丹東地區(qū)古元古代晚期花崗巖對(duì)膠-遼-吉帶造山作用的制約

楊佳林， 劉福來， 宋維民， 楊曉平， 王 舫， 王 丹

(1. 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所， 北京 100037； 2. 中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心， 遼寧 沈陽 110034； 3. 自然資源部深地動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所， 北京 100037)

膠-遼-吉帶是華北克拉通一條具有代表性的古元古代造山帶(圖1a， 1b)(Zhai and Santosh， 2011)， 呈北東-南西向展布， 從吉林南部開始， 經(jīng)遼寧東南部和膠北地體， 延伸至安徽蚌埠地區(qū)(圖1a)。造山帶內(nèi)保存了古元古代花崗質(zhì)巖石、鎂鐵質(zhì)侵入體和綠片巖相至麻粒巖相變質(zhì)的火山-沉積巖系， 主要巖漿活動(dòng)峰期為古元古代早期(2.2～2.0 Ga)和古元古代晚期(2.0～1.8 Ga)(姜春潮， 1987； 張秋生等， 1988； 白瑾， 1993； Li and Zhao， 2007； Luoetal., 2008； 王祥儉等, 2017； Wang C Cetal., 2017； Zhangetal., 2018)。該帶在古元古代晚期(1 930～1 840 Ma)廣泛存在的高壓麻粒巖順時(shí)針p-T-t軌跡， 指示膠-遼-吉帶經(jīng)歷了俯沖-碰撞-后碰撞折返伸展造山過程(劉福來等， 2015； 劉平華等， 2017； Caietal., 2017， 2019， 2020)。然而， 在古元古代晚期， 與遼吉地區(qū)俯沖碰撞造山過程多期次變質(zhì)作用有著密切關(guān)聯(lián)的花崗質(zhì)巖漿作用及其巖石成因類型仍值得商榷。

遼寧丹東地區(qū)出露的古元古代花崗巖是膠-遼-吉造山帶的重要組成部分， 對(duì)深入研究膠-遼-吉帶古元古代晚期構(gòu)造巖漿熱事件及造山帶演化具有重要意義。但目前關(guān)于其具體的分布特征、巖石類型和地球化學(xué)特征的數(shù)據(jù)較少， 對(duì)其成因類型和地質(zhì)意義的關(guān)注不夠。本文在丹東地區(qū)詳細(xì)的1∶5萬區(qū)域地質(zhì)填圖工作基礎(chǔ)上， 系統(tǒng)總結(jié)已發(fā)表的膠-遼-吉帶古元古代晚期花崗巖研究成果， 通過對(duì)膠-遼-吉帶東緣丹東大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖系統(tǒng)的巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)研究， 并結(jié)合巖石地球化學(xué)特征來制約其形成時(shí)代、巖石學(xué)成因類型和構(gòu)造環(huán)境， 為進(jìn)一步理解膠-遼-吉帶構(gòu)造演化提供依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

膠-遼-吉帶東北部的遼吉地區(qū)古元古代花崗巖傳統(tǒng)上統(tǒng)稱為“遼吉花崗巖”(張秋生等， 1988)， 巖體呈面狀分布于岫巖-蓋縣-大石橋-通遠(yuǎn)堡-丹東-寬甸-桓仁-通化一帶(圖1b)。但由于遼吉花崗巖由多期次-多時(shí)代的不同成因類型花崗(質(zhì))巖石構(gòu)成， 包括A/I型花崗質(zhì)片麻巖、堿性花崗巖、鈣堿性花崗巖及環(huán)斑花崗巖等， 眾多學(xué)者對(duì)這些花崗質(zhì)巖的年代學(xué)格架、成因機(jī)制及動(dòng)力學(xué)背景的認(rèn)識(shí)并未取得一致(Faureetal., 2004； 于介江等， 2007； 馬立杰等， 2007； Tametal., 2011， 2012； 董春艷等， 2012； Liuetal., 2014； Yuanetal., 2015； Wang X Petal., 2016； Zouetal., 2017， 2018)。

