北祁連肅南地區奧陶系蛇綠巖地球化學特征及其構造意義

祁連造山帶位于華北板塊和柴達木微板塊之間，是柴達木-加里東造山帶的特征。隨著板塊理論的引入，祁連造山帶的物質組成、結構和構造發育引起了科學家們的高度關注，并在長期的研究中取得了巨大成功。這些研究主要集中在北祁連造山帶的蛇綠巖和火山巖（夏林彥等，19961997；徐志琴等，1994）、變形和變質作用（宋樹光，1997；徐志琴等，1994）及其大氣相學（馮益民、何世平，1996；葛曉紅和劉俊來，1999）。沉積作用與構造發育之間的關系研究是北祁連造山帶的研究相對薄弱的方面。造山帶古海洋學是當前造山帶地質學的一個新方向。對造山帶的起源、發展和大地構造背景的研究具有重要的理論意義。北祁連早古生代硅質巖發育，硅質巖沉積地球化學分析是造山帶古陸分析的重要手段。1北祁連肅南奧陶系北祁連加里東期造山帶位于華北板塊與中祁連地塊之間,北界為走廊南山斷裂,南緣為中祁連北緣斷裂,西端為阿爾金走滑斷裂所截切(圖1a).根據馮益民和何世平(1996)等的研究,北祁連造山帶自北向南由弧后盆地、島弧、俯沖雜巖和消減洋殼殘片等不同的單元構成.北祁連山自北向南發育多條蛇綠巖帶:玉門榆樹溝—肅南九個泉—肅南百泉門—景泰老虎山蛇綠巖帶、肅南大岔大坂蛇綠巖帶、祁連邊馬溝—百經寺蛇綠巖帶、祁連玉石溝—川刺溝—小八寶蛇綠巖帶.肅南百泉門—邊馬溝位于北祁連西段,跨弧后盆地、島弧、海溝俯沖雜巖等構造帶和百泉門—九個泉、大岔大坂、邊馬溝3個蛇綠巖帶(圖1b).北祁連肅南奧陶系主要分布陰溝組地層,其主要為中基性火山巖、火山碎屑巖夾硅質巖、大理巖、變質泥巖(板巖或片巖)及砂巖.基性玄武質火山熔巖發育枕狀構造.板巖中見筆石Pterograptussp.,Tetragraptuscf.pendens,Glossograptussp.,Glyptograptussp.,Didymograptussp.等,時代為早奧陶世牯牛潭階.2巖石學和顯微特征肅南邊馬溝—百泉門、九個泉一帶奧陶系硅質巖發育,主要夾于奧陶系基性火山巖或火山碎屑巖中.其中九個泉一帶硅質巖位于枕狀熔巖之上,厚度約10m.硅質巖以薄層、灰黑色為主.百泉門一帶的硅質巖位于蛇綠巖之上夾于火山熔巖和火山碎屑巖之中,巖石也呈灰黑色或紅黑色,薄層狀.大岔大坂一帶的硅質巖較少,位于變質橄欖巖、輝綠—輝長巖、火山熔巖之上,巖石呈灰黑色、薄層狀.邊馬溝一帶的硅質巖見于蛇綠巖組合北側斷層以北的砂板巖中,硅質巖呈深灰色,薄層狀(圖1b).上述硅質巖巖性較硬,野外除見有垂直層面的節理外,未見變質作用改造的痕跡.巖石風化后顯紅色,反映巖石中鐵質較高,與深海硅質巖類似.硅質巖的顯微薄片分析表明,巖石呈隱晶質或微晶狀,未見重結晶現象,與野外觀察相一致,反映巖石未經重結晶成巖作用和變質作用改造.硅質巖樣品處理過程中,首先用清水去除巖石表面的風化殘余物,而后用地質錘進行粗粉碎,選擇新鮮樣品送樣.樣品由湖北省巖礦測試中心進行細粉碎制樣,每件樣品分2份:一份由湖北省巖礦測試中心進行X熒光主量元素測試;另一份由中國地質大學地質過程和礦產資源國家重點實驗室ICP-MS實驗室進行微量元素與稀土元素測試.3硅質巖地層成因近年來,硅質巖的常量元素、微量元素和稀土元素分析已成為古海洋分析的重要手段(Murrray,etal.,1990,1991,1992a,1992b;Murrray,1994;DingandZhang,1995).Murray(1994)收集了世界各地已發表的早古生代至新第三紀硅質巖地球化學資料,包括陸源層序和DSDP、ODP樣品,總結出一套廣泛適用于各種沉積環境的地球化學判別標志.硅質巖中的SiO2主要來自生物和海底火山作用,由于大多數硅質巖都含有硅質微生物體,因此生物來源可能更為重要.在生物高生產率條件下,SiO2可沉積在深?；蜃鳛樵俪练e的硅質濁積巖,但不同產狀的硅質巖,其物質來源可能有所差異.北祁連肅南地區奧陶紀的硅質巖一般呈層狀產出,顏色為深灰色、灰黑色或紅黑色,應為沉積成因.