遼東營(yíng)口—遼陽(yáng)地區(qū)古元古代花崗巖和變質(zhì)基性巖形成時(shí)代及意義

李超 孫克克 陳斌

摘要：遼東地區(qū)保存有較為完好的古元古代地質(zhì)記錄。對(duì)位于遼東營(yíng)口—遼陽(yáng)地區(qū)古元古代花崗巖（建一花崗巖）和變質(zhì)基性巖（隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖）進(jìn)行了鋯石UPb定年、地球化學(xué)和巖石成因?qū)W研究。結(jié)果表明：建一花崗巖形成于（2 322±18）Ma，隆昌變質(zhì)輝綠巖形成于（2 335±21）Ma，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖形成于（2 353±22）Ma；建一花崗巖源自太古宙古老地殼部分熔融，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)鈣堿性I型花崗巖，富集Rb、Ba、U等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場(chǎng)強(qiáng)元素，具有俯沖帶巖漿特征；隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖均具有富集型洋中脊玄武巖（EMORB）特點(diǎn)，并顯示島弧地球化學(xué)特征；隆昌變質(zhì)輝綠巖源自新太古代富集程度不高的地幔部分熔融，并在上升過(guò)程中受到年輕地殼的改造，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖是古太古代—中太古代富集地幔部分熔融的產(chǎn)物；古元古代早期，遼吉地區(qū)處于大陸弧后盆地構(gòu)造環(huán)境，弧后伸展作用導(dǎo)致大陸巖石圈部分熔融產(chǎn)生花崗巖和基性巖，在后期的地體拼貼過(guò)程中，兩者遭受到不同程度的變質(zhì)變形，進(jìn)而形成了條痕狀花崗巖和變質(zhì)基性巖。

關(guān)鍵詞：花崗巖；基性巖；古元古代；鋯石UPb年齡；地球化學(xué)；弧后盆地；膠遼吉帶；華北克拉通

中圖分類(lèi)號(hào)：P588.12文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

Paleoproterozoic Granites and Metamafic Rocks from YingkouLiaoyang

Area of the Eastern Liaoning and Their Significance

LI Chao1， SUN Keke1， CHEN Bin1，2

（1. School of Earth and Space Sciences， Peking University， Beijing 100871， China； 2. School of Resources

and Environmental Engineering， Hefei University of Technology， Hefei 230009， Anhui， China

）

Abstract： Paleoproterozoic geological records are well preserved in the eastern Liaoning. The zircon UPb dating， geochemical and petrogenesis of Paleoproterozoic granites （Jianyi granite） and metamafic rocks （Longchang metadiabase and Suanpanyu metagabbro） in YingkouLiaoyang area of the eastern Liaoning were studied. The results show that LAICPMS zircon UPb ages of Jianyi granite， Longchang metadiabase and Suanpanyu metagabbro are （2 322±18）， （2 335±21）， （2 353±22）Ma， respectively； Jianyi Granite forms from partial melting of Archean crust， and belongs to metaluminouscalcalkaline Itype granite， and is enriched in large ion lithophile element （LILE）， and is depleted in high field strength element （HFSE）， showing the characteristics of magma in subduction zones； Longchang metadiabase and Suanpanyu metagabbro belong to enriched midocean ridge basalts （EMORB） and have the geochemical characteristics of island arc； Longchang metadiabase is generated from partial melting of Neoarchean mantle which is not very enriched， and the diabase is contaminated by juvenile crust during upwelling； Suanpanyu metagabbro is produced from partial melting of PaleoarcheanMesoarchean enriched mantle； LiaoningJilin region is a continental backarc basin in Early Paleoproterozoic， and the strong extension in the backarc region results in partial melting of continental lithosphere， which generates the granites and metamafic rocks； these rocks are later metamorphosed， deformed and pushed together in later processes of terrane amalgamation.

