沈艳杰，陈 博，李锦毓，孙金磊，赵昌吉，郑 涛，刘金龙

(1.吉林大学 地球科学学院，长春 130061; 2.自然资源部 东北亚矿产资源重点实验室，长春 130061; 3.中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110000)

0 引 言

古亚洲洋构造体系的构造演化一直是地学界争论的科学问题之一。尤其以古亚洲洋东段的最终闭合时间争议较大。目前，主要存在中晚泥盆世—早石炭世[1-3]和晚二叠世—早三叠世[4-6]之争。关于古亚洲洋的闭合位置也存在较大争议，一些地质学家认为，古亚洲洋最后消失在索伦—西拉木伦—长春—延吉一带[7-9]，然而另一批地质学家认为古亚洲在贺根山—嫩江—黑河一线[10-11]。并且，随着该地区研究的深入，一些地质学家认为古亚洲洋自西向东从早到晚存在剪刀式闭合[6，12]。

近期，本项目组在吉林省中部头道沟地区发现了一组富镁的闪长岩。高镁安山岩/高镁闪长岩类是地质研究的热点问题之一。高镁安山岩/高镁闪长岩类(HMA)是指相较于典型岛弧安山岩/闪长岩类具有MgO的质量分数>5%、Al2O3质量分数<16%、CaO质量分数<10%和全铁与氧化镁质量分数比值<1.5的安山岩，同时又以SiO2质量分数介于53%～60%、镁值>45和更富Cr和Ni为特征[13-16]。其常常作为岩浆弧的重要岩石类型，主要形成于板块会聚边缘的大洋俯冲消减带弧前环境[13-14]。因此，对该类岩石的研究可以为揭示大洋俯冲作用提供地球化学约束和岩石学证据[15-17]。

笔者以头道沟地区高镁闪长岩为研究对象，运用岩石学、U-Pb年代学和全岩地球化学等方法对其开展了研究，以期查明其形成年代及岩石成因，探讨构造背景，为古亚洲洋构造体系的演化提供新的制约。

1 地质背景

研究区位于吉林省中部的头道沟地区。该区属于华北克拉通北缘古生代陆缘增生带—吉林中东部、兴蒙造山带东端，夹于华北板块、佳木斯地块—兴凯地块之间(图1)。该地区是一个大陆边缘复合构造，在前中生代时期主要受华北板块与西伯利亚板块相互作用的影响，先后经历了古亚洲洋消减、南北两大板块陆缘相向增生至最后拼接的演化历史过程，中生代以来在太平洋板块活动中被强烈影响和改造，是环太平洋构造带的重要组成部分[9]。

吉林省中部的头道沟地区出露地层较为简单，主要为下古生界呼兰群头道沟组中部斜长角闪岩段上部，其倾向为南东方向。由于该地层遭受了区域变质作用和接触变质作用，因此产出了一套变质岩系。这些岩系主要由山斜长角闪(角)岩类，透闪一阳起角岩类，黑云母硅质角岩类等组成。在构造区域上，头道沟地区位于口前—小城子断裂南西段东南侧，其为压扭性断裂，以北东走向延至本区中部，倾向为北西方向。该断裂斜交头道沟—三家向斜构造，向斜走向北东方向。可见区域上构造较复杂。

图1 东北地区构造划分Fig. 1 Tectonic division of NE China

2 样品特征与测试方法

2.1 样品特征

笔者对头道沟地区闪长岩样品进行了LA-ICP-MC U-Pb同位素测年、全岩地化分析。采样位置(东经126°24′45″—北纬43°29′40″)如图2所示。闪长岩为细粒粒状结构，块状构造，主要由斜长石、钾长石、角闪石和黑云母等矿物组成(图3)。矿物粒径较小，绝大多数晶体粒径小于0.4 mm。斜长石体积分数约为40%，多为自形—半自形板状，多发育卡纳复合双晶。钾长石体积分数约为30%，呈自形—半自形板状。角闪石体积分数约15%，蚀变较为严重。黑云母体积分数约15%，片状，褐色—浅黄色多色性。

