華北克拉通中東部新太古代晚期變質火山巖及動力學體制
2021-02-06 05:35:18劉樹文包涵高磊孫國正王偉郭榮榮郭博然付敬浩胡雅璐白翔胡方泱
巖石學報 2021年1期
劉樹文 包涵 高磊 孫國正 王偉 郭榮榮 郭博然 付敬浩 胡雅璐 白翔 胡方泱
LIU ShuWen1, BAO Han1, GAO Lei1, SUN GuoZheng1, WANG Wei2, GUO RongRong3, GUO BoRan4, FU JingHao5, HU YaLu1, BAI Xiang6, 7 and HU FangYang8
1. 北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，地球與空間科學學院，北京 100871
2. 中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室，地球科學與資源學院，北京 100083
3. 東北大學深部金屬礦山安全開采教育部重點實驗室,資源與土木工程學院地質系，沈陽 110819
4. 北京礦產地質研究院，北京 100012
5. 西南石油大學地球科學與技術學院，成都 610500
6. 中國地震局地質研究所，吉林長白山火山國家野外科學觀測研究站，北京 100029
7. 中國地震局地震與火山災害重點實驗室，北京 100029
8. 中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029
1. MOE Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
3. MOE Key Laboratory on Safe Mining of Deep Metal Mines, Department of Geology, School of Resources and Civil Engineering, Northeastern University, Shenyang 110819, China
4. Beijing Institute of Geology for Mineral Resources, Beijing 100012, China
5. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China
6. National Observation and Research Station of Jilin Changbaishan Volcano, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
7. Key Laboratory of Seismic and Volcanic Hazards, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
8. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
冥古宙和太古宙占據了地球一半以上的形成與演化歷史，其殼幔動力學體制是地球科學的關鍵問題。長期以來研究者們基于地球早期比太古宙以后更高的地幔潛能溫度和大陸長英質地殼起源于早期玄武質地殼的認識，提出各種各樣的太古宙殼幔動力學體制模型，其代表性模型包括：(1)滯留-蓋層模型(Stagnant-lid)，該模型認為冥古宙到太古宙時期，隨著地球的冷卻，早期地殼表面玄武質巖石漸漸冷卻形成滯留蓋層，蓋層之下不同規模的地幔對流導致對流室匯聚、沉降邊緣對接增厚向下拖曳，發生高壓變質甚至榴輝巖化、部分熔融形成最早的TTG巖漿。與玄武質巖漿結晶分異形成最早的長英質地殼的認識一樣，該模型需要地殼中絕大部分的地質記錄是拉斑玄武巖，而TTG片麻巖只沿著匯聚邊界分布，然后這一匯聚邊界后退形成更多的長英質片麻巖(Moyen and Laurent, 2018)；(2)地幔柱模型認為鐵鎂質和超鐵鎂質巖漿起源于上下地幔邊界或者核幔邊界未虧損地幔的高溫部分熔融，可以形成多級地幔柱體系，產生地球早期具有代表性的科馬提巖、科馬提質玄武巖、苦橄巖和富集的拉斑玄武巖等地質記錄，其中地幔柱頭部和邊部的拉斑玄武巖成分略有差別。該模型以巴布頓綠巖帶為典型代表，大量的鐵鎂質-超鐵鎂質巖出現是該模型的關鍵地質記錄(Bédard, 2018; Zhao and Zhai, 2013)。這種模型的關鍵是超高溫和干的伸展構造體系，基本不虧損的高度熔融的幔源巖漿，出現鐵鎂質巖墻群、高溫A型鉀質花崗質巖石和少量殼幔混合成因的中性巖漿巖石記錄。這種體制下長英質巖石通常形成于干體系高溫和低壓熱動力學過程；(3)重力沉降模型(Sagduction tectonics)主要是基于太古宙的地幔溫度高于現代地幔溫度250℃以上，地殼巖石處于高熱和高度塑性狀態，地殼表層高密度鐵鎂質巖石因重力不穩定而下沉，到地殼底部熔融形成TTG巖漿(Lin and Beakhouse, 2013)。這種構造體制主要受控于地殼不同層次的巖石密度，主要下沉的是高密度的鐵鎂質巖石和BIF，形成重力卵型底劈構造和高角度構造面理和線理，當沉降深度的圍巖與沉降巖石密度接近時運動停止。由于其它變質沉積巖與圍巖的密度差很小，難于發生大規模沉降，尤其是變質泥質巖和長英質巖石幾乎不可能發生重力沉降，且被重力沉降的巖石很難折返回到地表。沉降后形成一些類拗拉槽型上部沉積充填帶；(4)滴落構造模型(Dripping tectonics)是結合滯留蓋層思路，通過熱-力學數值模擬，獲得巖石圈下部在地幔對流粘滯力帶動下物質粘性流動，巖石圈上部保持基本穩定的滯留層，形成巖石圈底部不規則向下突出、沉降到拆沉-滴落，導致下部巖石圈物質再循環進入地幔，熔體通過沉降管道上升形成TTG巖漿(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Nebeletal., 2018)，但是地表物質尤其是長英質沉積物很難通過這種模型進入到地幔，且這種構造機制形成再循環型巖漿的過程需要非常長的時間周期；(5)包括我們在內的很大一部分研究者將太古宙構造體制，尤其是新太古代構造體制與現代主體構造體制類比，用板塊構造體制來解釋新太古代殼幔作用的記錄。這種觀點通常認為從古太古代時就存在殼幔再循環(Wangetal., 2020)。