甘肃北山红石山蛇绿岩锆石U-Pb年代学研究及构造意义*
2014-04-10 01:23王国强李向民徐学义余吉远武鹏
岩石学报 2014年6期
王国强 李向民 徐学义 余吉远 武鹏
国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，西安地质调查中心，西安 710054
红石山蛇绿岩位于中蒙边境附近，出露于红石山-百合山-蓬勃山蛇绿混杂岩带最西段。岩石地球化学分析表明，红石山蛇绿岩中的玄武岩主量、微量及稀土元素皆显示类似MORB型玄武岩的地球化学特征，表现为低Na2O+K2O(2.99%)和P2O5(0.08%)，中等含量TiO2(1.46%)；LREE球粒陨石标准化分配型式具平坦型和轻稀土略微富集的特征。微量元素原始地幔标准化分配型式显示出富集大离子亲石元素(Rb、K)的特征，HFSE变化相对较为稳定。红石山蛇绿岩中的辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果显示，其形成时代为346.6±2.8Ma，代表该蛇绿岩形成时代，即为早石炭世。结合前人研究成果，笔者认为红石山蛇绿岩可能为石炭纪大陆裂谷向大洋转化的构造环境下形成的初始小洋盆，其向西可与新疆境内的巴音沟蛇绿岩对比，二者同属“红海型”洋盆初始洋壳的地质记录。
红石山蛇绿岩；辉长岩；锆石U-Pb年龄；红海型洋盆；北山
1 引言
红石山地处甘肃省肃北县马鬃山镇境内，北距中蒙边界约30km。红石山地区出露的蛇绿岩向东与百合山、蓬勃山一带断续出露的蛇绿岩相连(左国朝等，1990；何世平等，2002)，它们均为红石山-百合山-蓬勃山蛇绿混杂岩带的组成部分，该蛇绿岩带位于北山北部红石山深大断裂带中，呈近东西向-北西西向弯曲弧形分布，是北山目前四条蛇绿混杂岩带(红石山-百合山-蓬勃山，芨芨台子-小黄山，红柳河-牛圈子-洗肠井，辉铜山-帐房山)中最北端的一条(图1a)。左国朝等(1990)在北山地区开展专题研究时，首次认为红石山地区的超基性-基性岩组合为蛇绿岩套，在此之后，分布于北山地区的红石山-百合山-蓬勃山一线的蛇绿岩(图1a)受到众多学者们的广泛关注，并对上述蛇绿岩开展了大量的构造地质学、岩石学及岩石地球化学等研究，获得了众多的研究成果，归纳起来主要有三种：(1)认为分布于北山地区的红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩残块形成于洋中脊环境，为早古生代洋-陆转化结束后于晚古生代(石炭纪)重新裂解拉张形成主洋盆的地质记录，而蛇绿岩混杂岩带是哈萨克斯坦板块与塔里木板块的最终缝合带(赵茹石等，1994；何世平等，2002，2005；龚全胜等，2002；魏志军等，2004；黄增保和金霞，2006)。(2)认为上述蛇绿岩是古亚洲洋自早古生代持续演化至晚古生代的残余洋壳的地质记录，将包含上述蛇绿岩的蛇绿混杂岩带作为哈萨克斯坦板块与西伯利亚板块的缝合线(刘雪亚和王荃，1995；聂凤军等，2002)；(3)认为包含上述蛇绿岩的蛇绿岩带并不具有缝合带的性质，而是早古生代洋-陆格局演化结束后于石炭纪重新拉张裂解形成洋盆的地质记录，形成于裂谷小洋盆环境(左国朝等，1990；杨合群等，2010)或陆间扩展带环境(王作勋等，1990)。对于上述蛇绿岩的形成时代，最早根据该蛇绿岩组合产于下石炭统白山组的复理石沉积组合中，故将该蛇绿岩带形成时代置于早石炭世(左国朝等，1990)；1:5万红岭幅区域地质调查报告(甘肃省地质调查院,2004*甘肃省地质调查院. 2004. 1:5万红岭幅区域地质调查报告)根据红石山西骆驼峰一带碎屑岩夹层(属构成蛇绿岩组合的玄武岩所赋存的地层)中的微古植物化石，将红石山蛇绿岩的形成时代定为早石炭世；1:25万红宝石幅区域地质调查报告(甘肃省地质调查院,2005*甘肃省地质调查院. 2005. 1:25万红宝石幅区域地质调查报告)综合区域资料则认为红石山蛇绿岩的形成时代应早于石炭纪；此外，百合山和蓬勃山蛇绿岩并无形成时代的相关报道；由此看来，红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩形成时代尚需开展进一步精细研究。因此，本文试图通过对红石山蛇绿岩组合中的辉长岩进行高精度U-Pb同位素年代学研究，结合蛇绿岩中玄武岩的岩石地球化学研究进一步探讨该蛇绿岩带的形成时代和构造环境，力图为北山乃至中亚地区的构造演化提供重要的资料信息。
图1北山蛇绿岩带分布图(a，据杨合群等，2010)及红石山地区地质简图(b，据杨合群,2008*杨合群. 2008. 北山成矿带找矿重大疑难问题研究成果报告(1:50万北山成矿带地质矿产图);甘肃省地质调查院, 2005修改)
