2017, Vol. 33
研究区位于内蒙古自治区中西部，大地构造位置处于华北克拉通西北部(图 1)。从约1.85Ga克拉通化以后，华北一直表现为稳定的克拉通特点，但自中生代以后，华北克拉通的稳定性质便不复存在，或者说，华北克拉通的稳定性质发生了破坏(吴福元等, 2008)，有人称之为地幔置换(郑建平, 1999; Gao et al., 2002; 张宏福等, 2004; Zheng et al., 2007)，也有学者将其称之为岩石圈转型(周新华, 2006)。古生代末-中生代初，伴随华北克拉通陆块与西伯利亚陆块之间的对接碰撞和最终焊接(程裕淇, 1994)，华北克拉通北缘及其邻区就进入了中生代早中期的碰撞后大陆岩石圈演化阶段。中生代晚期，该地区从碰撞后环境逐渐转变为真正的板内非造山环境，典型板内非造山碱性花岗岩的出现(许保良等, 1994; 王德滋等, 1995)，标志华北克拉通北缘进入了中生代末期-新生代裂谷发育阶段(刘洪涛等, 2002)。
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图 1 华北地台北缘地质构造背景(据沈存利等, 2004修编) 1-中新生界；2-古生界；3-中元古界；4-下元古界；5-上太古界；6-印支期侵入岩；7-海西期侵入岩；8-加里东期侵人岩；9-元古宙和太古宙侵入岩；10-断裂 Fig. 1 Tectonic sketch map of the northern margin of North China plate (after Shen et al., 2004) 1-Mesozoic-Cenozoic; 2-Paleozoic; 3-Meso-Proterozoic; 4-Lower Proterozoic; 5-Upper Archean; 6-Indo-Sinian intrusive rocks; 7-Hercynian intrusive rocks; 8-Caledoian intrusive rocks; 9-Proterozoic-Archean intrusive rocks; 10-fault |
国内外许多学者对华北克拉通东部岩浆岩的分布特征、岩石地球化学特征及岩浆源区的性质等方面进行了大量细致深入的研究，但关于华北克拉通西北部火山岩的研究，特别是内蒙古自治区中西部火山岩的研究很少。内蒙中西部渣尔泰山火山岩的形成时代为早白垩世(封书凯，1998)，与华北克拉通东部地区早白垩世火山岩具有同时性(葛文春等, 2001; 林强等, 2003; 刘阁等, 2014)，该套火山岩与东部火山岩有什么样的成因联系？其动力学背景如何？均有必要进行深入研究。该套火山岩中分布有贵金属矿产、有色金属矿产和大型非金属矿产，作者曾对其成矿作用进行过初步研究(康明等, 2013, 2014a, b)。白垩纪喷发的陆相火山岩一般伴随有次火山岩，并且保存有发育良好的火山机构，有利于斑岩型铜、金多金属矿床和浅成低温热液型金矿及非金属矿床成矿的形成与保存，但目前已知的矿床很少，应该加强对这些火山岩区的调查与研究，扩大找矿前景是很有希望的(王登红等, 2005)。鉴于此，本文首先从野外地质、岩石学和地球化学等方面进行研究，结合区域构造特点，查明该套火山岩的成因及其形成的构造环境，这对研究华北克拉通的破坏及指导区域找矿具有重要的意义。
2 地质背景及岩石学特征研究区位于华北地台北缘狼山-渣尔泰山中-新元古代裂谷带的东段，出露地层主要为新太古界色尔腾山岩群、中元古界渣尔泰山群及中生界下白垩统火山岩；侵入岩主要以加里东早期和印支-海西晚期岩浆活动为主；断裂构造主体上为近东西向，西段呈NEE向，东段呈NWW向，在中部形成一个向北凸出的近东西向的弧形构造格架。
研究区地质构造发展史大致主要经历了五个阶段：早元古代之前的稳定大陆克拉通时期、中晚元古代大陆裂谷期、晚元古代到晚古生代古亚洲洋的闭合时期、晚古生代到中生代初期西伯利亚板块与华北板块碰撞时期、中生代及其以后相对稳定的板内构造活动时期(彭润民等, 2007; 朱绅玉和杨继贤, 1998)。
本文研究的中生代火山岩主要分布于渣尔泰地区的南王如地-西山湾羊场一带，呈南北向展布(图 2)，主要为下白垩统金家窑子组和白女羊盘组。金家窑子组(K1jj)主要分布于该火山岩带南部，以中基性火山岩(橄榄玄武粗安岩、杏仁状玄武岩)为主，岀露厚度257.08m；白女羊盘组(K1bn)主要分布于该火山岩带中部和北部的白庙子-西山湾羊场一带，以酸性次火山岩(潜流纹斑岩)、火山碎屑岩(流纹质凝灰角砾岩、流纹质角砾凝灰岩)及火山熔岩(流纹岩)为主，岀露厚度165.90m；二者呈不整合接触(图 3)；出现两个喷发旋回，基性喷发旋回为裂隙式喷发，为喷溢相；酸性喷发旋回为裂隙-中心式喷发，形成了爆发相与喷溢相一体的酸性火山岩；岩石组合呈现出双峰式火山岩的特点。
