江南造山帶北緣雙橋山枕狀基性熔巖的成因及地質意義

王 朋,宗曉華,高政偉,項新葵,孫德明,鐘 波

(1.長安大學 地球科學與資源學院,陜西 西安 710054;2.中陜核工業集團二一四大隊有限公司,陜西 西安 710100;3.江西省地質局第三地質大隊,江西 九江 332100)

0 引 言

江南造山帶北緣位于中國揚子板塊與華夏板塊之間的“江南造山帶”呈北東-南西向跨越了中國南部的廣大區域,是一套近NNE走向的地質構造單元,由前寒武紀形成的變質程度較淺但變形強烈的厚度較大的沉積-火山巖系及與其時代相當的侵入體所構成[1-2],制約著顯生宙以來區域構造演化,一直以來被認為是中國南方地質構造研究的核心。不少學者對江南造山帶的組成、結構以及造山作用過程進行了大量研究,但一直爭論不斷[3-7]。陳志洪等對江紹斷裂帶的桃紅和西裘高鎂閃長巖、富Nb玄武玢巖及斜長花崗巖進行了研究,認為是新元古代早期活動陸緣環境下俯沖洋殼部分熔融的產物,該縫合帶所在位置洋殼的最終閉合時間應不早于900 Ma,但也不會晚很多[8];在德安彭山穹窿構造核部的新元古代的淺變質巖系中夾多層細碧巖-角斑巖-石英角斑巖,認為這套火山巖是弧后小洋盆地或邊緣海的殘留體,邊緣海的封閉時限為新元古代晉寧期;廬山垅督里地區的新元古代青白口系下統的下部是一套細碧-石英角斑巖系,成巖年齡為850～830 Ma,董樹文認為是弧后小洋盆地或邊緣海的殘留體[2]。都昌程浪地區有數10個大小不同的基性一超基性巖透鏡體,分布于新元古代淺變質巖系之中,且構造片理與圍巖的軸面劈理產狀一致?；?、超基性巖呈近東西至北東向展布,各種巖石互相混雜,巖石種類相對齊全,具蛇綠混雜巖的基本特征,前人認為屬深大斷裂帶的產物,但很有可能是蛇綠混雜巖拼合縫合帶內的洋殼殘片。

隨著江西彭山、廬山垅中的細碧-石英角斑巖以及贛東北蛇綠混雜巖、皖南歙縣伏川蛇綠混雜巖、江紹斷裂帶東段蛇綠混雜巖以及多條與這些縫合帶有關、具有島弧性質的火山巖帶的的不斷被確定或厘定[8-13],顯示江南造山帶具有多島弧拼接、多縫合的特點。在江西省武寧縣大洞鄉合源林場地區的雙橋山群安樂林組中發現了一套枕狀構造發育的基性火山熔巖,其性質與廬山垅中的細碧-角斑巖系的枕狀熔巖野外特征相似。在野外工作基礎上,對大洞地區的基性枕狀熔巖進行了較為系統的巖石學、巖相學及巖石地球化學等研究,確定成因及形成時的古構造環境,以期對江南造山帶的新元古代構造演化提供依據。

1 區域地質概況

江南造山帶中段北側九嶺—鄣公山大陸邊緣島弧地體與彭山—廬山弧后盆地地體結合部位大體與前人所稱的“江南深斷裂帶”位置相當,為分隔江南造山帶和中揚子臺地的邊界斷裂[14-15],呈弧頂略突向南東的近東西向展布(圖1)。區域地層在江南造山帶內側主要出露元古代雙橋山群淺變質巖,分布于宜豐—樂平消減帶以北,為一套斷陷環境形成的深海火山-碎屑沉積建造,巖性以灰綠色雜砂巖與板巖互層為主,夾少許復成分變質雜礫巖,呈厚層狀,該巖系既具變質巖特點,又具沉積巖特點,是一套變質淺、變形強烈,但基本保留原生沉積構造的成層有序的特殊巖系(圖2)。依據巖性和顏色組合特征,自下而上分為鄣公山組、橫涌組、計林組、安樂林組和修水組[16],相鄰各組之間連續沉積,為單層厚度由薄變厚的趨勢,粒度上由細變粗,遞變層理由近基型過渡為遠基型,反映了由濁積扇外扇—中扇—內扇不斷向海方進積演化的過程[17]。前人認為雙橋山群屬中元古代[18],但高林志等研究結果表明雙橋山群橫涌組和安樂林組的形成時間為831±5 Ma和829±5 Ma[19],WANG和LI獲得的雙橋山群沉積年齡范圍為834～815 Ma,表明形成時代為新元古代[20-21]。

