吉林南部新太古代末地壳深熔作用——来自变质石英闪长岩及淡色花岗岩的证据

刘建辉

(中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 自然资源部深地动力学重点实验室， 北京 100037)

深熔作用(anatexis)是早前寒武纪高级变质地体和造山带高级变质岩中非常普遍的地质作用(贺同兴， 1987； Sawyer， 1987， 2008； Ashworth and Brown, 1990； Patino Douceetal., 1990； Brown， 1994a, 1994b； 程裕淇等， 2000， 2001， 2004； Liuetal., 2012， 2019； 曾令森等， 2017； Zhouetal., 2019)， 包括含水矿物的脱水部分熔融和水致部分熔融(Beard and Lofgren, 1991； Patino Douce and Beard， 1995； Clemensetal., 1996， 2016； Clemens， 2006； Aranovichetal., 2014； Weinberg and Hasalová, 2015； Schwindingeretal., 2019)， 是形成深熔混合岩和深熔片麻岩的主要机制， 也是地壳中花岗质岩浆形成、大陆地壳分异演化的主要机制和关键过程， 具有深远的构造物理和地球化学效应(贺同兴， 1987； Sawyer， 1987， 2008； Ashworth and Brown， 1990； Brown， 2007， 2013； Zhengetal., 2011； Zheng and Gao， 2021)。因此， 过去几十年， 针对不同岩石类型(泥质或基性岩)深熔作用的熔融反应、温压条件及热源(Bohlen， 1987； Harley， 1989； Bea， 2012； 魏春景， 2016； 魏春景等， 2016， 2017， 2021； Huangetal., 2021)、流体(水)或挥发分(CO2、Cl)在地壳熔融过程的潜在作用(Holtzetal., 2001； Bachmann and Bergantz， 2006； Newton and Manning， 2008， 2010； Harlov， 2012； Aranovichetal., 2014； Newtonetal., 2014； Collinsetal., 2021)， 熔体的形成、分凝聚集、分离及运移(Brown， 2007， 2013； Clemens and Stevens， 2016)， 深熔条件下的转熔反应及转熔矿物的形成(夏琼霞， 2019及其参考文献)， 深熔作用过程中副矿物(如锆石)的行为(Harley and Nandakumar， 2014； 王伟等， 2014； Zengetal., 2021及其参考文献)， 深熔作用过程中元素的地球化学行为(Zhengetal., 2011)及地壳的构造物理效应(如含熔体地壳的流变)(Brown， 2007， 2013)等方面， 从对天然深熔混合岩和深熔片麻岩样品(露头)的研究到深熔实验及相平衡模拟开展了广泛研究。这些研究促进并丰富了对地壳深熔作用的理解， 并为理解和研究大陆地壳的分异机制、元素的富集作用、深部地壳的流变学行为及物理性质等提供了重要依据。

华北克拉通早前寒武纪基底除西部孔兹岩带、中部造山带及胶-辽-吉带3条构造/活动带在古元古代经历了与造山作用有关的变质深熔作用外(Yinetal., 2014； Liuetal., 2019)， 其太古宙基底普遍经历了与新太古代末花岗质(TTG)岩浆事件准同期的深熔作用(程裕淇等， 2000， 2001， 2004； 任留东等， 2011； Dongetal., 2017； Wangetal., 2017； Jiangetal., 2021； 图1a)。位于华北克拉通东部的吉林南部地区出露的太古宙基底深熔作用普遍而强烈(孙德有等， 1998； Guoetal., 2018； Yuetal., 2021)， 出露大量与深熔作用有关的淡色花岗质岩脉或岩体， 对其形成时代、源区及成因机制的深入研究能为理解研究区太古宙末地壳演化及构造体制提供重要的证据和约束。因此， 本文选取吉林南部和龙太古宙地体内出露的经历了变质深熔作用的变质石英闪长岩及与之相伴的淡花岗质岩石开展了详细的野外地质特征及相互关系的观察， 并结合室内岩相学、锆石U-Pb年代学、微量元素特征及Lu-Hf同位素特征的综合研究， 确定了深熔作用的时间及成因机制。