Key words： granite； mafic rock； Paleoproterozoic； zircon UPb age； geochemistry； backarc basin； JiaoLiaoJi Belt； North China Craton

0引言

華北克拉通具有38 Ga的演化歷史，豐富的太古宙—古元古代地質(zhì)記錄使其成為研究早期地殼演化這一重大科學(xué)問(wèn)題的天然實(shí)驗(yàn)室[110]。華北克拉通被中部造山帶劃分為東部陸塊和西部陸塊，膠遼吉帶將東部陸塊進(jìn)一步劃分為龍崗陸塊和狼林陸塊，孔茲巖帶將西部陸塊進(jìn)一步劃分為陰山陸塊和鄂爾多斯陸塊[1114]。

膠遼吉帶內(nèi)古元古代巖石保存較為完好，出露有一套具有條帶狀、片麻狀特征，被稱(chēng)為條痕狀花崗巖（遼吉花崗巖）的古元古代二長(zhǎng)花崗片麻巖[15]。學(xué)術(shù)界對(duì)其來(lái)源、成因、類(lèi)型及構(gòu)造環(huán)境等一直爭(zhēng)論不休：劉光啟將該花崗巖識(shí)別為層狀混合巖，認(rèn)為其原巖是沉積變質(zhì)巖[16]；趙鳳順等認(rèn)為該花崗巖以火山沉積巖重熔型的S型花崗巖為主[1718]；路孝平等認(rèn)為該花崗巖為A型花崗巖[1920]，楊明春等則認(rèn)為該花崗巖屬于I型花崗巖[21]。此外，在膠遼吉帶北部的遼東地區(qū)亦分布有古元古代變質(zhì)輝長(zhǎng)巖（部分變質(zhì)程度達(dá)到斜長(zhǎng)角閃巖）。關(guān)于這些變質(zhì)基性巖的形成環(huán)境，劉永達(dá)等認(rèn)為遼河群早期沉降階段的海相拉斑玄武巖形成于大陸邊緣或類(lèi)似弧后盆地的大地構(gòu)造環(huán)境[22]；王藝芬等認(rèn)為遼東古元古代基性巖具有大陸拉斑玄武巖和大洋拉斑玄武巖的雙重特征，是遼河裂谷由大陸殼向大洋殼演化過(guò)程中的產(chǎn)物[23]；Meng等認(rèn)為基性巖形成于島弧環(huán)境[2425]，而Wang等則認(rèn)為基性巖是陸內(nèi)裂谷作用的產(chǎn)物[26]。

上述有關(guān)條痕狀花崗巖及變質(zhì)基性巖的爭(zhēng)議嚴(yán)重制約了對(duì)區(qū)域構(gòu)造演化的深入認(rèn)識(shí)。作為遼吉地區(qū)重要巖石組成，條痕狀花崗巖和變質(zhì)基性巖經(jīng)歷了區(qū)域形成與演化的整個(gè)過(guò)程，并在持續(xù)的地質(zhì)演化過(guò)程中經(jīng)歷了強(qiáng)烈變形，因此，對(duì)花崗巖和變質(zhì)基性巖進(jìn)行年代學(xué)、地球化學(xué)和成因?qū)W研究，可以解決上述爭(zhēng)議，還原遼吉地區(qū)古元古代地質(zhì)演化的整個(gè)過(guò)程，并進(jìn)一步深入探討華北克拉通早前寒武紀(jì)構(gòu)造樣式。鑒于此，本文選擇遼東地區(qū)條痕狀花崗巖和變質(zhì)基性巖，對(duì)其進(jìn)行詳細(xì)的年代學(xué)、地球化學(xué)和成因?qū)W研究，以期進(jìn)一步深入探討膠遼吉帶北部遼吉地區(qū)的早前寒武紀(jì)地質(zhì)演化。

