辽北新太古代晚期岩浆热事件与陆壳生长：来自清原奥长花岗岩的锆石U-Pb年代学和岩石地球化学证据*

2020-03-01袁玲玲刘洁张晓晖杨智荔张航李宏斌

岩石学报 2020年1期

袁玲玲刘洁张晓晖杨智荔张航李宏斌

1. 中南大学地球科学与信息物理学院，有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，长沙 4100832. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 1000293. 中国科学院地球科学研究院，北京 1000294. 中国科学院大学，北京 1000491.

TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩，Jahnetal., 1981)片麻岩作为地球演化早期最主要的花岗岩类型，占据了三分之二以上太古宙陆壳(Condie, 1981)，其岩石成因是理解太古宙地球动力学过程的关键。依据部分主量元素组成的变化，岩石学家将TTG系列大致划分为两类，一类富SiO2，相对低MgO、Ni、Cr，可能形成于地幔柱驱动的大洋高原底部玄武质岩石(Smithiesetal., 2009; Willboldetal., 2009)、呈平板俯冲的大洋板片(Martin and Moyen, 2002; Smithiesetal., 2003)或者弧下加厚地壳(Adametal., 2012; Nageletal., 2012; Arndt, 2013)部分熔融；另一类相对贫SiO2，高MgO、Ni、Cr，可能起源于遭受地幔楔混染的俯冲板片熔体(Martin and Moyen, 2002; Martinetal., 2005)。此外，部分学者根据对压力敏感元素(Al、Na、Sr、重稀土元素、高场强元素)的研究结果，将TTG片麻岩划分为高压(10～12℃/km)、中压和低压(>30℃/km)(Moyen and Stevens, 2006; Moyen, 2011)或者低重稀土型、过渡型和高重稀土型(Hallaetal., 2009; De Almeidaetal., 2011; Mikkolaetal., 2011)等三种类型，并推测这些岩石类型可能分别形成于洋壳俯冲、“造山带”垮塌、地幔柱等迥异构造环境(Moyen and Martin, 2012)。因此，TTG片麻岩地球化学组成的变化可能蕴含着重要的地球动力学信息。

与世界上其他古老克拉通类似，华北克拉通也主要由多个围绕冥古宙晚期-太古宙早期陆核生长起来的微陆块拼合而成(Zhai and Santosh, 2011; Zhaoetal., 2012)。作为微陆块片麻岩高级区-绿岩带二元结构的重要组成部分，TTG岩石广泛出露于各个微陆块中，尤以华北克拉通东部地体为甚(Wanetal., 2014; 万渝生等, 2017)，如冀东-辽西、辽北-龙岗、辽南-狼林、鲁西和胶东等地块。高精度同位素年代学研究表明，就华北克拉通东部整体而言，始太古代至新太古代岩石几乎连续出露(Xieetal., 2014; Wanetal., 2005, 2012a, 2014; Wangetal., 2015b)，但大量的TTG片麻岩及其同时代的表壳岩系集中形成于新太古代晚期(2.6～2.5Ga)，并且普遍经历了以发育逆时针P-T轨迹为特征的～2.5Ga高角闪岩相-麻粒岩相区域变质作用(Kröneretal., 1998; Yangetal., 2008; Grantetal., 2009; Wangetal., 2009, 2011; Liuetal., 2011; Nutmanetal., 2011; Pengetal., 2015; Guoetal., 2017a; Li and Wei, 2017)。近年来，围绕上述微陆块基底建造开展了大量系统的年代学和岩石地球化学研究，对新太古代晚期岩浆-变质热事件发生的构造背景及其与华北克拉通大规模陆壳增生事件的联系提出了不同认识。关于前者，Yangetal. (2008)与Grantetal. (2009)倾向于用地幔柱模式解释区域变质作用与岩浆活动在时间上的密切关系；Pengetal. (2015)依据辽北新宾地区不同岩石类型的地球化学特征提出了平板热俯冲模型；Liuetal. (2011)和Wangetal.(2011, 2013, 2015a)认为辽西阜新-义县-建平绿岩带先后经历了洋内俯冲和弧-陆碰撞两阶段构造演化历程。就后者而言，早先大量年代学研究工作强调～2.5Ga是华北克拉通最重要的陆壳生长时期(Windley, 1995; Gaoetal., 2004)；虽然新太古代早期(2.8～2.7Ga)岩浆活动目前仅在鲁西、胶东、霍邱等局部地区有所揭露(Wanetal., 2011, 2012b, 2014)，但不同于锆石U-Pb年龄的记录，大量前寒武纪基底岩石Nd-Hf同位素研究揭示～2.7Ga(亏损地幔模式年龄)华北克拉通发生了最强烈的壳-幔分异，从而形成了大量新生地壳，～2.5Ga的大规模花岗质岩浆活动主要是对早期新生陆壳的重熔与再造，新的陆壳增生十分有限(Wuetal., 2005; Jiangetal., 2010)。

辽北清原地区作为重要的太古宙基底出露区近年来也获得了广泛关注。在目前已报道的研究工作中，系统的元素和同位素地球化学研究主要集中于解剖新太古代晚期火山熔岩和沉积地层(Zhuetal., 2015; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)，而对TTG侵入岩组成的大面积结晶基底除获取了部分年代学数据之外(Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)，尚缺乏对新太古代晚期岩浆事件与区域变质作用之间关系的全面认识。因此，本次研究拟以清原TTG片麻岩为研究对象，通过高精度SIMS锆石U-Pb测年确定其侵位和变质时代，依据元素地球化学及Nd-Hf同位素组成示踪其岩石成因，同时结合研究区前人揭示的其它岩石组合以及区域岩浆-变质事件的对比和联系，讨论华北克拉通东部新太古代晚期岩浆热事件发育的构造背景及其蕴含的大陆地壳演化意义。

