吉南龙岗岩群四道砬子河岩组泥质片麻岩变质作用

郑常青，王 博，王琳琳，李美慧

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061 2.自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春 130061

0 引言

华北克拉通是世界著名、中国最大的古老克拉通之一，其基底可分为东部陆块、阴山陆块和鄂尔多斯陆块3个太古宙陆块，以及孔兹岩带、华北中部带和胶—辽—吉带3个早元古代活动带[1-2]。与其他克拉通相比，华北克拉通有着更为复杂多变的构造演化，尤其是东部陆块最为显著特点是以多期次的新太古代构造热事件为特征[3-9]。近年来，诸多学者对华北克拉通东部陆块的太古宙结晶基底开展了大量的岩石学、地球化学及年代学工作，取得了较为丰富的研究成果：识别出华北克拉通东部陆块新太古代(约2.5 Ga)为近等压冷却(IBC)型逆时针变质作用p-T演化轨迹[2]；东部陆块早元古代(1.95～1.85 Ga)胶—辽—吉带变质作用是先呈近等温减压(ITD)型顺时针随后近IBC型逆时针变质作用p-T演化轨迹[10]。但学者们对东部陆块新太古代构造岩浆事件的地球动力学机制仍存在一定的争论，目前主要有微陆块拼贴过程中发生的俯冲—碰撞作用[6, 11-12]、板块俯冲导致的碰撞造山带作用[13-15]以及地幔柱环境[9, 16-19]3种观点。

吉林南部夹皮沟地区及其邻区太古宙变质杂岩是华北克拉通东部陆块的重要组成部分，主体岩石组合主要包括2.6～2.5 Ga英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质片麻岩(TTG片麻岩)和少量变质沉积岩组成的表壳岩系[20-25]。该地区早前寒武纪变质岩系构造位置独特，岩石类型与变质作用演化复杂，使得这一地区成为解决华北克拉通早前寒武纪变质地质、大陆地壳演化、甚至板块构造启动等问题的关键地区。然而相比于华北克拉通其他地区较为广泛的讨论和系统的研究，吉南夹皮沟地区的研究稍显薄弱，可能是受到该地区植被覆盖广泛、露头严重风化的影响[24-26]。前人针对夹皮沟地区太古宙变质岩的研究主要集中在20世纪90年代，其中葛文春等[27]认为该区太古宙杂岩的麻粒岩相变质作用具有近IBC型逆时针变质作用p-T演化轨迹特征。

前述信息表明，华北克拉通东部陆块太古宙基底岩系，变质作用演化总体以具有近IBC型逆时针p-T演化轨迹特征，但具有近ITD型顺时针p-T演化轨迹的太古宙变质岩在一些克拉通上也有报道[28-30]。笔者经前期初步研究发现，吉南夹皮沟地区龙岗岩群泥质片麻岩总体具有近IBC型逆时针变质演化轨迹的岩相学特点，但其变质时代、变质p-T条件及其构造背景仍需要进一步确认和研究。基于此，本文以龙岗岩群四道砬子河岩组泥质片麻岩为研究对象，在充分开展野外调查的基础上，进行岩相学、激光拉曼光谱分析、矿物化学、变质矿物世代演化、变质p-T条件、变质作用p-T演化轨迹和锆石U-Pb定年等系统研究，确定吉南龙岗岩群泥质片麻岩变质作用演化与成因，探讨其形成的构造背景，为深入探讨华北克拉通东部陆块太古宙结晶基底演化提供详实资料。

1 区域地质背景

吉南夹皮沟地区位于华北克拉通东部陆块北缘东段太古宙基底出露区(图1a)，太古宙变质岩主要有变质表壳岩和变质深成侵入体(图1b)。变质表壳岩自下而上为龙岗岩群四道砬子河岩组、杨家店岩组，夹皮沟岩群老牛沟岩组、三道沟岩组，主要岩石类型有片岩、片麻岩、变粒岩、斜长角闪岩、石英岩和麻粒岩等，含条带状含铁建造(BIF)。该期变质作用热流体活动强烈，递增变质明显。该区变质深成侵入岩发育，主要有TTG片麻岩和钾质花岗岩，晚期的紫苏花岗岩、变质花岗岩(浅色块状花岗岩)。变质相主体属于绿片岩相—角闪岩相，局部可达麻粒岩相。

