摘 要：在甘肃北山公婆泉铜矿区发现了一套产状特殊的基性-超基性岩，区域上位于芨芨台子—小黄山基性-超基性岩带上，该带曾被认为是早古生代蛇绿岩带，但近年来获得的同位素年龄数据否认了前人的认识。通过此次工作发现，公婆泉铜矿区的基性-超基性岩其有比较齐全、典型的岩石类型组合，清楚的堆晶岩系列以及与蛇绿岩吻合的地球化学特征。公婆泉基性-超基性岩为蛇绿岩，且公婆泉铜矿区的蛇绿岩形成于消减带之上的弧后盆地构造环境。
　　关键词：甘肃北山，公婆泉，蛇绿岩，形成环境，地质意义，弧后盆地
　　0前 言
　　蛇绿岩通常被认为是已消失的大洋洋壳的残留, 指示了板块的碰撞-焊接带。不仅可以产于大洋盆地, 而且可以形成于多种强烈拉张可以使洋壳出露的构造环境。北山地区蛇绿岩带的厘定及其地质意义一直存在争议，此次在甘肃北山公婆泉铜矿区发现的一套产状特殊的基性-超基性岩，区域上位于芨芨台子—小黄山基性-超基性岩带上，该带曾被认为是早古生代蛇绿岩带，但近年来获得的同位素年龄数据否认了前人的认识。
　　1　北山区域地质概况
　　北山地区位于新疆、甘肃、内蒙古交接处，按板块构造观点，其位于塔里木板块东北缘，处于塔里木—中朝与哈萨克斯坦、西伯利亚板块的交汇部位，其中古生代多旋回造山带是连接各大板块的纽带(表1.1)。

　　表1.1 北山地区构造单元划分方案(据杨合群2009)

　　北山造山带经历了多期次、多阶段的板块裂解—俯冲—碰撞—拼合的复杂地质演化过程，具多旋回复合造山的特点。北山造山带多旋回洋陆转换示意图见图1.2。
　　研究区地层出露较齐全，自新太古-第四系均有分布。主要有震旦寒武的马鬃山混杂岩(Z∈M)、奥陶纪的牛圈子混杂岩(ON)、志留纪的公婆泉群(SG)、晚古-中新生代地层及第四系。

　　图1.1 北山造山带多旋回洋陆转换示意图(据马鬃山幅25万报告)

　　马鬃山—勒巴泉地区岩浆活动十分强烈，可贯穿地壳发育演化的整个过程，从超基性-酸性，从喷出到侵入均有广泛出露，且岩浆活动极为频繁，造山带演化各阶段均有不同规模、不同类型、不同成因的岩浆岩形成，其中加里东中晚期和华里西期岩浆活动达到了鼎盛时期，发育有面积巨大的岩浆岩体和双峰式火山岩。
　　研究区多期次构造活动十分强烈，北西西向左行逆冲脆韧性剪切变形组合，是马鬃山超岩片的主期构造变形，构成马鬃山超岩片的主体构造格架，变形具透入性的特征。
　　在马鬃山-勒巴泉南一带的马鬃山岩片及加里东期中酸性侵入岩中，发育着一系列北西西向(西段)或北西向(东段)的脆韧性剪切带，这些脆韧性剪切带空间上呈北西西向或北西向，平行或局部呈网状展布。各脆韧性剪切带总体表现出左行逆冲推覆的特点，主剪切面(断裂面)倾向北北东，剖面上表现为一系列由北向南的逆冲脆韧性断层，它们将岩石分割成大小不同的叠置岩片(如图1.2)，岩片内岩石均发生不同程度的糜棱岩化作用，而以玄武岩和中酸性侵入岩尤为强烈。构造岩主要由糜棱岩

　　　化岩石、初糜棱岩、糜棱岩、超糜棱岩及千糜岩等组成。剪切带内岩石遭受强烈的变形变质，使岩石分泌出大量的长英质条带，这些长英质条带中膝折、揉皱现象十分发育;而暗色矿物则形成类似于绿片岩的条带。旋转碎斑、拉伸线理也较为发育，指示这期北西向逆冲脆韧性剪切变形组合具有左行剪切的特征。

 

　　2　公婆泉矿区地质特征
　　2.1 地 层
　　公婆泉矿区古生界因岩浆岩侵入，构造破坏及第四系覆盖而仅有志留系公婆泉群(SG)出露较为广泛，中、新生界地层分布较为广泛。
　　2.2 岩浆岩
　　区内早期岩浆活动频繁，除志留系有大量火山活动外，岩浆侵入活动也十分强烈，主要属于华力西期构造岩浆旋迴。如图2.1所示。

