2020, Vol. 36
2. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室, 长春 130061;
3. 东北亚生物演化与环境教育部重点实验室, 长春 130026
2. Key Laboratory of Evaluation of Mineral Resources in Northeast Asia, Ministry of Natural Resources, Changchun 130061, China;
3. Key Laboratory of the Ministry of Education for Biological Evolution and Environment in Northeast Asia, Changchun 130026, China
华北克拉通是太古宙克拉通，记录了地球早期的地壳生长和演化等重大地质事件，是研究早期大陆地壳生长和演化的重要对象之一(Geng et al., 2012; Wang et al., 2015)。新太古代晚期是华北克拉通岩浆活动和构造-热事件发生的关键时期，除新太古代早期(~2700Ma)全球发育重要的地壳生长外，华北克拉通新太古代晚期(~2500Ma)也发育强烈的岩浆活动和地壳生长、再造事件(Diwu et al., 2011)，在华北克拉通东北部则形成了大量的新太古代岩浆作用(Yang et al., 2008, 2012, 2013, 2017)。新太古代花岗质岩石的成因研究不仅可以探讨克拉通地区岩浆的早期起源和演化，同时对研究大陆地壳的生长和再造也具有重要意义(Barbarin, 1999; Diwu et al., 2011)。前人对华北克拉通新太古代岩浆作用的研究主要集中在登封、吕梁和华北克拉通东部的胶东、鲁西等地区(Yang et al., 2008; Diwu et al., 2011; 杨崇辉等, 2011)，而华北克拉通东北部辽西-辽南地区研究相对较弱，前人将该地区新太古代花岗质岩石笼统的划分为辽西绥中花岗岩以及辽南的长英质片麻岩等(辽宁省地质矿产局, 1989)。但近年来的研究表明，长期被认为是华北克拉通基底的新太古代混合岩中存在部分具有岩浆成因的岩浆杂岩(Yang et al., 2008; 周晓萍等, 2015)，如对辽西地区的研究主要集中在兴城地区新太古代晚期斑状黑云母二长花岗岩和石英闪长岩以及晚期的花岗伟晶岩和花岗细晶岩，认为其形成于幔源岩浆与新生地壳混合再造的产物，可能与岩浆弧环境相关(郑培玺等, 2009; 王庆龙等, 2012; 周晓萍等, 2015; 张媛媛等, 2016)；而对辽南地区TTG质岩石获得的岩浆锆石年龄为~2548Ma(Wang et al., 2017)，对辽南地区原岩为花岗质岩石的黑云角闪片麻岩和侵入其中的脉岩研究显示，它们的原岩形成于新太古代晚期且经历了~2460Ma区域变质作用的改造(王伟等, 2017)，虽然先前的研究取得了部分研究成果，但对辽西-辽南地区新太古代花岗质岩浆作用的岩石成因及其形成的构造背景研究仍相对薄弱，这对于探讨华北克拉通东北部前寒武纪地壳生长与演化具有重要意义。
鉴于辽西-辽南地区新太古代花岗质岩浆作用具有相类似的形成时代以及该时期处于华北克拉通东北部相同的微陆块之上，它们应形成于相同的构造背景之下，因此，本文对辽西兴城地区钓鱼台二长花岗岩和辽南大连地区城子坦片麻状石英闪长岩以及安波花岗质片麻岩同时进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学、微量元素和全岩地球化学及锆石原位Hf同位素研究，进而讨论华北克拉通东北部前寒武纪地壳生长和新太古代晚期岩浆作用形成的构造背景。
1 地质背景与样品描述华北克拉通主要由东部陆块、西部陆块和中部造山带组成(Zhao et al., 2001)。辽西兴城-辽南大连地区位于华北克拉通东部陆块的东北缘，处于山海关古隆起和燕辽沉降带的构造复合部位(图 1a; 辽宁省地质矿产局, 1989)。辽西兴城地区岩浆作用主要由新太古代斑状黑云母二长花岗岩、石英闪长岩、二长花岗岩以及中生代中酸性侵入岩和基性岩脉及晚中生代中酸性火山岩组成(图 1b; 周晓萍等, 2015)。辽南大连地区主要发育新太古代城子瞳组、普兰店组以及古元古代变质结晶基底和前震旦系混合岩以及新元古代-显生宙沉积盖层和中新生代侵入岩(图 1c; 辽宁省地质矿产局, 1989)。辽南大连地区城子瞳组下部主要由角闪斜长片麻岩和斜长角闪岩组成，上部主要为黑云斜长片麻岩、含角闪黑云斜长片麻岩或斜长角闪岩互层组成，原岩以中酸性侵入岩和火山岩为主(辽宁省地质矿产局, 1989)。辽西兴城地区钓鱼台二长花岗岩和辽南大连地区城子坦片麻状石英闪长岩及安波花岗质片麻岩是研究该地区新太古代晚期花岗质岩浆作用的典型岩体之一。
