佟鑫 王惠初 張永

華北克拉通是地球上最古老的克拉通之一,是由中亞造山帶、蘇魯造山帶、秦嶺-大別造山帶以及祁連造山帶所圍限的一個早前寒武紀穩(wěn)定地塊(圖1),主要由早前寒武紀變質(zhì)基底、中元古代-中三疊世沉積蓋層以及中生代侵入體等組成,目前已報道的最古老的巖石記錄為～3.8Ga,同時經(jīng)歷了后期一系列多階段的構(gòu)造-巖漿和變質(zhì)作用過程(Wanetal., 2005, 2012; Kuskyetal., 2007; Rogers and Santosh, 2003; Zhai and Santosh, 2011),是研究地球早期大陸形成和構(gòu)造演化的熱點地區(qū)。然而由于華北克拉通變質(zhì)基底形成以來,經(jīng)歷了后期地質(zhì)過程的強烈改造,一些原始地質(zhì)記錄已經(jīng)不復(fù)存在。對于其基底構(gòu)造單元的劃分及其克拉通化過程,長期以來存在著巨大的爭議(Zhai and Santosh, 2011; Zhaoetal., 2005; Zhao and Zhai, 2013; 王惠初等, 2022)。

圖1 華北克拉通早前寒武紀基底分布(據(jù)Zhao et al., 2005; 地形圖引自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/)

其中關(guān)于華北克拉通克拉通化的過程,目前主要存在兩種認識:一種是認為在～2.5Ga微陸塊沿現(xiàn)今出露的太古宙綠巖帶發(fā)生拼合,完成克拉通化,隨后在古元古代整體發(fā)生裂解,并發(fā)生一系列俯沖-增生-碰撞過程,在～1.85Ga完成最終的克拉通化(Zhai and Santosh, 2011);另一觀點認為華北克拉通在新太古代晚期不曾發(fā)生克拉通化,華北克拉通東、西部之間為一個長期連續(xù)發(fā)育的島弧,未曾發(fā)育陸內(nèi)裂谷,僅在～1.85Ga發(fā)生一次克拉通化(Zhaoetal., 2005)。

華北克拉通東部新太古代巖漿作用(2.6～2.5Ga)廣泛發(fā)育,是了解華北克拉通早前寒武紀地殼演化的關(guān)鍵區(qū)域(Yangetal., 2008; Zhaoetal., 2001, 2005)。然而對于華北克拉通東部新太古代基底形成的地球動力學及構(gòu)造背景同樣存在著較大的爭議,部分學者認為其形成于地幔柱活動背景(Wuetal., 2013, 2014; Yangetal., 2008; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013),另有學者則認為其形成于俯沖背景下的活動大陸邊緣環(huán)境(Baietal., 2014, 2015, 2016; Fuetal., 2017, 2018, 2019, 2021; Wangetal., 2015)。

堿性花崗質(zhì)巖石等堿性巖類可產(chǎn)出于多種構(gòu)造環(huán)境中,包括大陸島弧、大洋島弧、后碰撞巖漿弧、板內(nèi)熱點及裂谷等(Müller and Groves, 2019; Tongetal., 2019)。在華北克拉通東部冀東昌黎地區(qū),張永等(2017)報道了一套目前發(fā)現(xiàn)的中國唯一的新太古代末期含有霓輝石等堿性暗色礦物的堿性花崗質(zhì)巖石。目前對該套巖石的研究程度相對較低,對于其巖石成因,及其與區(qū)域內(nèi)同時代TTG質(zhì)巖石、贊岐質(zhì)巖石、變質(zhì)火山巖等的成因聯(lián)系尚不明確。

基于此,本文對華北克拉通東部冀東昌黎地區(qū)新太古代晚期堿性花崗質(zhì)巖石,進行了系統(tǒng)的巖石學、礦物化學、鋯石地質(zhì)年代學以及全巖元素地球化學研究。以此來限定該套堿性花崗質(zhì)巖石的成因,進一步討論華北克拉通東部新太古代基底巖石形成的地球動力學及構(gòu)造背景,進而約束華北克拉通早前寒武紀完成克拉通化的過程。

1 區(qū)域地質(zhì)背景和樣品采集

在華北克拉通東部的冀東,延伸至遼西地區(qū),出露有大量的新太古代花崗質(zhì)巖石和同時期的變質(zhì)表殼巖(圖2),是華北克拉通東部太古宙基底的重要組成部分。根據(jù)這些新太古代巖石組合、巖石地球化學特征以及野外構(gòu)造地質(zhì)特征,可將冀東-遼西新太古代基底劃分為北、中、南三個巖性構(gòu)造帶(圖2, Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

圖2 冀東-遼西地區(qū)前寒武紀基底巖性構(gòu)造分帶示意圖(據(jù)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)

北部構(gòu)造帶被劃定在遼寧阜新地區(qū)的北部,主要由～2.6Ga的拉斑玄武巖組成,其中含有少量的磁鐵石英巖夾層,巖石普遍經(jīng)歷了綠片巖相-角閃巖相的變質(zhì)作用。該套拉斑玄武巖具有MORB型巖石地球化學特征,被認為是大洋地殼的殘留(Fuetal., 2019, 2021; Wangetal., 2011, 2015)。

中部構(gòu)造帶與北部構(gòu)造帶之間以韌性剪切構(gòu)造為界,二者呈構(gòu)造接觸關(guān)系。中部構(gòu)造帶基底巖石包括出露于阜新-朝陽-建平-上營-掛蘭峪一帶的新太古代晚期-古元古代早期的變質(zhì)火山巖、TTG片麻巖以及少量的細粒二長花崗質(zhì)脈巖等(Liuetal., 2011; Wangetal., 2012, 2013, 2015)。其中變質(zhì)火山巖主要包括拉斑玄武巖、鈣堿性玄武巖-玄武安山巖-英安巖等巖石類型,拉斑玄武巖和鈣堿性玄武巖被認為是來自被俯沖板片流體交代的巖石圈地幔的部分熔融,而鈣堿性玄武安山巖和英安巖被認為是來自俯沖板片的部分熔融或被俯沖板片熔體交代的巖石圈地幔的部分熔融(Guoetal., 2013, 2015; Wangetal., 2011, 2015)。帶內(nèi)的TTG片麻巖與變火山巖呈侵入接觸關(guān)系,被認為是來自下地殼或俯沖大洋板片的部分熔融,而侵入TTG片麻巖和變火山巖中的二長花崗質(zhì)脈巖則認為是來自變質(zhì)泥質(zhì)巖石的部分熔融(Wangetal., 2012, 2013)。在義縣-阜新地區(qū),這些基底巖石普遍經(jīng)歷了綠片巖相-角閃巖相變質(zhì)作用,而在掛蘭峪-上營-建平地區(qū)其主要經(jīng)歷了角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用,局部存在具有順時針軌跡的高壓麻粒巖相變質(zhì)作用(Guoetal., 2013, 2015, 2017; Liuetal., 2011; Wangetal., 2012, 2013, 2015)。

