丹东地区古元古代晚期花岗岩对胶-辽-吉带造山作用的制约

杨佳林， 刘福来， 宋维民， 杨晓平， 王 舫， 王 丹

(1. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 中国地质调查局沈阳地质调查中心， 辽宁 沈阳 110034； 3. 自然资源部深地动力学重点实验室， 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037)

胶-辽-吉带是华北克拉通一条具有代表性的古元古代造山带(图1a， 1b)(Zhai and Santosh， 2011)， 呈北东-南西向展布， 从吉林南部开始， 经辽宁东南部和胶北地体， 延伸至安徽蚌埠地区(图1a)。造山带内保存了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， 主要岩浆活动峰期为古元古代早期(2.2～2.0 Ga)和古元古代晚期(2.0～1.8 Ga)(姜春潮， 1987； 张秋生等， 1988； 白瑾， 1993； Li and Zhao， 2007； Luoetal., 2008； 王祥俭等, 2017； Wang C Cetal., 2017； Zhangetal., 2018)。该带在古元古代晚期(1 930～1 840 Ma)广泛存在的高压麻粒岩顺时针p-T-t轨迹， 指示胶-辽-吉带经历了俯冲-碰撞-后碰撞折返伸展造山过程(刘福来等， 2015； 刘平华等， 2017； Caietal., 2017， 2019， 2020)。然而， 在古元古代晚期， 与辽吉地区俯冲碰撞造山过程多期次变质作用有着密切关联的花岗质岩浆作用及其岩石成因类型仍值得商榷。

辽宁丹东地区出露的古元古代花岗岩是胶-辽-吉造山带的重要组成部分， 对深入研究胶-辽-吉带古元古代晚期构造岩浆热事件及造山带演化具有重要意义。但目前关于其具体的分布特征、岩石类型和地球化学特征的数据较少， 对其成因类型和地质意义的关注不够。本文在丹东地区详细的1∶5万区域地质填图工作基础上， 系统总结已发表的胶-辽-吉带古元古代晚期花岗岩研究成果， 通过对胶-辽-吉带东缘丹东大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩系统的岩石学、锆石U-Pb年代学研究， 并结合岩石地球化学特征来制约其形成时代、岩石学成因类型和构造环境， 为进一步理解胶-辽-吉带构造演化提供依据。

1 地质背景

胶-辽-吉带东北部的辽吉地区古元古代花岗岩传统上统称为“辽吉花岗岩”(张秋生等， 1988)， 岩体呈面状分布于岫岩-盖县-大石桥-通远堡-丹东-宽甸-桓仁-通化一带(图1b)。但由于辽吉花岗岩由多期次-多时代的不同成因类型花岗(质)岩石构成， 包括A/I型花岗质片麻岩、碱性花岗岩、钙碱性花岗岩及环斑花岗岩等， 众多学者对这些花岗质岩的年代学格架、成因机制及动力学背景的认识并未取得一致(Faureetal., 2004； 于介江等， 2007； 马立杰等， 2007； Tametal., 2011， 2012； 董春艳等， 2012； Liuetal., 2014； Yuanetal., 2015； Wang X Petal., 2016； Zouetal., 2017， 2018)。

胶-辽-吉带东北部辽吉地区约2.2～2.0 Ga岩浆活动形成的辽吉花岗岩主要包括辽吉条痕状花岗岩、里尔峪岩组火山岩以及基性岩脉等(路孝平等, 2004b； Li and Zhao， 2007； Li and Chen, 2014； Mengetal., 2014； Wang X Petal., 2016， 2017， 2020； Liuetal., 2018， 2020； Xuetal., 2018； Kaietal., 2019)； 约2.0～1.8 Ga岩浆活动形成的辽吉花岗岩包括宽甸通化地区的球斑花岗岩、矿洞沟正长岩以及卧龙泉、石门沟、松树沟二长花岗岩等(杨进辉等， 2007； Liu F Letal., 2017a; Wangetal., 2020； Liuetal., 2021)。辽吉花岗岩时代范围跨度大， 需要进一步解体， 古元古代早期和古元古代晚期花岗岩的地球化学属性及其成因机制和动力学背景仍需深入探讨。

