通化地区集安群变质表壳岩锆石U-Pb定年、Lu-Hf同位素分析及其构造指示意义

周喜文，杨崇辉，郑常青，胡大千

(1. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 吉林大学 地球科学学院， 吉林 长春 130061)

胶-辽-吉带是华北克拉通东部一条很重要的古元古代活动带(图1a)，北起吉林南部，南至安徽蚌埠一带(Zhaoetal.， 2005)， 呈北东-南西向展布， 连接了北部的龙岗地块和南部的狼林地块。主要由古元古代花岗质岩石、镁铁质侵入体和绿片岩相至麻粒岩相变质的火山-沉积岩系组成(张秋生等， 1988； 白瑾， 1993； 卢良兆等， 1996)。带内变质火山-沉积岩系包括胶东地区的荆山群和粉子山群， 辽东地区的南、北辽河群， 吉南地区的集安群和老岭群， 以及安徽蚌埠地区的五河群和北朝鲜的摩天岭群(图1)， 其原岩总体为一套玄武岩和英安岩-流纹岩所构成的火山岩、碳酸盐岩和陆源碎屑沉积岩。

尽管对胶-辽-吉古元古代活动带研究了多年， 但有关它的变质演化与大地构造属性却一直存在争论。一种观点认为该带属于陆内闭合裂谷(张秋生等， 1988； Sunetal.， 1993； Peng and Palmer， 1995； Luoetal., 2004， 2008； Zhaoetal., 2005； Lietal., 2005， 2006， 2011； Li and Zhao， 2007； Liu Jetal., 2018， 2020； Liu J Hetal., 2021)， 另一种观点认为其属于陆-弧或陆-陆碰撞带(白瑾， 1993； 贺高品等， 1998； Faureetal., 2004； Zhouetal., 2004， 2008； Luetal., 2006； Tangetal., 2007； Tametal., 2011， 2012； 王惠初等， 2011； Mengetal.， 2014， 2017a， 2017b； 刘福来等， 2015； 陈斌等， 2016； Caietal.， 2017， 2019； Liu F Letal., 2017； Liu P Hetal., 2019； Xu and Liu, 2019； Wangetal., 2020， 2021)， 还有一些学者倾向于认为该带早期先发生陆内裂解， 形成小洋盆， 后又经历构造体制转换， 发生陆-陆碰撞形成造山带(Lietal.， 2011； Zhaoetal., 2012)。最近， Liu等(2017)综合胶-辽-吉带上的变质表壳岩、条纹状花岗岩和斑状花岗岩的岩石学与同位素年代学信息， 认为该带在古元古代末期曾经历碰撞造山过程， 形成了一系列变质岩石与同造山或造山后花岗岩。

目前看来， 碰撞模式的证据主要来自于该带南部， 由于荆山群和五河群高压麻粒岩的存在， 对其成因的争议相对较小。但是， 对于北部的辽吉地区， 由于变质程度相对较低， 似乎难以用碰撞模式来解释(Luoetal., 2004， 2008； Luetal., 2006； Li and Zhao， 2007)。近期， 在吉南集安群和辽东辽河群中陆续发现的麻粒岩相变质岩石(刘福来等， 2015； 李修亮， 2016； Caietal., 2017, 2019； Liuetal., 2019)表明辽吉地区孔兹岩系可能与胶东地区一样经历了高级变质作用改造， 这对于进一步认识胶-辽-吉带的成因与构造属性具有重要限定作用。但是， 对于这期变质作用发生的时限和构造演化过程仍然存在很多疑问， 特别对于区内这套变质沉积建造， 是发育于陆内裂谷还是陆缘弧后盆地存在很大争议(Lietal., 2011； 刘福来等， 2015； Mengetal., 2017b； Liu Jetal., 2018； Xu and Liu, 2019； Liu J Hetal., 2021)。为此， 本文选取集安群代表性变质表壳岩以及相邻的太古宙TTG片麻岩、古元古代花岗岩样品开展了系统的锆石U-Pb定年与Lu-Hf同位素分析工作， 为进一步认识胶-辽-吉带的构造演化过程提供了新的制约。

1 区域地质概况

通化地区是吉林南部早前寒武纪基底出露最为广泛的地区， 岩石组合丰富， 既有太古宙TTG岩套和变质表壳岩， 也有古元古代变质沉积建造(集安群和老岭群)、基性侵入岩和一系列同造山、非造山的花岗质侵入体(图1b)。其中太古宙TTG片麻岩分布最广， 构成了本区早前寒武纪基底的主体， 岩石类型以英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩为主， 含少量二长花岗岩和紫苏花岗岩， 发育强烈的片麻理。据最新同位素资料， 其主要形成于新太古代， 少部分可能形成于中太古代(王朝阳等， 2018)。太古宙变质表壳岩主要以零散小块体形式分布于大面积的TTG片麻岩之中， 包括中太古代的茨沟组和新太古代的红透山组。前者岩性以斜长角闪岩、黑云变粒岩、绿泥片岩为主， 后者岩性以黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩为主， 局部夹辉石斜长角闪岩和磁铁石英岩等。

区内古元古代变质单元主要分布于东南部的清河、财源一带， 包括集安群、老岭群变质表壳岩， 以及3种类型变形和未变形的花岗质侵入体(图1b)。集安群是通化地区分布最为广泛的变质沉积基底， 主要是由一套富铝片岩、片麻岩和变粒岩组成， 总体相当于孔兹岩系(卢良兆等， 1996)。自下而上包括蚂蚁河、荒岔沟和大东岔3个组。蚂蚁河组以含硼建造为主要特征， 岩石类型包括斜长角闪岩、黑云变粒岩、电气石变粒岩、蛇纹石化大理岩、白云质大理岩等。与上覆荒岔沟组为构造接触。因构造和岩浆侵入活动影响未见顶底。荒岔沟组以富含石墨建造为特征， 主要岩石类型包括石墨变粒岩、含墨黑云片麻岩、含墨大理岩夹斜长角闪岩， 与下伏蚂蚁河组断层接触。大东岔组主要岩石类型为夕线石榴堇青片麻岩、石榴石片麻岩、黑云变粒岩、浅粒岩等。据前人锆石U-Pb定年结果， 集安群碎屑锆石年龄分布较广(2.5～1.9 Ga)， 集中在2.2～2.0 Ga附近， 变质年龄集中在1.90～1.85 Ga之间， 属古元古代无疑(Luetal., 2006； 秦亚等， 2014； Mengetal., 2017a， 2017b)。集安群整体变质程度较高(角闪岩相)， 局部已达麻粒岩相(Caietal., 2017， 2019)。老岭群是一套浅变质建造， 原始层序保存较好， 主要分布于老岭山脉两侧， 下部为一套千枚岩、石英岩、黑云片岩夹碳酸盐岩等组合， 上部为白云质大理岩。碎屑锆石U-Pb定年结果显示其物源时代介于2.5～2.0 Ga之间， 但多数集中在2.2～2.0 Ga附近(Luetal., 2006； Zhangetal., 2018)， 与集安群大体相当， 无明显的变质年龄记录。