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图 2 研究区中生代火山岩分布地质简图(据康明等, 2011①修改) 1-下白垩统白女羊盘组酸性火山岩；2-下白垩统李三沟组河湖相碎屑岩；3-下白垩统金家窑子组中基性火山岩；4-中元古界渣尔泰山群；5-新太古界色尔腾山岩群；6-前燕山期侵入岩；7-铜矿化点；8-银矿床；9-萤石矿点；10-大型沸石、膨润土、珍珠岩矿床；11-岩石地球化学样品位置及编号 Fig. 2 Geological sketch of Mesozoic volcanic rocks in the study area, Inner Mongolia 1-acid volcanic rocks of the Bainuyangpan Formation; 2-fluvial-lacustrine clastic rocks of the Lisangou Formation; 3-basic-intermediate volcanic rocks of Jinjiayaozi Formation of the Lower Cretaceous; 4-Mesoproterozoic Zhaertaishan Group; 5-Sertengshan rock Group; 6-Pre-Yanshan intrusive rocks; 7-copper mineral; 8-silver deposit; 9-fluorite mineral occurrence; 10-large zeolite, bentonite and pearlite deposit; 11-position and number of lithogeochemistry samples |
① 康明等.2011.内蒙古自治区西圪堵等三幅1：5万区域地质矿产调查报告.长安大学
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图 3 研究区中生界火山岩柱状图 Fig. 3 Column map for Mesozoic volcanic rocks in the study area |
橄榄玄武粗安岩：岩石呈黑褐色，块状，表面可见红褐色氧化壳，斑状结构，块状构造，斑晶约为10%，基质约为90%。斑晶以基性斜长石为主，含少量石英，其中斜长石呈自形半自形板状，具熔蚀结构，粒径约为0.3~1mm；基质以斜长石微晶为主，另含少量暗色矿物和金属。斜长石微晶呈较自形板柱状，分布杂乱，镜下表现为交织结构(图 4a-c)。
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图 4 研究区中生代火山岩野外露头和镜下照片 橄榄玄武粗安岩标本(a)、单偏光下(b)、正交偏光下(c)照片；(d)-杏仁状玄武岩标本照片；潜流纹斑岩标本(e)、单偏光下(f)、正交偏光下(g)照片；流纹质凝灰角砾岩野外露头(h)、单偏光下(i)、正交偏光下(j)照片；流纹质角砾凝灰岩单偏光下(k)、正交偏光下(l)照片；(m)-流纹岩野外露头照片；石泡流纹岩野外露头(n)、正交偏光下(o)照片 Fig. 4 Photographs and microphotographs of Mesozoic volcanic rocks in the study area, Inner Mongolia Pictures of specimen (a), under PPL (b) and CPL (c) of shoshonite; (d)-amygdaloidal basalt specimen; pictures of specimen (e), under PPL (f) and CPL (g) of rhyolite porphyry; pictures of cropping (h), under PPL (i) and CPL (j) of rhyolitic tuff breccia; pictures under PPL (k) and CPL (l) of rhyolitic tuff with breccia; (m)-rhyolite cropping; pictures of cropping (n) and under CPL (o) of lithophysa rhyolite |
杏仁状玄武岩：岩石呈黑褐色，显微斑状结构、基质间隐结构，杏仁状构造；斑晶由板状斜长石组成，粒度0.3~0.5mm，零星分布，含5%；基质由板条状斜长石约50%，玻璃质约30%组成；斜长石板条粒度为0.05~0.2mm，杂乱分布，另有磁铁矿含5%，及在气孔中充填的方解石和绿泥石，含10%(图 4d)。
潜流纹斑岩：岩石呈浅黄-浅灰色，斑状结构，块状构造为主，偶见流纹构造。斑晶以石英为主(30%)，次为透长石，斑晶大小0.2~1mm，以0.35mm者居多；基质以碱性长石微晶为主(65%)，次生矿物5%±(褐铁矿化黄铁矿约1%，硅化石英脉约4%)(图 4e-g)。
