辽东岫岩北部王家堡子一带富铝片麻岩的变质作用及其地质意义

2019-10-23甘宜成董永胜王鹏森陈木森王成志

世界地质 2019年3期

甘宜成，董永胜，王鹏森，陈木森，王成志

吉林大学地球科学学院，长春 130061

0 引言

辽—吉造山带位于华北克拉通东部陆块内，根据前人的研究结果，该带的南北两侧分别与狼林地块和龙岗地块断层接触，为一条古元古代造山带[1--2]。辽东地区是该带的重要出露区，区内大面积分布古元古代变沉积岩系—辽河岩群(进一步划分为南辽河岩群和北辽河岩群)[3]以及不同成因类型的花岗质岩石和变基性岩墙等。近年来，有关辽河岩群的地质研究取得了诸多进展：辽河岩群层序地层的传统认识和研究方法得到了改变[4--5]；继承性碎屑锆石的研究显示原划各组地层其物质来源均为辽吉花岗岩和造山带边部的太古宙变质基底，形成时代为1.95～2.05 Ga之间[6--12]；变质作用时代得到了较精确的限定[6,8,13]；对辽河岩群形成的地质背景、构造环境等也提出了新认识[14--16]。由于造山带变质变形的复杂性，许多关键地质问题还有待进一步研究解决。

对于辽河岩群的变质作用演化特征，以往的研究工作认为北辽河群具有大陆碰撞带的顺时针P--T轨迹，变质峰期后具近等温减压(ITD)过程[17--20]，而南辽河岩群具有峰期前增温增压、峰期后近等压冷却(IBC)的逆时针P--T演化轨迹[17--18,21]。笔者等在南辽河岩群分布区多处发现高级变质的富铝片麻岩--矽线堇青石榴黑云斜长片麻岩，岩相学研究表明，其典型矿物组合为Sil+Grt+Crd+Bt+Pl+Kfs+Qz，且存在典型的减压反应Grt+Sil+Qz→Crd，矿物组合特征及矿物相转变结构反映其具有顺时针P--T演化特征。笔者以该富铝片麻岩为研究对象，进行矿物学及变质作用研究，为辽—吉造山带的构造演化研究提供有价值的新资料。

1 区域地质背景

研究区位于辽东岫岩县北部，区内大面积出露古元古代南辽河岩群变沉积岩系和古元古代花岗质岩石和变基性岩墙等。对于南辽河岩群变沉积岩系，前人自下而上将其划分为里尔峪岩组、高家峪岩组、大石桥岩组和盖县岩组[3]。其中，里尔峪岩组主要为(磁铁)黑云变粒岩--(磁铁)电气石变粒岩--浅粒岩岩石组合；高家峪岩组在区内出露较少，主要为含石墨大理岩、片麻岩组合；大石桥岩组分为两段，一段为大理岩夹云母片岩、变粒岩组合，二段为云母片岩夹变粒岩组合；盖县岩组主要为变质石英砂岩--二云母片岩组合。但研究区处于辽—吉造山带的强变形--变质地区，在古元古代造山过程中，原始沉积地层卷入了造山带不同地壳层次、发生了不同程度的变形变质作用并在造山后的隆升过程中抬升出露地表，导致研究区在空间上表现出：①不同变质程度、不同变形特征的变质岩系相伴生；②各组地层在空间上展布不连续、形态不规则且常出现地层的构造缺失或重复等现象。野外工作中所发现的富铝片麻岩产于岫岩三家子镇东部王家堡子一带的南辽河岩群中，呈不规则的岩块与大石桥岩组大理岩、盖县岩组云母片岩等呈断层接触(图1)，依据富铝片麻岩中出现电气石，推测其应是里尔峪岩组地层单元的组成部分。