1 地质背景与岩石学特征

围绕华北克拉通早前寒武纪基底的形成与演化，前人提出了多种构造划分方案与演化模式，其中最著名的即微陆块-绿岩带二元格局与东、西复合陆块-中部造山带三分体制。前者提出华北克拉通于新太古代通过多个微陆块沿绿岩带的碰撞拼合完成初始克拉通化，随后在古元古代经历了有限裂解、俯冲与碰撞(翟明国和彭澎, 2007; Zhai and Santosh, 2011)；而后者认为东、西陆块于新太古代末期(Kusky and Li, 2003; Kuskyetal., 2007)或古元古代晚期沿中部造山带汇聚形成华北克拉通(Zhaoetal., 2005, 2012)。在三分方案中，东部陆块自北而南进一步划分为辽北-龙岗陆块(吉南陆块)、胶-辽-吉活动带与辽南-狼林陆块(图1a)。作为华北克拉通典型的太古宙基底出露区之一，辽北-龙岗陆块以发育大规模新太古代TTG片麻岩和绿岩带(Zhai and Santosh, 2011; Wanetal., 2012c)为特征，并有少量始太古代至中太古代岩石记录(Wanetal., 2005; Wuetal., 2008; Zhao and Zhai, 2013; 万渝生等, 2017)。狼林陆块近年来也有新太古代(2.64～2.50Ga)中-基性岩、TTG和钾质花岗岩屡见报道(Zhaoetal., 2006a; 张晓晖等, 2016; 赵磊等, 2016; 王伟等, 2017; Zhangetal., 2017)。胶-辽-吉活动带主要由层侵纪中-晚期(2.2～2.0Ga)变质火山-沉积岩系主体和少量镁铁质-长英质侵入岩组成(Luetal., 2006; Luoetal., 2008; Lietal., 2012)。

清原地区位于华北克拉通东北缘，隶属辽北-龙岗陆块(图1a)，是辽北杂岩(Wuetal., 2013, 2016)或清原花岗岩-绿岩地体(Zhaietal., 1985; Pengetal., 2015)的重要组成部分。辽北杂岩总出露面积达15000km2，涵盖抚顺、清原和新宾等地，主要由70%～80%的TTG片麻岩和少量钾质花岗岩、紫苏花岗岩、变质火山-沉积岩系组成。在研究区清原浑河断裂北侧，太古宙侵入体主要包括上肥地、柴河(Grant, 2005)、红旗寨、摩离红、红石砬子和线金厂等岩体；表壳岩分布于红石砬子山附近及红透山-树基沟一带(图1b)，岩性包括黑云/角闪麻粒岩、斜长角闪岩、黑云/角闪变粒岩、长英质片麻岩、磁铁石英岩、含夕线石/蓝晶石片麻岩、云母石英片岩和大理岩等，变质原岩可能为科马提岩、拉斑玄武岩、中-酸性火山岩、火山碎屑岩、富泥质沉积岩以及碳酸盐岩序列(Zhaietal., 1985; 万渝生等, 2005)。前人研究表明清原地区TTG岩石(如上肥地、柴河、线金厂等岩体)侵位于2.56～2.53Ga(Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)，表壳岩形成于2.56～2.51Ga(Qianetal., 2014; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)；钾质花岗岩(如红石砬子岩体)结晶年龄(2.51～2.50Ga)与区域大规模变质-变形时代接近，后者多发生于2.51～2.48Ga(万渝生等, 2005; Grant, 2005; Grantetal., 2009; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017)。

本次研究对缺乏系统岩石地球化学分析的柴河岩体与摩离红岩体进行了观察与采样。因植被覆盖严重，野外岩体地质调研只能沿着近期水利工程或道路施工揭露的一些零星露头开展。柴河岩体主要分布于柴河东段南北两侧，综合多个河叉附近的露头观察结果可推测其主体岩性为奥长花岗岩(Grant, 2005; Wangetal., 2016; 本次研究)。岩体在宏观上显示大致均一的灰白色或浅肉红色，发育片麻状构造(图2a, b)；局部遭受变质变形和深熔作用影响，镁铁质矿物呈模糊的条带状、条痕状或补片状富集(图2c)。其与清原地区明确划分出的线金厂英云闪长岩岩体(图1b)的接触关系不明确，但早期锆石U-Pb年代学研究显示二者应为同一期岩浆热事件(2.55～2.53Ga)的产物(Grantetal., 2009; Wangetal., 2016)。在线金厂岩体的局部可观察到大小不一的表壳岩捕掳体和二长花岗岩岩脉，其中表壳岩和英云闪长岩均经历了(角闪岩相-)麻粒岩相变质作用(Grant, 2005; 万渝生等, 2005; Wangetal., 2016; Wuetal., 2013, 2016)。

采自柴河岩体的样品显示中-细粒粒状变晶结构，矿物组合为55%～60%斜长石、30%～35%石英、0～5%碱性长石与6%～10%黑云母(图2d)，以角闪石含量低或不发育(<5%)区别于英云闪长岩(沈宝丰等, 1994)。斜长石多呈自形-半自形板状，晶壁较规则，粒度0.5～3mm，发育细而平直的聚片双晶。石英呈他形粒状，可见波状消光，粒度0.2～4mm。黑云母发育浅黄色至褐绿色多色性，呈自形-半自形片状，并且显示半定向或定向排列。副矿物包括榍石、磷灰石和锆石等。次生矿物包括绢云母、绿泥石和碳酸盐矿物，它们主要嵌于发生蚀变的斜长石晶体中。

