部分地层再认识

作者在野外地质工作中，发现在工作区的部分区域，现有资料将该区的有些地层划归为志留系肮脏组有误，而这些区域有的是铅锌矿的赋矿围岩。通过我们的野外观察和地质、地球化学化学特征分析认为这部分地层划归为奥陶系的阴沟群a组更为科学合理。这一研究发现对该区的区域演化的研究、与之接触的北祁连最大的花岗岩体———金佛寺岩体成因研究和该区寻找与海底火山有关的矿产研究有着重要意义。

对于祁连山阴沟群火山岩的研究程度较高，就其产生的背景，众多学者有着不同观点，主要有三种观点。第一种观点认为阴沟群的构造背景为洋中脊，是北祁连洋在早奥陶世处于扩张期，产生的蛇绿岩残片和拉斑质玄武岩为特征的火山-沉积岩系(夏林圻等，1991，1995，1996，1998，1999，2000，2003;任有祥等，1995;徐学义等，2003);第二种观点认为是大陆裂谷产生的拉斑质玄武岩为特征的火山-沉积岩系(左国朝等，1987，1997，1999，2001，2002)。第三种观点认为是岛弧环境产生的火山岩系(张招崇等，1997)。

作者在研究区分布在丰乐河的石鸡河一带的志留系肮脏沟组(Sa)，发现《1∶25万昌马、酒泉幅》、《1∶20万祁连山幅》等研究报告对该区地层的划分可能存在问题，虽然地层研究不是此次研究的重点，但为了解决该问题，更好地研究区域演化，也简单地的作了部分研究。该地层在该区出露面积不大的，与区域地层方向一致的，呈条带状沿NW-SE向展部。

一、岩性岩相学特征

该区的地层主要由流纹英安质熔结凝灰岩、变质凝灰岩、石英绿泥石片岩、钠长阳起石片岩组成。次生变化主要是玻屑的脱玻化、凝灰质和长石晶屑的绢云母化。

1.流纹英安质熔结凝灰岩

结构为熔结凝灰结构。流纹构造。成分主要由玻璃质、凝灰质、晶屑、岩屑等组成。

1)玻屑:呈弧面多角形，如弓形、弧形、月牙形、鸡骨形等，均已分解，呈暗褐色，呈流纹状构造，含量10%。

2)凝灰质:以长石、角闪石为主，并有绢云母化，也有微晶石英集合体组成的，含量20%。

3)晶屑:包括普通角闪石、长石、石英、磁铁矿等组成。普通角闪石为自形或半自形长柱状晶体，晶屑大多在0.2mm，常可见到菱形横切面，两组解理清楚，黄褐色到浅绿色，具多色性的约占晶屑的30%。长石晶屑一般在0.25mm以下，呈不同程度的尖角状或弧面状，晶屑大多在0.2mm左右，约占晶屑的30%。石英晶屑一般在0.05mm以下，数量较少，含量约7%。磁铁矿晶屑为自形或半自形八面体晶体，0.05mm以下，分布不均匀。含量微。

4)岩屑最大可达4mm左右，为英安岩碎屑，含量较少。

2.变质凝灰岩

变余凝灰结构(图版Ⅰ-1)。块状构造。岩石发生变质作用，经重结晶，生成新生矿物石英、绿泥石、绢云母、绿帘石等，但仍保留凝灰结构。成分主要有石英、角闪石、绿泥石、绢云母、绿帘石、磁铁矿、黄铁矿。

1)石英:他形粒状分布;含量54%。

2)角闪石:自形长柱状分布，横切面为六边形，单偏光下具浅绿色—绿色多色性;含量15%。

3)绿泥石:片状分布，墨水蓝异常干涉色，单偏光下具浅绿—绿色多色性;含量10%。

4)绢云母:鳞片状分布;含量3%。

5)绿帘石:粒状集合体分布，正高突起，干涉色不均匀;含量4%。

6)磁铁矿:自形或他形粒状分布;含量10%。

7)黄铁矿:自形粒状分布，晶形位立方体;含量4%。

3.石英绿泥石片岩

粒片状变晶结构(图版Ⅰ-2)。块状构造、片状构造。矿物成分有石英、绿泥石、碳酸盐、磁铁矿。

1)绿泥石:片状、放射状或扇状分布，墨水蓝异常干涉色，单偏光下具浅绿—绿色多色性;含量47%。

2)石英:他形粒状镶嵌分布或呈细脉状分布，重结晶明显;粒径0.05～0.2mm;含量45%。

3)碳酸盐:他形粒状或细脉状分布(图版Ⅰ-3);含量3%。

4)磁铁矿:自形或他形粒状分布，分布均匀;含量2%。

5)黄铁矿:自形粒状分布，晶形主要为立方体;含量3%。

根据矿物组合及野外观察，可推测原岩为基性凝灰岩，但已重结晶。可能形成于区域低温动力变质作用和区域动力热流变质作用(低温变质、压力不定)，低—中变质作用的绿片岩类。

