关于辽东青城子地区古元古代奥长花岗岩的新认识

宋剑飞

辽宁省地质勘查院，辽宁 大连 116100

0 引言

辽宁省东部青城子地区发育的一套片麻状中细粒奥长花岗岩，前人资料将其命名为中细粒斜长花岗岩，认为其成岩于造山后，是区域构造处于拉张环境初期的产物，在马家堡子一带测得K-Ar同位素年龄值为1565.6Ma[1]，时代为中元古代，前人对该套岩石研究较少，对该套岩石进行进一步研究具有重要意义。

本文对辽宁省东部青城子地区奥长花岗岩进行详细研究（图1），在 1：5万区域地质调查基础上，结合前人资料对其从野外特征、岩石地球化学、年代学等方面进行认真调查研究，并探讨其成因及构造环境的意义[2-6]。

图 1 辽宁省东部青城子地区地质简图Fig.1 Geological sketch of Qingchengzi area in eastern Liaoning Province

1 地质背景及岩石学特征

1.1 基本地质特征

本文以青城子地区灰白色片麻状中细粒奥长花岗岩为研究对象，其分布于辽宁东部青城子一带马家堡子，亮子沟、湾沟村、兰花岭等地，平面上呈椭圆形，侵入古元古代条痕状中细粒黑云母二长花岗岩和辽河岩群，（图2），被中生界白垩系小岭组

图 2 灰白色弱片麻状中细粒奥长花岗岩野外特征Fig.2 Field characteristics of weakly fl aky medium fi negrained trondhjemite

（K1x）角度不整合覆盖。锆石LA-MC-ICP-MS年龄2176±15Ma，时代为古元古代。

1.2 岩石学及矿物学特征

岩石呈灰白色，中细粒变余花岗结构，弱片麻状构造，测定的主要造岩矿物斜长石（更长石）48%～62%，钾长石2%～9%，石英22%～37%，黑云母1%～5%，绢云母1%～5%。计算斜长石牌号为10～27，属更长石（奥长石）。

典型薄片特征：（1）矿物成分：石英35%±；更长石 52%±；钾长石 9%±；不透明矿物2%±；黑云母 2%±；绢云母3%±；（2）组构特征：花岗结构，弱片麻状构造。岩石遭轻度的变质作用，更长石部分为不规则粒状，部分为半自形的特点，更长石聚片双晶较发育，普遍遭到绢云母化作用，斜长石沿长轴呈条带状定向分布，斜长石粒径为0.2～1.3 mm之间；钾长石为它形或半自形，有的略显等轴状，有的充填于其它矿物颗粒之间，钾长石粒径为0.1～0.5 mm之间，钾长石有沿长轴定向分布的趋势；石英为不规则粒状，有的石英有毕母纹发育，石英集合体有呈条带定向分布的趋势，石英粒径为0.1～3.0 mm之间；黑云母为细片状分布，多数遭脱铁作用，并有铁质析出，绢云母为显显微细鳞片状定向分布。

岩石中副矿物以赤褐铁矿，磷灰石为主，微量榍石、石榴石、金红石等，锆石以玫瑰色为主，透明至半透明，具弱金刚光泽，晶体晶体发育裂纹，整体显酥易碎，有铁染，可见凹坑沟槽等溶蚀迹象较明显，晶棱晶锥均已钝化，部分分辨不清，部分可见锥柱不对称的歪晶。

2 分析结果

2.1 主量元素

从古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩样品分析结果（表1）岩石化学成分具高硅、铝、钠，低钛、钾、钙的特点。对表中岩石样品分析结果进行了标准矿物计算（CIPW），δ值范围为1.87～2.27，平均值为2.11，A/NCK值范围为0.98～1.138，平均值为1.07，K2O+Na2O值范围为7.47～8.07，平均值为7.83，K2O/Na2O值范围为0.11～0.45，平均值为0.30，岩石为富钠的钙碱性系列岩石。

