馬玉波 張勇 李立興 沈宏飛

古元古代膠-遼-吉帶位于華北克拉通東部，夾于龍崗地塊和狼林地塊之間，帶內(nèi)發(fā)育巨量古元古代的陸殼物質(zhì)沉積和強烈的巖漿作用，并經(jīng)受了后期多期巖漿-變質(zhì)及構(gòu)造變形事件的改造(圖1; Liuetal., 2014; 劉福來等, 2015; 王祥儉等, 2017; 趙巖等, 2020)。該帶的構(gòu)造屬性及演化歷史是研究華北克拉通的形成演化、陸塊聚-散的動力學(xué)過程的關(guān)鍵環(huán)節(jié)。目前，對于膠-遼-吉帶的演化過程仍有多種不同認識，如陸內(nèi)裂谷開啟-閉合模式(Lietal., 2005, 2012; Li and Zhao, 2007; Wangetal., 2016)、弧-陸碰撞模式(Yuanetal., 2015; 楊明春等, 2015a; Lietal., 2018)和陸-陸碰撞模式(賀高品和葉慧文, 1998)。同時，由于年代學(xué)結(jié)果的復(fù)雜性及地球化學(xué)數(shù)據(jù)的多解性，目前對膠-遼-吉帶的演化階段研究仍存在大量爭議，特別是多階段多期次的演化過程(翟明國和彭澎, 2007; Zhaoetal., 2012; Wangetal., 2017)。

圖1 遼東地區(qū)古元古代花崗巖分布簡圖(據(jù)Zhu et al., 2019；許王, 2019修改)Fig.1 Simplified geologic map showing the distribution of the Paleoproterozoic granites in the Liaodong area (modified after Zhu et al., 2019 and Xu, 2019)

遼東地區(qū)位于膠-遼-吉帶中段，發(fā)育大量古元古代火山-沉積巖系和中酸性侵入巖體及少量鎂鐵質(zhì)巖體，對研究古元古代造山帶構(gòu)造演化過程具有重要意義(李三忠等, 1997; Wildeetal., 2002; Zhaoetal., 2002, 2005; Zhai and Santosh, 2013)。以往的研究顯示，帶內(nèi)古元古代花崗質(zhì)巖體具有多期次、多成因、構(gòu)造多樣的特點(王祥儉等, 2017)，既有弧巖漿性質(zhì)的高分異“I 型”花崗巖(楊明春等, 2015a)，也有埃達克質(zhì)的花崗閃長巖(王鵬森等, 2017)，還有“A 型”花崗巖。時代上發(fā)育2.2 ～2.1Ga和1.88～1.85Ga兩期巖漿事件并疊加變質(zhì)事件。厘清這些古元古代花崗巖的形成期次、源區(qū)性質(zhì)及成因，是還原膠-遼-吉帶的構(gòu)造屬性和演化過程的關(guān)鍵。

圖2 大頂子巖體(a, 據(jù)Di et al., 2020修改)和臥龍泉巖體地質(zhì)簡圖(b, 據(jù)劉文彬等, 2018修改)Fig.2 Geological sketch map of the Dadingzi pluton (a, modified after Di et al., 2020) and Wolongquan pluton (b, modified after Liu et al., 2018)

青城子地區(qū)以發(fā)育大量金、銀和鉛鋅礦床而聞名，區(qū)內(nèi)經(jīng)歷了古元古代、中元古代-中三疊世和和晚三疊世多期的構(gòu)造-巖漿事件，廣泛發(fā)育不同時期、不同性質(zhì)、不同規(guī)模的構(gòu)造變形并伴隨著大量巖漿侵位。由于后期擾動較大，前寒武地質(zhì)學(xué)家對該地區(qū)開展工作較為困難。我們通過詳細的野外地質(zhì)、年代學(xué)及地球化學(xué)發(fā)現(xiàn)，在復(fù)雜的礦集區(qū)內(nèi)，同樣保留了多期次多類型的古元古代花崗巖體。本文選取上述地區(qū)的古元古代花崗巖體開展系統(tǒng)的SHRIMP鋯石U-Pb年代學(xué)、LA-ICP-MS 鋯石Hf同位素和全巖巖石地球化學(xué)研究，并結(jié)合區(qū)域上巖漿-變質(zhì)作用，揭示這些古元古代花崗巖體的形成時代、成因及構(gòu)造意義，為準確地認識膠-遼-吉帶的構(gòu)造屬性及演化過程提供依據(jù)。

