医巫闾山变质核杂岩核部晚中生代花岗岩成因及地质意义

梁键婷, 欧阳志侠，张 莹, 李建波,曾 涛,周智超

(1. 东华理工大学， 江西 南昌 330029; 2. 广东省有色地质勘查院， 广东 广州 510000； 3. 中陕核工业集团 二一八大队有限公司， 陕西 西安 710100)

我国华北及邻区典型伸展构造 (变质核杂岩)因发育时间长、规模大，为世界之罕见，它们可能是中生代华北克拉通破坏(岩石圈减薄)的浅部表现和响应(Zhangetal., 2000； 郑亚东等, 2000； Wangetal., 2005， 2006； 王涛等， 2007； 王彦斌等， 2010； 李舢等， 2010)。近十几年来，研究者主要侧重于报道各个变质核杂岩的几何形态、构造组成、运动学特征及构造背景 (马寅生等， 1999； Wangetal., 2002; Darbyetal., 2004； Liuetal., 2005; 刘俊来等， 2006; 纪沫等， 2009)，而对变质核杂岩的岩浆作用研究较少，对其中花岗岩的研究也主要集中在年代学方面(Davisetal., 1996， 1998， 2002； 罗镇宽等， 2001； 李永刚等， 2003 ； Wangetal., 2004， 2005； 刘翠等， 2004； 郭春丽等，2004； Dengetal., 2004; Wuetal., 2005， 2006； 吴福元等， 2006； 杜建军等， 2007； 杨进辉等， 2007； Yangetal., 2007； Linetal., 2008； 纪沫等， 2009； 欧阳志侠等， 2010； 康月蓝等， 2018)。医巫闾山变质核杂岩为一形成于中晚侏罗世—早白垩世的地质体，主要由核部的变质核、韧性拆离带及其上盘的未变质岩系组成。前人对医巫闾山变质核杂岩的研究工作主要关注韧性拆离带的变形期次(张宏等, 2004； 李刚等, 2010, 2012, 2013a, 2016； 张必龙等， 2011； Linetal., 2012)、变形机制和剪切作用类型(Lietal., 2016 )以及变形的年代学(张晓辉等， 2002； 吴福元等， 2006； 张必龙等， 2012 ； 李刚等， 2012， 2013b， 2016) 等方面， 认为NE-SW地壳缩短加厚事件(纯剪切)、早白垩世NW-SE向地壳伸展(简单剪切)及核杂岩核部岩浆上侵(纯剪切)等是制约医巫闾山变质核杂岩形成的主导因素，而对变质核主要组成部分的核部花岗岩体的研究相对较弱。欧阳志侠 (2010)对医巫闾山变质核杂岩核部晚中生代花岗岩进行了岩石学、主微量元素和稀土元素研究，认为研究区花岗岩为准铝-弱过铝高钾钙碱性系列Ⅰ型花岗岩；区域尺度的研究成果显示，华北北缘包括医巫闾山在内的大部分变质核杂岩形成于加厚地壳的伸展垮塌作用(郑亚东等， 2005； 刘俊来等， 2006， 2020； Linetal., 2012)，这一结果暗示，作为变质核主要组成部分的核部花岗岩应来源于古老地壳的部分熔融。虽然Zhang等(2014)对研究区医巫闾山岩体和海棠山岩体进行的Sr-Nd同位素及锆石Hf同位素研究结果表明， (87Sr/86Sr)i值介于0.705 41～0.705 77之间，εNd(t)值为-5.54～-1.78，认为它们是壳幔相互作用的产物，但该结果并未考虑研究区花岗岩体变形期次及时代，因为不同构造背景的花岗岩可能记录了不同的同位素组成，而这对反演研究区的构造演化尤其重要。因此，笔者在充分收集前人资料基础上，依据核杂岩核部花岗岩体的变形程度，分别对同侵位变形花岗岩体和变形后侵位花岗岩体的同位素特征进行了研究，从而探讨其岩浆源区及岩石成因，以揭示花岗岩体在核杂岩剥露过程中的构造响应及其与变质核杂岩的成因联系，为理解变质核杂岩的构造演化历史提供更加丰富的同位素地球化学信息。

