王惠初, 任云偉, 陸松年, 康健麗, 初 航, 于宏斌, 張長捷

1)天津地質礦產研究所, 天津 300170; 2)吉林省區(qū)域地質礦產調查所, 吉林長春 130022; 3)沈陽地質礦產研究所, 遼寧沈陽 110034

遼吉古元古代造山帶的地層單元劃分與構造屬性

王惠初1), 任云偉1), 陸松年1), 康健麗1), 初 航1), 于宏斌2), 張長捷3)

1)天津地質礦產研究所, 天津 300170; 2)吉林省區(qū)域地質礦產調查所, 吉林長春 130022; 3)沈陽地質礦產研究所, 遼寧沈陽 110034

遼吉古元古代造山帶位于華北克拉通東部, 造山帶的沉積構造背景和地層格架長期存在爭議。最近的研究表明, 遼吉古元古代造山帶的沉積環(huán)境為一活動大陸邊緣弧后盆地, 經歷了早期弧后盆地擴張和晚期盆地收縮-俯沖-造山的演化過程。北遼河群的浪子山組—里爾峪組(含老嶺群達臺山組)與南遼河群的里爾峪組和老嶺群的螞蟻河組應是同時異相的產物, 前者沉積在弧后盆地大陸邊緣一側, 以陸緣碎屑沉積為主夾少量酸性火山巖; 后者發(fā)育在弧后盆地巖漿弧一側, 火山作用強烈。集安群(荒岔溝組和大東岔組)和南遼河群的中上部(南高家峪組—大石橋組)所構成的孔茲巖系為弧后盆地收縮-俯沖階段的沉積建造(相當于弧前構造背景), 遭受了~1.9 Ga的變質作用, 并被~1.9 Ga的石榴石花崗巖侵入。河欄—草河口地區(qū)的“大石橋組一段”為一套大理巖夾變質基性火山巖的沉積建造, 變質基性火山巖和變質基性巖脈均具有島弧拉斑玄武巖特征, 形成于弧后盆地的構造背景。依據其中基性火山巖~1.87 Ga的SHRIMP鋯石U-Pb年齡, 推測其為弧后盆地俯沖收縮階段的產物。狹義的蓋縣組及其相當地層的碎屑鋯石反映出大量古元古代的年齡信息, 太古宙年齡信息相對較少, 故推測物源區(qū)主要來自南側的巖漿弧, 所謂的“狼林地塊”不是一個太古宙陸塊, 而主要表現為一條古元古代巖漿弧。

華北克拉通; 古元古代; 遼吉造山帶; 地層劃分; 弧后盆地

遼吉古元古代造山帶位于華北克拉通東部, 古老造山帶中賦存有豐富的硼礦、鉛鋅礦、菱鎂礦、滑石礦、金礦、銅礦、鐵礦、磷、石墨等礦產資源,尤以菱鎂礦和硼鎂鐵礦為特色, 長期為國內外地質學家所關注。遼吉古元古代造山帶是標志華北克拉通基底形成的重要造山帶之一(白瑾, 1993; 李三忠等, 1998, 2001; Zhao et al., 2005, 2012; Lu et al., 2006; 趙國春, 2009; Zhai et al., 2010; Zhao and Zhai, 2013), 主要由古元古代的變質巖系(遼東地區(qū)的遼河群、吉南地區(qū)的集安群、老嶺群)和古元古代花崗巖等組成(圖1)。遼吉古元古代造山帶的地層劃分和構造背景長期以來存在爭議。構造背景方面, 許多學者認為遼吉活動帶是一條古元古代的裂谷帶(張秋生, 1988; 陳榮度, 1990; 陳榮度等, 2003; 楊振升等, 1995; Peng and Palmer, 1995; Liu et al., 1997; 李三忠等, 1997, 1998; Li et al., 2005, 2006; Luo et al., 2008), 經歷了陸內裂解到裂谷封閉(褶皺造山)的演化過程; 另外一些學者則認為遼吉活動帶是一條古元古代弧-陸或陸-陸碰撞造山帶(白瑾, 1993; 賀高品和葉慧文, 1998; Faure et al., 2004; Lu et al., 2006),

是原本分離的兩個陸塊拼合造山的結果。在地層劃分與對比方面, 遼寧和吉林兩省的地質工作者一直有不同認識, 遼寧的地質工作者多認為南、北遼河群(除蓋縣組之外)為同時異相關系(遼寧省地質礦產局, 1989), 而吉林的地質工作者則認為老嶺群和集安群為上下關系(吉林省地質礦產局, 1988); 還有一些學者提出了另外的地層劃分對比方案(姜春潮, 1987; 張秋生, 1988; 白瑾, 1993); 這些認識上的分歧制約著地質找礦工作的思路和部署。針對這些制約找礦突破的基礎地質問題, 近年來許多學者開展了大量的研究工作(Li et al., 2005, 2006, 2007; Luo et al., 2004, 2008; Wan et al., 2006; 路孝平等, 2004a, b; Lu et al., 2006; 王惠初等, 2011; Meng et al., 2013, 2014), 尤其是同位素年代學和同位素示蹤的研究取得了重要進展。作者等借助地質調查項目的支持, 最近幾年也在遼吉地區(qū)開展了較系統(tǒng)的調查和研究工作, 以巖漿作用研究為主線, 通過對遼吉造山帶中古元古代巖漿作用、沉積作用和變形變質作用的綜合研究, 取得了一些新的認識, 識別出4套侵入巖漿組合和 2套火山沉積組合, 其中埃達克質侵入巖組合和大洋拉斑-鈣堿性玄武巖組合對遼吉古元古代造山帶的大地構造背景的判別有重要的地質意義(王惠初等, 2014)。本文是對遼吉古元古代造山帶中巖石地層格架和建造劃分對比的一些新認識, 冀望在研究思路上能起到拋磚引玉的作用,從而促進遼吉古元古代造山帶成礦地質背景的研究。

圖1 遼吉古元古代造山帶地層單元劃分簡圖Fig.1 Schematic structural map of Paleoproterozoic Liao-Ji Orogeny

1 遼吉古元古代變質地層劃分沿革

1.1 遼東地區(qū)古元古代地層劃分

遼東地區(qū)的古元古代遼河群是由齋藤林次(1938)所建立的“遼河系”演變而來, 經過20世紀60至 70年代的大面積區(qū)域地質調查和研究, 基本確立了遼河群的地層框架(表1)。遼河群角度不整合于新太古代鞍山群和花崗巖(連山關花崗巖)之上,其上被中元古代榆樹砬子群不整合覆蓋。遼河群在20世紀70年代進行區(qū)域地質調查時自下而上劃分為下亞群浪子山組、里爾峪組, 上亞群高家峪組、大石橋組和蓋縣組(遼寧省地質礦產局, 1989)。由于巖相變化、變質程度、構造變形和混合巖化程度等方面的差異, 通常以蓋縣—析木城—塔子嶺—茳草甸子—叆陽一線為界, 將遼河群分為南北兩區(qū), 俗稱南遼河群和北遼河群。南、北兩個地區(qū)共用蓋縣組, 但蓋縣組之下地層尤其是里爾峪組有較大差異。許多學者和地調科研單位對遼河群開展了大量的調查研究工作, 從不同的研究角度出發(fā), 提出了不同的地層劃分和對比方案(表1)(姜春潮, 1987; 張秋生, 1988; 白瑾, 1993; 賀高品和葉慧文, 1998)。

表1 遼東地區(qū)古元古界遼河群地層劃分對比沿革Table 1 History of stratigraphic division of Paleoproterozoic Liaohe Group in east Liaoning Province

