2013, Vol. 29
2. 中国科学院地质与地球物理研究所 岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029
2. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
华北克拉通是世界上最为古老的克拉通之一,由不同的古老微陆块拼合而成,此后又经历了多期构造和岩浆作用、变质作用的改造(Zhao et al., 1998,2005,2012；李江海等,2000；翟明国等,2000；Kusky and Li, 2003；赵国春,2009； Zhai and Santosh, 2011)。赵国春等学者通过对华北克拉通基底的岩石组合、构造样式、变质演化和同位素年龄等方面综合分析, 提出华北克拉通基底可沿~1.85Ga中部构造带(陆陆碰撞带)划分为东部陆块、西部地块(Zhao et al., 1998,2005,2012；赵国春,2009)。随后,在此基础上提出西部陆块可以沿~1.95Ga孔兹岩带(碰撞型造山带)进一步划分为鄂尔多斯地块和阴山地块(Zhao et al., 1999,2010),东部陆块可以沿胶辽吉带进一步划分(贺高品和叶慧文,1998；李三忠等,2004；Li et al., 2004,2005,2006; Li and Zhao, 2007)(图 1)。
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图 1 华北克拉通早前寒武纪地质与构造模式图(据Zhao et al., 2005) Fig. 1 Geological sketch map of the North China Craton(modified after Zhao et al., 2005) |
东部陆块晚太古代岩石主要由2.8~2.6Ga绿岩带岩石组合和2.6~2.5Ga TTG片麻岩、镁铁质-超镁铁质层状侵人岩和少量表壳组成(Zhao et al., 1998)。其中,绿岩带岩石组合中的超镁铁质岩石含有大量科马提质岩石(程裕祺和徐惠芬,1991；Polat et al., 2006b)；TTG片麻岩约占整个基底出露面积的80%以上；表壳岩包括绿片岩相至麻粒岩相变质的沉积岩和双峰式火山岩(伍家善等,1998 ; Zhao et al., 1998)。这些岩石共同了经历~2.5Ga绿片岩相至麻粒岩相区域变质作用和透入性变形作用(Kröner et al., 1998; Geng et al., 2006; Grant et al., 2009),同时形成大量同构造钾质花岗岩和少量紫苏花岗岩(Yang et al., 2008),其变质作用演化均以逆时针P-T轨迹为特征,并且多具有等压冷却(IBC)演化过程。一般认为,这类变质作用与岩浆弧,大陆裂谷或地慢柱(热点)环境中大量幔源岩浆底侵有关(Zhao et al., 1998,2001; Yang et al., 2008；赵国春,2009)。同时东部陆块的岩浆作用和变质作用的时间间隔很短,小于50Myr。所有这些事实说明华北克拉通东部陆块晚太古宙基底变质作用和形成TTG和铁镁质岩石的岩浆作用是同一热构造事件产物,同时在东部陆块出现具有鬣刺结构的科马提质岩石(地幔高程度部分熔融的产物),因此,赵国春(2009)提出用地幔柱模式来解释东部陆块的生长。
与东部地区相比,西部陆块由于开展研究的条件相对较差,至今有关基底的组成、形成时代等还未得到明确的限定。目前的研究工作已经积累了部分资料,特别是前寒武纪岩石出露较好的阴山地块固阳地区：如陈亮(2007)报道了科马提质岩石的存在,并对固阳绿岩带进行了详细的年代学及地球化学研究；Jian et al.(2012)对绿岩带及周边的花岗岩类侵入体进行了SHIRMP定年,同时该地区的高级变质杂岩的也有深入的研究(金巍,1991；金巍和李树勋；1996；蒙炳儒,2007；董晓杰,2012)。本文将已有的研究成果进行了总结,详细讨论阴山地块晚太古代岩浆作用、变质作用,及其对地壳演化与BIF成因的启示。
