华北克拉通胶—辽—吉带古元古代条痕状花岗岩成因及其构造意义
杨明春 陈斌 闫聪
摘 要:华北克拉通胶—辽—吉带内发育大量古元古代条痕状花岗岩,岩性主要为含角闪石或磁铁矿的二长花岗岩,以暗色矿物定向排列为显著识别特征。基于系统的野外调查、岩石学、地质年代学和地球化学研究,对条痕状花岗岩成因和其形成的构造环境提出了不同的模式。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄显示这些条痕状花岗岩形成于2 173~2 205 Ma,基性岩脉侵位于2 159 Ma,后期的角闪岩相变质发生于约1 907 Ma。条痕状花岗岩中发育基性暗色微粒包体,也发育钙质角闪石和镁铁质角闪石,副矿物为锆石、榍石和磁铁矿。主量和微量元素分析结果显示:条痕状花岗岩属于钙碱性岩浆系列,A/CNK值为0.9~1.2(多数小于1.1),A/NK值为0.9~1.4,SiO2质量分数为683%~769%,岩石具有低TiO2质量分数(小于0.3%);岩石富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Cs),亏损部分高场强元素(如Nb和Ti)。这些特征都指示条痕状花岗岩可能是形成于俯冲带环境下的I型花岗岩。部分岩体(如大房身岩体)具有类似A型花岗岩的特征,这是岩浆体系富硼而引起的高分异所致的,岩体高SiO2质量分数(767%~771%)也是高分异的表现。硼的加入会导致岩浆体系固相线温度降低,使得岩浆具有更为充分的时间进行演化。全岩εNd (t)值(-86~15)和锆石εHf (t)值(-13~56)都具有非常宽的变化范围,结合基性暗色微粒包体的岩相学特征以及斜长石的环带,说明条痕状花岗岩形成于下地壳熔融的酸性岩浆和富集地幔熔融的基性岩浆的混合。花岗岩的弧岩浆属性及其老于2 500 Ma的太古代继承锆石指示胶—辽—吉带在古元古代可能发生了北向俯冲。
关键词:条痕状花岗岩;古元古代;岩石成因;电子探针分析;弧岩浆;俯冲带;华北克拉通;胶—辽—吉带
中图分类号:P588.12+1 文献标志码:A
Abstract: Voluminous Paleoproterozoic gneissic granites, which are mainly composed of hornblende or magnetite monzonitic granites, occur in Jiao-Liao-Ji Belt of North China Craton. The typical recognition feature is the orientational melanocratic mineral. The plutons are intruded by diorite dykes, and undergo a late-stage amphibolite facies metamorphism. These gneissic granites are considered as A-type granites and formed in a continental rifting setting. Based on the integrated field, petrographic, geochronological, and geochemical studies on several gneissic granite plutons, the different models for the origin and tectonic setting of these gneissic granites were proposed. LA-ICP-MS zircon U-Pb ages reveal that these gneissic granites emplace at 2 173-2 205 Ma, and the mafic dykes emplace at 2 159 Ma followed by an amphibolite facies metamorphism at 1 907 Ma. The gneissic granites contain basic mafic microgranular enclaves, calcium and mafic hornblendes, and the accessory minerals are zircon, titanite and magnetite. The analysis results of major and trace elements show that the gneissic granites are calc-alkaline magma series, A/CNK values are 0.9-1.2 (mostly less than 1.1), A/NK values are 0.9-1.4, mass fractions of SiO2 are 68.3%-76.9%, and mass fractions of TiO2 are low (<0.3%); large ion lithophile elements such as K, Rb, Sr and Cs are rich, and high field strength elements such as Nb and Ti are depleted. These features suggest that these gneissic granites are I-type granites formed probably in a subduction zone. Because of the high differentiation caused by boron-rich magmatic system, part plutons (such as Dafangshen) have characteristics of A-type-like granites, and the high mass fraction of SiO2 (76.7%-771%) is also shown by the high differentiation. The addition of boron causes the decease of solidus temperature, and tends to prolong magma evolution. The large variation of whole-rock εNd(t) values (-8.6-1.5) and zircon εHf(t) values (-1.3-5.6), together with the existence and petrographic features of mafic microgranular enclaves, and oscillatory zoning in plagioclase, suggest that the mixing of lower crust-derived acidic magma with enriched mantle-derived mafic magma might have resulted in the formation of gneissic granites. The existence of Archean inherited zircons with the ages older than 2 500 Ma in the granites together with the arc magma affinity suggests a northward subduction for Jiao-Liao-Ji Belt in Paleoproterozoic.
Key words: gneissic granite; Paleoproterozoic; petrogenesis; electron microprobe analysis; arc magma; subduction zone; North China Craton; Jiao-Liao-Ji Belt
0 引 言
