吉南集安金厂沟金矿区晚三叠世黑云母闪长岩和正长花岗岩的年龄、岩石成因及其构造意义

王　键, 李碧乐, 孙丰月(吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061)

吉南集安金厂沟金矿区晚三叠世黑云母闪长岩和正长花岗岩的年龄、岩石成因及其构造意义

王键, 李碧乐*, 孙丰月
(吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061)

本文报道了吉林南部金厂沟矿区黑云母闪长岩和正长花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄、锆石Hf同位素和岩石地球化学资料, 以确定该区岩体的形成时代、源区性质和构造背景。黑云母闪长岩和正长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为221.5±1.1 Ma和227.4±1.9 Ma, 表明岩体形成于晚三叠世。正长花岗岩富硅、铝、碱和贫钙、钠、镁及铁, 稀土元素配分曲线为右倾型, 微量元素蛛网图上表现为大离子亲石元素(Rb、Ba、K)富集和高场强元素(Nb、Ta、Ti)及P亏损, 锆石εHf(t)介于–15.3～ –9.0之间, Hf二阶段模式年龄(tDM2)介于1.83～2.22 Ga之间。以上特征表明, 该期正长花岗岩为准铝质‒过铝质钾玄岩系列, 与 S型花岗岩特征相似, 岩浆起源于古元古代长英质下地壳在低压环境下的部分熔融。黑云母闪长岩具有富硅、铝、钾、钠和贫镁的特点, 稀土元素配分曲线为右倾型, 微量元素蛛网图上表现为富集大离子亲石元素Rb、Ba、K 及活泼的不相容元素 Th和 U, 相对亏损高场强元素 Nb、Ta、P和 Ti, 具有高 Sr(735×10–6～1560×10–6), 低Yb(0.92×10–6～1.23×10–6)的特征。锆石εHf(t)为–12.9～ –8.5, 二阶段Hf模式年龄(tDM2)为1.82～2.07 Ga。结合前人研究成果,认为黑云母闪长岩起源于深部的古元古代镁铁质下地壳的部分熔融。综合分析吉南地区已有的年代学资料和区域构造研究成果, 认为吉南中生代岩浆作用主要发生在晚三叠世、早中侏罗世和早白垩世, 与辽东和胶东地区具有相同的年代学格架并构成一条北东向岩浆岩带。吉南地区晚三叠世黑云母闪长岩和正长花岗岩是扬子板块与华北板块碰撞拼合的产物。

吉林南部; 晚三叠世; 黑云母闪长岩; 正长花岗岩; 锆石U-Pb年代学; 地球化学; Hf同位素

0　引　言

中生代以来在华北克拉通发生大规模的岩浆作用, 岩石圈发生破坏与减薄(吴福元和孙德有, 1999)。对于中生代岩浆活动, 华北克拉通大部分地区(辽东, 鲁西, 燕山等)已经取得了丰富的成果, 并建立起精细的年代学格架, 但对于华北克拉通北东地区——吉林南部岩浆活动的研究程度相对较低。中生代岩浆活动的期次、岩浆源区性质和岩浆作用的动力学背景是受控于西伯利亚与华北板块的碰撞作用、还是华南板块向华北板块的俯冲作用依旧不明确。为提高对以上问题的认识, 本文选取吉林南部集安地区金厂沟矿区黑云母闪长岩和正长花岗岩作为研究对象, 对其开展LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、锆石Hf同位素和岩石地球化学研究, 并结合前人研究成果探讨吉林南部地区中生代岩浆事件及其形成的地球动力学背景。

图1　中国东北地区地质简图(a, 据Wu et al., 2007)和金厂沟矿区地质图(b, 据关键, 2005)Fig.1　Simplified geological map of Northeast China (a) and the Jinchanggou gold orefield (b)

