吉林中部敖花村角闪辉长岩锆石U-Pb定年、Hf同位素和岩石地球化学特征

2021-03-30孙永刚李碧乐王永胜张学海赵昌吉李翱鹏

岩石矿物学杂志 2021年2期

孙永刚，李碧乐，王永胜，李良，张学海，赵昌吉，李翱鹏

(1.吉林大学地球科学学院，吉林长春 130061；2.吉林省地质调查院，吉林长春 130102；3.云南大学地球科学学院，云南昆明 650000)

东北地区位于中亚造山带的最东段，自西向东由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块和那丹哈达地体组成(图1a；Wuetal.，2011)。该地区不仅记录了古亚洲洋的最终闭合，而且记录了古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用(Tangetal.，2018；Wangetal.，2019)。但是古太平洋板块俯冲开始的时间仍有争议，大多数研究人员认为古太平洋板块的俯冲开始于早中侏罗世(孙德有等，2005；Wuetal.，2007；裴福萍等，2008；Zhouetal.，2009；Yuetal.，2012；Xuetal.，2013；Guoetal.，2015)，然而也有学者认为俯冲开始于三叠纪(赵春荆等，1996；Wilde，2015；Yangetal.，2015)，甚至是早二叠世(Ernstetal.，2007；Sunetal.，2015)。东北地区显生宙花岗岩类分布广泛，前人已经对这些花岗岩进行了大量的地质年代学和地球化学研究(葛茂卉等，2020)，但是花岗岩形成环境的多样性(Maniar and Piccoli，1989)也造成了关于古太平洋板块俯冲开始时间的争议。基性侵入岩对于研究构造背景具有重要意义，但是东北地区基性侵入岩的地质年代学和岩石成因研究很少，这主要是因为基性侵入岩只零星出现，而且相对于花岗岩类的规模小很多(Yuetal.，2012；Guoetal.，2015；Wangetal.，2017)。吉林省中部地区位于松嫩地块东缘，小兴安岭-张广才岭地区南部(图1a)，是研究古亚洲洋和环太平洋构造域叠加-过渡的理想场所。因此，本文选取吉林中部地区新发现的敖花村角闪辉长岩进行锆石U-Pb定年、Hf同位素和岩石地球化学研究，对角闪辉长岩的形成时代、岩浆源区和构造背景进行了探讨，这些资料对于研究东北地区中生代构造背景和古亚洲洋向环太平洋构造域转变的时间具有重要意义。

图1 中国东北地区构造简图(a，据Wu et al.，2011修改)和敖花村及周边地区地质图(b)Fig.1 Tectonic setting map of Northeast China (a，modified after Wu et al.，2011) and geological map of Aohua Village and its surrounding areas (b)

1 地质背景及样品描述

角闪辉长岩岩体主要出露在吉林省舒兰市敖花村附近，角闪辉长岩出露面积约0.67 km2，侵入到中二叠统范家屯组灰绿色变质细砂岩之中，北侧被下白垩统登楼库组灰-灰褐色含砾粗砂岩、粉砂岩不整合覆盖，西侧被第四系沉积物覆盖，北东侧被北东向右行走滑断层切割(图1b)。角闪辉长岩的新鲜面呈灰黑色，辉长结构，块状构造。岩石主要成分为斜长石(45%～50%，体积分数)、辉石(25%～30%)和角闪石(20%～25%)(图2)。

图2 敖花村角闪辉长岩显微照片(+)Fig.2 Microphotographs of the hornblende gabbro in Aohua Village(+)Pl—斜长石；Hb—角闪石；Px—辉石Pl—plagioclase；Hb—hornblende；Px—pyroxene

2 分析方法

锆石的分选、制靶和CL图像的采集均在廊坊市尚艺岩矿检测技术服务有限公司完成，将分选好的锆石置于双目镜下，选择无裂隙、透明、无包裹体的锆石颗粒，将其制成环氧树脂样品靶。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年在北京燕都中实测试技术有限公司完成，激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP-MS为德国耶拿M90。测试剥蚀光斑直径为30 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm2。采用锆石标准91500作为外标进行同位素分馏校正，每分析12个样品点，分析2次91500，并分析1次Plěsovice标样作为监控。数据处理采用GLITTER 4.0完成，锆石U-Pb谐和及加权年龄的计算采用ISOPLOT 3.0完成。