　　图2.1 公婆泉铜矿一矿区1：1万地质图(据公婆泉铜矿区1：1万地质图部分)

　　1-砖红色细粒二长花岗岩;2-肉红色中粒二长花岗岩;3-灰色细粒石英闪长岩;4-浅肉红色花岗闪长斑岩;5-浅红色中粒花岗闪长岩;6-暗灰色辉长岩;7-英安岩夹安山岩角砾熔岩、凝灰熔岩、大理岩;8-英安岩、安山岩、英安质角砾熔岩夹大理岩;9-安山质凝灰熔岩、安山岩、安山质凝灰岩、火山角砾岩凝灰砂岩;10-断层;11-勘探线及编号;12-铜矿矿体;13-铜矿点
　　矿区内志留纪火山岩极发育，以断续分布于公婆泉铜矿床北侧广大地域。下部为火山熔岩—火山角砾凝灰熔岩类，中部为火山角砾岩、杏仁状玄武岩和中酸性熔岩，上部为沉集块角砾岩、角砾岩夹沉火山碎屑岩等。
　　2.3 构 造
　　区内各时代地层的褶皱形态和断裂变动不尽相同。总体特征是基底构造以近东西向断裂为主，沉积盖层以褶皱为主，断裂次之。如图2.2所示。

　　图2.2 公婆泉铜矿构造位置

　　I-旱山地体;II-公婆泉岛弧;III-花牛山裂陷褶皱带; FMX-明水-小黄山断裂(有限洋盆位置);FLB-牛圈子-王许黑山断裂;F1-公婆泉断裂;(图(A)据肖序常(1992)，图(B)据遥感解译)
　　3 基性-超基性岩地质特征
　　公婆泉铜矿区所发现的基性-超基性岩，由橄辉岩、辉长岩、辉绿岩、辉绿玢岩等组成,这些构造岩块、岩片的规模一般较小, 且可见大量的花岗岩岩支、岩脉侵入其中。基性-超基性岩石多为不规则状, 长轴主要为北西走向。
　　辉绿玢岩：辉石45%，长石45%，不透明矿物为磁铁矿，含量 10%。岩石为斑状结构。
　　辉绿岩：主要有辉石(45%)、斜长石(40%)、橄榄石5%，磁铁矿10%左右。岩石为辉绿结构。
　　橄榄辉长岩：辉石45%，长石35%，橄榄石15%，磁铁矿5%。岩石为碎斑结构，也可见明显的堆晶结构。
　　辉长岩：辉石35%，斜长石40%，橄榄石15%，磁铁矿 10%。岩石为典型的堆晶结构。
　　4 基性-超基性岩地球化学特征
　　通过微量元素地球化学以及同位素地球化学分析能够更好地追踪岩浆演化过程，微量元素还指示岩浆源区特征及岩浆发生、演化过程，并有助于恢复其形成时的大地构造环境。
　　4.1 主量元素特征
　　表4.1 公婆泉基性-超基性岩主量元素化学成分表(%)

　　基性-超基性岩的主量元素含量见表4.1，从中可以看出，公婆泉矿区基性-超基性岩样品的SiO2含量49.28%，为基性岩。Al2O3含量15.81%，具有高Al玄武岩的特征，而高Al玄武岩又是消减带典型的岩石类型。Na2O、K2O的含量分别为2.61%和0.63%，Na2O含量较高，且大于K2O的含量，表明这些岩石可能形成于海相环境。辉绿岩样品中K2O的含量相对最高，可能是因为穿插其中的钾长花岗岩和二长花岗岩交代所致。MgO含量10.51%， TiO2含量0.81%，表现出高Mg低Ti的特征，说明其为堆晶成因(何琦等，2009)。Fe2O3含量4.00% ，FeO含量4.78%;CaO含量9.57%;P2O5含量0.14%;MnO含量0.18%。这些特征与典型的弧后盆地Okinawa玄武岩(OTB)基本一致(Shingo et al.，1999)。基性-超基性岩的m/f值(m/f=N(Mg2++Ni2+)/ N(Fe3+ +Fe2++Mn2+))依次为1.67、0.84、0.80、1.34，均位于0.5-2之间，因此进一步确认这些岩体为铁质基性岩(邱家骧等，1989)。
　　根据表4.1中的数据计算出的里特曼指数σ分别为0.59、1.73、3.36、1.30，均小于4，说明公婆泉基性-超基性岩为太平洋型。
　　在FeO*—MgO—Al2O3图解(图4-1)中，四件样品的投影点均位于C区及其附近，即洋中脊及洋底区域，显示岩石可能为残留的洋壳。

