华北克拉通南部太古宙大陆地壳的生长和演化*

2021-04-17第五春荣

岩石学报 2021年2期

第五春荣

大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

大陆地壳是人类赖以生存地球的档案库，也是地球有别于其它类地行星的重要标志之一，它记录了地球演化过程中所经历的诸多里程碑式的地质事件。因此，探究大陆地壳的起源、生长和演化是固体地球科学当下最重要和最热门的科学问题之一。迄今为止，地球上最古老的矿物年龄为在西澳大利亚Yilgarn克拉通北部的Jack Hills地区浅变质的石英砾岩中发现的碎屑锆石，采用SHRIMP方法测得其U-Pb年龄为4404Ma(Wildeetal., 2001)。最古老的岩石为出露于加拿大西北Slave克拉通年龄为4.03Ga花岗质片麻岩(Bowring and Williams, 1999)。华北克拉通亦是地球上屈指可数保存大于3.8Ga古老岩石的地区之一。这些地球古老地壳物质给我们提供了许多非常有价值的信息，据此可以获知地球形成最初十亿年的地表环境、化学分馏过程、地质背景和构造环境等(Cawood and Hawkesworth, 2019; Hawkesworthetal., 2017)。比如对Jack Hills 4.4Ga碎屑锆石Hf同位素研究表明在地球形成初期就已经有地壳物质的存在；锆石O-Li同位素揭示可能在大约4.3Ga前在地球上就已经有水圈存在，部分岩浆岩的母岩曾遭受过风化和水化作用的改造 (Ushikuboetal., 2008; Wildeetal., 2001)。

按照最新的国际年代地层表，太古宙是指从距今约4.0Ga到2.5Ga，大约15亿年时间。这一时间段又可以划分为始太古代(4.0～3.6Ga)、古太古代(3.6～3.2Ga)、中太古代(3.2～2.8Ga)和新太古代(2.8～2.5Ga)四个地质历史时期，约占地球已有演化历史的三分之一强。这一时期涉及到大陆地壳起源、大陆地壳巨量生长与稳定以及全球性板块构造作用的启动和建立等诸多最根本的全球性重大地质事件(Cawood and Hawkesworth, 2019; Hawkesworthetal., 2019; Hawkesworth and Brown, 2018)。

华北克拉通南部的早前寒武纪基底岩石主要出露在中条山、嵩箕、小秦岭-鲁山、霍邱和蚌埠等地区，分别称之为涑水杂岩、登封杂岩、太华杂岩、霍邱杂岩和五河杂岩(图1)。较早时期，Zhaoetal. (2001, 2005)和Zhaietal. (2000, 2005)分别将华北南部这些基底杂岩划归为“中部碰撞带的南部”(图1a)或“许昌地块”(图1b)。最近，Wanetal. (2015)根据华北克拉通太古宙岩石的展布及其同位素特征将南部基底岩石划归为“南部古陆核”。Diwuetal. (2016)也提出华北克拉通南部曾经为一个统一的基底，称之为“南部太古宙地块”(图1a)。太古宙的岩石广泛地出露在南部太古宙地块的涑水、登封、太华、霍邱和五河等杂岩中，这为解析华北克拉通太古宙构造-热事件及其对地壳生长贡献提供了非常难得的素材。此外，华北克拉通南部与诸如五台、阜平、吕梁等研究早前寒武纪地质的经典地区一样，是研究、检验和修正华北克拉通早前寒武纪基底各种划分方案、拼合时间和构造演化过程等关键问题的重点研究区域。自20世纪70年代以来，诸多研究者对涑水、登封、太华、霍邱和五河杂岩开展了大量野外地质调查、岩相学、年代学、变质作用以及地球化学等诸多方面的研究工作，取得了许多重要研究进展。因此，本文据此：(1)论述冥古宙地壳物质和太古宙岩石在华北克拉通南部的出露情况；(2)全面厘定华北南部太古宙岩浆-变质等构造-热事件期次；(3)总结华北克拉通南部太古宙大陆地壳生长和演化的规律。

1 区域地质概况

早期的研究者认为华北克拉通南部的基底岩石受东西向延伸、向南凸出的构造控制，自北至南大致可分为三个带：北带为中条山-济源地区，中带为嵩箕-许昌地区，南带为小秦岭-鲁山-舞阳-霍邱-蚌埠地区(刘文荣等, 1985)，分别对应的早前寒武纪早期的基底杂岩体大致为涑水杂岩、登封杂岩、太华杂岩、霍邱杂岩和五河杂岩(图1c)。

图1 华北克拉通基底构造单元划分图(a,据Zhao et al., 2005; b,据Zhai et al., 2000; c,据Diwu et al., 2016)AL-阿拉善；CD-承德；DF-登封；EH-冀东；ES-胶东；FP-阜平；GY-固阳；HA-怀安；HL-贺兰山；HQ-霍丘；HS-恒山；JN-集宁；JP-建平；LL-吕梁；LS(LPS)-陇山(六盘山)；LS-(鲁山)；MY-密云；NH-冀北；NL-辽北；QL-千里山；SJ-吉南；SL-辽南；TH-太华; WC-武川; WD-乌拉山-大青山；WL-辽西；WS-鲁西；WT-五台；XH-宣化；XQL-小秦岭；ZH-赞皇；ZT-中条山Fig.1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a, after Zhao et al., 2005; b, after Zhai et al., 2000; c, after Diwu et al., 2016)AL-Alashan; CD-Chengde; DF-Dengfeng; EH-Eastern Hebei; ES-Eastern Shandong; FP-Fuping; GY-Guyang; HA-Huai’an; HL-Helanshan; HQ-Huoqiu; HS-Henghan; JN-Jining; JP-Jianping; LL-Lvliang; LS-Longshan; MY-Miyun; NH Northern Hebei; NL-Northern Shandong; QL-Qianlishan; SJ-Southern Liaoning; SL-Southern Liaoning; TH-Taihua; WD-Wuchuan; WD-Wulashan-Daqingshan; WL-Western Liaoning; WS-Western Shandong; WT-Wutai; XH-Xuanhua; ZH-Zanhuang; ZT-Zhongtiaoshan

1.1 涑水杂岩

涑水杂岩于1959年全国地层会议上据白瑾提议而正式命名，出露于中条山山脉西侧的闻喜-夏县一带涑水河流域；主体呈北东-南西向展布，延伸约100km，宽约10km。岩石变质程度主体为角闪岩相，局部可至麻粒岩相(山西省地质矿产局, 1989)。其由下而上依次被古元古代-中元古代绛县群、中条群、担山石群、西阳河群和汝阳群所覆盖，这些岩群及其各岩群之间主要呈构造接触关系(图2)(白瑾等, 1997)。此外，该变质杂岩在山西稷山、曲沃、稷王山以及晋陕交界的韩城和河津地区亦有少量出露(山西省地质矿产局,1989; 陕西省地质矿产局, 1989)。虽然早期也有研究者试图以岩石地层单位来划分涑水杂岩，但是多以失败告终，因为涑水杂岩以深成侵入岩为主体、岩性变化较大、且岩石相互接触关系或者构造关系不明，同时缺乏可靠的标志层等原因(孙大中和胡维兴, 1993)。

图2 中条山地质简图Fig.2 Simplified geological map of the Zhongtiaoshan area

表1 涑水杂岩中太古宙岩石同位素年龄汇总

图3 君召地区地质简图(据Diwu et al., 2011)Fig.3 Simplified geological map of the Junzhao area (after Diwu et al., 2011)

