2. 辽宁省地质矿产调查院, 沈阳 110031 ;
3. 辽宁省有色地质局一○八队, 沈阳 110031
2. Liaoning Survey Academy of Geology and Mineral Resources, Shenyang 110031, China ;
3. 108 Team of Liaoning Colored Geology Bureau, Shenyang 110031, China
华北板块与西伯利亚板块的碰撞作用(古亚洲洋的闭合)发生在晚二叠世(Chen et al., 2000, 2009; Li, 2006; 李锦轶等, 2007; Jian et al., 2008, 2010; Xiao et al., 2009)。关于三叠纪期间华北板块北缘所处构造环境、碰撞造山阶段持续时间、构造体制转换和岩石圈减薄等问题均存在较大争议。华北克拉通东部发生岩石圈减薄或破坏已被众多地质学者所认同,但就其发生的时间、机制以及空间分布范围等仍存在不同看法,减薄作用的起始时间存在三叠纪(韩宝福等, 2004; Yang et al., 2007a, b, 2012; 杨进辉和吴福元, 2009)、侏罗纪-早白垩世(吴福元等, 2008; Gao et al., 2004; Wu et al., 2005; Yang et al., 2003, 2008)和晚白垩世-新生代(Fan and Menzies, 1992; Xu, 2001; Zheng et al., 2007)等不同的认识。杨进辉和吴福元(2009)通过对华北东部三叠纪岩浆岩的研究认为华北克拉通破坏的起始时间可能为晚三叠世,与大陆深俯冲及陆陆碰撞造山作用所引起的地壳加厚、拆沉作用有关。朱日祥等(2011)、赵越等(2010)和Wu et al. (2005)认为晚中生代古太平洋板块俯冲作用以及蒙古-鄂霍次克海的闭合导致华北克拉通动力学体制发生重大转折,即由早中生代的南北向收缩或挤压转变为与古太平洋板块俯冲相关的近东西向的板内变形与伸展,也正是这次动力学体制转折导致华北克拉通东部的破坏,并在早白垩世(125Ma)达到峰期。翟明国等(2003)认为华北东部构造体制转折的峰期时限起于约150~140Ma,结束于约110~100Ma,峰值是120Ma。
华北克拉通三叠纪岩浆活动主要发生于华北克拉通北缘、东南缘和相邻的苏鲁造山带,胶东、辽东和朝鲜半岛有零星分布。华北东部三叠纪侵入岩岩石类型复杂,包括辉长岩-闪长岩-花岗岩等钙碱性系列岩石和正长岩-碱长花岗岩等碱性系列岩石。Yang et al. (2007a)和裴福萍等(2008)的研究表明三叠纪镁铁质岩石来源于地幔源区。Yang et al. (2007b)和Williams et al. (2009)的研究认为辽东-吉南的三叠纪花岗岩来源于下地壳物质的部分熔融,并有地幔物质的参与。Yang et al. (2005)和Peng et al. (2008)的研究认为胶东半岛、辽东以及朝鲜地区的三叠纪正长岩来源于古老、富集的岩石圈地幔,是岩石圈地幔低程度部分熔融后经结晶分异形成。华北东部的三叠纪岩浆活动主要与华北板块和扬子板块的碰撞拼合有关。相比之下华北克拉通北缘与西伯利亚板块碰撞相关的三叠纪岩浆活动较弱,且研究较少。
研究区位于华北克拉通北缘东段,笔者在开展辽宁1:5万房木镇等4幅区调项目过程中,在开原地区通过锆石U-Pb测年厘定出早三叠世、中三叠世以及晚三叠世三个时期的侵入岩。通过岩相学、岩石地球化学及年代学研究,探讨了研究区三叠纪岩浆岩的地球动力学背景及华北北缘岩石圈减薄等问题。
2 地质背景研究区位于华北克拉通北缘东段,华北克拉通北缘断裂(即赤峰-开原断裂,本区又称为清河断裂)从研究区中部穿过(图 1a)。清河断裂形成于晚二叠世-早三叠世西伯利亚板块与华北板块碰撞拼合构造背景下,其控制了研究区内三叠纪的岩浆活动。沿清河断裂发育有大型的韧性剪切带,造成了三叠纪及之前的地质体遭受了较强的构造变形作用,岩石被改造为糜棱岩系列。清河断裂以南为华北克拉通区,以发育太古宙结晶基底为特征,出露有新太古代TTG岩石以及中生代侵入岩(图 1b)。清河断裂以北为华北北缘增生带,以发育陆缘沉积岩及火山岩为特征,出露有中二叠世照北山岩组、早三叠世尖山子岩组以及大面积的中生代侵入岩(图 1b)。照北山岩组主要为大理岩,夹少量的斜长角闪岩和变粒岩。尖山子岩组为一套强烈片理化的火山岩组合,以片理化安山岩为主。早白垩世,研究区北部叠加有小型火山沉积盆地(图 1b)。研究区内中生代岩浆活动较为强烈,分布受清河断裂控制。