1.2 吉南地區(qū)古元古代地層劃分

吉南地區(qū)與遼河群相當的變質地層為集安群(下部)和老嶺群(上部), 其地層劃分沿革見表 2。集安群主要分布于通化市以南的清河鎮(zhèn)、財源及和平一帶, 一度劃分為清河組、新開河組和大東岔組,現通常劃分為螞蟻河組(以含硼為特征)、荒岔溝組(以含石墨為特征)和大東岔組(以富鋁為特征)(張景枝和張永煥, 1998)。目前集安巖群的螞蟻河巖組(含硼巖系)、荒岔溝巖組(含石墨巖系)的含義和巖石組合已為多數研究者所認同, 而大東岔巖組(高鋁巖系)的層位及其區(qū)域對比仍存爭議(王福潤等, 1988;吉林省地質礦產局, 1997)。老嶺群自下而上劃分為達臺山組(林家溝組)、珍珠門組、花山組、臨江組和大粟子組, 其時代歸屬曾有古元古界和中元古界之爭。姜春潮(1987)認為達臺山組是一套性質不明地層, 可能包括了鞍山群、集安群、草河群、遼陽群的組成部分。白瑾(1993)研究認為花山組和大栗子組屬同一套地層, 均為一套淺變質泥砂質巖, 兩者僅僅在變質程度上有細微差異。珍珠門組的地層位置也是遼吉地區(qū)古元古代地層劃分問題之一。白瑾(1993)和邢樹文等(2010)認為珍珠門組位于老嶺群上部或頂部; 邵建波和范繼璋(2004)則認為珍珠門組應該解體, 分布在渾江南岸老嶺山脈兩側的珍珠門組與大石橋組相當, 而渾江北岸的珍珠門組相當于中元古代的高于莊組。

2 關鍵地層對比與構造屬性

在總結前人觀點與分歧的基礎上, 作者等對地層劃分對比中的一些關鍵部位和關鍵地層進行了調查和研究。

2.1 蓋縣組的劃分對比

傳統(tǒng)觀點將蓋縣組視為遼河群的頂部層位和蓋縣—草河口復式向斜的核部, 并超覆到南遼河群的不同層位之上。但是目前區(qū)域上的蓋縣組卻包羅萬象, 既存在東西差異也存在南北差異, 且易與大石橋組和高家峪組中的富鋁片巖混淆, 而許多變質作用研究是以蓋縣組片巖為基礎, 很容易根據變質程度人為地歸屬到南遼河群或北遼河群。

表2 吉南地區(qū)古元古代地層劃分沿革Table 2 History of division of Paleoproterozoic strata in south Jilin Province

東西差異: 遼東西部蓋縣地區(qū)和東部寬甸地區(qū)的蓋縣組在巖石組合和變質程度上均明顯不同。蓋縣地區(qū)為變質砂巖、千枚巖、云母片巖, 變質稍深部位普遍出現十字石和石榴石, 變余層理?？勺R別,主要面理為S1片理, 不同程度地發(fā)育褶劈理。東部寬甸的太平哨—下露河一帶, 蓋縣組主要為石榴夕線黑云片巖(片麻巖)、含石榴黑云母片巖, 以含夕線石(+堇青石)為特征, 巖石的變余層理難以識別, 主要面理為 S2片理(構造置換面理), 并遭受了不同程度的部分熔融作用, 出現淺色的不規(guī)則長英質條帶;在太平哨附近的片巖、片麻巖或多或少地見含石墨。吉南地區(qū)與蓋縣組相當的變質地層一部分被劃分為集安群的大東岔組(即寬甸地區(qū)的蓋縣組), 一部分被劃分為花山組和大栗子組, 相當蓋縣地區(qū)的蓋縣組, 但吉南的花山組和大栗子組中均含有大理巖組合(相當小大石橋組), 且大栗子組中含有蘇必利爾湖型變質沉積鐵礦, 多呈似層狀、透鏡狀產于靠近大理巖附近的千枚巖中。

南北差異: 遼寧區(qū)調隊在區(qū)調工作中曾將隆昌—生鐵嶺一帶作為解決南北遼河群對比的關鍵部位,從兩側的里爾峪組向中間推進, 分別劃分出高家峪組、大石橋組一二三段, 中間為蓋縣組, 認為層序完整, 對應關系較好。但該地段存在兩個問題, 一是北側的大石橋組一段厚度從東到西由巨厚變?yōu)闃O薄, 二是北大石橋組三段的菱鎂礦大理巖在此處從西往東由巨厚迅速減薄甚至尖滅, 而這套菱鎂礦大理巖兩側均為云母片巖, 卻分別劃分為大石橋組二段和蓋縣組。為解決南北遼河群的對比問題, 遼寧省地質局于20世紀70年代末部署了連山關—四門子地區(qū)1:5萬非標準圖幅填圖工作(遼寧省地質局第八地質大隊, 1981)。地質填圖在草河口西南部勾畫出一個由蓋縣組構成的向斜構造, 但北側所劃的蓋縣組三段直接與大石橋組接觸, 未見南側的蓋縣組一段和二段。蓋縣組三段巖性為硬綠泥石千枚巖、板巖、變質粉砂巖、石英巖(具波痕構造), 變質程度為綠片巖相, 最高可達十字石帶; 南側的蓋縣組一、二段巖性為夕線二云片巖、十字二云片巖、變粒巖等, 變質程度為角閃巖相, 以含夕線石為特征;所謂的向斜構造明顯不對稱。野外實地調查顯示,在石哈寨南河坎子村附近的大石橋組二段和其南側的蓋縣組在巖性組合上沒有本質的區(qū)別, 均為經過構造置換的含夕線石的二云母片巖, 而其北側大滴臺一帶的蓋縣組三段則為淺變質粉砂巖。兩者相距不足1 km, 難以用變質相變解釋, 只能是非正常接觸關系(構造接觸關系)。

從河坎子向西延, 在青城子鎮(zhèn)北所見蓋縣組為瘤狀云母片巖, 瘤狀體直徑一般為1~3 cm, 最大約8 cm。瘤狀體主要由石英、夕線石和白云母構成, 瘤狀體是巖石韌性剪切和構造置換的結果。該地大石橋組三段缺失, 蓋縣組片巖直接與大石橋組二段片巖接觸, 兩者難以區(qū)分。

通過區(qū)域追索可以看出, 寬甸地區(qū)原劃分的蓋縣組不能同蓋縣—大石橋一帶的蓋縣組對比, 應與吉林的集安群大東岔組對比。草河口—塔子嶺一線的地層劃分應重新厘定, 需要突破原來遼河群南北層序對應觀念的束縛。

2.2 蓋縣組片巖與下伏地層的關系

在塔子嶺—通遠堡—寬甸—集安一帶的蓋縣組(大東岔組), 不僅變質程度較深, 且均遭受了強烈的構造置換, 目前巖石顯示的片理(片麻理)均非S1面理, 表明變質作用溫度峰期發(fā)生在片理褶皺期間(北遼河群的變質作用峰期發(fā)生在片理褶皺之前)。因此, 其與兩側巖石單位的接觸均為構造接觸關系, 討論是否為整合關系已無實際意義。

