辽东黄花甸地区南辽河群里尔峪组成因研究

引用本文

高铂森, 董永胜, 李富强, 王鹏森, 甘宜成, 陈木森, 田忠华. 2017. 辽东黄花甸地区南辽河群里尔峪组成因研究. 岩石学报, 33(9): 2725-2742 复制到剪切板

Gao BS, Dong YS, Li FQ, Wang PS, Gan YC, Chen MS and Tian ZH. 2017. Petrogenesis of the Lieryu Formation of the South Liaohe Group in the Huanghuadian area, Liaodong Peninsula. Acta Petrologica Sinica, 33(9): 2725-2742(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

辽东黄花甸地区南辽河群里尔峪组成因研究

高铂森¹, 董永胜¹, 李富强¹, 王鹏森¹, 甘宜成¹, 陈木森¹, 田忠华²

1. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037

2017-04-13 收稿; 2017-07-21 改回.

基金项目: 本文受国家自然科学基金重点项目（41430210）和中国地质调查局地质调查项目（DD20160121）联合资助

第一作者简介: 高铂森, 男, 1991年生, 硕士生, 岩石学专业, E-mail:184887516@qq.com

通讯作者: 董永胜, 男, 1968年生, 博士生导师, 岩石学专业, E-mail:dongys@jlu.edu.cn

摘要: 里尔峪组是古元古界南辽河群早期沉积地层，其成因对探讨辽-吉造山/活动带的大地构造属性具有重要意义。论文以辽东黄花甸地区里尔峪组为研究对象，对其进行了详细的野外地质填图和室内岩相学、地球化学以及同位素年代学研究工作。里尔峪组主体岩石类型为含不等量磁铁矿、电气石的黑云母变粒岩类夹斜长角闪岩。变粒岩中锆石阴极发光（CL）图像显示其具有震荡环带，说明其具有岩浆成因的碎屑锆石特征，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据具有1936Ma、2082Ma、2178Ma和2574Ma的年龄峰值，主峰与区内古元古代花岗质岩石的形成年龄一致，反映其物源主要来自于古元古代花岗质岩石，少量来自于太古宙克拉通结晶基底。其中1800~2000Ma的锆石年龄极可能是受变质作用改造的结果。斜长角闪岩呈夹层或透镜体状产出于里尔峪组变粒岩中，地球化学特征显示：（1）SiO₂含量为48.83%~51.50%，具有较低TiO₂含量（0.95%~1.33%）、低MgO含量（6.67%~9.49%）特征；（2）Mg^#值为48~59，低于原生玄武质岩浆Mg^#值，说明原岩岩浆经历了原始岩浆的结晶分异作用；（3）稀土元素总量（∑REE）值为59.87×10^-6~82.83×10^-6，LREE/HREE值介于3.58~4.88，（La/Yb）_N值为2.33~4.50，稀土元素配分模式具有岛弧火山岩的特征而不同于MORB型火山岩。微量元素Ba、U、Sm相对富集，亏损高场强元素Th、Nb、P、Ta等，Nb、Ta相对亏损，贫Cr、Ni，说明原岩为形成于岛弧环境或活动大陆边缘的高铁拉斑玄武岩。斜长角闪岩中锆石阴极发光图像具有两类特征，第一类具有核边结构，锆石核部主要呈暗色，内部结构比较复杂，部分保留岩浆环带特征；第二类锆石其内部结构比较均一，为典型的变质锆石，并且具有继承性锆石核以及变质增生边。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年得出两件斜长角闪岩的原岩年龄分别为1995±13Ma、2150±21Ma，大致代表了里尔峪组的形成时代。综上所述，黄花甸地区里尔峪组原岩为形成于岛弧或活动大陆边缘的碎屑岩夹基性火山岩沉积建造，物源主要来自于辽-吉造山/活动带内的古元古代花岗岩和南北两侧的太古宙的变质基底，该套地层在~1.88Ga遭受了变质作用的改造。结合前人对胶-辽-吉古元古代岩石构造变形、变质作用等研究成果，本文研究认为南辽河群所在的胶-辽-吉活动带在~2.2Ga发生了从东部陆块拉张弧后裂解，2.0~2.15Ga发生有洋壳的俯冲，在~1.88Ga发生造山变质作用形成区域上的胶-辽-吉造山带。

关键词: 里尔峪组南辽河群地质年代学岛弧黄花甸辽东

Petrogenesis of the Lieryu Formation of the South Liaohe Group in the Huanghuadian area, Liaodong Peninsula

GAO BoSen¹, DONG YongSheng¹, LI FuQiang¹, WANG PengSen¹, GAN YiCheng¹, CHEN MuSen¹, TIAN ZhongHua²

1. College of Earth Science, Jilin University, Changchun 130061, China;
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China

Abstract: The Lieryu Formation of the South Liaohe Group is an Early Paleoproterozoic stratum unit in previous geological mapping and has great significance to study the tectonic setting of the Liao-Ji orogenic/activity belt. We conducted a detailed field geological survey and petrography, geochemistry and geochronology studies on the Lieryu Formation in the Huanghuadian area of the Liaodong Peninsula. The Lieryu Formation consists of magnetite and tourmaline bearing gneisses, and amphibolite lenses occasionally. Most detrital zircons from the gneiss in the formation show oscillatory zones under Cathodoluminescence (CL) image, which indicate a magmatic origin. Four peak-ages have been obtained by zircon U-Pb LA-ICP-MS dating:1936Ma, 2082Ma, 2178Ma and 2574Ma. The third-peak of 2178Ma is very similar to the age of Liaoji Paleoproterozoic granite, which might be a major provenance for the zircons in the Lieryu Formation. Another peak-age of 1800~2000Ma should be a metamorphic age compared to the regional metamorphic events. The amphibolite in the formation, exposed as boudinages or lenses, have the following geochemical characteristics:(1) SiO₂ contents of 48.83%~51.50%, low TiO₂ contents (0.95%~1.33%) and MgO contents (6.67%~9.49%); (2) Mg^# values of 48~59, lower than that of the primary basaltic magma, indicating that the original magma has undergone the crystallization differentiation of the primitive magma; (3) The total amount of rare earth element of 59.87×10^-6~82.83×10^-6, the ratios of LREE/HREE of 3.58~4.88 and (La/Yb)_N value is between 2.33~4.50; (4) relatively enriched Ba, U and Sm, and relatively depleted high field strength elements such as Th, Nb, P and Ta. The distribution patterns of REE show that protoliths of the amphibolites should be formed in an arc-related or active continental margin-related setting. Zircons CL image from the amphibolites in the Lieryu Formation can be divided into two types, the first type has dark color, and core-rim concentric oscillatory zones with sharp boundaries, the inner structure is relatively complicate; the second type contains an overgrowth margin, which indicates a typical type of metamorphic zircon. Two kinds of age have been obtained using zircon U-Pb LA-ICP-MS dating method:1995±13Ma and 2150±21Ma, the latter of which roughly indicate a formation age of the Lieryu Formation. Overall, the protoliths of Lieryu Formation might be formed in an arc-related or active continental margin-related tectonic setting; the provenance of the Formation should be from the Liaoji granitic rocks and basements in two sides. Combined with regional geological data, the study area which contains the Liaohe Group might rifted from a continental margin as a back-arc basin at the age of 2.2Ga, underwent a subduction setting in 2.15~2.0Ga and orogenetic event in~1.88Ga forming the Jiao-Liao-Ji orogenic belt at last.