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图 1 研究区地质简图和样品采集位置(b, 据周晓萍等, 2015修改; c, 据辽宁省地质矿产局, 1989修改) Fig. 1 Geological sketch map of the study area and sample collected location (b, modified after Zhou et al., 2015; c, modified after BGMRLP, 1989) |
辽西兴城地区钓鱼台新太古代岩浆杂岩主要由斑状黑云母二长花岗岩、石英闪长岩和少量的二长花岗岩、正长岩组成(周晓萍等, 2015)。本文研究对象为前人没有开展工作的二长花岗岩(LDY01)。样品主要采集于钓鱼台海滨三礁揽胜景点处，出露面积~1km2，平面呈条带状出露，与围岩新太古代斑状黑云母二长花岗岩接触处岩石粒度变细，局部呈脉状穿切斑状黑云母二长花岗岩(图 2a)。样品新鲜面浅粉色，中细粒半自形粒状结构(图 2b)，块状构造。主要组成矿物为石英(~30%)、斜长石(~30%)、条纹长石(~10%)和微斜长石(~30%)，副矿物为锆石和磁铁矿。
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图 2 辽西-辽南地区新太古代花岗质岩石野外产状与矿物组成 Bt-黑云母；Mic-微斜长石；Or-正长石; Pet-条纹长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Hbl-角闪石 Fig. 2 Field appearance and mineral assemblage of the Neoarchean granitic rocks in the western and southern Liaoning regions Bt-biotite; Mic-microcline; Or-orthoclase; Pet-perthite; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Hbl-hornblende |
辽南大连地区城子坦片麻状石英闪长岩(16L25)，呈岩株状产出，面积~6km2，围岩为新太古代城子瞳组片麻岩，野外新鲜面为灰白色，中粗粒半自形粒状结构，片麻状构造(图 2c)，主要矿物为石英(~15%)、斜长石(~70%)和黑云母(~15%)，副矿物为锆石和磷灰石(图 2d)。辽南安波花岗质片麻岩(17L01)采集于城子瞳组上部，新鲜面为灰白色，粒状变晶结构，片麻状构造(图 2e)，镜下可见原生变形的斜长石和石英斑晶，原岩应为石英闪长岩。主要矿物成分为石英(~15%)、斜长石(~55%)、普通角闪石(~25%)和黑云母(~5%)，副矿物有锆石和磷灰石(图 2f)。
2 分析方法LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室和香港大学联合实验室测定。锆石分选采用常规方法对新鲜样品进行粉碎，并使用电磁选方法分选，然后在双目镜中挑选出透明度好，且没有明显包体和裂隙的自形锆石颗粒，使用双面胶将锆石颗粒固定在载玻片上，注入环氧树脂，固化后打磨、抛光，然后采集反射光、透射光和阴极发光图像(CL)。锆石年龄测试过程中，使用锆石国际标样91500作为外标，元素含量使用NIST610作为外标。用Isoplot 3.0程序进行年龄计算。具体实验流程见Yuan et al. (2004)。主量元素、微量元素和锆石Hf同位素分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室完成。主量元素采用玻璃熔片大型X射线荧光光谱法(XRF)测定，在XRF上测定样品中氧化物含量，运用BCR-2标样进行校对，分析准确度误差小于5%。微量元素分析采用Agilent 7500a型等离子体质谱仪(ICP-MS)完成。运用MRG1和PM-SS标样进行矫正，精度小于10%。在锆石U-Pb定年的基础上，对样品进行微区原位Hf同位素测定，所用激光脉冲频率为6Hz，激光束直径为55μm，91500和GJ-1标准锆石作为外标进行校正。仪器的运行条件和分析流程见Wu et al. (2006)。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年代学辽西地区钓鱼台二长花岗岩和辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩以及辽南地区安波花岗质片麻岩中典型锆石CL图像如图 3所示。3个样品中的锆石均呈短柱状-长柱状，为自形-半自形晶，内部结构清晰，发育岩浆生长环带(图 3a-c)，结合相对高的Th/U比值(0.24~1.75；表 1)，暗示它们均为岩浆锆石。