蓋縣博洛堡—析木城一帶的蓋縣組與北側大石橋組為斷層或韌性剪切接觸, 接觸帶大石橋組一側是重要的滑石礦產出層位; 姜春潮(1987)認為大石橋組位于蓋縣組之上。在大安口附近, 前人多將大安口南側的蓋縣組片巖作為向斜的核部, 而將大安口附近的含菱鎂礦、滑石的大理巖建造與五間房東南側的大理巖建造對比, 分別視為向斜構造兩側的北遼河群和南遼河群的大石橋組三段; 實際上,將大安口附近的含菱鎂礦建造作為向形構造的核部更為合理, 北側的大石橋組二段富鋁片巖與南側蓋縣組富鋁片巖可能是同一套地層, 而大安口含菱鎂礦建造構成的核部向東翹起直至尖滅。該地含菱鎂礦建造與兩側的富鋁片巖均為構造接觸。

虎皮峪背斜南翼的湯池—黃土嶺—老轎頂一帶, 蓋縣組片巖分別與大石橋組、高家峪組和里爾峪組接觸, 前人資料多認為是超覆接觸或是構造尖滅。在湯池東南張家堡北可觀察到蓋縣組變質泥砂巖逐漸過渡為大理巖, 可以認為蓋縣組與所謂的“南大石橋組”保存了原來的正常沉積接觸關系;在黃土嶺北的向陽村附近, 蓋縣組片巖之下未見大石橋組出露, 僅出露為含炭質大理巖、含炭質透閃巖和變質碎屑巖, 應屬于高家峪組; 而在黃土嶺東的老轎頂一帶所謂的高家峪組亦非常薄甚至尖滅,蓋縣組直接與里爾峪組變粒巖接觸。從虎皮峪背斜北側的南臺子繞虎皮峪背斜核部到南翼的老轎頂一帶追索, 不協(xié)調接觸界面不是出現在蓋縣組與下伏地層單位之間, 而是出現在高家峪含石墨或含炭質巖系內部, 這是遼吉花崗巖和南里爾峪組一起發(fā)生逆沖推覆構造的主要滑動面。

2.3 北大石橋組的東西對比

北遼河群分布于蓋縣—析木城—塔子嶺—茳草甸子—叆陽一線以北。以遼陽隆昌為界分為東西兩區(qū), 東區(qū)稱遼陽河欄—本溪草河口地區(qū), 西區(qū)稱海城—遼陽隆昌地區(qū), 東西兩個分區(qū)的浪子山組和里爾峪組巖性亦有差異, 大石橋組更是存在本質的區(qū)別。

東區(qū)(遼陽河欄—本溪草河口地區(qū))發(fā)育“大石橋組一段”大理巖, 而“大石橋組三段”則很薄或尖滅。大石橋組一段與下伏地層多呈不協(xié)調接觸關系, 尤其是隆昌地區(qū)的接觸關系前人有不同的認識,姜春潮(1987)視為不整合的證據。大石橋組一段中見有多層變質基性熔巖和大量未變質的輝長輝綠巖,變質基性熔巖中保存有較好的枕狀構造。變質基性熔巖主體具有島弧拉斑玄武巖的特征, 部分具有島弧鈣堿性玄武巖特征, 少量樣品甚至具有高鎂安山巖的地球化學特點, 形成構造環(huán)境總體與島弧或弧后盆地的大地構造背景相關。從變質枕狀熔巖中獲得了(1869±28) Ma的鋯石SHRIMP U-Pb年齡(王惠初等, 2011), 指示這套大理巖夾基性火山巖建造形成于~1.87 Ga左右, 明顯晚于其北側的浪子山組—里爾峪組(乃至高家峪組), 侵入浪子山組—里爾峪組變質巖中的變質基性巖脈中已獲得了(2110± 31) Ma的斜鋯石 U-Pb年齡(董春艷等, 2012)和~2.15 Ga的鋯石U-Pb年齡(Meng et al., 2014)。

西區(qū)(海城—遼陽隆昌地區(qū))發(fā)育“大石橋組三段”大理巖, 以產菱鎂礦為特征, 并含大量疊層石;大石橋組一段則較薄且與高家峪組不易區(qū)分。由于這套含菱鎂礦的大理巖建造與蓋縣組片巖呈韌性剪切接觸, 無其它直接證據證明兩者的先后順序, 目前看法仍有分歧。姜春潮(1987)和白瑾(1993)均認為這套菱鎂礦建造自成不對稱向斜構造, 是遼河群的最新層位; 邢樹文等(2010)也認可吉林的珍珠門組含菱鎂礦大理巖建造是老嶺群的上部層位。但李三忠等(1997)和王成文等(1997)通過地質填圖仍認為蓋縣組片巖位于大石橋菱鎂礦建造之上。從大石橋組含菱鎂礦大理巖建造中疊層石保存較好的情況看,這套巖石建造變形變質強度相對較弱, 缺少蓋縣組和浪子山組片巖中普遍發(fā)育的褶劈理(S2)。發(fā)育疊層石意味著遠離河流入?？诘臑I海潮間帶環(huán)境, 較蓋縣組泥質-粉砂質沉積所反映的濱淺海環(huán)境有所不同, 也不同于大石橋組一段夾基性火山巖的活動性盆地環(huán)境。結合大安口一帶的觀察本文暫將含菱鎂礦建造置于蓋縣組片巖之上。

2.4 含硼巖系與硼鎂鐵礦的地質意義

遼吉南部的含硼巖系指遼河群的南里爾峪組和集安群的螞蟻河組, 以含電氣石變粒巖、磁鐵淺粒巖(含楊林式鐵礦)和含硼鎂鐵礦(后仙峪式硼礦和翁泉溝式硼鐵礦)為特征, 空間上往往與遼吉花崗巖伴生。北里爾峪組中雖然局部見電氣石變粒巖,但火山活動相對較弱; 遼陽八會一帶的北里爾峪組也見硼礦點但不構成工業(yè)礦體; 更重要的是北里爾峪組中不存在硼鎂鐵礦, 未見基性-超基性巖組合,卻產有層狀硫鐵礦。

從虎皮峪、生鐵嶺和楊木桿嶺等地區(qū)觀察, 里爾峪組巖石類型主要有電氣石變粒巖、黑云母變粒巖(淺粒巖)、磁鐵淺粒巖、電氣磁鐵變粒巖(淺粒巖),角閃透輝變粒巖等, 并夾有斜長角閃巖。如果按長石種類劃分, 則可分為鉀長變粒巖(淺粒巖)、二長變粒巖(淺粒巖)和鈉長變粒巖(淺粒巖)。前人對里爾峪組變粒巖(淺粒巖)的原巖進行過較多研究(區(qū)域地質調查資料; 姜春潮, 1987; 張秋生, 1988), 多認為鈉質變粒巖(淺粒巖)為酸性火山巖, 二長變粒巖(淺粒巖)部分為酸性火山巖, 部分為不成熟碎屑巖; 鉀長變粒巖(淺粒巖)則主要為不成熟碎屑巖。在生鐵嶺見較多含夕線石石英瘤狀體的黑云淺粒巖, 在虎皮峪背斜北側里爾峪組淺粒巖中見殘留的斜層理, 其原巖均屬碎屑沉積巖, 變質碎屑巖在里爾峪組巖石中占有一定的比重。電氣石變粒巖中也有部分為鈉長變粒巖, 電氣石是在變質作用過程中硅酸鹽礦物與含硼流體或熔體相互反應形成(黃作良等, 1996; Yan and Chen, 2014), 而非原生沉積過程中形成。

