华北克拉通新太古代末期的克拉通化:冀东昌黎碱性花岗质岩石的岩石学、锆石年代学和元素地球化学

2023-08-24佟鑫王惠初张永

岩石学报 2023年9期

佟鑫王惠初张永

华北克拉通是地球上最古老的克拉通之一,是由中亚造山带、苏鲁造山带、秦岭-大别造山带以及祁连造山带所围限的一个早前寒武纪稳定地块(图1),主要由早前寒武纪变质基底、中元古代-中三叠世沉积盖层以及中生代侵入体等组成,目前已报道的最古老的岩石记录为～3.8Ga,同时经历了后期一系列多阶段的构造-岩浆和变质作用过程(Wanetal., 2005, 2012; Kuskyetal., 2007; Rogers and Santosh, 2003; Zhai and Santosh, 2011),是研究地球早期大陆形成和构造演化的热点地区。然而由于华北克拉通变质基底形成以来,经历了后期地质过程的强烈改造,一些原始地质记录已经不复存在。对于其基底构造单元的划分及其克拉通化过程,长期以来存在着巨大的争议(Zhai and Santosh, 2011; Zhaoetal., 2005; Zhao and Zhai, 2013; 王惠初等, 2022)。

图1 华北克拉通早前寒武纪基底分布(据Zhao et al., 2005; 地形图引自http://www.iedadata.org/)Fig.1 Distribution of the Early Precambrian basement in the North China Craton (modified after Zhao et al., 2005; the topographic base from http://www.iedadata.org/)

其中关于华北克拉通克拉通化的过程,目前主要存在两种认识:一种是认为在～2.5Ga微陆块沿现今出露的太古宙绿岩带发生拼合,完成克拉通化,随后在古元古代整体发生裂解,并发生一系列俯冲-增生-碰撞过程,在～1.85Ga完成最终的克拉通化(Zhai and Santosh, 2011);另一观点认为华北克拉通在新太古代晚期不曾发生克拉通化,华北克拉通东、西部之间为一个长期连续发育的岛弧,未曾发育陆内裂谷,仅在～1.85Ga发生一次克拉通化(Zhaoetal., 2005)。

华北克拉通东部新太古代岩浆作用(2.6～2.5Ga)广泛发育,是了解华北克拉通早前寒武纪地壳演化的关键区域(Yangetal., 2008; Zhaoetal., 2001, 2005)。然而对于华北克拉通东部新太古代基底形成的地球动力学及构造背景同样存在着较大的争议,部分学者认为其形成于地幔柱活动背景(Wuetal., 2013, 2014; Yangetal., 2008; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013),另有学者则认为其形成于俯冲背景下的活动大陆边缘环境(Baietal., 2014, 2015, 2016; Fuetal., 2017, 2018, 2019, 2021; Wangetal., 2015)。

碱性花岗质岩石等碱性岩类可产出于多种构造环境中,包括大陆岛弧、大洋岛弧、后碰撞岩浆弧、板内热点及裂谷等(Müller and Groves, 2019; Tongetal., 2019)。在华北克拉通东部冀东昌黎地区,张永等(2017)报道了一套目前发现的中国唯一的新太古代末期含有霓辉石等碱性暗色矿物的碱性花岗质岩石。目前对该套岩石的研究程度相对较低,对于其岩石成因,及其与区域内同时代TTG质岩石、赞岐质岩石、变质火山岩等的成因联系尚不明确。

基于此,本文对华北克拉通东部冀东昌黎地区新太古代晚期碱性花岗质岩石,进行了系统的岩石学、矿物化学、锆石地质年代学以及全岩元素地球化学研究。以此来限定该套碱性花岗质岩石的成因,进一步讨论华北克拉通东部新太古代基底岩石形成的地球动力学及构造背景,进而约束华北克拉通早前寒武纪完成克拉通化的过程。

1 区域地质背景和样品采集

在华北克拉通东部的冀东,延伸至辽西地区,出露有大量的新太古代花岗质岩石和同时期的变质表壳岩(图2),是华北克拉通东部太古宙基底的重要组成部分。根据这些新太古代岩石组合、岩石地球化学特征以及野外构造地质特征,可将冀东-辽西新太古代基底划分为北、中、南三个岩性构造带(图2, Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

图2 冀东-辽西地区前寒武纪基底岩性构造分带示意图(据Fu et al., 2017, 2019, 2021修改)Fig.2 Simplified geological map and lithological zonation of the Precambrian basement in the eastern Hebei-western Liaoning provinces (modified after Fu et al., 2017, 2019, 2021)

北部构造带被划定在辽宁阜新地区的北部,主要由～2.6Ga的拉斑玄武岩组成,其中含有少量的磁铁石英岩夹层,岩石普遍经历了绿片岩相-角闪岩相的变质作用。该套拉斑玄武岩具有MORB型岩石地球化学特征,被认为是大洋地壳的残留(Fuetal., 2019, 2021; Wangetal., 2011, 2015)。

中部构造带与北部构造带之间以韧性剪切构造为界,二者呈构造接触关系。中部构造带基底岩石包括出露于阜新-朝阳-建平-上营-挂兰峪一带的新太古代晚期-古元古代早期的变质火山岩、TTG片麻岩以及少量的细粒二长花岗质脉岩等(Liuetal., 2011; Wangetal., 2012, 2013, 2015)。其中变质火山岩主要包括拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩-玄武安山岩-英安岩等岩石类型,拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩被认为是来自被俯冲板片流体交代的岩石圈地幔的部分熔融,而钙碱性玄武安山岩和英安岩被认为是来自俯冲板片的部分熔融或被俯冲板片熔体交代的岩石圈地幔的部分熔融(Guoetal., 2013, 2015; Wangetal., 2011, 2015)。带内的TTG片麻岩与变火山岩呈侵入接触关系,被认为是来自下地壳或俯冲大洋板片的部分熔融,而侵入TTG片麻岩和变火山岩中的二长花岗质脉岩则认为是来自变质泥质岩石的部分熔融(Wangetal., 2012, 2013)。在义县-阜新地区,这些基底岩石普遍经历了绿片岩相-角闪岩相变质作用,而在挂兰峪-上营-建平地区其主要经历了角闪岩相-麻粒岩相变质作用,局部存在具有顺时针轨迹的高压麻粒岩相变质作用(Guoetal., 2013, 2015, 2017; Liuetal., 2011; Wangetal., 2012, 2013, 2015)。

