辽宁鞍山弓长岭地区古太古代花岗岩研究进展——来自野外地质和锆石U-Th-Pb-Hf同位素的证据

王 伟，田忠华，刘福来

(中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037)

花岗岩是现代地球大陆上地壳的主要组成部分，也是地球区别于太阳系内其他类地行星的重要地质和岩石学标志，对花岗岩成因的研究，是探讨和揭示地球地质历史及其与其他类地行星差异演化过程的重要手段之一。克拉通是地球在早前寒武纪(主要为太古宙)形成的稳定块体中陆壳部分的统称(翟明国， 2011)， 对全球各古老克拉通的物质时空分布统计可知， 从古老陆核开始形成(约4.2～3.8 Ga)到新太古代早期(>2.7 Ga)之前， 克拉通由巨量相对富钠的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG岩系)、一些中基性深成岩和以绿岩带为代表的表壳岩系构成(Bhattacharyaetal., 2014)。尽管在南非、南美和我国鞍山等地保留有一定体积的中太古代花岗岩(如： Kamo and Davis, 1994； Almeidaetal., 2013； Dongetal., 2017)， 但就全球尺度而言， 相对富钾的花岗岩系在新太古代之前所占的比例十分有限， 直至新太古代晚期(2.6～2.5 Ga)， 较大规模的花岗岩在全球各古老克拉通内才普遍开始出现(Moyenetal.， 2003； Martinetal., 2005； Condieetal., 2009)， 此后逐渐取代钠质TTG岩系， 成为壳内岩浆作用和物质再循环的主要产物， 并在后太古宙地壳成分不断发生分异的化学地球动力学背景下， 形成了当今以花岗岩为主要成分的大陆上地壳。从花岗岩形成的时间发展规律来看， 花岗岩在地球形成早期(>2.6 Ga)的分布虽然并不广泛， 但是对这类岩石的识别及其成因的研究， 可为追溯大陆地壳的形成和演化过程提供重要的制约。

华北克拉通是全球最古老的克拉通之一， 新太古代晚期(2.55～2.50 Ga)广泛的构造-热事件使早期的陆壳基底遭受了强烈的破坏和改造(Zhaoetal., 2005； Zhai and Santosh, 2011； Wanetal., 2015b)。尽管如此， 目前依然在华北克拉通内多地发现形成时代早于古太古代(>3.6 Ga)的TTG片麻岩、碎屑和残余锆石以及锆石Lu-Hf和全岩Sm-Nd同位素年代学记录(万渝生等， 2009； Wanetal., 2019)。这些分散于华北各地的古老地质年龄信息表明， 华北克拉通在形成初期可能存在多个古老陆核， 新太古代强烈的构造-岩浆作用使它们完成了初步的拼接和稳定化， 并形成统一的陆壳基底。位于华北克拉通东北部， 龙岗地块中的鞍本花岗绿岩地体是这些古老陆核之中规模较大的一个， 区域内不仅识别出形成于始太古代(>3.8 Ga)的TTG片麻岩(Liuetal., 1992； Wanetal., 2005； Wuetal., 2008)， 还陆续识别出3.45 Ga的微陆块(Liuetal., 2017)以及较大规模的中太古代(3.0～2.9 Ga)富钾花岗岩(Dongetal., 2017)。通过区域地质填图， 笔者在鞍山弓长岭至连山关一带发现了若干古太古代花岗岩露头， 推测尺度在几米至几十米不等， 与这些古老花岗岩共生的岩石均与之岩性一致， 且界线不清楚。本文对出露于弓长岭铁矿西南约10 km的古太古代富钾花岗岩的野外地质、矿物组合以及锆石U-Th-Pb-Hf同位素特征进行了研究， 这些地质信息对揭示鞍本古陆核以及华北克拉通的形成和稳定化过程具有参考意义。