硅質巖沉積是否有熱液參與,可以通過常量元素特征判別(BostromandPeterson,1969;Bostrometal.,1973).3.1巖石學和巖石學特征主量元素Fe、Mn、Al的含量對于區分熱液成因硅質巖與生物成因硅質巖具有重要意義.硅質巖中Fe、Mn的富集主要與熱液的參與有關,而Al的富集則與陸源物質的介入有關.BostromandPeterson(1969)和Bostromal.(1973)認為Al/(Al+Fe+Mn)比值是判斷硅質巖成因的重要參數,該比值隨著遠離擴張中心距離的增大而增高,并與熱液系統的影響有關.Bostrometal.(1973)提出,海相沉積中Al/(Al+Fe+Mn)值以Al/(Al+Fe+Mn)=0.4為界,小于0.4為熱液成因,大于0.4反映碎屑來源.Adachietal.(1986)和Yamamoto(1987)指出這個比值在0.01(純熱液成因)到0.60(純生物成因)之間變化.Murraryetal.(1992a)研究證明,Mn是硅質巖形成過程中分離出來的,Mn和Al的比值雖然可以判別熱液或生物成因,但不能反映沉積物的沉積環境,建議用Al/(Al十Fe)比值判斷沉積環境.洋中脊Al/(Al+Fe)值平均為0.12,北太平洋硅質巖的Al/(Al+Fe)比值為0.32.日本中部的三疊紀大陸邊緣的層狀硅質巖Al/(Al+Fe)為0.6(Sugisakietal.,1982),DSDP62的白堊紀硅質巖Al/(Al+Fe)值為0.62(Heinetal.,1981).Adachietal.(1986)還擬定了Al-FeMn三角圖解進行判別,發現所有熱液成因硅質巖比值均落于圖解富Fe端,生物成因硅質巖比值均落于圖解富Al端.肅南地區奧陶紀硅質巖Al/(Al+Fe+Mn)值除九個泉、邊馬溝樣品Db17(0.37)、Db18(0.28)、Db19(0.36)和百泉門的樣品J201(0.39)小于或接近0.4外,其他樣品均大于0.4(表1,3),說明該區硅質巖受熱液影響不明顯.肅南地區奧陶紀硅質巖Al/(Al+Fe)值有11個樣品大于0.6(0.608～0.811),其他8個樣品都大于0.3(0.336～0.571)(表1,3).把研究區樣品數據投入Al-Fe-Mn圖解(圖2a,3a)中,大部分點落在生物成因巖硅質巖區或附近,說明本文分析的硅質區屬于生物成因的,沒有熱液活動參與.在Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)圖解中(圖2b,3b),大部分樣品落在生物成因的硅質巖區或附近,遠離火山或熱液單元,也說明該區硅質巖為生物成因.將研究區硅質巖巖石化學換算后投入100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/SiO2)(圖2c,3c)、Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)(圖2d,3d)和LaN/CeN-Al2O3/(A12O3+SiO2)(圖2e,3e)圖解中,大部分投點落入大陸邊緣盆地區及附近,反映該區的硅質巖形成于大陸邊緣盆地的構造背景,而非遠洋盆地和洋中脊的構造背景.3.2ce特征與沉積相一般來說,硅質巖的稀土元素總量(ΣREE)在受陸源影響的環境中含量較高(如大陸邊緣盆地和殘余盆地),但在遠離陸源的遠洋和深海盆地中,沉積速率越低,硅質巖在海水中吸附的稀土元素越多.LaN/YbN也和形成環境有關,與稀土元素總量的趨勢一致.在受陸源影響的環境中,輕稀土富集比較明顯(LaN/YbN=1.49～1.74).而在遠洋和深海盆地中,輕稀土明顯虧損(LaN/YbN為0.70左右).大陸邊緣地區受陸源、沉積速率、火山熱液等因素影響,輕稀土虧損程度介于前二者之間.