南部构造带以锦州-洒河桥大型推覆构造与中部构造带进行区分。南部构造带基底主要由新太古代末期的岩石组成,同时包括少量的古太古-中太古代基底岩石(Fuetal., 2019, 2021)。这些古太古-中太古代的基底岩石主要包括在曹庄一带出露的含有～3.5Ga碎屑锆石的石英岩、～3.4Ga的变质火山岩、3.3～3.1Ga的英云闪长岩-奥长花岗岩,以及在草场村附近出露的～2.9Ga的变质火山岩和TTG片麻岩(Hanetal., 2014; Liouetal., 2019; Nutmanetal., 2011)。新太古代末期的基底岩石组合主要包括斑状二长闪长质-石英二长闪长质-花岗闪长质-二长花岗质(MQGM)片麻岩,中粒二长花岗岩-正长花岗岩,紫苏花岗岩,闪长质-英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质(DTTG)片麻岩和变质表壳岩等(Baietal., 2015, 2016; Fuetal., 2017, 2018; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2016b; Yangetal., 2008)。其中MQGM片麻岩出露于锦州-秦皇岛-迁安一带,是该条岩性构造带内出露范围最广泛的一套岩石组合(图2),被认为是来自交代岩石圈地幔的部分熔融或富钾镁铁质岩石的部分熔融(Fuetal., 2018)。出露于绥中-秦皇岛一带的中粒二长花岗岩-正长花岗岩侵入MQGM片麻岩中,被认为是来自MQGM片麻岩的部分熔融(Fuetal., 2017)。在该条岩性构造带内,目前识别出了两期DTTG岩浆作用,一期(～2563Ma)被认为是源于俯冲大洋板片的部分熔融,以MQGM片麻岩岩石包体的形式产出,主要岩石类型为英云闪长岩(Fuetal., 2018);另一期(2535～2513Ma)主要出露于太平寨-遵化一带,岩性上与MQGM片麻岩渐变过渡,被认为是来自交代地幔的部分熔融同时经历了一定程度的岩浆分异作用(Baietal., 2014, 2016; Fuetal., 2016)。带内的紫苏花岗岩主要分布于渔户寨-太平寨一带,与DTTG片麻岩在岩性上渐变过渡。这些紫苏花岗岩具有与太古宙赞岐质岩石相似的岩石地球化学特征,被认为是来自交代地幔的部分熔融(Baietal., 2015; Fuetal., 2016)。带内的变质表壳岩主要分布于迁安-卢龙-双山子地区,为一套经历了绿片岩相-角闪岩相变质作用的火山-沉积岩系,包括斜长角闪岩、二云母长石片麻岩、石榴石云母片岩、黑云母角闪石片岩、二云母石英片岩、千枚岩、磁铁石英岩、砾岩等岩石类型(Nutmanetal., 2011; Guoetal., 2015; Fuetal., 2019, 2021)。

本文主要研究对象昌黎碱性花岗岩体,出露于昌黎县城西北部,位于上述南部岩性构造带内,出露面积约3.4km2,包括石英二长岩、石英碱长正长岩、二长花岗岩等岩石类型,其中可见黑云变粒岩和斜长角闪岩等岩石包体。可见宽30～100cm的辉绿岩脉侵入其中,其北东侧为中生代花岗质侵入体侵入,南西侧则被第四纪沉积物覆盖(图3)。本次研究所涉及的7件样品均采集自昌黎碱性花岗岩体(图3),且为风化程度最弱的样品。

图3 昌黎地区地质简图及采样位置Fig.3 Simplified geological map of the study area showing sample locations

2 岩相学

本文采集的7件碱性花岗质岩石样品(表1)在宏观露头尺度上表面呈浅灰色-灰褐色,中粒等粒结构,块状构造,局部显示弱片麻状构造,可见暗色矿物的定向排列,手标本上可见肉红色碱性长石以及石英的油脂光泽(图4a, b)。主要矿物组成为石英(Qz)、碱性长石(Afs)、斜长石(Pl)、霓辉石(Agt),同时包括榍石(Spn)、磷灰石(Ap)等副矿物,榍石相比磷灰石含量较多,以及少量的不透明矿物(Opq),在部分岩石样品中,可见角闪石(Amp)、黑云母(Bt)以及紫苏辉石(Hyp)等矿物(图4)。样品的定名及矿物组合特征见表1。

表1 样品岩石定名及矿物组合Table 1 Rock classification and mineral assemblages of the Changli alkaline granitoids

图4 昌黎碱性花岗质岩石野外(a、b)及镜下(c-h)照片Afs-碱性长石;Ab-钠长石;Qz-石英;Cpx-单斜辉石(霓辉石);Opx-斜方辉石(紫苏辉石);Bt-黑云母;Amp-角闪石;Ap-磷灰石;Spn-榍石;Opq-不透明矿物Fig.4 Closeup outcrop photographs (a, b) and photomicrographs (c-h) of the Changli alkaline granitoidsAfs-alkali feldspar; Ab-albite; Qz-quartz; Cpx-clinopyroxece (aegirine-augite); Opx-orthopyroxene (hypersthene); Bt-biotite; Amp-amphibole; Ap-apatite; Spn-titanite; Opq-opaque mineral

该套样品中,磷灰石、榍石等副矿物呈半自形-自形结构,矿物长轴400～800μm不等,其余主要矿物均呈现半自形-他形粒状结构,粒径多在600μm～2.5mm之间(图4c, d)。样品中碱性长石均为正条纹长石,主晶为钾长石,其多发生土化,表面浑浊(图4c, e-h)。该套样品中的斜长石,镜下可见其钠长石律聚片双晶(图4c),根据其矿物化学特征(见后文),认为其均为钠质斜长石(Ab),也可将其视作碱性长石的富钠端元矿物。霓辉石具有与角闪石相似的多色性及消光特征,可利用霓辉石的负延性特征与之区别,在垂直矿物c轴切面上可见其辉石式解理(图4e, f)。在19JD07、19JD08两件样品中可见紫苏辉石,具有淡红-淡绿多色性,可见其平行消光切面(图4g, h)。在19JD07样品中,可见紫苏辉石与霓辉石的伴生,紫苏辉石残晶为霓辉石所包围(图4g)。

3 分析方法

3.1 电子探针测试

电子探针测试工作在天津地质调查中心实验测试室完成,分析仪器为Shimadzu EPMA-1600电子探针分析仪(Electron Probe Microanalyzer),加速电压(Accelerating voltage)为15kV,射束电流(Beam current)20nA。所有测试点元素的分析精度均优于1.5%。

3.2 锆石U-Pb测年

本研究对19JD01样品进行了锆石U-Pb测年,锆石制靶、反射光和阴极发光拍照等由北京锆年领航科技有限公司完成。将岩石样品粉碎至50～80目左右,对其进行重液、磁力分选。随后利用双目镜手工挑选出锆石,粘贴在胶带上,然后将其安置在环氧树脂中,制成锆石靶,对锆石颗粒进行抛光,至锆石颗粒的三分之二到一半。详细制靶过程参考宋彪等(2002)。随后对锆石进行反射光和阴极发光拍照,阴极发光拍照利用Leo4500扫描电子显微镜完成,分析电压为15kV。

锆石U-Pb同位素测年分析在天津地质调查中心实验测试室利用激光剥蚀等离子质谱(LA-ICP-MS)方法完成。激光剥蚀系统为New Wave的193nm准分子激光剥蚀进样系统,剥蚀激光束斑直径为35μm,脉冲频率为8Hz。质谱系统为Thermo Fisher的Neptune电感耦合等离子质谱仪。分析采用GJ-1作为年龄外标,NIST610作为元素含量外标。数据处理包括积分信号的选择、随时间质量漂移的校正等过程均采用ICPMSDataCal程序完成(Liuetal., 2008, 2010),利用ComPbCorr#3-151程序进行普通铅校正(Andersen, 2002),对锆石年龄数据作图利用Isoplot/Ex_ver4.15程序完成(Ludwig, 2008)。