Fig.1Simplified map showing the distribution of ophiolites in Beishan area (a, after Yangetal., 2010) and geological map for the Hongshishan (b)
2 地质背景
甘肃北山地区位于西伯利亚、塔里木和华北三大板块的结合部位，总体属古亚洲构造域的一部分。学者们目前对于北山板块构造格局尚未有统一的划分方案，主要存在以下几种认识：(1)左国朝等(1990)、左国朝和李茂松(1996)以板块构造和地壳演化阶段性理论为指导思想，提出了北山地区构造单元划分方案，认为该区早古生代存在板块构造体制，早古生代大地构造分区以明水-石板井-小黄山缝合带为界，其南侧隶属塔里木板块，北侧归为哈萨克斯坦板块，晚古生代本区则进入板内开合构造新时期；(2)刘雪亚和王荃(1995)研究了北山地区钙碱系列岩浆活动及其与板块构造的关系，认为北山由北向南分别以红石山-黑鹰山断裂带和柳园-大奇山断裂带为界，划分为西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和塔里木板块；(3)以红石山-黑鹰山-六驼山蛇绿混杂岩带为界，将北山从南向北分为塔里木板块和哈萨克斯坦板块(何世平等，2002；龚全胜等，2002)。尽管对于该区构造格局存在不同认识，但北山造山带是由不同的构造单元、微陆块、岛弧、洋壳残余体、沉积变质块体等通过漫长而复杂的地质过程拼贴而成的演化历史在以上学者的研究中得到了一致体现。
北山地区太古界至新生界地层均有出露，各类岩浆岩分布众多，岩浆活动贯穿了地壳活动的各个时期，以晚古生代侵入岩分布最广泛，次为火山岩，除寒武系外，火山岩在奥陶系至二叠系地层中均有出露。本文研究的红石山地区地处北山造山带北缘，属晚古生代裂谷带。出露的地层有前长城系敦煌岩群、泥盆系雀儿山群、石炭系绿条山组及扫子山组、二叠系双堡塘组及新近系地层，空间分布上与蛇绿岩带关系最为密切的地层是石炭系扫子山组下段，该地层为一套浅变质碎屑岩系夹少量硅质岩、玄武岩、安山岩等(图1b)，前人(甘肃省地质调查院,2005)曾将该地层中的玄武岩视为红石山蛇绿岩的组成单元；早石炭系绿条山组为一套碎屑岩夹火山岩组合，分为砂砾岩和板岩两个岩段，砂砾岩段以粗碎屑岩为主，偶夹酸性火山岩，该套地层中的火山岩显示双峰式特征。板岩段以细碎屑岩为主，夹中基性火山岩。该区是北山石炭-二叠纪火山活动最为发育的地区，分布面积亦最大，此外该区海西期花岗岩浆活动强烈，断裂构造发育，以近EW向为主，局部呈NE-SW向。
北山地区出露四条蛇绿混杂岩带(红石山-百合山-蓬勃山，芨芨台子-小黄山，红柳河-牛圈子-洗肠井，辉铜山-帐房山)，红石山-百合山-蓬勃山蛇绿混杂岩带为最北部的一条(图1a)。红石山-百合山-蓬勃山蛇绿混杂岩带由岩块和基质组成，各岩块以断层接触，呈叠瓦状产出，大部分基质糜棱岩化强烈。该带以红石山、百合山两地蛇绿岩岩石组合相对较齐全，其余地段仅零散分布辉长岩、辉绿岩及玄武岩岩块等。红石山地区出露的蛇绿岩岩块在平面上呈透镜状，东西向延展，与区域构造线一致。构成红石山蛇绿岩的岩块主要有：变质超镁铁杂岩块、堆晶超镁铁-镁铁岩块、均质辉长岩块、及上覆火山-沉积岩块，构造了较为完整的蛇绿岩组合(甘肃省地质调查院,2004)。变质超镁铁杂岩有纯橄岩、斜辉橄榄岩、单辉橄榄岩、二辉橄榄岩，超镁铁-镁铁岩有辉橄岩、辉长岩、辉石岩，浅色岩为斜长岩，火山沉积岩有玄武岩、安山玄武岩，硅质岩有红色和青灰色-黑色两类，主体以后者为主，属深海沉积的产物，此外可见后期辉绿岩脉穿插于辉长岩、基性熔岩和硅质岩、砂岩、凝灰岩中。变质超镁铁-镁铁岩中糜棱岩化强烈，常发育蛇纹石化、次闪石化、滑石化等蚀变，见有铬尖晶石和铬铁矿，局部富集成豆荚状铬铁矿石；辉石岩有二辉辉石岩、斜辉辉石岩和异剥辉石岩，发育蛇纹石化、次闪石化、绿泥石化、绿帘石化、阳起石化等蚀变，强烈挤压破碎；辉长岩一般为堆晶辉长岩和均质辉长岩，发育绿泥石化、绿帘石化、透闪石化、钠黝帘石化等蚀变，在岩块边部常见有糜棱岩化。部分构造作用较强地段的火山-沉积岩系中基性熔岩和凝灰岩已强烈片理化和糜棱岩化，大多已变质为绿泥石片岩(何世平,1999*何世平. 1999. 甘肃内蒙古北山地区构造单元划分及古生代地壳演化研究报告; 杨合群, 2008)。
3 红石山蛇绿岩岩相学特征