Key words: Lieryu Formation South Liaohe Group Geochronology Island arc environment Huanghuadian area Eastern Liaoning

1 引言

辽吉造山/活动带位于华北克拉通东部, 是华北克拉通最重要的古元古代造山带之一。带内发育巨量的古元古代火山-沉积建造, 在吉南地区称为集安群、老岭群, 在辽东地区称为辽河群(图 1a)。前人以盖县-析木城-塔子岭-茳草甸子-叆阳一线为界, 将辽河群分为南辽河群和北辽河群(辽宁省地质矿产局, 1989)。对于辽河群的沉积环境长期以来存在不同的认识, 一种观点认为是在太古宙克拉通基础上由于张裂作用形成的拗拉槽或大陆裂谷(张秋生等, 1988; 姜春潮, 1987; 陈荣度等, 2003; Li et al., 2005; 刘永达等, 1992; 李守义, 1994); 另一种观点认为属于大陆边缘及相关的弧后盆地(白瑾等, 1996; 马立杰等, 2007); 贺高品和叶慧文(1998)认为北辽河群形成于稳定克拉通边缘的浅海, 南辽河群则形成于被动大陆边缘的浅海, 二者来自于两个不同的古大陆。上述不同观点也制约了对辽吉古元古代活动带构造属性和地壳构造演化的认识。有鉴于此, 本文选择辽东黄花甸地区古元古代南辽河群里尔峪组中代表性岩石类型进行了较详细的岩石学、地球化学和锆石U-Pb年代学研究, 并结合区域地质资料来探讨南辽河群早期的沉积物源、沉积环境、沉积时代及其与辽吉花岗岩的关系, 以期为深入揭示辽东半岛古元古代的大地构造演化提供有价值的资料。

图 1 胶-辽-吉造山/活动带地质简图(a, 据Zhao et al., 2005修改)和辽东黄花甸地区地质简图(b, 据辽宁省地质矿产勘察局, 1975a^①, b^②修改) Fig. 1 Simplified geological map of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji orogenic /mobile belt(a, modified after Zhao et al., 2005) and geological map of the Huanghuadian area from eastern Liaoning Province (b)

① 辽宁省地质矿产勘察局. 1975a. 1:20万辽宁省辽阳市地质图

② 辽宁省地质矿产勘察局. 1975b. 1:20万辽宁省营口市地质图

2 地质背景与岩相学特征 2.1 地质背景

胶-辽-吉造山带位于华北克拉通东部, 呈北东-南西向展布(图 1a), 前人研究认为该造山带与北部龙岗地块(Faure et al., 2004; 万渝生等, 2001)以及南部狼林地块均呈构造接触(刘福来等, 2015)。传统观点认为狼林地块主要由太古宙-古元古代基底岩石组成(Paek et al., 1996; Zhao et al., 2005), 最近的研究表明狼林地块主要由古元古代(1.8~1.9Ga)岩石组成, 与胶-辽-吉造山带相类似, 太古宙岩石比例有限, 故狼林地块可能不存在, 应属于古元古代巨型造山带(吴福元等, 2016)。胶-辽-吉造山带的物质组成相当丰富, 以大面积分布的变火山-沉积岩系为主要特征, 自北向南分为：吉南地区的集安群和老岭群、辽东地区的南辽河群和北辽河群及胶北地区的荆山群和粉子山群(Zhao et al., 2005, 2012)。辽河群主要由火山-沉积岩系组成, 经历了低绿片岩-角闪岩相变质作用(Li et al., 2004; Li and Zhao, 2007)。

研究区位于辽东岫岩县黄花甸一带, 区内南辽河群广泛发育, 自上而下为盖县组、大石桥组、高家峪组和里尔峪组, 以变质火山岩的大量出露与北辽河群相区别(辽宁省地质矿产局, 1989; Zhao et al., 2005; 孟恩等, 2013; Li and Chen, 2014)。盖县组主要为变质石英砂岩-二云母片岩组合; 大石桥组主要分为两段, 一段为大理岩夹云母片岩、变粒岩组合, 二段为云母片岩夹变粒岩组合; 高家峪组为含石墨的黑云片岩、片麻岩、大理岩组合; 里尔峪组主体岩性为变粒岩类夹斜长角闪岩组合。此外区内主要出露大量古元古代花岗岩和中生代的火山碎屑岩及花岗质侵入岩(图 1b)。

2.2 岩石学特征

黄花甸地区南辽河群里尔峪组在区域上分布较广, 主要岩性为含磁铁矿、电气石、黑云母的变粒岩类以及其内呈夹层或透镜体的斜长角闪岩。本文所研究样品采样位置如图 1b所示。

含磁铁矿、电气石、黑云母的变粒岩类成层产出, 可见古元古代花岗岩呈低角度逆冲于其上(图 2a)。变粒岩类主要由长石、石英、电气石、及少量黑云母和磁铁矿组成, 细粒鳞片粒状变晶结构, 多为块状构造, 部分可见黑云母的定向(图 2b, c), 矿物含量石英55%~60%, 长石20%~25%, 斜长石多于碱性长石, 电气石约10%, 黑云母约5%, 磁铁矿约5%。

图 2 变粒岩和斜长角闪岩野外产出状态及显微照片 (a)古元古代花岗岩逆冲于变粒岩之上; (b)磁铁黑云电气变粒岩单偏光及正交偏光镜下照片; (c)磁铁电气黑云变粒岩单偏光镜下照片; (d)斜长角闪岩呈夹层产出于里尔峪组变粒岩中; (e)斜长角闪岩单偏光镜下照片; (f)斜长角闪岩(蚀变)单偏光镜下照片.Pl-斜长石; Qtz-石英; Tur-电气石; Bt-黑云母; Mag-磁铁矿; Hbl-普通角闪石; Ep-帘石; Chl-绿泥石; Ser-绢云母 Fig. 2 The outcrops of the leptynites and amphibolites and their microscopic photographs (a)the Paleoproterozoic granites thrust on the granulites; (b)the photographs of magnetite biotite tourmaline granulite with plane polarized light and perpendicular polarized light; (c)the photographs of magnetite tourmaline biotite granulite with plane polarized light; (d)amphibolites occur as interlayer in granulites of Lieryu Formation; (e)the photographs of amphibolites with plane polarized light; (f)the photographs of amphibolites(alteration)with plane polarized light. Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Tur-tourmaline; Bt-biotite; Mag-magnetite; Hbl-hornblende; Ep-epidote; Chl-chlorite; Ser-sericite

斜长角闪岩呈夹层或透镜体产于里尔峪组变粒岩中, 与里尔峪组地层呈整合接触(图 2d), 露头风化面为褐黄色, 新鲜面为灰黑色, 主要由角闪石和斜长石组成, 矿物含量角闪石约75%, 斜长石约25%。中粒粒状变晶结构, 块状构造(图 2e)。部分样品中大多矿物已经发生退变, 角闪石边部转变为绿泥石, 斜长石发生帘石化和弱绢云母化(图 2f)。

3 测试方法

本文对黄花甸地区南辽河群中的斜长角闪岩共11个样品分析采样(图 1)。首先野外选取并采集较新鲜的样品, 在河北省区域地质矿产调查研究所实验室粉碎并研磨全岩粉末样至200目, 并在该实验室进行了主量、稀土和微量元素测试分析, 测试结果见表 1。

表 1 黄花甸地区斜长角闪岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10^-6)测试结果 Table 1 Major elements (wt%) and trace elements (×10^-6) analysis result of the amphibolite in Huanghuadian area

