克拉通内部古老(新太古-古元古代)造山/活动带的准确识别及其构造背景的深入研究，对于揭示全球古老克拉通的形成演化、陆块聚-散的动力学过程具有重要的科学意义(Zhai and Santosh， 2011; Zhao et al., 2012)。华北克拉通是中国境内出露规模最大、记录构造-岩浆-变质热事件最齐全的古老克拉通，自从~38亿年古老岩石在该克拉通发现以来(Liu et al., 1992)，华北克拉通逐渐成为地质学家关注的焦点，并成为全球热点研究地区之一。通过近二十多年的深入研究，在区域构造、变质地质、岩浆作用、地球化学、同位素年代学以及地球物理等方面积累了大量资料，并取得了一系列重要的科学进展(钱祥麟和王仁民，1994; 白瑾等，1996；伍家善等，1998; Zhao et al., 1998，2000，2001，2005; Liu et al., 2000，2002a，b，2006，2012; Guo et al., 2002，2005，2012; Zhai，2004; Zhai et al., 2010; Kusky and Li， 2003; Faure et al., 2007; Kusky et al., 2007; Trap et al., 2007，2008，2009，2011; Santosh，2010; Zhai and Santosh， 2011)。近年来，随着华北克拉通内部高压麻粒岩的发现和随后三条古元古代造山/活动带的准确识别(翟明国等，1992; Zhao et al., 2001，2005; Kusky and Li， 2003; Guo et al., 2005，2012; Liu et al., 2006，2012; Faure et al., 2007; Kusky et al., 2007; 翟明国和彭澎，2007; Santosh，2010; Zhai and Santosh， 2011)，再次掀起了对华北克拉通形成演化、微陆块聚合-拼贴动力学过程新一轮研究热潮。三条古元古代构造带自东向西依次为：胶-辽-吉带(Jiao-Liao-Ji Belt)、中部造山带(Trans-North China Orogen)和孔兹岩带(Khondalite Belt)(图 1; Zhao et al., 2001，2005)，部分研究者将它们称之为：辽吉造山/活动带(Liaoji Orogenic/mobile Belt)、晋豫造山/活动带(Jinyu Orogenic/mobile Belt)和丰镇造山/活动带(Fengzhen Orogenic/mobile Belt)(图 2；翟明国和彭澎，2007; Zhai and Santosh， 2011，2013)，这是迄今为止在中国境内发现的最古老的造山/活动带，这为揭示华北克拉通的形成演化、古元古代微陆块的拼贴-焊接的动力学过程、形成的大地构造背景，以及华北克拉通在全球Columbia超大陆的位置提供了最佳的研究对象。到目前为止，尽管在三条古元古构造/活动带的命名原则、延伸分布规律以及它们形成的构造背景等方面存在明显分歧，但有关变质表壳岩的物质组成、变质演化P-T-t轨迹、岩浆-变质事件年代格架、TTG片麻岩成因、高压基性麻粒岩和高压泥质麻粒岩的成因等诸多研究方面均取得了突破性进展，有的成果达到了国际领先水平(详见Zhai and Santosh， 2011，2013; 翟明国，2011; Zhao and Cawood， 2012; Zhao et al., 2012的评述)。

图 1

Fig. 1

图 1 华北克拉通构造区划及古元古代造山/活动带(据Zhao et al., 2001，2005)Fig. 1 Tectonic subdivision and Paleoproterozoic orogenic/mobile belts of North China Craton(after Zhao et al., 2001，2005)

图 2

Fig. 2

图 2 华北克拉通古元古代造山/活动带(据Zhai and Santosh， 2011)Fig. 2 Paleoproterozoic orogenic/mobile belts in North China Craton(after Zhai and Santosh， 2011)

在华北克拉通，位于东部陆块内的胶-辽-吉带是最具代表性的一条古元古代造山/活动带(图 3)，它经历了十分复杂的构造演化过程，记录了多期岩浆-变质事件。根据前人的研究结果，该造山/活动带的南、北两侧均以断层接触分别与狼林地块(Langrim Block)和龙岗地块(Longgang Block)相邻(图 3)。胶-辽-吉造山/活动带的物质组成最为丰富，以大面积分布的巨量(火山)沉积岩系为其主要特征，包括吉南地区的集安群和老岭群、辽东地区的南辽河群和北辽河群、胶北地区的荆山群和粉子山群，总体呈NE向展布，延伸规模长约1000km、宽约50~300km，该带向东至东南则延伸到朝鲜境内的摩天岭群(Macheonryeong Group)，向南西则有可能穿越郯庐断裂延伸至徐州-蚌埠一带的五河群(图 3；Zhao et al., 2005，2012)。此外，区内多处出露太古代-古元古代多期TTG片麻岩、多期-多时代的不同成因类型的花岗质岩石(A型花岗质片麻岩、碱性花岗岩、钙碱性花岗岩及环斑花岗岩等)、双峰式火山岩和基性岩墙(脉)、高压基性和高压泥质麻粒岩等(Lu et al., 2006; Jahn et al., 2008; Zhou et al., 2008; Tam et al., 2011，2012a，b，c; Liu et al., 2013a，2014c; Wu et al., 2014)。区内各种类型岩石，特别是变沉积岩变形作用十分复杂，指示碰撞-造山过程中不同演化阶段的多期变形(Li et al., 2003，2005)。带内各类变质岩石记录了多期-多阶段变质热事件，变质演化P-T轨迹具有多样性的特点，不同地区变质岩石呈现不同样式的变质演化P-T轨迹，包括：高压基性和高压泥质麻粒岩顺时针近等温减压P-T轨迹、中-低压基性和泥质麻粒岩顺时针和逆时针P-T轨迹以及低角闪岩相-高角闪岩相顺时针和逆时针P-T轨迹(贺高品和叶慧文，1998a; Lu et al., 2006; Jahn et al., 2008; Zhou et al., 2008; 王舫等，2010; Tam et al., 2011，2012a，b，c; Liu et al., 2013a，b，2014c)。值得注意的是，胶-辽-吉造山/活动带显示了多期的构造事件记录，包括：古元古代复杂的裂谷-造山事件(详见Zhao et al., 2005，2012; 翟明国，2010; Zhai，2011; Zhai and Santosh， 2011，2013的评述)和三叠纪扬子板块和华北板块碰撞造山事件在胶-辽-吉造山/活动带东南缘的响应(Liu et al., 2014b)。此外，胶-辽-吉造山/活动带赋存与重大岩浆-构造热事件存在密切成因关系的多种金属(金、铁、铜等)和非金属(菱镁矿、硼矿、石墨等)矿产的富集(翟明国，2010；Zhai and Santosh， 2013；丁正江等，2015)。由此可见，胶-辽-吉造山/活动带是一条记录多期变质-变形、岩浆-构造热事件的复合造山带，它是连接南部狼林地块和北部龙岗地块的桥梁和纽带，是开展古元古代造山/活动带空间展布、多期变质作用及构造演化的理想靶区，是揭示华北克拉通形成演化、陆块聚合-裂解动力学过程的最佳窗口。本文在系统总结前人资料的基础上，结合项目组近几年的最新研究成果，重点对胶-辽-吉古元古代造山/活动带的巨量变沉积岩的物质组成、变质演化及P-T-t轨迹、深熔作用特征、年代格架、造山/活动带的空间展布与延伸分布规律、形成的大地构造背景等研究进展和存在分歧进行综述，提出尚未解决的科学问题，以供同行在今后的工作中参考。

图 3

Fig. 3

图 3 东部陆块胶-辽-吉造山/活动带的地质简图(据Zhao et al., 2005修改)Fig. 3 Simplified geological map of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji orogenic/mobile belt in Eastern Block，North China Craton(modified after Zhao et al., 2005)

前人大量研究结果表明，胶-辽-吉造山/活动带在古元古代时期接受了巨量陆壳物质沉积，并根据不同地区出露的岩石组合及其空间的分布特征，采用传统地层学方法进行了群、组、段的划分。在胶北地区命名为南部的荆山群和北部的粉子山群、辽东南地区划分为南部的南辽河群和北部的北辽河群、吉南地区则划分为南部的集安群和北部的老岭群(局部为光华群)，三个地区的南、北两个群之间的接触关系为剪切带或断层接触(Li et al., 2005，2012)。大量同位素年代学研究结果表明，全区巨量沉积的陆壳物质的原岩形成时代集中于1.95~2.15Ga之间，但从岩石组合的空间分布和变质作用特征来看，荆山群与南辽河群、集安群可以对比，而粉子山群则与北辽河群、老岭群相当(详见贺高品和叶慧文， 1998a，b; Zhao et al., 2012的综述)。现将不同地区分布的古元古代巨量陆壳沉积的岩石组成分述如下。

胶北地区出露巨量的古元古代沉积岩系，可进一步划分为南部的荆山群和北部的粉子山群(图 3)，前者经历了中-低压麻粒岩相变质作用，而后者则经受了角闪岩相变质作用(贺高品和叶慧文，1998a; Zhou et al., 2008; 王舫等，2010; Tam et al., 2012b，c; Zhao et al., 2012)。荆山群主要分布于胶北地区的莱阳荆山、旌旗山、莱西南墅、平度祝沟、明村、海阳晶山、牟平祥山及昌邑岞山和安丘赵戈庄等地，粉子山群则主要分布于莱州粉子山、平度灰埠、蓬莱金果山、福山张格庄等地(山东省地质矿产局，1991)。在胶北地区，粉子山群总体分布于荆山群的西北侧，并与荆山群一起呈北东向展布。典型露头地区的荆山群和粉子山群直接覆盖于太古代-古元古代变质基底之上，但沿接触界线附近，变沉积岩系常发育顺层的韧性剪切带。

根据山东地质调查研究院有关山东省区域地质志的总结资料(山东省地质矿产局，1991)，荆山群由于原始沉积环境不同和后期多期构造热事件的改造，在各地发育程度存在明显差异。荆山群自下而上可划分为：禄格庄组、野头组和陡崖组。

禄格庄组 主要分布于莱阳旌旗山、荆山、牟平光山、莱西南墅、栖霞大庄头及海阳晶山等地，其下部主要为石墨夕线石榴二长(钾长)片麻岩、夕线石榴堇青二长片麻岩、石墨夕线石榴云母片岩为主，夹有(石墨、黑云、石榴、透辉)长英质粒状岩石；上部主要为含蛇纹石、透辉石大理岩夹钙镁硅酸盐岩组合。

野头组 主要分布于莱阳荆山、莱西芝山、南墅、平度明村、海阳晶山、牟平祥山等地区，建组地点在莱阳市吕格庄乡大野头。下部以透辉石岩、钙镁硅酸盐岩和透辉黑云长英质粒状岩石为主；上部则以蛇纹石化大理岩为主，夹有斜长角闪岩和长石石英岩等一套岩石组合。按照传统的地层学观点，认为该组与下伏禄格庄组为整合接触关系(山东省地质矿产局，1991)。

陡崖组 其分布特征大体与野头组相当，集中分布于莱阳荆山、莱西南墅、牟平光山、平度明村、安丘赵戈庄等地，建组地点在莱阳市吕格庄乡陡崖后。下部岩性以石墨透辉长英质粒状岩石、透辉石岩、含透闪石英岩-长石石英岩等为主的一套含石墨变沉积岩系；上部则以夕线蓝晶石榴黑云片岩、石榴二云母片岩等为主的一套富铝变沉积岩系，与下伏野头组为整合接触关系(山东省地质矿产局，1991)。

粉子山群无论是岩石组合，还是变质作用特征与荆山群均存在较明显的差异，其主体岩性为大理岩、长英质粒状岩石、(石墨)透闪石岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩、夕线(石榴)黑云片岩等。根据岩性差异和组合特征，自下而上依次可划分为：小宋组、祝家夼组、张格庄组、巨屯组和岗嵛组，除岗嵛组与下伏的巨屯组为韧性剪切带接触关系外，其余各组之间均为整合接触关系(山东省地质矿产局，1991)。

小宋组 主要分布于莱州小宋、小魏家、平度灰埠、昌邑青龙山等地，命名地点为莱州市东宋镇小宋。其岩石组合以各类长英质粒状岩石、斜长角闪岩、长石石英岩夹磁铁(石榴)石英岩、大理岩为特征，该套变质岩系以含磁铁石英岩和磁铁长石石英岩等含铁建造为特征。

祝家夼组 主要分布于栖霞庙后、蓬莱金果山、莱州粉子山和平度灰埠等地，建组地点位于栖霞庙后祝家夼。主体岩性为各类长英质粒状岩石、夕线黑云片岩-片麻岩、斜长角闪岩和含透闪钙镁硅酸盐岩等。在空间上岩性组合差异较明显，有的地区斜长角闪岩异常发育，而多数地区不具有这样的特点。

张格庄组 分布于福山张格庄、蓬莱金果山、莱州粉子山等地，建组于烟台福山区张格庄乡张格庄。主体岩性以厚层白云质大理岩为主，夹透闪石岩、透闪片岩及各类长英质粒状岩石。

巨屯组 主要分布于福山巨屯、蓬莱金果山及莱州粉子山等地，建组于烟台福山区藏家乡巨屯。主体岩性为石墨云母片岩和石墨大理岩为主，夹有含石墨的长英质粒状岩石、含石墨透闪石岩及含石墨钙镁硅酸盐岩类岩石。尽管不同地区岩石组合特征存在较明显差异，但均以含石墨为其主要特征。

