岩石学报  2017, Vol. 33 Issue (9): 2792-2810   PDF    
辽宁辽阳地区辽河群酸性火山岩锆石U-Pb年代学及其地质意义
陈井胜1,2, 邢德和1, 刘淼1, 李斌1, 杨浩2, 田德欣3, 杨帆1,2, 汪岩1     
1. 中国地质调查局沈阳地质调查中心, 沈阳 110034;
2. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
3. 辽宁省矿产勘查院, 沈阳 110032
摘要: 辽宁省辽阳地区出露有大面积的古元古代辽河群地层,在辽河群里尔峪组及高家峪组中识别出一套酸性火山岩。本文通过对酸性火山岩同位素年代学及地球化学研究,用以限定辽河群形成时代,并进一步探讨其形成的动力学背景。这套酸性火山岩岩性包括流纹岩、变流纹质含角砾凝灰岩、角岩化流纹岩和弱硅化流纹岩,对其中6件样品利用LA-ICP-MS锆石U-Pb方法测年。CL图像显示辽河群酸性火山岩中的锆石均具典型的岩浆振荡环带结构和较高的Th/U比值,显示为岩浆锆石。锆石U-Pb年龄可分为3期:2190~2180Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma,结合其中存在继承锆石的结果认为辽河群至少存在3期岩浆活动,将辽河群形成时代限制于2.19~1.96Ga,其形成时代大约持续了230Myr左右。野外接触关系的观察及酸性火山岩的年代学特征从另一个方面揭露辽河群总体为一套无序、局部有序的构造地层,各岩组间不存在上下关系。前人研究表明"辽吉花岗岩"形成年龄为2.16Ga,通过野外观察其与辽河群之间均为构造接触。D1442-1和D1444-2两个样品锆石U-Pb测年结果为2180±12Ma、2190±13Ma,均略早于"辽吉花岗岩",结合其与辽河群野外关系,认为"辽吉花岗岩"应该不是作为沉积基底,而是与辽河群为同一构造运动的产物。辽河群流纹岩Al2O3含量16.33%~16.90%,K2O含量4.62%~4.77%,K2O+Na2O含量5.97%~7.54%,含铝指数(A/CNK)比较高为1.27~1.50,为过铝质岩石,显示富铝、高钾特征。此外流纹岩轻稀土富集,重稀土亏损,轻重稀土分馏明显,具有明显的负铕异常,亏损Ba、Sr、Ti,较高的Zr及(Zr+Nb+Ce+Y)含量、10000Ga/Al比值等特点都显示为A型花岗岩,说明其形成于地壳减薄环境。本文在辽河群中识别出一套酸性火山岩与前人在南辽河群识别出的变质流纹岩组成了酸性端元(2201~1960Ma),同时期存在的基性火成岩(2198~1869Ma)为基性端元,证明了辽河群"双峰式火山岩"的存在,暗示辽河群形成于伸展拉张环境。
关键词: 辽阳     辽河群     酸性火山岩     锆石U-Pb年代学     构造背景    
Zircon U-Pb chronology and geological significance of felsic volcanic rocks in the Liaohe Group from the Liaoyang area, Liaoning Province
CHEN JingSheng1,2, XING DeHe1, LIU Miao1, LI Bin1, YANG Hao2, TIAN DeXin3, YANG Fan1,2, WANG Yan1     
1. Shenyang Center of China Geology Survey, Shenyang 110034, China;
2. College of Earth Science, Jilin University, Changchun 130061, China;
3. Mineral Exploration Institute of Liaoning, Shenyang 110032, China
Abstract: A set of felsic volcanic rocks have been identified in the Lieryu Formation and Gaojiayu Formation of the Liaohe Group in the Liaoyang area of the Liaoning Province. Geochronology and geochemical studies place constraints on the formation age of the Liaohe Group and its geodynamic setting. The felsic volcanic rocks include rhyolite, rhyolitic breccia tuff, hornfels rhyolite and weakly silicified rhyolite. Zircons from the 6 samples for LA-ICP-MS U-Pb dating have oscillatory zonings and high Th/U ratios indicating typical of magmatic origin. Zircon U-Pb results can be divided into 3 stages:2190~2180Ma, 2110~2100Ma and 1970~1960Ma. In consideration of inherited zircons and previous data, we suggest that the Liaohe Group has occurred at least 3 stages of magmatic activities and its formation age is limited in the range of 2.19~1.96Ga, lasting about 230Myr. Observation of field contact relations and chronological characteristics of felsic volcanic rocks reveal that the Liaohe Group is a series of disordered and locally ordered structural strata, and there is no upper and lower relation between the rock groups. Previous studies have shown that the "Liaoji granite" formed at 2.16Ga and is in tectonic contacts with the Liaohe Group based on the field observation. Zircon U-Pb dating results of samples D1442-1 and D1444-2 (2180±12Ma and 2190±13Ma) are a little earlier than the "Liaoji granite". Therefore, the "Liaoji granite" is not supposed to be the sedimentary basement, but form in the same tectonic event with the Liaohe Group. Contents of Al2O3, K2O, K2O+Na2O in the rhyolites are 16.33%~16.90%, 4.62%~4.77% and 5.97%~7.54% respectively, and the A/CNK ratios is 1.27~1.50. Therefore, the rhyolites are characteristic of high aluminum, low alkali and high K. Moreover, these rhyolites are enriched in light rare earth elements (LREEs) and have high Zr, (Zr+Nb+Ce+Y) contents, 10000Ga/Al ratios, and are depleted in heavy rare earth elements (HREEs) and Ba, Sr, Ti, and have obvious negative Eu anomalies. All of these features are consistent with those of A-type granite, which emplacing in crustal thinning environment. A set of felsic volcanic rocks in this study and metamorphic rhyolites from former studies are the acidic composition (2201~1960Ma), and the mafic igneous rocks with the same age (2198~1869Ma) are the basic end member. This "bimodal volcanic rocks" in the Liaohe Group suggest that it formed in an extensional environment.
Key words: Liaoyang     Liaohe Group     Felsic volcanic rocks     Zircon U-Pb chronology     Tectonic setting    
1 引言