這種殼幔再循環導致的地幔含水量和硅-堿-鋁質組分有所增加，流體-殼源熔體交代地幔，導致其降溫并部分熔融，形成新太古代巖漿記錄的多樣性和明顯的中新太古代地幔的不均一性，且氧逸度明顯增加。這種作用的機制與現代板塊構造體制有明顯差別，從中太古代晚期到新太古代晚期，以存在較為剛性的塊體之間的擠壓碰撞、熱的板片俯沖和流體-熔體交代地幔產生的相關殼幔巖漿作用記錄為主要標志。這種俯沖機制包括高地熱梯度條件下塊體對接(Buckling)、中等地熱梯度下小規模高角度淺俯沖然后俯沖板片翻轉和斷離(Rolling back and break-off)(Baietal., 2014, 2016; Fuetal., 2017, 2018; Guoetal., 2013, 2015a, b, 2017a, b, 2018; Kusky, 2020; Liuetal., 2002, 2004, 2019; Wangetal., 2013, 2015; Zhai and Santosh, 2011; 劉樹文等, 2018a)。近年來的研究進展表明，至少前三種模式可能從冥古宙、經始太古代、古太古代到中太古代都存在，在不同演化階段可能不同的動力學體制都起到過主導作用。不同階段都存在多種方式的動力學體制的聯合作用，從地球早期地幔柱與滯留蓋層、與沉降構造聯合動力學體制到中太古代滯留-蓋層或者地幔柱和板塊俯沖聯合動力學體制逐漸演化過渡為太古代晚期以熱俯沖的動力學體制為主(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Hawkesworthetal., 2019; Nebeletal., 2018)。
本文整理了我們研究組未發表的和眾多同行們已經發表的華北克拉通中東部新太古代晚期變質火山巖資料，我們認為這些資料較好地記錄了新太古代晚期的殼幔作用過程。結合我們研究組最近關于華北克拉通中東部新太古代熱狀態和地殼厚度的研究，這些火山巖特征、成因及其反映的殼幔動力學過程對于理解新太古代晚期的殼幔動力學體制可能具有重要意義，供同行們批評和討論。
1 新太古代晚期變質火山巖大數據收集和分類原則
本研究使用樣品的選取原則是：(1)樣品需具有配套的常量元素、微量元素(包括稀土元素)數據；(2)必須是常量元素主要為XRF方法分析(少量濕法分析)，微量元素(包括稀土元素)使用電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)進行分析，且分析數據符合精度要求；(3)每一地區同一批次樣品有可靠的定年數據和年齡；(4)同一批次樣品有與年齡配套的鋯石Lu-Hf同位素或者全巖Sm-Nd同位素數據進行成因限定。因此，我們共收集了華北克拉通中東部ca. 2.6～2.49Ga的有主量、微量和稀土元素分析結果的變質火山巖樣品726件，其中232件為我們項目組尚未發表的資料，其它樣品數據引自近年來在國內外學術刊物上已經發表的有效分析資料。所有的726件分析樣品中的地區分布如下：膠東地區20件(Shanetal., 2015; Tangetal., 2007)，吉林南部39件(Guoetal., 2016; 李承東等, 2014)，遼北地區212件(Li and Wei, 2017; Pengetal., 2015, 2019; Wangetal., 2017a; 我們未發表的資料)，遼南地區66件(Gaoetal., 2020b; Guoetal., 2017b; Hanetal., 2014; Zhuetal., 2015)，魯西地區48件(Gaoetal., 2019, 2020a; Lietal., 2016; Pengetal., 2013; Shietal., 2019; Yuetal., 2019)，阜新地區42件(Wangetal., 2011, 2015)，冀東青龍南-遷安-灤縣地區50件(Lvetal., 2012; 郭榮榮等, 2014; 劉樹文等, 2018a；我們未發表的資料)，青龍-上營-灑河橋-遵化地區91件(Guoetal., 2013, 2015b, 2017c; Wangetal., 2019a)，冀北平泉-承德-赤城-宣化-懷安地區68件(Geetal., 2015; Liouetal., 2017; Wangetal., 2017b)，五臺山-云中山地區54件(Gao and Santosh, 2019; Liuetal., 2016; Lüetal., 2006; Polatetal., 2005; Wangetal., 2004, 2014, 2019b)，贊皇地區16件(Dengetal., 2013; Zhangetal., 2019)，登封地區20件(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018)。
對這些變質火山巖的分類和命名是一個很大的問題。長期以來研究者們主要是依據一些統計現代火山巖獲得的微量元素分類圖對所研究的變質火山巖進行分類，忽略了這些變質火山巖的主量元素特征，尤其是能夠直接反映礦物組成特征的SiO2、Al2O3、MgO、FeO(Fe2O3)、堿質成分和TiO2等關鍵組分，導致一些命名的變質火山巖與其實際巖石種類不完全一致。由于一些富鎂貧硅的巖石常常表現明顯蝕變，導致較高的燒失量，這也會導致巖石化學分類時巖石名稱的一些不確定性。鑒于目前這種研究現狀，本文的巖石化學分類主要參考IUGS推薦的Pearce and Robinson (2010)分類和Pearce and Reagan (2019)研究全球玻安巖時的火山巖分類，即將全巖主量巖石化學分析成分去掉燒失量，按照全球范圍內太古宙鐵鎂質巖石和遼東地區新太古代巖石中Fe3+:Fe2+=2:8(離子比, Pearce and Reagan, 2019; Pengetal., 2015)，將全鐵成分換算成Fe2O3和FeO，然后歸一化到100%，重新核算每一個主量元素的組分含量(用下角標C加以注釋)。在此基礎上，為了大數據統計處理方便起見，將SiO2C≤45%的巖石命名為變質超鐵鎂質巖石、將45%≤SiO2C<52%且MgOC≥18%時的科馬提巖和12%≤MgOC<18%的變質苦橄巖也歸于超鐵鎂質巖石。45%
2 新太古代晚期變質火山巖類型及巖石組合與分布
