华北吕梁地区2.4Ga A 型花岗岩的确定及地质意义*

2015-03-15赵娇张成立郭晓俊刘欣雨王权

岩石学报 2015年6期

关键词：克拉通家庄锆石

赵娇张成立＊＊郭晓俊刘欣雨王权

ZHAO Jiao1，ZHANG ChengLi1＊＊，GUO XiaoJun1，LIU XinYu1 and WANG Quan2

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质系，西安 710069

2. 山西省地质研究所，太原 030006

1. State Key Laboratory of Continental Dynamics，Department of Geology，Northwest University，Xi’an 710069，China

2. Institute of Shanxi Geological Survey，Taiyuan 030006，China

2014-10-13 收稿，2015-01-16 改回.

Loiselle and Wones (1979)首先根据碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)和非造山(anorogenic)三个英文字母字首“A”提出A 型花岗岩以来，因其形成的特殊构造背景和重要的地球动力学意义而备受地学界的关注(Whalen et al.，1987;Creaser et al.，1991;Douce，1997;刘昌实等，2003;贾小辉等，2009;张旗等，2012)。该类花岗岩高Si、碱、FeOT/MgO，富K，低Ca、Mg 和Al，富集HFSE，强烈亏损Ba、Sr、P、Ti，REE配分曲线呈具显著的Eu 负异常的“大雁式”分布模式，对其成因模式目前存在有幔源、壳源和壳幔混合源等多种认识(贾小辉等，2009;张旗等，2012 及其引用文献)。现有报道的A 型花岗岩几乎均形成于地壳伸展减薄构造背景下的低压下部分熔融(张旗等，2012 及其引用文献)，地壳拉张背景的性质及程度是制约A 型花岗岩形成并影响其岩浆性质、侵位方式等特征的重要因素之一(王德滋等，1995)。因此，A型花岗岩的确定已成为判别陆壳伸展拉张构造环境的重要岩石学标志之一。

华北克拉通是世界上最为古老的陆块之一，经历了～38亿年的漫长演化历史，几乎记录了所有地球早期发展的重大地质事件(翟明国，2010;Zhai and Santosh，2011，2013)。Zhao et al. (2001，2005;Zhao and Zhai，2013)将该克拉通划分为东、西两个陆块及二者间的中部造山带，提出自新太古代末(～2.5Ga)沿中部带发生自西而东的大洋俯冲，持续到～1.85Ga 碰撞拼合形成统一的华北克拉通。Kusky and Li(2003)则认为～2.5Ga 时期就已发生了大洋的西向俯冲，并导致东、西陆块碰撞拼合形成了中部带。Zhai et al. (2000)、Zhai and Liu (2003)、Zhai and Santosh (2011，2013)提出，太古宙末的～2.5Ga 华北不同微陆块拼合，被太古宙末线状绿岩带焊接发生克拉通化，嗣后并未稳定，而是又经历了裂解、消减及碰撞拼合，于1.85Ga 才最终成为稳定统一的克拉通。近年来，越来越多的同位素资料揭示，与全球典型克拉通2.7Ga 的地壳巨量生长事件(Condie，1998;Jiang et al.，2010)相同，～2.7Ga 也是华北克拉通一期重要的陆壳增生期(翟明国，2013 及其引用文献)。然而，与其它克拉通不同，华北克拉通新太古代末～2.5Ga 发生了强烈的岩浆活动和变质事件代表的陆壳再造，并且对其构造体制的性质及其后古元古代构造演化至今仍未取得统一认识。显然，深入探讨华北克拉通中部带～2.5Ga 以来的古元古代地质演化过程将为上述不同认识的解决提供重要证据。华北克拉通中部造山带发育大量新太古～古元古代各类变质岩及花岗岩类，成为探讨新太古代末期～古元古代构造演化的理想地质体，前人已在五台-吕梁地区识别出一些古元古代中晚期与俯冲消减有关的花岗岩类(陈斌等，2006;Zhao et al.，2008)，但与陆块伸展裂解有关的花岗岩还鲜有报道。尽管耿元生等(2006)提出，吕梁地区盖家庄花岗岩代表了古元古代早期拉张的产物，但对其成因、形成构造环境及动力学背景的研究仍然十分薄弱，同时，Zhao et al.(2008)认为该时期相关的花岗岩类主体表现了弧岩浆活动产物的特征。基于此，本文选择华北克拉通中部带盖家庄花岗岩体开展系统的同位素年代学、岩石地球化学及全岩Sm-Nd 和锆石Hf 同位素研究，以揭示其成因和形成构造环境，并探讨华北克拉通古元古代早期的构造环境和深部动力学背景，为华北克拉通中部构造带古元古代早期演化历史提供约束。