样品号	D1002			D1028		D1029	D1035	D4034		D5132
样品号	-B1①	-B2①	-B2②	-B1①	-B1②	-B1①	-B1①	-B1①	-B1②	-B1①	-B1②
SiO₂	50.09	50.14	50.01	47.68	48.1	50.07	49.17	49.73	50.33	50.22	49.79
Al₂O₃	14.43	14.32	14.12	14.23	14.14	11.73	13.66	12.91	13.04	13.99	14.19
Fe₂O₃	2.08	2.63	2.46	2.44	2.89	2.23	5.01	2.81	3.74	2.44	2.57
FeO	9.82	9.38	9.43	11.02	10.25	9.35	8.18	9.27	8.79	8.68	8.36
CaO	10.45	10.44	10.44	9.87	9.77	9.88	10.58	10.13	10.19	10.47	10.77
MgO	6.76	6.77	6.91	7.08	6.84	9.25	6.53	6.92	7.05	7.19	7.05
K₂O	0.53	0.55	0.56	0.93	1.01	1.06	0.80	0.84	0.86	0.87	0.93
Na₂O	2.45	2.43	2.38	2.80	2.83	2.59	2.20	2.37	2.41	2.62	2.54
TiO₂	1.22	1.23	1.23	1.29	1.27	1.08	1.30	1.27	1.31	0.93	1.00
P₂O₅	0.097	0.10	0.11	0.12	0.11	0.083	0.12	0.10	0.10	0.078	0.084
MnO	0.22	0.21	0.22	0.21	0.20	0.19	0.27	0.21	0.22	0.19	0.18
LOI	1.74	1.67	1.80	2.24	2.48	2.32	2.07	3.32	1.83	2.22	2.43
Total	99.89	99.88	99.68	99.89	99.89	99.84	99.88	99.88	99.88	99.90	99.90
Mg^#	59.5	51.0	50.9	51.7	49.1	48.9	59.5	48.1	51.4	51.1	54.3
Pb	5.55	5.81	5.99	6.48	7.11	8.83	8.48	4.19	3.73	4.61	3.57
Cr	115	116	134	139	131	518	154	223	167	109	118
Ni	37.3	37.6	43.3	61.4	58	113	84.2	56.2	41.2	22	24.7
Co	44.1	48.3	44	50.2	48.1	41.5	45.5	47.4	47.3	43.1	43.6
Rb	21.5	24	22.7	30	32	59.1	30.8	29.3	29.4	27.3	38.4
Sr	234	249	217	252	273	191	188	179	179	168	207
Ba	182	192	179	166	165	332	98.7	180	170	190	187
Sc	48.7	48.8	50.2	37.4	34.3	47.1	54	56.4	42.5	42	41.3
Nb	4.72	5.01	4.58	5.71	5.54	6.49	4.56	4.86	5.02	4.09	4.24
Ta	0.32	0.33	0.31	0.39	0.37	0.63	0.3	0.34	0.33	0.35	0.32
Zr	95.2	101	107	127	91.4	68.8	97.2	52.3	56.3	46.7	52.1
Hf	2.72	2.86	3.08	3.8	2.78	2.27	2.94	1.77	2.19	1.49	2.04
Ga	20.3	20.6	19.3	20.5	20.1	21.5	19.6	18.9	19.6	18.9	19.6
U	0.41	0.39	0.36	0.49	0.52	2.32	0.29	0.49	0.58	0.95	0.53
Th	1.4	1.46	1.3	1.9	1.81	2.12	0.77	1.49	2.13	1.49	2.15
La	10	10.2	9.45	15.9	14.6	12.4	9.16	10.3	12.1	10	10.6
Ce	22	19.9	22.2	25	23.4	23.7	21.9	24.3	25.4	22.5	26.7
Pr	2.74	2.86	2.61	3.68	3.49	3.46	2.73	2.97	3.25	2.55	2.98
Nd	12.3	13.1	11.9	16	15.1	15.3	12.9	13.3	14.4	11	13
Sm	3.22	3.32	3.09	3.87	3.73	3.9	3.57	3.57	3.6	2.72	3.4
Eu	1.15	1.2	1.12	1.24	1.23	1.45	1.2	1.24	1.19	0.93	1.08
Gd	3.08	3.33	3	3.78	3.6	3.62	3.46	2.99	3.04	2.23	2.75
Tb	0.63	0.65	0.61	0.76	0.73	0.7	0.73	0.7	0.68	0.5	0.6
Dy	4.21	4.44	4.35	5.16	4.9	4.63	5.1	4.76	4.46	3.15	3.79
Ho	0.85	0.89	0.83	1.02	0.98	0.89	1.01	0.91	0.87	0.61	0.72
Er	2.45	2.52	2.32	2.84	2.8	2.49	2.82	2.46	2.37	1.6	1.96
Tm	0.36	0.39	0.36	0.44	0.42	0.38	0.42	0.4	0.38	0.26	0.31
Yb	2.31	2.41	2.23	2.79	2.76	2.46	2.81	2.5	2.48	1.6	1.96
Lu	0.36	0.38	0.36	0.44	0.43	0.4	0.43	25.1	23.7	16.6	18.5
Y	22.3	23.6	21.8	25.5	24.7	22.8	24.7	25.1	23.7	16.6	18.5
ΣREE	65.68	65.6	64.42	82.83	78.13	75.82	68.29	70.73	74.53	59.87	70.15
LREE	51.43	50.61	50.35	65.6	61.51	60.25	51.5	55.64	59.88	49.68	57.77
HREE	14.25	14.99	14.07	17.23	16.62	15.57	16.79	15.09	14.66	10.19	12.38
LREE/HREE	3.61	3.38	3.58	3.81	3.7	3.87	3.07	3.69	4.09	4.88	4.67
(La/Yb)_N	3.11	3.05	3.04	4.07	3.8	3.6	2.33	2.97	3.49	4.5	3.86
δEu	1.1	1.09	1.11	0.98	1.01	1.16	1.03	1.13	1.07	1.11	1.04
δCe	1.01	0.89	1.08	0.77	0.78	0.87	1.06	1.06	0.97	1.06	1.15
注：Mg^#=100×Mg/(Mg+Fe²⁺), FeO^T=FeO+0.899Fe₂O₃

本文对变粒岩和斜长角闪岩各2个样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定, 样品首先在河北省廊坊区域地质调查研究所采用常规方法进行粉碎, 并用浮选和电磁选方法进行分选, 在双目镜下将锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面, 打磨抛光后进行透射光和反射光图像采集。锆石阴极发光(CL)图像的采集是在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心采用GATAN公司Chroma阴极发光探头HTACHI S-3000N扫描电镜上完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb原位定年及微区微量、稀土元素分析在中国地质大学(北京)科学研究院激光等离子体质谱实验室进行。

4 测试结果 4.1 斜长角闪岩主量元素特征

测试结果表明(表 1), 黄花甸地区斜长角闪岩SiO₂含量为48.83%~51.50%, TiO₂、Fe₂O₃、MgO和CaO的含量分别为0.95%~1.33%、2.12%~5.13%、6.67%~9.49%和10.03%~11.05%, Mg^#值为48~59, 低于原生玄武质岩浆Mg^#值(68~75), 因为Mg^#比原始岩浆低, 所以说明斜长角闪岩的原岩并不是原生玄武质岩浆结晶的产物, 这可能与分离结晶作用有关, CaO含量变化较大推测可能与斜长石蚀变有关。MnO含量介于0.19%~0.27%之间, 平均为0.22%;在MnO-TiO₂图解上, 样品全落入了正斜长角闪岩区(图 3a); 全铁(FeO^T)含量介于10.96%~13.53%之间, 呈现富铁的特征; Al₂O₃的含量为12.03%~14.70%, K₂O的含量为0.54%~1.09%, Na₂O的含量为2.24%~2.90%, Na₂O+K₂O含量为3.04%~3.94%, 总体表现出低碱低钾的特征。由于Na₂O和K₂O在变质变形改造中易于活动, 难以准确的反映原岩的特征, 因此本文采用FeO^T+SiO₂-Al₂O₃-MgO图解来区分拉斑系列玄武岩及碱性系列的玄武岩, 样品全部落入高铁拉斑玄武岩区(图 3b)。综上所述, 黄花甸地区的斜长角闪岩为火成岩成因的正变质岩, 原岩可能为高铁拉斑玄武岩。

图 3 黄花甸地区斜长角闪岩MnO-TiO₂图解(a, 据Rickwood, 1989)和FeO^T+TiO₂-Al₂O₃-MgO三角图图解(b, 据Jensen, 1976) UMK-超基性科马提岩; BK-玄武质科马提岩; HMT-高镁拉斑玄武岩; HFT-高铁拉斑玄武岩; HAT-高铝拉斑玄武岩 Fig. 3 Diagrams of MnO vs. TiO₂(a, after Rickwood, 1989) and FeO^T+TiO₂-Al₂O₃-MgO(b, after Jensen, 1976)for amphibolites in the Huanghuadian area UMK-ultrabasic komatiite; BK-basaltic comatite; HMT-basalt of the magnesite; HFT-high-ferrothole basalt; HAT-high alumina basalt