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图 3 新太古代花岗质岩石典型锆石CL图像 红色和黑色圆圈分别代表U-Pb定年与Hf同位素测点位置 Fig. 3 Typical cathodoluminescence images of the zircons from the Neoarchean granitic rocks Red and black circles indicate the locations of U-Pb dating and Hf isotopic analyses, respectively |
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表 1 辽西-辽南地区新太古代花岗质岩石锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results for the Neoarchean granitic rocks in the western and southern Liaoning regions |
辽西-辽南地区3个样品中岩浆锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果分别见表 1和图 4。辽西地区钓鱼台二长花岗岩中岩浆锆石的207Pb/206Pb年龄介于2494~2560Ma之间，其中7个点位于谐和线下方，发生了不同程度的Pb丢失，但所有数据点均落在一条不一致线上，其上交点年龄为2516±7Ma(MSWD=1.5，n=18)，谐和数据的207Pb/206Pb加权平均年龄为2519±9Ma(MSWD=3，n=12)，两者在误差范围内一致，该年龄代表了钓鱼台二长花岗岩的结晶年龄(图 4a)。
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图 4 新太古代花岗质岩石锆石U-Pb谐和图 Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams for the Neoarchean granitic rocks |
辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩中岩浆锆石具有相类似的年龄结果，前者岩浆锆石的207Pb/206Pb年龄介于2476~2556Ma之间，加权平均年龄为2505±10Ma(MSWD=0.6，n=18)，该年龄代表了城子坦片麻状石英闪长岩的结晶年龄(图 4b)；后者岩浆锆石的年龄介于2512~2523Ma之间，207Pb/206Pb加权平均年龄为2519±11Ma(MSWD=0.04，n=15)，该年龄代表了安波花岗质片麻岩原岩的结晶年龄(图 4c)。
3.2 锆石微量元素对辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩样品中岩浆锆石进行了微量元素分析，结果见表 2；球粒陨石标准化稀土元素配分型式见图 5。城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩中锆石的稀土元素配分型式均表现为亏损轻稀土元素，富集重稀土元素特征，具有强烈的Eu负异常(Eu/Eu*=0.24~0.67)。
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表 2 新太古代花岗质岩石锆石微量元素分析结果(×10-6) Table 2 Trace elements compositions (×10-6) of the zircons from the Neoarchean granitic rock |
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图 5 新太古代花岗质岩石锆石稀土元素球粒陨石标准化配分型式(标准化值据Boynton, 1984) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns for the Neoarchean granitic zircons (normalization values from Boynton, 1984) |
岩浆形成时的温度条件是花岗质岩石研究中一个重要参数。目前主要采用锆石饱和温度计和锆石Ti温度计方法(Watson and Harrison, 2005)。锆石饱和温度计的基本原理是Zr元素在岩浆中的含量与温度存在相关性，而其它因素没有明显影响，可认为锆石饱和温度近似代表花岗质岩石近液相线的温度(King et al., 1997)，进而代表岩浆形成温度(吴福元等, 2007)。据Watson and Harrison (2005)计算方法Tzr(℃)={12900/lnDzr(496000/熔体)+0.85M+2.95]}－273.15，结果表明辽西地区钓鱼台二长花岗岩和辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩、安波花岗质片麻岩原岩的锆石饱和温度平均值分别为616℃、576℃、553℃，它们整体显示了相对低的温度，这与锆石溶解度模拟计算公式的温度使用范围不一致，暗示在使用Watson and Harrison (2005)提出的方法计算太古宙花岗质岩浆形成温度时需要谨慎。然而，基于Watson et al. (2006)锆石Ti温度计公式：T(℃)= 
