遼東半島太古宙地殼演化

劉 杰，陳樹良，陳 聰，馬 維，王 歧，仲米山，侯 靜，呂曉瑜

遼寧省地質勘查院，遼寧 大連 116100

0 引言

遼東半島是華北陸塊結晶基底最發育地區。不僅是中國乃至全球研究太古宙地殼演化最理想的地區。其中，鞍山地區發育的3.8 Ga白家墳奧長花崗雜巖、3.1 Ga立山奧長花崗巖、3.65 Ga變質石英閃長巖、3.5 Ga閃長質片麻巖、3.2 Ga細粒奧長花崗巖、3.1 Ga二長花崗巖、3.3 Ga斜長角閃巖、2.6 Ga二長花崗巖(萬渝生等，2001)[1]及大于3.4 Ga古太古代陳臺溝表殼巖(宋彪,1996)[2]不同時期、不同成因的地質體濃縮了太古宙演化歷史。鞍山地區可能存在大于3.8 Ga古老地殼（萬渝生等，2001）表明，自4.6 Ga左右的地球起源,4.0 Ga原始地殼形成以后（《地球科學大辭典》.(2005)[3]），華北陸塊原始地殼至少在4.0 Ga左右就已經開始了巖漿分異活動；持續發展到始太古代中期，原始地殼演化已由硅鎂質地殼演化為硅鋁質地殼(古地殼)。3.4 Ga陳臺溝表殼巖基性火山巖-陸源碎屑巖建造顯示,古太古代沉積盆地附近,這一時期已有更古老的古陸存在。

始太古代至新太古代，巖漿活動（火山噴發和深成侵入）與沉積作用加劇，構成了華北陸塊（以遼寧為代表）獨特的太古宙時空格架（表1）。其中，始太古代—中太古代為古陸核形成與發展重要階段，新太古代為陸殼增生演化重要階段。

表 1 太古宙時空演化格架Table1 Temporal evolution framework of Archean

1 始太古代—中太古代地殼演化

遼寧鞍山地區始太古代白家墳奧長花崗巖（同位素年齡為3.8 Ga）、陳臺溝表殼-基性火山巖建造（同位素年齡為3.55 Ga）、鐵架山英云閃長質片麻巖（同位素年齡為3.0 Ga，萬渝生，2007）[4]、鐵架山表殼巖(同位素年齡為3.0 Ga，殷小艷2006，萬渝生，2007)[4,5]，和冀北中太古代遷西群大面積出露顯示，約距今3.0 Ga前已形成陸核或微陸塊。陳毓川（2007）[6]、伍家善等（1998）[7]等認為當時華北陸塊可能有膠遼、遷西—懷安、晉冀、豫皖和蒙陜5個微陸塊。

鞍山地區3.5 Ga其間的基性火山噴發與3.0 Ga其間的表殼巖沉積，表明了遼寧古老陸殼在3.5～3.0 Ga左右已出現了原始洋盆，位于遷西—懷安、晉冀、豫皖陸塊之間。

始太古代—中太古代地殼演化以垂直增生為主,不同時期、不同成分的巖漿侵位，同時相伴隨較小規模的火山噴發和陸源碎屑沉積，其后發生角閃巖相變質作用以及韌性變形構成了這一時期的主要構造特點,其地殼演化模式如下：

（1）大于3 800～3 600 Ma，在地幔熱對流作用下，原始的超鎂鐵質-鎂鐵質地殼底部發生部分熔融作用，生成硅鋁質巖漿，并沿破裂面上侵，形成3.8 Ga白家墳花崗雜巖、3 773 Ma深溝寺奧長花崗巖以及3.65 Ga變質石英閃長巖。此時硅鎂質地殼已演變為硅鋁質地殼。

（2）3 600～3 300 Ma，原始超鎂鐵質-鎂鐵質地殼與早期的硅鋁質地殼不斷開裂，早期，地幔物質繼續上侵或侵噴，形成前陳臺溝期3.47 Ga東山閃長片麻巖、斜長角閃巖、金云母透閃石巖，其后，形成陳臺溝最原始的火山沉積盆地，相伴基性火山巖漿噴發，堆積基性-超基性火山巖，火山活動間歇期，沉積長英質碎屑巖。

（3）3 300～3 200 Ma，由于較薄的原始地殼不能承受上覆較厚的火山堆積物而下沉，產生垂向俯沖，火山沉積物發生褶皺、變質變形。俯沖至上地幔的部分巖片，由于密度較小，不能繼續下沉而上浮到地殼底部與上地幔頂部，并被部分熔融巖漿上侵，形成陳臺溝花崗巖。地幔熱對流伴隨的地幔上涌作用，由于其頂受已固結的原始地殼和部分俯沖巖片層的阻擋，巖漿上涌暫時停止，如此作用持續下去，形成以巖漿墊托為主的巖漿庫。巖漿庫內既有上地幔源區的部分熔融巖漿，又有俯沖巖片被熔融的再生巖漿，二者發生混熔，形成了豐富的TTG巖漿(伍家善等，1998)[7]。