岗嵛组 集中分布于烟台市以南及其以西的岗嵛-世回尧-黄务东部等地区，在蓬莱的探顶、莱州趴山等地也有零星分布，建组于烟台藏家乡岗嵛。其岩性相对较单一，主要以夕线石榴黑云片岩-片麻岩为主，夹有夕线黑云片岩、石榴云母片岩、黑云(二云)片岩、长英质粒状岩石和含透闪石钙镁硅酸盐岩类岩石。

出露于辽东南地区古元古代巨量变沉积岩系可进一步划分为南辽河群和北辽河群(图 3)，它们在空间上可与胶北地区的荆山群和粉子山群分别对比(贺高品和叶慧文， 1998a，b; Zhao et al., 2005，2012)，然而，无论其变沉积岩石组合特征还是变质作用的性质均与胶北地区的荆山群和粉子山群存在较明显的差异。据辽宁省地质矿产局(1989)记载，斋藤林次于1938年最早对辽东南的古元古代地层开展研究，并统称为“辽河系”。在20世纪60~70年代，辽宁省地质矿产局等单位对辽河群进行了详细的区域地质调查和研究工作，以传统地层学的观点，建立了辽河群的地层格架，并确立与下伏太古宙基底和上覆地层之间的接触关系，普遍认为辽河群不整合于新太古代鞍山群和连山关花岗岩为代表的变质基底之上，而其顶部则被中元古代榆树砬子组所不整合覆盖，并将辽河群划分为下亚群的浪子山组、里尔峪组和上亚群的高家峪组、大石桥组和盖县组(辽宁省地质矿产局，1989)。随着研究工作的不断深入，许多研究者发现辽河群在空间上无论是岩石组合，还是变质作用特征、构造变形以及混合岩化强弱程度均存在明显差异。据此，以盖县-析木城-塔子岭-茳草甸子-叆阳一线为界，将界线以南称之为南辽河群，而以北则称之为北辽河群。依据前人的研究成果，南辽河群和北辽河群的盖县组的岩石组合基本相似，但下伏地层尤其是里尔峪组存在明显差异(王惠初等，2015)。从变质作用和混合岩化特征来看，南辽河群中的里尔峪组和高家峪组的变质作用程度明显偏高、混合岩化程度明显强烈，但南辽河群至今未发现角度不整合覆盖于新太古代鞍山群之上的浪子山组地层；相比之下，北辽河群中的里尔峪和高家峪组的变质作用程度明显偏弱，只达到了绿片岩相-低角闪岩相，并发育浪子山组地层，角度不整合覆盖于太古代鞍山群变质基底之上。

浪子山组 主要出露于营口-草河口复向斜北翼的鞍山东部、海城南部的毛祁-小女塞、辽阳亮甲-本溪连山关-祁家堡子一带。浪子山组的岩性组合在空间上略有差异，其中在海城南的盘岭-钟家台-马风-双塔岭一带，下部主体岩性为(石榴)二云片岩、含石墨白云石英片岩等，底部则断续分布石英岩；上部则为含石墨白云(二云)长英质粒状岩石为主，夹有含石墨云母片岩、长石石英岩等。在辽阳市陈家堡子向东，至本溪连山关-祁家堡子地区，下部主体岩性为石英岩和含砾石英岩；上部则主要为含石墨石榴十字二云片岩、二云母片岩，夹有石英岩、长石石英岩和(橄榄透辉)大理岩等。陈家堡子向西至亮甲-四花岭-鞍山胡家庙子、樱桃园等地，该组的主体岩性为变质砾岩、石英岩、千枚岩、绢云绿泥片岩夹变质石英砂岩等(辽宁省地质矿产局，1989)。

里尔峪组 里尔峪组出露的范围较广。其中北辽河群东部的里尔峪组分布于辽阳大北湾-华岩寺-摩天岭-甜水站-本溪草河口一带。下部和上部的主体岩性比较相似，主要为变质火山岩、不纯大理岩、钙镁硅酸盐岩类岩石和长石石英岩等，夹有变质凝灰质角砾岩-凝灰质熔岩-凝灰质板岩等组合；中部则为含石墨石榴二云石英片岩、二云石英片岩、(黑云)长英质粒状岩石等，夹有变质凝灰岩-凝灰质熔岩等。北辽河群西部-西北部的里尔峪组，主要分布于海城南部的盘岭、里尔峪、炒铁河、小女塞和辽阳隆昌等地。其岩性下部以长英质粒状岩石为主，夹有白云质大理岩和透闪大理岩等；中部则为(绢云)长英质粒状岩石和二云母片岩为主；上部为(含电气石)长英质粒状岩石、二云母片岩等，最顶部则为石英大理岩。南辽河群中的里尔峪组主要分布于大石桥-岫岩-凤城-宽甸一带，分布范围长约三百千米，宽约几十千米。主体岩性为各类长英质粒状岩石(传统定义的浅粒岩-变粒岩组合)。下部见有条痕状花岗岩侵入里尔峪组的底部，区域上可见其穿切高家峪组和大石桥组。区域上的条痕状花岗岩与各种长英质粒状岩石以及镁质大理岩构成了南辽河群的含硼建造(辽宁省地质矿产局，1989；王惠初等，2015)。而在岫岩-凤城通远堡一带，该组岩性组合变化明显，其中下部以(磁铁-黄铁-黑云)长英质粒状岩石为主；中部则为含石榴黑云片麻岩、夕线二云片岩-片麻岩及长英质粒状岩石为主；上部为黑云片岩-片麻岩、(黑云-电气)长英质粒状岩石为主，夹有夕线黑云片岩-片麻岩，顶部则为钙硅酸盐岩类岩石。通远堡以东宽甸地区和岫岩以西的营口地区里尔峪组岩性变化不明显，主体岩性为(磁铁-黑云)长英质粒状岩石为主，夹有斜长角闪岩和含硼蛇纹石化大理岩，顶部则为条带状钙硅酸盐岩类岩石以及含透辉石、透闪石的大理岩。

高家峪组 北辽河群中高家峪组下部主体岩性为二云母片岩、含石榴二云石英片岩、黑云片岩及千枚岩等；中部则以白云大理岩、透辉-透闪大理岩和碳质方解大理岩为主；上部为黑色碳质泥砂质板岩为主，夹有含碳质石英方解大理岩、变质含碳质凝灰岩等。南辽河群中的高家峪组以含石墨为其主要特征，主体岩性为黑云片岩-片麻岩、夕线黑云斜长(二长)片岩-片麻岩、含石墨透闪长英质粒状岩石，夹有含石榴二云石英片岩、斜长角闪岩、方解石大理岩及透闪透辉岩。岫岩三家子苏子沟、辽阳生铁岭等地，高家峪组的下部为含石墨黑云片岩-片麻岩、夕线石榴黑云片岩-片麻岩为主；上部则以石墨石榴透闪透辉石岩、(黑云)长英质粒状岩石为主，夹有含石墨大理岩、二云母片岩、斜长角闪岩和石墨透闪岩等。

大石桥组 岩性和厚度在空间上变化较大，其中在海城钟家台、大石桥丁家岭、辽阳生铁岭、隆昌、本溪草河口以及凤城通远堡等地，岩性十分稳定且厚度较大。下部为条带状方解大理岩，夹透闪岩及透闪透辉岩；中部为二云母片岩、十字蓝晶二云片岩、石榴十字黑云片岩、(黑云)长英质粒状岩石，夹有条带状方解大理岩、透闪透辉岩和含石墨透闪石岩等；上部为白云质大理岩夹巨厚菱镁矿，最厚可达3000m以上。而在丹东市宽甸、凤城通远堡以东及岫岩和桓仁等地，大石桥组岩性不稳定，厚度相对较薄。其中在宽甸杨木杆地区，大石桥组岩性为透闪石岩、透辉透闪岩、钙镁硅酸盐岩类岩石夹大理岩，厚度仅百余米；而在宽甸红石砬子、大西岔子一带，大石桥组出露较厚，下部为含石墨方解大理岩、白云大理岩，夹透辉石岩；中部则为含石墨黑云二长片麻岩、方解透辉石岩，夹含石墨方解大理岩；上部为含墨方解大理岩，夹斜长角闪岩、含石榴黑云斜长片麻岩等，厚达可达3500m左右(辽宁省地质矿产局，1989)。

盖县组 该组岩性组合和岩相均十分稳定，分布范围广且厚度大。主要分布于营口-草河口复向斜的核部，主要出露于塔子岭-青城子-茳草甸子-张家堡子一带，以及东瓜林、哨子河、黄土坎等地，在宽甸二台子、丹东等地也有零星出露。该组以中部发育的长石石英岩为标志划分为上、下两个部分。其中下部主要岩性为夕线二云片岩、含墨黑云片岩，夹长英质粒状岩石和钙镁硅酸盐类岩石以及黑云斜长片麻岩等；上部主要分布于塔子岭、茳草甸子、龙王庙等地，主体岩性为变质长石石英砂岩、变质砂岩、绿泥石千枚岩、变质粉砂岩等，在塔子岭和茳草甸子等地，局部还夹有大理岩等(辽宁省地质矿产局，1989)。

吉南地区也出露了巨量古元古代沉积-火山岩系，可进一步划分为集安群和老岭群。集安群主要分布于通化市以南，以集安西侧的清河镇、财源及和平一带出露较为完整；而老岭群则以通化东部的老岭山脉发育最好。集安群和老岭群的空间分布及其属性可分别与辽东南的南辽河群和北辽河群相对比(Zhao et al., 2012; 王惠初等，2015)。

集安群的原名为集安亚群，据吉林省地质矿产局(1988)记载，集安群是由吉林省地质局通化地质大队集安地质队于1961年创名，指分布于集安市北部久财源子、花甸子、头道、清河、台上一带，由各类片麻岩、斜长角闪岩、黑云角闪石岩、长英质粒状岩石、白云大理岩、蛇纹橄榄大理岩、含石墨大理岩、石英岩以及各类混合岩等组成的变质岩系。集安群曾一度划分为清河组、新开河组和大东岔组。通过多年的深入而系统的研究，目前通常划分为蚂蚁河组、荒岔沟组和大东岔组(张景枝和张永焕，1998；王惠初等，2015)。

蚂蚁河组 该组以含硼为特征，主要分布在集安市甲乙川、花甸子、矿山村、文字沟一带，在米架子、大清沟也有零星出露。主要岩石类型为：含电气石各类长英质粒状岩石(传统命名的变粒岩-浅粒岩)、白云质大理岩、蛇纹石橄榄大理岩、含硼铁蛇纹岩、斜长角闪岩等。其中，含电气石长英质粒状岩石是与上覆地层的划分标志，而该组底部则与辽吉花岗岩呈底辟式侵入接触关系。依据其典型剖面的岩石组合特征，由下至上可进一步划分为三段：下部以各类长英质粒状岩石和斜长角闪岩互层状产出为特征；中部则以蛇纹石化大理岩和白云质大理岩为主，夹有少量长英质粒状岩石和斜长角闪岩；上部以各类含电气石长英质粒状岩石为主，夹有含电气石石英岩和云母片岩等。

荒岔沟组 该组以含石墨为其主要特征，各种岩石类型均含有不同比例的石墨，主要分布于通化市三半江、集安市泉眼沟、腰营子、头道、清河、文字沟北，在甲乙川、东明、大东岔、高丽沟、假石房子、大清沟、凉水也有出露。主要岩石类型包括：石墨黑云片岩-片麻岩、石墨透辉长英质粒状岩石、含石墨钙镁硅酸盐岩类岩石、含石墨大理岩及斜长角闪岩等。由下至上可划分为三套岩石组合：下部以各类含石墨长英质粒状岩石为主，夹有含石墨石榴黑云片岩-片麻岩、斜长角闪岩等；中部以斜长角闪岩为主，夹有含石墨长英质粒状岩石、石墨云母片岩-片麻岩和含石墨大理岩等；上部则以各类含石墨长英质粒状岩石、含石墨大理岩为主，夹有石墨云母片岩、含石墨钙镁硅酸盐岩类岩石、云母片岩和斜长角闪岩等。

大东岔组 该组岩性以富铝为特征，岩石类型主要为黑云斜长片麻岩、石榴夕线斜长(二长)片麻岩、堇青夕线斜长片麻岩和黑云长英质粒状岩石为主，夹有薄层石英岩、长石石英岩等。自下而上可划分为两段：下部以含石榴石长英质粒状岩石为主，夹有石英岩和石榴云母片岩和石榴夕线斜长(二长)片麻岩；上部则以石榴夕线斜长(二长)片麻岩、石榴堇青夕线斜长(二长)片麻岩为主，夹有各类长英质粒状岩石等。

老岭群以通化市东部的老岭山脉发育最为齐全。据吉林省地质矿产局(1988)记载，多年来所采用的地层层序基本上是沿用斋腾林茨于1943年所建，自下而上依次为达台山组(林家沟组)、珍珠门组、花山组、临江组和大粟子组。

达台山组 主要为一套石英岩-长英质粒状岩石-大理岩组合。下部以各类长英质粒状岩石和长石石英岩为主，夹有透闪大理岩、金云透闪大理岩、金云白云质大理岩等；上部则以黑云长英质粒状岩石(变粒岩)为主，夹有薄层大理岩和黑云母片岩等。