1區(qū)域地質(zhì)背景

膠遼吉帶呈NE—SW向展布于華北克拉通東部，介于龍崗陸塊和狼林陸塊之間，展布范圍包括北部的遼吉地區(qū)和南部的膠北地區(qū)，遼東地區(qū)在古元古代地質(zhì)構(gòu)造劃分上屬于遼吉地區(qū)。遼吉地區(qū)古元古代巖石組合主要包括變質(zhì)火山沉積巖、花崗巖和鎂鐵質(zhì)侵入體（圖1），其中變質(zhì)火山沉積巖被劃分為北側(cè)的老嶺群和北遼河群、以及南側(cè)的集安群和南遼河群[27]。老嶺群和北遼河群由透閃變粒巖、鈉長(zhǎng)淺粒巖、變質(zhì)石英砂巖、硅質(zhì)條帶大理巖、白云石大理巖、十字石榴二云片巖和千枚巖等組成，原巖為陸源碎屑巖碳酸鹽巖建造[28]；集安群和南遼河群由透輝變粒巖、蛇紋石化大理巖、斜長(zhǎng)角閃巖、石墨大理巖、細(xì)粒黑云片麻巖、石榴矽線片麻巖等組成，原巖為火山巖陸源碎屑巖碳酸鹽巖建造，以含有較多的變質(zhì)火山巖區(qū)別于老嶺群和北遼河群。

近年來(lái)的研究表明，遼吉地區(qū)火山沉積巖形成于2.0～2.1 Ga，并于1.88～1.90 Ga發(fā)生變質(zhì)作用[2939]。區(qū)域古元古代花崗質(zhì)巖漿作用分為兩期：條痕狀花崗巖形成于約2.2 Ga[19，21，4043]；斑狀花崗巖和堿性正長(zhǎng)巖侵位于1.85～1.88 Ga[28，4447]。遼吉地區(qū)古元古代基性巖亦分為約2.2 Ga[2426，48]和約1.85 Ga[4952]兩期，但與火山沉積巖和花崗巖相比出露較少。

2巖石學(xué)特征

條痕狀花崗巖（二長(zhǎng)花崗巖）采自遼寧省營(yíng)口市建一鎮(zhèn)附近[圖2（a）]，侵入于南遼河群里爾峪組中（簡(jiǎn)稱(chēng)“建一花崗巖”）。建一花崗巖呈淺肉紅色[圖3（a）]，具中粗?；◢徸兙ЫY(jié)構(gòu)、片麻狀構(gòu)造。主要礦物組成為石英（體積分?jǐn)?shù)為25%～30%）、斜長(zhǎng)石（15%～20%）、微斜長(zhǎng)石（10%～15%）、條紋長(zhǎng)石（10%～15%）、鉀長(zhǎng)石（約5%）、磁鐵礦（約3%）和角閃石（1%～3%），副礦物有鋯石、榍石、獨(dú)居石、褐簾石等[圖3（d）]。石英呈他形粒狀，大都呈集合體排布，具有拉長(zhǎng)和波狀消光現(xiàn)象；斜長(zhǎng)石呈短柱狀，發(fā)育聚片雙晶，部分遭受絹云母化和黝簾石化；微斜長(zhǎng)石發(fā)育格子雙晶[圖3（d）]。

變質(zhì)基性巖分別采自遼寧省遼陽(yáng)市隆昌鎮(zhèn)（簡(jiǎn)稱(chēng)“隆昌變質(zhì)輝綠巖”）和蒜盤(pán)峪村（簡(jiǎn)稱(chēng)“蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖”）附近[圖2（b）、（c）]，侵位于北遼河群里爾峪組中。隆昌變質(zhì)輝綠巖呈深綠色[圖3（b）]，具有細(xì)粒變余輝長(zhǎng)結(jié)構(gòu)，受后期變質(zhì)變形作用的影響；輝石已被交代成細(xì)粒角閃石，呈不規(guī)則柱粒狀，部分纖狀[圖3（e）]。隆昌變質(zhì)輝綠巖主要礦物組成為斜長(zhǎng)石（體積分?jǐn)?shù)為45%～50%）、角閃石（30%～45%）、石英（3%～5%）和綠簾石（1%～3%），副礦物主要為磁鐵礦、鈦鐵礦。礦物定向明顯，斜長(zhǎng)石呈他形—半自形板粒狀，遭受絹云母化和鈉黝簾石化。角閃石遭受綠泥石化、絹云母化。蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖呈深灰色[圖3（c）]，已變質(zhì)成為斜長(zhǎng)角閃巖[圖3（f）]，巖石具粒狀變晶結(jié)構(gòu)，礦物顆粒較大，變質(zhì)重結(jié)晶程度明顯高于隆昌變質(zhì)輝綠巖。蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖主要礦物組成為角閃石（體積分?jǐn)?shù)為65%～70%）和斜長(zhǎng)石（25%～30%），斜長(zhǎng)石發(fā)生輕微絹云母化。

