辽东半岛太古宙地壳演化

刘 杰，陈树良，陈 聪，马 维，王 歧，仲米山，侯 静，吕晓瑜

辽宁省地质勘查院，辽宁 大连 116100

0 引言

辽东半岛是华北陆块结晶基底最发育地区。不仅是中国乃至全球研究太古宙地壳演化最理想的地区。其中，鞍山地区发育的3.8 Ga白家坟奥长花岗杂岩、3.1 Ga立山奥长花岗岩、3.65 Ga变质石英闪长岩、3.5 Ga闪长质片麻岩、3.2 Ga细粒奥长花岗岩、3.1 Ga二长花岗岩、3.3 Ga斜长角闪岩、2.6 Ga二长花岗岩(万渝生等，2001)[1]及大于3.4 Ga古太古代陈台沟表壳岩(宋彪,1996)[2]不同时期、不同成因的地质体浓缩了太古宙演化历史。鞍山地区可能存在大于3.8 Ga古老地壳（万渝生等，2001）表明，自4.6 Ga左右的地球起源,4.0 Ga原始地壳形成以后（《地球科学大辞典》.(2005)[3]），华北陆块原始地壳至少在4.0 Ga左右就已经开始了岩浆分异活动；持续发展到始太古代中期，原始地壳演化已由硅镁质地壳演化为硅铝质地壳(古地壳)。3.4 Ga陈台沟表壳岩基性火山岩-陆源碎屑岩建造显示,古太古代沉积盆地附近,这一时期已有更古老的古陆存在。

始太古代至新太古代，岩浆活动（火山喷发和深成侵入）与沉积作用加剧，构成了华北陆块（以辽宁为代表）独特的太古宙时空格架（表1）。其中，始太古代—中太古代为古陆核形成与发展重要阶段，新太古代为陆壳增生演化重要阶段。

表 1 太古宙时空演化格架Table1 Temporal evolution framework of Archean

1 始太古代—中太古代地壳演化

辽宁鞍山地区始太古代白家坟奥长花岗岩（同位素年龄为3.8 Ga）、陈台沟表壳-基性火山岩建造（同位素年龄为3.55 Ga）、铁架山英云闪长质片麻岩（同位素年龄为3.0 Ga，万渝生，2007）[4]、铁架山表壳岩(同位素年龄为3.0 Ga，殷小艳2006，万渝生，2007)[4,5]，和冀北中太古代迁西群大面积出露显示，约距今3.0 Ga前已形成陆核或微陆块。陈毓川（2007）[6]、伍家善等（1998）[7]等认为当时华北陆块可能有胶辽、迁西—怀安、晋冀、豫皖和蒙陕5个微陆块。

鞍山地区3.5 Ga其间的基性火山喷发与3.0 Ga其间的表壳岩沉积，表明了辽宁古老陆壳在3.5～3.0 Ga左右已出现了原始洋盆，位于迁西—怀安、晋冀、豫皖陆块之间。

始太古代—中太古代地壳演化以垂直增生为主,不同时期、不同成分的岩浆侵位，同时相伴随较小规模的火山喷发和陆源碎屑沉积，其后发生角闪岩相变质作用以及韧性变形构成了这一时期的主要构造特点,其地壳演化模式如下：

（1）大于3 800～3 600 Ma，在地幔热对流作用下，原始的超镁铁质-镁铁质地壳底部发生部分熔融作用，生成硅铝质岩浆，并沿破裂面上侵，形成3.8 Ga白家坟花岗杂岩、3 773 Ma深沟寺奥长花岗岩以及3.65 Ga变质石英闪长岩。此时硅镁质地壳已演变为硅铝质地壳。

（2）3 600～3 300 Ma，原始超镁铁质-镁铁质地壳与早期的硅铝质地壳不断开裂，早期，地幔物质继续上侵或侵喷，形成前陈台沟期3.47 Ga东山闪长片麻岩、斜长角闪岩、金云母透闪石岩，其后，形成陈台沟最原始的火山沉积盆地，相伴基性火山岩浆喷发，堆积基性-超基性火山岩，火山活动间歇期，沉积长英质碎屑岩。

（3）3 300～3 200 Ma，由于较薄的原始地壳不能承受上覆较厚的火山堆积物而下沉，产生垂向俯冲，火山沉积物发生褶皱、变质变形。俯冲至上地幔的部分岩片，由于密度较小，不能继续下沉而上浮到地壳底部与上地幔顶部，并被部分熔融岩浆上侵，形成陈台沟花岗岩。地幔热对流伴随的地幔上涌作用，由于其顶受已固结的原始地壳和部分俯冲岩片层的阻挡，岩浆上涌暂时停止，如此作用持续下去，形成以岩浆垫托为主的岩浆库。岩浆库内既有上地幔源区的部分熔融岩浆，又有俯冲岩片被熔融的再生岩浆，二者发生混熔，形成了丰富的TTG岩浆(伍家善等，1998)[7]。

