大陆地壳的形成时间和增生机制是固体地球科学的重要研究内容(Rudnick，1995)。所谓大陆地壳的形成时间是指大陆地壳物质从原始地幔中发生分离的时间，我们一般以锆石U-Pb年龄或者Nd和/或Hf同位素的模式年龄来加以限定(吴福元等，2007)。如果增生的大陆地壳物质后来发生过再造作用，此时岩石的Nd或Hf同位素的模式年龄将基本维持不变，但由锆石确定的岩石形成年龄将明显年轻于模式年龄。同理，如果大陆地壳物质在形成后有新生地壳的加入，岩石的Nd或Hf同位素模式年龄将趋于年轻。

我国的华北是世界上少有的古老克拉通，它发育有38亿年的演化历史(Liu et al.，1992; Wu et al.，2008)。根据目前的研究结果(Zhai and Santosh，2011; Zhao et al.，2012)，该克拉通由东、西两个陆块和位于其间的中央造山带所组成(图 1)。就东部陆块而言，进一步研究揭示出，它由北部的鞍山-吉南太古宙地体(又称龙岗地块)、南部的辽南-狼林太古宙地体及夹持其间的辽吉活动带所组成(图 1，Zhao et al.，2012)。特别是朝鲜北部的狼林地块一直被认为是华北克拉通(又称中朝克拉通)的重要组成部分。但遗憾的是，学术界对狼林地块的物质组成、地壳性质和形成时代一直缺乏可信的资料和明确的认识。为从区域大尺度上了解狼林地块的地壳情况，我们对朝鲜境内主要河流中的沉积物进行了系统采样，对所获得的锆石样品进行U-Pb年龄、O同位素和Hf同位素分析，以期获得狼林地块地壳性质和形成时代方面的信息，然后通过与比邻的我国辽吉地区前寒武纪地质体的对比，重建狼林地块的地壳演化历史。

图 1

Fig. 1

图 1 中朝克拉通构造简图(a)及中朝边境地区地质构造单元划分(b) Fig. 1 Tectonic map of China(a)and the tectonic subdivisions of the Sino-Korean boundary area(b)

朝鲜半岛主要由南部的岭南地块、中部的京畿地块和北部的狼林地块所组成(图 2)，其间分布着北东走向的沃川构造带和临津江构造带。狼林地块(Rangnim或Rangnim Massif)北部以鸭绿江与我国辽宁-吉林境内的前寒武纪地质体相连，其东北部为冠帽地块(Kwanmo Massif)和图们江构造带。冠帽地块与狼林地块之间为著名的摩天岭岩系(Machollyong)，相当于我国吉林省境内的古元古代集安岩系和老岭岩系，著名的检德铅锌矿即位于其中。图们江构造带位于更北部，它是我国东北境内显生宙造山带在朝鲜境内的延伸(张晓晖等，2016a)，著名的清津蛇绿岩就是显生宙大洋消失的遗迹。狼林地块以南为临津江构造带，对其构造属性长期存在争论(Zhai et al.，2007b)。一种观点认为，该构造带是古生代发育起来的凹陷带，其北侧的狼林地块与南侧的京畿地块具有完全相同的前寒武纪地质演化历史(Paek et al.，1996; Zhai et al.，2007b)。另一种观点则认为，临津江带为我国大别-苏鲁造山带的东延所在，代表了华北和华南两大块体的边界(Yin and Nie，1993; Ree et al.，1996; Oh et al.，2005; 侯泉林等，2008)。

图 2

Fig. 2

图 2 朝鲜半岛构造分区及前寒武纪基底、显生宙花岗岩和本次研究样品分布图 除注明外，其余数据来自 Wu et al.，2007a Fig. 2 Precambrian basement (a),Phanerozoic granite(b) and tectonic subdivisons of the Korean Peninsular,also showing localities of the studied river samples in the study (c) Age data cited in (a) and (b) are from Wu et al.，2007a if not indicated

狼林地块基底岩石主要出露在北部的狼林山地，其南部被大面积的平南盆地(Phyongnam Basin)所覆盖。根据朝鲜方面的总结(Paek et al.，1996)，狼林地块的变质基底主要由下部麻粒岩相-高角闪岩相变质的狼林群(Rangnim Group)和上部角闪岩相变质的甑山群(Jungsan Group)组成。狼林群以熙川一带的岩石为代表，被认为形成于太古代，主要由英云闪长质-花岗质片麻岩组成，含少量云母石英岩、堇青石片麻岩等表壳岩系。古元古代的甑山群主要由变质的表壳岩系组成，与经典的孔兹岩系类似，岩石类型包括各类富铝的片麻岩、石墨片麻岩和紫苏花岗岩等。在妙香山等地，还发育含钾长石巨斑的花岗岩类，锆石U-Pb定年显示其侵位于18.6亿年左右(Zhai et al.，2007a)。此外，该地区还发育~19亿年的碱性正长岩、浅色花岗岩等(彭澎等，2016)。平南盆地内古老变质基底出露较为有限，主要为中元古代以来未变质的碎屑沉积岩和灰岩地层，代表了古元古代晚期克拉通化以后的稳定地台沉积，零星见有新元古代辉绿岩发育(Peng et al.，2011)。除南部和东部部分地区出现少量志留纪地层外(Paek et al.，1996)，整个平南盆地的地层序列及其特征与我国华北的克拉通盆地基本一致，如平南盆地北部就发育与我国华北极为类似的中奥陶世与上石炭世之间的平行不整合。