2 富铝片麻岩的岩石学及矿物组合特征

2.1 岩相学及不同世代矿物组合特征

样品岩石类型为矽线石榴堇青黑云斜长片麻岩，采集的GPS点位为45°45′38″N，123°25′28″E。手标本新鲜面灰黑色，片麻状构造，淡红色石榴石肉眼可见(图2)。显微镜下，矿物成分有矽线石(8%～10%)、石榴石(13%～15%)、堇青石(18%～20%)、黑云母(18%～20%)、斜长石(20%～22%)、钾长石(3%～5%)、石英(20%～25%)、十字石(1%)及蓝晶石(<1%)，岩石整体为斑状变晶结构，基质为中细粒鳞片粒状变晶结构。石榴石呈变斑晶存在，他形粒状，粒径一般0.5～1 cm，常含黑云母、石英等矿物包体，但包体矿物基本无定向性(图3a)。堇青石有两种赋存状态，一种呈他形不规则状，常与针状矽线石、黑云母、斜长石及石英等共生，延长方向与黑云母构成的片麻理一致(图3b)；一种呈石榴石的反应边，靠近石榴石的内侧干净无包体矿物，外侧可见矽线石残留(图3c)。黑云母呈片状，棕黄色--淡黄色多色性，定向不连续排列构成岩石的片麻理，另有少量呈细鳞片状与石英共同为石榴石中的包体矿物。基质中的长英质矿物主要为石英和斜长石，碱性长石含量较少，可能与高温条件下含钾流体的迁移有关。十字石在黑云母和长石中呈包体存在(图3d)，淡黄色--黄色多色性，半自形--他形，正高突起，半自形晶体的柱面平行消光，正光性，正延性。蓝晶石在钾长石中呈包体存在(图3d)，无色，板柱状，正高突起，负光性，正延性。十字石和蓝晶石含量较低，属于过稳定矿物，寄主矿物的“屏蔽”作用才使它们得以保存下来。

图2 富铝片麻岩野外露头照片Fig.2 Outcrops of Al-rich gneiss

由此可见，富铝片麻岩中的矿物显示了多世代的特征，其中，十字石、石榴石和蓝晶石反映了变质峰期前压力峰期阶段的矿物组成特点；变斑晶石榴石、堇青石以及基质中矽线石、黑云母、斜长石、钾长石和石英为峰期矿物组成；石榴石中呈包体存在的黑云母、斜长石和石英，应形成于压力峰期阶段或更早；呈石榴石冠状体产出的堇青石，代表了峰期后减压阶段的矿物组成，石榴石边部及裂缝中的绿泥石和黑云母，则代表了晚期退变质阶段的矿物组成。

a.石榴石变斑晶内的长石、石英和黑云母等早期矿物包体，边部和裂隙中存在晚期退变质形成的绿泥石和黑云母;b.岩石中堇青石和黑云母、矽线石、斜长石石英等共生;c.石榴石变斑晶边部存在堇青石反应边;d.十字石以包体形式存在于黑云母和长石中,蓝晶石被钾长石包裹。Sil:矽线石；Grt:石榴石；Crd:堇青石；St:十字石；Bt:黑云母；Pl:斜长石；Qz:石英；Ky:蓝晶石；Kfs:钾长石。图3 富铝片麻岩显微照片Fig.3 Microscopic photographs of Al-rich gneiss

2.2 矿物相转变及变质反应结构

上述不同世代的矿物(组合)记录了丰富的变质作用演化信息。根据岩相学特征，推测在峰期前可能存在Grt+St+Ky+Bt+Ms+Pl+Qz的矿物组合，代表了该片麻岩形成过程中的最高压力条件，可称为峰期前压力高峰阶段。富铝岩系中形成石榴石、十字石和蓝晶石的变质反应通常为：

Chl+Qz→Grt+H2O

Chl+Ms+Qz→Grt+Bt+H2O

Ms+Chl→St+Bt+Qz+H2O

Chl+St+Qtz→Grt+Ky+H2O

结合石榴石和其他基质矿物中包体的特征，推测压力峰期前更早阶段的矿物组合至少应包含Chl、Ms、Bt、Pl/Ab和Qz等矿物，它们在升温升压的进变质过程中形成了St、Ky等变质矿物。

岩石中变质峰期矿物组合为Sil+Grt+Crd+Bt+Pl+Kfs+Qz，矽线石和堇青石的出现代表了压力降低温度升高的条件，形成Sil和Crd的变质反应通常为：

Bt+Ms→Crd+含K流体

Ms+Qz→Sil+含K流体

此外，蓝晶石可能也参与了矽线石的形成。它们均代表了升温减压的变质条件。

上述变质反应均应有钾长石的形成，但岩石中钾长石含量很少，推测是在上述脱水反应过程中以含K流体的形式被带离了体系。

石榴石边部堇青石的反应边结构，则反映了峰期后的进一步减压。堇青石内常有矽线石残留，其变质反应为：

Grt+Sil+Qtz→Crd

此外，显微镜下还可见黑云母转变为绿泥石、石榴石沿裂隙转变为绿泥石等现象(图3a),是晚期绿片岩相退变质作用的结果。

3 富铝片麻岩的矿物化学特征及变质条件

矿物成分电子探针分析测试在吉林大学地球科学学院电子探针分析测试中心完成，采用仪器为JXA--8230型电子探针仪器，测试条件：加速电压15 kV,束流10 nA,束斑1 μm；标样为SPI53标准矿物。研究区富铝片麻岩代表性变质矿物的化学成分分析结果见表1～4。矿物端元成分计算使用Geokit和AX2007程序。