南部構(gòu)造帶以錦州-灑河橋大型推覆構(gòu)造與中部構(gòu)造帶進行區(qū)分。南部構(gòu)造帶基底主要由新太古代末期的巖石組成,同時包括少量的古太古-中太古代基底巖石(Fuetal., 2019, 2021)。這些古太古-中太古代的基底巖石主要包括在曹莊一帶出露的含有～3.5Ga碎屑鋯石的石英巖、～3.4Ga的變質(zhì)火山巖、3.3～3.1Ga的英云閃長巖-奧長花崗巖,以及在草場村附近出露的～2.9Ga的變質(zhì)火山巖和TTG片麻巖(Hanetal., 2014; Liouetal., 2019; Nutmanetal., 2011)。新太古代末期的基底巖石組合主要包括斑狀二長閃長質(zhì)-石英二長閃長質(zhì)-花崗閃長質(zhì)-二長花崗質(zhì)(MQGM)片麻巖,中粒二長花崗巖-正長花崗巖,紫蘇花崗巖,閃長質(zhì)-英云閃長質(zhì)-奧長花崗質(zhì)-花崗閃長質(zhì)(DTTG)片麻巖和變質(zhì)表殼巖等(Baietal., 2015, 2016; Fuetal., 2017, 2018; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2016b; Yangetal., 2008)。其中MQGM片麻巖出露于錦州-秦皇島-遷安一帶,是該條巖性構(gòu)造帶內(nèi)出露范圍最廣泛的一套巖石組合(圖2),被認為是來自交代巖石圈地幔的部分熔融或富鉀鎂鐵質(zhì)巖石的部分熔融(Fuetal., 2018)。出露于綏中-秦皇島一帶的中粒二長花崗巖-正長花崗巖侵入MQGM片麻巖中,被認為是來自MQGM片麻巖的部分熔融(Fuetal., 2017)。在該條巖性構(gòu)造帶內(nèi),目前識別出了兩期DTTG巖漿作用,一期(～2563Ma)被認為是源于俯沖大洋板片的部分熔融,以MQGM片麻巖巖石包體的形式產(chǎn)出,主要巖石類型為英云閃長巖(Fuetal., 2018);另一期(2535～2513Ma)主要出露于太平寨-遵化一帶,巖性上與MQGM片麻巖漸變過渡,被認為是來自交代地幔的部分熔融同時經(jīng)歷了一定程度的巖漿分異作用(Baietal., 2014, 2016; Fuetal., 2016)。帶內(nèi)的紫蘇花崗巖主要分布于漁戶寨-太平寨一帶,與DTTG片麻巖在巖性上漸變過渡。這些紫蘇花崗巖具有與太古宙贊岐質(zhì)巖石相似的巖石地球化學特征,被認為是來自交代地幔的部分熔融(Baietal., 2015; Fuetal., 2016)。帶內(nèi)的變質(zhì)表殼巖主要分布于遷安-盧龍-雙山子地區(qū),為一套經(jīng)歷了綠片巖相-角閃巖相變質(zhì)作用的火山-沉積巖系,包括斜長角閃巖、二云母長石片麻巖、石榴石云母片巖、黑云母角閃石片巖、二云母石英片巖、千枚巖、磁鐵石英巖、礫巖等巖石類型(Nutmanetal., 2011; Guoetal., 2015; Fuetal., 2019, 2021)。

本文主要研究對象昌黎堿性花崗巖體,出露于昌黎縣城西北部,位于上述南部巖性構(gòu)造帶內(nèi),出露面積約3.4km2,包括石英二長巖、石英堿長正長巖、二長花崗巖等巖石類型,其中可見黑云變粒巖和斜長角閃巖等巖石包體?？梢妼?0～100cm的輝綠巖脈侵入其中,其北東側(cè)為中生代花崗質(zhì)侵入體侵入,南西側(cè)則被第四紀沉積物覆蓋(圖3)。本次研究所涉及的7件樣品均采集自昌黎堿性花崗巖體(圖3),且為風化程度最弱的樣品。

圖3 昌黎地區(qū)地質(zhì)簡圖及采樣位置Fig.3 Simplified geological map of the study area showing sample locations

2 巖相學

本文采集的7件堿性花崗質(zhì)巖石樣品(表1)在宏觀露頭尺度上表面呈淺灰色-灰褐色,中粒等粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,局部顯示弱片麻狀構(gòu)造,可見暗色礦物的定向排列,手標本上可見肉紅色堿性長石以及石英的油脂光澤(圖4a, b)。主要礦物組成為石英(Qz)、堿性長石(Afs)、斜長石(Pl)、霓輝石(Agt),同時包括榍石(Spn)、磷灰石(Ap)等副礦物,榍石相比磷灰石含量較多,以及少量的不透明礦物(Opq),在部分巖石樣品中,可見角閃石(Amp)、黑云母(Bt)以及紫蘇輝石(Hyp)等礦物(圖4)。樣品的定名及礦物組合特征見表1。

表1 樣品巖石定名及礦物組合Table 1 Rock classification and mineral assemblages of the Changli alkaline granitoids

圖4 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石野外(a、b)及鏡下(c-h)照片Afs-堿性長石;Ab-鈉長石;Qz-石英;Cpx-單斜輝石(霓輝石);Opx-斜方輝石(紫蘇輝石);Bt-黑云母;Amp-角閃石;Ap-磷灰石;Spn-榍石;Opq-不透明礦物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

該套樣品中,磷灰石、榍石等副礦物呈半自形-自形結(jié)構(gòu),礦物長軸400～800μm不等,其余主要礦物均呈現(xiàn)半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu),粒徑多在600μm～2.5mm之間(圖4c, d)。樣品中堿性長石均為正條紋長石,主晶為鉀長石,其多發(fā)生土化,表面渾濁(圖4c, e-h)。該套樣品中的斜長石,鏡下可見其鈉長石律聚片雙晶(圖4c),根據(jù)其礦物化學特征(見后文),認為其均為鈉質(zhì)斜長石(Ab),也可將其視作堿性長石的富鈉端元礦物。霓輝石具有與角閃石相似的多色性及消光特征,可利用霓輝石的負延性特征與之區(qū)別,在垂直礦物c軸切面上可見其輝石式解理(圖4e, f)。在19JD07、19JD08兩件樣品中可見紫蘇輝石,具有淡紅-淡綠多色性,可見其平行消光切面(圖4g, h)。在19JD07樣品中,可見紫蘇輝石與霓輝石的伴生,紫蘇輝石殘晶為霓輝石所包圍(圖4g)。

3 分析方法

3.1 電子探針測試

電子探針測試工作在天津地質(zhì)調(diào)查中心實驗測試室完成,分析儀器為Shimadzu EPMA-1600電子探針分析儀(Electron Probe Microanalyzer),加速電壓(Accelerating voltage)為15kV,射束電流(Beam current)20nA。所有測試點元素的分析精度均優(yōu)于1.5%。

3.2 鋯石U-Pb測年

本研究對19JD01樣品進行了鋯石U-Pb測年,鋯石制靶、反射光和陰極發(fā)光拍照等由北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成。將巖石樣品粉碎至50～80目左右,對其進行重液、磁力分選。隨后利用雙目鏡手工挑選出鋯石,粘貼在膠帶上,然后將其安置在環(huán)氧樹脂中,制成鋯石靶,對鋯石顆粒進行拋光,至鋯石顆粒的三分之二到一半。詳細制靶過程參考宋彪等(2002)。隨后對鋯石進行反射光和陰極發(fā)光拍照,陰極發(fā)光拍照利用Leo4500掃描電子顯微鏡完成,分析電壓為15kV。

鋯石U-Pb同位素測年分析在天津地質(zhì)調(diào)查中心實驗測試室利用激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)方法完成。激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave的193nm準分子激光剝蝕進樣系統(tǒng),剝蝕激光束斑直徑為35μm,脈沖頻率為8Hz。質(zhì)譜系統(tǒng)為Thermo Fisher的Neptune電感耦合等離子質(zhì)譜儀。分析采用GJ-1作為年齡外標,NIST610作為元素含量外標。數(shù)據(jù)處理包括積分信號的選擇、隨時間質(zhì)量漂移的校正等過程均采用ICPMSDataCal程序完成(Liuetal., 2008, 2010),利用ComPbCorr#3-151程序進行普通鉛校正(Andersen, 2002),對鋯石年齡數(shù)據(jù)作圖利用Isoplot/Ex_ver4.15程序完成(Ludwig, 2008)。