据文献[21]修编。

本文研究区位于吉林省南部桦甸市夹皮沟镇附近(图2)，区内出露新太古代—中生代地质单元，整体呈近东西及偏北东向展布。区内断裂构造发育，在老牛沟村—夹皮沟镇发育一条北西向断裂带，形成较为强烈的构造破碎带和糜棱岩化带，局部发育飞来峰构造。区内新太古代地质单元出露有龙岗岩群、夹皮沟岩群，总体以TTG片麻岩和变质表壳岩为主。龙岗岩群主要分布在老金厂镇附近，不同期次花岗质岩石的侵入，致使该岩群呈大小不等的包体赋存于变质深成侵入体之中。其中：龙岗岩群的四道砬子河岩组变质岩石组合为石榴黑云斜长片麻岩、矽线石榴黑云二长片麻岩、矽线蓝晶石榴黑云斜长片麻岩、含石榴石斜长角闪岩；杨家店岩组变质岩石组合为基性麻粒岩、斜长角闪岩。有学者先后报道了本区变质表壳岩测年结果，利用锆石同位素U-Pb测年结果为(2 536±16)Ma，解释为岩浆作用年龄[26]；(2 510±2)Ma、(2 509±12)Ma，解释为变质作用年龄[23]。

2 样品描述

本文研究样品主要采自吉南夹皮沟地区老牛沟村—后油房村附近的泥质片麻岩，采样坐标为127°23′38″E，42°55′54″N，采样位置见图2。

据文献[31]修编。

2.1 岩相学特征

根据野外及显微镜下岩相学研究，将泥质片麻岩类划分为如下4种岩石类型。

石榴黑云二长片麻岩(样品号Lng-11-1)该岩石总体为斑状变晶结构，变斑晶为细小粒状石榴石集合体，基质为细粒片状粒状变晶结构，弱片麻状构造、条带状构造。矿物组成主要为石榴石(10%)、黑云母(20%～25%)、斜长石(35%～40%)、石英(10%～15%)、碱性长石(15%～20%)以及少量白云母(小于1%)。石榴石呈自形、细粒状，内部干净，单体粒径为0.1～0.2 mm，这些细小的石榴石相对集中，颗粒之间有微粒的石英、黑云母和斜长石等矿物(图3a)，石榴石集合体粒径为1.0～2.0 mm；黑云母细小鳞片状，粒径为0.3～0.7 mm，深褐色—浅黄色多色性；斜长石粒状，发育聚片双晶，粒径为0.5～1.0 mm；石英粒状，粒径为0.4～0.8 mm；碱性长石粒状，轻微蚀变，粒径为0.5～1.0 mm。此阶段矿物颗粒细小、弱定向，变形相对较弱，该岩石岩相学特征可能代表变质结晶作用的早期阶段。

含蓝晶石榴黑云二长片麻岩(样品号Lng-12)该岩石总体为斑状变晶结构，变斑晶为蓝晶石及石榴石，弱片麻状构造。矿物组成主要为蓝晶石(5%)、石榴石(10%)、黑云母(25%)、石英(15%)、斜长石(30%～40%)以及碱性长石(15%～20%)。蓝晶石呈不规则板状，粒径为2.5 mm，与细小黑云母镶嵌生长(图3b)；石榴石粒径为0.3～0.5 mm，与黑云母呈镶嵌状生长，变斑晶粒径约为2.0 mm；黑云母鳞片状，粒径为0.3～0.7 mm，深褐色—浅黄色多色性；石英粒状，粒径为0.5～1.0 mm；斜长石粒状，发育聚片双晶，粒径为0.5～1.0 mm；碱性长石粒状，轻微蚀变，粒径为0.5～1.0 mm。该岩石中石榴石微粒集合体局部已经连片，呈现较大的变斑晶状。

含矽线蓝晶石榴黑云二长片麻岩(样品号Lng-11-2,Lng-13-2)该岩石整体为斑状变晶结构，变斑晶为石榴石和蓝晶石，基质为中细粒纤状片状粒状(或粒状片状)变晶结构，条带状构造。该岩石矿物分布极不均匀，局部已呈现为矽线蓝晶石榴黑云母片岩。矿物组成为矽线石(5%)、蓝晶石(10%)、石榴石(10%)、黑云母(20%～30%)、石英(10%)、条纹长石(15%)、斜长石(25%～30%)，以及极少量白云母(小于1%)。矽线石一部分呈细针状，位于石榴石变斑晶内部，另一部分呈柱状，局部可见柱状矽线石穿切板状蓝晶石(图3c)；蓝晶石呈板状，与黑云母镶嵌生长；石榴石变斑晶呈团块状，其内部含有定向的细针状矽线石，以及细小片状黑云母、斜长石、石英包体，石榴石内部定向与基质片理一致，表明石榴石内部细小矽线石与基质中矽线石属于同期产物(图3d)；黑云母片状，粒径为0.3～0.7 mm，深褐色—浅黄色多色性，与石榴石、蓝晶石、矽线石镶嵌接触(图3c, d)；石英粒状，粒径为0.4～0.8 mm；条纹长石板状，发育显微条纹结构；斜长石粒状，发育聚片双晶，粒径为0.6～1.0 mm。该岩石中石榴石、矽线石、蓝晶石、黑云母、斜长石、条纹长石、石英平衡共生，矿物组合属于第一矽线石带[32]，变质强度达到中级变质[33]。