硅質巖中的(LaN/CeN)與之相反,大陸邊緣的(LaN/CeN)為0.5～1.5,大洋盆地為1.0～2.5,洋中脊為3.5.硅質巖中的Ce異常受介質性質、陸源供給、沉積速率影響(Murrrayetal.,1990,1991,1992a,1992b;Murrray,1994).現代環境研究表明,河水中Ce與其他輕稀土元素沒有發生分餾,Elderfieldetal.(1990)報道了40條河流中Ce介于0.7～1.2之間,Ce平均值為1.0.海灣與河流具有相似的Ce異常特征,近岸海水的REE含量與主要河流的流量、注入淡水的體積以及沿岸海水與開放洋盆間的水循環狀況有關,沿岸海水中Ce與海灣水相似,在頁巖標準化模式圖上沒有明顯的Ce異常,Ce=0.8～1.2.開放洋盆中海水具有極低的Ce值,介于0.2～0.3之間.Ce可隨海水深度不同而發生變化,無氧水比含氧水具有更高的值,反映了氧化還原條件對Ce的控制作用(OrmistonandLane,1976).沉積物中Ce異常與沉積介質中的Ce異常相關.大陸邊緣水體中Ce異常虧損不明顯,Murray(1994)統計大陸邊緣的硅質巖的Ce平均為0.67～1.35,受陸源物質影響,局限海盆或洋盆(如地中海、紅海)也沒有明顯的Ce負異常顯示.但典型開放洋盆中海水的Ce極度虧損.深海沉積物表面Ce異常明顯虧損,Ce為0.25左右,如東太平洋洋隆2000～3000m深處的海水Ce為0.04.由此可以看出,Ce的明顯負異常特征可指示遠洋環境.肅南地區奧陶紀硅質巖稀土元素總量總體較低,除邊馬溝的1個硅質巖樣品(Db21)、大岔大坂的3個硅質巖樣品(Db29、Db30、Db31)和1個百泉門的樣品(J505)稀土元素總量大于或接近100外,其他14個樣品均在20.25～74.14之間,總體反映除大岔大坂外,肅南一帶奧陶紀硅質巖受陸源影響不明顯,也不是沉積速率低的遠洋環境.LaN/YbN反映的輕、重稀土元素分異也不明顯.九個泉的4個硅質巖樣品的LaN/YbN值偏低(0.25～0.91),邊馬溝的2個樣品為1.00和0.95,大岔大坂的5個樣品介于0.59～0.96之間,百泉門的8個樣品中4個大于1,3個為0.9左右,1個為0.60(表2,3).說明除百泉門以外,肅南一帶受陸源影響不明顯.以北美頁巖標準化的稀土元素配分模式圖也呈平坦狀(圖2f,3f),既不同于大陸邊緣的明顯輕稀土元素富集的配分模式,也不同于開放洋盆的重稀土富集的配分模式.肅南奧陶紀硅質巖的LaN/CeN值有10個大于1,其他9個都大于0.8(表2,3).反映介于大陸邊緣的LaN/CeN的0.5～1.5和大洋盆地的1.0～2.5之間.肅南奧陶紀硅質巖的Ce除百泉門J303大于1(1.06)以外,其他都在0.5～1之間(表2,3),不同于大洋盆地的明顯的Ce負異常,弱的Ce負異常接近于大陸邊緣盆地的Ce異常特征.上述特征與徐學義等(2003)的景泰老虎山等地的早奧陶世硅質巖稀土元素研究對比,景泰老虎山等地的硅質巖稀土元素Ce/Ce*為0.57～0.77,平均值為0.68;LaN/YbN為0.22～0.61,平均值為0.41,也接近大陸邊緣盆地稀土元素特征.4南北合山北祁連—北祁連奧陶紀的構造背景和加里東期的構造演化北祁連加里東期的構造背景和構造演化,一直存在裂陷盆地和大洋盆地的不同認識(葛肖虹和劉俊來,1999;張旗等,2000).一般認為,北祁連從新元古代末期是在晚元古代Rodinia聯合大陸基礎上裂解,經由寒武紀華北板塊南緣裂谷盆地起開始裂陷形成裂谷盆地,但對早奧陶世形成了成熟的大洋和溝—弧—盆體系(馮益民和何世平,1987;賴紹聰等,1997;張旗等,1997,2000)還是繼續裂谷的演化(葛肖虹和劉俊來,1999)存在不同看法.對北祁連早古生代構造背景的不同認識的主要原因在于奧陶紀的盆地成因類型的認識不同.McKerrowandScotes(1990)對全球古大陸再造圖中,北祁連及相鄰地區處于原特提斯洋東側.