辽东黄花甸地区古元古代变辉绿岩的特征及成因

2020-07-20陈木森董永胜王鹏森王成志

世界地质 2020年2期

陈木森，董永胜，王鹏森，王成志

吉林大学地球科学学院，长春 130061

0 引言

基性岩浆来源于地幔，大规模的基性岩浆活动多发生在伸展环境中。这类岩浆活动以其持续时间短而作为构造带演化的时间和构造标识[1-2]，造山带演化过程中，多期次侵位的基性岩能够有效且准确地限定造山带的伸展沉积以及造山期结束后的伸展活动时限。

华北克拉通是中国境内发现的面积最大、年代最古老的克拉通。其东部的胶-辽-吉造山带是华北克拉通具有代表性的古元古代造山/活动带[3-4](图1a)。在造山作用过程中，胶-辽-吉造山带内的南辽河群发生了低绿片岩相到角闪岩相的变质作用。前人研究认为南辽河群具有逆时针P-T-t轨迹的变质作用演化特征[5]，峰期后为近等压冷却过程。而最新研究发现南辽河群出露的泥质麻粒岩、石榴斜长角闪岩等，矿物组合及其转化反映它们具有顺时针的P-T-t轨迹[4,6-7]演化特征，峰期后存在近等温降压的折返过程。表明南辽河群造山期后为隆升伸展环境。这种环境中可能存在能够指示造山期结束的基性岩浆活动，寻找和研究南辽河群造山期后形成的基性岩对于恢复南辽河群古元古代的构造演化具有重要意义。

近年来，众多学者对南辽河群中出露的大规模且普遍经历低绿片岩相-角闪岩相变质的变基性岩[8-9]进行了详细的报道和系统的研究，提供了南辽河群中变基性岩的岩石学特征和年代学格架[5,7-12]。对前人的研究成果对比分析，笔者发现前人主要研究南辽河群造山作用之前的变基性岩，对于造山期后可能存在的伸展环境形成的基性岩浆事件缺乏报道与研究。

鉴于此，笔者对南辽河群内的古元古代基性岩浆事件进行野外地质调查与研究，重点寻找能够指示南辽河群造山期后伸展环境的基性岩。在岫岩北部黄花甸地区南辽河群的构造带中发现了切穿逆冲断层的变辉绿岩脉，对其进行详细的岩石学、地球化学和锆石U-Pb年代学研究，结合前人研究成果，对这些变辉绿岩的成因和构造环境进行详细探讨，为恢复南辽河群造山期后的构造演化研究提供新的资料。

1 区域地质背景

辽吉地区可以划分为3个构造单元：北部的太古宙龙岗陆块、南部的狼林陆块和中间的古元古代胶-辽-吉造山带[13-17]。龙岗陆块分布有大量的太古宙TTG岩系(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)[18-19]和少量变质沉积岩系，形成年龄为2.8～2.5 Ga[20]。狼林陆块出露有～2 500 Ma侵位的TTG岩系[21-22]、变沉积岩以及变火山沉积岩系。胶-辽-吉造山带呈北东—南西向展布(图1a)，与北部龙岗地块[23]以及南部狼林地块均呈构造接触[4]，并可以进一步划分为南部地区(南辽河群、荆山群和吉安群)[14,16,24]和北部地区(北辽河群、粉子山群和老岭群)[14,16-17,25-27]，总体而言，前者变质程度高于后者。年代学资料表明，胶-辽-吉造山带内出露有古元古代花岗质岩浆岩，形成于～2.1 Ga[11,24-25,28-31]、～2.0 Ga[32]和1.87～1.85 Ga[14,21,33]。而南辽河群变质火山沉积岩系不仅含有来自太古宙结晶基底的～2.5 Ga继承或碎屑锆石，还发现有～2.2 Ga、～2.1 Ga的碎屑锆石[32,34]，因此，其沉积时限被限定在2.2～1.9 Ga，并经历了1.95～1.85 Ga的区域变质事件[4,25,35]。