1 区域地质概况

1.1 地质背景及研究区概况

医巫闾山变质核杂岩位于华北地块北缘燕山造山带的东端、中生代大型走滑断裂郯庐断裂的西侧(图1a)，由太古宙变质杂岩、晚侏罗世-早白垩世岩体的变质核、韧性拆离带和上盘未变质岩系组成。该区经历了克拉通结晶基底形成、克拉通盖层演化和中新生代陆内造山等多个构造演化阶段，变形历史复杂，是燕山造山带的重要组成部分。

图 1 医巫闾山变质核杂岩晚中生代花岗岩分布图[据Darby等(2004)修改]Fig. 1 Geological map of the Late Mesozoic granitoids of the Yiwulüshan MCC (after Darby et al., 2004)

古生代研究区处于与整个华北陆块相似的克拉通型盖层的稳定发育阶段，只有其北部边缘受到邻区古生代构造-岩浆事件的一定影响(辽宁省地质矿产局，1989)。中新生代时期发生强烈的造山作用，处于陆内造山阶段盆地-山脉或盆-岭构造相互对立和协调发展过程中，印支及燕山期形成不同时期的构造-岩浆带与火山沉积盆地群(辽宁省地质矿产局, 1989)。

医巫闾山所在的辽西东南部地区花岗质岩浆作用较为发育，除研究区由北向南出露海棠山岩体、大石头沟岩体、医巫闾山岩体(可分为6个单元)、观音洞山岩体、尖砬子岩体、石山岩体 (图1b、表1) 外，还包括碱厂-旧门岩体及杨家杖子岩体。建立研究区及邻区花岗岩的年代学格架，有助于理解研究区中生代以来地壳伸展减薄与构造体制转折。

医巫闾山变质核杂岩核部与盖层之间的拆离断层贯穿整个研究区，沿着中新元古界盖层和太古宇变质核的接触界线展布，为波瓦状低角度正断层，断层拆离面产状平缓，断层带内岩石强烈变形，拆离面之上为盖层底部过渡层和中新元古界低绿片岩相的糜棱岩带，拆离面下为太古宇建平群片麻岩退变而成的糜棱岩。

1.2 花岗岩的年代学格架及岩石组合类型

辽西东南部地区花岗岩岩浆活动大致可划分为4期，岩浆活动峰期在165～150 Ma (吴福元等， 2006)。医巫闾山变质核杂岩岩浆活动的峰期与辽西东南部地区的花岗岩一致。依据核杂岩核部花岗岩的变形程度，可将其划分为同变形侵位花岗岩与变形后侵位花岗岩两期(表2)。医巫闾山变质核杂岩核部早期花岗岩的年龄为170～153 Ma，普遍发生韧性剪切变形，发育糜棱面理或片麻理。医巫闾山岩体为同构造早期岩体，医巫闾山变质核杂岩在163～153 Ma已开始活动(马寅生等， 1999)。石山岩体侵位于医巫闾山变质核杂岩主拆离断层的瓦子峪拆离断层中，未发生变形，其年龄123 Ma限定了医巫闾山变质核杂岩的最小形成时代，说明医巫闾山变质核杂岩的活动时限在163～123 Ma之间(表2)。

早期，中晚侏罗世花岗质岩体(176～152 Ma)。岩石类型主要为黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩、二云母二长花岗岩以及含石榴子石白云母花岗岩。由于后期韧性剪切作用，海棠山岩体普遍不同部位变形程度不一，晚期可见细粒花岗岩和闪长岩侵入体。医巫闾山岩体、观音洞山岩体、尖砬子山均发育明显的韧性剪切构造，变形使其与周围的太古宙杂岩不易区分，其中医巫闾山岩体变形较弱，观音洞山岩体、尖砬子山岩体靠近瓦子峪拆离断层被改造成眼球状糜棱岩。