摩离红岩体也主要由奥长花岗岩组成。因遭受钾化蚀变，其肉红色风化面呈浸染状分布于浅灰色主体中(图2e)。岩体与周围片麻岩呈侵入接触关系(李俊建和沈保丰, 2000; 王锡华和李伟, 2010)。相对柴河岩体，摩离红岩体遭受了更强烈的变形。采自摩离红岩体的样品呈中-细粒粒状变晶结构(图2f)，主要由50%～60%斜长石、25%～40%石英、0～5%碱性长石和5%～10%黑云母(含假象)组成。斜长石以自形-半自形板状为主，粒度0.5～5mm，发育聚片双晶。部分表面相对干净的斜长石发育较宽的双晶纹，指示其可能为钠长石。偶有斜长石双晶发生弯曲，可能为机械双晶。此外，斜长石大多遭受显著蚀变，蚀变矿物包括绢云母、高岭土、绿泥石和碳酸盐矿物等。石英部分经历了重结晶，发育规则晶粒边界构成的三联点结构。黑云母普遍分解成白云母或绿泥石鳞片集合体。副矿物有磷灰石、锆石和磁铁矿等。

图1 华北克拉通基底构造单元划分及研究区位置(a,据Zhaoetal., 2005)和清原地区区域地质简图(b,据辽宁省地质矿产局, 1976(1) 辽宁省地质矿产局. 1976. 1:20万开原幅区域地质图及其说明书；局部据Grant, 2005;刘锦等,2017修改)

已发表年龄数据引自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)

图2 辽北清原奥长花岗岩野外和镜下显微照片 (a)柴河岩体野外露头；(b)柴河岩体的片麻状构造；(c)柴河岩体局部出现条带状或补片状构造；(d)柴河奥长花岗岩镜下照片；(e)摩离红岩体表面发生钾化蚀变；(f)摩离红奥长花岗岩镜下照片. Pl-斜长石；Afs-碱性长石；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

本文涉及的岩石光薄片、全岩粉末样品制备及单矿物锆石分选均在河北省区域地质矿产调查研究所完成；锆石阴极发光成像、U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析，以及全岩主量元素和Sr-Nd同位素分析均在中国科学院地质与地球物理研究所完成；全岩微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。

2.1 锆石U-Pb定年

将用于U-Pb定年的岩石样品机械破碎至50～80目，利用重选和磁选技术分选出非磁性重矿物锆石。在双目镜下挑选颗粒大，包裹体少，无明显裂隙且晶型完好的锆石颗粒，与锆石标样Plésovice(Slámaetal., 2008)和Qinghu(Lietal., 2009)一起粘贴到环氧树脂靶上，然后抛光使其曝露一半晶面。对锆石进行透射光、反射光显微照相以及阴极发光(CL)成像分析，以观察锆石的内部结构，帮助选择适宜的测试点位。U、Th、Pb的测定在CAMECA IMS-1280离子探针上进行，详细的分析方法见Lietal. (2009)。以O2-为离子源，强度10nA，加速电压-13kV，分析束斑约20μm×30μm。锆石标样与待测样品按1:3比例交替测试。标准锆石Plésovice(337.1±0.4Ma, Slámaetal., 2008)用于校正U-Th-Pb同位素比值，标准锆石Qinghu(159.5±0.2Ma, Lietal., 2009)作为未知样监测数据的精确度。

2.2 锆石Lu-Hf同位素分析

锆石微区原位Lu-Hf同位素分析在配备了Geolas-193紫外激光剥蚀系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)上完成。分析点选在U-Pb年龄测试点上或者附近，选用束斑直径为44～60μm，脉冲速率为8Hz，详细的分析流程参考Wuetal. (2006)。样品分析过程中，采用标准锆石MUD Tank(Woodhead and Hergt, 2005)和GJ-1(Moreletal., 2008)作为双重外部标样，监测仪器漂移。分析结果表明，所有测试过程中两个标样的176Hf/177Hf比值均与其推荐值在误差范围内一致。

2.3 全岩元素地球化学

全岩主量元素组成采用X-射线荧光光谱仪XRF-1500分析。测试过程中选用国家标准物质GSR-1(花岗岩)和GSR-3(玄武岩)进行质量监控。对标准样品的分析结果表明，主量元素的分析精度为～1%(含量>10%)和～5%(含量<1.0%)。全岩微量元素分析选用Agilent 7500a型四极杆电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析过程参考Liuetal. (2008)。对标准样品BCR-2、BHVO-2和AGV-2的分析结果表明，微量元素分析的精度优于5%，准确度优于10%。

2.4 全岩Sr-Nd同位素分析

将适量岩石粉末样品与87Rb-84Sr、149Sm-150Nd稀释剂混合，并使用纯化的HF-HNO3-HClO4试剂在高温下溶解样品。Rb、Sr、Sm、Nd元素分离采用两阶段离子交换层析法，同位素分析在德国Finnigan公司MAT-262型多接收热电离质谱仪(ID-TIMS)上完成。具体的化学分离和上机测试流程参考Lietal. (2015)。在全部分析过程中，Rb-Sr和Sm-Nd的本底分别小于300pg和100pg。利用146Nd/144Nd=0.7219和86Sr/88Sr=0.1194对测得的同位素比值标准化，以进行质量分馏校正。采用国际标样NBS-987 Sr和JNdi-1 Nd监控仪器稳定性，BCR-2监控整个测试流程的准确度。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年结果

