2012, Vol. 28
孔兹岩系是地壳早期变质区的一类特殊变质岩系, 出现于全球各大陆, 在变质岩石组合、原岩建造、变质作用和含矿性方面均有很多相似性(Narayanaswami, 1975；Banerji, 1982；Chacko et al., 1987；Dash et al., 1987; 卢良兆等, 1996), 因此其特征和成因的研究对于阐明早期地壳的物质组成和构造演化有着重要意义。
中国孔兹岩系普遍发育在华北克拉通(沈其韩等, 1990；Condie et al., 1992；卢良兆等, 1996；李江海等, 1999；万渝生等, 2000a, b；Wan et al., 2006, 2009；严溶, 2006；图 1), 中国东北孔兹岩系是在黑龙江佳木斯地块麻山群(姜继圣, 1992；Lennon et al., 1997), 然而中国东北的西部是否存在孔兹岩系, 其岩石组合、原岩类型、物源特征、形成环境究竟如何, 长期不清。笔者最近在兴安, 额尔古纳地块发现孔兹岩系, 变质锆石年龄为500Ma左右。在地质背景、岩石组合、岩相学研究的基础上, 本文对兴安、额尔古纳地块孔兹岩系的地球化学特征进行详细研究, 结合近年来东北地区的相关地质单元的最新研究成果(Ge et al., 2007；葛文春等, 2007；Wilde et al., 1997, 2000, 2003；Zhou et al., 2009, 2010a, b, c, 2011a, 2011ab, c；周建波等, 2011), 以探讨该区孔兹岩系的原岩特征、物源特征、沉积背景及其地质意义。
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图 1 中国东北地区地质简图 Fig. 1 Simplified geological map of NE China |
兴安地块的变质基底以兴华渡口群为代表(黑龙江省地质矿产局, 1993；葛文春等, 2007；Ge et al., 2007；Miao et al., 2004, 2007), 根据我们最近研究结果(Zhou et al., 2011c；周建波等, 2011), 兴华渡口群主要是由夕线石榴片麻岩, 大理岩, 长英质片麻岩, 斜长角闪岩和石墨片岩组成的孔兹岩系。我们在兴华渡口对孔兹岩系进行采样, 对样品中代表性岩石石榴-夕线片麻岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年表明变质作用发生在494±2Ma, 碎屑锆石的年龄分布于881~2791Ma之间。同时, 采自兴华渡口北部斜长角闪岩的变质年龄为496±7Ma, 碎屑锆石年龄为601~1637Ma。这些数据表明, 典型的兴华渡口杂岩的变质年龄为~500Ma, 沉积时代为600~500Ma。
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图 2 中国东北地区西部孔兹岩系中富铝片岩-片麻岩类微量元素蛛网图(a) 和稀土元素配分图(b) Fig. 2 PAAS-normalized trace element spidegram (a) and chondrite-normalized REE pattern (b) of aluminiferous schist-gneiss of khondalite series in west of NE China |
额尔古纳地块的前寒武纪变质基底岩石仅零星分布, 主要出露于北极村和漠河村之间, 部分出露在漠河南部。这两个地区的基底岩石传统上认为可以与“兴华渡口群”对比(黑龙江省地质矿产局, 1993；王友琴, 1996), 一些证据显示, 额尔古纳变质基底岩石与中蒙古地块和图瓦地块相同(Wu et al., 2011), 但是目前没有高精度同位素年龄。我们的初步野外调研表明(Zhou et al., 2011a, c；周建波等, 2011), 出露于额尔古纳地块北极村、漠河和红旗一带的变质杂岩由一系列孔兹岩系构成, 包括夕线石榴片麻岩, 斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩以及碳酸盐岩, 这一系列的孔兹岩系与佳木斯/兴凯地块出露的岩石组合非常相似(Zhou et al., 2010a, b, c)。