兴蒙造山带北部岩石圈地幔橄榄岩氧逸度特征研究*

2021-09-02刘金霖李怀滨王建张云峰

岩石学报 2021年7期

刘金霖李怀滨王建张云峰

1.东北石油大学地球科学学院，大庆 163318 2.自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春 130026 3.东北石油大学三亚海洋油气研究院，三亚 572024 4.吉林大学地球科学学院，长春 130026

造山带作为岩石圈及地壳中构造和岩浆活动最强烈的地区，是岩石圈形成演化信息储存和记录的关键研究带，而岩石圈地幔是伴随地壳熔体抽取而形成的低密度的富镁残留，是联系软流圈与地壳的重要纽带(吴福元等, 2007)，所以对于造山带岩石圈地幔的研究也就至关重要。兴蒙造山带位于西伯利亚板块和华北板块之间，属中亚造山带的东段(徐备等, 2014, 2018)，泛指受到古生代构造作用影响的我国东北以及部分俄罗斯区域，是多个构造体系叠加与改造的典型区域。目前，对于兴蒙造山带各微陆块基底属性、拼合历史、古大洋构造体系改造时间及影响时空范围(Wuetal., 2011)、地壳增生与再造等问题还存在争议。

氧化-还原状态，又被称为氧逸度(fO2)，是制约地幔源区和地表之间物理-化学反应方式的重要参数，影响着金属的活动性、气(液)相组成和熔体的性质，对岩浆起源、岩浆脱气、交代作用过程起着重要的作用(Wangetal., 2012)。岩石圈地幔的氧逸度值的变化受到交代作用和构造背景等条件的制约。古老克拉通橄榄岩的氧逸度值低(Creightonetal., 2010)，而H2O、Fe2O3和CO2等氧化流体交代地幔会使氧逸度升高。Wangetal.(2012)研究了南部汪清地区岩石圈地幔，得到了相对还原的氧化-还原状态。而刘金霖(2014)发现柴河地区陆下岩石圈地幔部分熔融程度高的样品具有高的氧逸度值，这表明了兴蒙造山带岩石圈地幔的氧化-还原状态在空间分布的不均一性。但其成因仍存在争议。研究区自古生代以来经历了古亚洲洋俯冲、蒙古-鄂霍茨克构造体系以及古太平洋俯冲等作用的叠加，对研究区岩石圈地幔的氧化-还原状态产生了深刻的影响。本文通过电子探针测试兴蒙造山带北部诺敏、科洛地区橄榄岩包体矿物主量元素，并结合其它地区的研究数据，通过对研究区氧逸度的计算以及数据分析，以加深我们对于研究区地幔演化历史的认识。

1 区域地质背景和样品岩石学特征

我国东北地区有两个复杂的地质单元，分别是华北克拉通和兴蒙造山带(图1)。兴蒙造山带具有复杂且漫长的演化史，是目前我国已知的发展历史最长、岩浆活动最复杂的造山带。兴蒙造山带的大地构造位置位于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块之间，属中亚造山带的东段。Wuetal.(2011)认为兴蒙造山带是于古生代-中生代期间由不同小块体碰撞、拼接成的构造堆叠区，而兴蒙造山带的构造演化实际上是重溯这些块体的拼合过程。北部的额尔古纳地块、西北部的兴安地块、中间的松辽地块，东南部的佳木斯地块为兴蒙造山带的主要组成部分，在这些块体上发现了少量的新元古代的侵入体(Tangetal., 2013)，并且在兴安地块上也找到了～2.6Ga的花岗岩(孙立新等, 2013)，这证实了在这些微陆块中存在有前寒武纪基底。兴蒙造山带在古生代期间主要受到古亚洲洋构造体系的影响，表现为额尔古纳地块与兴安地块沿塔源-喜桂图缝合带于早古生代早期完成拼合(Wuetal., 2011)，兴安地块与松嫩-张广才岭地块与晚古生代完成拼合(Lietal., 2018)，并且古亚洲洋于晚二叠世-中三叠世期间沿着西拉木伦-长春-延吉缝合线最终闭合(Xiaoetal., 2015; Wangetal., 2019)。在中生代期间，兴蒙造山带受到了来自北部的蒙古-鄂霍茨克构造体系和东部的古太平洋构造体系的俯冲及改造。多次的大洋俯冲伴随着大量流体挥发分和易熔组分(如Fe2O3、CO2等)氧化流体被释放进入上地幔，从而引起地幔的交代和部分熔融，形成大规模的岩浆活动(Fanetal., 2003)，进而造成研究区地表覆盖了大量的火山岩及其中裹挟上来的橄榄岩包体，为研究岩石圈地幔氧化-还原状态提供了可能。