锆石U-Pb分析结果见表1和图3。来自柴河奥长花岗岩的锆石呈半自形-自形短柱状，长约100～160μm，宽约50～100μm。阴极发光图像显示绝大部分锆石发育核-幔结构(图3a)。来自锆石核部的9个分析点Th含量介于40×10-6～117×10-6之间，U含量变化于216×10-6～637×10-6之间，Th/U比值变化于0.11～0.52之间，与岩浆成因锆石相似(Williams and Claesson, 1987)。其207Pb/206Pb表面年龄分布于2565～2520Ma之间，所构成的不一致曲线与谐和线相交于2546±13Ma，选取位于谐和线上及附近的6个分析点参与计算得到谐和年龄2542±14Ma(图3c)，二者在误差范围内一致。锆石幔部或新生颗粒相对富U(434×10-6～967×10-6)而贫Th(6×10-6～41×10-6)，绝大部分测点Th/U比值低于0.1(0.008～0.065)，仅有2个测点略高(Th/U=0.11～0.22)。低Th/U比值指示锆石形成于和变质作用相关的熔体或流体作用，而微量元素的不均匀分布则表明在变质过程中流体贯通性受到岩石低程度部分熔融抑制(Grant, 2005)。来自该类型锆石的6个测点获得207Pb/206Pb表面年龄2516～2496Ma，平均年龄2507±8Ma，代表岩体所经历高级变质作用的时代；另有两个测点获得207Pb/206Pb平均年龄2479±8Ma，可能指示变质峰期上限。因此，锆石核部年龄～2546Ma应代表柴河岩体的结晶时代，该年龄与Grantetal. (2009)和Wangetal. (2016)在夏家堡附近取样获得的测年结果相近(图1b)。

表1辽北清原奥长花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄分析结果

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柴河奥长花岗岩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

续表1

Continued Table 1

Spot No.ThU(×10-6)Th/UPbIsotopic ratiosAge (Ma)(×10-6)207Pb/206Pb1σ (%)207Pb/235U1σ (%)206Pb/238U1σ (%)207Pb/206Pb1σ摩离红奥长花岗岩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

图3 辽北清原奥长花岗岩锆石阴极发光图像(a、b)和U-Pb年龄谐和图(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

图4 辽北清原TTG分类图解 (a) K-Na-Ca 三角图解，钙碱性趋势引自Barker and Arth (1976), TTG区域引自Martin (1999)；(b)阳离子标准矿物An-Ab-Or三角图解，细线是O’Connor (1965)原分类边界，粗线是Barker (1979)修正的分类边界；(c) K2O-Na2O图解；(d) A/NK-A/CNK图解(Maniar and Piccoli, 1989)Fig.4 Classification diagrams for the Qingyuan TTGs from northern Liaoning

摩离红奥长花岗岩中锆石也显示半自形-自形短柱状，大小60～80μm×100～150μm。绝大部分锆石发光微弱，呈较均匀的暗灰色，个别颗粒内部隐约可见生长环带(图3b)。对16颗锆石进行SIMS U-Pb分析，获得Th/U比值0.23～0.57，与岩浆成因锆石Th/U比值范围一致。所有分析点构成一条不一致曲线，与谐和线的上交点年龄为2548±13Ma，选取位于谐和线上及附近的8个分析点计算所得的加权平均年龄为2550±5Ma，二者在误差范围内一致(图3d)。因此，摩离红岩体侵位于～2548Ma。

3.2 元素地球化学特征

表2辽北清原奥长花岗岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素分析数据

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线金厂∗∗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

续表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线金厂∗∗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：**数据引自Grant (2005)

图5 辽北清原奥长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据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，柴河岩体Ni(6×10-6～25×10-6)、Cr(7×10-6～11×10-6)含量较低，轻、重稀土元素(REEs)分异强烈，球粒陨石标准化稀土配分曲线向右陡倾(图5a)，(La/Yb)N比值介于45～144，样品多显示正Eu异常(δEu=0.89～2.41)。在原始地幔标准化蛛网图解上(图5b)，柴河岩体相对富集Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素(LILEs)，亏损U、Nb、Ta、Ti和REEs，并具有高Sr/Y比值(71～392)。摩离红岩体低Ni(1×10-6～17×10-6)、Cr(1×10-6～9×10-6)含量，富集轻稀土元素(LREEs, (La/Yb)N=7～47)(图5a)，具有较高的(La/Sm)N比值(2.2～7.6)和中等(Gd/Yb)N比值(1.8～3.6)，Eu异常不明显(δEu=0.86～1.34)。在微量元素蛛网图解上显示Rb、Ba、U、K、Pb正异常，Nb、Ta、P、Ti等高场强元素(HFSEs)负异常(图5b)，Sr/Y比值为22～36。

3.3 全岩Sr-Nd与锆石Hf同位素特征

4 讨论

4.1 清原TTG系列的岩浆起源

表3诸广山-贵东地区铀矿床岩脉侵位期与成矿早期对比表

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

酸性岩脉(小岩体)侵位期基性岩脉(体)侵位期铀成矿期岩性测试方法年龄(Ma)数据来源岩性/矿物测试方法年龄(Ma)数据来源矿物测试方法年龄(Ma)数据来源铀矿床细粒花岗岩脉LA-ICP-MS U-Pb138.6±1.3徐文雄等,2014辉绿岩/角闪石Ar-Ar139.6±3.8李献华等,1997142.5吴烈勤等,2003诸广302帽峰式酸性岩体141.2吴烈勤等,2003辉绿岩/角闪石K-Ar141.4±2.6李献华等,1997沥青铀矿138吴烈勤等,2003贵东337细粒黑云母花岗岩脉LA-ICP-MS U-Pb123.9±1.3周航兵等,2018玄武岩128邓平等,2002沥青铀矿电子探针120±5张龙等,2018诸广302九龙岩式酸性岩体115～119夏宗强等,2016120、124.9±2.1吴烈勤等,2003诸广361竹筒尖式酸性岩体125～128邓平等,2002沥青铀矿122.3吴烈勤等,2003贵东333竹山下式酸性岩体112～116邓平等,2002辉绿岩110李子颖等,2010沥青铀矿SIMS U-Pb113±2Luo et al.,2015贵东339辉绿岩/角闪石K-Ar106.7±2.1李献华等,1997沥青铀矿电子探针100±5张龙等,2018诸广302辉绿岩/角闪石K-Ar105李献华等,1997沥青铀矿SIMS U-Pb103±2Luo et al.,2015贵东339细晶岩、花岗斑岩88～95邓平等,2002拉辉煌斑岩92李子颖等,2010沥青铀矿LA-ICP-MS U-Pb S93.5±1.2邹东风等,2011贵东335

