醫巫閭山變質核雜巖核部晚中生代花崗巖成因及地質意義

梁鍵婷, 歐陽志俠，張 瑩, 李建波,曾 濤,周智超

(1. 東華理工大學， 江西 南昌 330029; 2. 廣東省有色地質勘查院， 廣東 廣州 510000； 3. 中陜核工業集團 二一八大隊有限公司， 陜西 西安 710100)

我國華北及鄰區典型伸展構造 (變質核雜巖)因發育時間長、規模大，為世界之罕見，它們可能是中生代華北克拉通破壞(巖石圈減薄)的淺部表現和響應(Zhangetal., 2000； 鄭亞東等, 2000； Wangetal., 2005， 2006； 王濤等， 2007； 王彥斌等， 2010； 李舢等， 2010)。近十幾年來，研究者主要側重于報道各個變質核雜巖的幾何形態、構造組成、運動學特征及構造背景 (馬寅生等， 1999； Wangetal., 2002; Darbyetal., 2004； Liuetal., 2005; 劉俊來等， 2006; 紀沫等， 2009)，而對變質核雜巖的巖漿作用研究較少，對其中花崗巖的研究也主要集中在年代學方面(Davisetal., 1996， 1998， 2002； 羅鎮寬等， 2001； 李永剛等， 2003 ； Wangetal., 2004， 2005； 劉翠等， 2004； 郭春麗等，2004； Dengetal., 2004; Wuetal., 2005， 2006； 吳福元等， 2006； 杜建軍等， 2007； 楊進輝等， 2007； Yangetal., 2007； Linetal., 2008； 紀沫等， 2009； 歐陽志俠等， 2010； 康月藍等， 2018)。醫巫閭山變質核雜巖為一形成于中晚侏羅世—早白堊世的地質體，主要由核部的變質核、韌性拆離帶及其上盤的未變質巖系組成。前人對醫巫閭山變質核雜巖的研究工作主要關注韌性拆離帶的變形期次(張宏等, 2004； 李剛等, 2010, 2012, 2013a, 2016； 張必龍等， 2011； Linetal., 2012)、變形機制和剪切作用類型(Lietal., 2016 )以及變形的年代學(張曉輝等， 2002； 吳福元等， 2006； 張必龍等， 2012 ； 李剛等， 2012， 2013b， 2016) 等方面， 認為NE-SW地殼縮短加厚事件(純剪切)、早白堊世NW-SE向地殼伸展(簡單剪切)及核雜巖核部巖漿上侵(純剪切)等是制約醫巫閭山變質核雜巖形成的主導因素，而對變質核主要組成部分的核部花崗巖體的研究相對較弱。歐陽志俠 (2010)對醫巫閭山變質核雜巖核部晚中生代花崗巖進行了巖石學、主微量元素和稀土元素研究，認為研究區花崗巖為準鋁-弱過鋁高鉀鈣堿性系列Ⅰ型花崗巖；區域尺度的研究成果顯示，華北北緣包括醫巫閭山在內的大部分變質核雜巖形成于加厚地殼的伸展垮塌作用(鄭亞東等， 2005； 劉俊來等， 2006， 2020； Linetal., 2012)，這一結果暗示，作為變質核主要組成部分的核部花崗巖應來源于古老地殼的部分熔融。雖然Zhang等(2014)對研究區醫巫閭山巖體和海棠山巖體進行的Sr-Nd同位素及鋯石Hf同位素研究結果表明， (87Sr/86Sr)i值介于0.705 41～0.705 77之間，εNd(t)值為-5.54～-1.78，認為它們是殼幔相互作用的產物，但該結果并未考慮研究區花崗巖體變形期次及時代，因為不同構造背景的花崗巖可能記錄了不同的同位素組成，而這對反演研究區的構造演化尤其重要。因此，筆者在充分收集前人資料基礎上，依據核雜巖核部花崗巖體的變形程度，分別對同侵位變形花崗巖體和變形后侵位花崗巖體的同位素特征進行了研究，從而探討其巖漿源區及巖石成因，以揭示花崗巖體在核雜巖剝露過程中的構造響應及其與變質核雜巖的成因聯系，為理解變質核雜巖的構造演化歷史提供更加豐富的同位素地球化學信息。

1 區域地質概況

1.1 地質背景及研究區概況

醫巫閭山變質核雜巖位于華北地塊北緣燕山造山帶的東端、中生代大型走滑斷裂郯廬斷裂的西側(圖1a)，由太古宙變質雜巖、晚侏羅世-早白堊世巖體的變質核、韌性拆離帶和上盤未變質巖系組成。該區經歷了克拉通結晶基底形成、克拉通蓋層演化和中新生代陸內造山等多個構造演化階段，變形歷史復雜，是燕山造山帶的重要組成部分。