膠-遼-吉帶東北部遼吉地區(qū)約2.2～2.0 Ga巖漿活動(dòng)形成的遼吉花崗巖主要包括遼吉條痕狀花崗巖、里爾峪巖組火山巖以及基性巖脈等(路孝平等, 2004b； Li and Zhao， 2007； Li and Chen, 2014； Mengetal., 2014； Wang X Petal., 2016， 2017， 2020； Liuetal., 2018， 2020； Xuetal., 2018； Kaietal., 2019)； 約2.0～1.8 Ga巖漿活動(dòng)形成的遼吉花崗巖包括寬甸通化地區(qū)的球斑花崗巖、礦洞溝正長巖以及臥龍泉、石門溝、松樹溝二長花崗巖等(楊進(jìn)輝等， 2007； Liu F Letal., 2017a; Wangetal., 2020； Liuetal., 2021)。遼吉花崗巖時(shí)代范圍跨度大， 需要進(jìn)一步解體， 古元古代早期和古元古代晚期花崗巖的地球化學(xué)屬性及其成因機(jī)制和動(dòng)力學(xué)背景仍需深入探討。

古元古代晚期的遼吉花崗巖具有典型埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征(Sr含量高， Y、Yb含量低， Sr/Y值和LaN/YbN值相對(duì)較高)(Liuetal., 2021)。盡管前人對(duì)膠-遼-吉帶的古元古代晚期的花崗巖做了大量的研究工作， 但其巖石學(xué)成因、巖漿源區(qū)和構(gòu)造環(huán)境等仍然存在很大的爭議。目前大多數(shù)研究者認(rèn)為它們形成于碰撞造山后的伸展環(huán)境(路孝平等， 2004a； 楊進(jìn)輝等， 2007； 王惠初等， 2011； 楊明春等， 2015a； 楊紅等， 2017； Liu F Letal., 2017c)。根據(jù)Whalen 等(1987)提出的一些特征性的元素和相關(guān)比值(例如Zr、Nb、Ce、Y、Ga/Al)， 這些花崗巖屬于I型花崗巖或者S型花崗巖(Liuetal., 2021)。Wang X P等(2017)則認(rèn)為遼東地區(qū)共存的I型和S型花崗巖是活動(dòng)大陸邊緣俯沖系統(tǒng)控制的巖漿-熱事件和同期區(qū)域變質(zhì)作用的產(chǎn)物， 石門溝等巖體～1 890 Ma的I型花崗巖形成于俯沖洋殼的部分熔融作用和沉積物的加入。Xu等(2018， 2019a, 2019b)在對(duì)已發(fā)表數(shù)據(jù)的綜合研究后認(rèn)為， 膠-遼-吉帶內(nèi)2 000～1 895 Ma埃達(dá)克質(zhì)花崗巖是加厚下地殼部分熔融的產(chǎn)物， 并與區(qū)域峰期變質(zhì)作用(約1 960～1 900 Ma)一起代表了古元古代碰撞造山。

大樓房巖體位于丹東市西南30 km， 分布在大樓房鄉(xiāng)東部齊家堡-黑山一帶， 呈近東西向展布， 出露面積約25 km2。在晚侏羅世(～160 Ma)遭受了巖漿-熱事件原地重熔， 僅以大小不同的殘留體形式保存下來。巖性為片麻狀黑云母二長花崗巖(圖2a， 2c)， 圍巖為遼河巖群里爾峪巖組含石榴磁鐵淺粒巖、蓋縣巖組二云片巖， 被北東和北西向斷裂改造。

2 樣品特征

丹東大樓房巖體樣品TW043采自趙家堡南廢棄采石場(地理坐標(biāo)： 40°1′59.4″ N; 124°4′23.5″ E)， 樣品D5276采自于家堡南廢棄采石場 (地理坐標(biāo)： 40°2′8.5″ N; 124°8′56.2″ E)， 巖性為片麻狀黑云母二長花崗巖(圖2a， 2c)。細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)、糜棱結(jié)構(gòu)， 局部見少量斜長石斑晶， 片麻狀構(gòu)造。主要由石英(35%)、斜長石(35%)、條紋長石(25%)、黑云母(5%)組成， 并含少量榍石、鋯石、磷灰石等副礦物(<1%)。

3 分析方法

對(duì)丹東大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖TW043、D5276樣品分別進(jìn)行了主微量元素、鋯石U-Pb SHRIMP測試， 對(duì)TW043樣品進(jìn)行了鋯石原位Lu-Hf同位素測試。