大规模线型古元古代造山带的出现标志着地球上的构造形态由太古代面状构造向线型构造的转化[1-2]。这些线型构造带与全球哥伦比亚超大陆的形成有关[3-4],其形成、演化和地球动力学背景一直是前寒武纪地质研究的核心问题之一[3,5-9]。华北克拉通是地球上最古老的陆核之一,包括3个岩石构造单元:西部陆块、东部陆块和中间过渡带。其中,西部陆块由北部的阴山地块和南部的鄂尔多斯地块于约1.92 Ga拼合形成[3,10],二者中间的孔兹岩带被认为是缝合带[3,11-14]。古元古代胶—辽—吉带位于东部陆块,其南、北两侧分别是太古代狼林陆块和龙岗陆块[15-17]。胶—辽—吉带的岩浆起源及地球动力学背景和构造演化历史一直是争议的焦点。多数学者认为胶—辽—吉带是华北克拉通内的古元古代陆内裂谷带[3,8-9,18-21],证据为双峰式火山岩的存在[22]、条痕状花岗岩的A型属性[19-20,23]以及辽河群变质岩的低压逆时针P-T轨迹[24-26]。而其他学者认为胶—辽—吉带是古元古代俯冲带[5,27],在后期弧陆碰撞过程中又经历了绿片岩相到角闪岩相的变质[5,21,28],证据如下:①龙岗陆块和狼林陆块在岩石学、地质年代学和变质作用方面都有差别[23,29-30],龙岗陆块主要由2.5~3.8 Ga的花岗岩组成,且花岗岩发生了麻粒岩相的变质,而狼林陆块主要由2.4~2.5 Ga的石英闪长岩和英云闪长岩组成,且发生角闪岩相变质[31];②带内变质玄武岩显示出钙碱性岩石的地球化学特征,而钙碱性岩石是典型的弧岩浆[5,23,32]。
岩浆岩是大陆地壳的主要组成部分,岩浆岩的形成往往与大地构造的演化密切相关。在胶—辽—吉带内发育的古元古代岩浆岩主要为早期经历了变质作用的条痕状花岗岩和晚期未经历变质的巨斑状花岗岩。其中,条痕状花岗岩以暗色矿物发生定向排列形成条痕状构造为特征,被许多学者认为是形成于伸展构造背景下的A型花岗岩[21,33-35]。本文选取辽东地区5个典型条痕状花岗岩体进行详细的岩相学、锆石U-Pb年代学、地球化学、锆石Hf同位素和Sr-Nd同位素研究,对其源区、成因提出了不同解释,也对古元古代胶—辽—吉带的构造背景提出了不同的模式。
1 地质背景
胶—辽—吉带位于华北克拉通东部陆块(图1),是华北克拉通3条古元古代活动带之一[3,10]。带内出露的主要地层为一套经历了约1.9 Ga。绿片岩相到角闪岩相变质作用的火山-沉积序列[21,36-37](图2),在辽东地区被称为辽河群[38],并发育大量金属、非金属矿床和古元古代花岗质岩石(即辽吉花岗岩)[20,39]。辽河群被分为5个组,自下而上依次为:①由陆源碎屑沉积组成的浪子山组;②富硼变质岩系里尔峪组,其原岩为酸性火山岩、基性火山岩、凝灰岩及碳酸盐岩,变质形成浅粒岩、变粒岩、斜长角闪岩和镁橄榄白云石大理岩[24,27,40],组内赋存世界级超大型硼矿床[18];③石墨透闪石岩、黑云母变粒岩夹大理岩组成的高家峪组,组内赋存许多铅锌矿床和铜金矿床[17];④由高镁白云岩或白云石大理岩及少量碳质板岩和云母片岩组成的大石桥组,组内发育超大型菱镁矿床;⑤由泥质片岩及少量石英岩和大理岩组成的盖县组。辽河群又被青龙山—枣儿岭韧性剪切带分成南辽河群和北辽河群[34],北辽河群以碎屑岩和碳酸盐岩为主,而南辽河群缺失底部浪子山组,主要为火山岩-陆源碎屑-碳酸盐岩建造[22,24,27-28,40]。
胶—辽—吉带内发育的古元古代侵入岩主要包括早期经历变质作用的2.1~2.2 Ga条痕状花岗闪长岩-花岗岩系列[21,33]以及未经历变质的184~187 Ga正长岩-花岗岩[23,41-42];后者为后碰撞岩浆,与辽河群为侵入接触关系。而条痕状花岗岩属于造山前花岗岩,主要岩性为条痕状角闪二长花岗岩,以角闪石、磁铁矿等暗色矿物组成的条痕状构造为主要特征[33] [图3(a)];花岗岩大多被后期基性岩脉侵入[图3(b)],岩脉后期变质成为斜长角闪岩,说明花岗岩也经历了角闪岩相变质作用。此外,花岗岩常发育暗色微粒包体[图3(c)]。
2 岩石学特征
选取的5个典型条痕状花岗岩体分别为虎皮峪岩体、哈达碑岩体、牧牛河岩体、大房身岩体和四门子岩体。
虎皮峪岩体矿物组成包括微斜长石(体积分数为30%)、条纹长石(15%)、斜长石(15%)、石英(25%)以及少量黑云母和角闪石,副矿物为绿帘石、磁铁矿、锆石、磷灰石和榍石。斜长石具无明显环带。岩体中发现有少量的闪长质暗色包体。
哈达碑岩体矿物组成与虎皮峪岩体相似,包括斜长石(体积分数为40%)、微斜长石(25%)、石英(30%)以及少量黑云母和角闪石,副矿物为绿帘石、磁铁矿、雌黄铁矿、锆石、磷灰石和榍石。辉长闪长质暗色包体在岩体内普遍发育[图4(b)、(c)],且在包体内部可见斜长石被角闪石晶体包裹[图4(d)]。远离基性暗色微粒包体的斜长石具有正环带,而离基性暗色微粒包体较近的斜长石具有复杂的韵律环带[图4(e)、(f)]。
牧牛河岩体为条痕状角闪黑云花岗岩,矿物组成包括斜长石(体积分数为35%)、钾长石(15%)、石英(30%)、黑云母(约8%,部分被蚀变为绿泥石)和角闪石(约7%),副矿物为锆石、榍石和磁铁矿。角闪石为自形,斜长石发生高岭土化,环带少见。
大房身岩体是条痕状钾长花岗岩,具有典型的变质平衡结构[图4(g)],矿物组成包括微斜长石(体积分数为25%)、条纹长石(15%)、斜长石(5%)、石英(40%)、角闪石(10%)和少量黑云母,副矿物为电气石、锆石、磁铁矿、榍石和黝帘石。电气石为自形,且发育明显环带[图4(h)]。
四门子岩体是角闪石二长花岗岩,矿物组成包括微斜长石(体积分数为35%)、斜长石(25%)、石英(25%)和角闪石(10%),副矿物为锆石、榍石和磷灰石。角闪石为自形到半自形。
3 分析方法
矿物电子探针分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。所使用的仪器型号为JEOL JXA-8100。仪器的加速电压为15 kV,束流为1×10-8 A,分析过程束斑直径为1 μm。使用的标样是美国SPI公司的53种矿物,以PRZ方法进行基体效应的休整,分析精度好于1%。
全岩主量和微量元素含量(质量分数,下同)分析在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心完成。主量元素含量使用Leeman ICP-OES进行测定,除P2O5含量(误差约2.0%)和TiO2含量(约1.5%)外,其他元素含量的分析误差小于1%。微量元素含量利用Agilent 7500a型ICP-MS进行测定,样品的溶解、测试流程、分析精度和标样等见文献[43]的详细描述。
锆石分选是由河北省廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。锆石制靶在北京凯德正科技有限公司完成。锆石阴极发光(CL)图像的拍摄在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。
对哈达碑岩体和四门子岩体花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成,所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS仪及与之配套的New Wave UP 213激光剥蚀系统。测试点束斑直径为25 μm,频率为10 Hz,能量密度约为2.5 J·cm-2,以He为载气。年龄校准选用标准锆石GJ-1和Plesovice进行年龄校正,数据处理采用ICPMS-DataCal程序进行。对基性岩脉及锆石变质年龄的测定在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心完成。分析仪器为四级杆等离子体质谱仪Agilient 7500a及激光剥蚀进样系统(Solid-state Laser)所构成的激光等离子质谱仪LA-ICP-MS。测试点束斑直径约为36 μm,频率为10 Hz,能量密度约为8.5 J·cm-2,以He为载气。标样为TEMORA(年龄为417 Ma),年龄计算过程中同位素比值分馏校正以标准锆石91500为外标进行。同位素比值和元素含量的计算采用Glitter 4.4程序。
全岩Sm-Nd同位素分离在北京大学造山带与地壳演化教育部重点试验室超净实验室完成。同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心的新型热电离质谱仪TRITON上完成,具体试验处理流程和分析方法见文献[44]~[46]。
4 结果分析
4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄
胶—辽—吉带条痕状花岗岩锆石CL图像和锆石年龄谐和曲线分别见图5、6,定年数据见表1。
哈达碑岩体锆石为自形—半自形(图5),发育明显的震荡环带,锆石w(Th)/w(U)值大于0.4,说明它们是岩浆成因的锆石。锆石多发育变质增生边,说明岩石经历了后期的变质作用。从图6可以看出,所测样品点均落在不一致曲线上且较为分散,因此,上交点年龄(2 173±20) Ma可代表岩体的形成年龄。