1 地質(zhì)背景與巖體特征

膠-遼-吉帶位于華北克拉通的東部，是華北克拉通變質(zhì)基底的重要組成單元(Zhaoetal., 2001, 2005, 2012; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2010; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013)。膠-遼-吉帶呈北北東向展布，從吉林南部，穿過遼東半島，進入膠東半島，并推測向西南穿越郯廬斷裂延伸至徐州-蚌埠一帶，延伸達1200km(Zhaoetal., 2012; 劉福來等，2015; Liuetal., 2019)。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，其中變質(zhì)火山-沉積巖依據(jù)變質(zhì)作用和巖石組合的不同被劃分為北側(cè)的老嶺群和北遼河群以及南側(cè)的集安群和南遼河群(賀高品和葉慧文，1998)。遼吉帶內(nèi)火山-沉積巖形成于2.1～2.0Ga，并經(jīng)歷了1.9～1.88Ga變質(zhì)作用(圖1; Luoetal., 2004，2008; Luetal., 2006; Wanetal., 2006; 王惠初等，2011; Li and Chen，2014; Mengetal., 2014; 李壯等，2015)。古元古代巖漿作用被兩種巖相學(xué)特征不同的花崗質(zhì)巖體記錄：條痕狀花崗巖主要形成于2.2～ 2.1Ga(一般被稱為遼吉花崗巖，路孝平等, 2004b; Li and Zhao, 2007; 楊明春等, 2015a)，斑狀花崗巖和堿性正長巖侵位于1.88～1.85Ga(后造山花崗巖，蔡劍輝等, 2002; 路孝平等, 2004a; 楊進輝等, 2007; 楊明春等, 2015b)。

青城子礦集區(qū)內(nèi)的早前寒武紀地層主要有鞍山群太古宙結(jié)晶基底，北遼河群以碎屑巖和碳酸鹽巖為主，變質(zhì)、變形較弱(盧良兆等, 1996)，南遼河群以變質(zhì)火山巖的大量發(fā)育與北遼河群相區(qū)別，也是區(qū)域上金、鉛鋅、銀及菱鎂礦的主要賦存層位(曾慶棟等, 2019)。大頂子巖體主要位于青城子鎮(zhèn)南邊，出露面積約40km2，地表形態(tài)為不規(guī)則狀或橢圓狀巖株，具弱片麻狀構(gòu)造，野外可觀察到巖體侵入遼河群高家峪組、大石橋組和蓋縣組地層中(圖2a)。主要巖性片麻狀細粒二長花崗巖，由鉀長石(正長石、微斜長石，含量約40%)、斜長石(含量約30%)和石英(含量約25%)及少許黑云母(含量<2%)構(gòu)成(圖3a, b)。

圖3 青城子大頂子細粒二長花崗巖和臥龍泉似斑狀黑云母二長花崗巖標本照片(a、c)及其正交偏光(b、d)顯微鏡照片Pl-斜長石；Qtz-石英；Kf-鉀長石Fig.3 Photographs(a, c) and photomicrographs(b, d) of the Dadingzi fine-grained monzonitic granite and Wolongquan porphyritic biotite monzogranite in the Qingchengzi areaPl-plagioclase; Qtz-quartz; Kf- K-feldspar

臥龍泉巖體出露面積約180km2，呈不規(guī)則巖基狀產(chǎn)出，侵入古元古代遼河群蓋縣組地層中(圖2b)。巖性主要為似斑狀黑云母二長花崗巖，斑晶主要為鉀長石，粒度一般為5～15mm，含量5%～10%，基質(zhì)主要由斜長石、鉀長石、石英、黑云母組成(圖3c, d)。