3.1 矿物化学成分特征

3.1.1 石榴石

石榴石整体上以富FeO为特征(表1)，主要成分为铁铝榴石(Alm)(0.725～0.767)、镁铝榴石(Prp)(0.194～0.236)和钙铝榴石(Grs)(0.025～0.031)，锰铝榴石(Sps)含量较少(0.009～0.013)。石榴石Mg#值(Mg/(Fe2++Mg))在0.203～0.245之间。石榴石从核部到幔部化学成分较均匀，没有明显变化，这说明在变质峰期发生了均一化。核部相对富镁，Mg#平均为0.231，边部相对富铁，Mg#平均为0.217(图4)，显示其在峰期后降温过程中由于Fe--Mg交换反应和扩散作用发育的扩散环带。

表1 富铝片麻岩中石榴石的化学成分

注: FeOT=Fe2O3+ FeO; Mg#=Mg /(Fe2++Mg)；C-石榴石核部；M-石榴石幔部；R(Pl)-石榴石边部与斜长石相邻;R(Crd)-石榴石边部与堇青石相邻。

图4 富铝片麻岩中石榴石的Prp-(Alm + Sps)-Grs图解Fig.4 Prp-(Alm + Sps)-Grs diagram of garnet from Al-rich gneiss

3.1.2 黑云母

黑云母XMg(Mg/(Fe2++Mg))值变化在0.353～0.412，TiO2含量较低，为0.29%～0.43%(表2)。不同部位产出的黑云母成分有一定的差异。基质中黑云母的XMg值比石榴石边部的黑云母XMg值要低(基质中黑云母：0.588～0.599，石榴石边部黑云母：0.605～0.647)，而TiO2含量较高(基质中黑云母:0.3%～0.43%,石榴石边部黑云母：0.29%～0.31%)。而堇青石中黑云母包体XMg值和TiO2含量较高，Al2O3含量较低。黑云母内Fe和Mg之间呈线性负相关，这体现了黑云母内Mg--Fe的相互替代[22]。

3.1.3 斜长石

斜长石总体上An端元含量为An=21～25(表3)，属于奥长石组分。其中基质中斜长石An均=21.4，石榴石边部分解的斜长石An均=24.4,可以看出基质中斜长石组分比石榴石边部的斜长石更接近An端元。这说明在后期退变质过程中，石榴石中的钙组分迁移到了斜长石后生合晶中。

3.1.4 堇青石

堇青石有两种赋存状态:一种是基质中和矽线石和黑云母、长英质矿物共生的堇青石，一种是石榴石变斑晶边部冠状反应边的堇青石。总体上XMg值为0.771～0.821。其中基质中堇青石XMg值为0.798～0.821,石榴石变斑晶边部堇青石XMg值为0.771～0.780，显然基质中堇青石更富镁。这也说明了二者不是同一世代矿物。

表2 富铝片麻岩中黑云母化学成分

Table 2 Chemical compositions of biotites in alumina-rich gneisses

注:FeOT=Fe2O3+FeO;XMg=Mg /(Fe2++Mg); B(Grt)-石榴石边部的黑云母；BM-基质中的黑云母；BI(Crd)-包裹于堇青石中的黑云母。