辽东地区作为华北克拉通东部的组成部分, 主要由古元古代的变质表壳岩系(辽河群)和古元古代花岗岩(辽吉花岗岩)组成。通过岩石地层对比, 前人将该区的古元古代的变质表壳岩系分为南、北辽河群。虽然关于辽河群的研究已经取得很多成果, 但在以下三个重要方面还存在分歧。第一, 辽河群的形成时代。早在1966年前人就开始对辽河群的形成时代进行研究(中国科学院地质研究所绝对年龄实验室, 1966), 但2000年以前采用的K-Ar、Rb-Sr、Pb-Pb和Sm-Nd同位素年代学法(陈毓蔚等, 1981; 张秋生, 1984; 张秋生等, 1988; 王集源, 1984; 王集源等, 1987; 姜春潮, 1987; 白瑾, 1993; 王魁元等, 1994), 由于体系相对不封闭等原因, 结果不是很精确。2000年后采用的锆石U-Pb法提高了测年的精度, 但是前人对于辽河群的测年对象主要为变质碎屑岩、沉积岩或硼矿区电气石、变质沉积铀矿石等(喻钢等, 2005; 于介江等, 2007; 张艳飞等, 2010; 孟恩等, 2013; 胡古月等, 2014a, b), 对火山岩的研究相对较少, 并且仅限于变质玄武岩(王艺芬等, 2005; 马立杰等, 2007; 王惠初等, 2011; Li and Chen, 2014; Meng et al., 2014), 而对存在于辽河群中的酸性火山岩的测年研究结果现还未见发表。第二, 辽河群与辽吉花岗岩(条痕花岗岩)之间的关系。部分学者认为条痕花岗岩作为辽河群的沉积基底(路孝平等, 2004a, b, 2005), 另一些学者则认为二者多呈渐变过渡关系或侵入关系, 最高可侵至大石桥组(李三忠和杨振升, 1997; 曲洪祥等, 2000; 陈树良等, 2001)。第三, 辽河群形成的构造背景。部分学者认为其形成于大陆裂谷环境(Zhang, 1988; 陈荣度等, 2003; 郝德峰等, 2004; Luo et al., 2004; Li et al., 2005; 王艺芬等, 2005; Zhao et al., 2005; 张艳飞等, 2010; Zhai and Santosh, 2011; 姜春潮, 2014; 胡古月等, 2014a), 另外一些学者则认为南、北辽河群为两个大陆边缘, 后经两个“地体”碰撞拼贴而汇聚(白瑾等, 1996; 贺高品和叶慧文, 1998a, b; Peng and Palmer, 2002; 路孝平等, 2004a, b, 2005; 马立杰等, 2007; Meng et al., 2014; 李壮等, 2015)。

存在以上问题的主要原因之一是对辽河群的研究对象选择的问题。辽河群底部的浪子山组、里尔峪组是一套火山-沉积地层, 火山岩主要存在于下辽河群里儿峪组中(陈荣度等, 2003; 王艺芬等, 2005), 所占比例很小, 但却有很重要的地质意义。一方面其作为上、下辽河群划分的依据, 另一方面火山岩可作为判别辽河群构造环境的依据。笔者近几年依托中国地质调查局的综合研究及区域地质调查项目, 在辽东地区开展了一些区域地质的研究工作, 在辽阳南部地区古元古代辽河群里尔峪组、高家峪组岩层中发现一套酸性火山岩。鉴于火山岩对于辽河群的重要地质意义, 本文选取了此套酸性火山岩进行锆石LA-ICP-MS年代学研究和地球化学研究, 并结合区域地质资料探讨辽河群的形成时代及构造背景, 为辽河群的研究提供一定的基础资料。

2 地质背景及样品特征

辽吉活动带位于华北克拉通东部陆块东北段, 处于辽东半岛中部, 其北为龙岗地块, 其南为狼林地块(朝鲜境内)(图 1)。前人研究将辽河群根据岩石组合自下而上分为浪子山组、里尔峪组、高家峪组、大石桥组、盖县组(张秋生等, 1988; 辽宁省地质矿产局, 1989; 王艺芬等, 2005)。20世纪70年代辽宁区调队通过对辽东地区的区调工作, 总结辽河群中的火山岩主要发育在里尔峪组, 为一套英安岩-流纹岩夹玄武岩组合(方如恒, 1985; 辽宁省地质矿产局, 1989; 陈荣度等, 2003; 王艺芬等, 2005); 此外在大石桥组存在一套基性火山岩, 为海底火山喷发玄武岩(枕状熔岩), 它们以夹层形式赋存在大石桥组不同的碳酸盐岩层系中(王艺芬等, 2005; 王惠初等, 2011)。

图 1 研究区构造位置(a, 据王惠初等, 2011)和地质简图及采样位置(b) Fig. 1 The tectonic location of study area (a, modified after Wang et al., 2011) and simplified geological map and samples location (b)

本文的研究对象为辽河群里尔峪组、高家峪组酸性火山岩, 其位于辽东半岛辽阳南部。岩性有流纹岩、变流纹质含角砾凝灰岩、角岩化流纹岩和弱硅化流纹岩。样品采样地点见图 1表 1