a.细粒的石榴石变斑晶内部包裹黑云母(Lng-11-1，单偏光)；b.板状蓝晶石与细小鳞片状黑云母镶嵌生长(Lng-12，单偏光)；c.板状的蓝晶石被柱状的矽线石穿切(Lng-13-2，单偏光)；d.石榴石变斑晶内部含有定向矽线石(Lng-11-2，单偏光)；e.粒状蓝晶石围绕具有残缕结构的石榴石生长(Lng-10-2，正交偏光)；f.石榴石旋转雪球结构(Lng-10-2，正交偏光)；g.暗色片理带出现非定向、自形、细粒的蓝晶石(Ky2)，与小片状白云母共生(Lng-10-2，单偏光)；h.受构造变形作用改造，板状蓝晶石碎裂，边部转变为针柱状矽线石(Lng-10-2，正交偏光)。Bi.黑云母；Mus.白云母；Grt.石榴石；Qz.石英；Pl.斜长石；Kf.钾长石；Ky1.第一世代蓝晶石；Ky2.第二世代蓝晶石；Sil1.第一世代矽线石；Sil2.第二世代矽线石。

蓝晶矽线石榴黑云钾长片麻岩(样品号Lng-10-2)该岩石整体为斑状变晶结构，变斑晶为石榴石，具有残缕变晶结构(图3e)、旋转雪球结构(图3f)，基质为细粒纤状片状粒状变晶结构，片麻状构造、条带状构造。矿物组成为石榴石(15%)、蓝晶石(10%)、矽线石(10%)、微斜条纹长石(20%～25%)、斜长石(20%～25%)、黑云母(5%)、石英(20%)以及极少量白云母(小于1%)。石榴石变斑晶较大，粒径已达3.0～5.0 mm，被拉长定向，其内部含有毛发状矽线石(图3e, f)及少量黑云母，矽线石主要集中在石榴石变斑晶的核部，黑云母在变斑晶边部(图3e)，其中，石榴石内部矽线石残缕定向，与基质片理斜交，表明石榴石内部矽线石形成世代早于基质中矿物组合。蓝晶石主要有两种形态，一部分呈半自形—自形粒状，围绕石榴石变斑晶生长(图3e)，或切割黑云母片理分布(图3g)；另一部分呈破碎板状，外围被针柱状矽线石包裹，具有蓝晶石转变矽线石进变质过程(图3h)。由此可见，岩石中的蓝晶石存在两个世代：进变质阶段中尚未被矽线石完全取代的呈破碎板状残留的蓝晶石，退变质阶段细粒状自形切割片理的蓝晶石。第一矽线石带的矽线石呈毛发状，分布于石榴石内部；第二矽线石带的矽线石呈针柱状，分布在基质中定向构成片理，或分布在破碎板状蓝晶石周围。微斜条纹长石板状，粒径为0.5～0.8 mm，发育显微条纹结构。斜长石粒状，发育聚片双晶，粒径为0.5～0.9 mm。黑云母一部分重结晶形成较大颗粒的片状黑云母，粒径为0.7～1.2 mm，深红褐色—浅黄色多色性；另一部分遭受绿泥石化，和白云母共生。石英粒状，粒径为0.5～1.0 mm。该岩石中矿物定向改造明显，变质变形较强，达到变质作用峰期，在高温条件下存在矽线石、石榴石、钾长石、黑云母、石英的矿物组合，变质强度达到麻粒岩相；同时，岩相学显示存在粒状第二世代蓝晶石及少量白云母组合，存在峰后期退变质过程。

2.2 激光拉曼光谱特征

为了进一步确定样品中相似状态的蓝晶石和矽线石以及二者的先后世代关系，对上述矿物进行了激光拉曼光谱分析。激光拉曼光谱分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室地质流体实验室完成，使用型号为Renishaw System-100的激光拉曼光谱仪(分析精度为1 cm-1)，Ar+离子激光器波长为514 nm，扫描范围为200～1 300 cm-1，对样品中蓝晶石和矽线石进行激光拉曼光谱分析。分析点位见图4频谱图中的左上角附图，其中图4a, c分析点位于样品Lng-13-2中矽线石穿切蓝晶石的部位(图3c的局部)，图4b, d的分析点位于样品Lng-10-2中切割黑云母片理的蓝晶石及其周围针状分布的矽线石的部位(图3g的局部)。通过激光拉曼对以上点位分析，取得的频谱峰值特征分别符合矽线石、蓝晶石特征。其中矽线石有2个明显的主峰，分别为234、308 cm-1(图4a, b)；蓝晶石有3个明显的主峰，分别位于299、384～389、485 cm-1，两期蓝晶石的主峰基本相同，次峰略有差异(图4c, d)。