鋯石分選在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成。樣品經(jīng)人工破碎后按常規(guī)重力和磁選方法分選出鋯石， 并在雙目鏡下進(jìn)一步挑選。鋯石制靶、陰極發(fā)光(CL圖)照像和鋯石SHRIMP U-Pb同位素定年在中國地質(zhì)科學(xué)院北京離子探針中心完成， 所用儀器為SHRIMPU Ⅱ。測試點(diǎn)束斑直徑25 μm， 一次流O-2強(qiáng)度為3～5 nA。鋯石U含量和年齡校準(zhǔn)選用標(biāo)樣M257(U=840×10-6， Nasdalaetal., 2008)和TEM(年齡為417 Ma， Blacketal., 2003)進(jìn)行校正， 數(shù)據(jù)處理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig， 2003)。根據(jù)實(shí)測204Pb含量校正普通鉛， 采用n(207Pb)/n(206Pb)年齡為鋯石年齡， 同位素比值和單點(diǎn)年齡誤差均為1σ。詳細(xì)的測試方法、實(shí)驗(yàn)過程、相關(guān)參數(shù)和誤差校正同Williams(1998)。

樣品的主量元素、微量元素分析在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督測試中心完成。主量元素在X射線熒光光譜儀(XRF)上進(jìn)行， FeO采用氫氟酸、硫酸溶樣， 重鉻酸鉀滴定容量法， 分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于5%， 檢測依據(jù)為GB/T 14506-2010； 微量元素利用酸溶法制備樣品并采用電感耦合等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)測定， 分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于10%， 檢測依據(jù)為GB/T 17417-2010。

鋯石原位Lu-Hf同位素分析在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。分析儀器為配備有MERCHANTEK/New Wave Research 213 nm激光熔蝕探針的Nu Plasma MC-ICP-MS。實(shí)驗(yàn)以He作為載氣， 激光束斑直徑為60 μm， 激光熔蝕時(shí)間為60 s， 熔蝕深度約為60 μm， 熔蝕頻率為5 Hz。本次測試采用MT作為外部標(biāo)樣， MT的n(176Hf)/n(177Hf)值為0.282 530±30。176Lu的衰變常數(shù)為1.867×10-11a-1(S?derlundetal., 2004)， 球粒隕石n(176Hf)/n(177Hf)=0.282 772，n(176Lu)/n(177Hf)=0.033 2(Blichert-Toft and Albarède， 1997)。虧損地幔Hf模式年齡(tDM1)采用n(176Hf)/n(177Hf)=0.283 25，n(176Lu)/n(177Hf)=0.038 42計(jì)算， 二階段Hf模式年齡(tDM2)采用fLu/Hf(cc)=-0.548 33，fLu/Hf(DM)=0.156 88計(jì)算(Griffinetal., 2000， 2002)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb定年

大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖鋯石形態(tài)特征較為接近， 呈半自形-自形短柱狀， 表面平整干凈， 長短比2∶1～1.5∶1， 粒度100～250 μm， 震蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)特征明顯， 為典型巖漿成因的原巖結(jié)晶鋯石(圖3a， 3b)。

從表1可見， 樣品TW043的Th/U值在0.14～0.25之間， 15個(gè)分析點(diǎn)均落在諧和線上(圖4a)， U-Pb年齡變化于1 890.7～1 850.3 Ma之間， 加權(quán)平均年齡為1 873.2±3.9 Ma(n=15， MSWD=0.7)。樣品D5276 的Th/U值在0.15～0.66之間， 8個(gè)分析點(diǎn)落在諧和線上(圖4b)， 加權(quán)平均年齡為1 869.0±7.2 Ma(n=8， MSWD=1.3)。結(jié)合鋯石CL圖像認(rèn)為該年齡可以代表大樓房巖體黑云母二長花崗巖原巖結(jié)晶年齡， 大樓房黑云母二長花崗巖形成于古元古代。