1 地质概况

华北克拉通中部造山带呈南北向延伸达1200km，由南向北在登封、中条、吕梁、五台、怀安等地出露大量新太古代-古元古代花岗岩类及变质火山-沉积岩。吕梁地区位于该带中部，广泛发育变质火山-沉积岩和片麻状花岗岩类，是中部带古元古代花岗岩类最为发育的地区之一。该区西北及东南部发育界河口群(图1a)，为变质达角闪-麻粒岩相的表壳岩(耿元生等，2000;万渝生等，2000)，被认为是该区最为古老的岩系。在该群东南方向依次出露呈北东向展布的野鸡山、黑茶山/或岚县群，它们不整合于吕梁群之上，1∶25 万岢岚幅地质调查(山西省地质调查院，2004①山西省地质调查院. 2004.1∶25 万岢岚幅区域调查报告)将它们归为一套同期异相的浅变质陆源碎屑岩、碳酸盐岩和火山岩建造。吕梁群出露于该区中部娄烦县西南一带，并可分为袁家村、裴家庄和近周营三个组，主要由绿泥片岩、石英岩、变粉砂岩、千枚岩夹赤铁矿化磁铁石英岩及变质富钠基性火山岩构成，代表了古元古代的一套火山-沉积岩建造(于津海等，1997;Liu et al.，2012)。在吕梁群以南出露大量多期次古元古代花岗岩，主要为形成于2199 ～2173Ma 与弧及相关环境的赤坚岭-关帝山片麻状花岗岩及形成于1832Ma 的未变形惠家庄花岗岩体(耿元生等，2006;Zhao et al.，2008)。相对于这些花岗岩，在吕梁群东部的盖家庄-寺头一带出露一片麻状小正长花岗岩体，前人获得了2364 ±9Ma(耿元生等，2006)和2375 ±10Ma(Zhao et al.，2008)的形成年龄，代表该区古元古代最早一期花岗岩浆活动。

盖家庄花岗岩出露于娄烦县西南部的盖家庄、东水沟等地，呈小岩株产出，东部被寒武系地层不整合覆盖，西部与吕梁群袁家村组被韧性断层分割，南北被第四系覆盖(图1)。岩体多已发生较强烈变形，并伴有不同程度的糜棱岩化，普遍发育与区域构造线基本一致的片麻状构造(图2a)，岩石主要由中粒片麻状花岗岩组成。在盖家庄西南的寺头一带，岩体变形较弱，岩石为砖红色粗粒花岗岩，呈略微定向的块状产出(图2d)。

图1 吕梁-岚县地区地质简图(据山西省地质矿床局区域地质调查队，1992①山西省地质矿床局区域地质调查队.1992. 1∶5 万盖家庄幅地质图修编;a 据Trap et al.，2009)Fig.1 Geological sketch map of the Lvliang-Lanxian area (a，after Trap et al.，2009)

本次研究在盖家庄西南和寺头村北两地分别采集2 件花岗岩年龄样品(12LL-13，14)和4 件配套的地化样品(12LL-13a，14a-c)，地理坐标分别为N38°4'16.9″，E111°36'49.2″和N38°3'42.7″，E111°36'29″。其中，前者(12LL-13)岩石呈灰砖红色，具中粒似斑状结构和片麻状构造，斑晶为微斜长石(15%)，受糜棱岩化改造多为他形-半自形晶，不同程度粘土化(图2b)，基质由钾长石(40%)、斜长石(10%)、石英(25%)和少量黑云母(5%)组成。石英颗粒受变形改造多呈他形粒状，部分颗粒边界呈锯齿状，局部出现亚颗粒，黑云母呈深褐色，呈磷片状延片麻理定向分布(图2b，c)，副矿物为锆石、磷灰石和少量不透明磁铁矿等。寺头村北的岩石为砖红色，变形明显较弱(图2d)，具中粗粒花岗结构(图2e，f)，块状构造，主要矿物为微斜长石(60%)、斜长石(10%)、石英(23%)和黑云母(7%)，副矿物为锆石、磷灰石和少量磁铁矿等。因此，该岩体属于一正长花岗岩体。

2 分析方法

所有样品的分析测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素分析采用XRF(Rikagu RIX 2100)玻璃熔饼法完成，经BCR-2 和GBW07105 标样监控，元素分析精度优于5%。微量元素在美国Perkin Elmer 公司Elan 6100DRC ICP-MS 上分析完成，样品溶解在Teflon 高压溶样弹中进行。测试过程中每测10 个分析样品加测一个QC 标准，并在一批溶液分析中加测2 个BHVO-2、AGV-2 和1 个BCR-2 标准物质，Co、Ni、Zn、Ga、Rb、Y、Zr、Nb、Hf、Ta 和REE(除Hf 和Lu)等元素分析精度优于5%，其它低浓度元素的分析精度介于5% ～10%之间。全岩Sm-Nd 同位素利用动态离子交换原理，将样品通过AG50W-X8(200 ～400 目)阳离子交换树脂、HDEHP 提取色谱柱，将Nd 和Sm 分离。测试在多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS Nu Plasma HR)上采用静态模式进行，测试过程中，分别用NBS981、NBS987、LaJolla 和JMC475 作为外标，对Nd 进行质量监控。

