华北克拉通清原地体新太古代和古元古代两期麻粒岩相变质作用*

崔润泽 魏春景 段站站

1. 造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京大学地球与空间科学学院,北京 100871 2. 河北地质大学地球科学学院,石家庄 050031

华北克拉通从新太古代到古元古代的构造演化是近年来研究的热点,当前主要有三种不同的构造模型。第一种模型认为,华北克拉通包括4个太古宙地块,即阴山、鄂尔多斯、龙岗和狼林地块(图1a)。这些地块依次拼合,在～1.95Ga形成了孔兹岩带和西部陆块,在～1.90Ga形成了胶-辽-吉带和东部陆块,最后在～1.85Ga形成了华北中部造山带(TNCO)和整个华北克拉通(Zhaoetal., 2012, 2005)。第二种模型认为,华北克拉通是在新太古代末期(～2.5Ga)通过微陆块和岛弧拼贴形成的(Zhaietal., 2005, 2000; Zhai and Santosh, 2011),随后在古元古代(约2.0～1.82Ga)期间经历了裂谷-俯冲-增生-碰撞等一系列构造过程,形成了三个活动带,即丰镇带、晋豫带以及胶-辽-吉带。第三种模型认为华北克拉通可能包括两个太古宙地块,即东部、西部陆块,二者在2.5～2.4Ga发生碰撞形成了中部造山带(Central Orogenic Belt)(Kusky and Li, 2003; Kuskyetal., 2016)。随后,在2.3～1.9Ga期间,华北克拉通北缘转变为安第斯型大陆边缘;在1.9～1.85Ga期间,华北克拉通与缺失大陆发生碰撞,并沿华北克拉通北缘形成内蒙-冀北造山带(Kuskyetal., 2016)。此外,对华北克拉通太古宙变质作用的构造体制也存在着争论:(1)地幔柱模型(Gengetal., 2006; Wuetal., 2013; Zhaoetal., 1999);(2)板块俯冲-碰撞模型(Kuskyetal., 2016);(3)微陆块或岛弧的碰撞拼贴模型(Zhai and Santosh, 2011);(4)太古宙特有的沉落(sagduction)模型(Duanetal., 2017; Liu and Wei, 2020; Wu and Wei, 2021; Yang and Wei, 2017)。沉落过程是指花岗质岩浆底辟上涌同时表壳岩下坠,最终形成区域性的穹隆-龙骨(dome-and-keel)构造(Collinsetal., 1998; Françoisetal., 2014)。因此,对华北克拉通新太古代和古元古代构造演化仍需深入研究。

图1 华北克拉通构造分区(a,据Zhao et al., 2005修改)和清原地区地质简图(b,据万渝生等, 2005b; Peng et al., 2015; Li and Wei, 2017修改)。

清原地体位于辽宁北部,地处龙岗地块的东北部(图1a, b)。清原地体发育有太古宙克拉通典型的穹隆-龙骨构造(Anhaeusser, 2014; Collinsetal., 1998; Hickman, 2004; Lin and Beakhouse, 2013),表现为不同规模的表壳岩以带状或皮筏状散布在TTG(tonalite-trondhjemite-granodiorite)片麻岩穹隆之间或穹隆之内。清原地体的表壳岩普遍在2.52～2.48Ga经历了角闪岩相变质作用,只有在线金厂和唐力地区分布着少量的麻粒岩相表壳岩(万渝生等, 2005a, b; Pengetal., 2015; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017; Wu and Wei, 2021)。Wuetal. (2013)报道称红透山地区的新太古代石榴角闪岩可能具有逆时针P-T轨迹,峰值条件为0.77～0.84GPa/780～810℃,并推测其变质可能是大量的幔源岩浆底侵导致的,但缺乏相关的年代学数据。Duanetal. (2019)报道称线金厂地区部分变质基性岩墙在～1.84Ga经历了高压麻粒岩相变质作用,P-T轨迹为顺时针型,峰期条件为1.07±0.06GPa/780±70℃。Wu and Wei (2021)报道了清原地区两种不同的石榴角闪岩:变质年龄为～2.5Ga的石榴角闪岩具有逆时针的P-T轨迹,峰期条件为～1.0GPa/870～890℃,这期变质作用与太古宙特有的垂俯冲构造体制有关;变质年龄为～1.85Ga的石榴角闪岩具有顺时针P-T轨迹,峰期条件为0.9～1.0GPa/720～740℃,与晚古元古代华北地壳增厚造山事件有关。但是,目前对清原地区新太古代的麻粒岩相变质作用尚缺少系统研究,还不清楚它们是否经历了古元古代变质作用叠加,因而制约了对其构造意义的认识。

本文选取清原地区麻粒岩和变质基性岩墙样品进行了系统的岩相学、矿物化学、相平衡模拟和锆石-独居石年代学研究,以确定它们的变质演化过程及其构造意义。

1 地质背景

辽北清原地体主要由英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质(TTG)-花岗质片麻岩和少量表壳岩组成,TTG质-花岗质片麻岩呈穹隆产出,而表壳岩则以带状或皮筏状产于片麻岩中(图1b)。表壳岩由下至上可划分为石棚子组、红透山组和南天门组(Zhaietal., 1985)。石棚子组主要由麻粒岩、斜长角闪岩、辉石角闪岩、黑云母斜长片麻岩、石榴方辉石岩等组成,可能的原岩有科马提岩、拉斑玄武岩、英安岩和富铁沉积物。红透山组以斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩为主,含少量夕线石或蓝晶石片麻岩,其原岩可能为拉斑玄武岩、英安岩以及泥质-杂砂质沉积岩。南天门组主要由黑云斜长片麻岩、二云母片岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩和大理岩组成,其原岩可能为凝灰岩、泥质-杂砂质沉积岩、基性火山岩、条带状铁质建造以及碳酸盐岩。锆石年代学显示,表壳岩的变质年龄约为2.55～2.43Ga(万渝生等, 2005a; 白翔等, 2014; Pengetal., 2015; Wangetal., 2016a; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017; Wu and Wei, 2021)。