四门子岩体锆石为自形(图5),发育震荡环带,w(Th)/w(U)值大于0.6,是典型的岩浆锆石,多数锆石都发育次生加大边,次生加大边无环带且不均匀,说明岩体经历了后期的变质作用。30粒锆石测点年龄值较为均一,加权平均年龄(2 205.3±1.7)Ma可代表岩体形成年龄。与牧牛河岩体类似,在四门子岩体中也发现有6粒继承锆石,这些继承锆石不发育震荡环带,且具有面状分区特征,有明显的增生边。继承锆石的年龄分别为(2 484.9±97)、(2 783.0±20.4)、(2 501.9±11.1)、(2 449.1±33.2)、(2 712.7±36.9)、(2 525.6±25.6)Ma。
侵入于虎皮峪岩体的基性岩脉(样品HP-9)锆石均发育变质增生边,核部的w(Th)/w(U)值大于0.4,说明核部为岩浆成因[47]。核部的阴极发光较暗,说明核部富Th、U等元素和稀土元素,可能原因是岩浆体系富水。边部阴极发光较亮,说明贫Th、U等元素,可能原因是变质流体带走了Th、U。对锆石核部进行测定,得出年龄为(2 157±11)Ma。该样品中发现有1粒继承锆石,年龄为(2 529±19)Ma。由于该样品中锆石的变质增生边多发育裂隙结构,且宽度较窄,所以难以获得大量变质年龄。本文选取一颗边界较宽(大于30 μm,足够进行测试)且无裂隙的锆石,对其变质增生边进行年龄测定,得出变质年龄为(1 907±15)Ma。
4.2 矿物成分
胶—辽—吉带条痕状花岗岩中多见角闪石和发育环带的斜长石。为确定角闪石和斜长石的具体成分,并为确定花岗岩类型和成因提供依据,本文利用电子探针对二者进行了主量元素的测定,并探讨其成因。
4.2.1 角闪石成分
角闪石电子探针数据见表2。根据Leake等对角闪石的分类[48],对所测数据进行投图(图7)。哈达碑岩体中的角闪石主要为镁铁质角闪石和阳起石,牧牛河岩体中的角闪石为阳起石、透闪石、镁铁质角闪石和钙镁闪石。
4.2.2 斜长石成分
斜长石电子探针数据见表3。大房身岩体和虎皮峪岩体中的斜长石主要为钠长石(An牌号为1~7)。哈达碑岩体中的斜长石主要为奥长石和中长石,An牌号为17~35。牧牛河岩体中的斜长石An牌号为3~70,变化范围非常宽。
这些条痕状花岗岩中距离基性暗色微粒包体较近的斜长石普遍发育环带。从图4(f)可以看出,斜长石成分的环带非常复杂,核部钠质成分较高(An牌号为18),向外突变为富钙的环带(An牌号为30~35),再向外围的An牌号依次为21、39、19。
4.3 全岩主、微量元素特征
胶—辽—吉带条痕状花岗岩全岩化学成分见表4,相关图解见图8。SiO2含量为69.4%~769%,K2O为13%~5.2%,Na2O为2.4%~64%,CaO为07%~32%。K2O-SiO2图解显示这些岩石属于中钾钙碱性岩石,A/NK-A/CNK图解显示岩石多为过铝质岩石(图8)。
从球粒陨石标准化稀土元素配分模式可以看出,多数岩体的花岗岩显示出类似的稀土元素配分模式(图9),除部分样品(MN-1、MN-6、SM-3和SM-5)具有Eu正异常(Eu异常为1.5~3.3,可能是由于早期斜长石的堆晶而导致的)以外,多数具有不同程度的轻稀土元素(LREE)富集和中等程度的Eu负异常。然而,大房身岩体与其他岩体不同,具有强烈的Eu负异常和高度富集的轻稀土元素。从原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9)可以看出,多数样品富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Ba和Cs),而亏损高场强元素(如Nb、Ta、Th、U、Ti和P)。
4.4 全岩Nd同位素
胶—辽—吉带全岩Nd同位素数据见表5、图10,条痕状花岗岩有非常宽的εNd(t)变化范围(-8.6~1.5),指示岩浆体系不封闭,可能是由两个具有不同Nd同位素组成的端元混合而成。
5 讨 论
5.1 年代学
胶—辽—吉带由古元古代变质火山沉积序列以及花岗质侵入体组成[7]。Luo等研究结果表明,这些变质沉积和变质火山岩形成于2.0~2.2 Ga[10-11,21,37],且在约1.9 Ga至1.93 Ga时经历了绿片岩相或角闪岩相变质[10-11,21,37,50-52]。关于古元古代条痕状花岗岩的形成年代,路孝平等对辽南钱桌沟条痕状花岗岩的定年结果显示其形成于2 160 Ma[28],路孝平等所报道的虎皮峪条痕状花岗岩也形成于2 160 Ma[24],海城和宽甸地区的条痕状花岗岩分别形成于2 140、2 070 Ma[6,20],与本文所述年龄基本接近。
基性岩脉(样品HP-9)的锆石普遍发育变质增生边。从中选取出增生边较为宽阔且无裂隙的锆石进行测试,结果显示变质增生边形成年龄为(1 907±15)Ma,与先前报道的辽河群变质沉积岩中锆石变质增生边的U-Pb年龄(约1.9 Ga,LA-ICP-MS法) [10,37]相吻合,也与Xie等所报道的南辽河群变质沉积岩中石榴石和十字石的N(207Pb)/N(206Pb)年龄(1.91~1.93 Ga)[53]相吻合,代表了区内变质时间。
本文所测得的哈达碑岩体形成于2 173 Ma,四门子岩体形成于2 205 Ma。综上所述,胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于约2.17 Ga至2.20 Ga,年龄数据与前人研究结果[35,54]一致。另外,本次研究在条痕状花岗岩和基性脉体中均发现有太古代继承锆石(图5、表1),年龄集中于约2.5 Ga和2.7~2.8 Ga,与华北克拉通太古代两期主要的岩浆作用时间吻合[16,23,29,55-56],说明华北克拉通太古代基底可能是条痕状花岗岩的主要源区。基性岩脉的年龄为2 159 Ma,稍晚于条痕状花岗岩。变质年龄约为1.9 Ga,与前人报道的变质年龄[10,21,34-35,37,50,57]一致。
5.2 条痕状花岗岩岩石类型:A型花岗岩?
Zhao等认为条痕状花岗岩属于A型[3,33],主要是依据一些地球化学投图,如Zr+Nb+Ce+Y-FeO/MgO图解。然而A型花岗岩和高分异的I型花岗岩化学成分非常相似,且这些花岗岩大多都遭受了长期改造,因此,仅仅依靠这种投图来判别条痕状花岗岩岩石类型是不准确的,在分类时必须对岩相学特征加以考虑。
ws为样品含量;wc为球粒陨石含量;wp为原始地幔含量;球粒陨石标准化值和原始地幔标准化值引自文献[59]
笔者认为这些岩石属于钙碱性Ⅰ型,证据如下:①A型花岗岩通常产生于非造山环境中,显示出贫水和碱性的特征[58],因此,A型花岗岩通常缺失钙质角闪石,即使有少量角闪石,也应当为富钠的角闪石[58],然而本文发现条痕状花岗岩中的角闪石主要为自形钙质角闪石和镁铁质角闪石[图4(c)、(i)];②岩石中发育大量的榍石和磁铁矿[图4(i)],结合钙质角闪石和基性暗色微粒包体的出现[图4(b)],说明条痕状花岗岩的母岩浆为钙碱性的,富水且具有高的氧逸度,这些都是典型的I型花岗岩特征;③条痕状花岗岩的主量元素投图表明其为中钾钙碱性岩石[图8(a)],具有过铝质特征;原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9)显示花岗岩富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Cs),亏损一些高场强元素(如Nb、Ta、Th),这些元素在A型花岗岩中显示富集特征,A型花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式通常具有显著的Eu负异常,且具有四分组效应,而条痕状花岗岩不具有这些特征;④条痕状花岗岩虽然也亏损Ba,但并不像A型花岗岩那么显著[58],其可能是岩浆体系富水而导致的。水饱和的长英质岩浆由于水蒸气的逸出和分解,使得该体系通常具有较高的氧逸度和内水压[61],导致碱性长石分离结晶,岩浆体系Ba的负异常特征被弱化。此外,条痕状花岗岩中Fe和Ti含量也比典型A型花岗岩的低,这同样也是体系富水而导致的。富水使得钛磁铁矿和铌锰钛铁矿在早期结晶,从而减少剩余岩浆中的Fe、Ti含量[61]。以上特征都说明区内古元古代条痕状花岗岩属于富水的I型花岗岩。