　　图4.1 公婆泉基性-超基性岩FeO*—MgO—Al2O3图解(据T.H.Pearce等，1977)

　　A:扩张性中心岛屿B:造山带C:洋中脊及洋底D:大洋岛屿E:大陆板块内部
　　4.2 微量元素特征
　　基性-超基性岩的微量元素含量见表4.1，从中可以看出，高场强元素Zr/Nb比值在16.34-49.80之间，Nb/La的比值在0.15-0.61，,Hf/Ta的比值在5.26-25.78之间，而高场强元素的比值是有效的环境判别指标(董云鹏等，2005)。因此我们可以用高场强元素的比值来与各种环境的高场强元素比值进行对比研究，进而探讨蛇绿岩的构造环境问题。由此看出公婆泉铜矿区基性-超基性岩石样品均类似于N-MORB的比值特点(Nb/La<1 、hf/ta>5，Condie，1989)。
　　从微量元素原始地幔标准化蛛网图(图4.2)，可以看出，样品显示出明显的Ta、Nb亏损的左倾型谱线特征，说明岩浆可能源于亏损地幔，这类似于Sun(1989)所标定的N-MORB的地球化学特征。
　　表4.1公婆泉基性-超基性岩原始地幔标准化微量元素蛛网图原始化学成分表(ppm)

　

　图4.2 公婆泉基性-超基性岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(据Sun&McDonough,1989)

　　4.3 稀土元素特征
　　基性-超基性岩的稀土元素含量见表4.2，从中可以看出，公婆泉铜矿区基性-超基性岩的稀土元素总量变化较大，∑REE在23.928-134.96之间，δEu值在0.95-1.41
　　之间，平均为1.14，,显示较强正Eu异常，这与堆晶辉长岩一般显示显著地的Eu正异常相似(何琦等，2009)。LREE/HREE在1.04-3.38之间，(La/Yb)N比值在1.81-9.79之间，说明轻稀土富集不显著，轻重稀土分馏程度不高。(La/Sm)N比值在0.85-3.01之间，(Gd/Yb)N比值在1.22-1.94之间，表明轻重稀土分馏程度相近。
　　从图4.3可以看出，公婆泉基性-超基性岩稀土元素配分型式大体相近，丰度曲线近水平，既不显示重稀土富集、也不显示轻稀土富集，属于平坦型(球粒陨石型)，具有过渡型洋中脊玄武岩(T-MORB)的特征，公婆泉基性-超基性岩的稀土配分曲线的形态出现几乎连续变化的趋势，显示了北山地区古生代从大陆裂谷到洋再到岛弧演化的某种连续性。总体呈轻稀土弱富集，重稀土平缓，接近岛弧拉斑玄武岩型式，稀土配分曲线为较平缓的右倾型，这点与北山地区牛圈子弧后盆地蛇绿岩的稀土元素特征极为相似(龚全胜等，2001)。
　　综上所述，公婆泉铜矿区的基性-超基性岩的主量元素具有高Mg、Al，低Ti的特点，并与微量元素MORB和原始地幔标准化分布型式特征共同揭示了公婆泉矿区的基性-超基性岩类似于MORB的构造环境，岩浆源于亏损地幔。同时，岩石样品在高场强元素地球化学特征类似的基础上，还具有不同程度的LILE、Th富集和Nb、Ta亏损，显示出岩浆源区曾遭受不同程度的俯冲带流体交代作用。
　　表4.2 公婆泉基性-超基性岩稀土元素化学成分表(ppm)

　　注：球粒陨石标准化值据Sun and McDonough(1989)。

 

　　图4.3公婆泉基性-超基性岩稀土元素配分图(据Boynton，1984)

　　5 结论与讨论
　　蛇绿岩不仅可以产于大洋盆地，而且可以形成于多种强烈拉张可以使洋壳出露的构造环境，如弧后盆地、弧前盆地、岛弧或活动大陆边缘等，且大多数蛇绿岩形成于俯冲带。综合公婆泉铜矿区基性-超基性岩的岩石地球化学特征可以看出，公婆泉铜矿区蛇绿岩的主量元素具高Al、Mg，低Ti的特点，并与微量元素MORB和原始地幔标准化分配型式特征共同揭示出公婆泉铜矿区蛇绿岩应类似于MORB的构造环境，岩浆源于亏损地幔源区。同时，岩石样品在高场强元素地球化学特征类似的基础上，还具有不同程度的LILE、Th富集和Nb、Ta亏损，显示出岩浆源区曾遭受不同程度的俯冲带流体交代作用。据此判断，公婆泉铜矿区的蛇绿岩形成于消减带之上的弧后盆地构造环境。
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