3.3 全巖主、微量元素測試

本研究樣品的全巖主、微量元素組成測試工作均在天津地質(zhì)調(diào)查中心實驗測試室完成。主量元素采用X射線熒光光譜分析(XRF)方法完成:將200目以下的巖石粉末放入烘干機中干燥約12h后取出冷卻至室溫,稱取定量的粉末與助溶劑混合一同倒入鉑金坩堝中并加入3～4滴溴化鋰,將鉑金坩堝置于高溫爐中加熱并攪拌,完全熔融后將其倒入鉑金模具中冷卻,最后得到一個直徑約34mm的玻璃片,用得到的玻璃片上機測試得到樣品主量元素組成。其分析儀器為PW4400/40,分析精度優(yōu)于3%。

其中FeO含量采用濕化學法分析完成:將一定量樣品置于鉑金坩堝中,用水潤濕后依次加入5mL氫氟酸和10mL近沸的硫酸,并將坩堝蓋蓋置于電爐上,煮沸并保持10min,隨后將坩堝放入200mL煮沸的加入了飽和硼酸溶液的水中,并加入15mL磷、硫混酸和2滴二苯胺磺酸鈉指示劑,用重鉻酸鉀基準滴定溶液滴定至紫色,記下消耗溶液的體積V;在空白樣中,加入5mL硫酸亞鐵銨溶液,15mL磷、硫混酸,加水至100mL,加2滴二苯胺磺酸鈉指示劑用重鉻酸鉀基準滴定溶液滴定至紫色,再加入5mL硫酸亞鐵銨溶液,并用重鉻酸鉀基準滴定溶液滴定至紫色,計算空白消耗滴定溶液的體積V0, 最后根據(jù)公式:

FeO (%)=(V-V0)T/103/m×100%

計算FeO含量,T為重鉻酸鉀基準滴定溶液對氧化亞鐵的滴定度(mg·mL-1),m為樣品量(g)。

其樣品燒失量(LOI)的測定是通過將一定重量的樣品放入1000℃的馬弗爐(Muffle furnace)中數(shù)小時,待其在干燥環(huán)境中冷卻后重新稱重。

微量元素是利用電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)的分析方式完成:將200目以下的巖石樣品粉末置于烘干箱中至少12h,取出后冷卻至室溫,并稱取0.05g樣品置于溶樣彈中,依次加入1mL高純度硝酸和1mL高純度氫氟酸,將溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于190℃烘箱中加熱24h以上后冷卻,隨后開蓋置于電熱板上蒸干,溫度控制在140℃,然后加入1mL 硝酸并再次蒸干,隨后加入1mL硝酸、1mL高純度去離子水和1mL內(nèi)標In(濃度為1×10-6),再次將溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于烘干箱中加熱12h以上,溫度控制在190℃,隨后將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯塑料瓶中,并用2%的硝酸稀釋至100g以進行測試,測試儀器為Thermo X Ⅱ,分析精度和準確度均高于5%。

4 分析結(jié)果

4.1 礦物化學

本研究對張永等(2017)的一件霓輝二長花崗巖樣品(14HB01)中的輝石、長石類等礦物進行了電子探針測試。對輝石族礦物Fe3+離子系數(shù)的估計和校正參考Droop (1987)。分析及礦物陽離子系數(shù)計算結(jié)果見附表1。

該樣品中的輝石,根據(jù)其陽離子系數(shù)可將其分為Ca-Mg-Fe輝石和Na-Ca輝石兩類(圖5a),其XMg值(=Mg/[Fe2++Mg])分別為0.43～0.64和0.47～0.60。Ca-Mg-Fe輝石為透輝石或鈣鐵輝石(Wo=47～52、En=21～29、Fs=19～30),Na-Ca輝石均為霓輝石(Q=59～76、Jd=1～3、Ae=23～38)(圖5b, c)。該件樣品中的堿性長石多為正長石,個別為Na-正長石,而斜長石均為鈉質(zhì)斜長石(Ab),同時也可將其視作長石族礦物堿性長石亞族的富鈉端元礦物(圖5d)。

4.2 鋯石U-Pb測年結(jié)果

昌黎堿性花崗質(zhì)巖體中鋯石多呈半自形-他形,其陰極發(fā)光(CL)影像圖中可見巖漿成因鋯石的振蕩環(huán)帶和變質(zhì)鋯石邊,大多數(shù)鋯石內(nèi)部則呈現(xiàn)面狀分帶或冷杉葉狀分帶等變質(zhì)鋯石特征,其中部分鋯石發(fā)生了溶蝕,可見其港灣狀結(jié)構(gòu),鋯石粒徑在100～200μm之間(圖6;Hoskin and Schaltegger, 2003; 張永等, 2017)。本研究中所有鋯石,除了個別測點具有極低的Th/U值外,其余在0.14～0.94之間(附表2)。鋯石U-Pb測年得到了不一致線上交點年齡為2531±18Ma(MSWD=1.6)(圖6)。此外,張永等(2017)對該巖體的一件堿性花崗質(zhì)巖石樣品(14HB01)進行了鋯石的U-Pb測年,得到了2518±19Ma的不一致線上交點年齡。

圖6 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石(19JD01)鋯石U-Pb年齡協(xié)和圖Fig.6 U-Pb concordia diagram for zircons from the Changli alkaline granitoid (19JD01)

4.3 全巖主、微量元素分析結(jié)果

根據(jù)樣品的全巖主量元素組成(表2),本文樣品可以分為石英正長巖和堿長花崗巖等兩種巖石類型(圖7a),與巖相學定名略有差別(表1)。這是由于該套巖石中的斜長石均為鈉質(zhì)斜長石,因此該套樣品具有相對較低的全巖鈣含量,所以部分樣品成分點落在圖面上會向石英正長巖和堿長花崗巖的區(qū)域內(nèi)偏移(圖7a)。根據(jù)巖相學觀察,該套巖石中的多數(shù)樣品具有一定含量的斜長石(表1),若僅根據(jù)全巖主量元素成分,將本研究全部樣品定為石英正長巖和堿長花崗巖顯然是不合適的,因此對于該套樣品的定名仍應(yīng)以巖相學觀察為準。

圖8 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石SiO2對和Na2O(f)等主量元素變異圖解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

圖9 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)閃長-花崗閃長質(zhì)巖石以及二長-正長花崗質(zhì)巖石數(shù)據(jù)來自Fu et al., (2017, 2018);圖中紅線代表從假設(shè)的巖漿組分發(fā)生不同程度副礦物分離結(jié)晶后的稀土和微量元素分布模式;元素分配系數(shù)參考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 討論

5.1 有限的主要礦物的分離結(jié)晶

如上所述,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石出露于Fuetal.(2017, 2019, 2021)在冀東-遼西地區(qū)劃定的南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)(圖2)。該套堿性花崗質(zhì)巖石除出現(xiàn)堿性暗色礦物之外,其礦物組合及元素地球化學特征與同樣出露于南部構(gòu)造帶內(nèi)同時期的二長-正長花崗質(zhì)巖石相似,不同學者對南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)的新太古代晚期的二長-正長花崗質(zhì)巖石,包括閃長-花崗閃長質(zhì)巖石在內(nèi)亦做了詳細的研究(Yangetal., 2008; Fuetal., 2017, 2018, 2019)。