古元古代晚期的辽吉花岗岩具有典型埃达克岩的地球化学特征(Sr含量高， Y、Yb含量低， Sr/Y值和LaN/YbN值相对较高)(Liuetal., 2021)。尽管前人对胶-辽-吉带的古元古代晚期的花岗岩做了大量的研究工作， 但其岩石学成因、岩浆源区和构造环境等仍然存在很大的争议。目前大多数研究者认为它们形成于碰撞造山后的伸展环境(路孝平等， 2004a； 杨进辉等， 2007； 王惠初等， 2011； 杨明春等， 2015a； 杨红等， 2017； Liu F Letal., 2017c)。根据Whalen 等(1987)提出的一些特征性的元素和相关比值(例如Zr、Nb、Ce、Y、Ga/Al)， 这些花岗岩属于I型花岗岩或者S型花岗岩(Liuetal., 2021)。Wang X P等(2017)则认为辽东地区共存的I型和S型花岗岩是活动大陆边缘俯冲系统控制的岩浆-热事件和同期区域变质作用的产物， 石门沟等岩体～1 890 Ma的I型花岗岩形成于俯冲洋壳的部分熔融作用和沉积物的加入。Xu等(2018， 2019a, 2019b)在对已发表数据的综合研究后认为， 胶-辽-吉带内2 000～1 895 Ma埃达克质花岗岩是加厚下地壳部分熔融的产物， 并与区域峰期变质作用(约1 960～1 900 Ma)一起代表了古元古代碰撞造山。

大楼房岩体位于丹东市西南30 km， 分布在大楼房乡东部齐家堡-黑山一带， 呈近东西向展布， 出露面积约25 km2。在晚侏罗世(～160 Ma)遭受了岩浆-热事件原地重熔， 仅以大小不同的残留体形式保存下来。岩性为片麻状黑云母二长花岗岩(图2a， 2c)， 围岩为辽河岩群里尔峪岩组含石榴磁铁浅粒岩、盖县岩组二云片岩， 被北东和北西向断裂改造。

2 样品特征

丹东大楼房岩体样品TW043采自赵家堡南废弃采石场(地理坐标： 40°1′59.4″ N; 124°4′23.5″ E)， 样品D5276采自于家堡南废弃采石场 (地理坐标： 40°2′8.5″ N; 124°8′56.2″ E)， 岩性为片麻状黑云母二长花岗岩(图2a， 2c)。细粒花岗结构、糜棱结构， 局部见少量斜长石斑晶， 片麻状构造。主要由石英(35%)、斜长石(35%)、条纹长石(25%)、黑云母(5%)组成， 并含少量榍石、锆石、磷灰石等副矿物(<1%)。

3 分析方法

对丹东大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩TW043、D5276样品分别进行了主微量元素、锆石U-Pb SHRIMP测试， 对TW043样品进行了锆石原位Lu-Hf同位素测试。

锆石分选在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成。样品经人工破碎后按常规重力和磁选方法分选出锆石， 并在双目镜下进一步挑选。锆石制靶、阴极发光(CL图)照像和锆石SHRIMP U-Pb同位素定年在中国地质科学院北京离子探针中心完成， 所用仪器为SHRIMPU Ⅱ。测试点束斑直径25 μm， 一次流O-2强度为3～5 nA。锆石U含量和年龄校准选用标样M257(U=840×10-6， Nasdalaetal., 2008)和TEM(年龄为417 Ma， Blacketal., 2003)进行校正， 数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig， 2003)。根据实测204Pb含量校正普通铅， 采用n(207Pb)/n(206Pb)年龄为锆石年龄， 同位素比值和单点年龄误差均为1σ。详细的测试方法、实验过程、相关参数和误差校正同Williams(1998)。

样品的主量元素、微量元素分析在自然资源部东北矿产资源监督测试中心完成。主量元素在X射线荧光光谱仪(XRF)上进行， FeO采用氢氟酸、硫酸溶样， 重铬酸钾滴定容量法， 分析精度和准确度优于5%， 检测依据为GB/T 14506-2010； 微量元素利用酸溶法制备样品并采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)测定， 分析精度和准确度优于10%， 检测依据为GB/T 17417-2010。

