华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世钾质碱性岩的成因及对区域构造演化的限定

牛晓露，刘 飞，冯光英，毛小红

(1. 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； 2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)， 广东 广州 511458)

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，于古元古代经东、西块体聚合形成(Liuetal.， 1992； Zhaoetal.， 2005； 翟明国， 2019)，其基底主要为太古宙-古元古代变质岩系(Jahnetal.， 1987； Jahn and Ernst， 1990； Liu S Wetal.， 2000； Zhouetal.， 2002； Liu Y Setal.， 2004； Weietal.， 2014； 万渝生等， 2017)。中-新元古代沉积岩不整合覆盖于基底之上，指示克拉通在中元古代之前已稳定，之后便进入稳定地台发展阶段。古生代以来，华北克拉通北缘的地质发展与古亚洲洋的演化过程密切相关，包括大量岩浆岩的发育和相关矿产的形成。

关于古亚洲洋的演化以及其与华北克拉通北缘相互作用的过程，多数学者认为，奥陶纪-志留纪时即发育古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲，形成白乃庙陆弧型岩浆作用(如，Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003， 2010， 2015， 2020； Miaoetal.， 2007； Windleyetal.， 2007； Jianetal.， 2008； Wilhemetal.， 2012； Xuetal.， 2013， 2015； Songetal.， 2015； 肖文交等， 2019)； 但Zhang等(2014)研究发现， 白乃庙弧岩浆岩发育在具有塔里木或扬子克拉通属性的前寒武微陆块之上， 通过弧-陆碰撞增生到华北克拉通北缘， 并非是发育在华北克拉通之上的陆弧岩浆， 认为古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲始于石炭纪。这两种学术观点的主要分歧在于：早古生代期间是否存在古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲？也就是说， 如果白乃庙岩浆岩不能代表古生代古亚洲洋向华北克拉通下俯冲形成的陆弧岩浆， 那是否还有其他岩浆岩证据能够揭示古生代期间古亚洲洋向华北克拉通下俯冲？

近些年来， 在华北克拉通北缘陆续识别出一条晚志留世末-早泥盆世碱性岩带。这条碱性岩带沿华北克拉通北缘自西向东展布， 其锆石U-Pb年龄主要集中在417～380 Ma之间(张招崇， 1997； 罗镇宽等， 2001； Jiang， 2005； Zhangetal.， 2010； 王惠初等， 2012； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018； 龚弥等， 2019； Niuetal.， 2021)。对应上述两种构造演化模式， 对这条碱性岩带的成因和构造背景的解释也主要存在两种代表性观点：一些学者认为这套岩石形成于古亚洲洋板片向华北克拉通下俯冲过程中俯冲板片断离而引发的碰撞后伸展(Zhangetal.， 2010)； 其他学者认为它们是白乃庙岛弧带与华北克拉通北缘弧-陆碰撞后伸展作用的产物(王惠初等， 2012； Tengetal.， 2015； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)。

岩浆岩是地质事件的记录和研究深部地质作用的“探针”， 尤其是碱性岩， 其特殊的地球化学组成及成因过程可以提供地球深部物质组成、演化和地球动力学等方面的重要信息(如， 喻学惠等， 2004； 赵志丹等， 2006； Yingetal.， 2007； Zhaoetal.， 2009； Liuetal.， 2014， 2015)。为了从岩浆岩角度探究古生代期间是否存在古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲， 本文选取了华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世碱性岩带的代表性岩体黄合少正长岩， 开展锆石U-Pb定年、矿物化学和岩石地球化学的研究， 拟从岩浆体系性质、源区特征等方面为这套碱性岩的成因及区域构造演化的讨论提供更多的依据和限定。