图4 研究区泥质片麻岩中蓝晶石及矽线石激光拉曼光谱分析结果

3 岩石地球化学特征

全岩主量元素、微量元素分析在中国冶金地质总局第一地质勘查院测试中心完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱仪(XRF)测定，精度高于5%；微量元素采用等离子质谱仪(ICP-MS)测定，具体测试条件和步骤参考文献[34]的论述。本文选取4件样品(Lng-10-2，Lng-11-1，Lng-12，Lng-13-2)进行了全岩主量、微量及稀土元素含量分析，具体结果见表1。

表1 研究区泥质片麻岩主量、微量及稀土元素组成

3.1 主量元素特征

研究区泥质片麻岩的SiO2质量分数为58.55%～67.51%，总体属于较富硅范畴；Al2O3质量分数为15.73%～17.55%，表现富铝质特征；Fe2O3质量分数为5.01%～8.70%，FeO质量分数为3.78%～6.15%，MgO质量分数为1.98%～2.82%，TiO2质量分数为0.43%～0.79%，铁、镁、钛质量分数相对较低；CaO质量分数为2.06%～2.99%；Na2O质量分数为3.76%～5.50%，K2O质量分数为1.83%～2.65%，表现出较富钠、略低钾的特征。岩石整体为较富硅、富铝、贫铁镁、低钛的特征，具有富铝质的泥质岩石特征。

3.2 微量元素特征

研究区泥质片麻岩的大离子亲石元素(Rb、Ba和Sr)在4个样品中质量分数总体变化不大，在微量元素蛛网图上表现出Sr弱亏损的特征(图5a)；相容元素(Cr、Ni和Sc)在4个样品中质量分数稍有变化，但总体接近，分别为50.42×10-6～92.58×10-6、23.13×10-6～51.48×10-6和10.71×10-6～22.12×10-6；高场强元素(Zr、Hf、Nb、Ta、Y、Th、U)在4个样品中，除个别样品(Lng-10-2)Nb、Ta和Y质量分数相对较低，其余样品的元素质量分数均变化不大。

3.3 稀土元素特征

研究区泥质片麻岩的稀土元素总量变化不大，w(ΣREE)为148.24×10-6～217.70×10-6，LREE/HREE值为7.22～13.28，(La/Yb)N为7.22～22.73，稀土元素球粒陨石标准化配分模式图呈现右倾斜(图5b)，总体显示为LREE富集、HREE相对亏损，表明轻重稀土分馏较强，与北美页岩(NASC)[36]、后太古代澳大利亚页岩(PAAS)以及上地壳平均成分相似[35]，说明研究区泥质片麻岩的成分类似上地壳岩石；δEu值为0.76～1.08，平均值为0.90，除Lng-12为弱正异常外，其余样品呈微弱的负异常，表明其物源中可能有成熟度较低的弧物质加入[37]；δCe值为1.03～1.11，平均值为1.06，基本无异常。

原始地幔和球粒陨石元素值据文献[35]。

3.4 原岩恢复

为了确认泥质片麻岩的原岩类型，本文利用尼格里参数(al+fm)-(c+alk)-Si图解[38-39]进行投影，该图解不仅划分出火山岩和沉积岩区，还划分了两种典型类型的沉积岩，即泥质沉积岩和砂质沉积岩。通过投影，样品点均落在靠近泥质沉积岩的区域(图6a)。

相比主量元素，稀土元素化学性质稳定性更强，受各种交代作用影响较弱。本文利用La/Yb-w(ΣREE)判别图解[36, 39](图6b)进一步判断泥质片麻岩的原岩类型。通过投影，样品点主要落在页岩区域，仅有样品Lng-13落在砂岩区域。综合以上结果，认为吉南夹皮沟地区泥质片麻岩的原岩主要以泥质沉积岩为主，兼有部分砂岩。

a.尼格里参数(al+fm)-(c+alk)-Si图解，底图据文献[38-39]；b.La/Yb-w(ΣREE)判别图解，底图据文献[36, 39]。

4 锆石U-Pb年龄

锆石分选工作在河北省区域地质调查院完成。首先将样品清洗干净后晾干并粉碎至80～100目，然后经水粗淘、强磁分选、电磁分选和酒精细淘后，在显微镜下挑选出表面洁净、透明度好、裂隙相对较少的锆石制作环氧树脂样品靶。在北京锆年领航科技有限公司完成透射光、反射光以及阴极发光(CL)图像的采集工作。

LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室LA-ICP-MS实验室完成。激光剥蚀使用Coherent(相干)公司GeoLasPro型193 nm ArF准分子激光器，质谱仪为Agilent(安捷伦)公司7900型ICP-MS质谱仪。激光条件：激光束斑直径为32 μm，激光能量密度为10 J/cm2，剥蚀频率为8 Hz。使用标准锆石91500(1 062 Ma)作为外标进行同位素比值校正，标准锆石PLE为监督盲样。元素含量以国际标样NIST610为外标、Si为内标元素进行计算。测试结果采用软件ICPMSDataCal[40]处理完成，普通铅校正使用Andersen[41]的方法计算，谐和年龄及图像使用Isoplot[42]完成。