2 地质概况阴山地块是华北克拉通西部陆块太古宙基底出露最大最完整的地区,固阳地区是最具代表性的地区,也是研究相对成熟的地区。在固阳地区,前寒武纪基底主要由中西部低级变质的晚太古代花岗-绿岩地体和东部高级的变质杂岩地体组成(图 2)。
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图 2 固阳地区阴山地块早前寒武纪地质简图(据Ma et al., 2013a) Fig. 2 Simplified Precambrian geological map in the Yinshan Block in Guyang area(after Ma et al., 2013a) |
固阳绿岩带是阴山地块绿岩带中序列保存最完整,最具代表性的一个,总体上为一套经历绿片岩相变质的火山-沉积岩系,以残留向形盆地的形式大致沿东西方向展布,并与固阳东部和北部地区的晚太古代TTG和Sanukitoid片麻岩构成完整的花岗-绿岩地体。根据野外岩石学及年代学工作,固阳绿岩带至下而上可划分为三个岩组,岩组之间以韧性剪切带为界(内蒙古地质矿产局,1986①)：第一岩组以斜长角闪岩为主,科马提质岩石与BIF以夹层和透镜体产出,局部可见残余的岩枕构造；第二岩组以变质安山岩、英安岩和流纹岩的互层为主,夹少量基性火山岩,构成从基性到中酸性的火山岩旋回；第三岩组为石英岩和不纯大理岩的互层的沉积岩系。关于固阳绿岩带的形成背景,目前有两种绝然不同的观点,(1)根据绿岩带底部的斜长角闪岩具有类似于板内拉斑玄武岩的特征,认为固阳绿岩带形成于大陆裂谷环境(刘建忠等,2001)；(2)根据固阳绿岩带产出的科马提岩和各种典型的岛弧火山岩(富Nb玄武岩,高镁安山岩等)的属性,提出岛弧叠加地幔柱的模式(陈亮,2007)。晚太古代花岗岩类岩石主要由钙碱性的TTG和sanukitoid构成,常呈带状、舌状侵入到绿岩带下部层位中,主要沿绿岩带北缘的固阳-武川断裂带以北地区分布,而南缘只是零星出露(张维杰等,2000；刘建忠,2001；陶继雄,2003；张永清等,2006)。主要岩性包括英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩及闪长岩等。岩体中常见有定向排列的角闪石岩,斜长角闪岩等捕虏体出露,捕虏体与绿岩带底部第一岩组的岩石类型一致。所有岩体都经历了绿片岩-低角闪岩相变质,发育片麻理。钙碱性的TTG具有从英云闪长岩-奥长花岗岩演化的趋势,而sanukitoid表现为从英云闪长岩-石英闪长岩演化的趋势(简平等,2005)。此外,可见有少量的辉长质-闪长质侵入体及早元古代花岗岩席侵入到上述岩体中。
① 内蒙古地质矿产局. 1986. 内蒙古中部东五分子-朱拉沟地区太古宙地质特征及含矿性. 1-85
麻粒岩-紫苏花岗岩高级变质岩组合以穹窿构造形式产出,分布于酒馆-下湿濠近东西向断裂带以北,与西边的固阳花岗-绿岩地体以断层接触。具有从基性-中性-酸性麻粒岩连续变化的特征,原岩恢复确定为一套基性-中性-酸性火山岩并夹有碎屑沉积岩组成的火山-沉积建造(蒙炳儒,2007;董晓杰,2009),形成于活动大陆边缘(王惠初等,2001)。但是,对于该地区麻粒岩相变质作用的研究还存在争议,不管是变质期次还是构造背景都有不同的认识。蒙炳儒(2007)认识固阳地区的麻粒岩相可以分为两期,第一期以逆时针的P-T轨迹为特征的变质;第二期顺时针的P-T演化轨迹为特征。然而,其它学者(董晓杰,2009； 金巍等, 1991,1996)认为只发生了一期麻粒岩相变质作用。对于麻粒岩相变质作用发生的背景,董晓杰(2009)根据顺时针P-T轨迹认识是碰撞造山作用, 而金巍等(1991,1996)认为这一区域具有等压冷却(IBC)逆时针P-T轨迹。