根据岩石组合和最新的年代学资料，可将中条山地区的涑水杂岩大致分为形成于新太古代的深成侵入岩和表壳岩。其中深成侵入岩以TTG质片麻岩为主，也是涑水杂岩的最主要岩石组成单元，其按照岩性和出露的地区又可细分为西姚片麻岩、东沟闪长质片麻岩、寨子英云闪长质片麻岩以及北峪奥长花岗质片麻岩等。西姚片麻岩位于涑水杂岩西南部的解州-夏县一带，主要由黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩和黑云角闪二长片麻岩组成，由于这些岩石后期遭受了强烈的深熔作用，各种深熔的脉体、石香肠构造、揉流褶皱、肠状褶皱和塑性变形等比较发育。最近，在其中识别出年龄为2.72～2.70Ga奥长花岗质和闪长质片麻岩，是迄今为止在中条山地区发现最古老的岩石(Zhuetal., 2013)。寨子片麻岩主要分布在中条山东北侧的冷口-烟庄地区及曹家沟-王家沟-西坪村一带，主要为(角闪)黑云斜长片麻岩，岩石遭受强烈的变形和韧性剪切作用的改造，早期剪切带方向和片麻理方向一致，均呈北东向。后被古元古代早期烟庄二长-正长花岗岩和横岭关二长花岗岩所侵入。北峪花岗质片麻岩仅在胡家峪铜矿的北侧有所出露，主要由中-粗粒的奥长花岗质片麻岩组成。已有的年代学数据表明这些涑水杂岩中的TTG岩石主要形成于新太古代晚期(2.7～2.5Ga)(表1)。

涑水杂岩中的表壳岩主要分布在中条山北部的绛县冷口地区和南部的解州柴家窑地区，分别称之为冷口表壳岩和柴家窑表壳岩。前者主要为斜长角闪岩、黑云母片岩、角闪黑云片岩、绿泥黑云片岩，其变质程度较浅，为高绿片岩相-低角闪岩相，原岩为一套基性-酸性火山岩；后者主要由斜长角闪岩、磁铁石英岩、黑云变粒岩、大理岩以及钙质片岩组成，呈大小不等的包体分布于西窑片麻岩中，原岩为一套碎屑岩、泥质岩、碳酸盐岩夹基性火山岩、铁英岩及酸性火山岩。然而，对这些表壳岩的形成时代目前依然存在很大争议，有研究者认为其为古元古代的产物(孙大中和胡维兴,1993; 赵凤清, 2006)；有研究者认为其形成于新太古代晚期(张瑞英, 2015)。

1.2 登封杂岩

张伯声先生于1951年在《地质学报》发表《嵩阳运动和嵩山区的五台系(节要)》一文，报道在登封东北的嵩岳寺南小沟发现嵩山石英岩与其下的古老变质岩系呈角度不整合接触，认为嵩山石英岩在古元古代的吕梁运动中强烈地被褶皱，将此界面创名为“嵩阳运动”，将后者称之为“泰山杂岩”(张伯声, 1951)。马杏垣先生于1957年将这套古老变质岩石改称为“登封杂岩”(马杏垣, 1957)。河南省地质局科研所于1962年又将“登封杂岩”改称为“登封群”，并在登封市君召地区建立登封群标准剖面，由下而上划分为何家沟组、石牌河组和郭家窑组(图3)(河南省地质矿产局, 1989)。西北大学地质学系于1979年将登封君召地区的挡阳山至鞍坡山登封群自下而上划分为郭家窑组、金家门组和老羊沟组，并认为其构成以青阳沟变闪长岩为核部的倒转复式背斜(西北大学地质系前寒武纪地质研究室, 1979)。其中，郭家窑组主要由厚层斜长角闪岩、角闪岩、角闪片岩和变粒岩组成；可见变余层理、变余杏仁构造，岩石变质达铁铝榴石角闪岩相。其原岩为基性-酸性火山岩夹少量沉积岩。前人认为该组可能为登封绿岩带下部的镁铁质火山岩(张国伟等, 1982; Zhangetal., 1985)。金家门组的岩石主要由石英片岩、绢云石英片岩，绿泥石英片岩等为主，夹斜长角闪片岩或少量的石英片岩和云母片岩及磁铁石英岩。该组变余层理、韵律层、粒级层发育，原岩以半粘土质杂砂岩为主，局部夹铁质硅质岩或基性火山岩或凝灰岩。老羊沟组以出现砾岩与金家门组分界，以厚层含砾绢云母石英片岩、绢云石英片岩和变质砾岩为主。老羊沟组的砾石大小悬殊，似具有快速沉积的磨拉石建造特征(张国伟等, 1982; Zhangetal., 1985)。

图4 安沟地区地质简图(据杨崇辉等, 2009修改)Fig.4 Simplified geological map of the Angou area (modified after Yang et al., 2009)

1979年，西北大学地质学系在箕山临汝安沟地区识别出一套浅变质岩石，并认为其与登封群不可对比，称之为“安沟群”，并按岩石组合和原岩属性将安沟群划分为下部的寨沟组和上部的石梯沟组(图4)(西北大学地质系前寒武纪地质研究室, 1979)。其中寨沟组主要由绿泥变粒岩、绢云变粒岩、绿泥石英片岩组成，中间夹薄层含铁大理岩和石英岩等，原岩为火山熔岩、火山碎屑岩和陆源碎屑岩。局部变形枕状构造、变余杏仁构造、变余粒序层理等原生构造依然可见。石梯沟组主要由绿泥石英片岩和绢云母石英片岩组成，夹条带状含铁石英岩，原岩以粘土-半粘土陆源碎屑沉积岩为主夹火山熔岩和火山碎屑岩(西北大学地质系前寒武纪地质研究室, 1979; 张国伟等, 1982; 刘文荣等, 1985)。安沟群变质程度较浅，岩石经历了中压相系绿片岩相变质作用，其变质程度明显低于登封群(郭安林, 1987)。

早期的研究者注意到登封杂岩的岩石组合与世界上典型的太古宙绿岩带具有相似性，故而将形成于新太古代晚期的登封群和周围花岗质片麻岩确定为太古宙花岗-绿岩带(Zhangetal., 1985; Kroneretal., 1989; 郭安林, 1987; 郭安林和周鼎武, 1990)。由于缺少可靠的年龄依据，推测安沟群的形成时代为古元古代，为太古宙基底裂谷产物(西北大学地质系前寒武纪地质研究室, 1979; 郭安林, 1987; 郭安林和周鼎武, 1990)。然而现在已有的同位素年龄测试表明，安沟群与登封群形成于同一时代，均为新太古代晚期(表2)。

本文沿用之前的划分方案(Diwuetal., 2011)，仍将登封杂岩分为深成侵入岩和表壳岩两大岩石单元，前者由TTG片麻岩、青杨沟闪长岩以及刘家沟和许台钾长花岗岩组成，后者主要由登封和安沟表壳岩组成。

1.3 太华杂岩

太华杂岩原称之为“太华群”，最早是由陕西区调队创名(陕西省地质矿产局, 1989)。鉴于原太华群是由不同类型变质表壳岩和花岗质片麻岩或混合片麻岩组成，且岩石形成时间从中太古代至古元古代跨度较大，所以将其称为太华杂岩更为适宜(第五春荣等, 2010及所引参考文献)。太华杂岩在华北克拉通南缘广泛分布，总体呈东西向展布，断续延伸上千千米。其西起陕西骊山，经华山-灵宝-崤山-熊耳山地区、东至河南鲁山(图5)。根据区域对比研究认为太华杂岩向西可以延伸至甘肃的陇山地区，在那里称之为陇山杂岩(何艳红, 2004)；向东可以延伸至安徽蚌埠和五河地区，将其分别称为霍邱杂岩和五河群(刘文荣等, 1985)。