除上述变质基底和平南盆地岩石外，中生代花岗岩(包括碱性岩)在狼林地块内广泛发育，并可划分为三叠纪、侏罗纪和白垩纪三个不同的阶段，分别以惠山(Hyesan)、端川(Tanchon)和鸭绿江(Amnokgang)为代表，大致相当于朝鲜南部的松林(Songnim)、大宝(Taebo)和载宁江(Jaeryonggang)花岗岩(Paek et al.，1996; Wu et al.，2007b; Zhai et al.，2016)。尤以值得指出的是，白垩纪花岗岩在狼林地块西部构成海州-九月山巨型变质核杂岩的主体，其时代集中在110Ma左右，较我国辽东境内的白垩纪岩体时代约年轻15Myr。狼林地块的南缘还发育着著名的平康(Phyonggang)碱性岩，由10余个碱性正长岩组成。Peng et al.(2008) 曾对其中的德大(Tokdal)岩体进行过工作，确定其形成于224±4Ma，与狼林地块北部的正长岩时代基本一致。与该碱性岩同时伴生的还有天德里金伯利岩(223.3±6.5Ma，实为煌斑岩，Yang et al.，2010)。进入新生代以来，朝鲜北部主要发育以长白山为代表的火山岩浆活动，很多地方见及规模不等的玄武岩台地，部分碱性玄武岩中还发育新鲜的大小不等的橄榄岩包体(Yang et al.，2010)。

本文研究的样品为分别来自2005、2015和2016年采集的河沙。如图 2所示，流经狼林地块的主要河流有流向西部海域的大同江和清川江，向北流入鸭绿江的长津江、秃鲁江和忠满江等。为保证足够的研究数据，在部分小型河流中也采集少量样品。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 研究用样品情况一览表 Table 1 List of the studied samples 样品号 地点 所属河流 U-Pb分析方法 备注 05NK10 平壤 大同江 LA-ICP-MS Wu et al.，2007a 05NK12 新安州 清川江 P1 咸兴 城川江 P2 咸兴 德山江 16JJ-R 金正淑郡 长津江 SIMS 本文 16HJ-R 古邑 厚州川 15KYJH1 厚昌 厚昌江 15KYJH2 厚昌 厚昌江 15KYJH3 江界 秃鲁江 15KYJH4 前川 秃鲁江支流

表 1 研究用样品情况一览表 Table 1 List of the studied samples

每一地点采集河沙样品2kg左右，然后进行淘洗获得重砂矿物，并进一步挑选出锆石。每件样品获得的锆石均在1000颗以上，从中随机挑选200粒左右制成激光或离子探针实验用样品靶。

将所制出的锆石靶进行抛光，并进行阴极发光(CL)照相，然后根据锆石内部结果确定分析位置。一般情况下，每粒锆石只进行一次分析，但若锆石显示明显的核边结果，则需对核边分别进行分析。为保证数据的可靠性，分析时不对锆石做任何选择。锆石U-Pb年龄采用激光ICP-MS和SIMS两种方法分析，其实验细节可参看相关文献(Wu et al.，2007a; Li et al.，2009)。U-Pb年龄分析后的样品再用激光MC-ICP-MS对其进行Hf同位素分析，其分析程序见文献(吴福元等，2007)。需要指出的是，本文2005和2016年采集样品的锆石U-Pb年龄采用的是激光ICP-MS分析方法，其结果已经发表(Wu et al.，2007a)，详细情况参见表 1。而2015年采集的样品，其锆石U-Pb年龄确定采用的是SIMS方法，并对部分样品进行了O和Hf同位素分析(见电子版附表 1、附表 2)。

大同江(Taedong，05NK10):大同江是朝鲜境内最长的河流之一，长度约450km，流域面积>20000km²。它发源于狼林山地，向南经平壤后经南浦入海。本文研究的样品05NK10采于平壤市区，一共分析了74颗锆石，获得81个年龄数据(图 3a)。最老的年龄为3432±5Ma，次为2910±16Ma。部分年龄集中在2087~2417Ma之间，但最主要的分析值显示18亿年左右的上交点年龄(图 3b)，其中较为谐和的分析点给出1811±7Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄。除此之外，有8个分析点显示中生代年龄，并可大致划分为210Ma和110Ma两组(图 3b)。

图 3

Fig. 3

图 3 狼林地块南部河沙样品锆石U-Pb谐和图(据Wu et al.，2007a) Fig. 3 U-Pb concordian diagrams of the zircons from river sands in southern Rangnim Massif(after Wu et al.，2007a)

清川江(Chongchon，05NK12):清川江也发育于狼林山地，长度约300km，它向西南方向流入朝鲜湾，流域面积8000km²左右。本文样品05NK12采自新安州大桥南侧的河漫滩。在70颗锆石的81个分析数据中，2粒最老的锆石给出2464±14Ma的年龄。另有5粒锆石显示显生宙年龄，其中4粒给出的年龄是225±2Ma。其余68个数据点构成一条不一致线，其上交点年龄为1814±6Ma，55个谐和分析点给出的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄为1809±4Ma(图 3c)。