（4）3 200～2 800 Ma由于地幔热对流持续发生，新生的TTG岩浆密度小而上浮，同时在岩浆库的两侧的垂向俯冲产生的侧向挤压作用下，TTG岩浆不断上侵，3 142 Ma立山花岗岩及2 962 Ma铁架山花岗岩就位于地壳中上部。

（5）中太古代末, 发生的前鞍山运动，导致中太古代花岗岩和表壳岩隆起至地表,并历经长期的风化、剥蚀。其鞍山群层状变质岩系在东鞍山地区不整合于中太古代东鞍山花岗岩之上，即为此事件重要标志。

（6）前鞍山运动，伴随发生区域角闪岩相变质作用和韧性变形。其白家坟奥长花岗岩糜棱岩、铁架山英云闪长质糜棱岩组成的韧性剪切带，即为此期变形的产物。经前鞍山运动，上述5陆块碰撞汇聚，构成华北始太古代—中太古代古陆块（陆核）。

2 新太古代地壳演化

新太古代伊始，前中太古代华北古陆块裂解，于辽宁境内形成了建平—龙岗微古陆块（相当微古板块活动陆缘）、绥中—鞍山—本溪微古陆块（相当微古板块活动陆缘）、城子坦微古陆块（相当微古板块活动陆缘，图1）。其中，绥中—鞍本微古陆块与建平—龙岗微古陆块界线特点表现为，在郯庐断裂东段，以浑河古断裂为界，这一界线主要考虑到沿该断裂两侧含矿建造明显不同，北侧为具岛弧特点的变质含铜火山岩建造，南侧为具弧后盆地特点含铁变质岩系；在郯庐断裂西段，以中新元古代燕山裂陷盆地北缘凌源—叶柏寿—北票断裂为界，界线以北，主要以强烈变质变形的中性深成岩为主体，含大量变质表壳岩含铁建造包裹体和超基性包裹体，南侧，以变形较弱的片麻状花岗质类岩石为主；绥中—鞍本微古陆块与城子坦微古陆块由于古元古代辽吉古裂谷影响，致使其界线不清，以辽—吉古裂谷分隔绥中—鞍本与城子坦两个微古陆块。

图 1 辽宁省新太古代微古陆块示意图Fig.1 Micro continental block skech map of Neoarchean Era in Liaoning Province

上述3个微古陆块内不同盆地堆积了不同建造类型。

（1）建平—龙岗微古陆块（古岛弧背景）呈EW向展布。经建平—阜新—铁岭—清原，向东进入吉林境内，于岛弧背景-弧背盆地堆积了新太古代清原岩群红透山岩组变质基性火山岩-硅铝质碎屑岩含铜建造，其后不久发生了不同期次的闪长质片麻岩、二长花岗质片麻岩侵位，统称之花岗绿岩带。清原小涞河地区表壳岩锆石SHRIMP年龄为(2 515±6) Ma（万渝生等 2005）[8]，Sm-Nd变粒岩全岩年龄2 844 Ma（李俊建等， 2000）[9]。后者测年结果,由于受测试方法精度制约,笔者认为该年龄偏老。其中新太古代英云闪长质片麻岩隶属于TTG岩系，SHRIMP年龄2 528～2 556 Ma（万渝生等，2005）[8]，花岗质片麻岩为钙碱系列。红透山岩组为绿岩带重要组成部分，也是辽宁省重要的含铜火山岩建造。该微陆块与之有关的矿产有金、铜、铁。

此外，沿建平—阜新一带发育一系列规模较小的超基性岩包裹体。变质作用主要为中压麻粒岩相和高压麻粒岩相（魏春景,等.2001）[10]，后期退变为角闪岩相和绿片岩相，次之为角闪岩相变质。基性火山岩（斜长角闪岩）岩石化学具拉斑玄武岩成分特点，稀土特征与Condie(1981)TH1和TH2型拉斑玄武岩相似.显示玄武质岩浆特点。大离子亲石元素相对富集，所映了岛弧火山岩特征。

（2）绥中—鞍山—本溪微陆块（弧后盆地背景）经绥中—鞍山—本溪。该微陆块为中国最古老的微陆块，发育始太古代3.8 Ga白家坟奥长花岗岩、古太古代3.4 Ga陈台沟花岗岩及变质表壳岩、中太古代2.962 Ga铁架山花岗质片麻岩、2.5 Ga左右的新太古代钙碱系列和TTG系列变质深成岩以及鞍山岩群茨沟岩组、大峪沟岩组、樱桃园岩组含铁层状变质岩系和清原岩群石棚子岩组、通什村岩组含铁变质火山岩建造-碎屑岩建造。其中，清原岩群同位素年龄为2 535～2 554 Ma。英云闪长质片麻岩（TTG岩系）同位素年龄为2 681～2 524.85 Ma；二长花岗质片麻岩（CA岩系）同位素年龄为2 511～2 563 Ma。与该微陆块有关的矿产主要为变质沉积型铁矿和变质火山岩型铁矿。变质作用以角闪岩相为主，次之为麻粒岩相和绿片岩相。基性火山岩类岩石化学特点显示拉斑玄武岩系列和钙碱性玄武岩系列。稀土特征与Condie(1981)TH2型拉斑玄武岩相似。万渝生（1993）[11]对鞍本地区鞍山群研究认为，其形成构造背景为弧后盆地。上述特点明显区别于建平-龙岗微古陆块。