珍珠门组 主要为一套富镁的大理岩组合，只有分布于姚家街-复盛、娄家沟-砬子沟、夹皮沟-通化、四房山-板石沟、南岔-八里坡、大横路-小四平等地，大湖一带也有零星出露。主题岩性为炭质条带状白云质大理岩、块状-角砾状白云质大理岩，硅质大理岩、透闪石化大理岩、滑石化白云质大理岩和含方柱石白云质大理岩等。

花山组 由一套富铝变沉积岩石所组成，主要岩石类型包括：云母石英片岩、十字石二云片岩、二云片岩及大理岩等。

临江组 主要分布于集安市大蜘-麻线、东葫芦-大东岔、泉眼沟-头道-砬子沟、通化县和平-东江、通化市夹皮沟-金厂、临江市附近。岩石组合为长石石英岩、石英岩、黑云片岩、含石榴夕线堇青斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、十字石二云片岩、含石榴二云片岩和长英质粒状岩石等。

大粟子组 主要分布于通化市金厂、大样子沟-湖上、七道沟、东来、南岔、大横路-大栗子-花山、临江大湖北、烂泥塘、八道沟等地。主要岩石有薄层石英岩、二云片岩、石英片岩、十字石片岩、千枚状片岩、绢云千枚岩、绿泥绢云千枚岩、中厚层大理岩、白云质大理岩等。

到目前为止，有关老岭群的地层划分方案仍存在分歧，如姜春潮(1987)认为达台山组是一套性质不明地层，有可能包括了鞍山群、集安群、草河群、辽阳群的组成部分，不应单独作为一个组来处理。部分学者将浑江北岸板石沟-四方山-林家沟以及大泉源一带的一套石英岩、长英质粒状岩石，夹有炭质板岩和碳酸盐类岩石组合恢复为林家沟组，作为达台山组同时异地沉积产物。而白瑾(1993)认为花山组和大栗子组应归属同一套地层，二者岩石类型和组合的不同是由于变质程度细微差所致。珍珠门组在老岭群中的地层位置始终没有定论，一种观点认为，应将珍珠门组置于花山组之下；另一种观点则认为，珍珠门组应位于老岭群上部或顶部(白瑾，1993；邢树文等，2010)。而邵建波和范继璋(2004)认为，分布在浑江南岸老岭山脉两侧的珍珠门组与大石桥组相当，而浑江北岸的珍珠门组则相当于中元古代的高于庄组，因而原珍珠门组应该解体。

尽管前人对胶-辽-吉古元古代造山/活动带巨量变沉积岩系进行了深入而系统的研究，在物质来源、源区物质性质、形成的构造背景、地层格架及原岩形成时代等研究方面取得了一系列重要成果和进展(详见Zhao et al., 2012评述)，但仍存在尚未解决的科学问题，集中表现如下：

以往众多研究基本上是依据传统地层学的方法进行地层层序的研究和群、组的划分，并一直延用到现在。与此同时，对胶北的荆山群和粉子山群、辽东南的南辽河群和北辽河群、吉南地区的集安群和老岭群的地层层序、年代格架、形成的构造背景等方面进行了综合对比(李三忠等，2001; Li et al., 2003，2004a，b，2006，2012; Lu et al., 2006; Li and Zhao， 2007; Zhao et al., 2012; Xie et al., 2014)。普遍认为在同一地区，尽管受到变质作用和构造变形作用的改造，但变沉积岩仍然保存原有的地层层序，自下而上各组之间整合接触。然而值得注意的是，胶-辽-吉古元古代造山/活动带经历了十分复杂的构造演化过程，可能经历了从原始的裂解、初始洋盆的形成、巨量沉积、碰撞-俯冲-造山、构造抬升-伸展的长期演化(Zhao et al., 2012)，原有的自下而上由老变新的地层层序以及彼此之间的接触关系很难保存。因此，采用传统地层学的方法，来进行不同地区群、组的划分以及在空间上进行综合对比研究，势必带来很多缺欠。近年来，本文作者对辽南岫岩三家子镇北部高家堡子-许家堡子出露的南辽河群进行了系统研究。传统观点认为，研究区出露一套大石桥组的岩石组合，主要为各类厚层大理岩，夹有石榴云母片岩-片麻岩、夕线石榴黑云斜长(二长)片麻岩，彼此之间为整合接触关系(辽宁省地质矿产局，1989)。而我们最新研究发现，多处露头的厚层大理岩与“夹层”片岩-片麻岩之间并非呈整合接触关系，而是呈断层或大型剪切带的构造接触关系。有的露头显示清晰的推覆构造现象，即原属于下部地层的高家峪组、或上部盖县组的片岩-片麻岩被推覆到大石桥组厚层大理岩之上，原来的地层层序完全被重置。由此可见，现今大石桥组所保存的所谓地层层序根本不能代表原始地层的上、下层位及接触关系。此外，在海城东庞家堡子-五间房-生铁岭一带，出露完好的自下部里尔峪组，依次经过高家峪组、大石桥组，直至上部的盖县组地层层序，以往认为彼此之间为整合接触关系(辽宁省地质矿产局，1989)。然而最新研究发现，各组之间并非整合接触，而是呈典型的断层接触或大型剪切带接触关系(与邢德和个人交流)。此外，本文在高家峪组和盖县组中，普遍发现低级变质岩系(绿片岩相-低角闪岩相变质的绿片岩-千枚岩-云母片岩)和高级变质岩系(夕线石榴片麻岩-混合片麻岩)并置的现象，这显然用传统地层学的思路难以解释。这些“异常”的地质现象在胶北荆山群和吉南集安群也十分普遍。由此可见，在这样构造异常复杂的地区，进行传统群、组划分以及地层层序和上下层位的厘定显然存在不足之处，这也是今后有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带巨量变沉积岩的物质组成、地层层序和上下层位关系等研究领域需要重视的一个关键问题。

有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带巨量陆壳沉积岩系的物质来源、源区物质性质、沉积环境以及形成时代，前人已进行了大量的野外和室内综合研究工作。Zhao et al.(2012)曾对胶-辽-吉造山/活动带巨量变沉积岩系的原岩形成时代和变质时代及其形成的构造背景进行了系统总结，认为：尽管在胶北、辽东南、吉南地区古元古代的孔兹岩系在物质组成、变质演化等方面存在差异，但总体上孔兹岩系的原岩形成时代为1.95~2.15Ga，而变质时代为1.85~1.95Ga。

前人曾对胶北荆山群和粉子山群变沉积岩的锆石进行了同位素年代学研究，Wan et al.(2006)对粉子山群和荆山群变沉积岩碎屑锆石进行定年，发现具岩浆结构的碎屑锆石显示最小年龄约为2.2Ga，结合荆山群1.85~1.90Ga的变质锆石年龄，将粉子山群和荆山群的沉积时代限定在1.9~2.2Ga之间。谢士稳等(2014)对粉子山群长石石英片岩中具有明显的岩浆环带碎屑锆石进行定年，定年结果锆石谐和年龄分布在2033~3429Ma之间，两个主峰值分别为~2.19Ga和~2.48Ga，而位于谐和线上的两颗最年轻碎屑锆石的年龄为~2.08Ga，并结合前人资料的综合分析判断，限定粉子山群和荆山群原岩沉积时代为1.9~2.1Ga。

本文在前人研究的基础上，重点对荆山群和粉子山群中夕线石榴黑云斜长(二长)片麻岩中的继承性碎屑锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb定年研究，共进行了6个样品约1000粒具有典型岩浆环带锆石的测试，其中有效的612个U-Pb年龄数据直方图如图 4a所示。从图中可以明显看出，荆山群和粉子山群富Al片麻岩继承性锆石年龄谱十分相似，显示两个明显的主峰，分别为2.1~2.2Ga和2.45~2.5Ga，这与前人研究的结果基本相似。

图 4

Fig. 4

图 4 胶-辽-吉造山/活动带变沉积岩的锆石年龄分布直方图 (a、b)胶北地区荆山群和粉子山群；(c、d)辽东南地区南辽河群和北辽河群；(e、f)吉南地区集安群和老岭群Fig. 4 Zircon U-Pb age histogram diagrams for meta-sedimentary rocks in Jiao-Liao-Ji orogenic/mobile belt (a, b)Jingshan and Fenzishan groups in Jiaobei area；(c, d)South and North Liaohe groups in southeastern Liaoning；(e, f)Jian and Laoling groups in South Jilin

从本文和前人测试结果综合分析来看，荆山群和粉子山群变沉积岩的碎屑锆石大多为继承性岩浆锆石，物源区主要来自于岩浆岩，定年结果显示2.4~2.5Ga和2.0~2.2Ga的年龄峰值，也存在~2.9Ga甚至~3.4Ga碎屑锆石。以往研究表明，胶北地区太古宙岩浆作用(TTG-花岗质岩石)异常发育，时代主要为2.5Ga、2.7Ga和2.9Ga三期(刘建辉等，2011；颉颃强等，2013；Tang et al., 2007；Jahn et al., 2008；Liu et al., 2013a，2014c; Xie et al., 2014)。近年来，部分研究者在顾家村和亭口西南等地相继发现了2.1~2.19Ga的变质辉长岩和花岗质片麻岩(刘建辉等，2011；刘平华等，2013)。这些太古宙变质基底(TTG-花岗质片麻岩)及古元古代早-中期岩浆岩(基性岩-花岗质片麻岩)的锆石年龄直方图显示的峰值(图 5c)与荆山群和粉子山群变沉积岩的继承性碎屑锆石年龄分布特征十分相似(图 4a、图 5a，b)，表明荆山群和粉子山群变沉积岩原岩的源区物质主要来源于胶北地体目前所出露的太古宙结晶基底和古元古代的岩浆岩。

图 5

Fig. 5

图 5 胶北地区早前寒武纪变质杂岩的锆石年龄分布直方图(据谢士稳等，2014修改) (a)荆山群变质沉积岩；(b)粉子山群变质沉积岩；(c)太古宙基底-古元古代岩浆岩Fig. 5 Zircon U-Pb age histogram diagrams for Early Precambrian metamorphic complex in northeastern Sh and ong Province(modified after Xie et al., 2014) (a)Jingshan Group；(b)Fenzishan Group；(c)Archean basement and Paleoproterozoic magmatic rocks

出露于辽南地区的南、北辽河群的变沉积岩系的岩石类型十分复杂，前人曾对代表性的变沉积岩进行了继承性碎屑锆石的U-Pb定年研究(Luo et al., 2004，2008; Li et al., 2005)。其中Luo et al.(2004)对辽河群浪子山组中的石英片岩、泥质片岩和石墨云母片岩以及大石桥组中的十字云母片岩、黑云长英质片麻岩的继承性碎屑锆石进行了U-Pb定年测试，研究结果发现，浪子山组变沉积岩石继承性碎屑锆石记录的年龄集中于2.05~2.19Ga之间，而大石桥组则变化于2.25~2.53Ga之间。这些继承性碎屑锆石Th/U比值普遍偏高，并具有典型的岩浆结晶环带，表明其寄主岩石的物质来源主要为岩浆岩。大量变质锆石U-Pb定年结果表明，辽河群的变质时代的最大值为1.93Ga左右，进而限定辽河群的原岩形成时代为1.9~2.0Ga之间(Luo et al., 2004，2008；Zhao et al., 2012)。此外，辽河群内部存在大量的古元古时期的A型花岗岩和二长花岗岩(构造前)，部分研究者称之为辽吉花岗岩(张秋生和杨振升，1998)，许多研究者对其原岩形成时代进行了锆石U-Pb定年研究，其岩浆结晶锆石记录的年龄集中于1.9~2.0Ga之间，应代表辽吉花岗岩的原岩形成时代(Sun et al., 1993; Li et al., 2003; Lu et al., 2004)，这一年龄记录与辽河群变沉积岩系继承性碎屑锆石的主峰完全吻合，表明辽吉花岗岩是辽河群变沉积岩系的主要物源区。此外，Luo et al.(2008)对辽河群继承性碎屑锆石进行了Lu-Hf同位素测试，进一步证实上述观点，并指出辽河群显示~2.5Ga弱峰的继承性碎屑锆石，表明少量的源区物质则可能来源于北侧龙岗地块的古老变质基底。

本文在前人研究工作的基础上，针对南、北辽河群岩石组成的复杂性，选择其中最具代表性的富Al片岩-片麻岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测试，岩石类型包括：石榴十字云母片岩、石榴云母片岩、夕线石榴云母二长片麻岩等，共计测试了10件样品约1000粒锆石，其中有效的854个U-Pb定年数据的直方图如图 4c所示。从图中可以明显看出，在南、北辽河群的10件富Al片岩-片麻岩样品中，具有典型岩浆结晶环带的继承性碎屑锆石显示2.05~2.15Ga的主峰和2.45~2.55Ga的弱峰，最老的变质锆石记录的变质年龄约为1.95Ga左右(图 4d)，表明南、北辽河群的原岩形成时代应为1.95~2.05Ga之间，这与前人研究的结果基本一致(Luo et al., 2004，2008；Zhao et al., 2012)。此外，南、北辽河群继承性碎屑锆石显示的两组年龄峰值，与古元古代辽吉花岗岩、北侧龙岗地块和南侧辽南地块古老基底的原岩形成时代基本吻合，这进一步充分证明了南、北辽河群的巨量变沉积岩系的物质来源主要为辽吉花岗岩和南北两侧的太古宙变质基底。