清原地区的TTG质-花岗质片麻岩侵位时间为2.57～2.48Ga(万渝生等, 2005a; 白翔等, 2014; Pengetal., 2015; Wangetal., 2016a, b; Wuetal., 2016; 王康等, 2018; Lietal., 2020; 袁玲玲等, 2020),并且和表壳岩一样经历了角闪岩相到麻粒岩相的变质作用,变质年龄为2.55～2.42Ga(白翔等, 2014; Lietal., 2020; Wangetal., 2016a, b)。Wangetal. (2016a)指出汤图-马圈子地区的英云闪长质-奥长花岗质(TT)片麻岩为中钾钙碱性系列,可分为高镁型和低镁型两类。高镁型片麻岩形成于2.55～2.53Ga,由俯冲板片部分熔融所致,而低镁型形成于2.59～2.58Ga,与新生下地壳部分熔融有关。Wangetal. (2016b)认为清原地区的花岗质片麻岩,包括石英二长闪长质-二长花岗质片麻岩,侵位于2.52～2.49Ga,其中石英二长闪长质岩浆是由受到板片来源流体交代的亏损地幔部分熔融形成的,而二长花岗质岩浆则由变杂砂岩部分熔融形成。王康等(2018)报道了新宾-苇子峪地区的二长花岗岩-正长花岗的侵位年龄为～2.55Ga,其成因可能与杂砂岩部分熔融或含有沉积物的基性火山岩部分熔融有关。

对清原地区新太古代构造机制众说纷纭。万渝生等(2005b)认为,清原地区在2.56～2.51Ga期间发生了洋壳俯冲,随后在2.48～2.47Ga演变为弧-陆碰撞。Wangetal. (2016a, b, 2017)关于花岗质岩石的研究也支持这种“活动大陆边缘”构造模型。与此相似,Pengetal. (2015)也认为清原地体代表残留的新太古代弧根,可能与热洋板片平俯冲有关,没有地幔楔出现。然而,Li and Wei (2017)通过对清原地区玄武质岩石的研究认为它们形成于一种原始地幔柱环境。Zhaietal. (1985)认为清原绿岩带可能代表位于热点之上的大陆裂谷。

清原地区还存在很多古元古代变质基性岩墙(图1b、图2),它们穿切了新太古代侵入岩和表壳岩。Duanetal. (2019)和 Wu and Wei (2021)的研究认为它们经历了高压麻粒岩相-角闪岩相变质作用,具有顺时针型P-T轨迹,峰值条件为0.9～1.1GPa/720～780℃。岩墙侵位时间为～2.12Ga,变质时间为～1.85Ga,变质作用可能与地壳增厚造山事件有关。

图2 显示岩性分布和样品采集点的清原地区地质图(据Duan et al., 2019修改)

本次研究主要包括3个样品,其中中性麻粒岩(样品17GN01)采自枸乃甸子乡公路旁(N42°11′21.758″、E124°54′54.721″),石榴方辉石岩(样品18XM09)采自新民屯公路对面山根处的采石坑(N124°57′21.839″、E42°13′0.113″),变质基性岩墙(样品20DJ08)采自东井沟村公路旁的采石坑(N124°57′55.523″、E42°12′14.957″),具体的采样地点如图2所示。清原地区不同岩石之间的关系如图3a-c所示,表壳岩中的基性麻粒岩、中性麻粒岩以及变富铁沉积岩互层产出,与TTG质片麻岩的片麻理产状一致,但TTG质片麻岩中可见大小不等的表壳岩包体。表壳岩呈现不同程度的部分熔融,所形成的浅色体多呈条带状分布(图3b)。有些基性麻粒岩的浅色体中出现石榴石和斜方辉石等。变富铁沉积岩主要为石榴方辉石岩(图3d, e),在石英层、石英脉或浅色体脉中常含有粒度较粗、较自形的石榴石和斜方辉石。变质基性岩墙穿切了区内表壳岩和TTG质片麻岩的片麻理,保留了较好的辉绿结构,矿物粒度从岩墙边部向中心有变粗的趋势。

图3 清原地区表壳岩的野外露头照片

2 分析方法

本文所研究的清原地区样品的全岩主量元素测试分析是在中国地质大学(北京)的相关实验室进行的,使用的仪器是电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)。矿物化学分析、背散射电子成像(BSE)使用了北京大学地球与空间科学学院的JXA-8100型号的电子探针以及南京宏创地质勘查技术服务有限公司的JXA-iSP100型号的电子探针。JXA-8100的测试条件为:加速电压15kV,电流10nA,束斑直径为2μm(测试黑云母时为5μm),使用SPI公司的53种矿物作为标准样品。JXA-iSP100的测试条件为:加速电压为15kV,电流为20nA,束斑直径为5μm(测试黑云母时为10μm)。

所研究样品的锆石靶制作:锆石和独居石矿物颗粒先进行重液-磁选分离,然后在双目显微镜下手工挑选。将挑选出的矿物颗粒固定在环氧树脂上,通过抛光以暴露颗粒中心。将锆石和独居石在透射光和反射光下拍摄,用以辨别其中的包裹体和裂隙。锆石阴极发光图像(CL)和独居石的背散射图像(BSE)是在南京宏创地质勘查技术服务有限公司的Tescan MIRA3 LM仪器上完成的。

样品17GN01的锆石U-Pb年代学测试及微量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,使用连接了193nm ArF准分子激光系统(COMPexPro 102)和自动定位系统的Agilent 7500c ICP-MS系统。激光频率为10Hz,激光束斑直径为32μm。测试主标为锆石91500(Wiedenbecketal., 1995),次标为锆石Plešovice(Slámaetal., 2008)。测试的8个91500的207Pb/206Pb加权平均年龄为1055±21Ma(2SE; MSWD=0.39),和参考的TIMS年龄(1065.4±0.3Ma; 2SE)几乎一致(误差在2σ以内)(Wiedenbecketal., 1995)。测试的4个Plešovice锆石的206Pb/238U加权平均年龄为337±11Ma(2SE; MSWD=0.067),和参考的TIMS年龄(337.1±0.4Ma; 2SE)几乎一致(Slámaetal., 2008)。测试REEs、Ti、U、Th和Pb元素的浓度使用29Si作为内部校准,NIST(610、612、614)作为外部参考标准进行校准。使用GLITTER 4.4计算207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U比值和表观年龄(Van Achterberghetal., 2001)。使用Isoplot 4.15绘制锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄图(Ludwig, 2012)。