目前为岩石学家广泛接受的TTG成因模式是含水玄武质岩石部分熔融，但对岩浆产生的具体温度压力条件仍有争议。部分学者支持TTG起源于石榴角闪岩熔融(Drummond and Defant, 1990; Martin, 1999; Foleyetal., 2002)；部分学者主张TTG熔体主要在榴辉岩相条件下熔融产生(Rappetal., 2003)；还有一些学者强调金红石作为残留相对熔体性质的控制，认为TTG形成于角闪榴辉岩部分熔融(Xiongetal., 2005, 2009)，介于前两者的温压条件之间。

岩石微量元素分布特征提供了推断源区矿物组成的有效判别依据。由于石榴石强烈富集重稀土，而角闪石相对富集中稀土(Green, 1994)，因此在部分熔融过程中与石榴石平衡的熔体将具有陡倾的稀土配分模式，而与石榴石和角闪石平衡的熔体具有相对平坦的重稀土配分模式。柴河岩体强烈亏损Y(1.09×10-6～5.29×10-6)和HREEs(Yb=0.09×10-6～0.44×10-6)，并且具有相当高的Sr/Y(71～391)、(La/Yb)N(45～144)和(Gb/Yb)N(3.8～5.9)比值，表明源区熔融时以石榴石为主要残留相(图7c, d)。样品的Nb/Ta比值(15～21)在球粒陨石(17.6)附近波动(图7b)，指示TTG熔体可能与不含金红石的榴辉岩残留相平衡(Moyen and Stevens, 2006; König and Schuth, 2011)，此时熔体的高Zr/Sm比值可能缘于单斜辉石(Rollinson, 1993)和少量角闪石残留。另外，岩体较高的Sr含量和微弱Eu正异常说明源区不存在斜长石残留。岩体在蛛网图解上呈现的U负异常可能由玄武质源区熔融之前所经历的变质脱水作用所致(所有样品烧失量较低，并且不发育Ce异常，可排除岩浆期后蚀变作用的影响)。

表4辽北清原奥长花岗岩锆石Hf同位素分析数据

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)柴河岩体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摩离红岩体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

图6 辽北清原奥长花岗岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)t (a)、εNd(t)-U-Pb年龄(b)、锆石εHf(t)-U-Pb年龄(c)和εNd(t)-SiO2图解(d) 华北克拉通东部新太古代花岗岩εNd(t)和锆石εHf(t)数据引自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

图7 辽北清原奥长花岗岩Mg#-SiO2图解(a,据Rapp et al., 1999; Jahn et al., 2008)、Nb/Ta-Zr/Sm图解(b，底图数据引自Foley et al., 2002，横线与竖线分别代表球粒陨石的Nb/Ta(17.6)和Zr/Sm(25)比值)、Sr/Y-Y(c)和(La/Yb)N-YbN图解(d)(c, d,熔融曲线引自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形成的构造环境

如引言所述，TTG岩石可以在不同的构造环境形成，包括俯冲环境下年轻大洋板片(Martin, 1986; Defant and Drummond, 1990; Martin and Moyen, 2002)或岛弧下地壳(Adametal., 2012; Nageletal., 2012)部分熔融、大洋高原底部玄武质地壳熔融(Smithiesetal., 2009; Willboldetal., 2009)以及拆沉的加厚镁铁质下地壳熔融(Bédard, 2006; Johnsonetal., 2014)等。关于清原新太古代TTG形成的构造环境，其岩石学和地球化学倾向于支持柴河、摩离红岩体形成于(低角度)俯冲大洋板片或岛弧下地壳在不同深度部分熔融。

(1)在岩石组合方面，除了大量TTG岩系，辽北清原地区还发育石英二长闪长质赞岐岩类(Wangetal., 2016)。后者与世界上典型的新太古代赞岐质岩石(Martinetal., 2005, 2009; Hallaetal., 2009; Rappetal., 2010)一样，富集过渡金属元素(Mg、Ni和Cr)、大离子亲石元素(LILEs, K、Ba、Sr等)和轻稀土元素(LREEs)，在形成时代上略滞后于TTG岩浆活动，通常起源于经含水TTG熔体交代的岩石圈地幔楔部分熔融。相反，拆沉下地壳部分熔融形成的TTG熔体通常无水，并且与高镁混源岩石在形成时代上没有固定的先后关系(Laurentetal., 2014)。

(2)由俯冲洋壳(大洋中脊玄武岩Mg#<60，平均51)部分熔融形成的熔体Mg#一般不超过45，因此TTG岩石的Mg#可灵敏反映板片熔体在上升过程中是否遭受地幔物质混染(Smithies, 2000; Smithies and Champion, 2000)。虽然柴河与摩离红岩体的大部分样品落入了SiO2-Mg#图解的板片熔体及高硅埃达克岩区域，但研究区同时代其它TTG岩体(上肥地、线金厂)具有与低硅埃达克岩相当的Mg#(50～61，图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#图解(图7a)上所有岩石样品沿着埃达克岩-高镁安山岩演化趋势呈线性分布，说明SiO2对熔体Mg#的影响在一定程度上掩盖了TTG遭受俯冲带地幔楔混染的事实。以上特征说明清原TTG熔体有别于大洋高原底部玄武质地壳部分熔融形成的低Mg#埃达克质岩浆。

