吉东南新太古代晚期片麻岩类的时代、成因及其对早期地壳形成演化的制约
2018-05-26王朝阳李艳广靳梦琪
王朝阳，孟 恩，李 壮，李艳广，靳梦琪
1.中国地质科学院地质研究所，北京 1000372.中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 1022493.中国地质调查局西安地质调查中心，西安 710054
0 引言
近几十年来，国内外有关早前寒武纪地质的大量研究成果显示，在当前已知大陆地壳的物质组成中，其总量的75%以上被早前寒武纪变质基底所占据[1-3]，而以英云闪长质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和花岗闪长质片麻岩(简称为TTG片麻岩)为主体的早前寒武纪花岗质片麻岩类岩石更是占据变质基底的80%以上[2,4]；并且研究认为太古宙是地球早期大陆地壳生长的主要时期，其70%以上的大陆地壳在太古宙末期已经形成，太古宙之后地壳再循环过程逐渐占据主导地位[5]。此外，最近越来越多的证据表明，板块构造极有可能在太古宙就已经启动[6-13]。例如：Santosh等[9]在南印度的库格陆块(Coorg Block)中识别出与现代板块构造机制相类似的、与弧岩浆作用相关的中太古代岩石；Belousova等[5]通过研究也认为新生大陆地壳的产生是一个持续的过程，并且其主体也应形成于2.5 Ga之前；而且越来越多的具有岛弧地球化学属性的中—新太古代变质火山岩组合在世界各大古老克拉通被发现[12,14-21]。由此可见，作为早期克拉通基底最主要组成部分的花岗质片麻岩类必然保留了早期地壳特征的原始信息，这就成为深化理解地球早期大陆地壳形成演化过程和壳幔动力学机制的关键所在。
华北克拉通作为中国境内规模最大的、早前寒武纪构造-岩浆-变质事件记录最齐全的、发育有最老可达3.8 Ga左右岩石或锆石的古老克拉通[22-23]，成为解决上述关键科学问题的天然实验室[14-15,24-27]。最新研究结果显示，华北克拉通是由东部和西部陆块沿其间的中部造山带[26，28](晋豫活动带[29])于1.85 Ga左右碰撞拼贴形成[30-33]；而且总体上认为西部陆块是由北部的阴山地块和南部的鄂尔多斯地块沿其间的古元古代孔兹岩带[34](或内蒙缝合带[35]或丰镇活动带[29])于1.95 Ga左右碰撞-拼贴而成[36-37]，东部陆块则由龙岗地块(或燕辽地块[35])和狼林地块沿中间的胶—辽—吉古元古代活动带[34]或辽吉活动带[27]碰撞拼贴而成。而对于华北克拉通基底构造属性及形成演化的大量研究结果表明，与世界其他古老克拉通对比，华北克拉通尤其是东部陆块最显著的特点就是以发育强烈的、多期次的新太古代构造-热事件为典型特征[12-13,15,27,34,38-39]，这也成为研究华北克拉通太古宙末期地壳生长和演化并探索地球动力学机制转变的重要载体。
近年来，中外地质学家对华北克拉通东部陆块的太古宙结晶基底开展了大量野外地质、岩石学、变质地质学、地球化学和年代学工作，并初步构建了东部陆块早前寒武纪地质年代学格架[12,17-18,34,38,40]，但人们对东部陆块太古宙末期的地壳生长阶段和方式仍然存在较大的争议，目前主要存在地幔柱[34,39,41-44]和岩浆弧[9,27,45]两种观点。最近，在东部陆块一个大规模的新太古代晚期的洋内弧体系被识别出来[12,14-16]，尽管前人已经对该弧体系内特定岩石单元开展了一些年代学和地球化学方面的研究工作，但这对东部陆块地壳生长机制的确定还远远不够；尤其是对作为东部陆块最东北缘的吉林省南部地区的早前寒武纪研究更是薄弱，这主要是由于该区域受到了广泛的植被覆盖以及野外露头风化严重等因素的影响[46-49]。基于此，本文通过对吉林省东南部通化地区基底花岗质片麻岩类系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、元素和Lu-Hf同位素地球化学等相关研究，并结合区域地质资料对这些花岗质片麻岩类的时代、成因及形成环境进行讨论，并对区域早期地壳形成演化机制和动力学背景给出制约。
1 地质背景与样品描述
据文献[25]修编。图1 华北克拉通构造划分及研究区位置图Fig.1 Tectonic subdivision of the North China craton
在大地构造位置上，吉林省东南部位于华北克拉通东部陆块的东北缘(图1)，北部与西拉木伦河—长春—延吉一线与兴—蒙造山带相邻，东接朝鲜半岛，南部毗邻辽东半岛。东部陆块主要由辽北—吉南太古宙杂岩(龙岗地块)、辽南—狼林太古宙杂岩(狼林地块)及其间的胶—辽—吉古元古代活动带构成。本文研究区通化市西部和西北部即处于胶—辽—吉古元古代活动带北段的中部与龙岗地块的复合交接部位[25-27,29,50-52](图1)。研究区内主要由太古宙杂岩和胶—辽—吉活动带北段内部的古元古代变质表壳岩系和花岗质岩石等组成，并零星出露少量古元古代变质基性岩类，其上广泛发育有显生宙沉积岩，以及中—新生代岩浆岩[46]。其中，太古宙基底主要分布在通化、靖宇、宽甸、夹皮沟及和龙等地区，出露面积大于7 000 km2，岩石类型主要包括花岗质片麻岩、弱片麻理化的钾质花岗岩及少量的紫苏花岗岩和变质表壳岩系[46,53-54]；并且这些表壳岩普遍遭受了绿片岩相-低角闪岩相变质作用的改造[54-58]，多呈层状或以透镜体的形式赋存于花岗质片麻岩中[56-59]。而出露于胶—辽—吉活动带北段的古元古代变质表壳岩系(如集安群和老岭群[46,60-61])主要由变火山岩和变沉积岩序列组成，最新研究结果显示其原岩沉积作用于2.03～1.90 Ga[62-64]，并且二者内部均有花岗质岩体的侵入。这些花岗质岩石以及二长花岗质片麻岩主要侵位于2.19～2.14 Ga，并且遭受了约1.91 Ga变质作用的影响，此外一些斑状二长花岗质片麻岩和碱性正长岩侵位于1.88～1.84 Ga[65]。
前人研究认为，研究区基底花岗质片麻岩类原岩应形成于2.5 Ga左右，并具有2.8～2.7 Ga的Nd模式年龄[66-67]，但根据最新的年代学研究结果显示，研究区外围的夹皮沟、和龙及白山地区的基底岩石主要形成于2 654～2 688 Ma和2 524～2 588 Ma两个阶段，前者代表和龙地区变质表壳岩系的形成时代，而后者则代表夹皮沟和白山地区变质表壳岩主体以及区域内花岗质片麻岩的年龄，并且它们都记录了2 490～2 510 Ma的变质作用[47-49,68]。然而，对本文研究区通化市西部和西北部出露的花岗质片麻岩类还缺乏岩石学、年代学和成因等方面的系统研究。因此，本文重点对研究区这些花岗质片麻岩类进行系统的野外地质调研和代表性岩石样品的室内综合研究。所采集的样品主要为二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩、英云闪长质片麻岩、石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长质片麻岩。具体的采样位置如图2所示，样品野外及镜下特征如图3和图4所示。
据文献[46]修编。图2 吉林省东南部通化地区地质简图及采样位置Fig.2 Geological sketch map of Tonghua area in southeast Jilin Province
a、b. 二长花岗质片麻岩；c. 奥长花岗质片麻岩；d. 英云闪长质片麻岩；e. 石英二长闪长质片麻岩；f、g. 花岗闪长质片麻岩；h. 奥长花岗质片麻岩样品中的暗色微粒包体(MME)。图3 吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩类的野外产状Fig.3 Field photographs of the representative samples for granitic gneiss from Tonghua area in southeast Jilin Province
二长花岗质片麻岩岩石样品新鲜面为浅灰色—肉红色，中—细粒粒状结构，片麻状构造(图3a，b)。主要矿物组成为斜长石(30%～35%)、微斜长石(18%～22%)、钾长石(8%～12%)、石英(30%～35%)、黑云母(<5%)；副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿。其中：斜长石粒度2～4 mm，发育聚片双晶；微斜长石粒度为1～4 mm，可见格子双晶；钾长石粒度为2 mm；石英粒度为2～4 mm；黑云母粒度较小，呈细小的纤维状充填在长石矿物之间(图4a，b)。
奥长花岗质片麻岩岩石样品新鲜面为灰白色，中粒粒状结构，片麻状构造(图3c)。主要矿物组成为斜长石(62%～65%)、石英(28%～32%)、黑云母和角闪石(二者之和为5%～8%)；副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿和榍石。其中：斜长石粒度为3～4 mm，表面较为浑浊；石英的粒度为1～4 mm，呈浅灰色-淡黄色；黑云母和角闪石粒度较小，零星地充填于斜长石中(图4c，d)。
英云闪长质片麻岩岩石样品新鲜面呈浅灰色，中—粗粒粒状结构，片麻状构造(图3d)。主要矿物组成为斜长石(55%～58%)、石英(26%～30%)、钾长石(2%～4%)、黑云母(7%～12%)、角闪石(0～3%)；副矿物有锆石和磷灰石。其中：斜长石粒度较大，最大可达6 mm，部分可见聚片双晶；石英粒度为2～3 mm，表面较为干净；钾长石粒度为1～2 mm；黑云母呈片状或簌状，棕褐色，粒度为1 mm左右；角闪石粒度较小，为0.1 mm左右，与黑云母相伴生(图4e)。
石英二长闪长质片麻岩岩石样品新鲜面为灰色—肉红色，中—粗粒粒状结构，片麻状构造(图3e)。主要矿物组成为斜长石(38%～44%)、微斜长石(16%～24%)、石英(10%～12%)、黑云母(12%～18%)、角闪石(6%～8%)；副矿物可见磁铁矿。其中：斜长石粒度为3～5 mm，表面较为浑浊；微斜长石粒度为3～4 mm，可见格子双晶；石英粒度为1～3 mm，表面较为干净；黑云母呈片状，浅绿色—深褐色，部分发生绿泥石化和绿帘石化，粒度为0.5～2.0 mm；角闪石与黑云母相伴生，粒度为0.1～0.3 mm(图4f)。
