鞍本地区晚太古宙高镁安山岩的成因解释

2022-07-21郭荣荣李宗辉

东北大学学报（自然科学版） 2022年5期

郭荣荣, 李宗辉, 黄萧

(东北大学深部金属矿山开采教育部重点实验室, 辽宁沈阳 110819)

高镁安山岩通常是指比典型岛弧安山岩发育更高的MgO(>5%),Mg#,Cr,Ni含量和更低的FeOT/MgO比值(<1.5),以及w(Al2O3)<16%和w(CaO)<10%的安山岩,主要出露在会聚板块边缘,如阿留申群岛埃达克质高镁安山岩、日本Setouchi地区赞岐质高镁安山岩和日本Bonin岛玻安质高镁安山岩等,其源区物质组分较为复杂,往往涉及俯冲板片(镁铁质洋壳及上覆沉积物)流体、熔体和地幔橄榄岩[1].此外,还有少部分高镁安山岩形成于板内环境,其成岩往往与榴辉质下地壳拆沉、熔融,以及与地幔橄榄岩相互作用等密切相关[1].因此,高镁安山岩对揭示俯冲板片流体、熔体和拆沉下地壳熔体与地幔橄榄岩的相互作用等具有重要意义.此外,陆壳总体成分呈中性,Kelemen等[2]提出整体陆壳的地球化学特征与高镁安山岩类似,而近年来,不断有太古宙高镁安山岩报道,如～2.7 Ga Wawa地区高镁安山岩[3],因此,高镁安山岩对于反演陆壳形成与古陆壳演化等发挥了重要作用.

鞍本地区位于华北克拉通东北缘,不仅发育我国最古老的岩石记录,如～3.88 Ga花岗质片麻岩[4],还发育了大量BIF铁矿,具有重要的经济价值,因此成为备受关注的研究热点.近年来,众多学者对鞍本地区太古宙结晶基底开展了大量研究,取得的主要成果为:①完善了该区始/早太古宙-晚太古宙年代学格架和岩石组合[4-6];②限定了BIF为Algoma型,并与伴生表壳岩形成于弧后盆地构造背景[6-7];③确定了晚太古宙钾质花岗岩形成于古老陆壳重熔[5].但是,目前对鞍本地区晚太古宙变质火山岩的研究主要集中在变质基性火山岩,如弧后盆地玄武岩,而尚无变质中性火山岩的报道;此外,虽然多数学者认同鞍本地区晚太古宙为俯冲构造体制[6-8],但仍有学者倾向于地幔柱构造体制[9],而甄别二者的关键在于岩石组合及所涉及的壳幔相互作用.本文首次于鞍本地区识别出变质安山岩,且进一步厘定其为变质高镁安山岩(HMA),对完善研究区岩石组合具有重要意义;并通过全岩主微量元素数据分析,以及与显生宙和太古宙的典型高镁安山岩对比,限定鞍本地区晚太古宙晚期高镁安山岩的岩石成因,从而为鞍本地区晚太古宙壳幔作用和构造体制研究提供更多依据.

1 区域地质概况

鞍本地区太古宙结晶基底主要分布在鞍山-本溪-歪头山的三角区域内,包含～70%花岗质深成侵入体和～30%含BIF表壳岩(图1a).周世泰等[10]将鞍本地区太古宙表壳岩划分为中鞍山群和上鞍山群,其中,中鞍山群主要分布在弓长岭、南芬、本溪和歪头山地区,岩石组合为斜长角闪岩、绿泥角闪片岩、二云/黑云片岩/片麻岩和BIF等,经历绿片岩相至高角闪岩相变质,原岩恢复为镁铁质-长英质火山岩和少量黏土质沉积岩,火山岩的成岩年龄为～2.57～2.52 Ga[7-9,11-14],沉积岩的沉积年龄为～2.54～2.51 Ga[6];而上鞍山群主要分布在鞍山地区,岩石组合为绿泥/云母石英片岩、BIF、千枚岩和少量斜长角闪岩等,经历绿片岩相至低角闪岩相变质,原岩恢复为黏土质-粉砂质沉积岩和少量基性-酸性火山岩,前者沉积年龄为～2.56～2.51 Ga[6],后者侵位年龄为～2.56～2.53 Ga[8,11,15-16].因此,鞍本地区表壳岩原岩的成岩年龄近乎相同,无显著早晚之别,故而原先划分的中鞍山群和上鞍山群可能已丧失真正地质意义,需要重新对鞍本地区太古宙地层进行厘定和划分.