表1 丹東大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb測年結(jié)果

4.2 巖石地球化學(xué)特征

從表2可見， 大樓房巖體黑云母二長花崗巖TW043、D5276共10件樣品具有高硅(SiO2含量為72.39%～74.20%、平均73.17%)、中等鋁(Al2O3含量為14.66%～15.40%)、中等鈣(CaO含量為1.35%～1.84%)、低鎂(MgO含量為0.07%～0.35%， 剔除1個(gè)異常值)的特征； Na2O+K2O含量為7.09%～9.51%， 富堿(Na2O為4.02%～5.45%， K2O為3.07%～4.06%)， 低K2O/Na2O值(0.56～0.88)； Fe2O3含量0.08%～0.35%， FeO含量0.54%～1.17%， 具低Fe3+/Fe2+特征。巖石結(jié)晶分異指數(shù)DI為87.10～90.25， 具高分異特征； 堿度率AR值為2.51～3.41； A/CNK比值在1.44～1.70之間， 屬于準(zhǔn)鋁-弱過鋁質(zhì)巖石(圖5a)； 巖石里特曼指數(shù)σ為1.73～2.70， 在K2O-SiO2圖解(圖5b)上位于高鉀鈣堿性系列區(qū)， 屬高鉀鈣堿性巖石； 根據(jù)鋯石飽和溫度計(jì)計(jì)算巖石陽離子比率(M值)為1.46～1.72， 結(jié)晶溫度約675～710℃， 平均693℃， 屬中低溫花崗巖漿系列。

在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化配分圖解上顯示典型花崗巖類分布趨勢(圖6a)， 富集Rb、Th、U、K等大離子親石元素(LILE)， 虧損P、Ti等高場強(qiáng)元素(HFSE)， 可能與磷灰石、鈦鐵氧化物的結(jié)晶分異有關(guān)； 高Rb低Sr的元素特征反映了鉀長石和斜長石結(jié)晶在花崗巖中占據(jù)主導(dǎo)地位， 這與其礦物組成特征相吻合。樣品稀土ΣREE含量較低， 為21.34×10-6～41.69×10-6， 在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上呈顯著右傾趨勢(圖6b)， 輕稀土元素富集， 重稀土元素含量與球粒隕石相當(dāng)或低于球粒隕石， 且含量差別較大， LREE/HREE為15.44～27.15， δEu為4.00～9.23， 顯示強(qiáng)烈Eu正異常特征， 結(jié)合高Sr、Sr/Y值和中等Ca的元素特征， 指示巖石有富Ca的斜長石大量析出結(jié)晶(楊明春等， 2015a； 郭峰等， 2007； Foleyetal., 2002)(表2)。

表2 丹東大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)測試結(jié)果

對(duì)TW043樣品于鋯石分析點(diǎn)原位進(jìn)行了Lu-Hf同位素測試， 結(jié)果見表3。176Yb/177Hf值為0.012 373～0.029 871，176Lu/177Hf值為0.000 391～0.000 995，176Hf/177Hf值為0.281 576～0.281 646， 誤差均為2σ。樣品所有測試點(diǎn)176Lu/177Hf值均小于0.002， 顯示鋯石形成后放射性成因176Lu衰變生成的176Hf極少， 因此176Hf/177Hf值可以代表鋯石形成時(shí)Hf同位素組成和巖石成因信息(Hoskin and Black， 2000； Knudsenetal., 2001； Patchettetal., 2004； 吳福元等， 2007)。在進(jìn)行初始176Hf/177Hf 值和εHf(t)計(jì)算時(shí)樣品年齡t值取鋯石原位微區(qū)分析年齡。15個(gè)測點(diǎn)初始比值(176Hf/177Hf)i為0.281 553～0.281 632，εHf(0)值為-42.28～-39.80，εHf (t)值為-1.76～+1.45， 二階段Hf模式年齡tDM2為2 607.7～2 425.4 Ma，fLu/Hf平均值為-0.980。

表3 丹東大樓房巖體片麻狀黑云母二長花崗巖(TW043)LA-MC-ICP-MS鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素測試結(jié)果

5 討論

5.1 巖石類型及成因

遼東石門溝、松樹溝、黃花店鎮(zhèn)等巖體的花崗巖形成于1.95～1.88 Ga， 具有典型埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征(Sr含量高， Y、Yb含量低， Sr/Y和LaN/YbN值相對(duì)較高)(王鵬森等， 2017； Wang X Petal., 2017； 任云偉等， 2017； Liuetal., 2021)。根據(jù)Whalen等(1987)提出的一些特征性的元素和相關(guān)比值(Zr、Nb、Ce、Y、Ga/Al等)，部分學(xué)者認(rèn)為這些花崗巖屬于I型花崗巖或者S型花崗巖(Liuetal., 2021)。Wang X P等(2017)認(rèn)為遼東地區(qū)這些共存的I型和S型花崗巖是活動(dòng)大陸邊緣俯沖系統(tǒng)控制的巖漿-熱事件和同期區(qū)域變質(zhì)作用的產(chǎn)物， 而俯沖洋殼的部分熔融作用以及沉積物的加入產(chǎn)生了～1 890 Ma的I型花崗巖。而遼東礦洞溝巖體正長巖(1 874±18 Ma)和閃長巖(1 870±18 Ma)中普遍具有較高的Hf同位素組成， 表明它們來源于太古代新生地殼的部分熔融并有大量地幔物質(zhì)的加入(楊進(jìn)輝等， 2007)。還有學(xué)者則認(rèn)為膠-遼-吉帶內(nèi)古元古代晚期普遍缺乏I型花崗巖, 區(qū)內(nèi)的埃達(dá)克質(zhì)花崗巖是加厚下地殼部分熔融的產(chǎn)物， 并與其后的區(qū)域峰期變質(zhì)(約1 960～1 900 Ma)一起代表了古元古代的碰撞造山作用(Xuetal., 2018； Xu and Liu， 2019)。