然而,大房身岩体的部分样品显示出A型花岗岩的特征。从图9可以看出,该岩体样品具有显著的Eu负异常(0.1)、轻微的四分组效应(0.12~021)和较低的w(Zr)/w(Hf)值(30.5~33.7,表4),而正常花岗岩的w(Zr)/w(Hf)值介于35~40 [62-63]。笔者认为该岩体的A型花岗岩特征是岩浆体系富硼而导致的高度演化所造成的,岩体高SiO2含量(76.7%~77.1%)也说明其进行过充分的演化,而电气石的广泛发育则证实了体系富硼的特征,电气石的结晶需要岩浆体系B含量大于1%[64][图4(h)]。硼的存在会降低岩浆体系的固相线温度和黏度[63],从而延长了岩浆演化的时间,也加强了熔体同岩石之间的相互反应,最终导致体系高硅、Non-CHARAC特征(如低w(Zr)/w(Hf)值)和轻微的稀土元素四分组效应[63,65]。岩石中斜长石极度富钠的特征(Ab牌号为71.1~983)也印证了岩体的高度演化[58]。斜长石的富钠特征也可能与硼的加入有关,因为棚的加入可以使Ab-Or-Qtz三相共生结点向Ab轴移动[66]。
5.3 花岗岩成因:岩浆混合
根据岩相学和地球化学特征,壳源酸性岩浆和幔源基性岩浆的混合形成了条痕状花岗岩的原岩。
首先,基性暗色微粒包体广泛存在于条痕状花岗岩中[图4(b)、(c)]。虽然基性暗色微粒包体可能的成因为岩浆房中早期矿物的堆晶[67],或者源岩部分熔融的残余体[68-69],但条痕状花岗岩中的基性暗色微粒包体是基性岩浆同酸性岩浆混合的结果[70-76]。证据为:①基性暗色微粒包体显示被拉长的形状[图4(b)],是在塑性状态下岩浆的混合对流而导致的[73,75];②基性暗色微粒包体中角闪石内有斜长石的包裹晶[图4(d)],指示在基性岩浆注入酸性岩浆时将其中早期结晶的斜长石包裹进去;③基性暗色微粒包体比寄主岩石具有更细粒的结构[图4(c)],且针柱状磷灰石也较为发育,说明温度较高的基性岩浆在注入温度较低的酸性岩浆时发生淬火。因此,基性暗色微粒包体的出现是条痕状花岗岩母岩浆混合成因的一个典型证据[75,77-78]。
其次,寄主岩石中距离基性暗色微粒包体较近的斜长石具有复杂的成分环带[图4(e)、(f)],通常是中基性岩浆和酸性岩浆之间的混合形成的[75,79-80]。钠长石核部(An18)是在酸性岩浆中结晶形成的,而相对富钙的环带(An35和An39)可能是由两次基性岩浆的注入和岩浆混合导致的[图4(h)][81-82]。
再次,样品全岩Nd同位素组成变化很大(εNd(t)值为-8.6~1.5),说明条痕状花岗岩并非形成于一个封闭体系[83-84],而暗示是两个Nd同位素组成相差悬殊的端元混合而成的。这与锆石非常宽的εHf(t)值变化范围(-1.27~5.58)相吻合。巨大的Hf同位素变化范围通常也被认为是岩浆混合的结果[84]。
5.4 源区特征
胶—辽—吉带条痕状花岗岩可能的源区为华北克拉通地壳熔融出的酸性岩浆和地幔熔融出的基性岩浆。宽的εNd(t)值变化范围和非常低的εNd(t)值指示酸性端元可能是源自于太古代基底岩石的部分熔融;继承锆石的年龄(2.53~2.78 Ga)与东部陆块基底岩石年龄(2.5~2.6 Ga) [85-86]相吻合,也证实了此结论。华北克拉通太古代基底主要由中基性麻粒岩/角闪岩和英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(Tonalite-trondhjemite-granodiorite,TTG)片麻岩组成[3,29,87-88]。大房身、虎皮峪和四门子岩体富钾,w(K2O)/w(Na2O)值分别为1.6~2.1,13和0.5~1.3,它们也具有相对低的εNd(t)值,分别为-2.8~-0.8,-8.6~-3.7,-4.8~-0.41,比太古代基性—超基性角闪岩演化至2.2 Ga时的εNd(2.2 Ga)值(-1.19~10.51)更低,而与TTG片麻岩演化到2.2 Ga的Nd同位素组成相吻合(εNd(2.2 Ga)=-16.41~1.94)。因此,大房身、虎皮峪、四门子岩体的酸性端元应主要为太古代TTG片麻岩。这一结论也与岩体较高的SiO2含量(70.4%~77.1%)相吻合。然而,牧牛河和哈达碑岩体具有相对低的w(K2O)/w(Na2O)值(小于1)和较高的εNd(t)值(-3.6~1.46),指示这两个岩体的酸性端元中有晚太古代基性麻粒岩/斜长角闪岩部分熔融体的混入。
胶—辽—吉带条痕状花岗岩的另一端元应为遭受早期俯冲带流体交代的地幔楔熔融的基性岩浆。部分样品比较高的εNd(t)值(1.5,数据源自样品MN-6)说明源区有幔源岩浆的加入。基性暗色微粒包体中大量自形角闪石[图4(c)]和同时期变质基性岩的出现[89]说明基性暗色微粒包体的母岩浆可能是在俯冲带上部地幔楔部分熔融出的富水玄武质岩浆[75,81]。同期产生的基性岩浆富集大离子亲石元素(如Sr、Ba和Th),亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti)。同时,玄武岩具有典型的钙碱性特征[5,32,60],说明玄武岩源区为被交代的岩石圈地幔。另外,变质基性岩具较高的w(K)/w(Ta)值(大于20 000) [60]和w(Ba)/w(La)值(1.3~1 062),可能是俯冲带流体中K和Ba元素的高度活动性所导致的[90]。
5.5 构造意义
关于胶—辽—吉带的构造属性,前人有陆内裂谷[3,10,18,20,34-35,37,41,91]和陆-弧-陆碰撞带[5,21,25-27,92-93] 之争。
胶—辽—吉带条痕状花岗岩(以及辽河群)应形成于大陆弧环境,证据如下:①带内多数条痕状花岗岩具有钙碱性特征,尽管部分样品显示出A型花岗岩的特征,如大房身岩体,这可能是富硼岩浆的高度演化所致;②岩浆的富水特征(含富钙的角闪石)也佐证了其属于弧岩浆的结论,基性暗色微粒包体中也包含大量的角闪石,可能是地幔端元被俯冲带流体交代而导致的;③条痕状花岗岩的Nd同位素组成变化范围较大(εNd (t) =-8.6~1.5),也与岛弧环境下的壳幔岩浆混合模式相吻合。
古元古代胶—辽—吉带的俯冲带构造背景也得到地质证据的支持:①同时期的变质玄武岩(年龄约为2.2 Ga)也具有典型的钙碱性特征,富集大离子亲石元素,亏损高场强元素[5,60],而裂谷环境下的玄武岩多为碱性玄武岩,如东非裂谷玄武岩[94-96];②辽河群火山(沉积)岩(年龄为2.1~2.2 Ga)具有很高的B含量[20,97],并有超大型硼矿床发育[18,98],而硼的富集通常与俯冲带流体有关,遭受海水交代蚀变的洋壳和大洋沉积物在俯冲带位置脱水形成富硼流体,并交代地幔楔,从而形成富硼的岩系[98-101]。全球硼矿几乎都形成在汇聚板缘的位置。例如土耳其西部的大型硼矿床[102]产于与俯冲有关的碰撞带[103-104],洋壳俯冲作用过程中地幔楔被含硼流体的交代而富硼,能够为硼矿的形成提供物质来源;再如阿根廷罗马布兰卡硼矿床的形成也与俯冲带环境有关[102,105]。陆内裂谷环境下不能产生富硼岩浆和硼矿,因此,古元古代胶—辽—吉带富硼岩系和硼矿的发育也说明其构造环境为俯冲带。综上所述,华北克拉通古元古代胶—辽—吉带形成于俯冲带环境,而非裂谷环境。
关于俯冲极性,白瑾等提出了北向俯冲的观点[40],认为龙岗陆块的南缘为活动大陆边缘,而狼林陆块的北缘为被动大陆边缘,且在狼林陆块北缘形成了碎屑沉积,两个陆块在约1.9 Ga最终拼合,导致弧陆碰撞,形成胶—辽—吉带。相反,Faure等提出南向俯冲的观点[5],原因是南辽河群主要发育火山岩。本文所述的太古代继承锆石年龄与前人所测得龙岗陆块的TTG片麻岩年龄(2 500~3 800 Ma,集中于约2 500 Ma和约2 700 Ma)相吻合,这两期年龄代表了龙岗陆块在太古代两次主要的陆壳增长事件[86,106];而狼林陆块岩浆年龄主要集中于2 440~2 500 Ma,并不发育老于2 500 Ma的岩浆[107-108];因此,这些弧岩浆的主要源区应为北部龙岗陆块的下地壳,龙岗陆块南缘为活动大陆边缘,胶—辽—吉带为太古代北向俯冲带。
6 结 语
(1)胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于2 173~2 205 Ma,被后期的基性岩脉(年龄约为2 159 Ma)侵入其中,并于约1.9 Ga发生角闪岩相变质。条痕状花岗岩和基性岩脉中均包含太古代继承锆石,继承锆石的年龄集中于约2.5 Ga和2.7~2.8 Ga。
(2)胶—辽—吉带内古元古代条痕状花岗岩为Ⅰ型花岗岩,并非A型花岗岩。部分岩石具有类似A型花岗岩的微量元素特征,是岩浆体系内富硼而引起的岩浆高度分异所致的。
(3)胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于下地壳来源的酸性岩浆和富集地幔来源的基性岩浆的混合,属于钙碱性弧岩浆,是胶—辽—吉带在约2.2 Ga时开始发生大规模北向俯冲的产物。