流纹质凝灰角砾岩：岩石呈肉红色，具角砾状构造。流纹质凝灰岩角砾30%，流纹质凝灰熔岩角砾35%，沉凝灰岩角砾10%，花岗质角砾及岩屑5%，熔结凝灰质胶结物20%，角砾分选性和磨圆度差，粒径10~25mm(图 4h-j)。
流纹质角砾凝灰岩：岩石呈浅红-浅黄色，表面局部呈灰白色土状，凝灰质结构，块状构造。矿物成分：火山角砾＜10%，变质岩角砾1~2%，火山碎屑凝灰质85%(岩屑50%，晶屑15%，脱玻化玻屑+脱玻化火山尘20%)，正常砂屑＜3%。全岩主要由含火山角砾的流纹质晶屑-岩屑为主的凝灰质组分所构成(图 4k, l)。
流纹岩：岩石呈紫红色，多数具斑状结构和流纹构造，斑晶以石英为主(15%)，次为透长石，斑晶大小0.3mm±，岩石类型主要为块状流纹岩和流纹构造流纹岩(图 4m)。在研究区南部，流纹岩的石泡结构较发育，形成石泡流纹岩(图 4n, o)。
3 样品采集与样品分析所有样品均采自基岩露头，采样位置见图 2。采集时尽量避开接触带、蚀变带和断裂破碎带等，以保证样品新鲜，具有代表性。用于地球化学分析的样品岩性为中基性的橄榄玄武粗安岩、杏仁状玄武岩和酸性的次火山岩(潜流纹斑岩)、火山碎屑岩(流纹质角砾岩、流纹质角砾凝灰岩)、火山熔岩(流纹岩、石泡流纹岩)。
样品粗碎至2~4cm后，采用3%~5%的稀盐酸经超声波多次清洗以清除表面杂质。样品晾干后细碎，研磨至200目用于分析测试。对于杏仁状玄武岩中的杏仁石，在细加工样品之前精心剔除。岩石地球化学分析由长安大学国土资源部成矿作用及其动力学开放研究实验室完成，其中主量元素采用X射线荧光光谱(XRF)方法分析，XRF溶片法执行国家标准GB/T14506.28—1993，分析相对偏差小于5%。微量元素采用Thermo-X7电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定。
全岩Sr、Nd、Pb同位素前期分离和测试工作均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，Sr、Nd分离方法见文献(宗春蕾等, 2012)，Sr、Nd同位素分析仪器为Nu Plasma HR型多接受等离子质谱仪，全流程空白Sr＜1.5ng，Nd＜1.1ng，对样品的影响可以忽略不计。该仪器测量标准AGV-2的87Sr/86Sr比值为0.703981±10，143Nd/144Nd比值为0.512790±17；标准BHVO-2的87Sr/86Sr比值为0.703479±20，143Nd/144Nd比值为0.512990±10，与标样的推荐值在误差范围内一致。
4 地球化学特征4.1 主量元素主量元素分析结果见表 1。金家窑子组中基性火山岩主要为橄榄玄武粗安岩和杏仁状玄武岩，其SiO2=49.65%~56.64%，平均54.06%；高Al2O3=13.96%~16.99%，平均15.20%；Fe2O3T=9.95%~12.14%，平均11.13%；富CaO=3.59%~6.79%，平均4.76%；富碱，Na2O+K2O=6.70%~7.47%；Na2O>K2O，K2O/Na2O=0.61~0.73，高TiO2=2.29%~3.55%，平均2.66%(洋岛拉斑玄武岩TiO2=2.63%)；镁含量较低(MgO=0.81%~2.23%，平均1.13%)。TAS图解落入碱性玄武岩区(图 5a)，里特曼指数σ介于3.30~6.75，为钾质碱性玄武岩。根据以上综合分析，中基性火山岩为高钛铁、钙、碱的准铝质碱性系列。
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表 1 研究区中生代火山岩岩石地球化学数据(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 1 Element composition for Mesozoic volcanic rocks in the study area (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
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图 5 研究区中生代火山岩TAS图解(a, 据Le Maitre et al., 1989)和SiO2-AR图解(b, 据Wright, 1969) Fig. 5 TAS diagram (a, after Le Maitre et al., 1989) and SiO2 vs. AR diagram (b, after Wright, 1969) for Mesozoic volcanic rocks in the study area, Inner Mongolia |