1 地质背景

位于华北克拉通东北部的龙岗地块是华北典型的太古宙基底出露区之一(图1a)， 自东向西可划分为朝鲜东北部冠帽地体、吉南太古宙地体、辽东清原绿岩和辽北鞍本花岗绿岩地体， 这些地质单元虽然总体上都以新太古代晚期(2.6～2.5 Ga)的深成岩和表壳岩为最主要的组成部分， 但它们各自的区域演化历史、岩石变质程度以及含矿性等地质特征存在着较大的差异。已有资料表明， 冠帽地体和吉南地体内出露的太古宙基底岩石年龄结构和锆石Hf同位素组成具有类似之处， 二者均保留新太古代2.7～2.5 Ga多期岩浆记录以及2.9～2.6 Ga亏损地幔Hf模式年龄(Guoetal., 2016； Zhangetal., 2017； Wangetal., 2018)， 表壳岩具有绿岩带组合的特征且含有条带状铁建造(BIF)， 域内不同地区的变质程度不均匀， 高者可达麻粒岩相(翟明国， 2016)， 而变质程度较低的地区仅为绿片岩相， 如吉南夹皮沟地区是华北克拉通少有的含金矿型太古宙花岗绿岩地体(沈保丰等， 1994； 李俊健等， 1996)。与冠帽和吉南太古宙地体不同， 在辽东清原绿岩带内目前还没有发现形成于新太古代早期(2.8～2.7 Ga)或更古老的岩石， 其变质程度总体较高， 为高角闪岩相(局部达麻粒岩相)， 带内的变火山岩系中存在2.6～2.5 Ga超基性岩石以及类似科马提岩-玄武岩的组合， 在一些表壳岩中还含有大规模铅-锌矿(Zhaietal., 1985)。而鞍本花岗绿岩地体总体的变质程度较低， 为绿片岩相至低角闪岩相， 区内保留了华北克拉通最古老的岩石， 其地质演化历史可以追溯至始太古代3.8 Ga之前(Liuetal., 1992； Wanetal., 2005； Wuetal., 2008)， 在鞍山陈台沟至铁架山一带广泛出露3.8～3.3 Ga的TTG、闪长质深成岩及3.3 Ga表壳岩， 弓长岭地区出露较大规模的中太古代(3.0～2.9 Ga)花岗岩， 同时绝大多数形成于新太古代晚期(2.55～2.50 Ga)的岩石都具有早于中太古代的锆石Hf和全岩Nd模式年龄(Wanetal., 2015a)。另一方面， 鞍本花岗绿岩地体内一系列形成于新太古代晚期的火山-沉积岩系中伴生有大量BIF， 且部分层位的铁品位较高， 是我国最重要的BIF型铁矿产区(Zhai and Windley， 1990； Lietal., 2014， 2015)。

2 野外地质特征

花岗岩是鞍山弓长岭地区太古宙基底岩石中最主要的组成部分， 大致沿东西向展布于齐大山铁矿以东至弓长岭铁矿的东西两侧(图1b)。前期野外地质和同位素年代学研究证实， 这些岩石主要类型为相对富钾的黑云母二长-钾长花岗岩、二云母钾长花岗岩和一些花岗伟晶岩， 主体形成时代为中太古代(3.0～2.9 Ga)(Dongetal., 2017及本文)， 局部形成于新太古代晚期(～2.5 Ga)(Wanetal., 2015a)。但由于不同时代富钾花岗岩的野外和构造特征极为相似， 基本无法识别它们的边界， 因此弓长岭地区不同时代的花岗岩之间的关系目前并不清楚。原1∶5万地质图中， 根据变形程度的不同， 将区域内的花岗岩分为弓长岭花岗岩和瓦子沟花岗岩， 其中前者的变形较强， 分布于弓长岭铁矿及其共生表壳岩系的东西两侧； 后者变形较弱或没有变形， 分布于齐大山铁矿的东侧向南偏东方向延伸， 且变形较弱的瓦子沟花岗岩侵入强变形的弓长岭花岗岩(图1b)。

本文报道的古太古代花岗岩出露于弓长岭铁矿西南约10 km的河栏镇后台村附近(图1b)， 实测地质剖面AA′穿越了变形较强的弓长岭花岗岩和弱变形的瓦子沟花岗岩两个区域， 总长度约8 km， 除太古宙花岗岩(出露宽度>5 km)， 剖面上还可见辽河岩群表壳岩系及侵入其中的辉长岩(图2)。空间上剖面AA’范围内的太古宙花岗岩被辽河岩群的片岩、石英岩及侵入片岩的辉长岩分为南北两个部分， 且分别被划归为瓦子沟和弓长岭花岗岩， 然而详细的野外地质填图和室内研究显示它们记录的面理产状和矿物组合并没有差别。手标本尺度下可见这些花岗岩均由钾长石(40%～60%)、斜长石(10%～30%)、石英(约30%)和少量黑云母组成， 局部出现白云母， 两类长石和石英均为半自形或它形的粒状变晶结构， 钾长石与斜长石相对含量的差异并没有明显的空间变化趋势， 暗色矿物黑云母的含量较低， 但在不同地区的花岗岩露头上均有分布。与黑云母少量均匀的趋势不同， 白云母在不同露头上或同一花岗岩露头的不同部位中含量变化较大， 且没有明显的变化规律， 这表明白云母的出现很可能与岩体就位以后， 局部受流体或热液的蚀变作用的影响有关， 它们不是岩浆结晶的矿物。Dong等(2017)对剖面北段的花岗岩进行了锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成研究， 结果显示其形成时代为2.9 Ga， 锆石亏损地幔Hf模式年龄峰值为3.9～3.8 Ga。本文报道的古太古代花岗岩出露于剖面AA’南段(图2)， 它与相邻中太古代花岗岩具有相同的野外地质特征、面理产状及矿物组合， 因此无法通过野外观察对二者进行有效的区分， 后台村附近古太古代花岗岩的分布面积有待进一步研究。在古太古代花岗岩南侧出露宽度为0.5～1.5 m的花岗伟晶岩脉， 其中的锆石遭受非常强烈的Pb丢失， 无法对其进行准确的锆石U-Pb定年。在伟晶岩南侧与之直接接触的岩石为古元古代辽河岩群表壳岩系， 岩石组合为(石榴子石)片岩、石英岩、千枚岩和火山碎屑岩。