2 分析方法

2.1 鋯石SHRIMP U-Pb定年

SHRIMP U-Pb定年樣品取自青城子礦集區(qū)大頂子巖體(圖2a; DDZ-3、DDZ-5)和臥龍泉巖體(圖2b; WLQ-5)，樣品經(jīng)重磁選后，挑選代表性的鋯石制作樣品靶。進行SHRIMP U-Pb分析前，進行了透反射、背散射(BSE)及陰極發(fā)光(CL)圖像分析，以確定鋯石顆粒的晶體形態(tài)、內(nèi)部結(jié)構(gòu)以及標定測年點。

鋯石的U，Th和Pb同位素組成分析在北京離子探針中心的SHRIMP II上進行，分析流程和原理參見文獻(Williams, 1998; 宋彪等, 2002)的相關(guān)描述。應(yīng)用澳大利亞地調(diào)局標準鋯石TEMORA(417Ma)進行元素之間的分餾校正。Pb/U校正公式采用Pb/U=A(UO/U)2(Claoué-Longetal., 1995)。應(yīng)用置于調(diào)試靶上的另一標準鋯石TEM(年齡為417Ma, U含量為238×10-6)標定鋯石的U、Th和Pb含量。剝蝕束斑直徑為25μm。應(yīng)用澳大利亞國立大學(xué)PRAWN程序進行數(shù)據(jù)處理。普通鉛根據(jù)實測204Pb校正，數(shù)據(jù)點的誤差為1σ。采用207Pb/206Pb年齡，其加權(quán)平均值的誤差為2σ，置信度為95%。

2.2 鋯石Hf同位素分析

在進行過SHRIMP U-Pb定年的鋯石顆粒原點位開展Hf同位素比值測量, 測試在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。實驗室采用Neptune多接收等離子質(zhì)譜和Newwave UP213紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)，剝蝕束斑直徑為40μm，測定時使用鋯石國際標樣GJ1和Plesovice作為參考物質(zhì)，分析點與U-Pb定年分析點為同一位置或有部分重疊。相關(guān)儀器運行條件及詳細分析流程見侯可軍等(2007)。

2.3 全巖主微量元素測試

全巖主微量元素測試在國家地質(zhì)實驗測試中心進行。樣品的主量元素通過XRF(X熒光光譜儀3080E)方法測試，稀土元素(REE)和微量元素通過等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)分析。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石SHRIMP U-Pb年齡

鋯石SHRIMP U-Pb定年結(jié)果見表1。

大頂子巖體的鋯石多為不規(guī)則粒狀，長約70～150μm，長短軸比1～2.5。陰極發(fā)光(CL)圖像顯示鋯石具有較典型的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4a)。其中DDZ-3樣品鋯石U含量變化范圍為35×10-6～334×10-6，Th含量變化范圍為236×10-6～1104×10-6，Th/U值=0.09～0.65(表1)；DDZ-5樣品鋯石U含量變化范圍為36×10-6～591×10-6，Th含量變化范圍為143×10-6～1469×10-6，Th/U值=0.1～0.46(表1)；二者鋯石Th/U值整體大于0.1，符合巖漿成因鋯石的特征(Belousovaetal., 2002)。DDZ-3樣品呈現(xiàn)兩組年齡，207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡分別為2174±8Ma(MSWD=1.2，n=8)和1884±5Ma(MSWD=0.63，n=18)，兩組數(shù)據(jù)點大多均在諧和線上(圖5a)；DDZ-5表現(xiàn)為一組年齡，數(shù)據(jù)點諧和度較高，207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡為1882±5Ma(MSWD=1.5，n=10)(圖5b)。

表1 青城子古元古代花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡數(shù)據(jù)Table 1 SHRIMP U-Pb data of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

續(xù)表1Continued Table 1

圖4 青城子大頂子巖體(a)和臥龍泉巖體(b)鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像Fig.4 Zircon CL images of the Dadingzi monzonitic granite (a) and Wolongquan porphyritic biotite monzogranite (b) from the Qingchengzi area