前人也对集安群和老岭群中古元古代火山岩和变沉积岩中的锆石进行了大量的U-Pb定年研究。其中Lu et al.(2006)对集安群斜长角闪岩、含石榴石片麻岩、含石墨片麻岩和含透辉石片麻岩中锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb年龄测试，其中变火山岩记录的原岩时代为1981±13Ma至2103±18Ma之间，结合变沉积岩继承性碎屑锆石的年龄记录，确认集安群的原岩形成时代大约为1.98~2.13Ga之间。尽管对老岭群的变质细砂岩和粗砂岩的继承性碎屑锆石进行了定年，但Lu et al.(2006)认为，老岭群的原岩形成时代很难限定，这是因为缺乏火山岩类岩石，在细粒砂岩中，最年轻的碎屑锆石为2039±15Ma，表明其沉积时代应晚于2.0Ga。尽管该群低绿片岩相岩石缺乏变质锆石，但区域上1.8~1.9Ga的这一期广泛的变质事件记录，标志着其原岩形成时代为1.9~2.0Ga。然而，老岭群中变质粗粒砂岩中继承性碎屑锆石只记录新太古的年龄(加权平均年龄为2546±12Ma)，研究者认为这些变质粗粒砂岩当时沉积的时代应老于区域2.2Ga的沉积岩系，其沉积时代应为2.2~2.5Ga，表明老岭群可能经历了2.2~2.5Ga和1.9~2.0Ga两个阶段的沉积(Lu et al., 2006)。

在前人研究工作的基础上，本文对吉南地区集安群和老岭群中富Al变沉积岩系，如石榴夕线片麻岩和石榴云母片岩等进行了系统的LA-ICP-MS U-Pb 定年测试，共计测试了10件样品中的1200余粒锆石，其中有效的992个U-Pb年龄直方图如图 4e所示。从图中可以明显看出，集安群和老岭群石榴云母片岩-石榴夕线片麻岩继承性碎屑锆石具有相似的年龄谱，显示两个明显的2.1~2.2Ga和2.45~2.5Ga的主峰，并具有3.1Ga和3.6Ga古老锆石的年龄信息，同时结合研究区变沉积岩变质锆石记录的1.8~1.95Ga的变质年龄数据(图 4f)，可以较好地限定集安群和老岭群变沉积岩系的原岩形成时代为1.95~2.1Ga之间。此外，本文研究的富铝变沉积岩系显示2.1~2.2Ga和2.45~2.5Ga主峰的继承性碎屑锆石，均具有明显的岩浆环带，表明其物源区主要来源于岩浆岩，这与胶北地区的荆山群和粉子山群、辽东南的南、北辽河群富铝沉积岩系的研究结果十分相似(图 4a，c，e)。北侧的龙岗地块和南侧的辽南地块均存在新太古代的变质基底，而集安群内部也见有新太古代古老变质花岗质片麻岩的残片。此外，集安群和老岭群内部也见有大量2.1~2.2Ga的古元古代A型花岗岩和高钾钙碱性花岗质岩石(Zhao et al., 2012)，这为集安群和老岭群变沉积岩提供了主要的物源区。

如前所述，前人对胶-辽-吉造山/活动带中巨量变沉积岩系的原岩形成时代、物质来源和源区物质性质进行了较系统的研究，但仍存在许多问题还没有得到彻底的解决，主要包括如下：

(1)前人在研究巨量变沉积岩的物质来源、源区物质性质和形成时代时，多采用某个组中含丰富继承性碎屑锆石的变沉积岩样品进行研究。如前所述，不同地区变沉积岩，一个群即使是一个组也不是由单一变碎屑沉积岩所组成，它们实际上是由多种类型的变沉积岩所组成，每种类型岩石的继承性碎屑锆石的数量、性质有可能存在很大差别，只根据有限样品来讨论原岩形成时代、物质来源和源区物质性质可能带来很大的局限性。有鉴于此，应尽量选择一个典型的剖面，能够包含一个组(或一个群)的所有变碎屑沉积岩，并进行连续取样，系统开展U-Pb定年、全岩地球化学和同位素地球化学的综合研究，才能去粗取精、去伪存真，获取揭示物质来源和源区物质性质的有益信息。

(2)以往研究表明，在限定变沉积岩系的原岩形成时代时，多采用的方法是对其中的继承性锆石和变质锆石开展联合定年，一般认为最新的碎屑锆石年龄应代表变沉积岩的最老沉积时限，而最老的变质锆石年龄应代表变沉积岩的最新沉积时限，进而限定胶-辽-吉造山/活动带不同地区变沉积岩系的原岩形成时代的时间范围。然而，值得注意的是，由于胶-辽-吉造山/活动带经历了多期复杂的变质-变形-岩浆作用的联合改造(Liu et al., 2014b)，继承性的碎屑锆石和新生的变质锆石往往受到这些热事件和后期流体作用的影响，而发生Pb丢失或不完全重结晶，导致年龄“失真”变新而不能代表其真实年龄，根据这些“失真”年龄来判断变沉积岩的形成年龄时限往往存在较大的误差。由此可见，在大量碎屑锆石和变质锆石年代学意义的综合分析和统计学的技术上，排除“失真”年龄数据，不应是单纯依据“零星”的最新碎屑锆石年龄值和最老变质锆石年龄值来限定原岩形成时代，而是应根据可靠的最年轻“一组”并结合侵入变沉积岩中侵入岩脉的形成年龄，来综合判断变沉积岩原岩形成时代的年代框架。

(3)以往有关胶-辽-吉造山/活动带变沉积岩的物质来源和源区物质性质的空间对比研究中，往往采用不同地区样品继承性碎屑锆石的年龄数据来加以探讨。如谢士稳等(2014)研究认为，胶北地区的粉子山群变碎屑沉积岩中存在很高比例的2.1~2.2Ga碎屑锆石，而~2.9Ga碎屑锆石很少；与之相比，荆山群变质碎屑沉积岩中存在较多2.85~2.95Ga碎屑锆石，而2.1~2.2Ga碎屑锆石明显偏少，进而认为它们碎屑锆石年龄分布的差异可能表明其物源区的不同。同样，Lu et al.(2006)在研究吉南地区变沉积岩成因是发现，老岭群中变质粗粒砂岩中继承性碎屑锆石显示2.45~2.5Ga主峰，而南部集安群各类副片麻岩继承性碎屑锆石并不显示此峰，进而判断集安群和老岭群变沉积岩的物质来源和源区物质性质可能存在差异。然而，上述研究者均是根据两个不同地区不同变沉积岩石样品碎屑锆石记录的年龄差异来进行物源区性质的探讨，显然存在一定的缺欠。实际上，无论是荆山群与粉子山群，还是南、北辽河群之间物质组成均十分复杂，在进行物质来源和源区物质性质的对比时，最好能采用相同类型变沉积岩(如夕线石榴黑云二长片麻岩)，特别是原岩成分相似的岩石(如原岩为富铝长石石英砂岩)，来开展继承性碎屑锆石U-Pb定年测试，并结合寄主岩石化学成分和同位素地球化学的综合研究，来进行源区物质性质、物质来源等方面的综合对比，进一步确定它们是否形成于同一沉积盆地及构造环境的差异，进而才能获得更加可靠的结论。

(4)以往研究表明，在吉南地区除了大面积分布的集安群和老岭群之外，在通化北部光华一带龙岗地块的古老变质基底之上，存在古元古代的光华群(吉林省地质矿产局，1988; Lu et al., 2006)，由一系列巨斑状石榴云母片岩、各类千枚岩所组成，并“夹有”含石榴石斜长角闪岩。前人对光华群变基性火山岩进行了锆石U-Pb定年测试，厘定其原岩形成时代为1978±40Ma至2123±16Ma之间(Lu et al., 2006)，而有关光华群各类变沉积岩的沉积时代、物质来源、源区物质性质、原岩形成的构造背景，以及与老岭群、集安群之间的综合对比及空间上的成因关系研究至今仍处于起步阶段，有待进一步深入。

(5)以往有关胶北地区荆山群与粉子山群、辽东南的南辽河群与北辽河群、吉南地区集安群和老岭群的原岩对比研究中，部分研究者认为它们是“同时异相”的产物；另一部分研究者则认为它们彼此之间呈“上下叠置”关系。我们目前研究发现，在同一地区，两个群的原岩属性及形成时代存在相似性，但由于区域经历了多期/多阶段构造变形作用的改造，完全破坏了原有的地层层序及彼此之间的接触关系，给这方面的研究带来许多困难。然而，以往区域踏勘发现，局部地区变形相对较弱，能够保存原有的地层层序及相互间的接触关系。只有通过深入的原岩形成环境、源区物质性质、地球化学、同位素年代学等方面的综合研究，才能有效的恢复胶-辽-吉造山/活动带巨量沉积岩系的原岩形成环境，并进行综合对比研究。此外，巨量变沉积岩系中含有丰富的沉积矿床，如辽南地区丰富的石墨矿、菱镁矿、硼镁铁矿等。这些出露于特定层位的沉积矿床的成因研究，对于准确厘定胶-辽-吉造山/活动带巨量变沉积岩系的原岩形成环境及其对比具有重要的参考价值。

长期以来，众多研究者对胶-辽-吉古元古代造山/活动带变沉积岩系的变质作用进行了深入而系统的研究(详见Zhao et al., 2012评述)，多数研究者认为，胶北地区的荆山群和粉子山群变质作用相对较强，而辽东南的南、北辽河群和吉南的集安群和老岭群变质作用相对较弱。其中荆山群峰期变质可达中-低压麻粒岩相，粉子山群则达到高角闪岩相；而南、北辽河群以及集安群和老岭群普遍经历了绿片岩相-低角闪岩相变质，局部达到了高角闪岩相变质。

卢良兆等(1996)采用传统矿物对温压计的方法限定荆山群富Al片麻岩的峰期P-T条件为：700~750℃和0.5~0.6GPa; 而南辽河群和集安群富Al片岩-片麻岩的峰期P-T条件为：550~600℃和0.45~0.55GPa，局部峰期的温度条件可达700℃以上，并厘定了胶北荆山群、辽东南的南辽河群和吉南集安群的自增温增压至近等压冷却的逆时针(IBC)变质演化P-T轨迹(图 6)。贺高品和叶慧文(1998a，b)对南、北辽河群和集安群和老岭群变质演化进行了综合对比研究，在系统岩相学观察的基础上，采用传统矿物对温压计对不同演化阶段的P-T条件进行估算，厘定北辽河群峰期变质P-T条件为：600~640℃和0.64~0.73GPa，老岭群峰期变质 P-T条件为：530~560℃和0.60~0.70GPa。与此同时，建立了北辽河群和老岭群变质演化P-T轨迹，显示自升温升压的变质过程，演化至近等温减压(ITD)，再到降温降压的顺时针型式(图 6)；与此相对比，南辽河群峰期变质P-T条件为：670~710℃和0.60~0.68GPa，集安群峰期变质 P-T条件为：700~750℃和0.52~0.65GPa，但二者显示与北辽河群和老岭群截然不同的P-T轨迹，自早期较快速升温和缓慢升压过程，演变到较快速降温和缓慢降压的过程，具有典型近等压冷却(IBC)特点的逆时针P-T演化轨迹(图 6)。北辽河群和老岭群具有大陆碰撞带的顺时针P-T轨迹，可能与推覆构造所产生的构造增压作用有密切关系，而南辽河群和集安群逆时针P-T轨迹则与大陆边缘岩浆增生带大量片麻状花岗岩侵位所引起的岩浆增温作用存在密切的成因联系(贺高品和叶慧文， 1998a，b)。李三忠等(2001)对辽东南的北辽河群和南辽河群也进行了变质作用和构造变形研究，无论是峰期变质的温压条件，还是变质演化P-T轨迹样式均与前人的研究结果十分相似(卢良兆等，1996；贺高品和叶慧文， 1998a，b；图 6)。此外，Zhao et al.(2001，2005，2012)对胶北粉子山群变质作用进行了研究，厘定其峰期变质P-T条件为：650~700℃和0.6~0.7GPa，其变质演化P-T轨迹具有与北辽河群和老岭群十分相似的近等压冷却(IBC)的逆时针型式(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 胶-辽-吉造山/活动带胶北地区荆山群和粉子山群、辽东南地区南辽河群和北辽河群、吉南地区集安群和老岭群变质演化P-T轨迹样式(据Zhao et al., 2012修改)Fig. 6 Metamorphic P-T paths of the Jingshan，Fenzishan，South Liaohe，North Liaohe，Ji’an and Laoling groups in the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji orogenic/mobile belt(modified after Zhao et al., 2012)

如前所述，在胶-辽-吉造山/活动带变质演化研究过程中，众多研究者发现只有在胶北地体的荆山群及相应的卷入古元古代造山作用的古老变质基底(如: 基性中-高压麻粒岩、石榴斜长角闪岩、TTG-花岗质片麻岩等)经历了麻粒岩相变质作用(刘文军等，1998；Zhou et al., 2008; 王舫等，2010; Liu et al., 2013a，b; Tam et al., 2012a，b，c)，其中峰期变质作用的温度条件可达800℃以上。然而，以往研究表明无论在辽东南地区的南、北辽河群，还是在吉南地区的集安群和老岭群中，均未发现麻粒岩相变质的变泥质岩石和变基性岩石。