1 地质背景

华北克拉通的北面是巨大的中亚造山带(图1a)； 中亚造山带是古亚洲洋长期俯冲消减增生的产物(engör and Natal’in， 1996； Chenetal.， 2000， 2009； Xiaoetal.， 2003， 2009， 2013， 2015； Windleyetal.， 2007； Kröneretal.， 2007； 肖文交等， 2019)。目前为止中亚造山带内发现的最老蛇绿岩为西伯利亚南缘萨彦构造带的Dunzhugur杂岩(Banerjee and Matin， 2013)， 其形成时代为～ 1 020 Ma， 证明古亚洲洋至少在中元古代末期就已经存在(Khainetal.， 2002)。engör和Natal’in(1996)提出集宁-隆化断裂是华北克拉通的北部边界，但考虑到太古宙-早元古代岩石在这条断裂两侧均有分布， 更倾向于把赤峰-白云鄂博断裂作为华北克拉通的北部边界(Shao， 1989； Tang and Yan， 1993； Baietal.， 1993a， 1993b； Xiaoetal.， 2003)。

赤峰-白云鄂博断裂以北发育古生代白乃庙弧岩浆岩和温都尔庙俯冲增生杂岩。白乃庙弧岩浆岩包括钙碱性花岗质侵入岩(花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、石英闪长岩等)和一套火山-沉积序列(主要由玄武岩、安山岩、流纹岩、火山碎屑岩和火山凝灰岩等组成)， 侵位时代集中在470～430 Ma(Xiaoetal.， 2003； Zhangetal.， 2014)。在温都尔庙俯冲增生杂岩中， 发育有早奥陶世的MORB、岛弧和玻安质地球化学属性的蛇绿岩相关岩石(Jianetal.， 2008； Miaoetal.， 2008)。

自早石炭世到晚二叠世， 华北克拉通北缘广泛分布安第斯型陆弧岩浆岩组合， 包括钙碱性辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩等侵入岩以及玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩和凝灰岩等喷出岩， 形成时代集中在347～258 Ma(Zhangetal.， 2007b， 2009a， 2016； 张拴宏等， 2010； Maetal.， 2013)。

晚二叠世-早三叠世时， 古亚洲洋沿索伦缝合带最终碰撞缝合(Chenetal.， 2000， 2009； Xiaoetal.， 2003， 2015； Li， 2006； Songetal.， 2015)。

晚三叠世时， 华北克拉通北缘发育大量超钾质碱性岩， 包括碱性长石正长岩、辉石正长岩、霞石辉石正长岩、含黑榴石辉石正长岩、煌斑岩(含碳酸岩)和单斜辉石岩、黑云母岩等， 侵位时代集中在233～209 Ma之间(牟保磊等， 1992； Yanetal.， 1999； 吴福元等， 2005； 任荣等， 2009； Niuetal.， 2012， 2017； Yangetal.， 2012； Zhangetal.， 2012； 陈斌等， 2013； 汤艳杰等， 2014； 牛晓露等， 2016)。这套钾质碱性岩西起内蒙古包头市， 向东延至吉林省中部， 呈带状分布在华北克拉通北缘， 绵延数千公里(图1)。

2 岩体特征及岩石组成

黄合少正长岩岩体位于内蒙古达尔罕茂明安联合旗(简称“达茂旗”)大苏吉乡黄合少村西北， 岩体中心坐标为41°32′N， 111°10′E。构造位置上属于华北克拉通北缘， 集宁-隆化断裂以北， 赤峰-白云鄂博断裂以南(图1b)。

岩体为东西向展布长条形， 东西长约5.7 km， 南北宽约0.6 km， 出露面积约3.5 km2。岩体北东部和东部被第三系沉积岩和第四系沉积物所覆盖， 其余大部分被早二叠世花岗闪长岩所侵入(图1c)。黄合少正长岩为一套肉红色中细粒-中粗粒含辉石碱性长石正长岩， 主要由单斜辉石(5%～15%)、正长石(80%～90%)和钠长石(5%～10%)组成(图2)， 个别样品中出现石英(含量小于3%)。正长石为中粗粒， 自形-半自形， 发育格子双晶或卡式双晶(图2a～2d)。钠长石为细粒， 呈他形填隙状发育于中粗粒正长石颗粒之间(图2d)。单斜辉石为半自形， 墨绿色-近黑色， 发生绿泥石化和碳酸盐化(图2a、 2b)； 常见单斜辉石内部“长出”单个或多个角闪石颗粒(图2e～2g)， 这些角闪石多为自形， 具灰蓝-深蓝-蓝紫多色性。副矿物可见磷灰石和锆石。