北山北部红石山深大断裂西段460金矿北一带少量青灰色硅质岩的出现代表了海水较深的沉积环境，前人将红石山断裂带内与该硅质岩相伴产出的玄武岩(1:25万红宝石幅区域地质调查报告将其划为石炭系扫子山组下段)与红石山断裂带西段的红石山超基性岩、辉长岩等同属红石山蛇绿岩带所代表的洋壳残余部分(黄增保和金霞，2006; 甘肃省地质调查院,2005; 何世平,1999)，且460金矿一带岩石变质变形较弱，局部地段含枕状熔岩(左国朝等，1990; 甘肃省地质调查院,2005)。因此，本文选择红石山深大断裂西段460金矿北一带的玄武岩岩块作为研究对象进行岩石地球化学分析，采样点见图1b。红石山蛇绿岩中的玄武岩为深灰绿色，少部分发生了片理化或糜棱岩化。镜下呈斑状结构，斑晶为斜长石(约20%)和单斜辉石(约5%)，斜长石钠黝帘石化强烈。基质呈间粒-间隐结构，变现为在斜长石微晶杂乱排列的间隙内，充填了粒状辉石和隐晶质，斜长石微晶大小多为0.03×0.15mm～0.2×2.5mm，辉石为粒状，粒径主要为0.02～0.1mm，部分已蚀变成为绿泥石或次生闪石。
年代学研究以红石山蛇绿岩中的均质辉长岩为研究对象，采样点见图1b，采用锆石LA-ICP-MS U-Pb精确同位素定年进行年龄限定。本次所采集的辉长岩(BS023b)为块状构造，浅灰色，中细粒，具辉长结构，岩石主要由斜长石(55%～60%)、辉石(30%～35%)组成，含少量的角闪石(0%～5%)及极少量不透明矿物。斜长石呈自形-半自形晶，板柱状，大小主要集中在0.4×0.2mm左右，局部可见绿泥石化。辉石为半自形晶，大小主要集中在0.2×0.04mm～0.5×0.06mm，局部可见辉石蚀变为次生闪石。
表1红石山蛇绿岩中玄武岩的岩石化学成分(主量元素：wt%；微量和稀土元素：×10-6)
Table 1Major and trace element compositions of the basalt in the Hongshishan ophiolite (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)
样品号11BS075b11BS076b11BS077b11BS078b11BS079b样品号11BS075b11BS076b11BS077b11BS078b11BS079bSiO248.7546.8546.2547.0247.47La5.95.064.214.114.24TiO21.341.481.501.471.49Ce15.013.311.511.611.8Al2O314.414.9914.8114.5514.69Pr2.222.121.861.961.94Fe2O34.895.245.094.844.72Nd1110.79.639.5410.1FeO6.767.107.117.747.50Sm3.413.293.263.083.20MnO0.430.410.400.390.40Eu1.091.191.221.141.22MgO8.388.428.808.738.64Gd4.174.403.954.224.12CaO8.739.739.939.359.08Tb0.660.710.680.730.69Na2O2.662.281.992.452.36Dy4.414.684.324.604.44K2O0.740.580.780.390.70Ho0.951.050.971.001.02P2O50.140.120.120.120.14Er2.092.252.132.272.17LOI2.672.713.162.822.76Tm0.360.380.340.330.36H2O+1.401.591.991.541.48Yb2.342.452.332.532.35Total101.29101.5101.93101.41101.43Lu0.300.330.290.290.3Sr190186184186188Y22.723.521.524.123.6Rb24.119.831.813.632.5ΣREE53.9051.9146.6947.4047.95Ba14983.472.451.877.2LREE38.6235.6631.6831.4332.5Th0.720.540.300.280.40HREE15.2816.2515.0115.9715.45Ta0.330.330.350.30.32LREE/HREE2.532.192.111.972.10Nb3.653.903.673.573.64(La/Yb)N1.811.481.301.171.29Zr81.187.777.478.677.4δEu0.880.961.040.971.03Hf2.072.271.992.052.06δCe1.021.001.011.001.01
4 分析方法
4.1 主、微量元素