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CHEN Bin,CHEN Chang-jian,HE Jing-bo,et al.Origin
摘 要:华北克拉通胶—辽—吉带内发育大量古元古代条痕状花岗岩,岩性主要为含角闪石或磁铁矿的二长花岗岩,以暗色矿物定向排列为显著识别特征。基于系统的野外调查、岩石学、地质年代学和地球化学研究,对条痕状花岗岩成因和其形成的构造环境提出了不同的模式。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄显示这些条痕状花岗岩形成于2 173~2 205 Ma,基性岩脉侵位于2 159 Ma,后期的角闪岩相变质发生于约1 907 Ma。条痕状花岗岩中发育基性暗色微粒包体,也发育钙质角闪石和镁铁质角闪石,副矿物为锆石、榍石和磁铁矿。主量和微量元素分析结果显示:条痕状花岗岩属于钙碱性岩浆系列,A/CNK值为0.9~1.2(多数小于1.1),A/NK值为0.9~1.4,SiO2质量分数为683%~769%,岩石具有低TiO2质量分数(小于0.3%);岩石富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Cs),亏损部分高场强元素(如Nb和Ti)。这些特征都指示条痕状花岗岩可能是形成于俯冲带环境下的I型花岗岩。部分岩体(如大房身岩体)具有类似A型花岗岩的特征,这是岩浆体系富硼而引起的高分异所致的,岩体高SiO2质量分数(767%~771%)也是高分异的表现。硼的加入会导致岩浆体系固相线温度降低,使得岩浆具有更为充分的时间进行演化。全岩εNd (t)值(-86~15)和锆石εHf (t)值(-13~56)都具有非常宽的变化范围,结合基性暗色微粒包体的岩相学特征以及斜长石的环带,说明条痕状花岗岩形成于下地壳熔融的酸性岩浆和富集地幔熔融的基性岩浆的混合。花岗岩的弧岩浆属性及其老于2 500 Ma的太古代继承锆石指示胶—辽—吉带在古元古代可能发生了北向俯冲。
关键词:条痕状花岗岩;古元古代;岩石成因;电子探针分析;弧岩浆;俯冲带;华北克拉通;胶—辽—吉带
中图分类号:P588.12+1 文献标志码:A
Abstract: Voluminous Paleoproterozoic gneissic granites, which are mainly composed of hornblende or magnetite monzonitic granites, occur in Jiao-Liao-Ji Belt of North China Craton. The typical recognition feature is the orientational melanocratic mineral. The plutons are intruded by diorite dykes, and undergo a late-stage amphibolite facies metamorphism. These gneissic granites are considered as A-type granites and formed in a continental rifting setting. Based on the integrated field, petrographic, geochronological, and geochemical studies on several gneissic granite plutons, the different models for the origin and tectonic setting of these gneissic granites were proposed. LA-ICP-MS zircon U-Pb ages reveal that these gneissic granites emplace at 2 173-2 205 Ma, and the mafic dykes emplace at 2 159 Ma followed by an amphibolite facies metamorphism at 1 907 Ma. The gneissic granites contain basic mafic microgranular enclaves, calcium and mafic hornblendes, and the accessory minerals are zircon, titanite and magnetite. The analysis results of major and trace elements show that the gneissic granites are calc-alkaline magma series, A/CNK values are 0.9-1.2 (mostly less than 1.1), A/NK values are 0.9-1.4, mass fractions of SiO2 are 68.3%-76.9%, and mass fractions of TiO2 are low (<0.3%); large ion lithophile elements such as K, Rb, Sr and Cs are rich, and high field strength elements such as Nb and Ti are depleted. These features suggest that these gneissic granites are I-type granites formed probably in a subduction zone. Because of the high differentiation caused by boron-rich magmatic system, part plutons (such as Dafangshen) have characteristics of A-type-like granites, and the high mass fraction of SiO2 (76.7%-771%) is also shown by the high differentiation. The addition of boron causes the decease of solidus temperature, and tends to prolong magma evolution. The large variation of whole-rock εNd(t) values (-8.6-1.5) and zircon εHf(t) values (-1.3-5.6), together with the existence and petrographic features of mafic microgranular enclaves, and oscillatory zoning in plagioclase, suggest that the mixing of lower crust-derived acidic magma with enriched mantle-derived mafic magma might have resulted in the formation of gneissic granites. The existence of Archean inherited zircons with the ages older than 2 500 Ma in the granites together with the arc magma affinity suggests a northward subduction for Jiao-Liao-Ji Belt in Paleoproterozoic.
Key words: gneissic granite; Paleoproterozoic; petrogenesis; electron microprobe analysis; arc magma; subduction zone; North China Craton; Jiao-Liao-Ji Belt
0 引 言
