辽东地区古元古代变基性岩床的成因和构造意义

胡国辉, 张琪琪, 王 伟, 张拴宏, 李建锋

辽东地区古元古代变基性岩床的成因和构造意义

胡国辉1, 2, 张琪琪1, 王 伟1, 2, 张拴宏1, 2, 李建锋1, 2

(1. 中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081; 2. 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081)

辽东地区胶‒辽‒吉造山带发育大量的变基性岩墙/床, 这些岩墙/床对研究造山带古元古代构造演化过程具有重要意义。本文通过对辽东地区辽河群中的变基性岩床进行岩石学、岩石地球化学和锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学研究, 探讨其成因和形成的构造背景, 有助于深入认识胶‒辽‒吉造山带古元古代地质演化过程。辽东地区变基性岩床顺层侵入于辽河群大石桥组大理岩中, 发生角闪岩相变质作用, 岩石类型以斜长角闪岩和石榴斜长角闪岩为主, 主要矿物为角闪石和斜长石, 其他矿物有石榴子石、石英、黑云母、磁铁矿和黄铁矿等。变基性岩床样品的锆石具特征的环带结构和较低的Th/U值(0.01～0.34), 指示锆石为变质成因, 4个样品的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果(1854±11 Ma、1846±12 Ma、1847±9 Ma和1848±7 Ma)表明基性岩床发生变质作用的时间为～1.85 Ga, 与华北克拉通最终碰撞拼合的时间一致。根据基性岩床与胶‒辽‒吉造山带其他地区～2.1 Ga的基性岩具有相似的野外产状、岩石学和地球化学特征, 推断其侵位时代可能为～2.1 Ga。基性岩床样品的SiO2含量为47.07%～52.18%, K2O+Na2O含量为1.78%～4.70%, MgO含量为3.92%～8.59%, 属于拉斑玄武岩系列。大部分样品的稀土总量较低(47.3×10−6～109.5×10−6), 富集轻稀土元素和大离子亲石元素(如Rb、Ba、La), 亏损高场强元素(如Nb、Ta), Zr、Hf没有明显的亏损且未发生分馏作用。所有样品的Al2O3、CaO和Fe2O3T含量在主量元素相关性图解上分布规律且与MgO含量呈较好的相关性, Nb/La值(0.52～0.73)随SiO2和MgO含量的变化较小, 表明岩浆在侵位过程中受地壳混染的程度较低, 似“岛弧”型地球化学特征是富集岩石圈地幔源区遭受古俯冲组分改造的结果。结合已有的辽河群变质火山‒沉积岩、辽吉花岗岩和基性岩的研究成果, 胶‒辽‒吉造山带在～2.1 Ga处于陆内裂谷环境。

古元古代; 基性岩床; 锆石U-Pb定年; 辽东地区; 华北克拉通

0 引 言

华北克拉通太古宙‒古元古代基底由不同微陆块拼合而成, 但是对于微陆块的划分及其拼合机制一直存在争议(沈其韩等, 1992; 伍家善等, 1998; 翟明国等, 2000; Zhao et al., 2001; 赵国春, 2009)。近年来在华北克拉通内部识别出三条古元古代造山/活动带, 分别为西部的孔兹岩带、中部造山带和东部的胶‒辽‒吉带(Zhao et al., 2001, 2005; 赵国春, 2009), 这些造山带/活动带对研究华北克拉通的形成演化、微陆块的拼合过程及其构造背景具有重要意义。其中, 胶‒辽‒吉带是最具代表性的古元古代造山带, 不仅接受了巨量的陆壳物质沉积, 而且经历了多期岩浆‒变质事件的改造和复杂的构造演化过程(刘福来等, 2015)。胶‒辽‒吉带主要由古元古代花岗质岩石(辽吉花岗岩)、镁铁质侵入体和变质火山‒沉积岩系组成(辽宁省地质矿产局, 1989; 李三忠等, 2004; Li and Zhao, 2007), 前人对其做了大量研究, 然而有关胶‒辽‒吉造山带古元古代构造背景和演化过程仍存在较大争议, 主要有陆内裂谷(Luo et al., 2004, 2008; Li et al., 2006, 2012; Li and Zhao, 2007; 于介江等, 2007; Wang et al., 2016)和弧‒陆碰撞模式(白瑾, 1993; Faure et al., 2004; Lu et al., 2006; 马立杰等, 2007; Meng et al., 2014; 许王等, 2017), 这制约了对胶‒辽‒吉造山带乃至东部陆块早期地质演化过程的认识。

一般认为基性岩墙/床是幔源岩浆在伸展背景下形成的侵入体(Condie et al., 1987; Rock, 1991; 李江海等, 1997), 与大陆裂谷和地幔柱活动关系密切, 可作为地壳伸展裂解的标志(Ernst et al., 1995; Headman, 1997)。目前在华北克拉通识别出多期1800～541 Ma的基性岩浆活动(Qian and Chen 1987; Halls et al. 2000; Peng et al. 2005, 2011, 2012, 2013; Zhang et al., 2007, 2009, 2012; Peng et al., 2010; Wang et al., 2015, 2020), Peng (2015a, 2015b)认为其与多期次裂谷事件有关。大量年代学研究表明, 古元古代中期(～2.1 Ga)基性岩浆活动在胶‒辽‒吉造山带也十分发育(于介江等, 2007; 董春艳等, 2012; 刘平华等, 2013, 2017; Liu et al., 2013; Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016; 许王等, 2017), 主要侵入于古元古代变质沉积地层中, 大多发生了绿片岩‒角闪岩相变质作用, 目前对这一期基性岩浆活动的构造环境一直存在活动带/陆内裂谷(于介江等, 2007; Wang et al., 2016)和大陆弧/弧后盆地(Faure et al., 2004; Lu et al., 2006; 马立杰等, 2007; Meng et al., 2014; Yuan et al., 2015; 陈斌等, 2016; 许王等, 2017)等不同观点。因此, 本文选择辽东地区辽河群变基性岩床进行年代学和地球化学研究, 分析基性岩的侵位和变质时代, 研究其岩浆源区性质及形成的构造环境, 以便更好理解胶‒辽‒吉造山带古元古代构造演化历史。

1 地质背景

Zhao et al. (2005)提出华北克拉通发育三条古元古代造山带, 分别为西部陆块内部的孔兹岩带、东部陆块内部的胶‒辽‒吉带和两个陆块之间的中部造山带, 其中胶‒辽‒吉带是位于龙岗地块与狼林地块之间的古元古代造山带, 呈NE-SW向分布于华北克拉通东部。辽东青城子地区在大地构造位置上处于郯庐断裂带以东, 胶‒辽‒吉造山带东南缘(图1a), 区内发育巨厚的辽河群变质沉积地层及大量古元古代侵入岩(图1b)。辽河群主要为一套中‒低级变质的陆源碎屑岩‒海相碳酸盐地层序列, 自下而上包括浪子山组、里尔峪组、高家峪组、大石桥组和盖县组, 在青城子地区仅出露盖县组、大石桥组和高家峪组。盖县组主要为千枚岩、二云母石英片岩、矽线石云母片岩、透闪石云母片岩、石英片岩和变粒岩, 局部夹薄层石英岩和大理岩, 盖县组下部层间构造带内发育蚀变岩型金矿床(如白云金矿床和小佟家堡子金矿床等)。大石桥组主要由厚层白云质大理岩和透闪大理岩组成, 夹二云母片岩和碳质板岩, 其中‒下部厚层大理岩段主要分布在白云金矿床以北和尖山子断裂东侧, 岩性主要为中厚层白云质大理岩和条带状大理岩, 该段大理岩纯度高, 含矿性差, 被大量古元古代基性岩床顺层侵入, 岩床普遍发生绿片岩相‒角闪岩相变质作用, 局部可见明显的石榴石等变质矿物。大石桥组上部为大理岩夹碎屑岩, 主要在白云金矿床以南及青城子镇周边地区出露, 以薄层或中厚层白云质大理岩和条带状大理岩为主, 夹二云母石英片岩、石英片岩和变粒岩等, 大理岩内发育大量菱镁矿和铅锌银多金属矿床。高家峪组在青城子镇东南出露, 主要为一套含碳浅粒岩、黑云变粒岩、云母片岩夹少量大理岩(辽宁省地质矿产局, 1989)。