3.3 全岩主、微量元素测试

本研究样品的全岩主、微量元素组成测试工作均在天津地质调查中心实验测试室完成。主量元素采用X射线荧光光谱分析(XRF)方法完成:将200目以下的岩石粉末放入烘干机中干燥约12h后取出冷却至室温,称取定量的粉末与助溶剂混合一同倒入铂金坩埚中并加入3～4滴溴化锂,将铂金坩埚置于高温炉中加热并搅拌,完全熔融后将其倒入铂金模具中冷却,最后得到一个直径约34mm的玻璃片,用得到的玻璃片上机测试得到样品主量元素组成。其分析仪器为PW4400/40,分析精度优于3%。

其中FeO含量采用湿化学法分析完成:将一定量样品置于铂金坩埚中,用水润湿后依次加入5mL氢氟酸和10mL近沸的硫酸,并将坩埚盖盖置于电炉上,煮沸并保持10min,随后将坩埚放入200mL煮沸的加入了饱和硼酸溶液的水中,并加入15mL磷、硫混酸和2滴二苯胺磺酸钠指示剂,用重铬酸钾基准滴定溶液滴定至紫色,记下消耗溶液的体积V;在空白样中,加入5mL硫酸亚铁铵溶液,15mL磷、硫混酸,加水至100mL,加2滴二苯胺磺酸钠指示剂用重铬酸钾基准滴定溶液滴定至紫色,再加入5mL硫酸亚铁铵溶液,并用重铬酸钾基准滴定溶液滴定至紫色,计算空白消耗滴定溶液的体积V0, 最后根据公式:

FeO (%)=(V-V0)T/103/m×100%

计算FeO含量,T为重铬酸钾基准滴定溶液对氧化亚铁的滴定度(mg·mL-1),m为样品量(g)。

其样品烧失量(LOI)的测定是通过将一定重量的样品放入1000℃的马弗炉(Muffle furnace)中数小时,待其在干燥环境中冷却后重新称重。

微量元素是利用电感耦合等离子质谱(ICP-MS)的分析方式完成:将200目以下的岩石样品粉末置于烘干箱中至少12h,取出后冷却至室温,并称取0.05g样品置于溶样弹中,依次加入1mL高纯度硝酸和1mL高纯度氢氟酸,将溶样弹放入钢套,拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上后冷却,随后开盖置于电热板上蒸干,温度控制在140℃,然后加入1mL 硝酸并再次蒸干,随后加入1mL硝酸、1mL高纯度去离子水和1mL内标In(浓度为1×10-6),再次将溶样弹放入钢套,拧紧后置于烘干箱中加热12h以上,温度控制在190℃,随后将溶液转入聚乙烯塑料瓶中,并用2%的硝酸稀释至100g以进行测试,测试仪器为Thermo X Ⅱ,分析精度和准确度均高于5%。

4 分析结果

4.1 矿物化学

本研究对张永等(2017)的一件霓辉二长花岗岩样品(14HB01)中的辉石、长石类等矿物进行了电子探针测试。对辉石族矿物Fe3+离子系数的估计和校正参考Droop (1987)。分析及矿物阳离子系数计算结果见附表1。

该样品中的辉石,根据其阳离子系数可将其分为Ca-Mg-Fe辉石和Na-Ca辉石两类(图5a),其XMg值(=Mg/[Fe2++Mg])分别为0.43～0.64和0.47～0.60。Ca-Mg-Fe辉石为透辉石或钙铁辉石(Wo=47～52、En=21～29、Fs=19～30),Na-Ca辉石均为霓辉石(Q=59～76、Jd=1～3、Ae=23～38)(图5b, c)。该件样品中的碱性长石多为正长石,个别为Na-正长石,而斜长石均为钠质斜长石(Ab),同时也可将其视作长石族矿物碱性长石亚族的富钠端元矿物(图5d)。

4.2 锆石U-Pb测年结果

昌黎碱性花岗质岩体中锆石多呈半自形-他形,其阴极发光(CL)影像图中可见岩浆成因锆石的振荡环带和变质锆石边,大多数锆石内部则呈现面状分带或冷杉叶状分带等变质锆石特征,其中部分锆石发生了溶蚀,可见其港湾状结构,锆石粒径在100～200μm之间(图6;Hoskin and Schaltegger, 2003; 张永等, 2017)。本研究中所有锆石,除了个别测点具有极低的Th/U值外,其余在0.14～0.94之间(附表2)。锆石U-Pb测年得到了不一致线上交点年龄为2531±18Ma(MSWD=1.6)(图6)。此外,张永等(2017)对该岩体的一件碱性花岗质岩石样品(14HB01)进行了锆石的U-Pb测年,得到了2518±19Ma的不一致线上交点年龄。

图6 昌黎碱性花岗质岩石(19JD01)锆石U-Pb年龄协和图Fig.6 U-Pb concordia diagram for zircons from the Changli alkaline granitoid (19JD01)

4.3 全岩主、微量元素分析结果

根据样品的全岩主量元素组成(表2),本文样品可以分为石英正长岩和碱长花岗岩等两种岩石类型(图7a),与岩相学定名略有差别(表1)。这是由于该套岩石中的斜长石均为钠质斜长石,因此该套样品具有相对较低的全岩钙含量,所以部分样品成分点落在图面上会向石英正长岩和碱长花岗岩的区域内偏移(图7a)。根据岩相学观察,该套岩石中的多数样品具有一定含量的斜长石(表1),若仅根据全岩主量元素成分,将本研究全部样品定为石英正长岩和碱长花岗岩显然是不合适的,因此对于该套样品的定名仍应以岩相学观察为准。

图8 昌黎碱性花岗质岩石SiO2对和Na2O(f)等主量元素变异图解Fig.8 SiO2 variation diagrams with TiO2 (a), Al2O3 (b), (c), MgO (d), CaO (e) and Na2O (f) showing the major element compositions of the Changli alkaline granitoids

图9 昌黎碱性花岗质岩石球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)闪长-花岗闪长质岩石以及二长-正长花岗质岩石数据来自Fu et al., (2017, 2018);图中红线代表从假设的岩浆组分发生不同程度副矿物分离结晶后的稀土和微量元素分布模式;元素分配系数参考Bachmann et al. (2005), Fujimaki (1986), Paster et al. (1974), Mahood and Stimac (1990) Luhr et al. (1984), Ewart and Griffin (1994) 和Mahood and Hildreth (1983)Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive-mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the Changli alkaline granitoids (normalization data from Sun and McDonough, 1989)Data for dioritic-granodioritic and monzogranitic-syenogranitic rocks from Fu et al. (2017, 2018). Red lines represent modeled REE and trace element patterns of Changli alkaline granitoids, with varying degrees of fractional crystallization from the assumed parent magma composition (19JD05). Partition coefficients used are from Bachmann et al. (2005), Fujimaki (1986), Paster et al. (1974), Mahood and Stimac (1990), Luhr et al. (1984), Ewart and Griffin (1994), Mahood and Hildreth (1983)

