遼北新太古代晚期巖漿熱事件與陸殼生長：來自清原奧長花崗巖的鋯石U-Pb年代學(xué)和巖石地球化學(xué)證據(jù)*

袁玲玲 劉潔 張曉暉 楊智荔 張航 李宏斌

1. 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，有色金屬成礦預(yù)測與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測教育部重點實驗室，長沙 4100832. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 1000293. 中國科學(xué)院地球科學(xué)研究院，北京 1000294. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 1000491.

TTG(英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長巖，Jahnetal., 1981)片麻巖作為地球演化早期最主要的花崗巖類型，占據(jù)了三分之二以上太古宙陸殼(Condie, 1981)，其巖石成因是理解太古宙地球動力學(xué)過程的關(guān)鍵。依據(jù)部分主量元素組成的變化，巖石學(xué)家將TTG系列大致劃分為兩類，一類富SiO2，相對低MgO、Ni、Cr，可能形成于地幔柱驅(qū)動的大洋高原底部玄武質(zhì)巖石(Smithiesetal., 2009; Willboldetal., 2009)、呈平板俯沖的大洋板片(Martin and Moyen, 2002; Smithiesetal., 2003)或者弧下加厚地殼(Adametal., 2012; Nageletal., 2012; Arndt, 2013)部分熔融；另一類相對貧SiO2，高MgO、Ni、Cr，可能起源于遭受地幔楔混染的俯沖板片熔體(Martin and Moyen, 2002; Martinetal., 2005)。此外，部分學(xué)者根據(jù)對壓力敏感元素(Al、Na、Sr、重稀土元素、高場強元素)的研究結(jié)果，將TTG片麻巖劃分為高壓(10～12℃/km)、中壓和低壓(>30℃/km)(Moyen and Stevens, 2006; Moyen, 2011)或者低重稀土型、過渡型和高重稀土型(Hallaetal., 2009; De Almeidaetal., 2011; Mikkolaetal., 2011)等三種類型，并推測這些巖石類型可能分別形成于洋殼俯沖、“造山帶”垮塌、地幔柱等迥異構(gòu)造環(huán)境(Moyen and Martin, 2012)。因此，TTG片麻巖地球化學(xué)組成的變化可能蘊含著重要的地球動力學(xué)信息。

與世界上其他古老克拉通類似，華北克拉通也主要由多個圍繞冥古宙晚期-太古宙早期陸核生長起來的微陸塊拼合而成(Zhai and Santosh, 2011; Zhaoetal., 2012)。作為微陸塊片麻巖高級區(qū)-綠巖帶二元結(jié)構(gòu)的重要組成部分，TTG巖石廣泛出露于各個微陸塊中，尤以華北克拉通東部地體為甚(Wanetal., 2014; 萬渝生等, 2017)，如冀東-遼西、遼北-龍崗、遼南-狼林、魯西和膠東等地塊。高精度同位素年代學(xué)研究表明，就華北克拉通東部整體而言，始太古代至新太古代巖石幾乎連續(xù)出露(Xieetal., 2014; Wanetal., 2005, 2012a, 2014; Wangetal., 2015b)，但大量的TTG片麻巖及其同時代的表殼巖系集中形成于新太古代晚期(2.6～2.5Ga)，并且普遍經(jīng)歷了以發(fā)育逆時針P-T軌跡為特征的～2.5Ga高角閃巖相-麻粒巖相區(qū)域變質(zhì)作用(Kr?neretal., 1998; Yangetal., 2008; Grantetal., 2009; Wangetal., 2009, 2011; Liuetal., 2011; Nutmanetal., 2011; Pengetal., 2015; Guoetal., 2017a; Li and Wei, 2017)。近年來，圍繞上述微陸塊基底建造開展了大量系統(tǒng)的年代學(xué)和巖石地球化學(xué)研究，對新太古代晚期巖漿-變質(zhì)熱事件發(fā)生的構(gòu)造背景及其與華北克拉通大規(guī)模陸殼增生事件的聯(lián)系提出了不同認識。關(guān)于前者，Yangetal. (2008)與Grantetal. (2009)傾向于用地幔柱模式解釋區(qū)域變質(zhì)作用與巖漿活動在時間上的密切關(guān)系；Pengetal. (2015)依據(jù)遼北新賓地區(qū)不同巖石類型的地球化學(xué)特征提出了平板熱俯沖模型；Liuetal. (2011)和Wangetal.(2011, 2013, 2015a)認為遼西阜新-義縣-建平綠巖帶先后經(jīng)歷了洋內(nèi)俯沖和弧-陸碰撞兩階段構(gòu)造演化歷程。就后者而言，早先大量年代學(xué)研究工作強調(diào)～2.5Ga是華北克拉通最重要的陸殼生長時期(Windley, 1995; Gaoetal., 2004)；雖然新太古代早期(2.8～2.7Ga)巖漿活動目前僅在魯西、膠東、霍邱等局部地區(qū)有所揭露(Wanetal., 2011, 2012b, 2014)，但不同于鋯石U-Pb年齡的記錄，大量前寒武紀基底巖石Nd-Hf同位素研究揭示～2.7Ga(虧損地幔模式年齡)華北克拉通發(fā)生了最強烈的殼-幔分異，從而形成了大量新生地殼，～2.5Ga的大規(guī)?；◢徺|(zhì)巖漿活動主要是對早期新生陸殼的重熔與再造，新的陸殼增生十分有限(Wuetal., 2005; Jiangetal., 2010)。

遼北清原地區(qū)作為重要的太古宙基底出露區(qū)近年來也獲得了廣泛關(guān)注。在目前已報道的研究工作中，系統(tǒng)的元素和同位素地球化學(xué)研究主要集中于解剖新太古代晚期火山熔巖和沉積地層(Zhuetal., 2015; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)，而對TTG侵入巖組成的大面積結(jié)晶基底除獲取了部分年代學(xué)數(shù)據(jù)之外(Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)，尚缺乏對新太古代晚期巖漿事件與區(qū)域變質(zhì)作用之間關(guān)系的全面認識。因此，本次研究擬以清原TTG片麻巖為研究對象，通過高精度SIMS鋯石U-Pb測年確定其侵位和變質(zhì)時代，依據(jù)元素地球化學(xué)及Nd-Hf同位素組成示蹤其巖石成因，同時結(jié)合研究區(qū)前人揭示的其它巖石組合以及區(qū)域巖漿-變質(zhì)事件的對比和聯(lián)系，討論華北克拉通東部新太古代晚期巖漿熱事件發(fā)育的構(gòu)造背景及其蘊含的大陸地殼演化意義。

1 地質(zhì)背景與巖石學(xué)特征

圍繞華北克拉通早前寒武紀基底的形成與演化，前人提出了多種構(gòu)造劃分方案與演化模式，其中最著名的即微陸塊-綠巖帶二元格局與東、西復(fù)合陸塊-中部造山帶三分體制。前者提出華北克拉通于新太古代通過多個微陸塊沿綠巖帶的碰撞拼合完成初始克拉通化，隨后在古元古代經(jīng)歷了有限裂解、俯沖與碰撞(翟明國和彭澎, 2007; Zhai and Santosh, 2011)；而后者認為東、西陸塊于新太古代末期(Kusky and Li, 2003; Kuskyetal., 2007)或古元古代晚期沿中部造山帶匯聚形成華北克拉通(Zhaoetal., 2005, 2012)。在三分方案中，東部陸塊自北而南進一步劃分為遼北-龍崗陸塊(吉南陸塊)、膠-遼-吉活動帶與遼南-狼林陸塊(圖1a)。作為華北克拉通典型的太古宙基底出露區(qū)之一，遼北-龍崗陸塊以發(fā)育大規(guī)模新太古代TTG片麻巖和綠巖帶(Zhai and Santosh, 2011; Wanetal., 2012c)為特征，并有少量始太古代至中太古代巖石記錄(Wanetal., 2005; Wuetal., 2008; Zhao and Zhai, 2013; 萬渝生等, 2017)。狼林陸塊近年來也有新太古代(2.64～2.50Ga)中-基性巖、TTG和鉀質(zhì)花崗巖屢見報道(Zhaoetal., 2006a; 張曉暉等, 2016; 趙磊等, 2016; 王偉等, 2017; Zhangetal., 2017)。膠-遼-吉活動帶主要由層侵紀中-晚期(2.2～2.0Ga)變質(zhì)火山-沉積巖系主體和少量鎂鐵質(zhì)-長英質(zhì)侵入巖組成(Luetal., 2006; Luoetal., 2008; Lietal., 2012)。