太华杂岩主要出露在河南鲁山和小秦岭地区，研究程度也较深入(孙勇, 1982a, b, 1983, 1985; 张国伟等, 1982; Zhangetal., 1985; 刘文荣等, 1985; Sunetal., 1994; 第五春荣等, 2010)。鲁山地区的太华杂岩大致呈北西-南东向展布，以背孜、瓦屋、观音寺和仓房一带的岩石出露最好。其北部被中元古代汝阳群云梦山组石英岩或寒武系地层所覆盖，南部被古元古代熊耳群火山岩所覆盖。较早期，多按照传统地层学思想将鲁山太华杂岩按地层来划分，通常二分，分别命名为上、下太华群，或上、下太华亚群，而后再细分为多个组(河南省地质矿产局, 1989)。其中西北大学地质学系将鲁山太华杂岩自下而上划分为耐庄组、荡泽河组、铁山岭组、水底沟组和雪花沟组五个组(孙勇, 1982a, b; 张国伟等, 1982; Zhangetal., 1985; 沈福农, 1994)。前两组大致相当于前人所划分的下太华亚群，后三组大致等同于上太华亚群。同时，对于上、下(亚)群的接触关系亦存在很大争议，一些研究者认为二者可能为断层接触，或者为不整合接触关系(沈福农, 1994)；而一些研究者认为上、下(亚)群之间可能存在一个长期风化剥蚀面，并建议将原太华群下部和上部岩石分别命名为“太华群(或太华杂岩)”和“鲁山群”(涂绍雄, 1996; 沈其韩和宋会侠, 2014)。

表2 登封杂岩同位素年龄汇总

我们最近根据原上下太华群岩石组合特征、同位素年龄和构造特征等诸多差异，采用“太华杂岩”的称谓，将鲁山地区的太华杂岩分为下部的片麻岩系和上部的表壳岩系两大岩石系列，二者大致以北西-南东向的荡泽河为界(第五春荣等, 2010)(图6)。其中片麻岩系，位于荡泽河以北，主要以深成侵入岩，即TTG质片麻岩为主，局部夹斜长角闪岩或与斜长角闪岩呈互层状产出。这些岩石经历强烈混合岩化或多期变质作用，多呈穹窿构造，发育无根褶皱和平卧褶皱(张国伟等, 1982; Zhangetal., 1985)。根据已有可靠的锆石U-Pb同位素年龄数据显示(表3)：TTG片麻岩原岩的侵位年龄跨度较大，最早可至2902Ma；大多数与TTG片麻岩呈似层状或以透镜体状产于其中的斜长角闪岩形成年龄为2838～2730Ma，其与变质深成侵入岩近乎于同时或者略晚些形成。而富钾花岗岩侵位年龄明显略晚一些，约为2758～2729Ma。据此，我们将鲁山地区太华杂岩中的片麻岩系形成时代限定在中古太古代晚期-新太古代早期(第五春荣等, 2010, 2018)。而表壳岩系位于荡泽河以南，主要由石榴夕线片麻岩、石墨夕线黑云斜长片麻岩、石墨大理岩、大理岩、石英岩、磁铁石英岩、斜长角闪岩和变粒岩等组成，原岩主要为陆源碎屑岩-碳酸盐岩，夹基性-中酸性火山岩。这些岩石成层性较好，变质程度较高，普遍经历了高角闪岩相变质作用，局部可达麻粒岩相，整体具有典型的孔兹岩系特征(孙勇, 1983)。根据最新的年代学资料，可将鲁山太华杂岩中的表壳岩系形成年龄较精确地限定在2.23～2.13Ga(第五春荣等, 2018)，其所经历的变质作用时间为古元古代晚期(1950～1902Ma)(第五春荣等, 2010, 2018)。

小秦岭地区在前寒武纪应属于华北克拉通南部古老结晶基底的重要组成部分，故而具有与华北其他地方相似或者相同的基底和盖层特征；但是在显生宙其参与至秦岭造山过程之中，强烈遭受了晚古-新生代与秦岭造山作用相关的构造变形、岩浆活动和成矿作用等，在古生代时期被认为是秦岭造山带的北缘(张国伟等, 2001)。小秦岭地区的太华杂岩概括起来具有以下特点：1)分布范围广，太华杂岩西起临潼骊山，经华山、灵宝、崤山地区，最东可至洛宁熊耳山地区，总体呈北西-南东向展布，绵延数百千米；2)从岩石组合来说，相对于鲁山太华杂岩，表壳岩石如石英岩、磁铁石英岩、大理岩和富铝片麻岩等更加发育(刘文荣等, 1985; 沈福农, 1986)；3)由于受秦岭造山带的影响和改造以及大量中生代和部分新生代花岗岩侵入，导致该区的岩石变质变形更加强烈，使得小秦岭地区的太华杂岩变质变形更加强烈，导致其中的各类岩石的原始结构构造以及相互接触关系等更加难以识别；4)已有的研究结果表明小秦岭地区太华杂岩亦可以划分为以深成侵入岩为主的片麻岩系和以变质沉积-火山岩为主的表壳岩系(第五春荣等, 2018)。其中变质深成侵入岩的侵位时间跨度较大，最老可至中太古代晚期(2.80Ga)，最年轻可至古元古代早期；而其上覆的变质沉积-火山岩传统上被认为是鲁山太华杂岩中表壳岩的西延，其形成时间亦为古元古代晚期(第五春荣等, 2018及所引参考文献)；5)2.45～2.20Ga被称为“地壳年龄缺失期”(crustal age Gap)(Condieetal., 2009)或者全球构造-岩浆的平静期(tectono-magmatic lull)(Spenceretal., 2018)。近年来随着研究工作深入，发现在华北克拉通南部，尤其是小秦岭地区的太华杂岩在全球陆壳“沉寂期”岩浆活动异常发育(Huangetal., 2012, 2013; Diwuetal., 2014)，从而为研究华北克拉通古元古代早期(2.45～2.2Ga)特有的岩浆事件以及探讨全球构造寂静期岩浆活动的特殊构造背景提供了重要素材。如有读者对于太华杂岩地质组成和研究进展更感兴趣，请参阅我们2018年撰写的《华北克拉通南缘太华杂岩组成及演化》一文(第五春荣等, 2018)。

图5 太华杂岩分布图(据Diwu et al., 2014修改)Fig.5 Geological distribution of the Taihua Complex (modified after Diwu et al., 2014)

表3 太华杂岩中太古宙岩石同位素年龄汇总

续表3

图6 鲁山地区太华杂岩地质简图(据Sun et al., 1994修改)Fig.6 Simplified geological map of the Taihua Complex in the Lushan area (modified after Sun et al., 1994)

1.4 五河杂岩

五河杂岩前人称之为五河群(也有称之为蚌埠群)，是1978年由安徽省地质矿产局区域地质调查队命名的，原指在五河-嘉山一带经历中-高级变质作用的一套地层，并将其二分，分为上下亚群(图7)；下亚群自下而上分为西堌堆组、庄子里组和峰山李组，上亚群包括小张庄组和殷家涧组(安徽省地质矿产局, 1987)。其中西堌堆组依据出露岩性分为两部分，下部主要由黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、浅粒岩组成，夹蛇纹岩或蛇纹石化大理岩，上部主要由黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、角闪岩夹浅粒岩组成。这些岩石均遭受强烈的混合岩化作用改造。庄子里组也可以分为两个岩性段，下段主要为浅粒岩、角闪(钾长)变粒岩夹少量大理岩和石英岩；上段为厚层大理岩，夹变粒岩及斜长角闪岩，其中大理岩可形成优质的玉石矿床，素有“凤阳玉”之称。峰山李组主要岩石为条带状角闪钾长变粒岩夹大理岩、斜长角闪岩或磁铁角闪岩。岩石普遍遭受混合岩化，局部形成条带状混合岩。上亚群的小张庄组岩性比较单一，以发育电气石变粒岩为特征，主要由黑云钾长(或二长)片麻岩、电气石变粒岩、浅粒岩相间组成，中下部夹较多的白云石大理岩。殷家涧组下部为白云石英片岩夹变流纹岩，上部为黄绿色绿帘角闪片岩，局部具变余安山结构，气孔及杏仁构造，原岩为以中性岩为主的火山岩(安徽省地质矿产局, 1987)。