样品18XM09以及20DJ08的锆石U-Pb年代学测试及微量元素分析在南京宏创地质勘查技术服务有限公司的相关实验室完成,使用配备Resolution SE 193nm激光烧蚀(LA)系统的Agilent 7900 ICP-MS系统。详细的调优参数可参照Thompsonetal. (2018)。测试的主标和次标分别为锆石91500(Wiedenbecketal., 1995)、GJ-1(Jacksonetal., 2004)。测试过程中,对于样品18XM09测试了7次锆石91500,207Pb/206Pb加权平均年龄为1046±28Ma(2SE; MSWD=0.34);对于样品20DJ08测试了21次锆石91500,207Pb/206Pb加权平均年龄为1032±35Ma(2SE; MSWD=0.13)。它们的测试结果和参考的TIMS年龄(1065.4±0.3Ma; 2SE)几乎相同(误差在2σ以内)(Wiedenbecketal., 1995)。样品18XM09测试了4次锆石GJ-1,207Pb/206Pb加权平均年龄为584±32Ma(2SE; MSWD=0.88);对于样品20DJ08测试了10次锆石GJ-1,207Pb/206Pb加权平均年龄为582±48Ma(2SE; MSWD=0.08)。它们的测试结果和参考的TIMS年龄(608.5±0.4Ma; 2SE)保持一致(Jacksonetal., 2004)。使用91Zr作为内部校准,NIST(610)作为外部参考标准进行校准来测试REEs、Ti、U、Th和Pb元素。数据处理采用Iolite软件包(Patonetal., 2010)。使用Isoplot 4.15绘制锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄图(Ludwig, 2012)。

样品18XM09的独居石U-Pb年代学测试及微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司的相关实验室完成,使用配备了193nm ArF准分子激光的Agilent 7900 ICP-MS系统,激光剥蚀束斑直径大小为16μm。测试主标为独居石44069(Aleinikoffetal., 2006),次标为独居石Trebilcock(Tomascaketal., 1996)。测试44069独居石7次的206Pb/238U加权平均年龄为424.7±2.3Ma(2SE; MSWD=0.29),和参考的TIMS年龄(427.6±3.6Ma)几乎一致(误差在2σ以内)(Aleinikoffetal., 2006)。测试Trebilcock独居石4次,207Pb/235U加权平均年龄为271.2±5.5Ma(2SE; MSWD=0.76),和参考的TIMS年龄(271.5±2Ma; 2σ)几乎一致(Tomascaketal., 1996)。测试REEs、Ti、U、Th和Pb元素的浓度时,使用La、Ce作为内部校准,NIST(610)作为外部参考标准进行校准。使用ICPMSDataCal软件进行数据处理(Liu, 2016; Liuetal., 2010)。使用Isoplot 4.15绘制独居石U-Pb谐和图及加权平均年龄图(Ludwig, 2012)。

3 岩石学特征

3.1 全岩成份特征

中性麻粒岩(样品17GN01)显示高铝安山岩成份(表1):SiO2=54.83%、Al2O3=19.57%、Fe2O3=9.10%、MgO=3.41%、CaO=5.63%、Na2O=4.17%,Mg#=0.42、A/CNK=1.05。与之相比,由富铁沉积物形成的石榴方辉石岩(样品17XJ01和18XM09)SiO2含量低(45.88%～46.54%)、Al2O3低(8.79%～8.95%)、Na2O低(0.01%～0.06%)、Mg#低(0.14～0.24),但Fe2O3含量高(35.66%～40.00%)、相对富铝,A/CNK=1.59～1.70。变基性岩墙(样品20DJ08)具有玄武岩的成份,Mg#=0.52。

表1 清原地区样品的全岩成份以及相平衡模拟用的有效全岩

3.2 岩相学和矿物化学特征

样品17GN01、18XM09、20DJ08的显微照片见图4、图5、图6,代表性矿物成份见表2、表3、表4,矿物成份变化图见图7、图8。

表2 清原地区的中性麻粒岩(样品17GN01)中代表性矿物的探针分析(wt%)

图4 清原地区中性麻粒岩(样品17GN01)显微照片

图5 清原地区石榴方辉石岩(样品18XM09)显微照片

图6 清原地区变质基性岩墙(样品20DJ08)显微照片

图7 清原地区样品中代表性矿物的成份特征图

图8 清原地区变质基性岩墙(样品20DJ08)代表性矿物的成份特征图

3.2.1 中性麻粒岩(样品17GN01)

样品17GN01的矿物组合为石榴石(8vol%)、单斜辉石(2vol%)、斜方辉石(5vol%)、黑云母(12vol%)、斜长石(63vol%)、钾长石(4vol%)、石英(5vol%)及钛铁矿(1vol%)(图4a-j)。其中黑云母、斜方辉石和石英等均有定向分布,形成片麻理(图4a)。石榴石有两类(Grt1和Grt2),二者含量相等。Grt1为半自形-他形,粒度0.1～0.5mm,部分颗粒有黑云母(Bt0)和钾长石(Ksp1)包裹体(图4b, c, e)。