（3）城子坦微古陆块经金州—城子坦，向南过渤海廷至胶东地区。从残存的表壳岩组合分析，相当弧后盆地堆积了早期基性火山岩-硅铝质碎屑岩建造。其后TTG岩浆大规模上侵，2 519 Ma得胜片麻杂岩就位。

综如上述，其演化模式如下：

经前鞍山运动后，于2 800～2 700 Ma间，在地幔热对流作用下，原始地壳再现裂解，形成新太古代初始洋盆。北部为建平—龙岗微古陆块、中部为绥中—鞍山—本溪微古陆块、南部为城子坦微古陆块。在2 700～2 600 Ma间，洋壳开始消减（图2）；2 600～2 500 Ma间，陆-弧逐渐碰撞汇聚，历经新太古代末（2 500 Ma左右）鞍山运动，上述3个微陆块开始碰撞汇聚（图2）,而最终完成拼合,并形成辽宁最古老的“古大陆”的时限大约在2 400 Ma左右。在微陆块碰撞汇聚过程中，早期发生TTG岩浆大规模侵入和晚期富钾的CA岩浆大规模侵入，导致表壳岩象一只小舟，漂浮在变质深成岩浆汪洋的大海之中。TTG岩系地球化学研究表明,其成岩机制是俯冲洋壳玄武岩含水条件下的部分熔融,或科马提质玄武岩在增厚地壳下部的失水熔融 ，表明新太古代时期地球表层已经出现板块构造(程素华,2011)[12]。

此后历经区域变质作用、多期次韧性变形作用，最终形成稳定的克拉通结晶基底。由于各微陆块热流不均一，变质变形强度表现形式各有不同。其北部建平—龙岗微古陆块，区域热流值较高，发生区域麻粒岩相-角闪岩相变质作用，强烈的韧性变形，形成以相似褶皱为代表的固态韧性流变组合及韧性剪切带。此外，建平地区发育具对接带特征的高压麻粒岩相(魏春景，2001)[10],清原地区发育花岗绿岩建造。

中部绥中—鞍山本溪微古陆块，区域热流值相对北部偏低、仅发生绿片岩相变质作用，其变形强弱不均一，绥中地区变形较弱，形成穹窿构造，鞍山—本溪地区变形较强，面理置换强烈，局部形成韧性剪切带。

南部城子坦微古陆块，以变质深成岩为主体，表壳岩呈包裹体产出。区域热流值较高，发生区域角闪岩相变质，形成以相似褶皱为代表的固态韧性流变组合及韧性剪切带。

图 2 辽宁新太古代演化模式图Fig. 2 The evolution model of Neoarchean Era of Liaoning Province

3 结论

辽东半岛太古宙地体是华北太古宙克拉通重要组成部分，经历始太古代—古太古代—中太古—新太古代漫长的演化历史。

鞍山地区可能存在﹥3.8 Ga古老地壳表明，辽东半岛原始地壳至少在4.0 Ga左右就已经开始了岩浆分异活动；持续发展到始太古代中期，原始地壳演化已由硅镁质地壳演化为早期的硅铝质地壳。始太古代以深熔岩浆侵位为主，古太古代原始硅镁质地壳—早期硅铝质地壳不断裂解，形成古老的小型洋盆，相伴随有基性火山喷发及深熔岩浆侵位。中太古代以TTG岩浆上侵为主。

中太古代晚期，在地幔对流作用下，始太古代—中太古代硅铝质地壳开始裂解，形成上述3个微古陆块。

造山晚期绥中二长花岗岩（LA-ICP-MS 年龄为2 522 Ma，郑培玺等，2009）[13]、连山关二长花岗岩（U-Pb 年龄为2 563 Ma，丹东市等2幅1∶25万区域地质调查报告，2003）等富钾质CA系列岩浆的侵位作用,代表了太古宙成熟陆壳形成的重要标志。

侵入古元古代辽河群并同时卷入褶皱作用的条痕状花岗杂岩SHRIMP年龄为2 158 Ma (吴福元等，2004)[14]和2 161 Ma（路孝平等，2004）[15]，侵喷基性枕状熔岩（斜长角闪岩）Rb-Sr同位素年龄为2 122 Ma（丹东幅1∶25万区域地质调查报告,2003）反映辽河群沉积年龄在2 100～2 200 Ma之间。富钾质花岗岩2.5 Ga侵位年龄与辽河群2.2 Ga最早沉积年龄,说明3个微古陆块碰撞闭合,最终形成早期太古宙克拉通基底时限应在2 400 Ma左右。

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