硼鎂鐵礦是含硼巖系中特有的礦床類型, 礦床成因有不同認識, 主要觀點有: 蒸發(fā)沉積成礦(Peng and Palmer, 1995; Peng et al., 1998, 2002; Jiang et al., 1997; 胡古月等, 2014a, b); 熱水沉積型礦床(馮本智等, 1998); 海底火山噴發(fā)-熱液改造成礦(張秋生, 1988; 劉敬黨等, 2007)。最近幾年, 隨著礦區(qū)勘探工作的深入, 蛇紋石化橄欖巖對硼鐵礦床的控礦作用逐漸引起重視。在營口后仙峪、鳳城翁泉溝、遼陽生鐵嶺影壁山、寬甸大西岔和吉林集安硼礦等地均見有以磁鐵礦蛇紋巖或蛇紋石化硼鎂鐵礦橄欖巖為主要礦石類型的硼-鐵礦床。王翠芝等(2006)和劉敬黨等(2007)認為含硼巖系中的橄欖巖為巖漿成因,與秦嶺造山帶中松樹溝超基性巖相似; 硼鎂石(硼鎂鐵礦)型硼礦的形成是后期含硼熱液交代超鎂橄欖巖的結果(王翠芝等, 2008), 并將硼礦化類型分為鎂橄欖巖型、橄欖玄武巖型和富鎂大理巖型等三種類型(劉敬黨等, 2007)。

實際上, 早在20世紀 80年代, 方如恒和張亞范(1983)就認為翁泉溝鐵礦是由橄欖巖演化而來,硼鎂鐵礦的形成是多次地質-地球化學作用的結果,主要成礦因素是橄欖巖水化以及與含硼流體的交代作用。對超鎂鐵質巖是超基性熔巖還是超鎂鐵質堆晶巖尚無定論, 前人依據礦床的層控性傾向于鎂鐵質熔巖(方如恒和張亞范, 1983; 劉敬黨等, 2007; 肖榮閣等, 2007)。但翁泉溝、大西岔和影壁山等礦區(qū)均存在大量的磁鐵蛇紋巖, 翁泉溝礦區(qū)可見磁鐵蛇紋巖中夾有較純的蛇紋石化橄欖巖, 故作者等傾向于是超鎂鐵質堆晶巖。對影壁山一帶的硼鎂鐵礦研究顯示, 硼鎂鐵礦與鎂橄欖石平衡共生(圖2), 含硼鎂鐵礦的橄欖巖為變質橄欖巖。翁泉溝礦區(qū)的采選實踐表明, 未蝕變的硼鎂鐵礦選礦難度大, 當硼鎂鐵礦橄欖巖蝕變分解為硼鎂石、磁鐵礦和蛇紋石等礦物時易于利用(夏學惠和魏祥松, 2005)。反之, 可推測硼鎂鐵礦是富硼流體與蝕變的超鎂鐵質巖石在(高)角閃巖相變質條件下反應的結果。

超鎂鐵質巖石與變質酸性火山巖、變質碎屑巖、斜長角閃巖、石英巖、鎂質大理巖等巖石類型共生, 是一套不協(xié)調的巖石組合; 翁泉溝的斜長角閃巖被認為是科馬提質玄武巖, 后仙峪的電氣石英巖被認為是熱水沉積的硅質巖(李雪梅等, 2008); 這套巖石組合存在蛇綠混雜巖或增生雜巖的可能性。結合膠北地區(qū)高壓麻粒巖的存在(周喜文等, 2004; Zhou et al., 2008; Tam et al., 2012), 可以推測在遼吉古元古代造山帶中曾經出現過洋殼和俯沖作用。這樣南遼河群主體應該是洋盆另一側的產物, 不能簡單地與北遼河群對比。

圖2 生鐵嶺橄欖巖中橄欖石與硼鎂鐵礦平衡共生(BSE圖像)Fig.2 Equilibrium coexistence between olivine and ludwigite in peridotite from Shengtieling area(BSE image)

綜上所述, 遼吉造山帶中古元古代變質地層劃分和對比還存在較大分歧。究其原因主要有如下兩個方面: (1)客觀上的復雜性, 遼吉造山帶中的層狀變質巖系空間上形成于不同的構造背景和不同的沉積環(huán)境, 沉積相和沉積建造存在巨大差異; 變形變質作用多期性和不均一性使其成為一套看似有序內部無序的變質地層, 褶皺構造、韌性剪切構造和逆沖推覆構造發(fā)育, 常存在重復疊置、地層缺失, 以及同巖異貌、異巖趨同等現象。(2)研究方法和認識上的誤區(qū), 遼吉古元古代活動帶不論是裂谷封閉還是陸緣拼貼-碰撞, 均認可最后的造山過程, 即遼吉古元古代活動帶是造山帶。但造山帶中的變質巖系不同于穩(wěn)定陸塊上的沉積蓋層(如華北克拉通上的中新元古界)或陸內盆地沉積(如滹沱群), 不能套用沉積地層學研究方法, 而應采用構造地層學(非史密斯地層)和綜合大地構造相分析的研究方法, 擺脫傳統(tǒng)觀念的束縛。

3 同位素年代學對地層劃分的制約

近幾年, 許多學者對遼吉造山帶的不同地層單元和其中的古元古代侵入體開展了廣泛的鋯石年代學研究(Luo et al., 2004, 2008; 郝德峰等, 2004; Wanet al., 2006; Lu et al., 2006; Li et al., 2006; Li and Zhao, 2007; Meng et al., 2013)。年代學研究成果對遼吉造山帶的地層格架有重要制約作用。

3.1 變質地層的鋯石年代學

變質地層的鋯石測年可以分為直接年齡和間接年齡兩種類型, 前者對變質地層中的火山巖夾層定年, 是地層時代確定的直接依據; 后者對變質地層中碎屑鋯石定年, 只能作為確定地層時代的間接依據。

3.1.1 變質火山巖測年

Wan等(2006)在海城北里爾峪組細粒黑云變粒巖(LD0106-1)中獲得的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為(2179±8) Ma, 認為可代表原巖酸性火山巖的年齡。邢德和等(未發(fā)表資料)從隆昌里爾峪組淺變質流紋巖中獲得的鋯石U-Pb年齡為~2.18 Ga。

Lu等(2006)在通化北部光華巖群變質玄武巖(Y022)中獲得(2123±16) Ma的鋯石U-Pb年齡(代表原巖年齡), 另外一組(2497±39) Ma認為是繼承鋯石年齡。在清河鎮(zhèn)西北螞蟻河組含透輝片麻巖(Y006-1)獲得一組(2103±18) Ma鋯石 U-Pb年齡(207Pb/206Pb加權平均年齡), 不一致上交點年齡為(2130±25) Ma, 認為其原巖是中性火山巖, 故年齡可代表火山巖成巖年齡, 另外一組(2476±22) Ma代表繼承鋯石年齡。

作者等曾在遼陽河欄地區(qū)大石橋組一段的變質枕狀熔巖中獲得(1869±28) Ma的鋯石 SHRIMP U-Pb年齡(王惠初等, 2011), 鋯石呈板狀, 陰極發(fā)光圖像顯示鋯石內部有暗淡的板條狀斑紋, Th/U較高(0.4~10.06), 無變質鋯石跡象, 年齡值可代表玄武巖形成年齡。最近對采自寬甸楊木桿嶺的黑云二長變粒巖(11LJ51)進行了LA-ICP-MS法測年, 鋯石的陰極發(fā)光圖像顯示, 大多數具有核邊結構, 核部具有較清晰的巖漿結晶鋯石的震蕩環(huán)帶; 變質邊寬窄不一, 顏色暗淡, 具不均勻斑紋。鋯石核部年齡測試數據集中, 獲得一組207Pb/206Pb加權平均年齡(2181±5) Ma(29個數據點, Th/U＞0.22)。變質生長邊則大致獲得一組(1915±15) Ma的年齡(5個數據點, Th/U＜0.09)(圖 3); 該樣品原巖恢復為英安質火山巖, 故(2181±5) Ma可代表成巖年齡, 與早期階段的遼吉花崗巖形成時代相當。