研究区中生代岩浆活动可分为三叠纪和侏罗纪两个期次,其中三叠纪岩浆活动是本次工作的研究对象。三叠纪侵入岩包括早三叠世尖山子岩体、中三叠世宝兴岩体和晚三叠世树德屯岩体。早三叠世尖山子岩体分布面积约120km2,岩性主要为二长花岗岩,呈岩基产出,其侵入稍早形成的尖山子岩组中。中三叠世宝兴岩体多呈捕掳体产出于侏罗纪侵入岩中,出露面积约6km2,岩性主要为花岗闪长岩。晚三叠世树德屯岩体规模较小,出露面积约8km2,沿清河断裂分布,其岩性主要为闪长岩,呈岩株产出。研究区侏罗纪岩浆活动十分强烈,可分为早侏罗世、中侏罗世和晚侏罗世三个时期。早侏罗世岩浆岩主要发育于振兴镇一带,以酸性花岗岩为主,呈岩基产出,LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄值为180±0.74Ma(未发表资料)。中侏罗世岩浆活动强烈,岩性复杂多样,包括辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩等,多以岩株或岩基产出。晚侏罗世岩浆岩以酸性二长花岗岩为主,呈岩基状发育于营厂-大孤家一带。
3 岩石学特征 3.1 早三叠世尖山子岩体因受印支期强烈的动力变质作用影响,尖山子岩体内部岩石现已被改造为糜棱岩。原岩的结构、构造已被破坏,仅从变形稍弱的初糜棱岩中,可依稀分辨出原岩具花岗结构。
根据填图结果,尖山子岩体岩性现主要为二长花岗质糜棱岩,呈灰白色,具糜棱纹理、眼球状构造,糜棱结构。岩石由残斑、基质组成。残斑由钾长石、斜长石组成,粒度0.4~15mm,大部分长石呈眼球状、透镜状,少数呈近半自形板状。钾长石为微斜长石,杂乱分布,显定向,轻高岭土化,局部粒内包裹斜长石、黑云母,具波状消光,少数交代斜长石,部分碎裂。晶内见钾长石、斜长石新晶粒等填充微裂纹(图 2a)。斜长石具不均匀高岭土化、粘土化,局部表面脏,星散分布,略显定向,少被钾长石补片状、蠕虫状交代,个别隐约见环带结构,具波状消光,有时见双晶错位(图 2b)。基质由糜棱物组成,包括长石、石英、黑云母,粒度一般 < 0.4mm。长石包括钾长石、斜长石,以斜长石为主,钾长石次之,他形粒状,集合体呈条带状定向分布,蚀变同残斑。石英呈他形粒状,亚晶粒旋转重结晶作用明显,新晶粒集合体呈条带状、透镜状定向分布,粒间齿状镶嵌;黑云母呈鳞片状,相对聚集呈断续条纹状定向分布,多色性明显,少被绿泥石交代呈假像。
受印支期韧性剪切作用影响,宝兴岩体遭受强烈变形,原岩的结构、构造已被破坏,仅从变形稍弱的初糜棱岩中,可依稀分辨出原岩具花岗结构。宝兴岩体内发育有复杂多样的韧性剪切变形,如掩卧褶皱、石香肠、旋转残斑等。掩卧褶皱以糜棱面理为构造变形面,其轴面多与糜棱面理平行,且褶皱枢纽与矿物拉伸线理一致,为A型褶皱(图 2c)。该韧性剪切带内的A型褶皱规模一般较小,小者褶幅只有几厘米,大的不超过3m。按其轴面产状可分为斜歪褶皱、倒转褶皱及平卧褶皱。褶皱轴部加厚,翼部减薄。枢纽方向多NWW向。显微镜下,有时还可见部分糜棱物与残斑构成δ型残斑系(图 2d),指示剪切运动方向为左行剪切。此外,还可见钾长石斑晶因剪切作用形成的书斜式构造(图 2e),也指示了左行剪切。
根据野外填图结果,宝兴岩体主体岩性为花岗闪长质糜棱岩。新鲜面呈灰绿色,具糜棱纹理构造,糜棱结构。岩石由残斑、基质组成。残斑由斜长石及少量钾长石组成,粒度0.2~1mm。斜长石多呈眼球状,少呈近半自形板状,显定向,大部分具粘土化,少部分具碳酸盐化、绢云母化等,表面脏,个别颗粒蚀变强仅呈假像,未见聚片双晶。钾长石为微斜长石,呈他形粒状、眼球状,显定向,有的颗粒碎裂具书斜式构造(图 2e),具波状消光。基质由糜棱物组成,包括长石、石英及新生矿物,粒度一般 < 0.2mm。长石包括斜长石、钾长石,主要为斜长石,钾长石较少,为他形粒状、微粒状,集合体呈条带状、细纹状定向分布;斜长石蚀变较强同残斑,表面脏。石英呈他形粒状,集合体呈条纹状、丝带状定向分布,绕残斑现象明显,亚晶粒旋转重结晶作用显著,新晶粒间齿状镶嵌(图 2f)。新生矿物包括绢云母、黑云母,为微鳞片状,大部分相对聚集呈细纹状定向分布,少数沿长轴定向分布于长石集合体间,其中黑云母呈褐色,多被绿泥石交代呈假像。岩石内见少量绿泥石、铁质等填充微裂纹。
