吉南新太古代高镁安山岩及其地质意义

李承东，许雅雯，张庆红，周红英，彭树华，陈军强，张 阔，赵利刚，李省印

1.天津地质矿产研究所，天津 300170

2.河北省地矿局第十一地质大队，河北 邢台 054000

3.河北区域地质矿产调查研究所，河北 廊坊 065000

0 引言

经典高镁安山岩类产于日本Setouchi火山岩带，形成于中新世。由于它们形成于俯冲带环境，所以一直是地学关注的热点。与其地球化学特征类似的太古宙高镁二长闪长岩、高镁粗面安山岩被称为sanukite（赞岐岩）［1］，在世界各地一些古老地块中均有出露。它们主要集中出现在新太古代（3.0～2.5Ga）［2－5］，其形成可能与消减环境有关，可能标志现代类型板块构造的开始［6］。国内新太古代的高镁安山岩类（高镁闪长岩类）除内蒙古固阳色腾尔山群（称赞歧岩）［7］、泰山杂岩［8］、五台山新太古代绿岩带中［9］有报道外，未见其他相关的研究。本次在华北板块东北缘原属色洛河群中发现了新太古代高镁安山岩类，并进行了详细的研究，进而探讨华北克拉通早期演化及其大地构造意义。

1 地质背景和样品来源

研究区位于华北板块东北缘吉南夹皮沟－松江河一带，构造上处于华北板块与中亚造山带结合部位（图1）。西侧为龙岗陆块（东北部龙岗－夹皮沟一带），北东侧为中亚造山带，二者之间为北西向富尔河断裂（俗称槽台断裂）。中亚造山带一侧主要发育大量花岗岩及少量古生代地层。龙岗陆块（前寒武纪基底）主要由花岗片麻岩（70%）及表壳岩组成。花岗片麻岩主要为TTG（花岗闪长岩），少量钾质花岗岩，时代为2.7～2.5Ga，主体在2.5Ga［10］，其中SHRIMP锆石 U-Pb年龄为（2 522.6±5.9）Ma［11］；在辽宁鞍山还发现有（3 812±5）Ma（SHRIMP）的片麻岩［12］，表明龙岗陆块为具有古太古代基底的古老地块。表壳岩呈捕虏体赋存在灰色片麻岩中，由龙岗岩群和夹皮沟岩群构成［13］。夹皮沟岩群呈北西向分布在龙岗陆块东缘，主要由斜长角闪岩夹黑云变粒岩、绢云石英片岩、绿泥角闪片岩及磁铁石英岩组成，原岩为一套中基性、酸性火山岩和碎屑岩，经历了角闪岩相－绿片岩相的变质，被认为形成于岛弧或弧后盆地的构造环境［10，14］，伍家善等［15］将其归于吉－辽－鲁岛弧带。

研究的对象色洛河群沿富尔河断裂带断续分布，前人将其置于中－晚元古代［11］。周晓东等［16］对其重新厘定，将其限定在色洛河一带，并改称色洛河岩群，时代归属新元古代；将分布在金银别一带的色洛河群归属中元古代金银别岩组。陈跃军等［17］将松江河－海沟一带的变质岩层从色洛河群中单独划出，一部分称张三沟岩组（松江河一带），一部分划归中元古代称东方红岩组（海沟一带）（图1）。

李承东等［18］综合研究结果表明，色洛河群并非一套完整的变质火山－沉积建造，而是由不同时代的地层、岩石的岩片组成的构造拼贴带。从其中解体出的古元古代张三沟岩组被重新厘定为新太古代变质地层［19］，而所谓的金银别岩组，其岩石组合特征与张三沟岩组一致，它们应属同一套岩石地层。

样品取自松江河一带张三沟岩组和金银别一带金银别岩组。2个岩组整体呈捕虏体状分布在显生宙花岗岩中，顶底不清，为一套成层无序的构造岩石地层，经历了多期变形变质作用，后期强烈的构造改造和构造置换导致构造平行化使得变质岩层形成貌似简单的单斜岩层。该套岩层片状构造非常发育，同时还见有布丁、香肠、无根褶皱、壳褶皱等构造，表现出中深构造相的特征。早期变质达角闪岩相，晚期受到北西向韧性剪切作用，使之发生绿片岩相的退变质。岩石组合主要由浅灰色黑云斜长变粒岩、灰绿色变质玄武安山岩、灰绿色变质辉石安山岩、灰色白云母（二云）片岩、灰色角闪斜长变粒岩、灰绿色阳起斜长变粒岩、灰黑色斜长角闪岩、角闪片岩夹少量变质砾岩组成，原岩为一套中基－酸性火山岩夹碎屑岩［18］。