本文对研究区内两个泥质片麻岩样品(Lng-10-2和Lng-13-2)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，结果见表2。

表2 研究区泥质片麻岩代表性锆石U-Th-Pb同位素数据

4.1 锆石CL图像特点

两个泥质片麻岩样品的锆石特点大致相同，主要为无色透明短柱状及不规则粒状，自形—半自形，锆石颗粒较小，长轴为50～150 μm，短轴为30～70 μm，长宽比在1∶1～2∶1之间。在锆石阴极发光(CL)图像中，部分锆石发光强度较弱，多数锆石显示振荡环带，表明其为岩浆成因。多数锆石发育核-边结构，增生边为8～15 μm(图7)。

图7 研究区泥质片麻岩代表性锆石阴极发光图像

对样品Lng-10-2的28颗锆石和样品Lng-13-2的21颗锆石共进行了77个点分析测试，分析点多数位于结构均匀的具有核-边结构锆石的核部及增生边，结果显示具有振荡环带的核部锆石Th、U质量分数分别为32.11×10-6～701.34×10-6、72.02×10-6～1 837.99×10-6，Th/U值为0.15～0.93(均大于0.1)，表明为岩浆成因锆石[43-45]；锆石边部的Th质量分数很低，Th/U值为0.01～0.09(均小于0.1)，表明其为变质成因[46]。

4.2 分析结果

通过对样品Lng-10-2的37个测点进行分析，结果表明207Pb/206Pb年龄范围在2 665.13～2 440.43 Ma之间，主要存在两组谐和年龄(图8a, b)，分别是(2 547±16)Ma(MSWD=1.3,n=17, 具有振荡环带的岩浆锆石)和(2 506±15)Ma(MSWD=1.08,n=18, 变质增生边)，计算加权平均年龄分别为(2 531±16)Ma(MSWD=1.01,n=17, 核部)和(2 495±15)Ma(MSWD=0.96,n=18, 边部)；对样品Lng-13-2的40个测点进行分析，结果表明207Pb/206Pb年龄范围在2 600.00～2 354.02 Ma之间，同样存在两组谐和年龄(图8c, d)，分别是(2 509±26)Ma(MSWD=2.4,n=24, 具有振荡环带的岩浆锆石)及(2 462±46)Ma(MSWD=2.7,n=16, 变质增生边)，计算加权平均年龄分别为(2 506±21)Ma(MSWD=1.8,n=24, 核部)和(2 442±28)Ma(MSWD=2.1,n=16, 边部)。综上所述，具有振荡环带的岩浆锆石年龄为2 531～2 506 Ma，应为泥质片麻岩的原岩年龄；变质增生边年龄为2 495～2 442 Ma，为泥质片麻岩的变质年龄。

图8 研究区泥质片麻岩锆石U-Pb年龄谐和图

5 变质矿物及变质p-T条件

5.1 矿物化学

单矿物电子探针分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室电子探针实验室完成。电子探针分析仪型号为JAX-8230型(日本电子株式会社生产)，测试条件设置为：加速电压15 kV、束流10 nA、束斑1 μm，标样为氧化物或硅酸盐。矿物端元组分计算使用Geokit程序[47]。本文针对泥质片麻岩中的矿物进行了详细的研究，主要测试矿物有石榴石、长石、黑云母和白云母，测试结果见表3—5。

5.1.1 石榴石

样品中石榴石主要为铁铝榴石，端元组成摩尔分数为：铁铝榴石(Alm)为65.40%～78.36%，镁铝榴石(Pyr)为11.57%～31.25%，钙铝榴石(Gro)为2.05%～4.26%，锰铝榴石(Spe)为0.78%～7.48%(表3)。不同的样品存在差异，样品Lng-10-2中的石榴石Mg质量分数普遍较高，而Mn、Ca质量分数相对较低。在石榴石成分与变质带关系图解(图9a)[48]中，本区石榴石成分全部投在矽线石带上，但是有一部分偏向蓝晶石带(样品Lng-11-1, Lng-11-2, Lng-12, Lng-13-2)，属于第一矽线石带石榴石，另一部分靠近矽线石带下部(样品Lng-10-2)，属于第二矽线石带石榴石，这和岩相学观察相一致；在石榴石化学成分CaO-MgO-(FeO+MnO)图解(图9b)[48]中，本区石榴石成分分布于麻粒岩相区(样品Lng-10-2)及角闪岩相区贴近于麻粒岩相的一侧。石榴石的成分变化记录了变质作用演化各个阶段的信息，同时表明研究区部分泥质片麻岩达到麻粒岩相条件。

I.角闪岩相；II.麻粒岩相；III.榴辉岩相。底图据文献[48]。

5.1.2 长石

样品Lng-10-2中的钾长石为微斜条纹长石，其x(Ab)=9.81%～18.40%，x(Or)=79.91%～89.91%，x(An)普遍较低，为0.18%～1.68%；斜长石，x(An)=19.45%～22.53%，x(Ab)=76.98%～79.83%(表4)，根据长石成分图解(图10)，斜长石投影点主要落在更长石区，且分布范围较为集中，各个样品中的斜长石成分没有明显变化。