玄武岩的主、微量元素分析测试均在西安地质矿产研究所测试中心完成，主元素分析采用Panalytical公司PW440型X荧光光谱仪(XRF)测定，分析误差低于5%，微量元素和稀土元素采用Thermo Fisher公司X-SeriesⅡ型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定，检测限优于5×10-9，相对标准偏差优于5%。
4.2 LA-ICP-MS年代学
对所采辉长岩样品进行清洗后，粉碎至80～100目，用常规的重液浮选和电磁分离方法进行分选。在双目镜下对分选出的锆石进行人工挑选，尽量挑选无包裹体、无裂纹和透明度高的晶形完好的锆石颗粒作为测定对象，将所选锆石镶嵌于环氧树脂中抛光使其内部暴露，对待测锆石进行透射光、反射光和阴极发光照相，以检查锆石的内部结构，帮助选定最佳锆石待测部位，从而进行LA-ICP-MS分析。
锆石CL(阴极发光)研究和LA-ICP-MS(激光剥蚀等离子体质谱)法单颗粒锆石微区U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学教育部重点实验室完成，实验采用Agilent 7500型ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex 102 ArF准分子激光器(工作物质ArF，波长193nm)以及Micro Las公司的GeoLas 200M光学系统联机进行。激光束斑直径为30μm，激光剥蚀样品的深度为20～40μm。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM 610进行仪器最佳化，采样方式为单点剥蚀，数据采集选用一个质量峰一个点的跳峰方式，每完成4～5个测点的样品测定，加测标样一次。在对所测锆石分析了15～20个点前后，各测2次NIST SRM 610。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST SRM 610作为外标，29Si作为内标。测试结果应用GLITTER(ver 4.0)软件计算得出，按照ComPbCorr#3-15 by Tom Andosen. xls(Andersen, 2002)对普通铅进行校正，年龄计算及谐和图采用Isoplot(ver 3.0)完成，详细分析步骤见已发表文献(Gaoetal., 2002; 柳小明等, 2002; 袁洪林等, 2003)。
图2 红石山蛇绿岩中玄武岩Zr/TiO2-Nb/Y图解(a,据Winchester and Floyd, 1977)和FeOT/MgO-SiO2图解(b,据Miyashiro, 1975)Fig.2 Zr/TiO2 vs. Nb/Y diagram (a, after Winchester and Floyd, 1977) and FeOT/MgO vs. SiO2 diagram (b, after Miyashiro, 1975)for the basalt of the Hongshishan ophiolite
5 分析结果
5.1 主量元素
玄武岩的主、微量元素分析结果见表1。玄武岩的SiO2含量变化范围为46.25%～48.75%，平均值为47.27%；TiO2含量变化范围为1.34%～1.50%，平均值为1.46%；Al2O3含量变化范围为14.40%～14.99%，平均值为14.69%；Na2O+K2O总量较低，介于2.77%～3.40%，平均值为2.99%；P2O5含量变化范围为0.12%～0.14%，平均值为0.13%；SiO2、TiO2、Al2O3、Na2O+K2O及P2O5均可与前人(Schillingetal., 1983)给出的洋中脊玄武岩值相对比(N-MORB：SiO2值为48.77%，TiO2值为1.15%，Al2O3值为15.90%，Na2O+K2O总量为2.51%，P2O5值为0.09%)。上述主量元素含量分析表明，本区玄武岩与N-MORB相似。此外，在Nb/Y-Zr/TiO2图解(图2a)中，样品主要落入安山玄武岩和亚碱性玄武岩范围内，在FeOT/MgO-SiO2图解(图2b)中，样品均落入拉斑系列。
5.2 稀土及微量元素
玄武岩的稀土总量较低，变化范围不大，∑REE=46.69×10-6～53.90×10-6，平均值为49.57×10-6，与据Sun and McDonough(1989)给出的N-MORB(39.11×10-6)和E-MORB(49.09×10-6)可以对比，但与OIB(198.96×10-6)相差甚远；玄武岩的δEu=0.88～1.04，均表现为轻微的正或负异常，表明岩浆没有发生明显的斜长石的分离结晶作用，δCe介于1.00～1.02，异常不明显；LREE/HREE=1.97～2.53、(La/Yb)N=1.17～1.81，均表明轻重稀土元素分馏不明显；在稀土元素球粒陨石标准化图解上(图3a)，总体呈现为平坦型及轻稀土轻微富集型，表明其可能来源于亏损或部分亏损的地幔源区。