1 地质背景

华北克拉通早前寒武纪变质基底由西部陆块、东部陆块及联接它们的胶-辽-吉带、中部造山带及西部孔兹岩带(Zhaoetal., 2005)或称胶辽造山/活动带、晋豫造山/活动带和丰镇造山/活动带等(翟明国等， 2007； Zhai and Santosh， 2011)3条古元古代造山/活动带所组成(图1a)。东部陆块被胶-辽-吉古元古构造带进一步划分成北部的龙岗地块及南部的狼林地块(Zhaoetal., 2005； 图1a)， 北部的龙岗地块主要由太古宙花岗质片麻岩、变质基性-超基性岩及变质表壳岩组成， 其中英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质(TTG)片麻岩是最主要的岩石类型， 尤其以新太古代晚期TTG片麻岩分布最广(Gengetal., 2012； Guoetal., 2015， 2016， 2017， 2018； Wangetal., 2016a， 2016b； Wanetal., 2018； Yuetal., 2021)。近年来， 随着研究的深入， 中太古代晚期-新太古代早期(2.9～2.7 Ga)的TTG片麻岩也在越来越多的地区被发现(Liuetal., 2013； Yangetal., 2013； Wanetal., 2014， 2018； Liou and Guo， 2019)， 而中太古代早期-始太古代TTG片麻岩的报道相对较少， 仅在鞍本及冀东地区小范围内被发现(Songetal., 1996； Wanetal., 2012)； 已发现的最古老岩石为鞍本地区约3.80 Ga的奥长花岗质岩石(Liuetal., 1992， 2008； Songetal., 1996； Wuetal., 2008)， 它们普遍遭受强烈的变质变形及深熔作用。南部的狼林地块主要由新太古代TTG片麻岩及古元古代花岗质岩石及变质表壳岩组成； 传统上， 龙岗地块与狼林地块被认为具有统一的太古宙变质结晶基底， 称为中朝克拉通(张秋生等， 1988； 伍家善等， 1998)， 最新的研究进一步证实龙岗地块与狼林地块具有一致的早前寒武纪基底和演化历史(Zhaietal., 2019； Zhaoetal., 2020)。胶-辽-吉古元古代造山/活动带主要由古元古代花岗质岩石、变质基性-超基性岩及变质火山-沉积岩系组成(张秋生等， 1988； 卢良兆等， 1996； Luetal., 2006； Li and Zhao， 2007； Liuetal., 2014， 2021； 刘福来等， 2015)， 前人围绕其构造属性及构造演化开展了广泛的研究， 目前， 对于其经历了起始的大陆地壳的伸展及其后的地壳增厚的造山作用已达成共识， 但对驱动大陆地壳的起始伸展及构造演化的动力学机制仍有不同的理解(Xu and Liu， 2019； Liuetal., 2020， 2021)。

位于龙岗地块东部的吉林南部地区是华北克拉通太古宙结晶基底出露的主要地区之一， 包括夹皮沟、白山、板石沟及和龙等太古宙花岗绿岩地体。和龙太古宙花岗绿岩地体是吉林南部太古宙花岗绿岩带重要的组成部分之一， 太古宙变质基底主要由大面积出露的钠质TTG、富钾质花岗质片麻岩及少量变质闪长岩、变质基性岩及变质表壳岩等组成， 变质表壳岩包括黑云(角闪)变粒岩、斜长角闪岩及浅粒岩夹条带状磁铁石英岩(葛文春等， 1993， 1996a， 1996b； 孙德有等， 1995， 1998； Geetal., 2003； Guoetal., 2015， 2016， 2017， 2018； Yuetal., 2021； 图1b)； 太古宙变质闪长岩及变质基性岩呈透镜体或脉体分布在太古宙花岗质片麻岩内(图1b)； 出露的太古宙变质基底普遍遭受了新太古代末具有逆时针p-T轨迹的角闪岩相-麻粒岩相变质作用(Geetal., 2003)、韧性剪切变形及深熔作用(孙德有等， 1998； Yuetal., 2021)。此外， 大量的古元古代变质基性岩呈岩墙或岩脉产出于太古宙花岗质片麻岩中(图1b)， 其成因仍有待深入研究。