研究区位于辽东岫岩县黄花甸地区，区域内主要分布的是古元古代变质沉积岩和变质火山岩地层—南辽河群。南辽河群总体上经历了绿片岩相到角闪岩相的变质作用(图1b)，少量里尔峪组变质地层发生麻粒岩相变质作用。区域内在古元古代发生多期次铁镁质岩浆岩与花岗质岩浆岩侵位[13,16,21,24-25,27,29,33,36-39]。铁镁质岩石为发生正变质作用的变辉绿岩、变辉长岩和斜长角闪岩[1,13-14,16,34,40]。花岗质岩石主要是发生明显变形作用的中细粒黑云二长花岗岩、条痕状花岗岩、花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩[13-14,21,25,32-33,37-38]。此外，研究区还受到环太平洋构造域的影响，发育有中生代与古太平洋板片俯冲相关的岩浆岩[34,38,41]。

图1 华北克拉通构造纲要图[16](a)与研究区地质简图(b,实测)Fig.1 Tectonic framework of North China Craton[16](a) and simplified geological map in study area (b, field measurements)

2 样品描述

本文测试所用样品的采样位置如图1b所示。其中样品H1085采自大房身乡的孙家前堡，该处的变辉绿岩呈岩墙状侵入到角闪岩相变质的南辽河群里尔峪组黑云变粒岩与花岗伟晶岩之间(图2a)，风化面呈棕褐色，新鲜面呈黑绿色，无明显的变形作用。其围岩(伟晶岩)则发生明显的变形作用，长英质溶体差异聚集，呈网脉状分布在钾长石周围。经锆石U-Pb年代学测试，这些花岗伟晶岩形成于2 040±11 Ma(未发表)。在变辉绿岩脉中包裹有黑云变粒岩和花岗伟晶岩的捕虏体。这些花岗伟晶岩捕虏体中发现了钾长石的旋转残斑(图2a)。

变辉绿岩样品D1088采自黄花甸西北部小红岭地区，表现为细脉状，切穿古元古代二长花岗岩与里尔峪组黑云变粒岩之间的构造透镜体。该处变辉绿岩风化面呈棕褐色(图2b)，新鲜面呈黑绿色，发生强烈的风化作用。

变辉绿岩岩石呈深绿-深褐色，中细粒变余辉绿结构，块状构造;这类岩石经历了明显的绿片岩相变质作用，但仍较好地保留了原岩的辉绿结构特征(图2c,d)。不同地区岩石中矿物组成及含量差别不大。岩石中的矿物主要为钠长石，同时还出现大量变质矿物：绢云母、绿帘石、绿泥石和蛇纹石等。变辉绿岩样品中绿泥石散乱分布。正交偏光镜下，纤维状的蛇纹石分布在绿泥石之间的缝隙中，钠长石粒度集中在0.5～1.5 mm，内部发生明显的绢云母化和绿泥石化，边部可见聚片双晶。

Ab.钠长石; Act.黑硬绿泥石; Sep.蛇纹石; Cc.方解石。图2 代表性变辉绿岩的地质接触关系和显微图像Fig.2 Photoes showing geological relationship and micrographs for representative metamorphic diabase

3 测试方法与测试结果

3.1 测试方法

3.1.1 年代学测试方法

样品(H1085)锆石的挑选以及锆石样品的制靶、反射光、阴极发光和锆石U-Pb年龄的测定均在南京宏创地质勘查技术服务有限公司实验室完成。阴极发光(CL)采用TESCAN MIRA3场发射扫描电镜和TESCAN公司阴极发光探头进行锆石内部结构分析研究。分析仪器为Agilent 7700x型四级杆质谱仪和Photon Machines Excite型激光剥蚀系统，激光器为193 nm ArF准分子激光器。激光剥蚀束斑直径为35 μm，激光剥蚀样品深度为20～40 μm，锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石GJ-1为盲样，检验U-Pb定年数据质量；元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM 610为外标，以Si为内标进行校正。原始的测试数据经过 ICPMSDataCal 软件离线处理完成，采用Isoplot 4.15版软件对测试数据进行普通铅校正、年龄加权平均值计算及U-Pb年龄谐和图绘制。

3.1.2 地球化学测试方法

在黄花甸地区(图1b)采集较新鲜的变辉绿岩样品8件用于主、微量元素分析。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，在国家地质实验测试中心测试分析主量、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，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，测试精度为5% (>10×10-6的元素)和10% (<10×10-6的元素)。