晚期，早白垩世花岗质岩体(126～123 Ma)。仅有石山岩体的南部和大石头沟岩体出露，岩石类型为黑云母花岗岩、花岗闪长岩。石山岩体侵入强韧性变形的太古宙杂岩中，岩体内部含有未变形的闪长质包体和变形的太古宙杂岩捕虏体，未见片麻状构造。大石头沟岩体未发生变形。此外，研究区早白垩世还发育大量的花岗质脉体，但除罗镇宽等(2001)报道排山楼金矿发育糜棱岩化闪长斑岩脉和花岗斑岩外，未见该时期变形花岗质脉体的报道。

医巫闾山花岗岩呈灰白色，粗粒花岗结构，块状构造，多为黑云母二长花岗岩，由斜长石(20%～25%)、钾长石(20%～35%)、石英(20%～40%)、黑云母(3%～5%)、白云母(<1%)和磁铁矿(<1%)等组成(图2)，斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶发育，可见环带结构偶见绿泥石化，钾长石自形-半自形板状或粒状，石英他形粒状，粒度不等，黑云母呈片状，零星分布。

图 2 医巫闾山花岗岩正交偏光显微照片Fig. 2 Photomicrographs under crossed nicols of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCCBt—黑云母； Kfs—碱性长石; Pl—斜长石； Q—石英Bt—biotite; Kfs—K-feldspar; Pl—plagioclase; Q—quartz

2 采样及分析方法

样品采自医巫闾山变质核杂岩的6个岩体。对花岗岩新鲜样品进行筛选后，选取代表性样品进行了主量元素、微量元素、稀土元素和Sr-Nd同位素分析，其中主量、微量元素及稀土元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。主量元素采用XRF进行测定，测量精度优于1%。微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) 进行测定，Ta、Nb、Zr和Hf的测试精度为9%，其它元素测试精度达到5%。Sr-Nd同位素化学分析在中国科学院地质与地球物理研究所使用MAT262完成，分别采用87Sr/86Sr=0.119 4、143Nd/144Nd=0.721 9进行Sr和Nd同位素比值标准化，国标标样NBS-987的87Sr/86Sr值为 0.710 243±12(2σ)，标样La Jolla 的143Nd/144Nd值为0.511 123 ±10 (2σ)。

3 分析结果

3.1 主量元素特征

医巫闾山变质核杂岩晚中生代花岗岩类主量元素分析结果见表3。早期和晚期花岗岩样品的常量元素含量显示出较好的一致性：晚期花岗岩SiO2含量为61.17%～74.02%，平均69.12%，具有富硅的特点； K2O+Na2O=7.34%～9.03%， 平均8.27%； K2O/Na2O=0.58～1.30,平均0.98； Al2O3=13.72%～18.41%,平均15.60%。早期花岗岩SiO2含量为71.79%～75.21%，平均73.21%； K2O+Na2O=8.04%～8.91%，平均8.60%；K2O/Na2O =0.65～0.91,平均0.78； Al2O3=14.41%～15.65%,平均14.86%。与早期花岗岩相比，晚期花岗岩的MgO含量(0.26%～1.37%，平均0.66%)相对较高。

表 1 医巫闾山核杂岩晚中生代花岗质侵入体特征Table 1 Characteristics of Late Mesozoic plutons in the Yiwulüshan MCC

表 2 医巫闾山及辽西东南部地区花岗岩年代学数据表Table 2 Chronologic data of granites in Yiwulüshan and the southeast of western Liaoning

在A/NK-A/CNK图解中所有样品均落在准铝质-过铝质区，铝饱和指数A/CNK值均小于1.1(图3a)；在K2O-SiO2图解中，本文所测所有样品均落在高钾钙碱性系列区域(图3b)。

图 3 医巫闾山变质核杂岩晚中生代主量元素图解Fig. 3 Major elements diagrams of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

