湖北大悟娘娘頂花崗巖地球化學特征及其地質意義

尤靜靜, 吳昌雄, 蔣之飛, 屠江海, 陳 松, 肖 霞, 李隨云, 葉建華

(湖北省地質局 第六地質大隊,湖北 孝感 432000)

桐柏—大別造山帶位于中國大陸的東部,是典型的陸陸碰撞造山帶之一。大地構造位置上介于華北地塊和揚子地塊之間,屬秦嶺褶皺系南秦嶺—淮陽褶皺帶,為秦嶺造山帶的東延部分和根帶,是中央造山帶的重要組成部分[1]。該成礦帶是中國重要的多金屬成礦帶之一,區域內巖漿分布廣泛,以中酸性巖漿活動最為頻繁,其中新元古代和燕山期兩次巖漿活動成礦意義大[2-3],礦種包含有金銀、鉬、鉛鋅、稀有稀土等,蘊含著巨大的找礦潛力[4]。

湖北大悟娘娘頂花崗巖是上述中酸性侵入巖之一,其出露在北西向新黃斷裂與北東向澴水斷裂交匯處北西部。王強等(2000)根據野外地質特征及前人資料將娘娘頂花崗巖的時代歸為晚白堊世,并認為該巖體類型為A型花崗巖。另外,該斷裂帶附近中酸性花崗巖體如雞公山巖體等則多被認為I型花崗巖[5]。鑒于目前對娘娘頂巖體的研究較為薄弱,本文對娘娘頂花崗巖進行了系統的巖石學和巖石地球化學研究,探討了娘娘頂花崗巖的巖石成因及其形成環境。這對約束該區鎢鉬礦床的成巖成礦構造背景和下一步找礦工作有著重要作用,對研究桐柏—大別構造帶的地質演化亦有著重要意義。

1 區域地質背景及巖石學特征

湖北大悟娘娘頂地區大地構造位置上位于桐柏—大別造山帶中段(圖1-a、b),區域上地層屬于華南地層大區秦嶺—大別地層區桐柏—紅安地層分區,前寒武紀地層廣泛分布,出露地層主要為紅安巖群黃麥嶺巖組、天臺山巖組,其次有少量大別巖群和第四系。區內紅安巖群廣泛發育,為一套低角閃巖相—高綠片巖相區域變質巖系,根據其巖性組合特征,黃麥嶺巖組分為上下二段,天臺山巖組分為中下二段。黃麥嶺巖組巖性以白云鈉長片麻巖、淺粒巖、磷礦層、大理巖、含石墨白云石英片巖為主,其中上段是區內重要的重稀土礦層,下段則是區內主要的含磷層位。天臺山巖組中下兩段主要巖性為白云鈉長片麻巖、石榴鈉長角閃片巖、白云石英片巖等。區內斷層構造發育,以北西向韌性剪切帶和北東向脆性斷裂為主,娘娘頂地區則位于北西向新黃斷裂與北東向澴水斷裂所交匯的北西部。區內巖漿活動頻繁、分布廣泛,侵入巖主要發育在娘娘頂的北東方向,主要有王大山巖體、雞公山巖體和娘娘頂巖體,此外還發育有大量脈巖如花崗斑巖脈、花崗巖脈及石英脈等。

圖1 大別造山帶構造位置圖(a)、構造分區簡圖(b)和娘娘頂花崗巖體地質簡圖(c)Fig.1 Tectonic framework of Dabie orogenic belt(a)、diagram of regional tectonic in study area (b) and sketch geological map(c) for the Niangniangding granite1.第四系沖積物;2.新元古界紅安巖群天臺山組下段;3.新元古界紅安巖群黃麥嶺巖組上段;4.新元古界紅安巖群黃麥嶺巖組下段;5.早白堊世中細粒黑云二長花崗巖(娘娘頂巖體);6.早白堊世中細粒斑狀二長花崗巖;7.新元古代變輝長巖;8.花崗斑巖脈;9.花崗巖脈;10.石英脈;11.碎裂巖帶;12.性質不明斷層;13.實測地質界線;14.片理產狀;15.采樣位置。