2 样品及岩相学特征

本文选取辽河群大石桥组厚层大理岩中的变质基性岩床进行研究。基性岩床总体呈NW向分布, 可见明显的顺层侵入接触关系, 接触边界与地层层理平行(图2a、f), 局部可见基性岩贯穿地层(图2a)。基性岩床整体上经历了绿片岩相‒角闪岩相变质作用, 岩性主要为斜长角闪岩(图2b、c)和石榴斜长角闪岩(图2d、e), 围岩为辽河群大石桥组大理岩。

斜长角闪岩主要矿物成分为角闪石(60%～70%)和斜长石(25%～30%), 含少量石英(3%～5%), 部分样品含有少量黑云母(3%)(图3a、b), 副矿物有磁铁矿和黄铁矿等, 蚀变矿物有黝帘石、绿帘石和绢云母等。角闪石为半自形、柱状, 黄绿‒绿色, 粒径0.2～2 mm, 部分角闪石趋于定向排列呈片状构造。斜长石为半自形、柱状, 聚片双晶, 发生不同程度的绢云母化, 粒径为0.1～0.5 mm。石英为它形、粒状, 粒径0.1～0.2 mm。黑云母呈自形、片状, 褐色, 发生不同程度的绿泥石化, 片径0.2～2 mm。

石榴斜长角闪岩主要矿物为角闪石(55%～65%)和斜长石(20%～25%), 石榴子石含量约7%～10%, 含少量石英(3%～5%)和黑云母(3%～5%)(图3c、d), 副矿物可见磁铁矿和黄铁矿等, 蚀变矿物有绢云母和绿泥石。角闪石呈黄绿‒绿色, 半自形、粒状或颗粒状, 部分角闪石定向排列呈片状结构, 粒径0.1～1 mm。斜长石为半自形、柱状, 发育聚片双晶, 发生轻微的绢云母化, 粒径为0.1～1 mm。石英呈它形粒状, 粒径0.1～0.2 mm。石榴子石为自形、粒状, 粒径2～5 mm, 呈斑状变晶结构, 其中含有石英、斜长石、角闪石等包裹体。黑云母为自形、鳞片状, 发生不同程度的绿泥石化, 片径0.1～0.2 mm。

图1 辽东地区青城子金矿集区地质简图(据辽宁省有色地质局勘查总院, 2008修改)

图2 辽河群变基性岩床野外照片

3 分析方法

选取新鲜基性岩床样品破碎到40～60目, 经过淘洗、电磁和重液分选, 在双目镜下挑选锆石, 然后将锆石置于环氧树脂中, 抛光磨至约1/3, 制成锆石靶用于阴极发光照相及LA-ICP-MS分析测试。

锆石阴极发光和U-Pb同位素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司通过Agilent 7700e型ICP-MS加载COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统完成的。分析时采用的激光束斑直径为32 µm, 激光频率和能量密度分别为5 Hz和8 J/cm2, 单颗锆石的测试时间包括～20 s背景值采集和50 s样品数据采集。详细的实验流程见文献Zong et al. (2017), 数据处理采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008a, 2010)。锆石U-Pb同位素分析采用国际标样91500作为外标进行校正, 元素含量以29Si为内标, 国际标样NIST 610作外标进行校正。锆石年龄计算和成图使用Isoplot软件(ver 3.0)(Ludwig, 2003)。

岩石主量元素(除FeO)分析在核工业北京地质研究院采用Axios-mAX波长色散X射线荧光光谱仪完成, FeO含量采用传统的湿化学法分析完成, 分析精度优于1%(P2O5为5%)。岩石微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成, 分析精度优于5%, RSD<5%, 详细的样品处理过程同Liu et al. (2008b)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

4个变基性岩床的锆石大多呈次棱角状‒椭圆状, 长轴粒径范围为50～120 µm, 长宽比为1∶1～2∶1。CL图像显示大多数锆石具特征的环带结构, 如斑驳状环带、球形环带和面状生长条带(图4), 表明锆石为变质成因。本次研究分别对4个样品的24个锆石颗粒进行分析, 具体的LA-ICP-MS U-Pb分析结果见表1。

样品19LD012-1分析结果显示有3颗继承锆石(点04、11和13), 其余21个测点的Th、U含量分别为0.58×10−6～4.10×10−6、23.8×10−6～79.3×10−6, 相应的Th/U值为0.02～0.08, 表现出典型变质成因锆石特征(Hoskin and Black, 2000; Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。该21个分析点206Pb/238U年龄介于1810～1889 Ma之间, 得出加权平均年龄为1854±11 Ma(MSWD=1.3)(图5a)。

矿物代号: Q. 石英; Pl. 斜长石; Hbl. 角闪石; Bt. 黑云母; Grt. 石榴子石。

图4 辽河群变基性岩锆石CL图像(圈内数字为分析点号)

表1 辽河群变基性岩床锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果

续表1:

续表1:

样品19LD013-1的24个测点数据具有较好的谐和度, 其Th、U含量分别为0.35×10−6～7.56×10−6和34.7×10−6～124×10−6, Th/U值为0.01～0.13, 显示变质成因锆石的特点。24个测点206Pb/238U年龄范围为1780～1903 Ma, 其加权平均年龄为1846±12 Ma (MSWD=2.3)(图5b)。

样品19LD015-1去除两个继承锆石(点06和16)和一个混入的三叠纪锆石颗粒(点11)外, 其余21颗锆石的Th、U含量分别为4.38×10−6～57.4×10−6和58.4×10−6～419×10−6, Th/U值介于0.07～0.53之间, 结合锆石CL图像特征, 表明其为变质成因锆石。该21个测点的206Pb/238U年龄介于1811～1880 Ma之间, 其加权平均年龄为1847±9 Ma(MSWD=1.4)(图5c)。

样品19LD094-2的24个测点均分布于谐和线上及其附近, 具有很好的谐和度, 其Th、U含量分别为1.04×10−6～10.1×10−6和78.6×10−6～170×10−6, Th/U值均小于0.1(0.01～0.07), 指示为变质成因锆石。所有测点206Pb/238U年龄介于1820～1888 Ma之间, 给出的加权平均年龄为1848±7 Ma(MSWD=0.93)(图5d)。