1-弧后盆地大地構造相地體;2-大陸邊緣島弧大地構造相地體;3-大陸碎片微陸塊大地構造相地體;4-陸緣巖漿島弧大地構造相地體;5-陸塊大地構造相;6-地體邊界編號;7-碰撞結合帶;8-揚子板塊與華夏板塊新元古代碰撞結合帶圖1 江南造山帶贛北段新元古代構造格架Fig.1 Proterozoic tectonic features of the northern Jiangnan orogenic belt

1-板巖;2-變粉砂巖;3-變細砂巖;4-片理化板巖及石英脈;5-細碧巖;6-輝綠巖;7-地層產狀;8-采樣位置及編號;9-剖面方向圖2 大洞地區基性枕狀熔巖實測剖面Fig.2 Profile of the proterozoic pillow basic lava from Dadong area

區域巖漿活動集中于新元古代早期,巖性為九嶺巖基的黑云母花崗閃長巖,為華南地區分布面積最大的新元古代花崗巖侵入體,出露面積2 500 km2,呈EW向展布[22],鐘玉芳等用SHRIMP測得U-Pb鋯石年齡為828±8 Ma,為典型的由地殼重熔作用形成的S型花崗巖[23-27]。除酸性巖漿巖外,區域內還出露玄武巖及輝綠巖脈,如在德安彭山穹窿構造核部的新元古代的淺變質巖系中,夾多層細碧巖-角斑巖-石英角斑巖,初步認為這套火山巖可能是弧后小洋盆地或邊緣海的殘留體,且認為此邊緣海是在新元古代晉寧運動中封閉的;廬山垅督里地區的新元古代青白口系下統的下部是一套細碧-石英角斑巖系,成巖年齡為850～830 Ma,董樹文認為是弧后小洋盆地或邊緣海的殘留體[2]。都昌程浪地區有數10個大小不同的基性一超基性巖透鏡體,分布于新元古代淺變質巖系之中,且構造片理與圍巖的軸面劈理產狀一致。基性、超基性巖呈近東西至北東向展布,各種巖石互相混雜,巖石種類相對齊全,具蛇綠混雜巖的基本特征。前人認為屬深大斷裂帶的產物,但很有可能是蛇綠混雜巖拼合縫合帶內的洋殼殘片。

2 基性熔巖產出特征

武寧雙橋山北部大洞地區的基性巖主要有兩部分組成,具有枕狀基性熔巖和輝綠巖,其中基性枕狀熔巖出露厚度較大,厚度682 m,基性熔巖大致呈東西走向,與巖層雙橋山群安樂林組接觸面傾向南,傾角35°～45°。輝綠巖呈脈狀產出,出露寬度10～240 m,與圍巖呈侵入接觸,傾角45°～55°。區內基性枕狀熔巖呈深綠色,枕狀構造,巖枕成群分布(圖3(a)),形狀為橢球形、球型,形態完好,大小不等,最大的巖枕長軸達0.5 m,小的僅0.1 m左右,冷凝邊清晰,厚度約0.02 m左右,具綠泥石化,巖枕之間充填方解石等。巖石內部常見有杏仁或氣孔構造(圖3(b)),形態不規則,杏仁中充填礦物主要為方解石。顯微鏡下呈巖枕變余細碧結構(圖3(c)),變余殘斑結構(圖3(d))。斑晶主要為鈉長石,呈自形—半自形條狀,弱絹云母化,具聚片雙晶,基質由鈉長石、次生綠泥石、絹云母組成,可見少量綠簾石、榍石、陽起石等副礦物。輝綠巖呈灰綠色,致密塊狀構造,細粒顯晶質結構,具有典型的輝長輝綠結構,主要礦物有斜長石(60%±)、輝石(30%±)及少量綠泥石(5%±)和鐵鈦氧化物(5%±)。