花岗闪长质片麻岩岩石新鲜面为灰黑色—暗黑色，细粒到中—粗粒粒状结构，片麻状构造(图3f，g)。主要矿物组成为斜长石(46%～50%)、石英(23%～28%)、钾长石(4%～8%)、黑云母(5%～10%)、角闪石(5%～10%)；副矿物可见锆石、磷灰石、磁铁矿和榍石(体积分数小于5 %)。其中：斜长石粒度为1～5 mm，部分可见聚片双晶；石英粒度为1～3 mm，半自形粒状结构；钾长石粒度为1～3 mm；黑云母呈浅绿色—褐色，部分发生绿泥石化蚀变，粒度为1～2 mm；角闪石主要有两种，一种呈粒状，粒度为2～3 mm，另一种呈碎斑状，与黑云母相伴生(图4g，h)。
2 分析方法
2.1 锆石U-Pb定年
本文所选样品在河北省廊坊区域地质调查研究所进行粉碎，并利用浮选以及电磁选方法进行分选；在双目镜下将晶形完好且具有代表性的锆石颗粒挑出并粘贴在环氧树脂表面，打磨抛光后进行透射光和反射光图像采集。锆石阴极发光(CL)图像在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心采用GATAN公司Chroma阴极发光探头的HTACHI S-3000N扫描电镜上采集；之后在西安地质调查中心实验室进行锆石LA-ICP-MS U-Pb原位定年及微区微量、稀土元素成分分析。测试仪器为Agilent 7500a型激光等离子质谱仪和 Newwave UP 213激光剥蚀系统。实验过程中氦气作为剥蚀物质载气，频率为5 Hz，激光波长为193 μm，激光束斑直径为30 μm，预剥蚀时间和剥蚀时间分别为5 s和45 s。计算年龄时以国际标准锆石91500为外标进行同位素比值校正，以标准锆石TEMORA为监控盲样；元素质量分数以国际标样NIST 612为外标，29Si为内标。测试结果通过GLITTER 4.4.1软件计算得出，实验获得的数据采用Andersen方法进行同位素比值的校正[69]以扣除普通Pb的影响，谐和图的绘制采用IOSPLOT 3.0完成[70]。详细的实验分析步骤和数据处理方法见文献[71-72]。所给定的同位素比值和年龄的误差均在1σ水平。锆石U-Pb定年结果列于表1。
2.2 地球化学分析方法
在详细的岩相学研究基础上，本文共选取18件代表性花岗质片麻岩类样品进行全岩地球化学分析。相关测试工作均在北京国家地质测试分析中心完成。其中，全岩主量元素是用X荧光光谱法(XRF)测定，所用仪器为日本理学3080，误差<0.5%；微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb也是用X荧光光谱法完成，所用仪器为Rigaku-2100，Ba误差=5.0%，其他元素误差<3.0%；稀土元素及V、Cr、Ni、Co、Cu、Pb、U、Th、Ta和Hf用TJA-PQ-ExCell 等离子体光质谱仪分析完成，误差<5.0%。分析结果列于表2。
2.3 锆石Lu-Hf同位素分析方法
锆石Hf同位素分析利用中国地质调查局西安地质调查中心实验室的激光剥蚀多接受等离子质谱(LA-MC-ICP-MS)完成测试。其中，激光剥蚀型号为New Wave 公司生产的UP 213型固体激光剥蚀系统，MC-ICP-MS型号为Thermo Fisher 公司生产的Neptune Plus。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，将剥蚀物质从激光探测传送到MC-ICP-MS之前与Ar混合，形成混合气。剥蚀直径采用40 μm，激光脉冲频率为8 Hz，信号采集次数200，采集时间1min左右。仪器的测试条件及详细分析流程见参考文献[73-74]。分析点与U-Pb定年分析点为同一位置或其附近或在其完整晶形对应的另一侧。在本次测试中，锆石GJ1被用作参考标准，测试的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282 008±0.000 027(2σ，n=20)，这与Elhlou报道的176Hf/177Hf=0.282 013±0.000 019(2σ)在误差范围内一致[75]。176Lu的衰变常数采用1.865×10-11a-1[76]，εHf(t)值的计算采用文献[77]推荐的球粒陨石Hf同位素值：176Hf/177Hf=0.033 2，176Hf/177Hf=0.282 772。Hf模式年龄采用现代亏损地幔的比值：176Lu/177Hf=0.038 4，176Hf/177Hf=0.283 25[78]、平均地壳的176Lu/177Hf值为0.015[79]，分析结果列于表3。
3 分析结果
3.1 年代学
本文选取研究区内具有代表性的6件基底花岗质片麻岩类样品进行锆石CL图像采集和U-Pb年代学测试，并对部分样品进行了锆石原位Lu-Hf同位素分析测试。样品采集点以及部分锆石的阴极发光(CL)图像分别见图2和图5。此外，锆石U-Pb定年结果及其原位Lu-Hf同位素分析结果分别见图6、图7、表1和表3。
二长花岗质片麻岩(JL01-1) 样品中锆石多呈半自形—他形柱状、粒状或椭圆状，粒径为100～220m。CL图像显示，锆石主要可以分为灰黑色无明显内部结构、具有生长环带和发育弱环带核与亮白边3种(图5a)。痕量元素分析结果显示，灰黑色均质和第3种锆石亮白边(如测点01—02、04—06、08、17—20、22、25、27、29)的Th/U值变化较大(0.01～0.76，主体< 0.32)，而且后者与其核部边界模糊呈不规则状，暗示其可能具有变质成因特征[80-81]；而发育环带的单颗粒锆石或核部(如测点03、07、09—16、21、23—24、26、28、30)则具有相对较高的Th/U值(0.25～2.78)，暗示其具有岩浆成因特点[82-83]。锆石U-Pb定年结果显示，除部分异常点外(如测点01、14)，28个测点的207Pb/206Pb年龄值为2 467～2 630 Ma(图6a)。其中，位于谐和图下部的13个变质锆石测点的207Pb/206Pb年龄值为2 467～2 527 Ma，加权平均年龄为(2 499±11)Ma(MSWD = 0.87)；而其余所有岩浆锆石中最年轻的3个测点的加权平均年龄为(2 550±26)Ma (MSWD = 0.076)，暗示该二长花岗质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 550 Ma，并可能遭受2 499 Ma变质作用的改造。此外，样品中还存在加权平均年龄为(2 597±12)Ma(n=12，MSWD=0.28)的捕获锆石。
英云闪长质片麻岩(JL01-2) 样品中锆石多呈半自形—自形纺锤状或长柱状，粒径为100～220m(图5b)。CL图像显示，锆石类型复杂，大体可划分为3类：第1类为灰黑色或浅灰色无明显内部结构；第2类呈浅灰色均质发育震荡生长环带；第3类锆石可见亮白色核与浅灰色边，其中大部分核部可见弱成分环带(图5b)。痕量元素分析结果显示：第1类和第3类锆石的边部(如测点04、15、21、23—24、28)具有相对较低的Th/U值(0.00～0.50)，暗示其变质成因特征[80-81]；而第2类锆石和第3类锆石的核部(如测点01—03、05—14、16—20、22、25—27、29—30)则具有相对较高的Th/U值(0.34～0.80)，暗示其岩浆成因特点[82-83]。定年结果显示，30个测点的207Pb/206Pb年龄值均位于谐和线上或附近，为2 480～2 639 Ma(图6b)。其中：位于谐和图下部的6个变质锆石测点的207Pb/206Pb年龄值为2 480～2 508 Ma，其加权平均年龄为(2 499±18) Ma(MSWD = 0.17)(图6b)；而其余所有岩浆锆石中最年轻的5个测点的加权平均年龄为(2 557±35)Ma(MSWD = 0.030)，暗示该英云闪长质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 557 Ma，并可能遭受2 499 Ma变质作用的改造。此外，与JL01-1样品相似，样品中也存在加权平均年龄为(2 606±16) Ma(n=19，MSWD=0.23)的捕获锆石。
实线圈为LA-ICP-MS U-Pb 定年位置；虚线圆圈为Hf同位素测试位置。图5 研究区中花岗质片麻岩类样品中部分锆石阴极发光图像Fig.5 Representative cathodoluminescence(CL) images of selected zircons of the granitic gneiss in the study area
石英二长闪长质片麻岩(JL06-1) 样品中锆石多呈半自形—自形纺锤状或柱状，粒径为140～200m(图5c)。CL图像显示，大多数锆石发育震荡环带，具有深色或亮白色内核(如测点01—04、06—21、24、26—32)以及发育浅灰色变质边(如测点05、22—23、25、33—35)(图5c)。痕量元素分析结果显示：前者具有相对较高的Th/U值(0.20～1.35)，暗示典型的岩浆成因特征[82-83]；而后者具有相对较低的Th/U值(0.16～0.22)，暗示其可能受到了变质作用的影响[80-81]。定年结果显示，35个测点中有34个测点的207Pb/206Pb值位于谐和线上(除测点20)，年龄值为2 485～2 598 Ma。其中，位于谐和线下端的6个变质锆石测点具有最低的207Pb/206Pb值，加权平均年龄为(2 502±20)Ma (MSWD=0.18)(图6c)，而岩浆锆石中最年轻的17个测点的加权平均年龄为(2 552±12)Ma(MSWD=0.14)，暗示该石英二长闪长质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 552 Ma，并可能遭受2 502 Ma变质作用的改造。该样品中同样存在捕获锆石，其加权平均年龄为(2 589±18)Ma(n=11，MSWD=0.047)。
