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辽东地区环斑花岗岩地质特征及大地构造意义

范文

宋剑飞+孙海龙+杨欢

（辽宁省地质勘查院，辽宁大连 116100）

摘要：辽东地区环斑花岗岩是发育于元古宙的一种特殊岩石，以其独特的结构、岩石组合及构造环境，一直备受人们的关注。笔者通过野外实地调查，从环斑花岗岩的地质特征，岩石学特征入手，结合该地区同位素年龄的测定，讨论其大地构造意义，认为辽东地区环斑花岗岩形成于碰撞环境下的花岗岩，可能是俯冲后弧陆碰撞的结果，即形成于同碰撞刚开始的汇聚环境。

关键词：桓仁；宽甸；环斑花岗岩；环斑结构；后碰撞环境；大地构造意义

前言：环斑花岗岩以其独特的岩石结构和特殊的产出背景而著称于世。世界上典型的环斑花岗岩形成于元古代，产于大陆内部稳定的环境，元古宙环斑花岗岩在中国仅在华北陆台北缘的密云及桓仁-宽甸-通化一带有出露。

辽东地区环斑花岗岩主要位于宽甸县与桓仁县的交界部位，其主体位于吉林省境内，是辽吉古元古代活动带内同构造花岗岩的组成部分（图1）。笔者在1：5万区域地质调查过程中结合前人资料对辽东地区环斑花岗岩从野外特征及岩石地球化学等方面进行认真调查研究，并探讨其大地构造环境及意义。

1.地質及岩石学特征

1.1基本地质特征

辽东地区环斑花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为1876±18Ma（1：5万二棚甸子等四幅区域地质矿产调查，2015）呈岩枝状侵入辽河群含石榴石黑云斜长片麻岩及黑云变粒岩中，侵入界线清晰，环斑花岗岩中钾长石巨晶呈卵球形（图2），其长轴方向与接触面一致。

环斑花岗岩由具斜长石（常常为更长石）外壳的钾长石巨晶和基质组成，其中钾长石巨晶形态及含量分布有所不同，环斑花岗岩中包体随处可见，一种为捕掳体形式出现，一般规模较小，界线模糊不清，另一种为岩浆侵入过程中捕获的围岩碎块，其主要分布于岩体边部，这两种包体岩性均为含石榴黑云斜长片麻岩黑云变粒岩。野外观察发现，从岩体中心向边缘钾长石巨晶定向性增强，斑晶大小逐渐减小，捕掳体增多，片麻状构造也越来越发育。

1.2岩石学特征

岩石灰白色，风化面浅灰色，块状构造，似斑状结构。斑晶主要成分为钾长石和斜长石，斑晶大小多在1-4cm之间，斑晶含量一般为约15%-25%，多者可达40%。

基质的矿物成分有石英，钾长石，斜长石和黑云母及暗色矿物少量。

钾长石：钾长石普遍遭泥化作用。钾长石除斑晶外，主要为它形，有的充填于其他矿物之间，钾长石粒径为2.3-8.0mm之间；加斑晶钾长石含量39%。

斜长石：成分为更长石，更长石多数为半自形，少数较自形，普遍遭到强烈的绢云母化作用，更长石粒径为3.0-7.0mm之间；含量30%±。

石英：石英为不规则粒状，粒径为3.0-5.0mm之间，有的石英毕姆纹较发育；黑云母：黑云母片状或片状集合体分布，多数黑云母遭到脱铁和绿泥石化作作用，并有铁质析出，黑云母粒径为0.3-2.5mm，含量10%±。

不透明矿物较自形呈集合体或零星分布。

2.岩石地球化学特征

2.1岩石化学特征

环斑花岗岩岩石化学含量见表1，SiO2含量较高，为68.90-77.10%，均值为71.95；全碱（K2O+Na2O）含量较高，为7.42%-9.9%，均值为8.41%；CaO平均值为0.95%，MgO平均值为0.81%；分异指数（DI）约为82-93.27，均值为88.06，岩浆分异程度较高；里特曼指数σ为1.67-3.41，均值为2.48，属于碱性岩类，Al2O3/TiO2值为18.52-47.72，平均32.84，CaO/Na2O值为0.15-0.77多数大于0.41，平均为0.45。