图2 盖家庄正长花岗岩的野外和显微照片(a-c)片麻状正长花岗岩;(d-f)粗粒正长花岗岩. Q-石英;Pl-斜长石;Mi-微斜长石;Bi-黑云母Fig.2 Photographs of the outcrops and photomicrographs of the samples from the Gaijiazhuang syenogranite(a-c)gneissic syenogranite;(d-f)coarse-grained syenogranite. Q-quartz;Pl-plagioclase;Mi-microcline;Bi-biotite

锆石LA-ICP-MS U-Pb 同位素定年采用常规法分离出的锆石在双目镜下挑选结晶好、透明、无或少裂隙的颗粒，置于环氧树脂内固结后打磨、抛光。此后在同一实验室美国FEI公司生产的场发射扫描电镜附属的英国Gatan 公司的Mono CL3+系统上进行CL 图像分析，根据锆石内部结构特征确定目标点位待测。锆石U-Pb 同位素测试在193nm 的ArF 准分子激光与Agilent 7500a 型ICP-MS 连接的仪器上分析，He作为剥蚀物质的载气，激光束斑直径为33μm，激光脉冲宽度为15ns，详细测试过程参见Yuan et al. (2004)的描述。样品同位素比值及含量用定年获得的29Si、204Pb、206Pb、207Pb、208Pb、232Th 和238U;U、Th 和Pb 的含量用29Si 作为中间校准，NIST610 做参考物计算获得。207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U和208Pb/232Th 比值用GLITTER4.0 程序计算，并用锆石91500 进行校正。所得数据用GLIITTER(ver4.0，Macquarie University)软件计算获得，并采用ISOPLOT 3.0(Ludwig，2003)获得年龄和协和图。锆石原位Lu-Hf 同位素分析是参照锆石阴极发光(CL)图像，采用配有受激准分子ArF 的193nm 激光取样系统的Nu Plasma HR 多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)在已进行了定年的同点或同域锆石上进行。分析中使用的激光束斑直径为44μm，激光频率为10Hz，脉冲能量为80mJ，剥蚀时间为50s，用锆石91500、MON-1 和GJ-1 作外标。仪器运行条件和详细的分析流程及数据精度Yuan et al. (2008)已有详述。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年

对盖家庄片麻状正长花岗岩和粗粒正长花岗岩两件锆石的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素分析列于表1。其中，片麻状正长花岗岩(12LL-13)的锆石多呈无色透明半自形-自形柱状，长宽比介于2∶1 ～4∶1 之间。阴极发光(CL)图像显示，锆石内部具弱的韵律环带(图3a)，它们的Th、U 含量高，Th/U=0.30 ～1.50，属于岩浆成因锆石(Belousova et al.，2002)。对30 粒锆石LA-ICP MS 分析点数据显示，207Pb/206Pb 年龄变化范围大，除一个分析点获得谐和年龄外，大多数锆石由于受后期构造热事件的干扰，明显发生铅丢失而偏离谐和线，构成一条不一致线，获得2398 ±26Ma 的上交点年龄(图3a)，与12LL-13-6 测点获得2380 ±30Ma 的谐和年龄(表1、图3a)在误差范围一致，代表岩体形成年龄。

来自粗粒正长花岗岩样品(12LL-14)中的锆石为无色透明自形柱状，长宽比为3∶1 ～5∶1，阴极发光(CL)图像发光较弱，但岩浆韵律环带仍然可辨(图3b)，它们的Th、U 含量变化较大(Th=27.6 ×10-6～1557 ×10-6和U =74.8 ×10-6～1822 × 10-6)，Th/U 比值＞0.3，变化于0.37 ～1.31 之间，稀土元素具明显Ce 正异常、Eu 负异常及重稀土富集、轻稀土亏损的稀土谱型(图略)，属于典型岩浆成因锆石(Belousova et al.，2002)。25 个分析点中6 个锆石颗粒的207Pb/206Pb 年龄变化较大(2593 ～1880Ma)，它们的207Pb/206Pb 与206Pb/238U 年龄偏差较大，对应的CL 图像没有显示存在继承锆石或捕获锆石，因而不能代表存在更为古老锆石Pb 的丢失，很可能是测试误差较大所致，故不采用其年龄点。其他测点中的14 个点位于谐和线或其附近，得到2405 ±12Ma 的加权平均年龄，另外5 个分析点也因不同程度放射成因铅丢失导致远离协和线，但这些分析点与14