区内古元古代花岗岩主要有3种类型， 包括片麻状花岗岩、淡色花岗岩和巨斑状花岗岩。其中片麻状花岗岩主要分布于通化地区南部的清源、红石、钱桌沟等地(图1b)， 岩性以黑云母钾长-二长花岗岩为主， 暗色矿物含量较低(小于10%， 体积分数)， 中细粒结构， 片麻状构造。野外， 该期花岗岩与集安群3个组均有接触， 但片麻理产状一致， 很难判断之间的关系。特别是与蚂蚁河组变粒岩、浅粒岩常常在空间上相伴出露， 彼此穿插， 很容易混淆。早期1/5万《清河幅》地质图将其笼统称为混合岩， 归入蚂蚁河组表壳岩之列。后来， 在开展1/25万《通化幅》地质调查过程中， 发现这部分岩石具有明显的花岗岩结构特征， 2个样品的锆石SHRIMP谐和年龄值集中在2 160±14 Ma、2 145±18 Ma， 并不具备表壳岩的碎屑沉积特征(路孝平等， 2004)。因此， 推断其为变形改造的早期花岗质岩石， 与辽宁南部的条痕状花岗岩(辽吉花岗岩)相当， 为同一期构造事件的产物(Luetal., 2006)。淡色花岗岩主要分布于清河、腰营一带(图1b)。岩性以淡色斜长花岗岩为主， 少量为二长花岗岩。中细粒花岗变晶结构， 块状构造。暗色矿物主要为黑云母， 总量不超过5%， 斜长石含量较高(60%～70%)， 碱性长石少量。见有该岩体侵入了集安群荒岔沟组变粒岩， 应为古元古代晚期侵入体。同时， 该岩体的矿物组成与荒岔沟组变粒岩熔出的浅色脉体极其相似， 反映二者可能具有某种成因联系。斑状花岗岩是本区出露面积较大的花岗质岩体， 主要分布于通化地区南部的双岔河、大东岔一带(图1b)。岩性以巨斑状花岗岩为主， 少量环斑状花岗岩。矿物组成中， 巨斑状矿物以微斜长石为主， 少量为条纹长石。呈长板状半自形， 粒径可达3～5 cm， 含量达30%～50%。同时包含石榴石、堇青石、黑云母等富铝矿物。野外可见该岩体侵入了集安群大东岔组富铝片麻岩和早期片麻状花岗岩。该岩体锆石U-Pb年龄介于1 870～1 840 Ma之间， 属古元古代晚期， 很可能为区域富铝片麻岩深熔分异产物(路孝平等， 2005； Luetal., 2006； 秦亚等， 2014； 杨明春等， 2015； Liuetal., 2017)。此外， 区内还常见一些古元古代基性-超基性侵入体， 主要是镁铁-超镁铁质岩墙， 包括辉长辉绿岩和苏长辉长岩等。它们主要以北东方向展布于太古宙TTG片麻岩中(图1b)。

2 样品产状与岩相学特征

2.1 夕线石榴堇青钾长/二长片麻岩(样品TH19-2与样品TH30-2)

夕线石榴堇青钾长/二长片麻岩为集安群大东岔组的特征变质岩石， 变质程度最高， 蕴含了丰富的变质演化信息。典型的夕线石榴堇青钾长/二长片麻岩主要出露在清河镇南部大东岔村附近， 常与石榴黑云片麻岩、黑云母变粒岩和石榴石花岗岩等相邻共生。由于风化作用， 该类岩石野外普遍不够新鲜， 表面呈棕黄色(图2a)， 片麻理发育。石榴石颗粒粗大， 含量较高， 局部可见石榴石被长英质细脉包裹现象(图2b)， 表明岩石曾经历部分熔融作用。依据钾长石含量高低， 选取了2件该岩石样品开展锆石U-Pb定年工作。其中样品TH19-2取自台上镇附近(图1b)， 岩性为夕线石榴堇青钾长片麻岩， 其主要矿物组成为：夕线石(10%～15%)、石榴石(10%～15%)、黑云母(5%～10%)、堇青石(20%～25%)、钾长石(25%～30%)、斜长石(5%～10%)和石英(20%～25%)， 其它矿物如尖晶石、锆石和独居石等少量(<5%)。其中石榴石粒径一般都在2 mm以上， 内含少量长石、石英、夕线石等矿物包体， 常与堇青石、黑云母相邻共生(图3a)。夕线石主要有3种形态： 第1种呈细毛发状包裹于石榴石之中， 第2种呈针柱状存在于堇青石和长石中， 第3种呈粗大的板柱状存在于基质中(图3a， 3c)。堇青石形态不规则， 多数已蚀变成胶状云母(图3a， 3c)， 仅少部分较为新鲜。岩石中黑云母含量不高， 多为棕褐色， 内部有较多细针状矿物(图3a， 3c)， 可能为脱水分解形成的钛铁矿或金红石。岩石中的长石主要为钾长石， 且多为正条纹长石(图3b)， 说明前期为三元长石， 反映其变质峰期温度至少在800℃以上。样品TH30-2取自大东岔村附近(图1b)， 岩性为夕线石榴堇青二长片麻岩。其镜下岩相结构与矿物特征与样品TH19-2大体相同， 只是钾长石含量稍低一些。

2.2 黑云透辉片麻岩(样品TH25-2)

该样品取自集安市头道镇附近(图1b)， 作为集安群荒岔沟组变粒岩的一部分产出， 出露厚度约3～5 m， 局部可见花岗质脉体顺层侵入(图2c)。该岩石主要矿物组成为： 透辉石(10%～15%)、黑云母(10%～15%)、角闪石(5%～10%)、石英(15%～20%)、斜长石(40%～45%)。中细粒变晶结构， 弱片麻状构造。其中透辉石呈短柱状(图3d)， 粒径0.5～1.0 mm不等。黑云母呈棕褐色， 角闪石呈黄绿色(图3d)。值得注意的是， 该样品中的角闪石都出现在单斜辉石和黑云母的边部(图3d)， 基质中少见， 反映为后期退变而成。

2.3 含墨黑云变粒岩(样品TH26-1)

该样品同样取自集安市头道镇附近(图1b)， 岩石出露规模较大(图2d)， 是集安群荒岔沟组的主体岩石， 局部可见透辉变粒岩/片麻岩、石榴黑云片麻岩等夹层。其主要矿物组成为： 黑云母(15%～20%)、斜长石(40%～45%)、石英(30%～35%)、石墨(3%～5%)。细粒鳞片粒状变晶结构， 弱片麻状/块状构造。其中黑云母和斜长石普遍遭受了不同程度的蚀变改造(图3e)。

2.4 含墨大理岩(样品TH23-1)

该岩石样品取自集安市花甸镇附近(图1b)， 所属地层为集安群荒岔沟组。此处出露的主要岩石类型为含墨黑云变粒岩， 含墨大理岩以3～5 m的夹层出现在变粒岩中(图2e)。岩石主要矿物组成为： 方解石(≥90%)、石墨(3%～5%)以及其它矿物(<5%)。中粗粒变晶结构， 块状构造。在大颗粒方解石之间常见由于碎裂而重结晶的细粒方解石微晶(图3f)。

2.5 片麻状花岗岩(样品TH06-1)

该岩石样品取自通化县红石村附近(图1b)， 外表呈浅粉色调， 局部可见被晚期基性岩墙侵入(图2f)。主要矿物组成为： 黑云母(5%～10%)、石英(25%～30%)、斜长石(25%～30%)、碱长石(条纹长石)(40%～45%)， 局部可见钾长石交代早期大颗粒斜长石现象(图3g)。中细粒花岗结构， 片麻状构造。构造变形明显， 普遍波状消光。