發(fā)育于秦皇島巖體東北部的二長花崗質(zhì)巖石具有高Sr,低Y、Yb的微量元素組成,以及虧損的高場強元素,具有右傾的稀土元素配分模式,而該巖體中的正長花崗質(zhì)巖石則具有相對平坦的稀土元素配分模式,以及較低的輕稀土組成,二者均顯示Eu的正異常(Yangetal., 2008)。Yangetal.(2008)認為其中的二長花崗質(zhì)巖石來自下地殼在高壓條件下(>1.5GPa)的部分熔融,源區(qū)有石榴石而無斜長石殘留,而正長花崗質(zhì)巖石則來自新生地殼在低壓條件下(<1.5GPa)的部分熔融(Yangetal., 2008)。

近年,Fuetal.(2017, 2018, 2019, 2021)對出露于冀東-遼西上述南部巖性構(gòu)造帶包括秦皇島巖體在內(nèi)的新太古代末期侵入巖及變質(zhì)表殼巖進行了整合,厘定出了二長-正長花崗質(zhì)巖石、閃長-花崗閃長質(zhì)巖石等巖石組合單元(圖2)。Fuetal.(2017)根據(jù)全巖稀土元素含量,將其中的二長-正長花崗質(zhì)巖石分為兩組,分別為高稀土組(High REE group)和低稀土組(Low REE group)。其中具有高稀土元素含量的二長-正長花崗質(zhì)巖石被認為是來自區(qū)域上同時代閃長-花崗閃長質(zhì)巖石的部分熔融(Fuetal., 2017, 2018; Yangetal., 2008),而低稀土組的巖石則被認為是經(jīng)歷了一定程度的巖漿分異(Fuetal., 2017)。

昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的稀土元素組成并不集中,分布介于Fuetal.(2017)高稀土組與低稀土組(未分異和分異)二長-正長花崗質(zhì)巖石之間,偏向低稀土組二長-正長花崗質(zhì)巖石(圖9)。結(jié)合其與具有低稀土組分(分異)的二長-正長花崗質(zhì)巖石具有相似的微量元素組成以及Eu的正異常,本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石經(jīng)歷了一定程度的巖漿分異作用。

長石、角閃石、單斜輝石和黑云母等是昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中幾種主要的造巖礦物(圖4)。對于堿性長石來說,一般是巖漿演化后期的產(chǎn)物,因此本文一般不考慮堿性長石的分離結(jié)晶。對于斜長石來說,其分離結(jié)晶過程會造成Rb/Sr值的升高,同時由于其富集Sr、Ca等元素,因而斜長石的分離結(jié)晶并不會造成殘留熔體Sr/CaO值的明顯變化。而對于黑云母來說,其分離結(jié)晶過程則會造成的殘留熔體Rb/Sr值的降低和Sr含量的升高。本文昌黎堿性花崗質(zhì)巖石樣品顯示全巖Sr元素含量與Rb/Sr值的負相關(guān),指示斜長石的分離結(jié)晶(圖10a)。然而其Rb/Sr值(0.39～0.69)的變化卻是相對較小的,這是由于本文中斜長石均為鈉質(zhì)斜長石,鈣含量極低(圖5d),而Sr與Ca元素屬同一主族元素,具有相似的元素地球化學行為,其分離結(jié)晶過程對全巖Sr元素組成的影響十分有限。此外,鈉長石同屬堿性長石的富鈉端元礦物,而對于斜長石類質(zhì)同相系列來說,具有較低An端元的鈉質(zhì)斜長石也同樣是巖漿演化后期的產(chǎn)物,一般不會發(fā)生大量的分離結(jié)晶。另一方面,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石全巖富集鈉元素(Na2O=4.64%～5.77%),而全巖Na2O與SiO2含量并沒有明顯的相關(guān)關(guān)系(圖8f)。因此從該套樣品本身來看,本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石存在有限的斜長石分離結(jié)晶,同時可忽略黑云母的分離結(jié)晶(圖10a, c)。

圖10 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石主要礦物分離結(jié)晶Rb/Sr-Sr (a),Dy/Yb-SiO2 (b)和Rb/Sr-Sr/CaO (c)圖解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

對于角閃石來說,其富集中稀土元素,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石全巖Dy/Yb值與SiO2含量的負相關(guān)關(guān)系反映了其角閃石的分離結(jié)晶過程(圖10b)。對于單斜輝石來說,Rb、Sr等元素相比Ca是更不相容的元素(Huangetal., 2006; Rollinson, 2014),昌黎堿性花崗質(zhì)巖石顯著變化的全巖Sr/CaO值和相對穩(wěn)定的Rb/Sr值則反映了單斜輝石的分離結(jié)晶過程(圖10c)。另外,考慮昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的微量、稀土元素組成并非由角閃石、單斜輝石等礦物的分離結(jié)晶過程控制,而是直接反映了巖漿源區(qū)的特征(詳見5.4節(jié)),本文認為角閃石、單斜輝石等富集重稀土暗色礦物的分離結(jié)晶也是十分有限的。

5.2 主要礦物的分離結(jié)晶/堆晶作用導致的巖漿分異過程

部分學者在對具有埃達克質(zhì)巖石地球化學特征且同時具有Eu正異常的花崗質(zhì)巖石的研究中,認為角閃石的分離結(jié)晶可以造成殘余巖漿Eu的正異常,同時在與其對應(yīng)的堆晶角閃石巖中顯示明顯的Eu負異常(Eu/Eu*=0.62～0.87, Liou and Guo, 2019)。然而這些花崗質(zhì)巖石中,與昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有相似Eu/Eu*值的巖石具有相對較低全巖SiO2含量,而與昌黎具有相近SiO2含量的巖石則具有極高的Eu/Eu*值(2.02～6.42, Liou and Guo, 2019),所以昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的Eu正異常也幾乎也沒有可能是通過角閃石分離結(jié)晶造成的。

在英安質(zhì)和流紋質(zhì)等酸性巖漿體系中,Eu對斜長石為相容元素(KD=1.11～7.90),因此在酸性巖漿體系中,斜長石的積累(堆晶)可以造成巖石顯示Eu的正異常(Bacon and Druitt, 1988; Beaetal., 1994; Fujimakietal., 1984; Nash and Crecraft, 1985)。對于具有高Sr/Y值花崗質(zhì)巖石的Eu的正異常,一般認為是源區(qū)巖石在高壓條件下發(fā)生部分熔融形成,源區(qū)殘留石榴子石不存在斜長石(Hastieetal., 2016; Moyen and Martin, 2012; Rappetal., 1991; Sen and Dunn, 1994; Springer and Seck, 1997)。Yangetal.(2008)在對冀東-遼西南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)具有高Sr/Y、(La/Yb)N值及Eu正異常特征的二長花崗質(zhì)巖石的研究中,通過分析其微量元素的組成,認為其是下地殼源區(qū)在大于1.5GPa的高壓條件下發(fā)生了部分熔融,源區(qū)殘留石榴子石而無斜長石。

然而部分學者并不認為全巖的Sr/Y值是一個可靠的能反映巖漿源區(qū)深度的地球化學指標(Liou and Guo, 2019; Liouetal., 2022)。同時,在對昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的巖相學研究中,發(fā)現(xiàn)部分巖石樣品中存在紫蘇輝石(圖4g, h)。而紫蘇輝石的出現(xiàn),更多是反映高溫的條件,而非高壓的地質(zhì)過程。