表3 富铝片麻岩中长石的化学成分

Table 3 Chemical compositions of feldspars in alumina-rich gneisses/%

样品号16202点位P(Grt)P(Grt)P(Grt)MPMPMPSiO261.9560.8462.7962.2861.9761.65TiO20.000.010.000.000.000.00Al2O323.8124.7023.1723.5423.4822.99Cr2O30.000.000.010.000.020.01FeOT0.000.050.020.000.000.00MnO0.000.000.020.000.000.02MgO0.010.000.000.000.000.00CaO5.085.234.984.604.504.45Na2O8.648.448.909.079.109.04K2O0.060.060.060.090.070.05P2O50.100.020.120.000.000.00NiO0.030.010.040.000.000.00Total99.6999.36100.1099.5899.1498.21基于8个氧原子计算的阳离子数Si2.7552.7152.7812.7682.7672.777Ti0.0000.0000.0000.0000.0000.000Al1.2481.3001.2101.2331.2361.221Cr0.0000.0000.0000.0000.0000.000Fe3+0.0000.0020.0010.0010.0010.002Fe2+0.0000.0000.0000.0000.0000.000Mn0.0000.0000.0010.0000.0000.001Mg0.0010.0000.0000.0000.0000.000Ca0.2420.2500.2360.2190.2150.215Na0.7450.7300.7640.7820.7880.789K0.0030.0030.0030.0050.0040.003Ni0.0010.0010.0000.0000.0000.000Total4.9955.0014.9972.2402.2442.231An24.44225.41423.53421.76921.35121.351Ab75.20974.22876.14077.73478.25278.352Or0.3490.3590.3260.4970.3970.298

注: FeOT=Fe2O3+FeO; P(Grt)-石榴石边部的斜长石; MP-基质中的斜长石。

表4 富铝片麻岩中堇青石的化学成分

Table 4 Chemical compositions of cordierites in alumina-rich gneisses/%

样品号16S02点位CMCMCMC(Grt)C(Grt)C(Grt)SiO248.9148.6448.5248.6648.4348.95TiO20.000.000.010.000.000.01Al2O332.3833.9433.6333.4833.4033.70Cr2O30.040.000.010.030.040.00FeOT5.455.164.695.705.864.88MnO0.020.030.020.010.010.04MgO9.649.689.629.098.849.26CaO0.040.010.020.010.010.00Na2O1.270.430.500.570.710.48K2O0.050.000.030.010.010.01P2O50.000.000.010.010.010.00NiO0.000.010.000.010.040.00Total97.7897.8997.0597.5797.3597.33基于18个氧原子计算的阳离子数Si5.0074.9494.9704.9794.9745.007Ti0.0000.0000.0010.0000.0000.001Al3.9084.0714.0614.0384.0444.064Cr0.0030.0000.0010.0020.0030.000Fe3+0.0930.0880.0800.0980.1010.018Fe2+0.3730.3510.3210.3900.4030.399Mn0.0020.0030.0020.0010.0010.003Mg1.4711.4681.4691.3861.3531.412Ca0.0040.0010.0020.0010.0010.000Na0.2520.0850.0990.1130.1410.095K0.0070.0000.0040.0010.0010.001Ni0.0000.0000.0000.0000.0020.000Total11.12011.01511.01011.00911.02311.000XMg0.7980.8070.8210.7800.7710.780

注: FeOT=Fe2O3+FeO;C(Grt)-石榴石边部堇青石;CM-基质中堇青石。

3.2 富铝片麻岩的变质条件

由于峰期变质条件的改造，变质峰期前的温压条件已无法估算。推测进变质阶段绿片岩相到低角闪岩相发生了Ms+Chl+Grt→St+Bt+Qz+H2O和Chl+St+Qtz→Grt+Ky+H2O反应，并达到了压力峰期。根据相关资料[23]和矿物组合判断此阶段的最小压力应该>5 kbar，温度为550℃～600℃。

峰期及峰期后减压阶段的温压条件可利用相关矿物对地质温压计获得，具体计算结果见表5、表6。研究区富铝片麻岩峰期阶段Sil-Grt-Crd-Bt-Pl-Kfs-Qz平衡共生，所以可以采用Perchuk等的石榴石--黑云母(GB)温度计[24--28]和Koziol等的石榴石--矽线石--石英--斜长石(GASP)压力计[29--31]计算峰期阶段的温压条件。矿物选取石榴石幔部，基质中与矽线石共生的，在长英质矿物之间的黑云母以及基质中斜长石，得到峰期变质条件为T=640℃～690℃，P=5.5～7.0 kbar(表5、表6)。

峰期后近等温减压阶段，石榴石边变斑晶出现堇青石反应边，针对堇青石的反应边结构，可以采用Bhattacharya等人的石榴石--堇青石(GC)温度计[24--25,32]和Perchuk的石榴石--堇青石--夕线石--石英(GCAQ)压力计[28]。矿物选取石榴石变斑晶边部和与之临近的堇青石成分，得到峰后减压阶段的变质条件为T=560℃～660℃，P=4.7～4.9 kbar(表5、表6)。

表5 富铝片麻岩(样品16S02)的温度条件计算

Table 5 Geothermometry of alumina-rich gneisses

(sample16S02)

