鞍本地區(qū)晚太古宙高鎂安山巖的成因解釋

郭榮榮, 李宗輝, 黃 蕭

(東北大學(xué) 深部金屬礦山開采教育部重點實驗室, 遼寧 沈陽 110819)

高鎂安山巖通常是指比典型島弧安山巖發(fā)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%的安山巖,主要出露在會聚板塊邊緣,如阿留申群島埃達(dá)克質(zhì)高鎂安山巖、日本Setouchi地區(qū)贊岐質(zhì)高鎂安山巖和日本Bonin島玻安質(zhì)高鎂安山巖等,其源區(qū)物質(zhì)組分較為復(fù)雜,往往涉及俯沖板片(鎂鐵質(zhì)洋殼及上覆沉積物)流體、熔體和地幔橄欖巖[1].此外,還有少部分高鎂安山巖形成于板內(nèi)環(huán)境,其成巖往往與榴輝質(zhì)下地殼拆沉、熔融,以及與地幔橄欖巖相互作用等密切相關(guān)[1].因此,高鎂安山巖對揭示俯沖板片流體、熔體和拆沉下地殼熔體與地幔橄欖巖的相互作用等具有重要意義.此外,陸殼總體成分呈中性,Kelemen等[2]提出整體陸殼的地球化學(xué)特征與高鎂安山巖類似,而近年來,不斷有太古宙高鎂安山巖報道,如～2.7 Ga Wawa地區(qū)高鎂安山巖[3],因此,高鎂安山巖對于反演陸殼形成與古陸殼演化等發(fā)揮了重要作用.

鞍本地區(qū)位于華北克拉通東北緣,不僅發(fā)育我國最古老的巖石記錄,如～3.88 Ga花崗質(zhì)片麻巖[4],還發(fā)育了大量BIF鐵礦,具有重要的經(jīng)濟(jì)價值,因此成為備受關(guān)注的研究熱點.近年來,眾多學(xué)者對鞍本地區(qū)太古宙結(jié)晶基底開展了大量研究,取得的主要成果為:①完善了該區(qū)始/早太古宙-晚太古宙年代學(xué)格架和巖石組合[4-6];②限定了BIF為Algoma型,并與伴生表殼巖形成于弧后盆地構(gòu)造背景[6-7];③確定了晚太古宙鉀質(zhì)花崗巖形成于古老陸殼重熔[5].但是,目前對鞍本地區(qū)晚太古宙變質(zhì)火山巖的研究主要集中在變質(zhì)基性火山巖,如弧后盆地玄武巖,而尚無變質(zhì)中性火山巖的報道;此外,雖然多數(shù)學(xué)者認(rèn)同鞍本地區(qū)晚太古宙為俯沖構(gòu)造體制[6-8],但仍有學(xué)者傾向于地幔柱構(gòu)造體制[9],而甄別二者的關(guān)鍵在于巖石組合及所涉及的殼幔相互作用.本文首次于鞍本地區(qū)識別出變質(zhì)安山巖,且進(jìn)一步厘定其為變質(zhì)高鎂安山巖(HMA),對完善研究區(qū)巖石組合具有重要意義;并通過全巖主微量元素數(shù)據(jù)分析,以及與顯生宙和太古宙的典型高鎂安山巖對比,限定鞍本地區(qū)晚太古宙晚期高鎂安山巖的巖石成因,從而為鞍本地區(qū)晚太古宙殼幔作用和構(gòu)造體制研究提供更多依據(jù).