在微量元素原始地幔标准化图解中(图3b)，玄武岩全部样品均高度富集不相容元素Rb、K，部分样品的Ba也显示了一定程度的富集，这可能与样品遭受后期不同程度的热液蚀变有关。样品Zr、Hf等元素变化相对较为稳定且无明显Nb负异常。微量元素图解显示红石山玄武岩的岩浆源应与N-MORB具有亲缘性。
尽管玄武岩曾遭受一定程度蚀变作用，很可能导致岩石的大离子亲石元素(LILE，如Cs、Rb、Ba等)在含水流体中发生迁移，但高场强元素(HFSE，REE、Zr、Hf等)为不活动元素，不易遭受含水流体的影响，可以反映源区的原始信息(Hugh, 1993)，因此本次研究主要运用不活动元素来进行构造环境的判别。红石山玄武岩的Nb/La比值为0.62～0.87(平均值为0.80)，可与N-MORB(0.8
图3 红石山蛇绿岩中玄武岩的稀土元素配分模式(a)和原始地幔标准化图解(b)(标准化值据Sun and MacDonough, 1989)Fig.3 Chondrite normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements patterns (b) of basalt in Hongshishan ophiolite (normalization values after Sun and MacDonough, 1989)
图4 北山红石山蛇绿岩中辉长岩锆石阴极发光图像Fig.4 Cathodeluminescence images of analyzed zircon from the basalt of the Hongshishan ophiolite
5.3 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年
辉长岩(BS023)中的锆石颗粒无色透明，少数为浅棕色，呈短柱状、长柱状或不规则状，阴极发光图像(图4)可清晰显示锆石内部结构较为复杂，部分锆石韵律环带不明显，部分呈现明暗相间的条带结构或模糊的环带结构，极少部分锆石边缘出现亮白色的增生边，这可能为后期变质作用的增生锆石边(Wu and Zheng, 2004)。样品(BS023)的分析点显示锆石的U、Th含量分别为33.5×10-6～368×10-6和5.18×10-6～40.53×10-6，Th/U比值主要集中在0.1左右(变化范围0.09～0.22)，极少部分锆石Th/U比值小于0.1，这种情况在前人报道的岩浆锆石中也曾出现(Tomascheketal., 2003; Rayneretal., 2005)，Th、U之间的正相关性较好，这属于典型的岩浆锆石特征(Claessonetal., 2000; Belousovaetal., 2002)。
辉长岩18颗锆石的U-Pb测试数据及计算结果见表2。本次测试获得的数据点比较集中，18个点均在谐和线上或附近(图5)，除2个点外(BS023-1、BS023-13)，其余16个数据点的238U/206Pb表面年龄集中分布于340～350Ma，该16个点的238U/206Pb加权平均年龄为346.6±2.8Ma，该年龄代表了辉长岩的结晶年龄。
6 讨论
红石山地区与变质超镁铁岩共生的玄武岩的稀土元素和微量元素研究均显示其具有MORB特征，结合前人研究基础(左国朝等，1990；黄增保和金霞，2006; 甘肃省地质调查院,2005; 何世平,1999)，认为该玄武岩属红石山蛇绿岩的组成部分。在2Nb-Zr/4-Y(图6a)构造环境判别图解中，样品点均落入洋中脊玄武岩区，据此可进一步说明红石山蛇绿岩组合中的玄武岩与N-MORB具有亲缘性，形成于洋中脊环境；在Zr/Y-Zr构造环境判别图解中(图6b)，本文样品点主体落入洋中脊玄武岩区，少数落入洋中脊玄武岩与板内玄武岩交界区附近；在黄增保和金霞(2006)红石山变基性火山岩进行Zr/Y-Zr和2Nb-Zr/4-Yb火山岩判别图解中(图6a，b)，样品点主要落入洋脊玄武岩区。研究表明，早石炭世时与北山红石山地区相邻的东天山古生代洋盆已经闭合，天山造山带进入到大规模造山后裂谷拉伸阶段(Xiaetal., 2004; 李向民等, 2004; 夏林圻等, 2007)；1:20万区调资料显示(甘肃省地质局第二区域地质测量队，1971*甘肃省地质局第二区域地质测量队. 