G04SJ26－31样品取自松江河北张三沟岩组（原归属色洛河群），10JL12－14样品取自金银别岩组，两组样品岩性基本相同，但变质程度不同。张三沟一带变质程度相对较深，岩性为石英阳起斜长变粒岩，鳞片柱粒状变晶结构。黑云母、阳起石定向排列构成似片状构造。岩石主要由斜长石（约55%）、石英（约10%）、阳起石（20%～25%）、黑云母（约10%）和绿泥石（＜5%）组成。较大的斜长石呈自形－半自形长板状，多黝帘石化；较小的呈他形微粒状，个别仍保留长板状或板条状晶形。黑云母呈褐－浅黄褐色片状。阳起石呈浅绿色长柱状、针柱状。石英呈他形微粒状，具波状消光。绿泥石呈淡绿色片状。金银别一带变质相对较浅，为变质辉石安山岩，具变余安山结构，微晶斜长石呈板条状，平行、半平行排列；岩石主要矿物仍由斜长石（粒度小于0.2 mm）、阳起石（少量具有辉石假象）、石英及黑云母组成。

图1 夹皮沟－松江河地区地质简图Fig.1 Sketch geological map of Jiapigou-Songjianghe region

2 SHIRMP定年

2.1 分析方法

SHRIMP锆石U-Pb测年在北京离子探针中心完成。在分析过程中，应用TEM（417Ma）进行元素间分馏校正，Pb/U 校正公式采用 Pb/U＝A（UO/U）2［20］；采用澳大利亚国立大学地学院标准锆石样SL13（年龄572Ma，w（U）为 238×10－6，w（Th）为21×10－6）标定TEM标样和所测锆石的U、Th、Pb含量。数据处理和年龄计算采用Ludwig SQUID1.0和ISOPLOT 程序［21－22］，普通 铅根据实测204Pb校正。单个测点的分析误差为1σ，样品最终年龄加权平均值误差则为2σ。吉林松江河地区张三沟岩组高镁安山岩的SHRIMP U-Pb分析结果列于表1。

表1 吉林松江河张三沟岩组新太古代高镁安山岩锆石SHRIPM U-Pb分析结果Table 1 Zircon SHRIPM U-Pb analyses on Neoarchean high Mg andesite from Zhangsangou Formation-Complex ，Jilin Provice，Northeast China

2.2 分析结果

G04SJ26样品取自张三沟岩组，锆石多数具有核－增生层结构，少数为球形多面体单晶。锆石核部发育振荡环带，具岩浆锆石特征；边部相对较均匀，无环带发育，在CL图像上表现为强发光特性。那些球形多面体单晶锆石的CL图像与增生边具有相同的强发光和无环带特征，也属于变质成因（图2）。对29个锆石进行了32个点的分析（表1）。锆石核部14个分析点（2.1，4.1，5.1，10.1，11.1，12.1，13.1，14.1，15.1，16.1，17.1，18.1，19.1，20.1）的207Pb/206Pb投点多数位于谐和线以下，表现铅丢失的特征，它们与谐和线上交点年龄为（2 493±12）Ma（MSWD＝0.86）（图3，G04SJ26A），该年龄可能接近岩浆的结晶年龄，大概代表该岩石的形成时代。锆石增生边（或变质锆石）共有18个分析点（1.1，3.1，6.1，7.1，8.1，9.1，16.2，18.2，20.2，21.1－29.1），它们的投点均位于谐和线上，其207Pb/206Pb年龄加权平均值为（2 455±17）Ma（MSWD＝1.76）（图3，G04SJ26B），该年龄为岩石的变质时代。

图2 张三沟岩组高镁安山岩锆石特征和测点位置Fig.2 Characteristics and dating spots of zicons of high Mg andesite from Zhangsangou Formation-Complex