表 1 辽河群火山岩同位素样品采集点及岩性 Table 1 Location and lithology for the volcanic samples from the Liaohe Group

样品D1442-1, 岩性为变流纹质含角砾凝灰岩, 采样位置位于辽阳华严寺一带, 层位为高家峪岩组高家峪岩段。其岩相学特征为:灰粉色, 晶屑凝灰结构, 弱条带状构造。角砾:呈棱角状, 成分为条带状流纹质火山灰凝灰岩, 条带方向与周围火山灰条带方向斜交, 含量5%。晶屑:呈棱角状、次棱角状, 成分为钾长石及石英, 粒径:0.3~0.8mm, 含量约为5%。火山灰:长英质隐晶质或微粒状成分, 粗细不均, 形成条带, 约占90%, 局部火山灰重结晶, 新生长条状白云母集合体及片状、放射状绿泥石, 绿泥石具异常靛蓝干涉色。岩石硅化, 石英粒状集合体呈不规则脉状、团块状堆积交代(图 2a, b)。

图 2 辽河群酸性火山岩样品的野外及单偏光下显微照片 (a、b) D1442-1, 变流纹质含角砾晶屑凝灰岩; (c、f) D14109-2, 弱硅化流纹岩; (d) D1444-2, 角岩化流纹岩; (e) D14114-1, 流纹岩, 红色三角为D14109-2、D14114-1b的采样位置 Fig. 2 Occurrences and micro-photographs under single polarizer of acidic volcanic rocks from the Liaohe Group (a, b) D1442-1, breccia containing rhyolitic crystal fragment tuff; (c, f) D14109-2, weakly silicified rhyolite; (d) D1444-2, hornfels rhyolite; (e) D14114-1, rhyolite, the red triangle is the locations of D14109-2 and D14114-1b

样品D1444-2, 角岩化流纹岩。变余斑状结构, 条带状构造。变余斑晶成分:长石, 呈柱状, 被粒状石英交代呈假象, 与片理斜交, 片理在长石顶部尖灭, 粒径0.7~0.9mm, 约占5%, 斑晶均定向拉长, 形成条带状构造。基质为微细晶, 石英:他形粒状, 粒径均匀, 均在0.1mm以下; 斜长石:他形粒状, 显示聚片双晶; 钾长石:微斜长石, 格子状双晶清晰; 黑云母:黄绿色, 片状, 与褐铁矿呈集合体堆积分布; 白云母:无色, 细小片状, 定向分布构成片理, 白云母条带与石英条带相间分布, 构成条带状构造(图 2d)。据以上特征推断, 该岩石原岩为流纹质晶屑凝灰熔岩。

样品D14109-2:弱硅化流纹岩。此样品点主要岩性为流纹岩, 中间夹有两层流纹质凝灰岩(图 2c), 后期少量石英脉穿插。隐晶质-微晶结构, 流纹构造。长英质隐晶集合体及微晶集合体各自集中, 相间分布, 构成流纹构造。长英质成分以微斜长石及石英为主, 微斜长石显示格子状双晶, 最大粒径0.15mm, 含量8~10%(图 2f)。岩石中发育少量石英脉, 粒状石英集合体充填交代, 石英脉中见金属矿物, 呈粒状、条状, 含石墨。

样品D14112-1、D14114-1(图 2e)、14GW585三个样品岩性为流纹岩。斑状结构, 流纹构造, 致密块状构造。斑晶成分主要为石英与微斜长石, 粒径0.2~1mm, 含量5%~7%, 斑晶均出现一定的定向, 显示为流动构造。基质为隐晶质。

3 分析方法 3.1 年代学分析方法

样品的破碎和锆石挑选由河北省廊坊市宇能矿物分选有限公司完成, 采用磁选和重液分选出锆石晶体, 制靶、固化后打磨抛光使锆石内部结构暴露, 用于反射光、透射光、阴极发光(CL)锆石图像采集和锆石U-Pb测年。阴极发光(CL)锆石图像采集在北京锆年领航科技有限公司完成。

D1442-1、D1444-2、D14109-2、D14112-1、D14114-1b等5个样品LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室完成。激光剥蚀使用美国相干公司(Coherent)COMPExPro型ArF准分子激光器, 质谱仪为美国安捷伦公司7500A型四极杆等离子质谱。激光束斑直径32μm, 激光能量密度10J/cm2, 剥蚀频率8Hz。剥蚀样品前首先采集30s的空白, 随后进行30s的样品剥蚀, 剥蚀完成后进行2min的样品池冲洗。载气使用高纯度He气, 气流量为600mL/min; 辅助气为Ar气, 气流量为1.15L/min。对于不用同位素的采集时间, 204Pb、206Pb、207Pb和208Pb为20ms, 232Th、238U为15ms, 49Ti为20ms, 其余元素为6ms。使用标准锆石91500(1062Ma)作为外标进行同位素比值校正, 标准锆石PLE/GJ-1/Qing Hu为监控盲样。元素含量以国际标样NIST610为外标, Si为内标元素进行计算, NIST612和NIST614为监控盲样。使用Glitter软件进行同位素比值及元素含量的计算。谐和年龄及图像使用Isoplot/Ex(3.0) 给出(Ludwig, 2003)。普通铅校正使用Anderson (2002)给出的程序计算。分析数据及锆石U-Pb谐和图给出误差为1σ, 表示95%的置信度。样品14GW585 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 实验测试方法同上。