清原地區(qū)位于華北克拉通東北緣，隸屬遼北-龍崗陸塊(圖1a)，是遼北雜巖(Wuetal., 2013, 2016)或清原花崗巖-綠巖地體(Zhaietal., 1985; Pengetal., 2015)的重要組成部分。遼北雜巖總出露面積達15000km2，涵蓋撫順、清原和新賓等地，主要由70%～80%的TTG片麻巖和少量鉀質(zhì)花崗巖、紫蘇花崗巖、變質(zhì)火山-沉積巖系組成。在研究區(qū)清原渾河斷裂北側(cè)，太古宙侵入體主要包括上肥地、柴河(Grant, 2005)、紅旗寨、摩離紅、紅石砬子和線金廠等巖體；表殼巖分布于紅石砬子山附近及紅透山-樹基溝一帶(圖1b)，巖性包括黑云/角閃麻粒巖、斜長角閃巖、黑云/角閃變粒巖、長英質(zhì)片麻巖、磁鐵石英巖、含夕線石/藍晶石片麻巖、云母石英片巖和大理巖等，變質(zhì)原巖可能為科馬提巖、拉斑玄武巖、中-酸性火山巖、火山碎屑巖、富泥質(zhì)沉積巖以及碳酸鹽巖序列(Zhaietal., 1985; 萬渝生等, 2005)。前人研究表明清原地區(qū)TTG巖石(如上肥地、柴河、線金廠等巖體)侵位于2.56～2.53Ga(Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)，表殼巖形成于2.56～2.51Ga(Qianetal., 2014; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)；鉀質(zhì)花崗巖(如紅石砬子巖體)結(jié)晶年齡(2.51～2.50Ga)與區(qū)域大規(guī)模變質(zhì)-變形時代接近，后者多發(fā)生于2.51～2.48Ga(萬渝生等, 2005; Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)。

本次研究對缺乏系統(tǒng)巖石地球化學(xué)分析的柴河巖體與摩離紅巖體進行了觀察與采樣。因植被覆蓋嚴重，野外巖體地質(zhì)調(diào)研只能沿著近期水利工程或道路施工揭露的一些零星露頭開展。柴河巖體主要分布于柴河?xùn)|段南北兩側(cè)，綜合多個河叉附近的露頭觀察結(jié)果可推測其主體巖性為奧長花崗巖(Grant, 2005; Wangetal., 2016; 本次研究)。巖體在宏觀上顯示大致均一的灰白色或淺肉紅色，發(fā)育片麻狀構(gòu)造(圖2a, b)；局部遭受變質(zhì)變形和深熔作用影響，鎂鐵質(zhì)礦物呈模糊的條帶狀、條痕狀或補片狀富集(圖2c)。其與清原地區(qū)明確劃分出的線金廠英云閃長巖巖體(圖1b)的接觸關(guān)系不明確，但早期鋯石U-Pb年代學(xué)研究顯示二者應(yīng)為同一期巖漿熱事件(2.55～2.53Ga)的產(chǎn)物(Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)。在線金廠巖體的局部可觀察到大小不一的表殼巖捕擄體和二長花崗巖巖脈，其中表殼巖和英云閃長巖均經(jīng)歷了(角閃巖相-)麻粒巖相變質(zhì)作用(Grant, 2005; 萬渝生等, 2005; Wangetal., 2016; Wuetal., 2013, 2016)。

采自柴河巖體的樣品顯示中-細粒粒狀變晶結(jié)構(gòu)，礦物組合為55%～60%斜長石、30%～35%石英、0～5%堿性長石與6%～10%黑云母(圖2d)，以角閃石含量低或不發(fā)育(<5%)區(qū)別于英云閃長巖(沈?qū)氊S等, 1994)。斜長石多呈自形-半自形板狀，晶壁較規(guī)則，粒度0.5～3mm，發(fā)育細而平直的聚片雙晶。石英呈他形粒狀，可見波狀消光，粒度0.2～4mm。黑云母發(fā)育淺黃色至褐綠色多色性，呈自形-半自形片狀，并且顯示半定向或定向排列。副礦物包括榍石、磷灰石和鋯石等。次生礦物包括絹云母、綠泥石和碳酸鹽礦物，它們主要嵌于發(fā)生蝕變的斜長石晶體中。

摩離紅巖體也主要由奧長花崗巖組成。因遭受鉀化蝕變，其肉紅色風(fēng)化面呈浸染狀分布于淺灰色主體中(圖2e)。巖體與周圍片麻巖呈侵入接觸關(guān)系(李俊建和沈保豐, 2000; 王錫華和李偉, 2010)。相對柴河巖體，摩離紅巖體遭受了更強烈的變形。采自摩離紅巖體的樣品呈中-細粒粒狀變晶結(jié)構(gòu)(圖2f)，主要由50%～60%斜長石、25%～40%石英、0～5%堿性長石和5%～10%黑云母(含假象)組成。斜長石以自形-半自形板狀為主，粒度0.5～5mm，發(fā)育聚片雙晶。部分表面相對干凈的斜長石發(fā)育較寬的雙晶紋，指示其可能為鈉長石。偶有斜長石雙晶發(fā)生彎曲，可能為機械雙晶。此外，斜長石大多遭受顯著蝕變，蝕變礦物包括絹云母、高嶺土、綠泥石和碳酸鹽礦物等。石英部分經(jīng)歷了重結(jié)晶，發(fā)育規(guī)則晶粒邊界構(gòu)成的三聯(lián)點結(jié)構(gòu)。黑云母普遍分解成白云母或綠泥石鱗片集合體。副礦物有磷灰石、鋯石和磁鐵礦等。

圖1 華北克拉通基底構(gòu)造單元劃分及研究區(qū)位置(a,據(jù)Zhaoetal., 2005)和清原地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖(b,據(jù)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1976(1) 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1976. 1:20萬開原幅區(qū)域地質(zhì)圖及其說明書；局部據(jù)Grant, 2005;劉錦等,2017修改)

已發(fā)表年齡數(shù)據(jù)引自Grant (2005), Grantetal. (2009), Wangetal. (2016), Wuetal. (2016) 和Li and Wei (2017)

Fig.1 Sketch map showing exposures of basement rocks in the North China Craton (a, after Zhaoetal., 2005) and geological sketch map of the Qingyuan region (b, after Grant, 2005; Liuetal., 2017)

圖2 遼北清原奧長花崗巖野外和鏡下顯微照片 (a)柴河巖體野外露頭；(b)柴河巖體的片麻狀構(gòu)造；(c)柴河巖體局部出現(xiàn)條帶狀或補片狀構(gòu)造；(d)柴河奧長花崗巖鏡下照片；(e)摩離紅巖體表面發(fā)生鉀化蝕變；(f)摩離紅奧長花崗巖鏡下照片. Pl-斜長石；Afs-堿性長石；Qz-石英；Bt-黑云母；Ms-白云母Fig.2 Representative field and thin-section photographs of the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

2 分析方法

本文涉及的巖石光薄片、全巖粉末樣品制備及單礦物鋯石分選均在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所完成；鋯石陰極發(fā)光成像、U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析，以及全巖主量元素和Sr-Nd同位素分析均在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成；全巖微量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。

2.1 鋯石U-Pb定年

將用于U-Pb定年的巖石樣品機械破碎至50～80目，利用重選和磁選技術(shù)分選出非磁性重礦物鋯石。在雙目鏡下挑選顆粒大，包裹體少，無明顯裂隙且晶型完好的鋯石顆粒，與鋯石標樣Plésovice(Slámaetal., 2008)和Qinghu(Lietal., 2009)一起粘貼到環(huán)氧樹脂靶上，然后拋光使其曝露一半晶面。對鋯石進行透射光、反射光顯微照相以及陰極發(fā)光(CL)成像分析，以觀察鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，幫助選擇適宜的測試點位。U、Th、Pb的測定在CAMECA IMS-1280離子探針上進行，詳細的分析方法見Lietal. (2009)。以O(shè)2-為離子源，強度10nA，加速電壓-13kV，分析束斑約20μm×30μm。鋯石標樣與待測樣品按1:3比例交替測試。標準鋯石Plésovice(337.1±0.4Ma, Slámaetal., 2008)用于校正U-Th-Pb同位素比值，標準鋯石Qinghu(159.5±0.2Ma, Lietal., 2009)作為未知樣監(jiān)測數(shù)據(jù)的精確度。