鉴于原五河群零星出露，难窥全貌，且岩性复杂，形成年龄跨度较大(表4)，故而建议以杂岩称之较宜。也可分为深成侵入岩和表壳岩两大岩石单元，前者主要由各类深成侵入岩组成，后者主要由原五河群组成。早期，安徽省区域地质志将原五河群归为太古宙地层(安徽省地质矿产局, 1987)。一些研究者根据五河杂岩中基性麻粒岩和石榴石斜长角闪岩的锆石U-Pb测年结果与全岩Sr-Nd-Pb同位素分析认为它们原岩形成于新太古代(Wangetal., 2014)，后期遭受了1.88～1.83Ga高压麻粒岩相变质作用以及后期的角闪岩相和绿片岩相退变质作用(刘贻灿等, 2015a, b)。Liuetal. (2017)根据五河杂岩中不纯大理岩样品中最年轻岩浆锆石和上交点年龄，推测其原岩沉积于太古代晚期(2.53～2.48Ga)。刘超辉等(2019)根据五河群变基性岩和变沉积岩中最年轻岩浆锆石的年龄和侵入五河群的庄子里和石门山岩体侵位年龄(2.10～2.06Ga)认为五河群沉积年龄在2.15～2.10Ga左右，为古元古代，而非太古宙(刘超辉等, 2019)。而五河杂岩中的深成侵入岩侵位年龄跨度较大，从2929Ma至2058Ma均有发现(Liuetal., 2019)。锆石U-Pb测年揭示五河杂岩记录了2.52～2.48Ga和1.88～1.80Ga两期变质事件(Liuetal., 2019)(表4)。

表4 五河和霍邱杂岩中太古宙岩石同位素年龄汇总

图7 蚌埠-凤阳地区地质简图(据刘贻灿等, 2015a修改)Fig.7 Simplified geological map of the Bengbu-Fengyang area (modified after Liu et al., 2015a)

图8 霍邱铁矿区地质简图(据Wan et al., 2010修改)Fig.8 Simplified geological map of the Huoqiu BIF ore deposit (modified after Wan et al., 2010)

1.5 霍邱杂岩

原霍邱群是1974年由安徽省地质矿产局区域地质调查337队命名的，分布在霍邱县重新集、吴集和周集一带，几乎没有露头，全被第四纪沉积物所覆盖，仅见于钻孔或者矿坑，自下而上可以分为花园组、吴集组和周集组(图8)(安徽省地质矿产局, 1987)。其中花园组以黑云角闪斜长片麻岩为主，其次为斜长角闪岩，间夹黑云斜长变粒岩、黑云斜长片麻岩，岩石经历强烈混合岩化作用。吴集组为主要含铁层位，可分为上、下两个岩性段，下部是片麻岩和变粒岩组合，主要岩性包括黑云斜长片麻岩、黑云变粒岩、角闪黑云斜长变粒岩，间夹斜长角闪岩、石榴黑云斜长片麻岩、黑云条痕-阴影状混合岩等；上部为变粒岩和富铝片岩组合，主要为十字石蓝晶石石榴子石黑云斜长片岩及黑云变粒岩夹斜长角闪岩。张庄、吴集铁矿夹透镜状白云石大理岩；周集、张庄铁矿部分地段有蓝晶石富集；李老庄铁矿夹菱镁矿层及蛇纹岩矿。周集组总体为白云大理岩组合，也可以分为上下两个岩性段，下部为透闪透辉大理岩、蛇纹石大理岩、白云石大理岩及二云石英片岩，含蓝晶石十字石石榴石黑云斜长片麻岩夹石英磁铁矿及石英透镜铁矿，也是富铁矿的重要层位，上部以不等量的金云母、透闪石、透辉石、蛇纹石的白云石大理岩为主(刘文荣等, 1985; 安徽省地质矿产局, 1987; 杨晓勇等, 2012)。传统上认为霍邱群形成于太古宙(安徽省地质矿产局, 1987; 杨晓勇等, 2012)，在其中也识别出了年龄为2.75Ga的英云闪长岩(Wanetal., 2010)(表4)。

2 太古宙地壳物质的分布

2.1 冥古宙-古太古代地壳物质(>3.2Ga)

华北克拉通为全球为数不多出露～3.8Ga岩石的地区之一，这些古老的岩石有限地出露在鞍山的白家坟、东山、深沟寺和锅底山地区，岩石类型包括条带状/糜棱岩化奥长花岗岩、奥长花岗片麻岩和变石英闪长岩(Wanetal., 2019及所引参考文献)。由于这些岩石受后期约3.7～3.6Ga和3.3～3.1Ga岩浆事件的改造和影响，致使鞍山地区老于3.8Ga岩石出露极为有限。此外，冀东黄柏峪曹庄岩系的铬云母石英岩、榴云片麻岩和副变质的斜长角闪岩等岩石中发现大量年龄>3.6Ga的碎屑锆石(Wanetal., 2019及所引参考文献)。

在华北克拉通南部虽未发现>3.6Ga的古老岩石，可是陆续发现一些冥古宙-古太古代大陆地壳物质。比如，在南缘奥陶纪火山岩中获得两颗年龄为4079Ma和4007Ma的冥古宙锆石以及一颗年龄为3908Ma的始太古代捕虏锆石，为迄今全球首例在显生宙年轻火山岩中发现冥古宙地壳物质的地区(第五春荣等, 2010; 王洪亮等, 2007)。同时发现这些冥古宙锆石具有核-边结构，记录了年龄为3751～3709Ma的变质(第五春荣等, 2010)。信阳地区中生代火山岩中长英质麻粒岩捕掳体中的锆石给出年龄为3655Ma和3670Ma的上交点，暗示华北克拉通南缘存在始太古代下地壳(Zhengetal., 2004)。此外，在华北克拉通南部变质沉积岩中也发现始太古代-古元古代的大陆地壳物质。诸如在铁铜沟组石英岩中发现年龄为3635Ma、3401Ma和3344Ma的碎屑锆石(Diwuetal., 2013)。此外，在古元古代嵩山石英岩(Diwuetal., 2008)，河南焦作长英质片麻岩(高林志等, 2015)和安徽凤阳群(Liuetal., 2018)中均识别出年龄大于3.2Ga的碎屑锆石。这些研究表明在华北克拉通南部可能尚存冥古宙-古太古代大陆地壳物质。

2.2 中太古代岩石(3.2～2.8Ga)

早在20世纪，Kroner (1989)和Sun (1994)利用单颗粒锆石207Pb/206Pb蒸发法获得鲁山地区太华杂岩片麻岩系中的英云闪长质片麻岩年龄为2841～2806Ma，以此认为太华杂岩的形成时代为中太古代。现根据已有最新可靠的原位微区锆石U-Pb同位素测年数据，迄今发现华北克拉通南部最古老岩石出露在河南鲁山地区，岩石类型为英云闪长-花岗闪长质片麻岩以及含榴黑云角闪斜长片麻岩，测得其年龄为2914～2908Ma(第五春荣等, 2018)；鲁山太华杂岩的下部片麻岩系形成时间为中太古代晚期至新太古代早期(2894～2723Ma)，其中大量的TTG质片麻岩和斜长角闪岩形成于中太古代晚期(第五春荣等, 2018)。此外，Liuetal. (2009a)发现年龄为2832～2829Ma的英云闪长质片麻岩样品分别记录了2772Ma和2638Ma两期变质年龄；同时也发现两个年龄分别为2838Ma和2845Ma斜长角闪岩样品，亦记录了2792～2776Ma和2671～2651Ma两期变质年龄。值得注意的是鲁山太华片麻岩系还记录与华北克拉通最终拼合有关的古元古代晚期变质年龄，为1945～1865Ma(第五春荣等, 2018)。此外，在小秦岭地区的少华山地区也发现有少量的年龄为2801Ma花岗闪长片麻岩出露(贾晓亮, 2016; 第五春荣等, 2018)。

