鞍山-本溪地区位于华北克拉通东北部缘的胶辽隆起区，是华北克拉通上为数不多发现有≥2.8Ga的岩石的地区之一(图 1)。该地区保留有3.8~2.5Ga连续的地质记录，其中又以鞍山地区保存最为完整(万渝生等，2001)。因此鞍山-本溪地区一直都是研究华北克拉通太古宙地质演化的热点地区。

图 1

Fig. 1

图 1 鞍山-本溪地区太古宙地质体分布简图(据Wan et al., 2015，略有改动)Fig. 1 Geological sketch map of Anshan-Benxi area(modified after Wan et al., 2015)

前人对鞍山地区的太古宙花岗岩进行了大量的研究，取得了许多重要成果，研究重点主要集中于岩相学、岩石地球化学和年代学等方面。对鞍山地区的太古宙岩体进行系统测年是在20世纪末开始的(表 1)，根据出露地区、U-Pb测年及An-Ab-Or投图结果，将鞍山-本溪地区的太古宙花岗岩划分为3.8Ga白家坟奥长花岗岩(刘敦一， 1991，1994；Liu et al., 2008；Wan et al., 2005b，2012b)、3.8~3.3Ga东山杂岩(万渝生等，2001; Wan et al., 2005b，2012b; 周红英，2007; 周红英等， 2007，2008; 董春艳等，2013; Liu et al., 2008)、3.8~3.0Ga深沟寺杂岩(Liu et al., 2008; Wan et al., 2012b)、3.3Ga陈台沟花岗岩(万渝生等，1997; 伍家善等，1998)、3.1Ga立山奥长花岗岩(Song et al., 1996)、3.0Ga东鞍山花岗岩(Song et al., 1996)、3.0Ga铁架山二长花岗岩(万渝生等，2007)、3.0Ga弓长岭片麻状花岗岩(万渝生，1992; 万渝生和刘敦一，1993)、2.5Ga齐大山花岗岩(万渝生，1992; Wan et al., 2012a，2015)。前人基本将鞍山-本溪地区的太古宙花岗岩的年代学格架搭建完成，但是对格架中一些具体的花岗岩岩体的具体研究工作还有待进一步的丰富和完善，鉴于此，对东鞍山花岗岩野外调查和取样分析，以探讨东鞍山花岗岩的成因及演化。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鞍山-本溪地区太古宙花岗质岩体年龄表 Table 1 Ages of Archean granitic plutons in Anshan-Benxi area 地质体名称 岩体年龄 测试方法 资料来源 白家坟奥长花岗岩 3804±5Ma 锆石U-Pb 刘敦一等，1991 东山杂岩 3.8~3.3Ga 万渝生等，2001; 周红英，2007 深沟寺杂岩 3.8~3.0Ga Liu et al., 2008 ; Wan et al., 2012b 陈台沟花岗岩 3306±13Ma 万渝生等，1997 立山奥长花岗岩 3142±7Ma Song et al., 1996 东鞍山花岗岩 2994±8Ma Song et al., 1996 铁架山二长花岗岩 2964±15Ma 伍家善等，1998 2992±10Ma 万渝生等，2007 2983±10Ma 万渝生等，2007 弓长岭片麻状花岗岩 2993±53Ma 万渝生，1992 齐大山花岗岩 2473±13Ma Song et al., 1996 2511Ma 刘敦一，1992 2.53~2.50Ga Wan et al., 2012a; Wan et al., 2015

表 1 鞍山-本溪地区太古宙花岗质岩体年龄表 Table 1 Ages of Archean granitic plutons in Anshan-Benxi area

鞍山-本溪地区的太古宙地质体的分布格局主要是绿岩带零散的“漂浮”于大面积的花岗岩海洋之中。大面积的花岗岩主体是25亿年左右的齐大山花岗岩，而>25亿年的花岗岩主要分布于鞍山地区，少量分布于弓长岭地区(图 1)。

鞍山地区的太古宙地质体出露于鞍山市东南，主要是一套花岗-绿岩带组合，整体为一个短轴背斜或穹窿(张秋生，1988)。按分布模式可以将鞍山花岗-绿岩带分为三个部分：核部的铁架山杂岩体、背斜翼部的绿岩带以及绿岩带外围的太古宙花岗岩岩体(图 2)。

图 2

Fig. 2

图 2 鞍山地区地质简图据(曹熹等， 1991，略有改动)白垩纪花岗岩年龄数据杜利林等，2005; 其余数据引用来源见表 1Fig. 2 Geological sketch map of Anshan area(modified after Cao et al., 1991)Age data of Cretaceous granite after Du et al., 2005; origin of the rest age data see Table 1

铁架山杂岩体：位于铁架山穹窿核部>2.5Ga太古宙花岗质岩体的统称，主要包括白家坟奥长花岗岩、东山杂岩、陈台沟花岗岩、立山奥长花岗岩、铁架山二长花岗岩。在铁架山杂岩体东缘，杂岩体与绿岩带可见直接接触关系，两者界线走向330°~340°；与南侧的绿岩带之间被青白口系钓鱼台组沉积岩覆盖，露头上未见杂岩体与绿岩带直接接触；西侧和北侧被第四系覆盖。

绿岩带：分布于铁架山杂岩东侧和南侧，属于鞍山群樱桃园组，含有条带状磁铁石英岩(BIF)。根据最近几年对绿岩带的年代学研究，绿岩带主体的形成时代基本已经可以确定在25.5亿年左右(万渝生等，2012; 张连昌等，2012;代堰锫等，2013; 崔培龙，2014)。但是也有少量的古老绿岩被保留下来，比如陈台沟中还残余少量的≥3.35Ga的表壳岩(宋彪等，1994)，大孤山矿区的主体也是形成于25.5亿年左右，但是最近有31亿年的绿岩残留体被发现(Dai et al., 2014)。位于杂岩体东侧的是齐大山-张家湾绿岩带和陈台沟绿岩带，两者平行排列，陈台沟绿岩带与铁架山杂岩直接接触，齐大山-张家湾绿岩带则在陈台沟绿岩带的东侧。陈台沟绿岩带总体走向约330°，延伸不长，仅在白家坟至陈台沟一带附近有出露，再往南被第四系覆盖或者被25亿年的齐大山花岗岩侵入破坏。齐大山-张家湾绿岩带走向大致为330°，具有较好的连续性。杂岩体南侧的西鞍山-眼前山绿岩带断续分布，整体走向近东西。最新的研究表明，鞍山地区的两条绿岩带构造样式可能并不是之前认为的单斜，而是向斜构造(李鸿业和赵秀德，1999; 范正国等，2013)，因此，花岗岩与绿岩带之间的关系如剖面A-B(图 3)，剖面位置见图 2。

