古元古代胶-辽-吉带造山后转换机制：来自青城子地区花岗岩体年代学与地球化学特征的制约*

马玉波 张勇 李立兴 沈宏飞

古元古代胶-辽-吉带位于华北克拉通东部，夹于龙岗地块和狼林地块之间，带内发育巨量古元古代的陆壳物质沉积和强烈的岩浆作用，并经受了后期多期岩浆-变质及构造变形事件的改造(图1; Liuetal., 2014; 刘福来等, 2015; 王祥俭等, 2017; 赵岩等, 2020)。该带的构造属性及演化历史是研究华北克拉通的形成演化、陆块聚-散的动力学过程的关键环节。目前，对于胶-辽-吉带的演化过程仍有多种不同认识，如陆内裂谷开启-闭合模式(Lietal., 2005, 2012; Li and Zhao, 2007; Wangetal., 2016)、弧-陆碰撞模式(Yuanetal., 2015; 杨明春等, 2015a; Lietal., 2018)和陆-陆碰撞模式(贺高品和叶慧文, 1998)。同时，由于年代学结果的复杂性及地球化学数据的多解性，目前对胶-辽-吉带的演化阶段研究仍存在大量争议，特别是多阶段多期次的演化过程(翟明国和彭澎, 2007; Zhaoetal., 2012; Wangetal., 2017)。

图1 辽东地区古元古代花岗岩分布简图(据Zhu et al., 2019；许王, 2019修改)Fig.1 Simplified geologic map showing the distribution of the Paleoproterozoic granites in the Liaodong area (modified after Zhu et al., 2019 and Xu, 2019)

辽东地区位于胶-辽-吉带中段，发育大量古元古代火山-沉积岩系和中酸性侵入岩体及少量镁铁质岩体，对研究古元古代造山带构造演化过程具有重要意义(李三忠等, 1997; Wildeetal., 2002; Zhaoetal., 2002, 2005; Zhai and Santosh, 2013)。以往的研究显示，带内古元古代花岗质岩体具有多期次、多成因、构造多样的特点(王祥俭等, 2017)，既有弧岩浆性质的高分异“I 型”花岗岩(杨明春等, 2015a)，也有埃达克质的花岗闪长岩(王鹏森等, 2017)，还有“A 型”花岗岩。时代上发育2.2 ～2.1Ga和1.88～1.85Ga两期岩浆事件并叠加变质事件。厘清这些古元古代花岗岩的形成期次、源区性质及成因，是还原胶-辽-吉带的构造属性和演化过程的关键。

图2 大顶子岩体(a, 据Di et al., 2020修改)和卧龙泉岩体地质简图(b, 据刘文彬等, 2018修改)Fig.2 Geological sketch map of the Dadingzi pluton (a, modified after Di et al., 2020) and Wolongquan pluton (b, modified after Liu et al., 2018)

青城子地区以发育大量金、银和铅锌矿床而闻名，区内经历了古元古代、中元古代-中三叠世和和晚三叠世多期的构造-岩浆事件，广泛发育不同时期、不同性质、不同规模的构造变形并伴随着大量岩浆侵位。由于后期扰动较大，前寒武地质学家对该地区开展工作较为困难。我们通过详细的野外地质、年代学及地球化学发现，在复杂的矿集区内，同样保留了多期次多类型的古元古代花岗岩体。本文选取上述地区的古元古代花岗岩体开展系统的SHRIMP锆石U-Pb年代学、LA-ICP-MS 锆石Hf同位素和全岩岩石地球化学研究，并结合区域上岩浆-变质作用，揭示这些古元古代花岗岩体的形成时代、成因及构造意义，为准确地认识胶-辽-吉带的构造属性及演化过程提供依据。