Kf.钾长石；Pl.斜长石。

5.1.3 云母

样品中黑云母XMg值在0.49～0.75之间，TiO2质量分数主要在1.67%～4.80%之间(表5)。在w(TiO2)-FeO/(FeO+MgO)变质相分类图解(图11)中，样品Lng-10-2的黑云母成分投在麻粒岩相区，说明部分泥质片麻岩达到麻粒岩相变质作用条件；部分样品(Lng-10-2)含有少量白云母，呈不规则片状，略具定向性，SiO2质量分数变化在45.80%～47.22%之间，可能为退变质过程中体系发生水化反应[49]。

底图据文献[48]。

5.2 变质作用p-T条件及演化轨迹

利用传统地质温压计估算各变质阶段温压条件，温压估算结果见表6、7。结合特征变质矿物，本文所选择的地质温压计为石榴石-黑云母温度计(GB)[50-54]、石榴石-Al2SiO5-石英-斜长石压力计(GASP)[55-56]、石榴石-黑云母-斜长石-石英压力计(GBPQ)[57]和石榴石-黑云母-白云母-Al2SiO5-石英压力计(GBMAQ)[58]。

表6 研究区泥质片麻岩的温度条件计算

峰前期M1阶段：选择细粒自形、不含包体、变斑晶相对松散的石榴石和石榴石相邻的黑云母，以及基质中的斜长石成分，估算峰前期进变质阶段温压条件，利用GB温度计和GASP、GBPQ压力计估算峰前期进变质阶段(M1)T=468～515 ℃,p=(3.8～4.3)×105kPa。

峰期M2阶段：选择具有旋转雪球结构、核部含有毛发状矽线石的巨型石榴石变斑晶幔部，基质中粒度较大、与柱状矽线石共生的片状黑云母以及基质中残留的斜长石成分，估算峰期变质阶段的温压条件，利用GB温度计和GASP、GBPQ压力计估算峰期变质阶段(M2)T=703～760 ℃,p=(6.6～7.1)×105kPa。

峰后期M3阶段：选择石榴石变斑晶的外边缘和石榴石外边缘紧密接触的细小黑云母、与黑云母共生的白云母以及细粒斜长石成分，估算峰后期退变质阶段的温压条件，利用GB温度计和GASP、GBPQ、GBMAQ压力计估算退变质阶段(M3)T=552～591 ℃,p=(5.5～6.0)×105kPa。结合岩相学特征，峰后期M3阶段的矿物组合中存在自形粒状蓝晶石，其压力不会大幅低于峰期M2阶段压力；M3阶段发生矽线石转变为蓝晶石的过程主要为降温过程，在退变质阶段，泥质片麻岩经历了等压冷却的变质作用过程。

依据岩相学及变质反应结构，可识别出3个阶段的矿物共生组合。峰前期进变质阶段矿物组合为M1:Grt+Bi+Pl+Qz±Mus±Ky1±Sil1，其中Ky1为板状的第一期蓝晶石，Sil1为石榴石变斑晶内部细针状定向的第一期矽线石，进变质阶段泥质片麻岩经历了温度和压力升高的过程，由于蓝晶石和矽线石的存在，它们一般是由叶腊石(Pyp)进变质而成，推断可能发生了以下反应Pyp→Al2SiO5+3Qz+H2O。峰期变质阶段矿物组合为M2: Grt+Sil2+Kf+Bi+Pl+Qz，从进变质到峰期的变质过程中，可能发生了如下反应：Ky1→Sil2, Mus+Qz→Sil2+Kf+H2O[56, 59]。退变质阶段矿物组合为M3: Ky2+Grt+Bi+Pl+Qz+Mus，从峰期到峰后期退变质阶段的过程中，蓝晶石以细粒自形晶体出现，可能发生以下反应：Sil2→Ky2。

峰前期进变质阶段(M1)矿物组合中，以黑云母+斜长石+石英+白云母组合为代表矿物，计算温压结果表明该阶段矿物组合属于中压角闪岩相；峰期阶段(M2)矿物组合中，以石榴石+矽线石+钾长石为代表矿物，形成于约750 ℃、7×105kPa的p-T条件下，具有典型的麻粒岩相变质作用；峰后期退变质阶段(M3)以蓝晶石取代矽线石为代表，温度降低100～150 ℃。综上所述，得到泥质片麻岩为近IBC型逆时针的变质作用p-T演化轨迹(图12)。