辽西-辽南地区新太古代花岗质岩石的主量元素和微量元素分析结果见表 3。辽西地区钓鱼台二长花岗岩具高硅(SiO2=73.05%~73.38%)、富钠(Na2O=3.48%~3.62%)、贫镁(MgO=0.36%~0.37%)的特征。与之相比，辽南地区片麻状石英闪长岩和花岗质片麻岩则具相对低的硅和相对高的镁含量，其中，SiO2介于61.85%~63.65%之间，MgO为1.08%~2.83%。在TAS图上(图 6a)，钓鱼台样品落在花岗岩区域，城子坦和安波样品分别投影于二长岩和石英二长岩范围内，它们整体属于中酸性高钾钙碱性系列花岗质岩石(图 6b)，这与钓鱼台地区新太古代岩浆杂岩的特征相一致(周晓萍等, 2015)。A/CNK-A/NK图显示(图 6c)，钓鱼台二长花岗岩为弱过铝质岩石，而城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩则属于准铝质岩石。
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表 3 新太古代花岗质岩石主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions for the Neoarchean granitic rocks |
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图 6 新太古代花岗质岩石主量元素变异图 (a) SiO2-(Na2O+K2O)图(据Rickwood, 1989)；(b) SiO2-K2O图(据Rickwood, 1989)；(c) A/CNK-A/NK图(据Maniar and Piccoli, 1989).钓鱼台岩浆杂岩数据周晓萍等, 2015；图 7-图 9数据来源同此图 Fig. 6 Variability plots of major elements for the Neoarchean granitic rocks (a) SiO2 vs. (Na2O+K2O) diagram (after Rickwood, 1989); (b) SiO2 vs. K2O diagram (after Rickwood, 1989); (c) A/CNK vs. A/NK diagram (after Maniar and Piccoli, 1989).Diaoyutai magmatic complex data from Zhou et al., 2015; Fig. 7-Fig. 9 from the same data sources |
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图 7 新太古代花岗质岩石球粒陨石标准化稀土元素配分型式(a, 标准化值据Boynton, 1984)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. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values from Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values from Sun and McDonough, 1989) for the Neoarchean granitic rocks |
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图 8 新太古代花岗质岩石锆石Hf同位素组成 Fig. 8 Zircon Hf isotopic features for the Neoarchean granitic rocks |
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图 9 新太古代花岗质岩石构造环境判别图 (a) Yb-Ta图；(b) (Ta+Yb)-Rb图；(c) Y-Nb图；(d) (Y+Nb)-Rb图 Fig. 9 Tectonic discriminantion diagrams for the Neoarchean granitic rocks (a) Yb vs. Ta diagram; (b) (Ta+Yb) vs. Rb diagram; (c) Y vs. Nb diagram; (d) (Y+Nb) vs. Rb diagram |