4.2 斜长角闪岩稀土、微量元素特征

黄花甸地区斜长角闪岩稀土元素配分型式(图 4a)总体显示为较平缓的向右缓倾曲线, 稀土元素总量(ΣREE)为59.87×10^-6~82.83×10^-6, LREE/HREE值介于3.58~4.88, (La/Yb)_N值为2.33~4.50, δCe为0.77~1.15, 平均值为0.97, Ce异常较弱。δEu值介于0.98~1.16, 无明显的Eu异常或略显示Eu负异常, 由于与MgO和Al₂O₃的负相关性相一致, 说明斜长石没有发生明显的分离结晶作用。

图 4 黄花甸地区斜长角闪岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) 数据来源：球粒陨石、原始地幔、E-MORB(富集型洋中脊玄武岩)和N-MORB(Sun and Mcdonough, 1989); IAB(平均岛弧玄武岩)(Elliott, 2003) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element diagram(b)for amphibolites in the Huanghuadian area Data sources: Chondrite and primitive mantle, E-MORB and N-MORB(Sun and McDonough, 1989); IAB-the average arc basalts(Elliott, 2003)

斜长角闪岩在微量元素蛛网图(图 4b)上整体呈现为明显右倾的趋势, 研究区斜长角闪岩微量元素中Cr、Ba、Sr的含量较高, 而Nb、Ta的含量较低, 各元素之间差距较大(表 1)。Ba、U、Sm相对富集而Th、Nb、P、Ta等高场强元素相对亏损。Nb、Ta相对亏损, 贫Cr、Ni, 是岛弧火山岩的明显特征不同于MORB型火山岩。由于岛弧火山岩是由洋壳俯冲脱水产生的流体交代地幔楔使之部分熔融产生的岩浆而形成的, 这种富水的流体亏损高场强元素, 流体分配系数小, 因此会出现Nb、Ta亏损的现象。样品Sr出现弱的负异常, 而Sr异常与Eu异常无对应关系, 故暗示它们具有不同于典型岛弧火山岩的特征。

由于黄花甸地区斜长角闪岩的主量元素特征与玄武岩一致, 而且斜长角闪岩部分矿物已经发生了蚀变, 经历了角闪岩相的变质作用, 本文运用不活泼的高场强元素来进行讨论。在MnO-TiO₂图解中斜长角闪岩都落入正斜长角闪岩区(图 3a), 锆石阴极发光(CL)图像(见后文)也显示岩浆结晶锆石的特征, 通过以上方面说明黄花甸地区斜长角闪岩属于正变质岩。在SiO₂-Zr/TiO₂分类图上(Winchester and Floyd, 1977)(图 5a), 在Zr/TiO₂-Nb/Y分类图上(Winchester and Floyd, 1977)(图 5b), 斜长角闪岩落入了玄武岩区。由于Nb/Y值介于0.18~0.28, 说明其原岩为拉斑玄武岩。

图 5 黄花甸地区斜长角闪岩SiO₂-Zr/TiO₂ (a)和Zr/TiO₂-Nb/Y (b)岩石分类图解(据Winchester and Floyd, 1977) Fig. 5 SiO₂ vs. Zr/TiO₂ (a) and Zr/TiO₂ vs. Nb/Y (b) classification diagrams for amphibolites in the Huanghuadian area (after Winchester and Floyd, 1977)

结合野外特征斜长角闪岩呈夹层或透镜体在变粒岩中存在, 因此, 我们认为斜长角闪岩是具有玄武质的基性火山岩。

4.3 锆石U-Pb年代学 4.3.1 斜长角闪岩

样品D1002-B1的锆石呈现淡黄色或无色, 以柱状为主, 粒径分布主要在50~180μm之间, 根据锆石阴极发光(CL)图像特征显示该样品大部分都具有核边结构, 锆石核部主要呈暗色, 内部结构比较复杂, 部分保留岩浆环带特征, 可见较窄的变质增生边(图 6a)。对18个锆石U-Pb分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄在1938~2037Ma之间(表 2), 谐和年龄为1995±13Ma(MSWD=1.6, 图 7c), 代表该样品的结晶年龄。

图 6 黄花甸斜长角闪岩及变粒岩部分锆石阴极发光图像 Fig. 6 CL images of the selected zircons from Huanghuadian amphibolites and leptynites rocks

表 2 黄花甸地区变粒岩及斜长角闪岩LA-ICP-MS锆石U-Pb数据表 Table 2 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for the leptynites and amphibolite in Huanghuadian area