2 地质特征及岩相学特征

本文研究的露头位于和龙太古宙花岗绿岩地体内露水河镇西北(图1b)， 出露有暗色的变质石英闪长岩及含斜方辉石(角闪石)巨晶的淡色伟晶花岗岩， 变质石英闪长岩与淡色伟晶花岗岩的接触带呈渐变关系(图2a)， 变质石英闪长岩显示了明显的剪切变形及变质深熔作用， 深熔作用形成的长英质浅色体要么呈薄的浅色团块或迷雾状分布在暗色的变质石英闪长岩内， 要么呈浅色脉体沿剪切面理分布(图2b)， 或沿张性裂隙、破裂面呈浅色块体或脉体分布， 内部含有少量暗色矿物， 矿物粒度明显变粗(图2c)。变质石英闪长岩的矿物组合包括角闪石、斜长石、黑云母、钾长石(主要为微斜长石)及石英， 呈它形不等粒结构， 含水矿物角闪石及黑云母呈港湾状及熔蚀残余结构， 并且斜长石具有明显的“糟化”和“暗化”现象(图2e， 2f)， 指示它们经历了深熔作用的改造； 在这些早期残余矿物之间分布有以钾长石(微斜长石)、斜长石及石英为主的浅色矿物， 它们自形程度相对较好， 矿物表面干净， 呈花岗岩浆结构(图2g)， 代表变质石英闪长岩深熔作用形成的矿物。含斜方辉石(角闪石)淡色伟晶花岗岩粒径达2 cm(图2d)， 主要矿物组合包括钾长石、石英、紫苏辉石(斜方辉石)及角闪石(图2h， 2i)， 其中紫苏辉石呈它形不等粒结构， 以包体形式分布于角闪石内(图2h)， 巨晶钾长石及角闪石粒间分布有细粒的钾长石及石英(图2h， 2i)， 含斜方辉石(角闪石)淡色伟晶花岗岩可能代表变质石英闪长岩变质深熔熔体分凝聚集结晶的产物。

3 测试方法

对采自吉林南部和龙太古宙花岗绿岩地体内露水河镇西北的1个变质石英闪长岩样品(19LJ11-1)和1个含斜方辉石(角闪石)淡色伟晶花岗岩样品(19LJ11-2)开展了锆石原位U-Pb年代学、微量、稀土元素及Lu-Hf同位素测试分析。

LA-ICP-MS锆石原位U-Pb测年及锆石微区微量、稀土元素分析在北京快科赛默科技测年实验室进行。分析仪器采用ESI公司生产的准分子激光剥蚀系统(New Wave NWR 193UC)和美国AGILENT科技有限公司生产的Agilent ICP-MS/MS 8900型串联四级杆电感耦合等离子体质谱仪联合构成的激光等离子质谱仪。分析时采用激光单点剥蚀采样， 激光束斑和频率分别为20 μm和5 Hz， 能量密度为3.5 J/cm2， 载气为高纯氦气(He)。测试样品时使用标准锆石91500为外标进行同位素比值校正， 以Pleovice锆石为监控标样。测试所获数据采用Iolite(Patonetal., 2010)进行处理。锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄计算采用IsoPlot 4.15完成， 测试结果见表1。

锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部同位素地质重点实验室进行。分析仪器采用Finnigan Neptune多接收电感耦合等离子体质谱加载New Wave UP213 紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)， 锆石Hf同位素分析在U-Pb测年点原位进行， 实验过程中采用氦气作为剥蚀物质载气， 激光剥蚀束斑直径采用55 μm， 剥蚀时间为27 s。测试时选用锆石国际标样GJ-1作为参考物质。相关仪器运行条件及详细分析流程与侯可军等(2007)相同。分析过程中锆石标样GJ-1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282 024±0.000 004 (2SD，n=38)， 与文献报道值(Elhlouetal., 2006； 侯可军等， 2007)在误差范围内完全一致。在εHf(t)计算时， 球粒陨石的176Hf/177Hf值为0.282 772，176Lu/177Hf值为0.033 2(Blichert-Toft and Albarede， 1997)。在单阶段Hf模式年龄tDM计算时， 亏损地幔的176Hf/177Hf值和176Lu/177Hf值分别为0.283 25和0.038 4(Griffinetal., 2000)； 在两阶段Hf模式年龄tDM(Hf2)计算时， 下地壳、平均地壳与亏损地幔的fLu/Hf值分别为-0.32、-0.548 2及0.156 6(Amelinetal., 1999； Griffinetal., 2000， 2002)。176Lu的衰变常量选用1.867×10-11a-1(Soderlundeetal., 2004； Amelin， 2005)； 相关计算中锆石的U-Pb年龄选择初始岩浆锆石结晶207Pb/206Pb年龄， 相关计算公式参考吴福元等(2007)， 测试结果见表2。