1　地质背景

研究区大地构造位置位于华北克拉通东北缘(图 1a), 辽吉古元古造山带中部。北部以西拉木伦河-长春-延吉一线与兴蒙造山带相邻, 东接朝鲜半岛, 南部毗邻辽东半岛, 敦密断裂(郯庐断裂北延部分的分支)、鸭绿江断裂分别从该区西北部与东南部经过。区内结晶基底主要由古元古界集安群及老岭群和花岗岩(路孝平等, 2004)组成(图1)。集安群和老岭群主要由大理岩、变粒岩、云母片岩、斜长角闪岩、石英岩和石英片岩组成, 盖层由巨厚的震旦纪-古生代沉积地层及中新生代火山-沉积地层组成(吉林省地质矿产局, 1989)。除上述地质体以外, 区内还发育中生代中酸性侵入岩, 主要有三叠纪黑云母闪长岩、三叠纪正长花岗岩、三叠纪花岗斑岩。其中黑云母闪长岩侵入虾蠓沟–四道阳岔背斜核部古元古代地层之中, 出露面积 16 km2, 属于复式岩体,显示多期侵入的特点, 岩体由内到外可划分为闪长岩相, 黑云母闪长岩相, 含辉石闪长岩相。在闪长岩体内部沿节理和裂隙可见强烈的矿化和蚀变, 岩体内部闪长岩锆石U-Pb年龄为238±1 Ma, 本次测得金厂沟附近出露黑云母闪长岩体锆石 U-Pb年龄为221.4±0.5 Ma。该岩体南部有金厂沟金矿和西岔金银矿(图 1b)。朱聪等(2012)认为闪长岩体为这些金矿床的形成提供了热动力源, 但本次测年研究表明, 此岩体为成矿前岩体, 仅作为矿床的赋矿围岩。三叠纪正长花岗岩体出露于黑云母闪长岩体东北侧, 出露面积为 6 km2。矿区内脉岩类型较多,主要有花岗斑岩、闪长玢岩和辉绿玢岩等。近年来, 国内学者获得部分中生代花岗岩锆石U-Pb年龄, 显示中生代以来吉南地区岩浆的侵入活动主要集中于晚三叠世、早中侏罗世和早白垩世(路孝平等, 2003; 孙德有等, 2005; 裴福萍等, 2005; 秦亚等, 2012)。

2　岩相学特征及样品描述

本文锆石定年测试样品黑云母闪长岩 JCG-1采自岩体南部金厂沟矿床附近(41°23′10″N, 125°46′48″E)。岩石呈灰黑色, 细粒结构, 块状构造, 主要矿物成分包括斜长石(50%～60%)、黑云母(15%～20%)、角闪石(5%～10%)、正长石(5%)和少量石英。斜长石为自形半自形结构, 可见聚片双晶, 粒度为0.4～0.6 mm;黑云母呈褐色, 半自形-它形, 粒度 0.3～0.5 mm; 石英(5%～10%)为它形粒状, 充填于板状斜长石之间;角闪石(5%～10%), 单偏光下呈绿色, 自形-半自形,粒度 0.5～1 mm; 正长石(5%), 它形粒状, 粒度 0.2～ 0.4 mm, 可见聚片双晶; 以及少量石英; 副矿物有少量锆石、榍石、磁铁矿等(图2a、b)。

正长花岗岩体位于黑云母闪长岩体东北侧, 出露面积为 6 km2。被测样品 JCG-2(41°25′02″N, 125°48′50″E)为正长花岗岩。岩石呈浅红色, 主要成分包括条纹长石(70%)、石英(25%)和少量斜长石(5%)。条纹长石呈它形粒状, 发育条纹结构, 局部有黏土化, 粒度 0.2～0.5 mm; 石英为它形粒状, 一级灰干涉色、粒度0.2～0.5 mm。副矿物主要有磷灰石、锆石等(图2c、d)。

图2　研究区晚三叠世黑云母闪长岩(a, b)和正长花岗岩(c, d)的显微照片(正交偏光)Fig.2　Microphotographs of the Late Triassic intrusive rocks