圖 1 醫巫閭山變質核雜巖晚中生代花崗巖分布圖[據Darby等(2004)修改]Fig. 1 Geological map of the Late Mesozoic granitoids of the Yiwulüshan MCC (after Darby et al., 2004)

古生代研究區處于與整個華北陸塊相似的克拉通型蓋層的穩定發育階段，只有其北部邊緣受到鄰區古生代構造-巖漿事件的一定影響(遼寧省地質礦產局，1989)。中新生代時期發生強烈的造山作用，處于陸內造山階段盆地-山脈或盆-嶺構造相互對立和協調發展過程中，印支及燕山期形成不同時期的構造-巖漿帶與火山沉積盆地群(遼寧省地質礦產局, 1989)。

醫巫閭山所在的遼西東南部地區花崗質巖漿作用較為發育，除研究區由北向南出露海棠山巖體、大石頭溝巖體、醫巫閭山巖體(可分為6個單元)、觀音洞山巖體、尖砬子巖體、石山巖體 (圖1b、表1) 外，還包括堿廠-舊門巖體及楊家杖子巖體。建立研究區及鄰區花崗巖的年代學格架，有助于理解研究區中生代以來地殼伸展減薄與構造體制轉折。

醫巫閭山變質核雜巖核部與蓋層之間的拆離斷層貫穿整個研究區，沿著中新元古界蓋層和太古宇變質核的接觸界線展布，為波瓦狀低角度正斷層，斷層拆離面產狀平緩，斷層帶內巖石強烈變形，拆離面之上為蓋層底部過渡層和中新元古界低綠片巖相的糜棱巖帶，拆離面下為太古宇建平群片麻巖退變而成的糜棱巖。

1.2 花崗巖的年代學格架及巖石組合類型

遼西東南部地區花崗巖巖漿活動大致可劃分為4期，巖漿活動峰期在165～150 Ma (吳福元等， 2006)。醫巫閭山變質核雜巖巖漿活動的峰期與遼西東南部地區的花崗巖一致。依據核雜巖核部花崗巖的變形程度，可將其劃分為同變形侵位花崗巖與變形后侵位花崗巖兩期(表2)。醫巫閭山變質核雜巖核部早期花崗巖的年齡為170～153 Ma，普遍發生韌性剪切變形，發育糜棱面理或片麻理。醫巫閭山巖體為同構造早期巖體，醫巫閭山變質核雜巖在163～153 Ma已開始活動(馬寅生等， 1999)。石山巖體侵位于醫巫閭山變質核雜巖主拆離斷層的瓦子峪拆離斷層中，未發生變形，其年齡123 Ma限定了醫巫閭山變質核雜巖的最小形成時代，說明醫巫閭山變質核雜巖的活動時限在163～123 Ma之間(表2)。

早期，中晚侏羅世花崗質巖體(176～152 Ma)。巖石類型主要為黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖、二云母二長花崗巖以及含石榴子石白云母花崗巖。由于后期韌性剪切作用，海棠山巖體普遍不同部位變形程度不一，晚期可見細粒花崗巖和閃長巖侵入體。醫巫閭山巖體、觀音洞山巖體、尖砬子山均發育明顯的韌性剪切構造，變形使其與周圍的太古宙雜巖不易區分，其中醫巫閭山巖體變形較弱，觀音洞山巖體、尖砬子山巖體靠近瓦子峪拆離斷層被改造成眼球狀糜棱巖。

晚期，早白堊世花崗質巖體(126～123 Ma)。僅有石山巖體的南部和大石頭溝巖體出露，巖石類型為黑云母花崗巖、花崗閃長巖。石山巖體侵入強韌性變形的太古宙雜巖中，巖體內部含有未變形的閃長質包體和變形的太古宙雜巖捕虜體，未見片麻狀構造。大石頭溝巖體未發生變形。此外，研究區早白堊世還發育大量的花崗質脈體，但除羅鎮寬等(2001)報道排山樓金礦發育糜棱巖化閃長斑巖脈和花崗斑巖外，未見該時期變形花崗質脈體的報道。

醫巫閭山花崗巖呈灰白色，粗粒花崗結構，塊狀構造，多為黑云母二長花崗巖，由斜長石(20%～25%)、鉀長石(20%～35%)、石英(20%～40%)、黑云母(3%～5%)、白云母(<1%)和磁鐵礦(<1%)等組成(圖2)，斜長石呈自形-半自形板狀，聚片雙晶發育，可見環帶結構偶見綠泥石化，鉀長石自形-半自形板狀或粒狀，石英他形粒狀，粒度不等，黑云母呈片狀，零星分布。