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鞍本地區(qū)太古宙結(jié)晶基底主要分布在鞍山-本溪-歪頭山的三角區(qū)域內(nèi),包含～70%花崗質(zhì)深成侵入體和～30%含BIF表殼巖(圖1a).周世泰等[10]將鞍本地區(qū)太古宙表殼巖劃分為中鞍山群和上鞍山群,其中,中鞍山群主要分布在弓長嶺、南芬、本溪和歪頭山地區(qū),巖石組合為斜長角閃巖、綠泥角閃片巖、二云/黑云片巖/片麻巖和BIF等,經(jīng)歷綠片巖相至高角閃巖相變質(zhì),原巖恢復(fù)為鎂鐵質(zhì)-長英質(zhì)火山巖和少量黏土質(zhì)沉積巖,火山巖的成巖年齡為～2.57～2.52 Ga[7-9,11-14],沉積巖的沉積年齡為～2.54～2.51 Ga[6];而上鞍山群主要分布在鞍山地區(qū),巖石組合為綠泥/云母石英片巖、BIF、千枚巖和少量斜長角閃巖等,經(jīng)歷綠片巖相至低角閃巖相變質(zhì),原巖恢復(fù)為黏土質(zhì)-粉砂質(zhì)沉積巖和少量基性-酸性火山巖,前者沉積年齡為～2.56～2.51 Ga[6],后者侵位年齡為～2.56～2.53 Ga[8,11,15-16].因此,鞍本地區(qū)表殼巖原巖的成巖年齡近乎相同,無顯著早晚之別,故而原先劃分的中鞍山群和上鞍山群可能已喪失真正地質(zhì)意義,需要重新對鞍本地區(qū)太古宙地層進(jìn)行厘定和劃分.

圖1 鞍本地區(qū)地質(zhì)圖[4]

鞍本地區(qū)還發(fā)育始太古宙至晚太古宙深成侵入體,如～3.8 Ga奧長花崗質(zhì)-石英閃長質(zhì)片麻巖主要分布在白家墳、東山和深溝寺等地區(qū)[4];～3.4～2.9 Ga花崗質(zhì)片麻巖主要分布在陳臺溝、北臺、大臺溝、立山、鐵架山和東西鞍山等地區(qū)[4,17];晚太古宙發(fā)育大量～2.54～2.49 Ga鉀質(zhì)花崗巖,如正長花崗巖、鉀長花崗巖、二長花崗巖、石英二長巖和花崗閃長巖等[5].

2 野外地質(zhì)特征與巖相學(xué)特征

鞍本地區(qū)變質(zhì)火山巖巖石組合主要為斜長角閃巖、角閃/云母斜長片麻巖和二長片麻巖,其原巖恢復(fù)為玄武巖、安山巖和英安-流紋巖,其中,變質(zhì)玄武巖占比最大,約75%,變質(zhì)安山巖占比約5%,變質(zhì)英安-流紋巖占比約20%.為簡便描述,下文中變質(zhì)高鎂安山巖將省略“變質(zhì)”二字.

鞍本地區(qū)高鎂安山巖主要分布在本溪至歪頭山一帶,屬于周世泰所劃分的中鞍山群[10].其與晚太古宙斜長角閃巖和云母斜長片麻巖(原巖恢復(fù)分別為玄武巖和英安流紋巖)互層產(chǎn)出(圖1b),因此可限定該高鎂安山巖為太古宙產(chǎn)物.其巖相學(xué)定名為云母角閃斜長片麻巖,發(fā)育中細(xì)粒片狀粒狀變晶結(jié)構(gòu),片麻狀構(gòu)造,主要礦物組合為角閃石(16%～40%)+斜長石(31%～44%)+白云母/黑云母(6%～20%)+石英(8%～15%)+單斜輝石(0%～5%),以及少量副礦物如磁鐵礦、綠簾石、磷灰石和榍石(圖1c).

3 分析測試方法

本文于鞍本地區(qū)共采集5個高鎂安山巖樣品,并于北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室開展了全巖主微量元素測試,測試期間采用國際標(biāo)樣GSR-2(安山巖)和GSR-14(花崗質(zhì)片麻巖),主量元素采用XRF分析方法,測試精度為<0.5%;微量元素用酸溶法前處理后,使用ICP-MS方法測定,測試精度<5%.具體的分析測試步驟詳見文獻(xiàn)[8].

4 分析結(jié)果與討論

4.1 分析結(jié)果

圖2 鞍本地區(qū)高鎂安山巖地球化學(xué)分類圖解

圖3 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土圖譜和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖

4.2 典型顯生宙高鎂安山巖特征與成因

典型顯生宙高鎂安山巖(HMA)包括贊岐質(zhì)HMA、埃達(dá)克質(zhì)HMA、玻安質(zhì)HMA和巴哈型HMA[1];亦有學(xué)者將皮波型HMA歸入高鎂安山巖范疇[21].下面將簡述上述5類代表性高鎂安山巖的礦物學(xué)、地球化學(xué)及其巖石成因.