个协和年龄测点构成一良好不一致线(图3b)，并给出2408±14Ma 的上交点年龄，与14 个测点获得的协和年龄十分一致。因此，将2408 ±14Ma 的上交点年龄解释为岩体形成年龄(图3b)。

表1 盖家庄正长花岗岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of the Gaijiazhuang syenogranite

表2 盖家庄正长花岗岩的主量(wt%)和微量(×10 -6)元素分析结果Table 2 Major (wt%)and trace element (×10 -6)analyses of the Gaijiazhuang syenogranite

图3 盖家庄正长花岗岩锆石U-Pb 年龄谐和图(a)片麻状正长花岗岩12LL-13;(b)粗粒正长花岗岩12LL-14Fig.3 U-Pb concordia diagrams of zircons from the Gaijiazhaung syenogranite(a)gneissic syenogranite 12LL-13;(b)coarse-grained syenogranite 12LL-14

图4 盖家庄正长花岗岩岩石地球化学图解(a)An-Ab-Or 图解(据O’Connor，1965);(b)Na2 O-K2 O 图解(据Whalen et al. ，1987);(c)A/CNK-A/NK 图解(据Shand，1927);(d)SiO2-FeOT/(FeOT +MgO)图解(据Frost et al. ，2001). 图5、图7、图8、图9 中图例同此图Fig.4 Granitoids discrimination diagrams of the Gaijiazhuang syenogranite

3.2 全岩主、微量元素

所有样品的主微量元素分析结果见表2。结果显示，盖家庄正长花岗岩成分十分均一，具高度一致的地球化学特征，它们均显示了高SiO2(74.66% ～77.38%和75.20% ～76.24%)、K2O(K2O =4.93% ～5.27%和5.04% ～5.85%)和高碱度(Na2O + K2O = 7.43% ～8.12% 和7.98% ～8.55%);明显富K2O(K2O/Na2O =1.68 ～1.92 和1.68 ～2.17)、低TiO2(TiO2=0.08% ～0.20%和0.15% ～0.25%)、CaO(0.21% ～0.77%和0.39% ～0.97%)、P2O5(0.01% ～0.08%和0.03% ～0.04%)，MgO(0.20% ～0.32%和0.11%～0.17%)和FeOT(1.11% ～1.74%和1.42% ～1.90%)，但高FeOT/MgO 值(5.05 ～6.70 和11.18 ～15.25)(图4d)，Al2O3偏低(11.76% ～12.48%和12.17% ～12.44%)。它们的A/NK 为1.13 ～1.32 和1.16 ～1.19，A/CNK 为1.06 ～1.15 和1.00 ～1.11，σ 为1.72 ～2.03 和1.92 ～2.27。在SiO2-K2O 图中，落入富钾的高钾钙碱-橄榄玄粗岩性系列(图4a，b);在A/CNK-A/NK 图解里，大多落入弱过铝质区(图4c)。因此，盖家庄正长花岗岩属于铁质、弱过铝高钾钙碱-橄榄玄粗岩系列花岗岩类。

所有岩石的稀土元素总量高，片麻状正长花岗岩的ΣREE=302.3 ×10-6～370.3 ×10-6，粗粒花岗岩的ΣREE =285.9 ×10-6～446.9 ×10-6，它们的轻重稀土分馏较弱，前者的(La/Yb)N= 6.34 ～15.86，(La/Sm)N= 4.44 ～4.94，(Gd/Yb)N=1.02 ～1.71;后者的(La/Yb)N=9.12 ～11.54，(La/Sm)N=4.29 ～4.82，(Gd/Yb)N=1.32 ～1.68，并均具强铕负异常(δEu =0.11 ～0.18 和0.22 ～0.24)，呈现了与A 型花岗岩类似的铕明显负异常的略微右倾的稀土模式(图5a)。微量元素表现为相对富集大离子亲石元素、贫高场强元素，亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P 和Ti 等，富集Pb，在微量元素原始地幔标准化图上，显示了明显的Ba、Nb、Ta、Sr、P 和Ti谷和Pb 的峰(图5b)。

图5 盖家庄正长花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)中国A 型花岗岩均值引自吴锁平等，2007Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b)for the Gaijiazhuang syenogranite (normalization values after Sun and McDonough，1989)Average content of Chinese A-type granitoids after Wu et al. ，2007

表3 盖家庄正长花岗岩的Sm-Nd 同位素组成Table 3 Sm-Nd isotopic composition of the Gaijiazhuang syenogranite