2.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石微區(qū)原位Lu-Hf同位素分析在配備了Geolas-193紫外激光剝蝕系統(tǒng)的Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-MC-ICPMS)上完成。分析點選在U-Pb年齡測試點上或者附近，選用束斑直徑為44～60μm，脈沖速率為8Hz，詳細的分析流程參考Wuetal. (2006)。樣品分析過程中，采用標準鋯石MUD Tank(Woodhead and Hergt, 2005)和GJ-1(Moreletal., 2008)作為雙重外部標樣，監(jiān)測儀器漂移。分析結(jié)果表明，所有測試過程中兩個標樣的176Hf/177Hf比值均與其推薦值在誤差范圍內(nèi)一致。

2.3 全巖元素地球化學(xué)

全巖主量元素組成采用X-射線熒光光譜儀XRF-1500分析。測試過程中選用國家標準物質(zhì)GSR-1(花崗巖)和GSR-3(玄武巖)進行質(zhì)量監(jiān)控。對標準樣品的分析結(jié)果表明，主量元素的分析精度為～1%(含量>10%)和～5%(含量<1.0%)。全巖微量元素分析選用Agilent 7500a型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，分析過程參考Liuetal. (2008)。對標準樣品BCR-2、BHVO-2和AGV-2的分析結(jié)果表明，微量元素分析的精度優(yōu)于5%，準確度優(yōu)于10%。

2.4 全巖Sr-Nd同位素分析

將適量巖石粉末樣品與87Rb-84Sr、149Sm-150Nd稀釋劑混合，并使用純化的HF-HNO3-HClO4試劑在高溫下溶解樣品。Rb、Sr、Sm、Nd元素分離采用兩階段離子交換層析法，同位素分析在德國Finnigan公司MAT-262型多接收熱電離質(zhì)譜儀(ID-TIMS)上完成。具體的化學(xué)分離和上機測試流程參考Lietal. (2015)。在全部分析過程中，Rb-Sr和Sm-Nd的本底分別小于300pg和100pg。利用146Nd/144Nd=0.7219和86Sr/88Sr=0.1194對測得的同位素比值標準化，以進行質(zhì)量分餾校正。采用國際標樣NBS-987 Sr和JNdi-1 Nd監(jiān)控儀器穩(wěn)定性，BCR-2監(jiān)控整個測試流程的準確度。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb定年結(jié)果

鋯石U-Pb分析結(jié)果見表1和圖3。來自柴河奧長花崗巖的鋯石呈半自形-自形短柱狀，長約100～160μm，寬約50～100μm。陰極發(fā)光圖像顯示絕大部分鋯石發(fā)育核-幔結(jié)構(gòu)(圖3a)。來自鋯石核部的9個分析點Th含量介于40×10-6～117×10-6之間，U含量變化于216×10-6～637×10-6之間，Th/U比值變化于0.11～0.52之間，與巖漿成因鋯石相似(Williams and Claesson, 1987)。其207Pb/206Pb表面年齡分布于2565～2520Ma之間，所構(gòu)成的不一致曲線與諧和線相交于2546±13Ma，選取位于諧和線上及附近的6個分析點參與計算得到諧和年齡2542±14Ma(圖3c)，二者在誤差范圍內(nèi)一致。鋯石幔部或新生顆粒相對富U(434×10-6～967×10-6)而貧Th(6×10-6～41×10-6)，絕大部分測點Th/U比值低于0.1(0.008～0.065)，僅有2個測點略高(Th/U=0.11～0.22)。低Th/U比值指示鋯石形成于和變質(zhì)作用相關(guān)的熔體或流體作用，而微量元素的不均勻分布則表明在變質(zhì)過程中流體貫通性受到巖石低程度部分熔融抑制(Grant, 2005)。來自該類型鋯石的6個測點獲得207Pb/206Pb表面年齡2516～2496Ma，平均年齡2507±8Ma，代表巖體所經(jīng)歷高級變質(zhì)作用的時代；另有兩個測點獲得207Pb/206Pb平均年齡2479±8Ma，可能指示變質(zhì)峰期上限。因此，鋯石核部年齡～2546Ma應(yīng)代表柴河巖體的結(jié)晶時代，該年齡與Grantetal. (2009)和Wangetal. (2016)在夏家堡附近取樣獲得的測年結(jié)果相近(圖1b)。

表1遼北清原奧長花崗巖SIMS鋯石U-Pb年齡分析結(jié)果

Table 1 SIMS zircon U-Pb analyses for representative samples of the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

Spot No.ThU(×10-6)Th/UPbIsotopic ratiosAge (Ma)(×10-6)207Pb/206Pb1σ (%)207Pb/235U1σ (%)206Pb/238U1σ (%)207Pb/206Pb1σ柴河奧長花崗巖KY12-15-2@189670.0095310.164090.2410.641401.520.47031.5024984KY12-15-2@295880.0153240.163860.3610.651731.540.47151.5024966KY12-15-2@3312800.1121560.164780.4910.616201.580.46731.5025058KY12-15-2@4204340.0472410.165670.3110.766371.540.47131.5125145KY12-15-2@5111910.059970.166220.509.918681.620.43281.5425208KY12-15-2@6683400.2022010.170720.6311.330751.640.48141.51256511KY12-15-2@7922980.3091390.166370.498.484941.580.36991.5125218KY12-15-2@8582210.2611280.168790.4210.873261.560.46721.5025467KY12-15-2@9416290.0653470.162110.2610.425851.520.46641.5024784KY12-15-2@101172250.5201410.170340.5411.211711.600.47741.5025619KY12-15-2@11402160.1831270.169580.4811.251411.580.48121.5025548KY12-15-2@12696370.1083870.167910.2411.727631.530.50661.5125374KY12-15-2@13554160.1322350.167570.4110.863891.550.47021.5025347KY12-15-2@1466930.0093820.165800.2510.786051.530.47181.5125164KY12-15-2@15602280.2641380.167550.5011.213831.580.48541.5025338KY12-15-2@161114960.2242810.162360.3010.385911.530.46401.5024805KY12-15-2@1789260.0085190.165030.2110.926871.520.48021.5025084

續(xù)表1

Continued Table 1

Spot No.ThU(×10-6)Th/UPbIsotopic ratiosAge (Ma)(×10-6)207Pb/206Pb1σ (%)207Pb/235U1σ (%)206Pb/238U1σ (%)207Pb/206Pb1σ摩離紅奧長花崗巖KY12-17-6@11523500.4361860.161530.389.408251.590.42241.5424726KY12-17-6@295016670.5704710.158460.404.887701.970.22371.9324397KY12-17-6@31734340.4002290.164330.599.469391.610.41791.50250110KY12-17-6@41934350.4432650.168580.3710.959941.540.47151.5025446KY12-17-6@54397900.5563850.166370.758.770811.740.38241.57252113KY12-17-6@6672160.3091060.168670.659.183871.630.39491.50254411KY12-17-6@728010100.2773960.162100.297.231271.530.32351.5124785KY12-17-6@81704800.3542760.170290.4310.717701.560.45651.5025607KY12-17-6@9381590.238940.169820.5011.193231.590.47801.5125568KY12-17-6@10472010.2321140.169380.5010.827611.580.46361.5025528KY12-17-6@11622710.2271430.168150.679.969621.650.43001.51253911KY12-17-6@12551770.3081060.169290.4911.121191.600.47641.5325518KY12-17-6@13401730.2321020.168310.5211.100311.590.47831.5025419KY12-17-6@14521760.2931050.168570.5011.034191.590.47471.5025448KY12-17-6@1546918500.2545030.154080.324.709182.050.22172.0323925KY12-17-6@16823310.2482000.169440.3811.388611.550.48751.5025526