白女羊盘组酸性火山岩较为发育，包括次火山岩、火山碎屑岩、火山熔岩，SiO2含量高、变化范围窄，SiO2=73.18%~83.82%，平均77.53%；富碱，Na2O+K2O=6.17%~9.03%；低Al2O3=7.65%~13.43%(平均11.25%)，低TiO2=0.05%~0.08%(平均0.06%)、贫MgO=＜0.01%~0.17%、贫钙CaO=0.07%~0.90%、低Na2O=0.11%~3.78%(平均1.57%)、高K2O=4.82%~8.84%(平均6.14%)，K2O/Na2O=1.28~70.3，Mg#=0.01~0.19，A/CNK值=1.01~1.32，属于准铝质系列(图 6)；在TAS分类图解上(图 5a)，样品全部落在流纹岩区域；在AR-SiO2图解上(图 5b)，绝大多数样品落在碱性区域。可以得出，研究区的酸性火山岩为富硅、富碱，低钛、铝，贫钙、镁的碱性系列，反映了成岩物质源于相对富钾的壳源。白女羊盘组酸性火山岩富硅、富碱，低铝，贫镁、钙，与世界A型花岗岩平均成分接近(Whalen et al., 1987)，与大兴安岭低Sr流纹岩特征相似(林强等, 2003)。
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图 6 研究区中生代火山岩A/CNK-A/NK图解 Fig. 6 A/NK vs. A/CNK diagram for Mesozoic volcanic rocks in the study area, Inner Mongolia |
中基性火山岩SiO2介于49.65%~56.64%，平均54.06%；酸性火山岩SiO2介于73.18%~83.82%，平均77.53%；在SiO2 60%~73%之间出现成分间断；为典型的宽双峰火山岩。
4.2 稀土元素稀土和微量元素分析结果见表 1。金家窑子组中基性火山岩稀土总量较高(图 7a)，∑REE介于170.9×10-6~208.2×10-6，轻稀土相对富集，LREE/HREE=4.50~6.47，轻、重稀土分馏明显，(La/Yb)N=4.17~8.85；轻重稀土内部分馏一般，(La/Sm)N=1.74~2.31，(Gd/Yb)N=1.94~2.96；负Eu异常不明显(δEu=0.67~0.96)；δCe=0.89~1.06，岩石遭受表生作用影响不明显。总体特征与大兴安岭地区碱性玄武岩特征类似(林强等, 2003)。
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图 7 研究区中生代火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Boynton, 1984) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns for Mesozoic volcanic rocks in the study area (normalization values after Boynton, 1984) |
白女羊盘组酸性火山岩稀土总量偏低(图 7b)，变化较大，∑REE介于13.00×10-6~85.58×10-6，富集轻稀土，LREE/HREE=2.91~14.3，轻、重稀土分馏明显，(La/Yb)N=2.53~28.4，(La/Sm)N=1.16~4.57，(Gd/Yb)N=1.22~5.04；负Eu异常明显(δEu=0.02~0.25)。稀土元素配分曲线图与具有显著铕负异常的大陆裂谷碱性流纹岩、A型花岗岩(MacDonald et al., 1987; Wilson, 1989)、大兴安岭低Sr流纹岩(林强等, 2003)具有较好的一致性(图 7b)。
4.3 微量元素在微量元素原始地幔标准化蛛网图上可以看出，金家窑子组中基性火山岩(图 8a)具有相对富集大离子亲石元素(LILE)如Rb、Ba，与大兴安岭地区早白垩世碱性玄武岩特征有些不同(如大兴安岭地区碱性玄武岩亏损Nb、Ta，而研究区玄武岩略有富集)。
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图 8 研究区中生代火山岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for Mesozoic volcanic rocks in the study area (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
白女羊盘组酸性火山岩(图 8b)富集LILE(Rb、Th、U)，相对富集HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf)，明显亏损Ba和Sr，Rb/Ba、Rb/Sr和Zr/Ba比值高，Ba/Sr比值低，这些特征与大兴安岭低Sr流纹岩(葛文春等, 2001; 林强等, 2003)特征相一致，类似于大陆裂谷壳源碱性流纹岩(Wilson, 1989; MacDonald et al., 1987)(图 8b)。