Crd.堇青石。

6 讨论

6.1 变质作用时代

前已述及，吉南地区是华北克拉通东部陆块重要的太古宙基底出露区，近年来，越来越多的太古宙相关研究工作相继在吉南夹皮沟、和龙、靖宇、白山和通化等地展开[23-26, 60-65]，取得了较为丰富的研究成果。吉南地区最古老的TTG片麻岩为出露于通化三源浦地区的英云闪长片麻岩，形成于2 698～2 683 Ma[61]，其岩浆来源于新生地壳，揭示了约2.70 Ga的地壳增生过程。李鹏川[65]在白山地区发现了2.66～2.60 Ga的英云闪长-奥长花岗质片麻岩，表明该地区存在新太古代早期岩浆活动。Guo 等[24-26]对夹皮沟地区以及和龙花岗绿岩带进行研究，认为新太古代岩浆事件总体可划分为2 688～2 654 Ma和2 588～2 536 Ma两期，较早一期主要有斜长角闪岩、斜长片麻岩等组成，较晚一期主要有英云闪长岩、奥长花岗岩等花岗质片麻岩和少量变质表壳岩组成，其主体形成于2.6～2.5 Ga，并认为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。王朝阳等[62]对通化地区花岗质片麻岩进行研究，依据SiO2质量分数将花岗质片麻岩分为两组，其中二长、奥长花岗质片麻岩及英云闪长质片麻岩原岩形成于2 557～2 549 Ma，石英二长闪长质片麻岩及花岗闪长质片麻岩原岩形成于2 552～2 534 Ma，二者都遭受了约2.5 Ga的变质作用改造，认为其岩浆来源于新生地壳物质部分熔融，暗示该时期地壳生长可能形成于活动大陆边缘环境。宋健等[23]对夹皮沟地区的TTG片麻岩进行研究，获得了两组约2 509 Ma TTG岩浆锆石年龄结果，并认为该地区约2 509 Ma高级变质事件与岩浆事件几乎同时发生，可能与地幔柱环境下的岩浆底侵作用有关。

本次同位素年代学研究结果表明，具有振荡环带的岩浆锆石年龄为2 531～2 506 Ma，应为泥质片麻岩的原岩年龄，暗示区域内2.53～2.50 Ga新太古代晚期岩浆事件的存在，与近年来前人有关辽北—吉南地区同时代地质体年代学研究结果基本一致[4, 23-26, 62-64, 66-68]；同时，本文研究的泥质片麻岩样品Lng-10-2中含有两颗2.69～2.67 Ga的捕获锆石(表2，测点号18-19)，207Pb/235U年龄为(2 691.93±19.16)Ma和(2 671.87±18.34)Ma，其时代与研究区东侧通化三源浦地区的英云闪长片麻岩年龄2 698～2 683 Ma[61]一致，表明区域内也可能存在2.70～2.67 Ga的新太古代早期岩浆事件。此外，变质增生边年龄为2 495～2 442 Ma，为泥质片麻岩的变质年龄，表明本区泥质片麻岩同时记录了2.50～2.45 Ga的变质事件，这也与区域上变质表壳岩及TTG片麻岩所记录的2 510～2 480 Ma变质作用时代相近[3, 66, 69-72]。以上研究表明，岩浆作用与变质作用在发生时间上非常接近，二者时间间隔在50 Ma左右，与前人论述的在华北克拉通东部陆块约2.5 Ga变质岩普遍经历IBC逆时针变质作用p-T演化轨迹的变质过程基本一致，表明华北克拉通东部陆块晚太古宙基底变质作用和形成TTG岩石的岩浆作用是同一热构造事件的产物[16, 20-21, 66, 70, 73-76]。

6.2 构造背景

本次研究表明，与世界上大多数太古宙岩石变质演化特征相似，华北克拉通东部陆块吉南夹皮沟地区的泥质片麻岩也经历了以近IBC型逆时针p-T演化轨迹为特征的变质作用，峰期变质程度达到麻粒岩相。前已述及，有关华北克拉通东部陆块太古宙麻粒岩相变质作用的大地构造环境，一般有3种不同的认识：微陆块拼贴过程中发生的俯冲—碰撞作用[6, 11-12]、板块俯冲导致的碰撞造山带作用[13-15]以及地幔柱环境[9, 16-19]。Zhao[18]认为，解释新太古宙东部陆块地壳形成演化的构造模式须解释以下事实：1)2.55～2.50 Ga的TTG岩石侵入体呈面状分布，无系统的年龄递增规律；2)高温科马提岩与基性麻粒岩共生；3)表壳岩双峰火山式组合(基性玄武岩和酸性英安岩、英安质流纹岩，缺少大量安山岩)；4)变质作用p-T演化轨迹以近IBC型逆时针为特征；5)TTG岩石侵位与区域变质作用时间间隔很短，小于50 Ma；6)太古宙结晶基底广泛发育的TTG穹窿构造。在本次研究的同时，已有学者初步发现了在本文采样地附近出露的基性麻粒岩中含有超镁铁质岩包体，其包体具有科马提岩的性质，形成年龄约2 512 Ma(未发表)。本次研究取得的泥质片麻岩年代学特征、变质作用演化特征，以及本区广泛发育的TTG穹窿构造，均表明区域内变质表壳岩和TTG片麻岩的形成与地幔柱环境下的岩浆底侵作用相关。