针对这一问题，本文近年来重点对南辽河群和集安群的变泥质岩石及相关的变基性岩石进行了野外和室内的综合观察，不仅发现了典型的麻粒岩相变泥质岩石，而且发现典型的二辉麻粒岩。其中麻粒岩相变泥质岩石在辽南的南辽河群和吉南地区的集安群广泛分布(图 7)，主要岩石类型包括：夕线石榴黑云斜长片麻岩和夕线石榴黑云堇青二长片麻岩，典型的矿物组合为：石榴石(Grt)+夕线石(Sil)+黑云母(Bt)+斜长石(Pl)+石英(Qtz)，石榴石+夕线石+黑云母+堇青石(Crd)+斜长石+钾长石(Kfs)+石英(图 8a，b)，在有的岩石类型中发现典型的减压反应：Grt+Sil+Qtz→Crd(图 8b)。无论是矿物组合特征、矿物相转变结构，还是温压条件初始计算结果(图 9b)都表明上述变泥质岩石经历了麻粒岩相变质作用。由此可见，辽南地区的辽河群和吉南地区的集安群中的变沉积岩系曾经历了麻粒岩相变质作用。另一方面，在上述研究区内的变沉积岩中，也发现了含紫苏辉石的变质岩石，主要岩石类型包括：黑云二辉麻粒岩和石榴紫苏黑云斜长片麻岩，矿物组合为：紫苏辉石(Opx)+单斜辉石(Cpx)+黑云母+斜长石±石英，石榴石+紫苏辉石+黑云母+斜长石+石英(图 8c，d)。上述岩石类型中紫苏辉石的出现以及相应P-T条件的估算结果(图 9b)，进一步充分证明了辽河群和集安群曾经历了麻粒岩相变质。这一重要发现标志着胶-辽-吉造山/活动带在古元古代时期的麻粒岩相变质作用并非只局限于胶北地区，而是贯穿于整个辽东南和吉南地区，这对于进一步深入探讨胶-辽-吉带麻粒岩相变质作用的性质及其形成的构造背景具有重要科学意义。然而，该项工作目前仍处于起步阶段，有关麻粒岩相岩石组合特征、空间展布、矿物相转变、变质演化及年代格架仍需进一步深入研究。

图 7

Fig. 7

图 7 辽东南的北辽河群和南辽河群、吉南集安群夕线石榴黑云二长片麻岩野外露头照片 (a)北辽河群，海城小茨沟;(b)南辽河群，海城董家沟;(c)南辽河群，辽南大隈子沟;(d)集安群，吉南集安地区Fig. 7 Outcrop photographs of Sil-Grt-Bt feldspar paragneiss of North and South Liaohe groups in southeastern Liaoning and Ji’an groups in southern Jilin (a)North Liaohe Group, Xiaocigou in Haicheng County;(b)South Liaohe Group, Dongjiagou in Haicheng County;(c)South Liaohe Group, Daweizigou in south Liaoning;(d)Ji’an Group in Ji’an County of southern Jilin

图 8

Fig. 8

图 8 吉南地区集安群中麻粒岩相变质岩石的显微结构照片 (a)夕线石榴黑云斜长片麻岩;(b)夕线石榴黑云堇青二长片麻岩;(c)黑云二辉麻粒岩；(d)石榴紫苏黑云斜长片麻岩Fig. 8 Photomicrographs (plane-polarized light) of representative mineral assemblages and microtextures of the granulite faices metamorphic rocks in Ji’an Group, south Jilin (a)Sil-Grt-Bt plagioclase gneiss;(b)Sil-Grt-Bt-Crd feldspar gneiss;(c)Bt-Opx-Cpx mafic granulite;(d)Grt-Opx-Bt plagioclase gneiss

图 9

Fig. 9

图 9 胶北地体高压基性麻粒岩、高压和中压泥质麻粒岩、南辽河群中压泥质麻粒岩、集安群中压泥质麻粒岩和中(高)压基性麻粒岩变质演化P-T轨迹 (a)胶北地体;(b)辽东南的南辽河群和吉南集安群Fig. 9 Metamorphic P-T paths of high-pressure mafic granulite, and medium- and high-pressure pelitic granulites in Jiaobei terrane, medium-pressure pelitic granulite in South Liaohe Group, and medium-pressure pelitic granulite and medium- (high-) pressure mafic granulite in Ji’an Group (a)Jiaobei terrane;(b)South Liaohe Group in southeastern Liaoning and Ji’an Group in South Jilin

有关胶-辽-吉造山/活动带变质演化P-T轨迹研究结果显示，粉子山群、北辽河群和老岭群具有顺时针型式，而荆山群、南辽河群和集安群则具有逆时针型式(详见Zhao et al., 2012总结；图 6)。尽管许多研究者针对截然不同的两类变质演化P-T轨迹采用不用的构造模式来进行解释(卢良兆等，1996; 贺高品和叶慧文， 1998a，b; Faure et al., 2004; Li et al., 2005; Lu et al., 2006; Luo et al., 2004，2008; Zhao et al., 2012)，但基于北侧粉子山群、北辽河群和老岭群与南侧荆山群、南辽河群和集安群的原岩形成环境、物质来源、原岩形成时代以及变质时代的相似性，很难用以往的构造模式来对带内出现的性质截然不同的两类P-T轨迹进行合理解释。有鉴于此，部分研究者对胶-辽-吉造山/活动带两类P-T轨迹的可靠性提出了质疑。

自从刘文军等(1998)在胶北地体发现典型高压麻粒岩以来，再一次掀起了地质学家对胶-辽-吉造山/活动带变质演化新的一轮研究热潮。不仅发现了越来越多的高压基性麻粒岩露头在空间上呈带状分布(刘平华等， 2010，2011a，b，2012，2015; Tam et al., 2012a; Liu et al., 2013b)，而且发现了典型的高压泥质麻粒岩(Zhou et al., 2008;王舫等，2010; Tam et al., 2012b)。传统地质温压计和相平衡模拟综合研究结果显示，无论是荆山群中、高压泥质麻粒岩，还是中、高压基性麻粒岩，其变质演化的P-T轨迹样式均具有近等温减压的顺时针型式(图 9a)，这一新的P-T轨迹研究结果与以往厘定的荆山群变质演化P-T轨迹存在明显的差异，特别是荆山群高压泥质麻粒岩的发现及相应的顺时针变质演化P-T轨迹的建立，对于重新揭示荆山群变质作用的性质及其形成的大地构造背景意义重大。

本文在前人研究的基础上，针对胶-辽-吉造山/活动带有关变质演化所存在的问题，重点对南辽河群和集安群的变质作用开展研究，结果发现泥质麻粒岩和基性麻粒岩均经历了十分复杂的变质演化，岩相学、矿物相转变、温压估算的初步研究结果表明，南辽河群和集安群中的泥质麻粒岩和基性麻粒岩均记录了近等温减压的顺时针P-T演化轨迹(图 9b)，这与荆山群中的变泥质岩石和相关的基性麻粒岩研究结果(图 9a)完全一致，表明胶-辽-吉造山/活动带内南侧的荆山群、南辽河群和集安群并非单纯记录了以往认为的逆时针P-T演化轨迹(图 6)，还存在与碰撞造山动力学背景有关的顺时针P-T演化轨迹的记录(图 9)，有关其精确限定和构造意义有待进一步深入。

以往有关胶-辽-吉造山/活动带的变质演化研究，均是在岩相学研究工作的基础上，采用传统矿物对地质温压计对不同阶段的温压条件及变质演化P-T轨迹进行限定，然而，由于传统地质温压计无论是使用条件，还是温压计本身建立的理论和实验基础均存在缺欠，势必在实际应用中所估算的P-T条件存在很大误差。近年来，针对这一关键问题，吴春明等在大量物理化学、化学热力学和化学动力学研究的基础上，对传统的矿物对地质温压计进行了修正，并建立了一系列新的修正矿物对地质温压计(如：Wu et al., 2004; Wu and Cheng， 2006; Wu and Zhao， 2006a，b，Wu and Chen， 2015a，b)，得到广泛的应用，并取得了很好的应用效果。此外，近年来，相平衡模拟方法在变质演化P-T轨迹研究领域有其独特的优势，并广泛应用于胶-辽-吉造山/活动带变质作用研究中，在泥质麻粒岩和基性麻粒岩变质演化P-T-t轨迹建立中取得了很好的研究成果(Zhou et al., 2008; Tam et al., 2012a，b，c)。由此可见，在未来有关胶-辽-吉造山/活动带不同成因类型变质岩的变质演化研究过程中，将传统、修正矿物对地质温压计与相平衡模拟紧密结合，才能获得更加可靠而真实的变质演化P-T-t轨迹，这对于深入探讨胶-辽-吉造山/活动带的变质作用与构造演化之间的成因关系至关重要。

有关胶-辽-吉造山/活动带中变沉积岩系及其相关岩石的原岩形成时代和变质时代，前人已做过大量的定年测试工作(详见Zhao et al., 2012综述)，特别是有关胶北地体的TTG-花岗质岩石、高压基性麻粒岩以及荆山群和粉子山群的变质时代前人研究的更加深入。如：2.7Ga和2.9Ga的TTG片麻岩-花岗质岩石的变质锆石，不仅记录了~2.5Ga的新太古代变质年龄，也记录了~1.85Ga古元古代麻粒岩相变质作用的时代(Jahn et al., 2008; 刘建辉等，2011)，区内广泛分布的荆山群和粉子山群变沉积岩系中的变质锆石也记录了1.85~1.95Ga的变质年龄(Tam et al., 2011; 刘平华等， 2011c，2015; Li et al., 2012; Liu et al., 2013b)，区内分布的高压基性麻粒岩、中压基性麻粒岩、大理岩等也记录了类似的古元古代变质年龄(Tam et al., 2011; 刘平华等， 2011a，b，2015; Liu et al., 2013b)。此外，Zhou et al.(2008)采用独居石限定荆山群高压泥质麻粒岩的变质时代为1.75~1.95Ga之间，与变质锆石的定年结果大致相当。有关胶北地体荆山群和粉子山群以及相关岩石的变质时代请见刘平华等(2015)的系统总结。

前人也曾对辽东南的南辽河群和北辽河群、吉南地区集安群和老岭群变沉积岩系及相关岩石的变质时代进行了多种方法定年研究(详见Zhao et al., 2012评述)。Yin and Nie(1996)对北辽河群中一条主剪切带中黑云母进行了Ar-Ar定年，获得了1896±7Ma的坪年龄，进而认为北辽河群峰期变质时代应在1896±7Ma之前；Luo et al.(2004)对北辽河群浪子山组变质锆石进行SHRIMP U-Pb定年，并获得了~1.93Ga的变质年龄，同时采用相同的方法获得侵入南辽河群顶部环斑花岗岩的侵位时代为1875±10Ma，进而认为辽河群的变质时代应发生在1875±10Ma之前(Li et al., 2003)；Li and Zhao(2007)在辽吉地区含磁铁矿二长花岗质片麻岩变质锆石中获得了1914±13Ma的变质年龄，Luo et al.(2008)在南、北辽河群中不同类型变质岩石中均获得了~1.9Ga变质年龄，这进一步充分证明了南、北辽河群的区域变质时代应为1.9Ga左右。Lu et al.(2006)采用LA-ICP-MS方法对吉南地区集安群和老岭群的变质锆石也进行了定年测试，发现二者的峰期变质时代存在差异，其中老岭群的峰期变质时代为1.90~1.93Ga，而集安群的峰期变质时代则略晚为~1.85Ga左右。作者认为，第一组年龄与辽东南地区的南、北辽河群峰期变质时代基本吻合，而第二组则可能与区域造山后/非造山伸展过程岩浆热事件改造关系密切(Lu et al., 2006; Luo et al., 2008)。

本文在系统总结前人有关变质时代资料的基础上，对胶北地区荆山群和粉子山群、辽东南地区的南、北辽河群以及吉南地区集安群和老岭群富Al片岩-片麻岩中变质锆石进行了系统定年研究，其变质锆石年龄分布直方图如图 4所示。从图中可以明显看出，南、北辽河群以及集安群和老岭群均显示1.90~1.95Ga年龄峰(图 4d，f)。尽管胶北地区荆山群和粉子山群的变质锆石记录的1.90~1.95Ga年龄峰相对较少，但仍然显示~1.9Ga的变质年龄弱峰(图 4b)。此外，前人无论是在胶北的变沉积岩，还是基性麻粒岩及其大理岩中均获得了大量的1.90~1.95Ga变质年龄(详见刘平华等，2015评述资料)。上述定年资料表明，变质锆石普遍记录的1.90~1.95Ga的年龄时限应是胶-辽-吉造山/活动带古元古代的一个主要变质阶段。此外，三组变质锆石的年龄直方图均显示~1.85Ga左右的强峰(图 4b，d，f)，标志着~1.85Ga是胶-辽-吉造山/构造带第二个强烈的变质阶段。以往研究表明，该阶段不同类型的变沉积岩系和高压基性麻粒岩均发生了典型的近等温减压反应，并伴随着广泛的深熔作用(刘福来等，2012; Liu et al., 2014a)。由此可见，~1.85Ga应代表胶-辽-吉造山/活动带区域构造折返的年龄时限。此外，胶北、辽东南以及吉南三个地区变沉积岩中变质锆石均记录了1.95~1.98Ga的年龄，与前述变沉积岩原岩的最新沉积时代大致相当，这可能是由于变质锆石微区较窄，导致在测年过程中与继承性碎屑锆石微区混合，进而引起年龄变老。另一方面，部分变质锆石记录的年龄明显偏新~1.8Ga(图 4d)，这可能是受到后期构造热事件的影响，导致变质锆石发生Pb丢失或不完全重结晶所致。