花岗闪长质片麻岩(JL13-1) 样品中锆石多呈半自形—他形短柱状或浑圆状，粒径为40～100m(图5d)。CL图像显示，锆石主要可以分为灰白色均质无明显内部结构(测点02、05、07、14、30)和灰黑色发育震荡生长环带(测点01、03—04、06、08—13、15—29)2种(图5d)。痕量元素分析结果显示：前者的Th/U值变化较大(0.07～0.88)，暗示其可能具有变质成因特征或遭受后期变质事件影响[80-81]；而后者则具有相对较高的Th/U值(0.01～1.23，主体>0.58)，暗示其具有岩浆成因特点[82-83]。定年结果显示，除1个异常点外(测点09)，29个测点的207Pb/206Pb年龄值为2 497～2 627 Ma(图6d)。其中：位于谐和图下部的5个变质锆石测点的207Pb/206Pb年龄值为2 496～2 526 Ma，其加权平均年龄为(2 514±25)Ma(MSWD=0.12)(图6d)；而其余所有岩浆锆石中最年轻的13个测点的加权平均年龄为(2 545±13)Ma(MSWD=0.13)(图6d)，暗示该花岗闪长质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 545 Ma，并可能遭受2 514 Ma变质作用的改造。此外，与上述样品相似，加权平均年龄为(2 594±14)Ma(n=11，MSWD=0.13)的锆石也记录在该样品中(图6d)。
图6 研究区花岗质片麻岩类中LA-ICP-MS锆石 U-Pb谐和图及其加权平均年龄图Fig.6 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic compositions and the weighted average ages for zircons of the granitic gneiss in the study area
花岗闪长质片麻岩(JL19-1) 样品中锆石主要呈半自形—自形柱状或纺锤状，粒径为100～180m(图5e)。CL图像显示，大多数锆石内部具有明显的生长条带，结合其微区成分中较高的Th/U值(0.11～1.43，主体为0.43～0.78)，暗示其典型的岩浆成因特点[82-83]。定年结果显示，25个测点中，有9个测点位于谐和线之上或附近，其207Pb/206Pb年龄为2 458～2 560 Ma，其加权平均年龄为(2 534±24)Ma(MSWD = 0.23)(图6e)，这也与样品中其余16个测点的207Pb/206Pb值共同构筑的不一致线的上交点年龄(2 519±15)Ma(MSWD = 2.5)(图6e)在误差范围内一致。暗示该花岗闪长质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 534 Ma。
英云闪长质片麻岩(JL20-1) 样品中锆石呈半自形—自形长柱状，粒径为80～180m(图5f)。CL图像显示，锆石普遍具有核边结构，边部呈灰黑色均质(测点06、08、12、14—17、19—20、26)，核部发育弱环带(测点01—05、07、09—11、13、18、21—25)。痕量元素分析结果显示：灰黑色边部具有相对较低的Th/U值(0.06～0.96，主体<0.24)，暗示其变质成因特点[80-81]；而核部具有明显的震荡生长环带，结合其相对较高的Th/U值(0.03～1.10，主体>0.25)，暗示其岩浆成因特点[82-83](图5f)。定年结果显示，除2个异常点外(测点21—22)，24个测点的207Pb/206Pb年龄为2 484～2 599 Ma(图6f)。其中：位于谐和图下部的10个变质锆石测点的207Pb/206Pb年龄值变化于2 484～2 531 Ma，其加权平均年龄为(2 508±16)Ma (MSWD=0.29)；而其余所有岩浆锆石中最年轻的12个测点的加权平均年龄为(2 549±17)Ma(MSWD=0.081)，暗示该英云闪长质片麻岩原岩的岩浆侵位可能发生于2 549 Ma，并可能遭受2 508 Ma变质作用的改造。此外，样品中还存在(2 588±38)Ma和(2 599±42)Ma的两个捕获锆石年龄。
基于研究区内具有代表性的花岗质片麻岩类样品中锆石显微结构、微区成分及U-Pb定年结果研究，本文认为无论是在锆石内部结构、成分特征还是主体年龄谱特征上，本文所取的花岗质片麻岩样品均具有较高的可比性，因此可以将其作为一个整体来进行讨论。年代学分析结果显示，所有位于谐和线上或附近的154个测点的207Pb/206Pb年龄值为2 458～2 639 Ma，主体形成3个区间年龄：2 458～2 515、2 532～2 572 和2 582～2 639 Ma，峰值分别为2 500、2 549和2 596 Ma(图7a)。
3.2 地球化学
基于野外样品观察以及部分锆石的阴极发光图像特征，可知样品受到了明显的变质变形作用以及后期蚀变作用的影响。这会导致样品中不同元素的活动性受到不同程度的影响，因此在使用化学元素进行源区性质及成因示踪等地球化学讨论之前，有必要限定其元素活动性。前人研究表明，轻稀土元素(LREE)与重稀土元素(HREE)相比更易受到后期热扰动的影响；绝大多数高场强元素(HFSE)、稀土元素(REE)，以及Cr、Co、Ni、Sc和V等均可在蚀变、高角闪岩相以下的变质作用中保持相对稳定；而大离子亲石元素(LILE)，如Cs、Na、K、Rb、Ba、Sr等，则相对容易在后期热事件中发生活动[84-85]。此外，Polat等[86]通过对经历了中高级变质作用的岩石的元素活动性进行讨论，认为样品的烧失量过大(烧失量>6%)及具有较为明显的铈异常时(δCe>1.1或δCe<0.9)，元素受后期蚀变及其他热事件影响较大。
图7 研究区花岗质片麻岩类的锆石年代学统计(a)及Hf同位素特征(b)Fig.7 Age spectrat for zircons (a) and εHf (t) vs. t diagram (b) of the granitic gneiss in the study area
本文所选吉林省东南部通化地区基底花岗质片麻岩类样品都较为新鲜，且采集过程中避开了后期脉体。分析结果显示，其烧失量主体都小于2%，且没有铈异常、碳酸岩化或硅化现象，而样品主元素MgO和TiO2、高场强元素Nb、Ta、Y、Zr和Hf等，以及稀土元素等和SiO2质量分数之间也不存在明显线性关系(图略)。基于此，本文认为研究区基底花岗质岩石所遭受的后期热事件影响较小、变质作用强度相对较弱且经历的是一个等化学过程，其大部分主、微量和稀土元素等特征可以被用来进行源区性质及成因示踪[87](图8、图9、图10和图11)。本文所选18件样品的主量、微量及稀土元素的分析结果见表2。
3.2.1 主量元素
在An-Ab-Or标准矿物图解[90](图8b)中，全部的18个样品中有5个样品落入奥长花岗岩区域，2个样品落入英云闪长岩区域，9个样品落入花岗闪长岩区域，此外，还有2个样品落入花岗岩区域。基于样品的SiO2质量分数，我们将这些样品划分为高硅和低硅两组(图8a)。其中：高硅组的岩石类型为二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和英云闪长质片麻岩，在An-Ab-Or图解中，其样品大部分投入奥长花岗岩以及花岗岩区域(图8b)；而与之对应的低硅组岩石类型为石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长质片麻岩，样品主要投在花岗闪长岩、英云闪长岩以及二长花岗岩区域(图8b)。
蓝色圆形代表低硅组样品，红色方形代表高硅组样品。图8 研究区花岗质片麻岩类TAS图解(a)、An-Ab-Or标准矿物图解(b)、A/NK-A/CNK图解(c)和w(K2O)-w(SiO2)图解(d)Fig.8 TAS diagram (a)，An-Ab-Or diagram (b), A/NK versus A/CNK diagram(c)and w(K2O) versus w(SiO2) diagram (d) of the granitic gneiss in the study area
蓝色圆形代表低硅组样品，红色圆形代表高硅组样品。微量元素球粒陨石及原始地幔标准化值分别据文献[88]和[89] 。图9 研究区花岗质片麻岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、b)和原始地幔标准化微量元素蛛图(c、d)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a, b) and primitive-mantle-normalized trace element patterns(c, d) for samples of the granitic gneiss in the study area
主量元素分析结果显示，低硅组样品的w(SiO2)=62.77%～67.83%，平均值为65.16%；w(CaO)=2.23%～4.05%；w(MgO)=1.33%～3.33%，Mg#为42.6～54.3(平均值为47.8)；w(Al2O3)为14.76%～16.50%；样品中K2O(1.03%～3.99%)质量分数低于Na2O(3.27%～4.94%)，具有变化较大的K2O/Na2O值(0.24～1.00，平均值为0.67)，属于高钾—中钾钙碱性系列(图8d)。在w(K2O+Na2O)-w(SiO2)岩石类型分类图解(图8a)中，样品大部分投在花岗闪长岩区域；在A/NK-A/CNK图解(图8c)中，样品表现为从准铝质向过铝质过渡的趋势(A/CNK=0.94～1.18)；在w(MgO)-w(SiO2)图解(图10a)中，样品全部投入高硅埃达克岩区域。