城川江(Songchon，P1和P2):城川江位于朝鲜东部咸兴市西侧，其在咸兴市北由城川江(Chengchon)和德山江(Desan)汇聚而成，它们起源于狼林山脉东部的江津-赴站一带。本文的P1和P2样品分别采自西侧的城川江和东侧的德山江，但由于距离较近，本文将上述2个样品分析结果一并讨论。在所分析的69颗锆石中，共获得88个分析数据。较老的年龄有3368±4Ma和3181±7Ma，另有20个分析点给出2664~2053Ma的年龄，而其余64个分析点给出1871±12Ma的上交点年龄，和1862±7Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 3d)。与前2个样品不同的是，该样品中未鉴定出显生宙锆石。此外，所获得古元古代晚期年龄较前2个样品约老50~60Myr。

长津江(Changjin/Jangjin，16JJ-R和16HJ-R):长津江是朝鲜北部最长的河流。它发源于黄草岭，然后向北流入鸭绿江，并在柳潭里和下碣隅里之间形成著名的长津湖。16JJ-R样品采自长津江的鸭绿江入口处。锆石颗粒形态不等，多以浑圆状为主，少数为长柱状。锆石大小多在100~200μm之间变化，少数颗粒超过300μm。从CL图像可知，这些锆石颗粒大多发育清晰的振荡环带，少部分颗粒发育黑色的变质边。在100个分析点中，有96个有效分析点。然而，这些锆石均显示前寒武纪年龄，其中最老颗粒的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2837±6Ma。出人意料的是，有86个分析点构成集群分布，其²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄变化于1845~1915Ma之间，并给出1866±2Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 4a)。有3个分析点给出2475±11Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄，其它6个分析点年龄变化在1995~2328Ma之间。

图 4

Fig. 4

图 4 狼林地块北部河沙样品锆石U-Pb谐和图(SIMS分析) Fig. 4 U-Pb concordian diagrams of zircons from the river sands in northern Rangnim Massif(SIMS data)

16HJ-R采自长津江入口以西约25km的古邑附近，为规模较小的厚州川(Huju)河口，它与我国吉林省长白县十二道沟镇孤山子村隔江相望。厚州川规模较小，长度约50km。该样品中的锆石多在100~200μm之间，内部发育清楚的振荡环带，显示明显的岩浆结晶成因。我们对该样品进行了100个点的分析，其中2个分析点在U-Pb图上显示明显的不谐和。同前述样品类似，98个有效分析点均显示前寒武纪年龄，其中91个点的年龄集中分布在1843~1889Ma之间，并给出1867±2Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 4b)。另5个分析点年龄变化于1770~2348Ma之间，未见明显的聚集分布。

厚昌江(Huchang，15KYJH1和15KYJH2):考虑朝鲜狼林山脉北段的样品较难采集，本文在厚昌附近的小型河流中分别采集15KYJH1和15KYJH2，该地点对应我国吉林省境内的临江市六道沟镇。15KYJH1样品中的锆石多呈浑圆状，部分颗粒显示完整的晶形。少部分颗粒显示约10~30μm的黑色变质边。本研究对该样品中的岩浆锆石进行了100次分析，获得95个有效数据。出人意料的是，除3个分析点给出2178±8Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄外，其余92个分析点给出非常一致的18.7亿年的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，其加权平均值为1876±2Ma(图 4c)。与上述样品不同，15KYJH2样品显示另外的年龄分布特征。在所获得的100个分析数据中，除去15个不谐和分析点后，有34个分析点显示前寒武纪年龄，其中33个分析点给出1877±3Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 4d)，与前述样品年龄一致。另外51个分析点给出一致的中生代年龄，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为125.9±0.7Ma(图 4d)。这些锆石的CL图像特征明显，主要表现为晶形完整、较大的长宽比(多在2∶1~4∶1之间)、清晰的振荡环带以及较浅的颜色，应该代表了采样点不远处中生代火成岩的时代。

秃鲁江(Tongno，15KYJH3和15KYJH4):在狼林山脉西部，较大的河流有秃鲁江和忠满江，但本文只获得秃鲁江的2件样品。其中15KYJH3采自干流上段的前川附近，15KYJH4来自江界东北该河流的下段支流。秃鲁江(Tongno)起源于狼林山脉的西段，与大同江和清川江共有源头，全长超过200km，流域面积5000km²以上。该河流向东北流入鸭绿江，与我国吉林省境内的集安市隔江相望。对15KYJH3样品，我们一共进行了100次分析，获得有效数据96个。其中41个分析点显示前寒武纪年龄，分布区间为1870~2726Ma，且年龄集中的34个分析点给出1877±3Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 4e)。另外55个显生宙锆石分析点年龄变化范围为106~234Ma，其中年龄集中的49个分析点给出223.5±1.4Ma ²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄(图 4e)，代表采样点附近存在三叠纪的一次岩浆活动。上述两组年龄不同的锆石在CL图像上也存在明显区别，即年轻锆石晶形完整，呈短柱状，且显示清晰的韵律环带。

