年龄212±3Ma (n=4)，GST11-1网环状铬铁矿石206Pb/238U年龄211±3Ma (n=1)，GST11-2稠密浸染状状铬铁矿石206Pb/238U加权平均年龄210±9Ma (n=6)，铬铁矿成矿年龄与辉石岩成岩年龄值非常一致，说明铬铁矿形成于213Ma，为晚三叠世，属于早中生代。
4.3 构造背景华北克拉通北缘冀北地区分布一条规模较大的早中生代基性-超基性-碱性岩带，该岩浆带大致平行于代表二叠纪末-三叠纪初期(约250Ma) 古亚洲洋闭合位置的索伦缝合带，显示出碰撞后伸展阶段岩浆作用特征(牟保磊和阎国翰，1992；Xiao et al., 2003；陈斌等，2008；Chen et al., 2009；Zhang et al., 2009；张拴宏等，2010；赵越等，2010)。与本文获得的高寺台超基性岩杂岩体的侵位年龄相似，这些岩体也侵位于晚三叠世，如小张家口超基性岩体(220±5Ma，田伟等，2007)、矾山钾质碱性超基性岩-正长岩杂岩体(218±2Ma，任荣等，2009)、光头山碱性花岗岩体(220±1Ma，韩宝福等，2004)，它们同形成于华北板块和西伯利亚板块碰撞后的伸展阶段。
传统上认为阿拉斯加型岩体的形成与岛弧作用密切相关(Taylor，1967；Irving，1974)，但也有学者认为其也可以形成于造山作用之后的伸展阶段(Johan，2002；Tistl et al., 1994；Nixon et al., 1997；Green et al., 2004；Chen et al., 2009)，高寺台阿拉斯加型侵入体便与古亚洲洋闭合后的伸展作用有关。
4.4 岩浆源区高寺台超基性岩杂岩体辉石岩中锆石εHf(t) 介于-2.0~1.6之间，显示出弱亏损到弱富集的特征(图 8)，表明其源区中亏损地幔是重要的组成部分，而弱富集的特征则有富集地幔或下地壳物质的混入两种可能。
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图 8 高寺台超基性岩杂岩体中辉石岩锆石Hf同位素组成 Fig. 8 Hf isotopic data of zircons from the clinopyroxenite in the Gaositai ultramafic complex |
高寺台超基性岩杂岩体侵位到由太古代-古元古代的角闪岩相-麻粒岩相的变质岩系组成的结晶基底中，该结晶基底εHf(t) 大致介于-40~-30之间(Jahn et al., 1999)。但高寺台岩体中锆石Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2) 介于1377~1147Ma之间，明显低于结晶基底的年龄，同时岩体中各岩相Mg#普遍很高，因此岩浆源区中有下地壳物质可能性非常有限。
与高寺台岩体同属冀北地区早中生代基性-超基性-碱性岩带的其他岩体的Nd-Sr同位素研究表明，这些岩体主要来源于富集的岩石圈地幔的部分熔融，如小张家口超基性岩体(εNd(t)=-4.4，ISr=0.70587，陈斌等，2008)、矾山钾质碱性超基性岩-正长岩杂岩体(εNd(t)=-5.3，ISr=0.70554，牟保磊等，2001)、光头山碱性花岗岩体(εNd(t)=-8.9，韩宝福等，2004)。以上研究表明，该岩带岩浆源区中富集地幔是非常重要的组成部分，因此高寺台岩体中锆石εHf(t) 显示弱富集的特征应该表明其源区中有富集地幔物质。
值得注意的是，该岩带中小张家口超基性岩体的锆石Hf同位素组成176Hf/177Hf介于0.282557~0.282690之间，εHf(t) 介于-2.90~+1.7之间，tDM1介于982~828Ma之间，tDM2介于1440~1148Ma之间(田伟等，2007)，与本文获得的高寺台超基性岩体锆石Hf同位素组成几乎完全一致，它们的岩浆源区组成均为亏损地幔物质和富集地幔物质的混合，说明由于古亚洲洋闭合后的强烈伸展作用，在晚三叠世期间有亏损的软流圈地幔物质上涌。该期岩浆活动可能代表了华北克拉通北缘岩石圈减薄的开始(张拴宏等，2010)。
虽然高寺台超基性岩体和小张家口超基性岩体的Hf同位素组成几乎完全一致，但高寺台岩体εNd(t) 介于-17.3~-7.9之间(根据Chen et al., 2009和Zhang et al., 2009按t=213Ma重新计算)，明显低于小张家口超基性岩体εNd(t) 介于-10~-2之间(陈斌等，2008)，表明在高寺台超基性岩体岩浆上升过程中可能有大陆地壳物质的加入，这与本次测年过程中发现的大量不同时代的继承锆石及前人Re-Os同位素的研究认识(Chen et al., 2009；Tian et al., 2011) 相符。