(3)清原TTG岩石具有与大洋中脊玄武岩(Zr/Hf=35.4～38.4, Davidetal., 2000)、球粒陨石(Zr/Hf=34.3±0.2, Patzeretal., 2010)相近的Zr/Hf比值(36±3)，以及接近亏损地幔演化线的全岩εNd(t)及锆石εHf(t)值，指示源区主要为新生玄武质地壳。最年轻的锆石Hf同位素模式年龄与岩体形成时代仅相差～30Ma(源区滞留时间，Griffinetal., 2006)，契合俯冲板片发生部分熔融对洋壳年龄的要求。

(4)柴河、摩离红岩体起源于相似的温度，但压力相差较大，二者似乎形成于玄武质岩石的“变压”熔融。除了不同岩体之间熔融压力的差别外，岩体内部成分变化也指示“变压”过程存在。如柴河岩体中Al2O3、Na2O、Sr、HREEs、Sr/Y、(La/Yb)N等具有压力指示意义的元素或元素比值(Moyen, 2011)均有较大变化。由此可见，清原TTG岩石形成于压力持续变化的构造环境。在Rb-(Y+Nb)和Nb-Y图解(Pearceetal., 1984)中，柴河与摩离红岩体大致相当于Moyen (2011)定义的中压和高压TTG(图9)。低角度俯冲的大洋板片在不同深度发生熔融契合形成TTG岩浆所需要的变压环境。

图8 辽北清原奥长花岗岩Zr-SiO2图解(a)、全岩锆饱和温度(据Watson and Harrison, 1983)与Al/Ti温度(据Jung and 2007)计算结果(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

图9 辽北清原奥长花岗岩与Moyen (2011)划分的TTG岩石类型对比 (a) Rb-Y+Nb; (b) Nb-Y图解(Pearce et al., 1984). HP-高压TTG；MP-中压TTG；LP-低压TTGFig.9 Comparison between the Qingyuan trondhjemites from northern Liaoning and rock types of TTG defined by Moyen (2011)

(5)诚然，清原TTG岩石中不同的压力系列也可能对应不同的产出环境与岩浆起源。特别是形成于相对低压环境的摩离红奥长花岗岩，其源岩也可能为岛弧下地壳。Adametal. (2012)和Nageletal. (2012)利用太古宙岛弧拉斑玄武岩进行部分熔融实验模拟得到了与TTG花岗岩组成相似的熔体。Huangetal. (2013)通过地球化学模拟揭示西格林兰Fiskensset太古宙岛弧中TTG片麻岩源自与其时-空伴生的变玄武质岩石(角闪岩)部分熔融。除了高Na2O/K2O比之外，摩离红岩体几乎具备钙碱性岛弧花岗岩的其它全部典型特征，例如样品富集LILEs和LREEs，亏损HFSEs和HREEs，在Rb-(Y+Nb)和Nb-Y构造判别图解中呈现火山弧亲缘性(图9)等。因此，类似Hallaetal. (2009)与De Almeidaetal. (2011)提出的大洋高原之下热板片俯冲模式，摩离红奥长花岗岩也可形成于岛弧下地壳(或加厚玄武质洋壳)低压熔融，而柴河及研究区其它相对高镁的TTG岩体起源于消减板片在相对高压条件下部分熔融。前者高度富钠可归因于岛弧下地壳源区中高成熟度陆壳物质(花岗岩或碎屑沉积物)所占比例较低(Arndt, 2013)。

4.3 区域构造意义

精确的锆石SIMS/SHRIMP U-Pb定年揭示，清原TTG岩系侵位于2559～2534Ma(Grantetal., 2009; 本次研究)。它们与研究区同时代其它中-酸性侵入岩及绿岩带火山岩系(Pengetal., 2015; Wuetal., 2016; Wangetal., 2016; Li and Wei, 2017)共同构成了华北克拉通东部陆块新太古代末期(2.56～2.48Ga)大规模岩浆活动的重要组成部分。大量文献考据表明，有关太古宙-元古宙之交岩浆热事件构造背景的研究一直存有较大争议，已提出的构造模式包括岩浆弧模型(Liuetal., 2011; Wangetal., 2009, 2015a; Nutmanetal., 2011; Pengetal., 2012, 2013)、平板俯冲或“热”俯冲模型(Pengetal., 2015)、地幔柱模型(Yangetal., 2008; Grantetal., 2009; 赵国春, 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)。

作为垂向构造体制代表的地幔柱与拆沉催化模型，其关键支持依据包括两方面，第一，新太古代末-古元古代初的岩浆事件在克拉通尺度内(如整个东部陆块)广泛分布并且不显示空间分带性(形成时代不显示系统的空间递增或递减规律)；第二，区域变质作用紧随岩浆活动或近同时发生，岩浆事件和变质事件隶属同一构造热事件。然而，随着近年来大量副矿物(锆石、榍石等)高精度微区原位定年技术的应用，陆续建立起来的华北克拉通不同地区新太古代晚期岩浆事件精细年代学格架与上述认识并不契合。