而高硅组样品具有相对较高的SiO2质量分数，为69.92%～77.26%，平均值为73.31%；w(CaO)=0.61%～2.80%，w(MgO)=0.12%～1.37%，Mg#为24.8～55.3(平均值为41.1)；与低硅组相比，这些样品具有较高的Na2O(3.90%～6.15%)质量分数，相似的Al2O3(13.44%～16.19%)和K2O(1.38%～3.17%)质量分数，以及相对偏低的K2O/Na2O值(0.29～0.81，平均值为0.51)，属于中钾钙碱性系列(图8d)。在w(K2O+Na2O)-w(SiO2)岩石类型分类图解(图8a)中，样品大部分投入到花岗岩区域内；在A/NK-A/CNK图解中，样品总体上也表现为与低硅组相类似的从准铝质向过铝质过渡的特征(A/CNK=0.96～1.16)(图8c)；在w(MgO)-w(SiO2)图解(图10a)中，大部分样品落入到实验状态下玄武岩部分熔融区域内。
3.2.2 痕量元素
蓝色圆形代表低硅组样品，红色方形代表高硅组样品。AFM=C(Al2O3)/C(MgO+TFeO);CFM=C(CaO)/C(MgO+TFeO)。图10 研究区花岗质片麻岩类的w(MgO)-w(SiO2)图解(a)、(La/Yb)N-YbN图解(b)、Mg#-w(SiO2)图解(c)和AFM-CFM图解(d)Fig.10 MgO versus SiO2 diagram (a)，(La/Yb)N versus YbN diagram (b)， Mg# versus SiO2 diagram (c)and AFM versus CFM diagram (d) of the granitic gneiss in the study area
痕量元素分析结果显示，低硅组样品w(ΣREE)为(83.55～196.25)× 10-6，具有富集轻稀土元素和亏损重稀土元素的特征(图9a)，其(La/Yb)N值和(La/Sm)N值分别为7.75～49.55和3.12～11.49，存在较弱的Eu的负异常或正异常(δEu= 0.56～1.26)(图9a)；而在原始地幔标准化蛛网图(图9c)中，低硅组样品具有明显的亏损HFSE(Ta，P和Ti等)的特征。此外，这些样品具有较低的w(Y)((4.16～34.60)× 10-6)和w(Yb)((0.40～3.28)× 10-6)，结合其较高的w(Sr)((256.00～588.00)× 10-6)和Sr/Y值((22.46～117.31))，暗示其源区具有埃达克岩的性质[91]。
而高硅组样品的稀土元素总量w(ΣREE)为(8.48～154.11)× 10-6，具有更为明显的富集轻稀土元素和亏损重稀土元素的特征(图9b)，其(La/Yb)N值和(La/Sm)N值分别为7.46～74.16和2.91～28.41，存在Eu的弱负异常到弱正异常(图9b)，δEu值为0.66～2.44(存在1个异常值9.51)；微量元素原始地幔标准化蛛网图(图9d)显示，与低硅组相比，岩石具有明显相近的Zr和Hf质量分数以及更为亏损的Nb、Ta、Ti和P特征。这些样品具有较低的w(Y)((0.90～9.99)× 10-6)和w(Yb)((0.07～0.95)× 10-6)，以及变化范围较大的w(Sr)((60.90～580.00)× 10-6)和Sr/Y值(17.30～644.44)，暗示该样品也具有埃达克岩的属性。
3.2.3 Lu-Hf同位素
蓝色圆形代表低硅组样品，红色方形代表高硅组样品。ORG.造山带花岗岩；Syn-COLG.同造山花岗岩；VAG.火山弧花岗岩；WPG.板内花岗岩。图11 研究区花岗质片麻岩类的Dy/Yb-w(SiO2)图解(a)、Dy/Yb-w(TREE)图解(b)、w(Rb)-w(Y+Nb)(c)和w(Nb)-w(Y)(d)构造环境判别图Fig.11 Dy/Yb versus w(SiO2) diagram(a)， Dy/Yb versus w(TREE) diagram (b)， tectonic discrimination diagrams of w(Rb) versus w(Y+Nb) (c) and w(Nb) versus w(Y) (d) of the granitic gneiss in the study area
前人对锆石的研究表明，其具有较高的封闭温度，且与Nd同位素相比，受后期岩浆热事件以及变质作用的影响较小[73,92-93]。因此，锆石Lu-Hf同位素对于经历过复杂地质历史的岩石具有较好的指示作用。本文在对研究区内所选具有代表性的花岗质片麻岩类样品进行锆石U-Pb定年的基础上，对测试结果中所有不谐和度小于10%的测点进行了原位Lu-Hf同位素分析(图7a，b)。分析结果显示，样品中与2 465～2 515 Ma、2 532～2 572 Ma和2 582～2 630 Ma三个年龄区间对应的εHf(t)值分别为1.11～6.98、2.72～7.95和5.07～7.83(图7b)，介于亏损地幔与球粒陨石演化线之间，相应的模式年龄分别为2.92～2.58、2.86～2.55和2.77～2.60 Ga。
对于低硅组岩石样品，其中具有2 497～2 515 Ma年龄变质锆石的εHf(t)值为2.15～6.05，对应的模式年龄为2.87～2.64 Ga；而具有2 532～2 561与2 586～2 598 Ma年龄岩浆锆石的εHf(t)值和模式年龄分别为2.72～7.95、2.86～2.55 Ga和5.07～7.66、2.77～2.60 Ga。与之相比，在高硅组岩石样品中，谐和年龄为2 480～2 514 Ma的变质锆石εHf(t)值为1.11～6.98，对应的模式年龄为2.92～2.58 Ga，而年龄值为2 547～2 564和2 582～2 630 Ma的两组岩浆锆石εHf(t)值和模式年龄分别为3.82～7.95、2.81～2.55 Ga和5.31～7.83、2.75～2.60 Ga。
4 讨论
4.1 年代学
研究区吉林省东南部通化地区太古宙基底岩石主要由英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩(TTG)、钾质花岗岩、辉石花岗闪长岩以及部分变质表壳岩等组成[47,53-54]。尽管该地区研究历史悠久，但受早期测试手段和方法以及植被覆盖的影响，其时代和成因研究相比于邻近的鞍本地区以及华北克拉通内其他区域太古宙基底的研究明显滞后[53,55,66,94-95]。近年来，尽管陆续有高精度锆石U-Pb年代学数据被报道，如Guo等[47-49]通过对研究区东北部夹皮沟以及和龙花岗绿岩带的研究，认为区域新太古代晚期岩浆事件可以划分为2 654～2 688和2 536～2 588 Ma两期，前者主要由斜长角闪岩、角闪斜长片麻岩、黑云母斜长片麻岩等组成，后者主要由广泛出露的英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩等花岗质片麻岩和少量变质表壳岩组成，并认为其主体形成于2.6～2.5 Ga，与华北克拉通东部陆块内广泛分布的新新太古代岩浆事件相对应[38-39,42]。然而到目前为止，有关吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩的研究仍相对薄弱，这严重制约了对辽北—吉南地块太古宙物质组成、时代、成因及构造演化的深化认识。
吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩类主要由二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩、英云闪长质片麻岩、石英二长闪长质片麻岩以及花岗闪长质片麻岩等组成。锆石显微结构、微区成分及U-Pb年代学等综合研究结果表明，研究区以石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长质片麻岩等为代表的低硅组样品的原岩侵位于2 534～2 552 Ma；而由二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩以及英云闪长质片麻岩等组成的高硅组样品的原岩形成于2 549～2 557 Ma；两者形成时代在误差范围内完全一致，暗示区域内约2.55 Ga新太古代晚期岩浆事件的存在，这也与近年来前人有关辽北--吉南地块同时代地质体的年代学研究结果一致[11,13,48-49]。此外，两组样品中均含有约2.60 Ga的捕获锆石，这类锆石多发育核边结构，核部呈亮白色或深灰色，部分可见震荡生长环带，具有典型岩浆成因特点[82-83](图5)；其时代与研究区西侧汤图—马圈子—大苏河地区的奥长花岗质片麻岩及其角闪岩包体的年龄和出露于研究区北侧夹皮沟地区的英云闪长岩-奥长花岗岩岩套的年龄(2 570～2 600 Ma)相一致[13,49]，表明区域内也存在约2.60 Ga的岩浆事件。值得注意的是，在研究区还发育有约2.70 Ga的英云闪长质片麻岩[96]，尽管出露面积有限，但与区域同时代吉林和龙、夹皮沟、通化市北部以及辽宁北部三道关地区的变质表壳岩和花岗质片麻岩[47-49]中约2.7 Ga的捕获锆石年龄相一致[13,47-49,68]，暗示区域同时代岩浆事件的存在。
此外，两组岩石样品中均存在约2.50 Ga的变质锆石，这类锆石具有较低的Th/U值，在CL图像上多呈黑色均质或存在于具有核边结构的锆石边部，暗示其变质锆石的成因特点[80-81]。因此我们认为这些样品同时记录了约2.5 Ga的变质事件。这也与区域上变质表壳岩以及TTG片麻岩中所记录的2 480～2 510 Ma的变质作用时代相一致[11-12,21,97-98]。综上所述，本文认为研究区吉林省东南部通化地区太古宙基底花岗质片麻岩类主要形成于新太古代晚期(约2.55 Ga)，区域内至少还存在峰期约2.70和2.60 Ga两期岩浆事件，它们共同遭受了约2.5 Ga变质作用的改造。
4.2 岩石成因
吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩类按照SiO2质量分数可以划分为高硅和低硅两组。分析结果显示：前者主要包括二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和英云闪长质片麻岩，以高硅、富钾、低镁、富集LREEs和LILEs等为特征；与之相比，后者主要由石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长质片麻岩组成，除含有相对稍高的MgO、CaO、Na2O质量分数以外，总体特征基本一致。前人研究结果表明，角闪石具有较高的重稀土元素分配系数，其分离结晶作用会导致岩浆Dy/Yb值随着SiO2质量分数的增高而降低[99-101]。在Dy/Yb -w(SiO2)图解(图11a)中，本文高硅组样品Dy/Yb值随SiO2质量分数的升高呈下降趋势，暗示了岩浆演化过程中角闪石分离结晶作用的存在，这也与样品中TREE与Dy/Yb[102](图11b)以及SiO2与Sc分别具有正、负相关性，和奥长花岗质片麻岩中存在闪长质微粒包体(MME)等特征相一致(图3h)；而低硅组样品轻重稀土元素明显分异，富集LREE和LILE，亏损HREE和Nb、Ta、P、Ti等元素，同样暗示其母岩浆后期演化过程中分离结晶作用的存在。同位素分析结果显示：高硅组样品原岩主要形成于2 549～2 557 Ma，εHf(t)值为3.82～7.95，模式年龄为2.81～2.55 Ga，主体靠近于同时期亏损地幔演化线；而低硅组样品同样显示其具有相近的原岩形成时代(2 534～2 552 Ma)、εHf(t)值(2.72～7.95)和模式年龄(2.86～2.55 Ga)。基于此，本文认为研究区高硅和低硅花岗质片麻岩类可能具有同一岩浆源区，其母岩浆主体可能都应起源于新太古代晚期新生地壳物质的部分熔融。
此外，这些花岗质片麻岩类样品都显示较高的(La/Yb)N值、Sr/Y值(表2)，其特征与典型的显生宙埃达克质岩石相类似[103-104]，这也与其在w(MgO)-w(SiO2)、(La/Yb)N-(Yb)N和Mg#-w(SiO2)图解中，大部分样品落入埃达克岩区域内的特征相一致[105-106](图10a，b，c)；并且样品Mg#值主体大于43，明显高于下地壳平均值[107](通常小于43)，在AFM-CFM岩石成因鉴别图(图10d)中[108]，也多数落入变质玄武岩-变质英云闪长岩部分熔融区域，结合样品变化较大的K2O/Na2O值(0.24～1.00)，暗示研究区花岗质片麻岩类原岩形成演化过程中俯冲作用的存在[106,109-110]。结合前人有关区域同时代岩浆-热事件的最新研究成果[48-49,68]，本文认为研究区内以石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长质片麻岩为代表的低硅组和以二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩以及英云闪长质片麻岩为代表的高硅组岩石应来源于同一岩浆源区，其形成可能与大洋板片俯冲、岩浆底侵引起的地壳部分熔融作用有关。
4.3 吉林省东南部新太古代晚期的地壳形成与演化
新太古代是全球地壳形成的最主要阶段。一些学者基于Sm-Nd同位素和锆石Lu-Hf同位素研究认为，与世界上其他地区主要的克拉通一样，约2.7 Ga代表了华北克拉通东部陆块最主要的生长阶段，其生长机制可能与地幔柱的构造模式相关，而在华北克拉通东部陆块大面积出露的约2.5 Ga的岩浆事件主要受地壳再造作用的影响[38-40]。然而，另一些学者通过对华北克拉通东部陆块西北缘的辽西、冀东、辽北和五台等地区开展的系统的野外地质、岩石学、年代学和地球化学研究，依据对不同岩石组合进行系统的岩石成因及壳幔作用分析，提出2.6～2.5 Ga同样是华北克拉通东部陆块最重要的地壳生长阶段，其生长机制可能与俯冲作用有关的弧-陆侧向增生过程相联系[4,12-15,17-18,47-49]。
本文通过对吉林省东南部通化地区新太古代晚期花岗质片麻岩类的年代学以及Lu-Hf同位素分析显示，其岩体主要形成于2 534～2 557 Ma，对应的εHf(t)值为2.72～7.95，落入亏损地幔和球粒陨石演化线范围内，主体靠近亏损地幔演化线，模式年龄为2.86～2.55 Ga，暗示其母岩浆应来自于新生地壳物质的部分熔融；此外岩体中年龄值约为2.60 Ga的捕获锆石也具有相似的εHf(t)值，为5.07～7.83，对应的模式年龄为2.77～2.60 Ga(图7)，可能指示同一期地壳增生事件。因此我们认为2.60～2.55 Ga是吉林省东南部地壳生长的最主要阶段，这一阶段可能是一个持续的过程。此外，我们对研究区内发现的年龄值约为2.7 Ga的英云闪长质片麻岩的研究结果显示[96]，这些岩石具有5.28～7.96的εHf(t)值，暗示了区域内还存在约2.7 Ga的地壳生长。最近，Guo等[47]对位于研究区东北部的和龙花岗-绿岩带中变质火山岩的研究结果显示，其原岩形成于2 654～2 683 Ma，结合其正的εHf(t)值，暗示吉林南部约2.7 Ga地壳生长事件的存在，但与本文不同的是，该区域以记录大规模约2.7 Ga地壳生长和约2.5 Ga再造为主要特征。此外，研究区北侧夹皮沟以及靖宇地区大面积出露的变质火山岩和石英闪长岩-花岗质片麻岩岩套的研究结果显示，其形成时代为2.59～2.52 Ga[48-49]，εHf(t)值主体靠近亏损地幔演化线，并认为晚新太古代(2.6～2.5 Ga)是该区域地壳生长的最主要阶段，而约2.7 Ga的地壳生长仅记录在少量的变质沉积岩中。综上所述，我们认为研究区吉林省东南部通化地区的地壳生长特征与夹皮沟地区具有一定的相似性，他们都以2.6～2.5 Ga的地壳生长为主，仅有少量约2.7 Ga地壳生长的记录，而明显区别于和龙地区，后者以记录约2.7 Ga的地壳生长和2.55～2.53 Ga地壳再循环为主要特征[47]。
4.4 吉林省东南部新太古代晚期的构造背景
有关TTG岩石形成的动力学背景一直是国内外地质学家研究的热点，目前主要存在地幔柱、俯冲和地幔柱-岛弧复合作用3种观点[99,101,111]。近年来，随着一系列岩石学、地球化学、年代学以及数值模拟等方面新成果的出现，一些学者认为板块构造机制启动于太古宙末期[7,10]；而另一些学者则认为，与板块构造机制相关的线性构造热事件在新太古代很难形成如华北克拉通东部陆块般大规模的新生地壳物质，并认为其地壳生长与地幔柱底侵和分异有关[38-39,42]。最新年代学和地球化学分析结果显示，吉林省南部新太古代晚期火山事件(2.6～2.5 Ga)，总体表现出从基性到酸性连续演化的趋势，且无论是酸性火山岩还是花岗质片麻岩都具有钙碱性岩石组合特征[48-49,68]；并且截至目前，吉林南部尚未发现2.6～2.5 Ga的科马提岩。这均表明区域内变质表壳岩和花岗质片麻岩的形成更可能与俯冲作用相关。
前人研究结果表明，埃达克质岩石的形成主要与俯冲作用相关[112-114]。如前所述，本文研究区花岗质片麻岩类主体属于高钾—中钾钙碱性系列，显示与埃达克岩相类似的地球化学特征(图10a，b，c)。在w(Rb)-w(Y+Nb)和w(Nb)-w(Y)图解(图11c，d)中，这些样品也都投在火山弧区域内，与其原岩形成演化过程中区域存在俯冲作用的研究结果相吻合[106,109-110]，也与研究区西部板石沟地区同时代变质火山岩的研究成果相一致[68]。此外，Guo等[47]通过对吉林省东部夹皮沟地区2.59～2.54 Ga变质火山岩的研究认为，其具有与安第斯型活动陆缘钙碱性火山岩相近的地球化学属性。因此，本文认为研究区所选花岗质片麻岩类的形成应与俯冲作用相联系，吉林省东南部通化地区新太古代末期应处于活动大陆边缘的构造环境。
5 结论
本文通过对吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩类的岩石学、锆石U-Pb年代学、元素和Lu-Hf同位素地球化学的系统研究，初步得出如下几点结论：
1)吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩可以分为高硅和低硅两组，前者由二长花岗质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和英云闪长岩质片麻岩组成，形成于2 549～2 557 Ma；后者主要由石英二长闪长质片麻岩和花岗闪长岩组成，形成于2 534～2 552 Ma；二者都发育约2 600 Ma捕获锆石，且遭受约2 500 Ma变质作用的改造。
2)吉林省东南部通化地区的花岗质片麻岩中低硅组与高硅组岩石具有相似的地球化学性质和εHf(t)值与模式年龄，暗示其同一岩浆源区性质，母岩浆应起源于新生地壳物质的部分熔融。
3)吉林省东南部通化地区花岗质片麻岩类形成可能与俯冲作用相关，结合区域内变质火山岩以及花岗质片麻岩的研究成果，本文认为研究区新太古代晚期应处于活动大陆边缘的构造环境。
(
)：
[1] Smithies R H, Champion D C, Van Kranendonk M J. Formation of Paleoarchean Continental Crust Through Infracrustal Melting of Enriched Basalt [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 281 (3): 298-306.
[2] Moyen J F, Martin H. Forty Years of TTG Research [J]. Lithos, 2012, 148: 312-336.
[3] Cawood P A, Hawkesworth C J, Dhuime B. The Con-tinental Record and the Generation of Continental Crust [J]. Geological Society of American Bulletin, 2013, 125 (1/2): 14-32.
[4] 刘树文,王伟,白翔,等. 前寒武纪地球动力学：Ⅶ:早期大陆地壳的形成与演化 [J]. 地学前缘, 2015, 22 (6): 97-108.