圖5 青城子古元古代花崗巖SHRIMP U-Pb年齡(a) DDZ-3; (b) DDZ-5; (c) WLQ-5Fig.5 SHRIMP zircon U-Pb concordia plots and weighted average age of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

圖6 青城子地區(qū)古元古代花崗巖Hf同位素演化圖遼河群地層數(shù)據(jù)引自許王，2019Fig.6 Zircon εHf(t) versus age diagram of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi areaData of Liaohe Group from Xu, 2019

臥龍泉巖體(WLQ-5)鋯石大多數(shù)呈自形-半自形雙錐柱狀、短柱狀，長約20～150μm，少數(shù)可達200μm，長寬比為1.2～3，晶面裂紋較發(fā)育，晶棱、晶錐略顯鈍化，個別可見錐柱不對稱的歪晶(圖4b)，陰極發(fā)光(CL)圖像顯示鋯石具有較典型的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4b)。鋯石U含量為166×10-6～1976×10-6，Th含量變化范圍為371×10-6～5774×10-6，Th/U值=0.12～0.46(表1)，鋯石Th/U值整體大于0.1，顯示出巖漿成因特點(Belousovaetal., 2002)。共完成19個測點，其中13個測點的207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡為1878±4 Ma(MSWD=1.8, n=13)(圖5c)。

3.2 鋯石Hf同位素組成

本文分別選取了DDZ-3、DDZ-5和WLQ-5開展了鋯石Hf同位素測試，結(jié)果見表2和圖6。

巖體鋯石Hf同位素分析點位置與SHRIMP U-Pb定年位置相同，分析數(shù)據(jù)見表2。其中大頂子巖體樣品DDZ3的176Hf/177Hf比值分布于0.281500～0.281757之間，εHf(t)值為+1.1～+4.9，單階段模式年齡tDM1為2114～2454Ma，兩階段模式年齡tDM2為2243～2625Ma；DDZ5的176Hf/177Hf比值分布于0.281654～0.281763之間，εHf(t)值為+0.6～+5.0，單階段模式年齡tDM1為2089～2509Ma，兩階段模式年齡tDM2為2230～2489Ma。臥龍泉巖體的176Hf/177Hf比值分布于0.281659～0.281846之間，εHf(t)值為+1.2～+7.4，單階段Hf模式年齡tDM1為1987～2218Ma，兩階段Hf模式年齡tDM2為2059～2437Ma。

表2 青城子古元古代花崗巖的鋯石Hf同位素組成Table 2 Zircon Hf isotopic data of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

表3 青城子古元古代花崗巖的主量(wt%)和微量(×10-6)元素組成Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

圖7 青城子古元古代花崗巖的Na2O+K2O-SiO2圖(a，據(jù)Middlemost，1994)、A/NK-A/CNK圖(b，據(jù)Maniar and Piccoli，1989)、K2O-Na2O圖解(c)和K2O-SiO2圖解(d，據(jù)Peccerillo and Taylor，1976)Fig.7 Na2O+K2O-SiO2 plot(a, after Middlemost, 1994), A/NK-A/CNK plot(b，after Maniar and Piccoli, 1989), K2O-Na2O plot(c)and K2O-SiO2 plot(d, after Peccerillo and Taylor, 1976)of Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

3.3 地球化學(xué)特征

全巖主微量元素測試結(jié)果見表3。

3.3.1 主量元素

大頂子巖體具有富硅(SiO2=70.99%～72.14%)、高鋁(Al2O3=15.80%～16.93%)、低鉀(K2O=1.83%～2.31%)、低鈦(TiO2=0.10%～0.13%)、相對高鎂(0.18%～0.48%)的特點。在TAS圖解中，樣品均落入花崗巖區(qū)域(圖7a)；在A/NK-A/CNK圖中，樣品都落入弱過鋁質(zhì)到過鋁質(zhì)區(qū)域內(nèi)(圖7b)；同時樣品相對富鈉，Na2O/K2O值為2.3～3.1(圖7c)；在K2O-SiO2圖解上所有點均落在鈣堿性系列區(qū)域內(nèi)(圖7d)。