表2 吉南和龙地区变质石英闪长岩及淡色伟晶花岗岩锆石Hf同位素数据表

续表2 Continued Table 2

4 测试结果

4.1 变质石英闪长岩(19LJ11-1)

变质石英闪长岩样品(19LJ11-1)中的锆石主要以自形柱状为主， 少量为椭球状或不规状粒状， 锆石长度主要分布在50～150 μm之间， 长短轴之比在3～1之间。CL图像显示大部分锆石具有典型岩浆结晶环带的核、暗色的变质重结晶幔及极薄的亮色变质增生边组成的核幔边结构， 部分锆石无锆石核， 内部结构及色调均匀， 与具有核幔边结构锆石幔部相同的内部结构及色调显示了变质重结晶锆石的特征(图3a)。24个具有典型振荡环带岩浆锆石域分析给出的207Pb/206Pb年龄范围在 2 541～2 489 Ma之间(表1)， 大部分分析点显示了轻微的铅丢失， 谐和性较好(图4a； 表1)， 其加权平均年龄为2 519±6 Ma(MSWD=3.4，n=24)， 上交点年龄为2 535±14 Ma(MSWD=1.6， 图4a)。20个具有均匀内部结构的暗色变质重结晶锆石域分析给出的207Pb/206Pb年龄分布在2 506～2 436 Ma之间, 大部分分析点显示了不同程度的铅丢失(图4a； 表1)， 其加权平均年龄为2 476±7 Ma(MSWD=5.3，n=20)， 上交点年龄为2 495±22 Ma(MSWD=2.4， 图4a)。具有典型岩浆锆石振荡环带的锆石域和无振荡环带、内部结构均匀的暗色变质重结晶锆石域具有类似的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线模式， 均显示轻重稀土元素分馏明显的左倾型模式， 富集重稀土元素而亏损轻稀土元素(图4b， 4c)； 岩浆锆石域具有相对较为统一的U及Th含量， 而变质重结晶锆石域相对岩浆锆石域具有较高的、变化范围较大的U及Th含量(图4d， 4e)； 它们的Th/U值均大于0.1， 并且岩浆锆石域相对变质锆石域显示了更高的Th/U值(表1； 图4f)。笔者将岩浆锆石域获得的上交年龄2 535±14 Ma(MSWD=1.6)和变质锆石域获得的上交点年龄2 495±22 Ma(MSWD=2.4， 图4a)分别解释为岩浆侵位(结晶)年龄和变质年龄。

锆石Lu-Hf同位素分析结果显示， 岩浆锆石域和变质重结晶域均具有极低的176Lu/177Hf值(绝大部分小于0.001)， 而且， 尽管它们具有变化的单点207Pb/206Pb年龄， 但它们具有较为统一的176Hf/177Hf值， 分别在0.281 432～0.281 289和0.281 405～0.281 329之间(表2； 图5a)， 以及一致的岩浆结晶年龄计算的εHf(t)值， 分别在+8.35～+2.22之间(平均值5.82)和+7.10～+5.11之间(平均值6.07)(表2； 图5b)， 两阶段亏损地幔模式年龄tDM(Hf2)平均值分别为2 721 Ma和2 707 Ma(表2； 图5c)。该样品的锆石Hf同位素分析结果显示， 岩浆锆石域和变质重结晶锆石域具有统一的Hf同位素成分， 表明样品中的岩浆锆石和变质重结晶锆石具有形成于同一岩浆源区的初始结晶锆石， 并经历了后期变质热事件的改造， 使它们的U-Pb体系遭受扰动或重置， 但它们的Hf同位素未受到扰动。

4.2 含斜方辉石(角闪石)淡色伟晶花岗岩(19LJ11-2)