2.3 新太古代岩石(2.8～2.5Ga)

新太古代的岩石约占华北克拉通太古宙出露基底面积的70%～80%强，大致可以分为形成年龄为2.8～2.6Ga和2.6～2.5Ga两个时期的岩石。

其中前一阶段的岩石主要出露于南部的鲁山、霍邱、五河和中条山地区(表1-表4)。根据鲁山地区太华杂岩下部的年龄统计结果来看，其主要峰值年龄是2760Ma，主要的岩石类型包括TTG质片麻岩、钾质花岗岩和斜长角闪岩等(第五春荣等, 2018)。近年来，越来越多的中太古代晚期-新太古代末期的花岗质片麻岩在霍邱和五河杂岩中被识别出来(表3)。较早时期，Wanetal. (2010)报道在霍邱吴集识别出年龄为2754Ma片麻状英云闪长岩和年龄为2564Ma的条带状英云闪长岩，结合已有资料认为太古宙的基底在华北克拉通南部广泛分布。后来陆续在霍邱地区的岩心中也报道了年龄在2.7Ga左右的岩石(表3)(Liuetal., 2015; Wangetal., 2014; 杨晓勇等, 2012)。最近，Zhuetal. (2013)在中条山的常平涑水杂岩中发现了年龄为2718～2702Ma的奥长花岗质片麻岩和年龄为2704Ma的闪长质片麻岩。Liuetal. (2019)也在五河杂岩中识别出年龄为2731Ma英云闪长质片麻岩，这些岩石均以露头尺度出现在中生代花岗岩之中。而且其中的锆石也记录了新太古代晚期(2524Ma)的变质年龄。此外，在中条山的涑水杂岩中还识别出少量年龄为～2.6Ga的岩石，如解州二长花岗岩等(张瑞英, 2015)。

与整个华北克拉通类似，2.6～2.5Ga岩石亦在南部广泛分布，尤其在河南嵩箕地区的登封杂岩和山西中条山地区的涑水杂岩几乎全部是由新太古代晚期的岩石组成(表1、表2)。最早，李曙光等(1987)测得嵩山地区斜长角闪岩与少量变粒岩全岩的Sm-Nd等时线年龄为2509±16Ma；之后，Kroner (1989)利用SHRIMP法测得老羊沟组变流纹岩年龄为2512±12Ma，其中包含了一些较老的捕掳锆石，年龄变化范围较大，从2575Ma到2945Ma。万渝生等(2009)利用SHRIMP法测得登封变质中酸性火山沉积岩中岩浆锆石年龄为2531～2508Ma，并以此限定登封表壳岩的形成时间。Diwuetal. (2011)采用LA-ICPMS方法测得郭家窑组中原岩为基性火山岩斜长角闪岩的年龄为2547Ma。最近，虽然也有一些研究者陆续对登封杂岩开展LA-ICPMS或SIMS锆石U-Pb测年(Dengetal., 2016; Huangetal., 2020; Zhangetal., 2018)，但是得到的结果与前人基本一致。

高山等(2005)获得安沟表壳岩中拉斑玄武岩和英安岩样品的Sm-Nd等时线年龄为2507±96Ma。杨崇辉等(2009)利用SHRIMP锆石U-Pb法获得原安沟石梯沟组和寨沟组中的变质酸性火山岩的年龄分别为2521Ma和2517Ma。这些年龄数据结果无疑表明安沟表壳岩与登封表壳岩均形成于同一个时代，为新太古代晚期。此外，如表2所示，嵩山地区的TTG质片麻岩侵位年龄可限定在2547Ma至2510Ma之间。同时获得嵩山地区呈近南北向，近侵入东侧登封表壳岩郭家窑组及西侧TTG质片麻岩的变闪长岩的侵位年龄为2534～2493Ma。还获得侵入嵩山TTG片麻岩的刘家沟钾质花岗岩和箕山地区侵入安沟表壳岩许台的钾质花岗岩侵位也为新太古代最晚期，分别为2513Ma和2507Ma。综合各种岩石类型的同位素年代学分析测试数据结果，并将分析误差考虑在内，发现登封杂岩中各类深成岩与登封表壳岩形成时间近乎于同时，均为新太古代的晚期，且其形成年龄可限定在较短的一段时间，约为2.54～2.51Ga。

中条山也是大量出露2.6～2.5Ga岩石的地区。已有的研究表明涑水杂岩中的北峪奥长花岗片麻岩、东沟闪长片麻岩、寨子英云闪长片麻岩均形成于新太古代晚期，其侵位年龄可限定在2560～2536Ma(表1)。而对于冷口表壳岩和柴家窑表壳岩的形成年龄却存在着很大的争议。比如，较早时期Kroner (1989)采用单颗粒锆石蒸发法获得冷口表壳岩中变质英安质凝灰岩的Pb-Pb年龄为2521±3Ma，认为其原岩为新太古代的产物。孙大中和胡维兴(1993)利用Sm-Nd全岩等时线测年方法获得冷口变质火山岩的年龄为2497±51Ma；后来采用单颗粒锆石U-Pb法和SHRIMP测年方法获得冷口变英安质凝灰岩的年龄分别为2360Ma和2333Ma，结果与之前差别较大，认为其为古元古代的产物。而最近利用LA-ICPMS锆石U-Pb测年方法测得冷口表壳岩中斜长角闪岩年龄为2561Ma(张瑞英, 2015)。故而对于涑水表壳岩的形成时代等问题仍需进一步厘定。本文暂且将其形成时代归为新太古晚期。

此外，少华山地区太华杂岩中少量出露的英云闪长片麻岩和奥长花岗片麻岩亦形成于新太古代晚期(2511～2506Ma)(贾晓亮, 2016)。根据我们未发表数据显示在崤山地区太华杂岩中部分TTG片麻岩、石英闪长片麻岩及富钾花岗片麻岩等亦形成于新太古代期，其主要侵位年龄为2521～2500Ma(第五春荣等, 2018)。最近，Liuetal. (2019)也在五河杂岩中识别出少量的年龄为2526～2524Ma的二长花岗片麻岩和钾质花岗片麻岩，且这些岩石记录了与侵位年龄近乎同期的新太古代晚期变质年龄(2509～2490Ma)。

3 太古宙主要地质事件

根据华北克拉通南部太古宙岩石年龄频率分布图显示(图9a; 表1-表4)，已报道岩石年龄介于2902Ma至2497Ma之间，有两个突出年龄区间，为2850～2700Ma和2580～2480Ma，对应的峰值年龄分别为～2.76Ga和～2.52Ga。

其中2.78～2.63Ga的岩石记录与具有全球性的新太古代～2.7Ga的地质事件吻合。该事件被称为太古宙超级事件，其重要性主要体现在以下几个方面：(1)加拿大苏必利尔南缘和赫恩省、津巴布韦和芬兰等诸多全球著名的克拉通中大规模花岗-绿岩带和高级片麻岩地体主要形成于这一时期(Arndt, 2013)；(2)2.8～2.6Ga为地球历史中大陆地壳增生最快的时期，据Condie and Aster (2010)估算大约有24%新生地壳形成于此时间间隔，主要生成了大量基性-超基性火山岩和TTG等花岗质岩石；(3)由于大量大陆地壳形成于～2.7Ga，因此一些研究者就推测在太古宙末期可能存在一个超级大陆，称之为“Kernoland”(Bleeker, 2003)。