3　测试方法

3.1锆石LA-ICP-MS年代学分析

锆石挑选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。在双目镜下仔细挑纯, 将不同特征的锆石粘在双面胶上, 并用无色透明的环氧树脂固定, 待其固化之后, 将其表面抛光大致至锆石中心。在原位分析前, 通过反射光和阴极发光(CL)图像仔细研究锆石晶体的形态与内部结构特征, 以选择最佳分析点。锆石制靶、反射光、阴极发光以及锆石U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为 32 μm, 激光剥蚀深度为20～40 μm。实验中采用 He作为剥蚀物质的载气。锆石年龄采用国际标准锆石 91500作为外标, 元素含量采用NIST SRM610作为外标,29Si作为内标元素, 标准锆石91500中SiO2含量为32.8% (袁洪林等, 2003), 分析方法见文献Yuan et al. (2004)。样品的同位素比值及元素含量计算采用 ICP-MS-DATECAL程序(Liu et al., 2008; 2010), 年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot3.0程序(Ludwig, 2003)。

3.2锆石Lu-Hf同位素分析

LA-MC-ICP-MS锆石 Hf同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Coherent GeoLas Pro型UP193紫外激光剥蚀系统和Thermo Finngan Neptune型多接收等离子质谱上进行的, 实验过程中采用 He气作为剥蚀物质载气, 根据锆石大小, 剥蚀直径采用44 μm或60 μm, 测定时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质, 所选分析点与U-Pb定年分析点位置相近或相同。Neptune质谱运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中锆石标准 GJ-1的176Hf/177Hf 测试加权平均值为 0.282011±24(2SD, n=13), 与文献报道值(侯可军等, 2007; Elhlou et al., 2006)在误差范围内一致。

3.3岩石地球化学测试

样品的主量、微量和稀土元素测试均由广州澳实矿物实验中心完成。首先将待测样品在65 ℃左右低温干燥24 h, 之后破碎, 经多次手工缩分出300 g均匀样品在振动研磨机上研磨至 200目以备分析测试。主量元素由荷兰PANalytical生产的Axios仪器利用熔片 X-射线荧光光谱法(XRF)测定, 并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测, 分析精度和准确度优于 5%。微量元素和稀土元素采用美国PerkinElmer公司生产的 Elan9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定, 微量和稀土元素分析精度和准确度优于10%。

4　测试结果

4.1锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学

CL图像显示, 黑云母闪长岩中锆石主要为长柱状和短柱状, 少数呈粒状和不规则状, 锆石长径为100～200 μm。多数锆石自形程度较好, 具有韵律环带结构, 显示其岩浆成因(图3a)。测试结果表明: 18颗锆石的 U(98.1×10–6～381×10–6)和 Th(88.6×10–6～ 587×10–6)含量较高, Th/U比值为0.48～1.54>0.4(表1)。在锆石 U-Pb年龄谐和图(图 4a)中, 所有数据点均落在谐和线上及其附近, 18个测点的206Pb/238U加权平均年龄为221.5±1.1 Ma, MSWD=0.36。

图3　集安金厂沟黑云母闪长岩(a, JCG-1)和正长花岗岩(b, JCG-2)锆石阴极发光图像Fig.3　Cathodoluminescence images of analyzed zircon grains from the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

正长花岗岩中的锆石晶形较好, 主要呈长柱状和短柱状, 少数为粒状, 长径为 100～200 μm, 均发育有振荡环带(图3b)。29个测点结果表明(表1): 锆石的U(65.0×10–6～273×10–6)和Th(23.8×10–6～246× 10–6)含量较高, Th/U比值为0.50～0.90>0.4。在锆石U-Pb年龄谐和图(图4b)中所有数据均落在谐和线上及其附近, 29个测点的206Pb/238U 加权平均年龄为227.4±1.9 Ma, MSWD=0.51。

表1　金厂沟黑云母闪长岩和正长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果Table 1　 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

图4　集安金厂沟黑云母闪长岩(a)和正长花岗岩(b)锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4　U-Pb concordia ages of the biotite diorite (a) and syenogranite (b) in the Jinchanggou orefield

表2　金厂沟黑云母闪长岩和正长花岗岩的锆石Hf同位素分析结果Table 2　Zircon Hf isotopic compositions of the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