3.3 同位素组成

3.3.1 全岩Sm-Nd 同位素

在测试了主微量元素的样品中选择3 件代表性样品(12LL-13a、12LL-14a、12LL-14c)进行了Nd 同位素分析(表3)，全岩的Nd 的模式年龄根据DePaolo (1981)的计算方法计算获得。结果显示盖家庄正长花岗岩的εNd(t)值均为正值，变化于2.0 ～2.3 之间，在t-εNd(t)图解中均落在球粒陨石演化线以上的区域(图6a)，二阶段模式年龄tDM2=2606 ～2629Ma(平均为2615Ma)。

3.3.2 锆石原位Lu-Hf 同位素

在盖家庄粗粒正长花岗岩获得协和年龄的14 粒锆石测点之上或邻近同域上开展了Hf 同位素分析。分析结果显示，所有测点的176Lu/177Hf 比值小于0.002(表4)，指示锆石形成后无明显的放射性成因Hf 的积累，因此测定的176Hf/177Hf 比值可代表它们形成时体系的Hf 同位素组成(吴福元等，2007)。锆石176Hf/177Hf = 0.281338 ～0.281480，以2408Ma 的岩体形成年龄计算所得的εHf(t)均为正值，变化于+2.2 ～+7.1 之间，所有数据点均位于球粒陨石和亏损地幔Hf 同位素演化线之间的区域(图6b)。Hf 同位素单阶段模式年龄tDM1(Hf)= 2461 ～2647Ma，二阶段模式年龄tDM2(Hf)=2494 ～2791Ma。

4 讨论

4.1 岩体成因

盖家庄正长花岗岩均表现了富硅和碱、高钾、贫钙、镁和高的FeOT/MgO 比值，并具有很高的稀土总量，轻重稀土分异弱、强铕负异常的“燕式”稀土谱型(图5a)。微量元素相对富集Rb、Th、U 等大离子亲石元素和Zr、Hf 等高场强元素，亏损Sr、Ba、Ti、P 等元素(图5b)，它们的10000 ×Ga/Al 比值均大于2.6(2.91 ～3.26)，与A 型花岗岩的地球化学特征相一致(Bonin，2007;张旗等，2012)，在10000 ×Ga/Al-Zr(图7a)、10000 ×Ga/Al-Y(图7b)和Zr +Nb +Ce +Y-FeOT/MgO(图7c)图解上均落入A 型花岗岩区。通常，高度分异的I 型和S 型花岗岩(SiO2＞74%)与A 型花岗岩在化学成分上有很大的相似性，但它们之间的Zr+Ce+Y 与Rb/Ba 比值相关关系却明显不同。与高度分异的I 型和S 型花岗岩Zr+Ce+Y 与Rb/Ba 比值具负相关性不同，盖家庄正长花岗岩的Zr+Ce+Y 与Rb/Ba 无任何相关关系，在Zr+Ce+Y 与Rb/Ba图解(图7d)中也显示A 型花岗岩分散的特征(Whalen et al.，1987)，这也与研究区未发现同期与其有成因演化关系的花岗岩类的出现相一致，证明盖家庄岩体属A 型花岗岩。

表4 盖家庄正长花岗岩的锆石Hf 同位素数据Table 4 Lu-Hf isotopic compositions of zircons from the Gaijiazhuang syenogranite

图6 盖家庄正长花岗岩的εNd(t)与εHf(t)对年龄图解资料来源:赵凤清，2006;Jiang et al. ，2010;Zhou et al. ，2011;李创举等，2012Fig.6 εNd(t)and εHf(t)vs. U-Pb age diagram of zircons from Gaijiazhuang syenograniteData from Zhao，2006;Jiang et al. ，2010;Zhou et al. ，2011;Li et al. ，2012

图7 盖家庄正长花岗岩的A 型花岗岩判别图解(据Whalen et al.，1987)(a)10000×Ga/Al 对Zr 图解;(b)10000×Ga/Al-Y 图解;(c)Zr+Nb+Ce+Y-FeOT/MgO 图解;(d)Zr+Ce+Y-Rb/Ba 图解Fig.7 A-type granitoids discrimination diagrams of the Gaijiazhuang syenogranite (after Whalen et al.，1987)