温度计LnKDT/℃峰期变质阶段Grt-Bt(6kbar)1.4776756446776496881.4816736436756496861.4916706406716466821.487671641672647683峰后减压变质阶段Grt-Crd(5kbar)Gt-Bt(3kbar)2.4635615575616512.4105745695736582.4895555525576471.7945645575495615641.900539534516528545参考文献123456

注：地质温度计引用文献:1.Thompson(1976);2.Holdaway and Lee(1977);3.Ferry and spear(1978);4.Hodges and spear(1982);5.Perchuk et al.(1985);6.Bhattacharya et al.(1988)。

表6 富铝片麻岩(样品16S02)的压力条件计算

Table 6 Geobarometry of alumina-rich gneisses (sample16S02)

压力计P/kbar峰期变质阶段Grt-Pl-Sil-Qz(680℃)5.66.27.15.76.37.25.56.07.05.56.27.1峰后减压变质阶段Grt-Pl-Sil-Qz(680℃)Grt-Bt-Pl-Qz(540℃)4.74.94.72.93.0参考文献12345

注：地质压力计引用文献：1.Hodges and Crowely(1985);2.Koziol and Newton(1988);3.Koziol and newton(1989);4.Perchuk et al.(1985);5.Wu et al.(2004)。

石榴石边部的鳞片状黑云母和斜长石反映了降温冷却阶段的变质条件，即变质反应的封闭温度。故采用Perchuk等的石榴石--黑云母(GB)温度计[24--28]和吴春明的石榴石--黑云母--斜长石--石英(GBPQ)压力计[33]，计算得到变质条件为T=520℃～560℃,P=2.9～3.0 kbar(表5、表6)。

对于Grt--Bt地质温度计，应考虑峰期后降温过程Fe--Mg交换反应和扩散作用引起的矿物微区化学成分的不均匀性。笔者根据前人的工作经验[21]，利用石榴石变斑晶和基质中处于长英质矿物之间的黑云母的核部来估算峰期温度，利用直接相邻的石榴石和黑云母晶体边缘反映降温过程Fe--Mg交换反应停止时的成分，对封闭温度进行估算。据此原则估算的温度值见表5。综合分析上述数据，研究区富铝片麻岩峰期变质条件为T=640℃～690℃，P=5.5～7.0 kbar，峰期后减压阶段T=560℃～660℃，P=4.7～4.9 kbar，之后的降温过程中Fe--Mg交换反应停止时的封闭温度为T=520℃～560℃,P=2.9～3.0 kbar。

上述地质温压计获得的反映峰期变质温度的估算结果较矿物组合反映的形成条件偏低，考虑到峰期后退变质作用过程中矿物化学成分的调整，所获温度值应该介于峰期温度和Fe--Mg交换反应封闭温度之间，其最高温度值只能作为推断变质峰期温度的参考。

4 富铝片麻岩的变质作用演化及地质意义

4.1 变质阶段划分和变质作用演化

岩相学特征和矿物化学特征可以识别出4个阶段的矿物共生组合。通过温压条件估算结合辽—吉造山带的地质背景，可以推断本区富铝片麻岩的形成经历的动力学演化过程：①研究区在变质作用之前很长一个阶段是表壳岩不断沉积和埋深的过程，随着构造环境反转，出现压缩构造体制，沉积地层构造增厚并开始发生变质作用，富铝片麻岩的原岩随着构造增厚进程，变质程度不断增强，早期M1阶段是以Chl、Ms、Bt、Pl/Ab和Qz等为代表的绿片岩相矿物组合；②随着埋深、压力增大，十字石和蓝晶石出现，形成M2阶段 Grt+St+Ky+Bt+Ms+Pl+Qz组合，代表了岩石当时最高的压力条件和所处的最大深度，此时构造增厚作用停止；③随后进入热松弛阶段，早期随着地壳的缓慢隆升(减压)和温度的持续升高，形成了M3阶段Sil+Grt+Crd+Bt+Pl+Kfs+Qz的变质峰期矿物组合；④在温度仍较高的减压过程中，石榴石与矽线石、石英发生反应，环绕石榴石形成堇青石冠状体，形成M4-1阶段Grt+Crd+Sil+Pl+Qz矿物组合；之后降温冷却，Fe--Mg交换反应停止，为M4-2阶段，矿物组合为Grt+Bt+Pl+Qz；⑤随着进一步的隆升作用，岩石降温降压，发生了绿片岩相的退变质作用。绿片岩相退变质作用的另一个表现是在角闪岩相变质岩石中发育的伸展构造带内存在基性岩墙的侵入并发生了绿片岩相变质(另文发表)，应与上述富铝片麻岩的绿片岩相退变质作用大体同时。