4.4 全岩Sr、Nd同位素研究区火山岩样品的Sr、Nd同位素分析结果见表 2。所有样品的εNd均为负值，与全硅酸盐地球相比，样品具有较低的143Nd/144Nd值和较高的87Sr/86Sr值。中基性火山岩类的87Sr/86Sr=0.7061~0.7083，略高于典型的洋岛玄武岩(87Sr/86Sr=0.704~0.706, White and Hofmann, 1982)，但远小于现今大陆地壳的87Sr/86Sr比值(平均为0.719, 韩吟文和马振东, 2003)，表明没有收到明显的地壳物质混染；143Nd/144Nd=0.5121~0.5123，εNd=-10.89~-6.54，在Nd、Sr相关性图解上(图 9)，中基性火山岩的Nd、Sr同位素组成接近第一类富集地幔(EMⅠ)端元(Zindler and Hart, 1986)；酸性火山岩类的87Sr/86Sr=0.7272~0.7882，143Nd/144Nd=0.5118~0.5121，εNd=-16.76~-11.38，属壳源特征(Rollinson, 1993)。综上，研究区中基性火山岩与酸性火山岩Sr、Nd同位素组成差异较大，表明双峰式火山岩的基性岩浆和酸性岩浆的来源不同(Doe et al., 1982; Davies and MacDonald, 1987)。
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表 2 研究区中生代火山岩Sr、Nd、Pb同位素数据表 Table 2 Sr, Nd, Pb isotopic data for Mesozoic volcanic rocks in the study area |
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图 9 研究区中基性火山岩的143Nd/144N-87Sr/86Sr相关性图解(据Zindler and Hart, 1986) DM-亏损地幔；BSE-全硅酸盐地球；EMⅠ和EMⅡ-富集地幔；HIMU-具有高U/Pb比值的地幔；PREMA-普通地幔 Fig. 9 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr variation diagram for basalts in the study area (after Zindler and Hart, 1986) |
根据上述地球化学研究，研究区中生代中基性火山岩的富集组分是否经历过地壳组分的混染，对讨论该区中基性火山岩的幔源特征有重要意义。
被上地壳混染的岩浆通常富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损Nb、Ta、Ti、Zr等高场强元素。研究区火山岩中富集较多的LILE和LREE，但并不亏损高场强元素，还略显富集特征。从变化不大的La/Sm(2.76~3.68, 主要集中于3.02~3.68) 来看，地壳混染作用在岩浆演化过程中影响不大(郭锋等, 2001)。类似的研究结果也表明，没有受到大陆地壳或岩石圈混染的大陆玄武岩以(Th/Nb)N＜1(Saunders et al., 1992)和高Nb/La值(Nb/La≥1)(Kieffer et al., 2004)为特征(吴浩等, 2014)；研究区的玄武岩样品中，(Th/Nb)N=0.52~1.20，有2个样品的(Th/Nb)N值大于1，另2个样品的(Th/Nb)N值小于1；Nb/La=1.04~3.32，表明玄武岩在形成过程中受地壳组分混染的影响不大。再如，Nb/U比值和Th/Ta比值特征，MORB(Hofmann, 1988)：Nb/U=49.3，Th/Ta=0.97；OIB(Sun and McDonough, 1989)：Nb/U=47.1，Th/Ta=1.5；大陆地壳(Taylor and McLennan, 1985)：Nb/U=12.1，Th/Ta=3.5；而研究区：Nb/U=24.72~65.32(平均44.37)，Th/Ta=1.22~1.99(平均1.66)；可以看出，研究区样品的Nb/U比值和Th/Ta比值与MORB和OIB比较接近，与大陆地壳差异较大，说明研究区基性火山岩没有遭受明显的陆壳物质混染。
通过以上分析，认为渣尔泰地区玄武质岩浆在上升过程中受地壳组分的混染较小，因此其元素地球化学特征主要反映了其源区的地球化学性质。
5.2 分离结晶作用研究区中基性火山岩样品的稀土配分图(图 7a)显示Eu负异常、微量元素蛛网图(图 8a)显示Sr负异常，暗示有一定程度的斜长石分离结晶作用；岩石的镁铁指数较大(MF=82.99~92.47)，长英指数(FL=49.67~98.85) 也较大；显微镜下观察，个别薄片中可见斜长石和橄榄石斑晶；表明岩浆在演化过程中经历了一定程度的分离结晶作用。