3分析方法

用于LAICPMS年代學(xué)測(cè)定的樣品通過(guò)常規(guī)重選和磁選技術(shù)分選出鋯石；陰極發(fā)光（CL）圖像在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司的掃描電鏡JSM6510上拍攝完成；鋯石UPb定年在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成；LAICPMS激光剝蝕系統(tǒng)為美國(guó)New Wave公司生產(chǎn)的ArF準(zhǔn)分子系統(tǒng)，激光器波長(zhǎng)為193 nm，ICPMS儀為T(mén)hermo Elment Ⅱ型；采用GJ1[53]和Plesovice[54]作為外標(biāo)進(jìn)行校正，同位素比值及年齡誤差類(lèi)型均為1σ；數(shù)據(jù)結(jié)果處理采用ISOPLOT2.49軟件[55]。

全巖主量、微量元素分析在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素分析采用X射線熒光光譜法（XRF）進(jìn)行，分析誤差優(yōu)于5%；微量元素分析在ICPMS儀上測(cè)定；元素含量（質(zhì)量分?jǐn)?shù)，下同）大于10×10-6的精度優(yōu)于5%，小于10×10-6的精度優(yōu)于10%。

全巖RbSr、SmNd同位素的分離及測(cè)試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心完成，化學(xué)分離和純化通過(guò)陽(yáng)離子交換柱法完成。同位素比值在IsoProbeT熱電離質(zhì)譜計(jì)上完成，分析誤差小于05%。Sr質(zhì)量分餾用N（86Sr）/N（88Sr）=0119 4進(jìn)行校正；Rb實(shí)驗(yàn)室流程本底為2×10-10 g，Sr為2×10-10 g。Nd質(zhì)量分餾用N（146Nd）/N（144Nd）=0721 9進(jìn)行校正；SmNd全流程本底小于50×10-12 g。

4結(jié)果分析

4.1鋯石UPb年齡

建一花崗巖鋯石為淺灰色短柱狀[圖4（a）]，晶形較為完好，具有巖漿鋯石典型的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)，鋯石長(zhǎng)80～150 μm，長(zhǎng)短軸比值介于10～15之間。w（Th）/w（U）值為040～0.62，N（207Pb）/N（206Pb）年齡為2 256～2 400 Ma（表1）。23個(gè)分析點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為（2 322±18）Ma，平均標(biāo)準(zhǔn)權(quán)重偏差（MSWD）為0.77（置信度為95%），因此，建一花崗巖的結(jié)晶年齡為（2 322±18）Ma[圖5（b）]。

隆昌變質(zhì)輝綠巖鋯石為短柱狀至長(zhǎng)柱狀[圖4（b）]，晶形略有破碎，具有巖漿鋯石典型的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)，鋯石長(zhǎng)80～120 μm，長(zhǎng)短軸比值介于10～1.5之間。w（Th）/w（U）值為0.45～1.26，N（207Pb）/N（206Pb）年齡為2 269～2 393 Ma（表1）。17個(gè)分析點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為（2 335±21）Ma，MSWD值為082（置信度為95%），因此，隆昌變質(zhì)輝綠巖的結(jié)晶年齡為（2 335±21）Ma[圖5（d）]。

蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖鋯石為短柱狀[圖4（c）]，晶形發(fā)生破碎，鋯石長(zhǎng)70～110 μm，長(zhǎng)短軸比值介于10～12之間。w（Th）/w（U）值為0.41～0.84，屬于巖漿鋯石，N（207Pb）/N（206Pb）年齡為2 283～2 424 Ma（表1）。19個(gè)分析點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為（2 353±22）Ma，MSWD值為15（置信度為95%），因此，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖的結(jié)晶年齡為（2 353±22）Ma[圖5（f）]。