首先，华北克拉通东部太古宙-元古宙之交的岩浆活动在不同地区均呈现明显阶段性，大致可划分为2.57～2.53Ga、2.53～2.51Ga和2.51～2.48Ga三个阶段。第一阶段包括辽北清原-抚顺、吉南桦甸-夹皮沟2571～2544Ma 石英闪长岩-TTG岩系(Grantetal., 2009; 白翔等, 2014; Pengetal., 2015; Wangetal., 2016; Guoetal., 2017a; 本次研究)，辽东鞍山-本溪2574～2560Ma拉斑玄武岩-赞岐岩、2536～3527Ma富铌玄武岩-高镁安山岩(Guoetal., 2017b)，辽西阜新、义县、建平2589～2534Ma拉斑玄武岩-玻安岩-高镁安山岩/埃达克岩(Liuetal., 2011; Wangetal., 2011)，朝鲜狼林、冠帽地块2567～2521Ma闪长岩-花岗岩(Zhaoetal., 2006a; 张晓晖等, 2016; 赵磊等, 2016)，冀东2550～2540Ma闪长岩-英云闪长岩(Nutmanetal., 2011; 耿元生等, 2018)、2558～2520Ma岛弧拉斑玄武岩(Guoetal., 2015)，胶北2564～2544Ma的TTG片麻岩(刘建辉等, 2011)，鲁西2540～2536Ma赞岐岩(Wangetal., 2009)、2547～2533Ma高镁玄武岩-埃达克质侵入岩(Pengetal., 2012, 2013)；第二阶段包括辽北清原2540～2510Ma拉斑玄武岩-安山岩(Li and Wei, 2017)、辽西建平2532～2506Ma闪长岩-TTG岩系(Liuetal., 2011; Wangetal., 2013)、辽南～2520Ma辉长岩-闪长岩-TTG岩系(王伟等, 2017)、冀东2535～2510Ma闪长岩-花岗闪长岩/TTG岩系(Yangetal., 2008; Nutmanetal., 2011; Baietal., 2014; Fuetal., 2016)；第三阶段包括广泛出露于吉南、辽北、辽西、冀东、鲁西等地的2520～2480Ma(二长-)正长花岗岩(Grantetal., 2009; Wanetal., 2012c; Wangetal., 2013, 2016; 白翔等, 2014; Fuetal., 2017)，辽北清原～2512Ma石英二长闪长岩(Pengetal., 2015)，辽南金州～2498Ma花岗岩(王伟等, 2017)，朝鲜冠帽地块2514Ma钾长花岗岩(张晓晖等, 2016)以及冀东2511～2503Ma双峰式火山岩(Lvetal., 2012)、2510～2490Ma辉长岩-正长岩(Lietal., 2010; Nutmanetal., 2011)、～2511Ma紫苏花岗岩(耿元生等, 2018)和～2505Ma超基性-基性火成岩(Kuskyetal., 2001)。以上年代学数据表明，华北克拉通东部陆块新太古代末期岩浆活动存在富钠质向富钾质的明显演化趋势，钾质花岗岩(壳源花岗岩)、双峰式火成岩以及一些偏碱性的岩石主要出现在第三阶段。

其次，大量案例研究表明，区域变质-变形作用主要与第三阶段岩浆活动相伴，与太古宙末期大规模的TTG岩浆侵入及绿岩带火山岩系喷发作用相差20～70Myr。例如，辽北清原TTG和表壳岩系形成于2.56～2.51Ma，变质于2.49～2.48Ga (Grantetal., 2009; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Li and Wei, 2017; 本次研究)；冀东TTG片麻岩主要侵位于2.56～2.53Ga，高角闪岩相-麻粒岩相变质作用发生于～2.50Ga(Nutmanetal., 2011; 耿元生等, 2018)；辽西阜新-义县绿岩带火山岩系的喷发时代和变质时代分别为2.59～2.53Ga和～2.49Ga(Wangetal., 2011)；辽西建平杂岩形成于2.56～2.51Ga，变质于～2.49Ga(Liuetal., 2011; Wangetal., 2013)。现代板块构造体制下的洋内俯冲系统从启动至湮灭，存活周期仅有60～70Myr(Jicha and Jagoutz, 2015; Paterson and Ducea, 2015)，而陆缘弧活动时间虽可超过100Myr，但通常会经历多个短周期的俯冲-碰撞-伸展造山旋回(Collins and Richards, 2008; Kempetal., 2009; Duceaetal., 2015)。鉴于新太古代时期的高热流环境，由地幔对流驱动的板片俯冲速率可能会更快，同时厚壳薄幔的大洋岩石圈在榴辉岩相俯冲板片拖曳下因强度欠佳可能发生频繁断离，进而加剧俯冲周期缩短(低至～20Myr, Moyen and Van Hunen, 2012)。因此，华北克拉通太古宙-元古宙之交的岩浆事件和变质事件能否看作同一构造热事件的产物仍有待商榷。

虽然清原TTG片麻岩作为可能的俯冲带岩浆活动产物远不足以为判别区域大地构造环境提供充分依据，但通过区域岩浆事件的对比和联系以及其它地质证据的综合分析，我们可以推测板块构造在华北克拉通东部新太古代末期岩浆事件中扮演着关键角色。主要的依据和推断如下：

1)地幔柱控制的岩浆活动往往发育双峰式火山岩建造，在区域尺度上以花岗岩侵入滞后于绿岩带火山岩系喷发为特征(地幔柱与下地壳之间的热传导需要一定时间，Campbell and Hill, 1988; Jianetal., 2012)。而在华北克拉通东部仅有个别太古宙晚期绿岩带发育较明显的双峰式火山岩，其与大规模TTG岩系在形成时代上也没有一致的先后关系。此外，纯粹的板内非造山环境形成的岩石组合相对简单，并且主要呈碱性(Liégeoisetal., 1998; Bonin, 2004; Clemensetal., 2009)，与华北克拉通新太古代晚期岩浆序列明显不符合。

2)玻安岩、高镁安山岩和赞岐岩等发育指示俯冲作用存在的关键地球化学特征，即LILE-LREE相对HFSE-HREE富集。这些特殊岩石类型的相伴出现说明在新太古代晚期TTG形成过程中有地表含水组分的参与(Moyen and Van Hunen, 2012; Van Hunen and Moyen, 2012)，而地幔柱与拆沉催化模型对此均无法解释。