图1 鞍本地区地质图[4]

鞍本地区还发育始太古宙至晚太古宙深成侵入体,如～3.8 Ga奥长花岗质-石英闪长质片麻岩主要分布在白家坟、东山和深沟寺等地区[4];～3.4～2.9 Ga花岗质片麻岩主要分布在陈台沟、北台、大台沟、立山、铁架山和东西鞍山等地区[4,17];晚太古宙发育大量～2.54～2.49 Ga钾质花岗岩,如正长花岗岩、钾长花岗岩、二长花岗岩、石英二长岩和花岗闪长岩等[5].

2 野外地质特征与岩相学特征

鞍本地区变质火山岩岩石组合主要为斜长角闪岩、角闪/云母斜长片麻岩和二长片麻岩,其原岩恢复为玄武岩、安山岩和英安-流纹岩,其中,变质玄武岩占比最大,约75%,变质安山岩占比约5%,变质英安-流纹岩占比约20%.为简便描述,下文中变质高镁安山岩将省略“变质”二字.

鞍本地区高镁安山岩主要分布在本溪至歪头山一带,属于周世泰所划分的中鞍山群[10].其与晚太古宙斜长角闪岩和云母斜长片麻岩(原岩恢复分别为玄武岩和英安流纹岩)互层产出(图1b),因此可限定该高镁安山岩为太古宙产物.其岩相学定名为云母角闪斜长片麻岩,发育中细粒片状粒状变晶结构,片麻状构造,主要矿物组合为角闪石(16%～40%)+斜长石(31%～44%)+白云母/黑云母(6%～20%)+石英(8%～15%)+单斜辉石(0%～5%),以及少量副矿物如磁铁矿、绿帘石、磷灰石和榍石(图1c).

3 分析测试方法

本文于鞍本地区共采集5个高镁安山岩样品,并于北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室开展了全岩主微量元素测试,测试期间采用国际标样GSR-2(安山岩)和GSR-14(花岗质片麻岩),主量元素采用XRF分析方法,测试精度为<0.5%;微量元素用酸溶法前处理后,使用ICP-MS方法测定,测试精度<5%.具体的分析测试步骤详见文献[8].

4 分析结果与讨论

4.1 分析结果

图2 鞍本地区高镁安山岩地球化学分类图解

图3 球粒陨石标准化稀土图谱和原始地幔标准化微量元素蛛网图

4.2 典型显生宙高镁安山岩特征与成因

典型显生宙高镁安山岩(HMA)包括赞岐质HMA、埃达克质HMA、玻安质HMA和巴哈型HMA[1];亦有学者将皮波型HMA归入高镁安山岩范畴[21].下面将简述上述5类代表性高镁安山岩的矿物学、地球化学及其岩石成因.

赞岐质HMA最先发现于日本Setouchi火山岩带,为隐晶质(玄武)安山岩,斑晶含量较少,往往小于10%,以橄榄石斑晶为主,还可见古铜辉石和透辉石等斑晶,而斜长石和斜顽辉石不作为斑晶出现[20,22-23];发育高MgO,Mg#,Cr和Ni等含量(图2d),REE分异不显著,呈现微弱的负Eu异常(图3a),其成因被解释为俯冲镁铁质洋壳和上覆沉积物部分熔融所形成的熔体与地幔橄榄岩发生相互作用[22-23].皮波型HMA发现于阿留申皮波(Piip)岛,主要发育橄榄石和单斜辉石斑晶,质量分数为1%～6%,基质为玻璃+斜方辉石+橄榄石+斜长石;整体地球化学特征与赞岐质HMA较为相似,仅比赞岐质HMA发育稍高的Al2O3和略低的MgO,REE和大离子亲石元素(LILE)等不同(图2～图4),Yogodzinski等[21]认为在弧下壳幔边界处,低压含水条件下玄武质熔体与地幔橄榄岩的相互作用及后期演化可形成少量皮波型HMA.