锆石原位Lu-Hf同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。分析仪器为配备有MERCHANTEK/New Wave Research 213 nm激光熔蚀探针的Nu Plasma MC-ICP-MS。实验以He作为载气， 激光束斑直径为60 μm， 激光熔蚀时间为60 s， 熔蚀深度约为60 μm， 熔蚀频率为5 Hz。本次测试采用MT作为外部标样， MT的n(176Hf)/n(177Hf)值为0.282 530±30。176Lu的衰变常数为1.867×10-11a-1(Söderlundetal., 2004)， 球粒陨石n(176Hf)/n(177Hf)=0.282 772，n(176Lu)/n(177Hf)=0.033 2(Blichert-Toft and Albarède， 1997)。亏损地幔Hf模式年龄(tDM1)采用n(176Hf)/n(177Hf)=0.283 25，n(176Lu)/n(177Hf)=0.038 42计算， 二阶段Hf模式年龄(tDM2)采用fLu/Hf(cc)=-0.548 33，fLu/Hf(DM)=0.156 88计算(Griffinetal., 2000， 2002)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩锆石形态特征较为接近， 呈半自形-自形短柱状， 表面平整干净， 长短比2∶1～1.5∶1， 粒度100～250 μm， 震荡环带结构特征明显， 为典型岩浆成因的原岩结晶锆石(图3a， 3b)。

从表1可见， 样品TW043的Th/U值在0.14～0.25之间， 15个分析点均落在谐和线上(图4a)， U-Pb年龄变化于1 890.7～1 850.3 Ma之间， 加权平均年龄为1 873.2±3.9 Ma(n=15， MSWD=0.7)。样品D5276 的Th/U值在0.15～0.66之间， 8个分析点落在谐和线上(图4b)， 加权平均年龄为1 869.0±7.2 Ma(n=8， MSWD=1.3)。结合锆石CL图像认为该年龄可以代表大楼房岩体黑云母二长花岗岩原岩结晶年龄， 大楼房黑云母二长花岗岩形成于古元古代。

表1 丹东大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb测年结果

4.2 岩石地球化学特征

从表2可见， 大楼房岩体黑云母二长花岗岩TW043、D5276共10件样品具有高硅(SiO2含量为72.39%～74.20%、平均73.17%)、中等铝(Al2O3含量为14.66%～15.40%)、中等钙(CaO含量为1.35%～1.84%)、低镁(MgO含量为0.07%～0.35%， 剔除1个异常值)的特征； Na2O+K2O含量为7.09%～9.51%， 富碱(Na2O为4.02%～5.45%， K2O为3.07%～4.06%)， 低K2O/Na2O值(0.56～0.88)； Fe2O3含量0.08%～0.35%， FeO含量0.54%～1.17%， 具低Fe3+/Fe2+特征。岩石结晶分异指数DI为87.10～90.25， 具高分异特征； 碱度率AR值为2.51～3.41； A/CNK比值在1.44～1.70之间， 属于准铝-弱过铝质岩石(图5a)； 岩石里特曼指数σ为1.73～2.70， 在K2O-SiO2图解(图5b)上位于高钾钙碱性系列区， 属高钾钙碱性岩石； 根据锆石饱和温度计计算岩石阳离子比率(M值)为1.46～1.72， 结晶温度约675～710℃， 平均693℃， 属中低温花岗岩浆系列。

在微量元素原始地幔标准化配分图解上显示典型花岗岩类分布趋势(图6a)， 富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素(LILE)， 亏损P、Ti等高场强元素(HFSE)， 可能与磷灰石、钛铁氧化物的结晶分异有关； 高Rb低Sr的元素特征反映了钾长石和斜长石结晶在花岗岩中占据主导地位， 这与其矿物组成特征相吻合。样品稀土ΣREE含量较低， 为21.34×10-6～41.69×10-6， 在球粒陨石标准化图解上呈显著右倾趋势(图6b)， 轻稀土元素富集， 重稀土元素含量与球粒陨石相当或低于球粒陨石， 且含量差别较大， LREE/HREE为15.44～27.15， δEu为4.00～9.23， 显示强烈Eu正异常特征， 结合高Sr、Sr/Y值和中等Ca的元素特征， 指示岩石有富Ca的斜长石大量析出结晶(杨明春等， 2015a； 郭峰等， 2007； Foleyetal., 2002)(表2)。