含斜方辉石(角闪石)淡色伟晶花岗岩样品(19LJ11-2)与变质石英闪长岩样品(19LJ11-1)相比， 具有更为复杂的锆石形态， 以它形、半自形柱状为主， 部分为椭球状， CL图像显示大部分呈暗色，内部结构及色调均匀， 不含具有振荡环的岩浆锆石核， 整个锆石颗粒已完全变质重结晶， 少量锆石具有残留的振荡环带锆石核和宽的暗色变质重结晶边(图3b)。5个具有振荡环带的锆石核分析给出的207Pb/206Pb年龄分布在2 480～2 451 Ma之间, 大部分分析点显示了不同程度的铅丢失(图4g； 表1)； 20个变质重结晶锆石域分析给出的207Pb/206Pb年龄分布在2 525～2 459 Ma之间(表1)， 其加权平均年龄为2 478±8 Ma(MSWD=7.4，n=20)， 上交点年龄为2 491±10 Ma(MSWD=2.8， 图4g)， 与变质石英闪长岩样品(19LJ11-1)给出的变质年龄一致， 并且其岩浆锆石与变质重结晶锆石同样显示了类似的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线模式(图4h， 4i)， 以及类似的锆石微区U和Th含量变化范围及Th/U值(均大于0.2)(图4j～4l)。

锆石Lu-Hf同位素分析结果显示， 它们具有极低的176Lu/177Hf值(绝大部分小于0.001)， 统一的176Hf/177Hf值和εHf(t)值， 分别在0.281 393～0.281 262之间和+7.13～+2.36之间(平均值+4.41)(表2； 图5d， 5e)， 两阶段亏损地幔模式年龄tDM(Hf2)在3 029～2 614 Ma之间变化， 平均值为2 821 Ma(表2， 图5f)。该样品显示了与变质石英闪长岩样品类似的锆石Hf同位素成分(表2； 图5)。

5 讨论

5.1 变质深熔作用时间

吉南地区太古宙基底普遍经历了角闪岩相到麻粒岩相的高级变质作用， 变质深熔作用普遍而强烈， 因而太古宙基底样品中的原始岩浆锆石往往遭受了变质深熔热事件的改造， 具有复杂的形态和内部结构， 一些锆石的CL图像显示它们原始的岩浆结晶环带部分或完全被修改(图3)， 它们的U-Pb 体系相应地受到扰动或完全重置， 导致单个样品往往具有变化的、宽范围的锆石U-Pb年龄以及不同程度的Pb丢失。本文研究的变质石英闪长岩样品(19LJ11-1)中的锆石主要可以分为两类：一类是具有典型岩浆锆石结晶环带的锆石(图3a)， 另一类是内部结构均匀具有典型变质重结晶锆石特征的锆石， 它们通常形成岩浆锆石变质边或幔(图3a)， 或整个颗粒完全变质重结晶， 锆石Hf同位素分析结果显示变质重结晶锆石与岩浆锆石具有统一的Hf同位素组成(图5a， 5b； 表2)， 表明该样品中的岩浆锆石及变质重结晶锆石具有形成于同一岩浆源区的初始结晶锆石， 并经历了后期变质深熔热事件的改造或变质重结晶， 其岩浆锆石U-Pb体系遭受了不同程度扰动，207Pb/206Pb年龄在2 541～2 489 Ma之间变化(表1)， 其给出的加权平均年龄为2 519±6 Ma(MSWD=3.4，n=24)， 而上交点年龄为2 535±14 Ma(MSWD=1.6， 图4a)， 因此， 将上交点年龄解释为变质石英闪长岩原始岩浆结晶的年龄； 而变质重结晶锆石的207Pb/206Pb年龄在2 506～2 436 Ma之间变化, 大部分分析点显示了不同程度的铅丢失(图4a； 表1)， 它们具有高的Th/U值(均>0.1)， 具有与岩浆锆石类似的锆石微区球粒陨石标准化稀土元素配分曲线及Hf同位素成分(图4b～4f， 图5)， 表明其变质重结晶可能发表在变质作用峰期较短时间内的高温压条件下(Vavraetal., 1999； Whitehouse and Kamber， 2002； Harley and Kelly， 2007； Harleyetal., 2007)，其加权平均年龄为2 476±7 Ma(MSWD=5.3，n=20)， 上交点年龄为2 495±22 Ma(MSWD=2.4， 图4a)， 笔者将其上交点年龄2 495±22 Ma(MSWD=2.4， 图4a)解释为变质重结晶年龄。淡色伟晶花岗岩样品(19LJ11-2)大部分为变质重结晶锆石， 具有振荡环带的岩浆锆石核通常被宽厚的变质重结晶锆石所包围(图3b)， 指示锆石遭受了更强烈的改造或重置， 其5个岩浆锆石域的207Pb/206Pb年龄分布在2 480～2 451 Ma之间， 显示了较差的谐和性， 20个变质重结晶锆石的207Pb/206Pb年龄在2 525～2 459 Ma之间变化(表1)， 它们与变质石英闪长岩样品的变质重结晶锆石一样， 具有高的Th/U值(均>0.1)， 与岩浆锆石类似的锆石微区球粒陨石标准化稀土元素配分曲线及Hf同位素组成(图4h～4l， 图5)， 表明其经历了在较短时间内高温压条件下发生的变质重结晶， 其加权平均年龄为2 478±8 Ma(MSWD=7.4，n=20)， 上交点年龄为2 491±10 Ma(MSWD=2.8， 图4g)， 后者代表其变质重结晶的年龄。变质石英闪长岩样品和淡色伟晶花岗岩样品中变质重结晶锆石给出了在误差范围内统一的上交点年龄2 495±22 Ma(MSWD=2.4)和2 491±10 Ma(MSWD=2.8)， 表明研究区变质深熔作用发生的时间为约～2.5 Ga， 与吉南地区以及华北克拉通其它地区新太古代末变质深熔事件年龄一致(Zhaoetal., 1999， 2005； Guoetal., 2016， 2017， 2018； Yuetal., 2021)。