另一方面,從結(jié)構(gòu)化學和元素地球化學行為的角度來看,稀土元素容易失去6s25d1或6s24f1三個電子,以三價陽離子的形式進入礦物晶格。對于Eu原子來說,其核外電子排布式為[Xe]6s24f7,4f7為電子排布半滿的穩(wěn)定結(jié)構(gòu),當Eu原子失去6s2兩個電子時,可形成相比Eu3+更穩(wěn)定的Eu2+。Eu2+與Ca2+具有相似的晶體化學性質(zhì),因此Eu元素可以類質(zhì)同像的方式進入斜長石等含鈣的礦物,與其他稀土元素發(fā)生分離,可導致富集含鈣礦物的巖石Eu元素的相對富集。

然而對于昌黎堿性花崗質(zhì)巖石來說,其中的斜長石均為鈉質(zhì)斜長石(圖5d),而且部分不含斜長石的樣品也顯示Eu的正異常(表2)。盡管樣品中亦存在,如霓輝石等,單斜輝石類的含鈣礦物,但樣品的全巖CaO含量(0.48%～0.94%)卻是相對較低的(圖8e、表2)。因此本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的Eu正異常并不是因斜長石、單斜輝石等含鈣礦物的存在而引起的。

在昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中含有較多的堿性長石(圖4、表1),且堿性長石在酸性巖漿體系中對Eu同樣具有較高的分配系數(shù)(KD=2.32～6.50)(Beaetal., 1994; Nash and Crecraft, 1985; Mahood and Hildreth, 1983)。然而堿性長石中的鈣含量卻是極低的(圖5d、附表1),而且在典型的富含堿性長石的堿性花崗質(zhì)巖石中,通常表現(xiàn)出Eu負異常的特征(Tongetal., 2019)。因此,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的Eu異常也幾乎沒有可能是因堿性長石的存在而引起的。

昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的稀土元素組成介于南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)高稀土與低稀土組二長-正長花崗質(zhì)巖石之間,偏向發(fā)生分異的具有低稀土組分的二長-正長花崗質(zhì)巖石,并與這些分異巖石相似,顯示Eu正異常。而未分異的二長-正長花崗質(zhì)巖石包括部分分異程度較低的昌黎堿性花崗質(zhì)巖石樣品均具有相對較高的稀土元素含量(∑REE)(圖9a),而且對昌黎堿性花崗質(zhì)巖石樣品而言,其全巖SiO2含量與La/Yb呈明顯的負相關(guān)關(guān)系(r=-0.39),這顯然與一般的巖漿演化過程相悖。

另一方面,堿性長石、斜長石對除Eu外的稀土元素均為不相容元素,黑云母和石英等礦物對包括Eu在內(nèi)的稀土元素亦為不相容元素(Rollinson, 2014)。在排除了單斜輝石、角閃石等富集重稀土礦物分離結(jié)晶對昌黎堿性花崗質(zhì)巖石微量、稀土元素組成的影響(詳見5.4節(jié)),以及斜長石、堿性長石對其Eu元素組成的影響后,可以認為這些主要礦物的分離結(jié)晶或堆晶過程對昌黎堿性花崗質(zhì)巖石全巖稀土元素組成的制約是相當有限的。

5.3 副礦物的分離結(jié)晶

在昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中,可見磷灰石、榍石等副礦物(圖4c),同時在南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)未分異的正長花崗片麻巖中觀察到了少量的褐簾石(Fuetal., 2017)。而這些副礦物,雖然在巖石中含量較少,但其對稀土元素卻有極高的分配系數(shù)(Bachmannetal., 2005; Fujimaki, 1986)。其中磷灰石[Ca5(PO4)3(F, Cl, OH)]是一類含鈣的磷酸鹽礦物,榍石[CaTi[SiO4]O]為鈦和鈣的硅酸鹽礦物,而褐簾石[(Ce, Ca)2(Fe, Al)3[Si2O7][SiO4]O(OH)]則為一種含有鈰等稀土元素的簾石族礦物。

昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的全巖SiO2含量與CaO、TiO2、P2O5、Ce含量及La/Yb值均呈明顯的負相關(guān)關(guān)系(r=-0.51、-0.50、-0.59、-0.85、-0.39),而P2O5與La/Yb值則顯示正相關(guān)關(guān)系(r=0.83),因此本文考慮昌黎堿性花崗質(zhì)巖石稀土元素的分異,與磷灰石(Ap)、榍石(Spn)、褐簾石(Aln)等副礦物的分離結(jié)晶有關(guān)。

對于其Eu元素的正異常,雖然前文已經(jīng)排除了長石、單斜輝石、角閃石等主要礦物的分離結(jié)晶或堆晶過程的影響,但由于其Eu/Eu*值與巖石分異指數(shù)(DI, Differentiation index)及全巖SiO2含量呈正相關(guān)關(guān)系,與全巖MgO含量則呈負相關(guān)關(guān)系(圖11a-c),說明昌黎堿性花崗質(zhì)巖石Eu元素的正異常仍與巖漿的分異作用有關(guān),其Eu/Eu*值的升高反映了巖漿分異的過程。具有低Eu/Eu*值的樣品同時具有較低的全巖SiO2含量,代表了其中分異程度最低的樣品。

圖11 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石Eu/Eu*對分異指數(shù)(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)變異圖解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*值與全巖CaO、P2O5、TiO2、Ce、Y含量及∑REE均呈負相關(guān)關(guān)系(圖11d-i),說明隨著分異程度的增加,這些元素的含量逐漸降低,同樣反映了磷灰石、榍石和褐簾石等富稀土元素礦物的分離結(jié)晶。說明昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中Eu的正異常同樣是由上述副礦物的分離結(jié)晶引起的。除了Eu的正異常外,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石還總體表現(xiàn)出Ce負異常的特征(Ce/Ce*=0.71～1.06),而其Eu/Eu*值與Ce/Ce*值呈正相關(guān)關(guān)系(圖11j),說明隨著分異程度的增加,巖石Ce負異常的特征越來越不明顯,進而說明富集Ce元素的褐簾石并不是主要的分離礦物相。另一方面,其Eu/Eu*值與(La/Yb)N值顯示負相關(guān)的關(guān)系(圖11l),結(jié)合其全巖SiO2含量與(La/Yb)N值同樣呈負相關(guān)(r=-0.39),說明富集輕稀土的磷灰石為其巖漿演化過程中主要分離礦物相,而非富集重稀土的榍石。這也與在巖相學觀察中發(fā)現(xiàn)昌黎堿性花崗質(zhì)巖石含有相比磷灰石更多的榍石的現(xiàn)象相吻合。

為進一步說明在巖漿分異過程中微量元素的地球化學行為,需對昌黎堿性花崗質(zhì)巖石樣品進行巖漿分異的微量元素模擬。然而目前對榍石來說,缺少部分微量元素在酸性巖漿體系中的分配系數(shù)。為解決這一問題,本文選取典型堿性花崗質(zhì)巖石,利用通過LA-ICP-MS等手段得到的榍石原位微量元素組成與相應(yīng)的全巖微量元素的比值,對不同微量元素對榍石的分配系數(shù)進行估計(馬倩等, 2020; Tongetal., 2019)?；诖?本文選取昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中分異程度相對較低的一件樣品(19JD05)代表其母巖漿成分,對其進行磷灰石、榍石、褐簾石等副礦物分離結(jié)晶過程的模擬。模擬結(jié)果顯示,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的稀土和微量元素組成,包括Eu的正異常,可以97%磷灰石+1%榍石+2%褐簾石的礦物比例,通過1%～2%的分離結(jié)晶得到(圖9、圖12)。據(jù)此,本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石在發(fā)生有限的長石、角閃石、單斜輝石等主要造巖礦物分離結(jié)晶的同時伴隨著少量副礦物的分離結(jié)晶。

圖12 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石(La/Yb)N-La巖漿分異模擬圖解元素分配系數(shù)同圖9;數(shù)據(jù)來源同圖7、圖9,圖13、圖14同F(xiàn)ig.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 昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的下地殼源區(qū)