4.2地球化學(xué)特征

建一花崗巖主要成分包括SiO2（含量為7326%～7445%）、Al2O3（1189%～1325%）、K2O（403%～474%）、Na2O（364%～437%）、TFe2O3（205%～348%）、CaO（114%～132%）、TiO2（015%～024%）、MgO（010%～020%）和MnO（003%～004%）（表2）。建一花崗巖稀土元素總含量較高，輕、重稀土元素分餾明顯[圖6（a）]，w（La）N/w（Sm）N

值為273～662，w（La）N/w（Yb）N值為479～2720，具有弱的負(fù)Eu異常。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式[圖6（a）]中，輕稀土元素富集，呈右傾模式，重稀土元素呈平坦分布模式。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖[圖6（b）]中，建一花崗巖具有較高的Rb含量（（99.44～125.61）×10-6）、U含量（（1.21～2.18）×10-6）、Nd含量（（17.90～8478）×10-6），以及較低的Nb含量（（1221～2455）×10-6）、Ta含量（（0.90～1.75）×10-6）和P含量（（119.42～153.17）×10-6）。其中，w（·）N為元素含量球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后的值。

隆昌變質(zhì)輝綠巖SiO2含量為5267%～5378%，Al2O3為1274%～1301%，K2O為027%～038%，Na2O為534%～558%，TFe2O3為1202%～1291%，CaO為520%～572%，TiO2為132%～140%，MgO為707%～730%，MnO為009%～010%（表2）。隆昌變質(zhì)輝綠巖輕、重稀土元素分餾不顯著[圖6（c）]，w（La）N/w（Sm）N值為177～267，w（La）N/w（Yb）N值為348～751，無(wú)或僅有略微負(fù)Eu異常。樣品輕稀土元素相對(duì)重稀土元素略有富

5討論

5.1巖石成因

建一花崗巖的10 000w（Ga）/w（Al）值大于26，在Whalen等提出的判別圖解[58]中落入在A型花崗巖區(qū)域[圖7（a）]或是接近A型花崗巖區(qū)域[圖7（b）]，路孝平等也據(jù)此認(rèn)為遼吉地區(qū)古元古代條痕狀花崗巖為A型花崗巖[1920，59]。然而，A型花崗巖和高分異的I型花崗巖地球化學(xué)特征非常相似，不能僅僅依靠10 000w（Ga）/w（Al）值來(lái)判斷巖石是否為A型花崗巖。建一花崗巖中不含堿性礦物，不含鐵橄欖石和鈦鐵礦，缺乏A型花崗巖的典型特征：在TAS圖解中，建一花崗巖位于亞堿性花崗巖區(qū)域內(nèi)[圖8（a）]；在K2OSiO2圖解中，建一花崗巖位于高鉀鈣堿系列區(qū)域[圖8（b）]。

圖（a）、（b）引自文獻(xiàn)[58]；圖（c）引自文獻(xiàn)[60]

因此，建一花崗巖是鈣堿性花崗巖，不是堿性花崗巖，也就不是A型花崗巖。建一花崗巖含有榍石和磁鐵礦，表明巖漿富水且具有高的氧逸度，這是I型花崗巖的典型特征。在稀土元素特征方面，A型花崗巖通常顯示巨大的負(fù)Eu異常（V字形），但建一花崗巖Eu異常（035～063）并不顯著[圖6（a）]，且富集輕稀土元素，虧損重稀土元素，與A型花崗巖富集重稀土元素的特征相矛盾。在圖6（b）中，建一花崗巖富集Rb、Ba、U等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場(chǎng)強(qiáng)元素，具有俯沖環(huán)境下I型花崗巖的典型特征。建一花崗巖鋁飽和指數(shù)（ASI）為087～091，A/NK值為105～108，在A/CNKA/NK圖解中落入準(zhǔn)鋁質(zhì)區(qū)域[圖8（c）]，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)I型花崗巖，而不是過(guò)堿性A型花崗巖。