4.2 主量元素特征

11个变质基性岩床的主量、微量元素分析结果见表2。

所有样品SiO2含量为47.07%～52.18%, 具有较高的Al2O3(12.46%～13.93%)、Fe2O3T(13.45%～16.95%)、MgO(3.92%～8.59%)、CaO(6.76%～11.34%)和TiO2(1.12%～3.95%)含量, Mg#值为34.3～54.3。岩石K2O和Na2O含量分别为0.39%～1.83%和1.33%～3.28%, K2O+Na2O含量为1.78%～4.70%, K2O/Na2O值为0.12～0.80。在Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001判别图解中, 10个样品都落在亚碱性玄武岩区域(图6a), 在FeOT-(K2O+Na2O)-MgO(AFM)图解中表现为拉斑玄武岩系列(图6b)。在主量元素相关性图解中, MgO与Al2O3和CaO具有弱正相关性, 而与K2O、Na2O、Fe2O3T和TiO2呈现较好的负相关性(图7)。

4.3 微量元素特征

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中, 除样品19LD111-1外, 其余样品均表现为轻稀土元素弱富集(La/YbN=1.80～3.92)、重稀土平坦(Gd/YbN= 1.23～1.43)的右倾斜配分模式(图8a), Eu元素显示为弱负异常到正异常(dEu=0.75～1.22)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中, 总体表现为富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、La), 相对亏损高场强元素(如Nb、Ta)(图8b)。样品Nb/Ta值介于14.4～19.0之间, 与球粒陨石和原始地幔的Nb/Ta值(～17.5)较为接近, 明显高于新太古代大陆地壳平均值(11～12) (Hofmann, 1988; Green, 1995)。

图5 辽河群变基性岩锆石U-Pb年龄谐和图

表2 辽河群变基性岩床主量(%)和微量(×10−6)元素含量

续表2:

注: Mg#=100×(MgO)/[(MgO)+(FeOT)],为氧化物的摩尔数, FeO为通过传统的湿化学法测得的氧化物含量, FeOT=Fe2O3T×0.8998;dEu= EuN/(SmN×GdN)1/2。

图6 辽河群变基性岩床的岩石系列判别图解(a据Winchester and Floyd, 1977; b据Irvine and Baragar, 1971)

5 讨 论

5.1 基性岩床的侵位和变质时代

由于研究区基性岩床普遍发生角闪岩相变质作用, 本次研究所测锆石具有特征的环带结构和较低Th/U值, 表明其为变质成因, 因此, 无法获得基性岩床准确的侵位时代。样品19LD012-1和19LD015-1中共有5颗继承锆石, 其谐和的207Pb/206Pb年龄分别为2213 Ma、2506 Ma、2350 Ma、2339 Ma和2495 Ma, 表明研究区内基性岩床的侵位时代应该晚于2213 Ma。近年来, 在辽东地区发现了大量古元古代变质基性侵入岩, 如辽南海城斜长角闪岩(2060±21 Ma; 于介江等, 2007)、鞍山‒弓长岭地区变质辉长岩(2110±31 Ma;董春艳等, 2012)、海城‒鞍山地区变质基性岩(～2154 Ma; Meng et al., 2014)、海城变质基性岩床(2125±6 Ma; Yuan et al., 2015; 2115±13 Ma, Wang et al., 2016; 王欣平, 2017)、北辽河变基性岩(～2.1 Ga; 许王等, 2017)和辽东半岛北部三家子石榴斜长角闪岩(2.17～2.06 Ga;刘平华等, 2017), 野外调查和研究表明这些基性岩石都侵入于辽河群中, 且发生了不同程度的绿片岩相‒角闪岩相变质作用, 与本次研究区内的基性岩床具有相似的特征(图6、8)。因此, 我们认为辽东青城子地区辽河群大石桥组中的变质基性岩床的侵位时代可能为～2.1 Ga。

图7 辽河群变基性岩主量元素与MgO含量相关性图解

图8 辽河群变基性岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989)

华北克拉通东部胶辽吉地区广泛发育1.95～ 1.80 Ga的变质作用, 变质程度为绿片岩相‒麻粒岩相, 麻粒岩相变质作用在胶东和胶北地区较为发育(刘文军等, 1998; 周喜文等, 2004, 2007; 刘平华等, 2010, 2013)。Liu et al. (2012)认为胶北基底岩石中1.90～1.86 Ga变质锆石年龄代表了高压麻粒岩相变质作用时代, 而1.86～1.80 Ga年龄则代表了造山后中‒低压麻粒岩相‒角闪岩相退变质时间(刘福来等, 2015)。已有研究表明辽河群普遍发生低绿片岩相‒角闪岩相变质(辽宁省地质矿产局, 1989; 李三忠等, 2001), 变质作用发生在1.93～1.88 Ga(Yin and Nie, 1996; Luo et al., 2004; Xie et al., 2011; 孟恩等, 2013; 李壮等, 2015)。刘福来等(2015)在南辽河群和集安群也发现有与胶北地区相似的近等温减压顺时针型式的麻粒岩相变质作用, 其峰期变质时代为1.95～ 1.90 Ga。Lu et al. (2006)在吉南地区发现老岭群峰期变质时代为1.93～1.90 Ga, 与南、北辽河群的变质时代基本一致, 而集安群的峰期变质时间在～1.85 Ga, 可能与造山后/非造山伸展过程中岩浆热事件相关(Lu et al., 2006; Luo et al., 2008; 刘福来等, 2015)。本次研究获得的4个变质基性岩床样品的锆石U-Pb年龄分别为1854±11 Ma、1846±12 Ma、1847±9 Ma和1848±7 Ma, 在误差范围内基本一致, 代表基性岩床经历了～1.85 Ga的变质作用, 该期变质作用在华北克拉通东部胶北和胶东地区、中部造山带、西部的大青山和恒山地区广泛分布, 具有相似的减压退变特征, 代表华北克拉通最终碰撞聚合过程。

5.2 后期改造和地壳混染

辽东青城子地区辽河群基性岩床普遍遭受约1.85 Ga角闪岩相变质作用, 含较多蚀变/变质矿物(如: 角闪石、绿帘石、绿泥石和绢云母), 因此, 需要判断后期蚀变/变质对岩石化学成分的影响程度。研究表明, 有些元素(如K和Na)在后期蚀变/变质作用过程中比较容易发生成分的改变(Muecke et al., 1979; Middelburg et al., 1988), 而Al、Ca和Mg在后期蚀变/变质作用过程中相对比较稳定, 能够保持原岩的地球化学特征(Beswick, 1982)。11件变基性岩床样品Al2O3和CaO含量在主量元素相关性图解上分布规律且与MgO含量呈负相关性(图7), 表明没有或较少受后期改造的影响, 其含量主要受岩浆分异结晶程度的制约。除了少数活动元素容易受后期改造的影响外, 大多数REE和高场强元素(如Nb、Ta、Ti等)在蚀变/变质过程中具有稳定性(Staudigel and Hart, 1983), 可以同主量元素一起用于岩石成因分析。