4.2Lu-Hf同位素分析结果

对上述 U-Pb年龄测定的样品进行锆石 Lu-Hf同位素测试, 所选测试点与U-Pb年龄测定位置相同或相近, 结果见表 2。黑云母闪长岩中锆石的176Lu/177Hf比值为 0.000349～0.003175, fLu/Hf值为–0.99～–0.90,低于上地壳(176Lu/177Hf=0.0093, fLu/Hf= –0.72, Vervoort and Patchett, 1996)的值。锆石的176Hf/177Hf比值为0.282274～0.282400, 根据原位206Pb/238U年龄计算所获得的 εHf(t)值为–12.9～ –8.5, Hf两阶段模式年龄tDM2=1.82～2.07 Ga。正长花岗岩中锆石的176Lu/177Hf比值为 0.001017～0.001727, fLu/Hf值为–0.97～ –0.95,同样低于上地壳相应的值。测得的锆石176Hf/177Hf比值为 0.282200～0.282376, 原位206Pb/238U年龄位置所获得的εHf(t)为–15.3～ –9.0, Hf两阶段模式年龄tDM2=1.83～2.22 Ga。

续表2:

4.3岩石地球化学特征

4.3.1主量元素特征

黑云母闪长岩分析结果(表3)显示, 样品的SiO2含量为 54.86%～63.01%, Al2O3含量为 15.70%～ 16.55%, K2O 含量为 2.65%～3.89%, Na2O 含量为3.99%～4.77%, K2O/Na2O=0.56～0.97, CaO含 量3.05%～4.90%, MgO含量较低为 2.79%～4.67%。在SiO2-(Na2O+K2O)图解中(图 5a), 大部分样品落入亚碱性范围内。在SiO2-K2O图解中(图5b), 样品大部分落入高钾钙碱性系列范围内, 少部分落入钾玄岩系列范围内。铝指数A/CNK=0.84～0.96, 在A/CNKA/NK图解中(图5c)落入准铝质范围内。

正长花岗岩主量元素分析结果(表 3)表明, 样品的 SiO2含量为 71.58%～72.74%, Al2O3含量为10.89%～13.09%, CaO含量1.41%～2.85%, MgO含量较低为0.47%～0.56%, K2O+Na2O=6.11%～6.68%, 其中K2O (6.03%～5.55%)明显大于Na2O含量(0.08%～ 0.13%), K2O/Na2O比值远大于 1。在 SiO2-(Na2O+ K2O)图解中(图 5a), 样品全部落入亚碱性系列。在SiO2-K2O图解中(图 5b), 样品落入钾玄岩系列范围内。铝指数A/CNK为0.75～1.32, 平均值为1.04, 在A/CNK-A/NK图解中(图 5c)样品落入准铝质-过铝质范围内, 显示为过准铝质-铝质花岗岩。

4.3.2微量元素特征

金厂沟黑云母闪长岩稀土总量含量较高(ΣREE=176.97×10–6～317.27×10–6, 平均 199.37×10–6), 球粒陨石标准化稀土元素(REE)配分曲线模式相近(图6a), 表明其具有同源演化的特点。所有样品均富集轻稀土(LREE), 相对亏损重稀土(HREE), 轻重稀土元素分馏明显(LREE/HREE=15.94～24.57, (La/Yb)N= 24.61～43.09)。具弱负 Eu异常(δEu=0.78～0.95)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 6b), 富集大离子亲石元素Rb、Ba、K及活泼的不相容元素Th和U, 相对亏损高场强元素Nb、Ta、P和Ti, 具有高 Sr(735×10–6～1560×10–6), 低 Yb(0.92×10–6～1.23× 10–6)的特征。

图5　金厂沟黑云母闪长岩和正长花岗岩TAS图解(a, 据Irvine and Baragar, 1971)、SiO2-K2O 图解(b, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-A/NK图解(c,据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5　Total alkali vs. SiO2(a), SiO2vs. K2O (b) and A/CNK vs. A/NK (c) diagrams for the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