娘娘頂巖體主要出露在大悟縣大新鎮以西娘娘頂山脊一帶(圖1-c),大致呈北西—北北西向展布,另外在大新萬家山和三里一帶也有零星分布,以不規則巖株狀產出,整體面積不大,出露面積約為1 km2,其與黃麥嶺組變粒巖呈侵入接觸關系(圖2-a)。巖石巖性為中細粒斑狀黑云母二長花崗巖,受區內動力變質作用影響,多具糜棱巖化特征,且巖石較為破碎,鈉化現象普遍,其鈉化程度因距離接觸帶位置的不同而不同。距接觸帶較遠的位置,花崗巖鈉化程度較弱,呈灰白色,風化面淺紅色,似斑狀結構,塊狀構造(圖2-b)。斑晶成分主要有石英、鉀長石等,粒徑大小普遍在5 mm以上,含量約為50%;基質粒徑普遍1 mm左右,主要礦物組成為黑云母、斜長石、石英及少量鉀長石,含量約為40%,其中斜長石主要可見鈉長石,為無色透明,自形—他形板狀,表面常渾濁,具負低突起,常見聚片雙晶;鉀長石呈半自形板狀或他形粒狀,比較新鮮,部分蝕變為粘土礦物,發育格子雙晶(圖2-c),偶爾可見大顆粒白云母,呈長條狀分布在長石間的晶粒間隙接觸部位(圖2-d)。手標本中常見石英、鉀長石文象結構,局部石英有拉長現象,并具一定定向性;距接觸帶較近的位置,花崗巖風化嚴重,鈉化程度較深,多形成鈉化花崗巖,其原巖中礦物除鉀長石、石英及少量暗色礦物等幾乎不可辨認,幾乎蝕變形成鈉長巖(圖2-e、f),另有黑褐色鐵錳質薄膜附著在礦物表面,接觸帶附近強烈鈉化的花崗巖中可見鋅日光榴石(圖2-e),鏡下呈淺灰色—淺黃色,他形—半自形粒狀,具正高突起,偶可見一組不完全解理,多被其他礦物交代呈不規則尖角狀,并可見三角形斷面,正交鏡下全消光,顯均質性。

圖2 娘娘頂花崗巖野外和鏡下特征Fig.2 Field photos and microphotographs of Niangniangding graniteKf.鉀長石;Qz.石英;Ab.鈉長石;Bt.黑云母;Ms.白云母;Hlv.鋅日光榴石。

2 主微量元素分析結果

樣品的主量元素和痕量元素分析在廣州澳實分析檢測有限公司完成,樣品新鮮,磨至200目以下。主量元素分析采用X射線熒光光譜儀分析(ME-XRF26d)完成,微量元素含量分析采用熔融法電感耦合等離子質譜儀分析(ME-MS81)完成,分析誤差均<5%。娘娘頂花崗巖的主—微量數據分別列于表1和表2。

2.1 主量元素

斑狀黑云母二長花崗巖SiO2含量74.28%～77.02%,平均76.12%;Al2O3=11.60%～13.05%,均值為12.42%;CaO含量為0.11%～0.37%,TiO2的含量為0.10%～0.30%,MgO、P2O5含量分別為0.07%～0.26%、0.01%～0.09%,K2O含量為3.33%～5.08%,Na2O含量為2.86%～4.59%;K2O/Na2O=0.73～1.78,均值為1.24,多數樣品>1.0;Na2O+K2O值為7.94%～8.82%,均值為8.39%,數據整體顯示娘娘頂花崗巖具有高硅、富鋁、富堿、低鎂、低鈣的特征。

表1 娘娘頂花崗巖主量元素(wt%)分析表Table 1 Major element (wt%) compositions of Niangniangding granite

分異指數DI為92.47～96.55,較高的分異指數表明巖漿演化較徹底,酸性程度較高;在SiO2-K2O圖解上(圖3-a)[7],娘娘頂花崗巖基本均落入高鉀鈣堿性系列區域;在A/NK-A/CNK圖解上(圖3-b)[8],鋁飽和指數(A/CNK)變化范圍為0.97～1.22,樣品落在準鋁質和過鋁質分界線附近。總之,娘娘頂花崗巖經歷了較高的分異演化,屬于過鋁質高鉀鈣堿性巖石系列。