圖3 遼北清原奧長花崗巖鋯石陰極發(fā)光圖像(a、b)和U-Pb年齡諧和圖(c、d)Fig.3 Representative cathodoluminescence images of the dated zircons (a, b) and zircon U-Pb concordia diagrams (c, d) for the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

圖4 遼北清原TTG分類圖解 (a) K-Na-Ca 三角圖解，鈣堿性趨勢引自Barker and Arth (1976), TTG區(qū)域引自Martin (1999)；(b)陽離子標準礦物An-Ab-Or三角圖解，細線是O’Connor (1965)原分類邊界，粗線是Barker (1979)修正的分類邊界；(c) K2O-Na2O圖解；(d) A/NK-A/CNK圖解(Maniar and Piccoli, 1989)Fig.4 Classification diagrams for the Qingyuan TTGs from northern Liaoning

摩離紅奧長花崗巖中鋯石也顯示半自形-自形短柱狀，大小60～80μm×100～150μm。絕大部分鋯石發(fā)光微弱，呈較均勻的暗灰色，個別顆粒內(nèi)部隱約可見生長環(huán)帶(圖3b)。對16顆鋯石進行SIMS U-Pb分析，獲得Th/U比值0.23～0.57，與巖漿成因鋯石Th/U比值范圍一致。所有分析點構(gòu)成一條不一致曲線，與諧和線的上交點年齡為2548±13Ma，選取位于諧和線上及附近的8個分析點計算所得的加權(quán)平均年齡為2550±5Ma，二者在誤差范圍內(nèi)一致(圖3d)。因此，摩離紅巖體侵位于～2548Ma。

3.2 元素地球化學(xué)特征

表2遼北清原奧長花崗巖主量(wt%)、微量(×10-6)元素分析數(shù)據(jù)

Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element data for representative samples of the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

Sample No.KY12-15-1KY12-15-2KY12-16-2KY12-16-3柴河??柴河??KY12-17-1KY12-17-2KY12-17-3KY12-17-5KY12-17-6KY12-17-7線金廠??上肥地??上肥地??SiO270.6872.1873.5071.0472.1970.7674.6867.6575.6874.1473.3964.7464.3665.1462.46TiO20.210.240.220.210.200.300.100.330.100.090.190.380.560.440.23Al2O315.4515.0214.3415.1814.8115.2414.0517.0514.1113.7214.1817.6716.1615.4015.55Fe2OT32.051.881.832.381.752.491.603.291.611.592.533.204.764.944.16MnO0.020.020.020.030.020.040.010.030.010.020.020.040.070.070.07MgO0.570.510.560.670.580.650.361.120.390.350.731.242.052.152.75CaO3.032.751.872.172.503.290.822.540.782.161.213.384.363.403.52Na2O4.764.904.514.744.885.334.664.354.524.474.214.874.884.585.46K2O2.191.712.102.192.151.091.961.641.961.742.261.752.252.642.46P2O50.060.060.060.070.050.070.030.100.020.060.060.110.140.120.19LOI0.640.580.160.960.760.511.502.760.762.381.902.300.311.023.12Total99.6699.8599.1799.6499.8799.7499.7798.1799.2598.3898.8699.6899.8699.8899.95A/CNK0.981.011.101.080.990.961.251.261.291.041.231.100.880.930.86Li12.510.213.18.9114.017.521.310627.832.914.829.913.1Sc3.831.011.384.923.106.201.054.671.110.781.284.6713.715.110.8V26.324.721.028.224.048.05.4533.01.762.6411.144.977.072.054.0Cr8.066.807.2710.510.09.004.616.861.751.462.519.2667.065.099.0Ni7.207.177.035.8720.025.05.247.331.181.532.2716.933.026.053.0Co4.424.154.324.215.006.001.667.281.641.213.478.8413.013.013.0Cu2.152.196.693.786.8916.42.751.985.7932.98.0017.0Zn39.134.936.338.230.034.024.372.422.613.436.458.561.059.069.0Ga19.917.617.919.717.319.115.918.115.013.617.619.117.318.019.0Rb48.147.641.145.947.042.064.164.064.659.479.048.171.010259.0Sr46442835637545240679.915188.495.891.2211520389616Y4.391.091.655.292.303.502.555.802.474.354.076.135.006.003.00Zr13211314413211514790.914382.362.195.3147159140131

續(xù)表2

Continued Table 2

Sample No.KY12-15-1KY12-15-2KY12-16-2KY12-16-3柴河??柴河??KY12-17-1KY12-17-2KY12-17-3KY12-17-5KY12-17-6KY12-17-7線金廠??上肥地??上肥地??Nb3.302.682.743.513.003.504.755.564.443.366.325.646.0016.0Cs0.390.400.570.681.500.602.344.671.902.143.174.370.901.001.00Ba8345807597017101714723153982985203359085991396La23.615.031.427.516.331.113.45.3611.98.7720.26.1819.739.831.4Ce40.724.252.845.229.154.120.712.220.915.334.511.934.675.556.9Pr4.922.735.675.933.095.762.451.512.081.633.571.894.10Nd17.08.6317.120.69.3516.38.146.367.335.9512.58.2013.6Sm2.430.921.712.931.612.471.141.421.091.101.931.812.747.494.88Eu0.780.590.630.730.600.580.410.370.380.390.490.621.191.221.10Gd1.720.601.122.141.021.590.831.250.670.941.321.601.98Tb0.210.060.100.260.120.180.110.190.080.140.170.240.260.950.57Dy0.990.210.421.180.560.860.511.100.430.740.771.301.40Ho0.170.040.070.210.090.150.100.200.070.130.140.240.27Er0.430.100.180.530.230.390.290.590.210.380.340.630.71Tm0.060.020.020.070.030.050.050.100.040.050.050.090.11Yb0.380.090.160.440.210.330.320.590.270.390.310.580.722.350.99Lu0.060.020.030.070.030.050.050.090.050.060.040.090.110.290.14Hf3.763.333.893.673.104.002.873.322.531.852.593.804.204.304.50Ta0.180.130.150.190.200.200.580.770.520.370.530.770.400.70Pb9.057.128.718.5610.05.003.867.343.134.245.357.9910.014.019.0Th4.002.356.874.633.306.504.122.343.902.126.911.160.408.300.60U0.150.090.150.130.200.200.700.760.580.941.520.800.30Sr/Y1063922167119711631263622223410465205(La/Yb)N451151444556683073116478201223Eu?1.172.411.400.891.430.891.290.861.351.160.931.121.56

注：**數(shù)據(jù)引自Grant (2005)

圖5 遼北清原奧長花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergrams (b) for the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

在微量元素方面，柴河巖體Ni(6×10-6～25×10-6)、Cr(7×10-6～11×10-6)含量較低，輕、重稀土元素(REEs)分異強烈，球粒隕石標準化稀土配分曲線向右陡傾(圖5a)，(La/Yb)N比值介于45～144，樣品多顯示正Eu異常(δEu=0.89～2.41)。在原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖解上(圖5b)，柴河巖體相對富集Rb、Ba、Sr等大離子親石元素(LILEs)，虧損U、Nb、Ta、Ti和REEs，并具有高Sr/Y比值(71～392)。 摩離紅巖體低Ni(1×10-6～17×10-6)、Cr(1×10-6～9×10-6)含量，富集輕稀土元素(LREEs, (La/Yb)N=7～47)(圖5a)，具有較高的(La/Sm)N比值(2.2～7.6)和中等(Gd/Yb)N比值(1.8～3.6)，Eu異常不明顯(δEu=0.86～1.34)。在微量元素蛛網(wǎng)圖解上顯示Rb、Ba、U、K、Pb正異常，Nb、Ta、P、Ti等高場強元素(HFSEs)負異常(圖5b)，Sr/Y比值為22～36。

3.3 全巖Sr-Nd與鋯石Hf同位素特征

4 討論

4.1 清原TTG系列的巖漿起源

表3諸廣山-貴東地區(qū)鈾礦床巖脈侵位期與成礦早期對比表

Table 3 Contrast data of the dyke emplacement period and early metallogenic period from the uranium ore deposit in Zhugang-Guidong area