與大頂子巖體類似，臥龍泉巖體細粒二長花崗巖同樣具富硅(SiO2=70.13%～71.76%)，高鋁(14.22%～14.9%)，低鈦(TiO2=0.20%～0.25%)含量，相對高鎂(0.35%～0.53%)的地球化學(xué)特征，不同于大頂子巖體的是其具有明顯高的K2O含量(4.51%～5.46%)。在TAS圖解中，所有樣品均落入花崗巖區(qū)域(圖7a)；在A/NK-A/CNK圖中，樣品都落入弱過鋁質(zhì)(圖7b)；不同于大頂子巖體，樣品相對富鉀，Na2O/K2O值為0.6～0.9(圖7c)；在K2O-SiO2圖解上所有點均落于高鉀鈣堿性系列(圖7d)。

圖8 青城子古元古代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蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.3.2 微量元素

大頂子巖體稀土總量較低，ΣREE為11.01×10-6～15.28×10-6，輕重稀土分餾較弱，(La/Yb)N為5.19～12.5，具有正的Eu異常，δEu值為0.95～1.4(圖8a)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8b)中，大頂子巖體富集K、Rb、Sr、Ba和Pb等大離子親石元素(LILE)，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素(HFSE)，同時富集Zr、Hf，表現(xiàn)出殼源物質(zhì)的特征。臥龍泉巖體比大頂子巖體的稀土總量高，ΣREE 為90.84×10-6～194.4×10-6，輕重稀土分餾較強，(La/Yb)N為20.8～30.8，具有弱的負Eu異常，δEu值為0.66～0.92(圖8a)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8b)中，富集K、Rb、Sr、Ba和Pb等大離子親石元素(LILE)，虧損Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等高場強元素(HFSE)。

4 討論

4.1 巖體形成時代

前人的研究顯示膠-遼-吉帶的古元古代巖漿事件主要分為2160～2190Ma、2110～2160Ma、2080～2110Ma、1895～2000Ma和1850～1875Ma，多達五期，同時還經(jīng)歷了多期變質(zhì)作用(Xu and Liu, 2019)，并將遼東地區(qū)1.9～2.2Ga的花崗巖體泛稱為遼吉花崗巖，而1.8～1.9Ga的花崗巖稱為后造山花崗巖，后者往往包含大量的～2.0Ga的繼承年齡信息(Wangetal., 2017)。這使該地區(qū)的年齡信息特別錯綜復(fù)雜，往往造成在一個巖體內(nèi)記錄多個年齡的現(xiàn)象，給年代學(xué)解釋帶來不確定性。

大頂子巖體獲得兩組年齡分別為2174±8Ma和1884±5Ma，這樣的年齡結(jié)果與前人研究結(jié)果(宋運紅等, 2016; Zhuetal., 2019)完全一致，但對于這兩組年齡前人卻給出了完全不同的解讀: 宋運紅等(2016)認為大頂子巖體形成于1.87Ga，并認為2.1Ga是繼承鋯石年齡，Zhuetal.(2019)則認為大頂子巖體侵位時代為2173±11Ma, 并受到1.8～1.9Ga變質(zhì)作用的影響。本文贊同大頂子巖體形成于1.88Ga，因為從野外來看，大頂子巖體是侵入古元古代遼河群蓋縣組的，而遼河群的沉積時代要早于1.9Ga(Xu and Liu, 2019)；從鋯石結(jié)構(gòu)和鋯石的Th/U值看，無論是～2.17Ga的鋯石還是～1.88Ga的鋯石都顯示明顯的巖漿鋯石特征(圖4、表1)，并未顯出變質(zhì)鋯石特征。此外，如果2.17Ga為侵位年齡，1.88Ga為變質(zhì)年齡，那么兩者應(yīng)該具有相似的Hf同位素組成，但這與我們的結(jié)果并不相符(圖6)。綜合來看，大頂子巖體應(yīng)該侵位于1884±5Ma，而大量的～2.1Ga的年齡信息應(yīng)該來源于繼承鋯石。