图 3

Fig. 3

图 3 东鞍山-王家堡子(剖面A-B)花岗-绿岩带分布模式示意图Fig. 3 The distribution pattern of granite-greenstone belt among Donganshan Mountain and Wangjiabuzi Village(profile A-B)

绿岩带外围岩体：齐大山-张家湾绿岩带的东侧是3.0Ga的铁架山二长花岗岩和2.5Ga的齐大山花岗岩(Wan et al., 2015)，铁架山二长花岗岩一直延伸到弓长岭地区附近，而齐大山花岗岩是鞍山-本溪地区出露最广的太古宙花岗岩。西鞍山-眼前山绿岩带的南侧为东鞍山花岗岩，为此次研究的主体。东鞍山花岗岩从西鞍山一直延伸到眼前山附近，东鞍山花岗岩南侧被千山花岗岩侵入。走向NNW的绿岩带东侧是齐大山花岗岩。绿岩带与齐大山花岗岩之间最初的接触关系为侵入接触，但是后期的构造将他们的侵入接触关系改造为构造接触，尤其是鞍山地区顺着绿岩带与花岗岩接触界线发育的两条韧性剪切带。在胡家庙子铁矿可以清楚的观察到绿岩带与齐大山花岗岩之间存在韧性剪切带和花岗岩糜棱岩化后形成的糜棱岩，但是在齐大山矿区内部和弓长岭矿区内部保留有较好的侵入接触关系露头。

区内沿着绿岩带发育两条大的韧性剪切带，分别是齐大山-张家湾韧性剪切带和西鞍山-眼前山韧性剪切带。韧性剪切带同时也是绿岩带与太古宙花岗岩之间的界线，剪切带附近的花岗岩和绿岩都发生强糜棱岩化。区内还存在一系列延伸不远的 脆性断层，主要发育在铁矿之中，大多走向主要是北东-南西向，部分走向近南北(眼前山铁矿附近)和近东西(胡家庙子铁矿以南张家湾附近)。断层切割BIF铁矿层以及铁矿之上的盖层，走向与铁矿走向近垂直，使铁矿层发生位移，根据断层切割青白口系钓鱼台组这一点，表明断层的形成晚于钓鱼台组(图 2)。断层性质为略带逆冲的走滑断层。 2.2 东鞍山花岗岩体地质特征

东鞍山花岗岩岩体主要出露于东鞍山、西鞍山附近，整体呈东西走向的带状分布，西起西鞍山，向东延伸至眼前山(万渝生等，1998)，带长15km左右，宽约2km，东鞍山花岗岩岩体在其间断续出露，由西向东断续分布的绿岩带出露点依次为西鞍山、东鞍山、大孤山以及眼前山，各个出露点之间被第四系隔断。岩体以北是整体近东西走向的西鞍山-眼前山绿岩带，两者之间为构造接触，在野外露头上可直观的观察到两者的接触关系。绿岩带以北是铁架山杂岩体，但两者之间被钓鱼台组石英岩所覆盖，未见直接接触。东鞍山花岗岩岩体南部被千山花岗岩侵入。

东鞍山花岗岩主体多被植被覆盖，天然露头较少，在一些山顶处偶尔有天然露头，但是一般都受到强烈风化，在BIF铁矿采坑中有较好的人工露头(图 4a)。在人工露头上可见东鞍山花岗岩与绿岩带中的条带状磁铁石英岩成构造接触，接触面附近发育破碎带，破碎带宽约0.5m，破碎的主要是东鞍山花岗岩，以碎裂岩为主(图 4b)。韧性剪切带产状与铁矿层基本一致，走向北西-南东，倾向北东，倾角60°~80°。刘敦一(1994)在东鞍山发现了绿岩带与东鞍山花岗岩之间的不整合接触界面，界面上有底砾岩存在，底砾岩断续分布，成分主要是花岗质砾石和花岗质砂屑，其中的砾石有磨圆，胶结物为基性火山物质(已变为绿泥石)和泥质物(已变为绢云母)，砾石之上为变长石砂岩、千枚岩及带状铁矿。

图 4

Fig. 4

图 4 东鞍山花岗岩野外及镜下照片(a)东鞍山花岗岩野外露头；(b)铁矿与东鞍山花岗岩接触关系；(c)变形较弱的东鞍山花岗岩镜下照片，正交偏光；(d)变形较强东鞍山花岗岩镜下照片，正交偏光Fig. 4 Macro-characteristics and microscopic characteristics of Donganshan granite(a)Donganshan granite;(b)contact relationship between Donganshan granite and BIF;(c)weak deformed Donganshan granite(CPL);(d)heavy deformed Donganshan granite(CPL)

岩石新鲜面呈灰色，局部颜色较深，主要矿物为斜长石(40%)、微斜长石(30%)、石英(25%~30%)，还有少量黑云母和白云母(0~5%)。斜长石半自形板状，可见较明显的聚片双晶，发生强绢云母化，根据⊥(010)切面最大消光角法测得的结果为：An=25~30，属于更长石。微斜长石半自形，具较明显的格子双晶，蚀变相对斜长石要弱。石英呈它形粒状，基本未见变形拉长，但一些颗粒较大的石英有波状消光，多呈集合体，石英与石英之间的接触边常见三边平衡结构，后期应该发生过静态重结晶。越靠近铁矿的花岗岩变形越强，变形带中的白云母定向排列(图 4c，d)。 3 样品采集和分析方法