建一花崗巖具有相對(duì)平坦的重稀土元素分布模式[圖6（a）]，反映其源自無(wú)石榴石殘留相的熔融源區(qū)。強(qiáng)烈虧損的Sr元素[圖6（b）]暗示花崗巖源區(qū)處于斜長(zhǎng)石穩(wěn)定域內(nèi)。建一花崗巖εNd（t）值為-92～-12，二階段模式年齡為2 810～3 454 Ma，大于巖石形成年齡，表明花崗巖源區(qū)主要為太古宙古老地殼。建一花崗巖富集Rb、Ba、U等大離子親石元素和輕稀土元素，虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場(chǎng)強(qiáng)元素，具有明顯的俯沖帶巖漿特征[6466]。這種島弧地球化學(xué)特征可能是花崗質(zhì)巖漿本身的特點(diǎn)，也可能是繼承自源區(qū)的太古宙地殼。在RbY+Nb圖解中，建一花崗巖落入火山弧花崗巖以及火山弧花崗巖和板內(nèi)花崗巖之間的過(guò)渡區(qū)域[圖7（c）]，花崗巖w（Nb）/w（Ta）值（1359～1449）介于地殼w（Nb）/w（Ta）值（11～12）和地幔w（Nb）/w（Ta）值（約175）之間，反映其源區(qū)受到了來(lái)自俯沖帶交代地幔流體的影響[67]。

在TAS圖解中，隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖均位于亞堿性區(qū)域[圖8（a）]。隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式呈略微右傾模式[圖6（c）、（e）]，具有明顯的富集型洋中脊玄武巖（EMORB）地球化學(xué)特征，這一點(diǎn)也得到了w（Nb）/w（Yb）值的驗(yàn)證。在Nb/YbTh/Yb圖解中，隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖均位于EMORB上方，表明兩者同時(shí)具有弧巖漿特征[圖9（b）]。蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖富集Rb、Ba、Th、U等大離子親石元素，且隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖明顯虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場(chǎng)強(qiáng)元素[圖6（d）、（f）]。此外，在Hf/3ThNb/16圖解[圖9（a）]中，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖位于火山弧玄武巖區(qū)域內(nèi)，隆昌變質(zhì)輝綠巖位于火山弧玄武巖與板內(nèi)玄武巖之間。因此，筆者認(rèn)為建一花崗巖、隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖最有可能的產(chǎn)出環(huán)境為大陸弧后盆地。同時(shí)，相比于蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖，較晚侵位的隆昌變質(zhì)輝綠巖顯示較低的Ba、Th、Pb等流體活動(dòng)元素含量，較高的εNd值，表明其形成過(guò)程中軟流圈地幔貢獻(xiàn)逐漸增大，標(biāo)志著弧后盆地愈發(fā)成熟。

在初始N（87Sr）/N（86Sr）εNd（t）圖解中，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖位于地幔序列中，較為接近EMⅠ型富集地幔，隆昌變質(zhì)輝綠巖則偏離地幔序列（圖10）。隆昌變質(zhì)輝綠巖εNd（t）值為-2.0～-0.8，二階段模式年齡為2 791～2 885 Ma，暗示隆昌變質(zhì)輝綠巖源自新太古代富集程度不高的地幔部分熔融，并在上升過(guò)程中受到年輕地殼的改造。蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖εNd（t）值為-7.0～-3.3，二階段模式年齡為3 006～3 303 Ma，表明其源自古太古代—中太古代富集地幔的部分熔融。此外，地殼中K2O和Rb的富集程度遠(yuǎn)大于地幔。因此，可以通過(guò)觀察εNd（t）值隨K2O和Rb含量的變化關(guān)系來(lái)判斷地幔巖石是否受到地殼的混染。如果地幔巖石受地殼混染明顯，則εNd（t）值會(huì)隨著K2O和Rb含量發(fā)生規(guī)律性變化。但隆昌變質(zhì)輝綠巖和蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖的K2O、Rb含量與εNd（t）值并無(wú)明顯關(guān)系，表明變質(zhì)基性巖受地殼混染微弱或不明顯（圖11）。