大多数样品表现出LREE轻微富集和Nb、Ta负异常特征, 表明有地壳组分或富集岩石圈地幔物质的加入, 这可能是源区发生富集, 或者是后期围岩混染的结果。研究区变质基性岩床均侵入到辽河群大石桥组中厚层大理岩中, 其CaO含量(6.76%～ 11.34%)与其他地区侵入到辽河群大理岩和变碎屑岩中的基性岩CaO含量(6.44%～16.17%; 许王等, 2017; 8.00%～12.0%, Meng et al., 2014; 4.08%～ 11.31%, Yuan et al., 2015; 3.54%～13.72%, Wang et al., 2016)相比并没有发生显著的增加, 且与其他地区的基性岩表现出一致的地球化学特征(图6、8), 说明岩浆在演化过程中受围岩混染的程度很小。由于壳源岩石富含Zr和Hf(Rudnick and Gao, 2003), 而基性岩样品中Zr和Hf没有表现出正异常也说明岩石没有遭受明显的地壳混染。陆壳通常具有较低Nb和较高La含量(Baker et al., 2010; Ghatak and Basu, 2013; Stepanova et al., 2014), 地壳混染会降低岩石Nb/La值, 基性岩床样品Nb/La值(0.52～0.73)明显小于1(原始地幔的Nb/La=1; Weaver, 1991), 且随SiO2和MgO含量变化较小, 表明岩浆在侵位过程中受围岩混染的程度较低, 主要反映的是岩浆源区的特征。因此, 基性岩床样品的主量元素组成、受后期影响较小的高场强元素和稀土元素等可以用来分析岩浆源区性质。

5.3 岩浆源区性质

变基性岩床样品总体富集LREE和LILE、亏损HFSE, 具有明显Nb、Ta负异常以及Ba、Pb正异常, 表现出富集地幔的特征(Zindler and Hart, 1986)。具有富集地幔特征的岩浆可能来自俯冲带的陆下岩石圈地幔(Zindler and Hart, 1986; Willbold and Stracke, 2006), 陆下岩石圈地幔通常被大洋地壳或俯冲沉积物交代改造(Elliott et al., 1997)。一般受大洋板片俯冲交代的富集地幔主要表现为Nb、Ta亏损和 Zr、Hf弱亏损, 而受板内流体/熔体交代的富集地幔则表现出Zr、Hf亏损和Zr/Hf分馏的特征(Rudnick and Fountain, 1995; LaFlèche et al., 1998)。本次研究中大多数基性岩床样品Nb、Ta具明显负异常, Zr、Hf未分馏且没有明显的亏损的特征, 表明富集地幔源区可能经历了与大洋板片俯冲有关的交代作用。

研究区变质基性岩床岩浆源区特征与辽吉其他地区古元古代变质基性岩相似, 均受到俯冲组分的交代作用, 如海城‒鞍山地区变质基性岩起源于受俯冲流体交代的亏损地幔源区(Meng et al., 2014), 北辽河变基性岩在形成过程中也受到有限的俯冲流体交代作用(许王等, 2017), 辽宁海城基性岩床来源于受俯冲改造的陆下岩石圈地幔(Wang et al., 2016)。Wu et al. (2005)综合华北克拉通东部古元古代幔源镁铁质岩石Nd同位素, 认为岩石圈地幔的富集特征是新太古代晚期俯冲作用造成的。万渝生等(2005a, 2005b)认为辽北地区太古宙基底表壳岩系和TTG花岗质岩石形成于板块汇聚的岛弧环境, 洋壳俯冲发生在新太古代晚期(2.56～2.51 Ga), 辽西花岗‒绿岩带形成于新太古代‒早古元古代安第斯型活动大陆边缘的构造背景(Wang et al., 2012), 胶东和辽北地区新太古代晚期变质火山岩和闪长质‒花岗质岩石来源于被俯冲板片熔体/流体交代的地幔源区(Guo et al., 2017; Gao et al., 2020; Sun et al., 2020)。因此, 岩石圈地幔受到新太古代末俯冲作用的改造, 继承了岛弧型地球化学的特征, 辽东青城子地区变质基性岩床正是来源于这一受俯冲交代的岩石圈地幔源区。

5.4 大地构造背景

胶‒辽‒吉带是分布于华北克拉通东部陆块内部的一条古元古代造山/活动带, 记录了多期多阶段岩浆‒变质事件和复杂的构造演化历史(刘福来等, 2015)。近年来, 众多学者对胶‒辽‒吉带变质火山‒沉积岩、变质基性岩以及中酸性侵入岩等进行了大量研究, 并在其形成时代、成因、变质作用以及构造背景等方面取得了重要进展(方如恒, 1993; 李三忠和刘永江, 1997; 于介江等, 2007; 王惠初等, 2011; 孟恩等, 2013; 李壮等; 2015; 刘福来等, 2015; Wang et al., 2016; 许王等, 2017), 但对于古元古代中期的构造环境仍有不同认识, 一直存在弧后盆地(刘永达等, 1989; 白瑾, 1993; 王惠初等, 2011; Meng et al., 2014; 许王等, 2017)、大陆弧(Faure et al., 2004; Lu et al., 2006; Yuan et al., 2015)或者大洋岛弧(马立杰等, 2007)以及陆内裂谷(Luo et al., 2004, 2008; Li et al., 2006, 2012; Li and Zhao, 2007; 于介江等, 2007; Wang et al., 2016)等不同观点。

李三忠和刘永江(1997)根据沉积组合、物源特征以及变质层状岩系的原岩恢复等研究, 认为辽河群形成于陆内裂谷盆地, 辽河群碎屑锆石U-Pb年龄结果表明其物源主要来源于古元古代花岗岩、火山岩以及太古宙结晶基底, 而不是新生地壳(Luo et al., 2008; 孟恩等, 2013)。辽吉地区发育大量A型花岗岩(李三忠等, 2003; 路孝平等, 2004; Li and Zhao, 2007; 杨明春等, 2015)和由变基性火山岩和变流纹岩组成的“双峰式火山岩”(张秋生等, 1988; 方如恒, 1993; Sun et al., 1993; 李壮等; 2015; 陈斌等, 2016), 表明其形成于陆内裂谷环境。辽吉A型花岗岩与南、北辽河群具有相似Nd同位素组成(Nd=0～2)和模式年龄(2.6～2.4 Ga), 这也符合裂谷模型的地球化学特征(Li et al., 2006)。此外, 辽东地区赋存于镁质硅酸盐岩和碳酸盐岩中的硼矿床(形成于2175～2130 Ma; 张艳飞等, 2010; 胡古月等, 2014; Hu et al., 2015)类似典型裂谷环境形成的含硼建造(Li and Zhao, 2007; 胡古月等, 2014; 刘福来等, 2015)。而弧后盆地和岛弧环境的观点主要因为变火山岩和基性岩表现出亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素和近似于MORB的“岛弧”地球化学特征(王惠初等, 2011; Li and Chen, 2014; Meng et al., 2014; 李壮等, 2015; 许王等, 2017)。