臥龍泉巖體的年齡相對簡單，鋯石年齡為1878±4Ma，與劉文彬等(2018)報道的1888.4±5.3Ma完全一致，表明臥龍泉巖體形成時代為1.88Ga。

4.2 巖石成因與構(gòu)造背景

4.2.1 大頂子巖體

大頂子巖體具有富SiO2(70.99%～72.14%)、高A12O3(15.80%～16.93%)、Ba(774×10-6～1144 ×10-6)和Sr(295×10-6～657 ×10-6)含量、低Y(1.71×10-6～2.43 ×10-6)和重稀土元素含量(例如Yb=0.19×10-6～0.25×10-6)、高Sr/Y比值(127～317)以及缺少Eu負異常的特征，類似埃達克巖(圖9a；Defant and Drummond, 1990)和高Ba-Sr花崗巖類(圖9b)。然而，高Ba-Sr花崗巖類通常富鉀(例如Na2O/K2O<1.0)，具有高度分異的稀土元素配分型式(Fowleretal., 2001, 2008; Qianetal., 2003)。同時，由于巖體面積較大，取樣點也較為分散，但主微量元素含量變化并不大，表明巖體的結(jié)晶分異作用并不強烈。

圖9 青城子古元古代花崗巖Sr-Sr/Y圖解(a,據(jù)Defant and Drummond, 1990)和Sr-Rb-Ba三角圖解(b, 據(jù) Rajesh and Santosh, 2004)Fig.9 Sr vs. Sr/Y (a, after Defant and Drummond, 1990) and Sr-Rb-Ba (b, after Rajesh and Santosh, 2004) plots for the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

已有的研究總結(jié)發(fā)現(xiàn)埃達克質(zhì)巖石存在多種成因，包括:(1)俯沖洋殼的部分熔融(Defant and Drummond, 1990)；(2)俯沖板片起源熔體與地幔楔起源熔體的混合(Danyushevskyetal., 2008)；(3)交代地幔楔起源巖漿結(jié)晶分異(Rodríguezetal., 2007)；(4)拆沉下地殼的部分熔融(Wangetal., 2006)；以及(5)新生底墊的或加厚的下地殼部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Muiretal., 1995)。俯沖板片或者拆離下地殼部分熔融起源的埃達克質(zhì)巖石應(yīng)該具有低SiO2、高MgO特征，因為在熔體上升穿過上覆地幔過程中必然會發(fā)生一定程度的熔體-巖石相互作用(肖龍等, 2004; Martinetal., 2005; Moyen, 2009)。大頂子巖體與這類花崗巖相比具有更高的SiO2和低的MgO含量, 考慮到膠-遼-吉帶內(nèi)的俯沖在1900～2000Ma應(yīng)該己經(jīng)停止(Xu and Liu, 2019)，進入了后造山階段(Wangetal., 2017)，從時代上看，大頂子巖體的侵位時代應(yīng)該屬于這一時期。同時，大頂子巖體極低的重稀土元素和Y含量，及Eu負異常的缺少，都表明形成于石榴子石穩(wěn)定域(>1.0GPa)，低Nb/Ta比值(7.8～11.9)表明它們來源于小于1.5GPa的無金紅石源區(qū)(Xiongetal., 2005), 這些埃達克質(zhì)花崗巖應(yīng)該形成于1.0～1.5GPa(30～50km)壓力條件下，該壓力條件與區(qū)域上高壓麻粒巖峰期變質(zhì)壓力一致(約1.0～1.66GPa; Tametal., 2012; Liuetal., 2013; Caietal., 2017; Zouetal., 2017)。此外，部分熔融實驗表明花崗巖熔體受源巖和溫壓條件控制，但可以通過主量元素對源巖進行有效地判斷(Rajesh and Santosh, 2004)。大頂子巖體所有的樣品都落入長英質(zhì)泥巖的范圍(圖10)，大量的繼承鋯石年齡信息和Hf同位素信息(圖6)以及巖體高的Al2O3含量等特征都暗示大頂子巖體可能來源于麻粒巖相遼河群(Liuetal., 2019)。但通過Rb/Ba-Rb/Sr微量元素判別圖，我們也注意到單純的長英質(zhì)熔體很難符合大頂子巖體的特征(圖10d)，相對高的MgO含量也需要有基性巖漿的混入?！?.88Ga新生鋯石的高正Hf同位素特征顯示大頂子巖體有新生地殼重熔巖漿的特征，所以大頂子巖體的巖漿很可能也混入了～2.2Ga新生地殼的熔融組分。通過全巖Ti溫度計計算可知巖體的熔融溫度710～733℃，低的TiO2和P2O5含量，也證實低的熔融溫度(圖11)。這表明高溫地幔端元的影響不大，以上這些特征均表明大頂子巖體應(yīng)該起源于加厚下地殼的部分熔融(新生鎂鐵質(zhì)地殼+遼河群)。