酸性巖脈(小巖體)侵位期基性巖脈(體)侵位期鈾成礦期巖性測試方法年齡(Ma)數(shù)據(jù)來源巖性/礦物測試方法年齡(Ma)數(shù)據(jù)來源礦物測試方法年齡(Ma)數(shù)據(jù)來源鈾礦床細?；◢弾r脈LA-ICP-MS U-Pb138.6±1.3徐文雄等,2014輝綠巖/角閃石Ar-Ar139.6±3.8李獻華等,1997142.5吳烈勤等,2003諸廣302帽峰式酸性巖體141.2吳烈勤等,2003輝綠巖/角閃石K-Ar141.4±2.6李獻華等,1997瀝青鈾礦138吳烈勤等,2003貴東337細粒黑云母花崗巖脈LA-ICP-MS U-Pb123.9±1.3周航兵等,2018玄武巖128鄧平等,2002瀝青鈾礦電子探針120±5張龍等,2018諸廣302九龍巖式酸性巖體115～119夏宗強等,2016120、124.9±2.1吳烈勤等,2003諸廣361竹筒尖式酸性巖體125～128鄧平等,2002瀝青鈾礦122.3吳烈勤等,2003貴東333竹山下式酸性巖體112～116鄧平等,2002輝綠巖110李子穎等,2010瀝青鈾礦SIMS U-Pb113±2Luo et al.,2015貴東339輝綠巖/角閃石K-Ar106.7±2.1李獻華等,1997瀝青鈾礦電子探針100±5張龍等,2018諸廣302輝綠巖/角閃石K-Ar105李獻華等,1997瀝青鈾礦SIMS U-Pb103±2Luo et al.,2015貴東339細晶巖、花崗斑巖88～95鄧平等,2002拉輝煌斑巖92李子穎等,2010瀝青鈾礦LA-ICP-MS U-Pb S93.5±1.2鄒東風(fēng)等,2011貴東335

目前為巖石學(xué)家廣泛接受的TTG成因模式是含水玄武質(zhì)巖石部分熔融，但對巖漿產(chǎn)生的具體溫度壓力條件仍有爭議。部分學(xué)者支持TTG起源于石榴角閃巖熔融(Drummond and Defant, 1990; Martin, 1999; Foleyetal., 2002)；部分學(xué)者主張TTG熔體主要在榴輝巖相條件下熔融產(chǎn)生(Rappetal., 2003)；還有一些學(xué)者強調(diào)金紅石作為殘留相對熔體性質(zhì)的控制，認為TTG形成于角閃榴輝巖部分熔融(Xiongetal., 2005, 2009)，介于前兩者的溫壓條件之間。

巖石微量元素分布特征提供了推斷源區(qū)礦物組成的有效判別依據(jù)。由于石榴石強烈富集重稀土，而角閃石相對富集中稀土(Green, 1994)，因此在部分熔融過程中與石榴石平衡的熔體將具有陡傾的稀土配分模式，而與石榴石和角閃石平衡的熔體具有相對平坦的重稀土配分模式。柴河巖體強烈虧損Y(1.09×10-6～5.29×10-6)和HREEs(Yb=0.09×10-6～0.44×10-6)，并且具有相當(dāng)高的Sr/Y(71～391)、(La/Yb)N(45～144)和(Gb/Yb)N(3.8～5.9)比值，表明源區(qū)熔融時以石榴石為主要殘留相(圖7c, d)。樣品的Nb/Ta比值(15～21)在球粒隕石(17.6)附近波動(圖7b)，指示TTG熔體可能與不含金紅石的榴輝巖殘留相平衡(Moyen and Stevens, 2006; K?nig and Schuth, 2011)，此時熔體的高Zr/Sm比值可能緣于單斜輝石(Rollinson, 1993)和少量角閃石殘留。另外，巖體較高的Sr含量和微弱Eu正異常說明源區(qū)不存在斜長石殘留。巖體在蛛網(wǎng)圖解上呈現(xiàn)的U負異?？赡苡尚滟|(zhì)源區(qū)熔融之前所經(jīng)歷的變質(zhì)脫水作用所致(所有樣品燒失量較低，并且不發(fā)育Ce異常，可排除巖漿期后蝕變作用的影響)。

表4遼北清原奧長花崗巖鋯石Hf同位素分析數(shù)據(jù)

Table 4 Zircon Hf isotopic compositions for representative samples of the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

Sample No.176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)tεHf(0)εHf(t)tfDM (Ma)tCDM (Ma)柴河巖體KY12-15-2 010.0148990.0004340.2813290.0000210.281309-51.04.826432730KY12-15-2 020.0201680.0005960.2813350.0000230.281306-50.84.726472736KY12-15-2 030.0156100.0004700.2813610.0000250.281338-49.95.926032662KY12-15-2 040.0150370.0004420.2813490.0000210.281328-50.35.526172686KY12-15-2 050.0122240.0003950.2813690.0000210.281350-49.66.325882636KY12-15-2 060.0146630.0004390.2813430.0000190.281322-50.55.326252699KY12-15-2 070.0116000.0003560.2813630.0000210.281346-49.86.125932645KY12-15-2 080.0145700.0004410.2813630.0000210.281341-49.86.025992655KY12-15-2 090.0149250.0004470.2813590.0000220.281338-50.05.826042664KY12-15-2 100.0203920.0006060.2813520.0000180.281322-50.25.326252699KY12-15-2 110.0194260.0005760.2813460.0000160.281319-50.45.226302707KY12-15-2 120.0252920.0007890.2813600.0000190.281322-49.95.326262699KY12-15-2 130.0181300.0005470.2813440.0000180.281318-50.55.126312708KY12-15-2 140.0159940.0005190.2813400.0000180.281315-50.65.126342714KY12-15-2 150.0143450.0004310.2813430.0000180.281322-50.55.326252700KY12-15-2 160.0091500.0002970.2813180.0000140.281304-51.44.626492741KY12-15-2 170.0130480.0004150.2813530.0000170.281333-50.25.726112675摩離紅巖體KY12-17-6 010.0234990.0007050.2813480.0000180.281314-50.45.726372696KY12-17-6 020.0586260.0015540.2814170.0000210.281341-47.96.726002633KY12-17-6 030.0222020.0007050.2813360.0000200.281302-50.85.326522723KY12-17-6 040.0297000.0008880.2813430.0000200.281300-50.55.226562728KY12-17-6 050.0409420.0011750.2814110.0000200.281354-48.17.125832605KY12-17-6 060.0270960.0007970.2813570.0000190.281318-50.15.926312687KY12-17-6 070.0305970.0008410.2813720.0000190.281331-49.56.326132656KY12-17-6 080.0440470.0012130.2813810.0000190.281322-49.26.026262677KY12-17-6 090.0320690.0009680.2813940.0000190.281347-48.76.925922620KY12-17-6 100.0350150.0010010.2813890.0000160.281340-48.96.626012636KY12-17-6 110.0260540.0007970.2813660.0000240.281327-49.76.226182665KY12-17-6 120.0358450.0010610.2813650.0000170.281313-49.85.726382697KY12-17-6 140.0482470.0014850.2813350.0000190.281263-50.83.927092812KY12-17-6 150.0473340.0012860.2814060.0000140.281344-48.36.825972628

圖6 遼北清原奧長花崗巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)t (a)、εNd(t)-U-Pb年齡(b)、鋯石εHf(t)-U-Pb年齡(c)和εNd(t)-SiO2圖解(d) 華北克拉通東部新太古代花崗巖εNd(t)和鋯石εHf(t)數(shù)據(jù)引自Wan et al. (2015)Fig.6 Plots of whole-rock εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)t (a), εNd(t) vs. U-Pb age (b), zircon εHf(t) vs. U-Pb age (c) and εNd(t) vs. SiO2 (d) for the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