圖3 洞口地區細碧巖特征Fig.3 Characteristics of the spilites in Dongkou area

3 分析方法及分析結果

3.1 分析方法

為進一步厘定研究區巖漿巖的成因類型,在實測剖面的基礎上,重點選取其中的枕狀熔巖作為研究對象,同時采集部分輝綠巖樣品,分析其主量元素、微量元素及稀土元素特征,具體采樣位置如圖2所示。巖石全分析在國土資源部武漢礦產資源監督檢測中心完成,其中主量元素采用玻璃熔片X熒光光譜法(XRF)完成,所用儀器為日本理學3080,分析精度優于0.5%;微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb也是用X熒光光譜法完成的,稀土元素及其它微量元素采用電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)分析,誤差<5%[28]。

3.2 分析結果

基性枕狀熔巖的主量元素、微量元素及稀土元素分析結果見表1。大洞地區基性巖SiO2質量分數為47.94%～56.61%,平均值為51.15%,而廬山垅中地區的細碧巖SiO2質量分數為48.44%～52.64%,平均值為50.54%[2],兩者較為相近。從細碧巖TAS圖解(圖4(a))可以看出,巖石類型位于亞堿性系列的玄武巖、粗面玄武巖、玄武安山巖區域,與廬山垅中細碧巖具有雙重性,貧堿(Na2O+K2O=2.92%～5.39%)、富鈉(Na2O=2.84～3.89,平均值為3.31),而K2O的質量分數較低,具有較高的Na2O/K2O比值(2.59～35.50)和FeO/Fe2O3比值(2.63～7.55),多數樣品Na2O/K2O>4(圖4(b)),與廬山垅中中基性枕狀熔巖的特征基本吻合,也與典型細碧巖的特征基本吻合;再將巖石化學成分投入AFM圖解中(圖4(c)),樣品沒有明顯的Fe富集趨勢,同廬山垅中和歙縣細碧角斑巖的特征相一致,均落入鈣堿性系列區域,這也說明了巖漿中水含量較高,在巖漿演化早期就有磁鐵礦析出。

表1 贛北雙橋山地區細碧巖常量、微量/元素

圖4 大洞地區細碧巖地球化學Fig.4 Geochemical diagrams of spilite from Dongkou area

區內細碧巖稀土元素的含量較高(∑REE=57.63～127.48×10-6),明顯高于標準洋中脊玄武巖(MORB,39.11×10-6)[29],輕重稀土分餾程度中等((La/Yb)N=2.00～4.51),稀土元素的球粒隕石標準化呈較平滑的右傾型(圖5(a)),具較弱的負Eu異常(Eu/Eu*=0.57～1.00),細碧巖所有樣品的稀土元素分布形式非常相似,表明具有相同的成因、來源及演化歷史。研究結果表明,N-MORB型拉板玄武巖的稀土配分模式為明顯的輕稀土虧損型,而E-MORB型拉斑玄武巖則為明顯的輕稀土富集配分模式[30](SUN and MCDONOUGH,1989)。可見區內細碧巖稀土配分模式與典型的洋中脊玄武巖存在明顯差異,而是具有島弧玄武巖的特點。

圖5 大洞地區基性巖稀土元素球粒隕石標準化和不相容元素原始地幔標準化曲線Fig.5 Primitive mantle normalized incompatible element and Chondrite-normalized REE-patterns for spilite from Dongkou area

細碧巖中鎳(50.42×10-6～124.70×10-6)、鍶(128×10-6～204×10-6)含量變化范圍較大;鈮平均含量為5.93×10-6,鉭平均含量為0.52×10-6,略高于富集型洋中脊玄武巖(0.47×10-6)。在微量元素蛛網圖(圖5(b))中顯示Th、U明顯富集,高場強元素鈮和鉭相對于鑭有微弱的負異常,除樣品ZGH11外,細碧巖中出現一定程度的鍶負異常,這與其稀土元素出現較弱的銪負異常相吻合。