测点号	含量(×10^-6)			Th/U	同位素比值							年龄(Ma)						调谐度 (%)
测点号	Pb	Th	U	Th/U		1σ		1σ		1σ			1σ		1σ		1σ	调谐度 (%)
D1002-B1岩浆锆石(1995±13Ma, MSWD=1.6)
02B1-01	598	21	1612	0.01	5.99562	0.10231	0.35302	0.00325	0.12318	0.00239		1949	15	1975	15	2003	35	2.77
02B1-02	452	13	1130	0.01	6.45732	0.11693	0.36185	0.00363	0.12262	0.00234		2085	17	2040	16	1995	19	-4.32
02B1-03	362	9	953	0.01	6.17852	0.11210	0.36166	0.00344	0.12387	0.00237		1990	16	2001	16	2013	19	1.16
02B1-04	510	16	1387	0.01	5.99488	0.10290	0.35034	0.00323	0.12411	0.00242		1936	15	1975	15	2016	35	4.13
02B1-05	554	29	1549	0.02	5.97166	0.09908	0.35960	0.00314	0.12209	0.00240		1885	15	1934	15	1987	36	5.41
02B1-06	678	405	1822	0.22	5.98208	0.10640	0.35603	0.00320	0.12560	0.00241		1868	15	1950	16	2037	19	9.05
02B1-07	334	10	893	0.01	5.92500	0.10895	0.35725	0.00341	0.12026	0.00232		1969	16	1965	16	1960	19	-0.46
02B1-09	354	76	863	0.09	6.32078	0.11705	0.35850	0.00369	0.11878	0.00231		2104	17	2021	16	1938	20	-7.89
02B1-12	489	21	1235	0.02	6.38908	0.12004	0.37531	0.00360	0.12343	0.00243		2054	17	2031	16	2006	20	-2.34
02B1-13	384	12	993	0.01	6.12538	0.11552	0.36775	0.00353	0.12077	0.00239		2019	17	1994	16	1968	20	-2.53
02B1-14	508	275	1250	0.22	6.32581	0.11960	0.35517	0.00356	0.12357	0.00245		2035	17	2022	17	2008	20	-1.33
02B1-16	435	11	1183	0.01	5.96865	0.10910	0.34515	0.00323	0.12542	0.00258		1911	15	1971	16	2035	37	6.49
02B1-17	357	170	860	0.20	6.43478	0.12299	0.35321	0.00360	0.12501	0.00250		2044	17	2037	17	2029	20	-0.73
02B1-19	371	8	977	0.01	6.02809	0.11597	0.36026	0.00348	0.12132	0.00244		1983	16	1980	17	1976	21	-0.35
02B1-21	488	13	1378	0.01	5.76145	0.10516	0.35517	0.00314	0.12467	0.00256		1863	15	1941	16	2024	37	8.64
02B1-23	662	22	1660	0.01	6.37369	0.12395	0.35738	0.00365	0.12245	0.00249		2064	17	2029	17	1992	21	-3.49
02B1-24	426	12	1130	0.01	6.00311	0.11728	0.35734	0.00346	0.12180	0.00249		1970	16	1976	17	1983	21	0.66
02B1-25	541	18	1455	0.01	6.01523	0.11777	0.35181	0.00341	0.12397	0.00253		1943	16	1978	17	2014	21	3.65
D4034-B1
岩浆锆石(2150±21Ma, MSWD=0.61)
34B1-01A	463	1260	818	1.54	7.83625	0.12667	0.42617	0.00395	0.09661	0.00119		2288	18	2212	15	2142	16	3.26
34B1-03A	635	1061	1274	0.83	7.28315	0.11854	0.39675	0.00368	0.10176	0.00127		2154	17	2147	15	2139	16	3.84
34B1-05A	573	1208	1083	1.12	6.78172	0.18127	0.38241	0.00399	6.78172	0.18127		2088	19	2083	24	2079	52	-0.43
34B1-08A	372	562	750	0.75	7.04791	0.21619	0.38138	0.00422	0.10812	0.00103		2083	20	2117	27	2151	58	0.89
34B1-13A	17	9	40	0.24	7.18387	0.15692	0.39043	0.00386	0.11073	0.001		2125	18	2135	19	2144	43	7.83
34B1-15A	300	729	556	1.31	7.13947	0.24164	0.38079	0.00437	0.1078	0.00104		2080	20	2129	30	2177	64	-0.70
34B1-16A	506	1471	864	1.70	7.07239	0.22731	0.38279	0.00429	0.10852	0.00104		2089	20	2121	29	2151	61	4.66
34B1-17A	492	1335	859	1.55	6.78172	0.18127	0.38241	0.00399	0.10885	0.001		2088	19	2083	24	2079	52	2.97
变质锆石(1879±11，MSWD=1.5)
34B1-01	20	11	52	0.21	5.3994	0.11354	0.33711	0.00333	0.11617	0.0027		1873	16	1885	18	1898	43	1.33
34B1-02	16	10	43	0.23	5.45517	0.09652	0.34329	0.00336	0.11523	0.00217		1902	16	1894	15	1883	18	-1.00
34B1-03	27	23	71	0.32	5.43274	0.09267	0.34467	0.00333	0.1143	0.00208		1909	16	1890	15	1869	17	-2.10
34B1-04	24	22	65	0.33	5.50443	0.09472	0.34342	0.00333	0.11623	0.00213		1903	16	1901	15	1899	17	-0.21
34B1-05	23	15	63	0.23	5.32121	0.0879	0.34283	0.00326	0.11255	0.00199		1900	16	1872	14	1841	17	-3.11
34B1-06	23	21	62	0.33	5.32378	0.09253	0.34283	0.00333	0.11261	0.00209		1900	16	1873	15	1842	18	-3.05
34B1-08	21	14	57	0.25	5.37632	0.09528	0.34405	0.00336	0.11332	0.00214		1906	16	1881	15	1853	18	-2.78
34B1-10	22	17	59	0.29	5.40515	0.09228	0.34288	0.0033	0.11431	0.00208		1901	16	1886	15	1869	17	-1.68
34B1-11	21	19	57	0.33	5.46472	0.09657	0.3432	0.00336	0.11547	0.00217		1902	16	1895	15	1887	18	-0.79
34B1-12	22	12	60	0.19	5.34878	0.09111	0.34082	0.00327	0.11381	0.00207		1891	16	1877	15	1861	17	0.11
34B1-13	25	20	67	0.30	5.42721	0.09873	0.34098	0.00337	0.11542	0.00223		1891	16	1889	16	1886	19	-1.59
34B1-14	20	11	54	0.20	5.41618	0.1105	0.34087	0.00339	0.11524	0.00262		1891	16	1887	17	1884	42	-0.26
34B1-16	17	11	46	0.24	5.59356	0.10746	0.345	0.00348	0.11757	0.00239		1911	17	1915	17	1920	20	-0.37
34B1-17	19	16	49	0.33	5.45342	0.10445	0.34422	0.00348	0.11489	0.00233		1907	17	1893	16	1878	20	0.47
34B1-18	17	12	47	0.26	5.3793	0.10153	0.34349	0.00341	0.11356	0.00227		1903	16	1882	16	1857	20	-1.52
34B1-19	17	14	45	0.31	5.4747	0.09163	0.34309	0.00325	0.11571	0.00207		1902	16	1897	14	1891	17	1.42
34B1-20	14	7	37	0.20	5.41797	0.1052	0.34089	0.00345	0.11525	0.00237		1891	17	1888	17	1884	21	-2.42
34B1-23	29	26	75	0.34	5.45352	0.10104	0.34253	0.00339	0.11545	0.00227		1899	16	1893	16	1887	19	-0.58
34B1-24	19	18	50	0.36	5.51779	0.0996	0.34328	0.00338	0.11656	0.00224		1902	16	1903	16	1904	19	-0.37
34B1-25	19	12	52	0.24	5.60118	0.11201	0.34339	0.00343	0.11828	0.00249		1903	16	1916	17	1930	22	-0.63
D1048-B3碎屑锆石
48B3-01	62	87	125	0.70	7.57523	0.1125	0.40563	0.00381	0.13542	0.00216		2195	17	2182	13	2169	14	-1.18
48B3-02	256	382	526	0.73	7.41077	0.10605	0.40482	0.00374	0.13275	0.00204		2191	17	2162	13	2135	13	-2.56
48B3-03	222	51	538	0.10	6.4077	0.09167	0.39391	0.00363	0.11796	0.00181		2141	17	2033	13	1926	13	-10.04
48B3-04	126	69	294	0.23	6.85843	0.10086	0.40298	0.00376	0.12341	0.00195		2183	17	2093	13	2006	14	-8.11
48B3-05	243	69	579	0.12	6.6463	0.09506	0.40487	0.00373	0.11904	0.00183		2191	17	2066	13	1942	13	-11.36
48B3-06	186	230	412	0.56	6.98205	0.10058	0.40064	0.0037	0.12637	0.00196		2172	17	2109	13	2048	13	-5.71
48B3-07	135	162	283	0.57	7.13682	0.10457	0.40043	0.00373	0.12924	0.00203		2171	17	2129	13	2088	13	-3.82
48B3-08	115	130	263	0.49	6.99968	0.10303	0.40229	0.00375	0.12617	0.00199		2180	17	2111	13	2045	14	-6.19
48B3-09	83	111	175	0.64	7.4225	0.10985	0.39845	0.00372	0.13508	0.00214		2162	17	2164	13	2165	14	0.14
48B3-10	170	185	367	0.51	7.27123	0.10609	0.41067	0.00381	0.12839	0.00201		2218	17	2145	13	2076	13	-6.40
48B3-11	197	173	419	0.41	7.66781	0.11167	0.41959	0.00389	0.13252	0.00207		2259	18	2193	13	2132	13	-5.62
48B3-12	191	93	344	0.27	11.17328	0.16248	0.49593	0.0046	0.16337	0.00255		2596	20	2538	14	2491	13	-4.04
48B3-13	127	170	263	0.65	7.27537	0.10747	0.4008	0.00373	0.13163	0.00209		2173	17	2146	13	2120	14	-2.44
48B3-14	278	690	489	1.41	8.15045	0.11886	0.43748	0.00405	0.1351	0.00212		2339	18	2248	13	2165	13	-7.44
48B3-15	203	129	487	0.26	6.57117	0.09591	0.40011	0.0037	0.11909	0.00187		2170	17	2055	13	1943	14	-10.46
48B3-16	270	193	576	0.34	7.82737	0.11522	0.41588	0.00385	0.13648	0.00216		2242	18	2211	13	2183	13	-2.63
48B3-17	163	128	389	0.33	6.68714	0.09896	0.38009	0.00353	0.12758	0.00203	2077	16	2071	13	2065	14	-0.58
48B3-18	150	163	326	0.50	7.40903	0.11059	0.39993	0.00372	0.13434	0.00215	2169	17	2162	13	2155	14	-0.65
48B3-19	116	174	237	0.73	7.517	0.11277	0.40084	0.00374	0.13599	0.00219	2173	17	2175	13	2177	14	0.18
48B3-20	146	42	367	0.11	6.11605	0.09225	0.37852	0.00353	0.11717	0.00189	2069	17	1993	13	1913	14	-7.54
48B3-21	371	78	788	0.10	9.88811	0.14538	0.43267	0.004	0.16572	0.00262	2318	18	2424	14	2515	13	8.50
48B3-22	228	459	422	1.09	7.78921	0.11675	0.41131	0.00383	0.13732	0.00221	2221	17	2207	13	2194	14	-1.22
48B3-23	163	80	382	0.21	7.15467	0.10787	0.40109	0.00374	0.12935	0.00209	2174	17	2131	13	2089	14	-3.91
48B3-24	168	241	361	0.67	6.97085	0.13911	0.37839	0.00375	0.13361	0.00298	2069	18	2108	18	2146	40	3.72
48B3-25	212	355	422	0.84	7.57959	0.11318	0.40102	0.00372	0.13706	0.0022	2174	17	2182	13	2190	14	0.74
48B3-26	328	336	699	0.48	7.49844	0.11225	0.40288	0.00374	0.13496	0.00217	2182	17	2173	13	2163	14	-0.87
48B3-27	125	21	348	0.06	5.56328	0.08572	0.34985	0.00328	0.11531	0.0019	1934	16	1910	13	1885	15	-2.53
48B3-28	149	49	390	0.13	5.91227	0.09077	0.36245	0.00339	0.11828	0.00195	1994	16	1963	13	1930	15	-3.21
48B3-29	136	225	295	0.76	7.13388	0.10825	0.40027	0.00373	0.12924	0.0021	2170	17	2128	14	2088	14	-3.78
48B3-30	104	139	224	0.62	7.05798	0.10951	0.39981	0.00376	0.12801	0.00213	2168	17	2119	14	2071	15	-4.47
D1022-B2碎屑锆石
22B2-01	354	431	696	0.62	7.98347	0.32036	0.42632	0.00553	0.12056	0.00425	2289	25	2229	36	2175	52	-4.98
22B2-02	430	551	828	0.67	8.07702	0.32273	0.43185	0.00553	0.12131	0.00425	2314	25	2240	36	2173	52	-6.09
22B2-03	92	77	191	0.40	7.8784	0.32799	0.42839	0.00579	0.1199	0.00459	2298	26	2217	38	2143	54	-6.74
22B2-04	163	161	270	0.60	11.67656	0.47892	0.49076	0.00659	0.1462	0.00533	2574	28	2579	38	2583	50	0.35
22B2-05	555	364	1193	0.31	7.71082	0.31184	0.42397	0.00546	0.11469	0.00413	2278	25	2198	36	2124	53	-6.76
22B2-06	1065	1411	1969	0.72	8.17166	0.33051	0.44831	0.00574	0.12094	0.0043	2388	26	2250	37	2128	53	-10.89
22B2-07	1029	1570	1834	0.86	8.36594	0.33939	0.44683	0.00572	0.12488	0.00445	2381	25	2271	37	2175	53	-8.65
22B2-08	211	254	416	0.61	7.75872	0.32347	0.42836	0.00571	0.12163	0.00447	2298	26	2203	37	2117	54	-7.88
22B2-09	800	1152	1468	0.78	8.31861	0.34222	0.44471	0.00578	0.11792	0.00426	2372	26	2266	37	2173	53	-8.39
22B2-10	329	430	631	0.68	7.92519	0.32945	0.43358	0.0057	0.11908	0.00436	2322	26	2223	37	2133	54	-8.14
22B2-11	233	196	455	0.43	8.33091	0.34884	0.44691	0.00592	0.13163	0.0049	2382	26	2268	38	2167	54	-9.03
22B2-12	173	200	354	0.56	7.62821	0.32447	0.41567	0.00562	0.12077	0.00455	2241	26	2188	38	2140	55	-4.51
22B2-13	1052	1444	2052	0.70	7.90603	0.32947	0.42114	0.00547	0.11954	0.00439	2266	25	2220	38	2180	54	-3.80
22B2-14	894	716	1913	0.37	7.28049	0.30545	0.41682	0.00545	0.12502	0.00465	2246	25	2146	37	2053	56	-8.59
22B2-15	1474	1673	2797	0.60	8.28569	0.34774	0.44306	0.00577	0.12725	0.00471	2364	26	2263	38	2173	55	-8.08
22B2-16	180	198	339	0.58	8.28896	0.35908	0.44751	0.00613	0.12917	0.00496	2384	27	2263	39	2156	56	-9.56
22B2-17	1736	2835	2957	0.96	8.5622	0.36241	0.45854	0.006	0.12609	0.0047	2433	27	2293	38	2170	55	-10.81
22B2-18	2496	2844	4422	0.64	8.9411	0.37952	0.47146	0.00617	0.13056	0.00489	2490	27	2332	39	2197	55	-11.77
22B2-19	1093	1221	2208	0.55	7.3622	0.31442	0.42321	0.00556	0.12319	0.00465	2275	25	2156	38	2046	57	-10.07
22B2-20	956	1629	1348	1.21	11.55644	0.49589	0.52149	0.0069	0.13788	0.00522	2705	29	2569	40	2464	55	-8.91
22B2-21	292	324	567	0.57	7.88502	0.35084	0.43633	0.00599	0.12947	0.00511	2334	27	2218	40	2113	59	-9.47
22B2-22	955	1069	1880	0.57	7.85017	0.34551	0.43507	0.00583	0.11789	0.0046	2329	26	2214	40	2111	58	-9.36
22B2-23	546	698	1064	0.66	7.83042	0.34725	0.4269	0.00577	0.12142	0.00477	2292	26	2212	40	2139	59	-6.68
22B2-24	292	267	354	0.75	17.2598	0.77082	0.5679	0.00786	0.26307	0.01042	2899	32	2949	43	2985	54	2.97
22B2-25	1557	1794	2922	0.61	8.33734	0.37089	0.44941	0.00605	0.12379	0.00488	2393	27	2268	40	2159	59	-9.78
22B2-26	987	1291	1833	0.70	8.20026	0.3668	0.44167	0.00597	0.12681	0.00503	2358	27	2253	40	2161	59	-8.35
22B2-27	906	1212	1632	0.74	8.6373	0.38836	0.46145	0.00627	0.11534	0.0046	2446	28	2300	41	2175	59	-11.08
22B2-28	961	1035	1824	0.57	8.28736	0.37361	0.45301	0.00615	0.11869	0.00475	2409	27	2263	41	2135	60	-11.37
22B2-29	941	1077	1819	0.59	7.80167	0.35351	0.43945	0.00599	0.12393	0.00499	2348	27	2208	41	2082	60	-11.33
22B2-30	312	385	574	0.67	8.26489	0.38162	0.44844	0.0063	0.13217	0.00542	2388	28	2260	42	2148	61	-10.05