全岩主微量和稀土元素的测试在北京燕都中实测试技术有限公司完成，先将岩石粗碎至厘米级，选取新鲜样品用纯化水洗净，烘干、粉碎至200目以备测试使用。主量元素测试先将粉末样品称量后加Li2B4O7(1∶8)助熔剂混合，利用融样机加热至1 150 ℃，使其在铂金坩埚中熔融成均一玻璃片体，再使用XRF(Zetium，Panalytical)测试，测试结果误差小于1%。全岩的Fe2O3和FeO含量分别采用磺基水杨酸光度法和重铬酸钾溶液滴定法测定。微量元素测试先将200目粉末样品称量并置放入聚四氟乙烯溶样罐并加入HF+HNO3，在干燥箱中将高压消解罐保持在190 ℃温度72 h，后取出经过赶酸并将溶液定容为稀溶液上机测试。使用ICP-MS(M90，Analytikjena)完成，所测数据根据监控标样GSR-2显示误差小于5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。

锆石原位Lu-Hf同位素测试在北京燕都中实测试技术有限公司完成，仪器为美国热电Neptune-plus MC-ICP-MS与激光烧蚀进样系统New Wave UP213。测试步骤与校准方法类似于Wu 等(2006)，锆石剥蚀使用频率为8 Hz，能量为16 J/cm2的激光剥蚀31 s，剥蚀出直径约30 μm的剥蚀坑，测试时，由于锆石中的176Lu/177Hf值极低(一般<0.002)，176Lu对176Hf的同位素干扰可以忽略不计，每个测试点的173Yb/172Yb平均值用于计算Yb的分馏系数，然后再扣除176Yb对176Hf的同质异位素干扰。173Yb/172Yb的同位素比值为1.352 74。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

敖花村角闪辉长岩中的锆石普遍具有岩浆振荡环带，锆石晶体长轴130～230 μm，短轴80～170 μm，多呈半自形-它形，锆石的边部出现港湾状的外形特征，溶蚀结构明显，极可能是受到了热液蚀变作用的影响。但是本次研究只选取未受到热液蚀变作用影响的锆石晶域进行U-Pb定年(图3)，因此同样可以得到原岩的形成年龄(Liatietal.，2002；Tomascheketal.，2003)。

图3 敖花村角闪辉长岩锆石CL图像(实线圆圈为U-Pb定年位置，虚线圆圈为Lu-Hf同位素分析位置)Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the hornblende gabbro in Aohua Village(the solid and dashed circles represent spots for U-Pb and Lu-Hf analysis,respectively)

锆石24个测试点的Th和U的含量分别为57.82×10-6～947.78×10-6和61.82×10-6～1 091.64×10-6，Th/U值为0.61～1.74(表1)，均大于0.10，表明该组锆石为岩浆成因的锆石(Wu and Zheng，2004)。基性-超基性岩由于Si含量低(SiO2<53%)，而且Zr含量相比中酸性岩低，导致基性-超基性岩中锆石(ZrSiO4)的含量较少，但是通过增加用于锆石分选的基性-超基性岩石样品量，可以最大限度地规避这一问题。国内外近年来也有大量关于基性-超基性岩可靠的锆石成岩年龄数据相继发表(Yuetal.，2012；王冠等，2014；奥琮等，2015；Guoetal.，2015；刘金龙等，2016；闫佳铭等，2016；Zhaoetal.，2019；葛茂卉等，2020；Sunetal.，2020；Yanetal.，2020)。本次研究采集大量的角闪辉长岩样品进行锆石分选，得到24个测试点的206Pb/238U加权平均年龄为180.3 ± 2.3 Ma(图4b)，代表敖花村角闪辉长岩的结晶年龄，属于早侏罗世。

图4 敖花村角闪辉长岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄图(b)Fig.4 Concordia diagram (a) and weighted average ages diagram (b) showing zircon U-Pb dating result of the hornblende gabbro in Aohua Village