4.2.2 臥龍泉巖體

臥龍泉巖體的形成時代，地球化學(xué)特征與大頂子巖體類似，具有高SiO2(70.13%～71.76%)、Al2O3(14.22%～14.9%)、Ba(720×10-6～1081×10-6)和Sr(327×10-6～354×10-6)含量，不同之處在于其具有高K2O(4.51%～5.46%)含量、低Na2O/K2O(0.6～0.9)和Sr/Y(17.4～37.7)比值，具有弱Eu負異常和高分異的稀土元素配分型式，同時由于主微量元素含量變化范圍較小，表明大規(guī)模巖體內(nèi)分離結(jié)晶作用并不是很強。這些特征類似于高Ba-Sr花崗巖類(圖9b)。已有的研究表明高Ba-Sr花崗巖的成因模式主要有：(1)次大陸巖石圈地幔的熔融(Qianetal., 2003)；(2)富集地幔熔融產(chǎn)生的鉀玄質(zhì)巖漿分離結(jié)晶；(3)富集地幔與下地殼熔體混合(Tarney and Jones, 1994)；(4)加厚下地殼熔體加入少量的富集地幔來源的富閃巖漿(Yeetal., 2008)。在主量元素判別圖中(圖10)，臥龍泉巖體所有樣品都落入雜砂巖中，這樣的源巖特征可以輕易的排除第一和第二情況，富集地幔與下地殼來源的熔體混合會明顯的降低SiO2含量，升高MgO含量，這樣的地球化學(xué)特征顯然也不符合臥龍泉巖體。臥龍泉巖體的Hf同位素顯示了類似大頂子巖體的特征，還顯示了更虧損的地幔端元的加入(圖6)，相比于大頂子巖體，臥龍泉巖體具有低的Sr/Y值，更高的Y和重稀土含量，弱的負銪異常，這些特征暗示其在熔融的殘留礦物中有斜長石的存在(Xiongetal., 2005)，表明熔融時的壓力遠小于大頂子巖體，但臥龍泉巖體熔融溫度為743～787℃，略高于大頂子巖體。這都暗示臥龍泉巖體是來源于加厚下地殼熔體和少量富集地幔物質(zhì)混合的富閃巖漿。

圖10 青城子古元古代花崗巖物質(zhì)來源系列圖解(據(jù)Rajesh and Santosh, 2004)Fig.10 Series plots about source of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area (after Rajesh and Santosh, 2004)

圖11 青城子古元古代花崗巖TiO2-SiO2 (a, 據(jù)Green and Pearson, 1986)和P2O5-SiO2圖解(b, 據(jù)Harrison and Watson, 1984)Fig.11 TiO2 vs, SiO2 (a, after Green and Pearson, 1986) and P2O5 vs. SiO2 (b, after Harrison and Watson, 1984) plots of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

圖12 青城子1.85～1.89Ga的花崗質(zhì)巖體成因模式Fig.12 Genetic model of the 1.85～1.89Ga granites in the Qingchengzi area

綜合來看，大體相似的地球化學(xué)特征表明大頂子巖體和臥龍泉巖體具有類似的熔融源區(qū)，但其又具有不同的熔融溫壓條件和K2O含量，表明二者形成時的構(gòu)造體制發(fā)生了變化；不過，二者相接近的形成時代，表明其應(yīng)該屬于同一事件的不同演化階段。