大规模线型古元古代造山带的出现标志着地球上的构造形态由太古代面状构造向线型构造的转化[1-2]。这些线型构造带与全球哥伦比亚超大陆的形成有关[3-4],其形成、演化和地球动力学背景一直是前寒武纪地质研究的核心问题之一[3,5-9]。华北克拉通是地球上最古老的陆核之一,包括3个岩石构造单元:西部陆块、东部陆块和中间过渡带。其中,西部陆块由北部的阴山地块和南部的鄂尔多斯地块于约1.92 Ga拼合形成[3,10],二者中间的孔兹岩带被认为是缝合带[3,11-14]。古元古代胶—辽—吉带位于东部陆块,其南、北两侧分别是太古代狼林陆块和龙岗陆块[15-17]。胶—辽—吉带的岩浆起源及地球动力学背景和构造演化历史一直是争议的焦点。多数学者认为胶—辽—吉带是华北克拉通内的古元古代陆内裂谷带[3,8-9,18-21],证据为双峰式火山岩的存在[22]、条痕状花岗岩的A型属性[19-20,23]以及辽河群变质岩的低压逆时针P-T轨迹[24-26]。而其他学者认为胶—辽—吉带是古元古代俯冲带[5,27],在后期弧陆碰撞过程中又经历了绿片岩相到角闪岩相的变质[5,21,28],证据如下:①龙岗陆块和狼林陆块在岩石学、地质年代学和变质作用方面都有差别[23,29-30],龙岗陆块主要由2.5~3.8 Ga的花岗岩组成,且花岗岩发生了麻粒岩相的变质,而狼林陆块主要由2.4~2.5 Ga的石英闪长岩和英云闪长岩组成,且发生角闪岩相变质[31];②带内变质玄武岩显示出钙碱性岩石的地球化学特征,而钙碱性岩石是典型的弧岩浆[5,23,32]。
岩浆岩是大陆地壳的主要组成部分,岩浆岩的形成往往与大地构造的演化密切相关。在胶—辽—吉带内发育的古元古代岩浆岩主要为早期经历了变质作用的条痕状花岗岩和晚期未经历变质的巨斑状花岗岩。其中,条痕状花岗岩以暗色矿物发生定向排列形成条痕状构造为特征,被许多学者认为是形成于伸展构造背景下的A型花岗岩[21,33-35]。本文选取辽东地区5个典型条痕状花岗岩体进行详细的岩相学、锆石U-Pb年代学、地球化学、锆石Hf同位素和Sr-Nd同位素研究,对其源区、成因提出了不同解释,也对古元古代胶—辽—吉带的构造背景提出了不同的模式。
1 地质背景
胶—辽—吉带位于华北克拉通东部陆块(图1),是华北克拉通3条古元古代活动带之一[3,10]。带内出露的主要地层为一套经历了约1.9 Ga。绿片岩相到角闪岩相变质作用的火山-沉积序列[21,36-37](图2),在辽东地区被称为辽河群[38],并发育大量金属、非金属矿床和古元古代花岗质岩石(即辽吉花岗岩)[20,39]。辽河群被分为5个组,自下而上依次为:①由陆源碎屑沉积组成的浪子山组;②富硼变质岩系里尔峪组,其原岩为酸性火山岩、基性火山岩、凝灰岩及碳酸盐岩,变质形成浅粒岩、变粒岩、斜长角闪岩和镁橄榄白云石大理岩[24,27,40],组内赋存世界级超大型硼矿床[18];③石墨透闪石岩、黑云母变粒岩夹大理岩组成的高家峪组,组内赋存许多铅锌矿床和铜金矿床[17];④由高镁白云岩或白云石大理岩及少量碳质板岩和云母片岩组成的大石桥组,组内发育超大型菱镁矿床;⑤由泥质片岩及少量石英岩和大理岩组成的盖县组。辽河群又被青龙山—枣儿岭韧性剪切带分成南辽河群和北辽河群[34],北辽河群以碎屑岩和碳酸盐岩为主,而南辽河群缺失底部浪子山组,主要为火山岩-陆源碎屑-碳酸盐岩建造[22,24,27-28,40]。
胶—辽—吉带内发育的古元古代侵入岩主要包括早期经历变质作用的2.1~2.2 Ga条痕状花岗闪长岩-花岗岩系列[21,33]以及未经历变质的184~187 Ga正长岩-花岗岩[23,41-42];后者为后碰撞岩浆,与辽河群为侵入接触关系。而条痕状花岗岩属于造山前花岗岩,主要岩性为条痕状角闪二长花岗岩,以角闪石、磁铁矿等暗色矿物组成的条痕状构造为主要特征[33] [图3(a)];花岗岩大多被后期基性岩脉侵入[图3(b)],岩脉后期变质成为斜长角闪岩,说明花岗岩也经历了角闪岩相变质作用。此外,花岗岩常发育暗色微粒包体[图3(c)]。
2 岩石学特征
选取的5个典型条痕状花岗岩体分别为虎皮峪岩体、哈达碑岩体、牧牛河岩体、大房身岩体和四门子岩体。
虎皮峪岩体矿物组成包括微斜长石(体积分数为30%)、条纹长石(15%)、斜长石(15%)、石英(25%)以及少量黑云母和角闪石,副矿物为绿帘石、磁铁矿、锆石、磷灰石和榍石。斜长石具无明显环带。岩体中发现有少量的闪长质暗色包体。
哈达碑岩体矿物组成与虎皮峪岩体相似,包括斜长石(体积分数为40%)、微斜长石(25%)、石英(30%)以及少量黑云母和角闪石,副矿物为绿帘石、磁铁矿、雌黄铁矿、锆石、磷灰石和榍石。辉长闪长质暗色包体在岩体内普遍发育[图4(b)、(c)],且在包体内部可见斜长石被角闪石晶体包裹[图4(d)]。远离基性暗色微粒包体的斜长石具有正环带,而离基性暗色微粒包体较近的斜长石具有复杂的韵律环带[图4(e)、(f)]。
牧牛河岩体为条痕状角闪黑云花岗岩,矿物组成包括斜长石(体积分数为35%)、钾长石(15%)、石英(30%)、黑云母(约8%,部分被蚀变为绿泥石)和角闪石(约7%),副矿物为锆石、榍石和磁铁矿。角闪石为自形,斜长石发生高岭土化,环带少见。
大房身岩体是条痕状钾长花岗岩,具有典型的变质平衡结构[图4(g)],矿物组成包括微斜长石(体积分数为25%)、条纹长石(15%)、斜长石(5%)、石英(40%)、角闪石(10%)和少量黑云母,副矿物为电气石、锆石、磁铁矿、榍石和黝帘石。电气石为自形,且发育明显环带[图4(h)]。
四门子岩体是角闪石二长花岗岩,矿物组成包括微斜长石(体积分数为35%)、斜长石(25%)、石英(25%)和角闪石(10%),副矿物为锆石、榍石和磷灰石。角闪石为自形到半自形。
3 分析方法
矿物电子探针分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。所使用的仪器型号为JEOL JXA-8100。仪器的加速电压为15 kV,束流为1×10-8 A,分析过程束斑直径为1 μm。使用的标样是美国SPI公司的53种矿物,以PRZ方法进行基体效应的休整,分析精度好于1%。
全岩主量和微量元素含量(质量分数,下同)分析在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心完成。主量元素含量使用Leeman ICP-OES进行测定,除P2O5含量(误差约2.0%)和TiO2含量(约1.5%)外,其他元素含量的分析误差小于1%。微量元素含量利用Agilent 7500a型ICP-MS进行测定,样品的溶解、测试流程、分析精度和标样等见文献[43]的详细描述。
锆石分选是由河北省廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。锆石制靶在北京凯德正科技有限公司完成。锆石阴极发光(CL)图像的拍摄在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。
对哈达碑岩体和四门子岩体花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成,所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS仪及与之配套的New Wave UP 213激光剥蚀系统。测试点束斑直径为25 μm,频率为10 Hz,能量密度约为2.5 J·cm-2,以He为载气。年龄校准选用标准锆石GJ-1和Plesovice进行年龄校正,数据处理采用ICPMS-DataCal程序进行。对基性岩脉及锆石变质年龄的测定在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心完成。分析仪器为四级杆等离子体质谱仪Agilient 7500a及激光剥蚀进样系统(Solid-state Laser)所构成的激光等离子质谱仪LA-ICP-MS。测试点束斑直径约为36 μm,频率为10 Hz,能量密度约为8.5 J·cm-2,以He为载气。标样为TEMORA(年龄为417 Ma),年龄计算过程中同位素比值分馏校正以标准锆石91500为外标进行。同位素比值和元素含量的计算采用Glitter 4.4程序。
全岩Sm-Nd同位素分离在北京大学造山带与地壳演化教育部重点试验室超净实验室完成。同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心的新型热电离质谱仪TRITON上完成,具体试验处理流程和分析方法见文献[44]~[46]。
4 结果分析
4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄
胶—辽—吉带条痕状花岗岩锆石CL图像和锆石年龄谐和曲线分别见图5、6,定年数据见表1。
哈达碑岩体锆石为自形—半自形(图5),发育明显的震荡环带,锆石w(Th)/w(U)值大于0.4,说明它们是岩浆成因的锆石。锆石多发育变质增生边,说明岩石经历了后期的变质作用。从图6可以看出,所测样品点均落在不一致曲线上且较为分散,因此,上交点年龄(2 173±20) Ma可代表岩体的形成年龄。