1 地质背景与岩体特征

胶-辽-吉带位于华北克拉通的东部，是华北克拉通变质基底的重要组成单元(Zhaoetal., 2001, 2005, 2012; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2010; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013)。胶-辽-吉带呈北北东向展布，从吉林南部，穿过辽东半岛，进入胶东半岛，并推测向西南穿越郯庐断裂延伸至徐州-蚌埠一带，延伸达1200km(Zhaoetal., 2012; 刘福来等，2015; Liuetal., 2019)。辽吉地区古元古代岩石组合主要包括变质火山-沉积岩、花岗岩和镁铁质侵入体，其中变质火山-沉积岩依据变质作用和岩石组合的不同被划分为北侧的老岭群和北辽河群以及南侧的集安群和南辽河群(贺高品和叶慧文，1998)。辽吉带内火山-沉积岩形成于2.1～2.0Ga，并经历了1.9～1.88Ga变质作用(图1; Luoetal., 2004，2008; Luetal., 2006; Wanetal., 2006; 王惠初等，2011; Li and Chen，2014; Mengetal., 2014; 李壮等，2015)。古元古代岩浆作用被两种岩相学特征不同的花岗质岩体记录：条痕状花岗岩主要形成于2.2～ 2.1Ga(一般被称为辽吉花岗岩，路孝平等, 2004b; Li and Zhao, 2007; 杨明春等, 2015a)，斑状花岗岩和碱性正长岩侵位于1.88～1.85Ga(后造山花岗岩，蔡剑辉等, 2002; 路孝平等, 2004a; 杨进辉等, 2007; 杨明春等, 2015b)。

青城子矿集区内的早前寒武纪地层主要有鞍山群太古宙结晶基底，北辽河群以碎屑岩和碳酸盐岩为主，变质、变形较弱(卢良兆等, 1996)，南辽河群以变质火山岩的大量发育与北辽河群相区别，也是区域上金、铅锌、银及菱镁矿的主要赋存层位(曾庆栋等, 2019)。大顶子岩体主要位于青城子镇南边，出露面积约40km2，地表形态为不规则状或椭圆状岩株，具弱片麻状构造，野外可观察到岩体侵入辽河群高家峪组、大石桥组和盖县组地层中(图2a)。主要岩性片麻状细粒二长花岗岩，由钾长石(正长石、微斜长石，含量约40%)、斜长石(含量约30%)和石英(含量约25%)及少许黑云母(含量<2%)构成(图3a, b)。

图3 青城子大顶子细粒二长花岗岩和卧龙泉似斑状黑云母二长花岗岩标本照片(a、c)及其正交偏光(b、d)显微镜照片Pl-斜长石；Qtz-石英；Kf-钾长石Fig.3 Photographs(a, c) and photomicrographs(b, d) of the Dadingzi fine-grained monzonitic granite and Wolongquan porphyritic biotite monzogranite in the Qingchengzi areaPl-plagioclase; Qtz-quartz; Kf- K-feldspar

卧龙泉岩体出露面积约180km2，呈不规则岩基状产出，侵入古元古代辽河群盖县组地层中(图2b)。岩性主要为似斑状黑云母二长花岗岩，斑晶主要为钾长石，粒度一般为5～15mm，含量5%～10%，基质主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母组成(图3c, d)。

2 分析方法

2.1 锆石SHRIMP U-Pb定年

SHRIMP U-Pb定年样品取自青城子矿集区大顶子岩体(图2a; DDZ-3、DDZ-5)和卧龙泉岩体(图2b; WLQ-5)，样品经重磁选后，挑选代表性的锆石制作样品靶。进行SHRIMP U-Pb分析前，进行了透反射、背散射(BSE)及阴极发光(CL)图像分析，以确定锆石颗粒的晶体形态、内部结构以及标定测年点。

锆石的U，Th和Pb同位素组成分析在北京离子探针中心的SHRIMP II上进行，分析流程和原理参见文献(Williams, 1998; 宋彪等, 2002)的相关描述。应用澳大利亚地调局标准锆石TEMORA(417Ma)进行元素之间的分馏校正。Pb/U校正公式采用Pb/U=A(UO/U)2(Claoué-Longetal., 1995)。应用置于调试靶上的另一标准锆石TEM(年龄为417Ma, U含量为238×10-6)标定锆石的U、Th和Pb含量。剥蚀束斑直径为25μm。应用澳大利亚国立大学PRAWN程序进行数据处理。普通铅根据实测204Pb校正，数据点的误差为1σ。采用207Pb/206Pb年龄，其加权平均值的误差为2σ，置信度为95%。