根据岩石样品标准化计算结果（表2），将其投影在An-Ab-Or分类图解中，投影点全部落入奥长花岗岩区（图3）。

从表3中可以看出，青城子地区奥长花岗岩石比较典型的，其硅含量较高，表现为富钠，高铝，低钾，钙的特点。

2.2 微量元素

由表4:古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩岩石微量元素含量与黎彤陆壳丰度对比，Rb、Ba、Hf含量高，其它微量元素含量低或接近黎彤陆壳丰度，Rb/Sr、Ba/Sr值高，Zr/Hf、Nb/Ta、Th/U值低。与黎彤洋壳丰度对比，Li、Rb、Ba、Hf含量高，其它微量元素含量低或接近黎彤洋壳丰度，Rb/Sr、Ba/Sr值高，Zr/Hf、Nb/Ta、Th/U值低。与黎彤上地幔丰度对比，Li、Ga、Rb、Sr、Zr、Ba、Hf、Ta、Th、U含量高，其它微量元素含量低或接近黎彤洋壳丰度，Rb/Sr、Ba/Sr值高， Zr/Hf、Nb/Ta、Th/U值低。由岩石微量元素蜘蛛网图可以看出（图4），岩石相对富集大离子亲石元素Rb、Ba，亏损高场强元素Nb、Ta。

图 3 An～Ab～Or分类图解(据Oconnor,J.T.1965)Fig.3 An-Ab-Or classif i cation diagram

2.3 稀土元素

由表5知：古元古代奥长花岗岩岩石稀土元素总量为 17.29×10-6～20.46×10-6，平均值为20.44×10-6高于黎彤上地幔丰度，低于黎彤洋壳稀土丰度，远低于陆壳稀土丰度，轻重稀土比值为 7.31～10.99，平均值 8.62，δEu 值为 1.90～2.44，平均值为1.98，铕具正异常特征。(La/Sm)N值近 为 3.23～4.11， 平 均 值 为 3.72，(Gd/Yb)N值 为1.47～1.86，平均值为1.70，轻稀土分馏均较强，重稀土分馏不明显，(La/Yb)N值为7.54～11.92，平均值为9.41，稀土模式曲线向右倾（图5）。

表 1 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩岩石化学成分含量Table 1 Contents of chemical components of fi ne grain trondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

表 2 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩CIPW标准矿物成分及岩石化学参数Table 2 CIPW standard mineral composition and petrochemistry parameters of fi ne grain trondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

表 3 青城子地区奥长花岗岩与标准奥长花岗岩对比表Table 3 Comparison table of trondhjemite in Qingchengzi area and standard trondhjemite

图 4 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩微量元素蛛网图Fig.4 Microelement spider diagram of fi ne graintrondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

图 5 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩稀土元素配分曲线图Fig.5 Rare earth element distribution curvesdiagram of fi ne grain trondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

表 4 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩微量元素含量及有关参数Table 4 Contents of trace elements and related parameters of fi ne grain trondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

3 年代学特征

3.1 采样及样品特征

本次工作选择在辽东青城子地区黄家堡子附的新鲜片麻状中细粒奥长花岗岩岩石（1个），进行了La-ICP-MS锆石U-Pb测年，其采样坐标为（E123° 41.25′，N40° 41.916′）。

样品（P32TW2-1）呈灰白色，中细粒花岗结构，弱片麻状(块状)构造。主要矿物成分由斜长石、石英、钾长石、黑云母组成，其中斜长石含量60%±，钾长石含量8%±，石英含量30%±，黑云母含量2%±，矿物颗粒粒径一般为1.0～4.0 mm，石英为粒状，多以集合体形式赋存，呈条带状，岩石中暗色矿物定向排列与浅色矿物相间构成弱片麻状构造。