样品的Mg#=0.14~0.29，MgO含量为0.84%~2.30%(平均1.33%)，相容元素Cr、Co和Ni含量分别为12.05×10-6~20.94×10-6、15.47×10-6~45.04×10-6和8.51×10-6~38.62×10-6，都比较低，表明玄武质岩浆非原生岩浆，是经结晶分离作用演化的岩浆喷发形成的。经历了一定的演化，但受地壳混染作用影响较小。
5.3 玄武质岩浆源区特征从元素地球化学角度来看，总分配系数相同或很相近的元素比值在岩浆结晶过程中不会改变(Hofmann et al., 1986; 姜常义等, 2009)。因此，两个总分配系数相同或很相近的高度不相容元素比值在包括MORB和OIB的玄武岩及其源区中是相同的(David et al., 2000; 林强等, 2003)。从图 10和表 3可以看出，(1) 洋中脊玄武岩和大洋岛玄武岩的Hf/Sm、Hf/Eu、Zr/Hf、Zr/Sm、La/Ce、Pr/Nd比值与球粒陨石和原始地幔基本一致，表明地幔橄榄岩部分熔融时这些不相容元素的分配系数相同，其比值与部分熔融程度无关；(2) 研究区玄武岩样品不相容元素的比值相对来说比较接近大洋岛玄武岩(OIB)，暗示岩浆可能来自类似OIB的地幔源。从图 11也可以看出，研究区玄武岩样品的Rb/Nb介于2.13~3.23之间，Ba/Nb介于11.16~30.03之间，K/Nb介于265.86~630.97之间，La/Nb介于0.30~0.97之间，Zr/Nb介于5.14~9.93之间。其比值(Rb/Nb除外)的样品点主要落在EMⅠ-OIB和EMⅡ-OIB范围内，暗示研究区玄武质岩浆来源于富集的软流圈地幔或地幔柱物质(White and Hofmann, 1982; Zindler and Hart, 1986; Weaver, 1991)。板内洋岛玄武岩岩浆作用在成因上通常被认为与“热点”或“地幔柱”有关，地幔交代作用及其产物是OIB富集特征的最佳物源(Niu, 2009)。研究表明，软流圈地幔的岩浆TiO2含量为1.27%左右，而与更深部地幔物质有关的岩浆TiO2含量普遍大于2%(朱弟成等, 2008)，研究区中基性火山岩TiO2含量为2.29%~3.55%。来自地幔柱的岩浆具有低的La/Ta比值(一般为8~15)，La/Sm变化不大(＜5)(Lassiter and Depaolo, 1997; 杨高学等, 2016)，研究区中基性火山岩的La/Ta及La/Sm比值分别为4.14~19.45和2.76~3.68，表明研究区玄武质岩浆源区具有深部地幔成分的印迹，暗示岩浆源区可能与地幔柱有关，受地壳混染程度很小。
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图 10 研究区中基性火山岩不相容元素比值图解 Fig. 10 Diagrams of incompatible element ratios for basic-intermediate volcanic rocks in the study area |
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表 3 研究区玄武岩不相容元素比值与球粒陨石、原始地幔、洋中脊玄武岩和大洋岛玄武岩的比较 Table 3 Incompatible element ratios for the basalts in the study area compared with chondrite, primitive mantle, MORB and OIB |
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图 11 研究区中基性火山岩Zr/Nb与Rb/Nb、Ba/Nb、La/Nb和K/Nb的相关性图解 Fig. 11 Zr/Nb vs. selected element ratio diagrams for basic-intermediate volcanic rocks in the study area Trace element ratios for EMⅠ OIB and EMⅡ OIB are from White and Hofmann (1982), Weaver (1991), and those for N-MORB and E-MORB are from Sun and McDonough (1989), McDonough and Sun (1995) |