孟恩等(2013)在寬甸大西岔附近采集含電氣石淺粒巖(DD07-4, 里爾峪組)進行鋯石LA-ICP-MS法測年, 大多數鋯石年齡數據介于2220~2036 Ma, 加權平均峰期年齡~2179 Ma。變質鋯石或變質生長邊的年齡為(1884±12) Ma(207Pb/206Pb年齡為1878~1895 Ma)。該樣品為含電氣斜長淺粒巖, 原巖應為酸性火山巖, ~2179 Ma的峰值應代表原巖形成年齡, 其它年齡數據應為變質事件改造的結果。~2179 Ma的年齡與作者等從楊木桿嶺黑云二長變粒巖中獲得的(2181±5) Ma數據一致。

從上述測年結果看, 遼吉造山帶中的地層系統(tǒng)似乎可以劃分為兩個階段, 早期在~2.1~2.18 Ga,是遼吉造山帶弧后張裂階段的產物; 晚期階段在~1.87 Ga前后, 是匯聚造山階段的產物。

圖3 里爾峪組黑云變粒巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 U-Pb concordia diagram of the zircon from biotite leptynite in Lieryu Formation

3.1.2 碎屑鋯石測年

3.1.2.1 遼東地區(qū)

Luo等(2004)對海城附近的浪子山組進行了碎屑鋯石 LA-ICP-MS法測年, 采自海城上英水庫附近的中粗粒長英質片巖、泥質片巖樣品獲得的年齡數據為2.05~2.24 Ga, 并存在~1.93 Ga變質作用記錄, 認為該樣品的物質源區(qū)主要來自古元古代花崗巖。上英水庫附近古元古代花崗巖發(fā)育, 其物質來源具有合理性, 缺少太古宙年齡信息, 有可能是近源沉積的緣故。對隆昌大北灣附近里爾峪組樣品的碎屑鋯石測年, 主要年齡數據集中在2.03~2.28 Ga,少量2.4 Ga, 也缺少太古宙源區(qū)信息。Luo等(2008)在華子峪菱鎂礦北側大石橋組下部采集的樣品(十字黑云片巖和黑云斜長片巖)則給出了2.25~2.53 Ga的年齡信息, 主體與太古宙TTG片麻巖一致, 少部分可能來自古元古代花崗巖。這可能是盆地下沉,碎屑物來自更遠的盆緣山系。

在虎皮峪背斜南翼, 黃土嶺老轎頂北側里爾峪組黑云變粒巖中獲得的鋯石年齡主要在(2117±4) Ma附近, 并有部分2.42 Ga和2.68 Ga的年齡信息, 而其上的高家峪組黑云變粒巖中獲得的鋯石U-Pb年齡則主要在~2.51 Ga, 在~2.27 Ga、~2.42 Ga和 ~2.66 Ga也有小的峰值(Luo et al., 2008)。這一特點也可能預示早期沉積物主要為近源, 來自古元古代遼吉花崗巖或同期火山巖, 隨后盆地擴張, 源區(qū)更廣泛。大石橋建一附近的大石橋組長英質片麻巖中缺少太古宙年齡信息, 主要介于 2.01~2.28 Ga之間, 并存在1.93 Ga的變質年齡。但區(qū)調填圖(1/5萬接官廳幅)認為建一附近缺失大石橋組, 蓋縣組片巖直接與高家峪含炭質巖系接觸, 因此該樣品有可能代表的是蓋縣組片巖。張艷飛等(2010)曾對后仙峪礦區(qū)的電氣石巖進行SHRIMP鋯石U-Pb測年, 3個樣品的鋯石陰極發(fā)光圖像顯示, 多數鋯石具有核邊結構, 核部鋯石震蕩環(huán)帶發(fā)育, 認為是來源于巖漿成因的碎屑鋯石, 鋯石SHRIMP U-Pb年齡為~2175 Ma; 邊部鋯石也有暗淡的生長環(huán)帶, 且 Th/U比值較低, 獲得的鋯石U-Pb年齡為~1.9 Ga, 代表變質事件的記錄。

大石橋地區(qū)的蓋縣組: Wan等(2006)對大石橋附近蓋縣組石英巖中鋯石進行SHRIMP測年顯示年齡數據主要集中在 2021~2225 Ma, 來源于古元古代火山巖和花崗巖。Luo等(2008)對虎皮峪背斜北側蓋縣組黑云變粒巖碎屑鋯石測年, 得到的數據主要介于2.05~2.28 Ga之間, 并有少量~2.4 Ga的年齡,與 Wan等(2006)獲得的結果類似, 同樣缺少太古宙年齡信息。

丹東—寬甸地區(qū): Lu等(2006)在丹東市區(qū)西南的高家峪組中采集兩個樣品進行SHRIMP年齡測定, SD4-1(變質砂巖)的 8個數據點中 4個集中在(2192±24) Ma , 另外4個介于1886~2044 Ma之間,最小(1886±16) Ma, 為變質年齡。SD4-7(變質砂巖),年齡較復雜, 最大3356 Ma, 出現2.7 Ga和2.5 Ga兩組碎屑鋯石年齡, 最小的為(2087±24) Ma。孟恩等(2013)從寬甸大西岔附近的黑云石英片巖(DD07-2, 里爾峪組)中獲得的碎屑鋯石年齡介于2033~2546 Ma之間, 最大峰值為~2445 Ma, 存在一系列的2033~2234 Ma年齡數據, 3個變質鋯石測點加權平均年齡為(1884±18) Ma。年齡信息顯示物源區(qū)主要為太古宙, 其次為古元古代地質體。作者等在寬甸步達遠附近蓋縣組堇青石榴二云片巖中采樣獲得的鋯石U-Pb年齡主體介于1937~2259 Ma之間,最大峰值為~2.15 Ga, 其次為~2.21 Ga和~2.02 Ga;另有 5個 2514~2851 Ma的數據點, 以及(1861± 16) Ma、(1906±16) Ma兩個鋯石變質邊的年齡數據。

3.1.2.2 吉南地區(qū)

集安群: Lu等(2006)采自財源鎮(zhèn)西北集安群荒岔溝組, 樣品為含石墨片麻巖(Y015), 鋯石測年數據顯示, 大多數鋯石鉛丟失嚴重, 靠近一致線的數據點在2.1~2.24 Ga之間, 最小的(1838±25) Ma, 認為碎屑源區(qū)主要來自遼吉花崗巖; 并出現一個2879 Ma的數據。Y016斜長角閃巖只有變質年齡(1847±8) Ma。本文作者等在集安高臺溝附近螞蟻河組中采集的斜長角閃巖(09JL21)分選出的鋯石也均為變質鋯石, 鋯石U-Pb年齡為(1864±8) Ma, 與Lu等(2006)獲得的斜長角閃巖年齡在誤差范圍內一致。

老嶺群: Lu等(2006)采自大泉源南老嶺群粗粒石英巖(TPVIII-19)的碎屑鋯石年齡介于 2732~ 2330 Ma之間, 峰值為(2546±12) Ma, 顯示碎屑物主要來源于太古宙基底。而通化南花山組的細粒石英巖(Y026)給出(2156±14) Ma和(2039±15) Ma兩組峰值, 另有少量2357~2500 Ma的數據, 源區(qū)主要是古元古代巖石。

圖4 臨江組石英巖(09JL13)的碎屑鋯石U-Pb年齡譜Fig.4 U-Pb detrial zircon age spectra of quartz (09JL13) in Linjiang Formation