2.2 锆石Hf同位素分析

在进行过SHRIMP U-Pb定年的锆石颗粒原点位开展Hf同位素比值测量, 测试在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。实验室采用Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)，剥蚀束斑直径为40μm，测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置或有部分重叠。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。

2.3 全岩主微量元素测试

全岩主微量元素测试在国家地质实验测试中心进行。样品的主量元素通过XRF(X荧光光谱仪3080E)方法测试，稀土元素(REE)和微量元素通过等离子质谱仪(ICP-MS)分析。

3 分析结果

3.1 锆石SHRIMP U-Pb年龄

锆石SHRIMP U-Pb定年结果见表1。

大顶子岩体的锆石多为不规则粒状，长约70～150μm，长短轴比1～2.5。阴极发光(CL)图像显示锆石具有较典型的岩浆振荡环带结构(图4a)。其中DDZ-3样品锆石U含量变化范围为35×10-6～334×10-6，Th含量变化范围为236×10-6～1104×10-6，Th/U值=0.09～0.65(表1)；DDZ-5样品锆石U含量变化范围为36×10-6～591×10-6，Th含量变化范围为143×10-6～1469×10-6，Th/U值=0.1～0.46(表1)；二者锆石Th/U值整体大于0.1，符合岩浆成因锆石的特征(Belousovaetal., 2002)。DDZ-3样品呈现两组年龄，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2174±8Ma(MSWD=1.2，n=8)和1884±5Ma(MSWD=0.63，n=18)，两组数据点大多均在谐和线上(图5a)；DDZ-5表现为一组年龄，数据点谐和度较高，207Pb/206Pb加权平均年龄为1882±5Ma(MSWD=1.5，n=10)(图5b)。

表1 青城子古元古代花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄数据Table 1 SHRIMP U-Pb data of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

续表1Continued Table 1

图4 青城子大顶子岩体(a)和卧龙泉岩体(b)锆石阴极发光(CL)图像Fig.4 Zircon CL images of the Dadingzi monzonitic granite (a) and Wolongquan porphyritic biotite monzogranite (b) from the Qingchengzi area

图5 青城子古元古代花岗岩SHRIMP U-Pb年龄(a) DDZ-3; (b) DDZ-5; (c) WLQ-5Fig.5 SHRIMP zircon U-Pb concordia plots and weighted average age of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

图6 青城子地区古元古代花岗岩Hf同位素演化图辽河群地层数据引自许王，2019Fig.6 Zircon εHf(t) versus age diagram of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi areaData of Liaohe Group from Xu, 2019

卧龙泉岩体(WLQ-5)锆石大多数呈自形-半自形双锥柱状、短柱状，长约20～150μm，少数可达200μm，长宽比为1.2～3，晶面裂纹较发育，晶棱、晶锥略显钝化，个别可见锥柱不对称的歪晶(图4b)，阴极发光(CL)图像显示锆石具有较典型的岩浆振荡环带结构(图4b)。锆石U含量为166×10-6～1976×10-6，Th含量变化范围为371×10-6～5774×10-6，Th/U值=0.12～0.46(表1)，锆石Th/U值整体大于0.1，显示出岩浆成因特点(Belousovaetal., 2002)。共完成19个测点，其中13个测点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1878±4 Ma(MSWD=1.8, n=13)(图5c)。

3.2 锆石Hf同位素组成

本文分别选取了DDZ-3、DDZ-5和WLQ-5开展了锆石Hf同位素测试，结果见表2和图6。

岩体锆石Hf同位素分析点位置与SHRIMP U-Pb定年位置相同，分析数据见表2。其中大顶子岩体样品DDZ3的176Hf/177Hf比值分布于0.281500～0.281757之间，εHf(t)值为+1.1～+4.9，单阶段模式年龄tDM1为2114～2454Ma，两阶段模式年龄tDM2为2243～2625Ma；DDZ5的176Hf/177Hf比值分布于0.281654～0.281763之间，εHf(t)值为+0.6～+5.0，单阶段模式年龄tDM1为2089～2509Ma，两阶段模式年龄tDM2为2230～2489Ma。卧龙泉岩体的176Hf/177Hf比值分布于0.281659～0.281846之间，εHf(t)值为+1.2～+7.4，单阶段Hf模式年龄tDM1为1987～2218Ma，两阶段Hf模式年龄tDM2为2059～2437Ma。