四门子岩体锆石为自形(图5),发育震荡环带,w(Th)/w(U)值大于0.6,是典型的岩浆锆石,多数锆石都发育次生加大边,次生加大边无环带且不均匀,说明岩体经历了后期的变质作用。30粒锆石测点年龄值较为均一,加权平均年龄(2 205.3±1.7)Ma可代表岩体形成年龄。与牧牛河岩体类似,在四门子岩体中也发现有6粒继承锆石,这些继承锆石不发育震荡环带,且具有面状分区特征,有明显的增生边。继承锆石的年龄分别为(2 484.9±97)、(2 783.0±20.4)、(2 501.9±11.1)、(2 449.1±33.2)、(2 712.7±36.9)、(2 525.6±25.6)Ma。
侵入于虎皮峪岩体的基性岩脉(样品HP-9)锆石均发育变质增生边,核部的w(Th)/w(U)值大于0.4,说明核部为岩浆成因[47]。核部的阴极发光较暗,说明核部富Th、U等元素和稀土元素,可能原因是岩浆体系富水。边部阴极发光较亮,说明贫Th、U等元素,可能原因是变质流体带走了Th、U。对锆石核部进行测定,得出年龄为(2 157±11)Ma。该样品中发现有1粒继承锆石,年龄为(2 529±19)Ma。由于该样品中锆石的变质增生边多发育裂隙结构,且宽度较窄,所以难以获得大量变质年龄。本文选取一颗边界较宽(大于30 μm,足够进行测试)且无裂隙的锆石,对其变质增生边进行年龄测定,得出变质年龄为(1 907±15)Ma。
4.2 矿物成分
胶—辽—吉带条痕状花岗岩中多见角闪石和发育环带的斜长石。为确定角闪石和斜长石的具体成分,并为确定花岗岩类型和成因提供依据,本文利用电子探针对二者进行了主量元素的测定,并探讨其成因。
4.2.1 角闪石成分
角闪石电子探针数据见表2。根据Leake等对角闪石的分类[48],对所测数据进行投图(图7)。哈达碑岩体中的角闪石主要为镁铁质角闪石和阳起石,牧牛河岩体中的角闪石为阳起石、透闪石、镁铁质角闪石和钙镁闪石。
4.2.2 斜长石成分
斜长石电子探针数据见表3。大房身岩体和虎皮峪岩体中的斜长石主要为钠长石(An牌号为1~7)。哈达碑岩体中的斜长石主要为奥长石和中长石,An牌号为17~35。牧牛河岩体中的斜长石An牌号为3~70,变化范围非常宽。
这些条痕状花岗岩中距离基性暗色微粒包体较近的斜长石普遍发育环带。从图4(f)可以看出,斜长石成分的环带非常复杂,核部钠质成分较高(An牌号为18),向外突变为富钙的环带(An牌号为30~35),再向外围的An牌号依次为21、39、19。
4.3 全岩主、微量元素特征
胶—辽—吉带条痕状花岗岩全岩化学成分见表4,相关图解见图8。SiO2含量为69.4%~769%,K2O为13%~5.2%,Na2O为2.4%~64%,CaO为07%~32%。K2O-SiO2图解显示这些岩石属于中钾钙碱性岩石,A/NK-A/CNK图解显示岩石多为过铝质岩石(图8)。
从球粒陨石标准化稀土元素配分模式可以看出,多数岩体的花岗岩显示出类似的稀土元素配分模式(图9),除部分样品(MN-1、MN-6、SM-3和SM-5)具有Eu正异常(Eu异常为1.5~3.3,可能是由于早期斜长石的堆晶而导致的)以外,多数具有不同程度的轻稀土元素(LREE)富集和中等程度的Eu负异常。然而,大房身岩体与其他岩体不同,具有强烈的Eu负异常和高度富集的轻稀土元素。从原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9)可以看出,多数样品富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Ba和Cs),而亏损高场强元素(如Nb、Ta、Th、U、Ti和P)。
4.4 全岩Nd同位素
胶—辽—吉带全岩Nd同位素数据见表5、图10,条痕状花岗岩有非常宽的εNd(t)变化范围(-8.6~1.5),指示岩浆体系不封闭,可能是由两个具有不同Nd同位素组成的端元混合而成。
5 讨 论
5.1 年代学
胶—辽—吉带由古元古代变质火山沉积序列以及花岗质侵入体组成[7]。Luo等研究结果表明,这些变质沉积和变质火山岩形成于2.0~2.2 Ga[10-11,21,37],且在约1.9 Ga至1.93 Ga时经历了绿片岩相或角闪岩相变质[10-11,21,37,50-52]。关于古元古代条痕状花岗岩的形成年代,路孝平等对辽南钱桌沟条痕状花岗岩的定年结果显示其形成于2 160 Ma[28],路孝平等所报道的虎皮峪条痕状花岗岩也形成于2 160 Ma[24],海城和宽甸地区的条痕状花岗岩分别形成于2 140、2 070 Ma[6,20],与本文所述年龄基本接近。
基性岩脉(样品HP-9)的锆石普遍发育变质增生边。从中选取出增生边较为宽阔且无裂隙的锆石进行测试,结果显示变质增生边形成年龄为(1 907±15)Ma,与先前报道的辽河群变质沉积岩中锆石变质增生边的U-Pb年龄(约1.9 Ga,LA-ICP-MS法) [10,37]相吻合,也与Xie等所报道的南辽河群变质沉积岩中石榴石和十字石的N(207Pb)/N(206Pb)年龄(1.91~1.93 Ga)[53]相吻合,代表了区内变质时间。
本文所测得的哈达碑岩体形成于2 173 Ma,四门子岩体形成于2 205 Ma。综上所述,胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于约2.17 Ga至2.20 Ga,年龄数据与前人研究结果[35,54]一致。另外,本次研究在条痕状花岗岩和基性脉体中均发现有太古代继承锆石(图5、表1),年龄集中于约2.5 Ga和2.7~2.8 Ga,与华北克拉通太古代两期主要的岩浆作用时间吻合[16,23,29,55-56],说明华北克拉通太古代基底可能是条痕状花岗岩的主要源区。基性岩脉的年龄为2 159 Ma,稍晚于条痕状花岗岩。变质年龄约为1.9 Ga,与前人报道的变质年龄[10,21,34-35,37,50,57]一致。
5.2 条痕状花岗岩岩石类型:A型花岗岩?
Zhao等认为条痕状花岗岩属于A型[3,33],主要是依据一些地球化学投图,如Zr+Nb+Ce+Y-FeO/MgO图解。然而A型花岗岩和高分异的I型花岗岩化学成分非常相似,且这些花岗岩大多都遭受了长期改造,因此,仅仅依靠这种投图来判别条痕状花岗岩岩石类型是不准确的,在分类时必须对岩相学特征加以考虑。
ws为样品含量;wc为球粒陨石含量;wp为原始地幔含量;球粒陨石标准化值和原始地幔标准化值引自文献[59]
笔者认为这些岩石属于钙碱性Ⅰ型,证据如下:①A型花岗岩通常产生于非造山环境中,显示出贫水和碱性的特征[58],因此,A型花岗岩通常缺失钙质角闪石,即使有少量角闪石,也应当为富钠的角闪石[58],然而本文发现条痕状花岗岩中的角闪石主要为自形钙质角闪石和镁铁质角闪石[图4(c)、(i)];②岩石中发育大量的榍石和磁铁矿[图4(i)],结合钙质角闪石和基性暗色微粒包体的出现[图4(b)],说明条痕状花岗岩的母岩浆为钙碱性的,富水且具有高的氧逸度,这些都是典型的I型花岗岩特征;③条痕状花岗岩的主量元素投图表明其为中钾钙碱性岩石[图8(a)],具有过铝质特征;原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9)显示花岗岩富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Cs),亏损一些高场强元素(如Nb、Ta、Th),这些元素在A型花岗岩中显示富集特征,A型花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式通常具有显著的Eu负异常,且具有四分组效应,而条痕状花岗岩不具有这些特征;④条痕状花岗岩虽然也亏损Ba,但并不像A型花岗岩那么显著[58],其可能是岩浆体系富水而导致的。水饱和的长英质岩浆由于水蒸气的逸出和分解,使得该体系通常具有较高的氧逸度和内水压[61],导致碱性长石分离结晶,岩浆体系Ba的负异常特征被弱化。此外,条痕状花岗岩中Fe和Ti含量也比典型A型花岗岩的低,这同样也是体系富水而导致的。富水使得钛磁铁矿和铌锰钛铁矿在早期结晶,从而减少剩余岩浆中的Fe、Ti含量[61]。以上特征都说明区内古元古代条痕状花岗岩属于富水的I型花岗岩。