正长花岗岩的稀土元素总量ΣREE=177.71× 10–6～242.53×10–6, 平均 212.38×10–6, 样品的具有相似的稀土元素配分曲线模式(图 6a), 表现出同源岩浆演化的特点。样品富集LREE, 亏损HREE, 轻重稀土元素分馏相对黑云母闪长岩较弱(LREE/HREE= 5.56～9.53, (La/Yb)N=6.33～10.12), 具明显的Eu负异常(δEu=0.55～0.63)。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b) 显示, 样品富集大离子亲石元素, 如Ba、Rb、K和较活泼的不相容元素Th, 高场强元素Ti、P明显亏损, Nb、Ta具有弱亏损, Sr负异常(Sr=58.5× 10–6～113.5×10–6), 高 Yb(2.97×10–6～3.91×10–6), 与黑云母闪长岩明显不同。

5　讨　论

5.1岩浆源区及岩石成因

金厂沟黑云母闪长岩主量元素分析结果显示,其富硅、铝、钾、钠, 贫钙、铁和镁, K2O/Na2O<1, A/CNK<1, 结合矿物成分中含有大量角闪石, 显示其具有 I型花岗岩的特点, 岩浆应起源于火成岩的部分熔融作用(Taylor and McLennan, 1985; Hofmann, 1988)。岩石具有高Sr(735×10–6～1560×10–6), 低Yb(0.92×10–6～1.23×10–6), 无明显 Eu异常及陡倾的REE分布特征, 与埃达克岩(张旗等, 2010)特点相似,表明岩浆岩源区与其平衡的残留相矿物为石榴子石,对应的形成深度>50 km, 压力>1.5 GPa(张旗等, 2011)。Rb/Sr比值(0.05～0.14)和 Rb/Nb比值(5.11～ 11.59)接近或高于全球上地壳平均值(0.32和 4.5) (Taylor and McLennan, 1985), 反应出壳源的特点。黑云母闪长岩 εHf(t)为负值(–12.9～ –8.5), 大部分数据位于Vervoort et al. (1996)的“地壳系列”范围内。在t-εHf(t)图解(图7)上, 数据点均落于古老地壳Hf同位素演化线上, 相对集中, Hf两阶段模式年龄在1.82～2.07 Ga范围内。由上述分析推测, 古元古代加厚下地壳物质的部分熔融很可能是本区黑云母闪长岩的重要形成机制。

金厂沟正长花岗岩主量元素分析结果显示其具有富硅、钾、铝, 贫钠、钙、镁和铁的特征, K2O/Na2O值远大于1, 另外依据Chappell (1999)总结的澳大利亚拉克伦造山带中S型与I型花岗岩的SiO2-P2O5相关关系, 对于酸性S型花岗岩, 当 SiO2>70%时, 大多数S型花岗岩的P2O5>0.1%, 而对于 I型花岗岩, P2O5<0.05%。金厂沟花岗岩的SiO2含量在71.58%～ 72.74%, P2O5含量较高为 0.12%～0.15%大于 0.1%,以上特征表明金厂沟正长花岗岩属于 S型花岗岩,其原始岩浆应起源于地壳沉积岩的部分熔融(Taylor and McLennan, 1985; Hofmann, 1988)。从稀土元素配分曲线和微量元素蛛网图(图6a、b)中可以看出, 稀土元素配分曲线为右倾型, 重稀土含量较高, 轻重稀土元素分馏不明显。岩石具有低 Sr(58.5×10–6～ 114×10–6)、高Yb(2.97×10–6～3.91×10–6)和Eu的负异常及平坦的HREE分布特征, 与浙闽型花岗岩(张旗等, 2010)具有相同的特点, 暗示岩浆源区残留相为斜长石, 且无石榴子石残留相, 说明其形成于正常的地壳深度(压力<1.0 GPa, 深度约30～40 km; 张旗等, 2011)。Rb/Sr比值(1.63～3.45)和 Rb/Nb比值(6.46～7.82)都高于全球上地壳平均值(0.32和 4.5) (Taylor and McLennan, 1985), 反应出壳源的特点。正长花岗岩 εHf(t)为负值(–15.3～ –9.0), 大部分数据位于Vervoort et al. (1996)的“地壳系列”范围内。在t-εHf(t)图解(图5)上, 数据点均落于古老地壳Hf同位素演化线上, 相对集中, Hf两阶段模式年龄在1.83～2.22 Ga范围内。由上述分析推测, 古元古代长英质下地壳物质的部分熔融很可能是本区正长花岗岩的重要形成机制。由于未发现幔源特征的高εHf(t)锆石, 本文认为基本没有新生地幔物质参与正长花岗岩的形成。