表1 敖花村角闪辉长岩锆石U-Pb同位素定年数据Table 1 Zircon U-Pb isotopic dating results of the hornblende gabbro in Aohua Village

3.2 岩石地球化学特征

敖花村角闪辉长岩具有低Si和Al，高Fe、Mg和Ca的特点。样品SiO2含量为45.02%～47.58%，Al2O3含量为12.26%～13.69%，TFe2O3含量为11.20%～13.74%，MgO含量为11.32%～15.13%，CaO含量为7.34%～9.65%，TiO2含量为0.65%～1.30%(表2)。

表2 敖花村角闪辉长岩样品主量元素(wB/%)、稀土元素和微量元素(wB/10-6)含量及有关参数Table 2 Major (wB/%),REE and trace element (wB/10-6) content and parameters of the hornblende gabbro in Aohua Village

敖花村角闪辉长岩的ΣREE为46.95×10-6～72.37×10-6，Eu具弱负异常(δEu = 0.67～0.98)。LREE/HREE = 4.96～5.97，(La/Yb)N值为4.37～5.70，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，稀土元素配分曲线表现为明显右倾(图5a)。原始地幔标准化微量元素蛛网图中显示(图5b)，敖花村角闪辉长岩样品富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、U、K和Sr)，亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti)和P元素。

图5 敖花村角闪辉长岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(a，球粒陨石标准化值据Boynton，1984；N-MORB值据Sun and Mcdonough，1989)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b，原始地幔标准化值据Sun and Mcdonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a，chondrite-normalized values after Boynton，1984；N-MORB values after Sun and McDonough，1989) and primitive-mantle normalized trace elements spider diagram (b，primitive-mantle normalized values after Sun and Mcdonough，1989) for the hornblende gabbro in Aohua Village

3.3 锆石Hf同位素

敖花村角闪辉长岩样品中锆石的176Hf/177Hf值为0.282 932～0.282 980，εHf(t)值为9.6～11.3，测试点均投在球粒陨石演化线和亏损地幔演化线之间(图6)，锆石Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)为447～381 Ma，二阶段模式年龄(tDM2)为612～504 Ma(表3)。

图6 敖花村角闪辉长岩锆石Hf同位素图解(兴蒙造山带和燕山褶皱带数据据Yang et al.，2006)Fig.6 Zircon Hf isotopic diagram for the hornblende gabbro in Aohua Village(data for Xing-Meng Orogenic Belt and Yan-shan Fold-Thrust Belt after Yang et al.，2006)

4 讨论

4.1 分离结晶、地壳混染和堆晶作用

敖花村角闪辉长岩地球化学成分的变化范围相对有限，再加上其高的Mg#值(62.7～72.6)和Cr含量(262×10-6～370×10-6)，表明其母岩浆经历了非常有限的分离结晶作用(Zhangetal.，2015)。角闪辉长岩同样没有经历明显的地壳混染，证据如下：① 样品的Lu/Yb值低且恒定(0.14～0.16)，类似于幔源岩浆的范围(0.14～0.15)，却低于陆壳岩浆范围(0.16～0.18)(Sun and McDonough，1989)；② 地壳物质明显富集Zr和Hf，因此地壳混染会使Zr和Hf富集，但是角闪辉长岩样品并没有显示明显的Zr和Hf正异常(图5b)；③ 样品中没有地壳捕虏体或捕获晶，表明没有或很少发生地壳混染。另外，角闪辉长岩的堆晶作用也不明显，证据如下：① Eu在斜长石中非常富集，但敖花村角闪辉长岩具有弱的负Eu异常(冯光英等，2018；杨泽黎等，2018)；② 角闪辉长岩岩体不发育堆晶层理(图略)，同样镜下也并未见到典型的堆晶结构(图2)；③ 在AFM 图解(图7)中，样品均位于镁铁质-超镁铁质堆晶岩区域之外。

图7 敖花村角闪辉长岩AFM图解(据Coleman，1977)Fig.7 AFM diagram for the hornblende gabbro in Aohua Village(after Coleman，1977)UMC—镁铁质-超镁铁质堆晶岩UMC—mafic-ultramafic cumulates