对于固阳地区的岩浆活动及变质作用年代学研究成果较多,本文对近十年来应用LA-ICP MS和SIMS锆石U-Pb定年获得的高精度年龄数据进行统计。统计结果显示(表 1、图 3),无论是绿岩带,花岗岩类侵入体,还是高级别变质杂岩的原岩都形成于晚太古代末期,形成时间上相互重叠,表明这一时期的岩浆作用是这一地区最重要的岩浆事件。同时统计的结果还显示了该区域还经历了两期变质事件,分别是~2500Ma和~2480Ma。这一地区晚太古代的岩浆作用开始于2562Ma(玄武岩,刘利等,2012),一直持续到2510Ma(安山岩,陈亮,2007),在2562~2510Ma,在50Myr内,一直有持续的岩浆活动,形成绿岩带中大量的火山岩(2533~2510Ma),TTG(2534~2515Ma),sanukitoid(2523~2520Ma)及高级变质杂岩的原岩(2544~2516Ma)。随后在~2500Ma和在~2480Ma经历两期变质作用(蒙炳儒,2007；董晓杰,2009),并在~2450Ma形成稳定的陆块(马旭东,未刊资料)。
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表 1 阴山地块锆石U-Pb年龄及同位素组成统计表 Table 1 Zircon U-Pb age and Hf-Nd isotope statistics in the table |
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图 3 阴山地块年龄统计图 数据参见表 1 Fig. 3 Age statistics diagram in Yinshan block |
如前文所述,固阳地区晚太古代最主要的岩浆作用发生在2562~2510Ma。最早的岩浆记录是绿岩带底部的玄武岩(2562±14Ma,刘利等,2012),这套玄武岩具有低TiO2,富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土(LREE),亏损高场强元素(HFSE)的地球化学特征。εNd(t)=+1.8~+3.0(马旭东,未刊数据),可能起源于富集地幔。在这套玄武岩中,可见有科马提质岩石以夹层或者透镜体产出,这些科马提质岩石可以划分为玄武质科马提岩与科马提岩两种岩石(陈亮,2007)。根据微量元素特征可以把科马提岩进一步划分为两种类型,一种具有类似于玻安岩的“U”型的稀土模式,并含有较低TiO2和P2O5；另一种与Abitibi绿岩带中的Barberton型科马提岩具有相似的特征,富集轻稀土,亏损高场强元素(Ti、Nb、Zr)和重稀土元素,TiO2含量略高(陈亮,2007),这类科马提岩一般被认为与地幔柱活动有关(Sproule et al., 2002)。绿岩带中上部的基性-中酸性火山岩旋回形成于阴山地块晚太古代岩浆作用的后期,与晚期的TTG片麻岩几乎同期。在这套火山岩中可以识别出富Nb玄武岩,高镁安山岩两类具有特殊构造意义的岩石,在绿岩带层序中,富Nb玄武岩与高镁安山岩密切伴生(陈亮,2007)。高镁安山岩以安山质为主,少量为英安质,具有典型晚太古代高镁安山岩的特征(高Mg#、Cr、Ni、富LILE,轻重稀土中等至显著分异)(Smithies and Champion, 2000)。富Nb玄武岩以富Nb、FeOT、TiO2、P2O5为特征,Mg# 较低。重稀土含量较高,Cr和Ni含量变化较大(陈亮,2007),可与北美Superior地区的晚太古代Wawa和Pickle lake绿岩带对比(Polat and Kerrich, 2001；Hollings,2002)。