贊岐質(zhì)HMA最先發(fā)現(xiàn)于日本Setouchi火山巖帶,為隱晶質(zhì)(玄武)安山巖,斑晶含量較少,往往小于10%,以橄欖石斑晶為主,還可見古銅輝石和透輝石等斑晶,而斜長石和斜頑輝石不作為斑晶出現(xiàn)[20,22-23];發(fā)育高M(jìn)gO,Mg#,Cr和Ni等含量(圖2d),REE分異不顯著,呈現(xiàn)微弱的負(fù)Eu異常(圖3a),其成因被解釋為俯沖鎂鐵質(zhì)洋殼和上覆沉積物部分熔融所形成的熔體與地幔橄欖巖發(fā)生相互作用[22-23].皮波型HMA發(fā)現(xiàn)于阿留申皮波(Piip)島,主要發(fā)育橄欖石和單斜輝石斑晶,質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%～6%,基質(zhì)為玻璃+斜方輝石+橄欖石+斜長石;整體地球化學(xué)特征與贊岐質(zhì)HMA較為相似,僅比贊岐質(zhì)HMA發(fā)育稍高的Al2O3和略低的MgO,REE和大離子親石元素(LILE)等不同(圖2～圖4),Yogodzinski等[21]認(rèn)為在弧下殼幔邊界處,低壓含水條件下玄武質(zhì)熔體與地幔橄欖巖的相互作用及后期演化可形成少量皮波型HMA.

表1 鞍本地區(qū)高鎂安山巖的全巖主微量數(shù)據(jù)和主要參數(shù)

埃達(dá)克質(zhì)HMA主要報道于阿留申埃達(dá)克島和西阿留申Komandorsky區(qū)域,與其他HMA的最大不同之處是,埃達(dá)克質(zhì)HMA不發(fā)育橄欖石斑晶,而是發(fā)育10%～20%的透輝石和頑透輝石斑晶,基質(zhì)為斜長石+單斜輝石+斜方輝石+玻璃[24];其地球化學(xué)特征為強分異REE圖譜(圖3),無Eu異常,具有高Sr和La/Yb比值特征(圖4b，圖4c).這里需注意其與埃達(dá)克巖的區(qū)別,Defant等[25]將埃達(dá)克巖定義為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,且呈現(xiàn)正Sr和Eu異常的特征,通常形成于俯沖板片或加厚/拆沉下地殼部分熔融,且源區(qū)有石榴子石而無斜長石殘留.由此可知,埃達(dá)克巖并不強調(diào)高M(jìn)gO,Cr和Ni及低FeOT/MgO等高鎂安山巖的顯著特征,除了阿留申之外的島弧,許多低鎂安山巖也可能成為埃達(dá)克巖;同樣,絕大多數(shù)高鎂安山巖也并非埃達(dá)克巖,只是阿留申島上的部分巖石既是埃達(dá)克巖也是高鎂安山巖[2].因此,Yogodzinski等將埃達(dá)克質(zhì)HMA解釋為兩個成巖過程:首先,俯沖玄武質(zhì)洋殼發(fā)生低度部分熔融,且熔融殘留相為石榴石+單斜輝石+金紅石,所形成熔體具有高Sr和La/Yb比值特征;隨后,地幔橄欖巖的加入才最終形成高M(jìn)gO、低FeOT/MgO和中性巖(～59%,w(SiO2))的特征[24].

巴哈型HMA報道于墨西哥Baja California半島,其斑晶含量較低,主要為橄欖石+單斜輝石+斜長石,占比為5%～20%,基質(zhì)主要為斜長石+輝石+玻璃;其與埃達(dá)克質(zhì)HMA具有類似的地球化學(xué)特征,發(fā)育強分異REE特征,低Y和HREE,高Sr(通常為2×10-3～3×10-3)和Ba(最高為 2.3×10-3)[26].與其他4類高鎂安山巖相比,巴哈型HMA發(fā)育更低的MgO和更高的FeOT/MgO和TiO2含量(圖2～圖4).Calmus等[26]將墨西哥Baja California半島上的巴哈型HMA解釋為:首先由洋脊俯沖或俯沖板片淺部斷離形成了軟流圈窗;其次,軟流圈窗邊緣的俯沖板片發(fā)生熔融,其熔體進(jìn)一步交代地幔橄欖巖使之發(fā)生部分熔融.