從現有分析資料不難看出華北克拉通中東部新太古代晚期變質火山巖巖石組合非常復雜，保存有很少量的變質超鐵鎂質巖石和變質玻安巖記錄，最主要的巖石分布是拉斑玄武巖和玄武安山巖，其次是安山巖、英安巖和流紋巖(圖1a)。一些變質火山巖也表現了非常高的總堿質(Na2O+K2O)變化量，從小于1%到超過9%，尤其是遼北和冀東北部地區的少量玄武質-玄武安山質巖石表現了很高的總堿質含量，落入了偏堿性巖石系列范圍(圖1a, b)。我們假設收集到的樣品分析結果沒有問題，那么這種高度變化的總堿質含量可能一方面與原巖初始化學組分變化有關，這一點也被微量元素分類圖解上部分樣品落入堿性玄武巖、粗面玄武巖、粗面安山巖樣品所證實(圖1b)；另一個重要原因就是變質變形過程中部分樣品受到了較為強烈的堿質流體交代作用。在MgOC-SiO2C分類圖上(圖1c)，這些樣品表現為兩個重要的巖石組合，一是分布量最大的高鐵低鎂巖石組合，包括很少量的苦橄質玄武巖、最大量的玄武巖和玄武安山巖-安山巖和少量的長英質火山巖，另一個就是高鎂巖石組合，包括科馬提巖、苦橄巖、硅質高鎂玄武巖、玻安巖和高鎂安山巖(圖1c黃色范圍)。與顯生宙玄武巖相比，所有的這些變質鐵鎂質和超鐵鎂質巖石總體上表現為低鈦特征，只有很少量的樣品TiO2含量大于2%，尤其是高鎂巖石系列表現了從拉斑玄武巖到鈣堿性巖石系列的漸變過渡關系(圖1d)。
按照上述分類命名原則，華北克拉通中東部新太古代晚期各地區的巖石組合特征如下(圖2b)：膠東地區主要為稀土未分異型變質玄武巖(30%)和稀土分異型變質玄武巖(65%)，含有少量的高鎂安山巖；吉林南部地區主要由稀土分異型變質玄武巖(31%)、高鎂安山巖和安山巖(46%)、變質長英質火山巖(21%)和少量超鐵鎂質巖石組成；遼北地區出現超鐵鎂質巖石(12%)，包括變質蝕變橄欖巖、輝橄巖、蛇紋巖和異剝鈣榴巖(圖2a, c)，這些巖石是堆晶巖還是洋殼殘片尚不清楚，最主要的巖石類型是變質玄武巖和安山巖，包含稀土未分異玄武巖(14%)和稀土分異型變質玄武巖(25%)、變質高鎂安山巖和安山巖(44%)，含有少量的變質玻安巖和長英質火山巖；遼南地區超鐵鎂質巖石15%，稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖為32%，變質玻安巖占9%，變質高鎂安山巖和安山巖占27%，但變質長英質火山巖相對較多(17%)。魯西地區主要由稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖(44%)、變質高鎂安山巖、安山巖(42%)為主，含有較多的變質玻安巖(10%)，并含有少量的變質超鐵鎂質巖石(4%)；阜新地區缺少變質超鐵鎂質巖石和玻安巖，以稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖(50%)、變質高鎂安山巖和安山巖(42%)為主，含有少量的變質長英質火山巖(7%)；冀東青龍南-遷安-灤縣地區以大量的變質長英質火山巖(48%)，稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖(22%)及變質高鎂安山巖和安山巖(22%)為主，含有少量玻安巖(6%)和少量的變質超鐵鎂質巖石；冀東北部青龍-上營-灑河橋-遵化地區以稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖(58%)、變質高鎂安山巖、安山巖(20%)和變質長英質火山巖(13%)為主，出現少量變質玻安巖和變質超鐵鎂質巖石，包括變質角閃石巖和易熔巖等；與冀東北部地區相似，冀北平泉-承德-赤城-宣化-懷安地區以稀土未分異和稀土分異型變質玄武巖(35%)、變質高鎂安山巖和安山巖(47%)、變質長英質火山巖(9%)為主，并少量變質玻安巖和變質超鐵鎂質巖石；五臺山-云中山地區主要火山巖巖性為大量稀土分異型變質玄武巖(19%)、變質高鎂安山巖和安山巖(71%)，含有少量稀土未分異變質玄武巖、變質玻安巖和長英質火山巖；與五臺地區類似，贊皇地區主要火山巖巖性為稀土分異型變質玄武巖(63%)、變質高鎂安山巖和安山巖(37%)；登封地區缺少變質超鐵鎂質巖石和玻安巖，主要為稀土未分異變質玄武巖(55%)、稀土分異型變質玄武巖(15%)和變質高鎂安山巖(20%)，含有少量變質安山巖和長英質火山巖。
圖1 變質火山巖的地球化學分類(a) IUGS火山巖TAS分類(Le Bas et al., 1986)；(b)微量元素分類圖(Winchester and Floyd, 1976)；(c) MgOC-SiO2C分類圖(Pearce and Reagan, 2019)；(d) La-Yb巖石系列分布圖(Ross and Bédard, 2009). LSB-低硅玻安巖；HSB-高硅玻安巖；SHMB-硅質高鎂玄武巖；HMA-高鎂安山巖；A-安山巖；D-英安巖；Ol-橄欖石；Opx-斜方輝石Fig.1 Geochemical classification diagrams for metavolcanic rocks(a) International Union of Geological Sciences (IUGS) total alkalis-silica (TAS) diagram of volcanic rocks (Le Bas et al., 1986); (b) Zr/TiO2×0.0001 vs. Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1976); (c) MgOC-SiO2C diagram (Pearce and Reagan, 2019); (d) La vs. Yb diagram (Ross and Bédard, 2009). LSB, low-Si boninite; HSB, high-Si boninite; SHMB, siliceous high-Mg basalt; HMA, high-Mg andesite; A, andesite; D, dacite; Ol, olivine; Opx, orthopyroxene
從上述各地區不同巖石類型組合和各類巖石分布量比(圖2)不難看出，新太古代變質超鐵鎂質巖石在遼北、遼南、冀東、冀北和吉南地區均有少量分布，所占火山巖樣品總量比僅有～7%，稀土未分異型玄武巖占～14%，稀土分異型玄武巖占～27%，變質玻安巖只少量分布(～4%)。而高鎂安山巖和安山巖比例為～38%，變質長英質火山巖僅占～10%。