5 讨论

5.1 有限的主要矿物的分离结晶

如上所述,昌黎碱性花岗质岩石出露于Fuetal.(2017, 2019, 2021)在冀东-辽西地区划定的南部岩性构造带内(图2)。该套碱性花岗质岩石除出现碱性暗色矿物之外,其矿物组合及元素地球化学特征与同样出露于南部构造带内同时期的二长-正长花岗质岩石相似,不同学者对南部岩性构造带内的新太古代晚期的二长-正长花岗质岩石,包括闪长-花岗闪长质岩石在内亦做了详细的研究(Yangetal., 2008; Fuetal., 2017, 2018, 2019)。

发育于秦皇岛岩体东北部的二长花岗质岩石具有高Sr,低Y、Yb的微量元素组成,以及亏损的高场强元素,具有右倾的稀土元素配分模式,而该岩体中的正长花岗质岩石则具有相对平坦的稀土元素配分模式,以及较低的轻稀土组成,二者均显示Eu的正异常(Yangetal., 2008)。Yangetal.(2008)认为其中的二长花岗质岩石来自下地壳在高压条件下(>1.5GPa)的部分熔融,源区有石榴石而无斜长石残留,而正长花岗质岩石则来自新生地壳在低压条件下(<1.5GPa)的部分熔融(Yangetal., 2008)。

近年,Fuetal.(2017, 2018, 2019, 2021)对出露于冀东-辽西上述南部岩性构造带包括秦皇岛岩体在内的新太古代末期侵入岩及变质表壳岩进行了整合,厘定出了二长-正长花岗质岩石、闪长-花岗闪长质岩石等岩石组合单元(图2)。Fuetal.(2017)根据全岩稀土元素含量,将其中的二长-正长花岗质岩石分为两组,分别为高稀土组(High REE group)和低稀土组(Low REE group)。其中具有高稀土元素含量的二长-正长花岗质岩石被认为是来自区域上同时代闪长-花岗闪长质岩石的部分熔融(Fuetal., 2017, 2018; Yangetal., 2008),而低稀土组的岩石则被认为是经历了一定程度的岩浆分异(Fuetal., 2017)。

昌黎碱性花岗质岩石的稀土元素组成并不集中,分布介于Fuetal.(2017)高稀土组与低稀土组(未分异和分异)二长-正长花岗质岩石之间,偏向低稀土组二长-正长花岗质岩石(图9)。结合其与具有低稀土组分(分异)的二长-正长花岗质岩石具有相似的微量元素组成以及Eu的正异常,本文认为昌黎碱性花岗质岩石经历了一定程度的岩浆分异作用。

长石、角闪石、单斜辉石和黑云母等是昌黎碱性花岗质岩石中几种主要的造岩矿物(图4)。对于碱性长石来说,一般是岩浆演化后期的产物,因此本文一般不考虑碱性长石的分离结晶。对于斜长石来说,其分离结晶过程会造成Rb/Sr值的升高,同时由于其富集Sr、Ca等元素,因而斜长石的分离结晶并不会造成残留熔体Sr/CaO值的明显变化。而对于黑云母来说,其分离结晶过程则会造成的残留熔体Rb/Sr值的降低和Sr含量的升高。本文昌黎碱性花岗质岩石样品显示全岩Sr元素含量与Rb/Sr值的负相关,指示斜长石的分离结晶(图10a)。然而其Rb/Sr值(0.39～0.69)的变化却是相对较小的,这是由于本文中斜长石均为钠质斜长石,钙含量极低(图5d),而Sr与Ca元素属同一主族元素,具有相似的元素地球化学行为,其分离结晶过程对全岩Sr元素组成的影响十分有限。此外,钠长石同属碱性长石的富钠端元矿物,而对于斜长石类质同相系列来说,具有较低An端元的钠质斜长石也同样是岩浆演化后期的产物,一般不会发生大量的分离结晶。另一方面,昌黎碱性花岗质岩石全岩富集钠元素(Na2O=4.64%～5.77%),而全岩Na2O与SiO2含量并没有明显的相关关系(图8f)。因此从该套样品本身来看,本文认为昌黎碱性花岗质岩石存在有限的斜长石分离结晶,同时可忽略黑云母的分离结晶(图10a, c)。

图10 昌黎碱性花岗质岩石主要矿物分离结晶Rb/Sr-Sr (a),Dy/Yb-SiO2 (b)和Rb/Sr-Sr/CaO (c)图解Fig.10 Rb/Sr vs. Sr (a), Dy/Yb vs. SiO2 (b) and Rb/Sr vs. Sr/CaO (c) plots showing the fractionation of plagioclase, amphibole and clinopyroxene of the Changli alkaline granitoids

对于角闪石来说,其富集中稀土元素,昌黎碱性花岗质岩石全岩Dy/Yb值与SiO2含量的负相关关系反映了其角闪石的分离结晶过程(图10b)。对于单斜辉石来说,Rb、Sr等元素相比Ca是更不相容的元素(Huangetal., 2006; Rollinson, 2014),昌黎碱性花岗质岩石显著变化的全岩Sr/CaO值和相对稳定的Rb/Sr值则反映了单斜辉石的分离结晶过程(图10c)。另外,考虑昌黎碱性花岗质岩石的微量、稀土元素组成并非由角闪石、单斜辉石等矿物的分离结晶过程控制,而是直接反映了岩浆源区的特征(详见5.4节),本文认为角闪石、单斜辉石等富集重稀土暗色矿物的分离结晶也是十分有限的。

5.2 主要矿物的分离结晶/堆晶作用导致的岩浆分异过程

部分学者在对具有埃达克质岩石地球化学特征且同时具有Eu正异常的花岗质岩石的研究中,认为角闪石的分离结晶可以造成残余岩浆Eu的正异常,同时在与其对应的堆晶角闪石岩中显示明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.62～0.87, Liou and Guo, 2019)。然而这些花岗质岩石中,与昌黎碱性花岗质岩石具有相似Eu/Eu*值的岩石具有相对较低全岩SiO2含量,而与昌黎具有相近SiO2含量的岩石则具有极高的Eu/Eu*值(2.02～6.42, Liou and Guo, 2019),所以昌黎碱性花岗质岩石的Eu正异常也几乎也没有可能是通过角闪石分离结晶造成的。

在英安质和流纹质等酸性岩浆体系中,Eu对斜长石为相容元素(KD=1.11～7.90),因此在酸性岩浆体系中,斜长石的积累(堆晶)可以造成岩石显示Eu的正异常(Bacon and Druitt, 1988; Beaetal., 1994; Fujimakietal., 1984; Nash and Crecraft, 1985)。对于具有高Sr/Y值花岗质岩石的Eu的正异常,一般认为是源区岩石在高压条件下发生部分熔融形成,源区残留石榴子石不存在斜长石(Hastieetal., 2016; Moyen and Martin, 2012; Rappetal., 1991; Sen and Dunn, 1994; Springer and Seck, 1997)。Yangetal.(2008)在对冀东-辽西南部岩性构造带内具有高Sr/Y、(La/Yb)N值及Eu正异常特征的二长花岗质岩石的研究中,通过分析其微量元素的组成,认为其是下地壳源区在大于1.5GPa的高压条件下发生了部分熔融,源区残留石榴子石而无斜长石。