Grt1的XGrs(=Ca/(Mg+Fe+Ca+Mn),XAlm,XSps和XPy的定义以此类推)为0.18～0.21,从核到幔和边部有先升高后降低的趋势(图7a)。XPy在核-幔部较为均匀,为0.16～0.18,但是到边部降低到0.13。XAlm(0.59～0.65)则展现出与XPy相反趋势的环带,核-幔部比较均匀,向边部升高。XSps比较均匀,为0.02～0.03。Grt1成份环带变化微弱可能是受到了“均一化作用”的影响(Spear and Florence, 1992)。而环带不对称可能是由于Grt1内存在的Bt0包裹体。Grt2与石英组成了环礁状的后成合晶围绕在黑云母(Bt1)、斜方辉石、Grt1或其他后成合晶周围(图4b, d, e, g, j)。在黑云母周围,靠近黑云母一侧,Grt2包裹体变少(图4d)。Grt2与Grt1的成份类似,XGrs=0.19～0.21,XPy=0.13～0.17,XAlm=0.60～0.65,XSps=0.02～0.03。单斜辉石粒度0.01～0.1mm,生长在斜方辉石周围或与黑云母(Bt1)和石英组成后成合晶(图4b, c, f-i),具有透辉石成份,XWo=0.46～0.51,XEn=0.35～0.38(Morimoto, 1988)。斜方辉石为他形-半自形柱状,粒度0.1～0.8mm(图4a-c, f),具有斜铁辉石成份(Morimoto, 1988),其XWo=0.01,XEn=0.44～0.52。黑云母有三类(Bt0-2)。Bt0作为其他矿物的包裹体出现(图4b-d),其XMg=0.54～0.62,Ti=0.26～0.32p.f.u.(表2)。Bt1为半自形-自形片状,出现于基质中,粒度0.1～0.3mm(图4b-d);XMg为0.52～0.56;Ti=0.26～0.34p.f.u.(表2)。Bt2为他形粒状-半自形片状矿物,与石英等构成后成合晶,粒度0.01～0.03mm(图4b, c, g-j),其XMg=0.54～0.57,Ti=0.28～0.31p.f.u.。斜长石有两种类型(Pl1和Pl2)。Pl1为半自形-他形,是岩石中的最主要矿物,粒度0.1～2mm(图4b, d, f)。部分Pl1较自形,可能与熔体加粗有关(图4b, f)。Pl1的XAn(=Ca/(Ca+Na+K))具有核-幔-边先降低后升高的成份环带(0.38→0.36→0.39),有些颗粒在外边部XAn再次降低(0.38→0.31)(图7c, d)。Pl2生长在Pl1的边部,在BSE图像中颜色较Pl1更深(图4b),其XAn更低,为0.30～0.35(表2)。钾长石为他形,粒度0.01～0.02mm,或与石英一起(Ksp1)出现于石榴石附近(图4e)或出现于黑云母和石英等构成的后成合晶中(Ksp2)(图4c),二者成份相近,XOr=0.92～0.97。此外,该岩石发育大量深熔岩(anatexite)的结构,出现由后成合晶组成的熔体通道(图4i)及熔体囊假象(图4b, d, j)。

根据上述结构关系和矿物成份,可以划分出两期变质组合:第一期包括峰期矿物组合和固相线组合,前者为Grt1+Opx+Pl1+Ksp1+Qz+Ilm,后者以Bt1的生长为特征,包体Bt0可能代表了进变质过程。第二期为叠加变质组合,以出现Grt2+Qz和Bt2+Qz±Cpx±Ksp2后成合晶为特征。

3.2.2 石榴方辉石岩(样品18XM09)

样品18XM09矿物组合为:石榴石(40vol%)、斜方辉石(40vol%)、角闪石(1vol%)、黑云母(5vol%)、斜长石(1vol%)、石英(6vol%)及磁铁矿(7vol%),其中石榴石和斜方辉石分别集中呈条带状分布(图5a)。石榴石可分成三类(Grt0-2)。Grt0呈包裹体产于斜方辉石Opx1中,自形粒状-浑圆状,粒度0.05～0.1mm(图5d, e),其XGrs=0.19～0.20,XPy=0.06～0.07,XAlm=0.72～0.74,XSps=0.01～0.02。Grt1为半自形-自形颗粒,粒度0.1～2mm(图5b, c),构成岩石的主要矿物之一,偶尔含有斜方辉石(Opx0)以及黑云母(Bt0)的包裹体(图5c, g),其XGrs=0.17～0.20,且具有从核到边逐渐升高的微弱环带(图7b),XPy=0.05～0.10,XAlm=0.69～0.74,XSps=0.01～0.02。Grt2与石英构成后成合晶,围绕在Grt1或斜方辉石(Opx1)周围生长(图5b),其成份为XGrs=0.16～0.20,XPy=0.07～0.10,XAlm=0.71～0.73,XSps=0.01。三类石榴石成份都很类似。斜方辉石分为两类(Opx0-1)。Opx0呈浑圆状包裹体产于Grt1中,粒度0.05～0.2mm(图5c)。Opx1为他形-半自形柱状颗粒,粒度0.1～2mm(图5a, c),构成岩石的主要矿物之一。Opx0和Opx1成份类似,都是斜铁辉石(Morimoto, 1988),XWo=0.01～0.02,XEn=0.27～0.36。角闪石为他形,粒度0.01～0.2mm,呈填隙状生长在斜方辉石之间(图5f),具有韭闪石或镁质普通角闪石成份(Hawthorneetal., 2012),Ti=0.11～0.18p.f.u.,XMg=0.29～0.34,A(Na+K)=0.38～0.57,C(Al+Fe3++2Ti)=1.14～1.38。黑云母(Bt1)呈填隙状生长在石榴石或斜方辉石之间,为巨大的骸晶状(图5a, e, g),其XMg=0.30～0.33,Ti=0.23～0.28p.f.u.。另一类黑云母Bt0为Grt1的包裹体,浑圆状,粒度0.05～0.2mm,其XMg为0.32～0.41,Ti为0.25～0.26p.f.u.。斜长石同样呈巨大骸晶状生长在石榴石及斜方辉石颗粒之间(图5h),其XAn=0.24～0.34。上述角闪石、黑云母(Bt1)和斜长石均与熔体结晶有关。

根据以上结构关系和矿物成份,可以划分出四个世代矿物组合:峰前进变质组合、峰期组合、固相线组合及叠加变质组合。峰前进变质组合以Grt1包裹Opx0为特征;峰期矿物组合主要为Grt0-1+Opx1+Qz。固相线组合以填隙生长的斜长石、黑云母和角闪石为特征,也包括峰后阶段包裹Grt0生长的Opx1。叠加变质组合以Grt2+Qz的后成合晶为特征。前三个世代矿物组合代表第一期麻粒岩相变质作用,叠加变质组合代表第二期麻粒岩相变质改造。

3.2.3 变质基性岩墙(样品20DJ08)