图1 兴蒙造山带火山岩分布简图及研究区位置(据隋建立等, 2012)

研究样品采自于兴蒙造山带北部的诺敏和科洛地区。诺敏地区样品采集于小四方山(49°38′02.78″N、124°00′42.07″E)、半拉山(49°34′22.35″N、123°40′0.6.98″E)、泵站(49°36′33.57″N、123°43′47.69″E)等；科洛地区采样点为科洛大椅山(采样点1：49°38′02.78″N、125°53′44.13″E；采样点2：49°17′49.54″N、125°53′57.47″E)(图2)。包体个体形状较小，一般为4～8cm，表面风化程度高。根据手标本及岩石薄片的矿物显微观察，诺敏地区的地幔橄榄岩包体主要为尖晶石二辉橄榄岩和方辉橄榄岩，未见金云母和石榴石，原生粒状结构，出溶及交代现象显著。橄榄岩样品发育有膝折带(图3e)，膝折带的存在可以证明橄榄石在地幔熔融过程中经历了塑性变形，所以说橄榄岩样品是地幔岩石经岩浆携带到地表的。一些包体矿物边界和裂隙有熔体包裹体，并可能与尖晶石、辉石等反应形成反应边(图3d)。同时橄榄岩包体中的单斜辉石和斜方辉石发现有呈乳滴状的出溶，这证明了橄榄岩包体从地下向上的过程中的发生了减压熔融。科洛地区橄榄岩包体采自于大椅子山，岩石类型主要为尖晶石相方辉橄榄岩和二辉橄榄岩，橄榄岩包体较小，一般为3～6cm，多数为原生粒状结构和等粒变晶结构，大部分样品较新鲜，呈绿色，少部分样品因为受到氧化作用略显褐色(图3e)。

图2 研究区橄榄岩包体野外产状

图3 研究区橄榄岩包体手标本及显微照片

2 矿物主量元素分析及平衡温度

2.1 实验方法

样品的岩石薄片是在中国地质博物馆进行制备。橄榄岩矿物的主量元素含量测定是在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室的JEOL-JXA-8100型电子探针上完成，执行标准为GB/T.15074—2008《电子探针定量分析方法通则》。电子束直径应小于1μm、电子束束流在10-4～10-3A之间、加速电压为1.5～2kV，采用的是ZAF法对原始数据进行校正。误差<0.1%。测试结果见表1。同时本文还对样品中矿物反应边中的熔体进行了测试，分析结果见表2。

表1 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体矿物主量元素(wt%)

表2 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体矿物反应边熔体电子探针数据(wt%)