魯西、遼南、遼北、冀東北部、冀東南部(遷安-灤縣)、冀北和五臺-云中地區可大致劃歸為同一種巖石組合類型，以稀土未分異型玄武巖(REE-undifferentiated basalts)、稀土分異型玄武巖(REE-differentiated basalts)、高鎂安山巖(high-Mg andesites)、安山巖(andesites)組合為主體，出現少量超鐵鎂質巖(ultramafic rocks)、玻安巖(boninites)和長英質火山巖(felsic volcanic rocks)，我們以Ultramafic rock+Basalt+Boninite+Andesite作為其標志性巖石組合，稱為UBBA型(圖2)，最突出的特點是出現變質玻安巖，且出現大量的稀土未分異和稀土分異型玄武巖，高鎂和低鎂安山巖，并組合有少量英安巖，存在超鐵鎂質巖石。膠東、登封和阜新地區主要保存了大量的稀土未分異、稀土分異型玄武巖和不等量安山巖，可以稱為Tholeiite-Basalt+Andesite(TBA)型組合(圖2b)。吉林南部和贊皇地區巖石組合為稀土分異型拉斑玄武巖、高鎂和低鎂安山巖，只有少量的長英質火山巖，我們可以稱其為Basalt-Andesite(BA)型組合(圖2b)。
圖2 華北克拉通中東部陸塊變質火山巖區域分布及巖石組合特征(a)華北克拉通地質簡圖(據Zhao et al., 2005修改)；(b)不同區域變質火山巖巖石組合. DF-登封；FX-阜新；JD-膠東；N-EH-冀東北部；NH-冀北；NL-遼北；S-EH-冀東南部(青龍南部-遷安-灤縣地區)；SJ-吉南；SL-遼南；TH-太華；WS-魯西；WT-YZ-五臺-云中；ZH-贊皇；ZT-中條Fig.2 Regional distributions and lithological assemblages of metamorphic volcanic rocks in the basement terranes of Central and Eastern Block of NCC(a) geological sketch map of the North China Craton (modified after Zhao et al., 2005); (b) the lithological assemblages of metamorphic volcanic rocks in different areas. DF, Dengfeng; FX, Fuxin; JD, eastern Shandong; N-EH, northern part of eastern Hebei; NH, northern Hebei; NL, northern Liaoning; S-EH, southern part of eastern Hebei (including Qianan, luanxian and southern Qinglong areas); SJ, southern Jilin; SL, southern Liaoning; TH, Taihua; WS, western Shandong; WT-YZ, Wutai and Yunzhong areas; ZH, Zanhuang; ZT, Zhongtiao
3 變質火山巖成因
為了進一步探討這些新太古代晚期變質火山巖所代表的動力學意義，我們必須了解各類巖石組合的巖漿作用特征和大致巖石成因。
3.1 UBBA變質火山巖
這種類型變質火山巖在華北克拉通不僅發育量大而且分布范圍廣，巖石類型復雜。該類火山巖中含48個超鐵鎂質巖石樣品，包括蛇紋巖、蛇紋石化輝橄巖、富鐵的易熔巖、富鎂的透閃石角閃石巖、普通角閃石巖、透輝石巖，水鋁榴石異剝鈣榴巖等，因為各種類型的蝕變改造和交代作用導致該類巖石巖石學特征異常復雜。這些超鐵鎂質巖石表現了類似于SSZ型蛇綠巖的巖石組合特征。Pengetal. (2015)通過大量的巖石學、巖石地球化學和Sr-Nd同位素研究認為其中超鐵鎂質巖石直接來源于地幔，其它相關的火山-侵入巖形成于俯沖相關的弧巖漿作用。按照稀土元素特征，這些超鐵鎂質巖石樣品中10個具有稀土未分異型拉斑玄武巖的稀土配分樣式，大部分樣品具有70～90的Mg#值，一些富鐵巖石Mg#變化范圍較寬。個別樣品表現出Ce負異常(圖3a, Pengetal., 2015)，一些大離子親石元素和P濃度變化較大并呈不明顯的Nb和Ti負異常(圖3b)，巖石成因研究表明其巖漿來源于原始地幔到虧損地幔較高程度的部分熔融，且地幔源區受到了來自俯沖相關的沉積物的熔體交代作用(圖3e, f)，巖石受到了海底流體或者后期流體的強烈交代。另一類超鐵鎂質巖(38個樣品)則表現為明顯右斜式稀土圖譜和Th、Nb、Ta的負異常，Sr、P和Ti從正異常到明顯負異常(圖3c, d)，大部分樣品TiO2含量小于2%。巖石成因研究表明該類巖石的巖漿起源于原始地幔較高程度部分熔融，源區明顯受到了俯沖板片熔體的交代，并存在OIB型地幔端元，只是貢獻量很小(圖3e, f)。
圖3 超鐵鎂質巖石的微量元素特征和成因稀土未分異型超鐵鎂質巖石球粒隕石標準化稀土圖譜(a)和原始地幔標準化多元素圖譜(b)；稀土分異型超鐵鎂質巖石球粒隕石標準化的稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(e) La/Yb-Nb/Yb巖石成因鑒別圖，反映原始巖漿的地幔端元和熔體交代作用(據Pearce, 2008修改)；(f) Th/Yb-Nb/Yb值圖(Pearce, 2008). DM虧損地幔；N-MORB正常洋中脊玄武巖；E-MORB富集洋中脊玄武巖；CC大陸地殼；OIB洋島玄武巖；AC平均地殼Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams, and petrogenetic discrimination diagrams for the ultramafic rocksChondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for REE-undifferentiated ultramafic