3.2 稀土元素与微量元素特征

医巫闾山变质核杂岩中的花岗岩类微量元素及稀土元素的分析结果见表3。

晚期花岗岩∑REE=89.33×10-6～139.58×10-6，在球粒陨石标准化图 (图4a) 上，各样品曲线相似，明显右倾， LREE相对富集，HREE相对亏损，(La/Yb)N=10.71～32.69，(La/Sm)N=3.31～9.30，(Gd/Yb)N=1.71～2.22，轻重稀土元素分馏中等，LREE较HREE分馏明显，其中石山花岗岩具弱的Eu负异常(δEu=0.71～0.74)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图解(图4b)中，晚期花岗岩的配分模式近似一致，表现出具La、Hf、Zr、Sm正异常，亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素，高LREE(La=19.70×10-6～36.00×10-6之间)， HREE和Y含量低，Sr/Y值(58.58～74.88)较高，符合高Sr花岗岩的特征。

早期花岗岩稀土元素和微量元素特征较复杂。尖砬子山花岗岩、海棠山花岗岩与晚期花岗岩相似，∑REE=109.42×10-6～113.93×10-6， (La/Yb)N=21.01～27.65， (La/Sm)N=5.28～7.32，(Gd/Yb)N=1.77～3.27，轻重稀土元素分馏不明显，LREE较HREE分馏明显。Ba、Sr含量较高(Ba含量达1 351×10-6，Sr含量达743×10-6)，显示高Sr花岗岩的性质，且普遍具La、Hf、Zr、Sm正异常， Ta、Nb、P、Ti等元素负异常， LREE(La=23.90×10-6～24.60×10-6) 含量高， HREE和Y含量低，Sr/Y值(79.89～80.15) 较高，符合高Sr花岗岩的特征。而医巫闾山花岗岩、观音洞山花岗岩的稀土元素较其他样品低，∑REE=37.72×10-6～41.37×10-6, (La/Yb)N=6.86～12.72, (La/Sm)N=3.56～5.60, (Gd/Yb)N=1.40～1.56，其中观音洞山花岗岩的配分曲线较平坦(图4a)，具有轻微的Eu负异常(δEu=0.73)；医巫闾山岩体两个样品显示出明显的差异，样品FX09717-10为二长花岗岩，亏损HREE，具有明显的Eu正异常(δEu=1.63)，样品FX09718-8a为碱长花岗岩，配分曲线除的明显负Eu异常(δEu=0.23)外，其余部分较平坦，与壳源花岗岩配分曲线类似；具明显的Ba、Sr负异常(Ba=16×10-6， Sr=21×10-6)。

图 4 医巫闾山变质核杂岩晚中生代花岗岩稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(a)和微量元素原始地幔蛛网图(b)(标准化据Sun & McDonough， 1989)Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized spidergram (b) of the Late Mesozoic granitoids Yiwulüshan MCC (normal data from Sun & McDonough, 1989)

3.3 Sr-Nd同位素特征

医巫闾山花岗岩Sr-Nd同位素分析结果见表4，花岗质岩石的全岩初始87Sr/86Sr值变化范围较大，介于0.695 966～0.708 177之间，Nd同位素εNd(t)值均为负值，介于-21.72～ -16.99之间，fSm/Nd均偏离大陆地壳平均值，为-0.62 ～ -0.05。早期同侵位变形花岗岩的初始87Sr/86Sr值为0.695 966 ～ 0.707 869，平均0.706 295；εNd(t)值为-21.72 ～ -18.32，平均-19.81； Nd二阶段模式年龄tDM2为2 688～2 442 Ma，平均2 547 Ma。晚期变形后侵位花岗岩的初始87Sr/86Sr值为0.705 435 ～ 0.706 774， 平均0.706 035；εNd(t)值为-20.52～-16.99，平均-19.78；Nd二阶段模式年龄tDM2为2 683～2 294 Ma，平均2 506 Ma。