15KYJH4样品的锆石为浑圆状，长宽比多为2∶1左右，发育有窄的变质边。在所获得的73个数据中，有51个为有效数据。与上述样品不同，该样品锆石不显示任何显生宙年龄信息，其²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄变化范围为1834~2718Ma之间。在这些数据中，存在两个峰值。较小的峰值在25亿年左右(7个分析点给出2508±12Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄)，这是我们唯一获得的较多存在25亿年信息的样品。但大部分数据集中在1880Ma左右，并有1880±3Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(图 4f)。需要提及的是，该样品中有11个分析点的Th/U比值<0.1，但仔细检查CL图像发现，它们大多仍具有清晰的振荡环带，部分颗粒由于颜色发黑而无法观察其内部结构。

为进一步制约狼林地块的基底性质，我们对上述获得的锆石样品进行了Hf同位素测定。为便于问题讨论，Hf同位素分析只针对U-Pb年龄谐和的分析点进行。除个别异常点外，一共获得667个有效Hf同位素数据。其中191个数据已经发表(Wu et al.，2007a)，而本次新获得的数据为476个(电子版附表 2)。由图 5可以看出，前寒武纪锆石(553个数据)的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值变化范围为0.00001~0.00199，相应的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值变化范围为0.280513~0.281737。与前寒武纪锆石略有不同，中生代锆石(112个数据)的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值变化范围分别为0.0003~0.0030和0.282074~0.282874，即¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值显著升高。在这些中生代锆石中，白垩纪锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值又显著高于三叠纪锆石。

图 5

Fig. 5

图 5 狼林地块河沙锆石Lu-Hf同位素特征 Fig. 5 Lu-Hf isotopes of the river sands zircons from the Rangnim Massif

在年龄与Hf同位素比值图解上(图 5b)，绝大部分锆石沿太古宙大陆地壳演化线分布，反映它们来自太古宙地壳物质的再造作用。但少数中生代锆石却位于上述演化线的上方，显示其形成过程中可能存在一定数量的年轻地壳物质增生。

为便于讨论所测定锆石的形成历史，我们对4件样品中(15KYJH1、15KYJH2、15KYJH3和15KYJH4)U-Pb年龄谐和的锆石颗粒进行了O同位素分析。从图 6a可以看出，老于20亿年锆石的O同位素比值明显低于其它时代锆石，且与地幔值(δ¹⁸O=5.3‰)较为接近，但18.8亿年左右锆石的O同位素变化较大，有的甚至达到10‰。中生代锆石O同位素变化幅度较小，且三叠纪锆石的O同位素比值(δ¹⁸O=6.4‰~7.9‰)高于白垩纪锆石(δ¹⁸O=7.3‰~9.5‰)，反映这些不同时代锆石具有不同的演化历史。相对而言，Th/U比值低的那些锆石，其O同位素比值较高，可能反映变质或再造岩浆作用的影响。

图 6

Fig. 6

图 6 狼林地块河沙锆石O同位素特征 Fig. 6 O isotopes of the river sands zircons from the Rangnim Massif

正如图 2所示，朝鲜北部的主干河流均发源于狼林地块。南部的平南盆地主要为元古宙-古生代沉积盆地，其物质也来源于狼林地块。因此，这些河流携带的河沙一定反映了狼林地块的组成情况。但在讨论问题之前，我们需要明确这些锆石的成因，即它们中有多少是变质成因的。在发表的激光测定数据中，我们已经提及所测定的锆石主要为岩浆成因，部分锆石发育有核边结构，但发育的变质边由于太窄而未对它们进行分析(Wu et al.，2007a)。

在本文SIMS测定的样品中，前寒武纪与中生代的锆石在U含量并无显著差别，但确有少量18亿年左右的锆石显示低的Th/U比值(图 7a，其中16JJ-R18分析点Th/U比值0.004未在图中显示)，这在15KYJH4样品中表现最为明显。此外，对这些分析数据的整理还发现，Th/U值偏低的样品多具有较高的U含量(图 7b)。但对这些分析点的CL图像仔细检查发现，它们仍具有清晰的振荡环带，显示明确的岩浆结晶成因。

图 7

Fig. 7

图 7 狼林地块河沙锆石Th-U元素含量特征 Fig. 7 Th-U variations of the river sands zircons from the Rangnim Massif

但是，目前的研究已经证明(赵磊等，2016a)，狼林地块显示强烈的18~19亿年的变质改造，可为何较少有变质锆石的存在？对这一问题，我们提出两种可能性供进一步研究检验。第一，变质锆石大多发育在早期锆石的边部，它们在后期的搬运过程中极易被磨损而难以保留;第二，变质锆石大多比较细小，长距离搬运会进一步降低其粒度，进而难以被我们收集并予以分析。