球粒陨石标准化稀土元素配分型式图显示(图 7a)，辽西地区钓鱼台二长花岗岩轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，呈右倾型(∑LREE/∑HREE=19.9~20.5，(La/Yb)N=27.9~28.9)，发育明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.45~0.46)。辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩具有类似的稀土元素丰度，富集轻稀土元素、亏损重稀土元素(∑LREE/∑HREE=10.7~20.6, (La/Yb)N=12.88~24.66)，具有弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.80~1.04)。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示(图 7b)，辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有明显的Sr、P、Ti亏损和Pb的正异常。辽西地区钓鱼台二长花岗岩与辽南地区新太古代花岗质岩石具有类似的微量元素特征，但它们具有相对明显的Rb和U的富集以及Pb的正异常(图 7b)，它们整体与钓鱼台岩浆杂岩的稀土元素和微量元素组成相类似(周晓萍等, 2015)。
3.4 锆石原位Hf同位素在锆石U-Pb定年的基础之上，对新太古代花岗质岩石3个样品中的锆石进行了原位Hf同位素分析，结果见表 4和图 8。3个样品具有类似的Hf同位素组成，并与钓鱼台岩浆杂岩的锆石Hf同位素组成相一致(周晓萍等, 2015)，其中，辽西地区钓鱼台二长花岗岩中岩浆锆石的176Hf/177Hf值介于0.281247~0.281343之间，其εHf(t)值变化于1.0~4.5之间；辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩中岩浆锆石的176Hf/177Hf值分别介于0.281209~0.281266和0.281319~0.281368之间，其εHf(t)值分别变化于0.4~3.1和4.5~5.9之间(图 8)。
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表 4 新太古代花岗质岩石锆石Hf同位素数据 Table 4 Zircon Hf isotopic data for the Neoarchean granitic rocks |
辽西-辽南地区3个样品的锆石CL图像均显示自形-半自形晶，发育振荡生长环带，结合相对高的Th/U比值(0.24~1.75)和重稀土上翘型的锆石微量元素特征，暗示它们均为岩浆锆石。辽西地区钓鱼台二长花岗岩中岩浆锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄为2519±9Ma，辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩中岩浆锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2505±10Ma和2519±11Ma，即它们均形成于新太古代晚期。上述定年结果与辽西地区台里花岗质片麻岩中岩浆锆石的定年结果相一致(2510~2522Ma; 郑培玺等, 2009)，与辽西地区钓鱼台斑状黑云母花岗闪长岩、石英闪长岩的形成年龄相类似(2470~2538Ma; 张媛媛等, 2016)，也与辽西地区新立屯似斑状黑云母二长花岗岩、中细粒石英闪长岩及花岗细晶岩的测年结果相吻合(2479~2496Ma; 周晓萍等, 2015)，它们均为新太古代晚期岩浆热事件的产物。此外，在辽南地区，王伟等(2017)从原岩为石英闪长岩或英云闪长岩的黑云角闪片麻岩和侵入它们的花岗质脉体中岩浆锆石获得的年龄分别为2523±11Ma和2505±13Ma，而对原岩为TTG岩系的黑云斜长片麻岩获得的岩浆锆石年龄为2521±12Ma；Wang et al. (2017)获得辽南地区TTG片麻岩的原岩年龄为~2548Ma，而万渝生等(2017)在华北克拉通太古宙岩石研究成果的综述文献中总结了辽南地区广泛分布的新太古代TTG质岩石，上述结果均表明，辽南地区也存在大量的新太古代晚期岩浆作用。综上所述，辽西-辽南地区发育新太古代岩浆作用，这与胶东地区、中条地区、赞皇地区、阜平地区以及大青山地区发育的2550~2500Ma重要的构造-岩浆热事件相吻合(Wan et al., 2011; Yang et al., 2013)，它们是华北克拉通新太古代晚期岩浆作用的典型代表之一。