2.2 主量元素

橄榄石在地幔中相对富集Fe、Mg、Ni等元素，是橄榄岩包体中主要的矿物组成；FeO含量在二辉橄榄岩中为8.44%～9.96%，在方辉橄榄岩中为7.48%～8.21%；MgO含量较高，属镁橄榄石。研究区样品比平均地幔岩亏损Al2O3和CaO，但MgO含量较高，橄榄岩样品发生的熔体抽提普遍程度较高。方辉橄榄岩橄榄石Mg#值介于0.914～0.921之间，略高于二辉橄榄岩(0.896～0.911)。在橄榄石Mg#与尖晶石Cr#的相关图解中(图4)，橄榄石Mg#与尖晶石Cr#具有一定的正相关性，沿着趋势线存在高Mg#、高Cr#的部分熔融程度高的古老岩石圈地幔残留。一部分样品落入Griffinetal.(1998)定义的元古宙地幔区域内，也有一部分样品落入太古代岩石圈地幔区域内入(图5)。因此，从成分上看，研究区一部分样品以方辉橄榄岩为主，熔融程度高。这类样品具有原生粒状结构，且橄榄石和斜方辉石自形程度较高，颗粒较大。单斜辉石和尖晶石含量较少。具有古老克拉通地幔性质。而另一部分样品，表现出相对年轻的特点。主要以二辉橄榄岩为主，原生粒状结构，橄榄石为自形半自形结构，单斜辉石多为他形，颗粒较小。

图4 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体橄榄石Mg#与尖晶石Cr#相关图解

图5 诺敏-科洛地区橄榄岩包体镁橄榄石Fo和橄榄石含量Ol mode(%)关系图解(据隋建立等, 2012)

研究区方辉橄榄岩中斜方辉石的Mg#(Mg/(Mg+∑Fe))为0.890～0.914，大于二辉橄榄岩中斜方辉石的Mg#(0.879～0.905)；二辉橄榄岩的FeO在5.04%～6.51%之间，方辉橄榄岩在5.04%～5.54%之间；Al作为能够反映斜方辉石成因的敏感元素，在方辉橄榄岩中Al2O3含量介于1.82%～3.64%之间，在二辉橄榄岩介于2.97%～4.22%之间；其地球化学元素特征均与古老克拉通(Belletal., 2005; Kelemenetal., 1998)及岛弧下伏地幔楔(Arai, 1994; Araietal., 2003)中被改造的斜方辉石的特征(低Al2O3)相似，表明研究区的斜方辉石经历了一定的后期改造。

单斜辉石作为橄榄岩重要组成矿物之一，我们可以通过它元素的含量丰度范围的不同来判断地幔的熔融程度。单斜辉石的Mg#在二辉橄榄岩中为0.869～0.995，均值0.936，略小于方辉橄榄岩中的Mg#(0.914～0.983，均值0.947)。

由于铝在部分熔融过程中优先进入到熔体中，所以尖晶石中Cr的含量反映了残余橄榄岩的部分熔融程度。二辉橄榄岩中尖晶石Cr#为0.102～0.295，均值0.241，小于方辉橄榄岩中的Cr#(0.304～0.509，均值0.352)，表明了二辉橄榄岩的部分熔融程度要低于方辉橄榄岩。从Cr#与Mg#关系来看我们的样品一部分投到了古老岩石圈地幔范围内，也有一部分落到新生地幔范围里(图6);而在图7中尖晶石中的Cr#与Fo的关系图中，我们的样品在Arai(1994)定义的Ol-Sp地幔范围在耐熔演化趋势线的内侧，大部分在深海橄榄岩的范围内。在这些投点中的高Cr#、高Fo的样品，具有较高的部分熔融程度。

图6 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体尖晶石Mg#-Cr#关系图(据Wang et al., 2013)

图7 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体尖晶石Cr#-橄榄石Fo关系图(据Wang et al., 2013)

2.3 平衡温度

当同一地区的样品具有类似的地温梯度时，可以利用平衡温度的高低来大致判断包体的来源深度。在我们计算平衡温度时，由于不同温度计测试范围与矿物的类型是不同的，所以我们需要用到不同的地质温度计(Wells, 1977; Bertrand and Mercier, 1985; Brey and Köhler 1990)。辉石的平衡温度的计算现在公认的计算结果较准确的是Bertrand and Mercier(1985)和Brey and Köhler(1990)设计的温度计(徐义刚, 1993)。通常Wells(1977)温度计试用温度在1000℃以下，而Brey and Köhler(1990)温度计的范围是在900～1400℃之间且适合Fo>0.8的橄榄岩包体。但平衡温度的计算的前提是包体内矿物之间达到化学平衡，一般可以用橄榄岩包体矿物之间的Mg#值来判断平衡与否。研究区Cpx(Mg#)-Opx(Mg#)大都体现了良好的线性关系，这说明研究区橄榄岩包体的共生矿物之间已经达到了元素平衡，符合估算平衡温度的必要条件(图8)。