本次研究對(duì)膠-遼-吉帶遼吉地區(qū)古元古代晚期各花崗巖體的數(shù)據(jù)進(jìn)行了整理。這些花崗巖樣品往往具有強(qiáng)烈的輕重稀土元素分異以及Eu正異常和負(fù)異常的地球化學(xué)特征, 顯示出它們具有不同巖漿源區(qū)或成因(圖6b)。各巖體花崗巖顯著的稀土元素含量變化可能與斜長石、副礦物(例如磷灰石、褐簾石、鋯石和獨(dú)居石等)的結(jié)晶分異有關(guān)(圖7a)。但富Hf/P的鋯石是高分異花崗巖最重要的副礦物標(biāo)志(Huangetal., 2002； Chudiketal., 2008； Wangetal., 2010)， 并具有較低的Zr/Hf值(Bau， 1996； Breiteretal., 2014； Deeringetal., 2016)。Breiter 等(2014)將Zr/Hf<25的花崗巖劃分為高分異花崗巖。因而許多研究者將鋯石的Zr/Hf值和Nb/Ta值也視為花崗巖漿結(jié)晶分異程度的標(biāo)志(Ballouardetal., 2016)。各巖體中花崗巖的Nb/Ta>5、Zr/Hf>25， 不具有高分異花崗巖的特征。此外， 高分異花崗巖中富含稀土元素的鋯石、獨(dú)居石、褐簾石、磷釔礦和石榴石等及長石類礦物的分離還使其普遍具有稀土元素含量趨低、輕重稀土元素比值趨小和Eu負(fù)異常加大的特征(Miller and Mittlefehldt， 1982， 1984； Gelmanetal., 2014), 這也與以上膠-遼-吉帶古元古代晚期各花崗巖體的成分特征不同(圖6a)。

根據(jù)A型花崗巖具有低Al高Ga/Zr值的特點(diǎn)， Whalen等(1987)提出將10 000 Ga/Al=2.6與Zr=250×10-6作為A型與其他類型花崗巖的分界。但很多情況下, 高分異花崗巖也因?yàn)榫哂休^高的10 000 Ga/Al值而落入A型花崗巖區(qū)(Linnen and Cuney， 2004； Breiteretal., 2013)， 或A型花崗巖由于強(qiáng)烈的結(jié)晶分異作用而落入高分異花崗巖區(qū)(Kingetal., 2001)。

A型花崗巖的最大特點(diǎn)是高溫， 同時(shí)也存在分異作用， 它在10 000Ga/Al-Zr圖上的趨勢是從A型花崗巖區(qū)向高分異花崗巖演化。其中寶泉山、雙岔、九連城、振江-榆林等巖體的花崗巖明顯不同于分異的I/S型花崗巖， 而具有 A 型花崗巖的分異趨勢， 因?yàn)樵贏型花崗巖結(jié)晶分異過程中Zr含量伴隨Ga/Al值增加而增加(吳福元等， 2017)(圖7b)。這些巖體在花崗巖成因類型圖Nb-10 000×Ga/Al和(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)判別圖上也均投點(diǎn)于分異的A型花崗巖區(qū)(圖7c, 7d)。不同于以上巖體， 石門溝、松樹溝、黃花店鎮(zhèn)、南臺(tái)子等巖體的具有明顯的I/S型花崗巖分異趨勢， 并在花崗巖成因類型(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)和Nb-10 000×Ga/Al判別圖上均投點(diǎn)于分異的I型、S型花崗巖區(qū)(圖7c, 7d)。