如果承认所测定的锆石主要为岩浆成因的话，那我们就可以藉此来讨论狼林地块的地质演化。对本文所有数据进行归纳便可发现:首先，在所有样品中，太古宙锆石年龄信息十分微弱，这大大出乎我们的意料。在所有10件样品的714次有效分析当中，除301±3Ma这一分析数据的意义不明外，其余713个数据中只有24个出现>25亿年的太古宙年龄，占整个数据量的3.4%，且年龄变化范围大(图 8a)。这一情况明显反映，狼林地块上太古宙地质体可能十分有限，这与我们以前的认识相差甚远。

图 8

Fig. 8

图 8 狼林地块河沙样品锆石U-Pb年龄统计图 Fig. 8 Probability diagrams of U-Pb ages of the river sands zircons from the Rangnim Massif

但是，古元古代年龄信息在所有样品中均十分强烈。根据统计，约71.4%的锆石分析点(509/713)显示18~19亿年的信息(图 8c)，另有8.7%的锆石(62/713)显示20.0~24.9亿年的信息，表明狼林地块主要由古元古宙地质体构成。但仔细分析所获得的结果发现，狼林地块南部大同江和清川江样品获得的古元古代年龄峰值分别是1811±7Ma和1809±4Ma，与在狼林地区出露的部分元古代花岗岩年代(1812±4Ma)完全一致(Wu et al.，2007a)。但是，狼林地块北部城川江、长津江、厚州川、厚昌江和秃鲁江样品的上述年龄值位于1862±7Ma和1880±3Ma之间，明显较前者要老60Myr左右，但与区内古元古代花岗岩时代一致(1843±11Ma~1933±12Ma之间，Zhao et al.，2006)，这或许表征了狼林地块西南部与东北部的元古代地质演化历史有所不同。但由于两次样品分析的仪器并不相同，我们目前还难以对上述细小差别做过多的解读。

第三，在10件样品的713个有效分析数据中，有4件样品的118个数据年龄集中在中生代，占整个数据的22.7%。但仔细分析这些数据发现，它们主要集中在120~130Ma和205~235Ma附近，而侏罗纪年龄数据相对较少(图 8b)，或许反映了狼林地块侏罗纪岩浆作用并不强烈，这与朝鲜半岛南部及我国辽东半岛的情况截然不同(Wu et al.，2007b; Cheong et al.，2013; Lee et al.，2016)。具体说来，05NK10样品中，不仅出现106±1Ma的年龄，另有7粒锆石给出209±4Ma的年龄。在05NK12样品中，4粒锆石给出225±2Ma的年龄。同样，与上述两样品具有相同源头的15KYJH3样品，96个数据中有55个显示106~234Ma的中生代年龄信息，且其中49个分析点年龄集中在223.5±1.4Ma附近。其余6个数据中，2个年龄为106~109Ma，3个为169~187Ma。另1个年龄为143Ma的数据点，其谐和度较差而意义不明。上述情况明显反映，210~230Ma的中生代岩浆作用在本区占有重要地位，这也与上述三条河流源头区域大量出露以云山岩体为代表的三叠纪花岗岩时代吻合(Wu et al.，2007b)。但也存在少量106~109Ma的白垩纪岩浆作用，该时代与朝鲜西部九月山-南浦花岗岩时代相当。与之不同的是，在15KYJH2样品的85个有效数据中，有51个数据分析点给出非常一致的125.9±0.7Ma中生代年龄，表明该样品周边存在125Ma左右的岩体，且该岩体时代比九月山岩体要老15~20Ma。

因此，从本文数据结果来看，狼林地块主要由古元古代(特别是18~19亿年)地质体所组成，并受到中生代岩体的多次侵入作用。即使考虑本文的采样可能还不够全面，我们也可以认为，太古宙地质体在狼林地块中出露可能十分有限，这与后文将要讨论的具体岩石的年代学结果完全一致。

朝鲜半岛北部的狼林地块一直被认为具有太古宙基底，其东侧的冠帽地块也是如此，它们都是中朝克拉通的组成部分。其中狼林地块是该区前寒武纪地质体的主体所在，以妙香山一带的岩石为代表，主要出露各类片麻岩和高级变质的长英质-泥质变质岩系及巨斑花岗岩。翟明国领导的朝鲜科研队曾对狼林地块进行过多次考察，具体地点包括北部的元世坪里(平安北道铁山郡)、加山里(平安北道云田郡)、英雄里(平安北道云山郡)、妙香山，西部的兴山里(黄海南道青丹郡)、松串里(黄海南道殷栗郡)、南浦、四川里(平安南道甑山郡)及龙德里(平安南道甑山郡)，东部的老潭里(江原道法洞郡)和元山等。这些露头点岩石类型变化甚大，相互之间难以进行确切的对比。排除部分晚期侵入体后，其主体岩石为长英质片麻岩、麻粒岩相-角闪岩相变质的表壳岩系及巨斑花岗岩等。虽然对这些岩石进行过深入的年代学研究，但到目前为止还没有发现太古代地质体存在的确切证据(Zhai et al.，2007a; Wu et al.，2007b; 彭澎等，2016; 赵磊等，2016a)。佐证这一认识的资料是，Zhao et al.(2006) 曾对狼林地块内的变质杂岩进行过系统研究，但并未在狼林地块发现有太古宙杂岩存在的痕迹。在他们所定年的样品中，7件花岗片麻岩/花岗岩获得的成岩年龄在1843±11Ma和1933±12Ma之间，只是在部分样品中存在太古宙的残留锆石。相反，他们在狼林地块南缘临津江带的片麻岩中，却发现两件样品分别显示2538±18Ma和2636±49Ma的太古宙成岩年龄信息。这一结果也得到最新研究的支持(赵磊等，2016b)。根据目前积累的资料(Zhao et al.，2006; Wu et al.，2007b; 彭澎等，2016)，狼林地块的花岗片麻岩主要形成于18.1~20.9亿年，与辽吉地区辽吉花岗岩的时代一致。以含富铝的石榴石和堇青石为特色的巨斑花岗岩，其所获得的锆石U-Pb年龄为18.6~19.1亿年(Zhao et al.，2006; Zhai et al.，2007)，与辽吉活动带中宽甸、通化、临江等地的巨斑花岗岩在矿物组成和年代学上也高度一致(路孝平等，2005; 王惠初等，2015)。