2.6 斑状石榴石花岗岩(样品TH18-1)

该岩石以发育石榴石和钾长石巨型斑晶为特征(图2g， 2h)， 没有明显变形改造痕迹， 并可见其侵入集安群变质表壳岩。样品TH18-1取自台上镇附近(图1b)， 其主要矿物组成为： 夕线石(5%～10%)、石榴石(5%～10%)、黑云母(10%～15%)、钾长石(30%～35%)、斜长石(15%～20%)和石英(20%～25%)， 中粗粒斑状结构， 块状构造。其中石榴石呈粒径1～10 mm不等的斑晶， 夕线石多呈板柱状， 与条纹长石等交生(图3h)， 黑云母呈棕色鳞片。总体来看， 该类岩石中暗色矿物分布极不均匀， 有时石榴石、夕线石、堇青石完全不见， 而过渡为似斑状钾长或二长花岗岩。

2.7 太古宙TTG片麻岩(样品TH43-1)

该TTG片麻岩样品(TH43-1)取自新宾县永陵镇附近(图1b)， 岩性为角闪斜长片麻岩， 外表呈青灰色(图2i)， 其矿物组成比较简单， 主要由角闪石(35%～40%)和斜长石(60%～65%)构成(图3i)， 其他矿物不足1%。中细粒粒状变晶结构， 片麻状构造。

3 分析方法

LA-ICP MS锆石U-Pb原位定年在中国地质大学(北京)地学实验中心元素地球化学实验室进行。分析仪器采用由美国New Wave Research公司生产的激光剥蚀进样系统(UP193SS)和美国AGLENT科技有限公司生产的Agilent 7500型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子质谱仪。激光频率10 Hz， 波长193 nm， 束斑直径36 μm， 激光预剥蚀时间和剥蚀时间分别为5 s和45 s， U、Th、Pb元素积分时间为20 ms， 其它元素积分时间为15 ms。年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正， 以TEM为监控盲样。元素含量以国际标样NIST612为外标， Si为内标计算。普通铅校正与Andersen(2002)方法相同， 数据采用Glitter 4程序进行处理。

锆石Lu-Hf 同位素分析在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室的193 nm 准分子激光剥蚀系统(NewWave)和多接收器电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP MS) 完成。仪器运行条件、Lu-Hf 同位素分析方法见吴福元等(2007)和耿建珍等(2011)。静态信号采集模式，激光剥蚀时间30 s，积分时间0.131 s。激光束斑直径50 μm， 能量密度10～11 J/cm2， 频率8 Hz。采用GJ-1和Plesvice作为外标。

4 锆石CL图像与U-Pb定年结果

4.1 夕线石榴堇青钾长片麻岩(样品TH19-2)

该样品中的锆石以短柱状为主， 粒径50～150 μm之间， 长宽比基本在2～3之间。阴极发光图像(图4b)显示锆石主要存在两种类型： 一种为发育核边结构的复合锆石， 其特点是核部保留碎屑残核， 具有一定的环带结构， 外围发育黑色的增生边； 另一种锆石的阴极荧光基本为黑色， 无环带结构， 其特点与复合锆石的外围增生边类似， 可能为熔体结晶产物。该样品共分析了64组定年数据(表1)。结果显示， 锆石总体呈现U高、Th低的特点， Th/U值除4颗锆石高于0.1之外， 其余60颗全部低于0.1， 表明该样品中的锆石基本都是变质改造或变质结晶锆石。锆石表观年龄基本都在1 950～1 850 Ma之间， 锆石核部最老年龄为2 085±26 Ma(点48)。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图4a)， 几乎所有锆石数据都在谐和线上或其附近， 表明数据可信度高。除了4个年龄大于2.0 Ga的碎屑锆石外， 其余数据点主要集中在2个年龄附近， 一组是在1.9 Ga左右， 有16个数据点， 加权平均年龄为1 910±12 Ma； 另一组是在1.85 Ga左右， 42个数据点， 加权平均年龄为1 854±7 Ma。值得注意的是， 所采集两组年龄的锆石形态与阴极发光图像并无明显区别。

4.2 夕线石榴堇青二长片麻岩(样品TH30-2)

该样品中的锆石以柱状为主， 粒径50～150 μm之间， 长宽比基本在2～3之间， 有些发育较完整的晶形。阴极发光图像(图4d)显示， 该样品中的锆石与样品TH19-2类似， 也主要存在两种类型： 一种为发育核边结构的复合锆石， 其特点是核部保留碎屑残核(颜色较亮)， 具有一定的环带结构， 外围发育黑色的增生边； 另一种锆石的阴极荧光基本为黑色， 无环带结构。该样品共分析了32颗锆石的微区成分(表1)， 结果显示锆石总体呈现U高、Th低的特点， Th/U值绝大多数低于0.1， 显示变质改造或变质结晶锆石特点。最老核部年龄为2 454±42 Ma(点15)。采自锆石增生边部和U含量较高的锆石幔部数据给出的年龄值普遍在1 950～1 850 Ma之间。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图4c)， 除2个数据点不在谐和线上外， 其它数据都在谐和线上或其附近， 并主要集中在2个年龄附近， 一组是在1.95 Ga左右， 有4个数据点， 加权平均年龄为1 948±16 Ma； 另一组是在1.85 Ga左右， 18个数据点， 加权平均年龄为1 845±12 Ma。

4.3 黑云透辉片麻岩(样品TH25-2)

该样品中的锆石以规则柱状为主， 普遍保持较完好的晶形(图4f)， 长宽比在2～3之间， 粒径在150～400 μm之间。少数成近等轴状， 但边缘棱角仍很清晰， 显示未经历搬运过程。阴极发光图像显示， 其内部成黑白条带状韵律环带(图4f)， 类似中基性侵入岩的锆石形态特征。该样品共测试了29颗锆石颗粒， 其数据见表1。结果显示， 该样品锆石的Th含量介于113.38×10-6～728.44×10-6之间， U含量介于239.66×10-6～1 027.73×10-6之间， Th/U值介于0.20～0.85之间。表观年龄则集中在1 886～1 812 Ma之间。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图4e)， 所有数据点都位于谐和线上， 并集中在1 850 Ma附近， 加权平均年龄为1 854±8 Ma， 可能代表该岩石遭受变质改造的年龄。

4.4 含墨黑云变粒岩(样品TH26-1)

该样品中的锆石整体以浑圆状为主， 粒径大小不一， 多数不足100 μm， 长宽比在1～4之间。阴极发光图像显示， 其内部结构多样， 有的发育规则韵律环带， 有的呈条带状或云雾状(图5b)， 显示来源多样。个别颗粒外围发育暗色增生边， 可能为变质成因(图5b)。该样品共分析了26颗锆石颗粒的微区成分(表1)。结果显示， 该样品锆石的Th含量介于29.95×10-6～368.97×10-6之间， U含量介于78.93×10-6～539.82×10-6之间， Pb含量介于49.82×10-6～233.36×10-6之间， Th/U值介于0.33～1.39之间， 表观年龄介于2 547～1 886 Ma之间。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图5a)， 绝大多数锆石数据都偏离了谐和线， 但是仍有一部分点位于谐和线上或其附近。主要集中在2个年龄附近， 一组是在2.5 Ga左右， 有8个数据点， 加权平均年龄为2 522±21 Ma； 另一组是在1.9 Ga左右， 2个数据点， 加权平均年龄为1 895±45 Ma。从锆石特征与年龄的关系看， 岩石中晶形保持较好， 阴极发光呈暗色的锆石所得年龄值偏低， 其中位于谐和线上的最小年龄1 886±32 Ma， 表明其结晶于变质作用晚期。总体来看， 该岩石中的碎屑锆石主要形成于新太古代， 新生锆石则形成于古元古代末期。