3 样品及测试

两件花岗岩样品(D2002-1和D3006-1)均采自实测地质剖面AA′南段， GPS定位分别为123°22′56″E、41°04′02″N和123°23′44″E、41°03′24″N。样品D2002-1具有中粗粒弱片麻状构造， 镜下可见半自形的钾长石， 局部保留变余花岗结构， 矿物组合为钾长石(50%)、斜长石(25%)、石英(25%)和少量黑云母(图3a)。样品D3006-1的蚀变较强， 其中斜长石遭受不同程度绢云母化， 矿物组合为钾长石(35%)、斜长石(35%)、石英(25%)和一些绢云母及黑云母(图3b)。

锆石U-Th-Pb和Lu-Hf同位素成分测试均在武汉上谱实验室完成， 先利用LA-ICP-MS对锆石单矿物进行U-Pb定年， 之后通过多接收等离子质谱对样品D3006-1中已完成年龄分析的锆石进行Lu-Hf同位素分析。锆石U-Pb年代学分析过程中激光束斑直径和剥蚀频率分别为32 μm和5 Hz， 采用标准锆石91500作外标进行同位素分馏校正， 具体实验方法和测试流程见Zong等(2017)。原位Lu-Hf同位素分析的激光束斑直径和剥蚀频率分别为44 μm和8 Hz， 标准锆石为GJ-1， 其他仪器参数和实验流程与Cao等(2016)的描述一致。样品测试过程中获得标准锆石91500和GJ-1的数据均与推荐值在误差范围内一致， 具体分析结果见表1和表2。

4 锆石U-Th-Pb-Hf同位素组成

富钾花岗岩样品D2002-1中的锆石绝大多数为长柱状的自形或半自形晶体， 它们的粒径为100～200 μm， 虽然晶型相对完好， 但透射光下晶体内部混浊不透明， 阴极发光(CL)下可见它们的内部结构遭到不同程度的破坏， 应与锆石颗粒遭受了长时间较强的放射性损伤， 导致晶格结构被破坏引发的退晶质化有关。多数颗粒具有发光性极低的环状幔部， 核部区域残缺不全， 少数可识别出生长环带(图4a， 4b， 4c)。对28粒锆石中放射性损伤较弱的核部进行的原位U-Th-Pb成分分析显示， 该样品中锆石的Th、U含量和Th/U值变化较大， 分别为67×10-6～1 319×10-6、284×10-6～2 368×10-6和0.06～1.20(表1)。受Pb丢失的影响， 样品D2002-1中只有3个数据点(11、12和24)位于U-Pb谐和曲线上， 除27号数据点以外， 其他分析点在谐和曲线下方沿不一致线分布， 构成的上交点年龄为2 933±34 Ma(图5a)。结合锆石形态和多数分析点具有高Th、U含量及Th/U值的特点， 笔者认为2 933±34 Ma代表花岗岩样品D2002-1的侵位结晶年龄， 与Dong等(2017)在剖面AA′北段获得的花岗岩侵位年龄一致， 同时也进一步确认与古太古代花岗岩(D3006-1)共生的岩石形成于中太古代。