圖5 花山組石英巖(09JL16)的碎屑鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.5 U-Pb concordia diagram of the detrital zircon from quartz (09JL16) in Huashan Formation

作者等在老嶺群中也采集了兩個樣品進行鋯石 U-Pb測年。采自臨江附近的臨江組石英巖(09JL13)樣品測試的80個測點中,207Pb/206Pb年齡最大值為 3386 Ma, 其它207Pb/206Pb表面年齡均大于1984 Ma, 絕大多數數據點介于2.0~2.35 Ga之間(圖4), 諧和線附近測點年齡譜最大峰值為~2.18 Ga,其次為2.06 Ga。碎屑鋯石年齡譜結構表明臨江組石英巖物質來源以古元古代中期的地質體為主, 不是來源于北側的龍崗太古宙地塊, 而是來自造山帶東南側島弧帶。通化南的花山組石英巖(09JL16)的鋯石 30個有效數測點的207Pb/206Pb年齡值均大于2.42 Ga, 極少數數據大于 2.6 Ga, 最大年齡值為2802 Ma, 以2500~2550 Ma之間居多, 不一致線上交點年齡為(2537±17) Ma(圖 5), 諧和線附近的 18個數據點加權平均年齡為(2531±6) Ma, 表明花山組石英的碎屑源區(qū)為較單一的新太古代地質體。推測其物質來源主要來自于北側的龍崗地塊。

以上不完全數據統(tǒng)計顯示, 遼吉造山帶北側大石橋—遼陽隆昌一線的浪子山組和里爾峪組以古元古代的年齡信息為主, 缺少新太古代的年齡信息,這可能意味著物源區(qū)是附近的古元古代花崗巖和火山巖, 為近源沉積。而其上的大石橋組片巖則以~2.5 Ga的碎屑源區(qū)為主, 說明盆地下沉, 源區(qū)以北側大陸新太古代片麻巖為主。

遼吉造山帶南部的里爾峪組以古元古代火山巖為主, 對于一些淺粒巖和變粒巖樣品的原巖性質較難判斷, 不能排除目前獲得的年齡數據部分代表火山巖的成巖年齡, 而碎屑鋯石則可能主要來自于與遼吉花崗巖同期的火山巖。其上的高家峪組同樣表現為盆地下沉出現較多周緣新太古代的源區(qū)信息。

通化—寬甸地區(qū)的里爾峪組和高家峪組以古元古代的年齡信息為主, 但或多或少有太古宙的年齡信息。但老嶺群的碎屑鋯石年齡結構較復雜, 一部分均來自新太古代變質基底, 一部分主要為古元古代的年齡信息。推測在盆地早期陸緣沉積的碎屑巖以新太古代基底片麻巖為碎屑源區(qū), 這部分相當于達臺山組, 與遼寧的浪子山組相當, 只是因在通化西側一帶缺少遼吉花崗巖。而缺少太古代年齡信息的部分則與狹義的蓋縣組(不包括寬甸地區(qū)的蓋縣組和吉南的大東岔組)相當。

從東到西蓋縣組片巖(以及老嶺群的相當地層)的碎屑源區(qū)均為古元古代地質體, 太古宙年齡信息稀少, 故推測碎屑物質主要來自于造山帶南側的巖漿弧, 因俯沖造山南側已隆起為山系。從碎屑鋯石的年齡分布看, 南側巖漿弧應還存在許多不同階段(1.9~2.1 Ga)的花崗質侵入體。故現今的老嶺群可能包含早晚兩部分地層, 早期碎屑源區(qū)來自北側新太古代古大陸, 晚期源區(qū)來自南側巖漿弧。

但是, 必須看到, 變質巖中利用碎屑鋯石判斷原巖沉積時代還存在較大的局限性, 將最小碎屑鋯石年齡視為沉積下限的方法值得商榷, Kr?ner等(2014)對麻粒巖相變質巖的SHRIMP和LA-ICP-MS法測年對比分析表明, LA-ICP-MS法測年的年齡數據在巖漿結晶年齡和變質年齡之間可能存在線性串珠狀分布, 中間的一系列數據點并不具備有效的地質意義。遼吉古元古代造山帶中變質巖系的變質程度為綠片巖相-高角閃巖相, 對其中的碎屑鋯石年齡會有一定程度的影響, 特別是對寬甸—通化地區(qū)高角閃巖相變質巖的 LA-ICP-MS法碎屑鋯石年齡的地質解釋應慎重。

3.2 花崗巖質侵入體的年代學制約

遼吉造山帶古元古代侵入巖漿作用強烈, 前人工作總結了三期主要的巖漿事件, 即2.2~2.1 Ga的張裂階段、1.95~1.86 Ga的造山階段和1.86~1.84 Ga后造山階段的侵入巖漿作用(Li et al., 2007; Lu et al., 2006)。

3.2.1 遼吉花崗巖

遼吉花崗巖前人已進行了大量研究工作。張秋生(1988)將其視為遼吉巖套的一部分, 可見其與含硼巖系的緊密關系。遼吉花崗巖不僅發(fā)育在南部地區(qū), 在北側的大石橋—隆昌一帶也有較廣泛的分布,但物質成分的復雜性和變形強度明顯不如南部地區(qū)。最近幾年, 許多學者對遼吉花崗巖進行了年代學和同位素示蹤研究, 確定遼吉花崗巖形成于2.18~2.10 Ga之間(Li et al., 2006, 2007; Wan et al., 2006; Lu et al., 2006)。多數研究者認可鋁質“A”型花崗巖的觀點, 認為其形成環(huán)境為裂谷背景(Sun et al., 1993; 劉永江和李三忠, 1996; 李三忠等, 1997; 路孝平等, 2004b; 郝德峰等, 2004), 并認為是遼河群沉積的主要碎屑源區(qū)之一(路孝平等, 2004a; Li et al., 2007; Lu et al., 2006; Luo et al., 2004, 2008)。野外地質調查表明, 遼吉花崗巖與地層之間多為構造接觸關系或侵入接觸關系, 真正的沉積接觸關系并未觀察到, 主要是根據變質碎屑巖中鋯石年齡譜推斷而來。在遼吉造山帶的北側, 遼吉花崗巖與浪子山組、里爾峪組甚至高家峪組均為斷層或韌性剪切關系。南部的許多部位可以見到遼吉花崗巖逆沖到變質地層之上, 如后仙峪礦區(qū)(劉敬黨等, 2007)、集安高臺溝礦區(qū)(馮小珍等, 2008)和青城子礦區(qū)(楊振升和劉俊來, 1989), 在北瓦溝玉石礦北的恒山里巖體則被認為是飛來峰式的逆沖推覆體(王惠初和袁桂邦, 1992)。在三家子等地可以見到遼吉花崗巖侵入到里爾峪組電氣變粒巖和高家峪組含墨云母片巖中。遼吉花崗巖作為遼吉造山帶物質組成的一部分卷入了造山作用, 是遼吉造山帶演化早期的產物, 地球化學特征顯示其是在伸展減薄的背景下形成, 但具有較明顯的火山弧巖漿作用的印記。新的研究(王惠初等, 2014)顯示遼吉花崗巖可分為鉀質和鈉質兩種類型, 鈉質遼吉花崗巖相對鉀質遼吉花崗巖形成稍晚(~2.1 Ga), 具有非常低Sr高Yb特征, 與洋脊斜長花崗巖的Sr、Yb含量相當(張旗等, 2006), 形成于低壓環(huán)境; 這表明遼吉花崗巖可能經歷了一個逐漸減薄的過程, 其中鈉質花崗巖可能形成于擴張盆地的后期階段。