辽河群变基性岩床表现出“岛弧”玄武岩的地球化学特征(亏损高场强元素、富集大离子亲石元素和轻稀土元素), 因为岩浆在上升到地表的过程中受到的地壳混染程度很小, 更主要的原因是其富集的陆下岩石圈地幔遭受古俯冲组分的改造。研究区内基性岩床具有较低的U/Th值(0.19～0.28), 明显低于岛弧岩浆U/Th值(～0.5), 与大陆裂谷玄武岩的元素比值相当(Hawkesworth et al., 1997; Bali et al., 2011)。在构造环境判别图解中, 样品主要分布于板内玄武岩与MORB区域(图9a)和陆内裂谷与初始裂谷界线附近(图9b)。汪云亮等(2001)根据原始地幔的Th/Ta值(1.6; Taylor and Mclennan, 1985), 将大陆和大洋玄武岩区分开, 认为大陆板内及岛弧玄武岩Th/Ta值高于原始地幔, 辽河群大部分变基性岩样品Th/Ta值(3.74～9.01, 除样品19LD111-1的比值为1.79)远大于1.6, 并且Ta/Hf值(0.13～0.33)高于岛弧玄武岩的比值(<0.1), 反映了陆内拉张或初始裂谷玄武岩特征(汪云亮等, 2001)。因此, 辽吉地区变质沉积岩系、双峰式火山岩、辽吉花岗岩以及变质基性岩等特征表明该地区在2.1 Ga左右处于陆内裂谷环境。近年来, 在华北克拉通中部带和东部陆块相继发现了大量2.2～2.0 Ga岩浆活动, 包括基性和酸性火山岩、A型花岗岩以及基性侵入体等, 大多数地球化学特征表明其形成于陆内裂谷环境(耿元生等, 2003; 杜利林等, 2009; 刘平华等, 2013; Zhou et al., 2014, 2015; 杨崇辉等, 2017), 因此, 华北克拉通在新太古代末克拉通化以后发生了一次广泛的陆内伸展裂解事件。

6 结 论

(1) 辽东青城子地区变基性岩床顺层侵入于辽河群大石桥组大理岩中, 发生角闪岩相变质作用, 岩石类型为斜长角闪岩和石榴斜长角闪岩, 锆石表现为变质成因的特征, LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为1854±11 Ma、1846±12 Ma、1847±9 Ma和1848±7 Ma, 表明变质作用发生于～1.85 Ga。

(2) 变基性岩床属于亚碱性拉斑玄武岩系列, 富集轻稀土元素和Rb、Ba、La等大离子亲石元素, 亏损Nb、Ta等高场强元素, 岩浆来源于受古俯冲组分交代的富集岩石圈地幔, 在侵位过程中的地壳混染程度较低。

(3) 变基性岩床和辽吉其他地区同时期基性岩石以及变质沉积岩系等形成于陆内裂谷环境。

WPB. 板内玄武岩; MORB. 大洋中脊玄武岩; IAB. 岛弧玄武岩; Ⅰ. 板块发散边缘N-MORB区; Ⅱ.板块汇聚边缘(Ⅱ1. 大洋岛弧玄武岩区; Ⅱ2. 陆缘岛弧玄武岩区); Ⅲ. 大洋板内洋岛和海山玄武岩区以及T-MORB、E-MORB区; Ⅳ. 大陆板内玄武区(Ⅳ1. 陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区; Ⅳ2. 陆内裂谷碱性玄武岩区; Ⅳ3. 大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区); Ⅴ. 地幔柱玄武岩区。

野外工作和样品测试得到了辽宁省有色地质局一〇三队王伟高级工程师、邱金柱工程师和中国地质大学(北京)佘一民硕士研究生的大力帮助, 审稿人北京大学刘树文教授和中国科学院地质与地球物理研究所彭澎研究员对本文提出了宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心感谢！

白瑾. 1993. 华北陆台北缘前寒武纪地质及铅锌成矿作用. 北京: 地质出版社: 1–132.

陈斌, 李壮, 王家林, 张璐, 鄢雪龙. 2016. 辽东半岛～2.2 Ga岩浆事件及其地质意义. 吉林大学学报(地球科学版), 46(2): 303–320.

董春艳, 马铭株, 刘守偈, 颉颃强, 刘敦一, 李雪梅, 万渝生. 2012. 华北克拉通古元古代中期伸展体制新证据: 鞍山‒弓长岭地区变质辉长岩的锆石SHRIMP U-Pb定年和全岩地球化学. 岩石学报, 28(9): 2785– 2792.

杜利林, 杨崇辉, 任留东, 万渝生, 伍家善. 2009. 山西五台山区滹沱群变质玄武岩岩石学、地球化学特征及其成因意义. 地质通报, 28(7): 867–876.

方如恒. 1993. 论辽河群层序的有序性. 辽宁地质, (2): 97–119.

耿元生, 万渝生, 杨崇辉. 2003. 吕梁地区古元古代的裂陷型火山作用及其地质意义. 地球学报, 24(2): 97– 104.

胡古月, 李延河, 范润龙, 王天慧, 范昌福, 王彦斌. 2014. 辽东宽甸地区硼酸盐矿床成矿时代的限定: 来自SHRIMP锆石U-Pb年代学和硼同位素地球化学的制约. 地质学报, 88(10): 1932–1943.

李江海, 何文渊, 钱祥麟. 1997. 元古代基性岩墙群的成因机制、构造背景及其古板块再造意义. 高校地质学报, 3(3): 272–281.

李三忠, 韩宗珠, 刘永江, 杨振升, 马瑞. 2001. 辽河群区域变质特征及其大陆动力学意义. 地质论评, 47(1): 9–18.

李三忠, 郝德峰, 韩宗珠, 赵国春, 孙敏. 2003. 胶辽地块古元古代构造‒热演化与深部过程. 地质学报, 77(3): 328–340.

李三忠, 郝德峰, 赵国春, 孙敏, 韩宗珠, 郭晓玉. 2004. 丹东花岗岩的地球化学特征及其成因. 岩石学报, 20(6): 1417–1423.

李三忠, 刘永江. 1997. 胶辽地块古元古代沉积组合: 年代与层序. 西北地质, 18(3): 13–20.

李壮, 陈斌, 刘经纬, 张璐, 杨川. 2015. 辽东半岛南辽河群锆石U-Pb年代学及其地质意义. 岩石学报, 31(6): 1589–1605.

辽宁省地质矿产局. 1989. 辽宁省区域地质志. 北京: 地质出版社: 1–856.

辽宁省有色地质局勘查总院. 2008. 1∶5万青城子矿田区域地质图.

刘福来, 刘平华, 王舫, 刘超辉, 蔡佳. 2015. 胶‒辽‒吉古元古代造山/活动带巨量变沉积岩系的研究进展. 岩石学报, 31(10): 2816–2846.

刘平华, 蔡佳, 邹雷. 2017. 辽东半岛北部三家子石榴斜长角闪岩变质演化轨迹及其地质意义: 来自相平衡模拟与锆石U-Pb定年的约束. 岩石学报, 33(9): 2649–2674.

刘平华, 刘福来, 王舫, 刘建辉. 2010. 山东半岛基性高压麻粒岩的成因矿物学及变质演化. 岩石学报, 26(7): 2039–2056.

刘平华, 刘福来, 王舫, 刘建辉, 蔡佳. 2013. 胶北西留古元古代～2.1 Ga变辉长岩岩石学与年代学初步研究. 岩石学报, 29(7): 2371–2390.

刘文军, 翟明国, 李永刚. 1998. 胶东莱西地区基性高压麻粒岩的变质作用. 岩石学报, 14(4): 449–459.

刘永达, 邴志波, 董景超. 1989. 辽东半岛早元古宙海相拉斑玄武岩特征及其意义. 辽宁地质, (4): 289–297.

路孝平, 吴福元, 张艳斌, 赵成弼, 郭春丽. 2004. 吉林南部通化地区古元古代辽吉花岗岩的侵位年代与形成构造背景. 岩石学报, 20(3): 381–392.