对东鞍山附近绿岩带南部的东鞍山花岗岩岩体进行取样分析(图 2)，共取5个样品(LD-01：41°03′19″N、122°56′35″E；HAD-1：41°03′05″N、122°56′35″E；HAD-2：41°03′04″N、122°56′37″E；HAD-3：41°03′00″N、122°56′42″E；YQ-13：41°03′53″N、123°09′27″E)进行全岩分析，并对其中的LD-01样品进行了SHRIMP锆石U-Pb和Ar-Ar同位素分析。

主量元素和痕量元素分析在广州澳实有限公司进行。主量元素使用X荧光光谱分析，痕量元素采用等离子质谱仪定量分析。锆石分选是在河北省廊坊市区域地质调查研究所进行。锆石的制靶、显微图像采集以及U-Pb同位素分析在中国地质科学院地质研究所进行。锆石U-Pb测年运用SHRIMP-Ⅱ型离子探针仪对样品进行分析，测年原理和方法见Williams(1998)，测年流程详见宋彪等(2002)和Wan et al.(2005a)。一次离子流O₂^-强度为4.5nA，束斑大小为~30μm。标准锆石TEM和M257分别用于²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄和U、Th含量校正。标准锆石(TEM)和待测样之比为1:4，每个数据点由5组扫描构成，根据实测²⁰⁴Pb含量扣除普通铅，用SQUID程序计算SHRIMP测得的原始数据，ISOPLOT程序计算加权平均值及绘制U-Pb谐和图等(Ludwing，2001)。单个数据误差为1σ，加权平均年龄误差为95%的置信度。

选纯的白云母(纯度>99%)用超声波清洗。清洗后的样品被封进石英瓶中送核反应堆中接受中子照射。照射工作是在中国原子能科学研究院的“游泳池堆”中进行的，中子流密度约为2.65×10¹³n cm^-2S^-1。照射总时间为1444min，积分中子通量为2.30×10¹⁸n cm^-2；同期接受中子照射的还有用做监控样的ZBH-25黑云母标样，其标称值为132.7±1.2Ma和K含量为7.6%。

样品的Ar-Ar同位素测试工作在中国地质科学院地质研究所进行。样品的阶段升温加热使用石墨炉，每一个阶段加热30min，净化30min。质谱分析是在多接收稀有气体质谱仪Helix MC上进行的，每个峰值均采集20组数据。所有的数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K₂SO₄和CaF₂来获得，其值为：(³⁶Ar/³⁷Ar_o)_Ca=0.0002389，(⁴⁰Ar/³⁹Ar)_K=0.004782，(³⁹Ar/³⁷Ar_o)_Ca=0.000806。³⁷Ar经过放射性衰变校正；⁴⁰K衰变常数λ＝5.543×10^-10年^-1；用ISOPLOT程序计算坪年龄(Ludwig，2001)，坪年龄误差以2σ给出。详细实验流程见有关文章(陈文等， 1994，2002)。 4 分析结果 4.1 年代学

东鞍山花岗岩的锆石多呈粒状、柱状，锆石粒度在50~100μm，长宽比1:1~2:1，部分锆石有较好的双锥，大多数锆石较破碎，裂隙极其发育，个别锆石中见一些细小的不透明包裹体，部分锆石内部有密集且清晰的岩浆振荡环带，有些锆石的环带则较弱(图 5)，锆石的Th/U=0.48~1.65(测试点5.1的Th/U达到4.23)，显示为岩浆锆石特征。此次测年选取了18颗较有代表性的锆石共计19个点进行测试(表 2)。

图 5

Fig. 5

图 5 东鞍山花岗岩锆石阴极发光图像和数据点位置图Fig. 5 CL images and the analyses of zircons in Donganshan granite

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 东鞍山花岗岩(样品LD-01)SHRIMP锆石U-Pb定年数据 Table 2 SHRIMP zircon U-Pb data of the Donganshan granite(Sample LD-01) 测点号 206Pbc (%) (×10-6) Th/U 同位素比值 误差 相关 系数 206Pb/238U 207Pb/206Pb 不谐和 度(%) U Th 206Pb* ±% ±% ±% 年龄(Ma) 年龄(Ma) 1.1 0.00 263 157 133.0 0.62 0.2201 0.4 17.85 1.3 0.5883 1.2 0.946 2982.6 ±30 2981 ±6.8 0 2.1 0.93 924 762 150.6 0.85 0.1848 0.6 4.79 1.3 0.1880 1.2 0.879 1110.4 ±12 2696 ±11 59 3.1 0.06 316 189 152.7 0.62 0.2226 0.4 17.24 1.3 0.5617 1.2 0.950 2873.8 ±28 2999 ±6.4 4 4.1 0.04 124 95 58.7 0.79 0.2181 0.7 16.55 1.5 0.5502 1.4 0.897 2825.8 ±31 2967 ±11 5 5.1 0.10 234 958 58.6 4.23 0.2309 0.9 9.28 1.6 0.2914 1.3 0.816 1648.7 ±19 3059 ±15 46 6.1 0.34 286 176 103.5 0.64 0.2143 0.6 12.42 1.4 0.4205 1.2 0.886 2262.6 ±24 2938 ±10 23 7.1 -0.03 100 52 33.3 0.53 0.2181 0.8 11.61 1.7 0.3860 1.5 0.873 2104.3 ±26 2967 ±13 29 8.1 0.18 687 680 113.8 1.02 0.2035 0.6 5.40 1.3 0.1926 1.2 0.887 1135.5 ±12 2854 ±10 60 9.1 1.14 1062 664 155.6 0.65 0.1917 0.8 4.45 1.4 0.1685 1.2 0.831 1004.1 ±11 2757 ±13 64 9.2 12.74 2341 3701 307.0 1.63 0.1254 6.5 2.30 6.9 0.1332 2.3 0.332 806.3 ±17 2035 ±110 60 10.1 0.20 325 304 109.5 0.97 0.2134 0.5 11.52 1.3 0.3915 1.2 0.925 2129.9 ±22 2931 ±8.2 27 11.1 2.23 842 1149 121.1 1.41 0.1768 1.1 3.99 1.6 0.1637 1.2 0.724 977.1 ±11 2624 ± 19 63 12.1 0.00 268 146 133.8 0.56 0.2232 0.4 17.91 1.3 0.5820 1.3 0.945 2957.0 ±30 3004 ±7.0 2 13.1 1.05 543 300 153.6 0.57 0.2110 0.6 9.48 1.4 0.3259 1.2 0.881 1818.6 ±19 2913 ± 10 38 14.1 0.51 980 453 104.1 0.48 0.1823 0.6 3.09 1.3 0.1230 1.2 0.882 748.0 ±8.4 2674 ± 10 72 15.1 1.86 1783 1104 160.3 0.64 0.1730 1.0 2.45 1.6 0.1027 1.2 0.749 630.4 ±7.0 2587 ±17 76 16.1 0.92 537 547 110.9 1.05 0.2029 0.7 6.66 1.9 0.2380 1.7 0.922 1376.1 ±21 2850 ± 12 52 17.1 3.49 1282 628 275.1 0.51 0.1696 2.9 5.64 3.2 0.2411 1.3 0.405 1392.3 ±16 2553 ± 49 45 18.1 0.31 114 59 54.2 0.53 0.2210 0.8 16.85 2.4 0.5531 2.3 0.950 2838.2 ±53 2988 ± 12 5