3.3 晚三叠世树德屯岩体与尖山子岩体和宝兴岩体相比,树德屯岩体构造变形相对较弱,岩石多为初糜棱岩或仅遭受较弱的糜棱岩化作用。根据野外填图结果,树德屯岩体主要岩性为闪长岩,岩石呈灰绿色,具定向构造,变余半自形粒状结构,由斜长石、角闪石、黑云母、石英和少量钾长石组成。
斜长石为半自形板状-他形粒状,大部分与角闪石混杂一起定向分布,部分以似条带状聚集定向分布;粒度0.4~3mm不等,局部少见粒度 < 0.3mm的糜棱物沿较粗粒边缘分布;具不均匀粘土化,有的表面脏,具波状消光,有的见双晶扭折现象,晶内少见钾长石等填充微裂纹,与钾长石接触部位具交代蠕虫结构(图 2g)。
角闪石为他形柱粒状,偶见似鱼状,与斜长石混杂一起定向分布,粒度一般0.3~1.5mm,少部分变为 < 0.2mm的糜棱物,多色性明显。
黑云母多变为微鳞片状糜棱物,片径 < 0.2mm,少呈叶片状,片径一般0.2~1mm,相对聚集呈断续线纹状定向分布,多色性显著,少被绿泥石、绿帘石交代。
石英为他形粒状,细粒化现象明显,亚晶粒旋转重结晶形成多晶条带,新晶边界不规则,呈拉长状,粒度一般 < 0.2mm,少见0.3~2.5mm的较粗粒边缘被新晶粒环绕构成核幔构造,具波状消光(图 2h)。
钾长石为微斜长石,他形粒状,相对聚集呈细纹状定向分布,粒度0.3~3mm不等,具细粒化现象,少见 < 0.3mm的糜棱物环绕较粗粒边缘,具波状消光,轻微高岭土化,少交代斜长石,少部分粒内见硅质填充微裂纹。
4 样品采集和测试方法 4.1 样品采集本次工作共采集了5件尖山子岩体样品(JS-1、JS-2、JS-3、JS-4、JS-5)、5件宝兴岩体样品(BX-1、BX-2、BX-3、BX-4、BX-5)和4件树德屯岩体样品(SDT-1、SDT-2、SDT-3、SDT-4)进行地球化学分析测试。此外,本次工作对尖山子岩体、宝兴岩体及树德屯岩体均采集了同位素样品进行测试,同位素样品编号及地理坐标分别为:RZ08(42°25′10″N、124°40′40″E)、RZ22(42°25′26″N、124°48′23″E)、RZ28(42°26′00″N、124°51′26″E)。
4.2 分析方法主量元素、微量和稀土元素的分析测试由国土资源部沈阳矿产资源监督检测中心完成。主量元素使用X射线荧光光谱仪(XRF-1500)完成分析测试。微量元素、稀土元素分析使用等离子体质谱仪(ICP-MS)Element Ⅱ测试完成。分析结果见表 1。
为了限定尖山子岩体、宝兴岩体以及树德屯岩体的形成时代,本次工作采用LA-ICP-MS法进行锆石U-Pb同位素年龄测试。样品破碎和锆石挑选由河北省廊坊区域地质调查研究院地质实验室完成,锆石制靶和阴极发光照相由北京锆年领航科技有限公司完成,LA-ICP-MS测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。激光剥蚀系统为GeoLas Pro,ICP-MS为Agilent 7500,激光剥蚀直径为30μm。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准GJ-1作外标进行同位素分馏校正,每分析5~10个样品点,分析2次GJ-1。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移,利用GJ-1的变化采用线性内插的方式进行了校正。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot 3.6(Ludwig, 2003)完成。分析结果见表 2。