在本文研究的北部采样区，鸭绿江南岸的地质体在朝鲜地质图上被划分为狼林地块太古宙杂岩的一部分(Paek et al.，1996)，该地质体与鸭绿江北岸中国境内的地质体完全可以对比。这里也可能是狼林地块在中国境内的唯一出露区。但根据王惠初等(2015) 的资料，吉林省临江-长白县鸭绿江沿江一带主要发育的是元古代地质体，并不存在以前认定的太古宙杂岩。其中大量发育的石榴石花岗岩的形成年龄为1904±9Ma，与Zhao et al.(2006) 获得的石榴石花岗岩时代一致，从而表明它们很可能并不是太古宙杂岩区。

狼林地块东侧的冠帽地块研究程度较低，它主要被大面积的显生宙冠帽花岗岩基所占据。该地块向北与我国吉林省境内的和龙地块相接，且均以出现BIF建造为特色，如冠帽地块的茂山铁矿和和龙地块的和龙铁矿。BIF建造的存在，非常可能指示区内可能存在太古代地质体。我们曾考察过清津西南银德洞和咸镜南道德城郡上突里的变质岩露头，它们均以长英质片麻岩为主，应为变质的古深成侵入体。在金策西北布巨里(端川北)原定古元古代摩天岭岩系中，Zhang et al.(2017) 鉴别出一套含BIF建造的片麻岩-斜长角闪岩系，并获得25.7~25.5亿年的成岩年龄。对茂山含BIF的杂岩和银德洞地区的长英质片麻岩，最近的研究也获得了25.3~25.1亿年的成岩年龄(张晓晖等，2016b)。这些资料均表明冠帽地块存在确切的太古宙地质体，与它们含有BIF建造的特征相吻合。但是，张艳斌等(2004) 曾撰文论述，和龙地块可能只是残存在中亚造山带中的古老残片，其周边的花岗岩显示年轻地壳来源特点，表明这些太古代岩石之下，现今并不存在太古代基底。我们对冠帽地块中花岗岩的研究也发现(Wu et al.，2007a)，它具有和北侧中国境内百里坪岩体类似的时代与地球化学组成(Zhang et al.，2004)，从而说明冠帽地块实质上是一个残存在显生宙造山带中的太古宙块体，这一点也得到最新资料的支持(张艳斌等，2016)。

如果我们接受朝鲜半岛北部的狼林地块是一个元古代地质体，那它和北部中国境内地质体的对比便成为一个新的问题。太古宙地质体的缺乏不支持将狼林地块与辽东的辽南地块进行对比。相反，目前所获得的年代学资料赞成将狼林地块与辽吉活动带对比，这也与野外观察相一致，因为我们在野外不断发现狼林地块内存在富铝的高温变质岩系。如果这一对比成立的话，辽吉活动带的范围将大大扩大，我们将其称之为辽吉朝古元古代活动带，这无疑是东北乃至整个华北早前寒武纪研究的新课题。与这一观点不谋而合的是，根据狼林地块上太古宙年龄信息远不如中国境内华北克拉通发育的特点，王惠初等(2015) 曾推断，狼林地块可能不是一个太古代陆块，而是一条古元古代的大陆边缘岩浆弧，是辽吉造山带的一部分。原作者同时还指出，该岩浆弧的东南边界应为朝鲜境内的临津江带，它含有与北侧龙岗地块相似的太古代基底残留，是北侧辽吉岩系盖县组地层的主要物源区。

需要指出的是，狼林地块上孔兹岩系的变质程度已达麻粒岩相，这似乎比辽吉岩系的变质程度要高，与内蒙孔兹岩带的变质情况类似。但刘福来等(2015) 最近研究显示，辽吉地区的南辽河群和集安群中均发育典型的麻粒岩相变质矿物组合，从而表明古元古代的麻粒岩相变质作用在华北东部广泛存在。