4.2 华北克拉通东北部新太古代晚期花岗质岩石的成因及地壳增生辽西地区钓鱼台二长花岗岩富SiO2(73.05%~73.38%)、Na2O+K2O(8.89%~9.11%)，贫CaO(0.84%~0.85%)、MgO(0.36%~0.37%)，富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，具明显的Eu负异常，富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有明显的Nb、Ta、P、Ti亏损和Th、Pb的正异常，贫Cr、Co、Ni等相容元素，暗示它们起源于地壳物质的部分熔融。此外，岩浆锆石的εHf(t)值均为正值(1.0~4.5)，tDM1介于2654~2782Ma之间，在锆石U-Pb年龄-εHf(t)图上(图 8)，数据点均位于球粒陨石和亏损地幔演化线之间，暗示它们起源于新增生下地壳物质的部分熔融。钓鱼台二长花岗岩发育Eu负异常，说明斜长石是花岗岩源区熔融的残留矿物。此外，样品相对高的Sr(217×10-6~225×10-6)和低的Y(14.8×10-6~15.3×10-6)和Yb(1.53×10-6~1.61×10-6)含量，暗示它们的源区较深，可能为相对较厚的新生下地壳物质。此外，周晓萍等(2015)对研究区出露的一套新太古代由斑状黑云母二长花岗岩、石英闪长岩和正长岩以及花岗伟晶岩、花岗细晶岩组成的岩浆杂岩的野外研究显示，中性端元的岩石出露面积明显少于酸性端元岩石，结合石英闪长岩中长柱状磷灰石的发育，暗示该套岩浆杂岩为岩浆混合的产物(周晓萍等, 2015)，进一步暗示钓鱼台二长花岗岩不是研究区中性岩浆结晶分异的产物。
辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩具有类似的主量和微量元素组成，与钓鱼台二长花岗岩相比，它们的SiO2含量相对偏低，为61.85%~63.65%，Na2O/K2O比值相对较高，介于1.72~2.37之间，富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，具弱的Eu负异常，富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有明显的Nb、Ta、Zr、Hf和P、Ti亏损以及Pb的正异常，表明它们也起源于地壳物质的部分熔融。此外，城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩的Nb/Ta比值为18.52~20.96(平均18.98)，与原始地幔的Nb/Ta比值(17.5±2.0; Green, 1995)相近。结合岩浆锆石的初始Hf同位素分析结果均为正值(εHf(t)=0.4~5.9)，tDM1分别介于2741~2798Ma和2595~2656Ma之间，平均值分别为2758Ma和2619Ma，暗示样品均来源于从地幔中分异的新增生下地壳的部分熔融。但辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩具有靠近球粒陨石的Hf同位素组成，说明它们的源区可能存在少量古老地壳物质的混染。辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩所具有的弱Eu负异常，相对高的Sr(483×10-6~834×10-6)和相对低的Y(10.43×10-6~14.46×10-6)含量和Na2O/K2O(1.72~2.37)比值，也暗示它们起源于源区较深、压力较高的新增生下地壳物质的部分熔融。
前寒武纪大陆地壳的增生主要集中在~2.7Ga、~1.9Ga和~1.2Ga三个阶段，其中~2.7Ga是全球范围重要的地壳增生阶段(Jiang et al., 2010; Geng et al., 2012; Wang et al., 2015)。辽西地区钓鱼台二长花岗岩和辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩中岩浆锆石均具有正的εHf(t)值(0.4~5.9)，它们的tDM1变化于2595~2798Ma之间，峰值年龄为~2740Ma，这与华北克拉通乃至全世界2.7Ga大规模的地壳增生事件相一致(Jiang et al., 2010; Geng et al., 2012; Wang et al., 2015)，表明华北克拉通东北部辽西-辽南地区存在2.7Ga的地壳增生。华北克拉通前寒武纪大规模的岩浆事件发生在~2500Ma，这一过程与大陆地壳2.7Ga的增生密切相关，它们是2.7Ga新生地壳再造的产物(Wan et al., 2014)。2.7Ga大陆地壳增生事件也影响到了华北克拉通东北部的辽西-辽南地区。