我们在绿林林场-红旗林场之间、漠河-北极村附近和门都里河桥头对孔兹岩系进行采样, 对样品中代表性岩石石榴-夕线片麻岩的LA-ICP-MS锆石测年表明变质年龄496±3Ma, 碎屑锆石年龄从678±8Ma至1373±17Ma, (Zhou et al., 2011a)。同样来自漠河变质杂岩中黑云斜长片麻岩样品的变质锆石的加权平均496±8Ma, 在漠河东南80km的红旗地区的黑云斜长片麻岩得到相似年龄为497±6Ma。两个黑云斜长片麻岩的碎屑锆石年龄从608±8Ma到1015±12Ma；同时, 在漠河斜长角闪岩的锆石边部获得加权平均年龄495±2Ma, 这些年龄表明漠河杂岩的高级变质时代为~500Ma, 最大沉积为608±8Ma。
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图 3 中国东北地区西部孔兹岩系中斜长角闪岩微量元素蛛网图(a) 和稀土元素配分图(b) Fig. 3 MORB-normalized trace element spidegram (a) and chondrite-normalized REE pattern (b) of amphibolite of khondalite series in west of NE China |
采自兴安地块和额尔古纳地块代表性的孔兹岩系岩石大致可以分为富铝片岩-片麻岩类和斜长角闪岩两大类, 具体如下：
(1) 富铝片岩-片麻岩类：该岩类分布广泛, 是孔兹岩系的特征岩石, 岩性主要为石榴夕线片麻岩、黑云石榴斜长片麻岩、石榴黑云片麻岩、含云母斜长片麻岩、石榴石云母片岩等。具有粒状变晶结构和片状或片麻状构造, 典型的矿物组合为石榴石、夕线石、黑云母、斜长石、石英等, 并含有少量的锆石、榍石、独居石等不透明矿物。我们的年代学研究显示(周建波等, 2011), 样品HH7-2(黑云斜长片麻岩) 的锆石为无色透明柱状, CL图像显示多数颗粒具有明显的核边结构, 其中暗色边部分异不明显, 浅色核部具弱振荡环带, 其变质年龄为497±6Ma, 而原岩年龄为608~845Ma；HH8-1(石榴夕线片麻岩) 的锆石为无色透明圆形至弱长条形, CL图像显示多数颗粒呈黑色且核边分异不明显, 个别颗粒核部具显示弱的振荡环带, 变质年龄为496±3Ma, 原岩年龄为678~1373Ma；HH8-2(黑云斜长片麻岩) 的锆石为无色透明半自形柱状, CL图像显示部分颗粒具核边结构, 但边部不明显且向核部呈渐变的特征, 变质年龄为496±8Ma, 原岩年龄为782~1015Ma；HH6-3(石榴夕线片麻岩) 的锆石为无色透明柱状, CL图像多具有核边结构, 其浅色核部和暗色边部均具显示弱的振荡环带, 变质年龄为494±2Ma, 原岩年龄为881~2791Ma。
(2) 斜长角闪岩：该岩类主要出露在孔兹岩系的下部, 并与石榴夕线片麻岩、黑云母斜长片麻岩、云母片岩及大理岩互层产出, 具有变晶结构和块状或片麻状构造。矿物组成以角闪石、斜长石、单斜辉石为主, 并含有少量的石英、石榴石、锆石、榍石、磷灰石等。前人研究表明(表尚虎等, 1999；刘树杰等, 2011), 斜长角闪岩类其原岩类型以中基性火山岩为主, 并与富铝片岩-片麻岩、大理岩等共同构成了原岩为中基性-中酸性火山岩、陆源碎屑沉积岩及碳酸盐岩的沉积序列(黑龙江地质矿产局, 1993；刘树杰等, 2011)。年代学研究表明, 样品HH9-3(斜长角闪岩) 的锆石为无色透明圆形至不规则长条形, CL图像显示多数颗粒呈暗色且核边不分异, 变质年龄为495±2Ma；HH5-2(斜长角闪岩) 的锆石多为无色透明半自形, CL图像具有明显的核边结构, 其中暗色边部具不规则环带, 浅色核部具弱振荡环带, 变质年龄为496±7Ma, 原岩年龄为601~1637Ma；HH6-2(斜长角闪岩) 的锆石为无色透明圆形至半自形, CL图像核边分异不明显且具有浅色核部和灰白色边部, 变质年龄为495±5Ma, 原岩年龄为537~590Ma (周建波等, 2011)。