图 6　金厂沟黑云母闪长岩和正长花岗岩稀土元素配分模式(a, 球粒陨石值据 Boynton, 1984)和微量元素蛛网图(b, 原始地幔值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

图 7　金厂沟闪长岩体和花岗岩体锆石的 εHf(t)-t图解(Yang et al., 2006)Fig.7　εHf(t) vs. t plot for the Jinchanggou biotite diorite and syenogranite

5.2吉林南部地区岩浆岩年代学格架

通过收集前人发表的高精度锆石 U-Pb年龄并结合作者所获得的部分数据, 大体可以勾画出吉林南部地区中生代花岗质岩浆作用的年代学格架。根据这些结果基本可以将该区的中生代岩浆作用划分为3期: 晚三叠世(227～203 Ma)、早中侏罗世(181～ 173 Ma)和早白垩世(134～118 Ma)。晚三叠世岩体在吉林地区临江东部、通化南部以及本次集安地区识别出(裴福平等, 2005; 路孝平等, 2003)与辽东地区晚三叠世花岗岩(吴福元等, 2005)和胶东石岛甲子山正长岩(林景迁等, 1992; Chen et al., 2003)共同构成了一条北东‒南西方向展布的晚三叠世火成岩带。早中侏罗世岩体分布范围较小, 该时代岩体发现于吉林南部荒山沟地区(孙德有等, 2005; 秦亚等, 2013),这与辽东地区胶东地区侏罗纪花岗岩可以完全对比(吴福元等, 2005)。对于早白垩世岩浆岩, 在通化赤柏松和集安绿水桥均有该时代岩体的年龄报道(裴福平等, 2005; 秦亚等, 2012), 集安金厂沟长石斑岩和闪长玢岩均形成于早白垩世(课题组未发表数据)。由于研究程度较低, 对本区岩浆岩的年龄构架还需进一步研究, 但从已经发表的高精度测年结果来看,本区中生代岩浆岩与辽东地区和胶东地区年龄构架基本一致(吴福元等, 2005), 共同构成了一条北东向中生代岩浆岩带, 暗示他们具有相同的地球动力学背景。