表 2 东鞍山花岗岩(样品LD-01)SHRIMP锆石U-Pb定年数据 Table 2 SHRIMP zircon U-Pb data of the Donganshan granite(Sample LD-01)

19个测试点的不谐和度波动较大，波动范围在0~76%之间。靠近谐和线的5个数据点的不谐和度相对较小(≤5%)。通过谐和年龄图可以看出，样品受后期热事件影响较大，存在强烈的Pb丢失，分析点皆位于谐和线之下，且比较分散。选择5个不谐和度最小的数据点作图，得出上交点年龄为2998±45Ma(图 6a)，MSWD=3.7，再用这5个数据作加权平均年龄图，得出的加权平均年龄为2992±17Ma，MSWD=3.0(图 6b)。由于上交点年龄和加权平均年龄的MSWD值都偏大，因此取靠近谐和线的数据点12.1的年龄3004±7Ma作为岩石形成年龄更可信。东鞍山花岗岩的形成年龄大致为3.0Ga，与铁架山二长花岗岩的形成年龄(3.0Ga)相近。

图 6

Fig. 6

图 6 东鞍山花岗岩锆石U-Pb谐和图(a)和加权平均年龄图(b)Fig. 6 U-Pb concordia diagram(a) and weighted average ages diagram(b)of zircon for Donganshan granite

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 东鞍山花岗岩白云母40Ar/39Ar阶段升温加热分析数据 Table 3 The result of 40Ar/39Ar stepwise heating dating of muscovite from Donganshan granite T(℃) 40Ar (%) F 39Ar (×10-14mol) 39Ar(Cum.) (%) 年龄 (Ma) ±1σ (Ma) LD01白云母，W=25.12mg；J=0.004092 800 278.4030 0.0539 72.2796 0.0255 96.12 284.1495 0.10 0.66 1392 14 860 379.9884 0.0163 16.3856 0.0144 99.03 381.3563 0.39 3.13 1696 12 900 426.6133 0.0119 10.8103 0.0141 99.35 427.5725 0.49 6.25 1825 12 940 452.3575 0.0121 3.9834 0.0152 99.27 450.4968 0.67 10.56 1885 12 970 581.9606 0.0171 1.7331 0.0163 99.15 577.8214 0.95 16.67 2189 13 1000 669.9734 0.0087 3.8653 0.0147 99.66 669.7572 1.82 28.29 2380 13 1030 625.6160 0.0090 10.0320 0.0131 99.69 628.7358 0.47 34.26 2297 14 1070 710.2411 0.0123 19.7391 0.0142 99.69 719.4588 1.05 40.96 2475 14 1120 750.0936 0.0110 21.5534 0.0148 99.77 761.5817 1.12 48.10 2553 14 1170 755.7247 0.0076 17.9607 0.0150 99.87 765.8394 4.02 73.82 2560 14 1220 737.7002 0.0062 10.1473 0.0135 99.85 742.6547 3.85 98.45 2521 14 1270 724.4047 0.0105 32.6403 0.0113 99.89 743.1637 0.21 99.78 2522 16 1400 687.4548 0.2993 154.1280 0.0759 88.72 696.4404 0.03 100.00 2432 57 注：表中下标m代表样品中测定的同位素比值，总气体年龄为2403Ma，F指放射成因40Ar与K生成的39Ar的比值

表 3 东鞍山花岗岩白云母40Ar/39Ar阶段升温加热分析数据 Table 3 The result of 40Ar/39Ar stepwise heating dating of muscovite from Donganshan granite

对采自韧性剪切带附近的东鞍山花岗岩中进行白云母Ar-Ar同位素测年(表 3)。测定结果的年龄谱给出了一个2545±16Ma(包含57.5%的³⁹Ar)的坪年龄(图 7)。岩体的形成时间为3.0Ga，与坪年龄相差较大，而且东鞍山花岗岩的主体相中基本不含白云母，白云母仅分布于铁矿与花岗岩接触带附近(即韧性剪切带内)，所以白云母为构造成因。2545±16Ma代表了白云母的形成年龄，同样也是变形变质事件对东鞍山花岗岩热扰动时间。

图 7

Fig. 7

图 7 东鞍山花岗岩白云母Ar-Ar年龄谱图Fig. 7 The 40Ar/39Ar plateau ages of muscovite for Donganshan granite