1971. 1:20万红石山幅地质图及报告；甘肃省地质局地质力学区域测量队，1980*甘肃省地质局地质力学区域测量队. 1980. 1:20万黑鹰山幅地质图及报告)，红石山-百合山-蓬勃山蛇绿混杂岩带中早石炭世绿条山组与下伏早-中泥盆世地层普遍呈角度不整合接触关系；下石炭统-中二叠世构成了碰撞造山后再伸展的裂陷盆地环境的火山-沉积组合，火山岩具双峰式特征(徐学义等，2008)；早石炭世是红石山地区火山活动的高峰期(王玉往和姜福芝，1997)，北山早石炭世早期绿条山组双峰式火山岩指示了裂谷环境(左国朝等，1990；左国朝和李茂松，1996；甘肃省地质调查院,2005)，相邻的东天山石炭纪火山岩产于裂谷环境(顾连兴等, 2000; Xiaetal., 2004; 夏林圻等, 2007)；以上证据均表明至少在早石炭世时整个北天山-北山地区处于裂谷拉张环境。加之红石山蛇绿岩中的玄武岩属MORB型，因此，这表明随着大陆裂解作用的进一步加剧已出现了初始洋壳，代表了大陆裂谷向大洋裂谷的转化环境，类似于现今“红海”的构造环境(Wilson, 1989; Saundersetal., 1992; Xiaetal., 2004; 徐学义等, 2006b)。
表2辉长岩中锆石的LA-ICP-MS测试结果
Table 2LA-ICP-MS U-Pb test results of zircons from the gabbros in Hongshishan ophiolite
测点号含量(×10-6)ThUThU同位素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ208Pb232Th1σ206Pb238U1σBS023-123.3157.70.150.054880.002550.42140.016070.055680.000990.017760.000733496BS023-26.159.750.100.057090.002560.440620.016050.055980.000980.026960.001083516BS023-37.5333.50.220.056160.004630.435510.03350.056240.001380.019510.001343538BS023-45.4259.990.090.052860.003870.374550.026310.051390.001070.016110.000433237BS023-514.79131.10.110.05490.001990.417820.01350.05520.00090.017230.000263466BS023-612.08131.40.090.055370.002360.418690.014070.054840.000940.025130.000973446BS023-76.8759.110.120.058610.003630.441250.024450.05460.001130.03040.001723437BS023-812.42125.20.100.053720.002830.408960.020390.055210.000930.017280.000673466BS023-913.82130.20.110.057210.002910.427670.020320.054220.0010.016840.000273406BS023-1016.84108.00.160.056440.002230.429060.012810.055140.000910.024260.000653466BS023-1140.533680.110.055830.001620.421880.010360.054810.000850.017070.000263445BS023-129.2288.190.100.051580.002060.392270.011870.055160.000910.017850.000663466BS023-1312.62114.30.110.054120.002240.432610.016310.057970.000980.018120.000283636BS023-1412.15110.50.110.051440.001930.390670.010660.055080.000880.020320.000573465BS023-155.1855.70.090.055350.002450.423590.015060.055510.000960.021310.001023486BS023-1626.2196.60.130.0540.001880.413920.009680.05560.000880.018140.000443495BS023-176.1866.640.090.056880.002570.437280.016060.055760.000970.030370.001263506BS023-1814.12134.70.100.053950.001970.411660.010570.055350.000890.018450.000553475
