2017, Vol. 33
大规模发育的基性岩墙群通常作为形成于伸展环境(例如板内、造山后伸展或者弧后盆地)的幔源岩浆活动的标志(Condie et al., 1987; Rock, 1991), 这类持续时间较短的基性岩浆活动可以作为大陆演化的时间和构造标识(Peng, 2015a), 因而在世界范围内受到广泛关注(Ernst and Buchan, 2001; Li et al., 2006; Yang et al., 2007; Ernst, 2014; Xu et al., 2016)。
作为世界上最古老的克拉通之一(Liu et al., 1992; Song et al., 1996), 华北克拉通在元古代经历了重要的构造热事件(Zhao et al., 2005, 2012), 最直接的体现便是发育大规模的基性岩墙群(Peng et al., 2005; Peng, 2015a, b; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016)。迄今为止, 研究者们在华北克拉通识别出多期次这样的基性岩浆活动, 例如2150~1890Ma、1800~1730Ma、1730~1600Ma、1600~1400Ma、1400~1200Ma、1000~800Ma等; 总体上, 1800~800Ma的基性岩墙群可以与各时期的裂谷事件联系起来, 而对于2150~1890Ma的基性岩墙群, 考虑到其侵位时间部分早于华北克拉通内大规模的变质和造山事件(ca.1.95~1.80Ga), 它们的形成环境存有很大争议(详见Peng, 2015a, b, 及其中参考文献)。
在华北克拉通东部的胶-辽-吉造山带也出露有~2.1Ga的基性岩墙群, 它们普遍遭受绿片岩相-角闪岩相变质(Meng et al., 2014; Peng, 2015b; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016, 即北辽河变基性岩)。胶-辽-吉造山带位于华北克拉通东部, 是一条具有代表性的古元古代造山带(图 1), 记录了一系列自前寒武纪至显生宙的构造热事件(Yang et al., 2007; 刘福来等, 2015), 但其早期构造演化过程并不明确(详见Zhao et al., 2005, 2012; 刘福来等2015, 及其中相关文献)。我们关注北辽河变基性岩, 不只因为这些变基性岩能为我们理解其岩浆源区的特征提供重要信息, 更重要的是它们能帮助认识胶-辽-吉造山带的起源(图 1), 因为通过识别相关岩浆活动在组成上的变化能有效地恢复造山带的构造演化(Harris et al., 1986)。
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图 1 华北克拉通构造纲要图(a, 据Zhao et al., 2005)和海城-河栏镇-连山关地区地质简图(b, 据辽宁省地质矿产勘察局, 1975a①, b②修改) NCC-华北克拉通; KB-孔兹岩带; TNCO-中部造山带; JLJB-胶-辽-吉带; 前人数据：Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016; 下同 Fig. 1 Tectonic framework of North China Craton(a, modified from Zhao et al., 2005) and simplified geological map of the Haicheng-Helan-Lianshanguan area (b) NCC-North China Craton; KB-Khondalite Belt; TNCO-Trans-North China Orogen; JLJB-Jiao-Liao-Ji Belt; Data sources:Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016; as in the following figures |
① 辽宁省地质矿产勘察局. 1975a. 1:20万辽宁省辽阳市地质图.沈阳:辽宁省地质矿产勘察局
② 辽宁省地质矿产勘察局. 1975b. 1:20万辽宁省营口市地质图.沈阳:辽宁省地质矿产勘察局
近年来, 众多学者对北辽河变基性岩进行了较详细的研究, 这些研究资料提供了变基性岩的岩石学特征和年代学格架, 但其成因和构造环境仍然存在很大争论, 包括：大陆弧(Faure et al., 2004; Yuan et al., 2015)或者大洋岛弧(马立杰等, 2007), 弧后盆地(刘永达等, 1989; 王惠初等, 2011; Meng et al., 2014)以及陆内裂谷(于介江等, 2007; Wang et al., 2016), 因而对胶-辽-吉造山带的早期构造演化过程存在不同认识。鉴于此, 本文详细的野外地质调查的基础上, 对北辽河变基性岩进行了系统的岩石学研究和地球化学分析, 结合前人测试分析数据, 我们的目的是：(1) 考察这些变基性岩的地球化学变化特征; (2) 研究它们的岩石学成因和构造环境; (3) 在一定程度上对胶-辽-吉造山带的早期构造演化提供新的制约。
2 地质背景及样品 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)以及南部狼林地块均呈构造接触(转刘福来等, 2015)。