本次研究分析5个样品，引用前人5个样品，共10个样品(表 4)。本人采集的样品主量元素分析结果显示，东鞍山花岗岩的SiO₂在73.3%~75.2%(平均值73.9%)，TiO₂=0.10%~0.19%，Al₂O₃=12.95%~14.15%，Fe₂O₃^T=1.67%~2.3%，MgO=0.34%~0.63%，CaO=0.13%~0.66%，K₂O=3.89%~4.79%，Na₂O=3.04%~3.91%。全碱(K₂O+Na₂O)=7.46%~7.94%，K₂O/Na₂O值主要在0.99~1.58之间，平均值为1.33，K₂O含量稍高于Na₂O。对10个样品进行投图，在SiO₂-K₂O图解上，所有样品都落入到高钾钙碱性系列之中(图 8a)。东鞍山花岗岩的A/CKN=1.10~1.40，所有样品都落入强过铝质花岗岩区，且所有分析点基本沿X:Y=1:1线分布(图 8b)。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 东鞍山花岗岩的主量元素(wt%)、稀土微量元素(×10-6)组成 Table 4 Major(wt%) and trace elements(×10-6)compositions for Donganshan granites 样品号 LD-01 HDA-1 HDA-2 HDA-3 YQ-13 *A9001 *A9003 *A9008 *A9009 *AT830 SiO2 74.00 73.60 73.60 73.30 75.20 74.24 75.37 75.05 74.48 72.95 TiO2 0.18 0.19 0.18 0.16 0.10 0.16 0.14 0.24 0.18 0.10 Al2O3 14.00 14.15 14.15 13.85 12.95 14.2 14.18 14.43 14.67 15.44 Fe2O3T 2.30 2.03 1.81 1.67 1.98 1.37 1.40 1.47 1.42 1.52 MnO 0.02 0.03 0.02 0.01 0.02 0.04 0.04 0.03 0.04 0.07 MgO 0.63 0.45 0.43 0.63 0.34 0.52 0.40 0.52 0.40 0.46 CaO 0.13 0.16 0.44 0.20 0.66 0.47 0.48 0.57 0.48 0.80 Na2O 3.24 3.06 3.91 3.04 3.46 3.65 3.29 3.66 3.82 4.60 K2O 4.44 4.40 3.89 4.79 4.48 3.65 3.76 3.68 3.38 3.85 P2O5 0.03 0.05 0.13 0.07 0.03 0.07 0.06 0.12 0.04 0.15 LOI 1.26 1.24 1.03 1.44 1.03 1.02 1.11 1.13 0.85 0.93 Total 100.23 99.36 99.59 99.16 100.25 99.39 100.23 100.9 99.76 100.87 Na2O+K2O 7.68 7.46 7.80 7.83 7.94 7.30 7.05 7.34 7.20 8.45 K2O/Na2O 1.37 1.44 0.99 1.58 1.29 1.00 1.14 1.01 0.88 0.84 A/CNK 1.35 1.40 1.24 1.31 1.10 1.31 1.37 1.31 1.36 1.17 La 33.10 47.40 43.30 41.90 27.00 31.38 40.77 60.35 31.05 Ce 54.4 71.2 67.4 67.7 43.4 48.75 67.2 100.1 52.29 Pr 4.83 6.57 5.86 5.73 3.99 5.41 7.17 9.83 5.81 Nd 14.9 19.8 17.3 16.9 12.3 13.61 19.72 27.27 14.78 Sm 2.16 3.78 2.54 2.71 1.85 2.53 3.47 3.81 3.06 Eu 0.42 0.42 0.46 0.43 0.41 0.43 0.48 0.62 0.46 Gd 1.40 2.14 1.81 1.79 1.14 2.02 2.69 2.63 2.32 Tb 0.16 0.41 0.29 0.24 0.15 <0.3 <0.3 <0.3 <0.3 Dy 0.75 2.18 1.41 1.15 0.76 0.97 1.33 1.33 1.31 Ho 0.13 0.46 0.29 0.23 0.13 0.18 0.21 0.26 0.27 Er 0.33 1.36 0.87 0.61 0.32 0.53 0.75 0.79 0.78 Tm 0.06 0.19 0.13 0.1 0.04 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Yb 0.35 0.97 0.84 0.68 0.28 0.48 0.56 0.46 0.7 Lu 0.05 0.17 0.1 0.08 0.04 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Y 4.60 13 8.6 6.3 3.8 4.61 5.62 5.7 0.14 Rb 194 201 148 190 128 141 163 124 Sr 90.1 81.9 134 101.5 126.5 114 70 134 Ba 940 1170 1170 1270 1175 804 982 1259 U 3.75 6.88 4.53 8.58 2.42 Th 18.15 22.3 20.7 21.8 18.7 20 26 22 Nb 9.2 7.2 7.9 6.6 2.6 5 10 5 Ta 0.6 0.7 0.7 0.6 0.3 Zr 106 154 145 137 96 104 118 132 Cr 20 10 20 20 20 16 7 10 V 11 15 9 9 5 Sc 3.5 2 2 2 2.2 Hf 3.2 3.9 4.1 3.6 2.8 ∑REE 113.0 157.1 142.6 140.3 91.81 L/H 34.0 18.9 23.8 27.7 31.1 Eu/Eu* 0.74 0.45 0.66 0.60 0.86 (La/Yb)N 63.8 33.0 34.8 41.5 65.0 (La/Sm)N 9.64 7.89 10.72 9.73 9.18 (Ho/Yb)N 1.12 1.39 1 0.98 1.35 注：*为引用前人样品，其中AT830钟富道(1984)，其余4个万渝生等(1998)

表 4 东鞍山花岗岩的主量元素(wt%)、稀土微量元素(×10-6)组成 Table 4 Major(wt%) and trace elements(×10-6)compositions for Donganshan granites

图 8

Fig. 8

图 8 东鞍山花岗岩SiO2-K2O图解(a)和A/CNK-A/NK图解(b)Fig. 8 SiO-K2O(a) and A/CNK-A/NK(b)plots of the Donganshan granite