3.2 锆石U-Pb分析方法

锆石U-Pb定年测试在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune 型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213 激光剥蚀系统。从重约5 kg新鲜岩石样品中分选出锆石，并与标样（TEM）一起制靶，在电子显微镜下进行光学照相，并进行阴极发光照相，最后镀金，完成测试前的准备。测试样品年龄计算均采用206Pb/238U年龄，为了测试岩体的侵入年龄，首先根据锆石电子显微镜图像选择结晶程度好的颗粒，再在阴极发光图像上选择不同晶体位置和相对较高U含量的部位进行测试。过程中，采样采用单点剥蚀的方式，数据分析

表 5 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩稀土元素含量及有关参数Table 5 Rare earth elements contents and related parameters of fine grain trondhjemite in Palaeoproterozoic schistose

前用锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127（U：923 μg/g；Th：439 μg/g；Th/U：0.475） 为外标进行校正。在每测定10个样品前后重复测定2个锆石标准GJ1对样品进行校正，并测量1个Plesovice锆石标准，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMS DataCal 程序,测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb＞10 000，未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot3.0程序获得。

3.3 年龄测试结果

本次工作对片麻状中细粒奥长花岗岩样品（P32TW2-1）共测试分析了30 粒锆石进行30个点的LA-MC-ICP-MS分析，有效点结果列于表6，U-Pb年龄谐和图示于图6，从锆石阴极发光图像（图 6）可以看出，锆石发光性较好，可见明显的岩浆振荡环带，显示其岩浆结晶特征。锆石呈柱状，椭圆状、不规则状，部分锆石边部具有熔蚀结构，呈港湾状、月牙状。锆石具有扇形分带、不规则状分带以及无分带的特征。分析结果表明，锆石的 Th含量为 66.598×10-6～ 520.72×10-6，平均值为169.93×10-6，U含量为193.932×10-6～ 1 223.885×10-6，平均值为 450.16×10-6，Th / U 比值为0.147～0.646，平均为 0.41，显示岩浆成因锆石的特点[11-13]。在锆石 U-Pb 协和图解（图 6）中，多数分析数据点均位于谐和线上及其附近，加权平均值为2 176±15Ma，显示时代属于古元古代。

表 6 古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩锆石LA-MC-ICP-MS有效点分析结果Table 6 LA-MC-ICP-MS effective point analysis results of palaeoproterozoic granulite Zircon of ordovician granite

4 成因及构造环境分析

古元古代片麻状中细粒奥长花岗岩：CIPW标准矿物计算参数A/NCK值为0.98～1.07，平均值为1.03，稀土元素总量介于黎彤洋壳丰度和黎彤上地幔丰度之间，接近黎彤上地幔丰度[2-6]，其物质来源主要为幔源。在黑云母的Mg-Fe/（Fe+Mg）图解中（图7），投点落入壳源区。稀土元素La/Yb值为7.54～11.92，平均值为9.41，大部分小于10，为壳源。综合上述，青城子地区古元古代奥长花岗岩岩浆为壳幔混源。

认为 TTG 熔体来自变质到榴辉岩相或石榴角闪岩相的含水玄武质岩石的部分熔融[7-13]。Martin(1993)在此基础上提出 TTG 岩套的三阶段成因模型(图8)被认为是目前最合理的成因模型（第一阶段:地幔部分熔融形成拉斑玄武质岩石;第二阶段:变质到榴辉角闪岩相或榴辉岩相的玄武岩部分熔融形成英云闪长质母岩浆，残留相为角闪石+石榴子石+单斜辉石+钛铁矿± 斜长石; 第三阶段:母岩浆分离结晶形成 TTG岩套，堆晶为角闪石+钛铁矿±斜长石）。

综上所述，认为辽东青城子地区奥长花岗岩来自变质到榴辉岩相或石榴角闪岩相的含水玄武质岩石的部分熔融。

图 8 形成 TTG 岩套的三阶段模型(据 Moyen and Martin，2012)Fig.8 Three-stage model of TTG suite formation