续表1 Continued Table 1

富钾花岗岩D3006-1中锆石的形态特征与中太古代花岗岩D2002-1类似， 但矿物粒度变化更大， 粒径为50～200 μm， 由于较强的放射性损伤， 绝大多数锆石颗粒的内部结构均被破坏， 在阴极发光下锆石内部较亮的区域呈斑杂或补丁状(图4d， 4e， 4f)。对55粒锆石进行的U-Th-Pb同位素分析，获得的54个有效数据表明， 该样品绝大多数锆石的Th、U含量分别在100×10-6～600×10-6和400×10-6～1 500×10-6之间变化， Th/U值介于0.10～0.93之间， 7号数据点Th含量仅为77×10-6， 而U含量>2 000×10-6， 导致其Th/U值偏低为0.04(表1)， 但该分析点处的内部结构与其他锆石类似， 无法对其是否为变质成因给出有效制约。由于该样品同样遭受了强烈的Pb丢失， 多数分析点位于U-Pb谐和曲线之下， 在15个谐和度>95%的有效数据点中， 除32号和38号两个分析点的207Pb/206Pb表面年龄明显偏大以外(分别为3 600 Ma和3 759 Ma)， 其余13个谐和数据加权平均年龄为3 337±24 Ma(MSWD=1.5)(图5b)， 结合它们的形态和Th-U含量特征可知， 该年龄应代表花岗岩样品D3006-1的侵位结晶年龄，207Pb/206Pb表面年龄为3 600 Ma和3 759 Ma的颗粒为花岗岩中的继承或残余锆石。总体来看， 所有位于谐和曲线下方的数据点并没有沿一条不一致线分布， 由于样品中明确存在继承或残余锆石的年龄信息， 笔者认为有些数据点是早期锆石发生Pb丢失的结果。对以上54粒完成U-Pb年龄分析的锆石颗粒进行了Lu-Hf同位素组成分析， 共获得46个有效数据点， 以之前得到的207Pb/206Pb表面年龄为参数计算可知， 这些锆石的初始176Hf/177Hfi值在0.280 391和0.280 857之间变化， 一阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM1为3 856～3 327 Ma， 没有明显的峰值(表2， 图6)， 其中代表花岗岩中继承或残余锆石的2个分析点(32和38)获得的Hf模式年龄小于锆石的207Pb/206Pb表面年龄， 导致这一结果的原因目前还不清楚。

表2 鞍山弓长岭地区古太古代花岗岩锆石Lu-Hf同位素组成

5 讨论

5.1 古太古代花岗岩的产状和源区特征

详细的区域野外地质和构造学研究表明， 弓长岭地区的太古宙花岗岩无论什么形成时代，都普遍保留倾向南西的构造面理， 与华北克拉通东部其它地区的太古宙基底基本一致， 而明显区别于古元古代辽河岩群的面理产状。另一方面， 基底花岗岩与其南侧辽河岩群的接触带具有拆离断层的构造特征(Tianetal., 2020)， 在后台村识别出的3.34 Ga花岗岩恰好位于拆离带边部的构造位置上。虽然古太古代花岗岩与北侧中太古代(2.9 Ga)花岗岩的界限尚不清楚， 但基于构造特征和两类花岗岩在区域出露的相对面积大小， 笔者认为二者不是构造接触关系， 前者应以包体的形式分布于中太古代花岗岩中， 空间位置上与辽河岩群更接近的后台村古太古代花岗岩受后期拆离作用的影响而出露于地表。

对锆石U-Pb年龄和原位Hf同位素组成的研究已经证实， 弓长岭地区的中太古代花岗岩形成时代为2.9 Ga， 绝大多数岩浆锆石的初始176Hf/177Hfi值非常接近， 锆石的亏损地幔Hf模式年龄在3.9～3.8 Ga表现出明显的峰值(Dongetal., 2017)。与之相比， 本次研究获得的古太古代花岗岩初始176Hf/177Hfi值的分布范围较大， 为0.280 391～0.280 857， 而锆石的亏损地幔Hf模式年龄为3 856～3 327 Ma， 其中始太古代3.9～3.8 Ga的年龄峰值并不明显(图6)。由此可见， 与共生的中太古代花岗岩相比， 弓长岭地区的古太古代花岗岩具有更加复杂的源区组成， 除部分始太古代的地壳物质以外， 还有一些时代相对年轻的古太古代物质加入。这进一步说明鞍本地区在古太古代3.34 Ga之前已经形成了一个具有多期岩浆作用记录的复杂古陆核， 壳幔物质的分离可能从3.9 Ga持续发生至3.5 Ga前后。