大陆地壳岩石部分熔融实验结果揭示，A 型花岗岩岩浆更易产出于地壳浅部。当压力为0.8GPa 时，残留相出现单斜辉石，脱水熔融形成的花岗岩显示类似A 型花岗岩的特征;而当压力小于0.4GPa 时，残留相出现斜长石+ 斜方辉石，形成的花岗岩更具A 型花岗岩的典型特征(Douce，1997)。盖家庄正长花岗岩的Al2O3、Eu 与SiO2无明显的负相关性，指示岩浆演化过程并无发生斜长石分离结晶作用。然而，在微量元素蛛网图中却具明显的Sr、Ba 和Eu 负异常，显然表明岩石部分熔融时其残留相中斜长石是一个主要的矿物相。另一方面，盖家庄岩体低(La/Yb)N和Sr/Y 值，高Yb、Y 含量，又反映其源自一无石榴石残留相存在的熔融源区。由于斜长石消失的最小压力约在1.2GPa，石榴石出现的最小压力在0.8 ～1.0GPa(Defant and Dmmmond，1990;Douce，1997)，因此，盖家庄正长花岗岩形成压力可能至少小于0.8GPa，对应的岩浆形成深度应＜30km(张旗等，2010)。一般认为锆石饱和温度可近似代表花岗质岩石近液相线的温度(Watson and Harrison，1983)，Möller et al.(2003)依据岩石全岩化学组分计算获得的锆饱和温度，将花岗岩分为热和冷花岗岩。温度高于800℃为热花岗岩，常由于缺少残留继承锆石而锆不饱和;温度低于800℃的冷花岗岩，由于温度较低，常出现残留继承锆石而处于锆饱和状态。依据锆饱和温度计公式TZr=129000/［2.95 +0.85M+ln(496000/Zr熔体)］计算获得的盖家庄正长花岗岩的形成温度变化于803 ～860℃之间，均高于800℃，同时该岩体中未发现任何继承锆石或捕获锆石，而锆不饱和岩浆的结晶温度往往代表岩浆结晶最低温度，因此盖家庄正长花岗岩为高温浅源的A 型花岗岩。

4.2 岩体物质来源

岩石全岩Sm-Nd 同位素可较好揭示其岩石源区、地壳形成及其演化(DePaolo，1981)。花岗岩类的εNd(t)正值是地壳滞留时间短的新生地壳物质源区部分熔融的结果，而负的εNd(t)值则为古老陆壳物质再造的产物。同时，他们的两阶段Nd 模式年龄(tDM2)能有效限定陆壳物质形成后在陆壳中滞留的平均年龄(Kröner et al.，2012)。盖家庄正长花岗岩的εNd(t)值均为正值，变化于2.0 ～2.3 之间，在t-εNd(t)图解中均落在球粒陨石演化线以上的区域(图6a)，它们的二阶段模式年龄tDM2=2606 ～2629Ma(平均为2615Ma)，略高于岩体形成年龄，暗示该岩体可能来源于一新生地壳岩石的部分熔融。与花岗岩全岩Sm-Nd 同位素相比，花岗岩锆石原位(in situ)Hf 同位素组成，由于锆石极高的稳定性和封闭温度高，使得其Lu-Hf 同位素体系较少受后期构造热事件的影响，即便在麻粒岩相等高级变质条件下，所测锆石的176Hf/177Hf 比值仍能很好反映其形成时体系的Hf 同位素组成，甚至可记录岩浆源区不同源岩类型的特征(Scherer et al.，2000;Griffin et al.，2002;吴福元等，2007)。因此，正的εHf(t)值代表来自亏损幔源物质或新生地壳的部分熔融，负的εHf(t)值指示来自于古老陆壳岩石源区外，如果存在较大变化范围的εHf(t)还可揭示其源区不同性质源岩物质存在的信息(Kröner et al.，2014)。盖家庄正长花岗岩锆石具较高的176Hf/177Hf 比值(0.281338 ～0.281676)，依形成年龄(2408Ma)计算获得的εHf(t)均为正值(+2.2 ～+7.1)，在t-εHf(t)图解上所有成分点落在球粒陨石演化线以上靠近亏损地幔演化线的区域(图6b)，其二阶段模式年龄tDM2=2494～2791Ma(峰值为2656Ma)，与Nd 同位素一致也指示它们主要来自一新太古代末期新生地壳物质的部分熔融。然而，部分锆石还出现了接近于亏损地幔演化线高的正值(图6)，暗示有新生幔源岩浆活动的参与。