表2 青城子古元古代花岗岩的锆石Hf同位素组成Table 2 Zircon Hf isotopic data of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

表3 青城子古元古代花岗岩的主量(wt%)和微量(×10-6)元素组成Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

图7 青城子古元古代花岗岩的Na2O+K2O-SiO2图(a，据Middlemost，1994)、A/NK-A/CNK图(b，据Maniar and Piccoli，1989)、K2O-Na2O图解(c)和K2O-SiO2图解(d，据Peccerillo and Taylor，1976)Fig.7 Na2O+K2O-SiO2 plot(a, after Middlemost, 1994), A/NK-A/CNK plot(b，after Maniar and Piccoli, 1989), K2O-Na2O plot(c)and K2O-SiO2 plot(d, after Peccerillo and Taylor, 1976)of Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

3.3 地球化学特征

全岩主微量元素测试结果见表3。

3.3.1 主量元素

大顶子岩体具有富硅(SiO2=70.99%～72.14%)、高铝(Al2O3=15.80%～16.93%)、低钾(K2O=1.83%～2.31%)、低钛(TiO2=0.10%～0.13%)、相对高镁(0.18%～0.48%)的特点。在TAS图解中，样品均落入花岗岩区域(图7a)；在A/NK-A/CNK图中，样品都落入弱过铝质到过铝质区域内(图7b)；同时样品相对富钠，Na2O/K2O值为2.3～3.1(图7c)；在K2O-SiO2图解上所有点均落在钙碱性系列区域内(图7d)。

与大顶子岩体类似，卧龙泉岩体细粒二长花岗岩同样具富硅(SiO2=70.13%～71.76%)，高铝(14.22%～14.9%)，低钛(TiO2=0.20%～0.25%)含量，相对高镁(0.35%～0.53%)的地球化学特征，不同于大顶子岩体的是其具有明显高的K2O含量(4.51%～5.46%)。在TAS图解中，所有样品均落入花岗岩区域(图7a)；在A/NK-A/CNK图中，样品都落入弱过铝质(图7b)；不同于大顶子岩体，样品相对富钾，Na2O/K2O值为0.6～0.9(图7c)；在K2O-SiO2图解上所有点均落于高钾钙碱性系列(图7d)。

图8 青城子古元古代花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.3.2 微量元素

大顶子岩体稀土总量较低，ΣREE为11.01×10-6～15.28×10-6，轻重稀土分馏较弱，(La/Yb)N为5.19～12.5，具有正的Eu异常，δEu值为0.95～1.4(图8a)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图(图8b)中，大顶子岩体富集K、Rb、Sr、Ba和Pb等大离子亲石元素(LILE)，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSE)，同时富集Zr、Hf，表现出壳源物质的特征。卧龙泉岩体比大顶子岩体的稀土总量高，ΣREE 为90.84×10-6～194.4×10-6，轻重稀土分馏较强，(La/Yb)N为20.8～30.8，具有弱的负Eu异常，δEu值为0.66～0.92(图8a)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图(图8b)中，富集K、Rb、Sr、Ba和Pb等大离子亲石元素(LILE)，亏损Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等高场强元素(HFSE)。

4 讨论

4.1 岩体形成时代

前人的研究显示胶-辽-吉带的古元古代岩浆事件主要分为2160～2190Ma、2110～2160Ma、2080～2110Ma、1895～2000Ma和1850～1875Ma，多达五期，同时还经历了多期变质作用(Xu and Liu, 2019)，并将辽东地区1.9～2.2Ga的花岗岩体泛称为辽吉花岗岩，而1.8～1.9Ga的花岗岩称为后造山花岗岩，后者往往包含大量的～2.0Ga的继承年龄信息(Wangetal., 2017)。这使该地区的年龄信息特别错综复杂，往往造成在一个岩体内记录多个年龄的现象，给年代学解释带来不确定性。