龙岗地块由大量太古宙英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)组合(白瑾, 1993; 万渝生等, 2001)、少量变质表壳岩系(鞍山群, 辽宁省地质矿产勘察局, 1975a; 翟明国等, 1990)以及古元古代变基性岩(~1.8Ga, Yuan et al., 2015)组成。胶-辽-吉造山带中大面积分布有绿片岩相-麻粒岩相变质的火山-沉积岩系, 自北向南分为：吉南地区的集安群和老岭群、辽宁地区的南辽河群和北辽河群以及胶北地区的荆山群和粉子山群; 有研究者认为该带向南东延伸至朝鲜的摩天岭群, 向南西则可能穿越郯庐断裂延伸至江苏和安徽的五河群(图 1a, Zhao et al., 2005)。总体上, 集安群、南辽河群以及荆山群有着相近的变质程度, 而明显高于老岭群、北辽河群以及粉子山群(贺高品和叶慧文, 1998; Zhou et al., 2008)。年代学资料表明, 造山带内变火山-沉积岩系含有来自太古宙结晶基底的~2.5Ga继承和碎屑锆石, 其沉积时限在1.9~2.2Ga, 并经历了~1.9Ga的变质事件(Wan et al., 2006; Luo et al., 2004, 2008; Lu et al., 2006; 刘福来等, 2015)。此外, 带内还出露有古元古代岩浆岩(~2.1Ga和~1.85Ga, 李三忠等, 2003; Lu et al., 2006; 于介江等, 2007; 董春艳等, 2010; 王惠初等, 2011; 刘建辉等, 2011; Wang et al., 2016)。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, 太古宙岩石比例极为有限。因此, 狼林地块可能不存在, 而应属于古元古代巨型造山带(吴福元等, 2016)。此外, 区域内广泛发育中生代与古太平洋俯冲相关的岩浆活动(Li et al., 2004; 杨进辉等, 2007; 孟恩等, 2013)。
2.2 野外和岩石学特征北辽河群主要分布在辽宁省东部的海城-河栏镇-连山关一带(图 1b)。变基性岩呈近东西向展布, 东西长约100km, 南北宽5~30km, 单个变基性岩体(脉体或岩墙)长宽数米到数千米不等(图 1b), 广泛侵入于北辽河群的变沉积岩中(Wang et al., 2016), 局部被古元古代伟晶岩和中生代花岗岩侵入。这些变基性岩总体经历了绿片岩相-角闪岩相变质, 并且部分角闪岩相变质岩石发生定向变形, 出现片理-片麻理(于介江等, 2007; Meng et al., 2014)。
根据变质程度以及矿物组成, 可将北辽河变基性岩分为三类, 现分述如下：
(1) 变质辉长岩和变质辉绿岩(图 2a, d), 岩石呈深绿-深褐色, 中粗粒, 块状构造; 这类岩石遭受了明显的蚀变或者绿片岩相变质作用, 局部经历角闪岩相变质(Meng et al., 2014), 但仍很好地保留了原岩的辉长结构和辉绿结构。不同地区岩石中矿物组成及含量差别很大。岩石中的原生矿物主要为斜长石和单斜辉石, 同时还出现大量蚀变矿物绢云母、黝帘石、绿泥石等, 以及少量变质矿物黑云母和角闪石。部分样品中斜长石呈自形-半自形板状, 粒度集中在1~2.5mm, 内部发生明显的绢云母化和黝帘石化, 边部可见聚片双晶; 另一部分样品中斜长石呈自形-半自形柱状, 粒度较小(0.5~1.5mm), 蚀变弱(图 2d)。多数样品中的单斜辉石发生绿泥石化, 少部分变质形成角闪石; 目前主要在北辽河群边部发现明显的半自形-他形单斜辉石残留(董春艳等, 2012; Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015)。岩石中的角闪石多为浅绿色, 由单斜辉石变质形成, 部分保留了单斜辉石自形-半自形的板柱状特征(Meng et al., 2014)。黑云母呈片状, 黄褐色-淡黄色多色性强, 干涉色高而鲜艳(图 2d)。
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图 2 北辽河不同类型变基性岩的野外和镜下照片 (a、d)变质辉长岩-变质辉绿岩; (b、e)斜长角闪岩; (c、f)石榴斜长角闪岩.Pl-斜长石; Cpx-单斜辉石; Hbl-角闪石; Bt-黑云母; Grt-石榴子石 Fig. 2 Selected photos showing the outcrops and micro-textures of different kinds of the NLH metabasic rocks (a, d) metagabbro-metadiabase; (b, e) amphibolite; (c, f) garnet amphibolite. Pl-plagioclase; Cpx-clinopyroxene; Hbl-hornblende; Bt-biotite; Grt-garnet |
(2) 斜长角闪岩(图 2b, e), 岩石呈灰黑色-深绿色, 粒状变晶结构, 矿物粒度多集中在0.5~1mm; 多数岩石呈块状构造, 少部分因强烈的变形导致矿物定向而呈片麻状构造。岩石主要由角闪石(60%)、斜长石(35%)和少量黑云母(5%)组成。角闪石具有深绿色-黄褐色多色性, 呈他形粒状-半自形柱状, 斜长石多呈他形粒状。在变形强烈的岩石中, 角闪石和斜长石发生明显聚集, 或呈条带状或呈水滴状(图 2b)。部分黑云母与斜长石和角闪石粒度相当, 为半自形-自形片状, 与斜长石和角闪石平衡共生; 另一部分细小的黑云母分布在岩石裂隙中, 显示与后期流体有关。