圖10初始N（87Sr）/N（86Sr）εNd（t）圖解

Fig.10Diagram of Initial N（87Sr）/N（86Sr）εNd（t）

圖11變質(zhì)基性巖K2OεNd（t）圖解及RbεNd（t）圖解

Fig.11Diagrams of K2OεNd（t） and RbεNd（t） of Metamafic Rocks

5.2構(gòu)造演化

關(guān)于遼吉地區(qū)古元古代地質(zhì)演化，前人的學(xué)術(shù)觀點(diǎn)大致可以分為裂谷和島弧兩類(lèi)。裂谷觀點(diǎn)認(rèn)為華北克拉通東部陸塊在太古宙時(shí)為一整體，在古元古代早期經(jīng)歷了裂谷作用而形成洋盆，將東部陸塊分裂為北部的龍崗陸塊和南部的狼林陸塊，其后伴隨著洋盆的消減閉合，最終裂谷消失，龍崗陸塊和狼林陸塊又重新拼合[26，29，7073]。這一觀點(diǎn)著重強(qiáng)調(diào)龍崗陸塊和狼林陸塊在太古宙時(shí)本來(lái)是一整體，正是由于古元古代的裂谷作用才產(chǎn)生了膠遼吉帶，遼吉地區(qū)的演化經(jīng)歷了一個(gè)從大陸拉張形成洋盆到大洋俯沖消減陸塊重新拼合的完整威爾遜旋回，裂谷作用是這一觀點(diǎn)的核心內(nèi)容。而與裂谷觀點(diǎn)相悖的島弧觀點(diǎn)則認(rèn)為龍崗陸塊和狼林陸塊之前并不在一起，兩陸塊無(wú)親緣關(guān)系，只是由于大洋的消失才使得兩陸塊最終拼合在一起[24，31，50，7475]。這一觀點(diǎn)強(qiáng)調(diào)俯沖作用在膠遼吉帶形成過(guò)程中的重要作用及意義，并且龍崗陸塊和狼林陸塊在古元古代之前沒(méi)有親源性。此外，近年來(lái)還有研究提出了雙向俯沖再閉合的模型[52]。

遼東地區(qū)南遼河群和北遼河群的主要差異在于：南遼河群主要由火山碎屑巖構(gòu)成，具有逆時(shí)針的變質(zhì)PT軌跡；而北遼河群主要是陸源碎屑巖，具有順時(shí)針的PT軌跡，并且在吉林南部集安群與北部老嶺群的差別也同樣如此[27，32]。此外，東南部集安群和南遼河群內(nèi)卷入的古元古代侵入巖也明顯多于西北部的老嶺群和北遼河群。上述巖石構(gòu)造組合的空間分布最符合板塊構(gòu)造體制下的大陸弧后盆地環(huán)境[7677]；東南部的集安群和南遼河群靠近俯沖帶海溝一側(cè)，西北部的老嶺群和北遼河群靠近內(nèi)陸一側(cè)，來(lái)自火山弧一側(cè)的火山碎屑巖、侵入巖和來(lái)自內(nèi)陸一側(cè)的陸源碎屑巖共同充填了遼吉地區(qū)這一古元古代弧后盆地。更為重要的是，不斷深入的鋯石UPb年代學(xué)顯示，狼林陸塊主要由古元古代巖石組成，太古宙巖石比例極為有限，而同樣的古元古代地質(zhì)記錄在膠遼吉帶以北的龍崗陸塊中則非常罕見(jiàn)[7881]。這一事實(shí)強(qiáng)有力地證明，狼林陸塊在古元古代時(shí)為一活動(dòng)大陸邊緣，而膠遼吉帶以北的龍崗陸塊在古元古代時(shí)則處于內(nèi)陸地區(qū)。本文的巖石成因?qū)W研究成果支持遼吉地區(qū)弧后盆地構(gòu)造模型。此外，遼吉地區(qū)的弧后盆地屬性也得到了前人對(duì)區(qū)域內(nèi)同期變質(zhì)基性巖（包括基性火山巖和侵入巖）相關(guān)研究的支持[24，49]。