尖山子岩体的SiO2含量为68.06%~76.71%,Al2O3含量为12.72%~16.18%,FeOT含量为0.98%~2.53%,CaO含量为0.89%~2.63%,MgO含量为0.09%~0.38%,其Mg#值介于13~21之间,TiO2含量0.06%~0.27%。岩石具高硅低镁特征,全碱ALK(Na2O+K2O)含量为7.47%~8.51%,平均为8.12%,K2O/Na2O比值为0.66~1.01,Na2O含量略高于K2O。岩石里特曼指数σ为1.65~2.86,属钙碱性系列。在TAS图解上(图 3),样品基本落入花岗岩区域,仅1个样品落入石英二长岩区域。在SiO2-K2O图解中(图 4a),样品均落入高钾钙碱性系列。其铝指数A/CNK为0.98~1.10,铝饱和指数图解中(图 4b)可以看出其为准铝-过铝质岩石。
宝兴岩体的SiO2含量为52.36%~74.16%,Al2O3含量为14.5%~17.34%,FeOT含量为1.85%~8.32%,CaO含量为0.44%~5.45%,MgO含量为0.61%~3.66%,Mg#值介于36~48之间,TiO2含量0.16%~1.11%。全碱ALK(Na2O+K2O)含量为5.03%~6.95%,平均为6.1%,K2O/Na2O比值为0.47~5.62。岩石中Na2O、K2O含量及SiO2等含量变化范围较大,这与岩体遭受较强的热液活动有关,造成宝兴岩体不同部位成分较大的差异。岩石里特曼指数σ为1.55~2.27,属钙碱性系列。在TAS图解上(图 3),样品多落入闪长岩-花岗闪长岩区域,仅1个样品落入花岗岩区域。在SiO2-K2O图解中(图 4a),样品多落入高钾钙碱性系列。其铝指数A/CNK为0.95~1.45,铝饱和指数图解中(图 4b)可以看出其为过铝质岩石。
树德屯岩体的SiO2含量为48.4%~62.86%,Al2O3含量为14.62%~17.73%,FeOT含量为5.60%~8.73%,CaO含量为3.58%~9.2%,MgO含量为2.17%~13.35%,Mg#值介于32~62之间,TiO2含量0.76%~2.14%。岩石具有相对低硅、高镁钙特征,全碱ALK(Na2O+K2O)含量为2.76%~6.84%,平均为5.33%,K2O/Na2O比值为0.33~0.76,Na2O含量略高于K2O,显示富Na贫K特征。岩石里特曼指数σ为1.26~2.88,属钙碱性系列。在TAS图解上(图 3),树德屯岩体样品多落入二长闪长岩-闪长岩区域,仅1个样品落入亚碱性辉长岩区域。在SiO2-K2O图解中(图 4a),样品多落入高钾钙碱性系列。其铝指数A/CNK为0.70~1.03,铝饱和指数图解中(图 4b)可以看出其为准铝质岩石。
5.2 稀土、微量元素尖山子岩体的稀土元素总量(∑REE)在18.71×10-6~136.6×10-6之间,平均为53.91×10-6。δEu=0.55~1.87,变化范围较大。δCe=0.14~0.83,较明显的负Ce异常,(La/Yb)N=6.23~47.9,轻重稀土分馏明显,富集轻稀土,亏损重稀土。岩石轻重稀土分离程度与铕异常强度变化无明显的关系。在稀土元素配分模式图上,曲线呈明显的右倾趋势(图 5a)。在原始地幔微量元素标准化蛛网图上(图 5b)可以看出,富集大离子亲石元素Rb、K、Ba、Th,相对亏损Ta、Nb、P、Hf、Zr等高强场元素。V、Cr、Co、Ni等相容元素含量低(表 1)。
宝兴岩体的∑REE在101.4×10-6~197.7×10-6之间,平均为147.9×10-6。δEu=0.74~0.99,δCe=0.86~0.96,无明显的Eu和Ce异常。(La/Yb)N=6.81~25.6,轻重稀土分馏较明显,富集轻稀土,亏损重稀土。在稀土元素配分模式图上,曲线呈明显的右倾趋势(图 5c)。在原始地幔微量元素标准化蛛网图上(图 5d)可以看出,富集大离子亲石元素Rb、K、Ba、Th,相对亏损Ta、Nb、P、Ti等高强场元素。相对较高的V、Cr、Co、Ni等相容元素含量(表 1)。