图2 头道沟地区地质简图Fig. 2 Simplified geological map of Toudaogou region

图3 头道沟闪长岩岩体显微照片Fig. 3 Photomicrographs of Toudaogou diorite

2.2 测试方法

锆石的分选、制靶、透射光、反射光、阴极发光工作都在河北廊坊区域地质调查研究所完成。锆石U-Pb同位素年龄测定在自然部东北亚矿产评价重点实验室完成。采用ICPMSDataCal程序进行数据处理，普通铅校正采用Andersen的方法，锆石年龄谐和图利用Ludwig K R Isoplot 3.0程序等完成。详细实验测试流程参见文献[18]。

样品的主量元素和微量元素的测定分析在自然部东北亚矿产评价重点实验室完成。常量元素采用的日本理学公司X-射线荧光(XRF)光谱仪(ZSX PrimusⅡ)测定的主量元素分析精度和准确度≤5%，相对标准偏差为25%；微量元素和稀土元素分析采用美国安捷伦科技有限公司Agilent 7500A型耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析测定，样品测试经国际标样BCR-2、BHVO-2和国家标样GBW07103、GBW07104监控，分析精度控制为，微量元素质量分数介于10×10-6～10×10-12，RSD≤5%，稀土元素质量分数控制在<10×10-6，RSD≤10%。化学分析测试过程见文献[19]。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

头道沟地区的闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果见表1。

表1 头道沟闪长岩 LA-ICP-MS U-Pb 同位素分析结果

闪长岩样品的锆石均为无色或浅黄色，透明或半透明，形态为典型的柱状，其长宽比为1∶1～3∶1。本次共测定21颗锆石，其震荡环带发育，Th与U质量比k为0.46 ～0.95，均大于0.1，为典型的岩浆锆石[13]。其投点全部落在谐和线上及附近，没有发现继承锆石，其206Pb与238U同位素原子比λ(206Pb)/λ(238U),加权平均年龄为(250.2±2.50) Ma(MSWD=0.040)，代表该闪长岩的结晶年龄，见图4。

图4 典型闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图和加权平均年龄Fig. 4 Representative zircon U-Pb concordia diagrams and weighted average

3.2 微量元素特征

头道沟地区闪长岩微量元素测试结果及特征值见表2，其单位为10-6，其中，Sr与Y、Nb与Th、Nb与Zr的质量分数比值分别为γSr/Y、γNb/Th、γNb/Zr，闪长岩稀土元素总量较低，其质量分数为84.9×10-6～140.4×10-6，平均值为100.7×10-6。其w(LREE)/w(HREE)为7.15～8.52，平均值为7.64，w(La)与w(Yb)的标准比值为7.60 ～10.14，w(La)与w(Sm)的标准比值为2.57～3.54，表现为强烈的右倾配分曲线形式(图5a)，并具有轻微的正Eu异常(δEu值为1.06～1.27)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中,样品富集大离子亲石元素Rb、Ba、K、U,亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Ti等(图5b)。

3.3 主量元素特征

头道沟地区的闪长岩样品的主量元素测试结果见表2，其单位为%。该区闪长岩所含元素，SiO2质量分数为55.99%～59.15%，Al2O3质量分数为16.12%～17.08%，全碱质量分数(Na2O+K2O)为5.67%～6.35%，CaO的质量分数为7.00%～7.98%。在TAS图解中岩石全部投入在亚碱性系列中，如图6a所示。样品的铝饱和指数α=w(Al2O3)/w(Na2O+K2O)和β=w(Al2O3)/w(Cao+Na2O+K2O)值分别介于1.7～1.9和0.7～0.8之间,在β-α图解中所有样品均集中于偏铝质区间，如图6b所示。K2O质量分数介于0.82%～1.18%之间，在SiO2-K2O图解中样品均落入钙碱性系列区域内，如图6c所示。其闪长岩MgO质量分数值介于4.52%～5.00%之间，其相应的镁值介于58.6～65.8 之间。

表2 头道沟闪长岩全岩化学分析结果

4 讨 论

4.1 岩石成因

头道沟闪长岩以富集角闪石和黑云母等矿物为特征，表明其母岩浆是富水的(≥ 4%)和相对氧化的[20]。闪长岩富集轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，表现出明显的弧岩浆特征。然而，闪长岩样品所含的MgO质量分数较高(4.52%～5.00 %)，而全铁与氧化镁质量分数比值较低(0.93～1.26)，从而区别于普通的弧岩浆，而与高镁闪长岩类似[21]。除此之外，闪长岩中还有质量分数相对较高的Ba、Sr和一些相容元素(如Gr、Ni、V等)。这些特征也与高镁闪长岩相符。在相关的判别图中(图7a)，闪长岩样品全部落入了高镁闪长岩区域。综上，笔者认为头道沟闪长岩为典型的高镁闪长岩。