上述对比存在的另一个问题是，狼林地块的河沙样品中较少存在21~22亿年的锆石，而这一时期正是辽吉活动带中辽吉花岗岩和辽河群/集安群形成的重要时期(Luo et al.，2004，2008; Lu et al.，2006; 刘福来等，2015)。对这一问题，我们提出两种解释方案。其一，狼林地块存在该时期岩石建造，只是我们的样品没有揭示。但对地块上花岗片麻岩/花岗岩的研究显示，确实没有发现此期花岗岩浆作用存在的可靠证据(Zhao et al.，2006; Zhai et al.，2007a; Wu et al.，2007b)。第二种可能性是，狼林地块是与辽吉活动带不同的构造单元，它只发育18~19亿年的建造。无论如何，狼林地块与辽吉活动带的关系将非常值得进一步研究。

但是，本研究河沙前寒武纪锆石Hf同位素分析给出了2.78±0.02Ga的模式年龄(图 9)，这一数值与华北克拉通的地壳形成时代(2.86±0.03Ga)基本一致或略显年轻(Wu et al.，2005)。因此我们推测，狼林地块可能是华北东南缘一个再造的造山带，而辽吉活动带可能是弧后的裂谷。究其细节，我们需要更多详细的研究。但我们愿意指出，本文研究的样品中，太古宙碎屑锆石的比例明显低于辽东和吉南地区的辽河群、集安群和老岭群，反而与大连海域长山列岛的辽河群类似(刘福来等，2015)，可能反映了它们之间某种地球动力学过程的差异。值得注意的是，本文中生代锆石的Hf模式年龄明显低于前寒武纪锆石，且具有两个峰值。其中48个三叠纪锆石给出的Hf同位素模式年龄平均值为2.21±0.02Ga，而54个白垩纪锆石给出的上述平均值为1.66±0.02Ga，这不仅反映中生代期间区内存在一定的年轻地壳物质增生，且从三叠纪到白垩纪，年轻地壳物质增生的幅度越来越大。

图 9

Fig. 9

图 9 狼林地块河沙锆石Hf同位素模式年龄(a)及与华北全岩Nd同位素模式年龄(b，数据来自Wu et al.，2005)对比 Fig. 9 Hf model age histogram of detrital zircons from the rivers in the Rangnim Massif(a)and Nd model age histogram of the Precambrian rocks in the North China Craton(b，data from Wu et al.，2005)

在我国辽东半岛，早前寒武纪地质体被划分为北部的鞍山-辽北-吉南太古宙地体(龙岗地块)、南部的辽南-朝鲜狼林太古宙地体和上述两者之间的辽吉古元古代活动带。我们首先看一看辽南太古宙地体。该地体太古宙岩石主要由位于金州附近亮甲店一带的太古宙花岗岩组成，为辽南变质核杂岩的主要组成部分。由于中生代大规模花岗岩的侵位，使其目前分布零星而不连续。其主要岩石为强变形的英云闪长岩和花岗闪长岩(孙景贵等，1992; 冮江和韩小平，1997; 冮江等，1999)。尽管在20世纪60年代，我国学者就对该区的花岗岩进行了年代学工作(中国科学院地质研究所绝对年龄实验室，1966)，但所获得的K-Ar年龄主要为晚中生代，而锆石年龄强烈地偏离谐和线并位于下交点附近。路孝平等(2004) 对区内3件石英闪长质-花岗闪长质片麻岩进行了激光原位锆石U-Pb同位素测定，获得的年龄分别为2501±17Ma、2436±17Ma和2450±16Ma，从而表明该区确实存在太古宙岩石，且其形成于2440~2500Ma左右。

与辽南对应的辽北-吉南太古宙地区，近几年来年代学研究已积累相当多的资料(Peuct等，1986; 李俊建等，1995; Song et al.，1996; Grant et al.，2009; Guo et al.，2015)。首先是鞍山-本溪地区，那里发育中国最古老的地质体及著名的BIF铁矿(Liu et al.，1992; Wu et al.，2008)。其中，白家坟和鞍山东山风景区等地发现有38亿年物质存在的记录。但区内最主要的地质体为31和33亿年的古侵入体，这些岩体在25亿年左右又被齐大山为代表的钾质花岗岩侵入。

辽宁北部的抚顺-清原是太古宙岩石较为发育的另一个重要地区，以发育大面积TTG杂岩为特色。详细年代学研究揭示，主体的TTG岩石发育在2570~2490Ma左右，少量钾质花岗岩发育在2520~2500Ma左右，并伴生同时期的高级变质作用(万渝生等，2005; Miao et al.，2005; Grant et al.，2009; 白翔等，2014; Peng et al.，2015)。在吉林省东部的和龙地区，TTG岩石及其中的表壳岩系分别形成于2551~2532Ma和2683~2654Ma，并于2508~2400Ma一同发生区域变质作用(Guo et al.，2015)。尽管目前对吉林南部桦甸-龙岗地区大面积太古宙杂岩还缺乏精细的年代学制约，但早期的Sm-Nd同位素研究已指出这些地质体大约形成于24~25亿年左右(吴福元等，1997)。最近的锆石U-Pb年代测定发现(邵建波等，2014)，桦甸白山地区与BIF伴生的镁铁质侵入体形成于25.3亿年左右，与片麻岩的时代基本相当。如果我们对上述这些资料进行统计可以得出结论，辽北-吉南地区太古宙花岗岩主要形成于2550~2500Ma左右，与辽南地区大体相当。