样品20DJ08的矿物组合为:石榴石(17vol%)、单斜辉石(20vol%)、角闪石(16vol%)、黑云母(4vol%)、斜长石(27vol%)、石英(8vol%)、和钛铁矿及磁铁矿(8vol%)(图6)。石榴石或呈现他形-半自形粒状(粒度0.05～0.25mm),或呈冠状体围绕辉石、斜长石,后者常与石英构成后成合晶(图6b)。石榴石XPy从核到幔或边部略有升高(0.17(0.20),从幔到边部降低到0.15(图8a);XGrs从核到边降低(0.29→0.23);XAlm为0.53～0.59,边部明显升高;XSps=0.02～0.03向边部略有升高。单斜辉石分为两类(Cpx1-2)。Cpx1为他形-半自形柱状,粒度0.2～0.8mm,为残留的岩浆单斜辉石(图6a-c),其XWo=0.42～0.48,XEn=0.38～0.41,为普通辉石-透辉石(Morimoto, 1988)。Cpx2呈他形粒状或呈晶芽状与石英构成后成合晶,生长在Cpx1周围,粒度0.01～0.05mm(图6b, c),其XEn=0.37～0.40,XWo=0.47～0.51,为变质成因透辉石。角闪石呈他形粒状,或者呈晶芽状与石英构成后成合晶生长在Cpx1周围(图6b, c),为韭闪石或镁质普通角闪石(Hawthorneetal., 2012),Ti=0.10～0.18p.f.u.,XMg=0.59～0.65(图8c),A(Na+K)=0.23～0.54,C(Al+Fe3++2Ti)=0.72～1.25。黑云母为他形片状,粒度0.05～0.2mm,XMg=0.45～0.53,Ti=0.27～0.29p.f.u.(图6b)。斜长石分为两类,岩浆斜长石Pla(核)与变质斜长石Plb(边),二者的消光性与BSE图像都有明显差异(图6c, d)。板柱状的自形斜长石直径0.05～0.2mm,与单斜辉石构成了很好的辉绿结构(图6a)。位于核部的Pla的XAn成份较均一、稳定,XAn=0.59～0.64(图8b)。位于边部的Plb呈现出从核到边XAn逐渐降低的环带,XAn=0.36～0.48。根据上述矿物成份和结构关系,推测其峰期变质矿物组合为Grt+Cpx2+Amp+Plb+Qz+Ilm,黑云母可能形成较晚。

4 相平衡模拟

基于上述样品的矿物组合及矿物化学成份,本文对在NCK(Mn)FMASHTO(Na2O-CaO-K2O-(MnO)-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3)体系中,利用THERMOCALC 3.45(Powelletal., 1998)和热力学数据库ds62(Holland and Powell, 2011)进行视剖面图计算。所用物相活度-成份(a-x)模型包括:石榴石(Whiteetal., 2014, 2007),斜方辉石、角闪石、熔体(Greenetal., 2016),斜方辉石、黑云母(Whiteetal., 2014),斜长石、钾长石(Holland and Powell, 2003),钛铁矿(Whiteetal., 2000),石英和金红石为纯端元组分。模拟中所使用的H2O和O值是依据T-M(H2O/O)图解来确定的,以确保模拟的固相线组合与实际观察的一致(Korhonenetal., 2013)。这样确定的O值可避免样品制备过程中潜在的污染或氧化以及在抬升出露过程中可能的流体作用导致的氧逸度的变化(Bento dos Santosetal., 2011; Caoetal., 2011; Korhonenetal., 2012)。

为了使视剖面图更好地反映样品的实际情况,本文采用有效全岩成份(mol/mol)进行相平衡模拟。有效全岩是以实测ICP-OES全岩为参考,然后根据样品的矿物组合、矿物的体积分数及化学成份进行整合计算得到的。所有样品的有效全岩均列在了表1中,实测全岩成份与有效全岩成份之间的差别很小。

4.1 中性麻粒岩(样品17GN01)

样品17GN01第一期麻粒岩相组合的P-T视剖面图如图9a所示,在相关矿物组合区域中画出了石榴石XGrs以及斜长石XAn等值线。观测的峰期组合Grt1+Opx+Pl1+Ksp1+Ilm+Qz稳定于0.9～1.2GPa/860～1000℃温压区间内,含有黑云母的固相线组合稳定于0.6～1.0GPa/830～870℃,指示峰后发生降温降压演化。斜长石Pl1从核到幔XAn降低(0.38→0.36)再到边XAn升高(0.36→0.39)(图7c, d)指示峰期前升压和峰后降压降温逆时针演化过程。有些斜长石外边部XAn再降低(图7d),指示在固相线组合中降温演化,并且受由于熔体局部集中产生的局部平衡域控制(Liu and Wei, 2018)。石榴石Grt1核-幔-边XGrs先升高后降低的成份环带(图7a)也指示这一逆时针P-T演化过程,但是幔部最大XGrs(0.21)不能投影到图9a中。现有的矿物组合不能很好地限定变质温度,这里依据对附近基性麻粒岩的研究(未发表资料),推测峰期变质温度约为950℃。

图9 在NCKFMASHTO体系下计算的中性麻粒岩(样品17GN01)两期变质的P-T视剖面图

第二期叠加变质矿物组合表现为Grt2+Qz和Bt2+Qz±Cpx±Ksp的后成合晶结构(图4b, c, g-j)。本文根据叠加变质矿物体积分数、矿物化学成份拟定了其有效全岩成份进行相平衡模拟(表1)。如图9b所示,叠加变质矿物Grt2+Cpx+Bt2+Pl2+Ksp2+Ilm+Qz稳定于0.9～1.1GPa/820～860℃的温压范围,结合Pl2的XAn=0.30～0.35、Grt2的XGrs=0.19～0.21以及Bt2的Ti=0.28～0.31p.f.u.可进一步限定温压条件为1.0～1.1GPa/830～860℃。

4.2 石榴方辉石岩(样品18XM09)