表2 丹东大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)测试结果

对TW043样品于锆石分析点原位进行了Lu-Hf同位素测试， 结果见表3。176Yb/177Hf值为0.012 373～0.029 871，176Lu/177Hf值为0.000 391～0.000 995，176Hf/177Hf值为0.281 576～0.281 646， 误差均为2σ。样品所有测试点176Lu/177Hf值均小于0.002， 显示锆石形成后放射性成因176Lu衰变生成的176Hf极少， 因此176Hf/177Hf值可以代表锆石形成时Hf同位素组成和岩石成因信息(Hoskin and Black， 2000； Knudsenetal., 2001； Patchettetal., 2004； 吴福元等， 2007)。在进行初始176Hf/177Hf 值和εHf(t)计算时样品年龄t值取锆石原位微区分析年龄。15个测点初始比值(176Hf/177Hf)i为0.281 553～0.281 632，εHf(0)值为-42.28～-39.80，εHf (t)值为-1.76～+1.45， 二阶段Hf模式年龄tDM2为2 607.7～2 425.4 Ma，fLu/Hf平均值为-0.980。

表3 丹东大楼房岩体片麻状黑云母二长花岗岩(TW043)LA-MC-ICP-MS锆石原位微区Lu-Hf同位素测试结果

5 讨论

5.1 岩石类型及成因

辽东石门沟、松树沟、黄花店镇等岩体的花岗岩形成于1.95～1.88 Ga， 具有典型埃达克岩的地球化学特征(Sr含量高， Y、Yb含量低， Sr/Y和LaN/YbN值相对较高)(王鹏森等， 2017； Wang X Petal., 2017； 任云伟等， 2017； Liuetal., 2021)。根据Whalen等(1987)提出的一些特征性的元素和相关比值(Zr、Nb、Ce、Y、Ga/Al等)，部分学者认为这些花岗岩属于I型花岗岩或者S型花岗岩(Liuetal., 2021)。Wang X P等(2017)认为辽东地区这些共存的I型和S型花岗岩是活动大陆边缘俯冲系统控制的岩浆-热事件和同期区域变质作用的产物， 而俯冲洋壳的部分熔融作用以及沉积物的加入产生了～1 890 Ma的I型花岗岩。而辽东矿洞沟岩体正长岩(1 874±18 Ma)和闪长岩(1 870±18 Ma)中普遍具有较高的Hf同位素组成， 表明它们来源于太古代新生地壳的部分熔融并有大量地幔物质的加入(杨进辉等， 2007)。还有学者则认为胶-辽-吉带内古元古代晚期普遍缺乏I型花岗岩, 区内的埃达克质花岗岩是加厚下地壳部分熔融的产物， 并与其后的区域峰期变质(约1 960～1 900 Ma)一起代表了古元古代的碰撞造山作用(Xuetal., 2018； Xu and Liu， 2019)。

本次研究对胶-辽-吉带辽吉地区古元古代晚期各花岗岩体的数据进行了整理。这些花岗岩样品往往具有强烈的轻重稀土元素分异以及Eu正异常和负异常的地球化学特征, 显示出它们具有不同岩浆源区或成因(图6b)。各岩体花岗岩显著的稀土元素含量变化可能与斜长石、副矿物(例如磷灰石、褐帘石、锆石和独居石等)的结晶分异有关(图7a)。但富Hf/P的锆石是高分异花岗岩最重要的副矿物标志(Huangetal., 2002； Chudiketal., 2008； Wangetal., 2010)， 并具有较低的Zr/Hf值(Bau， 1996； Breiteretal., 2014； Deeringetal., 2016)。Breiter 等(2014)将Zr/Hf<25的花岗岩划分为高分异花岗岩。因而许多研究者将锆石的Zr/Hf值和Nb/Ta值也视为花岗岩浆结晶分异程度的标志(Ballouardetal., 2016)。各岩体中花岗岩的Nb/Ta>5、Zr/Hf>25， 不具有高分异花岗岩的特征。此外， 高分异花岗岩中富含稀土元素的锆石、独居石、褐帘石、磷钇矿和石榴石等及长石类矿物的分离还使其普遍具有稀土元素含量趋低、轻重稀土元素比值趋小和Eu负异常加大的特征(Miller and Mittlefehldt， 1982， 1984； Gelmanetal., 2014), 这也与以上胶-辽-吉带古元古代晚期各花岗岩体的成分特征不同(图6a)。