圖12古元古代早期遼吉地區(qū)構(gòu)造環(huán)境示意圖

Fig.12Schematic Illustration Showing Tectonic

Environment of LiaoningJilin Region During Early Paleoproterozoic

前人關(guān)于裂谷和島弧的爭(zhēng)論往往是在討論遼吉地區(qū)本身是否標(biāo)志著消失了的大洋（縫合帶）[24，26，29，31，50，52，7075]。而實(shí)際上發(fā)生俯沖的洋殼遠(yuǎn)在東部陸塊東南（即現(xiàn)今朝鮮半島東南），并不位于遼吉地區(qū)：古元古代時(shí)期，東部陸塊東側(cè)的巖漿弧大致位于朝鮮半島（圖12），即朝鮮島弧；遼吉地區(qū)處于朝鮮島?。ù箨戇吘壔。┑幕『髤^(qū)域[82]。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料，本文的巖石成因?qū)W研究成果不支持前人構(gòu)造演化觀點(diǎn)。換而言之，無(wú)論是前人的裂谷觀點(diǎn)還是島弧觀點(diǎn)，它們均認(rèn)為遼吉活動(dòng)帶代表主大洋所在位置，但本研究認(rèn)為遼吉活動(dòng)帶并不代表主大洋的存在，古元古代時(shí)主大洋應(yīng)該位于華北東部陸塊東南（即現(xiàn)今朝鮮半島東南）。遼吉地區(qū)存在海相沉積，但遼吉弧后盆地最終是否拉張形成玄武質(zhì)洋殼還不確定，這仍需進(jìn)一步深入研究。

古元古代早期（2.2～2.3 Ga），東部陸塊以東的大洋巖石圈板塊向西北方向俯沖于東部陸塊之下[82]，洋殼的持續(xù)俯沖導(dǎo)致弧后伸展，進(jìn)而在大陸島弧后側(cè)產(chǎn)生2.2～2.3 Ga期間的遼吉弧后盆地（圖11），弧后伸展作用導(dǎo)致大陸巖石圈部分熔融形成花崗巖和基性巖，并在后期地體拼貼過(guò)程中遭受到不同程度的變質(zhì)變形。大陸邊緣弧（朝鮮?。┮粋?cè)的火山碎屑巖和內(nèi)陸一側(cè)的陸源碎屑巖分別從兩側(cè)經(jīng)搬運(yùn)沉積在遼吉弧后盆地中，最終形成了以火山碎屑巖為主的南遼河—集安群和以陸源碎屑巖為主的北遼河—老嶺群。

6結(jié)語(yǔ)

（1）遼東營(yíng)口—遼陽(yáng)地區(qū)保存有較好的古元古代地質(zhì)記錄，其中建一花崗巖形成于（2 322±18）Ma，隆昌變質(zhì)輝綠巖形成于（2 335±21）Ma，蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖形成于（2 353±22）Ma。

（2）建一花崗巖為鈣堿性I型花崗巖，源自太古宙古老地殼部分熔融；隆昌變質(zhì)輝綠巖形成自新太古代富集程度不高的地幔部分熔融，并在上升過(guò)程中受到年輕地殼的改造；蒜盤(pán)峪變質(zhì)輝長(zhǎng)巖是古太古代—中太古代富集地幔部分熔融的產(chǎn)物。三者均具有俯沖帶巖漿特征。

（3）古元古代早期（2.2～2.3 Ga），遼吉地區(qū)處于大陸弧后盆地構(gòu)造環(huán)境，弧后伸展作用導(dǎo)致大陸巖石圈部分熔融產(chǎn)生花崗巖和基性巖，在后期的地體拼貼過(guò)程中，兩者遭受到不同程度的變質(zhì)變形，進(jìn)而形成了條痕狀花崗巖和變質(zhì)基性巖。

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