大顶子岩体获得两组年龄分别为2174±8Ma和1884±5Ma，这样的年龄结果与前人研究结果(宋运红等, 2016; Zhuetal., 2019)完全一致，但对于这两组年龄前人却给出了完全不同的解读: 宋运红等(2016)认为大顶子岩体形成于1.87Ga，并认为2.1Ga是继承锆石年龄，Zhuetal.(2019)则认为大顶子岩体侵位时代为2173±11Ma, 并受到1.8～1.9Ga变质作用的影响。本文赞同大顶子岩体形成于1.88Ga，因为从野外来看，大顶子岩体是侵入古元古代辽河群盖县组的，而辽河群的沉积时代要早于1.9Ga(Xu and Liu, 2019)；从锆石结构和锆石的Th/U值看，无论是～2.17Ga的锆石还是～1.88Ga的锆石都显示明显的岩浆锆石特征(图4、表1)，并未显出变质锆石特征。此外，如果2.17Ga为侵位年龄，1.88Ga为变质年龄，那么两者应该具有相似的Hf同位素组成，但这与我们的结果并不相符(图6)。综合来看，大顶子岩体应该侵位于1884±5Ma，而大量的～2.1Ga的年龄信息应该来源于继承锆石。

卧龙泉岩体的年龄相对简单，锆石年龄为1878±4Ma，与刘文彬等(2018)报道的1888.4±5.3Ma完全一致，表明卧龙泉岩体形成时代为1.88Ga。

4.2 岩石成因与构造背景

4.2.1 大顶子岩体

大顶子岩体具有富SiO2(70.99%～72.14%)、高A12O3(15.80%～16.93%)、Ba(774×10-6～1144 ×10-6)和Sr(295×10-6～657 ×10-6)含量、低Y(1.71×10-6～2.43 ×10-6)和重稀土元素含量(例如Yb=0.19×10-6～0.25×10-6)、高Sr/Y比值(127～317)以及缺少Eu负异常的特征，类似埃达克岩(图9a；Defant and Drummond, 1990)和高Ba-Sr花岗岩类(图9b)。然而，高Ba-Sr花岗岩类通常富钾(例如Na2O/K2O<1.0)，具有高度分异的稀土元素配分型式(Fowleretal., 2001, 2008; Qianetal., 2003)。同时，由于岩体面积较大，取样点也较为分散，但主微量元素含量变化并不大，表明岩体的结晶分异作用并不强烈。

图9 青城子古元古代花岗岩Sr-Sr/Y图解(a,据Defant and Drummond, 1990)和Sr-Rb-Ba三角图解(b, 据 Rajesh and Santosh, 2004)Fig.9 Sr vs. Sr/Y (a, after Defant and Drummond, 1990) and Sr-Rb-Ba (b, after Rajesh and Santosh, 2004) plots for the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

已有的研究总结发现埃达克质岩石存在多种成因，包括:(1)俯冲洋壳的部分熔融(Defant and Drummond, 1990)；(2)俯冲板片起源熔体与地幔楔起源熔体的混合(Danyushevskyetal., 2008)；(3)交代地幔楔起源岩浆结晶分异(Rodríguezetal., 2007)；(4)拆沉下地壳的部分熔融(Wangetal., 2006)；以及(5)新生底垫的或加厚的下地壳部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Muiretal., 1995)。俯冲板片或者拆离下地壳部分熔融起源的埃达克质岩石应该具有低SiO2、高MgO特征，因为在熔体上升穿过上覆地幔过程中必然会发生一定程度的熔体-岩石相互作用(肖龙等, 2004; Martinetal., 2005; Moyen, 2009)。大顶子岩体与这类花岗岩相比具有更高的SiO2和低的MgO含量, 考虑到胶-辽-吉带内的俯冲在1900～2000Ma应该己经停止(Xu and Liu, 2019)，进入了后造山阶段(Wangetal., 2017)，从时代上看，大顶子岩体的侵位时代应该属于这一时期。同时，大顶子岩体极低的重稀土元素和Y含量，及Eu负异常的缺少，都表明形成于石榴子石稳定域(>1.0GPa)，低Nb/Ta比值(7.8～11.9)表明它们来源于小于1.5GPa的无金红石源区(Xiongetal., 2005), 这些埃达克质花岗岩应该形成于1.0～1.5GPa(30～50km)压力条件下，该压力条件与区域上高压麻粒岩峰期变质压力一致(约1.0～1.66GPa; Tametal., 2012; Liuetal., 2013; Caietal., 2017; Zouetal., 2017)。此外，部分熔融实验表明花岗岩熔体受源岩和温压条件控制，但可以通过主量元素对源岩进行有效地判断(Rajesh and Santosh, 2004)。大顶子岩体所有的样品都落入长英质泥岩的范围(图10)，大量的继承锆石年龄信息和Hf同位素信息(图6)以及岩体高的Al2O3含量等特征都暗示大顶子岩体可能来源于麻粒岩相辽河群(Liuetal., 2019)。但通过Rb/Ba-Rb/Sr微量元素判别图，我们也注意到单纯的长英质熔体很难符合大顶子岩体的特征(图10d)，相对高的MgO含量也需要有基性岩浆的混入。～1.88Ga新生锆石的高正Hf同位素特征显示大顶子岩体有新生地壳重熔岩浆的特征，所以大顶子岩体的岩浆很可能也混入了～2.2Ga新生地壳的熔融组分。通过全岩Ti温度计计算可知岩体的熔融温度710～733℃，低的TiO2和P2O5含量，也证实低的熔融温度(图11)。这表明高温地幔端元的影响不大，以上这些特征均表明大顶子岩体应该起源于加厚下地壳的部分熔融(新生镁铁质地壳+辽河群)。