图8 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体单斜辉石Mg#-斜方辉石Mg#图

本文主要以Brey and Köhler(1990)温度计计算研究区矿物平衡温度。诺敏橄榄岩包体的平衡温度值在800～1200℃范围内，其平均值为922℃。科洛橄榄岩包体的平衡温度值在796～991℃范围内，其平均值为854℃。通过目前获得的我国东部新生代时期的地温梯度及徐义刚等(1995)确定的地温曲线，对诺敏-科洛橄榄岩来源的深度进行大致的估算，得到诺敏研究区的橄榄岩包体源自40～65km的深度，深于科洛地区。

3 岩石圈地幔氧化-还原状态计算方法及结果

3.1 研究区氧逸度计算方法

本文运用已经测得的诺敏、科洛地区橄榄岩包体矿物电子探针数据来进行氧逸度的计算，选择Brey and Köhler(1990)温度计来计算地幔橄榄岩的平衡温度。并采用了Nell and Wood(1991)的二次校正法来获得尖晶石的Fe3+/∑Fe比值。计算结果见表3。

表3 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体的氧逸度计算结果表

计算方法过程：

(1)地幔fO2计算所依据的反应平衡：

公式(a)

(2)选用Nell and Wood(1991)的活度计算公式把尖晶石的Fe3+活度转化为Fe3O4的活度,公式如下：

logaFe3O4=log((Fe2+)(Fe3+)2/4)+1/T[406(Al)2+653(Mg)(Al)+299(Cr)2+199(Al)(Cr)+346(Mg)(Cr)]

公式(b)

公式(b)中小括号内的元素代表尖晶石结构式中以4个氧原子为基础所对应的Mg、Fe2+、Fe3+、Cr和Al的原子(离子)数。

(3)氧逸度的计算结果显示为相对于FMQ(Fayalite-Magnetite-Quartz oxygen buffer)缓冲反应的高低，公式如下：

Δlog(fO2)FMQ=log(fO2)P.T-log(fO2)FMQ=220/T+0.35-0.0369P/T-12logXFeOl-2620(XMgOl)2/T+3log(XFeM1·XFeM2)Opx+2logaFe3O4spinel

公式(c)

公式(c)中T是绝对温度(K),P为压力，其单位为bar，XFeOl和XMgOl各自代表橄榄石的Fe/(Fe2++Mg)同Mg/(Fe2++Mg)的值，而(XFeM1)Opx与(XFeM2)Opx分别为斜方辉石(Opx)的M1和M2位置上Fe的原子分数(Woodetal., 1990)。

3.2 研究区地幔橄榄岩氧逸度结果

诺敏地区二辉橄榄岩的氧逸度范围为FMQ+2.13～2.38，方辉橄榄岩的为FMQ+2.29～2.69；科洛地区方辉橄榄岩的氧逸度范围为FMQ+1.95～3.01，二辉橄榄岩的为FMQ+2.09～2.37。诺敏地区氧逸度均值为2.38(n=7)，略低于科洛地区的(2.49，n=7)。研究区的氧逸度整体范围在FMQ+1.95～+3.01之间，体现了一个相对较窄的范围。从前文已知研究区存有老的岩石圈地幔。而古老岩石圈地幔通常其氧化-还原状态应该为还原环境或弱氧化环境，其氧逸度值会表现为低值，然而我们的数据表明兴蒙造山带北部地区的地幔氧逸度值具有明显的高值(表3)。本文通过对华北克拉通东部地区及世界典型地区地幔氧逸度进行对比(图9)，发现该范围值与弧下地幔楔橄榄岩氧逸度范围值相近。