综上，分离结晶、地壳混染和堆晶作用对敖花村角闪辉长岩的形成贡献不大，所以可以利用它的地球化学组成来研究其岩浆源区。

4.2 岩浆源区

基性-超基性岩通常起源于岩石圈地幔或软流圈地幔(Caietal.，2012；Yanetal.，2019)。敖花村角闪辉长岩富集LILEs和LREEs，亏损HFSEs(Nb、Ta、Zr和Hf)，与亲岛弧的玄武岩相似，明显不同于来自软流圈地幔的正常型洋中脊玄武岩(N-MORB)(图5a；Pearceetal.，1984；Crawfordetal.，1987；Davidson，1987)。角闪辉长岩样品较高的La/Nb值(1.69～3.45)和La/Ta值(28.7～85.7)也表明其来源于岩石圈地幔(La/Nb>1，La/Ta>20；Fittonetal.，1988；Thompson and Morrison，1988)而非软流圈地幔(La/Nb<1，La/Ta≈10；Fittonetal.，1988；Thompson and Morrison，1988)。此外，在Th/Yb-Nb/Yb图解(图8a)中，角闪辉长岩样品的数据投影于MORB-OIB阵列之上，位于俯冲改造的岩石圈地幔起源的原始镁铁质熔体数据区域，表明它们的源区经历了俯冲交代作用(Sunetal.，2020)。通过Th/Nb、Ba/Th、Th/Yb和Ba/La值可以有效地识别俯冲沉积物熔体和板片流体。在Ba/Th-Th/Nb和Ba/La-Th/Yb图解中(图8b、8c)，角闪辉长岩样品显示源区经历了板片流体的改造。而且，样品中存在大量角闪石(20%～25%)，由于角闪石等含水矿物只有在水达到饱和的情况下才结晶(Botcharnikovetal.，2008)，也说明原始岩浆的含水量较高(Ridolfietal.，2010)，与流体交代地幔源区的特征一致(图8b，c)。在La/Ba-La/Nb图解(图8d)中，角闪辉长岩呈现出向大陆岩石圈地幔区域靠拢的趋势，同样暗示其岩石圈地幔源区。对于地幔来源的玄武质岩石而言，如果锆石Hf同位素模式年龄(tDM1)与其形成年龄相近，表明该岩石来源于亏损地幔(吴福元等，2007)，而且来源于亏损地幔的玄武质岩石通常具有高的εHf(t)值(>10；Zhongetal.，2017；Yanetal.，2019)。敖花村角闪辉长岩的锆石εHf(t)值高且均一(9.6～11.3；表3)，锆石Hf同位素模式年龄(tDM1)为447～381 Ma，与锆石结晶年龄相近，显示其亏损地幔特征。

表3 敖花村角闪辉长岩锆石Lu-Hf同位素组成Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the hornblende gabbro in Aohua Village

图8 敖花村角闪辉长岩Th/Yb-Nb/Yb(a，底图据Pearce，2008；俯冲改造的岩石圈和软流圈地幔起源的原始镁铁质熔体数据据Leat et al.，2002)、Ba/Th-Th/Nb(b，据Hanyu et al.，2006)、Ba/La-Th/Yb(c，据Hanyu et al.，2006)和La/Ba-La/Nb(d，据Saunders et al.，1992)图解Fig.8 Th/Yb-Nb/Yb(a，after Pearce,2008；data for primitive mafic melts derived from subduction-modified lithospheric and asthenospheric mantle after Leat et al.，2002)，Ba/Th-Th/Nb(b，after Hanyu et al.，2006)，Ba/La-Th/Yb(c，after Hanyu et al.，2006) and La/Ba-La/Nb(d，after Saunders et al.，1992) diagrams of the hornblende gabbro in Aohua VillageN-MORB—正常型洋中脊玄武岩；E-MORB—富集型洋中脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；HIMU—高U/Pb地幔N-MORB—normal mid-ocean ridge basalt；E-MORB—enriched mid-ocean ridge basalt；OIB—ocean island basalt；HIMU—high U/Pb mantle source