4.5 含墨大理岩(样品TH23-1)

该样品中的锆石形态不规则， 有浑圆状、椭球状和不规则粒状， 也有规则的柱状晶体， 反映来源比较复杂。大小一般在100～200 μm之间， 表面经常有溶蚀的裂痕。锆石阴极发光图像显示， 其内部多发育不规则的条带状或云雾状环带(图5d)， 整体发光性较差， 呈现变质成因锆石特征。该样品共分析了32颗锆石颗粒。结果(表1)显示， 该样品锆石的Th含量介于10.23×10-6～774.01×10-6之间， U含量介于489.28×10-6～2 064.42×10-6之间， 呈现明显U高、Th低的特点。Th/U值介于0.01～0.37之间， 其中只有6个点的数值大于0.1， 表明绝大多数锆石为变质成因。表观年龄最大数值为1 939±18 Ma， 最小年龄为1 674±60 Ma。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图5c)， 大多数数据点都位于谐和线上或其附近， 并集中在1.9 Ga附近， 27个点的加权平均年龄为1 905±7 Ma， 很可能反映的是该岩石遭受变质作用强烈改造的年龄。此外， 有几个数据点在1 800 Ma附近， 其中1个位于谐和线上的数据点年龄为1 812±18 Ma。

4.6 片麻状花岗岩(样品TH06-1)

该样品中的锆石普遍较大， 以柱状为主， 普遍保持较好晶形(图6b)， 粒度介于150～350 μm之间， 长宽比在1～3之间， 内部含有磷灰石等矿物包体， 属典型岩浆锆石。该样品共分析了32颗锆石颗粒。结果(表1)显示， 该样品锆石的Th含量介于66.90×10-6～ 996.38×10-6之间， U含量介于168.60×10-6～1 272.76×10-6之间， Th/U值介于0.13～0.93之间。表观年龄最大值为2 155±14 Ma， 最小年龄为1 410±17 Ma。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图6a)， 大多数数据点都偏离了谐和线， 表明存在较严重的Pb丢失。但仍有一些数据点位于谐和线上或其附近， 并集中在2.1 Ga附近， 11个点的加权平均年龄为2 104±18 Ma。

4.7 斑状花岗岩(TH18-1)

该样品中的锆石以柱状为主， 较为自形， 粒度介于100～350 μm之间， 长宽比多在2～4之间， 少数细长柱状可达5以上。阴极发光图像显示内部发育不规则的韵律环带(图6d)， 有条带状、有环状， 也有条带状内核被规则环带包裹， 显示晚期结晶特征。 该样品共测试了33颗锆石颗粒， 其数据列于表1。结果显示， 该样品锆石的Th含量介于24.90×10-6～157.60×10-6之间， U含量介于135.30×10-6～624.10×10-6之间， Th/U值介于0.07～0.58之间， 表观年龄则集中在1 935～1 841 Ma之间， 只有一个数据点超过了2.0 Ga。在锆石U-Pb年龄谐和图上， 所有数据点都位于谐和线上(图6c)， 其中最老一个点的年龄为2 159±22 Ma， 很可能为继承或捕获锆石。其余数据点都集中在1 900～1 850 Ma之间， 32个点的加权平均年龄为1 888±8 Ma。

4.8 角闪斜长片麻岩(样品TH43-1)

该样品中的锆石以柱状和椭球状为主(图6f)， 粒度普遍较大， 一般都在100～300 μm之间， 长宽比在2～4之间。阴极发光图像显示， 内部普遍发育韵律环带(图6f)， 环带样式多样， 有标准的同心环状、不规则的块状，还有一些呈云雾状， 个别颗粒外部可见白色的增生边， 但往往很窄(小于5 μm)。对该样品中的29颗锆石进行了分析， 其数据列于表1。结果显示， 该样品锆石的Th、U含量普遍不高， Th含量介于8.17×10-6～209.18×10-6之间， U含量介于23.74×10-6～509.48×10-6之间， Th/U值介于0.05～1.98之间。锆石表观年龄非常集中， 介于2 654±25 Ma～2 512±21 Ma之间。在锆石U-Pb年龄谐和图上， 全部数据点都位于谐和线上或附近(图6e)， 28个数据点给出的加权平均年龄为2 574±11 Ma。

表1 代表性岩石锆石LA-ICP MS分析结果

续表1-1 Continued Table 1-1

续表1-3 Continued Table 1-3

续表1-4 Continued Table 1-4

续表1-5 Continued Table 1-5

续表1-6 Continued Table 1-6

续表1-7 Continued Table 1-7

5 锆石Lu-Hf同位素分析结果

为了探寻通化地区古老物质的起源， 追索彼此之间的成因联系， 在对一些代表性岩石样品开展锆石U-Pb同位素体系定年的同时， 还利用多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICP MS)对其中一些样品开展了锆石Lu-Hf同位素体系分析。测试样品包括集安群富铝片麻岩、片麻状花岗岩、斑状花岗岩和太古宙TTG片麻岩， 共计5个样品， 结果列于表2。对于片麻状花岗岩和斑状花岗岩， 分别采用前文所获得的207Pb/206Pb年龄(谐和线上加权平均年龄)计算Hf模式年龄， 对其余样品， 全部采用各自锆石原位207Pb/206Pb年龄。

表2 代表性岩石锆石Lu-Hf 同位素分析结果

续表2-2 Continued Table 2-2

样品TH30-2(夕线石榴二长片麻岩)共进行了32个数据点分析(表2)， 其中7个分析点位于核部碎屑锆石， 锆石年龄在2.0 Ga以上， 其余都是变质锆石。结果显示，εHf(t) 值除了3个锆石的数据为正值外， 其余全部为负值， 整体变化范围介于-12.40～6.17， 峰期集中在-6～-4(图7)， 二阶段模式年龄介于3 326～2 312 Ma， 跨度较大， 多数集中在2.75 Ga左右(图7， 图8)， 反映其来源多样， 但主要来自古老物质的再循环。样品TH23-1(含墨大理岩)锆石εHf(t) 值除2个点为正值外， 其余全部为负值(表2)， 峰值介于-6～-2之间(图7)， 二阶段模式年龄变化介于2 943～2 290 Ma， 多数集中在2.8～2.7 Ga(图7， 图8)， 显示该大理岩的物质主要来自壳内古老物质的再循环， 并有少量新生地壳物质加入。样品TH06-1(片麻状花岗岩)锆石εHf(t) 值非常集中， 基本在-2～+2之间变化(图7)， 二阶段模式年龄变化介于2 794～2 523 Ma， 多数集中在2.8～2.7 Ga(图7， 图8)， 显示该花岗岩的原岩复杂， 既有来自亏损地幔物质， 也有壳内再循环产物。样品TH18-1(斑状花岗岩)锆石εHf(t) 基本为负值， 变化介于-5.43～+0.03， 多数集中在-2～0之间(图7)， 二阶段模式年龄介于2 860～2 525 Ma，峰期集中在2.6 Ga(图7， 图8)， 反映其主要来自古老地壳物质的再循环。样品TH43-1(TTG片麻岩)锆石εHf(t) 全部为正值， 变化介于+1.87～+7.30之间(图7)， 二阶段模式年龄介于2 893～2 645 Ma(图7， 图8)， 与一阶段模式年龄和锆石表观年龄相差不大， 反映其为来自亏损地幔的新生陆壳。