3 样品测试样品的测试处理流程:首先将样品用蒸馏水洗净, 然后用特制的刚玉瓷无污染颚式破碎机粗、中碎, 用玛瑙球磨机细碎至少200目以下。样品HH-5-2、HH-5-4、HH-7-1、HH-7-2、HH-7-4、HH-9-2、HH-9-3在中国科学院广州地球化学研究所完成, 主量元素的分析在Rigaku RIX2000型荧光光谱仪(XRF) 上完成。微量和稀土元素分析采用Perkin-Elmer Scienx ELAN 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。使用USGS标准W-2和G-2及国内标准GSR-1、GSR-2和GSR-3来校正所测样品的元素含量, 分析精度一般为2%~5%。其余样品在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 主量元素采用X荧光光谱分析, 微量和稀土元素分析利用Agilent 7500a型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS) 样品经AGV-1、BCR-2、BHVO-2、G-2、GSR-1国际标样监控, 精度均优于5%。其分析结果见表 1。
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表 1 中国东北地区西部孔兹岩系的主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 组成 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of khondalite series in west of NE China |
兴安和额尔古纳地块富铝片岩-片麻岩大部分样品富Al, 贫钙, CaO普遍小于2.0%。SiO2和Al2O3的变化较大, 分别为44.32%~76.93%和13.16%~21.04%, SiO2与Al2O3呈负相关性。Ti、Mg与Si之间也呈负相关关系。除两件样品之外, K2O高于Na2O, K2O/Na2O的比值>1.0。SiO2/Al2O3和K2O/Na2O的比值变化均不十分明显, 反映后沉积作用中硅化和钾交代作用较弱。个别样品SiO2含量较高是由于含有长英质成分的原因, 在矿物成分上表现为富含石榴石和夕线石。
这套富铝片岩-片麻岩类的SiO2、Al2O3 Fe2O3T、K2O含量与PAAS (后太古宙澳大利亚页岩平均值) 相近, 而TiO2、MgO、CaO含量略低, Na2O含量较高。与NASC (北美页岩平均值) 和ArsSC (太古宙克拉通页岩)(Condie, 1993) 相比, 除Na2O含量较高之外, 其它氧化物含量与NASC和ArsSC十分相似或接近, Na2O的富集暗示着岩石的碎屑矿物以斜长石为主, 这可能与Na是易迁移元素, 受变质作用的影响有关。总体上区内该套岩石的氧化物成分与PAAS、NASC接近。
4.1.2 微量和稀土元素兴安和额尔古纳地块富铝片岩-片麻岩类的大离子亲石元素含量较高, 其中Rb含量为48.06×10-6~282×10-6, Ba的含量为76.47×10-6~1209×10-6, Sr的含量为18.3×10-6~242×10-6, Rb/Sr比值介于0.2~5.9之间, 个别为9.5和13.8, 反映沉积循环作用较弱。过渡元素Ni、Cr、Co、Sc、V在富铝片麻岩中的含量较高且变化范围较大, Ni、Cr、Co、Sc、V的含量分别为1.13×10-6~65×10-6、1.93×10-6~149×10-6、1.59×10-6~33.6×10-6、2.73×10-6~28.3×10-6、10.1×10-6~240×10-6, 反映这些元素的含量明显与原岩中粘土的含量有关, 说明这些元素是吸附在粘土矿物上发生沉积的；高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf含量较高, 含量分别为4.42×10-6~28.8×10-6、0.40×10-6~2.23×10-6、32.8×10-6~349×10-6、3.43×10-6~9.64×10-6, 反映高场强元素的含量受重矿物的控制。