3.2 地球化学测试方法

对辽河群流纹岩进行主量元素、微量元素和稀土元素测定, 测试在国土资源部沈阳地质调查中心检测分析中心完成。采用高压密封消解ICP-MS法, 在美国热电公司XSeriesⅡ等离子体质谱仪上, 对岩石进行微量元素的分析。准确称取0.1g样品于消解罐中, 加入1mL浓硝酸、1mL氢氟酸, 将消解罐置于烘箱中加热, 升温至180℃保持10~12h, 取出消解罐敞开置于电热板上120℃加热, 当消解液剩下约2~3mL时升温至240℃, 复溶后用0.5%的稀硝酸定容至刻度待测。对样品处理全流程空白进行12次测定, 利用3倍标准偏差计算各元素的方法检出限, 精密度均小于5%。

4 锆石U-Pb年代学分析结果 4.1 样品D1442-1

该样品中所挑出的锆石粒度不一(55~110μm), 形状大多为自形板柱状, 少数为半自形柱状。锆石颗粒均具有显著的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值较高(0.49~0.96)(表 2), 这些特征指示锆石为典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。

图 3 辽河群火山岩部分锆石阴极发光图像 Fig. 3 CL images of the selected zircons of volcanic rocks from the Liaohe Group

表 2 研究区辽河群火山岩样品中锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of acidic volcanic rocks from the Liaohe Group

该样品共进行了25个锆石颗粒分析。2个谐和数据有老的年龄值, 207Pb/206Pb加权平均年龄为2557±38Ma(n=2)。其余23个点测试结果位于谐和线上及其附近, 数据变化范围小, 数据点成群分布, 具有很好的谐和度(图 4a), 23个分析点点获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2180±12Ma(MSWD=0.14)。该结果代表了岩石的形成年龄。2557Ma的年龄为捕获的新太古代锆石。

图 4 辽河群火山岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 Zircons U-Pb ages of volcanic rocks from the Liaohe Group
4.2 样品D1444-2

该样品中所挑出的锆石粒度较大, 并且变化不大(90~120μm), 形状大多为半自形柱状, 长短轴比为1.5~2.5。锆石颗粒均具有显著的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值比较高(0.34~1.63)(表 2), 这些特征指示锆石为典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。

该样品共进行了25个锆石颗粒分析。除去1个点距离谐和线比较远外, 24个数据点在谐和线上或近谐和线分布, 有1个老的年龄值, 207Pb/206Pb年龄为2538±26Ma; 其余23个获得上交点年龄为2192±17Ma (n=23) (图 4b), 与谐和线上207Pb/206Pb加权平均年龄2190±11Ma(n=22, MSWD=0.20) 在误差范围内一致。2190±11Ma也代表了岩石的形成年龄。2538Ma的年龄为捕获的新太古代的锆石年龄。

4.3 样品D14109-2

样品D14109-2中所挑出的锆石粒度变化比较大(50~120μm), 有圆状与自形柱状, 长短轴比为1~2.5。锆石颗粒均具有显著的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值0.16~0.33, 虽然Th/U比值没有>0.4, 但均>0.1(表 2), 显示为非变质成因, 根据其具有清晰的环带结构及自形柱状判断其为岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。

该样品共进行了22个锆石颗粒分析。从谐和图上可以看出, 除去2个点比较分散外, 其余的20个数据点可以分为两组。第一组的10个数据点Th含量5.59×10-6~22.58×10-6, 平均为12.81, U含量40.05×10-6~72.37×10-6, 平均为57.98×10-6, Th/U比值为0.16~0.33;形成的不一致线与谐和线上交点的年龄为2110±23Ma (n=10), 与这10个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄2118±18Ma(n=10) 在误差范围内一致(图 4c)。第二组的10个数据点Th含量27.39×10-6~57.71×10-6, 平均为38.08×10-6, U含量138.3×10-6~221.6×10-6, 平均为165.2×10-6, Th/U比值为0.18~0.28, 形成的线与谐和线上交点的年龄为1960±24Ma (n=10), 与处于谐和线上的3号数据点的207Pb/206Pb年龄1969±12Ma在误差范围内一致(图 4c)。

本样品在野外产出状态中可见有少量的后期石英脉体, 可能存在后期石英脉体的锆石。但所做锆石挑选的样品中为纯净岩石, 没有石英脉体。并且从D14109-2点锆石CL图像上来看(图 3), 10、13两个点为第一组锆石, 3、5、7、17四个点为第二组锆石, 从锆石形态及环带发育情况来看, 均可见有清晰的环带, 未见两组锆石存在差别; 从测试结果来看两组的Th/U比值相近, 仅显示第一组数据点的Th、U含量稍低于第二组。综上认为第二组1969±12Ma年龄代表了流纹岩的成岩时代, 而第一组2110~2118Ma年龄为捕获年龄。

4.4 样品D14112-1

该样品中所挑出的锆石粒度变化不大(70~105μm), 长短轴比为1.5~3, 锆石均具有清晰的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值为较高(0.43~1.03)(表 2), 指示为岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。

该样品共进行了22个锆石颗粒分析。有3个点的数据比较分散, 从谐和图上可以看出其余19个点形成的线与谐和线上交点年龄为2100±27Ma(n=19)(图 4d), 这与这19个点的207Pb/206Pb加权平均年龄2098±26Ma(n=19) 在误差范围内一致。这个年龄代表了流纹岩的形成时代。与样品D14109-2的捕获年龄为同一期岩浆活动。

4.5 样品D14114-1b

该样品中所挑出的锆石粒度比较大(80~110μm), 晶型好, 长柱状为主, 个别为短柱状, 长短轴比为1.5~3.5, CL图像显示锆石均具有清晰的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值较高(0.29~0.73)(表 2), 指示为岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。