在里特曼指数图解（图3）中，投点范围在1.67-3.41区域；在A/CNK-A/NK图解（图4）中，投点落在过铝质范围内；在K2O-Na2O图解（图5）中环斑花岗岩投点均落入S型花岗岩区；显示环斑花岗岩具有高硅、过铝质范围内的钙碱性系列S型花岗岩。

2.2稀土元素和微量元素特征

微量元素见表2，稀土元素见表3。

环斑花岗岩稀土总量较高，LREE/HREE均值为13.72，δEu均值为0.51，与花岗岩陆壳黎彤值相接近。La/Yb变化在21.13-48.69之间，均值为32.28，La/Sm变化在6.15-7.7之间，均值为6.59，说明轻稀土分馏极强，从稀土配分图（图6）形态看，轻稀土La-Eu右倾较为陡斜，重稀土Gd-Y右倾缓斜，轻稀土富集，重稀土亏损。环斑花岗岩微量元素标准化蛛网图（图7）。亲石元素Rb、Ba高于黎彤陆壳元素丰度值，Sr低于黎彤陆壳元素丰度值；稀有元素Nb、Ta接近黎彤陆壳元素丰度值，铁族元素Ni、Co低于黎彤陆壳元素丰度值。Ba/Sr比值变化为19.49-42.33之间，均值为29.53，高于陆壳平均值近36倍，Rb/Sr比值变化为3.37-8.05之间，均值为4.94，高于陆壳平均值近27倍。

3.大地构造意义

综上所述，辽东地区环斑花岗为强过铝花岗岩，是典型的后碰撞花岗岩（Sylvester，1998；邓晋福等，2004），可作为碰撞造山作用由汇聚向伸展过渡的标志（邓晋福等，2004），后碰撞的强过铝花岗岩可以分为高压型和高温型两种类型（Sylvester，1998），前人研究认为，高压型的强过铝质花岗岩，是在高压碰撞过程中由于地壳变厚（>50km），其中K、U、Th等放射性蜕变产生热的聚集，在后碰撞折返作用过程中减压部分熔融形成的。所以该类型的花岗岩形成的温度比较低（<875°C），形成的岩体一般小到中等规模。高温型的强过铝质花岗岩形成过程中在同碰撞期地壳增厚不明显（<50km），但在后碰撞阶段由于发生岩石圈的拆沉作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，部分地壳发生深熔作用，形成了大规模的、热的（>875C）强过铝质花岗岩。辽东地区环斑花岗是大规模分布的辽-吉活动带强过铝花岗岩的组成部分，主体在吉林省境内，相当于的高温型，与澳大利亚的拉克伦褶皱带类似，w（Al2O3）/w（TiO2）比值较低（<50，表1），说明温度较高，环斑花岗岩原岩的岩浆是以变质泥岩部分熔融和变质杂砂岩部分熔融起源的岩浆（图8）。

综上所述表明辽东地区的环斑花岗岩形成于后碰撞环境下的花岗岩，可能是后碰撞阶段由于发生岩石圈的拆沉作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，部分地壳发生深熔作用，形成了大规模的、热的强过铝型花岗岩（图9）。

环斑花岗岩的这种力学上构造属性为古元古代辽-吉活动带的大地构造属性的判别提供了十分有意义的参考。

4.结论

通过上述对辽东地区环斑花岗岩进行探讨，得出以下结论：

（1）辽东地区环斑花岗岩是产于古远古代，具高硅，过铝质的碱性系列的“S型”花岗岩。

（2）辽东地区环斑花岗岩形成于后碰撞环境下的花岗岩，可能是后碰撞阶段由于发生岩石圈的拆沉作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，部分地壳发生深熔作用，形成了大规模的、热的强过铝型花岗岩，其原岩的岩浆是以变质泥岩部分熔融和变质杂砂岩部分熔融起源的岩浆。

（3）环斑花岗岩的力学上构造属性为古元古代辽-吉活动带的大地构造属性的判别提供了十分有意义的参考。

致谢：本文在选题及完成过程中得到辽宁省地质勘查院王海鹏教授级高级工程师的悉心指导，论文所用主要资料来源于1：5万二棚甸子等四幅区域地质矿产调查和1：25万通化幅区域地质调查成果资料，在此一并表达谢意。

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