另一方面，盖家庄岩体高SiO2、富集Rb、Th、U、K 和LREE 等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti 等元素，Mg#、Cr、Ni，Th/U 值(Th/U=6.5 ～8.4)，Nb/Ta(9.13 ～11.82)值低，接近于下地壳岩石的Th/U(≈6.0)和Nb/Ta(≈8.3)比值，明显低于幔源岩石的Th/U(＞15)和Nb/Ta(≈22)比值(Bea et al.，2001;Rudnick and Gao，2003)，同时FeOT/(FeOT+MgO)比值较高，这些均支持它们主要来自新生大陆下地壳物质的部分熔融。近年来，华北克拉通的锆石年代学及Lu-Hf 同位素资料证明，～2.7Ga 为一次重要的地壳增生期，并不断有一些该期的岩浆侵入体被识别出来(Liu et al.，2009;Diwu et al.，2010;Huang et al.，2010;Jiang et al.，2010;Wan et al.，2011;Geng et al.，2012)。此外，在吕梁地区混合岩中形成于2535Ma 的浅色体中发现了2783Ma 的继承锆石(Trap et al.，2009)，也暗示吕梁地区深部存在～2.7Ga 的地壳物质。因此，吕梁地区深部很可能存在相当的新太古代新生陆壳，并成为盖家庄岩体的重要源区。对A 型花岗岩的实验岩石学研究表明，英云闪长岩及花岗闪长岩等岩石组分低压下的部分熔融可产生A 型花岗岩浆，并随熔融深度不同形成不同组分的A 型花岗岩(Creaser et al.，1991;Skjerlie and Johnston，1992，1993;Douce，1997)。这些A 型花岗岩的形成，在成因上均直接(如原始岩浆)或间接(提供热源)与地幔物质的贡献密切相关(Frost et al.，2001)。相对于中部带其它地区同期钾质花岗岩类以及2.7Ga 的陆壳物质相比，盖家庄正长花岗岩出现了更为偏正的εHf(t)(图6b)，显然表明其形成过程还应有新生幔源物质的加入。由此推断，盖家庄正长花岗岩除主要源自新太古代新生陆壳物质部分熔融外，很可能在其形成过程还有一定地幔岩浆物质的加入(图6)，这些幔源岩浆的活动不仅影响了该岩体的组成，同时也为该岩体的形成提供了重要的热源。

4.3 岩体形成环境

与地壳挤压增厚生热模式不同，伸展拉张大地构造环境下陆壳物质的部分熔融需要外来热量的供给。地壳发生高温部分熔融形成A 型花岗岩则指示深部存在热异常，这在大多数情况下是发生在大陆地壳拉张背景下。因而，尽管大陆地壳中的花岗岩类极少直接源自地幔物质，但地幔所提供的热量则是多数花岗岩得以形成的重要因素。地壳减薄导致的幔源物质上涌带来的热导致的下地壳部分熔融，往往能满足形成A 型花岗岩所必须的低压、相对贫水和高温的物理化学条件。由于大陆地壳拉张减薄持续时间有限，多数情况下形成的A 型花岗岩是以规模不大的小岩体而侵位于地壳浅部。这也可能是吕梁地区、甚至整个中部带未发育大量A 型花岗岩体，仅出现盖家庄正长花岗岩这样的小岩株的重要原因。Eby(1992)将A 型花岗岩划分为非造山与裂谷环境有关的A1 型花岗岩和造山后构造环境形成的A2 型花岗岩。盖家庄正长花岗岩低Nb，高Y(Y/Nb ＞1.2)，在Nb-Y-3 ×Ga和Y/Nb-Rb/Nb 图解上，均落于后造山的A2 型花岗岩区域(图8)，在Pearce (1984)构筑的花岗岩判别图解中落在与后碰撞花岗岩环境有关的区域(图9)。盖家庄岩体形成于高温下地壳物质部分熔融，并具有少量幔源物质添加的特征，显然表明该岩体可能是于～2.5Ga 不同陆块碰撞拼合后由于幔源物质上涌致使陆壳伸展减薄发生下部陆壳物质部分熔融所形成。

图8 盖家庄正长花岗岩的3 ×Ga-Nb-Y 和Y/Nb-Rb/Nb 图解(据Eby，1992)Fig.8 Discrimination diagrams of 3 ×Ga-Nb-Y and Y/Nb vs. Rb/Nb of the Gaijiazhuang syenogranite (after Eby，1992)