表 2 黄花甸地区变粒岩及斜长角闪岩LA-ICP-MS锆石U-Pb数据表 Table 2 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for the leptynites and amphibolite in Huanghuadian area

图 7 黄花甸斜长角闪岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图和变粒岩年龄频率图 Fig. 7 U-Pb concordia diagrams of LA-ICP-MS zircon date for amphibolite rocks from Huanghuadian and the leptynites frequency distribution of the total dated zircons

样品D4034-B1的锆石呈现淡黄色或无色, 以柱状为主, 粒径分布主要在40~130μm之间, 根据锆石阴极发光(CL)图像特征, 可将锆石分为两类, 第一类锆石呈柱状, 根据阴极发光(CL)图像特征与样品D1002-B1基本相同(图 6b)。第二类锆石呈自形-半自形柱状, 阴极发光(CL)图像显示其内部结构比较均一, 为典型的变质锆石, 并且具有继承性锆石核以及变质增生边(图 6c)。8个第一类锆石U-Pb分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄在2079~2177Ma之间(表 2), 上交点年龄为2136±24Ma(MSWD=0.69, 图 7a), 加权平均年龄为2150±21Ma(MSWD=0.69, 图 7a)代表该样品的结晶年龄。20个变质成因的锆石U-Pb分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄在1841~1920Ma之间(表 2), 谐和年龄为1879±11Ma(MSWD=1.5, 图 7b), 代表该样品的变质年龄。