rocks; chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for REE-differentiated ultramafic rocks; the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (e) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008); (f) Th/Yb vs. Nb/Yb diagram (Pearce, 2008). DM, depleted mantle; N-MORB, normal-type mid-ocean ridge basalt; E-MORB, enriched-type mid-ocean ridge basalt; CC, continental crust; OIB, ocean island basalt; AC, average crust
該巖石組合中的稀土未分異型高鎂拉斑玄武巖表現輕稀土虧損到平坦型稀土配分模式，絕大部分巖石沒有明顯的Nb、Ta、Ti負異常(圖4a, b)，巖石成因研究表明該類巖石巖漿起源于尖晶石橄欖巖熔融程度在5%～30%范圍內的部分熔融，與稀土未分異的超鐵鎂質巖石有明顯一致的巖石成因特征，且其巖漿源區同樣受到了俯沖沉積物熔體的交代作用(圖4e, f)。與稀土未分異型高鎂拉斑玄武巖相比，稀土分異型高鎂玄武巖呈現明顯高的稀土總量、(La/Yb)N比值和右斜式稀土圖譜，從不明顯到明顯的Nb、Ta和Ti負異常(圖4c, d)，TiO2在0.2%到2.1%范圍內變化，清楚地表現了島弧型拉斑玄武巖的地球化學特征。巖石成因研究表明該類巖石巖漿起源于兩個初始巖漿端元，一個和稀土未分異型巖漿源完全一致，但是主要受到了俯沖板片流體、熔體交代的地幔尖晶石橄欖巖的部分熔融。另一個端元巖漿為OIB型巖漿源，源區物質中石榴石和尖晶石的比例超過50:50，反映了其來源深度相對較大，該類巖漿源同樣受到了來自板片熔體的交代作用或者形成于兩者的熔體混合(圖4e, f)。
圖4 變質玄武巖類的微量元素特征和巖石成因稀土未分異型玄武巖球粒隕石標準化稀土圖譜(a)和原始地幔標準化多元素圖譜(b) (其中粉紅色圖標為該類樣品中高鎂玄武巖樣品)；稀土分異型玄武巖球粒隕石標準化稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d) (其中深藍色圖標為該類樣品中高鎂玄武巖樣品);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(e) Sm/Yb-Sm玄武質巖漿巖石成因鑒別圖(Aldanmaz et al., 2000)；(f)兩類玄武巖源區成分和俯沖熔體交代特征(據Pearce, 2008修改). PM-原始地幔；其余英文縮寫含義同圖3Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams, and petrogenetic discrimination diagrams for the meta-basaltsChondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for REE-undifferentiated basalts (blue) and REE-undifferentiated high-Mg basalts (pink); chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for REE-differentiated basalts (red) and REE-differentiated high-Mg basalts (dark blue); the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (e) Sm/Yb vs. Sm diagram (Aldanmaz et al., 2000); (f) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008). PM, primitive mantle; the other abbreviations are the same as Fig.3
與高鎂拉斑玄武巖一樣，低鎂拉斑玄武巖同樣也分為稀土未分異和稀土分異型拉斑玄武巖，它們的微量元素特征與對應的高鎂拉斑玄武巖特征類似，主要形成于對應的稀土未分異和稀土分異型高鎂拉斑玄武巖的初始巖漿結晶分異，少量樣品反映了大陸地殼混染的地球化學特征，反映了它們形成演化過程中存在同化混染和分離結晶(AFC)作用。與高鎂拉斑玄武巖相比，低鎂拉斑玄武巖類缺少明確的OIB端元，但是存在E-MORB到OIB之間的樣品分布，不能完全排除OIB端元巖漿作用的存在。
少量玻安巖(28個樣品)和大量高鎂安山巖的出現是該類巖石組合的標志性特征。這些巖石表現為高鎂含量(圖5a, b)和稀土分異型拉斑玄武巖的稀土圖譜特征，呈Nb、Ta和Ti負異常和部分樣品的Th負異常(圖5c-f)，屬于鈣堿性巖石系列，只有少數樣品表現為稀土未分異型的稀土圖譜特征，表現為拉斑玄武巖系列(圖5c)。其中高鎂安山巖屬于低溫高鎂安山巖(圖5a)。低鎂安山巖表現為與高鎂安山巖一致的微量元素地球化學特征(圖5g, h)。在La/Sm對La巖石成因鑒別圖(圖5i)上，變質玻安巖樣品表現了高的正斜率線性分布，變質高鎂安山巖樣品表現了與變質玻安巖樣品類似的正斜率線性分布但有少數樣品呈近水平分布，而低鎂安山巖較多的樣品呈近水平分布，因此變質玻安巖和高鎂安山巖主要為部分熔融成因，變質低鎂安山巖主要為結晶分異成因(圖5i)。在La/Yb對Nb/Yb的對數坐標圖上，所有變質玻安巖、低鎂安山巖樣品和絕大部分高鎂安山巖樣品都表現了俯沖板片熔體交代和島弧型火山巖的分布趨勢，部分高鎂安山巖樣品表現了俯沖沉積物熔體交代的分布趨勢(圖5j)。變質玻安巖樣品表現了與IBM型島弧區近似的地球化學分布，在MgOC對SiO2C分類、成因和構造環境鑒別圖上，所有的玻安巖樣品都落在了方輝橄欖巖低壓下部分熔融的熔體范圍內，并且落在了Setouchi proto-arc、arc-basin體系和典型太古代Whudu型島弧區的巖石成分分布區內，反映了它們的低壓下方輝橄欖巖部分熔融的成因和匯聚型板塊邊緣的構造背景(圖5b)。其中拉斑系列巖石高鎂安山巖落在了接近DM和N-MORB范圍，體現了它們與高鎂拉斑玄武巖的近緣關系，并且其源區受到了俯沖板片流體-熔體的交代作用，落在島弧-盆地構造環境(圖5b)，與澳大利亞太古代Whundu型玻安巖一致。低鎂安山巖類巖石主要形成于各類變質玄武巖和高鎂安山巖巖漿的分離結晶，即可能存在AFC巖漿演化過程。