Sanukitoid侵入到绿岩带下部层位中,岩体内经常包含有属于绿岩带底部层序的捕掳体(图 2)。年代学统计也显示Sanukitoid形成时代要晚于绿岩带底部的玄武岩,而早于绿岩带中上部的基性-中酸性火山岩旋回(图 3),同时又处在TTG形成的间歇期。其具有典型太古代Sanukitoid的特征(高MgO、Mg#,富Cr、Ni、LREE、LILE)。高正εHf值(+6.3~+1.5)及εNd(+1.6、+2.0)表明其来源于新生地壳或者富集地幔的部分熔融。TTG片麻岩则明显形成于两个时期(图 3),第一个时期,时代上略早于Sanukitoid,而略晚于绿岩带底部的玄武岩；另一个时期则在时代上绿岩带中上部的基性-中酸性火山岩旋回相当,略晚于Sanukitoid,这两个时期的TTG具有高SiO2,富Na2O(N2O/K2O＞1),富集LREE和LILE,亏损Nb、Ta等共同的地球化学特征,但后期的TTG重稀土(HREE)具有明显不同的特征(张永清等,2006；简平等,2005；陶继雄,2003；Jian et al., 2012)。实验岩石学研究表明,石榴石是控制重稀土含量的重要矿物(Rudnick,1990),在高压下熔融的过程中,较多的石榴石作为残留相,而在低压条件下,残留相中石榴石所占比例较小(Springer and Seck, 1997)。因此HREE含量不同的TTG片麻岩可能形成于不一样的压力环境下。
从图 3可以看出阴山地块晚太古代的岩浆作用始于绿岩带,终于绿岩带,绿岩带中火山岩序列贯穿整个晚太古代岩浆作用,而TTG与Sanukitoid等侵入岩体只出现在岩浆作用的中后期,尤其是Sanukitoid只出现在TTG质岩浆的间歇期。
4 变质作用阴山地块可以依照变质程度,包括低级的花岗-绿岩地体和高级别变质的麻粒岩地体。低级变质的花岗-绿岩地体的变质级别为绿片岩相-低角闪岩相,刘喜山(1996)讨论绿岩带的变质作用时,认为变质程度从底部到顶部由低角闪岩相渐变为低绿片岩相,为逆时针P-T轨迹(图 4)。麻粒岩地体则经历了高角闪岩相-麻粒相变质(沈其韩等,1992； 李树勋等,1987；李树勋,1994；金巍等,1994)。但对于区内的早前寒武纪高级变质杂岩遭受到几次麻粒岩质作用、高级变质杂岩与低级变质岩系的变质作用关系的确定仍存在分歧。金巍等(1994)、刘喜山等(1992)、刘喜山(1994)认为这一区域内的高级变质杂岩一期逆时针的P-T轨迹的变质作用。蒙炳儒(2007)认为具有两期麻粒岩相变质作用,早期为逆时针,后期又变为顺时针的P-T演化轨迹。董晓杰(2009)却认为该地区仅经历了一期碰撞造山型顺时针的P-T轨迹特征的变质作用。最新的年代学研究也表明,这些麻粒岩系确实是经历两期变质作用(蒙炳儒,2007；董晓杰等,2012)(图 4)。笔者认为之所以造成这么多观点原因,可能是由于第二期的麻粒岩相变质作用由西向东变强,而将东部大部分地区的第一麻粒岩相变质重置,只在局部地区同时保留了两期变质作用,而西部由于没有受到第二期变质作用的影响或较弱,明显的保留了逆时针P-T轨迹的那一期变质作用,亦或是第一期麻粒岩相变质作用影响范围有限,并未波及全部区域。因此本文赞同阴山地块经历了两期的变质作用的观点,第一期为逆时针P-T轨迹,第二期是与碰撞造山有关的顺时针P-T轨迹。
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图 4 阴山地块变质P-T轨迹 ①据蒙炳儒,2007；②据董晓杰,2009；3,4,5据赵国春,2002及参考文献 Fig. 4 P-T path from metamorphic complex in the Yinshan Block |