5.2 鞍本地区古-中太古代陆壳演化

研究区西侧的鞍山东山和陈台沟一带保留有华北克拉通最古老的岩石， 形成年龄为3.8 Ga(Wanetal., 2005， 2019)， 与弓长岭中太古代花岗岩中岩浆锆石Hf模式年龄峰值以及古太古代花岗岩中的部分岩浆锆石Hf模式年龄接近。结合详细的构造地质调查和其他区域地质资料可知， 弓长岭地区发育一系列左型走滑断层， 其中以汤河断裂的规模最大， 使研究区内汤河断裂南侧的前寒武纪地质体相对向东错开。区域构造解析结果显示， 这些走滑断层的启动时间可限定在显生宙， 错动的距离>20 km， 而齐大山铁矿南端到弓长岭铁矿北端的距离约为20 km。地质特征方面， 齐大山和弓长岭铁矿的展布形态、构造变形特征、岩石组合和形成时代都没有明显的差别。从空间的相对位置来看， 齐大山BIF铁矿位于汤河断裂以北， 其西侧是鞍山始太古代3.8 Ga变质杂岩； 而弓长岭BIF铁矿位于汤河断裂以南， 其西侧是岩浆锆石Hf模式年龄主体为3.9～3.8 Ga的古-中太古代花岗岩组合。通过上述地质特征推测鞍山弓长岭太古宙地体在经历古-中太古代多期壳内岩浆作用之前， 在鞍山地区出现沿现今南东方向延伸的始太古代古老陆核， 其分布面积比目前在鞍山地区已发现的始太古代岩石出露面要大的多， 而后在古太古代(3.6～3.4 Ga)不断有新生陆壳物质形成并在3.34 Ga发生了壳内岩浆作用形成了区域上最古老的花岗岩。这种壳内循环作用于中太古代再次发生且规模更大， 使弓长岭地区形成了2.9花岗岩系并逐渐演化出更加稳定、成熟的大陆地壳。到新太古代晚期(2.6～2.5 Ga)之前， 齐大山和弓长岭两个BIF型铁矿形成于鞍山古陆核东侧沿北西-南东方向延伸的稳定大陆边缘海， 从中太古代2.9 Ga出现稳定大陆地壳后， 在新太古代2.8～2.6 Ga一直长期接受古海洋的化学沉积， 最终在新太古代晚期(2.60～2.52 Ga)形成品位较高的BIF型铁矿。在太古宙地质演化结束后， 鞍山弓长岭太古宙地体受古元古代构造热事件的影响不大， 太古宙基底保存完好， 直至显生宙包括汤河断裂在内的一系列左型走滑断裂将区域内的早前寒武纪地体错开， 并形成现今各类地质体的空间展布格局。

从更大的区域上来看， 鞍本绿岩带内存在多条含铁表壳岩系， 如南芬和歪头山等地的BIF铁矿， 还有学者根据锆石Hf同位素的分布特征提出在鞍本绿岩带东部歪头山一带存在一个南北向延伸的～3.4 Ga古陆块(Liuetal., 2017)。笔者认为微陆块的拼合模式是对鞍本绿岩带的构造沉积格局以及区域地壳演化过程较合理的解释， 具有不同模式年龄的花岗质深成岩区很可能代表了分布于不同地区的微小陆核， 而各条含铁表壳岩系的原岩都沉积在这些微陆块周围的古海洋之中， 其中鞍山弓长岭地体是最古老且最早出现花岗质成熟大陆上地壳的陆核， 长期稳定的大陆地壳和陆缘沉积环境为齐大山和弓长岭大型BIF铁矿的形成提供了重要的基础。

岩石圈内壳幔岩石的对偶、大面积壳熔花岗岩的形成、基性岩墙群和稳定沉积盖层的出现是大陆克拉通化的岩石学标志(Zhai， 2011)， 弓长岭地区的研究实例表明， 太古宙大陆地壳的稳定化过程是不同步的， 作为早期地球的古陆核之一， 鞍山弓长岭地区在华北克拉通2.5 Ga形成统一的大陆地壳之前的古-中太古代就已经完成了区域陆壳成分分异， 并形成了稳定的陆壳结构。

6 结论

(1) 鞍山弓长岭地区保留的古太古代花岗岩为中粒片麻状二云母二长花岗岩， 以包体的形式分布于中太古代(3.0～2.9 Ga)花岗岩中， 并具有与后者一致的野外和构造特征。

(2) 古太古代花岗岩中岩浆锆石的加权平均年龄为3 337±24 Ma(MSWD=1.5，n=13)， 代表其侵位时代， 另有3.76～3.60 Ga继承或残余锆石存在。所有锆石初始176Hf/177Hfi值为0.280 391～0.280 857， 一阶段亏损地幔模式年龄(tDM1)为3 856～3 327 Ma。

(3) 鞍本地区在古太古代晚期之前已形成具有多期岩浆作用记录的古老陆核。

致谢感谢沈其韩先生对吾辈之谆谆教导，祝先生福泽绵长，身体安康！