基于以上讨论和本次研究的结果，对华北克拉通东部陆块基底岩石的变质作用和构造演化提出了以下设想：在早太古代至中太古代，华北克拉通东部陆块存在原始大陆地壳，主要以鞍山地区3.8～3.3 Ga花岗质片麻岩及伴生表壳岩[77]、冀东地区约3.8 Ga TTG片麻岩为代表[78]。由于晚太古代构造热事件的广泛改造，这些物质的来源、初始位置和构造背景仍然未知。在2.6～2.5 Ga，由于上地幔柱与岩石圈的相互作用，东部陆块产生了大量超镁铁质—镁铁质火山岩和TTG深成岩体，根据晚太古代绿岩地体(含科马提岩)的数量和麻粒岩相地体分布情况，推断晚太古代东部地块存在多个地幔柱，地幔柱抬升岩石圈和上覆大陆地壳，从而导致岩石圈拉伸，发生广泛的超镁铁质—镁铁质火山作用(科马提岩和玄武岩)。同时，地幔柱对上地幔的热传导导致玄武质或角闪质岩石部分熔融，形成TTG穹窿。地幔柱向地壳的热传递也导致了区域变质作用，起初温度相对较低的羽流头部加热地壳，导致进变质作用(M1)，靠近热柱头部的地壳经历了角闪岩相变质作用，形成高级变质区域(如吉南地区)，而远离热柱头部的地壳经历了绿片岩相变质作用，形成低级变质区域；随后，热柱“尾”继续向上加热地壳，导致角闪岩相到麻粒岩相的峰值变质作用(M2)；最后，加热的地壳经历了近等压冷却(M3)，加热的影响随着羽流活动的终止而停止[79]。这一构造热过程与华北克拉通东部陆块吉南龙岗岩群四道砬子河泥质片麻岩逆时针方向的变质作用p-T演化轨迹一致。

当然，单一的地幔柱模式可能无法解释地壳早期演化的诸多问题，近年来也有诸多学者在辽北—吉南地区的研究认为华北克拉通东部陆块太古宙岩石的构造背景与板块运动有关[62-63, 67, 80-82]。刘树文等[83]认为，在新太古代晚期，板块构造体制已经是最主要的壳幔动力学体制，地幔柱构造体制、板块构造与地幔柱联合作用体制仍然在局部地区存在，但其作用的范围和强度已经明显减小，地幔柱和板块俯冲的动力学体制可能是相互关联的此消彼长的动力学过程，而不是单一事件导致的突变过程。但需要注意的是，地球经历了持续变冷的过程，太古宙的地壳和地幔要比现今的温度高出许多[84]，即使太古宙存在地幔柱和板块俯冲作用，其特点与现今的相应机制也是存在一定差异的，许多在现今地形中适用的地质标志，同样在太古宙出现却可能不具有指示意义[85]。

表7 研究区泥质片麻岩的压力条件计算

7 结论

1)龙岗岩群四道砬子河岩组泥质片麻岩经历了3个阶段变质演化，分别为峰前期进变质阶段(M1)，Grt+Bi+Pl+Qz±Mus±Ky1±Sil1；峰期变质阶段(M2)，Grt+Sil2+Kf+Bi+Pl+Qz；峰后期退变质阶段(M3)，Ky2+Grt+Bi+Pl+Qz+Mus。

2)通过传统地质温压计，获得泥质片麻岩峰前期进变质阶段的温压条件为T=468～515 ℃,p=(3.8～4.3)×105kPa；峰期变质阶段的温压条件为T=703～760 ℃,p=(6.6～7.1)×105kPa；峰后期退变质阶段的温压条件为T=552～591 ℃,p=(5.5～6.0)×105kPa。泥质片麻岩具有典型的近IBC型逆时针变质作用p-T演化轨迹特征。反映了在地幔柱与岩石圈相互作用的环境中，变质作用与大量的幔源岩浆底侵作用有关。

3)泥质片麻岩的锆石核部为岩浆成因、边部为变质成因，通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，结果表明泥质片麻岩的原岩形成时代不早于2 531～2 506 Ma，变质作用时代为2 495～2 442 Ma，属于新太古代变质热事件产物。

致谢：吉林省区域地质调查所周晓东研究员对本文的采样工作提出了指导性意见；自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室电子探针实验室、地质流体实验室、LA-ICP-MS实验室对矿物化学成分、激光拉曼分析和锆石U-Pb测年提供了技术支持；吉林大学地球科学学院杨岩、郭腾达、周枭、孙晓蕾等同学在样品处理、电子探针和锆石定年工作上给予帮助，并提供了一些地球化学方面讨论的建议，在此表示感谢！