通过对现有研究成果的总结,我们发现在阴山地块多种类型的岩石在晚太古代集中出现并经历了两期变质事件,这给解释该地区的构造演化提出了挑战。关于固阳绿岩带的形成背景,无论是大陆裂谷(刘建忠等,2001),岛弧叠加地幔柱(陈亮,2007),还是地壳拆沉模式(Jian et al., 2012)都不能准确解释绿岩带的岩石组合特征。绿岩带发育大量的岛弧岩浆是裂谷模式难于合理解释的现象,而拆沉模式难于解释富Nb玄武岩的成因,岛弧叠加地幔柱的模式虽然能解释科马提岩以及高镁安山岩、富Nb玄武岩等岛弧火山岩的形成,但这种构造模式仅仅是为了解释这些现象而把两种不同的构造过程直接叠加在一起,这样的构造背景很不稳定,在实际中很难出现。因此需要一个更完善的模式来解释固阳绿岩带的形成过程。
固阳绿岩带底部的科马提岩以透镜体或夹层产出,并与BIF夹层伴生,这些科马提质透镜体与典型的科马提岩相比,具有独特的地球化学特征。其中一部分科马提岩稀土配分与玻安岩类似；另一部分科马提岩与Al亏损型科马提岩相似(陈亮,2007)。两者出现在同一个透镜体内是极其罕见的。一般情况下,玻安岩与科马提岩被认为形成于不同的时代及不同的构造环境中,很少共生在一起,大部分玻安岩都出现在显生宙,一般形成于年轻热的板片或者洋脊俯冲的弧前环境中(Crawford et al., 1989; Tatsumi and Maruyama, 1989; Stern and Bloomer, 1992; Pearce et al., 1992; Bédard,1999; Dilek and Flower, 2003; Pearce,2003; Hawkins,2003),被解释为被俯冲带流体或者熔体交代过的亏损地幔较高程度部分熔融的产物(Sun and Nesbitt, 1978; Barnes,1989)。尽管太古宙基底中也发现了不同时代的玻安岩,但仅有部分玻安岩与科马提岩或苦橄岩共生(Kerrich et al., 1998)。高温高压实验显示,形成像科马提岩这样富MgO的岩浆需要地幔发生高程度部分熔融,在干体系下,需要很高的温度,只有深部地幔上涌可以提供这种特殊的环境(Campbell et al., 1989; Herzberg,1992)；在有水参与的条件下,所需的熔融温度会降低,因此俯冲带中含水地幔楔的高程度部分熔融也被用来解释科马提岩的成因(如,Allégre,1982; Parman et al., 1997)。在显生宙,玻安岩通常会与另外一种超镁铁岩石(苦橄岩)伴生,这样的组合的出现通常由于洋脊俯冲时,岩石圈地幔沿板片窗上涌造成的异常高的地温梯度。在晚太古代,地温梯度更高,洋脊的长度更长,板块移动的更慢,推测洋脊俯冲会较显生宙更加普遍,当岩石圈地幔上涌时的熔融程度会更高,甚至形成科马提质岩石(Hargraves,1986)。对比两组不同科马提岩的稀土配分模式,发现U型稀土配分形式的科马提岩相对于另一组只是亏损了LREE,而重稀土是一致的,这样的差别很容易通过海水热液的改造来完成。因为海水热液极其亏损LREE,科马提岩中多变的铕异常恰恰也说明其经受过海底热液的改造。在一般情况下,海水热液具有强烈的正铕异常,但是当BIF沉淀时,会通过Eu3++Fe2+→Eu2++Fe3+反应,将Eu的正异常保留在BIF中,同时造成热液海水中铕的负异常,这样不同的热液海水交代科马提岩会造成铕异常的多变。科马提岩与BIF夹层经常伴生也说明这一点。做为科马提岩与BIF夹层的围岩存在于绿岩带底部的玄武岩,具有明显的低TiO2含量,富集LILE和LREE,亏损HFSE和HREE,及εNd(t)=+1.8~+3.0的地球化学特征,说明其形成与俯冲作用相关,来源于富集地幔。