3 地球化学特征

样品SJ27－SJ31由中国科学院地质与地球物理研究所测试，JL12－JL14由中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所测试。常量元素为X射线荧光光谱仪分析，其中FeO由氧化－还原化学容量法完成。微量元素由ICP-MS测定。根据其地球化学特征，在w（MgO）-w（SiO2）图解［23］（图4A）中样品全部投在高镁安山岩范围，而TFeO/MgO，即（0.9Fe2O3＋FeO）/MgO 与w（SiO2）图解（图4B）表明它们为钙碱性系列。其w（SiO2）为53.93%～57.80%，富 Al2O3和 MgO（w（Al2O3）为13.64%～15.46%，w（MgO）为6.54%～8.82%），Mg＃值高（Mg＃＝Mg/（Mg＋Fe＋2），均为分子数，其中Fe＋2为全铁，即等于 Fe＋2＋Fe＋3，为0.68～0.71，平均0.69（表2）。与日本中新世Setouchi火山岩带高镁安山岩（w（SiO2）为51.87%～58.50%，w（MgO）为6.05%～11.56%，w（Al2O3）为13.30%～16.76%，Mg＃为0.64～0.78）［24－25］相比，主要氧化物质量分数基本相当。与新太古代高镁安 山 岩（闪 长 岩 ）类 （w（SiO2）为53.01%～58.00%，w（MgO）为5.99%～6.06%，w（Al2O3）为14.30%～17.70%，Mg＃为0.65～0.57）［1］相比，w（SiO2）相 当，w（MgO）、Mg＃值 明 显 偏 高，w（Al2O3）偏低。

图3 张三沟岩组高镁安山岩锆石U-Pb一致曲线图Fig.3 U-Pb concordia diagrams of zircons of high Mg andesite from Zhangsangou Formation-Complex

图4 w（MgO）-w（SiO2）和TFeO/MgO-w（SiO2）图解（底图据文献［23］）Fig.4 w（MgO）-w（SiO2）and TFeO/MgO-w（SiO2）diagram for high-Mg andesites（base map after reference［23］）

表2 张三沟岩组和金银别岩组高镁安山岩主量、微量元素分析结果Table 2 Major，trace elemental results for high-Mg andesites from Zhangsangou and Jinyinbie Formation-Complex

表2（续）

微量元素和稀土元素，明显富Cr（（270.66～1 117.30）× 10－6， 平 均 为 443.62× 10－6）、Ni（（141.74～542.98）×10－6，平均为 250.50×10－6）。与Setouchi火山岩带典型的高镁安山岩（w（Cr）为 449.25×10－6，w（Ni）为 182.23×10－6）［24－25］相比，w（Cr）基本相当，w（Ni）明显偏高。与新太古代高镁安山岩（闪长岩）（w（Cr）为285×10－6，w（Ni）为154×10－6）相比，w（Cr）、w（Ni）明显偏高［1］。富集LILE（如Cs、K、Pb、Rb、Ba及 Th、Sr），相对亏损 Nb、Ta、Ti、P；富集 LREE，亏损HREE（w（Yb）为（1.38～1.57）×10－6），无明显的负铕异常（δEu为0.87～1.01）。其微量、稀土元素分布形式与日本Setouchi火山岩带典型的高镁安山岩类［24－27］很相似（图5），只是本次的高镁安山岩类轻重稀土分馏较弱（图5A），微量元素相对富集Sr（平均635.18×10－6，图5B），但明显低于新太古代高镁安山岩（赞崎岩，w（Sr）为1 170×10－6）［29］。