（4）3 200～2 800 Ma由于地幔熱對流持續發生，新生的TTG巖漿密度小而上浮，同時在巖漿庫的兩側的垂向俯沖產生的側向擠壓作用下，TTG巖漿不斷上侵，3 142 Ma立山花崗巖及2 962 Ma鐵架山花崗巖就位于地殼中上部。

（5）中太古代末, 發生的前鞍山運動，導致中太古代花崗巖和表殼巖隆起至地表,并歷經長期的風化、剝蝕。其鞍山群層狀變質巖系在東鞍山地區不整合于中太古代東鞍山花崗巖之上，即為此事件重要標志。

（6）前鞍山運動，伴隨發生區域角閃巖相變質作用和韌性變形。其白家墳奧長花崗巖糜棱巖、鐵架山英云閃長質糜棱巖組成的韌性剪切帶，即為此期變形的產物。經前鞍山運動，上述5陸塊碰撞匯聚，構成華北始太古代—中太古代古陸塊（陸核）。

2 新太古代地殼演化

新太古代伊始，前中太古代華北古陸塊裂解，于遼寧境內形成了建平—龍崗微古陸塊（相當微古板塊活動陸緣）、綏中—鞍山—本溪微古陸塊（相當微古板塊活動陸緣）、城子坦微古陸塊（相當微古板塊活動陸緣，圖1）。其中，綏中—鞍本微古陸塊與建平—龍崗微古陸塊界線特點表現為，在郯廬斷裂東段，以渾河古斷裂為界，這一界線主要考慮到沿該斷裂兩側含礦建造明顯不同，北側為具島弧特點的變質含銅火山巖建造，南側為具弧后盆地特點含鐵變質巖系；在郯廬斷裂西段，以中新元古代燕山裂陷盆地北緣凌源—葉柏壽—北票斷裂為界，界線以北，主要以強烈變質變形的中性深成巖為主體，含大量變質表殼巖含鐵建造包裹體和超基性包裹體，南側，以變形較弱的片麻狀花崗質類巖石為主；綏中—鞍本微古陸塊與城子坦微古陸塊由于古元古代遼吉古裂谷影響，致使其界線不清，以遼—吉古裂谷分隔綏中—鞍本與城子坦兩個微古陸塊。

圖 1 遼寧省新太古代微古陸塊示意圖Fig.1 Micro continental block skech map of Neoarchean Era in Liaoning Province

上述3個微古陸塊內不同盆地堆積了不同建造類型。

（1）建平—龍崗微古陸塊（古島弧背景）呈EW向展布。經建平—阜新—鐵嶺—清原，向東進入吉林境內，于島弧背景-弧背盆地堆積了新太古代清原巖群紅透山巖組變質基性火山巖-硅鋁質碎屑巖含銅建造，其后不久發生了不同期次的閃長質片麻巖、二長花崗質片麻巖侵位，統稱之花崗綠巖帶。清原小淶河地區表殼巖鋯石SHRIMP年齡為(2 515±6) Ma（萬渝生等 2005）[8]，Sm-Nd變粒巖全巖年齡2 844 Ma（李俊建等， 2000）[9]。后者測年結果,由于受測試方法精度制約,筆者認為該年齡偏老。其中新太古代英云閃長質片麻巖隸屬于TTG巖系，SHRIMP年齡2 528～2 556 Ma（萬渝生等，2005）[8]，花崗質片麻巖為鈣堿系列。紅透山巖組為綠巖帶重要組成部分，也是遼寧省重要的含銅火山巖建造。該微陸塊與之有關的礦產有金、銅、鐵。

此外，沿建平—阜新一帶發育一系列規模較小的超基性巖包裹體。變質作用主要為中壓麻粒巖相和高壓麻粒巖相（魏春景,等.2001）[10]，后期退變為角閃巖相和綠片巖相，次之為角閃巖相變質。基性火山巖（斜長角閃巖）巖石化學具拉斑玄武巖成分特點，稀土特征與Condie(1981)TH1和TH2型拉斑玄武巖相似.顯示玄武質巖漿特點。大離子親石元素相對富集，所映了島弧火山巖特征。

（2）綏中—鞍山—本溪微陸塊（弧后盆地背景）經綏中—鞍山—本溪。該微陸塊為中國最古老的微陸塊，發育始太古代3.8 Ga白家墳奧長花崗巖、古太古代3.4 Ga陳臺溝花崗巖及變質表殼巖、中太古代2.962 Ga鐵架山花崗質片麻巖、2.5 Ga左右的新太古代鈣堿系列和TTG系列變質深成巖以及鞍山巖群茨溝巖組、大峪溝巖組、櫻桃園巖組含鐵層狀變質巖系和清原巖群石棚子巖組、通什村巖組含鐵變質火山巖建造-碎屑巖建造。其中，清原巖群同位素年齡為2 535～2 554 Ma。英云閃長質片麻巖（TTG巖系）同位素年齡為2 681～2 524.85 Ma；二長花崗質片麻巖（CA巖系）同位素年齡為2 511～2 563 Ma。與該微陸塊有關的礦產主要為變質沉積型鐵礦和變質火山巖型鐵礦。變質作用以角閃巖相為主，次之為麻粒巖相和綠片巖相。基性火山巖類巖石化學特點顯示拉斑玄武巖系列和鈣堿性玄武巖系列。稀土特征與Condie(1981)TH2型拉斑玄武巖相似。萬渝生（1993）[11]對鞍本地區鞍山群研究認為，其形成構造背景為弧后盆地。上述特點明顯區別于建平-龍崗微古陸塊。