Liu Shuwen, Wang Wei, Bai Xiang, et al. Precambrian Geodynamics：Ⅶ: Formation and Evolution of Early Continental Crust [J]. Earth Science Frontiers, 2015, 22 (6): 97-108.
[5] Belousova E A, Kostitsyn Y A, Griffin W L, et al. The Growth of the Continental Crust: Constraints from Zircon Hf-Isotope Data [J]. Lithos, 2010, 119 (3/4): 457-466.
[6] Dhuime B, Wuestefeld A, Hawkesworth C J. Emer-gence of Modern Continental Crust About 3 Billion Years Ago [J]. Nature Geoscience, 2015, 8 (7): 552-555.
[7] Mints M V, Belousova E A, Konilov L M, et al. Mesoarchean Subduction Processes: 2.87 Ga Eclogites from the Kola Peninsula, Russia [J]. Geology, 2010, 38 (8): 739-742.
[8] Nutman A P, Bennett V C, Friend C R L, et al. Mesoarchaean Collision of Kapisilik Terrane 3 070 Ma Juvenile Arc Rocks and >3 600 Ma Isukasia Terrane Continental Crust (Greenland) [J]. Precambrian Research, 2015, 258: 146-160.
[9] Santosh M, Teng X M, He X F, et al. Discovery of Neoarchean Suprasubduction Zone Ophiolite Suite from Yishui Complex in the North China Craton [J]. Gondwana Research, 2015, 38: 1-27.
[10] Wan Y S, Dong C Y, Liu D Y, et al. Zircon Ages and Geochemistry of Late Neoarchean Syenogranites in the North China Craton: A Review [J]. Precambrian Research, 2012, 222/223: 265-289.
[11] Wan Y S, Ma M Z, Dong C Y, et al. Widespread Late Neoarchean Reworking of Meso-To Paleoarchean Continental Crust in the Anshan-Benxi Area, North China Craton, as Documented by U-Pb-Nd-Hf-O Isotopes [J]. American Journal of Science, 2015, 315 (7): 620-670.
[12] Wang W, Liu S W, Santosh M, et al. Neoarchean Intra-Oceanic Arc System in the Western Liaoning Province: Implications for the Early Precambrian Crust-Mantle Geodynamic Evolution of the Eastern Block of the North China Craton [J]. Earth-Science Reviews, 2015, 150: 329-364.
[12] Wang W, Liu S W, Cawood P A, et al. Late Neo-archean Subduction-Related Crustal Growth in the Northern Liaoning Region of the North China Craton: Evidence from ～2.55 to 2.50 Ga Granitoid Gneisses [J]. Precambrian Research, 2016, 281: 200-223.
[14] Liu S W, Pan Y M, Li J H, et al. Geological and Isotopic Geochemical Constraints on the Evolution of the Fuping Complex, North China Craton [J]. Precambrian Research, 2002, 117 (1): 41-56.
[15] Liu S W, Pan Y M, Xie Q L, et al. Archean Geo-dynamics in the Central Zone, North China Craton: Constraints from Geochemistry of Two Contrasting Series of Granitoids in the Fuping and Wutai Complexes [J]. Precambrian Research, 2004, 130 (1): 229-249.
[16] Wang Z H, Wilde S A, Wang K Y, et al. A MORB-Arc Basalt-Adakite Association in the 2.5 Ga Wutai Greenstone Belt: Late Archean Magmatism and Crustal Growth in the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2004, 131 (3/4): 323-343.
[17] Wang W, Liu S W, Wilde S A, et al. Petrogenesis and Geochronology of Precambrian Granitoid Gneisses in Western Liaoning Province: Constraints on Neoarchean to Early Paleoproterozoic Crustal Evolution of North China Craton [J]. Precambrian Research, 2012, 222/223 (3): 290-311.
[18] Wang W, Liu S W, Santosh M, et al. Zircon U-Pb-Hf Isotopes and Whole-Rock Geochemistry of Granitoid Gneisses in the Jianping Gneissic Terrane, Western Liaoning Province: Constraints on the Neoarchean Crustal Evolution of the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2013, 224: 184-221.
[19] Zhang X H, Yuan L L, Xue F H, et al. Contrasting Triassic Ferroan Granitoids from Northwestern Liaoning, North China: Magmatic Monitor of Mesozoic Decratonization and a Craton-Orogen Boundary [J]. Lithos, 2012, 144/145 (7): 12-23.
[20] Nutman A P, Wan Y S, Du L L, et al. Multistage Late Neoarchaean Crustal Evolution of the North China Craton, Eastern Hebei [J]. Precambrian Research, 2011, 189 (1/2): 43-65.
[21] Peng P, Wang C, Wang X P, et al. Qingyuan High-Grade Granite-Greenstone Terrain in the Eastern North China Craton: Root of a Neoarchaean Arc [J]. Tectonophysics, 2015, 662: 7-21.
[22] Liu D Y, Nutman A P, Compston W, et al. Rem-mants of ≥3 800 Ma Crust in the Chinese Part of the Sino-Korean Craton [J]. Geology, 1992, 20 (4): 339-342.
[23] Liu D Y, Wilde S A, Wan Y S, et al. New U-Pb and Hf Isotopic Data Confirm Anshan as the Oldest Preserved Segment of the North China Craton [J]. American Journal of Science, 2008, 308 (3): 200-231.
[24] Liu S W, Pan Y M, Xie Q L, et al. Geochemistry of the Paleoproterozoic Nanying Granitic Gneisses in the Fuping Complex: Implications for the Tectonic Evolution of the Central Zone, North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24 (5): 643-658.
[25] Zhao G C, Sun M, Wilde S A, et al. Late Archean to Paleoproterozoic Evolution of the North China Craton: Key Issues Revisited [J]. Precambrian Research, 2005, 136 (2): 177-202.
[26] Zhao G C, Cawood P A, Li S Z, et al. Amalgamation of the North China Craton: Key Issues and Discussion [J]. Precambrian Research, 2012, 222/223 (12): 55-76.
[27] Zhai M G, Santosh M. The Early Precambrian Ody-ssey of the North China Craton: A Synoptic Overview [J]. Gondwana Research, 2011, 20 (1): 6-25.
[28] Kusky T M, Li J H. Paleoproterozoic Tectonic Evo-lution of the North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2003, 22 (4): 383-397.
[29] 翟明国, 彭澎. 华北克拉通古元古代构造事件[J]. 岩石学报, 2007, 23 (11): 2665-2682.
Zhai Mingguo, Peng Peng. Paleoproterozoic Events in North China Craton [J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23 (11):2665-2682.
[30] Kröner A, Wilde S A, Zhao G C, et al. Zircon Geo-chronology and Metamorphic Evolution of Mafic Dykes in the Hengshan Complex of Northern China: Evidence for Late Palaeoproterozoic Extension and Subsequent High-Pressure Metamorphism in the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2006, 146 (1/2): 45-67.
[31] Liu S W, Zhao G C, Wilde S A, et al. Th-U-Pb Monazite Geochronology of the Lüliang and Wutai Complexes: Constraints on the Tectonothermal Evolution of the Trans-North China Orogen [J]. Precambrian Research, 2006, 148 (3): 205-224.
[32]Wilde S A, Zhao G C. Archean to Paleoproterozoic Evolution of the North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24 (5): 519-522.
[33] Zhao G C, Wilde S A, Sun M, et al. SHRIMP U-Pb Zircon Geochronology of the Huai'an Complex: Constraints on Late Archean to Paleoproterozoic Custal Accretion and Collision of the Trans-North China Orogen [J]. American Journal of Science, 2008, 308 (3): 270-303.
[34] Zhao G C, Sun M, Wilde S A, et al. Late Archean to Paleoproterozoic Evolution of the North China Craton: Key Issues Revisited [J]. Precambrian Research, 2005, 136 (2): 177-202.
[35] Santosh M, Kusky T. Origin of Paired High Pre-ssure-Ultrahigh-Temperature Orogens: A Ridge Subduction and Slab Window Model [J]. Terra Nova, 2010, 22 (1): 35-42.
[36] Zhao G C, Sun M, Wilde S A, et al. Assembly, Accretion and Breakup of the Paleo-Mesoproterozoic Columbia Supercontinent: Records in the North China Craton [J]. Gondwana Research, 2003, 6 (3): 417-434.
[37] 赵国春. 华北克拉通基底主要构造单元变质作用演化及其若干问题讨论[J]. 岩石学报, 2009, 25 (8): 1772-1792.
Zhao Guochun. Metamorphic Evolution of Major Tectonic Units in the Basement of the North China Craton: Key Issues and Discussion [J]. Acta Petrologica Sinica, 2009, 25 (8): 1772-1792.
[38] Zhao G C, Wilde S A, Guo J, et al. Single Zircon Grains Record Two Paleoproterozoic Collisional Events in the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2010, 177 (3/4): 266-276.
[39] Geng Y S, Du L L, Ren L D. Growth and Reworking of the Early Precambrian Continental Crust in the North China Craton: Constraints from Zircon Hf Isotopes [J]. Gondwana Research, 2012, 21 (2/3): 517-529.
[40] Wu F Y, Zhao G C, Wilde S A. Nd Isotopic Con-straints on Crustal Formation in the North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24 (5): 523-545.
[41] Zhao G C, Wilde S A, Cawood P A, et al. Thermal Evolution of the Archaean Basement Rocks from the Eastern Part of the North China Craton and Its Bearing on Tectonic Setting [J]. International Geology Review, 1998, 40 (6): 706-721.