4 讨论

4.1 岩石圈地幔氧化-还原状态的影响因素

地幔氧化-还原状态(即氧逸度)同地幔的温度、压力类似，是控制地幔演化过程的重要参数(刘丛强等, 2001)。氧逸度的范围制约着地幔中C-O-H流/熔体组分的具体状态，而C-O-H流/熔体状态又直接影响地幔固相线的状态以及所产生的液相特点，所以说氧化-还原状态对岩浆的起源、脱气以及交代作用过程起着及其重要的作用(Taylor and Green, 1988; Ballhaus and Frost, 1994; Holloway, 1998)。岩石圈地幔氧逸度不是一成不变的，它受到多种条件的制约：1)交代作用：交代介质的性质、来源和交代程度都能影响到地幔氧逸度，一般认为陆下岩石圈地幔是因为地幔交代作用从而加入Fe2O3、CO2和H2O使得氧逸度升高。氧化物质能够通过熔/流体迁移到上覆地幔中进行交代，而碳酸盐熔体的交代也能造成氧逸度的升高(McGuireetal., 1991)；2)构造环境：大陆岩石圈地幔俯冲带环境中的地幔橄榄岩具有高的氧逸度值，这是因为氧化物质通过熔/流体迁移到上地幔发生交代作用造成的(Woodetal., 1990)。俯冲带环境的地幔橄榄岩记录了高的氧逸度值；橄榄岩地块记录了与深海橄榄岩相似的fO2，它们代表了一般的软流圈的氧化-还原状态(Woodetal., 1990)；而产于陆下岩石圈地幔的橄榄岩包体，一般记录了略微高于深海橄榄岩的fO2(Woodetal., 1990; Ionov and Wood, 1992)。稳定的克拉通岩石圈地幔因为其所处的深度以及复杂的演化历史使其保留了最低的氧逸度值，最低能达到ΔlogfO2(-4.5)。所以说，构造环境也是制约地幔氧逸度的重要因素。

4.2 研究区岩石圈地幔高氧逸度成因

一般情况下，不同构造环境下古老克拉通和新生的大洋型的地幔橄榄岩性质截然不同，前者熔融程度较高，具有亏损特征，而后者体现熔融程度较低、相对饱满的属性。诺敏、科洛地区的样品(Fo 91～92)部分熔融程度相对较高，一部分为残留的古老岩石圈地幔。张彦龙(2008)对诺敏、科洛地区橄榄岩包体进行过Re-Os同位素分析，结果显示部分样品Re亏损年龄为1.9Ga，表明研究区存在年龄为早元古代岩石圈地幔，然而其fO2普遍偏高，不符合古老岩石圈地幔偏低氧逸度的特征。首先的可能性是软流圈地幔的底辟、上涌，但因为软流圈的氧逸度值相对较低(Bryndzia and Wood, 1990)，所以软流圈地幔的上涌不会使fO2值升高。华北克拉通东部如宽甸、龙岗等地区的新生的大洋型地幔橄榄岩氧逸度值相对较低，其根本原因就是交代介质来源于软流圈，所以不对其同源的橄榄岩氧逸度产生明显改变(杨清福等, 2011)。而王建等(2012)也通过对莱芜纯橄岩和强交代的方辉橄榄岩样品的氧逸度值的计算，计算结果与弧下地幔楔相当，明显高于古老克拉通下的地幔，认为是特提斯大洋板块或者是扬子克拉通边缘沉积物质的俯冲作用提供了氧化物质，而不是软流圈上涌造成的。部分熔融作用、构造环境都对岩石圈地幔fO2有一定的制约作用。研究区岩石圈地幔经历了不同程度的部分熔融，前文也证明了样品的部分熔融程度较高。由于在部分熔融过程中Fe3+会优先进入熔体，所以说部分熔融作用会使残余地幔中的fO2下降。研究区位处于兴蒙造山带的北部是多个构造体系的叠加区域，自古生代起先后经历多期次的板块俯冲作用：1)古生代时古亚洲洋的俯冲作用；2)中生代古太平洋板块的俯冲作用。古亚洲洋作为最先作用于研究区的大洋俯冲，主要的表现为各微陆块之间的拼合，最终在晚二叠世-中三叠世期间沿着西拉木伦-长春-延吉缝合线闭合(Xiaoetal., 2015; Wangetal., 2019; 许文良等, 2019)。古太平洋板块于侏罗纪开始向西俯冲，到目前为止俯冲依然在继续(张彦龙, 2011)。所以古亚洲洋以及古太平洋的俯冲就成为了造成研究区fO2陡升的最有可能的因素。从尖晶石Cr#与fO2的关系图也能够看出Cr#呈现出一定的正相关性(图10)，而造成这种现象的原因可能是古亚洲洋以及古太平洋板块在俯冲的过程中会随着俯冲进程不断的释放Fe2O3、CO2、H2O，而这些富氧物质会随着流体进入上地幔，部分熔融程度高的样品更容易被后期的交代事件改造，导致其氧逸度值升高。这种演化过程与华北克拉通东部岩石圈地幔的演化特征类似，均反映了俯冲物质对岩石圈地幔的复杂改造过程(汤艳杰等, 2021)。