6 讨论

6.1 集安群物质来源与沉积时限

关于集安群变质表壳岩的物质来源与沉积时代， 路孝平等(2004)和Lu 等(2006)报道了集安群4个代表性片麻岩样品的锆石U-Pb定年数据，结果显示， 透辉石片麻岩、变粒岩和石榴石片麻岩的碎屑锆石年龄集中在2.2～2.0 Ga之间， 少数在2.5 Ga以上， 3个副片麻岩样品都给出了1.83 Ga左右的变质年龄， 作者认为集安群的沉积时限在2.1～1.83 Ga之间。秦亚等(2014)报道了一组集安群黑云变粒岩的锆石U-Pb定年数据， 碎屑锆石给出了2.65～2.63 Ga、～2.5 Ga和2.19～2.16 Ga 3组年龄数据， 其中～2.5 Ga最为集中， 并有1.88～1.87 Ga的变质年龄记录， 作者认为太古代基底提供了主要物源， 并受到了古元古代岩浆事件的混染。近年， Meng等(2017a， 2017b)对集安群变质火山岩开展锆石U-Pb定年显示， 存在2 184 Ma、2 365 Ma、2 503 Ma和 2 710 Ma 4个碎屑锆石年龄峰值， 作者认为其沉积时代为2.18 Ga， 并遭受了1.90 Ga 和1.85 Ga两阶段变质改造。Zhang等(2018)对集安群3个岩组变质表壳岩的碎屑锆石U-Pb定年结果显示， 存在2.57～2.41 Ga、2.23～2.09 Ga和 2.04～2.02 Ga 3个峰值区间， 并认为其沉积时代在2.13～1.90 Ga之间， 物源主要来自古元古代辽吉花岗岩。由此可见， 有关通化地区集安群的准确沉积时限以及沉积物来源， 目前并没有统一认识。

本文对集安群几种代表性变质表壳岩的锆石U-Pb定年结果显示(表1)， 变质程度较低的含墨黑云变粒岩(样品TH26-1)的碎屑锆石年龄最老， 并且在～2.5 Ga左右呈现明显的峰值(图5a)， 这与秦亚等(2014)的测试结果相同。位于谐和线上8个数据点207Pb/206Pb加权平均年龄为2 522±21 Ma， 表明该变质岩沉积物主要来源于新太古代的岩体剥蚀。尽管该岩石有大量锆石数据点207Pb/206Pb表观年龄分布在2.3～2.0 Ga之间， 但是多偏离谐和线(图5a)， 可信度较低， 很可能是受后期热事件扰动的结果。变质程度较高的几件变质岩样品给出的碎屑锆石年龄与上述样品明显不同， 一方面岩石中碎屑锆石保留很少， 以至于绝大多数测点数据为变质年龄。如两件夕线石榴堇青片麻岩(泥质麻粒岩)样品共计分析了96个数据点， 其中大于2.0 Ga的碎屑锆石年龄不足10个。两件富钙岩石(黑云透辉片麻岩和含墨大理岩)样品则完全没有保留碎屑锆石年龄， 所有数据点年龄都低于1.95 Ga， 属于变质改造年龄。另一方面， 这些高级变质岩石所获得的碎屑锆石年龄普遍低于2.3 Ga， 很少保留太古代年龄记录。这种现象不仅本文所测年龄数据如此， 其他学者所测集安群锆石U-Pb年龄数据也呈现出类似的变化特征(Luetal., 2006； Mengetal., 2017a； Zhangetal., 2018； Caietal., 2019)。这一方面表明其沉积物主要来自古元古代地质体， 更大原因可能还是与后期热事件改造有关。本区泥质麻粒岩中存在石榴石+夕线石+斜方辉石+条纹长石的特征矿物组合， 表明其峰期温度至少在850℃以上(李修亮， 2016； Caietal., 2017)， 经历高温改造的锆石U-Pb体系必然会重置而偏离原始年龄信息。因此， 对于高级变质岩石， 利用碎屑锆石年龄判断其沉积时限是值得商榷的， 而用其判断物质来源则更要慎重。

由于锆石的Lu-Hf同位素体系相对于U-Pb体系封闭温度要高得多， 基本不受后期热事件改造影响， 因此被广泛用于判断物源归属(吴福元等， 2007)。从本文对集安群代表性变质岩锆石Hf同位素的分析结果看， 不论是夕线榴片麻岩， 还是大理岩中的锆石都具有负的εHf(t)值， 二阶段Hf模式年龄都在2.5 Ga以上(表2, 图7)。在εHf(t) -t图解(图8)上， 绝大多数分析点均位于亏损地幔演化线之下的3.0～2.5 Ga地壳演化线之间， 表明其物质主要来源于太古宙古老物质。这有两种可能：一种是直接接收太古宙地质体的剥蚀沉积物， 另一种是接收由太古宙地壳重熔后形成的岩体剥蚀物。从集安群变质表壳岩碎屑锆石的年龄分布情况来看， 低级变质的黑云变粒岩与含角闪石斜长片麻岩都以2.5 Ga碎屑锆石为主， 并含有少量～2.1 Ga的锆石(秦亚等， 2014； Mengetal., 2017a； Zhangetal., 2018)。同时， 也有些黑云片麻岩样品呈现以～2.1 Ga碎屑锆石为主， 2.5 Ga锆石含量较少的情况(Mengetal., 2017a； Zhangetal., 2018)， 说明不同层位岩石在接受沉积时， 物源主体是有变化的。前文提过， 本区古元古代片麻状花岗岩与集安群长英质片麻岩常常彼此交生， 片麻理一致， 野外并没有明显的分界线， 反映二者曾共同经历变质、变形作用改造， 说明集安群的沉积与这期花岗岩的侵入时代有可能是相近或稍晚。本文对片麻状花岗岩的锆石U-Pb定年结果显示其侵入年龄为2 104±18 Ma， 因此可以限定集安群的沉积时限为～2.1 Ga左右。由于岩体侵入初期规模较小， 剥蚀量有限， 造成早期沉积物源以太古宙2.5 Ga花岗质岩石为主， 晚期沉积物以2.1 Ga花岗质岩石为主的不均匀分布现象。