圖3 娘娘頂花崗巖SiO2-K2O圖解(a)(據Richwood,1989)[7]和A/NK-A/CNK 圖解(b)(據Peccerillo and Taylor,1976)[8] Fig.3 SiO2-K2O diagram(a) and A/NK-A/CNK diagram(b) of Niangniangding granite

2.2 稀土元素和微量元素

稀土總量(ΣREE)為123～216 μg/g,均值為173 μg/g,顯示稀土總量較高;輕稀土總量(ΣLREE)為114～182 μg/g,均值為149 μg/g,重稀土總量(ΣHREE)為7.26～34.7 μg/g,均值為23.8 μg/g,LREE/HREE為4.47～16.1,LaN/YbN為5.06～22.7,顯示輕重稀土分餾作用較明顯,較富集輕稀土元素;LaN/SmN為3.03～5.36,GdN/YbN為0.98～1.52,表明輕稀土分餾相對明顯,而重稀土分餾不顯著。在稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖4)中,曲線整體略微右傾型,呈“V”型谷狀,顯示較強烈的銪負異常(δEu為0.17～0.62,多數處于0.20附近),顯示出M型四分組效應的一些特征,如此強烈的負銪異常反映了形成它的花崗質熔體經歷了高度分離結晶作用,屬于高演化巖漿體系,而高演化巖漿體系中巖漿與富揮發分流體相強烈相互作用可能是形成稀土四分組效應的控制因素[9-12]。同時銪異常主要受控于長石,尤其是長英質巖漿中,因為二價的Eu可以被斜長石和鉀長石容納,而三價的REE卻是不相容的,因此在分餾結晶作用中長石從長英質巖漿分離出來,則會引起巖漿中的Eu負異常。δCe=0.82～1.22,樣品整體比較均一,微弱的負Ce異常,顯示可能有部分副礦物的分離。

圖4 娘娘頂花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據Taylor and Mclennan,1985)[13]及原始地幔標準化微量元素蛛網圖(標準化值據Sun and McDonough,1989)[14]Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams

結合微量元素數據及原始地幔標準化蛛網圖(圖4)[13-14]顯示,曲線表現右傾型,具有較高的Zr(131×10-6～195×10-6μg/g)、U(1.35～2.45 μg/g)和Nb(13.6～27.3 μg/g),相對富集大離子親石元素和高場強元素,貧Ba、Sr、Ti、P等,這與典型的A型花崗巖所具有的微量元素特征相類似[15]。

3 討論

3.1 關于娘娘頂花崗巖體的時代

本項目組曾在位于雞公山巖體南緣的王家屋脊鎢礦區獲得花崗巖脈的年齡為130±1 Ma(LA-ICP-MS鋯石U-Pb;劉銳等未發表資料)。另外,周邊地區如雞公山花崗巖的年齡136 Ma[16]、靈山鉀長花崗巖年齡129.3±2.5 Ma[17]、靈山花崗巖體4 個巖漿侵入期次結晶年齡在(108.91±0.64～130.70±0.53)Ma[18]與上述花崗巖脈測定年齡基本一致,以上表明,該區存在廣泛的早白堊世巖漿作用。因此,娘娘頂巖體很可能也侵位于早白堊世。

3.2 巖石成因及巖漿源區

傳統上A型花崗巖是無水、堿性和非造山的[19],但現在定義已發生很大的變化,如有時A型花崗巖并不貧水,不少A型花崗巖是過鋁質的,大多數A型花崗巖形成于造山后而不是非造山的環境[20-21]。

在礦物組成上,傳統的A型花崗巖需要含有堿性暗色礦物,娘娘頂花崗巖中并不含有堿性的暗色礦物,但后來研究表明,鋁質A型花崗巖并不一定含有堿性暗色礦物,因此堿性暗色礦物并不是判定A型花崗巖的必要條件。另外,娘娘頂花崗巖以斜長石(鈉長石為主)、條紋長石、石英為主要的造巖礦物,并含有少量黑云母,與鋁質花崗巖(ALAG)巖相學特征基本一致[22-23]。King等(1997)通過對澳大利亞Lanchlan褶皺帶中巖體的研究,提出鋁質A型花崗巖的概念。鋁質A型花崗巖首要是富鋁,其Al2O3含量普遍>12%,A/CNK值>1[24],與娘娘頂花崗巖特征具有一致性。