在PAAS标准化的不同类型原岩平均成份的蛛网图中(图 2a), 区内富铝片麻岩类微量元素与PAAS基本相似, 分布型式稳定。部分样品亲石元素Rb、Ba、Th、U、Cs和过渡元素Sc、V、Co、Ni、Cr含量明显低于PAAS, 可能与变质作用有关, 部分样品高场强元素Zr、Hf含量显示正异常, 可能与岩石中含有较多石榴石有关。总之, 本区富铝片麻岩除过渡元素Sc、V、Co、Ni、Cr亏损外, 其余元素大体与澳大利亚后太古宙页岩的平均值一致。与NASC相比, 该类岩石显示Zr和Hf相对亏损, Nb、Ta和Y接近或低于北美页岩。
稀土元素上, 富铝片岩-片麻岩类样品具有十分一致的稀土分布形式(图 2b), 稀土总量较高, ΣREE=34.07×10-6~330.0×10-6, 稀土元素分配型式接近NASC, 个别样品的稀土元素总量低于NASC, 这可能与原岩类型不同及后期改造作用有关。整体为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损, (La/Yb)N=4~17, 但轻稀土富集更明显, 铕负异常变化较大且比NASC的负异常更明显, δEu=0.32~0.79。
4.2 斜长角闪岩 4.2.1 主量元素兴安和额尔古纳地块斜长角闪岩主量元素中, SiO2含量为47.06%~56.13%, 大多为基性, 个别为中-基性。铁镁含量较高, Fe2O3含量为6.27%~10.29%, MgO含量为4.28%~7.29%。TiO2含量为1.68%~3.04%, CaO含量为6.27%~10.18%, K2O+Na2O含量为2.53%~4.69%, 显示为低碱性, 且K2O＜Na2O。在(Na2O+K2O)-SiO2图解中, 样品均落在玄武岩和玄武安山岩范围内。其平均化学成分大陆拉斑玄武岩成分较接近。
4.2.2 微量和稀土元素微量元素上, 斜长角闪岩的Sr、Cr、Ni、Co等元素的含量较高, 含量分别为183×10-6~500×10-6, 55.9×10-6~278×10-6, 31.7×10-6~140.1×10-6, 29.3×10-6~57.2×10-6。在MORB标准化的微量元素蛛网图中, 该类岩石的Sr、K、Rb、Ba、Th等不相容元素较富集呈峰, 只有Y、Yb较亏损接近1, 整体上与板内拉斑玄武岩的分布特征相似(图 3a)。在稀土元素分配图上, 大部分样品具有相似的稀土分布形式(图 3b)。稀土总量为75.55×10-6~186.1×10-6, 轻稀土元素相对富集, (La/Yb)N=2~6, 具有弱的负Eu异常, δEu=0.76~1.05, 表明斜长石分离结晶程度较低。大部分样品稀土分布形式与E-MORB相近, 但稀土元素总量比E-MORB高, 个别样品轻、重稀土元素分异明显, 轻稀土元素较富集, 可能与地壳物质的加入有关。
5 讨论和结论 5.1 原岩特征兴安和额尔古纳地块孔兹岩系中富铝片岩-片麻岩类富Al贫Ca，Al、Ti、Mg与Si之间均呈负相关关系, 且K2O>Na2O, 并含有石榴石和夕线石等一些富铝的特征变质矿物, 副矿物仅见极少量的锆石, 这些特征显示了变质沉积岩的原岩特征。在(Al2O3+TiO2)-(SiO2+K2O) 图解中, 样品大部分投在粘土岩区、泥质砂岩区、长石砂岩区(图 4), 总体上表现为以细碎屑沉积为主的特征。