6.2 集安群变质时代

相对于胶-辽-吉带上的荆山群和辽河群， 有关集安群的变质时代资料并不是很多， 但已报道变质锆石U-Pb年龄数据多数在1.95～1.85 Ga之间(路孝平等， 2004； Luetal., 2006； 秦亚等， 2014； 刘福来等， 2015； Liuetal., 2017； Mengetal., 2017a； Zhangetal., 2018； Caietal., 2019； Wangetal., 2021)， 少部分在1.85～1.80 Ga之间(Liuetal., 2017； Wangetal., 2020)。还有部分学者通过独居石U-Pb定年， 获得了大致相同的变质年龄区间(Liuetal., 2017； Caietal., 2019； Wangetal., 2020)。这与胶-辽-吉活动带上的其他变质岩系， 如胶东地区荆山群与粉子山群、五河地区五河群、辽东地区辽河群和朝鲜北部的南浦群、甄山群等所记录的变质年龄值大体相当(周喜文等， 2004； Wanetal., 2006； Zhouetal., 2008； Tametal., 2011, 2012； Zhaoetal., 2012； Wangetal., 2013； 刘福来等， 2015； 赵磊等， 2016)， 说明这期构造热事件贯穿了整个构造带。本文对集安群5件变质表壳岩样品的LA-ICP MS锆石U-Pb定年结果亦显示记录了1.95～1.80 Ga变质改造年龄(图4～图6)。其中有3件样品记录两组变质年龄， 分别是夕线石榴钾长片麻岩(样品TH19-2)记录了1 910±12 Ma和1 854±7 Ma， 夕线石榴二长片麻岩(样品TH30-2)记录了1 948±16 Ma和1 845±12Ma， 含墨大理岩(样品TH23-1)记录了1 905±7 Ma和1 812±18 Ma。含墨变粒岩(样品TH26-1)和黑云透辉片麻岩则只记录了一组变质年龄， 分别为1 895±45 Ma和1 854±8 Ma， 总体呈现1.95～1.90 Ga、1.90～1.85 Ga和1.85～1.80 Ga 3个阶段演化， 与前人报道的集安群变质年龄变化区间大体相当(Luetal., 2006； Liuetal., 2015； Mengetal., 2017a； Zhangetal., 2018； Caietal., 2019； Wangetal., 2021)。至于是什么原因导致不同岩石记录的变质年龄不完全一致， 可能主要还是与变质程度有关， 同时体系中熔体的含量与移出程度也是重要因素之一(王伟等， 2014)。变质程度较低的含墨变粒岩只获得了2个变质锆石年龄数据(图5a)， 变质程度较高的夕线石榴堇青片麻岩所获得绝大多数锆石数据为变质年龄(图4a， 4c)， 富含钙质和流体的黑云透辉片麻岩和大理岩则全部为变质年龄数据(图4e， 图5c)。从变质年龄的分布区间看， 1.90～1.85 Ga区间数据呈现绝对高峰值， 占据总量的80%以上(图4～图6)。这种现象不仅集安群如此， 在整个胶-辽-吉带上的深变质岩石都呈现如此特征， 说明1.90～1.85 Ga是区域上变质锆石结晶的重要阶段(刘福来等， 2015)。

由于野外可见未变形的斑状花岗岩侵入集安群变质表壳岩现象， 花岗岩中含有石榴石、夕线石、堇青石等富铝特征变质矿物， 锆石εHf(t) 值为负值， 显示与富铝片麻岩高度同源的特点(图8)， 很可能为其部分熔融的产物。本文对一件斑状花岗岩样品(TH18-1)的锆石U-Pb定年结果显示其侵位年龄为1 888±8 Ma， 与上述第二阶段变质年龄1.90～1.85 Ga高度重合。因此， 可以认为1.90～1.85 Ga变质年龄应代表本区麻粒岩相变质峰期后， 加厚地壳发生大规模垮塌、热松弛并引起大规模部分熔融作用的阶段。由于这期斑状花岗岩不仅在吉南地区， 在相邻的辽东地区， 以及南部的胶东地区均有不同程度的出露， 侵位年龄集中在1.88～1.85 Ga之间(Luetal., 2006； 秦亚等， 2014； Liuetal., 2017； Wangetal., 2020)， 因此对于1.90～1.85 Ga变质年龄指示意义的认识适用于整个胶-辽-吉带。

对于胶-辽-吉带上第一阶段1.95～1.90 Ga变质年龄的指示意义， 多数学者倾向于认为其代表麻粒岩相变质峰期或接近峰期时代(周喜文等， 2004； Luoetal., 2008； Zhouetal., 2008； Zhaoetal., 2012； Tametal., 2012； 刘福来等， 2015； 刘平华等， 2015； Wangetal., 2017)， 但多缺乏有效的依据。有学者依据锆石中所含显微矿物包体来限定其变质阶段， 将含有石榴石、单斜辉石、斜长石等矿物包体的确定为峰期阶段， 含有斜方辉石、夕线石、钾长石的确定为峰期后减压阶段(Liuetal., 2012； 刘平华等， 2015)。这无疑是一个很好的尝试， 在超高压变质岩研究中已有很多成功先例(Liuetal.， 2010)。但是该方法未必适用于高压麻粒岩， 原因在于高压麻粒岩相属于中压相系(魏春景等， 2021)， 标定其温压条件的是“石榴石+单斜辉石+斜长石+石英”矿物组合(Green and Ringwood， 1967)， 单个矿物并不具有超高压变质岩石中绿辉石、柯石英、金刚石所呈现的指示特征。由于单斜辉石在高压麻粒岩相、中压麻粒岩相、甚至角闪岩相阶段都是稳定存在的， 很难依靠它限定变质阶段。事实上， 胶北地块含有单斜辉石包体的锆石颗粒与含有斜方辉石包体的锆石颗粒所给出变质年龄都在1.90～1.85 Ga之间， 并没有明显的差距(刘平华等， 2015)。因此， 对于高压麻粒岩相变质峰期阶段时代的确定还存在很大不确定性。

最近20年， 随着热力学计算软件和矿物固溶体活度模型的改进， 使得通过计算定量相图模拟岩石变质演化过程成为可能(魏春景等， 2003)。特别是通过含Zr体系的定量相图， 可以模拟随温、压变化锆石的消耗与产出过程(Kelsey and Powell， 2011； 张颖慧等， 2013； Wangetal., 2014； 王伟等， 2014)。一般来说， 进变质过程中随着温度升高超越饱和水固相线， 岩石将发生部分熔融， 导致体系中熔体比例逐渐增加(Whiteetal., 2001； Brown, 2007； 魏春景等， 2017)。若熔体不发生丢失， 岩石中的锆石将逐渐消耗进入熔体， 并在850℃时完全消失， 因此进变质过程一般不会生成变质锆石(Kelsey and Powell， 2011； Wangetal., 2014)。但是， 由于岩石体系并不完全封闭， 在变质过程中经常会发生熔体移出现象， 导致原有锆石的稳定温度增高， 并不会被完全消耗(王伟等， 2014)。这也使得我们有机会在麻粒岩相变质岩石中看到保存较好的碎屑锆石。至于碎屑锆石保留多少， 则与变质温度和体系熔体残留比例密切相关(王伟等， 2014)。对于变质锆石， 则主要通过降温过程中熔体中含锆组分的结晶形成， 因此其只能反映麻粒岩地体的降压冷却时代(张颖慧等， 2013； 王伟等， 2014)。但是， 并不是所有麻粒岩样品都能发育变质锆石。周喜文等(2009)在对贺兰山高压泥质麻粒岩开展SHRIMP锆石U-Pb定年过程中， 发现只有1件样品(HL0706)发育了变质增生锆石， 并给出1.95 Ga的变质改造年龄。其余两件样品则基本没有变质锆石， 而保留大量岩浆锆石。说明样品HL0706在进变质过程中熔体逃出比例适当， 得以既保留了碎屑锆石残核， 降温过程中又有变质锆石结晶。另两件样品则可能从开始熔体就不断逃逸， 导致原有锆石不会被消耗而得以保留， 降温过程中也没有新的变质锆石结晶。