然而部分学者并不认为全岩的Sr/Y值是一个可靠的能反映岩浆源区深度的地球化学指标(Liou and Guo, 2019; Liouetal., 2022)。同时,在对昌黎碱性花岗质岩石的岩相学研究中,发现部分岩石样品中存在紫苏辉石(图4g, h)。而紫苏辉石的出现,更多是反映高温的条件,而非高压的地质过程。

另一方面,从结构化学和元素地球化学行为的角度来看,稀土元素容易失去6s25d1或6s24f1三个电子,以三价阳离子的形式进入矿物晶格。对于Eu原子来说,其核外电子排布式为[Xe]6s24f7,4f7为电子排布半满的稳定结构,当Eu原子失去6s2两个电子时,可形成相比Eu3+更稳定的Eu2+。Eu2+与Ca2+具有相似的晶体化学性质,因此Eu元素可以类质同像的方式进入斜长石等含钙的矿物,与其他稀土元素发生分离,可导致富集含钙矿物的岩石Eu元素的相对富集。

然而对于昌黎碱性花岗质岩石来说,其中的斜长石均为钠质斜长石(图5d),而且部分不含斜长石的样品也显示Eu的正异常(表2)。尽管样品中亦存在,如霓辉石等,单斜辉石类的含钙矿物,但样品的全岩CaO含量(0.48%～0.94%)却是相对较低的(图8e、表2)。因此本文认为昌黎碱性花岗质岩石的Eu正异常并不是因斜长石、单斜辉石等含钙矿物的存在而引起的。

在昌黎碱性花岗质岩石中含有较多的碱性长石(图4、表1),且碱性长石在酸性岩浆体系中对Eu同样具有较高的分配系数(KD=2.32～6.50)(Beaetal., 1994; Nash and Crecraft, 1985; Mahood and Hildreth, 1983)。然而碱性长石中的钙含量却是极低的(图5d、附表1),而且在典型的富含碱性长石的碱性花岗质岩石中,通常表现出Eu负异常的特征(Tongetal., 2019)。因此,昌黎碱性花岗质岩石的Eu异常也几乎没有可能是因碱性长石的存在而引起的。

昌黎碱性花岗质岩石的稀土元素组成介于南部岩性构造带内高稀土与低稀土组二长-正长花岗质岩石之间,偏向发生分异的具有低稀土组分的二长-正长花岗质岩石,并与这些分异岩石相似,显示Eu正异常。而未分异的二长-正长花岗质岩石包括部分分异程度较低的昌黎碱性花岗质岩石样品均具有相对较高的稀土元素含量(∑REE)(图9a),而且对昌黎碱性花岗质岩石样品而言,其全岩SiO2含量与La/Yb呈明显的负相关关系(r=-0.39),这显然与一般的岩浆演化过程相悖。

另一方面,碱性长石、斜长石对除Eu外的稀土元素均为不相容元素,黑云母和石英等矿物对包括Eu在内的稀土元素亦为不相容元素(Rollinson, 2014)。在排除了单斜辉石、角闪石等富集重稀土矿物分离结晶对昌黎碱性花岗质岩石微量、稀土元素组成的影响(详见5.4节),以及斜长石、碱性长石对其Eu元素组成的影响后,可以认为这些主要矿物的分离结晶或堆晶过程对昌黎碱性花岗质岩石全岩稀土元素组成的制约是相当有限的。

5.3 副矿物的分离结晶

在昌黎碱性花岗质岩石中,可见磷灰石、榍石等副矿物(图4c),同时在南部岩性构造带内未分异的正长花岗片麻岩中观察到了少量的褐帘石(Fuetal., 2017)。而这些副矿物,虽然在岩石中含量较少,但其对稀土元素却有极高的分配系数(Bachmannetal., 2005; Fujimaki, 1986)。其中磷灰石[Ca5(PO4)3(F, Cl, OH)]是一类含钙的磷酸盐矿物,榍石[CaTi[SiO4]O]为钛和钙的硅酸盐矿物,而褐帘石[(Ce, Ca)2(Fe, Al)3[Si2O7][SiO4]O(OH)]则为一种含有铈等稀土元素的帘石族矿物。

昌黎碱性花岗质岩石的全岩SiO2含量与CaO、TiO2、P2O5、Ce含量及La/Yb值均呈明显的负相关关系(r=-0.51、-0.50、-0.59、-0.85、-0.39),而P2O5与La/Yb值则显示正相关关系(r=0.83),因此本文考虑昌黎碱性花岗质岩石稀土元素的分异,与磷灰石(Ap)、榍石(Spn)、褐帘石(Aln)等副矿物的分离结晶有关。

对于其Eu元素的正异常,虽然前文已经排除了长石、单斜辉石、角闪石等主要矿物的分离结晶或堆晶过程的影响,但由于其Eu/Eu*值与岩石分异指数(DI, Differentiation index)及全岩SiO2含量呈正相关关系,与全岩MgO含量则呈负相关关系(图11a-c),说明昌黎碱性花岗质岩石Eu元素的正异常仍与岩浆的分异作用有关,其Eu/Eu*值的升高反映了岩浆分异的过程。具有低Eu/Eu*值的样品同时具有较低的全岩SiO2含量,代表了其中分异程度最低的样品。

图11 昌黎碱性花岗质岩石Eu/Eu*对分异指数(DI)(a)、SiO2(b)、MgO(c)、CaO(d)、P2O5(e)、TiO2 (f)、Y (g)、∑REE(h)、Ce(i)、Ce/Ce*(j)、Sr/Y(k)及(La/Yb)N(l)变异图解Fig.11 Eu/Eu* variation diagrams with differentiation index (DI) (a), SiO2 (b), MgO (c), CaO (d), P2O5 (e), TiO2 (f), Y (g), ∑REE (h), Ce (i), Ce/Ce* (j), Sr/Y (k) and (La/Yb)N (l) of the Changli alkaline granitoids

其Eu/Eu*值与全岩CaO、P2O5、TiO2、Ce、Y含量及∑REE均呈负相关关系(图11d-i),说明随着分异程度的增加,这些元素的含量逐渐降低,同样反映了磷灰石、榍石和褐帘石等富稀土元素矿物的分离结晶。说明昌黎碱性花岗质岩石中Eu的正异常同样是由上述副矿物的分离结晶引起的。除了Eu的正异常外,昌黎碱性花岗质岩石还总体表现出Ce负异常的特征(Ce/Ce*=0.71～1.06),而其Eu/Eu*值与Ce/Ce*值呈正相关关系(图11j),说明随着分异程度的增加,岩石Ce负异常的特征越来越不明显,进而说明富集Ce元素的褐帘石并不是主要的分离矿物相。另一方面,其Eu/Eu*值与(La/Yb)N值显示负相关的关系(图11l),结合其全岩SiO2含量与(La/Yb)N值同样呈负相关(r=-0.39),说明富集轻稀土的磷灰石为其岩浆演化过程中主要分离矿物相,而非富集重稀土的榍石。这也与在岩相学观察中发现昌黎碱性花岗质岩石含有相比磷灰石更多的榍石的现象相吻合。