圖7 遼北清原奧長花崗巖Mg#-SiO2圖解(a,據(jù)Rapp et al., 1999; Jahn et al., 2008)、Nb/Ta-Zr/Sm圖解(b，底圖數(shù)據(jù)引自Foley et al., 2002，橫線與豎線分別代表球粒隕石的Nb/Ta(17.6)和Zr/Sm(25)比值)、Sr/Y-Y(c)和(La/Yb)N-YbN圖解(d)(c, d,熔融曲線引自Drummond and Defant, 1990)Fig.7 Mg# vs. SiO2 (a, after Rapp et al., 1999; Jahn et al., 2008), Nb/Ta vs. Zr/Sm (b, after Rapp et al., 1999; Jahn et al., 2008), Sr/Y vs. Y (c) and (La/Yb)N vs. YbN (d) (c, d, after Drummond and Defant, 1990) diagrams for the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

4.2 清原TTG形成的構(gòu)造環(huán)境

如引言所述，TTG巖石可以在不同的構(gòu)造環(huán)境形成，包括俯沖環(huán)境下年輕大洋板片(Martin, 1986; Defant and Drummond, 1990; Martin and Moyen, 2002)或島弧下地殼(Adametal., 2012; Nageletal., 2012)部分熔融、大洋高原底部玄武質(zhì)地殼熔融(Smithiesetal., 2009; Willboldetal., 2009)以及拆沉的加厚鎂鐵質(zhì)下地殼熔融(Bédard, 2006; Johnsonetal., 2014)等。關(guān)于清原新太古代TTG形成的構(gòu)造環(huán)境，其巖石學(xué)和地球化學(xué)傾向于支持柴河、摩離紅巖體形成于(低角度)俯沖大洋板片或島弧下地殼在不同深度部分熔融。

(1)在巖石組合方面，除了大量TTG巖系，遼北清原地區(qū)還發(fā)育石英二長閃長質(zhì)贊岐巖類(Wangetal., 2016)。后者與世界上典型的新太古代贊岐質(zhì)巖石(Martinetal., 2005, 2009; Hallaetal., 2009; Rappetal., 2010)一樣，富集過渡金屬元素(Mg、Ni和Cr)、大離子親石元素(LILEs, K、Ba、Sr等)和輕稀土元素(LREEs)，在形成時代上略滯后于TTG巖漿活動，通常起源于經(jīng)含水TTG熔體交代的巖石圈地幔楔部分熔融。相反，拆沉下地殼部分熔融形成的TTG熔體通常無水，并且與高鎂混源巖石在形成時代上沒有固定的先后關(guān)系(Laurentetal., 2014)。

(2)由俯沖洋殼(大洋中脊玄武巖Mg#<60，平均51)部分熔融形成的熔體Mg#一般不超過45，因此TTG巖石的Mg#可靈敏反映板片熔體在上升過程中是否遭受地幔物質(zhì)混染(Smithies, 2000; Smithies and Champion, 2000)。雖然柴河與摩離紅巖體的大部分樣品落入了SiO2-Mg#圖解的板片熔體及高硅埃達克巖區(qū)域，但研究區(qū)同時代其它TTG巖體(上肥地、線金廠)具有與低硅埃達克巖相當(dāng)?shù)腗g#(50～61，圖7a)和相容元素(MgO=2.05%～2.75%, Ni=26×10-6～53×10-6, Cr=65×10-6～99×10-6)(Grant, 2005; Grantetal., 2009)。更重要的是，在SiO2-Mg#圖解(圖7a)上所有巖石樣品沿著埃達克巖-高鎂安山巖演化趨勢呈線性分布，說明SiO2對熔體Mg#的影響在一定程度上掩蓋了TTG遭受俯沖帶地幔楔混染的事實。以上特征說明清原TTG熔體有別于大洋高原底部玄武質(zhì)地殼部分熔融形成的低Mg#埃達克質(zhì)巖漿。

(3)清原TTG巖石具有與大洋中脊玄武巖(Zr/Hf=35.4～38.4, Davidetal., 2000)、球粒隕石(Zr/Hf=34.3±0.2, Patzeretal., 2010)相近的Zr/Hf比值(36±3)，以及接近虧損地幔演化線的全巖εNd(t)及鋯石εHf(t)值，指示源區(qū)主要為新生玄武質(zhì)地殼。最年輕的鋯石Hf同位素模式年齡與巖體形成時代僅相差～30Ma(源區(qū)滯留時間，Griffinetal., 2006)，契合俯沖板片發(fā)生部分熔融對洋殼年齡的要求。

(4)柴河、摩離紅巖體起源于相似的溫度，但壓力相差較大，二者似乎形成于玄武質(zhì)巖石的“變壓”熔融。除了不同巖體之間熔融壓力的差別外，巖體內(nèi)部成分變化也指示“變壓”過程存在。如柴河巖體中Al2O3、Na2O、Sr、HREEs、Sr/Y、(La/Yb)N等具有壓力指示意義的元素或元素比值(Moyen, 2011)均有較大變化。由此可見，清原TTG巖石形成于壓力持續(xù)變化的構(gòu)造環(huán)境。在Rb-(Y+Nb)和Nb-Y圖解(Pearceetal., 1984)中，柴河與摩離紅巖體大致相當(dāng)于Moyen (2011)定義的中壓和高壓TTG(圖9)。低角度俯沖的大洋板片在不同深度發(fā)生熔融契合形成TTG巖漿所需要的變壓環(huán)境。

圖8 遼北清原奧長花崗巖Zr-SiO2圖解(a)、全巖鋯飽和溫度(據(jù)Watson and Harrison, 1983)與Al/Ti溫度(據(jù)Jung and 2007)計算結(jié)果(b)Fig.8 Zr vs. SiO2 plot (a), calculated temperatures from zircon saturation thermometry (after Watson and Harrison, 1983) and Al-Ti thermometry (after Jung and 2007) (b) for the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning

圖9 遼北清原奧長花崗巖與Moyen (2011)劃分的TTG巖石類型對比 (a) Rb-Y+Nb; (b) Nb-Y圖解(Pearce et al., 1984). HP-高壓TTG；MP-中壓TTG；LP-低壓TTGFig.9 Comparison between the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning and rock types of TTG defined by Moyen (2011)

(5)誠然，清原TTG巖石中不同的壓力系列也可能對應(yīng)不同的產(chǎn)出環(huán)境與巖漿起源。特別是形成于相對低壓環(huán)境的摩離紅奧長花崗巖，其源巖也可能為島弧下地殼。Adametal. (2012)和Nageletal. (2012)利用太古宙島弧拉斑玄武巖進行部分熔融實驗?zāi)M得到了與TTG花崗巖組成相似的熔體。Huangetal. (2013)通過地球化學(xué)模擬揭示西格林蘭Fiskensset太古宙島弧中TTG片麻巖源自與其時-空伴生的變玄武質(zhì)巖石(角閃巖)部分熔融。除了高Na2O/K2O比之外，摩離紅巖體幾乎具備鈣堿性島弧花崗巖的其它全部典型特征，例如樣品富集LILEs和LREEs，虧損HFSEs和HREEs，在Rb-(Y+Nb)和Nb-Y構(gòu)造判別圖解中呈現(xiàn)火山弧親緣性(圖9)等。因此，類似Hallaetal. (2009)與De Almeidaetal. (2011)提出的大洋高原之下熱板片俯沖模式，摩離紅奧長花崗巖也可形成于島弧下地殼(或加厚玄武質(zhì)洋殼)低壓熔融，而柴河及研究區(qū)其它相對高鎂的TTG巖體起源于消減板片在相對高壓條件下部分熔融。前者高度富鈉可歸因于島弧下地殼源區(qū)中高成熟度陸殼物質(zhì)(花崗巖或碎屑沉積物)所占比例較低(Arndt, 2013)。

4.3 區(qū)域構(gòu)造意義

精確的鋯石SIMS/SHRIMP U-Pb定年揭示，清原TTG巖系侵位于2559～2534Ma(Grantetal., 2009; 本次研究)。它們與研究區(qū)同時代其它中-酸性侵入巖及綠巖帶火山巖系(Pengetal., 2015; Wuetal., 2016; Wangetal., 2016; Li and Wei, 2017)共同構(gòu)成了華北克拉通東部陸塊新太古代末期(2.56～2.48Ga)大規(guī)模巖漿活動的重要組成部分。大量文獻考據(jù)表明，有關(guān)太古宙-元古宙之交巖漿熱事件構(gòu)造背景的研究一直存有較大爭議，已提出的構(gòu)造模式包括巖漿弧模型(Liuetal., 2011; Wangetal., 2009, 2015a; Nutmanetal., 2011; Pengetal., 2012, 2013)、平板俯沖或“熱”俯沖模型(Pengetal., 2015)、地幔柱模型(Yangetal., 2008; Grantetal., 2009; 趙國春, 2009; 耿元生等, 2010; Wuetal., 2013; Li and Wei, 2017)以及拆沉催化模型(Catalytic delamination-driven model, Bédard, 2006; Jianetal., 2012)。