近年来，随着研究深入，越来越多的～2.7Ga岩石在华北克拉通早前寒武纪基底岩石中被识别出来，大约共有11处：华北克拉通西部的西乌兰不浪地区；东部的辽吉、胶东和鲁西地区；中部的恒山、阜平、赞皇、辉县以及南部的中条山、鲁山和霍邱地区；岩石类型主要为TTG质片麻岩，斜长角闪岩(变玄武岩)和钾质花岗岩，这些岩石普遍遭受了强烈的变质变形和深熔作用的改造(Diwuetal., 2020b; Wanetal., 2014及所引参考文献)。鉴于在华北克拉通诸多地区，诸如怀安、阜平、五台、中条等地区新太古代末期(～2.5Ga)的花岗质片麻岩和变质沉积岩中均也发现年龄为～2.7Ga的碎屑锆石或者继承锆石，暗示华北克拉通2.8～2.7Ga的岩石在当时分布范围应该比现在更为广泛(Diwuetal., 2020a; Wanetal., 2014)。而现今～2.7Ga岩石记录在华北克拉通出露较少原因可能是由于后续～2.5Ga构造-热事件对其强烈的改造、破坏以及再循环所致。

～2.52Ga构造-热事件是华北克拉通南部(图9a)，乃至整个克拉通太古宙地壳演化最突出、最重要的岩浆-构造事件，这也是华北克拉通显著不同于全球其它诸多典型克拉通的重要标志之一。年龄为～2.5Ga岩石广泛出露在整个华北克拉通，主要岩石类型为TTG质片麻岩、表壳岩和同时期的二长闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩等壳源花岗岩等，显示地壳成熟度和厚度随着时间的推移在不断增加(Zhai and Santosh, 2011; 万渝生等, 2017, 2020; 翟明国, 2011, 2019)。在华北克拉通南部以登封杂岩和涑水杂岩为代表。

图9 华北克拉通南部太古宙岩石年龄频率分布图Fig.9 Relative probability plots of the ages of Archean rocks in the southern NCC

值得注意的是华北克拉通太古宙岩石记录了四期变质事件，从老至新依次为2820～2740Ma、2700～2620Ma、2540～2460Ma和1950～1890Ma，其对应的峰值年龄为～2.78Ga、～2.66Ga、～2.50Ga和～1.93Ga(图9b)。前两期的变质年龄主要在鲁山太华杂岩中被识别出来(Liuetal., 2009a; 谢士稳等, 2016)；其中较早期的变质年龄(～2.78Ga)被解释为稍晚期形成岩石对已有岩石的破坏和改造，可能反映了随着地质历史演化已有的陆核在逐步增长扩大(第五春荣等, 2018)；而对于后一期变质事件(～2.66Ga)地质意义尚不清楚。而较突出的～2.50Ga变质年龄主要在登封杂岩和五河杂岩中获得，这些岩石大都经历了高角闪岩相变质作用(表2)。翟明国(2011)以及Zhai and Santosh (2011)认为华北克拉通大陆地壳在2.5Ga左右已基本形成，2.5Ga的变质作用和壳熔花岗岩为华北克拉通第一期克拉通化标志之一，多个微陆块沿着两条新太古代晚期的活动带拼合形成统一的基底。而且翟明国(2011)指出华北克拉通2.5Ga陆块的拼合汇聚可能并非孤立的事件，而是与瑞芬(西北欧)、北美、印度以及其它相邻大陆克拉通相关联形成～2.5Ga超级克拉通的拼合事件。

虽然对于华北克拉通早前寒武纪大陆陆块的划分数目，汇聚方式和拼合的时间存在很大争议，但是大多数研究者认为是由多个微陆块拼接而成 (Zhai and Santosh, 2011; Zhaietal., 2005; Zhangetal., 2016; Zhaoetal., 2005; 魏春景, 2018)。Zhaoetal. (2001, 2005)将华北克拉通基底划分为四个微陆块以及连接它们的三条古元古代构造带。其中阴山地块和鄂尔多斯地块在～1.95Ga沿孔兹岩带拼接形成西部陆块；龙岗和狼林地块在～1.90Ga沿胶-辽-吉带拼接形成东部陆块，最终东部陆块和西部陆块于～1.85Ga沿中部造山带汇聚形成华北克拉通统一的前寒武纪基底(图1a)。Zhaietal. (2005, 2011)等识别出三条古元古代构造带，认为华北克拉通基底从2.35～1.97Ga经历了从裂谷到俯冲碰撞事件，形成胶辽、晋豫和丰镇三个活动带；并随后在1.95～1.82Ga致使基底岩石整体抬升并遭受了麻粒岩-高角闪岩相变质作用，伴随着强烈的混合岩化作用和壳熔花岗岩的形成，完成了第二期(最终)克拉通化(Zhai, 2014)。魏春景(2018)则认为在恒山-五台地区为代表的华北克拉通中部带主碰撞作用和地壳增厚发生在～1.95Ga，并发生了中高压变质作用；而后由于构造地质作用导致麻粒岩地体抬升，其峰期变质-变形时间为～1.85Ga。结合对于华北克拉通南部早前寒武纪基底杂岩已有岩相学、变质作用和同位素年代学等研究表明南部基底岩石普遍经历了麻粒岩相-角闪岩相变质作用，陆块碰撞以及地壳增厚的峰期变质时间可能发生在1.95Ga，而并非之前认为的1.85Ga(第五春荣等, 2018; Diwuetal., 2020a)。南部太古宙岩石记录的古元古代晚期的1950～1890Ma变质事件与华北克拉通最终拼合形成统一基底时间吻合。

4 太古宙两期地壳生长

大陆地壳生长的速率以及生长量随时间的演化是固体地球科学，尤其是早前寒武纪地质研究的核心问题。可是，对此问题长久以来争议很大，主要存在渐进式和幕式生长模型两种观点。渐进式生长模型大致有两种：一种是比较极端的演化模型(Fyfe, 1978; Armstrong, 1981)，提出现今大陆地壳在地球最初期就已经基本形成，此后虽有大陆地壳从地幔中的抽取，但是大陆地壳的净生长量相等或略小于被循环回地幔的消耗量，故而大陆地壳的质量随后基本保持不变，陆壳累积增长曲线呈稳态变化或略呈下降趋势。第二种模型认为大陆地壳生长量在40亿年之前较少，随后一直处于增长状态。只是各个地质历史时期地壳的生长速率不同，有的模型认为在太古宙早期陆壳增长速率较快，以后渐慢；有的模型则认为陆壳增长一直呈稳定的速率在进行(Belousovaetal., 2010; Cawood and Hawkesworth, 2019; Dhuimeetal., 2018; Hawkesworthetal., 2010)。幕式生长模型主要是根据具有地幔同位素组成的岩浆岩的年龄获得的(Condie, 2005)。近年来也有一些研究者提出大陆地壳的幕式生长可能只是与岩石在特定环境倾向性的保存有关，并提出就全球性尺度而言，大陆地壳生长是一个连续的过程，且在3.0Ga地壳生长的速率明显降低，而地壳再循环的速率明显增强；认为这可能是具有现代体制的板块构造启动标志 (Cawood and Hawkesworth, 2019; Dhuimeetal., 2018; Hawkesworthetal., 2010, 2019)。

图10 华北克拉通大陆地壳生长曲线和早前寒武纪大陆地壳生长曲线(据第五春荣等, 2012)Fig.10 The integrated crustal growth curve of the NCC and the Early Precambrian crust growth curves of the NCC (after Diwu et al., 2012)

虽然全球各个典型的克拉通形成和演化的过程不尽相同，现今地球上保存有年龄大于2.5Ga的岩石不足20%，所经历的岩浆-变质-构造热事件也不尽相同，但是已有的研究表明太古宙是全球大陆地壳生长最关键的时期(Belousovaetal., 2010; Cawood and Hawkesworth, 2019; Dhuimeetal., 2018; Hawkesworthetal., 2010)。华北克拉通与全球其他典型的克拉通大陆地壳演化规律类似，均呈阶段性特征，且主体形成于太古宙；但是华北克拉通大陆地壳的增长速率在中太古代中期-新太古代末期(3.0～2.5Ga)陆壳增生速率最大，至少有50%的大陆地壳形成于这一时段，至新太古代末(～2.5Ga)大约有60%～80%的现今大陆地壳已经形成，此后呈较缓慢增长速率(第五春荣等, 2012)(图10)。