(3) 石榴斜长角闪岩(图 2c, f), 零星出露在河栏镇以南。岩石呈灰黑色, 斑状变晶结构, 块状或片麻状构造。主要由石榴子石(15%)、斜长石(30%)和角闪石(55%)组成。角闪石和斜长石粒度多集中在0.25~1mm, 变斑晶石榴子石的粒度为3~4mm。角闪石具有绿色-黄褐色多色性, 呈他形粒状-半自形柱状, 颗粒较大者内部通常含有粒状斜长石包体, 部分角闪石发生绿泥石化; 斜长石呈他形粒状, 部分发生绢云母化。在角闪石的边部或者裂隙中可见细小的黑云母, 可能与后期流体有关。后期变形使得部分样品中的矿物定向排列, 石榴子石破碎并被定向拉长, 其长轴方向与片麻理方向一致。
总体上, 各类变基性岩中均出现大量磁铁矿和钛铁矿等Fe-Ti氧化物(图 2d-f)。
3 测试方法与结果 3.1 测试方法本文对河栏镇地区北辽河群中的变基性岩分散采样(14处), 并进行了全岩地球化学测试分析。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; 接着在国家地质实验测试中心测试分析它们的主量、稀土和微量元素组成。主量元素采用XRF(X射线荧光光谱仪PW4400) 方法依据GB/T 14506.28/14-2010分析, 分析精度为5%。稀土和微量元素采用ICP-MS(等离子质谱仪PE300D)方法依据GB/T 14506.30-2010测试, 测试精度为5%(＞10×10-6的元素)和10%(＜10×10-6的元素)。
3.2 蚀变、变质与元素迁移本文研究的北辽河变基性岩总体经历了不同程度的蚀变, 并且遭受绿片岩相-角闪岩相变质作用(图 2); 它们的烧失量(LOI)也有较大变化范围(0.26%~3.02%, 表 1)。因此, 在研究它们的地球化学组成以及讨论其源区特征之前, 有必要评估蚀变和变质过程对这些岩石地球化学成分的影响。
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表 1 北辽河变基性岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)测试分析数据 Table 1 Bulk-rock major element (wt%) and trace element (×10-6) data of the NLH metabasic rocks |
在基性岩中, 大离子亲石元素(LILEs, 例如Rb、Ba、Sr等)通常更容易受到后期蚀变与变质作用的改造, 而过渡族元素(例如V、Cr等)和高场强元素(HFSEs, 例如Ti、Th、Nb等)在这些过程中相对稳定(Pearce and Cann, 1973)。研究表明, 在经受后期蚀变与中低级变质作用影响时, Zr是最稳定的元素(Wood et al., 1979; Gibson et al., 1982)。因此, 我们利用Zr来评估北辽河变基性岩的地球化学组成是否受后期改造而活动迁移(图 3)。如图 3所示, 大离子亲石元素(如K、Rb、Ba)显示为散乱分布, 而其他元素(过渡族元素、高场强元素等)与Zr保持着很好的线性关系, 表明这些元素并未受到后期蚀变和变质作用的影响, 而保留了岩石的原始特征。因此, 只有这些不活动元素被用来进行下文的岩石分类并讨论变基性岩的成因。
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图 3 北辽河变基性岩主量和微量元素与Zr的相关关系图解 Fig. 3 Plots of selected major and trace elements verse Zr for the NLH metabasic rocks |
总体上, 本文所采集的14件北辽河变基性岩样品有着一致的全岩地球化学组成, 测试分析结果见表 1。这些变基性岩的SiO2含量变化范围较宽(44.55%~54.11%), 属于基性岩成分范围; 以低TiO2(0.69%~1.99%, ＜2%)和低MgO(5.47%~7.97%;除D2030-2、D5028-1分别为12.99%、9.93%)为特征(表 1)。在Nb/Y-Zr/Ti图解(图 4a, Pearce, 1996)中, 所有的样品均落入亚碱性玄武岩区域; 同时, 根据SiO2-FeOT/MgO图解(图 4b, Miyashiro, 1974), 它们有着典型的拉斑玄武岩组成, 这与样品的FeOT/MgO比值随着TiO2含量升高而增大一致(图 4c)。这些样品均经历了明显的后期演化(例如结晶分异), 其Mg#值变化于44~70(表 1)。
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图 4 北辽河变基性岩Nb/Y-Zr/Ti分类图解(a, 据Pearce, 1996)、亚碱性玄武岩SiO2-FeOT/MgO分类图解(b, 据Miyashiro, 1974)和TiO2-FeOT/MgO图解(c) Fig. 4 Nb/Y vs. Zr/Ti (a, Pearce, 1996) and SiO2 vs. FeOT/MgO (b, Miyashiro, 1974) classification diagrams and TiO2 vs. FeOT/MgO diagram (c) of the NLH metabasic rocks |
北辽河变基性岩的稀土元素组成在一定范围内变化(LaN=23~70), 是较高程度分异的结果。它们的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线较为一致(图 5a)——轻稀土元素轻微富集((La/Sm)N=1.22~2.66;(La/Yb)N=1.66~4.56);除了样品D5009-2明显的Eu正异常(Eu/Eu*=1.57), 显示为斜长石堆晶, 其他样品并不具有明显的Eu异常(Eu/Eu*=0.76~1.11)。在不相容元素的原始地幔标准化蛛网图(图 5b)中, 这些变基性岩明显亏损Nb、Ta和P, 轻微亏损Zr和Ti, 其余元素的含量整体随着不相容性的增加(自Lu至Th)而升高。