阴山地块TTG可分为2.53Ga和2.50Ga两期(任云伟,2010；Jian et al., 2012),2.50Ga期的TTG的HREE的含量也存在差别(Jian et al., 2012)。目前,比较一致的观点是TTG是基性岩石在高压条件下有石榴子石作为残留相发生部分熔融形成(如,Rapp et al., 1991,2003; Atherton and Petford, 1993; Sen and Dunn, 1994; Rapp and Watson, 1995；Xiong et al., 2005,2009; Nair and Chacko, 2008),但其形成的构造环境却有多种观点,最主要的有两种观点：俯冲板块的部分熔融(Drummond and Defant, 1990；Peacock et al., 1994; Martin,1999; Prouteau et al., 1999)和加厚下地壳的部分熔融(Atherton and Petford, 1993, Smithies,2000; Whalen et al., 2002),阴山地块的TTG普遍具有俯冲板块的部分熔融的特点(张永清等,2006)。石榴石是控制重稀土含量的重要矿物(Rudnick,1990),低重稀土含量需要在高压下熔融的过程中,石榴石作为残留相,而在低压条件下的部分熔融,只有少量石榴石保留在残留相(Springer and Seck, 1997),因此这些TTG片麻岩可能形成于不一样的压力下。后期TTG的εNd(t)=+2.5(表 1),表明其来源于新生地壳的部分熔融,结合上面讨论,推测其形成于俯冲板片的部分熔融。但是不同的重稀土含量需要不同的压力环境,在俯冲环境下,只有板片俯冲到一定深度(压力＞2.0Gpa,Rapp and Watson, 1995)才会发部分熔融,这时的压力足够使石榴石作为残留相存在,形成HREE低含量的TTG熔体。然而,当洋脊俯冲时,由于岩石圈地幔从俯冲板片下方上涌提供额外的热量,从而促使板片不需要俯冲到早期TTG质岩浆形成的深度就可以发生部分熔融,由于在相对低压条件下,残留矿物相中石榴石比例降低,因此板片部分熔融产生TTG熔体具有更高的HREE含量。
Sanukitoid目前认为是受到俯冲板片相关的熔体或流体交的地幔楔发生部分熔融的产物(Shirey and Hanson, 1984; Stern et al., 1989; Smithies and Champion, 2000; Stevenson et al., 1999; Kamber et al., 2002; Moyen et al., 2003; Halla,2005; Polat et al., 2006a; Martin et al., 2005,2010),或者是俯冲板片部分熔融产生的熔体受到地幔楔的混染(Rapp et al., 1999,2010; Martin et al., 2010)。 为了区分这两个过程Martin et al.(2010)提出用TiO2含量为标准,高TiO2的对应第一种情况,低TiO2的对应第二种情况。固阳Sanukitoid低TiO2含量及具有高正值εHf(+6.3~+1.5)(表 1),因此,这些Sanukitoid更符合俯冲板片部分熔融产生的熔体受到地幔楔的混染的特征。而Sanukitoid出现的时期刚好是TTG形成的一个间歇期,说明这一时期的俯冲的深度足够深,使上升的板片熔体(TTG质)与上覆的地幔楔能够充分反应,改变了TTG熔体的地球化学特征,形成Sanukitoid岩浆。当额外热源的加入,会使地温梯度的不断升高,造成板片熔融的深度降低,TTG质的熔浆不能与地幔楔充分反应,便形不成Sanukitoid岩浆,这时板片熔融又会重新形成TTG,由于熔融压力的降低,一部分会形成高HREE的TTG。