4.3 华北克拉通东北部新太古代晚期地球动力学背景太古宙时期是否存在板块构造，这是近年来前寒武纪研究的重要科学问题和争论焦点(Jiang et al., 2010; 王惠初等, 2018)。早期多数学者认为板块运动最早开始于新元古代，新太古代末期岩浆事件的产生归因于地幔柱底侵(Windley, 1995; Geng et al., 2012; 张媛媛等, 2016)。如万渝生等(2009)和耿元生等(2010)认为辽北、辽西、冀东和登封等地区出露的新太古代花岗岩是地幔柱底侵作用的产物，而辽南地块新太古代晚期~2520Ma基性岩、闪长岩和TTG质岩石均可与华北克拉通东部对比，形成于类似的动力学背景(王伟等, 2017)。然而，近年来的研究提出太古宙末期已经存在板块构造，新太古代末期岩浆事件是弧-陆和陆-陆碰撞的产物(Zhao et al., 1999; Mints et al., 2010; Diwu et al., 2011; 王惠初等, 2018)。如Mints et al. (2010)在俄罗斯科拉半岛发现2.87Ga榴辉岩，提出板块运动的出现可能早于中太古代晚期。此外，在太古宙绿岩带中识别的各种TTG、玻安岩、赞岐岩等火成岩组合，也与显生宙岛弧火山岩可进行对比(王惠初等, 2018)。Polat et al. (2005)基于变质记录，提出~2.56Ga五台花岗岩是华北克拉通与俯冲作用有关的新生地壳的组成部分，因此被用来大致计算板块构造开始的时间。Diwu et al. (2011)基于华北克拉通南缘登封杂岩的研究，认为它们可能代表新太古代晚期的构造混杂岩，提出华北克拉通南部新太古代时期存在俯冲-增生过程，并开始于~2.50Ga，而Jiang et al. (2016)通过对研究区南部胶北地区~2.5Ga赞岐岩的系统研究提出，它们是源于俯冲流体交代的地幔物质发生部分熔融的产物，此外，王惠初等(2018)通过华北克拉通中部云中山地区变质高镁火成岩的研究，也认为华北克拉通新太古代板块俯冲作用的存在。
华北克拉通东北部辽西地区钓鱼台二长花岗岩和辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩、安波花岗质片麻岩形成于新太古代晚期(2505~2519Ma)，同时，辽西钓鱼台地区还存在新太古代晚期正长岩、石英闪长岩、斑状黑云母二长花岗岩和花岗伟晶岩、花岗细晶岩岩石组合(周晓萍等, 2015)，而辽南地区也存在同时期的基性岩、闪长岩和TTG质岩石组合(王伟等, 2017)，这与俯冲相关的弧构造背景岩石组合相类似。此外，本文研究样品和辽西地区新太古代钓鱼台岩浆杂岩均为钙碱性系列岩石(图 6b)，结合它们共同显示的强烈Nb、Ta亏损(图 7b)，暗示它们应形成于相同的构造环境，即与俯冲相关的弧构造环境。在构造环境判别图中(图 9a-d)，样品主要投影在火山弧花岗岩区域，也显示了俯冲的弧环境动力学背景。实验岩石学证据显示，地壳低温(≤800℃)部分熔融产生花岗闪长质岩浆，需要地壳内部的源区有一定量的流体加入(吴福元等, 2007)，辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩和安波花岗质片麻岩的锆石Ti温度计计算显示，它们的形成温度介于624~697℃和763~967℃之间，相对偏低的温度暗示源区中俯冲流体的参与，而研究区南部胶北地区新太古代晚期赞岐岩的研究也显示了俯冲流体对深部作用过程和源区的贡献(Jiang et al., 2016)。新太古代晚期，由于俯冲板片的断离和折返导致幔源岩浆底侵上升，在古老地壳的底部形成新增生地壳，同时，在底侵作用下使新增生的下地壳发生再造形成辽西地区钓鱼台二长花岗岩，而俯冲板片脱水形成的流体交代具TTG质特征的地壳发生部分熔融则形成具有准铝质高钾钙碱性系列特征的辽南地区城子坦和安波花岗质岩石，而后长英质岩浆单独或和幔源镁铁质岩浆混合向上侵位结晶形成辽西-辽南地区新太古代岩浆杂岩，并最终完成地壳的生长和再造。综上所述，华北克拉通东北部辽西-辽南地区新太古代晚期岩浆作用形成于与板块俯冲相关的弧构造背景。
5 结论通过对辽西-辽南地区新太古代花岗质岩石的锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学和微量元素及全岩地球化学和锆石Hf同位素研究，可以得出如下认识：
(1) 辽西地区钓鱼台二长花岗岩和辽南地区城子坦片麻状石英闪长岩、安波花岗质片麻岩中岩浆锆石定年结果分别为2519Ma、2505Ma和2519Ma，即它们均形成于新太古代晚期;
(2) 新太古代花岗质岩石具有高硅、低镁的特征，为准铝质-弱过铝质的高钾钙碱性系列岩石，结合岩浆锆石正的εHf(t)值(0.4~5.9)和tDM1峰值年龄(2740Ma)，暗示它们起源于~2.7Ga新生下地壳物质的部分熔融;
(3) 新太古代花岗质岩石形成于与板块俯冲相关的弧岩浆构造背景。
致谢 本文数据得到自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室、香港大学联合实验室和武汉上谱分析科技有限责任公司实验室的帮助。衷心感谢两位匿名审稿专家以及俞良军副主编提出的宝贵意见。
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