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图 5 北辽河变基性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) (标准化值据Sun and McDonough, 1989) 前人数据(白色正方形)取自不同文献中的平均值 Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagram (b) for the NLH metabasic rocks (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data of previous workers (white squares) are averages of their papers |
对于北辽河变基性岩, 前人已有部分研究工作, 并且分析获得了一些地球化学数据(Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016), 因此, 下文将结合这些数据一起探讨北辽河变基性岩的成因和构造环境。
4.1 北辽河变基性岩的形成时代近十年来, 研究者对多处北辽河变基性岩进行了测年工作。结果表明, 这些变基性岩岩浆侵位的时间相对较宽：2060Ma(于介江等, 2007)、2110Ma(董春艳等, 2012)、2144~2161Ma(Meng et al., 2014)、2125Ma(Yuan et al., 2015)、2115Ma(Wang et al., 2016), 跨度约100Ma, 考虑到：(1) LA-ICP-MS锆石测年方法的分析误差相对较大; (2) 前寒武纪样品经常遭受多期构造热事件的叠加影响, 样品中的锆石会发生放射性成因Pb丢失, 锆石测年结果的精确性会受到一定影响。因此, 我们认为这些测年结果能够较好地将北辽河变基性岩的形成时间限定在~2.1Ga。值得注意的是, 王惠初等(2011)对河栏镇(图 1)以南采集的1件枕状熔岩和1件辉绿岩样品进行了锆石测年工作, 结果显示这两件变基性岩的原岩形成于1828~1869Ma, 该测年结果与胶-辽-吉造山带内广泛发育的构造热事件时间在误差范围内一致(Zhao et al., 2005; Meng et al., 2014), 目前北辽河群中仅此一处报道有~1.85Ga的基性岩浆, 因此, 这一期基性岩浆活动存在与否以及它的区域地质意义仍有待进一步研究与讨论。
4.2 结晶分异过程北辽河变基性岩整体有着较低的MgO(5.47%~7.97%;样品D2030-2、D5028-1分别为12.99%、9.93%)、Ni(7.72×10-6~93.5×10-6)以及Cr(12.9×10-6~387×10-6; 样品D2057-1为579×10-6)含量(表 1), 这些特征表明变基性岩经历了一定程度镁铁质矿物(例如橄榄石和单斜辉石)的分离结晶作用, 而远离与地幔橄榄岩相平衡的熔体成分。
在哈克图解(图 6)中, 随着Mg#值的减小：(1) Al2O3含量轻微降低, 表明岩石可能发生了一定程度的斜长石结晶分异; (2) Cr和Ni含量明显降低, TiO2和TFe2O3含量明显升高, 表明橄榄石和单斜辉石是主要的结晶分异矿物; 而Ti-Fe氧化物发生了一定程度的堆晶, 这与显微镜下观察到的岩石中出现大量Ti-Fe氧化物(磁铁矿和钛铁矿)一致(图 2); (3) SiO2含量没有明显变化, 是橄榄石、单斜辉石以及斜长石三相结晶分异所致(Li et al., 2006)。
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图 6 北辽河变基性岩的哈克图解 Fig. 6 Harker variation diagrams for the NLH metabasic rocks |
数年来, 关于北辽河变基性岩形成于何种构造环境, 研究者们持有多种观点, 包括：洋壳俯冲形成的大陆弧(Faure et al., 2004; Yuan et al., 2015)或者大洋岛弧(马立杰等, 2007), 弧后盆地(刘永达等, 1989; 王惠初等, 2011; Meng et al., 2014)以及陆内裂谷(于介江等, 2007; Wang et al., 2016)。令人困惑的是, 王惠初等(2011)和Meng et al.(2014)认为这些变基性岩的地球化学特征与岛弧火山岩类似, 却直接推测这些变基性岩形成于弧后盆地环境; 毫无疑问, 如果它们是形成于弧后环境, 必然有其他相关的地球化学特征或者证据支持。另一方面, 由于北辽河变基性岩是经历较高程度演化的岩浆活动产物(见4.2节), 并且遭受后期蚀变和变质作用的改造(见2.2和3.2节), 因此, 我们在利用地球化学组成讨论其形成环境或者源区特征时要小心谨慎。
尽管主量和微量元素均有一定的变化范围, 北辽河变基性岩有着非常一致的稀土元素配分曲线(图 5a)和微量元素变化特征(图 5b)。在不相容微量元素配分图解(图 7)中, 北辽河变基性岩的配分型式类似于E-MORB(Sun and McDonough, 1989); 同时明显亏损Ta、Nb和P, 轻微亏损Zr和Ti, 这些特征类似于陆壳岩石(Rudnick and Gao, 2003), 而与俯冲相关玄武岩(明显亏损Ta、Nb、Zr和Hf, 不亏损P和Ti, Tatsumi and Eggins, 1995)有所区别。此外, 这些变基性岩的U/Th(0.04~0.55) 明显低于岛弧火山岩, 而与裂谷(伸展环境)玄武岩相当(Bali et al., 2011)。