3.2 测试结果

3.2.1 年代学测试结果

变辉绿岩样品H1085挑出锆石75粒，部分测试数据如表1所示。它们在透射光下呈无色, 以粒状为主，粒径分布主要在 50～140 μm。由于变辉绿岩的锆石较小，实验采用直径13 μm的激光束斑进行测试。根据锆石阴极发光(CL)图像特征显示该样品大部分都具有明显的震荡环带结构，并发育有较窄的变质增生边，具有酸性岩浆成因的特征 (图3)；少部分锆石内部结构均匀，是典型的变质锆石。

3.2.2 地球化学测试结果

本文中变辉绿岩具有较高的灼失量LOI 4.21%～8.55%，平均6.34%(表2),这与在镜下所观察到的低绿片岩相的变质程度相符合(图2c,d)。变辉绿岩经烧失量矫正后，SiO2=56.2%～63.3%，平均值61.3%；Al2O3=15.6%～17.4%，平均16.1%； K2O/Na2O=0.64～0.95,平均值0.80；碱度率(A.R.)=1.40～2.12，平均值1.90；里特曼指数(σ)=1.03～3.00,平均值2.47，变辉绿岩属于钙碱性系列。在Nb/Y-Zr/Ti图解中(图4a)南辽河群的变辉绿岩样品主要为(玄武质)安山岩系列，3个点和北辽河群变辉绿岩落在亚碱性玄武岩区。同时，据SiO2-TFeO/MgO图解(图4b)，北辽河群变辉绿岩和3个南辽河群变辉绿岩样品表现为拉斑玄武岩的特征，大部分变辉绿岩则主要为钙碱性系列。

图3 黄花甸变辉绿岩(H1085)的锆石阴极发光(CL)图像Fig.3 CL images of zircons from Huanghuadian metamorphic diabase (H1085)

图4 黄花甸变辉绿岩的Nb/Y-Zr/Ti分类图解[42](a)和SiO2-TFeO/MgO图解[43](b)(北辽河群中的变辉绿岩数据摘引自王惠初等[24]，下同)Fig.4 Nb/Y-Zr/Ti diagram[42](a)and SiO2-TFeO/MgO diagram[43](b)of Huanghuadian metamorphic diabase

表2 黄花甸变辉绿岩样品的主量元素 (10-2)和微量元素 (10-6)测试结果

从图5a可以看出，变辉绿岩表现为亏损高场强元素(HFSE)U、Nb、Ta，富集强不相容元素的特征;相比于北辽河群中的变辉绿岩，本文的变辉绿岩富集大离子亲石元素和流体活动性元素(Rb、Ba、K等)。变辉绿岩的稀土元素蛛网图表现为明显的右倾型，其总稀土含量较高(∑REE=79.4×10-6～129.0×10-6，平均值103.6×10-6)。富集轻稀土(∑LREE=71.3×10-6～115.5×10-6)，(La/Yb)N=9.00～11.24，(La/Sm)N=3.9～4.3，(Gd/Yb)N=1.61～2.04，(Sm/Nd)N=0.55～0.58，轻、重稀土分馏(LREEs/HREEs=7.78～8.88,平均值8.53)明显强于北辽河群中的变辉绿岩。这些变辉绿岩均没有明显的Eu异常(图5b,δEu=1.00～1.25，平均值1.12)，且Ce异常(δCe=0.09～0.99，平均值0.94)不明显。

图5 黄花甸变辉绿岩的MORB标准化微量元素蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分图解(b)(标准数据球粒陨石引自文献[44]；MORB引自文献 [45])Fig.5 MORB normalized trace elements spider diagrams(a)and chondrite normalized REE distribution patterns(b)for Huanghuadian metamorphic diabase

4 讨论

4.1 变辉绿岩的形成时代

前人对南、北辽河群中分布的变基性岩已经进行了大量的报道，为区域内的变基性岩研究提供了年代学格架。变基性岩的形成时代包括2 161～2 144 Ma[8], 2 125 Ma[9]，2 115 Ma[12], 2 110 Ma[39]和2 060 Ma[11]。这些变基性岩形成于辽河群造山作用(1.95～1.85 Ga)[4]之前。此外，王惠初等人[24]在河栏镇北辽河群中发现的辉绿岩样品测年结果显示为(1 828±13)Ma，明显形成于辽河群造山作用之后。