总之，尽管前人和本文对胶-辽-吉造山/活动带的变质时代进行了大量同位素年代学测试，但由于各类变质岩石均经历了异常复杂的进变质、峰期变质和峰后退变质演化过程，目前还没有十分有效的方法和手段来准确限定不同演化阶段的年龄时限，由此导致长期以来有关胶-辽-吉造山/活动带峰期变质时代的分歧和争论。然而，以往有关采用锆石中矿物包体识别和U-Pb定年的联合研究方法给我们带来了新的启示，采用该方法在超高压变质带和高压麻粒岩相不同演化阶段的年龄限定上已经取得了新的认识和成果(Liu and Liou， 2011; Liu et al., 2013b)，这为今后限定胶-辽-吉造山/活动带变质演化的年代格架提供借鉴，与此同时，开展变沉积岩中石榴石、独居石和金红石等矿物的联合定年，对限定不同演化阶段的年龄时限起到很好的辅助作用。

以往众多研究表明，高级变质地体，特别是变泥质岩石在麻粒岩相变质作用过程中往往伴随着强烈的深熔作用(Clemens，1990; Brown，2001; Villaseca et al., 2001; White et al., 2001，2007; White and Powell， 2002; Kelsey et al., 2008; Sawyer，2008; Kelsey and Powell， 2011)。尽管前人在胶北地体荆山群变沉积岩系中发现深熔作用的现象，但对其代表的地质意义并未予以重视。

本文在近年来详细野外和室内工作综合研究的基础上，在胶北地体不仅在广泛分布的麻粒岩相富Al片麻岩类岩石中，而且在TTG片麻岩、基性麻粒岩和斜长角闪岩中均发现深熔作用现象(刘福来等，2012; Liu et al., 2014a; 图 10)。其中，中压(MP)和高压(HP)泥质麻粒岩中深熔作用最为强烈，深熔脉体呈不规则脉状、不规则透镜状、不规则网脉状分布于寄主岩石中(图 10f-h)。从野外露头仔细观察，深熔脉体与寄主岩石之间没有明显界线，呈渐变过渡关系，有的部分接触界线截然明显，表明深熔脉体有运移现象。镜下显微结构观察表明，寄主岩石的黑云母普遍发生脱水熔融，新生的长英质矿物围绕其边缘分布。寄主岩石中的部分石英和长石也呈港湾状，表明深熔脉体是寄主岩石发生含水矿物脱水熔融和长英质矿物部分熔融的“原地”产物。

图 10

Fig. 10

图 10 胶北地体深熔作用野外照片(引自Liu et al., 2014a资料) (a)高压基性麻粒岩露头，桃村;(b)高压基性麻粒岩中的深熔脉体(HM1)，桃村;(c)中压二辉麻粒岩中深熔脉体(MM1)，莱阳;(d)斜长角闪岩中的深熔脉体(AM3)，莱阳;(e)TTG片麻岩中的深熔脉体(TG1)，栖霞;(f)中压泥质麻粒岩中的深熔脉体(MG2)，栖霞;(g)高压泥质麻粒岩中的深熔脉体(HG1)，莱西;(h)高压泥质麻粒岩中的深熔脉体，莱阳Fig. 10 Field photographs showing outcrops of migmatites in the Jiaobei Terrane(cited from Liu et al., 2014a) (a)high-pressure(HP)mafic granulite，the host rock of granitic leucosome sample HM1，in the northern part of Taocun;(b)HP mafic granulite with granitic leucosomes(HM1)in the northern part of Taocun;(c)medium-pressure(MP)Opx-Cpx-granulite with deformed granitic leucosomes(MM1)in the northern part of Laiyang;(d)amphibolite with deformed granitic leucosomes(AM3)in the northern part of Laiyang;(e)TTG gneiss with deformed granitic leucosomes(TG1)in the northeastern part of Qixia;(f)MP pelitic granulite with deformed granitic leucosomes(MG2)in the southern part of Nanshu;(g)HP pelitic granulite with deformed granitic leucosomes(HG1)in the eastern part of Laixi;(h)HP pelitic granulite with deformed granitic leucosomes(HG2)in the northwestern part of Laiyang

从深熔脉体分选出的锆石形态特征可以看出，所有深熔锆石均呈自形晶，其阴极发光图像具有典型的岩浆结晶环带(图 11)，部分锆石核部仍残留寄主岩石继承性锆石的特点(图 11c)。阴极发光图像显示，无论是中压还是高压泥质麻粒岩深熔脉体中的锆石，绝大多数具有相对强发光的核部(灰色-灰白色)和相对弱发光的边部(灰黑色-黑色；图 11)。LA-ICP-MS U-Pb定年研究结果表明，3件中压泥质麻粒岩深熔脉体样品(MG1，MG2，MG3)中锆石均记录了两组年龄(图 12)，其中第一组相对偏老的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄分别为1852.9±3.7Ma(n=23)、1857.4±2.9Ma(n=31)和1852.9±4.6Ma(n=28)；第二组则相对偏新，加权平均年龄分别为1836.6±6.8Ma(n=6)、1836.9±6Ma(n=8)和1833.3±5.3Ma(n=9)。2件高压泥质麻粒岩深熔脉体样品(HG1，HG2)中的锆石也记录了两组年龄(图 13)，且与中压泥质麻粒岩深熔脉体获得的两组年龄十分吻合，其中第一组²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄分别为1858.7±2.1Ma(n=43)和1857.2±3.7Ma(n=20)；第二组加权平均年龄分别为1839.9±2.9Ma(n=11)和1835.5±5.3Ma(n=16)。上述5件样品所获得的较老一组年龄(1852.9~1858.7Ma)应代表深熔作用的时代或深熔脉体的初始结晶年龄；而相对较年轻的一组年龄(1833.3~1839.9Ma)，则应代表深熔脉体结晶结束的年龄。此外，胶北地体的高压基性麻粒岩、中压基性麻粒岩、斜长角闪岩和TTG片麻岩类岩石也普遍发生深熔作用，其深熔锆石记录的U-Pb年龄与研究区中、高压泥质麻粒岩的十分吻合(Liu et al., 2014a)，表明胶北地体在古元古代的确存在一期区域性的深熔事件。各类不同深熔锆石所记录的深熔时代与区域峰期后近等温减压阶段的退变质时代完全吻合(图 4)，表明胶北区域性深熔作用应发生于构造折返的中-低压麻粒岩相退变质阶段，而并非发生于中-高压麻粒岩相峰期变质阶段(Liu et al., 2014a)。

图 11

Fig. 11

图 11 泥质麻粒岩深熔脉体中深熔锆石的阴极发光图像及U-Pb定年结果(引自Liu et al., 2014a资料) (a、b)中压泥质麻粒岩深熔脉体(MG1)中深熔锆石，南墅;(c)中压泥质麻粒岩深熔脉体(MG2)中深熔锆石，南墅;(d、e)中压泥质麻粒岩深熔脉体(MG3)中深熔锆石，烟台;(f、g)高压泥质麻粒岩深熔脉体(HG1)中深熔锆石;(h、i)高压泥质麻粒岩深熔脉体(HG2)中深熔锆石Fig. 11 Cathodoluminescence(CL)images of anatectic zircons from granitic leucosomes from within MP and HP pelitic granulites，Jiaobei Terrane(cited from Liu et al., 2014a) (a)zircon grain MG1-10 from sample MG1 in the southern part of Nanshu;(b)zircon grain MG1-15 from sample MG1 in the southern part of Nanshu;(c)zircon grain MG2-17 from sample MG2 in the southern part of Nanshu;(d)zircon grain MG3-5 from sample MG3 in the western part of Yantai;(e)zircon grain MG3-14 from sample MG3 in the western part of Yantai;(f)zircon grain HG1-10 from sample HG1 in the eastern part of Laixi;(g)zircon grain HG1-20 from sample HG1 in the eastern part of Laixi ;(h)zircon grain HG2-1 from sample HG2 in the northwestern part of Laiyang;(i)zircon grain HG2-7 from sample HG2 in the northwestern part of Laiyang

图 12

Fig. 12

图 12 中压泥质麻粒岩深熔脉体中深熔锆石的U-Pb定年结果(引自Liu et al., 2014a资料) (a、b)深熔脉体样品MG1，南墅；(c、d)深熔脉体样品MG2，南墅；(e、f)深熔脉体样品MG3，烟台Fig. 12 206Pb/238U vs. 207Pb/235U diagrams for anatectic zircons from granitic leucosomes in MP pelitic granulites from the Jiaobei Terrane(cited from Liu et al., 2014a) (a，b)Sample MG1 from the southern part of Nanshu;(c，d)Sample MG2 from the southern part of Nanshu;(e，f)Sample MG3 from the western part of Yantai

图 13

Fig. 13

图 13 高压泥质麻粒岩深熔脉体中深熔锆石的U-Pb定年结果(引自Liu et al., 2014a资料) (a、b)深熔脉体样品HG1，莱西东部；(c、d)深熔脉体样品HG2，莱西西北部Fig. 13 206Pb/238U vs. 207Pb/235U diagrams for anatectic zircons from granitic leucosomes in HP pelitic granulites from the Jiaobei Terrane(cited from Liu et al., 2014a) (a，b)Sample HG1 from the eastern part of Laixi;(c，d)Sample HG2 from the northwestern part of Laixi

以往研究表明，胶-辽-吉造山/活动带的变质作用强度十分不均匀，深熔作用只能发生于经历麻粒岩相变质的胶北地区(Liu et al., 2014a)。由于以往研究结果显示辽东南的南、北辽河群以及吉南地区的集安群和老岭群变质作用强度相对较弱(详见Zhao et al., 2012评述)，进而不太可能发生深熔作用。然而，我们前期研究结果表明，辽东南地区的南辽河群以及集安群中的部分变泥质岩石和变基性岩石，经历了麻粒岩相变质作用(图 7、图 8)，这完全有可能导致南辽河群和集安群，特别是变泥质岩石发生深熔作用。本文通过近年来系统的野外地质调查和室内岩相学观察，的确在辽东南和吉南地区发现了变泥质岩石深熔作用的确凿证据，且这种深熔作用的现象遍布整个南辽河群和集安群(图 14)。野外观察发现，在麻粒岩相变泥质岩石中，规模不一的长英质熔体呈不规则细脉状、网脉状、透镜状分布于寄主岩石中(图 14)，这种深熔作用的宏观特征与胶北地体十分相似(图 10)。此外，本文对沿鸭绿江边6件变泥质麻粒岩深熔脉体中锆石进行了初步LA-ICP-MS U-Pb定年测试，测试结果显示所有6件深熔锆石记录的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb均十分相似，加权平均年龄变化于1855.6±3.3Ma~1857.4±4.5Ma之间(另文详述)，这组年龄比辽河群和集安群峰期变质时代(1.9~1.95Ga)略微偏新，而与胶北地体的深熔作用时代完全一致。上述资料不仅充分证明了辽吉地区与胶北地体一样，在古元古代发生广泛的深熔作用，而且这期区域性的深熔事件与胶-辽-吉造山/活动带构造折返阶段中-低压麻粒岩相退变质作用存在密切的成因关系。然而，该项研究目前仍处于起步阶段，有关区域性的深熔作用机理、深熔作用与变质演化及构造背景之间的成因关系还有待进一步深入而系统的探讨。

图 14

Fig. 14

图 14 南辽河群和集安群泥质麻粒岩深熔作用野外照片 (a)石榴黑云二长片麻岩中的深熔脉体, 丹东河口鸭绿江边;(b)夕线石榴黑云二长片麻岩中深熔脉体, 辽南下露河;(c)夕线石榴黑云堇青斜长片麻岩中深熔脉体，辽南大隈子沟; (d) 夕线石榴黑云钾长片麻岩中深熔脉体，吉南集安群Fig. 14 Field photographs showing outcrops of migmatites in south Liaohe and Ji’an groups (a) Grt-Bt paragneiss with granitic leucosomes in Hekou, Dandong; (b) Sil-Grt-Bt paragneiss with deformed granitic leucosomesin Xialuhe, southern Liaoning; (c) Sil-Grt-Bt-Crd paragneiss with granitic leucosomes in Daweizigou, southern Liaoning; (d) Sil-Grt-Bt paragneiss with irregular granitic leucosomes in Ji’an Group, southern Jilin