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图 7 北辽河变基性岩与不同构造环境岩石的原始地幔标准化微量元素蛛网图 本文(黑色正方形)和前人数据(白色正方形)取自不同文献中的平均值.原始地幔、OIB(洋岛玄武岩)、E-MORB(富集型洋中脊玄武岩)和N-MORB(正常洋中脊玄武岩) (Sun and McDonough, 1989); TC(全地壳)(Rudnick and Gao, 2003); SZB(俯冲相关玄武岩)的范围由平均低钾和高钾玄武岩限定(Tatsumi and Eggins, 1995) Fig. 7 Primitive mantle normalized trace element diagrams for typical rocks with different tectonic settings and the NLH metabasic rocks Data of this study (black squares) and previous workers (white squares) are averages of these papers. Primitive mantle, OIB, E-MORB and N-MORB (Sun and McDonough, 1989); TC (Total crust) (Rudnick and Gao, 2003); The lower and upper limits of SZB (Subduction-zone Basalt) are defined by "average"low-K and high-K basalts, respectively (Tatsumi and Eggins, 1995) |
根据Ti-Zr-Y三角判别图解(图 8a, Pearce and Cann, 1973), 北辽河变基性岩的地球化学特征不同于典型的岛弧玄武岩和板内玄武岩。对于基性岩石来说, 使用不相容微量元素所构建的Ti-Sm-V构造环境判别图解被认为是最可靠的二次判别图解(Vermeesch, 2006), 在该图解(图 8b)中, 除了少部分样品投点于岛弧玄武岩区域外, 绝大多数样品均具有MORB特征; 那些投点于岛弧玄武岩区域、相对分散的样品可能是由于Ti和V受后期蚀变和变质作用而发生了轻微迁移(图 3)。总体上, 北辽河变基性岩的并不像岛弧玄武岩具有低Ti和Ti/V, 也不同于大陆溢流玄武岩的高Ti以及洋岛玄武岩或者碱性玄武岩的高Ti和Ti/V, 而与MORB一致(图 8c, Shervais, 1982)。一些研究者得出岛弧玄武岩的特征, 可能是使用了活动元素作为北辽河变基性岩构造环境的判别因子, 例如Ba/Nb-La/Nb(Ba, 图 3, Meng et al., 2014), 事实上这些变基性岩的Ba/Nb范围很宽, 变化于4.45~118, 跨越MORB、平均地壳以及岛弧火山岩等三个区域。综合来看, 北辽河变基性岩的地球化学特征类似于MORB, 而不同于岛弧玄武岩以及板内玄武岩。
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图 8 北辽河变基性岩Ti-Zr-Y (a, 据Pearce and Cann, 1973)、Ti-Sm-Y (b, 据Vermeesch, 2006)和Ti-V (c, 据Shervais, 1982)判别图解 LKT-低钾拉斑玄武岩; WPB-板内玄武岩; CAB-钙碱性玄武岩; MORB-洋中脊玄武岩; IAB-岛弧玄武岩; OIB & Alkali-B-洋岛玄武岩和碱性玄武岩; CFB-大陆溢流玄武岩 Fig. 8 Ti-Zr-Y (a, after Pearce and Cann, 1973), Ti-Sm-Y (b, after Vermeesch, 2006) and Ti-V (c, after Shervais, 1982) discrimination diagrams LKT-Low-potassium tholeiite; WPB-Within-plate basalt; CAB-Calc-alkali basalt; MORB-Mid-ocean ridge basalt; IAB-Island-arc basalt; OIB & Alkali-B-Oceanic island basalt and alkali basalt; CFB-Continental flood basalt |
北辽河变基性岩的构造环境争论持久的一个重要原因是这些变基性岩富集多数不相容元素但亏损Ta、Nb、Zr、Ti等(图 5)。前人非常一致地将其解释为弧岩浆岩特征(例如Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015), 即使持板内裂谷成因论者也认为是来自太古宙俯冲过程的残留而使得源区显示出岛弧特征(Wang et al., 2016)。很显然, 这些特征可以来自岛弧活动、交代的岩石圈地幔和地壳岩石(Ellam and Cox, 1991; Tatsumi and Eggins, 1995; Hawkesworth et al., 1995)。首先, 北辽河变基性岩显示出与MORB类似的地球化学特征(图 7、图 8), 而不同于典型的岛弧岩石; 其次, 地幔中最冷的部分——岩石圈地幔难以大范围部分熔融(Gallagher and Hawkesworth, 1992), 对古生代金伯利岩中太古代地幔捕掳体的研究可知, 太古代时期华北克拉通之下是一个难熔的岩石圈地幔(Griffin et al., 1998; Xu et al., 2001), 考虑到该岩石圈地幔的早期置换更可能发生在古元古代(2.0~1.8Ga)的陆-陆碰撞过程中(Gao et al., 2002), 由此我们推测这些~2.1Ga的北辽河变基性岩不可能来源于当时的岩石圈地幔。