5.3晚三叠世岩体形成的构造背景

前人曾识别出吉林南部地区印支期岩浆岩, 如岔信子岩体、小苇沙河岩体、龙头岩体和蚂蚁河岩体, 岩性由基性至中酸性, 表明该区存在印支期岩浆事件。由于吉南地区该时期所处的特殊构造位置,其岩浆岩形成的地球动力学机制可能为: (1)北部西伯利亚板块与华北板块拼合碰撞的产物; (2)南部扬子与华北板块俯冲碰撞的产物。古亚洲洋于晚古生代末期(250～240 Ma)沿西拉木伦河‒长春‒延吉一线发生闭合(孙德有等, 2005; 李鹏武等, 2009; 郭锋等, 2009; 邓胜徽等, 2009), 华北板块与西伯利亚板块之间的碰撞时间可以延至早三叠世(Zhang et al., 2004; 李锦轶等, 2004), 在碰撞后伸展背景下形成一条形成时代 250～208 Ma近东西向展布的碱性岩带(阎国瀚等, 2000)。然而吉林南部地区金厂沟晚三叠世岩体、与辽南地区晚三叠世花岗岩(林景仟等, 1992; 吴福元等, 2005; Yang et al., 2007)和胶东石岛甲子山正长岩(林景仟等, 1992; Chen et al., 2003)共同构成一条 NE向展布的岩浆岩带, 说明本区晚三叠世岩浆岩与西伯利亚板块和华北板块的碰撞拼合无关。近年来学者们对大别‒苏鲁造山带的东延问题做了大量研究工作, 取得以下认识: 首先, 在吉黑东部延边地区和那丹哈达地区识别出在三叠纪及以前的地层中均发育典型的特提斯构造域生物组合(Mizutani et al., 1986; 张庆龙等, 1989; 吉林省地质矿产局, 1989; 黑龙江省地质矿产局, 1993)。延边地区位于兴凯地块西侧, 三叠纪前后兴凯地块与华北板块拼贴碰撞, 而佳木斯地块与兴凯地块前寒武纪具有相同的演化历史, 由于敦‒密断裂的左行平移使两地块错移至现今位置, 表明兴凯地块、佳木斯地块应来源于扬子板块, 而那丹哈达位于佳木斯地块东侧, 应为侏罗纪‒白垩纪时期古太平洋板块向亚洲大陆俯冲形成的加积杂岩带; 其次, 延边地区加积杂岩与大别‒苏鲁造山带加积楔杂岩可以进行对比, 加积杂岩代表了扬子板块向华北板块俯冲过程中的产物(周建波等, 2005); 第三, 大别‒苏鲁超高压变质带第二次快速折返的时间为 220～180 Ma (王清晨和林伟, 2002)与吉南‒辽东‒胶东NE向岩浆岩带的形成时间是一致的。在吉林南部早白垩世赤柏松辉长岩、晚三叠闹枝沟火山岩和辽南在白垩世辉长岩、晚三叠辉绿岩中新元古代捕获锆石的存在,说明吉南‒辽南地区在晚三叠世‒早白垩存在扬子板块基底物质(杨进辉等, 2004; Pei et al., 2006; 苗来成等, 2009), 因为新元古代岩浆事件在扬子板块广泛发育, 而在华北板块中很少发现(郑永飞, 2003)。在徐淮地区发现的榴辉岩包体岩石学和地球化学特征与大别‒苏鲁地区的榴辉岩一致(许文良等, 2002),这表明扬子板块沿郯庐断裂向华北板块发生斜向俯冲作用(Zhang et al., 2004); 最后, 大别‒苏鲁超高压变质带向东经渤海至朝鲜半岛位于临津江造山带(Yin and Nie, 1993; Li, 1994); 周建波等(2005)厘定了华北与扬子板块东部缝合线位置应为郯庐‒鸭绿江‒图们江‒延吉断裂, 控制了我国北方型生物群和南方型生物群的分布(刘先文等, 1994; 刘先文和崔天日, 1996), 且发育大规模的火山活动。郯庐‒鸭绿江‒图们江‒延吉断裂正穿过胶东辽东吉南地区, 故该区北东向印支期岩浆岩应是华北与华南板块俯冲碰撞后的伸展背景有关。

6　结　论

(1) 金厂沟黑云母闪长岩和正长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为221.5±1.1 Ma和227.4±1.9 Ma, 表明其均形成于晚三叠世。

(2) 金厂沟晚三叠世正长花岗岩属于 S型花岗岩, 具有强烈亏损的 Sr和明显的负 Eu异常以及平坦的 HREE分布特征; 其εHf(t)值均为较高的负值(–15.3～ –9.0), Hf二阶段模式年龄为2.22～1.83 Ga,表明岩浆源区为富集斜长石且无石榴子石残留的浅部古元古代沉积岩地壳。黑云母闪长岩属于 I型花岗岩, 具有高Sr, 低Yb的特征。锆石εHf(t)值为较高的负值(–12.9～ –8.5), 二阶段 Hf模式年龄(tDM2)为1.82～2.07 Ga。表明黑云母闪长岩体起源于深部的古元古代镁铁质下地壳的部分熔融。

(3) 吉南地区与辽东和胶东具有相同的中生代岩浆作用年代学格架, 它们共同构成一条北东向延伸的中生代岩浆岩带。吉南金厂沟等晚三叠世岩体是华北与华南板块碰撞拼合在本区的响应。

致谢: 野外工作得到了万国黄金公司的大力支持;锆石 U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成; 锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成; 岩石主量和微量元素测试均由广州澳实矿物实验中心完成。两位审稿人提出了许多建设性的意见, 作者受益匪浅, 在此表示衷心的感谢。