5.2 石英闪长岩原地深熔作用及深熔机制

研究区太古宙基底广泛分布的长英质浅色体及淡色花岗岩通常被认为是地壳深熔作用的产物， 它要么是寄主(或围岩)岩石的原地熔融， 要么是外来深熔熔体的注入。野外露头观察显示， 深熔作用形成的长英质浅色体在变质石英闪长岩中呈不规则网脉、与剪切面理平行的细脉， 并与暗色变质石英闪长岩构成浅色和暗色相间分布的条带状构造， 花岗质团块状或薄迷雾状分布在变质石英闪长岩中， 具有混合岩化的特征(图2b)； 此外， 一些长英质浅色体在变质石英闪长岩内的破裂面分布， 粒度明显变粗(图2c)， 随着长英质浅色体的增加， 呈伟晶花岗质岩脉出露， 内部含有斜方辉石和角闪石巨晶集合体， 并且它们与暗色变质石英闪长质围岩呈渐变关系(图2a， 2d)。岩相学分析显示， 暗色变质石英闪长岩中的斜长石、角闪石及黑云母岩相学特征均指示它们经历了部分熔融作用(图2e～2g)， 这些早期残余矿物之间分布有以钾长(微斜长石)、斜长石及石英为主的浅色矿物(图2g)， 代表变质石英闪长岩部分熔融熔体的结晶矿物。此外， 变质石英闪长岩(样品19LJ11-1)与淡色伟晶花岗岩(样品19LJ11-2)具有相同的岩浆锆石和变质重结晶锆石U-Pb年龄信息(图4a， 4g； 表1)； 并且， 无论岩浆锆石还是变质重结晶锆石， 它们的U、Th、微量元素含量及Th/U值变化范围均分别可以对比(图4)， 尤其它们具有统一的锆石Hf同位素组成(图5； 表2)， 表明淡色伟晶花岗岩源自变质石英闪长岩的部分熔融。因此， 根据变质石英闪长岩与长英质浅色体及淡色花岗岩的野外地质特征、相互关系、岩相学特征及锆石U-Pb年代学、微量元素及Hf同位素的精细对比分析， 推断变质石英闪长岩中的长英质浅色体及含斜方辉石(角闪石)的淡色伟晶花岗岩均源自石英闪长岩的原地部分熔融。