有研究者认为北辽河变基性岩形成于俯冲相关的大陆弧环境, 其源区是受俯冲流体交代的岩石圈地幔(Yuan et al., 2015), 然而, 它们使用一些因后期蚀变和变质作用而发生迁移的大离子亲石元素(Ba, 图 3)作为判别因子值得商榷(例如La/Ba-La/Nb)。北辽河变基性岩有着较低且大范围变化的Ce/Pb, 显示受到板片俯冲脱水形成的流体的影响(图 9a, Temizel et al., 2012)。在(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM图解(图 9b)中, 这些变基性岩具有明显向由含水地幔形成的岛弧玄武岩过渡的趋势, 并且很统一地位于亏损地幔和岛弧玄武岩之间的区域, 仅有极少数点(5/62) 位于岛弧玄武岩(含水地幔)区域内, 而不同于日本本州弧拉斑玄武岩, 后者具有更低的(Hf/Sm)PM值并且有相当一部分点(15/37) 落入岛弧玄武岩区域, 表明北辽河变基性岩受到的流体交代作用有限, 这与岩石轻微亏损Zr而没有明显的Hf亏损一致(图 7, 相对于Nd和Sm), 因为Zr和Hf在流体中具有低的溶解度而在板片熔体中则相反(图 9b, La Flèche et al., 1998), 如果有大量与俯冲相关流体的交代, 那么这些变基性岩必然会像俯冲带玄武岩那样亏损Zr和Hf(图 7)。值得注意的是, 图 9a同时还显示这些变基性岩具有较大的Th/La变化范围, 可能有地壳物质的加入(Temizel et al., 2012)。
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图 9 北辽河变基性岩Ce/Pb-Th/La (a, 据Temizel et al., 2012)和(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM (b, 据La Flèche et al., 1998)图解 数据来源：日本本州弧拉斑玄武岩(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/) Fig. 9 Ce/Pb vs. Th/La (a, after Temizel et al., 2012) and (Ta/La)PM vs. (Hf/Sm)PM (b, after La Flèche et al., 1998) diagrams for the NLH metabasic rocks to evaluate the influence of fluids in subduction-related processes Data sources:Honshu arc tholeiite from Japan (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/) |
考虑到大陆岩石圈地幔以及陆壳岩石均有可能影响北辽河变基性岩的地球化学组成, 我们需要利用地球化学的变化来系统地探讨这些端元组分在变基性岩形成过程中的作用。前已述及, 这些变基性岩在形成过程中发生了橄榄石、单斜辉石以及斜长石的三相结晶分异, 使得SiO2和Al2O3含量并不随着Mg#的降低而发生明显变化(图 6, 见4.2节); 同时, SiO2与εNd(t)之间也未显示明显的线性关系(轻微负相关, 数据来自Wang et al., 2016, 未作图)。这些特征表明主量元素不能很好地约束在北辽河变基性岩形成过程中不同端元组分的贡献。因此, 本文利用那些可靠的微量元素比值估算端元组分的作用(Hawkesworth et al., 1995; Wang et al., 2008)。
(La/Nb)PM-(Th/Nb)PM图解(图 10a)通常被用来判断岩石形成过程中是否有地壳混染(Neal et al., 2002; Frey et al., 2002), 在该图解中, 除了个别点落入大洋玄武岩区域外, 北辽河变基性岩显示出很好的地壳混染趋势。同时, 这些变基性岩的Th/La与Nb/Th和Nb/La呈负相关, 而与La/Sm呈正相关(图 10b-d)。通常情况下, 受交代的大陆岩石圈地幔(CLM)具有较大的地球化学变化, 但它们仍以较高的不相容元素比值为特征(McDonough, 1990; Xu et al., 2003), 明显远离北辽河变基性岩的变化趋势; 虽然部分样品的不相容元素比值接近大陆弧玄武岩(CAB), 但变基性岩整体大范围变化的不相容元素比值仍与大陆弧玄武岩有区别, 这些特征表明北辽河变基性岩不可能来自受交代的大陆岩石圈地幔, 不应形成于大陆弧环境(图 10b-d)。另一方面, 除了La/Sm外, 全地壳成分(TC)很好地符合北辽河变基性岩不相容元素比值的变化趋势, 表明这些变基性岩在形成过程中有地壳物质的加入(图 10b-d)。