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图 4 中国东北地区西部孔兹岩系富铝片岩-片麻岩类原岩图解(转卢良兆等, 1996修改) Ⅰ-石英砂岩、石英岩；Ⅱ-少矿砂岩、石英岩质砂岩；Ⅲ-富矿砂岩；Ⅳ-长石质砂岩；Ⅴ-钙质砂岩；Ⅵ-化学弱分异的沉积物：a-杂砂岩, b-富矿粉砂岩, c-含泥质胶结物的砂岩及寒带和温带气候的陆相粘土；Ⅶ-寒带和温带的海相和陆相粘土；Ⅷ-湿气候带化学强分异的粘土；Ⅸ-碳酸盐质含铁粘土；Ⅹ-泥灰岩；Ⅺ-硅质泥灰岩、含铁砂岩；Ⅻ-含铁石英岩 Fig. 4 SiO2+K2O-Al2O3+TiO2-Σothers ternary diagram showing the protolith of khondalite in west of NE China (after Lu et al., 1996) Ⅰ-quartz sandstone, quartzite; Ⅱ-mine-lack sandstone, quartzitic sandstone; Ⅲ-mine-rich sandstone; Ⅳ-felsic sandstone; Ⅴ-calcium sandstone; Ⅵ-sediments with weak chemical differentiation: a-craywacky, b-mine-rich siltstone, c-muddy cement-bearing sandstone and continental face clay under the frigid and temperate climate; Ⅶ-marine face and continental face clay under the frigid and temperate climate; Ⅷ-clay with strong chemical differentiation in wet climatic zone; Ⅸ-carbonated iron-bearing clay; Ⅹ-marl; Ⅺ-silicic marl, iron-bearing sandstone; Ⅻ-iron-bearing quartzite |
兴安和额尔古纳地块孔兹岩系中斜长角闪岩的主量元素中, Na2O/CaO＜0.4, CaO+MgO＜18%, TiO2在1.68%~3.04%, 大于1.25%, 表明不属于岛弧拉斑玄武岩。K2O＜Na2O, CaO＞MgO。微量元素中Sr/Ba＞1, Cr/Ni＞1, 而且Cr、Ni、Ti、Co等元素含量较高, 它们的稀土配分都表现为比较平坦, 以上特点均表明正变质岩的特征。尽管个别样品轻稀土元素较富集, 这可能与地壳物质的加入有关, 且该岩类野外产状和结构构造特征相似, 因此其应具有相同的原岩类型。在(Al+Fe+Ti)-(Ca+Mg) 图解中, 样品全部投在玄武岩和玄武安山岩范围内(图 5), 以上证明斜长角闪岩的原岩为玄武岩或安山质玄武岩。
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图 5 中国东北地区西部孔兹岩系斜长角闪岩(Al+Fe+Ti)-(Ca+Mg) 图解(据Moine and Roche, 1968) Fig. 5 (Al+Fe+Ti)-(Ca+Mg) diagram of amphibolites of khondalite series in west of NE China (after Moine and Roche, 1968) |
兴安和额尔古纳地块富铝片岩-片麻岩类的Zr、Hf、Nb、Ta及HREE与PAAS、NASC相比相对亏损, 对应于太古宙花岗岩物源区的特征(Condie, 1993)。Cr/Ti比值(0.01~0.03) 明显高于南非Witwatersrand超群及Pongolar超群, 与太古代花岗岩或TTG的平均值(~0.012) 相近, 但显然低于太古代玄武岩的平均值(~0.07), 指示沉积物主要来自花岗质物源；部分样品的Zr/Y比值(1.2~5.5) 接近于玄武岩(~4), 反映岩石中的锆石含量较低, 部分样品的Zr/Y比值(6.8~13.3) 接近于太古代花岗岩(7~8)。
泥质岩的Cr/Th比值主要受局部源区及构造环境强烈影响, 被认为是源区敏感的指示参数, 可以记录上地壳成分的变化特征(Condie and Wronkiewicz, 1990)。研究区富铝片岩-片麻岩样品Cr/Th比值分别为(0.1~8.63), 明显低于太古宙上地壳的平均比值(Cr/Th=31), Cr/Th比值较低, 反映源区科马提岩-玄武岩组分含量较低, 而以花岗岩成分为主。