4.3 遼吉地區(qū)古元古代碰撞后演化過程

許王(2019)對膠-遼-吉帶的火山-沉積巖、基性巖、花崗巖及變質(zhì)作用進行了總結(jié)，認為膠-遼-吉帶大致經(jīng)歷了2160～2190Ma的俯沖起始階段、2110～2160Ma的弧后伸展階段、2080～2110Ma的弧后盆地(或裂谷)初始閉合階段、1895～2000Ma的碰撞造山階段和1850～1875Ma造山后伸展階段。這與Wangetal.(2017)對遼吉地區(qū)的演化過程的劃分略有不同，后者認為 2140～2200Ma巖漿事件源于陸內(nèi)的裂解，而～1890Ma的I型花崗巖、S型花崗巖及區(qū)域變質(zhì)作用都符合活動陸緣的特征，即在此之后該地區(qū)進入弧陸碰撞階段?？梢?，二者均認為自～1890Ma以后，本地區(qū)已經(jīng)進入了后造山階段。

本文研究的大頂子巖體和臥龍泉巖體的先后形成于1888Ma和1878Ma，這個形成年齡剛好稍晚于～1890Ma，進入了后造山階段，可見該時期是一個構(gòu)造體制發(fā)生轉(zhuǎn)折的時期。由于碰撞造山造成地殼的加厚，在俯沖階段形成的新生下地殼及俯沖下去的遼河群就位于下地殼的位置，由于幔源巖漿的底侵作用造成部分熔融，大頂子巖體就是形成于這樣的過程；隨后，后造山時期，碰撞在一起的陸塊會再次發(fā)生伸展，臥龍泉巖體與大頂子巖體近乎一致的源巖，但具有更低的熔融壓力和略高的熔融溫度，同時還有更虧損的地幔端元加入，剛好驗證了這一伸展過程，因為碰撞后的伸展，會造成下地殼的減薄，但是會引發(fā)巖石圈地幔來源的富閃巖漿的底辟作用。

綜合來看，我們可以給出青城子地區(qū)年齡為1.85～1.89Ga的花崗質(zhì)巖體的形成模式：在2000～1895Ma的碰撞造山階段，由于地殼的不斷加厚，大量的下地殼巖石進入麻粒巖相，同時由于巖石圈地幔的加熱，發(fā)生部分熔融形成埃達克質(zhì)的花崗巖體(如大頂子巖體)；隨后進入1850～1875Ma碰撞后的伸展階段，由于下地殼的伸展運動造成其明顯減薄，同時引發(fā)巖石圈地幔的填充，造成基性巖漿的底辟，下地殼的再次熔融產(chǎn)生熔體與少量底辟的基性巖漿混合形成高Sr+Ba花崗巖(如臥龍泉巖體)(圖12)。

5 結(jié)論

(1)鋯石SHRIMP U-Pb年代學(xué)研究，大頂子巖體和臥龍泉巖體形成的時代分別為1884±5Ma和1878±4Ma，但大頂子巖體的形成過程中保留了大量～2.1Ga繼承鋯石。

(2)大頂子巖體具有高鋁埃達克巖的地球化學(xué)特征，形成于加厚下地殼的部分熔融；臥龍泉巖體具有高Sr+Ba花崗巖的地球化學(xué)特征，形成于下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體添加少量來源于富集地幔的富閃巖漿。

(3)青城子地區(qū)在1895～2000Ma的碰撞造山階段，下地殼巖石發(fā)生部分熔融形成埃達克質(zhì)的花崗巖體(如大頂子巖體)，隨后進入1850～1875Ma碰撞后的伸展階段，下地殼的再次熔融產(chǎn)生熔體與少量底辟的基性巖漿混合形成高Sr+Ba花崗巖(如臥龍泉巖體)，兩個巖體記錄了膠-遼-吉帶由碰撞造山階段向造山后伸展階段的轉(zhuǎn)折。

致謝感謝五位審稿人耐心細致審閱本文，并提出建設(shè)性的修改意見；感謝與馬旭東研究員的有益討論，對成文有很大幫助；感謝期刊編輯對本文修改方面的幫助。