作為垂向構(gòu)造體制代表的地幔柱與拆沉催化模型，其關(guān)鍵支持依據(jù)包括兩方面，第一，新太古代末-古元古代初的巖漿事件在克拉通尺度內(nèi)(如整個東部陸塊)廣泛分布并且不顯示空間分帶性(形成時代不顯示系統(tǒng)的空間遞增或遞減規(guī)律)；第二，區(qū)域變質(zhì)作用緊隨巖漿活動或近同時發(fā)生，巖漿事件和變質(zhì)事件隸屬同一構(gòu)造熱事件。然而，隨著近年來大量副礦物(鋯石、榍石等)高精度微區(qū)原位定年技術(shù)的應(yīng)用，陸續(xù)建立起來的華北克拉通不同地區(qū)新太古代晚期巖漿事件精細年代學(xué)格架與上述認識并不契合。

首先，華北克拉通東部太古宙-元古宙之交的巖漿活動在不同地區(qū)均呈現(xiàn)明顯階段性，大致可劃分為2.57～2.53Ga、2.53～2.51Ga和2.51～2.48Ga三個階段。第一階段包括遼北清原-撫順、吉南樺甸-夾皮溝2571～2544Ma 石英閃長巖-TTG巖系(Grantetal., 2009; 白翔等, 2014; Pengetal., 2015; Wangetal., 2016; Guoetal., 2017a; 本次研究)，遼東鞍山-本溪2574～2560Ma拉斑玄武巖-贊岐巖、2536～3527Ma富鈮玄武巖-高鎂安山巖(Guoetal., 2017b)，遼西阜新、義縣、建平2589～2534Ma拉斑玄武巖-玻安巖-高鎂安山巖/埃達克巖(Liuetal., 2011; Wangetal., 2011)，朝鮮狼林、冠帽地塊2567～2521Ma閃長巖-花崗巖(Zhaoetal., 2006a; 張曉暉等, 2016; 趙磊等, 2016)，冀東2550～2540Ma閃長巖-英云閃長巖(Nutmanetal., 2011; 耿元生等, 2018)、2558～2520Ma島弧拉斑玄武巖(Guoetal., 2015)，膠北2564～2544Ma的TTG片麻巖(劉建輝等, 2011)，魯西2540～2536Ma贊岐巖(Wangetal., 2009)、2547～2533Ma高鎂玄武巖-埃達克質(zhì)侵入巖(Pengetal., 2012, 2013)；第二階段包括遼北清原2540～2510Ma拉斑玄武巖-安山巖(Li and Wei, 2017)、遼西建平2532～2506Ma閃長巖-TTG巖系(Liuetal., 2011; Wangetal., 2013)、遼南～2520Ma輝長巖-閃長巖-TTG巖系(王偉等, 2017)、冀東2535～2510Ma閃長巖-花崗閃長巖/TTG巖系(Yangetal., 2008; Nutmanetal., 2011; Baietal., 2014; Fuetal., 2016)；第三階段包括廣泛出露于吉南、遼北、遼西、冀東、魯西等地的2520～2480Ma(二長-)正長花崗巖(Grantetal., 2009; Wanetal., 2012c; Wangetal., 2013, 2016; 白翔等, 2014; Fuetal., 2017)，遼北清原～2512Ma石英二長閃長巖(Pengetal., 2015)，遼南金州～2498Ma花崗巖(王偉等, 2017)，朝鮮冠帽地塊2514Ma鉀長花崗巖(張曉暉等, 2016)以及冀東2511～2503Ma雙峰式火山巖(Lvetal., 2012)、2510～2490Ma輝長巖-正長巖(Lietal., 2010; Nutmanetal., 2011)、～2511Ma紫蘇花崗巖(耿元生等, 2018)和～2505Ma超基性-基性火成巖(Kuskyetal., 2001)。以上年代學(xué)數(shù)據(jù)表明，華北克拉通東部陸塊新太古代末期巖漿活動存在富鈉質(zhì)向富鉀質(zhì)的明顯演化趨勢，鉀質(zhì)花崗巖(殼源花崗巖)、雙峰式火成巖以及一些偏堿性的巖石主要出現(xiàn)在第三階段。

其次，大量案例研究表明，區(qū)域變質(zhì)-變形作用主要與第三階段巖漿活動相伴，與太古宙末期大規(guī)模的TTG巖漿侵入及綠巖帶火山巖系噴發(fā)作用相差20～70Myr。例如，遼北清原TTG和表殼巖系形成于2.56～2.51Ma，變質(zhì)于2.49～2.48Ga (Grantetal., 2009; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017; 本次研究)；冀東TTG片麻巖主要侵位于2.56～2.53Ga，高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用發(fā)生于～2.50Ga(Nutmanetal., 2011; 耿元生等, 2018)；遼西阜新-義縣綠巖帶火山巖系的噴發(fā)時代和變質(zhì)時代分別為2.59～2.53Ga和～2.49Ga(Wangetal., 2011)；遼西建平雜巖形成于2.56～2.51Ga，變質(zhì)于～2.49Ga(Liuetal., 2011; Wangetal., 2013)。現(xiàn)代板塊構(gòu)造體制下的洋內(nèi)俯沖系統(tǒng)從啟動至湮滅，存活周期僅有60～70Myr(Jicha and Jagoutz, 2015; Paterson and Ducea, 2015)，而陸緣弧活動時間雖可超過100Myr，但通常會經(jīng)歷多個短周期的俯沖-碰撞-伸展造山旋回(Collins and Richards, 2008; Kempetal., 2009; Duceaetal., 2015)。鑒于新太古代時期的高熱流環(huán)境，由地幔對流驅(qū)動的板片俯沖速率可能會更快，同時厚殼薄幔的大洋巖石圈在榴輝巖相俯沖板片拖曳下因強度欠佳可能發(fā)生頻繁斷離，進而加劇俯沖周期縮短(低至～20Myr, Moyen and Van Hunen, 2012)。因此，華北克拉通太古宙-元古宙之交的巖漿事件和變質(zhì)事件能否看作同一構(gòu)造熱事件的產(chǎn)物仍有待商榷。

雖然清原TTG片麻巖作為可能的俯沖帶巖漿活動產(chǎn)物遠不足以為判別區(qū)域大地構(gòu)造環(huán)境提供充分依據(jù)，但通過區(qū)域巖漿事件的對比和聯(lián)系以及其它地質(zhì)證據(jù)的綜合分析，我們可以推測板塊構(gòu)造在華北克拉通東部新太古代末期巖漿事件中扮演著關(guān)鍵角色。主要的依據(jù)和推斷如下：

1)地幔柱控制的巖漿活動往往發(fā)育雙峰式火山巖建造，在區(qū)域尺度上以花崗巖侵入滯后于綠巖帶火山巖系噴發(fā)為特征(地幔柱與下地殼之間的熱傳導(dǎo)需要一定時間，Campbell and Hill, 1988; Jianetal., 2012)。而在華北克拉通東部僅有個別太古宙晚期綠巖帶發(fā)育較明顯的雙峰式火山巖，其與大規(guī)模TTG巖系在形成時代上也沒有一致的先后關(guān)系。此外，純粹的板內(nèi)非造山環(huán)境形成的巖石組合相對簡單，并且主要呈堿性(Liégeoisetal., 1998; Bonin, 2004; Clemensetal., 2009)，與華北克拉通新太古代晚期巖漿序列明顯不符合。

2)玻安巖、高鎂安山巖和贊岐巖等發(fā)育指示俯沖作用存在的關(guān)鍵地球化學(xué)特征，即LILE-LREE相對HFSE-HREE富集。這些特殊巖石類型的相伴出現(xiàn)說明在新太古代晚期TTG形成過程中有地表含水組分的參與(Moyen and Van Hunen, 2012; Van Hunen and Moyen, 2012)，而地幔柱與拆沉催化模型對此均無法解釋。