该样品共进行了22个锆石颗粒分析。从谐和图看, 除去2个点外, 其余20个点可分为两组。其中第一组7个点形成的上交点年龄为2191±46Ma(n=7)(图 4e), 这与谐和线上3号点(表 2)的207Pb/206Pb年龄2179±9Ma在误差范围内一致, 此年龄代表了比较早一期的岩浆活动。第二组13个点形成的上交点年龄为1965±13Ma(n=13)(图 4e), 这与谐和线上6号点(表 2)的207Pb/206Pb年龄1959±6Ma在误差范围内一致, 此年龄代表了岩石的成岩年龄。

4.6 样品14GW585

该样品中所挑出的锆石粒度为60~100μm, 晶型好, 长柱状为主, 个别为短柱状, 长短轴比为1.5~3, CL图像显示部分锆石有后期变质作用形成的增生边, 没有环带, 没有清晰内部结构, 比较窄。锆石核部宽大, 均具有清晰的振荡环带(图 3), 锆石的Th/U比值为0.20~0.85 (表 2), 指示为岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002; Liu et al., 2009)。在打点时选择锆石核部区域进行打点, 代表岩浆锆石的形成年龄。

该样品共进行了25个锆石颗粒分析。从谐和图上可以看出, 其中有9个点处于谐和线之上, 而其余的16个点均在谐和线上或其附近, 形成的不一致线与谐和线的上交点年龄为2193±210Ma(n=16), 与这16个点的207Pb/206Pb加权平均年龄2185±16Ma(n=16) 在误差范围内一致(图 4f)。代表了流纹岩的形成时代。

从阴极发光图片上可以看出, 6个样品的锆石均显示明显的环带结构, 个别样品边部可见有比较窄的变质增生边, 但在选点过程中选择锆石的核部, 没有选择变质边部, 故测年结果代表了岩浆锆石的年龄。从辽河群6个酸性火山岩样品的锆石U-Pb年龄可以看出, 辽河群火山活动频繁, 代表岩石成岩年龄的岩浆活动有3期2190~2180Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma, 而继承锆石除去有一期新太古代2557~2538Ma的岩浆活动外, 也显示了古元古代2190~2180Ma、2110~2100Ma这两期的岩浆活动。所以酸性火山岩锆石U-Pb测年显示古元古代辽河群至少经历了3次岩浆活动。

5 地球化学特征

本文选取了3个流纹岩样品进行了地球化学分析, 结果列于表 3。从结果可以看出流纹岩特征为富铝(Al2O3=16.33%~16.90%)、低碱(K2O+Na2O=5.97%~7.54%)、高钾(K2O=4.62%~4.77%), 铝指数(A/CNK)比较高为1.27~1.50, 为强过铝质岩石(图 5)。岩石稀土总量较高(ΣREE为156.6×10-6~303.8×10-6), 轻重稀土分异强烈((La/Yb)N=7.40~14.6), 重稀土分异较弱(图 6), 具有明显的负铕异常(δEu为0.47~0.60)。在原始地幔蛛网图显示(图 6)富集Rb、Th、U、K, 相对亏损大离子亲石元素Nb、Ta, 明显亏损Ba、Sr、Ti。而且流纹岩均具有较高的10000Ga/Al比值、Zr及(Zr+Nb+Ce+Y)含量(表 3)。

表 3 辽河群火山岩主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)含量 Table 3 Major element (wt%) and rare element and trace element (×10-6) composition of acidic volcanic rocks from the Liaohe Group

图 5 辽河群流纹岩含铝指数 Fig. 5 Aluminous index of rhyolites from the Liaohe Group

图 6 辽河群流纹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 Mcdough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the rhyolites from the Liaohe Group (normalization values after Sun and Mcdough, 1989)
6 讨论 6.1 辽河群中存在的岩浆活动期次及其对辽河群形成时代的制约

前人对辽河群形成时代的研究早在1966年就已经开始(中国科学院地质研究所绝对年龄实验室, 1966), 2000年以前, 对全岩或锆石采用K-Ar、Rb-Sr、Pb-Pb和Sm-Nd同位素年代学法, 其年龄结果为1596~2300Ma之间(张秋生, 1984; 陈毓蔚等, 1981; 王集源, 1984; 王集源等, 1987; 姜春潮, 1987; 张秋生等, 1988; 白瑾, 1993, 王魁元等, 1994)。2000年后精度更高的锆石U-Pb LA-ICP-MS法广泛推广后, 辽河群的测年工作有了很大的进步, 但由于测试样品选择对象问题, 多是从侧面限制辽河群的沉积时间(蔡剑辉等, 2002; 路孝平等, 2004a, 2005; Luo et al., 2004, 2008; 喻钢等, 2005; Zhao et al., 2005; Li et al., 2006; Lu et al., 2006; Wan et al., 2006; Li and Zhao, 2007; 杨进辉等, 2007; Xie et al., 2011; 孟恩等, 2013; 胡古月等, 2014a; 刘福来等, 2015), 不能直接的反应辽河群的沉积时代。但前人获得的辽河群中的枕状熔岩年龄1869±28Ma(王惠初等, 2011)、细粒片麻岩年龄2204±11Ma、2158±22Ma、2172±8Ma(Li and Chen, 2014)、变质流纹岩年龄2201±5Ma(李壮等, 2015)可以直接反应辽河群形成时代, 但针对火山岩测年工作太少, 对酸性火山岩的工作更少。对于出露于辽阳地区辽河群中的酸性火山岩还未见测年报道。