微量元素、Nd和Sr同位素组成表明本区中基性火山岩具有EMⅠ-OIB的特征，暗示本区中基性岩浆来源于富集的软流圈地幔或地幔柱物质(White and Hofmann, 1982; Zindler and Hart, 1986; Weaver, 1991)。结合区域地质背景，推断研究区玄武质岩浆为原亏损的软流圈地幔被古板块脱水或熔融的富水、富LILE流体交代而富集，经低程度的部分熔融而形成(Gao et al., 2002, 2009; Wang et al., 2006; Tang et al., 2013; Zhang et al., 2004)。
5.4 酸性火山岩的成因研究区中生代中基性火山岩与酸性火山岩在时间、空间上有着密切的伴生关系，但酸性流纹质岩石并非玄武质岩浆分异作用形成的，而最可能是地壳物质部分熔融形成的，其依据如下：
(1) 研究区中基性火山岩与酸性火山岩Sr、Nd同位素组成差异较大(表 2)，表明双峰式火山岩的基性岩浆和酸性岩浆的来源不同。
(2) 与中基性火山岩相比，酸性火山岩TiO2、MgO、P2O5、Fe2O3T含量极低(表 4)。
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表 4 研究区酸性火山岩与中基性火山岩主量元素含量特征的比较(wt%) Table 4 Major element contents for acid volcanic rocks compared with basic-intermediate volcanic rocks in the study area (wt%) |
(3) 酸性火山岩与中基性火山岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图分布型式差异较大(图 8)，如酸性火山岩明显富集Th、U、Pb，强烈亏损Ba、Sr；中基性火山岩亏损Th、U、Pb，富集Ba，Sr略显富集。
(4) 酸性火山岩与中基性火山岩地球化学组分差异较大，出现成分间断。在(K2O+Na2O)-SiO2图解(图 5a)上，酸性火山岩与中基性火山岩构成明显的双峰态，SiO2 60%~73%出现组分间断；其它主量元素和微量元素的组分也有相似的特征，从图 12可以看出，MgO、TiO2、P2O5、Zr、Ta、La、Sr、Ba含量的变化与SiO2变异无关，具有很宽的变化范围，形成明显的双峰态。
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图 12 研究区酸性火山岩与中基性火山岩氧化物和微量元素)对SiO2图解 Fig. 12 Oxides and trace elements vs. SiO2 diagrams for acid volcanic rocks and basic-intermediate volcanic rocks in the study area |
(5) 酸性火山岩与中基性火山岩的不相容元素比值差异明显(表 5)，如，酸性火山岩的Zr/Hf、Nb/Ta、Zr/Nb比值低；在中基性火山岩中，其比值高。再如，酸性火山岩的Rb/Ba、Rb/Sr和Zr/Ba比值高；而在中基性火山岩中，其比值较低。尤其Rb/Ba比值，可作为辨别分离结晶与部分熔融较好的地球化学标志(Harris and Inger, 1992; 林强等, 2000)，因为Rb和Ba的地球化学行为在缺水含水相和碱性长石的简单玄武岩浆分离结晶时是相同的，其比值保持稳定，而在云母不一致熔融的地壳部分熔融时发生明显的分馏。
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表 5 研究区酸性火山岩与中基性火山岩的不相容元素比值比较 Table 5 Incompatible element ratios for acid volcanic rocks compared with basic-intermediate volcanic rocks in the study area |
(6) 以微量元素为变量，将研究区酸性火山岩平均值与中基性火山岩平均值、上地壳、下地壳(Rudnick and Gao, 2003)、洋脊玄武岩(Hofmann, 1988)、洋岛玄武岩(Sun and McDonough, 1989)的平均值采用Q型聚类分析(图 13)，以研究它们与酸性火山岩成岩物质的关联程度。从图 13可以看出，研究区中基性火山岩与洋岛玄武岩(OIB)最为密切，距离系数为0.315。如果取距离系数0.4为阀值，可分为4个群组，中基性火山岩与洋岛玄武岩为一组，下地壳与洋中脊玄武岩(MORB)为一组，上地壳和酸性火山岩均为独立组元；如果取距离系数0.5为阀值，可分为2个群组，中基性火山岩、洋岛玄武岩，上地壳、酸性火山岩为一组，下地壳与洋中脊玄武岩为一组。从谱系图上可以看得出，酸性火山岩与上地壳相对较密切，从另一侧面佐证了酸性火山岩为壳源成因。
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图 13 研究区中生代火山岩微量元素Q型聚类分析谱系图 Fig. 13 Diagram showing the Q-type clustering analysis of the Mesozoic volcanic rocks in the study area |