表1 鞍本地区高镁安山岩的全岩主微量数据和主要参数

埃达克质HMA主要报道于阿留申埃达克岛和西阿留申Komandorsky区域,与其他HMA的最大不同之处是,埃达克质HMA不发育橄榄石斑晶,而是发育10%～20%的透辉石和顽透辉石斑晶,基质为斜长石+单斜辉石+斜方辉石+玻璃[24];其地球化学特征为强分异REE图谱(图3),无Eu异常,具有高Sr和La/Yb比值特征(图4b，图4c).这里需注意其与埃达克岩的区别,Defant等[25]将埃达克岩定义为w(SiO2)>56%,w(Al2O3)>15%,低重稀土含量,w(Yb)≤1.9×10-6,w(Y)≤18×10-6,高w(Sr)>400×10-6,Sr/Y>40,高La/Yb>20,且呈现正Sr和Eu异常的特征,通常形成于俯冲板片或加厚/拆沉下地壳部分熔融,且源区有石榴子石而无斜长石残留.由此可知,埃达克岩并不强调高MgO,Cr和Ni及低FeOT/MgO等高镁安山岩的显著特征,除了阿留申之外的岛弧,许多低镁安山岩也可能成为埃达克岩;同样,绝大多数高镁安山岩也并非埃达克岩,只是阿留申岛上的部分岩石既是埃达克岩也是高镁安山岩[2].因此,Yogodzinski等将埃达克质HMA解释为两个成岩过程:首先,俯冲玄武质洋壳发生低度部分熔融,且熔融残留相为石榴石+单斜辉石+金红石,所形成熔体具有高Sr和La/Yb比值特征;随后,地幔橄榄岩的加入才最终形成高MgO、低FeOT/MgO和中性岩(～59%,w(SiO2))的特征[24].

巴哈型HMA报道于墨西哥Baja California半岛,其斑晶含量较低,主要为橄榄石+单斜辉石+斜长石,占比为5%～20%,基质主要为斜长石+辉石+玻璃;其与埃达克质HMA具有类似的地球化学特征,发育强分异REE特征,低Y和HREE,高Sr(通常为2×10-3～3×10-3)和Ba(最高为 2.3×10-3)[26].与其他4类高镁安山岩相比,巴哈型HMA发育更低的MgO和更高的FeOT/MgO和TiO2含量(图2～图4).Calmus等[26]将墨西哥Baja California半岛上的巴哈型HMA解释为:首先由洋脊俯冲或俯冲板片浅部断离形成了软流圈窗;其次,软流圈窗边缘的俯冲板片发生熔融,其熔体进一步交代地幔橄榄岩使之发生部分熔融.

玻安质HMA最初发现于日本Bonin岛,斑晶较多,占比10%～30%,主要为辉石和橄榄石,基质为辉石+玻璃,而无斜长石.与赞岐质HMA相比,玻安质HMA中,斜顽辉石可作为斑晶出现;与其他4类HMA相比,玻安质HMA发育相对高的SiO2和Al2O3/TiO2、低TiO2和Na2O+K2O含量(图2b～图2d),稀土含量明显降低,且分异不明显,呈U型配分模式,并强烈亏损高场强元素(Nb,Ta等,图3),通常形成于海沟-弧前地区比MORB源区更亏损的地幔橄榄岩于高温低压含水条件下的部分熔融[27].

上述对5类高镁安山岩代表性的矿物组合、地球化学特征与成因进行解释.总体来说,矿物组合特征方面,从玻安质HMA→赞岐质HMA/皮波型HMA→巴哈型HMA→埃达克质HMA,所发育橄榄石的含量由多→少→无,而斜长石则相反,呈现无→少→多的分布趋势[1].就全岩主微量元素特征而言,玻安质HMA的代表性特征是高Al2O3/TiO2、低REE含量和U型REE图谱特征;埃达克质HMA与巴哈型HMA特征相近,以强分异REE,高Sr低Y为典型特征;赞岐质HMA与皮波型HMA特征相近,其REE分异程度强于玻安质HMA而弱于埃达克质与巴哈型HMA.上述高镁安山岩的成因解释均与活动板块边缘俯冲板片流体/熔体和地幔橄榄岩相互作用等密切相关.