4 讨论

4.1 花岗岩的岩石成因与源区特征

医巫闾山变质核杂岩核部花岗岩以二长花岗岩为主，同时发育有花岗闪长岩、石英二长闪长岩、二云母二长花岗岩、钾长花岗岩和碱长花岗岩。各岩体的岩相学特征表现出较好的一致性：岩体富含黑云母，可见磁铁矿、绢云母化和绿帘石化，未见磁黄铁矿、石墨，发育角闪石，未见钠闪石、钠铁闪石等碱性暗色矿物。研究区花岗岩的高场强元素Zr、Nb、Y、La、Ce、Zn、Ga等丰度较低，A/CNK值均小于1.1(0.96～1.08)，表现为I型花岗岩的特点。在P2O5-SiO2图解(图5)上，P2O5的含量随着SiO2含量的增加而逐渐降低，也显示研究区花岗岩属于Ⅰ型花岗岩的范畴 (Wuetal., 2003)。

表 4 医巫闾山变质核杂岩晚中生代花岗岩Sr-Nd同位素分析数据Table 4 Isotopic analysis data of Sr-Nd of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

研究区内花岗岩的SiO2含量变化范围较大(61.17%～75.21%) , 富Al2O3、TiO2、CaO和Na2O，轻稀土元素相对富集, 相对亏损重稀土元素, (La/Yb)N值 (1.98～84.13)变化范围较大，富集Ba、Sr等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，这些特征说明岩浆可能来自中、下地壳物质的部分熔融。前文述及，研究区花岗岩划分为同构造变形 (176～152 Ma) 及变形后侵位 (126～123 Ma) 两期，虽然Zhang等(2014) 对核部同构造弱变形花岗岩的Sr-Nd做了初步研究，然而，对制约核杂岩最终出露的变形后侵位花岗岩的同位素特征并未报道。依据本文数据，早期同侵位变形花岗岩的 (87Sr/86Sr)i值平均0.706 295， 晚期变形后侵位花岗岩的 (87Sr/86Sr)i值平均0.706 035；早期εNd(t)值平均-19.81，晚期平均-19.78。早期花岗岩同时具有更古老的Nd二阶段模式年龄，表明早期花岗质岩体主要起源于古老陆壳物质；晚期花岗岩较早期更低的(87Sr/86Sr)i值和模式年龄、更高的εNd(t)值，显示晚期花岗岩可能混有少量年轻的物质。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图6)中，早期花岗岩样品均落在陆壳源区，意味着古老下地壳物质参与成岩作用，而晚期花岗岩所在区域接近玄武岩源区和陆壳源区之间的过渡源区，暗示其中有年轻物质混合，可能形成于伸展减压的背景下。本区花岗岩的源区特征与华北克拉通太古宙麻粒岩相下地壳的同位素数据有较好的一致性(Jahnetal., 1999； Miaoetal., 2008)。在与研究区构造背景相似的辽南地区，郭春丽等(2004)获得的Sr-Nd同位素分析结果表明饮马湾山花岗岩主要来源于下地壳物质的部分熔融，也从侧面证明了本区花岗岩的源区性质。

图 5 医巫闾山变质核杂岩中花岗岩P2O5-SiO2图解 Fig. 5 P2O5 versus SiO2 variation diagram of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

图 6 医巫闾山变质核杂岩中的花岗岩的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(底图据张旗等， 2008)Fig. 6 εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i diagram of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC (after Zhang Qi et al., 2008)