到目前为止，有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带的空间展布、南北边界及其延伸规律一直存在着分歧和争论。Zhao et al.(2005，2012)对前人的研究工作及构造观点进行了系统总结，提出了东部陆块存在一条古元古代的造山带，即胶-辽-吉带(Jiao-Liao-Ji Belt；图 1、图 3)。认为该带自吉南的临江-白山-集安-通化(集安群和老岭群)，到辽东的凤城-岫岩-海城-大石桥-盖县，延伸到辽南的旅顺-大连(南、北辽河群)，向南则穿越渤海湾，直到胶北的烟台-莱西-平度一带(荆山群和粉子山群)，向西南有可能穿越郯庐断裂，延伸至徐州-蚌埠一带(五河群)，该带向东则可能延伸到朝鲜北部(摩天岭群)(图 1、图 3)。翟明国和彭澎(2007)和Zhai and Santosh(2011，2013)在系统总结前人资料的基础上，将这一古元古构造带命名为辽吉造山/活动带(Liaoji Orogenic/mobile Belt；图 2)，但其空间展布、规模及延伸方向与Zhao et al.(2005，2012)存在明显差异(图 2、图 3)。认为该带自吉林集安-通化(集安群和老岭群)，到辽东宽甸-岫岩-大石桥-东港，延伸到黄海内的长海列岛(南、北辽河群)，向西南穿越黄海，延伸至胶北烟台-莱阳-平度(荆山群和粉子山群)一带，但并未穿越郯庐断裂(图 2)。尽管前人在胶-辽-吉造山/活动带的空间展布及划分原则上存在争议，但对其带内巨量变火山-沉积组合的原岩形成时代和变质时代普遍达成共识(Luo et al., 2004，2008; Lu et al., 2006; Li et al., 2005; Zhao et al., 2006; Li and Zhao， 2007; Zhou et al., 2008; Tam et al., 2011; Liu et al., 2013b)。值得注意的是，在胶北地区，除了荆山群和粉子山群以外，太古代的结晶基底，包括大面积的TTG片麻岩、高压-中压基性麻粒岩以及斜长角闪岩等，也记录了1.85~1.95Ga的变质事件(Jahn et al., 2008; Tam et al., 2011; Liu et al., 2013a，b，2014b; Wang et al., 2014; Wu et al., 2014; Xie et al., 2014; Zhang et al., 2014)，表明在胶北地区太古代变质基底也曾普遍卷入古元古代造山事件中，这些经古元古代造山事件改造的太古代结晶基底岩石也应划归到胶-辽-吉造山/活动带中(Zhao et al., 2005，2012)。然而，这种现象在整个胶-辽-吉造山/活动带是否具有普遍性，特别是在辽-吉地区太古代结晶基底是否曾卷入古元古代的造山事件至今尚无定论。

Meng et al.(2013a，b)曾对辽南长海列岛出露的鞍山群进行了研究(图 15)，LA-ICP-MS U-Pb定年结果显示，区内石城岛、小长山岛及广鹿岛的长英质片麻岩的锆石，普遍记录了2.55~2.65Ga的原岩形成时代和1.85~1.90Ga的变质时代。本文在前人研究的基础上，针对长海列岛TTG-花岗质片麻岩以及原辽河群的变沉积岩是否卷入古元古代造山事件，重点对该区TTG-花岗质片麻岩以及原辽河群中富Al片岩-片麻岩中锆石，进行了系统LA-ICP-MS U-Pb定年测试，结果发现在大长山岛、小长山岛、广鹿岛等地的上述两类岩石中的变质锆石普遍记录了1.85~1.95Ga的变质年龄，并显示1.88Ga的主峰(图 15)，这进一步充分表明出露于长海列岛的太古代结晶基底和上覆的原辽河群变沉积岩系均卷入到古元古代的造山事件，同样应归属于胶-辽-吉古元古代造山/活动带。

图 15

Fig. 15

图 15 辽南长山列岛TTG-花岗质片麻岩和原辽河群变沉积岩的锆石年龄分布直方图 (a)原辽河群中的富Al片岩-片麻岩；(b)TTG-花岗质片麻岩Fig. 15 Zircon U-Pb age histogram diagrams for TTG-granitic gneisses of ancient basement, and meta-sedimentary rocks of Liaohe Group in Changhai area, southern Liaoning (a)Al-rich schist and gneiss；(b)TTG-granitic gneiss

有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带是否穿越郯庐断裂，向西南延伸至徐州-蚌埠一带(五河群)，目前仍有不同的观点(Zhao et al., 2012; 翟明国和彭澎，2007; Zhai and Santosh， 2011，2013)。如图 3所示，由于在郯庐断裂以西，即鲁西南地区的早前寒武纪结晶基底被第四系覆盖严重，胶-辽-吉造山/活动带在该地区如何分布，是否存在高压麻粒岩相岩石以及相应的孔兹岩系至今尚无定论。Zhao et al.(2005)在总结前人资料的基础上，认为胶-辽-吉造山/活动带有可能穿越郯庐断裂向西南方向延伸到安徽蚌埠一带。以往研究表明，在徐州-苏州一带分布大量中生代花岗质-闪长质侵入体，在安徽的东北部及山东的西南部一带也零星分布中新生代的火山岩，上述岩石均捕获大量的深源包体(Zhou et al., 1992; Xu et al., 2002，2006，2009; Zhang et al., 2002; Yu et al., 2003; Zheng et al., 2003，2009; Huang et al., 2004; Zhang，2005; Guo and Li， 2009; Liu et al., 2009)，捕虏体岩石类型包括：石榴斜长角闪岩、角闪麻粒岩、石榴麻粒岩、基性片麻岩、含石榴石长英质片麻岩以及少量的含尖晶石石榴辉石岩、金云母辉石岩和尖晶石辉石岩等。另一方面，在蚌埠附近也出露早前寒武纪的结晶基底，部分研究者曾对凤阳一带的变基性岩进行了岩相学和同位素年代学研究(Liu et al., 2009)。岩相学、地球化学和同位素年代学研究结果表明，无论是深源包体，还是出露的变质结晶基底岩石，其原岩形成时代为~2.5Ga，并经历了1.8~1.9Ga麻粒岩相变质事件的改造(Xu et al., 2002，2006，2009; Guo and Li， 2009; Liu et al., 2009，2013c)。部分研究者认为，研究区的变基性岩可能代表碰撞造山带的产物，然后被中-新生代的岩浆带到地表，但这些变基性岩均不具有典型的高压麻粒岩相矿物组合及后期减压结构，这与胶北地区呈带状分布的高压基性麻粒岩存在明显差异(Zhao et al., 2012)；而另一部分研究者则认为，这些变基性岩石是增厚下地壳的产物，发生高压麻粒岩相变质是由于岩浆板底垫托引起地壳增厚，单斜辉石周围的石榴石反应边充分证实了这一点(Liu et al., 2013c)。然而，值得注意的是，无论是在凤阳的地表露头，还是在苏州-徐州一带火成岩中的捕掳体，其岩相学和变质演化特征均不能证实它们曾经历了高压麻粒岩相变质作用，变基性岩石并不具有典型的高压麻粒岩相矿物组合及其转变反应特征，研究区也缺乏大面积分布的孔兹岩系。尽管前人对变质锆石进行定年，但年龄数据比较分散(1.8~1.87Ga)(Liu et al., 2009，2013c)。上述资料显示，徐州-蚌埠一带的五河群和凤阳群并不能简单地与胶北地区的荆山群和粉子山群相对比，以往研究还缺乏强有力的证据来支持。有关徐州-蚌埠-霍邱地区的原霍邱群(霍邱杂岩)、五河群和凤阳群(五河杂岩)的物质组成、变质演化及同位素年代学详见刘贻灿等(2015)的评述。因此，有关该地区中-新生带火山岩带上来的捕掳体以及出露的变质基底能否代表胶-辽-吉造山/活动带在古元古代的变质产物，仍需要进一步深入而系统的研究。

近年来，本文研究者对胶-辽-吉构造/活动带是否穿越郯庐断裂向西南蚌埠-霍邱一带延伸也进行了研究，特别是对单县以南和五河群以西(图 3)大量钻孔岩心开展了野外编录和室内研究。结果发现，研究区第四系覆盖区之下的变质基底，不仅存在大量的TTG-花岗质岩石，而且也存在石榴基性麻粒岩和以富Al片麻岩为代表的孔兹岩系(图 16、图 17)，它们在空间上与胶北的变质基底以及荆山群和粉子山群有极好的相似性。岩相学和同位素年代学初步研究结果表明，石榴基性麻粒岩和孔兹岩系岩心样品中的变质锆石，均记录了一期1.85~1.95Ga的麻粒岩相变质事件(图 18)，这与胶北地区基性麻粒岩和孔兹岩系的变质时代完全吻合，暗示着胶-辽-吉造山/活动带更有可能穿越郯庐断裂，向鲁西南延伸至蚌埠-霍邱一带的地表露头及其以西第四系覆盖区之下的变质基底。该研究目前仍处于起步阶段，仍需要进一步深入而系统的研究。

图 16

Fig. 16

图 16 鲁西南地区钻孔中石榴基性麻粒岩岩心照片Fig. 16 Photographs of Grt-bearing mafic granulite core samples in drillholes from SW Shandong Province

图 17

Fig. 17

图 17 鲁西南地区钻孔中富Al片麻岩岩心照片Fig. 17 Photographs of Al-rich paragneiss core samples in drillholes from SW Shandong Province

图 18

Fig. 18

图 18 鲁西南钻孔岩心样品中变质锆石的U-Pb定年结果 (a)石榴基性麻粒岩；(b)富Al片麻岩Fig. 18 206Pb/238U vs. 207Pb/235U diagrams for metamorphic zircons from core samples in drillholes from SW Shandong Province (a) Grt-bearing mafic granulite; (b) Al-rich paragneiss

尽管有关胶-辽-吉造山/活动带形成的大地构造背景目前仍存在争议，但它是一条夹持在龙岗地块和狼林地块之间的一条古元古代构造带，已是地质学家们普遍达成的共识(详见白瑾等，1996; Zhao et al., 2012评述)。传统观点认为，狼林地块与龙岗地块一样，主要是由新太古代TTG-花岗质岩石组成的古老块体。然而，Zhai et al.(2007a)曾对前人资料进行了系统总结，大量同位素年代学资料显示狼林地块只零星分布了 新太古代(2.5~2.68Ga)变质杂岩，而越来越多的证据则表明狼林地块的确保存了大量古元古代岩浆-变质事件的记录(Zhao et al., 2006; Kim et al., 2014)。

Zhao et al.(2006)对朝鲜境内的狼林地块变质基底进行了同位素年代学研究，其中仅在临津江带(Imjingang Belt)两处灰色片麻岩露头中锆石测得2538±14Ma和2636±49Ma新太古代原岩形成年龄，并经历了2433~2462Ma变质事件的改造；而另一件灰色片麻岩锆石则记录了1933±12Ma的古元古代原岩形成时代。区域上两件含石榴石和夕线石的S型花岗岩锆石则记录了1903±49Ma~1908±31Ma古元古代年龄，研究者认为这类 S型花岗岩是郡山群(Jungsun Group)和摩天岭群(Machollyong Group)变泥质岩石部分熔融的产物，因而将该组年龄解释为区域古元古代变质作用时代。

Wu et al.(2007a)重点对狼林地块花岗质岩石进行了同位素年代学研究，结果发现，许多花岗闪长岩、二长花岗岩和黑云母花岗岩记录了~2.1Ga和1.8~1.9Ga两期岩浆事件，这与胶-辽-吉造山/活动带古元古代岩浆事件的特点十分相似(Sun et al., 1993; Li et al., 2004a，b; Lu et al., 2004; 刘建辉等，2011; 刘平华等，2013)。与此同时，Wu et al.(2007b)对朝鲜境内Taedong、Chongchon和Songchon三条河流中的砂样，进行了碎屑锆石的U-Pb定年研究，多数碎屑锆石显示1.8~1.9Ga的主峰，表明古元古代的花岗质岩石是三条河流砂样的主要物源区，这进一步充分证明古元古代的花岗质岩石应广泛分布于狼林地块中。

以往众多研究表明，在胶-辽-吉古元古代造山/活动带以及朝鲜半岛的狼林地块中，1.8~1.87Ga的岩浆活动主要表现为后碰撞-伸展构造背景下花岗质岩浆作用的特点，且其岩石类型十分复杂(Li et al., 2005; 梁道俊和刘永江，2009; Zhao et al., 2012)。Zhai et al.(2005)曾在京幾地块发现~1.84Ga的环斑花岗岩，其岩石学、地球化学特征和形成年龄与狼林地块中的环斑花岗岩具有相似性，进而推断京幾地块和狼林地块与华北克拉通具有亲缘性。Zhao et al.(2006)对朝鲜半岛狼林地块和临津江带被称为Ryonhwasan 花岗质杂岩的斑状花岗岩进行了锆石U-Pb定年研究，厘定其原岩形成时代为1843~1865Ma之间，认为它们是后造山或非造山构造环境下岩浆活动的产物。Zhai et al.(2007b)对狼林地块Myohyang Mountains环斑花岗岩中岩浆锆石进行SHRIMP U-Pb定年，也获得了类似的1861±7Ma的古元古代原岩形成年龄。此外，许多研究者对华北克拉通东部陆块胶-辽-吉带内大量后碰撞花岗质岩浆岩进行了U-Pb定年测试，如辽东地区1.82~1.85Ga 斑状花岗岩、1.84~1.87Ga的 A型花岗岩、1.86~1.89Ga的正长岩以及胶北地体中1.83~1.86Ga花岗质浅色体与~1.8Ga左右的含电气石花岗伟晶岩等(Lu et al., 2004; Li et al., 2005; Zhao et al., 2012; Liu et al., 2014a)，原岩的形成时代与狼林地块的后碰撞花岗岩的时代基本吻合。近年来，本文研究者对吉南地区进行了野外地质调查，在临江市以东自十二道沟到十三道沟，沿鸭绿江北侧发现大面积分布的环斑花岗岩，部分露头含有大量的石榴石，与此相对应的鸭绿江对面的朝鲜一侧，也分布大面积的环斑花岗岩。代表性环斑花岗岩样品的锆石U-Pb定年结果显示，它们的原岩形成时代十分一致，变化于1.82~1.87Ga之间(未发表资料)，这与前人有关胶-辽-吉造山/活动带以及狼林地块的研究结果十分相似。