图10 诺敏-科洛区地幔橄榄岩包体尖晶石Cr#与fO2关系图

4.3 研究区富钾流体来源

兴蒙造山带北部内存在多个火山区，在其南部的拉哈河-绰尔河火山区为钠质碱性玄武岩系列，而北部的诺敏河火山区，五大连池火山岩带主要为钾质火山岩系列(樊祺诚等, 2008, 2012; 李霓等, 2012)。近年来，一直有学者研究钾质火山岩的形成机制，并提出自己观点，如俯冲循环、地壳增厚拆沉、部分熔融等等，但是最终的结论一直颇有争议(Menziesetal., 1987; McKenzie, 1989; Chuetal., 2013; Guoetal., 2014)。钾在地幔赋存和分配受一些富钾的副矿物的支配，如金云母、角闪石、富钾辉石等，不同的矿物代表了不同的地幔演化过程，具有一定的成因意义。在诺敏地区有学者在地幔橄榄岩中发现了高钛金云母，金云母中K2O的含量大约占10%(赵新苗等, 2007; 赵勇伟和樊祺诚, 2011; 隋建立等, 2014)。高钛金云母是地幔主要的富钾矿物，而流/熔体地幔交代作用或是岩石反应是地幔钾质富集的重要因素，所以说金云母的发现表明地幔受到富钾地幔流体的交代作用。然而富钾流体的来源还需要更多的证据来证实：1)再循环下地壳的部分熔融：由于下地壳的K2O含量也不是很高，平均只有0.61%，其中所含有的钾元素不足以形成富钾的地幔流体，最终形成高钾的地幔矿物；2)软流圈释放的小体积岩浆交代作用(McKenzie, 1989)。通过前文我们得知，研究区具有古老地幔残余，熔融程度较高，其改造程度明显弱于华北克拉通东部由于受周围板块挤压，岩石圈底部拆沉而导致的软流圈物质上涌的大规模破坏程度。而且研究区陆下岩石地幔具有较高氧化-还原状态，其氧逸度值明显高于软流圈地幔或受软流圈影响的陆下岩石圈地幔氧逸度值。3)俯冲大洋板块所释放的富钾流体。经过前文的数据分析可知研究区具有古老岩石圈地幔的残留并且具有高的地幔氧逸度值。488～484Ma特提斯洋的俯冲为秦岭造山带带来了大量的富水杂岩，其属于钾玄武系(王浩和吴元保, 2014)。郑建平等(2019a, b)、唐杰等(2019)也找到了俯冲带的壳幔相互作用的证据，结合前文论述，我们认为，大量的富钾物质随着古亚洲洋和古太平洋的俯冲到达岩石圈地幔，从而保留下来，之后在新生代发生岩石圈地幔的部分熔融，与岩浆发生钾质成分的交代，造成地幔钾元素含量的升高。