以上研究表明，研究区的双峰式火山岩的两个端元并非同源，流纹质岩石可能不是玄武质岩浆结晶分异的产物，可能是壳源岩石部分熔融的产物，为幔源岩浆的底侵促使上覆的先存地壳发生部分熔融所形成。
5.5 构造环境分析研究区金家窑子组和白女羊盘组火山岩具有双峰式火山岩的特征，关于白女羊盘组火山岩的时代，1993年内蒙古第一区域地质研究院六分队在白女羊盘组火山岩中分别采集了钾氩同位素年龄样。经中国地质科学研究院宜昌地矿所测试，流纹岩的同位素年龄值为130.1Ma、138.7Ma、139.1Ma、137.9Ma，其时代确定为早白垩世(封书凯, 1998)。
早中生代，华北克拉通北缘处于局部伸展背景。自印支末期以来，华北板块在继续遭受西伯利亚板块碰撞挤压的同时，古太平洋板块从中侏罗世(约180Ma)开始向亚洲大陆俯冲(张连昌等, 2010)，中国东部和华北板块北缘的构造体制经历了重要的转变(赵越, 1990; 赵越等, 1994, 2004, 2010)，构造线方向由EW向转变为NE-NNE向，构造体制也由挤压碰撞转变为大陆伸展，从岩石圈增厚转变为岩石圈减薄(Webb et al., 1999; Davis et al., 2001, 2002; Wu et al., 2002, 2005; Zhai et al., 2007; 吴福元和孙德有, 1999)。随着岩石圈地幔的减薄，前期交代富集的软流圈地幔(金云母和/或钾质角闪石-尖晶石相二辉橄榄岩)快速上涌，产生减压部分熔融，形成了研究区中相对富集LILE和LREE的碱性玄武质岩浆，由于玄武质岩浆快速通过岩石圈喷出地表，地壳物质混染较少。岩石圈减薄事件，导致研究区构造岩浆活动强烈，A型花岗岩广泛发育，A型花岗岩主要形成于后造山和板内伸展背景(Wu et al., 2002; 陈志广等, 2008)。研究区白女羊盘组A型花岗质流纹岩的存在有助于进一步限制区域构造背景。
A型花岗岩是富硅、富碱、贫水，地球化学上以富SiO2和K2O，贫Al2O3、Sr、Ba、Eu、Ti、P。具体为：SiO2通常>70%，多数>75%；K2O=4%~6%或更高；Al2O3＜14%(多数12%~13%)；Sr甚至低于10×10-6；REE有明显负铕异常(Eu/Eu*＜0.30)，呈燕式分布；是在低压下熔融的花岗岩类，产于地壳减薄的构造背景(张旗等, 2012; 张旗, 2013)。研究区的酸性火山岩中，SiO2介于73.18%~83.82%，K2O介于4.82%~8.84%，Al2O3介于7.65%~13.43%，TiO2介于0.05%~0.08%，P2O5介于0.01%~0.05%，从图 7b和图 8b上可以看出，Sr、Ba、Eu很低，δEu=0.02~0.25，具有A型花岗岩的地球化学特征。在(K2O+Na2O)/Ca-10000×Ga/Al、K2O/Mg-10000×Ga/Al、FeOT/MgO-10000×Ga/Al、Nb-10000×Ga/Al(图 14)岩石类型判别图解上，研究区酸性火山岩大部分样品点也落入到A型花岗岩区。结合区域地质背景，认为研究区火山岩形成于造山期后伸展阶段的大地构造背景，为进一步探索华北克拉通的破坏提供了火山岩方面的证据。
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图 14 A型花岗岩判别图(据Whalen et al., 1987) Fig. 14 A-type granite discrimination diagram (after Whalen et al., 1987) |
(1) 内蒙古渣尔泰地区中生代火山岩具有双峰式组合特点，即：中基性碱性玄武岩和类似于大陆裂谷壳源碱性流纹岩的双峰态组合。
(2) 中基性火山岩具有EMⅠ-OIB的地球化学特征，岩浆可能来源于交代富集的软流圈地幔；酸性火山岩与中基性火山岩为不同源岩浆，其形成可能为幔源岩浆底侵使上覆的先存地壳发生部分熔融所形成。
(3) 内蒙古渣尔泰地区中生代火山岩形成于西伯利亚板块与华北板块碰撞造山期后陆内拉张的构造环境。
致谢 本文在完成过程中姜常义教授提出了宝贵的修改意见；岩矿鉴定过程中得到了桂林理工大学曾南石教授的帮助；匿名审稿人对本文提出了具体的修改意见；在此一并表示衷心感谢！| [] | Boynton WV. 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Henderson P (ed.). Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 63-114 |
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