4 討論

4.1 細碧巖的巖石成因

不相容元素比值在海水蝕變和變質作用過程中有較好的穩定性,比值在部分熔融及分離結晶過程中保持不變,從而可以消除巖石后期變化及巖漿演化過程的影響,反映原始巖漿乃至源區的成分特征[31],廣泛地應用于玄武巖的構造環境及源區成分特征的研究。

島弧玄武巖與部分N-MORB的鉭、鈮含量分別低于0.7×10-6和12×10-6,Nb/La<1,La/Ta>15,Ti/Y<350,但E-MORB和WPB含量卻與上述元素相反[30]。本區細碧巖的鉭、鈮的豐度變化范圍分別為0.38×10-6～0.73×10-6和4.64×10-6～7.21×10-6,Nb/La值為0.40～0.52,La/Ta值為15.90～29.07,Ti/Y值為277.40～311.30,與島弧玄武巖較為一致。在Hf/3-Th-Ta及Ti/100-Zr-3*Y火山巖構造環境判別圖中(圖6(a),6(b)),投影點均落于島弧鈣堿性玄武巖。

圖6 大洞地區細碧巖微量元素構造環境判別Fig.6 Determination of tectonic settings for spilite from Dongkou area

地殼及其部分熔融體中具有較低的TiO2[32]和較低的鈮、鉭[33],地殼混染作用會使得更深源的玄武巖原始鈦、鈮、鉭含量下降[34]。玄武巖高的La/Nb比值、低Nb/La比值和明顯的鈮、鉭、鈦負異常,是受到地殼混染的結果[35-36]。大洞地區細碧巖具有較高的La/Nb比值(1.19～2.49),在微量元素蛛網圖中鈮、鉭、鈦顯示出弱負異常。這些特征表明在形成過程中受到了洋殼俯沖過程中地殼流體的混染。地殼混染也可一定程度使細碧巖中輕稀土元素富集,使稀土元素球粒隕石標準化曲線向似E-MORB靠攏。

4.2 地質意義

從區域構造上看,武寧縣大洞鄉合源林場地區的雙橋山中的洋殼向東應該與贛北德安縣彭山出露的蛇綠混雜巖帶、廬山垅中地區的細碧角斑巖組合、贛北都昌縣程浪蛇綠混雜巖帶及皖南的歙縣含蛇綠巖的新元古代洋殼對比,向西可與湘北益陽冷家溪群中的基性枕狀熔巖相連。其形成環境并非典型的大洋環境,而是陸殼基礎上形成的弧后小洋盆,表明在新元古代時期,贛北在江南造山帶內側存在著多個陸殼裂解形成的弧后小洋盆,但陸殼裂解的規模非常有限。

大洞地區細碧巖的發現指示了該地區大洋的存在,雖缺乏該地區細碧巖形成年齡數據,但根據賦存于上元古界雙橋山群中這一野外事實,并結合區域細碧—角斑巖系成巖年齡,贛北廬山地區細碧-角斑巖的成巖年齡為830～850 Ma[2],江南造山帶北緣鄣源基性巖形成的年齡為844±11 Ma[37],都昌程浪地區的基性巖漿巖全巖Sm-Nd等時線年齡為(828.6+27.9)Ma,可以判斷其形成于新元古代早期,這也印證了至少在830～850 Ma這一地質歷史時期內,江南造山帶并未關閉,造山作用應該發生在此地質歷史時期之后。

5 結 論

1)基性巖與廬山垅中細碧角斑巖和皖南歙縣細碧角斑巖的地球化學特征較為相似,屬典型的細碧巖。

2)大洞地區細碧巖具有較高的La/Nb比值,鈮、鉭、鈦顯示出弱負異常,表明其巖漿形成與虧損地幔,并在上升過程中受到了一定程度的地殼流體的混染。

3)細碧巖地球化學特征與典型的洋中脊玄武巖相比存在一定差異,屬于島弧玄武巖的類型。

4)大洞地區為陸殼基礎上形成的弧后小洋盆,向東應該與贛北德安縣彭山出露的蛇綠混雜巖帶、廬山垅中地區的細碧角斑巖組合、贛北都昌縣程浪蛇綠混雜巖帶及皖南的歙縣含蛇綠巖的新元古代洋殼對比,向西可與湘北益陽冷家溪群中的基性枕狀熔巖相連。