雖然在區(qū)域上具有相對較低稀土元素含量的昌黎堿性花崗質(zhì)巖石經(jīng)歷了一定程度分異,但都是十分有限的分異。有限的巖漿分異作用并未明顯改變其母巖漿成分,也就是說,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石本身的化學組分基本是代表了其母巖漿的組分,區(qū)域上的高稀土組巖石組分并不代表昌黎堿性花崗質(zhì)巖石母巖漿的組分。

昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有高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)的微量元素組成,Sr/Y值在44.3～104之間,以及較高的 (La/Yb)N值(22.4～41.1),與Fuetal.(2017)中的低稀土組二長-正長花崗質(zhì)巖石相似,均顯示埃達克質(zhì)巖石地球化學特征,并存在Eu的正異常和高場強元素的虧損(圖9、圖13)。同時,高稀土組二長-正長花崗質(zhì)巖石具有與低稀土組巖石一致的鋯石Hf同位素組成(εHf(t)=-0.6～+5.3),由此本文認為,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石與區(qū)域上南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)同時代二長-正長花崗質(zhì)巖石具有同一的源區(qū)(Fuetal., 2017; Yangetal., 2008)。

圖13 埃達克質(zhì)巖石Sr/Y-Y(a)和(La/Yb)N-YbN(b)判別圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996)圖10b中紅色箭頭代表了不同源區(qū)殘留下批式熔融的趨勢(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)

對于埃達克質(zhì)巖石的成因,目前主要有以下幾種模式:(1)單斜輝石、角閃石等富集重稀土礦物的分離結(jié)晶(Liou and Guo, 2019; Liouetal., 2022; Richards and Kerrich, 2007);(2)俯沖的年輕的熱的洋殼的部分熔融(Defant and Drummond, 1990);(3)俯沖大陸地殼的部分熔融(Wangetal., 2008);(4)拆沉下地殼的部分熔融(Wangetal., 2006);(5)增厚鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融(Chungetal., 2003)。

單斜輝石相對富集重稀土元素,其分離結(jié)晶可造成樣品輕重稀土的分異。昌黎堿性花崗質(zhì)巖石除一件樣品具有最高的 (La/Yb)N值(41.1)外,其余樣品在22.4～35.2之間,其輕重稀土分異程度相比典型的埃達克質(zhì)巖石還有差距,其 (La/Yb)N值與島弧鈣堿性巖石亦有重合,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的輕重稀土分異程度并不明顯(圖9、圖13)。另一方面,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有較高的全巖SiO2含量(>70%),其埃達克質(zhì)巖石地球化學特征若是由單斜輝石分離結(jié)晶形成,必是經(jīng)歷了基性巖漿的高度分異。由于其與區(qū)域上同時代二長-正長花崗質(zhì)巖石亦是同源,那么其未發(fā)生分異的基性母巖漿則會有一個相當龐大的體量,然而在區(qū)域內(nèi)并沒有發(fā)現(xiàn)大量基性巖漿活動的證據(jù)。

在前人對TTG質(zhì)巖石的研究過程中,發(fā)現(xiàn)部分高壓型TTG巖石同樣具有埃達克質(zhì)巖石高Sr/Y值的特征(Hastieetal., 2016; Johnsonetal., 2017; Moyen and Martin, 2012)。Liou and Guo (2019)通過對冀東具有上述巖石地球化學特征的掛蘭峪一帶的奧長花崗質(zhì)-英云閃長質(zhì)巖石,包括閃長質(zhì)巖石等的微量元素的模擬及分析,認為部分所謂“高壓型”奧長花崗巖-英云閃長巖等TTG質(zhì)巖石可由閃長質(zhì)巖石通過角閃石的分離結(jié)晶形成,同時確認并在野外找到了角閃石巖等堆晶巖。此外,Liouetal.(2022)亦從冀東掛蘭峪TTG巖石的Fe同位素組成的角度,闡述了該套奧長花崗質(zhì)-英云閃長質(zhì)巖石所顯示的埃達克質(zhì)巖石的地球化學特征可由閃長質(zhì)巖石通過角閃石的分離結(jié)晶實現(xiàn)。

冀東掛蘭峪角閃石分離結(jié)晶成因的奧長花崗質(zhì)巖石具有極高的Sr/Y值(320～1490)和(La/Yb)N值(9.67～113),而該地區(qū)英云閃長質(zhì)巖石的Sr/Y值(67.8～216)與 (La/Yb)N值(7.92～17.1)則與昌黎堿性花崗質(zhì)巖石較為接近。從全巖SiO2成分上來看,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石是明顯高于這些英云閃長質(zhì)巖石的(SiO2=64%～67%),而與冀東角閃石分離結(jié)晶成因的奧長花崗質(zhì)巖石(SiO2=68%～75%)接近(Liou and Guo, 2019)。若昌黎堿性花崗質(zhì)巖石是通過角閃石分離結(jié)晶作用形成,其將是經(jīng)歷了高度的巖漿分異,則會得到與上述奧長花崗質(zhì)巖石接近的Sr/Y值和(La/Yb)N值。

此外,對于昌黎堿性花崗質(zhì)巖石來說,其全巖SiO2含量與Sr/Y、(La/Yb)N值等,并不存在明顯的正相關(guān)關(guān)系。另一方面,其Eu/Eu*值的大小反映了巖漿分異的程度(詳見5.3節(jié)),而其Eu/Eu*值與Sr/Y值并不存在明顯的線性相關(guān)關(guān)系(r=-0.04,圖11k)。因此,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的埃達克質(zhì)巖石屬性的地球化學特征并不是通過單斜輝石、角閃石等富重稀土礦物的分離結(jié)晶實現(xiàn)的,而是直接反映了其巖漿源區(qū)的特征。

昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有相對較高的全巖SiO2含量(>70%),以及較低的Mg#值和MgO、Cr、Ni含量,不符合俯沖洋殼的地球化學特征(圖14)。而對于俯沖大陸地殼物質(zhì)部分熔融和拆沉下地殼部分熔融形成的埃達克質(zhì)巖石,則分別強調(diào)來自俯沖的外來陸殼沉積物和拆沉下地殼的熔體與地幔橄欖巖的物質(zhì)交換。而這一過程最終同樣會得到具有較高MgO含量以及Cr、Ni等相容元素含量的熔體(Wangetal., 2006, 2008),顯然與昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有較低MgO、Cr、Ni含量的特征不一致。

圖14 埃達克質(zhì)巖石SiO2對Mg# (a)、MgO (b)、Ni (c)和Cr (d)圖解(底圖據(jù)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)

對于增厚鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融,不強調(diào)幔源物質(zhì)的加入,可產(chǎn)生具有高全巖SiO2含量,低MgO、Cr、Ni含量的酸性埃達克質(zhì)熔體(Wangetal., 2006, 2008; Tongetal., 2019)。因此,從現(xiàn)有資料來看,本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石更有可能是來自增厚鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融(圖14)。

如上所述,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石與區(qū)域上南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)同時代二長-正長花崗質(zhì)巖石具有同一的源區(qū)。其中具有較高稀土元素含量的二長-正長花崗質(zhì)巖石與區(qū)域上閃長-花崗閃長質(zhì)巖石亦具有一致的稀土元素含量和配分模式,以及相似的鋯石Hf同位素組成,并認為這些高稀土二長-正長花崗質(zhì)巖石來自區(qū)域上閃長-花崗閃長質(zhì)巖石的部分熔融(Fuetal., 2017; Yangetal., 2008)。由此,本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石包括區(qū)域上同時代的二長-正長花崗質(zhì)巖石均來自新太古代末期鎂鐵質(zhì)增厚下地殼閃長質(zhì)巖石的部分熔融。而稀土元素的含量的高低則是反映了不同的部分熔融的初始條件(源區(qū)深度),根據(jù)微量元素部分熔融的模擬結(jié)果,昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的源區(qū)殘留巖石為約含有7%石榴子石的石榴石角閃巖(圖13b; Petford and Atherton, 1996; Yangetal., 2008)。