为进一步说明在岩浆分异过程中微量元素的地球化学行为,需对昌黎碱性花岗质岩石样品进行岩浆分异的微量元素模拟。然而目前对榍石来说,缺少部分微量元素在酸性岩浆体系中的分配系数。为解决这一问题,本文选取典型碱性花岗质岩石,利用通过LA-ICP-MS等手段得到的榍石原位微量元素组成与相应的全岩微量元素的比值,对不同微量元素对榍石的分配系数进行估计(马倩等, 2020; Tongetal., 2019)。基于此,本文选取昌黎碱性花岗质岩石中分异程度相对较低的一件样品(19JD05)代表其母岩浆成分,对其进行磷灰石、榍石、褐帘石等副矿物分离结晶过程的模拟。模拟结果显示,昌黎碱性花岗质岩石的稀土和微量元素组成,包括Eu的正异常,可以97%磷灰石+1%榍石+2%褐帘石的矿物比例,通过1%～2%的分离结晶得到(图9、图12)。据此,本文认为昌黎碱性花岗质岩石在发生有限的长石、角闪石、单斜辉石等主要造岩矿物分离结晶的同时伴随着少量副矿物的分离结晶。

图12 昌黎碱性花岗质岩石(La/Yb)N-La岩浆分异模拟图解元素分配系数同图9;数据来源同图7、图9,图13、图14同Fig.12 (La/Yb)N vs. La plot showing fractionation of apatite, titanite and allanite of the Changli alkaline granitoidsPartition coefficients used as in Fig.9. Data sources as in Fig.7, Fig.9, as well as in Fig.13, Fig.14

5.4 昌黎碱性花岗质岩石的下地壳源区

虽然在区域上具有相对较低稀土元素含量的昌黎碱性花岗质岩石经历了一定程度分异,但都是十分有限的分异。有限的岩浆分异作用并未明显改变其母岩浆成分,也就是说,昌黎碱性花岗质岩石本身的化学组分基本是代表了其母岩浆的组分,区域上的高稀土组岩石组分并不代表昌黎碱性花岗质岩石母岩浆的组分。

昌黎碱性花岗质岩石具有高Sr(273×10-6～559×10-6),低Y(4.30×10-6～8.58×10-6)、Yb(0.42×10-6～0.87×10-6)的微量元素组成,Sr/Y值在44.3～104之间,以及较高的 (La/Yb)N值(22.4～41.1),与Fuetal.(2017)中的低稀土组二长-正长花岗质岩石相似,均显示埃达克质岩石地球化学特征,并存在Eu的正异常和高场强元素的亏损(图9、图13)。同时,高稀土组二长-正长花岗质岩石具有与低稀土组岩石一致的锆石Hf同位素组成(εHf(t)=-0.6～+5.3),由此本文认为,昌黎碱性花岗质岩石与区域上南部岩性构造带内同时代二长-正长花岗质岩石具有同一的源区(Fuetal., 2017; Yangetal., 2008)。

图13 埃达克质岩石Sr/Y-Y(a)和(La/Yb)N-YbN(b)判别图解(底图据Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996)图10b中红色箭头代表了不同源区残留下批式熔融的趋势(Petford and Atherton, 1996)Fig.13 Adakite discrimination diagrams of Sr/Y vs. Y (a) and (La/Yb)N vs. YbN (base maps after Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996)Red arrows in Fig.10b represent batch partial melting trends with different residues (Petford and Atherton, 1996)

对于埃达克质岩石的成因,目前主要有以下几种模式:(1)单斜辉石、角闪石等富集重稀土矿物的分离结晶(Liou and Guo, 2019; Liouetal., 2022; Richards and Kerrich, 2007);(2)俯冲的年轻的热的洋壳的部分熔融(Defant and Drummond, 1990);(3)俯冲大陆地壳的部分熔融(Wangetal., 2008);(4)拆沉下地壳的部分熔融(Wangetal., 2006);(5)增厚镁铁质下地壳的部分熔融(Chungetal., 2003)。

单斜辉石相对富集重稀土元素,其分离结晶可造成样品轻重稀土的分异。昌黎碱性花岗质岩石除一件样品具有最高的 (La/Yb)N值(41.1)外,其余样品在22.4～35.2之间,其轻重稀土分异程度相比典型的埃达克质岩石还有差距,其 (La/Yb)N值与岛弧钙碱性岩石亦有重合,昌黎碱性花岗质岩石的轻重稀土分异程度并不明显(图9、图13)。另一方面,昌黎碱性花岗质岩石具有较高的全岩SiO2含量(>70%),其埃达克质岩石地球化学特征若是由单斜辉石分离结晶形成,必是经历了基性岩浆的高度分异。由于其与区域上同时代二长-正长花岗质岩石亦是同源,那么其未发生分异的基性母岩浆则会有一个相当庞大的体量,然而在区域内并没有发现大量基性岩浆活动的证据。

在前人对TTG质岩石的研究过程中,发现部分高压型TTG岩石同样具有埃达克质岩石高Sr/Y值的特征(Hastieetal., 2016; Johnsonetal., 2017; Moyen and Martin, 2012)。Liou and Guo (2019)通过对冀东具有上述岩石地球化学特征的挂兰峪一带的奥长花岗质-英云闪长质岩石,包括闪长质岩石等的微量元素的模拟及分析,认为部分所谓“高压型”奥长花岗岩-英云闪长岩等TTG质岩石可由闪长质岩石通过角闪石的分离结晶形成,同时确认并在野外找到了角闪石岩等堆晶岩。此外,Liouetal.(2022)亦从冀东挂兰峪TTG岩石的Fe同位素组成的角度,阐述了该套奥长花岗质-英云闪长质岩石所显示的埃达克质岩石的地球化学特征可由闪长质岩石通过角闪石的分离结晶实现。

冀东挂兰峪角闪石分离结晶成因的奥长花岗质岩石具有极高的Sr/Y值(320～1490)和(La/Yb)N值(9.67～113),而该地区英云闪长质岩石的Sr/Y值(67.8～216)与 (La/Yb)N值(7.92～17.1)则与昌黎碱性花岗质岩石较为接近。从全岩SiO2成分上来看,昌黎碱性花岗质岩石是明显高于这些英云闪长质岩石的(SiO2=64%～67%),而与冀东角闪石分离结晶成因的奥长花岗质岩石(SiO2=68%～75%)接近(Liou and Guo, 2019)。若昌黎碱性花岗质岩石是通过角闪石分离结晶作用形成,其将是经历了高度的岩浆分异,则会得到与上述奥长花岗质岩石接近的Sr/Y值和(La/Yb)N值。

此外,对于昌黎碱性花岗质岩石来说,其全岩SiO2含量与Sr/Y、(La/Yb)N值等,并不存在明显的正相关关系。另一方面,其Eu/Eu*值的大小反映了岩浆分异的程度(详见5.3节),而其Eu/Eu*值与Sr/Y值并不存在明显的线性相关关系(r=-0.04,图11k)。因此,昌黎碱性花岗质岩石的埃达克质岩石属性的地球化学特征并不是通过单斜辉石、角闪石等富重稀土矿物的分离结晶实现的,而是直接反映了其岩浆源区的特征。