本文通过对辽阳地区古元古代辽河群中里尔峪组、高家峪组6个酸性火山岩样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年可以看出, 辽河群火山活动频繁, 代表岩石成岩年龄的岩浆活动有3期2190~2180Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma。其中第一期2190~2180Ma的岩浆活动与产于里尔峪组的细粒片麻岩及变质玄武岩的结晶时代(2198~2158Ma)相同(Li and Chen, 2014), 与海城地区南辽河群里尔峪组的变质流纹岩(李壮等, 2015)、硼矿含电气石变粒岩中具有2174±10Ma锆石U-Pb年龄的火山碎屑岩(胡古月等, 2014a)以及辽阳八会镇华严寺一带大石桥组中流纹质角砾凝灰岩(2171±11Ma)(陈井胜等, 2017)为同一期岩浆作用产物; 第二期的2110~2100Ma年龄的火山岩与马凤坡地区的斜长角闪岩的原岩(于介江等, 2007)及出露于海城的辉长岩(Yuan et al., 2015)为同一期次岩浆活动的产物; 第三期1970~1960Ma岩浆活动在变质沉积岩中岩浆成因碎屑锆石中也有体现(Luo et al., 2004, 2008; Zhao et al., 2005; Li et al., 2006; Wan et al., 2006; Lu et al., 2006; 孟恩等, 2013), 但直接代表成岩年龄的数据还未见报道。除了直接成岩年龄外, 继承锆石显示还存在一期太古宙及两期古元古代的岩浆活动2538~2557Ma、2191±46Ma、2110±23Ma, 太古宙2557~2538Ma年龄代表了华北克拉通的结晶基底(路孝平等, 2004a)。古元古的两次继承年龄显示的岩浆活动也与第一期、第二期岩浆活动时间一致。综上所述, 辽河群在漫长的沉积过程中至少存在3期岩浆活动, 2190~2180Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma。

路孝平等(2004a)通过对辽东半岛的前寒武花岗岩的研究将辽河群形成时代限制在2.16~1.85Ga; 孟恩等(2013)对变质沉积岩的研究将此范围进一步缩小为2035~1885Ma, 刘福来等(2015)通过对10件富Al片岩-片麻岩样品约1000粒锆石U-Pb测年, 认为辽河群最老的变质锆石记录的变质年龄为1.95Ga左右, 结合最年轻的继承性碎屑锆石2.05Ga的年龄, 将辽河群原岩形成时代限定在1.95~2.05Ga; 蔡剑辉等(2002)通过矿洞沟碱性正长杂岩的测年将辽河群形成时代限制在1857Ma之前。但也有学者认为辽河群可能形成更早, 辽东明安硼镁矿混合花岗岩的2229±3Ma年龄代表了辽河群酸性火山岩的喷发时代(胡古月等, 2014b), 辽河群强烈的δCcarb13正漂移现象指示辽河群沉积于2.33~2.06 Ga之间(汤好书等, 2008), 喻钢等(2005)对猫岭金矿中6个毒砂样品进行Re-Os法测年, 获得了2316±140Ma矿床年龄, 并认为辽河群沉积时代要早于此年龄(喻钢等, 2005), 大石桥组中的流纹质角砾凝灰岩夹层的测年结果显示浪子山组、里尔峪组形成于2171Ma之前(陈井胜等, 2017)。本文获得的最早一期的酸性火山岩2192±17Ma的年龄是辽河群最早一期火山活动的产物, 所以辽河群形成时间应该为2.19Ga之前。

辽河群的变质作用起终点时间分别为1.95Ga和1.85Ga, 而前者代表了辽河群原岩形成的最晚时间(Luo et al., 2004; 路孝平等, 2005; Lu et al., 2006; 孟恩等, 2013; Li and Chen, 2014; 刘福来等, 2015)。本文获得辽河群最晚一期的岩浆活动为1960~1970Ma, 可能代表了辽河群地层的最晚形成时代, 直至1.95Ga变质作用的发生。前人研究认为变质沉积岩中存在的岩浆成因碎屑锆石的最小年龄即为辽河群地层形成的最早年龄, 其物源为“辽吉花岗岩”和南北两侧的太古宙变质基底(Luo et al., 2004; Lu et al., 2006; 孟恩等, 2013; 刘福来等, 2015)。但通过本次研究认为“辽吉花岗岩”与辽河群之间为同构造花岗岩(下文讨论), 并且“辽吉花岗岩”可分为2175~2110Ma、2010~1935Ma、1877~1810Ma、1785~1756Ma四期(数据另发)。说明“辽吉花岗岩”可以从2.16~2.17Ga就可以开始为辽河群的沉积提供物源(路孝平等, 2004a, b)。那么仅仅根据岩浆成因碎屑锆石的最年轻年龄来限定辽河群最早形成时代稍显不足。本文所研究辽河群火山岩存在的3期火山活动可以直接反应其形成时代。综上认为辽河群的形成应该早于2.19Ga, 直到1.96Ga沉积作用结束, 至少持续了230Myr。

20世纪70年代辽宁区调队通过对辽东地区的区调工作, 认为辽河群内部为有序地层, 并将其分为下亚群浪子山组、里尔峪组和上亚群高家峪组、大石桥组和盖县组(辽宁省地质矿产局, 1989)。然而由于辽吉古元古代造山带经历了十分复杂的构造演化过程(Zhao et al., 2012), 这些多期/多阶段构造变形作用, 完全破坏了原有的地层层序及彼此之间的接触关系(刘福来等, 2015), 原有的自上而下由老变新的地层层序及彼此之间接触关系很难保存。