由此可见，狼林地块甚至包括临津江带与胶-辽-吉造山/活动带一样，均经历了古元古代变质作用和异常复杂岩浆作用的改造。其中，狼林地块太古宙变质基底残留很少，只以残片的形式存在于大面积分布的古元古代花岗质岩体和变质表壳岩中。狼林地块无论其物质组成、岩浆作用，还是变质作用特征均与胶-辽-吉造山/活动带存在密切的亲缘性，表明狼林地块曾参与到胶-辽-吉带古元古代的构造演化过程中。然而，有关狼林地块的构造归属、胶-辽-吉造山/活动带在狼林地块的延伸分布规律还有待进一步深入研究。

如前所述，胶-辽-吉古元古代造山/活动带是华北克拉通内最复杂的构造带，它记录了自古元古代到中生代多期岩浆事件、变质事件和构造热事件的复合造山带。长期以来，众多地质学家对胶-辽-吉古元古代造山/活动带的构造属性及其演化模式进行了深入研究，但仍存在激烈的争论。部分研究者认为是陆内裂谷开启-闭合模式(张秋生和杨振升，1988; 李三忠等，2004; Li et al., 2005，2006; Luo et al., 2004，2008; Li and Zhao， 2007)；另一部分研究者认为是弧-陆碰撞模式(白瑾，1993; Faure et al., 2004; Lu et al., 2006)或陆-陆碰撞模式(贺高品和叶慧文， 1998a，b; Zhao et al., 2012)。

裂谷开启-闭合模式首先由张秋生和杨振升(1988)提出，姜春潮(1987)等也从建造与同沉积构造分析提出了大致相同的认识，后来经许多研究者的多次修正(Li et al., 2001，2004b，2005，2006; 郝德峰等，2004; Luo et al., 2004，2006，2008; Li and Zhao， 2007)。其中Li et al.(2005)在系统总结前人资料的基础上，建立了胶-辽-吉带裂谷开启-闭合模式(图 19)。持裂谷开启-闭合模式的研究者普遍认为，龙岗地块和狼林地块原本属于同一大陆，后来在早元古末期经历了裂解事件，并伴随沉积-火山岩组合、花岗质和基性侵入体的形成，之后在古元古代末期裂谷闭合形成胶-辽-吉造山/活动带。主要证据如下：(1)带内存在大量花岗质岩石，其中前人称之为“辽吉花岗岩”属于典型的A型花岗岩，应形成于裂谷构造环境；(2)由大量变基性火山岩和变流纹岩(绿片岩相-角闪岩相变质)组成的双峰式火山岩建造，指示了大陆裂谷环境；(3)在该带两侧，新太古代TTG片麻岩和基性岩墙群均显示类似的地球化学性质及同位素年代学的证据(张秋生和杨振升，1988)，表明龙岗地块和狼林地块在太古代应归属同一变质基底；(4)集安群、南辽河群和荆山群均显示低压逆时针P-T演化轨迹(卢良兆等，1996; 贺高品和叶慧文，1998a)与幔源岩浆的底侵作用有关；(5)非海相成因的硼矿床具有与典型元古代裂谷环境形成的含硼建造具有许多相似性，如南非新元古代Damaran造山带(Peng and Palmer， 1995)。然而，这一模式很难解释多期/挤压变形和老岭群、北辽河群和粉子山群顺时针变质演化P-T轨迹。此外，前人在胶北地区发现古元古代的高压泥质和基性麻粒岩(Zhou et al., 2008; Tam et al., 2011，2012a，b，c; Li et al., 2012; Zhao and Cawood， 2012)，其变质演化P-T轨迹具有顺时针型式(图 9a)。最近，本文对集安群、南辽河群和荆山群部分中-高级变质的富铝片麻岩变质演化进行了岩相学和相平衡模拟的初步研究，发现它们也具有顺时针变质演化P-T轨迹(图 9b)，标志着该带曾经历过与俯冲/碰撞有关的构造演化过程，变质作用的证据也不支持胶-辽-吉造山/活动带古元古代的构造背景属于单一裂谷模式的观点。

图 19

Fig. 19

图 19 胶-辽-吉古元古代造山/活动带的裂谷开启-闭合模式(引自Li et al., 2005资料)Fig. 19 The rift closure model of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji orogenic/mobile belt(modified after Li et al., 2005)

弧-陆碰撞模式首先由白瑾(1993)提出，认为北、南辽河群代表南北延伸的弧后盆地沉积，然后经历弧-陆碰撞，并发生变形-变质作用形成胶-辽-吉造山/活动带，并提出了相应的构造演化模式(图 20)。支持这一观点的主要证据如下：(1)变质作用的古地热状态和粉子山群、北辽河群和老岭群顺时针的P-T-t轨迹，指示造山带的构造背景；(2)强过铝花岗岩(巨斑状石榴花岗岩)是陆-陆碰撞带的同碰撞-后碰撞阶段的典型岩石组合；(3)大洋拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩的存在；(4)与之相对应的胶东地区荆山群中存在大量高压基性和泥质麻粒岩，它们在空间上呈带状分布，指示了陆壳物质的深俯冲作用；(5)裂谷封闭缺少动力学解释，只有活动大陆边缘才能产生汇聚造山作用。目前辽河群含硼岩系中橄榄岩等超基性岩的确认给胶-辽-吉活动带构造环境的深入研究打开了新思路(王惠初等， 2011，2015)。然而，胶-辽-吉古元古代造山/活动带主要发育双峰式火山岩、片麻状碱性(A型)花岗岩、碱性正长岩和环斑花岗岩，而缺乏现代岩浆弧中典型的钙-碱性火山岩组合，这明显与弧-陆碰撞模式相悖。近年来，随着高压基性和泥质麻粒岩、越来越多高钾钙碱性火山岩的连续发现，荆山群、南辽河群和集安群部分富铝岩石及高压麻粒岩相岩石顺时针变质演化P-T轨迹的准确识别(图 9)，为这一模式的存在提供了十分有利的证据。此外，Faure et al.(2004)认为，北辽河群中的基性岩石和海相沉积岩，是位于北侧太古代地块(龙岗地块)向南侧由新太古代基底和南辽河群组成的陆块发生俯冲过程中，而形成的活动大陆边缘弧(岩浆带)，这一岩浆弧带在随后的弧-陆碰撞过程中仰冲于北部太古代变质基底之上；而翟明国和彭澎(2007)认为辽吉造山/活动带的形成，与初始裂解形成的原始洋盆、再经历了俯冲-碰撞导致洋盆闭合的构造演化过程有关，并形成一系列高压麻粒岩和超高温麻粒岩等。Luo et al.(2008)根据锆石U-Pb定年和Hf同位素研究结果，认为南、北辽河群的原岩形成时代一致，而下伏的基底岩石是属于单一太古代大陆，进而支持了翟明国和彭澎(2007)的观点。

图 20

Fig. 20

图 20 胶-辽-吉古元古代造山/活动带的弧-陆碰撞模式(白瑾，1993资料)Fig. 20 The rift closure model of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji orogenic/mobile belt(modified after Bai，1993)

然而，值得注意的是，胶-辽-吉古元古代造山/活动带经历了长期而复杂的构造演化历史，特别是在古元古代记录了多期重要的岩浆事件。除了由大量变基性火山岩和变流纹岩(绿片岩相-角闪岩相变质)组成的双峰式火山岩以外，还发育古元古代花岗质和基性侵入体，其中花岗质深成侵入体主要由大面积分布的变形片麻状A型花岗岩、未变形的碱性正长岩以及环斑花岗岩所组成(郝德峰等，2004; Li et al., 2004b，2005，2006; Lu et al., 2006; Li and Zhao， 2007)，而基性侵入体主要由绿片岩相-角闪岩相变质的辉长岩-粒玄岩所组成(Li et al., 2005; Zhao et al., 2012)。前人研究发现，带内双峰式火山岩以及变形片麻状花岗岩的原岩形成时代为2.0~2.2Ga，变质和变形时代为~1.9Ga左右(Luo et al., 2004，2008; Lu et al., 2006; Li et al., 2005; Li and Zhao， 2007; Zhou et al., 2008; Tam et al., 2011)，而斑状或环斑花岗质岩石以及少量的花岗伟晶岩主体侵位于1.84~1.87Ga(Li and Zhao， 2007；王惠初等，2011)。然而，多年来对上述不同期次花岗质岩石的物质组成、源区性质、岩石成因及其形成环境还存在较大争议，尤其是缺乏诸如元素和同位素地球化学等方面的制约。针对上述问题，本文近年来对研究区内前人认为的大面积片麻状“A型花岗岩”也进行了岩相学和地球化学性质的初步研究，研究结果表明，这些大面积分布的所谓片麻状“A型花岗岩”中的部分岩石富含角闪石、榍石、磁铁矿等矿物，属于高钾钙碱性系列，稀土元素配分型式具有轻稀土富集、重稀土平坦、不具或具有弱的负铕异常，甚至个别样品显示轻度正铕异常，痕量元素蛛网图中则显示Nb、Ta、P、Ti等的强烈亏损，这些特征具有岛弧岩浆岩亲缘性，而明显不同于裂谷环境下形成的典型A型花岗岩。上述特征表明，在胶-辽-吉古元古代造山/活动带内，以往认为的大面积分布的所谓片麻状“A型花岗岩”明显被扩大化，它们的成因并非只局限于裂谷环境的单一构造背景，更有可能由多种不同成因类型、形成于不同构造背景下的花岗质岩石所组成。

此外，前人在辽吉地区东南部宽甸至集安一带还发现有大量强过铝质的环斑状花岗岩，普遍含有石榴石，局部可见堇青石等富铝矿物，岩体中常见石榴夕线堇青二长片麻岩等富铝变质岩的残留体或团块。本文在临江市以东五道沟-十三道沟沿鸭绿江一线也发现广泛分布的强过铝质环斑花岗岩。部分研究者认为，该类岩石可能是在造山后构造伸展背景下的岩浆作用的产物，但其源岩性质、岩石成因、形成环境及构造意义还不明确。由此可见，胶-辽-吉造山/活动带内古元古代花岗质岩石类型多样，成因类型十分复杂，可能是不同演化阶段的不同构造背景下岩浆作用的产物，单纯依据上述任何一种构造演化模式难以解释多种复杂花岗质岩石的成因机制。

有鉴于此，Zhao et al.(2012)在全面总结前人资料的基础上，提出古元古带先裂谷-后碰撞造山演化模式(图 21)，指出：在2.2~1.9Ga东部陆块内部发生了拉伸减薄-裂解事件，导致东部陆块初始洋的开启，并于~1.9Ga左右形成龙岗(Longgang)和狼林(Langrim)两个微陆块；之后，这两个微陆块经历了俯冲-碰撞形成了胶-辽-吉造山/活动带。

图 21

Fig. 21

图 21 华北克拉通古元古代裂谷-碰撞造山模式(引自Zhao et al., 2012资料)Fig. 21 A cartoon diagram showing the Paleoproterozoic amalgamation of the North China Craton(modified after Zhao et al., 2012)

综上所述，有关胶-辽-吉古元古代造山/活动带形成的构造背景及其演化模式至今仍存在争论，带内变火山-沉积岩系的物质组成、花岗质片麻岩的性质、变质作用特征、变质演化P-T轨迹样式、构造变形以及同位素年代格架等方面的资料，既有支持上述几种构造模式的证据，也有每个模式无法合理解释的地质事实。单纯依据上述任何一种模式都很难解释胶-辽-吉造山/活动带在古元古代时期的构造属性及其演化的大地构造背景。由此可见，深入开展系统的地层学、变质演化、岩浆成因、地球化学、同位素年代学、构造变形等方面的综合研究，对揭示胶-辽-吉古元古代造山/活动带的形成演化过程、建立可信的构造演化模式至关重要。

本文是在系统查阅前人大量资料的基础上，对胶-辽-吉古元古代造山/活动带的研究进展进行了总结，主要包括：

(1)巨量变沉积岩系的物质组成、物质来源和原岩形成时代；

(2)典型变沉积岩的变质作用性质、变质演化P-T轨迹及变质时限的年代格架；

(3)麻粒岩相变沉积岩的深熔作用特征和空间分布规律，深熔作用时代及其与变质演化之间的成因链接；

(4)胶-辽-吉古元古代造山/活动带的空间展布及其延伸分布规律；

(5)胶-辽-吉古元古代造山/活动带的成因机制及其形成的大地构造背景。在对前人资料的系统总结基础上，结合最新的实验数据，提出新的认识和尚未解决的科学问题。本文总结的十分不全面，有的认识尚需提高，文中不足之处敬请各位专家批评指正。