树德屯岩体的∑REE在51.13×10-6~164.6×10-6之间,平均为129.8×10-6。δEu=0.86~1.14,δCe=0.87~1.05,无明显的Eu和Ce异常。(La/Yb)N=3.87~10.2,轻重稀土分馏不明显,相对富集轻稀土和亏损重稀土。在稀土元素配分模式图上,曲线呈较为平坦,具较弱的右倾趋势(图 5e)。在原始地幔微量元素标准化蛛网图上(图 5f)可以看出,富集大离子亲石元素Rb、K、Ba、Th,相对亏损Ta、Nb、P、Ti、Hf、Zr等高强场元素。V、Cr、Co、Ni等相容元素含量较高(表 1)。
6 锆石U-Pb测年结果尖山子岩体、宝兴岩体及树德屯岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年同位素分析数据分别列于表 2。
尖山子岩体样品RZ08中所分析的锆石颗粒长度100~180μm,长宽比2.5~3.5,呈自形短柱状或双锥状。阴极发光图像中(图 6a),锆石均具有清晰的振荡环带结构,结晶环带宽度较窄,晶棱锋锐,为典型岩浆结晶锆石的内部结构。25个测点U、Th含量分别为180.9×10-6~603.4×10-6、41.83×10-6~296.0×10-6,Th/U值0.14~0.53。尖山子岩体的25个测试点数据均落在U-Pb一致线上或在U-Pb一致线附近很小范围内,数据点分布集中(图 6d)。206Pb/238U年龄247.0~255.4Ma,加权平均值为251±1.3Ma,MSWD为0.57。结果表明,尖山子岩体形成于早三叠世。
宝兴岩体样品RZ22中所分析的锆石颗粒长度100~150μm,长宽比1.5~2.5,呈自形短柱状或双锥状。阴极发光图像(图 6b)显示,RZ22中的锆石也具有清晰的振荡环带,但晶棱较圆滑,其边部还存在一亮色增生边,应为后期热液作用形成的热液锆石,也反映了宝兴岩体在形成后经历了一期较强的构造作用。26个测试点U、Th含量分别为157.6×10-6~879.1×10-6、62.63×10-6~1367×10-6,Th/U值0.40~1.55,具典型的岩浆锆石成分特征。所有测试点均落在U-Pb一致线上,分布集中(图 6e)。206Pb/238U年龄229.6~238.3Ma,加权平均值为235±1.3Ma,MSWD为0.28。测年结果表明,宝兴岩体形成于中三叠世。
树德屯岩体样品RZ28中锆石颗粒较为破碎,但仍可见清晰的岩浆振荡环带,相比RZ08、RZ22,其结晶环带较宽(图 6c),这种特征也与树德屯岩体比较偏基性的特征相吻合。25个测点U、Th含量分别为99.28×10-6~448.0×10-6、59.22×10-6~443.7×10-6,Th/U值0.39~1.02,具典型的岩浆锆石成分特征。25个测试点数据分布集中,均落在U-Pb一致线上(图 6f)。206Pb/238U年龄211.2~231.7Ma,加权平均值为224±1.9Ma,MSWD为0.76。测年结果表明,宝兴岩体形成于晚三叠世。
7 讨论 7.1 形成时代探讨1:20万开原市幅曾将研究区内岩浆岩均划为华力西期,1:25万辽源幅从大面积分布的华力西期岩浆岩解体出中侏罗世和早三叠世岩浆岩,并认为不存在大面积分布的二叠纪岩浆岩。另外,位于宝兴水库及树德屯附近的一套岩石因强烈的构造变形改造,1:20万开原市幅将其划分古元古代北辽河群,1:25万辽源幅将其划分新元古代花岗闪长岩,但均未进行测年工作。本次工作对尖山子岩体、宝兴岩体及树德屯岩体进行了高精度测年。尖山子岩体、宝兴岩体及树德屯岩体的锆石均具明显的岩浆生长环带及高的Th/U值,表明其为岩浆成因,U-Pb测年结果应代表了上述岩体的形成时代。测年结果分别为251±1.3Ma、235±1.3Ma和224±1.9Ma,表明它们分别形成于早三叠世、中三叠世和晚三叠世。值得说明的是宝兴岩体、树德屯岩体的形成年龄远远小于以往认为的古元古代或新元古代,这也说明华北克拉通北缘断裂带及其附近的强烈构造变形的岩石其形成时代可能并不古老。上述岩体总体上呈近东西向展布。