在岩浆活动的后期,富Nb玄武岩-高Mg闪长岩/安山岩组合出现。富Nb玄武岩的形成一般被认为是板片窗下MORB源区的低程度部分熔融(Hollings and Kerrich, 2000)；俯冲板片中富钛矿物相的分解(Yogodzinski et al., 1995)；或者受板片熔体交代的地幔楔的部分熔融(Sajona et al., 1996)。但与高镁闪长岩的组合一般认为这样的火山岩组合是俯冲板片熔体和上覆地幔楔之间相互作用过程的岩浆产物(Hollings and Kerrich, 2000；Wyman et al., 2000),它们的存在指示类似现代类型俯冲消减环境的存在(Polat et al., 2006a),洋脊的俯冲可以很好的为上文提到过的被板片熔体交代过的地幔楔提供额外的低温梯度,从而使交代过的地幔楔发生部分熔融形成富Nb玄武岩-高Mg闪长岩/安山岩组合。
阴山地块两期的变质作用,第一期为逆时针P-T轨迹,并且多具有等压冷却(IBC)演化过程,这类变质作用一般认为与岩浆弧,大陆裂谷或地慢柱(热点)环境中大量幔源岩浆底侵有关。这一期变质发生的时间正是大量绿岩带中上层位火山岩及第二期TTG产生的时间的后期,同时期与洋脊俯冲相关的紫苏花岗岩形成(Ma et al., 2013b),固阳科马提岩的特殊地化特征,也与洋脊俯冲造成的岩石圈地幔上涌有关,因此我们推断这一期逆时针的变质作用应与洋脊的俯冲有关。第二期是与碰撞造山有关的顺时针P-T轨迹,发生在所有事件的最晚期,暗示着板片俯冲结束,发生碰撞造山,并在这一时期形成大量的高级区同碰撞花岗岩。
6 BIF型铁矿成矿作用条带状硅铁建造(BIF),是早前寒武纪的标志性矿产,约占世界铁矿储量的70%~80%以上,占中国铁矿储量的80% 左右。一般认为BIF是化学沉积物,并且与生物(细菌)的活动有关,BIF有多种类型划分方案,最简单的方案是分为阿尔戈玛型和苏必利尔型,前者的BIF岩石组合中含火山岩,后者的岩石组合中不含火山岩(Zhai et al., 2012)。BIF型铁矿在阴山地块分布非常广泛,属于阿尔戈玛型,大型铁矿有三合明、书记沟、东五分子、公益民铁矿等(图 2,张连昌等,2012)。这些矿体主要赋存在绿岩带的底部基性火山岩及高级变质杂岩内,少数BIF以捕掳体形式存在斜长花岗岩体,高镁闪长岩体,但不管哪种赋存状态都与科马提质岩石伴生。对三合明及东五分子铁矿中斜长角闪岩锆石U-Pb定年,分别获得了2562±14Ma(刘利等,2012)与2538±9Ma(马旭东等,未刊资料)。捕虏BIF包体的Sanukitoid岩体的年龄则为2520Ma(Jian et al., 2012; Ma et al., 2013a),因此可以肯定BIF的形成时代应该在阴山地块晚太古代岩浆作用的早期。
对于BIF中的Fe与Si的来源一直是颇具争议的问题,有观点认为其来源于大陆物质,也有观点认为是通过淋滤洋壳获得(Frei et al., 2007)。Al2O3、TiO2的含量是判别陆源碎屑添加的良好标准,一般情况下如果有明显的陆源碎屑添加,Al2O3+TiO2>2%(Kato et al., 1996)。而阴山地块晚太古代的BIF Al2O3+TiO2值很低(0.35~0.94),同时HFSE含量也很低,这些特征可以轻易的排除其陆源的可能(刘利等,2012；马旭东,未刊资料)。在矿床研究中,稀土元素(REEs)和Y/Ho值经常被用来示踪成矿过程(如,Taylor and McLennan, 1985; McLennan,1989; Zhang et al., 2012)。阴山地区的BIF具有强烈的Eu正异常,轻稀土相对重稀土富集(刘利等,2012)。这样的稀土配分特征一般被认为有海水与海底热液混合的特征。