Cr/Zr比值可以指示沉积源岩区锆石/铬铁矿的相对含量(即科马提岩/花岗岩区组分的相对比例), 研究区富铝片岩-片麻岩样品Cr/Zr介于0.02~0.47之间(个别为1.84), 远远低于南非卡普瓦尔克拉通太古宙Witwatersrand超群页岩和Pongolar超群泥质岩(Wronkiewicz and Condie, 1989), 表明物源区的超镁铁质岩石组分并不重要, 沉积物主要来源于中酸性源区。
研究区富铝片岩-片麻岩样品Th/U比值为1.5~7.7, 接近或高于太古宙上地壳比值(3.8), 对应于稳定大陆架沉积物, Th/U比值较高反映沉积再循环作用较强烈或物源区的花岗质组分比例较高。Rb, Th, U, Pb及K的地球化学行为相似, 在化学风化过程中可以进入粘土矿物中；而Sr, Ca, Na可能被淋滤而残留于原地形成土壤(Fedo et al., 1996), 因此片岩和片麻岩的Sr, Ca, Na含量较低反映沉积源区风化强度较高。这与片岩和片麻岩的原岩以泥质岩为主的判断相吻合。
Roser and Korsch (1988)根据主量元素特征提出区分物源成分的判别图解法, 其中, 判别函数1=-1.773TiO2+0.607Al2O3+0.76Fe2O3-1.5MgO+0.616CaO+0.509Na2O-1.224K2O-9.09；判别函数2=0.445TiO2+0.07Al2O3-0.25Fe2O3-1.142MgO+0.438CaO+1.475Na2O+1.426K2O-6.861。在该判别图解中, 研究区富铝片岩-片麻岩样品绝大部分落在长英质火成物源区和石英岩沉积物源区, 个别落在中性岩火成物源区(图 6a)。这也说明兴安和额尔古纳地块孔兹岩系物源区的长英质物质含量较高。
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图 6 中国东北地区西部孔兹岩系富铝片岩-片麻岩源区成分地球化学图解 (a)-判别函数1-判别函数2图解(据Roser and Korsch, 1988)；(b)-La/Th-Hf图解(据Floyd and Leveridge, 1987) Fig. 6 Geochemical diagrams showing source composition for aluminiferous schist-gneiss of khondalite series in west of NE China (a)-discrimination function plot of function F1 and function F2 scores (after Roser and Korsch, 1988); (b)-La/Th-Hf (after Floyd and Leveridge, 1987) |
稀土元素在变质作用期间并不活动, 变沉积岩常保留了沉积原岩的稀土特征, 可以提供沉积岩源区的重要信息(Wronkiewicz and Condie, 1987, 1989；McLennan and Taylor, 1991)。因此, 可以利用稀土元素和一些不活泼的微量元素及其比值对沉积岩的物源区进行判别(Taylor and McLennan, 1985；Bhatia and Crook, 1986) 在La/Th-Hf图解中(图 6b), 样品绝大部分落在酸性弧源区及其边界位置, 部分样品显示有古老沉积物的加入, 表明沉积物主要来源于酸性源区。
现代风化作用的研究表明, 在化学风化作用过程中, Na、Ca、K、Sr易从源区迅速流失, 而Al、Fe、Ti、Zr、Sc和REE等元素则不易发生迁移而相对富集于古风化土壤中, 因此可以根据这些指示元素的变化用CIA和CIW参数来评价判断页岩物源区的古风化强度及古气候状态(Nesbitt and Young, 1982；Harnois, 1988)。其中, CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]×100, CIW=[Al2O3/(Al2O3+ CaO+Na2O)]×100。考虑到麻粒岩相变质作用过程中K的活动性, 一般用CIW指数来标定孔兹岩系原岩的古风化强度。研究区斜长角闪岩的CIW较小(49~64), 富铝片岩-片麻岩的CIW较高(68~99), 尤其原岩是粘土岩的样品CIW介于90~99, CIW的大小不仅与原岩源区经历的化学风化作用强度有关, 而且还与原岩成分有关, 花岗岩的CIW通常较大, 可达100, 而铁镁质岩石或英云闪长岩的CIW较小, 一般为70~85。这也证明研究区孔兹岩系原岩以花岗质源区为主。