根据花岗岩、沉积岩以及河流砂中锆石U-Pb年龄的统计，全球性的岩浆作用呈现出幕式特征(Condie and Aster, 2010; Puetzetal., 2017)。Condie and Aster (2010)从全球与造山带相关的花岗岩U-Pb锆石年龄的统计结果中识别出2.7Ga、1.87Ga、1.1Ga、0.6Ga和0.3Ga这5个突出的年龄峰值，其中以2.7Ga和1.87Ga两个早前寒武纪年龄峰值最为明显，他们认为这些花岗质岩石阶段性的产出可能与超大陆的聚合有关系，超大陆聚合过程中的碰撞和汇聚造山作用有利于新生地壳的保存。

根据对于华北克拉通南部太古宙岩石年龄统计结果可以看出其有两个突出峰值年龄为～2.76Ga和～2.52Ga(图9a)。其中涑水杂岩中2.72～2.70Ga的奥长花岗质片麻岩和闪长质片麻岩具有较正的εHf(t)值，且不少锆石具有与同时期亏损地幔相近的值，并具有与岩石形成年龄接近(年龄差<200Myr)的模式年龄值。鲁山地区太华杂岩中的片麻岩系形成年龄跨度较大，从2.90Ga至2.70Ga，其中2.75Ga的岩石绝大多数具有正的εHf(t)和εNd(t)值，且具有与岩石形成年龄接近的Hf同位素或者Nd同位素亏损地幔两阶段模式年龄(年龄差<200～300Myr)，表明2.85～2.7Ga为华北南部太古宙陆块最重要的形成时期 (Diwuetal., 2016; 第五春荣等, 2018)。此外，一些研究者注意到华北克拉通年龄为2.52Ga的基底岩石的全岩Nd同位素或者其中锆石的Hf同位素地壳模式年龄为2.8～2.7Ga，因此提出2.8～2.7Ga才是华北克拉通最主要的地壳生长时期(Gengetal., 2012; Wuetal., 2005)，这样华北克拉通似乎与全球其它许多典型克拉通2.7Ga的地壳增生事件以及造山带形成在此时间上表现出较强的一致性(Condie and Aster, 2010; Condieetal., 2011)，而且迄今为止已在华北克拉通的胶东、鲁西、恒山、阜平、赞皇和中条、鲁山、霍邱等十余个地区都识别出年龄为～2.7Ga岩石(Wanetal., 2014; Diwuetal., 2020b)。这里再次强调：确定地壳形成时间应该根据全岩的形成年龄或者锆石结晶年龄、εHf(t)或者εNd(t)值以及亏损地幔模式年龄来综合判断，而不是简单地以亏损地幔为参考源区计算得到的全岩Nd同位素或者锆石的Hf同位素的模式年龄来获得地壳的形成时间(第五春荣等, 2012, 2018)，因为所谓的模式年龄是基于大陆地壳从地幔中派生的基本假设和亏损地幔演化为模型假设，计算获得样品从地幔源区分离出来至今的时间，这个年龄可以将其作为一个定性的约束，但绝不可能像U-Pb年龄那样提出精确的时间信息，因为其通常有200～300Myr的误差(Hawkesworthetal., 2010, 2013; Kemp and Hawkesworth, 2014; 第五春荣等, 2012)。

图11 涑水杂岩、登封杂岩、太华杂岩和五河杂岩中锆石εHf(t)对年龄图Fig.11 Diagrams of εHf(t) versus ages of all zircons from the Sushui, Dengfeng, Taihua and Wuhe complexes

在华北克拉通南部的涑水杂岩、登封杂岩、太华杂岩以及五河杂岩中大量出露～2.52Ga的岩石，这些岩石具有比较正的全岩εNd(t)值或者锆石εHf(t)值，大多数岩石中锆石具有接近于同时期的亏损地幔Hf同位素组成，且模式年龄与岩石的形成年龄比较接近(年龄差<200Myr)(图11)。此外，新太古代表壳岩中变基性火山岩占相当比例。比如在登封表壳岩中火山岩与沉积岩的厚度比为3:1，其中基性火山岩约占58%(Zhangetal., 1985; 郭安林和周鼎武, 1990)。同时期的安沟表壳岩中火山岩与沉积岩之比为2:1，其中基性火山岩占30%以上(郭安林, 1987)。锆石Hf同位素特征还显示华北克拉通南部太古宙杂岩体中的闪长质或者富钾花岗岩岩浆源区可能来自于壳幔相互作用的混合源区，但是亏损地幔的Hf同位素储库依然在其岩浆源区占主导(图11)。因此，根据以上证据揭示2580～2480Ma(峰值为～2.52Ga)为华北克拉通南部，乃至整个华北克拉通另外一期重要的地壳生长时间，而且正是这期～2.52Ga的地壳生长事件使得华北克拉通与全球其它诸多经典克拉通太古宙大陆地壳生长时期表现出明显不同，这或许正是华北克拉通形成和演化的特殊性之一(Diwuetal., 2011; Liuetal., 2009b)。

总之，已有的证据表明华北克拉通南部，乃至整个克拉通在太古宙经历了两期明显的地壳生长时期(Diwuetal., 2016; 第五春荣等, 2012)，一期发生在2.85～2.70Ga，以涑水杂岩中～2.76Ga花岗质岩石和鲁山太华杂岩中的片麻岩系为代表；另一期发生在2.58～2.48Ga，以登封杂岩、涑水杂岩以及小秦岭地区太华杂岩中～2.52Ga变基性岩和形成于此时期的各类花岗质岩石为代表。华北克拉通正是经过这两次陆壳巨量生长事件之后完成初始的克拉通化(Zhai and Santosh, 2011, 2013)。

5 地壳形成机制

探究太古宙地壳生长方式的实质是大陆地壳形成的大地构造环境和构造体制问题。大陆地壳呈幕式生长可能与垂向的地幔物质添加，即所谓的地幔柱构造有关；而连续的大陆地壳生长主要受控于水平构造，如俯冲-汇聚构造体制。实际上就涉及到长期争议的话题：板块构造是什么时候启动的。可是，对于这一重大科学问题和研究热点众说纷纭，莫衷一是。启动时间可以至地球形成的最初期冥古宙(4.3Ga)，最新可以至新元古代(800Ma)(翟明国等, 2020)。Kuskyetal. (2018)根据各种板块构造的标志性指标认为至少从太古宙初期(4.0Ga)在地球上存在现代体制的板块构造。Zheng and Zhao (2020)提出在地质演化历史中存在两种范式的板块构造，一种是低热梯度下的低角度冷冲并导致阿尔卑斯式蓝片岩-榴辉岩相变质作用，而无弧岩浆作用；另一种是高热梯度下的高角度热冲产生镁铁质弧岩浆作用和角闪岩-麻粒岩相巴肯型变质作用。二者主要是由地幔温度的差异决定的。太古宙时期地幔温度较高，以广泛出现的热俯冲和韧性的板块边界为标志，在古元古代开始出现局域性冷俯冲；而现代范式的板块构造自新元古代开始运行，以刚性的板块边界和冷俯冲为特征(Zheng and Zhao, 2020)。Zhai and Peng (2020)强调板块构造并非一蹴而就，而是阶段性逐步地发展建立起来的。他们以华北克拉通为例将板块构造演化分为太古宙前板块-始板块、古元古代早期板块和新元古代之后的现代板块构造四个阶段。在前板块构造阶段(>2.9Ga)若干微陆块形成。在始板块构造阶段(>2.5Ga)由绿岩带分割和拼合的若干微陆块经历了强烈的地壳活化和变质作用，形成超级克拉通。在古元古代早期板块阶段华北克拉通经历了一系列的活动带裂谷-俯冲-碰撞事件，形成宽泛的造山带。而后进入地球的中年期，经历了多阶段裂谷作用，岩石圈结构重新调整，为现代板块构造启动奠定基础(Zhai and Peng, 2020; 翟明国等, 2020)。