通常情况下,在沉积成岩和岩浆过程中,Y/Ho值始终保持球粒陨石的值(26~28),只有当有热液参与才会造成Y/Ho值的改变(McLennan,1989)。 现代海水的Y/Ho值是44,深海热液则在25~50之间变化(Nozaki et al., 1997)。阴山地块的BIF的Y/Ho值在26~37变化,很显然在BIF形成过程中,一定是有热液的参与的。前文中我们讨论过与BIF伴生的科马提岩是洋脊俯冲过程中的产物,同时受到了海底热液的淋滤。在现在的洋脊周围,Fe和亲硫元素经常被热液从洋壳中淋滤出来,并沉淀下来形成硫化物或者氧化物(Scott and Hajash, 1976; Michard et al., 1983; Newsom et al., 1986; Erzinger,1989; Ridley et al., 1994; Gillis and Banerjee, 2000)。太古代具有更高的地温梯度,在洋脊俯冲过程中,岩石圈地幔的上涌,这些都会让热液的淋滤作用更加强烈。
对比BIF中玄武岩夹层(刘利等,2012)与绿岩带底部的作为BIF围岩的玄武岩,我们发现前者与后者相比低SiO2,LREE及LILE,这些都是容易随热液迁移的元素(马旭东,未刊资料)。同时玄武质科马提岩与科马提岩相比具有更高的Fe2O3T(陈亮,2007)。将BIF与围岩、夹层,伴生的科马提岩联系起来,推测固阳地区的BIF的形成过程如下：海水经过上涌的岩石圈地幔的加热,淋滤出科马提岩中的Fe,同时继承了海水高正Eu异常的特征,这样的热液继续淋滤玄武岩中的Si、LREE和LILE,同时形成络合物,并沉淀下来形成BIF,这时的热液具有亏损LREE,LILE及Eu负异常的特征,这样的热液再次淋滤科马提岩是就会形成U型稀土配分模式的科马提岩。
7 阴山地块地壳演化新模式综上所述,我们尝试提出新的阴山地块的地壳演化模式：
(1) 2562Ma之前,早期的洋壳向陆壳俯冲(大量2.6Ga、3.1Ga的继承锆石存在证明了早期陆壳的存在(Ma et al., 2013a)。
(2) 2562~2538Ma,洋脊开始俯冲,岩石圈地幔开始上涌,基性火山岩喷发,形成科马提岩和BIF。
(3) 2538~2510Ma,俯冲板片发生部分熔融形成第一期的TTG,随着俯冲深度的加大,TTG成分的熔体与地幔楔反应形成Sanukitoid,当洋脊发生俯冲时,沿板片窗上涌的岩石圈地幔的加热,使板片进一步升温,俯冲板片发生部分熔融的深度降低,板片熔体不能与地幔楔反应,形成HREE含量变化较大的第二期TTG,随后,由于沿板片窗上涌的岩石圈地幔的加热,造成被交代过的地幔楔发生部分熔融形成绿岩带中上部的基性-中酸性火山岩。
(4) ~2500Ma,由于岩浆的底垫作用,下地壳发生部分熔融,形成大量紫苏花岗岩及逆时针的P-T轨迹。
(5) ~2480Ma,洋壳闭合,发生碰撞造山,形成高级变质杂岩及相关的花岗岩。
(6) ~2450Ma(马旭东,未刊数据),淡色花岗岩侵入体,形成稳定的阴山地块。
致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所张连昌研究员、刘富博士、周艳艳博士和西北大学陈亮博士对本文进行了细致的评审。感谢中国科学院广州地球化学所赵太平研究员对初稿的评阅和指正。| [] | Allégre CJ. 1982. Genesis of Archaean komatiites in a wet ultramafic subducted plate. In: Arndt NT and Nesbit EG (eds.). Komatiites. Berlin: Springer-Verlag, 495-500 |
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