[42] Geng Y S, Liu F L, Yang C H. Magmatic Event at the End of the Archean in Eastern Hebei Province and Its Geological Implication [J]. Acta geologica Sinica (English Edition), 2006, 80 (6): 819-833.
[43] Wu M L, Zhao G C, Sun M, et al. Petrology and P-T Path of the Yishui Mafic Granulites: Implications for Tectonothermal Evolution of the Western Shandong Complex in the Eastern Block of the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2012, 222/223 (1): 312-324.
[44] Wu M L, Zhao G C, Sun M, et al. Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotopes of Major Lithologies from the Jiaodong Terrane: Implications for the Crustal Evolution of the Eastern Block of the North China Craton [J]. Lithos, 2014, 190/191 (6): 71-84
[45] Tang Li, Santosh M, Tsunogae T, et al. Late Neo-archean Arc Magmatism and Crustal Growth Associated with Microblock Amalgamation in the North China Craton: Evidence from the Fuping Complex [J]. Lithos, 2016, 248/249/250/251: 324-338.
[46] 吉林省地质矿产局. 吉林省区域地质志 [M]. 北京: 地质出版社, 1991.
Jilin Bureau of Geology and Mineral Resources. Regional Geology of Jilin Province [M]. Beijing : Geological Publishing House, 1991.
[47] Guo B R, Liu S W, Zhang J, et al. Zircon U-Pb-Hf Isotope Systematics and Geochemistry of Helong Granite-Greenstone Beltin Southern Jilin Province, China: Implications for Neoarchean Crustal Evolution of the Northeastern Margin of North China Craton [J]. Precambrian Research, 2015, 271: 254-277.
[48] Guo B R, Liu S W, Zhang J, et al. Neoarchean An-dean-Type Active Continental Margin Along the Northeastern North China Craton: Geochemical and Geochronological Evidence from Metavolcanic Rocks in the Jiapigou Granite-Greenstone Belt, Southern Jilin Province [J]. Precambrian Research, 2016, 285: 147-169.
[49]Guo B R, Liu S W, Santosh M, et al. Neoarchean Arc Magmatism and Crustal Growth in the North-Eastern North China Craton: Evidence from Granitoid Gneisses in the Southern Jilin Province [J]. Precambrian Research, 2017, 303:30-53.
[50]Li S Z, Zhao G C, Sun M, et al. Deformation History of the Paleoproterozoic Liaohe Assemblage in the Eastern Block of the North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24 (5): 659-674.
[51] Li S Z, Zhao G C, Liu X, et al. Structural Evolution of the Southern Segment of the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton [J]. Precambrian Research, 2012, 200 (4): 59-73.
[52] Li S Z, Zhao G C. SHRIMP U-Pb Zircon Geoch-ronology of the Liaoji Granitoids: Constraints on the Evolution of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji Belt in the Eastern Block of the North China Craton [J]. Precambrian Research, 2007, 158 (1/2): 1-16
[53] 沈保丰. 辽北—吉南太古宙地质及成矿[M]. 北京: 地质出版社, 1994: 1-184.
Shen Baofeng. Archean Geology and Mineralization of Northern Liaoning and Southern Jilin Province [M]. Beijing : Geological Publishing House, 1994: 1-184.
[54] 李俊建,沈保丰,李双保,等. 辽北—吉南早前寒武纪大陆壳的地质特征和演化[J]. 中国区域地质, 1998, 17: 30-38.
Li Junjian, Shen Baofeng, Li Shuangbao, et al. Geological Feature and Evolution of the Early Precambrian Continental Crust in Northern Liaoning Province and Southern Jilin Province [J]. Regional Geology of China, 1998, 17: 30-38.
[55] 葛文春,孙德有,林强,等. 吉林太古宙花岗岩类构造-岩浆演化 [J]. 地质找矿论丛, 1996, 11 (2): 35-43.
Ge Wenchun, Sun Deyou, Lin Qiang, et al. Tectonic and Magmaic Evolution of the Archean Granitic Rocks in Jilin Province [J]. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 1996, 11(2): 35-43.
[56] 孟恩,王朝阳,刘超辉,等. 辽东半岛东南部南辽河群变火山岩的时代、成因及其对区域构造演化的制约 [J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2017, 47(6): 1589-1619.
Meng En, Wang Chaoyang, Liu Chaohui, et al. Geochronology, Petrogenesis and Constraints on Regional Tectonic Evolution of the Meta-Volcanic Rocks in Southeastern Liaodong Peninsula[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2017, 47 (6): 1589-1619.
[57] Ge W C, Zhao G C, Sun D Y, et al. Metamorphic P-T Path of the Southern Jilin Complex: Implications for Tectonic Evolution of the Eastern Block of the North China Craton [J]. International Geololgy Review, 2003, 45 (11): 1029-1043.
[58] 张景枝,张永焕. 吉林省早前寒武纪地质研究 [J]. 吉林地质, 1998, 17 (3): 22-32.
Zhang Jingzhi, Zhang Yonghuan. A Study on the Early Precambrian Geology of Jilin Province [J]. Jilin Geology, 1998, 17 (3): 22-32.
[59] 孙德有,葛文春,吴福元,等. 吉林南部太古宙英云闪长质片麻岩类的特征及成因 [J]. 吉林大学学报(地球科学版), 1995, 25 (4): 375-380.
Sun Deyou, Ge Wenchun, Wu Fuyuan, et al. Geological Characteristics and Petrologenesis of the Archean Tonalitic Gneisses in the South of Jilin Province [J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 1995, 25 (4): 375-380.
[60] 林强,吴福元,刘树文,等. 华北地台东部太古宙花岗岩. [M]. 北京: 科学出版社, 1992: 220-222.
Lin Qiang, Wu Fuyuan, Liu Shunwen, et al. Archean Granites in Eastern North China Craton [M]. Beijing: Science Press, 1992: 220-222.
[61] 卢良兆. 胶辽地块早前寒武纪变质地质与构造演化 [J]. 长春地质学院学报, 1996, 26 (6): 25-32.
Lu Liangzhao. The Precambrian Metamorphic Geology and Tectonic Evolution of the Jiao-Liao Massif [J]. Journal of Changchun College of Geology, 1996, 26 (6): 25-32.
[62] Meng E, Wang C Y, Yang H, et al. Paleoproterozoic Metavolcanic Rocks in the Ji’an Group and Constraints on the Formation and Evolution of the Northern Segment of the Jiao-Liao-Ji Belt, China [J]. Precambrian Research, 2017, 294: 133-150.
[63] Meng E, Wang C Y, Li Y G, et al. Zircon U-Pb-Hf Isotopic and Whole-Rock Geochemical Studies of Paleoproterozoic Metasedimentary Rocks in the North Zone of the Northern Segment of the Jiao-Liao-Ji Belt, China: Implications for Provenance and Regional Tectonic Evolution [J]. Precambrian Research, 2017, 298: 472-489.
[64] Meng E, Wang C Y, Li Z, et al. Paleoproterozoic Metasedimentary Rocks in the Ji’an Group and Its Tectonic Significants for the Liao-Ji Belt, North China Craton: Constraints from the Whole-Rock Geochemistry, New Zircon U-Pb Dates, and in Situ Lu-Hf Isotope Data [J]. Geological Magazine, 2018, 155(1): 149-173.
[65] 李三忠,郝德峰,韩宗珠,等. 胶辽地块古元古代构造-热演化与深部过程 [J]. 地质学报, 2003, 77 (3): 328-340.
Li Sanzhong, Hao Defeng, Han Zongzhu, et al. Paleoproterozoic Tectonothermal Evolution and Deep Crustal Processes of the Jiao-Liao Block [J]. Acta Geologica Sinica, 2003, 77 (3): 328-340.
[66] 吴福元,葛文春,孙德有,等. 吉林南部太古代花岗岩Sm-Nd, Rb-Sr同位素年龄测定 [J]. 岩石学报, 1997, 13 (4): 499-506.
Wu Fuyuan, Ge Wenchun, Sun Deyou, et al. The Sm-Nd, Rb-Sr Isotopic Ages of the Archean Granites in Southern Jilin Province [J]. Acta Petrologica Sinica, 1997, 13 (4): 499-506.
[67] Wu F Y, Zhao G C, Wilde S A, et al. Nd Isotopic Constraints on Crustal Formation in the North China Craton [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24 (5): 523-545.
[68] 李鹏川,郭巍,关庆彬,等. 华北克拉通东北部新太古代晚期地壳生长: 来自板石沟表壳岩年代学和 Hf 同位素的证据 [J]. 岩石学报, 2016, 32 (9): 2839-2855.
Li Pengchuan, Guo Wei, Guan Qingbin, et al. Late Neoarchean Crustal Growth in the Northeast of the North China Craton: Evidence from the Geochronology and Hf Isotope Composition of Banshigou Supracrustal Rocks [J]. Acta Petrologica Sinica, 2016, 32 (9): 2839-2855.
[69] Anderson T. Correction of Common Lead in U-Pb Analyses that Do not Report204Pb [J]. Chemical Geology, 2002, 192 (1/2): 59-79.
[70] Ludwig K R. Users Manual for Isoplot/Ex (rev. 2.49): A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel [J]. Berkeley Geochronology Center, Special Publication, 2001, 1: 55.
[71] Song S, Niu Y, Wei C, et al. Metamorphism, Ana-texis, Zircon Ages and Tectonic Evolution of the Gongshan Block in the Northern Indochina Continent:An Eastern Extension of the Lhasa Block [J]. Lithos, 2010, 120 (3/4): 327-346.
[72] Liu Y, Hu Z, Gao S, et al. In Situ Analysis of Major and Trace Elements of Anhydrous Minerals by LA-ICP-MS Without Applying an Internal Standard [J]. Chemical Geology, 2008, 257 (1/2): 34-43.