根据A型花岗岩具有低Al高Ga/Zr值的特点， Whalen等(1987)提出将10 000 Ga/Al=2.6与Zr=250×10-6作为A型与其他类型花岗岩的分界。但很多情况下, 高分异花岗岩也因为具有较高的10 000 Ga/Al值而落入A型花岗岩区(Linnen and Cuney， 2004； Breiteretal., 2013)， 或A型花岗岩由于强烈的结晶分异作用而落入高分异花岗岩区(Kingetal., 2001)。

A型花岗岩的最大特点是高温， 同时也存在分异作用， 它在10 000Ga/Al-Zr图上的趋势是从A型花岗岩区向高分异花岗岩演化。其中宝泉山、双岔、九连城、振江-榆林等岩体的花岗岩明显不同于分异的I/S型花岗岩， 而具有 A 型花岗岩的分异趋势， 因为在A型花岗岩结晶分异过程中Zr含量伴随Ga/Al值增加而增加(吴福元等， 2017)(图7b)。这些岩体在花岗岩成因类型图Nb-10 000×Ga/Al和(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)判别图上也均投点于分异的A型花岗岩区(图7c, 7d)。不同于以上岩体， 石门沟、松树沟、黄花店镇、南台子等岩体的具有明显的I/S型花岗岩分异趋势， 并在花岗岩成因类型(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)和Nb-10 000×Ga/Al判别图上均投点于分异的I型、S型花岗岩区(图7c, 7d)。

此外, 以上两类岩体的结晶温度也具有较为显著的差异。I或S型花岗岩往往具有比A型花岗岩要更低的结晶温度(Clemensetal., 1986； Kingetal., 1997， 2001)。辽东石门沟、松树沟、黄花店镇、南台子等岩体的结晶温度在710～730℃(王鹏森等， 2017； 任云伟等， 2017；Wangetal., 2020; Liuetal., 2021)， 远低于A型花岗岩(～839℃)， 甚至比未分异(781℃)和分异的(764℃)I 型花岗岩还要低很多(Kingetal., 1997)， 这也与A型花岗岩的温度特征并不相符。而宝泉山、双岔、九连城、振江-榆林等岩体花岗岩的结晶温度则相对较高， 为750～800℃(Liu F Letal., 2017a, 2017c)，与A型花岗岩的结晶温度(839℃)更接近。因此， 胶-辽-吉带古元古代晚期形成的花岗岩具有不同的成因类型。

近年来越来越多的锆石U-Pb年龄资料显示， 岩浆岩中经常含有多组不同年龄的锆石， 不同来源的锆石或同一锆石不同微区的Hf同位素组成可能不同， 但仍会保存其原岩初生地壳的特点(Wuetal., 2006)。在εHf(t)-t图解和(176Hf/177Hf)i-t图解上， 大楼房黑云母二长花岗岩均投点于亏损地幔和陆壳范围内 (图8a， 8b)， 说明岩体形成时壳源物质成分占主导地位， 并有地幔物质混染(Cheetal., 2015； Guanetal., 2016)。锆石Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为2 607.7～2 425.4 Ma， 较低的(176Hf/177Hf)i组成特征(0.281 553～0.281 632)和近于0的εHf(t)值特征(-1.76～1.45)表明岩浆不仅来自地壳物质再循环， 还有新太古代-古元古代物质加入到地壳中或有新生地壳的生成。

5.2 构造意义

近年关于胶-辽-吉带古元古代岩浆活动的时限及期次研究众多， 普遍认为胶-辽-吉带内古元古代岩浆活动主要存在约2.2～2.0 Ga和约2.0～1.8 Ga两期， 前者包括辽吉条痕状花岗岩、里尔峪岩组火山岩以及基性岩脉等(路孝平等， 2004b； Li and Zhao， 2007； Li and Chen， 2014； Mengetal., 2014； Wang X Petal., 2016， 2017， 2020； Liuetal., 2018， 2020； Xuetal., 2018； Kaietal., 2019)， 后者包括宽甸通化地区的球斑花岗岩、矿洞沟正长岩以及卧龙泉、石门沟、松树沟二长花岗岩等(杨进辉等, 2007； Liu P Hetal., 2017; Liuetal., 2021； Wangetal., 2020)。麻粒岩相变质作用在整个胶-辽-吉带普遍存在(Zhaoetal., 2005， 2012)。在集安、辽河南部、胶北和蚌埠等地区分布的古元古代高压麻粒岩具有类似的变质年龄， 并以记录近等温减压(ITD)及随后近等压降温(IBC)的顺时针p-T-t轨迹为特征， 指示本区变质杂岩在古元古代晚期曾强烈参与华北克拉通北部龙岗地块和狼林地块之间的陆-陆俯冲和碰撞的构造过程(刘福来等， 2015； Caietal., 2017， 2019， 2020)。大楼房片麻状黑云母二长花岗岩具有明显的高Sr和低Yb特征， Sr和Yb的行为与残留相有密切的关系， 高Sr低Yb的埃达克岩被认为形成于高压环境， 反映了地壳加厚事件(Defant and Drummond， 1990； Rappetal., 2003； 张旗等， 2005)。