东鞍山花岗岩的稀土元素总量在113×10^-6~157×10^-6之间，Eu/Eu^*=0.45~0.74，具有较不明显的负Eu异常。(La/Yb)_N=33.0~63.8，(La/Sm)_N=7.89~10.7，轻重稀土分馏明显，富集轻稀土，亏损重稀土。在稀土元素配分图上(图 9a)，曲线呈明显的右倾趋势，在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 9b)可以看出，东鞍山花岗岩强烈亏损Nb、P、Ti、Sr，富集大离子亲石元素Rb、K、Nd和高场强元素Th、U，具有较低的Sr(<400×10^-6)、 Yb(<2×10^-6)和Y(<18×10^-6)。HREE平坦分布，(Ho/Yb)_N=0.98~1.39，平均值为1.17。

图 9

Fig. 9

图 9 东鞍山花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(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 Mc Donough，1989)Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns(a，normalization values after Boynton，1984) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)of Donganshan granite

东鞍山花岗岩具有高SiO₂和低MgO的特征，K₂O含量大于Na₂O含量，轻稀土富集，重稀土强烈亏损，强烈亏损Nb、P、Ti、Sr，富集大离子亲石元素Rb、K、Nd和高场强元素Th、U。根据(La/Yb)_N-Yb_N图解(图 10)，样品落入石英榴辉岩、含石英角闪岩和角闪岩区，说明东鞍山花岗岩的岩浆来源于基性岩的部分熔融。样品的HREE平坦分布，(Ho/Yb)_N=0.98~1.39，平均值为1.17，Ho_N与Yb_N大体相当，说明残留相中有角闪石存在；低Y和HREE说明有残留相中可能有石榴子石；低Sr和负Eu异常表明有残留物中有斜长石存在。中酸性岩浆岩的Sr和Yb(以及Sr/Y和Sr/Yb比值)是岩浆形成的压力一个重要指标(张旗等，2006)。低Sr、Yb、Y的特征表明，东鞍山花岗岩形成于中高压(0.8~1.5GPa)条件下，源岩可能为石榴麻粒岩或角闪石榴麻粒岩，大体相当于中压麻粒岩相的温压条件，残留相可能由石榴石+辉石+角闪石+斜长石组成(张旗等，2006)。万渝生等(1998)也对鞍山-本溪地区的中太古代花岗岩的岩石地球化学特征进行过详细的对比，认为东鞍山花岗岩与立山奥长花岗岩相比演化程度更高，而且两者没有物源上的成因关系。将东鞍山花岗岩和鞍山地区其他的3.0Ga花岗岩的ε_Nd值进行对比，东鞍山花岗岩不仅与立山花岗岩没有物源上的联系，也不能与该区任何已知的更古老岩石联系在一起(万渝生等，1998)，即东鞍山花岗岩的源岩并不是已知的鞍本地区的任何一种岩石。

图 10

Fig. 10

图 10 东鞍山花岗岩的(La/Yb)N-(Yb)N图解(据江博明和张宗清，1985)图中UM代表上地慢，CFB代表大陆溢流玄武岩.虚线表示玄武质成分的不同源区的熔融趋势(假设Yb具有12×球粒陨石丰度)，箭头表示La/Yb比值富集和Yb亏损的理论极限值(在熔融程度为0时)Fig. 10(La/Yb)N-(Yb)N diagram of Donganshan granite(modified after Jiang and Zhang， 1985)

鞍山-本溪地区的3.0Ga左右的花岗岩有铁架山二长花岗岩、东鞍山花岗岩以及弓长岭片麻状花岗岩(图 1)。三者基本在同一时期形成，那么它们之间的关系是什么样的呢？

5.2.1 野外接触关系

三者之中，铁架山二长花岗岩的出露面积最大、范围最广，它从鞍山市附近向东一直延伸到弓长岭附近(Wan et al., 2015)。东鞍山花岗岩位于铁架山二长花岗岩南侧2km左右处，两者之间隔有一条绿岩带，未见直接接触。弓长岭片麻状花岗岩位于弓长岭绿岩带的西侧，仅有少量残留以包体形式存在于2.5Ga的齐大山花岗岩之中，与铁架山二长花岗岩的接触关系不明。 5.2.2 岩石地球化学特征对比

本人收集的地球化学数据有：东鞍山花岗岩10个样品(5个为本文样品; 1个钟富道，1984；4个万渝生等，1998)，弓长岭片麻状花岗岩15个(刘大为，2011)，铁架山二长花岗岩10个(殷小艳，2006; 万渝生等，2007)。因为前人已经对这些样品特点进行过详细描述，所以在此不再描述，而是取三种花岗岩数据的平均值进行对比，然后用DA、TJ、GC分别代表东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩。

从主量元素上来看(表 5)，SiO₂含量DA(74.18%)>TJ(73.16%)>GC(72.63%)，但是相差不大，三者都有较高的SiO₂含量(>72.5%)，全碱TJ(8.49%)>GC(8.28%)>DA(7.6%)，K₂O/Na₂O值TJ(1.75)>DA(1.13)>GC(1.07)。铁架山有最高的 K₂O含量，和最低的Na₂O含量，K₂O明显大于Na₂O；东鞍山花岗岩K₂O含量也大于Na₂O含量，但是差值较小；弓长岭片麻状花岗岩的K₂O和Na₂O含量相近。三种花岗岩都具有高Si、高Al、富碱等特征。从A/CNK值上来看：DA(1.29)>GC(1.13)>TJ(1.04)，三者全部为过铝质花岗岩，东鞍山花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩为强过铝质，铁架山二长花岗岩为弱过铝质。

表 5

Table 5

表 5(Table 5)