华北北缘及华北东部均存在着一条三叠纪岩浆岩带,其中华北北缘三叠纪岩浆岩带呈近东西向展布于冀北-辽北-吉中地区,而华北东部三叠纪岩浆岩带呈北东向展布于吉南-辽东-胶东一带。华北北缘三叠纪岩浆岩带内岩体包括赤峰娄子店二长花岗岩(Davis et al., 2001)、张家口谷嘴子花岗岩(Miao et al., 2002)、冀东都山花岗岩(罗镇宽等, 2003)、延边二长花岗岩(Zhang et al., 2004)、和龙勇新二长花岗岩(时溢等, 2013)、凌源柏杖子花岗岩(罗镇宽等, 2004)、赛马-柏林川霞石正长岩(吴福元等, 2005)、建平正长花岗岩和二长花岗岩(Zhang et al., 2009a, b)和辽宁法库辉长岩(Zhang et al., 2009c)等。锆石U-Pb年龄表明,上述岩体形成时代集中在255~220Ma之间,与华北板块与西伯利亚板块的碰撞拼合有关(张拴宏等, 2010)。近北东向展布的三叠纪岩浆岩带主要分布在辽东-吉南-胶东地区,包括辽东的老尖顶子闪长岩、于家村正长岩、双牙山花岗岩(吴福元等, 2005)、岫岩花岗岩及其镁铁质包体(Yang et al., 2007b)、和吉林南部的龙头石英闪长岩-花岗闪长岩、小苇沙河二长花岗岩、岔信子花岗闪长岩(路孝平等, 2003)和蚂蚁河辉石闪长岩-二长花岗岩(裴福萍等, 2008)以及胶东的甲子山、槎山岩体等(郭敬辉等, 2005)。锆石U-Pb年龄表明,上述岩体形成时代主要集中在210~221Ma之间,是华北板块与扬子板块碰撞拼合的产物(杨进辉和吴福元, 2009)。
本次工作所发现的近东西向展布的三叠纪岩浆岩时代为224~251Ma,明显早于华北东部(辽东-吉南地区)呈近北东向展布的三叠纪岩浆岩带(210~221Ma),说明二者为不同构造背景下的产物。与华北北缘三叠纪岩浆活动时代一致,说明研究区三叠纪岩浆活动应与古亚洲洋构造域关系密切。
7.2 岩浆源区性质探讨早三叠世尖山子岩体具有较高的SiO2含量、Na2O含量、K2O含量以及较低的FeO含量和MgO含量,其K2O/Na2O比值多 < 1,暗示其岩浆可能起源于地壳的部分熔融。样品中的Al2O3、CaO、MgO、P2O5和FeO含量与SiO2含量呈较明显的负相关性,暗示其岩浆在演化过程中经历了分离结晶作用。样品总体表现为贫Yb特征,除JS-1、JS-2外,其余样品表现为富Sr的特征,上述总体贫Yb富Sr与岩浆中斜长石和钾长石的分离结晶作用有关。这种地球化学特点要求岩石是基性的壳源岩石在较高压力情况下形成(肖庆辉等, 2002)。此外,样品具有低的Co含量(2.09×10-6~2.93×10-6)、Cr含量(4.12×10-6~21.2×10-6)、Ni含量(2.13×10-6~3.90×10-6),并富集轻稀土元素和大离子亲石元素,亏损高场强元素(Ta、Nb、P、Hf、Zr等),这些特征也表明尖山子岩体岩浆源区可能为壳源,并具有活动大陆边缘环境岩浆岩的特点。在(Y+Nb)-Rb图解和(Yb+Ta)-Rb图解(图 7)中,样品均落入同碰撞-火山弧区域,也表明了尖山子岩体的形成与活动大陆边缘有关。尖山子二长花岗岩具有不同程度的Ce负异常,Ce负异常是强氧化流体作用或源区有大洋化学沉积物混入的重要标志(曾令森等, 2005)。但研究区内宝兴岩体与树德屯岩体均没有明显的Ce负异常存在,表明尖山子岩体中的Ce负异常与三叠纪韧性剪切作用的强氧化流体作用无关,而应该与源区有大洋化学沉积物混入有一定关系。晚二叠世-早三叠世为古亚洲洋闭合的时期,在这一板块碰撞闭合构造背景下,有大洋物质混入尖山子二长花岗岩的岩浆源区是可能的。综上所述,早三叠世尖山子二长花岗岩可能起源于基性下地壳的部分熔融,并且有大洋物质的混入。处于相同构造位置的延边地区早三叠世勇新二长花岗岩具有相似的地球化学特征(张超等, 2014)。
中三叠世宝兴岩体具有较高的Al2O3含量(14.5%~17.34%),为过铝质岩石。样品中MgO、FeO、Fe2O3含量相对较高,Mg#值介于36~48之间,但Co含量(2.99×10-6~23.9×10-6)、Cr含量(17.3×10-6~188×10-6)、Ni含量(4.13×10-6~53.7×10-6)高于早三叠世尖山子岩体,但仍远低于地幔原始岩浆丰度。此外,样品具有较高的稀土元素总量以及富集轻稀土元素和大离子亲石元素、亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素,具有弱负Eu异常,具有活动大陆边缘环境岩浆岩的特点。在(Y+Nb)-Rb图解和(Yb+Ta)-Rb图解(图 7)中,样品均落入同碰撞-火山弧区域,也表明了宝兴岩体的形成与活动大陆边缘有关。综上所述,中三叠世宝兴岩体的原始岩浆源区可能起源于基性下地壳的部分熔融。