此外, 以上兩類巖體的結(jié)晶溫度也具有較為顯著的差異。I或S型花崗巖往往具有比A型花崗巖要更低的結(jié)晶溫度(Clemensetal., 1986； Kingetal., 1997， 2001)。遼東石門溝、松樹溝、黃花店鎮(zhèn)、南臺(tái)子等巖體的結(jié)晶溫度在710～730℃(王鵬森等， 2017； 任云偉等， 2017；Wangetal., 2020; Liuetal., 2021)， 遠(yuǎn)低于A型花崗巖(～839℃)， 甚至比未分異(781℃)和分異的(764℃)I 型花崗巖還要低很多(Kingetal., 1997)， 這也與A型花崗巖的溫度特征并不相符。而寶泉山、雙岔、九連城、振江-榆林等巖體花崗巖的結(jié)晶溫度則相對(duì)較高， 為750～800℃(Liu F Letal., 2017a, 2017c)，與A型花崗巖的結(jié)晶溫度(839℃)更接近。因此， 膠-遼-吉帶古元古代晚期形成的花崗巖具有不同的成因類型。

近年來越來越多的鋯石U-Pb年齡資料顯示， 巖漿巖中經(jīng)常含有多組不同年齡的鋯石， 不同來源的鋯石或同一鋯石不同微區(qū)的Hf同位素組成可能不同， 但仍會(huì)保存其原巖初生地殼的特點(diǎn)(Wuetal., 2006)。在εHf(t)-t圖解和(176Hf/177Hf)i-t圖解上， 大樓房黑云母二長花崗巖均投點(diǎn)于虧損地幔和陸殼范圍內(nèi) (圖8a， 8b)， 說明巖體形成時(shí)殼源物質(zhì)成分占主導(dǎo)地位， 并有地幔物質(zhì)混染(Cheetal., 2015； Guanetal., 2016)。鋯石Hf同位素二階段模式年齡tDM2為2 607.7～2 425.4 Ma， 較低的(176Hf/177Hf)i組成特征(0.281 553～0.281 632)和近于0的εHf(t)值特征(-1.76～1.45)表明巖漿不僅來自地殼物質(zhì)再循環(huán)， 還有新太古代-古元古代物質(zhì)加入到地殼中或有新生地殼的生成。

5.2 構(gòu)造意義

近年關(guān)于膠-遼-吉帶古元古代巖漿活動(dòng)的時(shí)限及期次研究眾多， 普遍認(rèn)為膠-遼-吉帶內(nèi)古元古代巖漿活動(dòng)主要存在約2.2～2.0 Ga和約2.0～1.8 Ga兩期， 前者包括遼吉條痕狀花崗巖、里爾峪巖組火山巖以及基性巖脈等(路孝平等， 2004b； Li and Zhao， 2007； Li and Chen， 2014； Mengetal., 2014； Wang X Petal., 2016， 2017， 2020； Liuetal., 2018， 2020； Xuetal., 2018； Kaietal., 2019)， 后者包括寬甸通化地區(qū)的球斑花崗巖、礦洞溝正長巖以及臥龍泉、石門溝、松樹溝二長花崗巖等(楊進(jìn)輝等, 2007； Liu P Hetal., 2017; Liuetal., 2021； Wangetal., 2020)。麻粒巖相變質(zhì)作用在整個(gè)膠-遼-吉帶普遍存在(Zhaoetal., 2005， 2012)。在集安、遼河南部、膠北和蚌埠等地區(qū)分布的古元古代高壓麻粒巖具有類似的變質(zhì)年齡， 并以記錄近等溫減壓(ITD)及隨后近等壓降溫(IBC)的順時(shí)針p-T-t軌跡為特征， 指示本區(qū)變質(zhì)雜巖在古元古代晚期曾強(qiáng)烈參與華北克拉通北部龍崗地塊和狼林地塊之間的陸-陸俯沖和碰撞的構(gòu)造過程(劉福來等， 2015； Caietal., 2017， 2019， 2020)。大樓房片麻狀黑云母二長花崗巖具有明顯的高Sr和低Yb特征， Sr和Yb的行為與殘留相有密切的關(guān)系， 高Sr低Yb的埃達(dá)克巖被認(rèn)為形成于高壓環(huán)境， 反映了地殼加厚事件(Defant and Drummond， 1990； Rappetal., 2003； 張旗等， 2005)。