表2 娘娘頂花崗巖微量元素和稀土元素(μg/g)分析表Table 2 Trace element and rare earth element compositions of Niangniangding granite

娘娘頂花崗巖地球化學特征為具有較高含量的SiO2、Na2O+K2O、REE、Rb、Th、U等,較低含量的CaO、MgO、Ba、Sr等,較高的FeO*/MgO、K2O+Na2O/CaO等元素比值特征,與A型花崗巖類主要地球化學特征相吻合。其稀土元素特征和“海鷗式”配分模式曲線型式以及REE配分曲線具有顯著的負Eu異常特征[25],這都符合A 型花崗巖的特征。張旗等(2012)總結了A型花崗巖的實質是在低壓條件下部分熔融的花崗巖類,其最突出的特征是富鉀(K2O=4%～6%或更高),具有雁式分布的REE型式,貧Ba、Sr、Ti、P和Eu。其10 000Ga/Al值范圍為2.93～3.07,高于Whalen et al.(1987)[25]提出的劃分A型花崗巖的標準值2.6,上述地球化學特征均明顯不同于I型和S型花崗巖,這也從側面證明娘娘頂花崗巖為A型花崗巖。

在Whalen等(1987)的地球化學判別圖解上(圖5),幾乎所有樣品全都投影在A型花崗巖區,從巖石礦物學和地球化學的角度,娘娘頂花崗巖可屬于鋁質A型花崗巖。

研究表明,中酸性巖漿巖(包括SiO2>56%的中酸性火山巖和侵入巖)的Sr和Yb是兩個非常有意義的地球化學指標。娘娘頂巖體Sr含量為29.3～98.1 μg/g,Yb含量為2.59～6.15 μg/g,只有一個樣品為1.05 μg/g,基本屬于非常低Sr高Yb(Sr<100 μg/g,Yb>2 μg/g)類型花崗巖,形成的壓力可能非常低(<0.5 GPa),形成的深度也可能非常低(<5 km),推測源區可能較淺[26],其具有較明顯的Eu負異常,并呈現“V”字型特征,暗示源區有斜長石殘留,也表明巖漿起源的壓力較低[27]。娘娘頂花崗巖鋯石飽和溫度計算[20,28]也已經證明其形成環境為高溫的環境,綜合來看娘娘頂花崗巖是在高溫低壓條件下形成的,它不可能是幔源巖漿分異而來或來源于鎂鐵質源巖的部分熔融[29];另一方面,娘娘頂花崗巖為鋁質A型花崗巖,暗示其起源于下地殼的長英質巖石。因此,推測娘娘頂花崗巖體源區應該是中下地殼巖石的部分熔融產物。

圖5 娘娘頂花崗巖成因判別圖解(底圖據Whalen et al.,1987)[25]Fig.5 Discrimination diagram for Niangniangding granite genesisA.A型花崗巖;FG.代表分異的長英質花崗巖區;OGT.代表未分異的I、S、M型花崗巖區。

3.3 構造背景探討

研究區A型花崗巖在Rb-Y+Nb、Rb-Yb+Ta、Nb-Y 和 Ta-Yb 等判別花崗巖成巖構造環境的圖解(圖6)中均分布在后碰撞區域,并有向板內花崗巖分布的趨勢。

在Y-Nb-Ce圖解中基本落入A2區及A2與A1邊界處(圖7),在R1-R2圖解中也落入造山期后A型花崗巖區。綜合分析,認為娘娘頂A 型花崗巖形成于造山期后伸展環境。

圖6 娘娘頂花崗巖構造環境判別圖解(引自Pearce et al.,1984,1996)Fig.6 Discrimination diagrams for tectonic settings of Niangniangding graniteVAG.火山弧花崗巖;WPG.板內花崗巖;ORG.洋脊花崗巖;syn-COLG和post-COLG.同碰撞/后碰撞花崗巖。

圖7 R1-R2關系圖解(底圖據Batchelor and Bowden,1985)和A型花崗巖亞類判別圖解(據Eby,1992)Fig.7 R1-R2 diagram and A-type granite subclass discrimination diagram of Niangniangding granite①.地幔分異期花崗巖;②.破壞性活動板塊邊緣(板塊碰撞前)花崗巖;③.板塊碰撞后隆起期花崗巖;④.晚造山期花崗巖;⑤.非造山區A型花崗巖;⑥.同碰撞(S型)花崗巖;⑦.造山期后A型花崗巖。