前已述及，变辉绿岩侵入到角闪岩相变质的里尔峪组黑云变粒岩中，辉绿岩是浅成侵入岩，且变质变形较弱。因此发生绿片岩相变质(图2)的变辉绿岩应该形成于造山作用后。

一般来说，很难从基性岩中获得足够数量的典型基性岩浆锆石，尤其是浅成侵入岩，由于冷凝较快，其中的岩浆锆石往往少而小，即使样品挑出锆石，其大部分也可能为捕获围岩的锆石。从变辉绿岩的锆石U-Pb年龄分布直方图(图6a)上可以看出，锆石年龄的分布范围较广，锆石U-Pb峰值年龄与南辽河群变沉积岩的碎屑锆石一致(图6b)。Th/U比值变化范围较大(表1)，结合图3可以看出样品H1085的锆石为捕获锆石，其锆石来源主要为南辽河群变质沉积岩系。变辉绿岩样品记录的锆石U-Pb最小峰期年龄(1 875 Ma)可能为捕获的变质锆石年龄峰值。(图6a)表明变辉绿岩形成于南辽河群造山作用之后。

综上所述，南辽河群在造山作用后，区域上发生了广泛的基性岩浆事件，这与王惠初等人研究成果相一致。

图6 黄花甸变辉绿岩锆石U--Pb年龄直方图(a)和南辽河群碎屑锆石[46] U--Pb年龄直方图(b)Fig.6 Histograms for U--Pb age of Huanghuadian metamorphic diabase (a)and U--Pb age of detrital zircons from South Liaohe Group [46] (b)

4.2 变辉绿岩的成因

4.2.1 结晶分异与同化混染作用

结晶分异与原生岩浆(MgO=8%；Mg#=70；Cr=300×10-6～500×10-6，Ni=300×10-6～400×10-6)相比，南辽河群变辉绿岩的MgO、Cr、Ni含量变化范围较大(Mg#=35～56；MgO=5.57%～7.42%；Cr =102.4×10-6～280.4×10-6、Ni=29.2×10-6～124.8×10-6)，表明这些变辉绿岩经历了一定程度的分离结晶作用。在图7中，变辉绿岩CaO、TiO2对Mg#显示出一定的负相关性，表明变辉绿岩原岩以橄榄石的分离结晶为主，伴随有轻微的单斜辉石结晶分异。

同化混染研究表明，受地壳混染的基性岩的La/Sm比值将会显著升高到5以上[47]，南辽河群变辉绿岩La/Sm=5.5～6.1，发生明显的混染作用。这些变辉绿岩具有岛弧玄武岩(图5)属性，与俯冲背景有关(大离子亲石元素K、Rb、Ba等相对富集，高场强元素Nb、Ta、U等亏损[48])。变辉绿岩样品的Sr/Nd比值较高(15.3～28.0)，高于大洋中脊玄武岩Sr/Nd(12.33[44])比值和上地壳Sr/Nd比值(11.85[49])，可能是由于变辉绿岩岩浆受到俯冲带流体的改造[50]。另外，Th/Yb比值在2.26～4.25之间，平均值3.29，远高于亏损地幔N-MORB(0.04[44])，表明变辉绿岩原岩岩浆有陆壳物质的加入[50]。

图7 黄花甸变辉绿岩的CaO-Mg#(a)和TiO2-Mg#(b)图解Fig.7 CaO-Mg#(a) and TiO2-Mg#(b) diagrams for Huanghuadian metamorphic diabase

在(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM图解(图8a)中，相比于北辽河群，南辽河群的变辉绿岩表现为更加明显的含水地幔和熔体交代形成的特点。而在Th/Yb-Sr/Nd图解中(图8b)，这些变辉绿岩样品表现出明显的受到俯冲沉积物与俯冲带流体共同作用的趋势[48]。

图8 黄花甸变辉绿岩的 (Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM(a)[51]和Sr/Nd-Th/Yb图解[48](b)Fig.8 (Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM[51] (a)and Sr/Nd-Th/Yb diagrams for Huanghuadian metamorphic diabase(b)[48]