富铝片麻岩形成过程的上述温压条件变化，即升温升压达到压力高峰--升温减压--降温降压过程，显示了顺时针P--T轨迹的演化态势(图5)。从进变质到压力峰期的过程中出现十字石和蓝晶石，温压条件越过Ms+Chl+Grt→St+Bt+Qz+H2O反应线[23]；到达变质峰期M2时，黑云母和白云母脱水熔融生成矽线石和堇青石，因此温压范围应该在白云母深熔线右侧并且越过Ms+Qz→Sil+Melt反应线[34]。之后M4-1阶段石榴石边部出现堇青石反应边表明进一步减压阶段变质温压条件越过了Grt+Sil+Qz→Crd反应线[25]，最后进入降压冷却阶段。综上所述，富铝片麻岩经历了顺时针的P--T演化轨迹，压力峰期后升温减压，而后近等温降压最后冷却进入绿片岩相稳定区域。

反应(1)、(2)引自文献[34]；反应(3)、(4)引自文献[25]；反应5引自文献[23]；反应6引自文献[40]，有所修改。图5 富铝片麻岩变质作用P--T演化趋势Fig.5 P--T evolution trend of metamorphism of Al-rich genisses

4.2 富铝片麻岩的地质意义

关于辽河岩群形成的初始构造环境，前人建立了太古宙克拉通张裂形成的拗拉槽或大陆裂谷[35--37]、接近俯冲带的活动大陆边缘盆地或弧后盆地[38]和两个不同大陆边缘[39]等3种模式。近年来，王惠初等总结了大量研究资料，认为辽河岩群原岩形成于活动大陆边缘盆地(大陆边缘岩浆弧的弧后盆地)，且所谓的“狼林地块”不是一个太古宙陆块, 而主要表现为一条古元古代岩浆弧，所谓的南、北辽河岩群只是二者当时的沉积环境分别

更靠近古陆或者岩浆弧的差异[14]；陈斌等的研究工作也得出了类似的认识，认为北辽河岩群的基性岩脉应该代表古元古代弧前玄武岩质岩石，而古元古代辽吉花岗岩和同时代的火山作用发育于辽南地块的北缘，可以近似代表古元古代大陆弧[41]；许王等则认为辽东河栏镇一带(北辽河岩群出露区)的变基性岩形成于相对成熟的弧后盆地[16]。吴福元等对狼林地块的研究，认为其主要由古元古代岩石组成，可视为中朝克拉通东部巨型元古宙造山带的一部分[15]。可见，近年的研究认识虽仍有分歧，但裂谷成因的观点已鲜有主张，主要争议在于当时大洋和大陆弧的空间位置问题，即辽河岩群(包括南、北辽河岩群)的沉积到底是在大洋内(沿大洋两侧大陆边缘)还是弧后盆地。

关于辽河岩群的变质作用及其动力学过程，如前文所述，前人的研究结果认为北辽河岩群和南辽河岩群分别具有顺时针P--T轨迹和逆时针P--T轨迹的演化特征。但新近的研究发现，南辽河岩群中的石榴斜长角闪岩(原岩为侵入南辽河岩群中的基性岩墙)具有碰撞造山的顺时针P--T轨迹[42]，本文所研究的富铝片麻岩也表现出顺时针P--T演化的态势。辽吉造山带内与南辽河岩群可对比的辽南集安岩群也获得了近于一致的结果[43--44]。研究显示，南、北辽河岩群不同类型变质岩石中变质锆石均显示1.90～1.95 Ga的年龄峰，应是该造山带古元古代的一个主要变质阶段[6,8,13]；另一1.85 Ga±的变质年龄峰值，为该带第二个强烈的变质阶段，应代表区域构造折返的年龄时限，具体表现为变质岩系典型近等温减压反应的发生以及广泛的深熔作用[8]。对辽—吉造山带内与南、北辽河岩群相当的吉南集安岩群、老岭岩群的变质年代学研究也获得了类似的结果[6,8,45]。

综合辽—吉造山带上述地质背景、变质作用演化特征以及变质时限等方面的研究资料，认为辽河群甚至辽—吉造山带内的古元古代变沉积岩系可能具有相似的形成环境并经历了相同的造山变质作用演化过程。是否存在逆时针P--T轨迹或它们应处于什么样的具体构造部位，还有待进一步研究。