3)不同性质的岩浆作用呈阶段性发展(“低钾拉斑质→钙碱性→钾玄质”，Guoetal., 2015)，以及岩浆活动在空间上有规律迁移(Nutmanetal., 2011; 万渝生等, 2017)是弧岩浆活动的重要特征，也是华北克拉通东部新太古代晚期岩浆事件的重要特征。

4)华北克拉通新太古代晚期变质事件与岩浆事件的密切关系完全可由初始板块构造体制下的短周期俯冲-碰撞-伸展旋回解释，即该时期岩石所经历的高角闪岩相-麻粒岩相变质作用应与俯冲后岩石圈伸展有关，其逆时针近等压降温P-T轨迹(Wuetal., 2013; Yang and Wei, 2017)可归结为板片断离诱发的地幔上涌与玄武质岩浆底侵的产物。

5)非岛弧属性岩石(如科马提岩、亏损型拉斑玄武岩)点缀式出现可能与太古宙高热流环境下高频次板片断离引起的间歇性俯冲中止(Moyen and Van Hunen, 2012)或者局部的岛弧(水平构造)-地幔柱(垂直构造)联合作用有关(Wymanetal., 2002; Martinetal., 2014)，后者如板块边缘发生俯冲而板块内部受地幔柱控制(Pengetal., 2015)、地幔柱底侵俯冲板片或大洋高原俯冲(Pengetal., 2012, 2013)等。

6)太古宙晚期岩浆事件在华北克拉通东部广泛发育，并具有相近的启动和湮灭时间，可能指示多个不同规模的俯冲体系同时存在。这些原始的短周期板块俯冲作用可能是促进新太古代时期微陆块相互拼合及华北古陆初始克拉通化(Zhai and Santosh, 2011)的重要机制。辽北清原TTG片麻岩可能隶属于华北克拉通东北缘新太古代晚期岩浆弧系统。部分学者依据吉南、辽北、辽西、冀东等地发育的洋中脊玄武岩、岛弧拉斑玄武岩、玻安岩、高镁安山岩/赞岐岩、富铌玄武岩、钙碱性玄武岩-安山岩、弧后盆地玄武岩等变质火山岩系以及(高镁)辉长岩、(二长)闪长岩、TTG、钾质花岗岩等中-酸性侵入杂岩，重建了呈北东东向延展的活动陆缘俯冲体系(Liuetal., 2011; Baietal., 2014; Nutmanetal., 2011; Wangetal., 2011, 2013, 2015a, 2016; Guoetal., 2015, 2017a, b)。此外，华北克拉通东陆块西缘在新太古代晚期可能存在东向大洋板片俯冲(Kröneretal., 2005; Zhaoetal., 2006b; Wangetal., 2017)，而东陆块内部鲁西地体西北缘可能经历了南东向洋壳俯冲(Wangetal., 2009, 2015a; Pengetal., 2012, 2013)。

4.4 新太古代大陆地壳生长与演化

大量Nd、Hf同位素研究工作表明，华北克拉通不仅经历了与全球趋于一致的新太古代早期(2.8～2.7Ga, Condieetal., 2009)陆壳生长事件，还经历了新太古代晚期(2.6～2.5Ga)陆壳增生与再造。但长期以来，有关两次陆壳生长的相对重要性以及关键地球动力学驱动机制(地幔柱或者板块构造)一直存有较大争议。从已揭露的太古宙基底可以发现，～2.7Ga和～2.5Ga的TTG岩石在华北克拉通的发育规模均不容小觑，但晚期岩浆事件的分布范围明显更广阔(Wanetal., 2014; 万渝生等, 2017)。在岩石组合上，前者以英云闪长岩和奥长花岗岩为主；后者以花岗闪长岩在TTG序列中比例明显增高为特征，并与大量富钾的钙碱性岩石以及时代略微滞后的二长闪长质赞岐岩类(或高镁安山岩)、壳源花岗岩伴生(Wanetal., 2014; Wangetal., 2009, 2011, 2016; Guoetal., 2017b; 万渝生等, 2017)。在同位素组成上(图6b-c)，新太古代早期花岗岩具有相对集中且亏损的εNd(t)和εHf(t)值，一般介于亏损地幔与球粒陨石演化线之间；晚期则具有相对分散的Nd-Hf同位素组成，但具有正εNd(t)和εHf(t)值的岩浆活动仍占绝对优势(Wanetal., 2014, 2015; Wangetal., 2016)。虽然在时代上有差异，但类似的两阶段岩浆活动在全球克拉通并不罕见，即大规模的TTG岩浆作用为一系列富钾的花岗质岩浆活动所取代(Laurentetal., 2014)。这一特征性岩浆演化过程可以归因于板块构造启动。一方面，富钾的赞岐质岩石作为俯冲洋壳熔体与地幔楔相互作用的产物(Rappetal., 2010; Foleyetal., 2014)可以为钾质花岗岩的形成提供重要源区(Watkinsetal., 2007)；另一方面，高度富钠的TTG岩石重熔产生大规模钾质花岗岩可能需要造山带埋藏的沉积物(变质硬砂岩、泥岩等)参与(Laurentetal., 2014)。钾质花岗岩大规模出现表明陆壳已有相当成熟度(万渝生等, 2017)，岩石组合复杂化意味着不同构造环境下岩浆作用的产物开始出现质的差别(Moyen, 2011)。上述同位素组成的变化则说明新太古代早期陆壳演化可能局限于纯粹的壳内分异，而晚期还包括板片俯冲、地体碰撞驱动的表壳物质(含古老的地壳物质)重循环与再造(Laurentetal., 2014)。

因此，辽北清原TTG作为俯冲洋壳重循环或岛弧新生下地壳再造的产物，不仅记录了华北克拉通新太古代晚期陆壳生长，而且见证了板块构造特有的陆壳增生-演化机制的建立。