4.钠长阳起石片岩

纤维状变晶结构(图版Ⅰ-4)。块状构造、片状构造。主要矿物成分有阳起石、钠长石、石英、磁铁矿、黄铁矿。

1)阳起石:纤维状或针状分布，单偏光下见淡绿色多色性，横切面可见两组斜交解理，解理夹角56°∧124°;粒径0.5～1mm;含量77%～84%。

2)钠长石:板条状分布，具钠长石双晶;含量10%～15%。

3)石英:他形粒状分布于阳起石间隙;含量3%。

4)磁铁矿:自形分布;含量2%。

5)黄铁矿:他形粒状分布;含量1%～3%

根据矿物组合及野外观察，可推测原岩为基性火山岩。可能形成于大的推覆构造所决定的构造埋深而引起的变质作用(低温变质、高压)，低温高压变质作用的蓝闪片岩类。

二、地球化学特征

在轻微蚀变及低级变质条件下，大离子亲石元素(LILE)(Cs，K，Rb，Ba，Sr)是活动的，而REE和高场强元素(HFSE)(Sc，Y，Th，Zr，Hf，Ti，Nb，P等)基本保持稳定(Rollinson，1993)。因此，本文主要对HFSE进行讨论。

1.主量元素特征

SiO2平均含量49.41%(43.85%～50.01%)，大于48%，属于基性岩;里特曼指数σ平均2.01(0.94～3.14，个别大于9)，属钙碱性玄武岩系列(σ1.8～3.3)，属于太平洋岩套(σ1.3%);Al2O3平均15.60%(13.71%～17.25%)，略小于16%;TFe2O3平均13.30%(10.94%～17.54%)，大于11%;分异指数(DI)平均37.69(10.85～61.74)，接近Thornton和Tuttle(1960)的玄武岩平均值35。总体来看属于松井义人等(1983)认为的拉斑玄武岩范围(表2-1)。

表2-1 奥陶系阴沟群a组主量元素分析结果表 (单位:wB/%)

续表

在火山岩化学分类全碱-硅图(TAS)(图2-4)中，岩石类型主要为亚碱性系列的玄武岩类(太平洋岩套);在FeO*-FeO*/MgO图解(图2-5)和SiO*2-FeO*/MgO图解(图2-6)岩石类型主要为拉斑玄武岩系;在K2O-Na2O图解中岩石主要落入钠质岩石区域(图2-7);在K2O-SiO2图解主要落入钙碱性岩石区域(图2-8)。

图2-4 TAS图解(据LeMaitreRW等，1989)

图2-5 FeO*-FeO*/MgO图解(据A.Miyashiro，1974)

图2-6 SiO2—FeO*/MgO图解(据A.Miyashiro，1974)

图2-7 K2O-Na2O图解(据Middlemost，1985)

图2-8 K2O-SiO2图解(据Peccerillo et al.，1976;Middlemost，1985)

2.微量元素地球化学特征

在以原始地幔为标准的微量元素蛛网图上表现出强富集K、Rb、Ba、Th;Ta、Nb明显亏损。具有Pearce等(1973，1982)认为的钙碱性火山岩特征(图2-9;表2-2)。

图2-9 微量元素MORB标准化分布型式图(据Pearce，1992)

在Nb-Zr图解(图2-10)和Nb/Y-1000Zr/Ti图解中(图2-11)，均显示出亚碱性系列火山岩特征;

3.稀土元素地球化学特征

研究表明(陈德潜等，1990)大洋壳∑REE平均值94，δEu平均值0.93。大洋玄武岩Sm/Nd值0.23～0.45。

而本区岩石的∑REE平均值90.62×10-6(57.83×10-6～122.70×10-6)，接近大洋壳平均值94×10-6;LREE平均值32.64×10-6(20.27×10-6～44.96×10-6);HREE平均值21.86×10-6(13.99×10-6～30.42×10-6);LR/HR平均值1.52(1.21～2.56);LREE略微富集(表2-2)。

δEu平均值0.95(0.88～1.02)，略有铕亏损，接近大洋壳平均值0.93;δCe平均值0.88(0.72～0.99)，Ce略微亏损;说明基本没有斜长石分离结晶作用，这一点也说明地壳成熟度不是很高，岩浆上升速度相对较快，从而不利于发生大规模的分离结晶作用。

Sm/Nd平均值0.35(0.28～0.38)，属于HREE亏损型(>0.333)，大洋玄武岩(0.23～0.45);Eu/Sm平均值0.36(0.33～0.39)，接近球粒陨石0.35;(La/Sm)N平均大部分小于并接近1(个别大于1)，为过渡性。

图2-10 Nb-Zr图解(据莫宣学等，1993，有改动)