马立杰, 崔迎春, 刘俊来, 张俊波. 2007. 辽东北辽河群斜长角闪岩的地球化学特征及构造背景. 山西大学学报(自然科学版), 30(4): 515–524.

孟恩, 刘福来, 施建荣, 蔡佳. 2013. 辽宁省丹东地区“前震旦纪”侵入岩的锆石U-Pb年代学、地球化学及其构造意义. 岩石学报, 29(2): 421–436.

沈其韩, 徐惠芬, 张宗清, 高吉凤, 伍家善, 吉成林. 1992. 中国早前寒武纪麻粒岩. 北京: 地质出版社: 1–245.

万渝生, 宋彪, 耿元生, 刘敦一. 2005a. 辽北抚顺‒清原地区太古宙基底地球化学组成特征及其地质意义. 地质论评, 51(2): 128–137.

万渝生, 宋彪, 杨淳, 刘敦一. 2005b. 辽宁抚顺‒清原地区太古宙岩石SHRIMP锆石U-Pb年代学及其地质意义. 地质学报, 79(1): 78–87.

汪云亮, 张成江, 修淑芝. 2001. 玄武岩类形成的大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf图解判别. 岩石学报, 17(3): 413–421.

王惠初, 陆松年, 初航, 相振群, 张长捷, 刘欢. 2011. 辽阳河栏地区辽河群中变质基性熔岩的锆石U-Pb年龄与形成构造背景. 吉林大学学报(地球科学版), 41(5): 1322–1334, 1361.

王欣平. 2017. 华北辽东地区21～19亿年岩浆作用的岩石成因及构造背景研究. 北京: 中国科学院地质与地球物理研究所博士学位论文: 1–138.

伍家善, 耿元生, 沈其韩, 万渝生, 刘敦一, 宋彪. 1998. 中朝古大陆太古宙地质特征及构造演化. 北京: 地质出版社: 1–212

许王, 刘福来, 刘超辉. 2017. 胶‒辽‒吉造山带北辽河变基性岩的成因、地球化学属性及其构造意义. 岩石学报, 33(9): 2743–2757.

杨崇辉, 杜利林, 耿元生, 任留东, 路增龙,宋会侠. 2017. 冀东古元古代基性岩墙群的年龄及地球化学: ～2.1 Ga伸展及～1.8 Ga变质. 岩石学报, 33(9): 2827–2849.

杨明春, 陈斌, 闫聪. 2015. 华北克拉通胶‒辽‒吉带古元古代条痕状花岗岩成因及其构造意义. 地球科学与环境学报, 37(5): 31–51.

于介江, 杨德彬, 冯虹, 兰翔. 2007. 辽南海城斜长角闪岩原岩的形成时代: 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年证据. 世界地质, 26(4): 391–396.

翟明国, 卞爱国, 赵太平. 2000. 华北克拉通新太古代末超大陆拼合及古元古代末‒中元古代裂解. 中国科学(D辑), 30(S1): 129–137.

张秋生等. 1988. 辽东半岛早期地壳与矿床. 北京: 地质出版社: 1–575.

张艳飞, 刘敬党, 肖荣阁, 王生志, 王瑾, 包德军. 2010. 辽宁后仙峪硼矿区古元古代电气石岩: 锆石特征及SHRIMP定年. 地球科学, 35(6): 985–999.

赵国春. 2009. 华北克拉通基底主要构造单元变质作用演化及其若干问题讨论. 岩石学报, 25(8): 1772–1792.

周喜文, 魏春景, 耿元生. 2007. 胶北地块高压与低压泥质麻粒岩的相平衡关系与-演化轨迹. 地学前缘, 14(1): 135–143.

周喜文, 魏春景, 耿元生, 张立飞. 2004. 胶北栖霞地区泥质高压麻粒岩的发现及其地质意义. 科学通报, 49(14) : 1424–1430.

Baker M J, Crawford A J and Withnall I W. 2010. Geochemical, Sm-Nd isotopic characteristics and petrogenesis of Paleo­proterozoic mafic rocks from the Georgetown Inlier, north Queensland: Implications for relationship with the Broken Hill and Mount Isa Eastern Succession., 177(1): 39–54.

Bali E, Audétat A and Keppler H. 2010. The mobility of U and Th in subduction zone fluids: An indicator of oxygen fugacity and fluid salinity., 161(4): 597–613.

Belousova E A, Griffin W L, O’Reilly S Y and Fisher N I. 2002. Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type., 143(5): 602–622.

Beswick A E. 1982. Some geochemical aspects of alteration and genetic relations in komatiitic suites // Arndt N T and Nisbet E G. Komatiites. London: George Allen & Unwin: 283–308.

Condie K C, Bobrow D J and Card K D. 1987. Geochemistry of Precambrian mafic dykes from the Southern Superior Province // Halls H C and Fahrig W F. Mafic Dyke Swarms. Newfoundland: Geological Association of Canada, 34: 95–108.

Elliott T, Plank T, Zindler A, White W and Bourdon B. 1997. Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc., 102(B7): 14991–15019.

Ernst R E, Buchan K L and Palmer H C. 1995. Giant dyke swarms: Characteristics, distribution and geotectonic application // Heimann B G. Physics and Chemistry of Dykes. Balkema, Rotterdan: 3–21.

Faure M, Lin W, Monie P and Bruguier O. 2004. Paleoproterozoic arc magmatism and collision in Liaodong Peninsula (north-east China)., 16(2): 75–80.

Gao L, Liu S W, Hu Y L, Sun G Z, Guo R R and Bao H. 2020. Late Neoarchean geodynamic evolution: Evidence from the metavolcanic rocks of the Western Shandong Terrane, North China Craton., 80: 303–320.

Ghatak A and Basu A R. 2013. Isotopic and trace element geochemistry of alkali-mafic-ultramafic-carbonatitic complexes and flood basalts in NE India: Origin in a heterogeneous Kerguelen plume., 115: 46–72.

Green T H. 1995. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system., 120(3): 347–359.

Guo R R, Liu S W, Gong E P, Wang W, Wang M J, Fu J H and Qin T. 2017. Arc-generated metavolcanic rocks in the Anshan-Benxi greenstone belt, North China Craton: Constraints from geochemistry and zircon U-Pb-Hf isotopic systematics., 303: 228– 250.

Halls H C, Li J H, Davis D, Hou G T, Zhang B X and Qian X L. 2000. A precisely dated Proterozoic paleomagnetic pole from the North China Craton, and its relevance to paleocontinental construction., 143(1): 185–203.

Hawkesworth C, Turner S, McDermott F, Peate D and Van Calsteren P. 1997. U-Th isotopes in arc magmas: Implications for element transfer from the subducted crust., 276(5312): 551–555.

Headman L M. 1997. Global mafic magmatism at 2.45 Ga: Remnants of an ancient large igneous province?, 25(4): 299–302.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust and oceanic crust., 90(3): 297–314.

Hoskin P W O and Black L P. 2000. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon., 18(4): 423–439.

Hoskin P W O and Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis., 53(1): 27–62.

Hu G Y, Li Y H, Fan C F, Hou K J, Zhao Y and Zeng L S. 2015.LA-MC-ICP-MS boron isotope and zircon U-Pb age determinations of Paleoproterozoic borate deposits in Liaoning Province, northeastern China., 65: 1127–1141.

Irvine T N and Baragar W R A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks., 8(5): 523–548.