4 岩石成因讨论

高镁安山岩成因通常认为有3种：1）富集地幔部分熔融的产物，富集组分或者来自消减带的流体［30－31］，或者来自榴辉岩稳定范围内由含水的玄武岩部分熔融形成的“板片熔体”。2）来自消减带板片（或包括俯冲沉积物）部分熔融的熔体与地幔发生混合形成［32－37］。3）拆沉的下地壳部分熔融产生的熔体与地幔橄榄岩相互作用形成［38］，它们形成于板内环境，与俯冲无关［39］。张三沟岩组和金银别岩组（以下简称张三沟）高镁安山岩类具较高的w（MgO）（6.54%～8.82%）、高 Mg＃值（平均0.69），高w（Cr）（443.62×10－6）、w（Ni）（250.50×10－6），表明它不是由基性下地壳铁镁质岩石部分熔融（Mg＃一般小于40）［40］形成的；太古宙地壳厚度平均约30 km［41］，拆沉可能性不大，即由下地壳部分熔融产生的熔体与地幔橄榄岩相互作用形成的可能性很小；也不大可能是消减板片部分熔融的，因为岩石的高Cr、Ni、Mg＃值，必须有地幔参与才可以形成；这种近于原始岩浆的地化特征很可能是地幔直接熔融的。此外，张三沟高镁安山岩类与日本Setouchi火山岩带典型高镁安山岩具有相似的稀土和微量元素分布特征（图5）。后者被认为是含水地幔部分熔融的产物［16，42］，其大离子亲石元素（Cs、K、Rb、Th、Pb等）明显富集，高场强元素（Ta、Nb、Ti、P）相对亏损，被解释为由于俯冲沉积物质对地幔楔的添加所致［25，43］。但张三沟高镁安山岩还具有与之明显不同的高w（Sr）。在Sr/Y-w（Y）图上（图6）的投点全部落在埃达克岩范围之内，暗示交代地幔的物质来源可能与俯冲洋壳板片部分熔融（含有较高的Sr）有关。在La/Yb-Ba/La图解中（图7），大部分的投点近于埃达克高镁安山岩范围，少部分近于OIB范围，总体也显示交代地幔的物质来源与洋壳（或板片熔体）有关。上述研究表明，张三沟新太古代高镁安山岩可能由富集地幔部分熔融而成，富集组分可能来自板片熔融的熔体或者流体。

图5 高镁安山岩类稀土配分（A）和微量元素蛛网图（B）Fig.5 The REE pattern（A）and spidergram（B）of high-Mg andesites

图6 张三沟岩组和金银别岩组高镁安山岩类Sr/Y-w（Y）图解Fig.6 Sr/Y vs.w（Y）diagram for high-Mg andesites from Zhangsangou and Jinyinbie Formation-Complex

图7 张三沟岩组和金银别岩组高镁安山岩类La/Yb-Ba/La图解（底图据文献［34］）Fig.7 La/Yb-Ba/La diagram for high-Mg andesites from Zhangsangou and Jinyinbie Formation-Complex（base map after references［34］）

5 讨论与结论

张三沟新太古代高镁安山岩可能由板片脱水流体交代的地幔部分熔融、或板片熔体与地幔混合而成。这种高w（MgO）同时高w（SiO2）（相对玄武岩而言）的岩石，通常解释为形成于板块消减带之上的地幔楔环境。已有的研究也表明，许多太古宙高镁安山岩（闪长岩）均形成在消减带的环境下。如Abitibi（Superior Province）和Pilbara克拉通，太古宙高镁安山岩与玻安岩同时出现，说明被消减作用改造的地幔楔的存在。因为现代玻安岩无例外地形成在汇聚板块边缘的岛弧和弧前环境［45］。所以，认为张三沟新太古代高镁安山岩很可能形成于消减带环境。

笔者获得张三沟高镁安山岩的形成年龄为（2 493±12）Ma，变质年龄为（2 455±17）Ma；与之共生的变质火山岩或者火山碎屑岩形成年龄（SHRIMP）为（2 517±9）Ma、（2 518±7）Ma，变质年龄为（2 439±24）Ma、（2 464±73）Ma［19］。这表明该套中基性火山岩主要的形成时代为新太古代，而主变质时代为古元古代初。区域上，紧邻张三沟岩组和金银别岩组的北西侧为夹皮沟岩群，原岩为一套中基性、酸性火山岩和碎屑岩，被认为形成于岛弧或弧后盆地的构造环境［10，14］，它与张三沟岩组、金银别岩组的高镁安山岩很可能处于相似构造背景。可以推测，在新太古代晚期，古龙岗陆块（东北缘）东北侧边缘可能处于消减带环境，发育沟－弧盆体系，其东北侧可能存在一个古洋盆。高镁安山岩类的变质时代可能代表了该弧－盆系的造山（闭合）时代，代表该岛弧带拼贴到古龙岗陆块的时代，张三沟岩组、金银别岩组及夹皮沟岩群等被拼贴到古龙岗陆块边缘，暗示新太古代现代类型的板块构造开始出现。

综上所述，可以得出如下结论：1）张三沟岩组、金银别岩组中赋存一套富MgO、高Cr、Ni的高镁安山岩，形成时代为新太古代晚期，变质时代在古元古代初。它们形成于消减带的构造环境。2）古龙岗陆块北东缘新太古代时期可能存在一个沟－弧盆体系，暗示华北古陆在新太古代可能已经存在现代类型的板块构造。

李惠民研究员和颉颃强博士就有关问题提出了很好建议，在此表示衷心感谢。

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