圖5 變質玻安巖和各類安山巖的地球化學特征(a)變質安山巖分類圖(據鄧晉福等, 2018修改)；(b)玻安巖成因分類-成因圖(Pearce and Reagan, 2019)；變質玻安巖球粒隕石標準化稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d)；變質高鎂安山巖球粒隕石標準化稀土圖譜(e)和原始地幔標準化多元素圖譜(f)；變質低鎂安山巖球粒隕石標準化稀土圖譜(g)和原始地幔標準化多元素圖譜(h);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(i) La/Sm-La巖石成因鑒別圖(Treuil and Joron, 1975)；(j)巖漿源區成分和俯沖熔體交代特征(據Pearce, 2008修改).縮寫同圖1和圖3Fig.5 Geochemical characteristics of the meta-boninites and andesites(a) MgOC vs. SiO2C diagram for the andesites (modified after Deng et al., 2018); (b) MgOC vs. SiO2C diagram for the boninites (Pearce and Reagan, 2019); Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for meta-boninites (c, d), for meta high-Mg andesites (e, f) and for meta low-Mg andesites (g and h); the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (i) La/Sm vs. La petrogenetic discrimination diagram (Treuil and Joron, 1975); (j) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008). The abbreviations are the same as Fig.1 and Fig.3
該巖石組合中還有少量的變質英安巖-流紋巖樣品，其中絕大部分樣品表現了較高的(La/Yb)N比值(>25)。這些樣品分布在冀北、冀東北部和遼北地區，Mg#值在20～70之間變化，其中符合埃達克巖地球化學特征的樣品很少，主要分布在遼北地區，形成于俯沖板片部分熔融，且熔體上升過程中受到了地幔楔物質的混染(Pengetal., 2015)。絕大部分樣品盡管Mg#較高，變化范圍大，但是Mg#值與較低濃度的Cr和V等過渡族元素沒有明顯相關性，說明它們起源于下部地殼鐵鎂質巖石的部分熔融，經歷了分離結晶作用(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2013, 2015b, 2017c; Li and Wei, 2017; Liuetal., 2012; Lüetal., 2006; Pengetal., 2013; Wangetal., 2004)。
3.2 TBA型變質火山巖
該類變質火山巖主要分布在膠東地區、登封地區和阜新地區，該類巖石組合最突出的特征是稀土未分異型和稀土分異型拉斑玄武巖占有絕對優勢，組合有少量安山質巖石和長英質火山巖(圖2)。其中稀土未分異型拉斑玄武巖表現為近于平坦的稀土配分模式，沒有明顯的Eu異常。在原始地幔標準化微量元素圖譜中，大部分元素表現出較為平坦的圖譜特征，沒有Nb、Ta和Ti負異常(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)，其La/Yb、Th/Yb和Nb/Yb比值均接近于N-MORB，并表現為N-MORB-E-MORB-OIB排列趨勢，指示其地幔源區沒有受到明顯的外來物質的擾動，形成于尖晶石二輝橄欖巖10%～15%的部分熔融，即軟流圈地幔的低壓部分熔融(圖4a, b, e, f)。
稀土分異型拉斑玄武巖，具有輕微右斜式稀土配分模式，沒有明顯的Eu異常，表現為微弱的Nb、Ta和Ti的負異常，具有相對較高的La/Yb和Nb/Yb比值，表現了拉斑玄武巖向鈣堿性玄武巖過渡的特征(圖1d、圖4c, d)。它們形成于受到俯沖流體-熔體交代富集，并有不同比例石榴石參與的虧損地幔石榴石尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融，形成深度應該高于稀土未分異型拉斑玄武巖(圖4e, f)。它們的原巖可能形成于洋內初始俯沖作用階段，主要起源于受到微弱俯沖流體作用改造的虧損-弱富集大洋巖石圈地幔的部分熔融(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)。
本巖石組合中的高鎂和低鎂安山巖，表現為較寬范圍變化的總堿質含量(圖1a)，輕重稀土強烈分餾的稀土配分模式，無明顯Eu異常，通常(La/Yb)N比值較高，在2.5～25.2之間變化。在原始地幔標準化微量元素圖譜中，它們具有明顯Nb、Ta和Ti負異常，具有明顯高的La/Yb、Nb/Yb、Th/Yb和Nb/Y比值(圖5e-j)，以至于部分樣品落入堿性玄武巖和粗面安山巖的范圍(圖1a, b)。這些特征表現了與贊岐巖類巖石類似的地球化學特征。一些高鎂安山巖類主要形成于受俯沖板片流體、俯沖板片和沉積物熔體交代的地幔楔的部分熔融，而低鎂安山巖的一部分與高鎂安山巖結晶分異有關，另一部分表現了與稀土分異型拉斑玄武巖的親緣性，經歷了AFC演化過程(圖5i, j；Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)。