此外, (1) 岩石的εNd(t)(-1.94~+4.23, Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016)变化范围较大, 同时具有亏损和富集源区的特征; (2) 锆石U-Pb年龄相同(~2154Ma, Meng et al., 2014)但锆石Hf同位素组成不同且位于辽东地区太古代岩石和亏损地幔源区之间(+3.2~+9.6, Meng et al., 2014); (3) 岩石具有太古宙年龄的继承或者捕获锆石(~2503Ma, Meng et al., 2014), 这些特征均说明北辽河群中变基性岩不可能来自单一源区, 而应来源于地壳物质和地幔岩浆的混合作用。前人不能识别出地壳物质加入的原因可能是：(1) 数据点较少并且相对集中(12个, Meng et al., 2014; 9个, Yuan et al., 2015); (2) 不恰当使用不相容微量元素比值, 例如Nb/Th=1.58~10.26, 而Th/Nb=0.1~0.63, 后者较小的比值以及细微的变化难以被察觉(Wang et al., 2016)。
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图 10 北辽河变基性岩(La/Nb)PM-(Th/Nb)PM (a, 据Neal et al., 2002)和Th/La对Nb/Th、Nb/La、La/Sm (b-d)图解 PM代表原始地幔标准化.大洋玄武岩(Frey et al., 2002); 原始地幔(Sun and McDonough, 1989); UC-上地壳, MC-中地壳, LC-下地壳, TC-全地壳(Rudnick and Gao, 2003); CLM-大陆岩石圈地幔(McDonough, 1990); CAB-大陆弧玄武岩(Kelemen et al., 2003) Fig. 10 (La/Nb)PM vs. (Th/Nb)PM (a, after Neal et al., 2002) and Th/La verse Nb/Th, Nb/La, La/Sm (b-d) diagrams for the NLH metabasic rocks PM stands for primitive mantle normalized. Oceanic basalts (Frey et al., 2002); PM-primitive mantle (Sun and McDonough, 1989); UC-upper crust, MC-middle crust, LC-lower crust (Rudnick and Gao, 2003); CLM-continental lithospheric mantle (McDonough, 1990); CAB-continental arc basalt (Kelemen et al., 2003) |
综合以上研究, 我们认为北辽河变基性岩具有MORB特征而不同于弧玄武岩和板内玄武岩, 并且在形成过程中受到有限的俯冲相关流体的交代和明显的地壳混染。
通常情况下, 区域上大规模的基性岩墙群形成于伸展环境(Condie et al., 1987; Peng et al., 2007), 北辽河变基性岩以底侵的方式与变沉积岩直接接触, 其东西长约100km, 南北宽5~30km, 并且它们的展布方向近平行于北辽河群与太古宙基底的接触界线(图 1), 类似于沿南羌塘地块长轴方向展布的早二叠世低Ti基性岩墙群, 表明其可能的垂向伸展(Xu et al., 2016)。结合地球化学特征, 我们认为北辽河变基性岩应形成于弧后伸展环境。已有研究表明, 弧后盆地玄武岩主要分为两种, 分别具有岛弧玄武岩和MORB特征, 前者为早期弧后伸展产物, 后者为晚期弧后伸展产物(Stern et al., 1990), 随着弧后盆地扩大, 岛弧成分(例如俯冲相关流体, 杨婧等, 2016)逐渐减少, 而MORB成分逐渐增多(Hawkins and Melchior, 1985; Stern et al., 1990)。因此, 我们认为MORB特征以及有限俯冲相关流体的交代表明北辽河变基性岩可能形成于晚期相对成熟的弧后盆地。
4.4 地球动力学背景数十年来, 研究者们对胶-辽-吉造山带的构造演化一直存有争议, 主要有两种观点：陆内裂谷先打开再闭合(张秋生, 1988; 李三忠等, 2001; Li et al., 2005; Li and Zhao, 2007; Luo et al., 2008)以及岛弧与大陆碰撞闭合(白瑾, 1993; Faure et al., 2004)。
持陆内裂谷打开-闭合观点的研究者认为：(1) 带内集安群、南辽河群和荆山群具有低压逆时针P-T轨迹, 显示为幔源岩浆底侵; (2) 造山带两侧的太古宙TTG片麻岩和基性岩墙群具有类似的地球化学和年代学特征, 暗示狼林地块和龙岗地块早先属于统一基底; (3) 带内大量A型花岗岩——“辽吉花岗岩”应形成于陆内裂谷环境; (4) 带内存在的大量由变基性火山岩和变流纹岩组成的“双峰式火山岩”指示大陆裂谷环境; (5) 非海相成因的硼矿床类似典型元古代裂谷环境形成的含硼建造(转引自Li and Zhao, 2007; 刘福来等, 2015)。需要指出的是, 前人多通过地球化学特征认为造山带内存在“双峰式火山岩”(张秋生, 1988; Sun et al., 1993; 李守义, 1994; 孙敏等, 1996), 但这些“双峰式火山岩”的产状和规模并不明确。