5.5 地球動力學過程及構(gòu)造意義

冀東昌黎新太古代末期堿性花崗質(zhì)巖石出露于華北克拉通的東部(圖1、圖2)。然而對于華北克拉通東部新太古代基底巖石形成的構(gòu)造背景一直存在著爭議(Yangetal., 2008; Wangetal., 2015; Baietal., 2016; Fuetal., 2021)。考慮到華北克拉通東部廣泛分布的花崗質(zhì)巖石主要形成于2.55～2.50Ga這一相對較短的一段時間內(nèi)(Zhaoetal., 2001; Fuetal., 2017),新太古代末期變質(zhì)地體顯示逆時針的P-T-t軌跡(Zhaoetal., 2001),雙峰式火山巖的出現(xiàn)(Zhaoetal., 2001, 2005; Guoetal., 2015),以及區(qū)域上認為與巖漿底辟作用相關(guān)的穹窿狀構(gòu)造(Zhaoetal., 2001, 2005)等因素,部分學者認為華北克拉通東部在新太古代末期處于地幔柱活動的構(gòu)造背景(Yangetal., 2008; Zhaoetal., 2001, 2005; Zhao and Zhai, 2013; Wuetal., 2013, 2014)。

然而,隨著研究的深入,越來越多的證據(jù)表明,華北克拉通東部新太古代末期基底巖石更可能是形成于與俯沖相關(guān)的島弧巖漿作用背景(Guoetal., 2015; Wangetal., 2015; Fuetal., 2017, 2021; 常青松等, 2019)。在冀東-遼西地區(qū),新太古代末期2614～2518Ma的變質(zhì)火山巖在成分上顯示連續(xù)的玄武質(zhì)-安山質(zhì)-英安質(zhì)-流紋質(zhì)火山巖巖石組合,其中的變玄武質(zhì)巖石顯示N-MORB、島弧拉斑玄武質(zhì)和鈣堿性玄武質(zhì)巖石的稀土和微量元素特征,認為其來自虧損地幔的部分熔融或受交代的弧下地幔橄欖巖的部分熔融,交代物質(zhì)來自俯沖板片的熔體或流體(Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2011, 2015; Guoetal., 2013, 2015, 2016)。同時,該區(qū)域內(nèi)新太古代末期(2535～2513Ma)的TTG質(zhì)巖石和紫蘇花崗質(zhì)巖石等顯示Nb、Ta、Ti虧損的島弧鈣堿性巖石的地球化學特征,同時具有贊岐質(zhì)巖石和島弧埃達克質(zhì)巖石地球化學特征。通過元素地球化學,鋯石Hf同位素地球化學等方面的研究,結(jié)合模擬計算,認為這些花崗質(zhì)巖石來自受俯沖板片熔體或流體交代的地幔橄欖巖的部分熔融,或來自俯沖大洋板片的部分熔融并受到了上覆地幔楔和陸殼物質(zhì)的交代(Wangetal., 2013, 2015; Baietal., 2014, 2015, 2016; Fuetal., 2016)。這些不同類型巖石的巖石組合與分布,以及成因模式等均指示了新太古代末期與俯沖相關(guān)的構(gòu)造背景(Fuetal., 2017, 2021)。

另一方面,在對冀東地區(qū)新太古代地殼結(jié)構(gòu)的討論中,Nutmanetal.(2011)認為在該區(qū)域內(nèi)的地殼結(jié)構(gòu)是典型的線性構(gòu)造,而非穹窿狀構(gòu)造。而且在近年不斷深入開展的區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作中,也揭示出了冀東-遼西地區(qū)新太古代巖石組合是呈帶狀分布的,劃分出了前文已提及的北、中、南三條巖性構(gòu)造帶(圖2; Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

北部巖性構(gòu)造帶中～2.6Ga的N-MORB型玄武質(zhì)巖石,被認為是代表了大洋地殼的殘留(Wangetal., 2011, 2015)。而南部構(gòu)造帶中廣泛出露的～2.5Ga花崗質(zhì)以及閃長質(zhì)巖石普遍具有高鉀的特征,包括本次研究的昌黎堿性花崗質(zhì)巖石,同屬鉀玄質(zhì)巖石和高鉀鈣堿性巖石系列(Fuetal., 2016, 2017, 2018)。而鉀質(zhì)巖石,包括鉀質(zhì)火山巖和富鉀的花崗質(zhì)巖石等,目前均被認為是形成于弧后、大陸裂谷以及碰撞后巖石圈減薄等伸展的構(gòu)造背景(Huangetal., 2013; Liuetal., 2017; Tongetal., 2019; Zhangetal., 2011)。據(jù)此,部分學者認為在華北克拉通東部的西北邊界,經(jīng)歷了由北向南的板片俯沖,以及由擠壓到伸展的構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)變(Wangetal., 2013, 2015)。

Guoetal.(2015, 2017)在對南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)遷西-青龍一帶的2510～2560Ma的變質(zhì)火山巖的研究中,識別出了具有弧后玄武巖地球化學特征的拉斑玄武質(zhì)巖石,而部分～2.6Ga具有鉀玄質(zhì)巖石地球化學特征的變質(zhì)火山巖被認為是反映了一次更古老的造山事件。另一方面,在對河北司家營條帶狀鐵建造的研究中發(fā)現(xiàn),這些條帶狀鐵建造形成于海底熱液流體的沉淀,與新太古代海底火山活動有關(guān),指示了弧后盆地的構(gòu)造背景(Cuietal., 2014; Wuetal., 2015)。因此,部分學者認為,南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)廣泛分布的富鉀巖石形成于弧后的拉張環(huán)境(Guoetal., 2015; Fuetal., 2017, 2019, 2021)。

然而在對南部巖性構(gòu)造帶內(nèi),遼西興城地區(qū)新太古代花崗質(zhì)巖石的研究中,Wangetal.(2016a)根據(jù)其元素地球化學特征、全巖Nd和鋯石Hf同位素組成等,認為其中的TTG質(zhì)巖石來自中太古代富集鎂鐵質(zhì)地殼的部分熔融,鉀質(zhì)花崗質(zhì)巖石則來自中太古代富集的鎂鐵質(zhì)地殼或中太古代TTG質(zhì)巖石的部分熔融。同時南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)的二長-正長花崗質(zhì)巖石具有一致的古老的鋯石Hf同位素模式年齡(2854～2632Ma, Fuetal., 2017)。在與俯沖相關(guān)的構(gòu)造背景下,如弧后環(huán)境等,巖漿作用的源區(qū)主要為新生的鎂鐵質(zhì)巖石(Bédard, 2006; Bédardetal., 2013; Martinetal., 2014; Nageletal., 2012),這顯然與在南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)大量地出現(xiàn)來自古老地殼物質(zhì)部分熔融的新太古代巖石的時空分布不符。在曹莊雜巖以及冀東地區(qū)的變質(zhì)表殼巖中,存在古老的始太古代-中太古代年齡記錄(3.88～2.8Ga),亦指示了華北克拉通東部古老陸塊的存在(Liuetal., 1992; Wildeetal., 2008; Nutmanetal., 2011, 2014; Cuietal., 2014; Liouetal., 2019)。考慮昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的增厚下地殼源區(qū),以及南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)富鉀巖石形成的伸展環(huán)境,這些富鉀巖石更可能是形成于陸塊碰撞后巖石圈減薄的過程。另外,在華北克拉通東部變質(zhì)地體中,新太古代末期的麻粒巖相變質(zhì)作用記錄同樣支持陸塊碰撞的構(gòu)造模式(Wangetal., 2016a; Zhaoetal., 2001, 2005)。而這些碰撞后巖石的出現(xiàn)可能暗示了華北克拉通在新太古代末期的一次克拉通化。