依据样品18XM09的有效全岩计算的P-T视剖面图见图10a。薄片中观测的峰期组合Grt0-1+Opx1+Qz+Mt的在图10a中的范围为>0.86GPa/>890℃,观测的固相线组合Grt1+Opx1+Bt1+Qz+Pl+Mt的范围为0.2～0.6GPa/740～850℃,从峰期组合到固相线组合记录一个降温降压过程。或许由于受到熔体在某些区域汇聚而产生局部平衡的影响(Liuetal., 2020; Zhangetal., 2021),实测的斜长石和石榴石的化学成份都不能投到图10a中。该相图可以解释石榴石与斜方辉石之间复杂的包裹关系。例如,石榴石Grt1中包裹浑圆状斜方辉石Opx0(图5c)应该形成于峰期前升压演化阶段,变质反应为Opx+Pl+L=Grt+Qz+Mt,该反应消耗斜方辉石形成石榴石,所形成的石榴石倾向于自形状,如Grt0。而斜方辉石Opx1中包裹自形到浑圆状石榴石Grt0(图5d, e)应该形成于峰后降温降压阶段,发生的反应为L+Grt+Qz=Opx+Pl±Amp,该反应消耗石榴石而形成斜方辉石,其中自形石榴石应被包裹于近峰期阶段,而浑圆状石榴石被包裹于晚些阶段。

图10 在NCK(Mn)FMASHTO体系下计算的样品P-T视剖面图

4.3 变质基性岩墙(样品20DJ08)

样品20DJ08的P-T视剖面图见图10b。在相关矿物组合中画出了斜长石XAn,石榴石XPy和角闪石的Ti等值线,缺流体固相线出现在750～810℃的范围内。薄片中观测的矿物组合峰期矿物组合Grt+Cpx+Amp+Pl+Qz+Ilm(+L)稳定在>0.7GPa/750～910℃范围内。利用变质斜长石(Plb)边部最低XAn(0.36),角闪石最高Ti含量(Ti=0.18p.f.u.)和石榴石的幔部最高XPy(0.20)等值线确定峰期P-T条件为～1.15GPa/830℃。变质斜长石Plb从核到边XAn逐渐降低的环带(图8b)以及石榴石从核到幔XPy升高的环带(图8a)可以确定峰期前升温升压进变轨迹。推测峰后变质演化以降压为主,在接近固相线时出现黑云母。

5 锆石-独居石年代学

对3个样品(17GN01、18XM09、20DJ08)都进行了锆石定年。由于只在样品18XM09中挑选出了独居石,所以对18XM09还进行了独居石定年。对于内部结构较均匀的锆石/独居石,只测试其核部;对于有核-边结构的样品,会分别对其核部、边部进行测试(图11)。所有样品测试结果详细数据见电子版附表1和附表2。

图11 清原地区中性麻粒岩(样品17GN01)的锆石分析结果

5.1 中性麻粒岩(样品17GN01)的锆石分析

锆石颗粒为浑圆状或长柱状,直径50～150μm,长宽比为1:1～4:1。锆石的CL图像显示了其内部结构多数呈补丁状,少数具有震荡环带,部分锆石具有亮边,颜色有深灰色-灰色-亮白色(图11a)。27个U-Pb同位素分析点位显示207Pb/206Pb表观年龄范围为2503±13Ma～2484±34Ma,加权平均年龄为2485.3±5.4Ma(MSWD=0.24),谐和图上交点年龄为2484.9±9.5Ma(MSWD=0.097)(图11b)。锆石Th/U=0.05～0.38,(Lu/Gd)N=2.64～43.39,重稀土元素呈现微上升或近平坦的配分模式,具有负Eu异常(Eu/Eu*=0.07～0.31)(图11c),表明锆石在生长过程中有石榴石共存(Rubatto, 2002; Whitehouse and Platt, 2003)。上述锆石结构和化学特征表明,锆石可能生长于麻粒岩相变质过程(Corfuetal., 2003; Rubatto, 2002; Vavraetal., 1999)。

5.2 石榴方辉石岩(样品18XM09)的锆石和独居石分析

锆石颗粒为浑圆状或棱柱状,直径40～200μm,长宽比为1:1～3:1。CL图像的颜色有深灰色、灰色;部分锆石很均匀,部分具有补丁状、冷杉叶状结构;部分锆石具有核边结构,边部的年龄更年轻(图12a)。测试了63个点位,207Pb/206Pb表观年龄分布在2508±11Ma～2447±11Ma之间,加权平均年龄为2480.1±3.9Ma(MSWD=1.8),谐和图上交点年龄为2502.7±4.7Ma(MSWD=2.1)(图12c)。Th/U=0.04～0.27,(Lu/Gd)N=2.59～9.08,Eu/Eu*=0.15～0.29,球粒陨石标准化稀土元素配分图中,有负的Eu异常,且重稀土平坦(图12d)。锆石的结构和化学特征表明其可能生长于麻粒岩相变质过程中(Corfuetal., 2003; Rubatto, 2002; Vavraetal., 1999; Whitehouse and Platt, 2003)。

独居石的形状不规则,有浑圆状、短柱状、四面体-八面体状、梭形柱状等(图12b)。部分独居石具有锋利的棱角,可能与流体注入的溶解再沉淀(fluid-aided coupled dissolution-reprecipitation)反应有关(Harlovetal., 2011; Tayloretal., 2014)。BSE图像显示独居石颜色从深灰色到灰色都有,大部分独居石结构都比较均匀,部分独居石具有核边结构(图12b)。测试了15个独居石点位,207Pb/206Pb表观年龄为1799±28Ma～1713±29Ma,加权平均年龄为1751±15Ma(MSWD=0.57)(图12e)。独居石的Th/U=1.13～73.20,Ce/Ce*=1.05～1.15,Eu/Eu*=0.23～0.32,球粒陨石标准化稀土元素图谱呈现下降的重稀土配分模式,重稀土含量较低,推测独居石在石榴石存在的条件下形成(图12f)。

5.3 变质基性岩墙(样品20DJ08)的锆石分析

锆石颗粒为浑圆状或短柱状,直径20～80μm,长宽比为1:1～4:1。锆石的CL图像显示所有的锆石均呈补丁状或冷杉叶状结构,颜色为深灰色-浅灰色(图13a)。27个U-Pb同位素分析点位显示207Pb/206Pb表观年龄范围为1849±17Ma～1812±14.5Ma,加权平均年龄为1827.1±7.4Ma(MSWD=0.60),谐和年龄为1829.1±2.2Ma(MSWD=7.2)(图13b)。锆石Th/U=0.09～0.15,(Lu/Gd)N=4.55～20.57,Eu/Eu*=0.52～1.87,其稀土总量较低(图13c)。上述锆石结构和化学特征表明,锆石生长于高级变质作用阶段,可能与石榴石共存(Corfuetal., 2003; Vavraetal., 1999)。