4.5 继承锆石年龄的地质意义同一岩体中存在的不同年龄组的继承锆石不仅可以作为示踪岩浆源区物质性质的指示剂，同时也可作为探索岩浆形成与演化过程的标志之一(Keay et al., 1999)。结合前人对高寺台岩体锆石年龄测试成果(Chen et al., 2009；Zhang et al., 2009)，总结高寺台杂岩体继承锆石年龄值介于2800~244Ma之间，分布范围宽，但相对集中，主要有2.6~2.5Ga、400~360Ma、300~280Ma、244Ma共4个年龄段。
2.6~2.5Ga：该年龄段的锆石在4件年龄样品中均有发育，锆石磨圆程度较高，环带构造不发育，Th、U含量普遍较低，Th/U为0.35~1.75之间，锆石年龄值高寺台岩体侵入围岩-新太古代单塔子群相符。冀北是华北克拉通北缘中段早前寒武纪变质基底的主要出露地区之一，结晶基底由太古代-古元古代的角闪岩相到麻粒岩相的变质岩系组成(Jahn et al., 1987；Liu et al., 1992；Zhao et al., 2005, 刘树文等，2011)。近年来，大量测年结果表明，单塔子群形成于2.5Ga左右(刘树文等, 2007, 2011；孙会一等，2010)，与本次获得多颗锆石的207Pb/206Pb年龄2.6~2.5Ga相符。本次年龄测试样品中2.6~2.5Ga的继承锆石可能来源于受地壳混染的富集地幔源区，也可能为岩浆上升过程中捕获。
400~360Ma：在华北克拉通北缘冀北地区沿东西向红石砬-大庙断裂带分布有多个基性-超基性岩杂岩体，主要形成于中泥盆世，如铁马哈叭沁辉石岩-角闪石岩杂岩体(倪志耀等，2004；Zhang et al., 2009；李立兴等，2012) 和红石砬辉石岩-角闪石岩杂岩体(Zhang et al., 2009)，这些岩体与志留纪末期白乃庙岛弧带弧陆碰撞后的伸展作用有关。本次测试中采于高寺台岩体西端的辉石岩中并未获得该年龄段的继承锆石，但在Zhang et al.(2009)对高寺台岩体东端辉石岩测年中有较多的记录，且多落在谐和线上，等时线年龄为390±8Ma，应为岩浆在上升过程中不均匀捕获的结果。
300~280Ma：2件网环状铬铁矿石GST-1和GST11-1中有3颗锆石，206Pb/238U年龄分别为280Ma、286Ma和293Ma，记录了区域上一次早二叠世基性岩浆活动。这期岩浆活动在本区较弱，已有的报道为红石砬-大庙断裂带西段波罗诺基性-超基性岩体(角闪辉长岩，297±1Ma，Zhang et al., 2009) 和在红石砬-大庙断裂带东段，高寺台岩体角闪石岩相带边缘的辉长岩脉(280±3Ma，Chen et al., 2009)。这期岩浆活动与区内同时代更为发育的闪长岩和花岗岩一样，与古亚洲洋向华北地块的俯冲作用有关(赵越等，2010；张拴宏等，2010)。
244Ma：在华北克拉通北缘冀北地区，大量发育着晚二叠世-中三叠世的花岗岩(毛德宝等，2003；王惠初等，2007；Zhang et al., 2009) 和火山岩(张拴宏等，2010)。本次测试中浸染状铬铁矿石样品中244Ma的锆石呈自形柱状，阴极发光图像上环带细密清楚，Th/U介于0.56~1.85之间，显示酸性岩浆锆石的特征，且与区内同时代岩浆岩中的锆石相似。因此，本次年龄测试样品中多颗244Ma的继承锆石记录了区内晚二叠世-中三叠世酸性岩浆活动，这些锆石是在岩浆上升过程中浅部地壳位置捕获的。这期酸性岩浆活动与古亚洲洋闭合后的伸展作用有关(赵越等，2010；张拴宏等，2010)。
5 结论(1) 高寺台超基性岩杂岩体具有环状分带的特征，地质地球化学特征表明纯橄岩、辉橄岩、辉石岩和角闪石岩不同岩相之间为同源岩浆演化的产物，铬铁矿形成于岩浆演化早期阶段。
(2) 高寺台含铬超基性岩杂岩体的成岩成矿时代为213±1Ma，为晚三叠世，属于早中生代，形成于华北板块和西伯利亚板块碰撞后的伸展阶段。
(3) 高寺台岩浆源区组成为亏损地幔物质和富集地幔物质的混合，在岩浆上升过程中有大陆地壳物质的混染，其侵位时代晚三叠世可能代表了华北克拉通北缘岩石圈减薄的开始。
(4) 高寺台杂岩体年龄测试样品中继承锆石的年龄值介于2800~244Ma之间，集中分布于2.6~2.5Ga、400~360Ma、300~280Ma、244Ma共4个年龄段，记录了区域内在新太古代、中泥盆世、早二叠世、晚二叠世-中三叠世存在的岩浆活动。
致谢 感谢北京大学黄宝玲、杨斌在岩石地球化学分析方面的帮助；感谢中国地质科学院矿产资源研究所侯可军、郭春丽在锆石测试分析中的帮助和指导。张拴宏、万渝生、聂凤军研究员在论文写作过程中给予了大量帮助及建议，在此表示由衷感谢。| [] | Bao PS, Wang XB, Peng GY and Chen FY. 1999. Chromite Deposites in China. Beijing: Science Press, 1-350(in Chinese) |
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