表 5 东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩主量元素平均值(wt%) Table 5 Average of major compositions for Donganshan granites，Tiejiashan adamellite and Gongchangling gneissic granite(wt%) 岩体 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3T MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total K2O+ Na2O K2O/ Na2O A/CNK DA 74.18 0.16 14.20 1.70 0.03 0.48 0.44 3.57 4.03 0.08 1.10 99.97 8.49 1.13 1.29 TJ 73.16 0.24 13.35 2.36 0.05 0.40 1.07 3.09 5.40 0.58 0.87 100.57 7.60 1.75 1.07 GC 72.63 0.12 14.16 1.49 0.03 0.81 0.74 4.00 4.28 0.04 1.17 99.38 8.28 1.04 1.13 注：DA-东鞍山花岗岩;TJ-东鞍山花岗岩; GC-弓长岭片麻状花岗岩;后表同

表 5 东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩主量元素平均值(wt%) Table 5 Average of major compositions for Donganshan granites，Tiejiashan adamellite and Gongchangling gneissic granite(wt%)

从痕量元素特征上来看(表 6)，铁架山二长花岗岩的稀土元素总含量 明显高于其他两者。在稀土元素球粒陨石标 准化蛛网图上(图 11a)，三种花岗岩的稀土曲线都是右倾，轻重稀土分异明显，且都有负Eu异常。但是弓长岭片麻状花岗岩的重稀土曲线明显比另两个要平缓，显示重稀土分馏不明显。这说明铁架山二长花岗岩的成熟度要高于另外两个岩体。从微量元素原始地幔标准化蛛网图上来看(图 11b)，铁架山二长花岗岩比其它两者更富集Th，且有明显的Zr负异常，东鞍山花岗岩和弓长岭片麻状花岗岩的则基本无Zr负异常。总体上来说，东鞍山花岗岩与弓长岭片麻状花岗岩的微量元素曲线比较相近，但也有差别，比如弓长岭片麻状花岗岩的Y、Yb、Lu明显高于东鞍山花岗岩。虽然三个地区的花岗岩形成时代基本一致，但是三者的稀土微量特征都有较大差异，属于三个相对独立的岩体。

表 6

Table 6

表 6(Table 6)

表 6 东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩稀土元素和微量元素平均值(×10-6) Table 6 Average of REE and trace elements compositions for the Donganshan granites(×10-6) 岩体 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ∑REE L/H Eu/Eu* DA 38.54 60.82 5.40 16.24 2.61 0.43 1.66 0.25 1.25 0.25 0.70 0.10 0.62 0.09 129.0 25.21 0.63 TJ 120.4 210.3 21.42 71.44 14.61 1.05 13.23 1.80 9.31 1.68 4.03 0.48 2.74 0.39 473.0 13.05 0.23 GC 27.01 51.65 4.71 15.85 2.99 0.46 2.82 0.55 3.33 0.69 2.18 0.39 2.59 0.39 115.6 7.93 0.48 岩体 (La/Yb)N (La/Sm)N (Ho/Yb)N Ba Rb Sr Zr Nb Cr Y Cs Ta Hf V U Th DA 41.9 9.29 1.17 1145 172 107 128 7 18 7.3 1.41 0.58 3.52 9.80 5.23 20 TJ 29.6 5.18 1.78 840 188 83 212 17 28 41.1 — 2.19 5.65 — — 81 GC 7.03 5.68 0.78 360 224 38 135 26 8 — — 4.90 4.16 10.27 11.33 22

表 6 东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩稀土元素和微量元素平均值(×10-6) Table 6 Average of REE and trace elements compositions for the Donganshan granites(×10-6)

图 11

Fig. 11

图 11 鞍山-本溪地区3.0Ga花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(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. 11 Chondrite-normalized REE patterns(a，normalization values after Boynton，1984) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)of 3.0Ga granite in Anshan-Benxi area

(La/Yb)_N-(Yb)_N图解的投图结果表明东鞍山花岗岩的岩浆可能起源于基性岩的部分熔融，而铁架山二长花岗岩的则显示其既有来自角闪岩的部分熔融，也有来自陆壳物质熔融的特征(伍家善等，1998)。从Nd同位素分析结果(表 7)来看，鞍本地区三个3.0Ga岩体的模式年龄和ε_Nd都有较大差别，说明它们有不同的源区。他们的模式年龄平均值大小顺序为：TJ(t_DM=3.62Ga)>GC(t_DM=3.33Ga)>DA(t_DM=3.13Ga)，说明铁架山二长花岗岩的源岩最早从地幔中分离出来，在地壳停留时间最长，其次是弓长岭片麻状花岗岩的源岩，而东鞍山花岗岩的源岩最新，在地壳停留时间最短(伍家善等，1998)。

表 7

Table 7

表 7(Table 7)

表 7 鞍山-本溪地区3.0Ga花岗岩的tDM和εNd值(数据皆万渝生等，1998) Table 7 The tDM and εNd of 3.0Ga granite in Anshan-Benxi area(data after Wan et al., 1998) 岩体 tDM变化 范围(Ga) tDM平均值 (Ga) εNd(3.0Ga) 变化范围 εNd(3.0Ga) 平均值 DA 3.04~3.19Ga 3.13 0.26~2.72 1.26 TJ 3.55~3.70Ga 3.62 -4.99~-3.85 -4.51 GC 3.33Ga 3.33 -2.58 -2.58

表 7 鞍山-本溪地区3.0Ga花岗岩的tDM和εNd值(数据皆万渝生等，1998) Table 7 The tDM and εNd of 3.0Ga granite in Anshan-Benxi area(data after Wan et al., 1998)