從北祁連元古代到早古生代的構造演化可以看出北祁連早古生代既不是典型的裂谷盆地,也不是典型的大洋盆地,而是一個原特提斯洋東側的多島洋盆地.北祁連山早元古代的“北大河巖群”中、高級變質巖為該區的變質基底.北祁連和河西走廊的“阿拉善運動”和南、中祁連的“煌源運動”形成了中、上元古界底部的區域不整合.該區中元古界—上元古界“青白口系”以碎屑巖、火山巖和火山碎屑巖、含疊層石和鮞粒的碳酸鹽巖及泥質巖為特色.祁連山的中、上元古界以淺水沉積為特色,其地層序列與華北薊縣的中、上元古界及華南神農架的中、上元古界類似.因此在元古代后期,位于華南、華北之間的北祁連—北秦嶺元古代洋盆已經萎縮,對應于Rodinia超大陸的形成.北祁連震旦系大部缺失,寒武系不整合于上元古界“青白口系”之上.北祁連寒武系為黑茨溝組和香毛山組.黑茨溝組以火山巖、火山碎屑巖為主,夾少量細碎屑巖及灰巖透鏡體.黑茨溝組火山巖為海底火山熔巖、火山碎屑巖,雙峰式火山噴發特征反映其為典型的大陸裂谷火山活動的產物(夏林圻,1996).香毛山組為淺變質的碎屑巖、泥質巖夾結晶灰巖,局部夾火山碎屑巖,內含豐富的淺海相三葉蟲、腕足類化石,反映北祁連裂谷擴展過程中,并沒有形成一個統一、完整的裂谷體系,而是由一系列裂陷槽和斷隆起區組成的裂谷群.左國朝等(2002)對北祁連中—西段陸殼殘塊群的研究認為,寒武紀到早古生代,北祁連存在一系列殘余陸塊群,也說明寒武紀北祁連并沒有形成完整、統一的裂谷體系.北祁連奧陶紀的火山巖及蛇綠巖組合的研究表明了大洋盆地的存在.北祁連廣泛分布早奧陶世陰溝群(天?！疤┮粠檐囕啘先?和早、中奧陶世中堡群.陰溝群、車輪溝群和中堡群主要由玄武巖、安山玄武巖、安山巖及火山碎屑巖組成,內夾各類巖屑砂巖、板巖、硅質巖及灰巖.火山巖以溢流相為主,局部發育噴發相,以塊狀和枕狀熔巖為主.火山巖東西向延伸800km,最大厚度5000m以上,最薄處小于1000m.祁連玉石溝、肅南邊馬溝的蛇綠巖和祁連縣清水溝的深層俯沖雜巖代表奧陶紀大洋海溝俯沖雜巖組合;肅南白泉門、九個泉和景泰老虎山的蛇綠巖及淺層次俯沖雜巖代表奧陶紀弧后盆地的俯沖雜巖組合.深層次俯沖雜巖北東部的肅南大岔大坂以北發育島弧火山巖,島弧火山巖北東側的肅南九個泉、百泉門—景泰老虎山一線發育弧后盆地的火山巖(張旗等,1997;夏林圻等,1998,2003).九個泉、老虎山的弧后火山巖具有完整的弧后蛇綠巖層序和弧后擴張脊型的海相火山巖,火山巖以基性火山巖為主,具海底水下淬火結構,如枕狀熔巖的斜長石微晶的中空骸晶結構,斜方輝石微晶的放射狀、平行鬣刺結構等;火山巖的常量元素、微量元素和稀土元素也具有弧后盆地火山巖特征(夏林圻,2003).因此似乎肅南地區早奧陶世發育了典型的具溝、弧、盆體系的活動大陸邊緣,其中大岔大坂北側為火山島弧帶,該帶以南的邊馬溝、玉石溝的蛇綠巖帶為海溝俯沖蛇綠雜巖,該帶北側的百泉門、九個泉一帶為弧后盆地,其蛇綠巖帶為弧后擴張形成的洋殼殘余塊體.然而奧陶紀硅質巖的研究卻與上述結論不完全一致.肅南一帶自邊馬溝、大岔大坂深層俯沖蛇綠雜巖到百泉門、九個泉的淺層次俯沖蛇綠雜巖共生的硅質巖沉積地球化學反映上述各帶均為大陸邊緣盆地的構造背景,邊馬溝、大岔大坂硅質巖不是大洋盆地的構造背景,而且這些盆地受陸源影響都不明顯.徐學義等(2003)對北祁連硅質巖,包括對玉石溝、川刺溝與洋脊伴生的硅質巖及老虎山、石灰溝與島弧和弧后盆地共生的硅質巖進行了研究.其中玉石溝、川刺溝與洋脊伴生的硅質巖Ce為0.51～0.75,平均值為0.63,LaN/YbN為0.32～0.51,平均值為0.37;老虎山等地和弧后盆地共生的硅質巖Ce為0.57～0.77,平均值為0.72,LaN/YbN為0.22～0.61,平均值為0.59;石灰溝等地與島弧共生的硅質巖Ce為0.68～0.76,平均值為0.68,LaN/YbN為0.58～0.60,平均值為0.41.可以看出,上述各種類型盆地硅質巖由LaN/YbN反映的輕稀土富集特征均不明顯;Ce沒有