新的研究不断揭示，华北地块在古元古代早期存在广泛的花岗岩浆活动，并在华北克拉通中部构造带内中条、吕梁、赞皇、承德等地区广泛发育(李永刚等，1995;耿元生等，2000，2006;赵凤清等，2006;Zhao et al.，2008;杨崇辉等，2011;Zhou et al.，2011;初航等，2012;李创举等，2012;罗志波等，2012;曲军峰等，2012;张瑞英等，2012;魏颖等，2013)。其中，Zhou et al.(2011)在中部带南部的华北克拉通南缘获得刘家沟岩体2424Ma 的形成年龄，并认为是2.4Ga左右该区由挤压向伸展转化构造背景下形成的高分异I 型花岗岩;赵凤清等(2006)在中条地区确定了2405Ma 的形成的北峪奥长花岗岩，认为是麻粒岩相变质基性岩分熔的产物;张瑞英等(2012)也在该区识别出形成于2351Ma 的烟庄花岗岩，认为其是下地壳物质部分熔融的产物。杨崇辉等(2011)在赞皇地区识别出形成于2490Ma 菅等钾质花岗岩，为新生地壳在由挤压向伸展转换构造背景下部分熔融形成同碰撞和后碰撞S 型花岗岩;李创举等(2012)在中部带北部的崇礼地区也发现～2.44Ga 的富钾质花岗岩，认为是早期TTG 岩石部分熔融所形成，代表了碰撞后构造环境一期花岗岩浆活动。在中部带更为北部的承德北部单塔子群中也发育2454Ma 的二长花岗岩体和同期基性岩墙，共同揭示了古元古代初期一期陆壳拉张伸展事件(曲军峰等，2012)。此外，在华北克拉通东部的辽东地区古元古代早期的2.5 ～2.4Ga 期间发生一次重要的基性岩浆底侵事件，并诱发区内下地壳活化再造形成了2.47 ～2.33Ga 的造山后钾质花岗岩(李三忠等，2001，2003;郝德峰等，2004);西部乌拉山地区同样出现形成于2407Ma 钾质花岗岩(吴昌华等，2006)。因此，华北克拉通中部带盖家庄A2 型花岗岩及～2.4Ga 的钾质花岗岩类代表了华北克拉通古元古代早期伸展拉张背景下一期重要的构造岩浆热事件。翟明国系统总结了华北克拉通新太古代晚期地质事件及岩浆和变质作用，提出华北克拉通太古宙末经历了2.52 ～2.50Ga 的变质作用，2.5Ga 的基性和碱性-超镁铁质岩浆侵入及广泛的花岗岩浆活动，代表华北克拉通化过程重要地质作用(Zhai and Santosh，2011，2013;Zhai，2014)。Geng et al. (2012)进一步总结对比了华北克拉通2.5Ga 花岗岩类的Hf 同位素组成特征，提出新太古代末期广泛的花岗岩浆活动主要为新生陆壳再造所形成，这次广泛的花岗岩浆活动导致了华北克拉通的最终形成。因此，华北克拉通中部带吕梁地区～2.4Ga 的盖家庄A2 型花岗岩的确定不仅指示华北克拉通形成之后在早元古代早期～2.4Ga 存在一期重要的花岗岩浆活动，更重要的是揭示了华北克拉通在～2.5Ga 形成之后于～2.4Ga 开始转入陆块碰撞拼合之后的伸展拉张构造环境。与此同时，在2.45Ga华北克拉通发生有一期幔源基性岩浆侵入活动(Wan et al.，2013)，指示了该期地壳伸展拉张与地幔物质上涌引发的幔源岩浆活动密切相关，它们与花岗岩浆作用一同指示～2.5Ga 华北克拉通形成后，由于区域构造应力松弛造成陆壳由挤压向伸展拉张转换过程中一次由于地幔上涌发生幔源岩浆侵入而引发的陆壳物质部分熔融作用。因此，～2.4Ga 花岗岩浆活动代表了陆块碰撞聚合后伸展作用引起的地幔物质上涌增温导致下部陆壳熔融产生的一期重要花岗岩浆活动，并指示华北克拉通在新太古代末期2.5Ga 不同陆块碰撞拼合发生克拉通化后，于～2.4Ga 左右开始转入陆壳伸展拉张构造环境，此后相继发生裂解、消减和最终碰撞拼合形成统一稳定的华北克拉通(翟明国，2013)。

5 结论

(1)吕梁地区盖家庄片麻状正长花岗岩和弱变形粗粒正长花岗岩分别获得2398 ±26Ma 和2408 ±14Ma 的形成年龄，代表了华北克拉通早元古代早期～2.4Ga 一期重要的花岗岩浆事件;

(2)盖家庄正长花岗岩富硅、碱，高钾、贫钙、镁，高FeOT/MgO 比值和高稀土总量，弱轻重稀土分异、强铕负异常，富集Rb、Th、U 元素，明显亏损Ba、Sr、Nb、Ti 元素，高10000 ×Ga/Al(＞2.6)，属陆块碰撞后与伸展拉张环境下形成的A2 型花岗岩;

(3)盖家庄正长花岗岩的εNd(t)= +2.0 ～+2.3，两阶段Nd 模式年龄tDM2=2606 ～2629Ma，锆石εHf(t)= +2.2 ～+7.1，tDM2=2494 ～2791Ma，一致指示其来源于新太古代晚期新生陆壳物质的部分熔融，同时有新生幔源物质的添加。结合区域地质和同期钾质花岗岩类的出现认为，盖家庄正长花岗岩与钾质花岗岩一道记录了华北克拉通2.5Ga 不同陆块聚合拼合后于古元古代早期～2.4Ga 一期陆壳伸展拉张作用引发的地幔物质上涌基性岩浆上侵导致下部新生陆壳物质增温发生部分熔融构造岩浆事件，证明陆壳已转入伸展拉张构造环境。

致谢感谢牛贺才研究员、张华锋副教授及周艳艳博士三位审稿人员的精心评审和提出的建设性修改意见，对本文提高发挥了重要作用!

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