我们在辽东地区对辽河岩群“典型剖面”进行了详细的野外调查工作。从野外观察和镜下鉴定结果来看, 辽河岩群变质岩多为接触变质岩(图 7a-d)和动力变质岩(图 7e-i), 且不同岩性均“互层”产出。宽甸地区多处露头的厚层大理岩与“夹层”片岩、片麻岩之间并非呈整合接触关系, 而是呈断层或大型剪切带的构造接触关系。在高家峪组和盖县组中, 普遍发现低级变质岩系和高级变质岩系并置的现象, 这显然用传统地层学的思路难以解释(刘福来等, 2015)。本次获得的里尔峪组的火山岩年龄为2190Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma三期, 高家峪组火山岩年龄为2180±19Ma(D1442-1), 以及大石桥中流纹质角砾凝灰岩的年龄为2171±11Ma(陈井胜等, 2017)。辽河群内的酸性火山岩的年代学特征从另一个方面揭露出辽河群总体为一套无序、局部有序的构造地层, 各岩组间不存在上下关系。

图 7 辽河群接触变质岩与动力变质岩镜下特征 (a) D1410-5x50炭质二云母片岩; (b) D1411-1x25石榴二云母构造片岩中变斑晶石榴石与变余斑晶黑云母; (c) D1411-1x50石榴二云母构造片岩黑云母与白云母一起褶皱、似黑云母鱼、透镜状石英集合体; (d) D1472-1x25钙铝榴石透辉石矽卡岩; (e) D1407-1x25石榴绿泥二云构造片岩(石英、白云母条带中白云母与片理斜交); (f) D1408-1x25石榴二云构造片岩; (g) D1422-1x25糜棱岩化透辉石矽卡岩; (h) D1422-2x25糜棱岩化透闪石变粒岩; (i) D1422-2x50石墨透闪变粒岩 Fig. 7 Micro-pictures of contactolite and dynamometamorphic rocks from the Liaohe Group (a) D1410-5x50 carbonaceous mica schist; (b) D1411-1x25 porphyroblasts garnet and biotite crystalloblast in garnet mica tectonic schist; (c) D1411-1x50 biotite fold with muscovite, mica fish, lenticular quartz assemblage in garnet mica tectonic schist; (d) D1472-1x25 hessonite diopside skarn; (e) D1407-1x25 garnet chlorite mica schist(muscovite oblique crossing with foliation in quartz-muscovite band); (f) D1408-1x25 garnet mica tectonic schist; (g) D1422-1x25 mylonitic diopside skarn; (h) D1422-2x25 mylonitic tremolite granulite; (i) D1422-2x50 graphite-tremolite granulite
6.2 辽河群与辽吉花岗岩的关系

辽吉活动带上, 除了古元古代的变质表壳岩为主的辽河群外, 还分布大面积古元古代花岗岩, 称为“辽吉花岗岩”, 岩性主要为条痕状正长花岗岩(张秋生等, 1988)。对于此花岗岩与辽河群之间的关系存在不同认识。根据条痕花岗岩与辽河群同变形特点、“侵入关系”及野外产于褶皱构造的核部, 部分学者认为条痕花岗岩是伴随古元古代作用形成的同构造花岗岩(张秋生等, 1988; 李三忠和杨振升, 1997; 陈树良等, 2001), 与辽河群底部多呈渐变过渡关系或侵入关系, 最高可侵至大石桥组(曲洪祥等, 2000)。但近些年, (路孝平等, 2004a, b)对辽吉花岗岩进行锆石U-Pb测年获得了2158±13Ma、2164±8Ma、2161±12Ma的年龄, 确定了其形成于2.16Ga, 并且野外观测到的辽吉花岗岩与辽河群均为构造接触, 认为辽吉花岗岩是古元古代沉积的基底岩石, 形成于辽河群沉积之前(路孝平等, 2004a, b); 地震资料也推测辽吉裂谷的基底由太古代花岗岩及古元古代花岗岩构成(刘小杨等, 2014)。本文在辽阳南部地区辽河群里尔峪组火山岩获得的最早的成岩年龄为2190±13Ma(样品D1444-2Ma)和2180±12Ma(样品D1442-1), 在里儿峪组硼矿电气石中获得的年龄2171~2175Ma(张艳飞等, 2010)和2174±10Ma(胡古月等, 2014a), 里尔峪组中变质玄武岩原岩年龄为2198±10Ma(Li and Chen, 2014), 辽阳八会镇一带大石桥组中流纹质角砾凝灰岩获得的年龄2171±11Ma(陈井胜等, 2017), 这些结果均早于2160Ma左右的辽吉花岗岩(路孝平等, 2004a, b)。并且笔者在辽东地区进行野外地质调查发现, 在硼海镇南2km公路边可见辽吉花岗岩(条痕状正长花岗岩)或顺层或斜交侵入辽河群浪子山组斜长角闪岩之中。所以, 辽吉花岗岩应该不是作为沉积基底, 而是与辽河群为同构造花岗岩。