4.3.2 变粒岩

样品D1048-B3的锆石呈现淡黄色或无色, 半自形或不规则状、浑圆状, 粒径变化在35~180μm之间, 阴极发光(CL)图像具震荡环带特征, 应为岩浆成因的碎屑锆石(图 6d)。30个锆石U-Pb分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄在1885~2515Ma之间(表 2), 除5个分析点小于2000Ma(1885±15Ma~1943±14Ma)和1个分析点大于2500Ma(2515±13Ma)之外, 其余分析点均集中在2065~2194Ma之间。

样品D1022-B2角闪黑云磁铁变粒岩的锆石呈现淡黄色或无色, 锆石以他形粒状为主, 粒径主要分布在40~120μm之间, 根据锆石阴极发光(CL)图像特征显示, 样品环带比较清晰(图 6e), 主要表现为岩浆锆石特征。30个锆石U-Pb分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄在2053~2985Ma之间(表 2), 除3个分析点的年龄大于2500Ma(2464Ma、2583Ma、2985Ma)之外, 其余分析点均集中在2082~2175Ma之间。

综合上述2个变粒岩样品年龄数据分析结果, 锆石年龄的峰值为1936Ma、2082Ma、2178Ma和2574Ma(图 7d), 其主体集中在2000~2200Ma之间, 这与区域上辽吉古元古代造山/活动带花岗质岩石的形成时代一致, 说明古元古代辽吉花岗岩应是研究区里尔峪组的主要物源, 少量来自于太古宙克拉通结晶基底。样品D1048-B3中少量1800~2000Ma的锆石年龄并对其做了加权平均年龄为1931±31Ma, 极可能是受变质作用改造的结果。

5 讨论 5.1 沉积时代及变质时代

本文选取该区域内出露的斜长角闪岩、黑云磁铁变粒岩、含角闪石黑云磁铁变粒岩总计4件代表性样品, 在锆石阴极发光基础上, 运用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法对它们开展了详细的锆石U-Pb年代学分析, 2件呈夹层的斜长角闪岩样品具有典型的岩浆锆石特征的分析微区分别给出了1995±13Ma、2150±21Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 7a, c), 代表斜长角闪岩原岩年龄。表明该区域内里尔峪组火山作用可能有两个时期为2000Ma及2150Ma左右。另外, 一些样品中除了典型的岩浆锆石外, 还有大量内部结构均匀具有典型变质锆石特征的锆石或增生边, 这种斜长角闪岩变质锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1879±11Ma(图 7b), 应代表该区主要变质作用发生的时间。与前人在区域上获得的基性岩变质年龄相似(刘福来等, 2015; Luo et al., 2004, 2008; 孟恩等, 2013; 胡古月等, 2014), 均能够代表区域内主要变质作用时间。结合研究区变粒岩碎屑锆石年龄数据以及区域上古元古代花岗质岩石形成时代, 变粒岩中最年轻的5颗锆石具有变质成因的特点, 如图 7d所示, 由于Th/U＜0.2, 并非典型的岩浆锆石, 与变质锆石特征相类似, 与里尔峪组变质年龄相接近, 作者认为可能是锆石数据采集时获得的变质年龄, 因此, 我们用所获得的岩浆碎屑锆石中最年轻的锆石48B3-04(2006Ma), 作为里尔峪组沉积的上限年龄, 说明里尔峪组结束沉积的时代不早于2000Ma左右。因此, 我们的锆石最小峰期年龄与前人对辽河群和辽吉花岗岩中变质锆石和辽东区域上变质时间一致(李富强等, 2017; Luo et al., 2004; 孟恩等, 2013; 郝德峰等, 2004), 本文的碎屑锆石年龄可以限制里尔峪组的沉积时代。综合确定本区里尔峪组原岩可能形成于2000~2150Ma之间。路孝平等(2004a, b)认为辽河群沉积的时代不会早于2160Ma, 李壮等(2015)认为辽河群火山-沉积-变质的时限为2.2~1.9Ga。因此, 作者认为里尔峪组经历了2.0~2.15Ga左右的火山作用并于2.0Ga结束沉积后, 在~1.88Ga同辽河群一起经历变质作用。

5.2 源区

有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带巨量陆壳沉积岩系的物质来源、源区物质性质、沉积环境以及形成时代, 区域上前人已有大量的研究工作。本文对黄花甸地区里尔峪组主体岩石类型变粒岩进行了岩相学和锆石年代学研究, 通过岩相学可以看出变粒岩的碎屑成分主要由长石、石英组成, 岩石中碎屑锆石为岩浆成因的碎屑锆石, 且碎屑锆石年龄数据主要集中在2000~2200Ma之间, 这与区域上辽吉古元古代造山/活动带花岗质岩石的形成时代一致, 说明古元古代辽吉花岗岩应是研究区里尔峪组的主要物源, 另有少量来自于太古宙克拉通结晶基底。这与区域上前人研究结果是一致的(刘福来等, 2015; 李壮等, 2015; Zhao et al., 2012; Luo et al., 2004, 2008; Wan et al., 2006a, b; Sun et al., 1993)。此外黄花甸地区出现大量古元古代具有A型花岗岩特征的二长花岗岩, 有些研究者对其原岩形成时代进行了锆石U-Pb定年研究, 根据二长花岗岩的定年结果显示为2170Ma左右(王鹏森等, 2017), 这一年龄与本文所研究的变粒岩碎屑锆石主峰年龄相似(图 7d), 表明变粒岩的主要物源区来自于古元古代的有A型花岗岩特征的黑云母二长花岗岩。峰值年龄集中在2574Ma比较老的碎屑锆石(图 7d), 与华北克拉通基底TTG片麻岩中锆石结果相似(Luo et al., 2008; Wu et al., 2005, 2008)。此外, 峰值年龄在2082Ma的年龄(图 7d), 明显比辽吉花岗岩和辽河群变质火山岩的年龄要年轻, 意味着至少在2000~2100Ma存在着一期岩浆事件, 这与前人观点类似(Luo et al., 2008; 王惠初等, 2011; 孟恩等, 2013; 李三忠等, 2003; Lu et al., 2006; 于介江等, 2007; 刘建辉等, 2013)。根据变粒岩岩浆成因碎屑锆石的年龄峰值, 与古元古代具有A型花岗岩特征的二长花岗岩以及北侧龙岗地块和南侧辽南地块古老基底的原岩年龄基本符合, 进一步说明了南辽河群里尔峪组巨量变沉积岩系的物源来自于古元古代具有A型特征的花岗岩和南北两侧的太古宙的变质基底。

5.3 沉积环境

里尔峪组中的斜长角闪岩依据野外地质特征和岩石化学、地球化学以及锆石特征等综合分析确定其原岩为玄武岩, 因此其成因和形成时代可以反映研究区南辽河群里尔峪组的形成环境和形成时代。

根据前文讨论可知斜长角闪岩原岩为高铁拉斑类型的玄武岩, 玄武岩根据构造背景的不同, 可以分为洋中脊玄武岩、岛弧玄武岩和大陆玄武岩, 但根据目前已知的玄武岩构造环境判别图的判断结果具有很大的不确定性(Tarney et al., 1979), 所以运用地球化学综合特征来判断是比较理想的处理方法。本文研究样品TiO₂含量的平均值为1.19, 与拉斑玄武岩和洋中脊玄武岩相似(TiO₂平均值为1.5), 而且主量元素具低K的特征。在P₂O₅-TiO₂-K₂O图解上(图 8a)所有样品都落入了大洋拉斑玄武岩范围内, 在P₂O₅-TiO₂-MnO(图 8b)样品都落入了岛弧拉斑玄武岩的范围内, 综合判断黄花甸地区基性火山岩具有岛弧玄武岩的特征。