图4 地球化学分类图解

近年来,也有少数高镁安山岩被指出可能形成于岩浆混合或分离结晶等成因.例如,Streck等[28]提出美国Shasta山高镁安山岩的辉石斑晶包含英安质熔体包裹体,并且高Mg#的斜方辉石和橄榄石斑晶外围发育自形辉石反应边,因此提出Shasta山高镁安山岩是由>50%英安质岩浆和≤40%玄武质岩浆混合,并混入<10%超镁铁质碎屑晶体的产物;洪路兵等[29]亦通过熔体包裹体的研究指出辽西早白垩世高镁安山岩是壳幔(酸性与基性)岩浆混合的产物;而Shellnutt等[30]则根据MELTS地球化学模拟,提出高镁安山岩也可以是原始弧玄武岩于上地壳贫H2O条件下分离结晶的产物.

4.3 成因分析

鞍本地区高镁安山岩与～2.55～2.52 Ga变质火山岩和BIF互层共生,由此可限定其成岩年龄为晚太古宙晚期.在La/Sm-La图解中(图4d),本文5个高镁安山岩样品构成斜线趋势分布,证明其成岩过程由部分熔融主导,而非岩浆混合和分离结晶作用.镁铁质下地壳无水或含水部分熔融的产物往往呈现Mg#<47[5],而鞍本高镁安山岩发育高w(MgO),Mg#,Cr和Ni含量(图2d),展现了幔源岩浆亲缘性,代表了与地幔橄榄岩相平衡的原始岩浆;而其强分异的REE模式及Nb,Ta和Ti亏损的特征与典型岛弧火山岩相同,推测其地幔橄榄岩源区还受到了俯冲板片起源的流体或熔体的影响.

近年来,大量关于鞍本地区晚太古宙表壳岩与BIF的研究表明,晚太古宙时期,鞍本地区为俯冲构造背景[6-8,12-14],因此,本文将鞍本高镁安山岩与俯冲体制下的太古宙～2.7 Ga Wawa绿岩带中HMA,以及显生宙赞岐质、埃达克质、玻安质、巴哈型和皮波型HMA进行对比,从而进一步限定鞍本高镁安山岩的成因.

鞍本地区高镁安山岩样品经历了角闪岩相变质,发育的主要矿物是角闪石+斜长石,仅个别样品还发育少量辉石,其原岩的矿物组合未能得到较好保存,因此,本文将主要从全岩主微量元素地球化学特征方面展开对比.就主量元素而言,鞍本高镁安山岩的SiO2,MgO,Na2O+K2O,TiO2和Al2O3/TiO2与玻安质HMA和巴哈型HMA明显不同,而与其余3类HMA有重叠(图2和图4);就稀土与微量元素特征而言(图3),鞍本高镁安山岩发育强分异REE配分模式,强烈富Rb,Ba和K等大离子亲石元素而亏损Nb,Ta,Sr和Ti元素,与～2.7 Ga Wawa绿岩带所报道HMA的图谱特征一致,与显生宙赞岐质、埃达克质和巴哈型HMA的图谱特征存在重叠,而与玻安质和皮波型HMA则明显不同.此外,鞍本高镁安山岩的La/Yb比值位于埃达克质、巴哈型和赞岐质HMA过渡区(图4c),然而,鞍本高镁安山岩发育比埃达克质和巴哈型HMA明显低的Sr含量(图4b),因此,鞍本地区高镁安山岩与赞岐质HMA最为相似,同样可能形成于受俯冲板片熔体交代后的地幔橄榄岩部分熔融,而太古宙高的地热梯度为俯冲板片部分熔融提供了便利条件.

地幔柱和板块俯冲两种构造体制和壳幔作用一直是研究的热点,前者以发育科马提岩和科马提质-拉斑质玄武岩为主,涉及高温、干体系下地幔高度部分熔融[17];而板块构造体制则发育拉斑质玄武岩和钙碱性玄武岩、安山岩、流纹岩等岩石组合,且壳幔相互作用涉及俯冲板片起源的流体/熔体与地幔橄榄岩相互作用[8].然而,本文所报道的鞍本地区高镁安山岩为钙碱性中性火山岩,与显生宙赞岐质HMA相似,形成于俯冲构造体制,表明鞍本地区晚太古宙受板块俯冲壳幔相互作用控制,而非地幔柱构造体制,这对BIF铁矿类型和潜在的产出位置具有一定理论指导意义.