目前的问题是，辽南和辽北是两个相互独立还是有联系的块体。从野外岩石类型的宏观对比来看，辽南地区的太古宙花岗岩主要以石英闪长岩-英云闪长岩为主，岩石类型简单且较偏基性;而辽北-吉南地区的太古宙花岗岩岩石类型复杂，出现的岩石类型以花岗闪长岩和二长花岗岩为主，英云闪长岩和奥长花岗岩仅在局部地区出现。此外，辽北-吉南地区多处出现麻粒岩及与麻粒岩相变质作用有关的紫苏花岗岩，而辽南地区尽管有强烈的后期变形作用叠加，但到目前为止，还没有发现麻粒岩相变质的岩石。根据这些差别，路孝平等(2004) 提出辽南和辽北在太古宙可能是互不相连的两个块体。但同时提出，这一认识需要今后工作的进一步验证。

但是，从方法论的角度来看，寻找两个地质体之间的差别比论证它们的同一性要容易的多。如果查看近年来有关学者对这个问题的论述，我们会发现一个有趣的现象。白瑾(1993) 曾提出，辽吉活动带可能在辽南地体东侧绕过。在翟明国和彭澎(2007) 的地体划分图中，他们也将辽南地体和胶东的栖霞地体分别置于辽吉活动带和胶东活动带的西侧。后来，他们将辽东、胶东的活动带直接相连，形成了辽南-栖霞块体东侧大片的元古代活动区(Zhai and Santosh，2011)。在这一方案中，辽吉活动带并不是传统认识上的向西经营口进入海域(Zhao et al.，2012)。这一方案提出后，得到了不少学者的肯定和引用(Zhao and Cawood，2012; 刘福来等，2015)。因此，辽南地块要么是与辽北相连的太古宙地体的一部分，抑或只是广布的古元古代活动带中的微地块。至于后者，它与胶北元古代活动带中零星出现的太古宙地质体(如栖霞)基本类似。

然而遗憾的是，我们目前对辽吉活动带南部太古宙地质体缺乏细致的年代学研究。除路孝平等(2004) 发表金州-瓦房店一带3件太古宙样品年龄数据外，我们几无新的资料对上述问题给予制约。但令人欣喜的是，大连海域长山群岛变质岩系的资料为这一问题的研究提供了重要参考。

长山群岛位于辽东半岛东侧海域，由200多规模不等的岛屿组成，其中规模较大的有大长山岛、广鹿岛、石城岛、小长山岛、獐子岛、海洋岛等。Meng et al.(2013a，b)对这些岛屿的调查发现，它们主要由两种不同类型的变质基底所组成。太古宙变质基底以花岗片麻岩为主，主要分布在小长山岛和石城岛，广鹿岛和大长山岛有少量分布，其成岩年龄集中在2537~2544Ma(钠质)和2517~2514Ma(钾质)之间(Meng et al.，2013a)。其它岛屿中普遍发育中高级变质的表壳岩系，如十字石云母片岩、石榴石云母片岩、绿泥石石英云母片岩及少量的石墨片麻岩等。年代学研究揭示出(Meng et al.，2013b)，这些岩石中的碎屑锆石具有较大的年代区间，其峰值为32.1、27.7、25.5、21.7和18.9亿年，特别是18.9亿年的热事件在所有样品中大量显示。这一事件也同样体现在早期的花岗片麻岩上，从而表明长山群岛经历过强烈的古元古代造山事件的影响，应归属于胶-辽-吉古元古代造山带/活动带(刘福来等，2015)。

辽宁省的地质同行以前一直有一个困惑，以辽河群为代表的古元古代变质岩系分布在辽南和鞍山-本溪两太古宙地块之间，那为何在辽南太古宙地体以南又出现元古代的辽河群。现在看来，这一问题可以得到解决，即辽南要么是北侧更大的太古宙地体的一部分，要么只不过是广布的辽-吉-朝古元古代地体中一个残存的太古宙地块。后者与龙岗地块东北侧的和龙地块和茂山地块有所类似，尽管它们有确切的太古宙岩石组成(Guo et al.，2015)，但它们无疑都是漂浮在显生宙造山带中的残留块体(张艳斌等，2004)。如果上述推测成立，辽-吉-朝将是华北克拉通内最大的古元古代造山带。就其形成与演化机制，显然还需要大量新的工作。

根据本文提供的河沙样品的锆石U-Pb年代学与Hf同位素数据，我们可以就朝鲜北部狼林地块地壳的性质与时代得出如下认识:

(1) 狼林地块主要由古元古代岩石组成，其热事件主要发生在18~19亿年。相对而言，太古代-古元古代早期地质体在该地块发育有限，这与相邻的我国东北地区的龙岗地块明显不同;

(2) Hf同位素研究显示，这些前寒武纪锆石具有与华北地区前寒武纪岩石相同的模式年龄，表明古元古代地质事件主要表现为原有太古宙岩石的再造，即狼林地块可视为中朝克拉通东部巨型元古宙造山带的一部分，简称辽吉朝古元古代造山带;

(3) 狼林地块形成后曾经历了多次中生代岩浆作用的改造，并在此过程中存在少量年轻地壳物质增生。