昌黎碱性花岗质岩石具有相对较高的全岩SiO2含量(>70%),以及较低的Mg#值和MgO、Cr、Ni含量,不符合俯冲洋壳的地球化学特征(图14)。而对于俯冲大陆地壳物质部分熔融和拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克质岩石,则分别强调来自俯冲的外来陆壳沉积物和拆沉下地壳的熔体与地幔橄榄岩的物质交换。而这一过程最终同样会得到具有较高MgO含量以及Cr、Ni等相容元素含量的熔体(Wangetal., 2006, 2008),显然与昌黎碱性花岗质岩石具有较低MgO、Cr、Ni含量的特征不一致。

图14 埃达克质岩石SiO2对Mg# (a)、MgO (b)、Ni (c)和Cr (d)图解(底图据Wang et al., 2006)Fig.14 SiO2 variation diagrams with Mg# (a), MgO (b), Ni (c) and Cr (d) plots showing the sources of adakitic rocks of the Changli alkaline granitoids (base maps after Wang et al., 2006)

对于增厚镁铁质下地壳的部分熔融,不强调幔源物质的加入,可产生具有高全岩SiO2含量,低MgO、Cr、Ni含量的酸性埃达克质熔体(Wangetal., 2006, 2008; Tongetal., 2019)。因此,从现有资料来看,本文认为昌黎碱性花岗质岩石更有可能是来自增厚镁铁质下地壳的部分熔融(图14)。

如上所述,昌黎碱性花岗质岩石与区域上南部岩性构造带内同时代二长-正长花岗质岩石具有同一的源区。其中具有较高稀土元素含量的二长-正长花岗质岩石与区域上闪长-花岗闪长质岩石亦具有一致的稀土元素含量和配分模式,以及相似的锆石Hf同位素组成,并认为这些高稀土二长-正长花岗质岩石来自区域上闪长-花岗闪长质岩石的部分熔融(Fuetal., 2017; Yangetal., 2008)。由此,本文认为昌黎碱性花岗质岩石包括区域上同时代的二长-正长花岗质岩石均来自新太古代末期镁铁质增厚下地壳闪长质岩石的部分熔融。而稀土元素的含量的高低则是反映了不同的部分熔融的初始条件(源区深度),根据微量元素部分熔融的模拟结果,昌黎碱性花岗质岩石的源区残留岩石为约含有7%石榴子石的石榴石角闪岩(图13b; Petford and Atherton, 1996; Yangetal., 2008)。

5.5 地球动力学过程及构造意义

冀东昌黎新太古代末期碱性花岗质岩石出露于华北克拉通的东部(图1、图2)。然而对于华北克拉通东部新太古代基底岩石形成的构造背景一直存在着争议(Yangetal., 2008; Wangetal., 2015; Baietal., 2016; Fuetal., 2021)。考虑到华北克拉通东部广泛分布的花岗质岩石主要形成于2.55～2.50Ga这一相对较短的一段时间内(Zhaoetal., 2001; Fuetal., 2017),新太古代末期变质地体显示逆时针的P-T-t轨迹(Zhaoetal., 2001),双峰式火山岩的出现(Zhaoetal., 2001, 2005; Guoetal., 2015),以及区域上认为与岩浆底辟作用相关的穹窿状构造(Zhaoetal., 2001, 2005)等因素,部分学者认为华北克拉通东部在新太古代末期处于地幔柱活动的构造背景(Yangetal., 2008; Zhaoetal., 2001, 2005; Zhao and Zhai, 2013; Wuetal., 2013, 2014)。

然而,随着研究的深入,越来越多的证据表明,华北克拉通东部新太古代末期基底岩石更可能是形成于与俯冲相关的岛弧岩浆作用背景(Guoetal., 2015; Wangetal., 2015; Fuetal., 2017, 2021; 常青松等, 2019)。在冀东-辽西地区,新太古代末期2614～2518Ma的变质火山岩在成分上显示连续的玄武质-安山质-英安质-流纹质火山岩岩石组合,其中的变玄武质岩石显示N-MORB、岛弧拉斑玄武质和钙碱性玄武质岩石的稀土和微量元素特征,认为其来自亏损地幔的部分熔融或受交代的弧下地幔橄榄岩的部分熔融,交代物质来自俯冲板片的熔体或流体(Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2011, 2015; Guoetal., 2013, 2015, 2016)。同时,该区域内新太古代末期(2535～2513Ma)的TTG质岩石和紫苏花岗质岩石等显示Nb、Ta、Ti亏损的岛弧钙碱性岩石的地球化学特征,同时具有赞岐质岩石和岛弧埃达克质岩石地球化学特征。通过元素地球化学,锆石Hf同位素地球化学等方面的研究,结合模拟计算,认为这些花岗质岩石来自受俯冲板片熔体或流体交代的地幔橄榄岩的部分熔融,或来自俯冲大洋板片的部分熔融并受到了上覆地幔楔和陆壳物质的交代(Wangetal., 2013, 2015; Baietal., 2014, 2015, 2016; Fuetal., 2016)。这些不同类型岩石的岩石组合与分布,以及成因模式等均指示了新太古代末期与俯冲相关的构造背景(Fuetal., 2017, 2021)。

另一方面,在对冀东地区新太古代地壳结构的讨论中,Nutmanetal.(2011)认为在该区域内的地壳结构是典型的线性构造,而非穹窿状构造。而且在近年不断深入开展的区域地质调查工作中,也揭示出了冀东-辽西地区新太古代岩石组合是呈带状分布的,划分出了前文已提及的北、中、南三条岩性构造带(图2; Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

北部岩性构造带中～2.6Ga的N-MORB型玄武质岩石,被认为是代表了大洋地壳的残留(Wangetal., 2011, 2015)。而南部构造带中广泛出露的～2.5Ga花岗质以及闪长质岩石普遍具有高钾的特征,包括本次研究的昌黎碱性花岗质岩石,同属钾玄质岩石和高钾钙碱性岩石系列(Fuetal., 2016, 2017, 2018)。而钾质岩石,包括钾质火山岩和富钾的花岗质岩石等,目前均被认为是形成于弧后、大陆裂谷以及碰撞后岩石圈减薄等伸展的构造背景(Huangetal., 2013; Liuetal., 2017; Tongetal., 2019; Zhangetal., 2011)。据此,部分学者认为在华北克拉通东部的西北边界,经历了由北向南的板片俯冲,以及由挤压到伸展的构造体制的转变(Wangetal., 2013, 2015)。