根据最近的研究结果：(1) 集安群、南辽河群和荆山群中的部分富铝片麻岩同样具有顺时针P-T轨迹, 表明该造山带经历了碰撞过程(刘福来等, 2015); (2) 对朝鲜半岛北部发源于狼林山脉的主要河流进行河沙取样, 其中的锆石年代学特征显示狼林地块主要由1.9~1.8Ga古元古代岩石组成, 太古宙岩石比例极其有限, 狼林地块可能不存在, 而应归属于胶-辽-吉-朝造山带(吴福元等, 2016), 因此, 该地块与北部龙岗地块的对比问题需要重新审视; (3) 部分“辽吉花岗岩”富含角闪石、榍石、磁铁矿等, 属于高钾钙碱性花岗岩, 与形成于裂谷环境的“A型花岗岩”不同(刘福来等, 2015); 另一方面, 研究表明, 花岗质岩石的特征主要反映岩浆结晶过程及其源区岩石的组成, 而难以恢复其构造环境(Frost et al., 2001)。类似地, 陈斌等(2016)认为实际出露的~2.2Ga“辽吉花岗岩”规模有限, 部分岩体中普遍含有的电气石使得这些花岗岩显示出高分异特征; (4) 对南辽河群2.2~2.0Ga的岩浆岩综合分析显示：这些岩浆岩均属于亚碱性系列, 自基性岩至酸性岩连续过渡, 没有呈“双峰式”分布的特征(Li et al., 2017); (5) 辽东硼矿并不一定形成于裂谷环境(例如盐湖盆地, Peng and Palmer, 2002), 其非海相成因的证据并不充分(Li et al., 2017)。综合来看, 目前这些支持裂谷打开-闭合观点的“证据”均有待推敲。
白瑾(1993)在综合区域构造、岩石组合、古地热状态以及热动力学等各方面研究的基础上提出辽吉早元古代活动带(即胶-辽-吉造山带)原属于邻近俯冲带的活动大陆边缘环境, 随后洋盆收缩并导致大陆碰撞, 成为焊接龙岗地块和狼林地块的碰撞带。该研究广泛参考区域上丰富的地质资料, 为人称道, 但同时也缺乏一些关键性的信息, 例如区域上的年代学格架以及对变火山岩大量且系统的地球化学分析研究。
近几年来, 研究者们更多地关注胶-辽-吉造山带内北辽河群中大规模出露的变基性岩(图 1, Faure et al., 2004; 马立杰等, 2007; 于介江等, 2007; 王惠初等, 2011; 董春艳等, 2012; Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016), 因为基性岩浆能直接反映地幔源区特征以及构造环境。然而, 不同研究者得出了不同的结论, 包括大陆弧、大洋岛弧、陆内裂谷以及弧后盆地等构造环境(详见4.3节)。这使得恢复胶-辽-吉造山带的早期构造演化变得更加不明朗。令人不解的是, 同样的地质产状和地球化学数据为何会被解释为多种不同的源区和构造环境？最近的研究认为北辽河变基性岩的地球化学特征与华北克拉通中部同时代的横岭及赞皇基性岩墙群类似, 它们都应形成于陆内裂谷, 其源区是大陆岩石圈地幔, 并且所具有的岛弧特征继承自晚太古宙的俯冲过程(Wang et al., 2016)。陆内裂谷可以解释北辽河群大规模出露变基性岩(伸展环境), 但是这些变基性岩不具有板内玄武岩的地球化学特征(见4.3节), 并且目前胶-辽-吉造山带内也未发现具有板内玄武岩特征的岩石, 它们形成于陆内裂谷的动力学机制是什么？
在前人地球化学数据的基础上, 结合新的测试分析数据, 我们的研究结果表明北辽河变基性岩的地球化学特征类似于MORB, 并且受到有限的俯冲相关流体的交代和明显的地壳混染, 它们是相对成熟弧后盆地的产物。弧后盆地能很好地解释北辽河变基性岩大规模出露, 同时说明胶-辽-吉造山带早期存在~2.1Ga的洋壳俯冲, 该构造带应该是~1.9Ga(Zhou et al., 2008; Meng et al., 2014)岛弧与大陆碰撞而形成的一条古元古代造山带。
从变基性岩的角度来看, 北辽河群是弧后盆地产物这一观点比较合理, 接下来我们仍然需要重点研究大理岩和碎屑岩等这些组成北辽河群的沉积岩石(图 1), 以检验弧后盆地这一推断的真实性。此外, 如果古元古代时期的弧后盆地存在, 那么大洋俯冲极性以及确切的岛弧玄武岩证据也需要进一步讨论。
5 结论根据详细的野外地质调查、系统的岩石学研究以及本文可靠的地球化学数据, 结合前人的年代学和地球化学工作, 我们就北辽河变基性岩的成因、地球化学属性以及构造意义得出如下认识：
(1) 北辽河群变质基性岩侵入于大理岩和碎屑岩中, 经历了一定程度的蚀变以及绿片岩相-角闪岩相变质, 岩石类型主要包括变质辉长岩、变质辉绿岩、斜长角闪岩以及石榴斜长角闪岩;
(2) 这些变基性岩的地球化学特征类似于MORB, 明显不同于弧玄武岩和板内玄武岩; 岩石在形成过程中受到有限的俯冲相关流体交代作用和明显的地壳混染作用, 它们应是相对成熟弧后盆地的产物;
(3) 北辽河变基性岩的弧后盆地环境表明胶-辽-吉造山带在早期存在~2.1Ga的洋壳俯冲过程, 支持弧-陆碰撞造山的构造演化模式。
致谢 作者在行文过程中与吉林大学地球科学学院董永胜教授进行了有益讨论; 中国地质科学院地质研究所田忠华副研究员、冀磊博士和刘利双、邹雷等同学以及吉林大学地球科学学院高铂森、崔亚川、崔策、张天峰、王成志、朱光洪、张佳如等同学协助野外工作; 王慧宁同学协助校稿; 国家地质实验测试中心的工作人员帮助测试分析地球化学数据; 审稿人杜利林研究员以及另一位匿名审稿人提出的建设性修改意见, 使得本文得以完善; 在此一并表示感谢。| [] | Bai J. 1993. The Precambrian Geology and Pb-Zn Mineralization in the Northern Margin of North China Platform. Beijing: Geological Publishing House: 1-132. |
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