4.2.2 卧龙泉岩体

卧龙泉岩体的形成时代，地球化学特征与大顶子岩体类似，具有高SiO2(70.13%～71.76%)、Al2O3(14.22%～14.9%)、Ba(720×10-6～1081×10-6)和Sr(327×10-6～354×10-6)含量，不同之处在于其具有高K2O(4.51%～5.46%)含量、低Na2O/K2O(0.6～0.9)和Sr/Y(17.4～37.7)比值，具有弱Eu负异常和高分异的稀土元素配分型式，同时由于主微量元素含量变化范围较小，表明大规模岩体内分离结晶作用并不是很强。这些特征类似于高Ba-Sr花岗岩类(图9b)。已有的研究表明高Ba-Sr花岗岩的成因模式主要有：(1)次大陆岩石圈地幔的熔融(Qianetal., 2003)；(2)富集地幔熔融产生的钾玄质岩浆分离结晶；(3)富集地幔与下地壳熔体混合(Tarney and Jones, 1994)；(4)加厚下地壳熔体加入少量的富集地幔来源的富闪岩浆(Yeetal., 2008)。在主量元素判别图中(图10)，卧龙泉岩体所有样品都落入杂砂岩中，这样的源岩特征可以轻易的排除第一和第二情况，富集地幔与下地壳来源的熔体混合会明显的降低SiO2含量，升高MgO含量，这样的地球化学特征显然也不符合卧龙泉岩体。卧龙泉岩体的Hf同位素显示了类似大顶子岩体的特征，还显示了更亏损的地幔端元的加入(图6)，相比于大顶子岩体，卧龙泉岩体具有低的Sr/Y值，更高的Y和重稀土含量，弱的负铕异常，这些特征暗示其在熔融的残留矿物中有斜长石的存在(Xiongetal., 2005)，表明熔融时的压力远小于大顶子岩体，但卧龙泉岩体熔融温度为743～787℃，略高于大顶子岩体。这都暗示卧龙泉岩体是来源于加厚下地壳熔体和少量富集地幔物质混合的富闪岩浆。

图10 青城子古元古代花岗岩物质来源系列图解(据Rajesh and Santosh, 2004)Fig.10 Series plots about source of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area (after Rajesh and Santosh, 2004)

图11 青城子古元古代花岗岩TiO2-SiO2 (a, 据Green and Pearson, 1986)和P2O5-SiO2图解(b, 据Harrison and Watson, 1984)Fig.11 TiO2 vs, SiO2 (a, after Green and Pearson, 1986) and P2O5 vs. SiO2 (b, after Harrison and Watson, 1984) plots of the Paleoproterozoic granites from the Qingchengzi area