本巖石組合中存在很少量的變質英安巖，它們表現出明顯高的Sr/Y(>300)和(La/Yb)N(>20)比值，及明顯高的MgO含量和Mg#值，輕稀土強烈分餾，重稀土相對分餾較弱，并呈明顯的正Eu異常。這些特征表明這類巖石形成過程中可能有幔源物質的卷入，或者形成于俯沖板片熔體受到了地幔物質污染，或者形成于高鎂安山質巖漿的結晶分異。
3.3 BA型變質火山巖
就目前已有的資料看，該變質火山巖組合最重要的特征是缺少稀土未分異型變質火山巖組合，保存了大量稀土分異型拉斑玄武巖、大量高鎂和低鎂安山巖及少量的英安巖(圖1a、圖2)。其中吉林南部夾皮溝地區變質高鎂安山巖形成于2.49Ga，具有與日本Stouchi地區經典的高鎂安山巖一致的高鎂鈣堿性地球化學特征和類似于贊岐巖的微量元素地球化學特征，具有高的Mg#值(68～71)和Cr、Ni、Co等過渡族元素含量，虧損Nb、Ta和Ti等高場強元素，形成于板片流體-熔體和俯沖沉積物熔體交代的地幔楔物質的部分熔融(李承東等, 2014)。變質稀土分異型拉斑玄武巖形成于2.59～2.54Ga，Mg#的范圍為38～64，具有虧損Nb、Ta和Ti的地球化學特征和較寬的鋯石Hf同位素范圍，并保存了古老的～2.7Ga的捕獲鋯石，形成于俯沖流體-熔體交代地幔楔物質部分熔融過程，且經歷了AFC演化過程(Guoetal., 2016)。與吉林南部新太古代晚期變質火山巖類似，贊皇地區新太古代晚期變質火山巖以稀土分異型變質拉斑玄武巖和安山質巖石為主體，表現為Nb、Ti等高場強元素虧損，形成于大洋島弧和弧前火山作用(Dengetal., 2013)。在前人分析數據基礎上，本文對這些巖石的進一步巖石成因分析表明，其初始未演化玄武質巖漿起源于俯沖板片流體-熔體交代的地幔楔尖晶石石榴石二輝橄欖巖5%～10%的部分熔融，并經歷了分離結晶和大陸地殼物質的混染過程，形成了玄武質、玄武安山質和安山質巖石。該殼幔巖漿作用發生于島弧和活動大陸邊緣構造背景，與前人的認識基本一致。
4 新太古代動力學體制
在太古宙滯留蓋層、地幔柱還是板塊構造體制研究中，太古宙不同階段與現代地幔溫度差(ΔT)是關鍵。當ΔT<100℃以內產生規模較大的類現代板塊俯沖構造體制；當100℃≤ΔT<175℃時產生規模較小、高角度的淺俯沖，然后俯沖板片發生翻轉和斷離，導致頻繁發生板片俯沖和后退，形成以側向增生為主導的殼幔動力學體制；當175℃≤ΔT<250℃時形成前俯沖構造體制(Pre-subduction)，巖石圈以塑性變形增厚和對接為主，形成擠壓增厚的構造體制；當ΔT≥250℃不可能形成俯沖構造，以地幔柱、滯留層和重力沉降(Sagduction or dripping tectonics)為主(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Gerya, 2014; Nebeletal., 2018; Sizovaetal., 2010; Van Hunen and Moyen, 2012)。
4.1 變質火山巖指示的動力學體制
華北克拉通中東部新太古代變質火山巖的少量全巖Sm-Nd的同位素資料(Wuetal., 2005)和大量的鋯石Lu-Hf同位素資料表明，新太古代經歷了～2.5Ga和2.7Ga兩期主要的地殼生長事件，鐵鎂質巖漿起源于虧損地幔，大部分樣品都不同程度地受到了老地殼物質混染的影響(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2013, 2015a, b, 2016, 2017b, 2018; Liuetal., 2011; Wangetal., 2013, 2015; 萬渝生等, 2015; 王偉等, 2015)。本文和前人關于華北克拉通中東部新太古代變質火山巖的巖石成因研究表明，這些來源于地幔的巖漿作用受到了不同程度的俯沖流體、板片熔體和沉積物熔體交代。本文和Pengetal. (2015)研究表明華北克拉通中東部新太古代晚期變質火山巖中包括很少量超鐵鎂質巖石樣品，主要是蛇紋石化的輝橄巖、異剝鈣榴巖、易熔巖和各種角閃石巖。超鐵鎂質和鐵鎂質巖石，按照Pearce and Reagan (2019)分類，其中6個樣品屬于科馬提巖，15個樣品屬于變質苦橄巖，9個為苦橄質玄武巖，此外還有3個MgO含量超過30%樣品在硅質高鎂玄武巖范圍(蛇紋石化輝橄巖)。這些鐵鎂質和超鐵鎂質巖石(占火山巖樣品總量的4.6%)主要分布在遼北、遼南、冀東北部青龍-上營-遵化等地區。
為了確定新太古代晚期地幔巖漿作用的特點，我們主要用MgOC≥8%的樣品討論其巖漿起源，以盡量減少結晶分異和地殼混染作用的影響。結果顯示初始巖漿有四個端元，最主要的是稀土未分異型端元和稀土分異型拉斑玄武巖端元(圖1d)，以及少量的玻安巖端元和OIB型玄武巖端元。其中OIB型玄武巖樣品表現出較高的TiO2含量和Nb/Yb比值。～4%的典型玻安巖和大量高鎂玄武巖類樣品的存在，表現為明顯的Nb、Ta和Ti虧損的大量稀土未分異和稀土分異型玄武巖，巖石成因研究揭示這些巖石主要形成于俯沖板片流體-熔體和沉積物熔體交代地幔的部分熔融，而不是殼幔巖漿混合作用(Tangetal., 2007; Wangetal., 2017b)。這些火山巖成分和成因表明在新太古代晚期板片俯沖相關的殼幔巖漿作用已經在華北克拉通中東部地區成為主導的動力學體制，但是明顯存在多元化幔源巖漿作用，尤其是OIB巖漿作用、科馬提質玄武巖和苦橄質玄武巖類的存在表明高溫-高壓地幔巖漿作用在局部是存在的，并且與俯沖板片體制下的巖漿作用相伴產出，最有可能是板塊構造體制和地幔柱構造體制聯合作用的產物(Gaoetal., 2019; Polat, 2009)。