图2-11 Nb/Y-1000Zr/Ti图解(据侯增谦，1988，有改动)

(La/Yb)N大部分小于并接近1，在稀土元素球粒陨石标准化分布图中，曲线平坦、略有铕亏损，具有过渡性洋脊玄武岩特征(图2-12)。

图2-12 稀土元素MORB标准化分布型式图

表2-2 奥陶系阴沟群a组微量、稀土元素分析结果表 (单位:wB/10-6)

续表

三、同位素年代学特征

成岩时间Rb-Sr的等时线年龄为486.8Ma(图2-13;表2-3)，岩体形成时代为奥陶纪特马豆克期;Sm-Nd成岩时间的等时线年龄勉强联为471Ma(表2-4;图2-14)(可能由于样品中砂岩成分较多造成的)，岩体侵位时代为古生代中奥陶世。

图2-13 阴沟群a组Rb-Sr同位素等时线年龄

图2-14 阴沟群a组Sm-Nd同位素等时线年龄

表2-3 金佛寺岩体奥陶系阴沟群a组Rb-Sr同位素测定值

表2-4 金佛寺岩体奥陶系阴沟群a组Sm-Nd同位素测定值

四、地球动力学过程研究

在TiO2-MnO-P2O5(图2-15)图解中，样品基本落入洋中脊玄武岩区域;在TiO2-K2O-P2O5三角图解中(图2-16)，一部分样品落入到大洋岩区，一部分沿着K2O方向落入到大陆玄武岩区。部分样品落入大陆玄武岩区可能是部分岩石发生微弱变质引起的。因为K2O的活动性，它在蚀变和变质的岩石中的含量可能发生变化(Morrison，1978;Smith等，1976)。假定这将引起K2O数值增大，在这种情况下将导致样品的成分向三角形图解的K2O角顶方向移动，从而进入大陆玄武岩区;P2O5-TiO2图解中(图2-17)，样品基本落入洋脊拉斑玄武岩;在勒夫勒图解中样品基本落入造山带火山岩区域(图2-18)。

图2-15 TiO2-MnO-P2O5三角图解(据Mullen，1983)

图2-16 TiO2-K2O-P2O5图解(据Pearce＆Cann，1973)

图2-17 P2O5-TiO2图解(据Bass，1973)

图2-18 勒夫勒图解(据H.K.Loffler，1979)

在2Nb-Zr/4-Y图解中(图2-19)样品基本落入N型MORB;在Ti/100-Zr-3Y图解中(图2-20)样品基本落入MORB岛弧拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩;Ti-Zr图解中(图2-21)样品基本落入洋脊玄武岩;在Ti-Cr图解中(图2-22)样品基本落入洋脊玄武岩;在Ti/Cr-Ni图解中(图2-23)样品基本落入大洋玄武岩;Zr/Y-Zr图解中(图2-24)样品基本落入洋中脊玄武岩MORB;微量、稀土元素特征比值具有N型MORB的特征(表2-5)。

图2-19 2Nb-Zr/4-Y图解(据Meschede，1986)

图2-20 Ti/100-Zr-3Y图解(据Pearce，1973)(与Ti-Zr图配合使用)

图2-21 Ti-Zr图解(据Pearce，1973)

图2-22 Ti-Cr图解(据Pearce，1975)

图2-23 Ti/Cr-Ni图解(据Beccaluva et al.，1979，1980)

图2-24 Zr/Y-Zr图解(据Pearce等，1979)

La/Yb-REE图解中(图2-25)样品基本落入大洋拉斑玄武岩;La/Sm-La图解中(图2-26)样品基本落入玄武岩岩浆的平衡部分熔融作用趋势附近。

表2-5 微量、稀土元素比值特征表

注:N-MORB;E-MORB和OIB的数据根据Sun and McDonough(1989)。

图2-25 地球岩石中La/Yb-∑REE含量图解(据C.J.Allegre，1973)

图2-26 La/Sm-La图解(据特勒依等，1975)

εNd(0)和fSm/Nd都表现为大洋玄武岩的特点(εNd(0)>0，fSm/Nd>0为大洋玄武岩特征)(魏菊英等，1988)(表2-4)，在εNd(t)-εSr(t)图解(图2-27)中样品落入蛇绿岩区域。综合上述可以看出:该区的岩石显示是大洋玄武岩的特征。这跟前人区域研究(夏林圻等，1991，1995，1996，1998，1999，2000，2003;任有祥等，1995;徐学义，2003;张招崇等，1997;左国朝等，1987，1997，1999，2001，2002;杜远生等，2006，2007;樊光明等，2007;何世平等，2008)的成果———早奥陶世相吻合，北祁连属于大洋环境。不具志留纪地层特征。

图2-27εNd(t)-εSr(t)图解(据Zhu Bingquan et al.，2001)