图5 红石山蛇绿岩中辉长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和图Fig.5 U-Pb concordia diagram for zircons from gabbros in Hongshishan ophiolite
北山地区蛇绿岩与天山地区的蛇绿岩对比(接)研究对于整个中亚地区构造演化起着重要的制约作用，因此探讨晚古生代时分处北山的红石山蛇绿岩和天山蛇绿岩带的对比(接)十分必要。新疆境内的巴音沟蛇绿岩带是北天山一条重要的晚古生代蛇绿岩带，巴音沟蛇绿岩是该条蛇绿岩带的重要组成部分和典型代表，徐学义等(2006a，b)通过该蛇绿岩组合中的斜长花岗岩和辉长岩的U-Pb定年研究表明，巴音沟蛇绿岩带形成于早石炭世(斜长花岗岩年龄为324.8±7.1Ma；辉长岩年龄为344±3.4Ma)，岩石地球化学表明岩浆主体来源于N-MORB，有OIB组份的加入，巴音沟蛇绿岩形成于大陆裂谷向大洋裂谷转化的构造环境，是天山晚古生代“红海型”洋盆的地质记录。红石山蛇绿岩形成时代和巴音沟蛇绿岩带同属早石炭世，玄武岩同具MORB特征，从形成时代和环境上来看，红石山蛇绿岩与新疆境内的巴音沟蛇绿岩可对比。巴音沟蛇绿岩是经艾比湖、巴音沟后向东延伸至后峡地区的这条北天山晚古生代蛇绿岩带的重要组成部分和典型代表(王作勋等，1990；徐学义等，2006b)，这条蛇绿岩带呈北西西-南东东向展布，红石山蛇绿岩在区域空间位置及展布情况上均与其关系密切。目前北山地区四条蛇绿岩带(图1a)中，红石山蛇绿岩中辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年结果(346.6±2.8Ma)，代表了红石山蛇绿岩的形成年龄，即红石山蛇绿岩为晚古生代(早石炭世)蛇绿岩。芨芨台子-小黄山蛇绿岩带蛇绿岩的锆石LA-ICP-MS年龄为321.4±2Ma(李向民等，2012)，属早石炭世；众多学者(周国庆，1988；左国朝等，1990；于福生等，2000；任秉琛等，2001；张元元和郭召杰，2008；武鹏等，2012)依据化石或同位素定年数据认为红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带的形成时代为早古生代；北山最南部的辉铜山-帐房山蛇绿岩带中辉铜山蛇绿岩的锆石LA-ICPMS年龄为446.1±3.0Ma，帐房山蛇绿岩年龄为362.6±4.0Ma，前者可能与红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩同属一条古生代的蛇绿岩带(余吉远等，2012)。因此，北山地区在时代上存在有与北天山晚古生代蛇绿岩(巴音沟蛇绿岩)对比(接)讨论可能性的蛇绿岩仅为两条，即芨芨台子-小黄山蛇绿岩带和红石山蛇绿岩，这两条蛇绿岩带与北天山巴音沟蛇绿岩(东延至后峡)同属“红海型”蛇绿岩，为早石炭世北天山-北山拉张裂解事件在不同地域拉张裂解出洋盆的地质记录，但石炭纪北山与天山地区蛇绿岩的对接关系尚需进一步的研究。
7 结论
(1)红石山蛇绿岩中玄武岩的岩石地球化学特征显示其近似于MORB特征，形成于大陆裂谷向大洋转化的构造环境，为类似“红海”型的初始小洋盆。
(2)红石山蛇绿岩中辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为346.6±2.8Ma，代表了红石山蛇绿岩的形成年龄，即红石山蛇绿岩形成于早石炭世。这是目前红石山蛇绿岩及红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩带的高质量同位素测年的首次报道。
(3)红石山蛇绿岩向西可与新疆境内的巴音沟蛇绿岩带进行对比，两者同属晚古生代“红海型”洋盆的地质记录。
致谢西北大学大陆动力学教育部重点实验室柳小明老师在锆石LA-ICP-MS测试和数据处理过程中给予了帮助;审稿人对本文提出了中肯的修改意见;在此一并致以谢忱。
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