鞍山-本溪地区的太古宙花岗岩与绿岩带共同构成该地区的太古宙基底，其中绿岩带以相对零散的带状围绕在更古老的花岗岩周围，或者成包体状产出于25亿年的齐大山花岗岩之中。这种分布模式与Aldan地盾的中阿尔丹超地体的高级区与绿岩带分布模式(图 12)相类似：高级片麻岩成穹窿状产出，穹窿外围绕的带状分布的绿岩带(杨振升等，2008; 翟明国，2012)。只是发育在鞍山-本溪地区的穹窿规模要小很多。东鞍山花岗岩与铁架山花岗岩的界线在西鞍山-大孤山一带，由于有绿岩带和后期盖层的存在，接触关系不可见，而弓长岭片麻状花岗岩如今只有少量的残留体出露在齐大山花岗岩之中，岩体的主体和界线已被破坏殆尽。虽然花岗岩穹窿被后期岩浆强烈破坏，尤其是核部的花岗岩，有些只有少量的残余。但是穹窿翼部的绿岩带保存相对较好，现在还可以见到连续的或断续的露头成带状分布，将这些绿岩带连接起来，可以形成一个较完整的“环”，“环”内的范围就是穹窿核部的花岗岩的大致范围。绿岩带中的BIF具有较高的磁异常，因此现如今的磁异常带的分布范围和形态，大致相当于绿岩带的分布范围和形态。根据磁异常分布规律，结合区域地表地质特征，鞍山-本溪地区大致可以识别出三个穹窿构造，分别是：铁架山穹窿、东鞍山穹窿和弓长岭穹窿(图 13)。三个穹窿之间的绿岩带基本都是细长的带状，褶皱样式以紧闭同斜褶皱为主，穹窿群范围之外的张台子、歪头山-北台、南芬等地区绿岩的出露形态则主要是相对较宽带状或面状，其褶皱样式也是以相对宽缓的向斜为主，而绿岩带中的BIF形成于海水热液混合环境(李志红等，2008; 代堰锫等，2013)，这说明在三个穹窿之间的可能是小型海盆，而穹窿群外则是面积相对较大的海洋。万渝生等(2001)认为，鞍山地区不同时代、不同成因的太古宙花岗岩空间上共存是该区长期地质演化的结果，而不是后期构造作用把它们拼合到一起的。三个穹窿之间狭长的海盆也暗示这三个穹窿原本可能是一个整体，只是受到后期构造作用发生裂解，并在裂解形成的海盆中沉积了一套火山-沉积建造，裂解拉分的距离可能并不远。

图 12

Fig. 12

图 12 俄罗斯Aldan地盾高级区与绿岩带分布图(据翟明国，2012)Fig. 12 Distribution of high grade terrain and greenstone belt of Aldan shield in Russia(after Zhai，2012)

图 13

Fig. 13

图 13 鞍山-本溪地区微陆核分布图Fig. 13 Distribution of microcontinent in Anshan-Benxi area

太古宙的高级变质岩呈面状分布，这种分布模式与板块构造的变质带分布有较大差异(翟明国，2012)。板块构造的变质带有规律的分布在板块的边缘：高压低温带分布在俯冲洋片的一侧；高温低压带分布在仰冲陆壳一侧，即所谓的双变质带。而且绿岩带与洋壳的组成和结构相差甚远(Hamilton，1998; 张旗和翟明国，2012)，因此，花岗-绿岩带极有可能形成于有别于板块构造环境的另一种环境(张旗和翟明国，2012; 翟明国，2012)。太古宙华北地台这种多个微陆核呈面状分布的构造格局有可能是受到地幔柱构造机制控制。高温的幔源镁铁质岩浆呈岩床形式侵入于下地壳或地壳底部，并使上覆地壳物质发生部分熔融形成花岗质岩浆(郑培玺，2009; Yang et al., 2008)。由于源岩的不同，部分熔融形成的岩浆也有一定差异，最终形成了同时期的三个相对独立的岩体。 5.4 小型洋盆闭合时间

海盆的闭合时间在BIF铁矿形成(25.5亿年)之后。~2.5Ga是太古宙华北克拉通岩浆活动最活跃的时期之一，这一时期的岩石记录在华北克拉通广泛存在，这些岩石占整个太古代出露基底的85%，主要为TTG质片麻岩、壳源花岗岩以及少量的表壳岩石(第五春荣等，2012; Zhai et al., 2005)。对于~2.5Ga事件的性质，一些学者认为该事件代表一些微古陆块聚合成为统一的华北克拉通(Wan et al., 2012a; Zhai et al., 2005)。鞍山-本溪地区也发育2.5Ga的花岗岩(2.5Ga的齐大山花岗岩)，且这一期花岗岩是区内出露最广的太古宙岩体，再根据东鞍山花岗岩的Ar-Ar同位素年龄，在2545±16Ma应该有一期构造事件对东鞍山花岗岩产生了热扰动。25亿年左右的构造热事件广泛发育在华北地台之上，因此华北地台的绿岩带中普遍保留有这一期构造热事件的痕迹(万渝生等，2012)，鞍山-本溪地区绿岩带中同样也有这一期热事件的记录。南芬矿区中有2485Ma的变质锆石和2480Ma的热液锆石(代堰锫等，2013; Zhu et al., 2015)，陈台沟钻孔中的绿泥石英片岩有2496Ma的变质锆石(代堰锫等，2013)。因此推测东鞍山花岗岩中白云母Ar-Ar同位素年龄代表了东鞍山花岗岩的变质变形年龄，同样也是洋盆闭合的时间，而这些可能与25亿年左右的华北地台拼合事件有关。鞍山-本溪地区绿岩带的褶皱轴总体走向大致为北西-南东向，因此洋盆应该是受到了北东-南西方向的挤压力才发生闭合。 6 结论

(1)东鞍山花岗岩大致形成于3.0Ga，与铁架山二长花岗岩、弓长岭片麻状花岗岩形成年龄极其接近。

(2)东鞍山花岗岩的岩浆来自于基性岩的部分熔融，残留相可能由石榴石+辉石+角闪石+斜长石组成。

(3)东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩和弓长岭片麻状花岗岩的主量元素、稀土微量以及Nd同位素特征都有一定的差异，它们是三个相对独立的岩体。

(4)东鞍山花岗岩、铁架山二长花岗岩和弓长岭片麻状花岗岩最初应该是在一个陆块之上，在25.5亿年左右这个块体裂解成三个子陆块，子陆块之间存在古老的小型海盆，小型洋盆闭合时间大致为2545±16Ma。