玻安質(zhì)HMA最初發(fā)現(xiàn)于日本Bonin島,斑晶較多,占比10%～30%,主要為輝石和橄欖石,基質(zhì)為輝石+玻璃,而無斜長石.與贊岐質(zhì)HMA相比,玻安質(zhì)HMA中,斜頑輝石可作為斑晶出現(xiàn);與其他4類HMA相比,玻安質(zhì)HMA發(fā)育相對高的SiO2和Al2O3/TiO2、低TiO2和Na2O+K2O含量(圖2b～圖2d),稀土含量明顯降低,且分異不明顯,呈U型配分模式,并強烈虧損高場強元素(Nb,Ta等,圖3),通常形成于海溝-弧前地區(qū)比MORB源區(qū)更虧損的地幔橄欖巖于高溫低壓含水條件下的部分熔融[27].

上述對5類高鎂安山巖代表性的礦物組合、地球化學(xué)特征與成因進(jìn)行解釋.總體來說,礦物組合特征方面,從玻安質(zhì)HMA→贊岐質(zhì)HMA/皮波型HMA→巴哈型HMA→埃達(dá)克質(zhì)HMA,所發(fā)育橄欖石的含量由多→少→無,而斜長石則相反,呈現(xiàn)無→少→多的分布趨勢[1].就全巖主微量元素特征而言,玻安質(zhì)HMA的代表性特征是高Al2O3/TiO2、低REE含量和U型REE圖譜特征;埃達(dá)克質(zhì)HMA與巴哈型HMA特征相近,以強分異REE,高Sr低Y為典型特征;贊岐質(zhì)HMA與皮波型HMA特征相近,其REE分異程度強于玻安質(zhì)HMA而弱于埃達(dá)克質(zhì)與巴哈型HMA.上述高鎂安山巖的成因解釋均與活動板塊邊緣俯沖板片流體/熔體和地幔橄欖巖相互作用等密切相關(guān).

圖4 地球化學(xué)分類圖解

近年來,也有少數(shù)高鎂安山巖被指出可能形成于巖漿混合或分離結(jié)晶等成因.例如,Streck等[28]提出美國Shasta山高鎂安山巖的輝石斑晶包含英安質(zhì)熔體包裹體,并且高M(jìn)g#的斜方輝石和橄欖石斑晶外圍發(fā)育自形輝石反應(yīng)邊,因此提出Shasta山高鎂安山巖是由>50%英安質(zhì)巖漿和≤40%玄武質(zhì)巖漿混合,并混入<10%超鎂鐵質(zhì)碎屑晶體的產(chǎn)物;洪路兵等[29]亦通過熔體包裹體的研究指出遼西早白堊世高鎂安山巖是殼幔(酸性與基性)巖漿混合的產(chǎn)物;而Shellnutt等[30]則根據(jù)MELTS地球化學(xué)模擬,提出高鎂安山巖也可以是原始弧玄武巖于上地殼貧H2O條件下分離結(jié)晶的產(chǎn)物.

4.3 成因分析

鞍本地區(qū)高鎂安山巖與～2.55～2.52 Ga變質(zhì)火山巖和BIF互層共生,由此可限定其成巖年齡為晚太古宙晚期.在La/Sm-La圖解中(圖4d),本文5個高鎂安山巖樣品構(gòu)成斜線趨勢分布,證明其成巖過程由部分熔融主導(dǎo),而非巖漿混合和分離結(jié)晶作用.鎂鐵質(zhì)下地殼無水或含水部分熔融的產(chǎn)物往往呈現(xiàn)Mg#<47[5],而鞍本高鎂安山巖發(fā)育高w(MgO),Mg#,Cr和Ni含量(圖2d),展現(xiàn)了幔源巖漿親緣性,代表了與地幔橄欖巖相平衡的原始巖漿;而其強分異的REE模式及Nb,Ta和Ti虧損的特征與典型島弧火山巖相同,推測其地幔橄欖巖源區(qū)還受到了俯沖板片起源的流體或熔體的影響.