图13 清原地区变质基性岩墙(样品20DJ08)的锆石分析结果

6 讨论

6.1 两期麻粒岩相变质作用

6.1.1 第一期高温-超高温麻粒岩相变质作用

清原地体中性麻粒岩和石榴方辉石岩的岩相学特征和相平衡模拟表明,其第一期麻粒岩相变质作用为逆时针型P-T轨迹,包含峰期前升压至峰期和峰后降温降压至固相线两个变质阶段。其中石榴方辉石岩18XM09中石榴石(Grt1)包裹斜方辉石(Opx0)(图5c)的结构关系指示峰前升压过程,即在升压过程中消耗斜方辉石(和斜长石)形成石榴石,在这一过程中,石榴石中XGrs从核到边升高(图7b)。同时,中性麻粒岩17GN01斜长石Pl1中XAn从核部到幔部降低(0.38→0.36)(图7c, d),以及石榴石Grt1中XGrs从核到幔升高,都记录峰前升压过程。依据2个样品中观测的峰期矿物组合在P-T视剖面图(图9a、图10)中的稳定范围,并结合17GN01中Pl1幔部XAn(0.36)等值线,确定峰期的温压条件为1.0～1.2GPa/890～1000℃(见后文)。这一结果与该区石榴二辉麻粒岩20DJ02的峰期变质条件0.9～1.1GPa/930～1000℃(未发表)一致。在峰后的降温降压阶段,石榴方辉石岩18XM09发生反应,消耗石榴石Grt1而形成斜方辉石Opx1,从而导致石榴石反过来被斜方辉石包裹(图5e);在17GN01中则表现为斜长石Pl1中XAn从幔到边部升高(0.36→0.39)(图7c, d)。降温降压演化终止于缺流体固相线,大致温压条件为0.78～0.84GPa/815～850℃(图9a、图10),在熔体局部汇聚处,斜长石继续结晶生长,导致其外边部XAn降低(图7d)。

6.1.2 第二期高压麻粒岩相变质作用

清原地区变质基性岩墙20DJ08很好地记录了高压麻粒岩相变质作用过程,其P-T轨迹为顺时针型。根据所观测的峰期矿物组合在P-T视剖面图上的稳定域,并结合变质斜长石Plb中最小XAn,角闪石中最大Ti含量和石榴石幔部最高XPy等值线,可以确定峰期温压条件为～1.15GPa/830℃。变质斜长石Plb中XAn从核到边降低和石榴石XPy从核到幔/边升高,都指示峰期前变质演化以升温升压为主,推测峰后变质演化以降压为主。对中性麻粒岩17GN01的叠加变质矿物组合进行相平衡模拟,确定其峰期温压为1.0～1.1GPa/830～860℃(图9b),与变质基性岩墙的峰期条件类似。

无论变质基性岩墙还是麻粒岩,其中高压麻粒岩相变质叠加的标志性特点是发育后成合晶和冠状体结构(图4b, d, e, g-j、图5b、图6b, c)。其中Grt2+Qz冠状体又称为“红眼圈”结构,被认为代表在较高压力下降温的标志,指示逆时针型变质演化。但是,这些后成合晶和冠状体结构更可能代表缺流体条件下以升温升压为主的进变质过程的产物(Weietal., 2014)。这一过程很容易从基性岩墙的变质演化推测出来,例如基性岩墙发育辉绿结构,一般形成于<0.1GPa压力条件,如果它们变质形成含石榴石的高压麻粒岩组合,需要>0.9GPa的压力条件,因此需要发生构造埋深或升温升压进变质过程。另外,岩石中发育的Bt+Qz(±Cpx±Kf)后成合晶(图4i, j)应该代表熔体囊的位置,构成其假象(Sawyer, 2008),推测其形成反应为Opx+L=Bt+Qz(±Cpx±Ksp)。这里熔体富钾,可能形成于超固相线条件下黑云母脱水熔融,因此,这种后成合晶结构广泛发育于富黑云母的中性麻粒岩中。

6.2 两期变质作用的年代学启示

本文中性麻粒岩(样品17GN01)和石榴方辉石岩(样品18XM09)中锆石记录了新太古代末期变质年龄,分别为2485.3±5.4Ma～2480.1±3.9Ma(图11、图12)。一般认为在深熔岩石中变质锆石生长于峰后冷却的熔体结晶阶段(Kelsey and Powell, 2011; Yakymchuketal., 2017; Zhangetal., 2013),因此记录峰后降温降压至固相线阶段的时间。这里获得的新太古代末期变质作用年龄,与清原地区其他角闪岩相-麻粒岩相表壳岩变质锆石年龄基本一致,并与区内TTG质岩浆活动晚期阶段年龄相同(图14;万渝生等, 2005a; 白翔等, 2014; Pengetal., 2015; Wangetal., 2016a; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017; Wu and Wei, 2021)。

图14 清原地区各类岩石的年龄汇总图

本文变质基性岩墙(样品20DJ08)中锆石及石榴方辉石岩(样品18XM09)中独居石记录了古元古代变质年龄,分别为1751±15Ma和1827.1±7.4Ma(图12、图13)。其中,～1.83Ga年龄与区内其他变质基性岩墙变质锆石年龄峰值(1.84Ga)基本一致(图14),这些岩墙的原岩形成于～2.12Ga(Duanetal., 2019)。独居石记录的变质年龄～1.75Ga明显晚于变质锆石年龄峰值,与亚固相线阶段的流体活动有关(Jiaoetal., 2020; Xiongetal., 2021)。另外,清原地区新太古代麻粒岩虽然普遍遭受了古元古代麻粒岩相变质叠加,但其中很少出现古元古代变质锆石。这种现象也见于冀东地区,有时岩石中的主要矿物以叠加组合为主,但其中变质锆石仍以早期麻粒岩相锆石为主(Yang and Wei, 2017; Lu and Wei, 2020)。这是因为:(1)这些麻粒岩在叠加变质过程中普遍缺少流体,没有出现适于锆石生长的环境,这与叠加组合以后成合晶和冠状体结构产出是一致的;(2)叠加变质温度较低,甚至低于第一期麻粒岩的缺流体固相线温度(图9a, b),或者受到“Oswald 熟化”的影响(Nemchinetal., 2001),早期形成的高温粗粒锆石很难被改造。