LaFlèche M R, Camire G and Jenner G A. 1998. Geo­chemistry of post-Acadian, Carboniferous continental intraplate basalts from the Maritimes basin, Magdalen islands, Quebec, Canada., 148(3–4): 115–136.

Li S Z and Zhao G C. 2007. SHRIMP U-Pb zircon geochronology of the Liaoji granitoids: Constraints on the evolution of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji belt in the Eastern Block of the North Chin Craton., 158(1–6): 1–16.

Li S Z, Zhao G C, Santosh M, Liu X, Dai L M, Suo Y H, Tam P Y, Song M C and Wang P C. 2012. Paleoproterozoic structural evolution of the southern segment of the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton., 200: 59–73.

Li S Z, Zhao G C, Sun M, Han Z Z, Zhao G T and Hao D F. 2006. Are the south and north Liaohe Groups of North China Craton different exotic terranes? Nd isotope constraints., 9(1): 198–208.

Li Z and Chen B. 2014. Geochronology and geochemistry of the Paleoproterozoic meta-basalts from the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton: Implications for petrogenesis and tectonic setting., 255: 653– 667.

Liu P H, Liu F L, Liu C H, Wang F, Liu J H, Yang H, Cai J and Shi J R. 2013. Petrogenesis,path, and tectonic significance of high-pressure mafic granulites from the Jiaobei terrane, North China Craton., 233: 237–258.

Liu P H, Liu F L, Yang H, Wang F and Liu J H. 2012. Protolith ages and timing of peak and retrograde metamorphism of the high-pressure granulites in the Shandong Peninsula, eastern North China Craton., 3(6): 923–943.

Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q and Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G and Chen H H. 2008a.analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard., 257(1–2): 34–43.

Liu Y S, Zong K Q, Kelemen P B and Gao S. 2008b. Geochemistry and magmatic history of eclogites and ultramafic rocks from the Chinese continental scientific drill hole: Subduction and ultrahigh-pressure metamorphismof lower crustal cumulates., 247(1–2): 133–153.

Lu X P, Wu F Y, Guo J H, Wilde S A, Yang J H, Liu X M and Zhang X O. 2006. Zircon U-Pb geochronological constraints on the Paleoproterozoic crustal evolution of the Eastern block in the North China Craton., 146(3): 138–164.

Ludwig K R. 2003. ISOPLOT 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. California: Berkeley Geo­chronology Center: 1–70.

Luo Y, Sun M, Zhao G C, Li S Z, Ayers J C, Xia X P and Zhang J H. 2008. A comparison of U-Pb and Hf isotopic compositions of detrital zircons from the North and South Liaohe groups: Constraints on the evolution of the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton., 163(3–4): 279–306.

Luo Y, Sun M, Zhao G C, Li S Z, Xu P, Ye K and Xia X P. 2004. LA-ICP-MS U-Pb zircon ages of the Liaohe Group in the Eastern Block of the North China Craton: Constraints on the evolution of the Jiao-Liao-Ji Belt., 134(3–4): 349–371.

Meng E, Liu F L, Liu P H, Liu C H, Yang H, Wang F, Shi J R and Cai J. 2014. Petrogenesis and tectonic significance of Paleoproterozoic meta-mafic rocks from central Liaodong Peninsula, northeast China: Evidence from zircon U-Pb dating andLu-Hf isotopes, and whole-rock geochemistry., 247: 92–109.

Middelburg J J, van der Weijden C H and Woittiez J R W. 1988. Chemical processes affecting the mobility of major, minor and trace elements during weathering of granitic rocks., 68(3–4): 253–273.

Muecke G K, Pride C and Sarkar P. 1979. Rare-earth element geochemistry of regional metamorphic rocks., 11: 449–464.

Peng P. 2010. Reconstruction and interpretation of giant mafic dyke swarms: A case study of 1.78Ga magmatism in the North China craton // Kusky T M, Zhai M G and Xiao W J. The evolving continents: Understanding Processes of Continental Growth.,,, 338: 163–178.

Peng P. 2015a. Precambrian mafic dyke swarms in the North China Craton and their geological implications.(), 58(5): 649–675.

Peng P. 2015b. Late Paleoproterozoic-Neoproterozoic (1800～ 541 Ma) mafic dyke swarms and rifts in North China. // Zhai M G. Precambrian Geology of China. Berlin Heidelberg, Springer: 171–204.

Peng P, Bleeker W, Ernst R E, Söderlund U and McNicoll V. 2011. U-Pb baddeleyite ages, distribution and geochemistry of 925 Ma mafic dykes and 900 Ma sills in the North China craton: Evidence for a Neoproterozoic mantle plume., 127(1–2): 210–221.

Peng P, Liu F, Zhai M G and Guo J H. 2012. Age of the Miyun dyke swarm: Constraints on the maximum depositional age of the Changcheng System., 57(1): 105–110.

Peng P, Zhai M G, Zhang H F and Guo J H. 2005. Geochronological constraints on the Paleoproterozoic evolution of the North China Craton: SHRIMP zircon ages of different types of mafic dikes., 47(5): 492–508.

Peng T P, Wilde S A, Fan W M, Peng B X and Mao Y S. 2013. Mesoproterozoic high Fe-Ti mafic magmatism in western Shandong, North China Craton: Petrogenesis and implications for the final breakup of the Columbia supercontinent., 235: 190–207.

Qian X L and Chen Y P. 1987. Late Precambrian mafic dyke swarms of the North China craton // Halls H C and Fahrig W F. Mafic Dykes Swarms., 34: 385–391.

Rock N M S. 1991. Lamprophyres. New York: Van Nostrand- Reinhold: 1–285.

Rudnick R L and Fountain D M. 1995. Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective., 33(3): 267–309.

Rudnick R L and Gao S. 2003. Composition of the continental crust., 3: 1–64.

Staudigel H and Hart S R. 1983. Alteration of basaltic glass: Mechanisms and significance for the oceanic crust- seawater budget., 47(3): 337–350.

Stepanova A, Samsonov A, Salnikova E, Puchtel I, LarionovaY O, Larionov A, Stepanov V, Shapovalov Y and Egorova S. 2014. Paleoproterozoic Continental MORB-type tholeiites in the Karelian Craton: Petrology, Geochronology, and Tectonic Setting., 55(9): 1719– 1751.

Sun G Z, Liu S W, Wang M J, Bao H and Teng G X. 2020. Complex Neoarchean mantle metasomatism: Evidence from sanukitoid diorites-monzodiorites-granodiorites in the northeastern North China Craton., 342: 105692.

Sun M, Armstrong R L, Lambert R S J, Jiang C C and Wu J H. 1993. Petrochemistry and Sr, Pb and Nd isotopic geochemistry of the Paleoproterozoic Kuandian complex, the eastern Liaoning Province, China., 62(1–2): 171–190.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Taylor S R and McLennan S. 1985. The continental crust: Composition and evolution., 54: 209–372.

Wang C, Peng P, Li Z X, Pisarevsky S, Denyszyn S, Liu Y B, Dien H G E and Su X D. 2020. The 1.24–1.21 Ga Licheng large igneous province in the North China Craton: Implications for paleogeographic reconstruction.:, 125(4), e2019JB019005.