深熔锆石U-Pb定年结果显示， 区域性的深熔作用或部分熔融时代为1.86～1.84 Ga， 表明这期广泛的深熔事件应发生于胶-辽-吉带整体构造折返的中低压麻粒岩相退变质阶段(刘福来等， 2015)， 这与古元古代晚期代表着造山带碰撞后伸展作用的球斑状花岗岩、中-碱性侵入岩、淡色花岗岩和伟晶岩的构造背景耦合(Liuetal., 2017c； 杨仲杰， 2021)。

大楼房花岗岩形成于1 873～1 869 Ma， 属准铝质-弱过铝质、高钾钙碱性系列岩石， 其主量元素特征指示原岩具有弧岩浆作用特征。在Rb-Y+Nb图解(图9a)上投点在火山弧花岗岩区域， 可能为大洋板块向大陆板块俯冲所形成的活动大陆边缘弧花岗岩； 在R2-R1图解(图9b)上投点在造山晚期和同碰撞区域， 也可能是地块拼合后区域由挤压转为伸展作用的产物。

此外， 通过辽-吉造山带古元古代花岗岩相关年龄信息(表4)， 在古元古代造山纪(Orosirian)开始, 自2 050～1 900 Ma发育的酸性岩浆活动比较少， 记录最多岩浆活动的峰值在1 870 Ma。通过对古元古代胶-辽-吉带辽吉地区花岗质岩石类型和构造背景分类， 结合在集安地区出现的泥质麻粒岩变质时限1 890～1 870 Ma和其独居石1 880～1 840 Ma的变质时代 (Caietal., 2019， 2020)， 笔者认为胶- 辽-吉带中丹东地区在古元古代晚期可能经历了俯冲-弧陆碰撞造山过程， 并持续到1 870 Ma左右。

表4 胶-辽-吉带古元古代花岗岩相关年龄信息

续表4-1 Continued Table 4-1

续表4-2 Continued Table 4-2

续表4-3 Continued Table 4-3

6 结论

(1) 丹东大楼房片麻状黑云母二长花岗岩形成于1 873～1 869 Ma， 属中低温花岗岩系列， 为准铝-弱过铝质高钾钙碱性系列， 具有与I型花岗岩类似的岩石地球化学特征。丹东大楼房岩体具有相对富集的Hf同位素组成， 指示初始岩浆不仅来自地壳物质再循环， 还有新生地壳的加入。

(2) 胶-辽-吉带在古元古代晚期发育着不同成因类型的花岗岩， 且与该带的俯冲-弧陆碰撞造山过程耦合， 俯冲碰撞作用可能持续到1 870 Ma。这对探讨该造山带的造山作用及其后的碰撞后伸展作用的过程和时限提供了重要约束。

(3) ～1 870 Ma代表的俯冲碰撞事件与区域上的伸展作用具有同步性， 可能暗示着在总体俯冲碰撞背景下局部存在伸展作用， 表明胶-辽-吉带在古元古代晚期经历了不同时间和空间位置的俯冲碰撞、伸展作用的复合造山过程。

致谢庆贺沈其韩院士100周岁寿辰， 寿逢盛世， 乐享天伦！野外调查工作得到李东涛、邢德和教授级高级工程师和杨风超、顾玉超博士的大力支持，北京离子探针杨淳和刘建辉老师在锆石U-Pb实验测试和数据分析过程中给予了帮助， 南京大学孙盼老师在锆石Hf同位素实验测试和数据分析过程中给予了帮助， 审稿专家和编辑对本文提出了宝贵的意见， 在此一并表示感谢!