3.2.2 強過鋁花崗巖

遼吉南部地區(qū)的強過鋁花崗巖已獲得了較確切的同位素年齡, 如通化南部的巨斑狀石榴石花崗巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為1856~1876 Ma(路孝平等, 2004b; Li et al., 2007)。據Zhao等(2006)研究,狼林地塊上強過鋁花崗巖的年齡為(1908±12) Ma和(1903±49) Ma。

作者等在長白縣鴨綠江邊十一道溝采集了含石榴花崗巖樣品(10JL03), 分選出的鋯石均具有巖漿結晶的生長環(huán)帶, 未見變質生長邊。LA-ICP-MS測年顯示 34個測點207Pb/206Pb年齡大多數介于1901~1954 Ma之間, 大致構成的不一致線上交點年齡為(1904±9) Ma, 2個測點在~2080 Ma, 3個測點~2015 Ma。在十二道溝侵入含石榴花崗巖的輝綠巖中取樣(樣品 10JL04-2), 其中的捕獲鋯石大部分數據給出了(1904±6) Ma的207Pb/206Pb加權平均年齡,一致上交點年齡為(1905±13) Ma, 該年齡數據與樣品 10JL03的年齡誤差范圍內一致, 反映的應該是石榴石花崗巖的形成時代(王惠初等, 2014)。這組年齡值與Zhao等(2006)在朝鮮狼林地塊上獲得的強過鋁花崗巖(1908±12) Ma和(1903±49) Ma的年齡在誤差范圍內一致, 但較路孝平等(2004b)在通化地區(qū)獲得的SHRIMP年齡~1.87 Ga略大, 目前尚難判斷是測試誤差還是強過鋁花崗巖在不同部位的形成時代略有不同。

強過鋁花崗巖是“S”型花崗巖, 來自于富鋁質碎屑巖的重熔, 這表明在這一階段弧后盆地已開始封閉, 早期的陸緣沉積物隨俯沖作用進入地殼深部發(fā)生部分熔融, 上侵到集安群中(含有夕線石榴片麻巖的包體), 制約了集安群上部片巖的形成時代和變質作用峰期的時代。

4 遼吉古元古代變質地層單元的重新劃分

依據遼吉古元古代造山帶不同變質沉積(火山-沉積)建造的巖石組合特點、變質變形特征、鋯石年代學信息及碎屑物質來源, 以及與古元古代不同期次巖漿侵入體的相互關系, 按照板塊構造思路對遼吉古元古代造山帶的演化和變質地層進行重新梳理。

(1)從海城的北里爾峪組和通化的光華巖群中獲得了~2.12~2.18 Ga的火山巖成巖年齡(Lu et al., 2006; Wan et al., 2006), 并從侵入到北里爾峪組地層的變質基性巖墻中獲得了(2110±31) Ma的斜鋯石U-Pb年齡(董春艷等, 2012), 證實這套組合形成于~2.1 Ga以前。

(2)南里爾峪組中已獲得多個~2.18 Ga的中酸性火山巖年齡(本文; 孟恩等, 2013), 螞蟻河組中性火山巖中也獲得了~2.1 Ga的成巖年齡(Lu et al., 2006), 說明南里爾峪組形成時代不晚于~2.10 Ga。

(3)遼吉花崗巖中獲得了大量~2.18~2.10 Ga的年齡數據, 其中鈉質遼吉花崗巖的形成時代在2.10~2.13 Ga(王惠初等, 2014), 并見遼吉花崗巖侵入到南遼河群的高家峪組和里爾峪組。這表明2.10~2.18 Ga之間火山作用與巖漿作用同時發(fā)生,這個階段的沉積物碎屑鋯石可能主要來自于同期的火山巖, 部分來自于盆地邊緣抬升到地表的遼吉花崗巖。

(4)變質碎屑巖中存在大量~2.28~1.95 Ga的巖漿結晶鋯石, 并存在~2.27 Ga、~2.18 Ga、~2.08 Ga、~2.0 Ga的多個峰值, 而北側龍崗地塊上缺少相關地質體記錄; 結合朝鮮境內地層對比和花崗質巖石及碎屑鋯石測年資料(陳榮度等, 2003; Zhao et al., 2006; Wu et al., 2007; 翟明國等, 2007; Zhai et al., 2007)分析, 狼林地塊上新太古代的年齡信息遠不如中國境內的華北克拉通豐富, 早前寒武紀的年齡信息主要集中在古元古代, 有確切證據的太古宙地塊為臨津江帶(Zhao et al., 2006), 因此推斷狼林地塊不是一個太古宙陸塊, 而是一條古元古代的大陸邊緣巖漿弧(含有與龍崗地塊相似的新太古代基底殘留), 是遼吉造山帶的一部分, 是提供蓋縣組等地層的主要碎屑源區(qū)。華北克拉通東緣的膠遼吉造山帶的東南部構造邊界應位于朝鮮半島的臨津江帶(圖6)。

圖6 華北克拉通東緣膠—遼—吉古元古代造山帶展布示意圖(內插圖據Zhao et al., 2005)Fig.6 Sketch map showing distribution of Jiao–Liao–Ji Paleoproterozoic orogen on the eastern margin of the North China Craton (inset after Zhao et al., 2005)

表3 遼吉古元古代造山帶地層格架Table 3 Stratigraphic framework of the Paleoproterozoic Liao-Ji Orogen

(5)南、北里爾峪組形成時代上一致, 在物質組成上有一定的相似性, 且南北均發(fā)育遼吉花崗巖,屬于同一盆地同時異相產物的可能性較大。但陸內裂谷缺少裂谷封閉造山的動力學背景, 故推測遼吉造山帶的沉積構造背景是活動陸緣盆地(即大陸邊緣弧后盆地), 弧后盆地靠近大陸一側相當于較穩(wěn)定的大陸邊緣, 火山作用相對微弱; 而靠近巖漿弧一側則火山活動強烈。

(6)南里爾峪含硼巖系中存在許多硼鎂鐵礦, 這些硼鎂鐵礦是水化蝕變的超鎂鐵質巖與富硼流體在變質作用過程中生成。超鎂鐵質巖石的存在可能預示著弧(巖漿弧)后盆地曾經出現有限的洋殼, 在后期的封閉造山過程中俯沖增生到南側的巖漿弧之下,具有俯沖增生雜巖(蛇綠混雜巖)的構造意義。

(7)石榴花崗巖侵位到集安群和寬甸地區(qū)的遼河群中, 石榴花崗巖的形成時代與變質作用峰期一致。表明集安群和寬甸地區(qū)的遼河群變質變形發(fā)生在~1.9 Ga, 弧后盆地收縮起始于~1.9 Ga之前。

(8)大河欄—草河口地區(qū)的大石橋組一段發(fā)育島弧拉斑玄武巖(王惠初等, 2011), 變質基性巖脈也具有島弧拉斑玄武巖系列特點(Meng et al., 2014)。該套巖石建造的形成環(huán)境應為弧后盆地背景, 而非Faure等(2004)所認為的巖漿弧。拉斑玄武巖所獲得的年齡為~1.87 Ga, 意味著這套地層應晚于集安群和寬甸地區(qū)的遼河群。

(9)狹義的蓋縣組及臨江組、大栗子組等的碎屑鋯石缺少太古宙的年齡信息, 預示著碎屑物質主要來源于南側的巖漿弧。由于北側龍崗地塊向南側巖漿弧下俯沖, 使巖漿弧隆起造山; 弧后盆地收縮,此時的沉積盆地相當于殘余盆地, 蓋縣組及相當地層和大石橋組菱鎂礦建造為殘余盆地建造。