（3）城子坦微古陸塊經金州—城子坦，向南過渤海廷至膠東地區。從殘存的表殼巖組合分析，相當弧后盆地堆積了早期基性火山巖-硅鋁質碎屑巖建造。其后TTG巖漿大規模上侵，2 519 Ma得勝片麻雜巖就位。

綜如上述，其演化模式如下：

經前鞍山運動后，于2 800～2 700 Ma間，在地幔熱對流作用下，原始地殼再現裂解，形成新太古代初始洋盆。北部為建平—龍崗微古陸塊、中部為綏中—鞍山—本溪微古陸塊、南部為城子坦微古陸塊。在2 700～2 600 Ma間，洋殼開始消減（圖2）；2 600～2 500 Ma間，陸-弧逐漸碰撞匯聚，歷經新太古代末（2 500 Ma左右）鞍山運動，上述3個微陸塊開始碰撞匯聚（圖2）,而最終完成拼合,并形成遼寧最古老的“古大陸”的時限大約在2 400 Ma左右。在微陸塊碰撞匯聚過程中，早期發生TTG巖漿大規模侵入和晚期富鉀的CA巖漿大規模侵入，導致表殼巖象一只小舟，漂浮在變質深成巖漿汪洋的大海之中。TTG巖系地球化學研究表明,其成巖機制是俯沖洋殼玄武巖含水條件下的部分熔融,或科馬提質玄武巖在增厚地殼下部的失水熔融 ，表明新太古代時期地球表層已經出現板塊構造(程素華,2011)[12]。

此后歷經區域變質作用、多期次韌性變形作用，最終形成穩定的克拉通結晶基底。由于各微陸塊熱流不均一，變質變形強度表現形式各有不同。其北部建平—龍崗微古陸塊，區域熱流值較高，發生區域麻粒巖相-角閃巖相變質作用，強烈的韌性變形，形成以相似褶皺為代表的固態韌性流變組合及韌性剪切帶。此外，建平地區發育具對接帶特征的高壓麻粒巖相(魏春景，2001)[10],清原地區發育花崗綠巖建造。

中部綏中—鞍山本溪微古陸塊，區域熱流值相對北部偏低、僅發生綠片巖相變質作用，其變形強弱不均一，綏中地區變形較弱，形成穹窿構造，鞍山—本溪地區變形較強，面理置換強烈，局部形成韌性剪切帶。

南部城子坦微古陸塊，以變質深成巖為主體，表殼巖呈包裹體產出。區域熱流值較高，發生區域角閃巖相變質，形成以相似褶皺為代表的固態韌性流變組合及韌性剪切帶。

圖 2 遼寧新太古代演化模式圖Fig. 2 The evolution model of Neoarchean Era of Liaoning Province

3 結論

遼東半島太古宙地體是華北太古宙克拉通重要組成部分，經歷始太古代—古太古代—中太古—新太古代漫長的演化歷史。

鞍山地區可能存在﹥3.8 Ga古老地殼表明，遼東半島原始地殼至少在4.0 Ga左右就已經開始了巖漿分異活動；持續發展到始太古代中期，原始地殼演化已由硅鎂質地殼演化為早期的硅鋁質地殼。始太古代以深熔巖漿侵位為主，古太古代原始硅鎂質地殼—早期硅鋁質地殼不斷裂解，形成古老的小型洋盆，相伴隨有基性火山噴發及深熔巖漿侵位。中太古代以TTG巖漿上侵為主。

中太古代晚期，在地幔對流作用下，始太古代—中太古代硅鋁質地殼開始裂解，形成上述3個微古陸塊。

造山晚期綏中二長花崗巖（LA-ICP-MS 年齡為2 522 Ma，鄭培璽等，2009）[13]、連山關二長花崗巖（U-Pb 年齡為2 563 Ma，丹東市等2幅1∶25萬區域地質調查報告，2003）等富鉀質CA系列巖漿的侵位作用,代表了太古宙成熟陸殼形成的重要標志。

侵入古元古代遼河群并同時卷入褶皺作用的條痕狀花崗雜巖SHRIMP年齡為2 158 Ma (吳福元等，2004)[14]和2 161 Ma（路孝平等，2004）[15]，侵噴基性枕狀熔巖（斜長角閃巖）Rb-Sr同位素年齡為2 122 Ma（丹東幅1∶25萬區域地質調查報告,2003）反映遼河群沉積年齡在2 100～2 200 Ma之間。富鉀質花崗巖2.5 Ga侵位年齡與遼河群2.2 Ga最早沉積年齡,說明3個微古陸塊碰撞閉合,最終形成早期太古宙克拉通基底時限應在2 400 Ma左右。

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