然而,大房身岩体的部分样品显示出A型花岗岩的特征。从图9可以看出,该岩体样品具有显著的Eu负异常(0.1)、轻微的四分组效应(0.12~021)和较低的w(Zr)/w(Hf)值(30.5~33.7,表4),而正常花岗岩的w(Zr)/w(Hf)值介于35~40 [62-63]。笔者认为该岩体的A型花岗岩特征是岩浆体系富硼而导致的高度演化所造成的,岩体高SiO2含量(76.7%~77.1%)也说明其进行过充分的演化,而电气石的广泛发育则证实了体系富硼的特征,电气石的结晶需要岩浆体系B含量大于1%[64][图4(h)]。硼的存在会降低岩浆体系的固相线温度和黏度[63],从而延长了岩浆演化的时间,也加强了熔体同岩石之间的相互反应,最终导致体系高硅、Non-CHARAC特征(如低w(Zr)/w(Hf)值)和轻微的稀土元素四分组效应[63,65]。岩石中斜长石极度富钠的特征(Ab牌号为71.1~983)也印证了岩体的高度演化[58]。斜长石的富钠特征也可能与硼的加入有关,因为棚的加入可以使Ab-Or-Qtz三相共生结点向Ab轴移动[66]。
5.3 花岗岩成因:岩浆混合
根据岩相学和地球化学特征,壳源酸性岩浆和幔源基性岩浆的混合形成了条痕状花岗岩的原岩。
首先,基性暗色微粒包体广泛存在于条痕状花岗岩中[图4(b)、(c)]。虽然基性暗色微粒包体可能的成因为岩浆房中早期矿物的堆晶[67],或者源岩部分熔融的残余体[68-69],但条痕状花岗岩中的基性暗色微粒包体是基性岩浆同酸性岩浆混合的结果[70-76]。证据为:①基性暗色微粒包体显示被拉长的形状[图4(b)],是在塑性状态下岩浆的混合对流而导致的[73,75];②基性暗色微粒包体中角闪石内有斜长石的包裹晶[图4(d)],指示在基性岩浆注入酸性岩浆时将其中早期结晶的斜长石包裹进去;③基性暗色微粒包体比寄主岩石具有更细粒的结构[图4(c)],且针柱状磷灰石也较为发育,说明温度较高的基性岩浆在注入温度较低的酸性岩浆时发生淬火。因此,基性暗色微粒包体的出现是条痕状花岗岩母岩浆混合成因的一个典型证据[75,77-78]。
其次,寄主岩石中距离基性暗色微粒包体较近的斜长石具有复杂的成分环带[图4(e)、(f)],通常是中基性岩浆和酸性岩浆之间的混合形成的[75,79-80]。钠长石核部(An18)是在酸性岩浆中结晶形成的,而相对富钙的环带(An35和An39)可能是由两次基性岩浆的注入和岩浆混合导致的[图4(h)][81-82]。
再次,样品全岩Nd同位素组成变化很大(εNd(t)值为-8.6~1.5),说明条痕状花岗岩并非形成于一个封闭体系[83-84],而暗示是两个Nd同位素组成相差悬殊的端元混合而成的。这与锆石非常宽的εHf(t)值变化范围(-1.27~5.58)相吻合。巨大的Hf同位素变化范围通常也被认为是岩浆混合的结果[84]。
5.4 源区特征
胶—辽—吉带条痕状花岗岩可能的源区为华北克拉通地壳熔融出的酸性岩浆和地幔熔融出的基性岩浆。宽的εNd(t)值变化范围和非常低的εNd(t)值指示酸性端元可能是源自于太古代基底岩石的部分熔融;继承锆石的年龄(2.53~2.78 Ga)与东部陆块基底岩石年龄(2.5~2.6 Ga) [85-86]相吻合,也证实了此结论。华北克拉通太古代基底主要由中基性麻粒岩/角闪岩和英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(Tonalite-trondhjemite-granodiorite,TTG)片麻岩组成[3,29,87-88]。大房身、虎皮峪和四门子岩体富钾,w(K2O)/w(Na2O)值分别为1.6~2.1,13和0.5~1.3,它们也具有相对低的εNd(t)值,分别为-2.8~-0.8,-8.6~-3.7,-4.8~-0.41,比太古代基性—超基性角闪岩演化至2.2 Ga时的εNd(2.2 Ga)值(-1.19~10.51)更低,而与TTG片麻岩演化到2.2 Ga的Nd同位素组成相吻合(εNd(2.2 Ga)=-16.41~1.94)。因此,大房身、虎皮峪、四门子岩体的酸性端元应主要为太古代TTG片麻岩。这一结论也与岩体较高的SiO2含量(70.4%~77.1%)相吻合。然而,牧牛河和哈达碑岩体具有相对低的w(K2O)/w(Na2O)值(小于1)和较高的εNd(t)值(-3.6~1.46),指示这两个岩体的酸性端元中有晚太古代基性麻粒岩/斜长角闪岩部分熔融体的混入。
胶—辽—吉带条痕状花岗岩的另一端元应为遭受早期俯冲带流体交代的地幔楔熔融的基性岩浆。部分样品比较高的εNd(t)值(1.5,数据源自样品MN-6)说明源区有幔源岩浆的加入。基性暗色微粒包体中大量自形角闪石[图4(c)]和同时期变质基性岩的出现[89]说明基性暗色微粒包体的母岩浆可能是在俯冲带上部地幔楔部分熔融出的富水玄武质岩浆[75,81]。同期产生的基性岩浆富集大离子亲石元素(如Sr、Ba和Th),亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti)。同时,玄武岩具有典型的钙碱性特征[5,32,60],说明玄武岩源区为被交代的岩石圈地幔。另外,变质基性岩具较高的w(K)/w(Ta)值(大于20 000) [60]和w(Ba)/w(La)值(1.3~1 062),可能是俯冲带流体中K和Ba元素的高度活动性所导致的[90]。
5.5 构造意义
关于胶—辽—吉带的构造属性,前人有陆内裂谷[3,10,18,20,34-35,37,41,91]和陆-弧-陆碰撞带[5,21,25-27,92-93] 之争。
胶—辽—吉带条痕状花岗岩(以及辽河群)应形成于大陆弧环境,证据如下:①带内多数条痕状花岗岩具有钙碱性特征,尽管部分样品显示出A型花岗岩的特征,如大房身岩体,这可能是富硼岩浆的高度演化所致;②岩浆的富水特征(含富钙的角闪石)也佐证了其属于弧岩浆的结论,基性暗色微粒包体中也包含大量的角闪石,可能是地幔端元被俯冲带流体交代而导致的;③条痕状花岗岩的Nd同位素组成变化范围较大(εNd (t) =-8.6~1.5),也与岛弧环境下的壳幔岩浆混合模式相吻合。
古元古代胶—辽—吉带的俯冲带构造背景也得到地质证据的支持:①同时期的变质玄武岩(年龄约为2.2 Ga)也具有典型的钙碱性特征,富集大离子亲石元素,亏损高场强元素[5,60],而裂谷环境下的玄武岩多为碱性玄武岩,如东非裂谷玄武岩[94-96];②辽河群火山(沉积)岩(年龄为2.1~2.2 Ga)具有很高的B含量[20,97],并有超大型硼矿床发育[18,98],而硼的富集通常与俯冲带流体有关,遭受海水交代蚀变的洋壳和大洋沉积物在俯冲带位置脱水形成富硼流体,并交代地幔楔,从而形成富硼的岩系[98-101]。全球硼矿几乎都形成在汇聚板缘的位置。例如土耳其西部的大型硼矿床[102]产于与俯冲有关的碰撞带[103-104],洋壳俯冲作用过程中地幔楔被含硼流体的交代而富硼,能够为硼矿的形成提供物质来源;再如阿根廷罗马布兰卡硼矿床的形成也与俯冲带环境有关[102,105]。陆内裂谷环境下不能产生富硼岩浆和硼矿,因此,古元古代胶—辽—吉带富硼岩系和硼矿的发育也说明其构造环境为俯冲带。综上所述,华北克拉通古元古代胶—辽—吉带形成于俯冲带环境,而非裂谷环境。
关于俯冲极性,白瑾等提出了北向俯冲的观点[40],认为龙岗陆块的南缘为活动大陆边缘,而狼林陆块的北缘为被动大陆边缘,且在狼林陆块北缘形成了碎屑沉积,两个陆块在约1.9 Ga最终拼合,导致弧陆碰撞,形成胶—辽—吉带。相反,Faure等提出南向俯冲的观点[5],原因是南辽河群主要发育火山岩。本文所述的太古代继承锆石年龄与前人所测得龙岗陆块的TTG片麻岩年龄(2 500~3 800 Ma,集中于约2 500 Ma和约2 700 Ma)相吻合,这两期年龄代表了龙岗陆块在太古代两次主要的陆壳增长事件[86,106];而狼林陆块岩浆年龄主要集中于2 440~2 500 Ma,并不发育老于2 500 Ma的岩浆[107-108];因此,这些弧岩浆的主要源区应为北部龙岗陆块的下地壳,龙岗陆块南缘为活动大陆边缘,胶—辽—吉带为太古代北向俯冲带。
6 结 语
(1)胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于2 173~2 205 Ma,被后期的基性岩脉(年龄约为2 159 Ma)侵入其中,并于约1.9 Ga发生角闪岩相变质。条痕状花岗岩和基性岩脉中均包含太古代继承锆石,继承锆石的年龄集中于约2.5 Ga和2.7~2.8 Ga。
(2)胶—辽—吉带内古元古代条痕状花岗岩为Ⅰ型花岗岩,并非A型花岗岩。部分岩石具有类似A型花岗岩的微量元素特征,是岩浆体系内富硼而引起的岩浆高度分异所致的。
(3)胶—辽—吉带条痕状花岗岩形成于下地壳来源的酸性岩浆和富集地幔来源的基性岩浆的混合,属于钙碱性弧岩浆,是胶—辽—吉带在约2.2 Ga时开始发生大规模北向俯冲的产物。
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