A型花崗巖的產出往往能夠指示一定的構造意義,其形成均與地殼的拉張作用有關。A型花崗巖通常認為形成于伸展的構造環境,前人研究表明A型花崗巖可以出現在非造山(A1型)以及后造山(A2型)兩種環境。其中,A1型來源于似大洋島嶼玄武巖但侵入于大陸裂谷或板內巖漿作用期間,形成于大陸巖石圈穩定之后的拉張階段,是裂谷活動開始的征兆;A2型花崗巖漿則直接起源于經歷了陸—陸碰撞或島弧巖漿作用的陸殼或板下地殼,標志造山作用結束后不久即開始的拉張,其規模和深度均較小,是造山作用結束的標志[30]。

據Bonin(2004)[31],富堿性鋁質長英質巖屬于造山后巖漿巖系列。造山后巖漿巖總體上以鉀含量高為特點,包括過鋁質長英質巖套和準鋁質的中鉀—高鉀鈣堿性巖系和橄欖安粗巖系;此外造山后巖漿巖還具備高鈉和高堿的特征,包括堿鈣性準鋁質—堿性和過堿性巖系[32]。娘娘頂花崗巖屬于過鋁質長英質巖石,也屬于高鉀鈣堿性巖系,這正符合造山后巖漿巖的特點。

A型花崗巖的出現往往標志著造山運動的結束。不少學者認為印支期后桐柏—大別造山帶進入碰撞后的構造演化階段,在燕山期大別山地區地殼大規模伸展,造山帶處于一個伸展拉張環境的時期。Hacker 等人[33]認為桐柏—大別造山帶印支期后即已進入伸展構造演化階段;張國偉等(1995)[34]認為秦嶺—桐柏—大別造山帶印支期后出現大規模逆沖推覆,發生了不亞于板塊碰撞構造的陸內(或板內)造山作用,并持續到晚白堊世100 Ma 左右;崔建軍等(2014)[35]認為大別山經歷了三疊紀碰撞造山和伸展,晚侏羅世—早白堊世進行了陸內造山—伸展二次過程;高昕宇等(2013)[36]認為大別山地區從早白堊世早期到早白堊世晚期花崗巖漿活動的源區或巖漿房逐漸向淺部遷移及地殼從擠壓加厚向伸展減薄轉換的過程。

大別造山帶中生代巖漿巖主要形成于早白堊世,大量的年代學研究表明,早白堊世巖漿巖形成于111～143 Ma,峰期為125～130 Ma[37],160～136 Ma期間整個中國東部處于地球動力學轉換過程[38],約135 Ma是中國東部成巖成礦動力學體制轉變的一個關鍵時期[39],135 Ma以來整個東部都處于巖石圈伸展環境。早白堊世桐柏—大別地區正處于大規模的伸展環境,在伸展環境下,壓力的降低有利于巖石的熔融,同時,地殼的拉張減薄還伴隨著深部軟流圈地幔的上涌和幔源巖漿的底侵作用,使下地殼加熱進一步發生部分熔融形成花崗巖,而上涌的軟流圈地幔和幔源巖漿很可能為A型花崗巖的形成提供了深部熱能[29,40]。

4 結論

通過對娘娘頂花崗巖體的巖石學和地球化學研究,并結合前人研究資料,可以得出如下結論:

(1) 娘娘頂花崗巖體很可能侵位于早白堊世,為燕山晚期花崗巖。

(2) 娘娘頂花崗巖體主量元素具有高硅、富鋁、富堿、低鎂、低鈣的特征,A/CNK值介于0.97～1.22之間,屬高鉀鈣堿性系列、過鋁質巖石,微量稀土元素具有較為明顯的Eu負異常,貧Ba、Sr、Ti、P,表明其應屬于鋁質A型花崗巖,花崗巖漿源于中下地殼巖石的部分熔融。

(3) 娘娘頂A型花崗巖屬A2型花崗巖,形成于造山后的伸展拉張環境。