6.3 两期变质作用的大地构造意义

6.3.1 新太古代高温-超高温麻粒岩相变质作用的大地构造启示

中性麻粒岩(样品17GN01)和石榴方辉石岩(样品18XM09)都记录逆时针的P-T轨迹,包括峰前升温升压至峰期和峰后降温降压至固相线变质阶段(图15),其峰期变质条件为1.0～1.2GPa/890～1000℃,对应地温梯度23～25℃/km。这种P-T轨迹与冀东新太古代麻粒岩相表壳岩基本一致,只是峰期温度低一些(图15; Liu and Wei, 2018, 2020)。结合其他地质特征,如:(1)表壳岩变质时间与TTG质岩浆活动相同(图14);(2)表壳岩作为不同规模的皮筏状块体产于TTG质片麻岩中,构成太古宙特征的“穹隆-龙骨构造”(图1; Collinsetal., 1998; Hickman, 2004; Lin and Beakhouse, 2013; Anhaeusser, 2014),作者认为表壳岩变质作用演化与太古宙特有的垂向(沉落)构造体制有关(Duanetal., 2017; Liuetal., 2020; Liu and Wei, 2020, 2018; Wu and Wei, 2021),包括以下构造演化过程:(1)地壳浅部表壳岩首先受到高温TTG岩浆侵入加热;(2)受热的表壳岩碎裂成较小的块体,然后坠入巨大的“TTG岩浆海”深部,即发生峰前升压变质演化;(3)由于TTG岩浆/石穹窿抬升冷却,表壳岩块体发生峰后降压降温变质演化(Duanetal., 2017; Liu and Wei, 2018)。图15中展示了新太古代晚期表壳岩4条P-T轨迹(本文、Wu21a、LW20和LW18),其峰前升压加热过程和峰期温度不同,但峰期压力却很相似,都对应大约35～40km地壳深度,说明经历不同加热过程的表壳岩块体均沉落到了下地壳深度,但对其具体的热动力学过程还需要深入研究。

6.3.2 古元古代高压麻粒岩相变质作用的构造意义

清原地区的古元古代中期变质基性岩墙和新太古代晚期麻粒岩均遭受了古元古代晚期高压麻粒岩相变质作用叠加。本文研究表明该麻粒岩相变质作用P-T轨迹为顺时针型,峰期的温压条件为～1.15GPa/830℃,对应地热梯度为～21℃/km,变质年龄为～1.83Ga;Duanetal. (2019)和Wu and Wei (2021)对清原地区变质基性岩墙研究也得到顺时针型P-T轨迹和稍老的变质年龄,为1.85～1.84Ga(图15);另外很多学者在冀东地区也报道了类似的变质基性岩墙和高压麻粒岩相变质作用,变质年龄为1.83～1.77Ga(贺高品和叶慧文, 1992; 陈曼云和李树勋, 1996; Duanetal., 2015, 2019; Yang and Wei, 2017; 杨崇辉等, 2017; Lu and Wei, 2020)。这些说明古元古代晚期的高压麻粒岩相变质作用沿龙岗地块北缘广泛分布,代表一期独立的碰撞造山事件。还有一些证据表明,这次碰撞造山事件作用沿华北克拉通北缘分布:(1)在华北中部造山带北部红旗营子杂岩中出现含榴辉岩的蛇绿岩化混杂岩(Liu and Zhang, 2019; Zhangetal., 2016, 2020),其形成年龄大于1.85Ga(Zhangetal., 2020);在阴山地块北缘白云鄂博地区出现～1.90Ga的SSZ型蛇绿混杂岩,形成于海沟环境(Wuetal., 2018),都说明在古元古代晚期沿华北克拉通北缘发生过洋壳俯冲(Wuetal., 2018; Zhangetal., 2020);(2)在孔兹岩带的中东部大青山地区发育巴罗式变质带,形成时间为1.88～1.86Ga(Huangetal., 2016; Wanetal., 2018),应与洋盆闭合后的碰撞造山有关。

7 结论

本文对清原地区的中性麻粒岩、石榴方辉石岩和变质基性岩墙进行了详细的岩石学、地球化学、相平衡模拟以及锆石-独居石年代学研究,主要得出以下几点认识:

(1)清原地体经历了新太古代和古元古代两期麻粒岩相变质作用。第一期为高温-超高温麻粒岩相变质作用,中性麻粒岩、石榴方辉石岩记录了逆时针的P-T轨迹,峰期温压条件为1.0～1.2GPa/890～1000℃,峰前以升压为主、峰后为降温降压演化;中性麻粒岩记录了峰后降温降压过程,以熔体结晶反应形成含水矿物为特征;而石榴方辉石岩中石榴石与斜方辉石的相互包裹关系记录了峰前升压和峰后降压的过程。

(2)锆石定年表明第一期高温-超高温麻粒岩相变质作用峰后冷却时间为2.49～2.48Ga,与区域上TTG质-花岗质岩浆活动的晚期脉冲时间一致;结合区域上的穹隆-龙骨构造、中性麻粒岩及石榴方辉石岩的逆时针P-T轨迹,推测清原新太古宙麻粒岩相变质作用形成于太古宙特有的沉落构造体制。

(3)清原地体的中性麻粒岩、石榴方辉石岩及变质基性岩墙都经历了古元古代高压麻粒岩相变质作用的叠加,发育含有叠加矿物的后成合晶和冠状体结构;变质作用具有顺时针型P-T轨迹,峰期条件为～1.15GPa/830℃;锆石记录的变质年龄为～1.83Ga,独居石定年获得峰后退变质年龄为～1.75Ga;代表一期沿华北克拉通北缘分布的碰撞造山事件。

致谢感谢审稿专家提出的宝贵修改意见;感谢秦红、李小犁、马芳、豆浩然、武现伟、刘峥对实验分析的帮助;感谢董杰、吴定、杨子珍对野外工作的参与和帮助。