图6 研究区头道沟岩体分类图解Fig. 6 Classification diagram of Toudaogou rocks in study area

高镁闪长岩通常可以被划分为高镁埃达克岩、赞岐岩、玻安岩和巴哈岩4个亚类[17]。玻安岩常常具有较低含量的高场强元素、大离子亲石元素、稀土元素和TiO2。此外，玻安岩的另一个特征是MgO质量分数极高(>8%)[22]。虽然头道沟闪长岩所含TiO2质量分数较低，但不具备有其他上述特征(图5b、7b)。高镁埃达克岩和巴哈岩具有相似的微量元素特征，它们拥有极高的Sr成分、Sr与Y 、La与Yb标准化比值。此外，它们的另一个特点使Y和Yb等元素的质量分数较低。它们的不同之处在于巴哈岩所含的Sr与Ba的质量分数比高镁埃达克岩更高。头道沟闪长岩也具有较高的Sr(696×10-6～988×10-6)质量分数，但其Y(21.4×10-6～33.1×10-6)元素质量分数较高。因此，头道沟闪长岩与典型高镁埃达克岩和巴哈岩特征不符(图7c、d)。

典型的赞岐岩具有较高的大离子亲石元素和相容元素(如Cr、Ni、和V等)含量，它们的镁值(>60)也较高，此外它们还拥有相对较高质量分数的Y(>10×10-6)和Yb (>0.8×10-6)[17]。头道沟闪长岩展示出与Setouchi 火山岩带赞岐岩相似特点，在相关的判别图中，闪长岩样品大部分落入了赞岐岩区域(图7c、d)。综上，本文认为头道沟闪长岩为典型的赞岐岩。

目前高镁安山岩/闪长岩的成因主要有以下4种认识: (1)含水的地幔橄榄岩直接部分熔融的产物[23]；(2)拆沉下地壳的部分熔融[24];(3)富集地幔直接部分熔融的产物[25];(4)由地幔楔与俯冲板片部分熔融产生的熔体或流体相互反应的产物[14,17]。头道沟闪长岩富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素和高场强元素，因此，含水的地幔橄榄岩直接部分熔融模式应该排除。

头道沟闪长岩与文献[26]所定义的由富集地幔直接熔融形成的赞岐岩特征相类似，其中，w(MgO)>6%,镁值>60,w(Ni)>100×10-6和w(Cr)>100×10-6，表明富集地幔组分是头道沟闪长岩源区所不可缺少的。然而，闪长岩样品富集大离子亲石元素,亏损高场强元素，暗示俯冲沉积岩物质的添加。此外，岩石具有较低的 Th与Yb质量分数比值(0.68～1.75)和较高的 Ba与La质量分数比值(25.56～48.64)，表明俯冲洋壳板片产生的流体也参与了成岩过程[27]。头道沟闪长岩样品在Ba与Th-La与Sm标准化和Th与Yb-Ba与La图解表现出有板片流体交代和沉积物熔体添加的趋势(图8)。因此，笔者认为，头道沟闪长岩为地幔楔与俯冲板片部分熔融产生的熔体和流体相互反应的产物。

图7 高镁安山岩的分类Fig. 7 Discrimination diagrams for HMA

图8 岩石成因判别图解Fig. 8 Discrimination diagram of rock genesis

4.2 构造背景

LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学显示，头道沟闪长岩形成时间为(250.2±2.50) Ma，即早三叠世。已有的研究表明,古亚洲洋在晚二叠世—早中三叠世闭合[4-6]，因此，头道沟闪长岩可能为古亚洲洋俯冲晚期的产物或者古亚洲洋闭合后两侧陆块发生碰撞的产物。头道沟闪长岩富集轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，表现出明显的弧岩浆特征。在Nb与Th-Nb构造环境判别图中(图9a)，闪长岩均落在弧火山岩区域内或附近。在标准化的Nb与Zr构造环境判别图上(图9b)，闪长岩也都落在俯冲带岩浆岩区域内。说明其形成环境应与板块俯冲有关。在收集前人研究成果时发现，高镁闪长岩沿索伦—西拉木伦—长春—延吉一带出现，如色洛河英安岩(252 Ma)[28]、辽北开原地区安山岩(250 Ma)[29]等。而高镁闪长岩通常形成于俯冲环境[18]，因此，本文认为，上述火成岩与头道沟闪长岩形成于古亚洲洋俯冲晚期。