4.2.2 岩浆源区特征

从重稀土到轻稀土不相容性增加，被广泛应用于评价源区成分和部分熔融程度[3,52-53]。南、北辽河群变辉绿岩样品的δNb值均<0(表2：南辽河群变辉绿岩δNb=-0.06～-0.49；北辽河群变辉绿岩δNb=-0.08～-0.15[24]),表明这些变辉绿岩来自于亏损地幔源区[54]。从Nb/Yb-Th/Yb图解(图9a)可以看出南辽河群变辉绿岩原岩岩浆由亏损地幔低程度部分熔融形成,并且相比于北辽河群中的变辉绿岩，南辽河群中的变辉绿岩具有更低的熔融程度(图9a)。

通常岩浆源区在较低的熔融程度下，单独的尖晶石二辉橄榄岩或单独的石榴石二辉橄榄岩部分熔融形成的熔体具有相对集中的(Dy/Yb)N比值[53]。南辽河群中变基性岩(Dy/Yb)N=1.28～1.40，且在La/Yb-Dy/Yb图解中数据点集中在尖晶石二辉橄榄岩部分熔融曲线附近(图9b)。一般认为高La/Yb和Dy/Yb比率反映了较小程度的部分熔融和/或石榴石是主要的残留相[57]。模拟结果显示，南辽河群中变辉绿岩是熔融程度由约2%～2.5%的尖晶石二辉橄榄岩部分熔融形成的(图9b)。结合图9a，说明南辽河群变辉绿岩的原始岩浆源自于亏损地幔，并具有更低的熔融程度。

图9 黄花甸变辉绿岩的Nb/Yb-Th/Yb[55]图解(a)和La/Yb-Dy/Yb图解(b)[56] Fig.9 Nb/Yb-Th/Yb[55](a) and La/Yb-Dy/Yb (b)[56] diagrams for Huanghuadian metamorphic diabase

4.2.3 变辉绿岩的构造环境

南辽河群变辉绿岩比典型岛弧岩浆岩具有更高的Zr/Y比值(图10a)，变辉绿岩样品位于板内玄武岩区域附近。在Th/Hf-Ta/Hf图解(图10b)中，本文8件岩脉样品分布在陆缘岛弧、陆缘火山弧玄武岩和大陆拉张带或初始裂谷玄武岩边界部位，与典型岛弧玄武岩或南辽河群造山作用之前(～2.1 Ga)形成于弧后盆地内的变质基性岩[40]不同。

板内(WPB)、洋中脊(MORB)和岛弧玄武岩(IAB)。图10 黄花甸变辉绿岩的Zr/Y- Zr [58] (a)和Th/Hf-Ta/Hf[59]图解(b)Fig.10 Zr/Y-Zr [58](a)and Ta/Hf-Th/Hf[59](b)diagrams for Huanghuadian metamorphic diabase

南、北辽河群造山作用之前(～2.1 Ga)，成熟的弧后盆地形成的基性岩岩浆源自地壳和地幔物质的混染，使岩浆同时具有亏损和富集源区的特征(δNb=2.26～6.78；数据摘引自李富强等[40]；εNd(t)=-1.94～+4.23[9,12])。而造山期后形成的南辽河群变辉绿岩源自于亏损地幔，具有板内初始裂谷的特征(Th/Nb>0.11和Nb/Zr>0.04)[60]。它的形成与亏损地幔的上涌有关。区域内同时期(1.87～1.85 Ga)形成的I型石英闪长岩、正长岩、斑状花岗岩和S型巨斑花岗岩等被认为与造山期后岩石圈地幔拆沉及地幔物质上涌有关[21,29,33]。I型花岗岩的形成与板片俯冲引起的陆壳加厚有关；S型花岗岩则形成于地壳加厚达到峰值后，岩石圈拆沉、地幔物质上涌导致的伸展环境[33]。另外，刘平华等人在黄花甸北部南辽河群中发现的石榴斜长角闪岩在1.92～1.83 Ga的变质峰后期表现为近等温减压中-低压角闪岩相退变质作用，该石榴斜长角闪岩具有顺时针P-T-t轨迹[16]，支持南辽河群造山作用之后是区域隆升伸展的观点。这些证据均证明南辽河群变辉绿岩形成于造山后减压隆升的伸展环境之中。

上述特征表明，本文研究的变辉绿岩形成于南辽河群造山后的伸展(早期裂谷)环境中。