深熔鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示， 區(qū)域性的深熔作用或部分熔融時(shí)代為1.86～1.84 Ga， 表明這期廣泛的深熔事件應(yīng)發(fā)生于膠-遼-吉帶整體構(gòu)造折返的中低壓麻粒巖相退變質(zhì)階段(劉福來等， 2015)， 這與古元古代晚期代表著造山帶碰撞后伸展作用的球斑狀花崗巖、中-堿性侵入巖、淡色花崗巖和偉晶巖的構(gòu)造背景耦合(Liuetal., 2017c； 楊仲杰， 2021)。

大樓房花崗巖形成于1 873～1 869 Ma， 屬準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)、高鉀鈣堿性系列巖石， 其主量元素特征指示原巖具有弧巖漿作用特征。在Rb-Y+Nb圖解(圖9a)上投點(diǎn)在火山弧花崗巖區(qū)域， 可能為大洋板塊向大陸板塊俯沖所形成的活動(dòng)大陸邊緣弧花崗巖； 在R2-R1圖解(圖9b)上投點(diǎn)在造山晚期和同碰撞區(qū)域， 也可能是地塊拼合后區(qū)域由擠壓轉(zhuǎn)為伸展作用的產(chǎn)物。

此外， 通過遼-吉造山帶古元古代花崗巖相關(guān)年齡信息(表4)， 在古元古代造山紀(jì)(Orosirian)開始, 自2 050～1 900 Ma發(fā)育的酸性巖漿活動(dòng)比較少， 記錄最多巖漿活動(dòng)的峰值在1 870 Ma。通過對(duì)古元古代膠-遼-吉帶遼吉地區(qū)花崗質(zhì)巖石類型和構(gòu)造背景分類， 結(jié)合在集安地區(qū)出現(xiàn)的泥質(zhì)麻粒巖變質(zhì)時(shí)限1 890～1 870 Ma和其獨(dú)居石1 880～1 840 Ma的變質(zhì)時(shí)代 (Caietal., 2019， 2020)， 筆者認(rèn)為膠- 遼-吉帶中丹東地區(qū)在古元古代晚期可能經(jīng)歷了俯沖-弧陸碰撞造山過程， 并持續(xù)到1 870 Ma左右。

表4 膠-遼-吉帶古元古代花崗巖相關(guān)年齡信息

續(xù)表4-1 Continued Table 4-1

續(xù)表4-2 Continued Table 4-2

續(xù)表4-3 Continued Table 4-3

6 結(jié)論

(1) 丹東大樓房片麻狀黑云母二長花崗巖形成于1 873～1 869 Ma， 屬中低溫花崗巖系列， 為準(zhǔn)鋁-弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列， 具有與I型花崗巖類似的巖石地球化學(xué)特征。丹東大樓房巖體具有相對(duì)富集的Hf同位素組成， 指示初始巖漿不僅來自地殼物質(zhì)再循環(huán)， 還有新生地殼的加入。

(2) 膠-遼-吉帶在古元古代晚期發(fā)育著不同成因類型的花崗巖， 且與該帶的俯沖-弧陸碰撞造山過程耦合， 俯沖碰撞作用可能持續(xù)到1 870 Ma。這對(duì)探討該造山帶的造山作用及其后的碰撞后伸展作用的過程和時(shí)限提供了重要約束。

(3) ～1 870 Ma代表的俯沖碰撞事件與區(qū)域上的伸展作用具有同步性， 可能暗示著在總體俯沖碰撞背景下局部存在伸展作用， 表明膠-遼-吉帶在古元古代晚期經(jīng)歷了不同時(shí)間和空間位置的俯沖碰撞、伸展作用的復(fù)合造山過程。

致謝慶賀沈其韓院士100周歲壽辰， 壽逢盛世， 樂享天倫！野外調(diào)查工作得到李東濤、邢德和教授級(jí)高級(jí)工程師和楊風(fēng)超、顧玉超博士的大力支持，北京離子探針楊淳和劉建輝老師在鋯石U-Pb實(shí)驗(yàn)測試和數(shù)據(jù)分析過程中給予了幫助， 南京大學(xué)孫盼老師在鋯石Hf同位素實(shí)驗(yàn)測試和數(shù)據(jù)分析過程中給予了幫助， 審稿專家和編輯對(duì)本文提出了寶貴的意見， 在此一并表示感謝!