6.3 酸性火山岩的成因及辽河群形成的构造背景 6.3.1 辽河群酸性火山岩的成因及构造背景

辽河群流纹岩主量元素显示富铝、低碱高钾特征, 同时具有S型或A型花岗岩的特征, 这种情况在南岭的中生代花岗岩中比较常见(张旗, 2013), 而且A型花岗岩中也可以出现过铝质(许保良等, 1998)。轻重稀土分馏明显, 具有明显的负铕异常, 亏损Ba、Sr、Ti等特点都显示A型花岗岩特点(张旗等, 2012)。流纹岩具有较高的Zr及(Zr+Nb+Ce+Y)含量、10000Ga/Al比值, 在(Zr+Nb+Ce+Y)-(K2O+Na2O)/CaO图解和(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO图解上落入A型花岗岩区(图 8), 10000Ga/Al-Zr及10000Ga/Al-Y也显示为A型花岗岩(图 8)。以上地球化学特征表明辽河群酸性火山岩为A型花岗岩。根据岩浆Zr饱和温度计公式TZr=12900/[2. 95+0.85M+ln(496000 /Zrmelt)](Watson and Harrison, 1983)来计算3个流纹岩样品锆石结晶时岩浆的温度为882.4~894.9℃, 也暗示其形成地壳减薄的拉张环境, 可能为A型花岗岩。

图 8 A型花岗岩判别图(据Whalen et al., 1987) Fig. 8 A-type granite discrimination diagram(after Whalen et al., 1987)

A型花岗岩类与热点、大陆裂谷或造山后的地壳伸展有关, 这一点已经在世界各地得到验证, 形成于地壳减薄环境, 可能出现在碰撞后(造山后)和板内构造背景(吴锁平等, 2007; 张旗等, 2012; 张旗, 2013)

6.3.2 辽河群双峰式火山岩对其构造背景的制约

有关辽吉活动带构造性质的认识是一个长期争论的问题。部分学者依据辽河群中存在双峰式火山岩及辽河群中花岗质岩体地球化学分析的结果认为形成于大陆裂谷环境(Zhang, 1988; 陈荣度等, 2003; 郝德峰等, 2004; Luo et al., 2004; 路孝平等, 2004b; Li et al., 2005; 王艺芬等, 2005; 张艳飞等, 2010; 姜春潮, 2014; Zhai and Santosh, 2011; Zhao et al., 2005; 胡古月等, 2014a)。另外一些学者根据P-T-t轨迹及变质程度的不同认为南、北辽河群为两个大陆边缘, 后经两个“地体”碰撞拼贴汇聚在一起(白瑾等, 1996; 贺高品和叶慧文, 1998a, b; Peng and Palmer, 2002; 路孝平等, 2004a, 2005; 马立杰等, 2007; 王惠初等, 2011; Li and Chen, 2014; Meng et al., 2014)。双峰式火山岩作为代表拉张环境的标志之一, 其存在与否对判断辽河群构造背景具有重要意义。在经过详细野外地质调查后, 路孝平等(2005)认为辽吉裂谷存在双峰式火山岩的证据不足, 酸性端元不可见, 真正表达裂谷意义的基性火山岩还不确定。本文在辽阳南部华岩寺地区及连山关地区辽河群识别出一系列的酸性火山岩(流纹岩, 流纹质凝灰岩), 李壮等(2015)在南辽河群发现2201±5Ma的变质流纹岩, 陈井胜等(2017)等在八会镇发现的2171±11Ma流纹质角砾凝灰岩, 代表了酸性端元; 海城地区浪子山组中斜长角闪岩的原岩为基性火山岩(马立杰等, 2007; 于介江等, 2007)、里尔峪组中存在变质玄武岩(Li and Chen, 2014)、辽河群大石桥组存在玄武质枕状熔岩(王艺芬等, 2005; 王惠初等, 2011)、辽东半岛海城地区辉长岩以及辽西地体国华基性岩墙(Yuan et al., 2015), 这些都代表了基性端元。这些证据都说明了辽河群中“双峰式火山岩”的存在, 并且酸性与基性火成岩在年代学上有一定的对比性(表 4)。结合酸性火山岩为A型花岗岩, 表明辽河群形成于拉张环境。

表 4 辽河群酸性-基性火成岩测年结果对比表 Table 4 Comparison of the age results of acidic-basic igneous rocks from the Liaohe Group
7 结论

(1) 辽阳地区辽河群6个火山岩样品锆石U-Pb测年结果具有3组代表岩石结晶的年龄, 结合其中存在的继承锆石年龄及前人资料, 认为辽河群在漫长的沉积过程中至少存在3期岩浆活动, 2180~2190Ma、2100~2110Ma、1960~1970Ma。最早的2180~2190Ma及最晚的1960~1970Ma两个年龄代表了辽河群最早、最晚两期火山活动, 辽河群形成至少开始于2.19Ga, 直到1.96Ga沉积作用结束, 至少持续了230Myr。野外接触关系的观察及酸性火山岩的年代学特征从另一个方面揭露辽河群总体为一套无序、局部有序的构造地层, 各岩组间不存在上下关系。

(2) 里尔峪组、高家峪组火山岩获得的2180±12Ma和2190±13Ma成岩年龄要早于辽吉花岗岩的2160Ma的成岩年龄, 结合野外实际地质调查资料, 认为辽吉花岗岩应该不是作为辽河群沉积基底, 而是与辽河群为同构造花岗岩。

(3) 辽河群流纹岩主量元素显示富铝、低碱高钾特征, 轻重稀土分馏明显、具有明显的负铕异常、亏损Ba、Sr、Ti, 较高的Zr及(Zr+Nb+Ce+Y)含量、10000Ga/Al比值等特点显示其为A型花岗岩, 形成于地壳减薄环境, 产于碰撞后(造山后)或板内构造背景。辽河群中具有可以进行时代对比的酸性-基性双峰式火山岩, 结合其酸性火山岩为A型花岗岩, 判断辽河群形成于拉张环境。

致谢 中国地质科学院地质研究所刘福来老师对文章提出了宝贵的意见, 两位审稿专家也提出了许多修改建议, 使本文质量得到了很大提升, 在此一并表示衷心的感谢。
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