圖 2 醫巫閭山花崗巖正交偏光顯微照片Fig. 2 Photomicrographs under crossed nicols of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCCBt—黑云母； Kfs—堿性長石; Pl—斜長石； Q—石英Bt—biotite; Kfs—K-feldspar; Pl—plagioclase; Q—quartz

2 采樣及分析方法

樣品采自醫巫閭山變質核雜巖的6個巖體。對花崗巖新鮮樣品進行篩選后，選取代表性樣品進行了主量元素、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學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成。主量元素采用XRF進行測定，測量精度優于1%。微量元素和稀土元素采用電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS) 進行測定，Ta、Nb、Zr和Hf的測試精度為9%，其它元素測試精度達到5%。Sr-Nd同位素化學分析在中國科學院地質與地球物理研究所使用MAT262完成，分別采用87Sr/86Sr=0.119 4、143Nd/144Nd=0.721 9進行Sr和Nd同位素比值標準化，國標標樣NBS-987的87Sr/86Sr值為 0.710 243±12(2σ)，標樣La Jolla 的143Nd/144Nd值為0.511 123 ±10 (2σ)。

3 分析結果

3.1 主量元素特征

醫巫閭山變質核雜巖晚中生代花崗巖類主量元素分析結果見表3。早期和晚期花崗巖樣品的常量元素含量顯示出較好的一致性：晚期花崗巖SiO2含量為61.17%～74.02%，平均69.12%，具有富硅的特點； 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%。早期花崗巖SiO2含量為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%。與早期花崗巖相比，晚期花崗巖的MgO含量(0.26%～1.37%，平均0.66%)相對較高。

表 1 醫巫閭山核雜巖晚中生代花崗質侵入體特征Table 1 Characteristics of Late Mesozoic plutons in the Yiwulüshan MCC

表 2 醫巫閭山及遼西東南部地區花崗巖年代學數據表Table 2 Chronologic data of granites in Yiwulüshan and the southeast of western Liaoning

在A/NK-A/CNK圖解中所有樣品均落在準鋁質-過鋁質區，鋁飽和指數A/CNK值均小于1.1(圖3a)；在K2O-SiO2圖解中，本文所測所有樣品均落在高鉀鈣堿性系列區域(圖3b)。

圖 3 醫巫閭山變質核雜巖晚中生代主量元素圖解Fig. 3 Major elements diagrams of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

3.2 稀土元素與微量元素特征

醫巫閭山變質核雜巖中的花崗巖類微量元素及稀土元素的分析結果見表3。

晚期花崗巖∑REE=89.33×10-6～139.58×10-6，在球粒隕石標準化圖 (圖4a) 上，各樣品曲線相似，明顯右傾， LREE相對富集，HREE相對虧損，(La/Yb)N=10.71～32.69，(La/Sm)N=3.31～9.30，(Gd/Yb)N=1.71～2.22，輕重稀土元素分餾中等，LREE較HREE分餾明顯，其中石山花崗巖具弱的Eu負異常(δEu=0.71～0.74)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖解(圖4b)中，晚期花崗巖的配分模式近似一致，表現出具La、Hf、Zr、Sm正異常，虧損Ta、Nb、P、Ti等高場強元素，高LREE(La=19.70×10-6～36.00×10-6之間)， HREE和Y含量低，Sr/Y值(58.58～74.88)較高，符合高Sr花崗巖的特征。

早期花崗巖稀土元素和微量元素特征較復雜。尖砬子山花崗巖、海棠山花崗巖與晚期花崗巖相似，∑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，輕重稀土元素分餾不明顯，LREE較HREE分餾明顯。Ba、Sr含量較高(Ba含量達1 351×10-6，Sr含量達743×10-6)，顯示高Sr花崗巖的性質，且普遍具La、Hf、Zr、Sm正異常， Ta、Nb、P、Ti等元素負異常， 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) 較高，符合高Sr花崗巖的特征。而醫巫閭山花崗巖、觀音洞山花崗巖的稀土元素較其他樣品低，∑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，其中觀音洞山花崗巖的配分曲線較平坦(圖4a)，具有輕微的Eu負異常(δEu=0.73)；醫巫閭山巖體兩個樣品顯示出明顯的差異，樣品FX09717-10為二長花崗巖，虧損HREE，具有明顯的Eu正異常(δEu=1.63)，樣品FX09718-8a為堿長花崗巖，配分曲線除的明顯負Eu異常(δEu=0.23)外，其余部分較平坦，與殼源花崗巖配分曲線類似；具明顯的Ba、Sr負異常(Ba=16×10-6， Sr=21×10-6)。