晚三叠世树德屯岩体具有较低的SiO2含量、K2O含量以及较高的MgO含量(平均6.07%)、Co含量(14.4×10-6~57.9×10-6)、Cr含量(25.2×10-6~659×10-6)、Ni含量(8.7×10-6~260×10-6),暗示其原始岩浆源区可能为幔源。但其Cr、Ni、Co含量及Mg#值低于岩石圈地幔原始岩浆的丰度,反映了岩浆上升过程中地壳物质的加入。此外,树德屯岩体样品具有较高的稀土元素总量以及富集轻稀土元素和大离子亲石元素、亏损Nb、Ta、Ti、Hf等高场强元素,具有活动大陆边缘环境岩浆岩的特点。在(Y+Nb)-Rb图解和(Yb+Ta)-Rb图解(图 7)中,样品均落入同碰撞-火山弧区域,也表明了树德屯岩体的形成与活动大陆边缘有关。综上所述,晚三叠世树德屯岩体的原始岩浆源区应起源于亏损的地幔楔,岩浆上升过程中有地壳物质加入。
7.3 三叠纪构造背景探讨研究区内三叠纪岩浆活动与华北板块和西伯利亚板块碰撞拼合作用有关。关于华北板块北缘东段在三叠纪时期处于造山阶段还是造山后阶段,存在不同的认识。Cao et al. (2013)等对吉林中部地区晚二叠世岩浆岩的研究认为晚二叠世期间华北板块北缘东段处于碰撞造山后俯冲板片断离导致的伸展环境中。李承东等(2007a, b)和付长亮等(2010)对色洛河高镁安山岩(~252Ma)和珲春高镁闪长岩的研究认为,二者的形成均与俯冲板片楔的熔融有关。周建波等(2013)对呼兰群中碎屑沉积锆石年龄的研究表明其年龄为早二叠世-中三叠世(274~239Ma),具有俯冲增生楔特点,表明华北板块北缘东段碰撞过程可能一直持续到中三叠世(Zhou et al., 2013)。吴福元等(2003)对吉林中部红帘石硅质岩以及郗爱华等(2003, 2006)对吉林东部呼兰群Ar/Ar年龄的研究也指示了古亚洲洋的最终闭合时间在古生代末-中生代初期。开原-延边-绥芬河地区在~250Ma左右存在广泛的岩浆事件,其与佳木斯-兴凯地块西缘增生杂岩和长春-延吉一带的增生杂岩原岩锆石年龄峰值一致,也暗示了开原-延边地区早三叠世期间应处于持续俯冲挤压闭合的构造环境中(张超, 2014)。张超(2014)认为古亚洲洋在延边地区最终闭合时间应在中三叠世早期,晚三叠世晚期以后,古亚洲洋构造域对延边地区的影响作用彻底消失,~200Ma之后,延边地区进入了古太平洋构造域的控制作用下。上述研究表明,华北板块北缘在晚二叠世-中三叠世期间处于挤压环境。造山阶段应处于应力挤压状态,地壳加厚;造山后阶段应处于伸展构造状态,地壳减薄(张旗等, 2008)。因此,晚二叠世-中三叠世期间,华北板块北缘东段整体应以挤压作用为主,处于造山阶段,晚三叠世末可能进入了伸展环境。
张旗等(2008)利用Sr、Yb含量并结合花岗岩形成的压力(深度),推测地壳的厚度来探讨不同造山阶段的地球动力学状况,并将花岗岩分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ类。早三叠世尖山子二长花岗岩的Sr含量变化较大,样品JS1、JS2含量远小于400×10-6,样品JS3、JS4含量远远大于400×10-6,所有样品的Yb含量均小于2×10-6,落入其Sr-Yb图解的Ⅰ、Ⅱ区,为造山阶段花岗岩。挤压应力是该阶段的主要应力状况,地壳加厚是这个阶段的特征(张旗等, 2008)。此外,在Y-Sr/Y图解中(图 8),可看出尖山子二长花岗岩的样品均落入埃达克岩区域中,岩石具有高铝高锶而贫重稀土特征,符合钱青等(2002)关于埃达克岩的定义,反映了地壳加厚作用的发生,也表明早三叠世开原地区仍处于造山阶段。