图 8 黄花甸地区斜长角闪岩主量元素构造背景图解 (a)：TiO₂-K₂O-P₂O₅图解(Pearce et al., 1984); (b)：TiO₂-l0MnO-10P₂O₅图解(Mullen, 1983).OT-大洋拉斑玄武岩; CT-大陆拉斑玄武岩; OIT-洋岛拉斑玄武岩; OIA-洋岛碱性玄武岩; CAB-钙碱性玄武岩; IAT-岛弧拉斑玄武岩; MORB-洋中脊玄武岩 Fig. 8 The tectonic setting diagrams of major elements for amphibolites in Huanghuadian area (a): TiO₂-K₂O-P₂O₅ diagram of amphibolites(Pearce et al., 1984); (b): TiO₂-10MnO-10P₂O₅ diagram of amphibolites(Mullen, 1983). OT-Oceanic tholeiite; CT-Continental tholeiite; OIT-Oceanic island tholeiite; OIA-Oceanic island alkaline; CAB-Calc-alkaline basalt; IAT-Island arc tholiite; MORB-Mid-oceanic ridge basalt

根据Y和Nb的比值可以区分板内和板块边缘环境, 本文Y和Nb的比值明显大于1(平均值为4.58)(Pearce and Cann, 1973), 可以排除板内玄武岩, 应该属于板块边缘。本文又根据张旗(1990)所推荐使用的构造环境判别图, 运用Zr-TiO₂图解(图 9a), 样品绝大多数都落入了洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩的重叠区域, 根据前人研究可以看出, 岛弧玄武岩具有较低的Nb、Ta含量和较高的La/Nb比值, Zr含量和Zr/Y均较低, 本研究区内基性火山岩与此一致。在Ba-Ba/Nb图解中(图 9b), 样品全部落入岛弧玄武岩范围。

图 9 黄花甸地区斜长角闪岩TiO₂-Zr图解(a, 据Pearce et al., 1984)和斜长角闪岩Ba-Ba/Nb图解(b, 据李曙光, 1993) WPB-板内玄武岩; IAB-岛弧玄武岩; MORB-洋中脊玄武岩; OIB-洋岛玄武岩 Fig. 9 TiO₂ vs. Zr diagram (a, after Pearce et al., 1984) and Ba vs. Ba/Nb diagram (b, after Li, 1993) for amphibolites in the Huanghuadian area WPB-Within-plate basalt; MORB-Mid-ocean ridge basalt; IAB-Island-arc basalt; OIB-Oceanic island basalt

本文的研究结果表明研究区里尔峪组所反映的南辽河群早期沉积环境应为相对成熟的岛弧或活动大陆边缘环境, 并在之后经历了~2.1Ga及~1.88Ga多期变质热事件改造。因此, 黄花甸地区南辽河群的构造环境与活动大陆边缘有关, 而非前人所认为的大陆裂谷环境。

5.4 地质意义

近几十年来, 关于胶-辽-吉造山带的构造属性, 研究者们有陆内裂谷先打开后闭合模式(张秋生等, 1988; 李三忠等, 2001; Li et al., 2005; Li and Zhao, 2007; Luo et al., 2008)和弧-陆碰撞闭合模式(白瑾, 1993; Faure et al., 2004)之争。

持陆内裂谷先打开后闭合模式观点的研究者们认为：(1) 胶-辽-吉带内存在大量的古元古代花岗岩属于A型花岗岩, 是陆内裂谷环境的典型特征; (2) 张秋生等认为, 胶-辽-吉造山带两侧的岩性具有相似的同位素性质和地球化学性质, 表明两侧早期属于同一基底; (3) 胶-辽-吉造山带内存在的双峰式火山岩, 表明了其形成环境为陆内裂谷; (4) 前人发现的胶-辽-吉造山带内辽南地体(南辽河群、集安群和荆山群)低压的逆时针P-T-t演化轨迹(卢良兆等, 1996)。

白瑾等提出了弧-陆碰撞闭合模式, 他们认为南、北辽河群分别代表了向两侧延伸的弧后盆地沉积, 之后经历了弧-陆碰撞, 并且伴随有相应的变质-变形作用, 之后形成了胶-辽-吉造山带。持此观点认为：胶-辽-吉造山带原属于邻近俯冲带的活动大陆边缘环境, 之后经过洋盆收缩, 导致先期形成的岛弧与微陆块发生碰撞, 形成胶-辽-吉造山带(白瑾, 1993)。近年来, 由于高压泥质麻粒岩和基性麻粒岩、高钾钙碱性火山岩的发现以及辽南地体(南辽河群、集安群和荆山群)的顺时针P-T-t演化轨迹的准确识别都很好的论证了白瑾提出的弧-陆碰撞闭合模式。

本文研究地区的里尔峪组沉积岩的碎屑锆石年龄谱图显示其最主要的物源区为胶-辽-吉带内的2000~2200Ma左右的岩浆岩, 次源区是来自太古宙的结晶基底。这些特征与前人有关于辽东半岛以及辽河群的定年结果相吻合(Luo et al., 2004, 2008)。由于黄花甸地区出露的古元古代黑云母二长花岗岩(2170Ma左右)可能形成于东部陆块内部拉伸减薄-裂解过程中的下地壳部分熔融, 因而兼具板内花岗岩和弧花岗岩的特征(王鹏森等, 2017; Atherton and Petford, 1993), 这进一步说明了古元古代花岗岩形成之后, 在2.1Ga左右经历了基性岩浆活动的侵入, 而胶-辽-吉造山带的沉积时限应晚于古元古代花岗岩。南辽河群斜长角闪岩的地球化学特征类似于岛弧玄武岩的特征, 因此, 斜长角闪岩可能是岛弧环境下的产物, 与前人研究结果相似(王惠初等, 2011; Meng et al., 2014; 刘建辉等, 2013; 李富强等, 2017)。前人认为两个太古宙陆块可能并不是由同一个太古宙克拉通裂解形成, 同时也表明了胶-辽-吉造山带的形成演化可能并非前人研究的与陆内裂谷的闭合有关(张秋生等, 1988; 李三忠等, 2001, 2004; Li et al., 2005; Li and Zhao, 2007; Luo et al., 2008), 弧陆碰撞模式可能更好地解释这些问题(白瑾, 1993; Faure et al., 2004)。故推测辽河群所在的胶-辽-吉活动带在~2.2Ga发生了从东部陆块拉张弧后裂解, 经过初始洋盆的形成、巨量沉积, 2.0~2.15Ga发生有洋壳的俯冲, 形成了岛弧, 在~1.88Ga发生造山变质作用形成区域上的胶-辽-吉造山带。

6 结论

(1) 黄花甸地区里尔峪组变粒岩物源主要来自于辽吉古元古带活造山/活动带的花岗质岩石, 少量来自太古宙结晶基底。

(2) 南辽河群里尔峪组形成环境应为岛弧或活动大陆边缘, 并非裂谷环境。由变粒岩碎屑锆石和斜长角闪岩原岩年龄限定其形成时代可能在2.0~2.15Ga左右。

(3) 南辽河群所在的胶-辽-吉活动带在~2.2Ga发生了从东部陆块拉张弧后裂解, 2.0~2.15Ga发生有洋壳的俯冲, 在~1.88Ga发生造山变质作用形成区域上的胶-辽-吉造山带。

致谢感谢吉林大学地球科学学院于介江教授在本文写作过程中给予的指导意见; 感谢中国地质大学(北京)实验室的苏犁教授在年龄数据测试分析方面的帮助; 感谢吉林大学地球科学学院崔亚川、崔策同学在野外和制图过程中的帮助; 感谢审稿专家认真审阅了本文并提出宝贵的修改意见。

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岩石学报 2017, Vol. 33 Issue (9): 2725-2742	PDF