近年來,大量關(guān)于鞍本地區(qū)晚太古宙表殼巖與BIF的研究表明,晚太古宙時期,鞍本地區(qū)為俯沖構(gòu)造背景[6-8,12-14],因此,本文將鞍本高鎂安山巖與俯沖體制下的太古宙～2.7 Ga Wawa綠巖帶中HMA,以及顯生宙贊岐質(zhì)、埃達(dá)克質(zhì)、玻安質(zhì)、巴哈型和皮波型HMA進(jìn)行對比,從而進(jìn)一步限定鞍本高鎂安山巖的成因.

鞍本地區(qū)高鎂安山巖樣品經(jīng)歷了角閃巖相變質(zhì),發(fā)育的主要礦物是角閃石+斜長石,僅個別樣品還發(fā)育少量輝石,其原巖的礦物組合未能得到較好保存,因此,本文將主要從全巖主微量元素地球化學(xué)特征方面展開對比.就主量元素而言,鞍本高鎂安山巖的SiO2,MgO,Na2O+K2O,TiO2和Al2O3/TiO2與玻安質(zhì)HMA和巴哈型HMA明顯不同,而與其余3類HMA有重疊(圖2和圖4);就稀土與微量元素特征而言(圖3),鞍本高鎂安山巖發(fā)育強分異REE配分模式,強烈富Rb,Ba和K等大離子親石元素而虧損Nb,Ta,Sr和Ti元素,與～2.7 Ga Wawa綠巖帶所報道HMA的圖譜特征一致,與顯生宙贊岐質(zhì)、埃達(dá)克質(zhì)和巴哈型HMA的圖譜特征存在重疊,而與玻安質(zhì)和皮波型HMA則明顯不同.此外,鞍本高鎂安山巖的La/Yb比值位于埃達(dá)克質(zhì)、巴哈型和贊岐質(zhì)HMA過渡區(qū)(圖4c),然而,鞍本高鎂安山巖發(fā)育比埃達(dá)克質(zhì)和巴哈型HMA明顯低的Sr含量(圖4b),因此,鞍本地區(qū)高鎂安山巖與贊岐質(zhì)HMA最為相似,同樣可能形成于受俯沖板片熔體交代后的地幔橄欖巖部分熔融,而太古宙高的地?zé)崽荻葹楦_板片部分熔融提供了便利條件.

地幔柱和板塊俯沖兩種構(gòu)造體制和殼幔作用一直是研究的熱點,前者以發(fā)育科馬提巖和科馬提質(zhì)-拉斑質(zhì)玄武巖為主,涉及高溫、干體系下地幔高度部分熔融[17];而板塊構(gòu)造體制則發(fā)育拉斑質(zhì)玄武巖和鈣堿性玄武巖、安山巖、流紋巖等巖石組合,且殼幔相互作用涉及俯沖板片起源的流體/熔體與地幔橄欖巖相互作用[8].然而,本文所報道的鞍本地區(qū)高鎂安山巖為鈣堿性中性火山巖,與顯生宙贊岐質(zhì)HMA相似,形成于俯沖構(gòu)造體制,表明鞍本地區(qū)晚太古宙受板塊俯沖殼幔相互作用控制,而非地幔柱構(gòu)造體制,這對BIF鐵礦類型和潛在的產(chǎn)出位置具有一定理論指導(dǎo)意義.

5 結(jié) 論

1) 鞍本地區(qū)發(fā)育少量晚太古宙晚期高鎂安山巖,主要出露于本溪-歪頭山區(qū)域,與BIF等變質(zhì)表殼巖互層產(chǎn)出,并經(jīng)歷角閃巖相變質(zhì),主要礦物組合是角閃石、斜長石、云母、石英和少量單斜輝石.

2) 鞍本高鎂安山巖的全巖主微量元素地球化學(xué)特征與已報道的太古宙～2.7 Ga Wawa綠巖帶和顯生宙贊岐質(zhì)高鎂安山巖相近,推測其可能形成于受俯沖板片熔體交代的地幔楔橄欖巖部分熔融.鞍本地區(qū)高鎂安山巖的報道不僅豐富了該區(qū)晚太古宙巖石組合類型,同時進(jìn)一步佐證了該區(qū)晚太古宙存在俯沖構(gòu)造背景.