在R1-R2图解(图9）中，奥长花岗岩投影点大部分落入同碰撞期，个别点落入造山晚期，由Rb-Yb+Nb图解中(图10)，奥长花岗岩投影点大部分落入火山弧花岗岩，个别点落入同碰撞期，由Rb-Yb+Ta（图10）中，奥长花岗岩投影点落入火山弧花岗岩，综上所述，古元古代奥长花岗岩形成于构造活动带环境同时具有同碰撞期的特点。

Smithies 等 (2003) 认为在俯冲式板块构造发生之前，TTG 岩套的产出环境为“巨厚洋壳平板俯冲环境”(图 11)。该理论的核心在于冥古宙和太古宙早期，地幔潜能温度高，洋脊玄武岩溢流速度更快，形成巨厚的洋壳，然而相对热的洋壳具有更小的密度，不能产生反向浮力并发生俯冲，因此新生洋壳对古老洋壳进行长时间水平方向挤压，并伴随着底部流变发生大规模熔融，这一模型与现在的加厚下地壳岩石部分熔融相似而且能够很好地解释地球早期 TTG 岩套表现出的低Mg#(组分中没有地幔楔的贡献)特征与 TTG 岩套大规模产出的地质事实相符。因此可能是 TTG 岩套早期产出环境的真实反映。

图 9 古元古代奥长花岗岩R1-R2图解(据 Batchelor & Bowdden,1985)Fig.9 R1-R2 diagram of palaeoproterozoic ordovician granite

图 10 古元古代奥长花岗岩Rb-Yb+Nb和Rb-Yb+Ta图解Fig.10Rb-Yb+Nb and Rb-Yb+Ta diagrams of paleoproterozoic prdovician granite after Batchelor & Bowdden,1985

俯冲式板块构造本质上是地球的一种特殊的散热方式，之后的地球会通过壳—幔循环而不断降温。地幔的不断降温会导致洋中脊的喷溢速度减慢，当新生的玄武质岩浆在其喷口处固结后，洋中脊就会发生闭合，并导致板块构造运动的停滞，地球会进入静止盖层阶段(Sleep，2000)。但是这样的状态可能不是永久性的，因为地幔中的放射性元素 ( U、Th、40K 等) 会通过衰变产生大量的热，并导致地球不断升温，板块构造可能会再次发生[10]。这意味着板块构造理论上可以是间歇性的，而可持续发生的板块构造要求地球处于产—放热平衡

综上，认为辽东青城子地区古元古代奥长花岗岩是由新生玄武质洋壳俯冲消减过程中在含水条件下部分熔融形成的，是俯冲板块熔融的产物。

5 结论

通过上述对辽东青城子地区奥长花岗岩进行探讨，得出以下结论：

图 11 形成 TTG 岩套的巨厚洋壳平板俯冲环境卡通示意图(据 Smithies et al.，2003，修改)Fig.11 Cartoon diagram of the subduction environment of huge oceanic crust plate forming TTG suite

（1）辽东青城子地区奥长花岗岩是产于古远古代，具高硅、富钠，高铝，低钾、钙、镁的特点。

（2）稀土元素球粒陨石标准化图解呈右倾，轻稀土富集，具正铕异常特征，微量元素蛛网图显示富集Rb、Ba等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta等高场强元素，Sr/Y值为86.54～299.48，(La/Yb)N为7.54～11.92，地球化学特征显示其具有岛弧花岗岩特征，高Sr低Y的特征指示其形成压力相对较大。

（3）辽东青城子地区奥长花岗岩锆石LA-MCICP-MS年龄2 176±14Ma，时代为古元古代，为辽东地区古元古代侵入岩的研究提供了准确的年代依据。

（4）推测辽东青城子地区古元古代奥长花岗岩是由新生玄武质洋壳俯冲消减过程中在含水条件下部分熔融形成的，是俯冲板块熔融的产物。

致谢：本文在选题及完成过程中得到辽宁省地质勘查院董万德教授级高级工程师的悉心指导，论文所用主要资料来源于辽东-吉南成矿带永吉-凤城地区地质矿产调查1∶5万上麻屯等六幅区域地质调查成果资料，在此一并表达谢意。