圖 4 醫巫閭山變質核雜巖晚中生代花崗巖稀土元素球粒隕石標準化分布模式圖(a)和微量元素原始地幔蛛網圖(b)(標準化據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

醫巫閭山花崗巖Sr-Nd同位素分析結果見表4，花崗質巖石的全巖初始87Sr/86Sr值變化范圍較大，介于0.695 966～0.708 177之間，Nd同位素εNd(t)值均為負值，介于-21.72～ -16.99之間，fSm/Nd均偏離大陸地殼平均值，為-0.62 ～ -0.05。早期同侵位變形花崗巖的初始87Sr/86Sr值為0.695 966 ～ 0.707 869，平均0.706 295；εNd(t)值為-21.72 ～ -18.32，平均-19.81； Nd二階段模式年齡tDM2為2 688～2 442 Ma，平均2 547 Ma。晚期變形后侵位花崗巖的初始87Sr/86Sr值為0.705 435 ～ 0.706 774， 平均0.706 035；εNd(t)值為-20.52～-16.99，平均-19.78；Nd二階段模式年齡tDM2為2 683～2 294 Ma，平均2 506 Ma。

4 討論

4.1 花崗巖的巖石成因與源區特征

醫巫閭山變質核雜巖核部花崗巖以二長花崗巖為主，同時發育有花崗閃長巖、石英二長閃長巖、二云母二長花崗巖、鉀長花崗巖和堿長花崗巖。各巖體的巖相學特征表現出較好的一致性：巖體富含黑云母，可見磁鐵礦、絹云母化和綠簾石化，未見磁黃鐵礦、石墨，發育角閃石，未見鈉閃石、鈉鐵閃石等堿性暗色礦物。研究區花崗巖的高場強元素Zr、Nb、Y、La、Ce、Zn、Ga等豐度較低，A/CNK值均小于1.1(0.96～1.08)，表現為I型花崗巖的特點。在P2O5-SiO2圖解(圖5)上，P2O5的含量隨著SiO2含量的增加而逐漸降低，也顯示研究區花崗巖屬于Ⅰ型花崗巖的范疇 (Wuetal., 2003)。

表 4 醫巫閭山變質核雜巖晚中生代花崗巖Sr-Nd同位素分析數據Table 4 Isotopic analysis data of Sr-Nd of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

研究區內花崗巖的SiO2含量變化范圍較大(61.17%～75.21%) , 富Al2O3、TiO2、CaO和Na2O，輕稀土元素相對富集, 相對虧損重稀土元素, (La/Yb)N值 (1.98～84.13)變化范圍較大，富集Ba、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素，這些特征說明巖漿可能來自中、下地殼物質的部分熔融。前文述及，研究區花崗巖劃分為同構造變形 (176～152 Ma) 及變形后侵位 (126～123 Ma) 兩期，雖然Zhang等(2014) 對核部同構造弱變形花崗巖的Sr-Nd做了初步研究，然而，對制約核雜巖最終出露的變形后侵位花崗巖的同位素特征并未報道。依據本文數據，早期同侵位變形花崗巖的 (87Sr/86Sr)i值平均0.706 295， 晚期變形后侵位花崗巖的 (87Sr/86Sr)i值平均0.706 035；早期εNd(t)值平均-19.81，晚期平均-19.78。早期花崗巖同時具有更古老的Nd二階段模式年齡，表明早期花崗質巖體主要起源于古老陸殼物質；晚期花崗巖較早期更低的(87Sr/86Sr)i值和模式年齡、更高的εNd(t)值，顯示晚期花崗巖可能混有少量年輕的物質。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解(圖6)中，早期花崗巖樣品均落在陸殼源區，意味著古老下地殼物質參與成巖作用，而晚期花崗巖所在區域接近玄武巖源區和陸殼源區之間的過渡源區，暗示其中有年輕物質混合，可能形成于伸展減壓的背景下。本區花崗巖的源區特征與華北克拉通太古宙麻粒巖相下地殼的同位素數據有較好的一致性(Jahnetal., 1999； Miaoetal., 2008)。在與研究區構造背景相似的遼南地區，郭春麗等(2004)獲得的Sr-Nd同位素分析結果表明飲馬灣山花崗巖主要來源于下地殼物質的部分熔融，也從側面證明了本區花崗巖的源區性質。

圖 5 醫巫閭山變質核雜巖中花崗巖P2O5-SiO2圖解 Fig. 5 P2O5 versus SiO2 variation diagram of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC

圖 6 醫巫閭山變質核雜巖中的花崗巖的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解(底圖據張旗等， 2008)Fig. 6 εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i diagram of the Late Mesozoic granitoids in Yiwulüshan MCC (after Zhang Qi et al., 2008)

研究區花崗巖具高Sr、低Y和Yb的特點，具有埃達克質巖漿巖的特征。在Sr/Y-Y判別圖(圖7)上，樣品大多落在埃達克巖范圍之內，且含較低的MgO含量(0.05%～1.37%)，表明研究區花崗巖應屬高Sr的埃達克巖或埃達克質巖石，與由加厚下地殼部分熔融形成的花崗巖( Heetal., 2011) 相似。另外，巖石具有高 Bb、 Sr 和低 Y 特征，同樣表明其來源于加厚下地殼的部分熔融 (Zhangetal., 2010; Jiangetal., 2012)。在與研究區毗鄰的遼南地區，楊進輝等(2007)對小黑山巖體(175～170 Ma)的Hf同位素研究表明，小黑山巖體主要來源于高壓下古老下地殼物質的部分熔融，幔源巖漿不僅為地殼物質的部分熔融作用提供了熱量，而且直接參與了花崗巖的成巖作用。張朋等(2015)對遼東臥龍泉黑云二長花崗巖Sr-Nd-Pb同位素的研究結果表明，臥龍泉巖體具有埃達克巖的地球化學屬性，形成于加厚地殼的部分熔融。Zhang等 (2014)及李剛等(2019)等均認為研究區在中生代存在一加厚地殼。綜上所述，地球化學資料與前人研究都表明研究區及鄰區在中生代可能存在一加厚地殼，花崗巖是加厚地殼部分熔融的結果。

圖 7 醫巫閭山變質核雜巖中的花崗巖的 Sr/Y-Y 相關圖(底圖據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 構造意義

已有的研究成果表明，包括研究區在內的整個華北北緣地區，在中生代構造體制由擠壓向伸展轉換，醫巫閭山地區廣泛發育的近S-N線理應與中生代早起的擠壓事件有關(Linetal., 2012； 李建波等， 2017)。該期擠壓事件的主導因素為晚侏羅世—早白堊世鄂霍次克洋的閉合，該事件使研究區進入陸內造山階段，西伯利亞板塊的持續南向運動形成的近SN向擠壓作用導致了自北向南的地殼縮短增厚，擠壓作用形成了研究區廣泛存在的中生代造山帶(鄭亞東等， 2000； Davisetal., 2001)。伴隨陸內造山的進行，地溫梯度增加，華北陸塊古老的下地殼物質被卷入造山帶根部并發生部分熔融，形成了具埃達克質的Ⅰ型花崗巖；同時，該地殼縮短加厚事件也是微量元素及Sr-Nd所指示的成巖環境的響應。造山帶根部巖石的部分熔融與中生代晚期研究區上地殼的伸展拆離，使得醫巫閭山核部花崗巖體在早白堊世(126～123 Ma) 最終形成。

5 結論

(1) 侵位于醫巫閭山的早期中晚侏羅世花崗質巖體主要由黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖、二云母二長花崗巖和含石榴子石白云母花崗巖組成，發育明顯的韌性變形構造；晚期早白堊世花崗質巖體主要由花崗閃長巖、黑云母花崗巖組成。

(2) 醫巫閭山變質核雜巖核部花崗巖總體具富硅、富堿，鋁質含量中等特征，屬于準鋁質-過鋁質，屬高鉀鈣堿性系列Ⅰ型花崗巖；同時，花崗巖具有弱的負Eu異常，富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素和重稀土元素，具高Sr、低Y的特點，具有埃達克質巖的特征。

(3) 醫巫閭山變質核雜巖核部早期同侵位變形花崗巖的 (87Sr/86Sr)i初始比值為0.695 966 ～ 0.707 869，εNd(t) 值較低(-21.72～ -18.32)，全巖Nd二階段模式年齡tDM2為2 688 ～ 2 442 Ma； 晚期變形后侵位花崗巖的 (87Sr/86Sr)i初始比值為0.705 909～0.706 774，εNd(t) 值較低(-20.60～-16.99)，全巖Nd二階段模式年齡tDM2為2 683 ～ 2 294 Ma；早期花崗巖的εNd(t)值較晚期更低，同時具更古老的Nd二階段模式年齡，表明早期同侵位變形花崗質巖主要起源于古老陸殼物質，為加厚地殼的部分熔融；晚期變形后侵位花崗巖有年輕物質混合，與地殼的伸展減壓有關。