变质石英闪长岩及含斜方辉石角闪石淡色伟晶花岗岩的岩相学分析显示， 变质石英闪长岩中参与部分熔融的矿物为角闪石、黑云母、斜长石及石英(图2e～2g)， 代表熔融产物的淡色花岗岩的主要矿物组合为钾长石、斜方辉石(转熔矿物)、石英及少量斜长石(图2h， 2i)， 熔融作用形成的长英质浅色体及淡色花岗岩主要分布在张性构造中(如裂隙或破裂面)， 淡色伟晶花岗岩呈块状构造， 矿物无优选方位， 结合变质石英闪长岩及淡色伟晶花岗岩中的矿物组合， 指示其部分熔融的压力较低； 根据变质基性岩及安山质闪长岩的熔融实验及相关研究(Beard and Lofgren， 1991； Wolf and Wyllie， 1994； Aranovichetal., 2014； Newtonetal., 2014)， 在石英闪长岩的部分熔融过程中黑云母及角闪石等含水矿物发生脱水形成花岗质熔体， 其部分熔融反应可能为：黑云母+角闪石+斜长石+石英= 斜方辉石+钾长石+熔体。野外地质特征表明， 熔体沿裂隙、剪切面理， 张性破裂带分凝聚集并结晶， 形成长英质浅色体或淡色花岗岩脉体或岩块(图2b， 2c)， 随着熔体的不断增加， 彼此独立的熔体将会相互联通、聚集并增温， 形成淡色伟晶花岗岩， 并在结晶冷却过程中伴有转熔矿物斜方辉石与熔体反应形成角闪石(Brown， 2007， 2013； Clemens and Stevens， 2016； 图2a， 2d)。华北克拉通在新太古代末约2.55～2.50 Ga期间经历了准同期的巨量花岗质(TTG)岩石的形成和角闪岩相-麻粒岩相变质作用， 麻粒岩相变质作用具有逆时针p-T轨迹， 被认为可能与幔源岩浆的底侵有关(Zhaoetal., 1999， 2005； 耿元生等， 2010)。本文研究的吉南地区， 太古宙基底岩石在新太古代末经历了角闪岩相-麻粒岩相变质作用， 麻粒岩相变质作用具有逆时针p-T轨迹(葛文春等， 1993； Geetal., 2003)， 紫苏花岗岩及深熔作用形成的淡色钾质花岗岩广泛分布(葛文春等， 1996a， 1996b； 孙德有等， 1998； Guoetal., 2016， 2017， 2018； Yuetal., 2021)。因此， 吉南地区新太古代末约2.5 Ga广泛发生的变质深熔作用同华北克拉通其它地区一样， 可能是地幔物质底侵作用的结果。新太古代末-古元古代早期被认为是华北克拉通构造体制转换的关键时期(Zhai and Santosh， 2011； Zhao and Zhai， 2013)， 华北克拉通东部块体新太古代末普遍经历了具有逆时针p-T轨迹的变质作用和深熔作用(贺同兴， 1987； Zhaoetal., 1999， 2005； Zhaietal., 2005； 程裕淇等， 2000， 2001， 2004； 任留东等， 2011； Dongetal., 2017； Wangetal., 2017； Jiangetal., 2021； Yuetal., 2021)， 可能反映了华北克拉通东部陆块在形成稳定克拉通过程中地幔物质上涌的热效应。

6 结论

(1) 野外及岩相学特征表明， 石英闪长岩经历了变质深熔作用， 其部分熔融反应为：黑云母+角闪石+斜长石+石英 = 斜方辉石+钾长石+熔体， 并伴有转熔矿物斜方辉石与熔体反应形成角闪石。

(2) 变质石英闪长岩与长英质浅色体及淡色伟晶花岗岩的野外地质特征、相互关系、岩相学特征及锆石U-Pb年代学、微量元素及Hf同位素的精细对比分析， 表明变质石英闪长岩中的长英质浅色体及淡色伟晶花岗岩均源自石英闪长岩的原地部分熔融。

(3) 变质深熔作用发生的时间为～2.5 Ga， 与吉南地区以及华北克拉通其它地区新太古代末变质深熔事件年龄一致， 可能反映了华北克拉通东部陆块在形成稳定克拉通过程中地幔物质上涌的热效应。

致谢在野外考察中， 与香港大学的赵国春教授、北京大学的魏春景教授及吉林大学的葛文春教授开展了交流讨论， 使作者受益匪浅， 在此表示衷心的感谢！周喜文研究员在野外和成文过程中提供了帮助及交流探讨， 中国地质科学院矿产资源研究所郭春丽研究员在锆石Hf同位素测试中提供了帮助， 论文审稿人给出了良好的修改建议， 在此一并表示衷心的感谢！

谨以此文祝贺沈其韩院士百岁寿诞， 感谢先生对本人从事前寒武纪地质研究所给予的鼓励和指导！并向先生的严谨治学态度和在前寒武纪地质学及变质地质学领域的卓越贡献致敬！先生平易近人、谦逊睿智、桃李不言、下自成蹊， 祝先生福如东海， 寿比南山！