图12 青城子1.85～1.89Ga的花岗质岩体成因模式Fig.12 Genetic model of the 1.85～1.89Ga granites in the Qingchengzi area

综合来看，大体相似的地球化学特征表明大顶子岩体和卧龙泉岩体具有类似的熔融源区，但其又具有不同的熔融温压条件和K2O含量，表明二者形成时的构造体制发生了变化；不过，二者相接近的形成时代，表明其应该属于同一事件的不同演化阶段。

4.3 辽吉地区古元古代碰撞后演化过程

许王(2019)对胶-辽-吉带的火山-沉积岩、基性岩、花岗岩及变质作用进行了总结，认为胶-辽-吉带大致经历了2160～2190Ma的俯冲起始阶段、2110～2160Ma的弧后伸展阶段、2080～2110Ma的弧后盆地(或裂谷)初始闭合阶段、1895～2000Ma的碰撞造山阶段和1850～1875Ma造山后伸展阶段。这与Wangetal.(2017)对辽吉地区的演化过程的划分略有不同，后者认为 2140～2200Ma岩浆事件源于陆内的裂解，而～1890Ma的I型花岗岩、S型花岗岩及区域变质作用都符合活动陆缘的特征，即在此之后该地区进入弧陆碰撞阶段。可见，二者均认为自～1890Ma以后，本地区已经进入了后造山阶段。

本文研究的大顶子岩体和卧龙泉岩体的先后形成于1888Ma和1878Ma，这个形成年龄刚好稍晚于～1890Ma，进入了后造山阶段，可见该时期是一个构造体制发生转折的时期。由于碰撞造山造成地壳的加厚，在俯冲阶段形成的新生下地壳及俯冲下去的辽河群就位于下地壳的位置，由于幔源岩浆的底侵作用造成部分熔融，大顶子岩体就是形成于这样的过程；随后，后造山时期，碰撞在一起的陆块会再次发生伸展，卧龙泉岩体与大顶子岩体近乎一致的源岩，但具有更低的熔融压力和略高的熔融温度，同时还有更亏损的地幔端元加入，刚好验证了这一伸展过程，因为碰撞后的伸展，会造成下地壳的减薄，但是会引发岩石圈地幔来源的富闪岩浆的底辟作用。

综合来看，我们可以给出青城子地区年龄为1.85～1.89Ga的花岗质岩体的形成模式：在2000～1895Ma的碰撞造山阶段，由于地壳的不断加厚，大量的下地壳岩石进入麻粒岩相，同时由于岩石圈地幔的加热，发生部分熔融形成埃达克质的花岗岩体(如大顶子岩体)；随后进入1850～1875Ma碰撞后的伸展阶段，由于下地壳的伸展运动造成其明显减薄，同时引发岩石圈地幔的填充，造成基性岩浆的底辟，下地壳的再次熔融产生熔体与少量底辟的基性岩浆混合形成高Sr+Ba花岗岩(如卧龙泉岩体)(图12)。

5 结论

(1)锆石SHRIMP U-Pb年代学研究，大顶子岩体和卧龙泉岩体形成的时代分别为1884±5Ma和1878±4Ma，但大顶子岩体的形成过程中保留了大量～2.1Ga继承锆石。

(2)大顶子岩体具有高铝埃达克岩的地球化学特征，形成于加厚下地壳的部分熔融；卧龙泉岩体具有高Sr+Ba花岗岩的地球化学特征，形成于下地壳部分熔融产生的熔体添加少量来源于富集地幔的富闪岩浆。

(3)青城子地区在1895～2000Ma的碰撞造山阶段，下地壳岩石发生部分熔融形成埃达克质的花岗岩体(如大顶子岩体)，随后进入1850～1875Ma碰撞后的伸展阶段，下地壳的再次熔融产生熔体与少量底辟的基性岩浆混合形成高Sr+Ba花岗岩(如卧龙泉岩体)，两个岩体记录了胶-辽-吉带由碰撞造山阶段向造山后伸展阶段的转折。

致谢感谢五位审稿人耐心细致审阅本文，并提出建设性的修改意见；感谢与马旭东研究员的有益讨论，对成文有很大帮助；感谢期刊编辑对本文修改方面的帮助。