图9 构造环境判别Fig. 9 Tectonic environment discrimination

4.3 对古亚洲洋演化的制约

如上所述，在沿索伦—西拉木伦—长春—延吉一带发现有自西向东带状分布的一批高镁闪长岩/安山岩(图1)，如辽北开原安山岩(250 Ma)[29]、内蒙古梅劳特乌拉巴嘎哈尔闪长岩(282 Ma)[30]、头道沟石英闪长岩(250 Ma)(本文)、吉林色洛河英安岩(252 Ma)[28]、吉林珲春石英闪长岩(240 Ma)[31]。这些自西向东带状分布的高镁闪长岩/安山岩的存在(图1)，表明了古亚洲洋沿索伦—西拉木伦—长春—延吉一带俯冲。此外，索伦—西拉木伦—长春—延吉缝合代中，索伦—西拉木伦缝合代中蛇绿岩研究程度较深，其蛇绿混杂岩带形成时代主要为二叠纪—三叠纪，其构成环境虽然存在一定争议，但结合蛇绿岩带中硅质岩中二叠纪放射虫及牙形石化石，地质学家们认为其与一个长期演化的大洋有关[12]。长春—延吉蛇绿混杂岩带，由西向东大致分布于长春、舒兰和延吉地区。其研究较为薄弱，其岩体形成时代为早古生代、晚古生代或者前寒武纪与构成环境有弧后拉张洋盆、岛弧边缘盆地体系或者宽阔大洋盆地之争，但在长春—延吉一带古生代存在古洋盆已是不争事实[32-33]。综上，我们认为古亚洲洋应该沿索伦—西拉木伦—长春—延吉一带闭合。而关于古亚洲在贺根山—嫩江—黑河一线闭合的观点[10,11]的产生可能原因为在该地区存在古亚洲洋分支洋盆。如刘永江等[12]认为，二连浩特—贺根山蛇绿岩所代表的前生洋盆应该具有一定规模。

此外，这些高镁闪长岩/安山岩沿索伦—西拉木伦—长春—延吉缝合代自西向东从早到晚依次分布。其中，如最东段的珲春石英闪长岩(240 Ma)[31]形成最晚。然而，内蒙古温都尔庙地区的夸子梁花岗斑岩(270 Ma)已处于同碰撞环境[34]。同时华北克拉通北缘中段早—中三叠世火成岩主要为碱性岩和双峰式火成岩组合，它们处于伸展环境，表明在三叠世以前古亚洲洋在克拉通北缘中段附近早已闭合[35-36]。另外，在缝合带东段呼兰群变质岩(峰期变质年龄晚二叠世)或略晚于其的同碰撞型花岗岩也被发现，表明在早—中三叠世古亚洲洋在东段终闭合[37-38]。因此，笔者认为，古亚洲洋沿索伦—西拉木伦—长春—延吉缝合代自西向东从早到晚剪刀式闭合。而具有争议的中晚泥盆世—早石炭世的古亚洲洋闭合观点可能受古亚洲洋分支洋盆影响。并且，支持这种观点有一部分原因是基于晚石炭世至二叠纪(325～260 Ma)时期兴蒙造山带内发生多期伸展作用，随着研究的不断深入，地质学家们认为，晚石炭世至二叠纪时期的伸展作用可能与弧后盆地有关[39-40]。

5 结 论

(1)锆石U-Pb年代学结果表明头道沟闪长岩的形成年龄为(250.2±2.50) Ma，属早三叠世。

(2)头道沟闪长岩为高镁闪长岩类中的赞岐岩，为地幔楔与俯冲板片部分熔融产生的熔体和流体相互作用的产物。

(3)头道沟石英闪长岩形成与古亚洲洋俯冲有关。高镁闪长岩/安山岩沿索伦—西拉木伦—长春—延吉缝合代自西向东从早到晚依次分布，同时，沿该带与同碰撞构造环境有关的岩体也有西向东从早到晚的趋势，表明古亚洲洋自西向东剪刀式缝合。