在冀東-遼西地區(qū),新太古代末期變質(zhì)火山巖和花崗質(zhì)正片麻巖記錄了區(qū)域上約2.5Ga的綠片巖相至麻粒巖相變質(zhì)作用(Yangetal., 2008; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2013, 2015)。而南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)與昌黎堿性花崗質(zhì)巖石具有相似巖石地球化學特征與相近成巖年齡的富鉀二長-正長花崗質(zhì)巖石形成于2527～2511Ma,據(jù)此,部分學者認為上述區(qū)域變質(zhì)作用發(fā)生的時間對應(yīng)大陸碰撞開始的時間,該時間晚于南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)富鉀巖石的成巖時間,認為這些巖石并非形成于碰撞后巖石圈減薄的背景(Fuetal., 2017)。

然而上述這些年齡數(shù)據(jù)多數(shù)是通過LA-ICP-MS手段對這些巖石中的鋯石進行U-Pb同位素測年得到的,少量數(shù)據(jù)則是通過SHRIMP鋯石U-Pb同位素測年得到(Wangetal., 2013, 2015; Fuetal., 2017)。對于SHRIMP的測年方法,其測試精度優(yōu)于1%,而對于LA-ICP-MS來說,其測試精度在1%～4%之間(Blacketal., 2003; Linetal., 2016)。由于測試的樣品均為較古老的太古宙巖石,所以上述這些年齡數(shù)據(jù)本身就具有數(shù)百萬至數(shù)十百萬年的誤差。因此本研究認為,不應(yīng)僅根據(jù)得到的這些巖石的成巖或變質(zhì)年齡上僅10～20Myr的差異來區(qū)別其構(gòu)造過程。這些在年齡上接近的不同類型的新太古代末期巖石,其不同的巖石成因更可能是共同反映了新太古代末期同一個連續(xù)的地球動力學過程。

那么現(xiàn)在的問題是,在冀東地區(qū),新太古代末期的地殼是如何加厚,并發(fā)生巖石圈減薄造成下地殼部分熔融的。在前人對冀東地區(qū)前寒武紀變質(zhì)地體的研究中,識別出了出露于遷西一帶的鎂鐵質(zhì)麻粒巖和泥質(zhì)麻粒巖,它們均經(jīng)歷了～2.5Ga的中壓麻粒巖相變質(zhì)作用,顯示逆時針的P-T軌跡(Duanetal., 2017; Kwanetal., 2016)。Yang and Wei (2017)則認為在冀東遵化-青龍一帶的太古宙基底巖石經(jīng)歷了～2.5Ga的超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用,同樣顯示逆時針的P-T軌跡。另外,在遷西地區(qū)存在新太古代末期的紫蘇花崗質(zhì)巖石(Baietal., 2015; Fuetal., 2016),而且在昌黎堿性花崗質(zhì)巖石中同樣觀察到了紫蘇輝石的存在(圖4g, h),這些礦物和巖石的出現(xiàn)則指示了高溫的巖漿-變質(zhì)作用過程。

根據(jù)冀東-遼西地區(qū)不同巖石類型的組合和分布特征,結(jié)合MORB型、島弧拉斑質(zhì)和鈣堿性等多種玄武質(zhì)巖石類型的存在,以及高溫巖漿-變質(zhì)作用過程的出現(xiàn),本文認為昌黎堿性花崗質(zhì)巖石形成的一個可能地球動力學過程為:大洋板片由北向南俯沖,來自俯沖板片的熔體或流體交代了上覆地幔楔;由于流體的加入,導致了上覆地幔楔的部分熔融,形成了上述島弧型玄武質(zhì)巖石,最終在～2.5Ga俯沖結(jié)束,陸塊間發(fā)生碰撞,巖石圈逐漸增厚;由于增厚導致密度逐漸增大,巖石圈地幔的下部沉入軟流圈,巖石圈發(fā)生減薄,導致軟流圈上涌;上涌的軟流圈使殘留的巖石圈地幔發(fā)生部分熔融,這些熱的幔源巖漿底墊到增厚的下地殼之下,或侵入其中,為下地殼帶來了額外的熱,發(fā)生了上述顯示逆時針P-T軌跡的麻粒巖相-超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用過程以及高溫巖漿作用過程;與此同時,這些額外的熱使下地殼鎂鐵質(zhì)巖石發(fā)生部分熔融,形成了南部巖性構(gòu)造帶內(nèi)富鉀的巖石以及昌黎堿性花崗質(zhì)巖石。

需要說明的是,目前對于昌黎堿性花崗質(zhì)巖石的研究程度仍然較低,比如缺少元素地球化學數(shù)據(jù)的積累,缺少同位素地球化學數(shù)據(jù)和高精度年代學數(shù)據(jù),缺少相關(guān)脈巖的巖石地球化學數(shù)據(jù)等。對本文提出的華北克拉通碰撞后巖漿作用模型的進一步驗證,需要更多地球化學數(shù)據(jù)的積累以及更細致的野外工作。另一方面,本文在討論昌黎堿性花崗質(zhì)巖石形成的地球動力學過程和構(gòu)造意義的過程中引用了較多前人的研究成果。受制于華北克拉通東部前寒武紀基底的有限的出露范圍,前人的這些研究內(nèi)容,包括前寒武紀變質(zhì)地體的變質(zhì)作用和前寒武紀巖石地球化學研究等,多集中在冀東和魯西地區(qū),而與本文相關(guān)性較大的研究成果多集中在冀東遵化-遷西-青龍一帶,少量涉及了遼西地區(qū)。因此,本研究中昌黎堿性花崗質(zhì)巖石所約束的新太古代末期地球動力學和構(gòu)造過程是否能反映華北克拉通東部乃至整個華北克拉通在新太古代末期的地球動力學和構(gòu)造背景是需要進一步論證的。然而本文認為,至少是在華北克拉通的冀東地區(qū),新太古代末期處于碰撞后的環(huán)境,存在碰撞后的巖漿作用過程。

6 結(jié)論

(1)昌黎堿性花崗質(zhì)巖石為目前發(fā)現(xiàn)的中國唯一新太古代含堿性暗色礦物的堿性花崗質(zhì)巖石,來自增厚鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融,在經(jīng)歷有限的長石、角閃石、單斜輝石等礦物分離結(jié)晶的同時伴隨少量的磷灰石、榍石、褐簾石等副礦物的分離結(jié)晶;

(2)陸塊間發(fā)生碰撞后,增厚巖石圈地幔的下部沉入軟流圈,導致軟流圈上涌,引起了殘余巖石圈地幔的部分熔融。這些幔源熔體底墊到下地殼之下或侵入其中,增厚的下地殼發(fā)生部分熔融;

(3)華北克拉通東部至少在冀東地區(qū),存在新太古代末期碰撞后巖漿作用,指示了華北克拉通在新太古代末期的一次克拉通化。

致謝感謝鐘焱博士在本文成文過程中給予的指導和幫助。感謝期刊主編及匿名審稿人對本文提出的寶貴修改意見,使本文質(zhì)量得以提高!