Guoetal.(2015, 2017)在对南部岩性构造带内迁西-青龙一带的2510～2560Ma的变质火山岩的研究中,识别出了具有弧后玄武岩地球化学特征的拉斑玄武质岩石,而部分～2.6Ga具有钾玄质岩石地球化学特征的变质火山岩被认为是反映了一次更古老的造山事件。另一方面,在对河北司家营条带状铁建造的研究中发现,这些条带状铁建造形成于海底热液流体的沉淀,与新太古代海底火山活动有关,指示了弧后盆地的构造背景(Cuietal., 2014; Wuetal., 2015)。因此,部分学者认为,南部岩性构造带内广泛分布的富钾岩石形成于弧后的拉张环境(Guoetal., 2015; Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

然而在对南部岩性构造带内,辽西兴城地区新太古代花岗质岩石的研究中,Wangetal.(2016a)根据其元素地球化学特征、全岩Nd和锆石Hf同位素组成等,认为其中的TTG质岩石来自中太古代富集镁铁质地壳的部分熔融,钾质花岗质岩石则来自中太古代富集的镁铁质地壳或中太古代TTG质岩石的部分熔融。同时南部岩性构造带内的二长-正长花岗质岩石具有一致的古老的锆石Hf同位素模式年龄(2854～2632Ma, Fuetal., 2017)。在与俯冲相关的构造背景下,如弧后环境等,岩浆作用的源区主要为新生的镁铁质岩石(Bédard, 2006; Bédardetal., 2013; Martinetal., 2014; Nageletal., 2012),这显然与在南部岩性构造带内大量地出现来自古老地壳物质部分熔融的新太古代岩石的时空分布不符。在曹庄杂岩以及冀东地区的变质表壳岩中,存在古老的始太古代-中太古代年龄记录(3.88～2.8Ga),亦指示了华北克拉通东部古老陆块的存在(Liuetal., 1992; Wildeetal., 2008; Nutmanetal., 2011, 2014; Cuietal., 2014; Liouetal., 2019)。考虑昌黎碱性花岗质岩石的增厚下地壳源区,以及南部岩性构造带内富钾岩石形成的伸展环境,这些富钾岩石更可能是形成于陆块碰撞后岩石圈减薄的过程。另外,在华北克拉通东部变质地体中,新太古代末期的麻粒岩相变质作用记录同样支持陆块碰撞的构造模式(Wangetal., 2016a; Zhaoetal., 2001, 2005)。而这些碰撞后岩石的出现可能暗示了华北克拉通在新太古代末期的一次克拉通化。

在冀东-辽西地区,新太古代末期变质火山岩和花岗质正片麻岩记录了区域上约2.5Ga的绿片岩相至麻粒岩相变质作用(Yangetal., 2008; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2013, 2015)。而南部岩性构造带内与昌黎碱性花岗质岩石具有相似岩石地球化学特征与相近成岩年龄的富钾二长-正长花岗质岩石形成于2527～2511Ma,据此,部分学者认为上述区域变质作用发生的时间对应大陆碰撞开始的时间,该时间晚于南部岩性构造带内富钾岩石的成岩时间,认为这些岩石并非形成于碰撞后岩石圈减薄的背景(Fuetal., 2017)。

然而上述这些年龄数据多数是通过LA-ICP-MS手段对这些岩石中的锆石进行U-Pb同位素测年得到的,少量数据则是通过SHRIMP锆石U-Pb同位素测年得到(Wangetal., 2013, 2015; Fuetal., 2017)。对于SHRIMP的测年方法,其测试精度优于1%,而对于LA-ICP-MS来说,其测试精度在1%～4%之间(Blacketal., 2003; Linetal., 2016)。由于测试的样品均为较古老的太古宙岩石,所以上述这些年龄数据本身就具有数百万至数十百万年的误差。因此本研究认为,不应仅根据得到的这些岩石的成岩或变质年龄上仅10～20Myr的差异来区别其构造过程。这些在年龄上接近的不同类型的新太古代末期岩石,其不同的岩石成因更可能是共同反映了新太古代末期同一个连续的地球动力学过程。

那么现在的问题是,在冀东地区,新太古代末期的地壳是如何加厚,并发生岩石圈减薄造成下地壳部分熔融的。在前人对冀东地区前寒武纪变质地体的研究中,识别出了出露于迁西一带的镁铁质麻粒岩和泥质麻粒岩,它们均经历了～2.5Ga的中压麻粒岩相变质作用,显示逆时针的P-T轨迹(Duanetal., 2017; Kwanetal., 2016)。Yang and Wei (2017)则认为在冀东遵化-青龙一带的太古宙基底岩石经历了～2.5Ga的超高温麻粒岩相变质作用,同样显示逆时针的P-T轨迹。另外,在迁西地区存在新太古代末期的紫苏花岗质岩石(Baietal., 2015; Fuetal., 2016),而且在昌黎碱性花岗质岩石中同样观察到了紫苏辉石的存在(图4g, h),这些矿物和岩石的出现则指示了高温的岩浆-变质作用过程。

根据冀东-辽西地区不同岩石类型的组合和分布特征,结合MORB型、岛弧拉斑质和钙碱性等多种玄武质岩石类型的存在,以及高温岩浆-变质作用过程的出现,本文认为昌黎碱性花岗质岩石形成的一个可能地球动力学过程为:大洋板片由北向南俯冲,来自俯冲板片的熔体或流体交代了上覆地幔楔;由于流体的加入,导致了上覆地幔楔的部分熔融,形成了上述岛弧型玄武质岩石,最终在～2.5Ga俯冲结束,陆块间发生碰撞,岩石圈逐渐增厚;由于增厚导致密度逐渐增大,岩石圈地幔的下部沉入软流圈,岩石圈发生减薄,导致软流圈上涌;上涌的软流圈使残留的岩石圈地幔发生部分熔融,这些热的幔源岩浆底垫到增厚的下地壳之下,或侵入其中,为下地壳带来了额外的热,发生了上述显示逆时针P-T轨迹的麻粒岩相-超高温麻粒岩相变质作用过程以及高温岩浆作用过程;与此同时,这些额外的热使下地壳镁铁质岩石发生部分熔融,形成了南部岩性构造带内富钾的岩石以及昌黎碱性花岗质岩石。

需要说明的是,目前对于昌黎碱性花岗质岩石的研究程度仍然较低,比如缺少元素地球化学数据的积累,缺少同位素地球化学数据和高精度年代学数据,缺少相关脉岩的岩石地球化学数据等。对本文提出的华北克拉通碰撞后岩浆作用模型的进一步验证,需要更多地球化学数据的积累以及更细致的野外工作。另一方面,本文在讨论昌黎碱性花岗质岩石形成的地球动力学过程和构造意义的过程中引用了较多前人的研究成果。受制于华北克拉通东部前寒武纪基底的有限的出露范围,前人的这些研究内容,包括前寒武纪变质地体的变质作用和前寒武纪岩石地球化学研究等,多集中在冀东和鲁西地区,而与本文相关性较大的研究成果多集中在冀东遵化-迁西-青龙一带,少量涉及了辽西地区。因此,本研究中昌黎碱性花岗质岩石所约束的新太古代末期地球动力学和构造过程是否能反映华北克拉通东部乃至整个华北克拉通在新太古代末期的地球动力学和构造背景是需要进一步论证的。然而本文认为,至少是在华北克拉通的冀东地区,新太古代末期处于碰撞后的环境,存在碰撞后的岩浆作用过程。