圖6 華北克拉通中東部新太古代地殼厚度和地熱梯度P-T空間圖(底圖據Brown, 2014修改)Lg-低程度變質, 包括沸石相；Gr-綠片巖相；Am-角閃巖相；Gn-麻粒巖相；UHTM-超高溫變質作用；Bl-藍片巖相；E-HPG-榴輝巖-高壓麻粒巖相；UHPM-超高壓變質作用；DF-登封；EH-冀東；JD-膠東；NL-遼北；SJ-吉南；TH-太華；WL-遼西；WS-魯西；ZT-中條Fig.6 P-T space for Neoarchean crustal thickness and geothermal gradient of Central and Eastern Block of North China Craton (base map modified after Brown, 2014)Lg, low-grade metamorphism, includes the zeolite facies; Gr, greenschist facies; Am, amphibolite facies; Gn, granulite facies; UHT, ultrahigh temperature metamorphism; Bl, blueschist facies; E-HPG, eclogite to high-pressure granulite facies; UHPM, ultrahigh pressure metamorphism; DF, Dengfeng; EH, eastern Hebei; JD, eastern Shandong; NL, northern Liaoning; SJ, southern Jilin; TH, Taihua; WS, western Shandong; WL, western Liaoning; ZT, Zhongtiao
4.2 新太古代晚期地殼厚度和熱狀態
近年來數值模擬實驗(Number experiments of thermal mechanics)技術的發展為太古宙殼幔動力學體制研究注入了活力。這些實驗基于假設的太古宙熱狀態參數獲得的模擬結果，提供了動力學體制、構造樣式和動態演進模式。到目前為止，早前寒武紀地球科學研究的基本假設是太古宙地幔溫度和莫霍面地熱梯度比現代高得多(Gerya, 2014; Sizovaetal., 2010)。但是該假設缺少有效的約束，因為太古宙殼幔作用的地球物理記錄基本上被后期長期的改造所抹掉，所以要限定早期地殼的熱狀態只有地質學、巖石學和地球化學方法是目前基本可用的手段，因此我們希望通過這些可用的方法，初步判斷地球早期的熱狀態。目前的一個關鍵科學問題是太古宙不同時期地殼究竟有多厚，地熱梯度究竟有多高，地幔溫度究竟比現代高多少？到目前為止這些還是未知數，不同的作者基于不同的模型有各種各樣的假設或者推斷。基于目前的這種情況，我們研究組發展了利用純殼源鐵鎂質巖石部分熔融產生的TTG巖漿實驗、微量元素理論模擬和一維熱傳導，結合長英質地殼放射性熱源，初步獲得了華北克拉通中東部陸塊中-新太古代時期的地殼厚度和莫霍面地熱梯度(具體方法、步驟和成果將另文發表)。研究結果表明～2.5Ga華北克拉通中東部各區地殼厚度為35～56km，其中中條山44～47km、魯西地區40～43km、膠東地區35～38km、遼北-吉南40～43km、登封-太華地區50～53km和冀東-遼西地區53～56km(Sunetal., 2019b, 2020)。～2.5Ga各地區的莫霍面地熱梯度分別為中條山13.2℃/km、魯西地區13.2℃/km、膠東地區18℃/km、遼北-吉南15.1℃/km、登封-太華10.1℃/km和冀東-遼西8.7℃/km(Sunetal., 2019b, 2020)。上述估算結果表明華北克拉通中東部新太古代晚期地殼厚度和地熱梯度具有明顯的空間分帶性，南緣的登封-太華地區和北部的冀東-遼西地區地殼厚度大于50km，而地熱梯度低(8.7～10.1℃/km)，與現代地熱梯度相當或略有不同(按照均變估計約11.7℃/km，比現代地幔溫度高不足100K)，完全滿足現代板塊構造起主導作用的物理條件。而中條、魯西地區略低于13.5℃/km，相當于比現代地幔溫度高約100～150K(低于175K)，板塊構造體制仍可以起主導作用，但是應表現為熱俯沖，即規模小、頻次高、俯沖角度大，導致俯沖板片回轉和斷離深度明顯低于現代板片俯沖。而遼北-吉南地區和膠東地區明顯較高的地熱梯度(>14.2℃/km)，可能反映了弧后盆地的熱狀態特征(圖6; Gerya, 2014; Sizovaetal., 2010)。圖6反映了這樣的熱狀態均發育在高壓麻粒巖和高壓-中壓麻粒巖相分界線上。空間上的這種熱狀態與現代板塊構造從NW向SE向的俯沖和弧后盆地熱狀態特征類似(Baietal., 2016; Fuetal., 2018, 2019; Guoetal., 2013, 2015b, 2017b; Wangetal., 2013, 2015; 劉樹文等, 2018b)。這種～2.5Ga時期的熱狀態說明，新太古代晚期華北克拉通中東部滿足類現代板塊構造和熱俯沖的熱狀態條件，不能排除東部地區吉南-遼東-膠東等地區局部存在地幔柱(Plume)或者沉降(Sagduction or Dripping)構造體制的可能性。
結合上述的華北克拉通中東部新太古代晚期的熱狀態和地殼厚度研究結果，區域上遼北、遼南、冀東和魯西地區與這些變質火山巖伴生有大量的TTG片麻巖和贊岐巖質侵入巖，高鎂安山巖廣泛存在，典型的玻安巖在部分地區存在，明顯與俯沖相關的流體、熔體的地幔交代作用有關(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2017c; Sunetal., 2019a, 2020; Wangetal., 2015)，說明新太古代晚期地球的殼幔動力學已經由早期地幔柱體制(mantle plume regime)為主轉化為以早期板塊俯沖動力學體制為主，地幔柱高熱未虧損深部軟流圈地幔來源的巖漿產物已經很少，說明這種動力學作用在局部還存在，但是已經不是主導的殼幔動力學體制。因此，華北克拉通在新太古代晚期總體表現為以早期板塊體制為主導，局部為地幔柱和板塊構造聯合作用的殼幔動力學體制(Gaoetal., 2019)。
5 結語
結合上述地殼厚度和熱狀態研究，新太古代晚期華北克拉通中東部的地熱梯度發生了明顯分化，冀東-遼西等地區表現為厚的地殼厚度和低的地熱梯度，遼北-吉南地區和膠東地區表現為相對較薄的地殼厚度和較高的地熱梯度，局部超出了前板片俯沖的地熱梯度范圍，而其它地區在現代地熱梯度和熱俯沖的地幔溫度范圍之間。結合新太古代晚期變質火山巖組合和成因研究，我們認為在新太古代晚期，板塊構造體制已經是最主要的殼幔動力學體制，地幔柱構造體制、板塊構造與地幔柱聯合作用體制仍然在局部地區存在，但是其作用的范圍和強度已經明顯減小。因此中太古代到新太古代晚期，隨著地幔潛能溫度的下降，地幔柱和板片俯沖的動力學體制可能是相互關聯的此消彼長的動力學過程，而不是一個災變事件導致的突變過程。
謹以此文祝賀沈其韓院士百年華誕，祝愿沈先生健康長壽！