研究区花岗岩具高Sr、低Y和Yb的特点，具有埃达克质岩浆岩的特征。在Sr/Y-Y判别图(图7)上，样品大多落在埃达克岩范围之内，且含较低的MgO含量(0.05%～1.37%)，表明研究区花岗岩应属高Sr的埃达克岩或埃达克质岩石，与由加厚下地壳部分熔融形成的花岗岩( Heetal., 2011) 相似。另外，岩石具有高 Bb、 Sr 和低 Y 特征，同样表明其来源于加厚下地壳的部分熔融 (Zhangetal., 2010; Jiangetal., 2012)。在与研究区毗邻的辽南地区，杨进辉等(2007)对小黑山岩体(175～170 Ma)的Hf同位素研究表明，小黑山岩体主要来源于高压下古老下地壳物质的部分熔融，幔源岩浆不仅为地壳物质的部分熔融作用提供了热量，而且直接参与了花岗岩的成岩作用。张朋等(2015)对辽东卧龙泉黑云二长花岗岩Sr-Nd-Pb同位素的研究结果表明，卧龙泉岩体具有埃达克岩的地球化学属性，形成于加厚地壳的部分熔融。Zhang等 (2014)及李刚等(2019)等均认为研究区在中生代存在一加厚地壳。综上所述，地球化学资料与前人研究都表明研究区及邻区在中生代可能存在一加厚地壳，花岗岩是加厚地壳部分熔融的结果。

图 7 医巫闾山变质核杂岩中的花岗岩的 Sr/Y-Y 相关图(底图据Defant和Drummond,1990)Fig.7 Sr/Y versus Y plot of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC (after Defant and Drummond, 1990)

4.2 构造意义

已有的研究成果表明，包括研究区在内的整个华北北缘地区，在中生代构造体制由挤压向伸展转换，医巫闾山地区广泛发育的近S-N线理应与中生代早起的挤压事件有关(Linetal., 2012； 李建波等， 2017)。该期挤压事件的主导因素为晚侏罗世—早白垩世鄂霍次克洋的闭合，该事件使研究区进入陆内造山阶段，西伯利亚板块的持续南向运动形成的近SN向挤压作用导致了自北向南的地壳缩短增厚，挤压作用形成了研究区广泛存在的中生代造山带(郑亚东等， 2000； Davisetal., 2001)。伴随陆内造山的进行，地温梯度增加，华北陆块古老的下地壳物质被卷入造山带根部并发生部分熔融，形成了具埃达克质的Ⅰ型花岗岩；同时，该地壳缩短加厚事件也是微量元素及Sr-Nd所指示的成岩环境的响应。造山带根部岩石的部分熔融与中生代晚期研究区上地壳的伸展拆离，使得医巫闾山核部花岗岩体在早白垩世(126～123 Ma) 最终形成。

5 结论

(1) 侵位于医巫闾山的早期中晚侏罗世花岗质岩体主要由黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩、二云母二长花岗岩和含石榴子石白云母花岗岩组成，发育明显的韧性变形构造；晚期早白垩世花岗质岩体主要由花岗闪长岩、黑云母花岗岩组成。

(2) 医巫闾山变质核杂岩核部花岗岩总体具富硅、富碱，铝质含量中等特征，属于准铝质-过铝质，属高钾钙碱性系列Ⅰ型花岗岩；同时，花岗岩具有弱的负Eu异常，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素和重稀土元素，具高Sr、低Y的特点，具有埃达克质岩的特征。

(3) 医巫闾山变质核杂岩核部早期同侵位变形花岗岩的 (87Sr/86Sr)i初始比值为0.695 966 ～ 0.707 869，εNd(t) 值较低(-21.72～ -18.32)，全岩Nd二阶段模式年龄tDM2为2 688 ～ 2 442 Ma； 晚期变形后侵位花岗岩的 (87Sr/86Sr)i初始比值为0.705 909～0.706 774，εNd(t) 值较低(-20.60～-16.99)，全岩Nd二阶段模式年龄tDM2为2 683 ～ 2 294 Ma；早期花岗岩的εNd(t)值较晚期更低，同时具更古老的Nd二阶段模式年龄，表明早期同侵位变形花岗质岩主要起源于古老陆壳物质，为加厚地壳的部分熔融；晚期变形后侵位花岗岩有年轻物质混合，与地壳的伸展减压有关。