由于胶-辽-吉带的变质岩系最高变质程度都达到了麻粒岩相以上， 野外普遍可见长英质脉体顺层产出现象， 表明变质过程中均不同程度地有熔体产生和移出现象。既然定量相图模拟计算结果显示变质锆石主要形成于降温过程中(Kelsey and Powell， 2011； 张颖慧等， 2013； Wangetal., 2014； 王伟等， 2014)， 笔者认为第一阶段1.95～1.90 Ga变质年龄反映的也应是麻粒岩地体的抬升冷却时代。从胶-辽-吉活动带已发表年龄数据看， 除了变质程度相对较低的北辽河群、老岭群报道较多该期变质锆石U-Pb年龄外(Luoetal., 2004， 2008； Li and Zhao， 2007； Mengetal., 2017a， 2017b)， 在其余深变质岩系中都占据少数(刘福来等， 2015)。之所以如此， 可能与浅变质岩系在热构造运动中所处层位较浅， 因而可以更早抬升冷却。达到麻粒岩相的深变质岩系， 处于中下地壳层位， 其抬升必然经历更长时间。随着降温过程， 熔体中变质锆石逐步结晶生长， 初期(1.95～1.90 Ga)含量较少， 后期(1.90～1.85 Ga)伴随花岗质脉体进入冷凝阶段， 变质锆石也会集中产出。至于区域变质岩系中出现的第3阶段1.85～1.80 Ga变质年龄， 则可能与变质地体抬升到更浅层次的构造运动有关。

6.3 花岗质岩石成因及其与变质表壳岩的关系

吉南地区出露的前寒武纪花岗质岩石主要有3类， 包括太古宙TTG片麻岩、古元古代片麻状花岗岩和斑状花岗岩。对于太古宙TTG片麻岩， 李俊建等(1996， 1998， 2000)最早曾对清源地区出露的岩石开展地球化学与单颗粒锆石U-Pb定年工作， 确定其时代为2.58～2.51 Ga， 具有大陆边缘弧属性特征。同一地区， 万渝生等(2005)通过SHRIMP锆石U-Pb定年， 确定其时代为2.55～2.50 Ga， 并存在2.47 Ga的变质事件， 反映弧陆增生作用。随后， 陆续又有学者针对通化、靖宇和和龙等地出露的太古宙绿岩带与TTG片麻岩开展锆石U-Pb、Lu-Hf定年工作， 得出认识大体相当， 认为吉林南部这套TTG片麻岩主成岩期为2.6～2.5 Ga， 局部为2.7 Ga， 具有正的εHf(t)值， 形成于大陆边缘弧环境(Guoetal., 2016， 2017； 王朝阳等， 2017， 2018)。本文对采自通化西部新宾附近的1件角闪斜长片麻岩(样品TH43-1)的锆石U-Pb定年结果显示其207Pb/206Pb年龄在2 654～2 512 Ma之间， 数据点基本都在谐和线上， 加权平均年龄为2 574±11 Ma， 与前人报道的区域TTG片麻岩成岩年龄大体相当。锆石Hf同位素显示其εHf(t)值(1.87～7.3)全部为正(图7)， 二阶段模式年龄介于2.89～2.60 Ga之间(图7， 图8)， 集中在2.7 Ga左右， 反映曾存在大规模的陆壳增生事件， 这与全球太古宙的大规模陆壳发育时间一致(Condie， 2000； Zhai and Santosh， 2011)。目前所出露的大规模2.60～2.50 Ga TTG片麻岩应为这期新生陆壳物质发生重熔作用的产物。值得关注是， 几个高正εHf(t) 值(大于7.0)的二阶段模式年龄值与其实测207Pb/206Pb年龄值在误差范围内基本一致， 在2 650～2 600 Ma之间， 反映其直接来源于亏损地幔， 表明来自于深部的地壳增生事件一直延续到2.6 Ga。尽管有不少学者倾向于认为华北克拉通东北缘TTG片麻岩成因与新太古代末期弧-陆碰撞事件有关(李俊建等， 1998， 2000； 万渝生等， 2005； Guoetal., 2016， 2017； 王朝阳等， 2017， 2018)。但是由于这方面证据多来自于对地球化学数据的解译， 往往缺少直接的地质证据支持， 以至于很多现象用碰撞模式难以解释， 如吉南地区太古宙花岗质岩石中广泛发育的穹窿-龙骨构造(Wu and Wei, 2021)、同期变质表壳岩记录逆时针样式的pT演化轨迹(葛文春等， 1994； Geetal., 2003； Wuetal., 2013； Wu and Wei, 2021)和短时间内(～2.5 Ga)巨量花岗质物质的形成等等。另一方面， 具有现代板块运动特点俯冲作用是在新元古代后才出现的(Zhai and Peng， 2020)， 其所呈现的岛弧岩浆特征能否应用于早前寒武纪地质依然存在很大争议。因此， 本文与很多学者一样， 倾向于用地幔柱模式解释吉南地区新太古代末大规模TTG片麻岩的成因问题(赵国春， 2009； Gengetal., 2012； Wu K Ketal., 2013； Wu M Letal., 2016； Liuetal., 2021)。

出露于吉南地区的片麻状花岗岩是胶-辽-吉带北部2.1 Ga辽吉花岗岩的重要组成部分(张秋生等， 1988； Sunetal., 1993； 李三忠等， 1997； Lietal., 2007)。路孝平等(2004， 2005)利用离子探针SHRIMP锆石U-Pb定年技术获得该花岗岩的成岩年龄为2.16 Ga， 并依据地球化学数据认为其为铝质A型花岗岩， 形成于拉张盆地底部， 并作为基底接受集安群表壳岩的沉积。秦亚等(2014)利用LA-ICP-MS获得区内片麻状花岗岩的锆石U-Pb年龄为2.18～2.13 Ga， 依据地球化学特征判断其属于A型花岗岩， 形成于大陆裂谷环境。本次对清河地区片麻状花岗岩(样品TH06-1)的锆石U-Pb定年结果表明， 其最大谐和年龄为2 137±14 Ma， 加权平均年龄为2 104±18 Ma， 与前人定年结果基本一致， 表明这期花岗岩的侵位时代在2.18～2.10 Ga之间。锆石Hf同位素分析结果显示， 其εHf(t)值变化范围很窄， 介于-2～+2之间， 模式年龄主要在2.8～2.7 Ga(图7)。在εHf(t) -t演化图解上(图8)， 其与集安群变质表壳岩混杂在一起， 显示同源特征。据此推断， 通化地区的这期片麻状钾长-二长花岗岩为原地重熔型花岗岩， 其来源既有新生的太古代TTG片麻岩， 也有变质表壳岩， 形成环境相当于裂谷盆地。其与集安群的沉积时代大体相同， 并在盆地拉开后为其提供了部分物源。