兴安和额尔古纳地块富铝片岩-片麻岩类的碎屑锆石颜色一般为无色透明, 外形呈圆形至半自形柱状, 阴极发光图像显示大部分颗粒具有核边结构, 其中核部往往具有岩浆振荡环带, 而边部为薄的暗色区, 这也证明沉积物源主要来自岩浆源区。因此综合各种地化参数、地化判别图解及碎屑锆石特点, 均表明兴安和额尔古纳地块孔兹岩系物源以花岗岩类为主, 并可能含有碎屑沉积岩。
5.3 沉积背景Elderfield and Greaves (1982)提出了Ceanom指数作为判断古水介质氧化还原条件的标志。以Ceanom＞-0.1表示Ce的富集, 反映水体呈缺氧的还原环境；而Ceanom＜-0.1表示Ce亏损, 反映水体呈氧化环境。研究区富铝片岩-片麻岩的Ceanom为-0.04~-0.01, 均大于-0.1, 表明符合还原沉积环境的条件, 由于NASC和PAAS形成于还原环境, 而研究区富铝片岩-片麻岩的稀土和微量元素分布均接近NASC和PAAS, 且研究区孔兹岩系发育含石墨大理岩, 据此也证明它们可能也形成于还原环境。
Murry et al.(1990)对加利福尼亚海岸圣弗兰西斯科湾的燧石和页岩的研究表明, Ce异常与沉积盆地的构造背景有关, 距洋脊顶400km之内的扩张脊附近, 有明显的Ce负异常, Ce/Ce#为0.29；大洋盆地为中等Ce负异常, Ce/Ce#为0.55；大陆边缘区(陆块1000km之内) 的Ce负异常消失或为正异常, Ce/Ce#为0. 90~1.30。研究区富铝片岩-片麻岩的Ce/Ce#为0.88~0.95, 与大陆边缘的比值一致。在(K2O/Na2O)-SiO2判别图解中, 样品绝大部分落在被动大陆边缘以及被动大陆边缘和活动大陆边缘的边界位置(图 7a), 这说明研究区当时处于一种亚稳定状态。
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图 7 中国东北地区西部孔兹岩系构造环境判别图解 (a)-富铝片岩-片麻岩K2O/Na2O-SiO2图解(据Bhatia and Crook, 1986)；(b)-斜长角闪岩的Ti/100-Zr-Y×3图解(据Pearce and Cann, 1973), A-岛弧拉斑玄武岩；B-洋中脊玄武岩、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C-钙碱性玄武岩；D-板内玄武岩；(c)-斜长角闪岩的Zr/Y-Zr图解(据Pearce and Norry, 1979), A-岛弧拉斑玄武岩；B-洋中脊玄武岩；C-板内玄武岩；(d)-斜长角闪岩的AFM图(据Irvine and Baragar, 1971) Fig. 7 Discrimination diagrams of various tectonic settings for khondalite series in west of NE China (a)-K2O/Na2O-SiO2 diagram of aluminiferous schist-gneiss (after Bhatia and Crook, 1986); (b)-Ti/100-Zr-Y×3 diagram of amphibolites (after Pearce and Cann, 1973); (c)-Zr/Y-Zr diagram of amphibolites (after Pearce and Norry, 1979); (d)-AFM diagram of amphibolites (after Irvine and Baragar, 1971) |