[73] Wu F Y, Yang Y H, Xie L W. Hf Isotopic Com-positions of Standard Zircons and Baddeleyites Used in U-Pb Geochronology [J]. Chemical Geology, 2006, 234 (1/2): 105-126.
[74] 侯可军,李延河,邹天人,等. LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素的分析方法及地质应用 [J]. 岩石学报, 23 (10): 2595-2604.
Hou Kejun, Li Yanhe, Zou Tianren, et al. Laser Ablation-MC-ICP MS Technique for Hf Isotope Microanalysis of Zircon and Its Geological Applications [J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23 (10): 2595-2604.
[75] Elhlou S, Belousova E, Griffin W L, et al. Trace Element and Isotopic Composition of GJ-Red Zircon Standard by Laser Ablation [J]. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 2006, 70 (18): 158.
[76] Scherer E, Münker C, Mezger K. Calibration of the Lutetium-Hafnium Clock [J]. Science, 2001, 293: 683-687.
[77] Blichert-Toft, Albarède. The Lu-Hf Isotope Geo-chemistry of Chondrite and the Evolution of the Mantle-Crust System [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1997, 148 (1/2): 243-258.
[78] Griffin W L, Pearson N J, Belousonva E, et al. The Hf Isotope Composition of Cratonic Mantle: LA-MC-ICP-MS Analysis of Zircon Megacrysts in Kimberlites [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64 (1): 133-147.
[79] Amelin Y, Lee D C, Halliday A N, et al. Nature of the Earth’s Earliestcrust from Hafnium Isotopes in Single Detrital Zircons [J]. Nature, 1999, 399: 252-255.
[80] Dubińska E, Bylina P, Kozowski A. U-Pb Dating of Serpentinization: Hydrothermal Zircon from a Metasomatic Rodingite Shell (Sudetic Ophiolite, SW Poland) [J]. Chemical Geology, 2004, 203 (3/4): 183-203.
[81] Tomaschek F. Zircons from Syros, Cyclades, Greece-Recrystallization and Mobilization of Zircon During High Pressure Metamorphism [J]. Journal of Petrology, 2003, 44 (11): 1977-2002.
[82] Belousova E A, Griffin W L, O’Reilly S Y, et al. Igneous Zircon: Trace Element Composition as an Indicator of Source Rock Type [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2002, 143 (5): 602-622.
[83] Hoskin P W O, Ireland T R. Rare Earth Element Chemistry of Zircon and Its Use as a Provenance Indicator [J]. Geology, 2000, 28 (7): 627-630.
[84] Humphris S E, Thompson G. Trace Element Mobi-lity During Hydrothermal Alteration of Oceanic Basalts [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1978, 42 (1): 127-136.
[85] Pearce J A. Geochemical Fingerprinting of the Earth’s Oldest Rocks [J]. Geology, 2014, 42: 175-176.
[86] Polat A, Hofmann A W. Alteration and Geochemical Patterns in the 3.7-3.8 Ga Isua Greenstone Belt, West Greenland [J]. Precambrian Research, 2003, 126 (3/4): 197-218.
[87] Taylor S R, McLennan S M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution, an Examination of the Geochemical Record Preserved in Sedimentary Rocks [J]. Journal of Geology, 1985, 94 (4): 632-633.
[88]Boynton W V. Geochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies [J]. Developments in Geochemistry, 1984, 2 (2) :63-114.
[89]Sun S S, McDonough W F. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes [J]. Geological Society of Special Publication London, 1989, 42 (1): 313-345.
[90]Barker F. Trondhjemite: Definition, Environment and Hypotheses of Origin [M]. Amsterdam : Barker F, 1979: 1-12.
[91] Defant M J, Drummond M S. Derivation of Some Modern Arc Magmas by Melting of Young Subducted Lithosphere [J]. Nature, 1990, 347: 662-665.
[92] Kinny P D, Maas R. Lu-Hf and Sm-Nd Isotope Systems in Zircon [J]. Zircon Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53 (1): 327-341.
[93] Kinny P D, Compston W, Williams I S. A Reco-nnaissance Ion-Probe Study of Hafnium Isotopes in Zircons [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55 (3): 849-859.
[94] 万渝生,宋彪,杨淳,等. 辽宁抚顺—清原地区太古宙岩石SHRIMP锆石U-Pb年代学及其地质意义 [J]. 地质学报, 2005, 79 (1):78-87.
Wan Yusheng, Song Biao, Yang Chun, et al. Zircon SHRIMP U-Pb Geochronology of Archean Rocks from the Fushun-Qingyuan Area, Liaoning Province and Its Geological Significance [J]. Acta Geologica Sinica, 2005, 79 (1): 78-87.
[95] 万渝生,宋彪,耿元生,等. 辽北抚顺--清原地区太古宙基底地球化学组成特征及其地质意义[J]. 地质论评, 2005, 51 (2):128-137.
Wan Yusheng, Song Biao, Geng Yuansheng, et al. Geochemical Characteristics of Archean Basement in the Fushun-Qingyuan Area, Northern Liaoning Province and Its Geological Significance [J]. Geological Review, 2005, 51 (2): 128-137.
[96] Wang C Y, Meng E, Li Y G, et al. A New Discovery of ～ 2.7 Ga Granitic Magmatism in Southeastern Jilin Province, China [J]. Acta Geologica Sinica (English Edition) , 2017, 91(5): 1919-1923.
[97] Grant M L, Wilde S A, Wu F Y, et al. The App-lication of Zircon Cathodoluminescence Imaging, Th-U-Pb Chemistry and U-Pb Ages in Interpreting Discrete Magmatic and High-Grade Metamorphic Events in the North China Craton at the Archean/Proterozoic Boundary [J]. Chemical Geology, 2009, 261 (1): 155-171.
[98] Wu M L, Lin S F, Wan Y S, et al. Crustal Evolution of the Eastern Block in the North China Craton: Constraints from Zircon U-Pb Geochronology and Lu-Hf Isotopes of the Northern Liaoning Complex [J]. Precambrian Research, 2016, 275 (4): 35-47.
[99] Martin H, Smithies R H, Rapp R, et al. An Ove-rview of Adakite, Tonalite-Trondhjemite-Granodiorite (TTG), and Sanukitoid: Relationships and Some Implications for Crustal Evolution [J]. Lithos, 2005, 79 (1): 1-24.
[100] Davidson J, Turner S, Handley H, et al. Amphi-bole “Sponge” in Arc Crust? [J]. Geology, 2007, 35 (9): 787-790.
[101] Smithies R H, Champion D C. The Archaean High-Mg Diorite Suite: Links to Tonalite-Trondhjemite-Granodiorite Magmatism and Implications for Early Archaean Crustal Growth [J]. Journal of Petrology, 2000, 41 (12): 1653-1671.
[102] Rollinson H R. Using Geochemical Data: Evaluat-ion, Presentation, Interpretation [M]. London: Pearson Education Limited, 1993: 108-111.
[103] Killian R, Stern C R. Constraints on the Interaction between Slab Melts and the Mantle Wedge from Adakitic Glass in Peridotite Xenoliths [J]. Acoustics Speech and Signal Processing Newsletter IEEE, 2002, 14 (14): 25-36.
[104]Spandler C, Pirard C. Element Recycling from Subducting Slabs to Arc Crust: A Review [J]. Lithos, 2013, 170/171 (6): 208-223.
[105]Martin H, Smithies R H, Rapp R, et al. An Overview of Adakite, Tonalite-Trondhjemite-Granodiorite (TTG), and Sanukitoid: Relationships and Some Implications for Crustal Evolution [J]. Lithos, 2005, 79 (1): 1-24.
[106]Drummond M S, Defant M J. A Model for Trondhjemite-Tonalite-Dacite Genesis and Crustal Growth via Slab Melting: Archean to Modern Comparisons [J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1990, 95 (B13): 21503-21521.
[107] Douce Patio, Alberto E. Experimental Generation of Hybrid Silicic Melts by Reaction of High-Al Basalt with Metamorphic Rocks [J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1995, 1001 (B8): 15623-15640.
[108]Altherr R, Holl A, Hegner E. High-Potassium, Calc-Alkaline I-Type Plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and Northern Schwarzwald (Germany) [J]. Lithos, 2000, 50 (1): 51-73.
[109] Drummond M S, Defant M J, Kepezhinskas P K. Petrogenesis of Slab-Derived Trondhjemite-Tonalite-Dacite /Adakite Magmas [J]. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Science, 1996, 87 (1/2): 205-215.
[110]Rapp R P, Watson E B. Dehydration Melting of Metabasalt at 8-32 kbar: Implications for Continental Growth and Crust-Mantle Recycling [J]. Journal of Petrology, 1995, 36(4): 891-931.
[111] Condie K C. High Field Strength Element Ratios in Archean Basalts: A Window to Evolving Sources of Mantle Plumes? [J]. Lithos, 2005, 79 (3/4): 491-504.
[112]Stevenson R, Henry P, Gariépy C. Assimilation-Fractional Crystallization Origin of Archean Sanukitoid Suites: Western Superior Province, Canada [J]. Precambrian Research, 1999, 96: 83-99.
[113]Moyen J F. High Sr/Y and La/Yb Ratios, the Meaning of the “Adakitic Signature”[J]. Lithos, 2009, 112 (3/4): 556-574.
[114] Heilimo E, Jaana H, Andersen T, et al. Neoa-rchean Crustal Recycling and Mantle Metasomatism: Hf-Nd-Pb-O Isotope Evidence from Sanukitoids of the Fennoscandian Shield [J]. Precambrian Research, 2013, 228: 250-266.