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Age, Petrogenesis and Tectonic Implication of Late Triassic Granitoids in Jinchanggou Orefield, Southern Jilin Province

WANG Jian, LI Bile*and SUN Fengyue
(College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China)

This paper reports zircon U-Pb dating, geochemical and Hf isotope data of the biotite diorite and syenogranite at the Jinchanggou gold orefield in southern Jilin, NE China. Zircon grains from the biotite diorite and syenogranite are euhedral-subhedral prisms, display oscillatory- zoning, and have Th/U ratios ranging from 0.48 to 1.54, indicating a magmatic origin. Zircon U-Pb dating results indicate that both the biotite diorite and syenogranite were formed in the Late Triassic. The syenogranite has SiO2=71.58% ‒ 72.74%, Al2O3=10.89% ‒ 13.09%, K2O=6.03% ‒ 5.55%, (K2O+Na2O)= 6.11% ‒ 6.68%, A/CNK=0.75 ‒ 1.32, and Ca, Mg, and Fe are low. The syenogranite is characterized by right-dipping chondrite- normalized REE patterns, with LREE/HREE=5.56 ‒ 9.53, (La/Yb)N=6.33 ‒ 10.12 and δEu=0.55 ‒ 0.63. In trace element spider diagram, large ion lithophile elements (LILEs), such as Rb, Ba and K are enriched, and high field strength elements (e.g. Nb, Ta and Ti) and P are depleted. The syenogranite has low Sr concentration of 58.5×10–6to 113.5×10–6and high Yb of 2.97×10–6to 3.91×10–6. The zircon grains from the syenogranite have εHf(t) values of –15.3 to –9.0, and two-stage model ages of 1.83 Ga to 2.22 Ga. These data suggest that the syenogranite belongs to peraluminous shoshonitic series, which is generally similar to S-type granite. Thus, we conclude that the primary magma of the syenogranite was likely derived from partial melting of felsic lower crust. The biotite diorite have SiO2=54.86% ‒ 63.01%, Al2O3=15.70% ‒16.55%, (K2O+Na2O)=6.64% ‒ 8.66%, A/CNK=0.84 ‒ 0.96, CaO=3.05% ‒ 4.90% and MgO=2.79% ‒ 4.67%. The biotite diorite is characterized by right-dipping chondrite-normalized REE patterns, with LREE/HREE=15.94 ‒ 24.57, (La/Yb)N=24.61 ‒ 43.09, δEu=0.78 ‒ 0.95. Large ion lithophile elements (LILEs), such as Rb, Ba and K are enriched, while the high field strength elements (e.g. Nb, Ta and Ti) and P are depleted. The biotite diorite has high Sr=735×10–6‒1560×10–6, and low Yb=0.92×10–6‒ 1.23×10–6. The εHf(t) values of zircon grains from the biotite diorite range from –12.9 to –8.5, and their Hf two-stage model ages vary from 1.82 Ga to 2.07 Ga. Based on the characteristics mentioned above, it is concluded that the primary magma of the biotite diorite is likely derived from partial melting of mafic crustal materials. In combination with the published data, the Mesozoic magmatism in Southern Jinlin has chronological framework similar to that of Eastern Liaoning and Eastern Shandong peninsula, meaning that plutons in the three areas constitute a NE-trending Mesozoic magmatic belt. Considering the tectonic history, we propose that that the formation of the Late Triassic plutons was related to the collision the Yangtze and North China cratons.

southern Jilin province; Late Triassic pluton; biotite diorite; syenogranite; zircon U-Pb geochronology; geochemistry; Hf isotope

P595; P597

A

1001-1552(2016)05-1092-015

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.015

2014-04-12; 改回日期: 2014-10-19

项目资助: 吉林省科技发展计划重点项目(20100445)和国家自然科学基金项目(41272093)联合资助。

王键(1987–), 男, 博士研究生, 岩石学、矿物学、矿床学专业。Email: wjian118@hotmail.com

李碧乐(1965–), 男, 博士, 教授, 主要从事热液矿床及矿田构造研究工作。Email: lbl66@sina.com