兴安和额尔古纳地块斜长角闪岩与富铝片麻岩及大理岩互层产出, 因此, 它的形成背景可以制约孔兹岩的形成环境。斜长角闪岩野外露头一般为百余米长, 几十米宽。其锆石颜色一般为无色透明, 外形呈圆形、他形至半自形柱状。阴极发光图像显示大部分颗粒具有核边结构, 浅色核部发育岩浆振荡环带, 暗色边部Th/U < 0.1, 这也证明斜长角闪岩的原岩为玄武岩, 后经历变质作用。其Zr/Hf值稳定, Zr含量变化在113.6×10-6~248.5×10-6之间, 远大于典型MORB和岛弧拉斑玄武岩Zr丰度, Hf含量变化在1.89×10-6~6×10-6之间, 高于MORB的Hf平均含量, Nb、Ta含量变化在5.65×10-6~14.51×10-6、0.46×10-6~1.06×10-6之间, 相当于板内拉斑玄武岩(Condie, 1989)。Zr/Nb比值在10.36~23.78之间, 与板内玄武岩的Zr/Nb比值接近(Wilson, 1989), Hf/Th比值在0.75~3.11之间, 类似于板内玄武岩(Condie, 1989)。在Ti-Zr-Y和Zr-Zr/Y图解中, 样品投在板内玄武岩区(图 7b, c), 在AFM图解中, 绝大部分样品显示拉斑性(图 7d), 并且在微量元素蛛网图显示出‘隆起’的特征, 大离子亲石元素富集, 高场强元素分异, 总体特征类似于板内玄武岩的微量元素分布型式(Wilson, 1989)。以上表明其形成在拉张的裂谷环境, 也暗示兴安和额尔古纳地块孔兹岩系形成于裂谷沉积环境。
区内富铝片岩-片麻岩岩组的原岩类型中高成熟度的石英岩很少, 岩石类型主要是黑云石榴斜长片麻岩、石榴黑云母片岩、黑云母斜长片麻岩、黑云母长英片麻岩、斜长角闪岩等, 并没发现典型的石榴石英岩, 这些现象都反映了区内榴云片麻岩岩组的原岩建造还没达到稳定克拉通环境中形成的高成熟度的石英岩-页岩沉积建造。地球化学特征表明研究区当时处于亚稳定状态, 并且区内斜长角闪岩原岩为玄武岩, 具有板内拉斑玄武岩的特征, 这也暗示了裂谷的形成环境, 综上认为兴安和额尔古纳地块孔兹岩系原岩的沉积环境可能为克拉通内裂陷槽或裂谷沉积。
6 大地构造意义孔兹岩系普遍发育在华北克拉通(沈其韩等, 1990；Condie et al., 1992；卢良兆等, 1996；李江海等, 1999；万渝生等, 2000a, b；Wan et al., 2006, 2009；严溶等, 2006), 中国东北孔兹岩系是在黑龙江佳木斯地块麻山群(姜继圣, 1992；Lennon et al., 1997), 其时代以前认为是太古代(黑龙江省地质矿产局, 1993), 但SHRIMP锆石U-Pb年龄表明其变质作用在早古生代(Wilde et al., 1997, 2000, 2003)。兴安和额尔古纳地块的孔兹岩系的变质年龄为~500Ma泛非期(Zhou et al., 2011a, c；周建波等, 2011), 岩石组合主要为富铝片岩-片麻岩类和斜长角闪岩。其中富铝片岩-片麻岩类原岩为泥岩和砂岩, 其主量和微量元素的分配形式接近澳大利亚后太古宙页岩(PAAS) 和北美页岩(NASC), 轻稀土元素富集及Eu负异常, 物源区以花岗岩类为主。斜长角闪岩原岩为玄武岩或安山质玄武岩, 微量元素Sr、K、Rb、Ba、Th等不相容元素较富集, 轻稀土元素相对富集, 弱的负Eu异常, 具有板内拉斑玄武岩的特征。因此, 研究区孔兹岩系原岩形成于裂谷沉积环境, 这与佳木斯地块麻山群孔兹岩系形成环境相一致(卢良兆等, 1996)。以上研究表明, 东北地区变质基底岩石以夕线石榴片麻岩、斜长角闪岩、(含石墨) 大理岩等为主要标志的典型孔兹岩系, 总体沿虎林、鸡西、萝北、兴华渡口和漠河一线呈北西向沿黑龙江分布, 其原岩可能形成于相似的沉积背景, 并统一经历了~500Ma泛非期变质事件, 这为研究我国前寒武纪的大陆演化、再造我国东北地区的构造格局及其在Gondwana大陆重建中的位置都将具有重大的理论意义。
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