综上所述，笔者认为敖花村角闪辉长岩起源于板片流体交代的亏损岩石圈地幔。

4.3 构造背景

敖花村角闪辉长岩的源区受到大洋板片俯冲流体的改造，但是俯冲板片流体的来源无法确定，因为小兴安岭-张广才岭地区的岩石圈地幔经历了俯冲板片流体或沉积物熔体的多次改造(Yuetal.，2012)。东北地区显生宙构造演化主要受控于古亚洲洋俯冲和随后的古太平洋板块俯冲叠加(Mengetal.，2011；Wuetal.，2011；Xuetal.，2013；郭锋，2016)。那么敖花村角闪辉长岩的形成具体是受古亚洲洋还是古太平洋的影响，东北地区东段早中生代火成岩组合及时空分布是讨论这一问题的关键。

东北地区东段晚三叠世火成岩主要分布于索伦-西拉木伦-长春缝合带两侧，构成东西向火成岩带(Xuetal.，2013；Tangetal.，2018)，构成双峰式火成岩组合(Caoetal.，2013；Xuetal.，2013；Wangetal.，2015；Tangetal.，2018)。而且，华北克拉通北缘东段及其邻近的缝合带上均缺失240～225 Ma的沉积作用，但普遍发育晚三叠世磨拉石建造，表明该地区已从造山隆起演化为造山后伸展环境(Liuetal.，2017；Tangetal.，2018；Wangetal.，2018)。因此，东北地区东段晚三叠世岩浆活动形成于与古亚洲洋最终闭合有关的造山后伸展环境，与古太平洋板块的俯冲无关。

Yu 等(2012)报道了小兴安岭-张广才岭地区早侏罗世(186～182 Ma)南北向镁铁质侵入岩带，这些镁铁质岩石产于与古太平洋俯冲密切相关的弧后环境，来源于受俯冲流体交代的地幔楔部分熔融，本次的研究也证实了这一岩浆源区。另外，延边地区早侏罗世(188～173 Ma)镁铁质侵入岩同样显示出与古太平洋板块俯冲相关的元素和同位素特征，是由俯冲沉积物熔体交代亏损地幔楔而形成的(Guoetal.，2015；Zhaoetal.，2019)。空间上，延边地区早侏罗世镁铁质侵入体代表了南北向镁铁质弧岩浆带的南部范围(Zhaoetal.，2019)。值得注意的是，这一南北向镁铁质侵入岩带近平行于欧亚大陆东缘、近垂直于当时古太平洋板块的运动方向(Engebretsonetal.，1985)。因此，东北地区东段早侏罗世镁铁质侵入岩极有可能记录了古太平洋俯冲作用的开始。与古太平洋板块俯冲有关的早侏罗世增生杂岩已在欧亚大陆的东缘广泛发现(Fukuyamaetal.，2013；Safonova and Santosh，2014)，也支持了这一观点。而且，吉黑东部发育早中侏罗世辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩的侵入岩组合(Tangetal.，2016；Maetal.，2017；Wangetal.,2017)，与活动大陆边缘环境中的岩石组合一致(Miyashiro，1974；Ewart，1982；Barbarin，1999)。这些岩石属于钙碱性系列，富集LILEs和亏损HFSEs(Tangetal.，2016；Maetal.，2017；Wangetal.,2017)，微量元素显示典型的弧岩浆作用特征，亦表明这些岩石均形成于与俯冲作用有关的活动大陆边缘环境中(Gill，1981；Wilson，1989)。因此，笔者认为吉黑东部早-中侏罗世岩浆事件与古太平洋板块俯冲到欧亚大陆之下有关。这一解释也得到了小兴安岭-张广才岭地区同时代双峰世火成岩和A型花岗岩的支持，该套岩石组合无疑代表了伸展的构造环境，东北地区东段的早-中侏罗世火成岩自东向西由活动大陆边缘的钙碱性组合到陆内伸展组合发生变化，对此最好的解释就是古太平洋板块早侏罗世向西俯冲到欧亚大陆之下，小兴安岭-张广才岭地区包括镁铁质侵入岩在内的双峰世火成岩和A型花岗岩是在俯冲的弧后背景下形成的(Yuetal.，2012；Xuetal.，2013)。