3)不同性質(zhì)的巖漿作用呈階段性發(fā)展(“低鉀拉斑質(zhì)→鈣堿性→鉀玄質(zhì)”，Guoetal., 2015)，以及巖漿活動在空間上有規(guī)律遷移(Nutmanetal., 2011; 萬渝生等, 2017)是弧巖漿活動的重要特征，也是華北克拉通東部新太古代晚期巖漿事件的重要特征。

4)華北克拉通新太古代晚期變質(zhì)事件與巖漿事件的密切關(guān)系完全可由初始板塊構(gòu)造體制下的短周期俯沖-碰撞-伸展旋回解釋，即該時期巖石所經(jīng)歷的高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用應(yīng)與俯沖后巖石圈伸展有關(guān)，其逆時針近等壓降溫P-T軌跡(Wuetal., 2013; Yang and Wei, 2017)可歸結(jié)為板片斷離誘發(fā)的地幔上涌與玄武質(zhì)巖漿底侵的產(chǎn)物。

5)非島弧屬性巖石(如科馬提巖、虧損型拉斑玄武巖)點綴式出現(xiàn)可能與太古宙高熱流環(huán)境下高頻次板片斷離引起的間歇性俯沖中止(Moyen and Van Hunen, 2012)或者局部的島弧(水平構(gòu)造)-地幔柱(垂直構(gòu)造)聯(lián)合作用有關(guān)(Wymanetal., 2002; Martinetal., 2014)，后者如板塊邊緣發(fā)生俯沖而板塊內(nèi)部受地幔柱控制(Pengetal., 2015)、地幔柱底侵俯沖板片或大洋高原俯沖(Pengetal., 2012, 2013)等。

6)太古宙晚期巖漿事件在華北克拉通東部廣泛發(fā)育，并具有相近的啟動和湮滅時間，可能指示多個不同規(guī)模的俯沖體系同時存在。這些原始的短周期板塊俯沖作用可能是促進新太古代時期微陸塊相互拼合及華北古陸初始克拉通化(Zhai and Santosh, 2011)的重要機制。遼北清原TTG片麻巖可能隸屬于華北克拉通東北緣新太古代晚期巖漿弧系統(tǒng)。部分學(xué)者依據(jù)吉南、遼北、遼西、冀東等地發(fā)育的洋中脊玄武巖、島弧拉斑玄武巖、玻安巖、高鎂安山巖/贊岐巖、富鈮玄武巖、鈣堿性玄武巖-安山巖、弧后盆地玄武巖等變質(zhì)火山巖系以及(高鎂)輝長巖、(二長)閃長巖、TTG、鉀質(zhì)花崗巖等中-酸性侵入雜巖，重建了呈北東東向延展的活動陸緣俯沖體系(Liuetal., 2011; Baietal., 2014; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2011, 2013, 2015a, 2016; Guoetal., 2015, 2017a, b)。此外，華北克拉通東陸塊西緣在新太古代晚期可能存在東向大洋板片俯沖(Kr?neretal., 2005; Zhaoetal., 2006b; Wangetal., 2017)，而東陸塊內(nèi)部魯西地體西北緣可能經(jīng)歷了南東向洋殼俯沖(Wangetal., 2009, 2015a; Pengetal., 2012, 2013)。

4.4 新太古代大陸地殼生長與演化

大量Nd、Hf同位素研究工作表明，華北克拉通不僅經(jīng)歷了與全球趨于一致的新太古代早期(2.8～2.7Ga, Condieetal., 2009)陸殼生長事件，還經(jīng)歷了新太古代晚期(2.6～2.5Ga)陸殼增生與再造。但長期以來，有關(guān)兩次陸殼生長的相對重要性以及關(guān)鍵地球動力學(xué)驅(qū)動機制(地幔柱或者板塊構(gòu)造)一直存有較大爭議。從已揭露的太古宙基底可以發(fā)現(xiàn)，～2.7Ga和～2.5Ga的TTG巖石在華北克拉通的發(fā)育規(guī)模均不容小覷，但晚期巖漿事件的分布范圍明顯更廣闊(Wanetal., 2014; 萬渝生等, 2017)。在巖石組合上，前者以英云閃長巖和奧長花崗巖為主；后者以花崗閃長巖在TTG序列中比例明顯增高為特征，并與大量富鉀的鈣堿性巖石以及時代略微滯后的二長閃長質(zhì)贊岐巖類(或高鎂安山巖)、殼源花崗巖伴生(Wanetal., 2014; Wangetal., 2009, 2011, 2016; Guoetal., 2017b; 萬渝生等, 2017)。在同位素組成上(圖6b-c)，新太古代早期花崗巖具有相對集中且虧損的εNd(t)和εHf(t)值，一般介于虧損地幔與球粒隕石演化線之間；晚期則具有相對分散的Nd-Hf同位素組成，但具有正εNd(t)和εHf(t)值的巖漿活動仍占絕對優(yōu)勢(Wanetal., 2014, 2015; Wangetal., 2016)。雖然在時代上有差異，但類似的兩階段巖漿活動在全球克拉通并不罕見，即大規(guī)模的TTG巖漿作用為一系列富鉀的花崗質(zhì)巖漿活動所取代(Laurentetal., 2014)。這一特征性巖漿演化過程可以歸因于板塊構(gòu)造啟動。一方面，富鉀的贊岐質(zhì)巖石作為俯沖洋殼熔體與地幔楔相互作用的產(chǎn)物(Rappetal., 2010; Foleyetal., 2014)可以為鉀質(zhì)花崗巖的形成提供重要源區(qū)(Watkinsetal., 2007)；另一方面，高度富鈉的TTG巖石重熔產(chǎn)生大規(guī)模鉀質(zhì)花崗巖可能需要造山帶埋藏的沉積物(變質(zhì)硬砂巖、泥巖等)參與(Laurentetal., 2014)。鉀質(zhì)花崗巖大規(guī)模出現(xiàn)表明陸殼已有相當(dāng)成熟度(萬渝生等, 2017)，巖石組合復(fù)雜化意味著不同構(gòu)造環(huán)境下巖漿作用的產(chǎn)物開始出現(xiàn)質(zhì)的差別(Moyen, 2011)。上述同位素組成的變化則說明新太古代早期陸殼演化可能局限于純粹的殼內(nèi)分異，而晚期還包括板片俯沖、地體碰撞驅(qū)動的表殼物質(zhì)(含古老的地殼物質(zhì))重循環(huán)與再造(Laurentetal., 2014)。

因此，遼北清原TTG作為俯沖洋殼重循環(huán)或島弧新生下地殼再造的產(chǎn)物，不僅記錄了華北克拉通新太古代晚期陸殼生長，而且見證了板塊構(gòu)造特有的陸殼增生-演化機制的建立。

5 結(jié)論

(1)遼北清原柴河、摩離紅奧長花崗巖形成于2550～2546Ma，并經(jīng)歷了2510～2480Ma的高級變質(zhì)作用。

(2)清原奧長花崗巖具有世界上典型TTG巖石的地球化學(xué)特征，并呈現(xiàn)接近虧損地幔的全巖εNd(t)和鋯石εHf(t)值。這些元素與同位素地球化學(xué)特征指示其可能形成于俯沖板片或島弧下地殼在石榴角閃巖相至榴輝巖相條件下部分熔融。

(3)通過區(qū)域巖漿-變質(zhì)事件的對比與分析，我們認為華北克拉通東部新太古代晚期巖漿熱事件主要受控于初始板塊構(gòu)造體制下的短周期、小規(guī)模俯沖-碰撞-伸展造山旋回。遼北清原TTG片麻巖為探討太古宙-元古宙之交板塊構(gòu)造啟動過程中巖漿作用的地球化學(xué)行為提供了區(qū)域案例。

致謝衷心感謝彭澎研究員和匿名審稿專家提出寶貴的修改意見；感謝凌瀟瀟、李潮峰在SIMS鋯石U-Pb測年、全巖Sr-Nd同位素測試過程中給予的熱心幫助。