研究表明，在华北克拉通南部北秦岭西段的古生代火山岩中冥古宙-始太古代(4.1～3.9Ga)捕掳锆石具有较负的εHf(t)值(-0.9～-3.8)和较高的δ18O值(可至6.3‰)，其亏损地幔Hf同位素模式年龄揭示这些古老锆石的源区年龄可至地球形成的最初期(～4.45Ga)，暗示在华北克拉通南部依然尚存地球形成最初期的地壳物质(Diwuetal., 2013; 第五春荣和孙勇, 2018)。且我们注意到这些4.1～3.7Ga捕获锆石与大多数Jack Hills岩浆锆石和采自月球上的阿波罗14角砾岩中锆石具有类似的Lu-Hf组成，推测这些古老锆石的寄主岩石是由在地表岩浆海冷却固结而成的镁铁质原始地壳部分熔融产物(第五春荣和孙勇, 2018)。

大陆地壳作为板块构造的产物，大面积的大陆地壳的出现就应该意味着板块构造的开启。一般而言，太古宙时期大陆地壳的岩浆作用呈现双峰式特点，主要是由TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩组合)为主的花岗质岩石和以绿岩为主的表壳岩组成(Windley, 1995)。因此，研究大陆起源和演化的核心就是研究TTG岩石和绿岩成因问题。可是，在大陆地壳的生长和演化过程中往往会破坏和改造早期形成岩石，使地球早期岩石存留的越来越少。

新太古代早期(2.85～2.70Ga)被认为是华北克拉通大陆地壳形成最主要的时期，大量的奥长花岗和英云闪长质片麻岩形成于这一时期，其构成麻粒岩-片麻岩地体(高级区)的主体(Zhai and Santosh, 2011, 2013)。此外，新太古代早期的表壳岩石在华北克拉通一些典型的绿岩带中也较为发育。比如最新的同位素年代学资料研究表明鲁西花岗-绿岩带中原泰山岩群中的雁翎关岩组和柳行岩组下段的大部分及孟家屯岩组形成于2.75～2.70Ga，主要由原岩为中-超基性岩的细粒斜长角闪岩、绿泥阳起片岩和科马提岩以及成熟度较高的碎屑沉积岩等组成(万渝生等, 2012; 陆松年和相振群, 2020)。这套科马提岩-拉斑玄武岩的岩石组成反映鲁西火山岩浆作用可能与地幔柱有关，表明鲁西新太古代早期大陆地壳形成具有垂向增生的特点(万渝生等, 2017; 陆松年和相振群, 2020)。2850～2700Ma的岩石在华北克拉通南部以鲁山太华杂岩下部的片麻岩系为代表。其中大量出露的TTG质片麻岩具有与典型高铝太古宙TTG片麻岩类似的地球化学特征，一些研究者认为其主要形成于俯冲的岛弧环境，为大洋地壳在低角度俯冲环境下部分熔融产物(Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014)。根据我们对于华北克拉通已报道2.76～2.70Ga的TTG岩石地球化学特征研究也倾向性地认为其原岩是由加厚洋壳部分熔融而成(Diwuetal., 2020b)。这些可能反映围绕初始的陆核发生洋壳俯冲作用导致陆壳逐日渐增并具有一定规模(Zhai and Peng, 2020; 翟明国等, 2020)。

新太古代末期(2.6～2.5Ga)的岩浆-构造作用在华北克拉通最为发育，这是华北克拉通太古宙地质演化最突出特征之一，亦是与世界上其它诸多典型克拉通的明显不同。此时期深成侵入岩以奥长花岗岩和英云闪长岩为主，花岗闪长岩也大规模出现，同时富钾壳源花岗岩(主要为二长花岗岩和正长花岗岩)也广泛分布(万渝生等, 2017)。火山岩从早期以科马提岩的出现标志着高温地幔岩浆作用占主导，转变为大量形成于岛弧环境的拉斑玄武质-钙碱性玄武质岩、玄武-安山岩以及安山-英安岩等变质火山岩记录，局部出现类玻安岩、赞岐岩、埃达克岩，表明至新太古代末期以地幔柱作用为主导的垂向构造逐渐减弱，类似于现代板块构造的俯冲为主的水平构造作用逐渐增强(刘树文等, 2015, 2018; 王伟等, 2015)。

同样，新太古代末期(2.6～2.5Ga)的地质记录在华北克拉通南部广泛分布，大量的幔源岩石形成，伴随着近乎于同时期的区域性高角闪岩-麻粒岩相变质作用和较大规模的钾质花岗岩的侵入，使得诸多微陆块通过俯冲碰撞相互汇聚(Diwuetal., 2016)。由于登封杂岩岩石类型多样、变质程度相对较低，且未明显受古元古代岩浆-构造-变质作用的叠加和改造，因而是解析华北克拉通新太古代末期构造体制的经典地区。已有的研究表明登封杂岩中各类岩石类型形成时间近乎于同时，且其形成年龄可限定在新太古代较短的一段时间内，约为2.54～2.51Ga(表2)。地球化学研究表明登封杂岩中的TTG质片麻岩具有较低的Mg#、MgO、Cr、Ni含量以及较低的Nb/Ta比值，指示其与典型太古宙TTG岩石和显生宙典型的高硅埃达克岩具有类似的地球化学特征，其原岩可能是由低角度俯冲的新生玄武质洋壳部分熔融而成(Diwuetal., 2011)。而登封闪长岩具有较高的Mg#、MgO、Ni和Cr含量，以及高的Sr和Ba以及 LREE含量，类似于太古代赞岐岩。赞岐岩通常认为是富集轻稀土的地幔楔部分熔融形成的，产于年轻且热的俯冲带之上的弧前或弧后盆地环境。此外, 在该杂岩中又识别出一些具有N-MORB地球化学特征，岩浆起源于洋中脊软流圈地幔原岩为基性火山岩的斜长角闪岩(Diwuetal., 2011)。由于上述的这三类岩石通常形成于板块的俯冲-汇聚构造环境，故而我们指出其与伴生的变沉积岩共同构成“登封新太古代构造混杂岩”(Diwuetal., 2011)。

混杂岩是指由不同成分、不同时代和不同来源的岩块无序堆积在一起的混杂体，具有岩块(block)-基质(matrix)结构特征，不同尺度的块体通常夹裹于基质当中，其多出现于俯冲汇聚和碰撞造山两种构造背景之下，故而是识别汇聚板块边界重要的指示性标志(Hsü, 1974; Kuskyetal., 2020)，所以登封新太古代构造混杂岩的出现意味着新太古代末期具有现代体制的板块构造在华北克拉通南部开始启动(Diwuetal., 2011)。后续，Kusky及其团队对登封新太古代构造-混杂岩开展一系列精细的年代学、岩石地球化学以及构造运动学等研究(Dengetal., 2016, 2019; Huangetal., 2019, 2020)。最近，他们在登封杂岩中识别出一套新太古代双变质带。由于双变质带通常是由大洋一侧的高压/低温变质带和俯冲上盘大陆一侧的低压/高温变质带组成，二者形成年龄相同或相近，是洋壳俯冲至岛弧或大陆边缘之下的结果，所以可以据此来判定俯冲板块边界和极性(Miyashi, 1973)。登封新太古代双变质带亦支持太古宙末期板块构造启动的观点(Huangetal., 2020)。