华北克拉通东部岩石圈减薄作用的起始时间存在三叠纪(Menzies and Xu, 1998; Gao et al., 2002; 路凤香等, 2000, 2006; 韩宝福等, 2004; Yang et al., 2007b; 杨进辉和吴福元, 2009)、侏罗纪-早白垩世(吴福元等, 2008; Gao et al., 2004; Wu et al., 2005; Yang et al., 2003, 2008)和晚白垩世-新生代(Fan and Menzies, 1992; Xu, 2001; Zheng et al., 2007)等不同的认识。
Xu et al. (2009)对分布在延边地区、张广才岭地区的晚三叠世(~210Ma左右)I型花岗岩、A型花岗岩和流纹岩的研究认为,约210Ma左右华北克拉通北缘东段处于伸展垮塌阶段,岩浆活动已与古亚洲洋构造域的演化无关,岩石圈减薄作用已经开始。Wu et al.(2002, 2004)研究认为兴蒙造山带南缘在晚三叠世时处于造山后的引张环境,该期岩浆作用在兴蒙造山带南缘呈近东西向展布。牟保磊和阎国翰(1992)和阎国瀚等(2000)认为华北克拉通北缘存在一条形成时代为245Ma近东西向展布的碱性岩带,该岩带的形成应与华北克拉通和西伯利亚克拉通最终碰撞拼合后的伸展环境有关。上述研究普遍认为在晚三叠世华北板块北缘处于伸展环境。
研究区三叠纪岩浆岩年代学及构造学研究为华北克拉通北缘东段构造转换发生的时限提供了证据。晚三叠世,在印支期近南北向挤压构造应力下,研究区内形成了近东西向的大型韧性剪切带,区内三叠纪岩体均遭受了强烈的韧性剪切变形。通过构造变形分析,该期构造变形为逆冲型韧性剪切带。该期构造变形的时限应晚于晚三叠世树德屯岩体侵位时间(224±1.9Ma)。研究区内早侏罗世振兴花岗岩形成于180±0.74Ma,具较明显的负Eu异常(δEu=0.41~0.69),其Sr含量 < 200×10-6,Yb含量远大于2×10-6,具低Sr高Yb特征,形成于伸展垮塌背景,为典型的造山后花岗岩(未发表资料),说明工作区早侏罗世的岩浆活动与古亚洲洋构造域的演化无关。早侏罗世振兴花岗岩未受该期构造变形影响,说明这期构造变形应早于振兴花岗岩形成年龄(180±0.74Ma),故该期构造变形作用的时限为224~180Ma。上述研究表明至少在224Ma(树德屯岩体侵位)之前研究区仍处于挤压构造环境,而构造转换(挤压环境向伸展构造环境的转换)或始于晚三叠世末-早侏罗世(224~180Ma)。
综上所述,工作区内早三叠世尖山子花岗岩、中三叠世花岗闪长岩及晚三叠世树德屯闪长岩均形成于造山阶段,地壳加厚;早侏罗世岩浆岩形成于造山后阶段伸展垮塌背景。晚二叠世,西伯利亚板块与华北板块碰撞作用拼合,华北板块北缘东段的挤压碰撞作用一致持续到晚三叠世(224Ma)。晚三叠世-早侏罗世(224~180Ma)期间,华北板块北缘东段构造机制发生重要转换,开始由造山阶段向造山后阶段转变,由挤压、地壳加厚向伸展、垮塌的环境转化,即华北克拉通北缘东段中生代岩石圈减薄或破坏始于晚三叠世-早侏罗世(224~180Ma)期间。
8 结论通过对开原地区三叠纪侵入岩的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学研究,可以得出如下结论:
(1) 研究区内三叠纪岩浆活动存在早三叠世、中三叠世和晚三叠世3个时期。尖山子岩体形成于早三叠世(251±1.3Ma),宝兴岩体形成于中三叠世(235±1.3Ma),树德屯岩体形成于晚三叠世(224±1.9Ma)。
(2) 早三叠世尖山子岩体和中三叠世宝兴岩体的原始岩浆起源于下地壳基性物质的部分熔融,其中尖山子岩体的原始岩浆中可能还有大洋物质的混入,晚三叠世树德屯岩体的原始岩浆起源于亏损的地幔楔。
(3) 研究区三叠纪岩浆岩形成于造山阶段挤压环境下,华北板块北缘东段的挤压碰撞作用一致持续到晚三叠世(224Ma)。华北板块北缘东段构造机制转换(由造山阶段向造山后阶段转换)发生于晚三叠世-早侏罗世(224~180Ma)期间,由挤压、地壳加厚向伸展、垮塌的环境转换。华北板块北缘东段中生代岩石圈减薄或破坏始于晚三叠世-早侏罗世(224~180Ma)期间。
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