綜上所述, 遼吉古元古代活動帶的變質地層可以劃分為兩個階段, 早期為弧后盆地擴張階段, 晚期為盆地收縮-俯沖階段。~2.18~2.10 Ga擴張作用強烈, 火山活動頻繁。在弧后盆地靠陸一側, 形成浪子山組—里爾峪組、達臺山組等大陸邊緣沉積,物源具有近源性, 火山活動較弱; 在弧后盆地靠巖漿弧一側, 沉積了含硼建造(南里爾峪組和螞蟻河組), 火山活動強烈, 由中酸性向雙峰式演化; ~2.10 Ga弧后盆地拉張出洋殼。~2.10~1.93 Ga, 盆地沉積相對穩(wěn)定, 由擴張向收縮轉化。南側的火山活動延續(xù)到高家峪組, 以拉斑玄武巖為主, 弧后盆地的屬性愈加明顯; 大東岔組及其相當地層(如寬甸地區(qū)的蓋縣組)相當于弧后盆地開始收縮北側大陸向南側巖漿弧俯沖的弧前沉積。北側則仍為大陸邊緣沉積。~1.93~1.86 Ga, 弧后盆地收縮俯沖造山,強烈的變形變質作用, ~1.90 Ga為變質作用峰期;陸緣碎屑巖進入地殼深部部分熔融形成含石榴花崗巖; 殘余盆地中沉積了碳酸鹽巖-拉斑玄武巖建造、碎屑巖建造和菱鎂礦建造(表 3, 圖 1)。最終在~1.85 Ga形成標志造山作用結束的后造山正長巖-石英二長巖-二長花崗巖組合。

5 結論

(1)遼吉古元古代造山帶的沉積環(huán)境為活動大陸邊緣盆地(大陸邊緣巖漿弧的弧后盆地), 經歷了早期盆地擴張和晚期盆地收縮-俯沖-造山的過程,并曾擴張出有限的洋殼, 里爾峪組中含硼鎂鐵礦的超鎂鐵質巖應是古洋殼的遺跡。

(2)北遼河群的浪子山組—里爾峪組(含老嶺群達臺山組)與南遼河群的里爾峪組和老嶺群的螞蟻河組是同時異相的產物, 前者沉積在弧后盆地大陸邊緣一側, 以陸緣碎屑沉積為主夾少量酸性火山巖;后者是弧后盆地巖漿弧一側的火山-沉積建造, 火山作用強烈。

(3)集安群和南遼河群的中上部(南高家峪組—大石橋組, 荒岔溝組和大東岔組)所構成的孔茲巖系由弧后盆地巖漿弧一側的火山-沉積演化為弧后盆地收縮-俯沖的弧前沉積, 遭受了~1.9 Ga的變質作用, 并被~1.9 Ga的石榴石花崗巖侵入, 地層形成時代在~1.9 Ga以前。

(4)河欄—草河口地區(qū)的“大石橋組一段”為一套大理巖夾變質基性火山巖的沉積建造, 變質基性火山巖和變質基性巖脈均具有島弧拉斑玄武巖特征,形成于弧后盆地的構造背景。依據其中基性火山巖~1.87 Ga的SHRIMP鋯石U-Pb年齡, 推測其為弧后盆地俯沖收縮階段的產物。

(5)狹義的蓋縣組(含老嶺群的臨江組、大栗子組和部分花山組)的碎屑鋯石缺少太古宙信息, 推測物源區(qū)主要來自南側的巖漿弧。根據碎屑鋯石年齡譜的結構推測遼吉造山帶南側為一自~2.2 Ga以來的巖漿弧, 所謂的“狼林地塊”不是一個太古宙陸塊, 而主要表現為一條古元古代巖漿弧。

謹以此文祝賀王澤九先生八十華誕。

致謝:參加研究工作的還有天津地調中心的劉歡、常青松、張闊、張家輝等同志, 以及遼寧省地質礦產勘查局的王文清教授級高工、孔慶波高級工程師。工作過程中與計劃項目負責人劉福來研究員進行了多次討論并共同考察。成文過程中得到了中國地質科學院地質研究所耿元生研究員和萬渝生研究員的幫助和指導。在此一并致謝。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos.1212011120154 and 12120114034201) and Key Program of National Natural Science Foundation of China (No.41430210).

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Stratigraphic Units and Tectonic Setting of the Paleoproterozoic Liao–Ji Orogen

WANG Hui-chu1), REN Yun-wei1), LU Song-nian1), KANG Jian-li1), CHU Hang1), YU Hong-bin2), ZHANG Chang-jie3)
1) Tianjin Institute of Geological and Mineral Resources, Tianjin 300170; 2) Jilin Institute of Geological and Mineral Survey, Jilin, Changchun 130022; 3) Shenyang Institute of Geological and Mineral Resources, Liaonin, Shenyang 110034

Paleoproterozoic Liao–Ji orogen is located on the eastern margin of the North China Craton, and its sedimentary tectonic setting and stratigraphic framework are topics of much controversy.Recent studies indicate that the sedimentary environment of Paleoproterozoic Liao–Ji orogen was an active continental margin back-arc basin, which went through an evolutional process of early basin expansion and late contraction-orogeny.The lower North Liaohe Group (Lanzishan Formation and Lieryu Formation, including the Dataishan Formation of Laoling Group) and the lower South Liaohe Group (Lieryu Formation, including the Mayihe Formation of Jian Group) were formed in different tectonic environments simultaneously, the former was a suite of clastic sediments with a small amount of acidic volcanic rocks formed on the inland side of back-arc basin, whereas the latter was developed on the side of the magmatic arc with intense volcanism.The khondalite composed of the Ji'an Group (Huangchagou Formation and Dadongcha Formation) and the upper South Liaohe Group (Gaojiayu Formation and Dashiqiao Formation) was formed in an sedimentary environment similar to one of the fore-arc basin duringcontraction and subduction of the back-arc basin, which was subjected to ~1.9 Ga metamorphism and the intrusion of ~1.9 Ga garnet-bearing granite.The lower Dashiqiao Formation of North Liaohe Group in the Helan–Caohekou area, a metamorphic sedimentary formation composed of marble and mafic volcanic rocks, was formed also in a tectonic setting of back-arc basin, as shown by the fact that the metamorphic mafic volcanic rocks and metamorphic mafic dikes have geochemical characteristics of island-arc tholeiite.According to SHRIMP U-Pb zircon age (~1.87 Ga) of the tholeiite which is regarded as the magmatic crystallization age, the authors hold that the tholeiite was formed at the stage of back-arc basin contraction-subduction.Because the detrital zircons from the narrow sense Gaixian Formation and equivalent strata recorded plenty of Paleoproterozoic age information but only recorded less Archean information, the authors consider that the clastics were mainly from magmatic arc on the south side of Liao–Ji Orogen, and hence the Rangrim Block is basically a Paleoproterozoic magmatic arc rather than an Archean block.

North China Carton; Paleoproterozoic; Liao–Ji Orogen; stratigraphic division; back-arc basin

P534.3; P542.4

A

10.3975/cagsb.2015.05.08

本文由中國地質調查局地質調查項目“華北克拉通對哥倫比亞超大陸事件的響應與構造格架”(編號: 1212011120154)、“華北克拉通變質基底構造分區(qū)及其對成礦作用的制約”(編號: 12120114034201)和國家自然科學基金重點項目(編號: 41430210)聯(lián)合資助。

2015-04-27; 改回日期: 2015-08-02。責任編輯: 閆立娟。

王惠初, 男, 1963年生。博士, 研究員。主要從事區(qū)域地質和前寒武紀地質研究。E-mail: tjwhuichu@163.com。