Wang W, Liu S W, Santosh M, Zhang L F, Bai X, Zhao Y, Zhang S H and Guo R R. 2015. 1.23 Ga mafic dykes in the North China Craton and their implications for the reconstruction of the Columbia supercontinent., 27(4): 1407–1418.

Wang W, Liu S W, Wilde S A, Li Q G, Zhang J, Bai X, Yang P T and Guo R R. 2012. Petrogenesis and geochronology of Precambrian granitoid gneisses in Western Liaoning Province: Constraints on Neoarchean to early Paleoproterozoic crustal evolution of the North China Craton., 222–223: 290– 311.

Wang X P, Peng P, Wang C and Yang S Y. 2016. Petrogenesis of the 2115 Ma Haicheng mafic sills from the Eastern North China Craton: Implications for an intra-continental rifting., 39: 347–364.

Weaver B L. 1991. The origin of oceanic basalt end-member compositions: Trace element and isotopic constrains., 104(2–4): 381–397.

Willbold M and Stracke A. 2006. Trace element composition of mantle end-members: Implications for recycling of oceanic and upper and lower continental crust.,,, 7(4), doi: 10.1029/2005gc001005.

Winchester J A and Floyd P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements., 20(4): 325–343.

Wu F Y, Zhao G C, Wilde S A and Sun D Y. 2005. Nd isotopic constraints on crustal formation in the North China Craton., 24(5): 523–545.

Xie L W, Yang J H, Wu F Y, Yang Y H and Wilde S A. 2011. PbSL dating of garnet and staurolite: Constraints on the Paleoproterozoic crustal evolution of the Eastern Block, North China Craton., 42(1–2): 142–154.

Yin A and Nie S. 1996. A Phanerozoic palinspastic recons­truction of China and its neighboring regions // Yin A and Harrison T M. The Tectonic Evolution of Asia. New York: Cambridge University Press: 285–442.

Yuan L L, Zhang X H, Xue F H, Han C M, Chen H H and Zhai M G. 2015. Two episodes of Paleoproterozoic mafic intrusions from Liaoning province, North China Craton: Petrogenesis and tectonic implications., 264: 119–139.

Zhang S H, Liu S W, Zhao Y, Yang J H, Song B and Liu X M. 2007. The 1.75–1.68 Ga anorthosite-mangerite-alkali granitoid-rapakivi granite suite from the northern North China Craton: Magmatism related to a Paleoproterozoic orogen., 155(3): 287–312.

Zhang S H, Zhao Y and Santosh M. 2012. Mid-Mesoproterozoic bimodal magmatic rocks in the northern North China Craton: Implications for magmatism related to breakup of the Columbia supercontinent., 222–223: 339–367.

Zhang S H, Zhao Y, Yang Z Y, He Z F and Wu H. 2009. The 1.35 Ga diabase sills from the northern North China craton: Implications for breakup of the Columbia (Nuna) supercontinent., 288: 588–600.

Zhao G C, Sun M, Wilde S A and Li S Z. 2005. Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton: Key issues revisited., 136(2): 177–202.

Zhao G C, Wilde S A, Cawood P A and Sun M. 2001. Archean blocks and their boundaries in the North China Craton: Lithological, geochemical, structural and-path constraints and tectonic evolution., 107(1–2): 45–73.

Zhou Y Y, Zhai M G, Zhao T P, Lan Z W and Sun Q Y. 2014. Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of the early Paleoproterozoic potassic granite in the Lushan area, southern margin of the North China Craton., 94: 190–204.

Zhou Y Y, Zhao T P, Zhai M G, Gao J F, Lan Z W and Sun Q Y. 2015. Petrogenesis of the 2.1 Ga Lushan garnet- bearing quartz monzonite on the southern margin of the North China Craton and its tectonic implications., 256: 241–255.

Zindler A and Hart S R. 1986. Chemical geodynamics., 14: 493–571.

Zong K Q, Klemd R, Yuan Y, He Z Y, Guo J L, Shi X L, Liu Y S, Hu Z C and Zhang Z M. 2017. The assembly of Rodinia: The correlation of early Neoproterozoic (. 900 Ma) high-grade metamorphism and continental arc formation in the southern Beishan Orogen, southern Central Asian Orogenic Belt (CAOB)., 290: 32–48.

Petrogenesis and Tectonic Implications of the Paleoproterozoic Metamorphic Mafic Sills in Liaodong Area

HU Guohui1, 2, ZHANG Qiqi1, WANG Wei1, 2, ZHANG Shuanhong1, 2and LI Jianfeng1, 2

(1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China; 2. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction, Ministry of Natural Resources, Beijing 100081, China)

The metamorphic mafic sills that widespread in the Jiao-Liao-Ji orogenic belt in Liaodong area are of great significance to study the Paleoproterozoic tectonic evolution of the orogenic belt. To reveal their petrogenesis and tectonic setting, and thus constraint the Paleoproterozoic geological evolution of the Jiao-Liao-Ji orogenic belt, a detailed petrographic observation, zircon U-Pb dating and whole-rock geochemical analyses of the metamorphic mafic sills were carried out. The metamorphic mafic sills in the Liaodong area emplaced into the thick marble of the Dashiqiao Formation of the Liaohe Group and underwent amphibolite facies metamorphism. They consist of amphibolite and garnet amphibolite, mainly composed of hornblende and plagioclase, and minor garnet, quartz, biotite, magnetite and pyrite. The characteristic zoning structures and low Th/U ratios (0.01–0.34) of the zircon grains from the metamorphic mafic sills suggest a metamorphic origin. LA-ICP-MS dating of zircons from four mafic sills yielded U-Pb ages of 1854±11 Ma, 1846±12 Ma, 1847±9 Ma, and 1848±7 Ma, respectively, suggesting a metamorphic age of ～1.85 Ga, which is synchronous with the final amalgamation of the North China Craton. Based on the similar field occurrence, petrographic and geochemical features with those of the2.1 Ga mafic intrusions in the Jiao-Liao-Ji orogenic belt and elsewhere, their emplacement age may be also2.1 Ga. Whole-rock geochemistry shows that the metamorphic mafic sills are tholeiitic in composition (SiO2: 47.07%–52.18%, K2O+Na2O: 1.78%–4.70%, MgO: 3.92%–8.59%), and enriched in light rare earth elements and large ion lithophile elements (i.e., Rb, Ba and La), but depleted in high field strength elements (i.e., Nb and Ta). In addition, there is not significant Zr and Hf depletions and fractionation effect. All mafic samples show regular distributions in Al2O3, CaO and Fe2O3Tcontents and good correlations with MgO contents in major element covariant plots, and Nb/La ratios (0.52–0.73) do not change with SiO2and MgO contents. These geochemical characteristics indicate that crustal contamination during their emplacement is unlikely, and the arc-like features could be the result of the enriched lithospheric mantle source metasomatized by ancient subduction materials. These metamorphic mafic sills, as well as the other metamorphic volcano-sedimentary rocks, Liao-Ji granites and mafic rocks elsewhere, may have formed in an intra-continental rift at ～2.1 Ga.

Paleoproterozoic; mafic sills; zircon U-Pb dating; Liaodong area; North China Craton

2020-06-27;

2021-05-11

国家重点研发计划项目(2018YFC0603802)资助。

胡国辉(1984–), 男, 博士, 主要从事前寒武纪构造演化方面的研究。Email: huguohui321@126.com

P581; P595; P597

A

1001-1552(2021)05-1023-021

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.011