关于胶-辽-吉带古元古代末期的斑状花岗岩， 在辽东、吉南地区出露非常广泛， 以含巨大钾长石斑晶为特征， 局部含石榴石， 通化地区同时见有夕线石、堇青石等富铝矿物， 显示与富铝片麻岩有很强的成因关系(刘福来等， 2015； Liuetal., 2017)。对于通化地区的斑状石榴石花岗岩， 多名学者曾对其开展过工作， 获得其锆石U-Pb年龄为1.89～1.85 Ga， 并依据地球化学数据判断其为S型花岗岩， 形成于造山后或同造山环境(路孝平等， 2005； 秦亚等， 2014； 杨明春等， 2015； 王朝阳等， 2017； Liuetal., 2017； Wangetal., 2020)。本文对通化地区斑状含石榴石花岗岩的锆石U-Pb定年结果显示， 样品TH18-1年龄值为1 888±8 Ma， 这与前人的测试结果一致。同时， 样品中包含1颗2 159±22 Ma的捕获锆石年龄， 显示来自于上述片麻状花岗岩。锆石Hf同位素分析结果显示(表2)， 通化地区斑状花岗岩的锆石εHf(t)值变化范围较窄， 且绝大多数为负值， 模式年龄在2.7～2.6 Ga之间(图7)。在εHf(t) -t演化图解上(图8)， 其多与集安群变质表壳岩混杂在一起， 显示同源特征。由于该花岗岩侵入了集安群变质表壳岩， 并且自身没有遭受任何变形改造， 推测其形成于造山后拉伸环境下， 由于加厚地壳发生热松弛垮塌， 导致大规模部分熔融形成。

6.4 构造指示意义

胶-辽-吉带作为华北克拉通东部的重要构造带， 尽管对其成因和构造演化过程存在较大争议， 但对一些基本地质事实大家都认可。首先， 这条活动带从北到南发育了巨量的变质沉积建造， 包括辽河群(南、北)、集安群(含老岭群)、荆山群(含粉子山群)和五河群等， 它们都大致呈现下部火山碎屑、中部泥砂质、上部大理岩的沉积建造， 其中变质火山建造具有双峰式特点； 第二， 这套建造在1.95～1.85 Ga期间普遍遭受了绿片岩相-角闪岩相、局部麻粒岩相(甚至高压麻粒岩相)的变质改造， 具有顺时针样式的pT演化轨迹， 反映其经历了碰撞造山过程(刘福来等， 2015)； 第三， 普遍发育一套2.2～2.0 Ga片麻状(或条痕状)花岗岩和基本同期的基性岩墙群， 花岗岩主体呈现碱性(A型)非造山特征， 个别呈现埃达克质钙碱性特征， 且都遭受了1.95～1.85 Ga构造热事件的改造(李三忠等， 2005； Lietal., 2011； 刘福来等， 2015； 王朝阳等， 2017； Liu Jetal., 2018， 2020； Liu J Hetal., 2021)； 第四， 发育一套1.88～1.85 Ga的斑状钾长花岗岩， 未遭受任何变形改造， 具有S型、后造山特征， 野外可见该期花岗岩侵入了同时代的变质表壳岩(Liuetal., 2017)。由此可见， 胶-辽-吉构造带一定是一条重要的板块边界缝合带， 否则难以造成长达上千公里的沉积建造在相同时间内遭受相近的变质作用改造(Zhaoetal., 2005)。至于这条构造带是板内裂谷闭合带还是弧-陆或陆-陆碰撞造山带， 目前还很难得出确切结论。早期2.2～2.0 Ga出现的双峰式火山建造、碱性(A型)花岗岩、基性岩墙群和稳定的海侵系列沉积， 表明当时为一个大陆拉张环境。本文对集安群变粒岩碎屑锆石U-Pb定年， 以及其他学者对老岭群和辽河群某些层位的碎屑锆石定年结果都显示2.5 Ga呈现一个绝对峰值(Luoetal., 2004， 2008； Luetal., 2006； Zhangetal., 2018)， 表明开始是在太古代基底上接收沉积并提供物源。随后转为滨浅海相泥砂质和大理岩沉积， 物源逐渐变为2.2～2.0 Ga时期为主， 这种沉积建造与裂谷盆地的发育过程吻合。虽然弧后盆地也可以接受陆缘碎屑沉积， 但是其所形成的弧岩浆岩必然是随年代连续变化的， 不会在某一区间内集中爆发。后期1.95～1.85 Ga呈带状分布的麻粒岩相变质岩石、顺时针样式pT演化轨迹和一系列同碰撞、后碰撞花岗岩的产出具有明显碰撞造山带演化特点， 其与早期裂谷发育可能不属于同一期构造热事件。可是如果籍此认为古元古代晚期构造环境为活动大陆边缘， 又缺少岛弧环境下普遍发育的构造增生杂岩。因此， 正如刘福来等(2015)对胶-辽-吉带全面总结所认识的那样， 其在几亿年时间跨度上经历了异常复杂的构造演化过程， 很难用某一个单一构造模式进行全面解释。

7 结论

(1) 通化地区集安群变质表壳岩碎屑锆石U-Pb年龄呈现2.5 Ga与2.1 Ga两个明显的主峰， 且不同类型变质岩石中碎屑锆石的年龄分布并不一致， 变质程度较低的含墨变粒岩碎屑锆石年龄集中在2.5 Ga左右， 反映主要来自新太古代地质体， 变质程度较高的夕线石榴堇青片麻岩、透辉片麻岩和大理岩碎屑锆石含量很少， 且普遍遭受了变质改造， 难以反映真实的物源时代。

(2) 集安群变质锆石年龄主要呈现1.95～1.90 Ga、1.90～1.85 Ga和1.85～1.80 Ga 3个阶段， 根据定量相图模拟的变质锆石与熔体的产出关系， 推断第1阶段年龄代表了变质地体抬升降温初期， 第2阶段年龄代表了抬升降温后期大规模熔体冷凝结晶时代， 第3阶段则与地体进一步抬升到地壳浅部层次的构造运动有关。

(3) 通化地区太古宙角闪斜长片麻岩(TTG)的侵位时代为2 574±11 Ma， 锆石εHf(t) 值介于1.87～7.3之间， 二阶段模式年龄介于2.89～2.60 Ga之间， 显示为新生地壳部分熔融产物。片麻状二长花岗岩的侵位时代为2 104±18 Ma， 锆石εHf(t)值介于-2～+2之间， 模式年龄介于2.8～2.7 Ga之间， 显示为新生地壳与古老表壳岩共同熔融产物。未变形斑状石榴石花岗岩的侵位时代为1 888±8 Ma， 锆石εHf(t)值介于-5.43～+0.03， 模式年龄介于2.7～2.5 Ga之间， 显示主要为古老表壳岩重熔产物。

(4) 集安群变质表壳岩的锆石εHf(t)值介于-12.4～+6.17之间， 主峰在-8～-2之间， 二阶段模式年龄介于3.0～2.3 Ga之间， 并且与太古宙TTG片麻岩和古元古代片麻状花岗岩具有同源演化特点。

(5) 胶-辽-吉带早期2.3～2.0 Ga期间呈现典型大陆裂谷发育特征， 晚期1.95～1.85 Ga期间呈现碰撞造山带演化特点， 二者可能分属不同的构造热事件。

致谢感谢中国地质大学(北京)地球科学研究院苏犁教授和天津地质调查中心李怀坤研究员在锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析过程中给予的帮助。感谢匿名审稿人对文章初稿提出的建设性意见。

谨以此文恭祝沈其韩院士百岁寿诞。作为晚辈， 我是从阅读沈先生著作的《中国早前寒武纪麻粒岩》开始步入前寒武纪地质与变质岩石学专业。后来有幸在同一单位工作， 能够近距离聆听先生的教诲和指导， 使我受益匪浅。特别是先生对地质事业的热爱和一丝不苟的科研精神， 以90多岁高龄仍然坚持发表学术论文， 永远是我们学习的榜样！