图 1 华北克拉通北缘及内蒙古地区中亚造山带地质简图Fig. 1 Simplified geological map of the northern North China Craton and southeastern Central Asian Orogenic Belta—华北克拉通及周边主要地质单元(据Zhao et al.， 2005)； b—华北克拉通北缘及内蒙古地区中亚造山带主要构造单元以及华北克拉通北缘及周边古生代-早中生代岩浆岩分布(据Xiao et al.， 2003； 张拴宏等， 2010)； c—黄合少正长岩区域地质图a—major tectonic units of the North China Craton and its ajacements (after Zhao et al.， 2005)； b—simplified tectonics units of the southeastern Central Asian Orogenic Belt and the northern margin of the North China Craton showing the distributions of the Pleozoic-Early Meozoic magmatic rocks (modified from Xiao et al.， 2003； Zhang Shuanhong et al.， 2010)； c—geological map of the Huangheshao pluton

3 分析方法

锆石的分选在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。利用重液和磁选相结合的方法从粉碎的岩石样品中把锆石分选出来， 再在双目镜下提纯。锆石制靶、阴极发光图像拍摄、SHRIMP U-Pb定年均在北京离子探针中心完成。将锆石与标样锆石TEMORA一起嵌于树脂样靶中， 并打磨、抛光。利用锆石阴极发光图像， 查明锆石内部结构和成因，以便准确选点。U-Pb同位素测定仪器为二次离子探针质谱计(SHRIMP IIe-MC)。U-Pb定年测试流程参考Williams(1998)。

图 2 黄合少含辉石碱性长石正长岩显微照片(a单偏光， d背散射图像， 其余为正交偏光)Fig. 2 Photomicrographs of the Huangheshao clinopyroxene-bearing alkali-feldspar syenites(a, plain-polarized light; d, backscattered electron image; the others are crossed polars ) Or—正长石； Ab—钠长石； Cpx—单斜辉石； Win—蓝透闪石； Mg-Rb—镁钠闪石Or—orthoclase； Ab—albite； Cpx—clinopyroxene； Win—winchite； Mg-Rb—magnesio-riebeckite

矿物电子探针主量元素分析在中国地质科学院地质研究所自然资源部深地动力学重点实验室完成。仪器型号为JXA-8100， 加速电压15 kV， 束流1×10-8A， 束斑1 μm。采用PRZ方法校正， 分析标样为美国SPI公司的53种矿物， 测试精度优于1%。

全岩主量和微量元素分析在国家地质实验测试中心完成。样品粉末熔成玻璃饼后， 应用X射线荧光光谱仪(PW4400)测定主量元素组成。采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜溶样方法对样品粉末进行溶解， 采用等离子质谱仪(PE300D)测定微量元素含量。

Sr-Nd同位素分析测试在中国地质科学院地质研究所自然资源部同位素地质重点实验室完成。元素的分离和纯化通过传统的阳离子交换柱法来完成。Sr同位素比值测定仪器为MAT262固体同位素质谱计； 标准样品SRM 987 SrCO3测定结果为87Sr/86Sr=0.710 243±12(2σ)； Sr同位素质量分馏采用88Sr/86Sr=8.375 21校正。Nd同位素比值测定是用Nu Plasam HR (Nu Instruments)型等离子体质谱仪测定的； 标准样品GSB 04-3258-2015测定结果为143Nd/144Nd=0.512 442±10(2σ)； Nd同位素质量分馏采用146Nd/144Nd=0.721 9校正； Nd同位素详细分析方法可参考唐索寒等(2017)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

对黄合少碱性长石正长岩(样品HH-16)进行了锆石U-Pb定年。如图3锆石阴极发光图像所示， 大部分锆石颗粒发生了明显的“损伤”， 但局部仍可见明显的岩浆震荡环带， 无明显继承核， Th/U值在2.2～33.6之间。选择震荡环带发育较好的部位进行SHRIMP U-Pb同位素分析测试。

锆石U-Pb定年结果见表1， 年龄谐和图见图4。13颗锆石给出的206Pb/238U年龄分布在402.0±8.2～433.8±9.0 Ma之间， 加权平均年龄为417.6±4.7 Ma(MSWD=1.3)， 指示岩体侵位于晚志留世末期。

图 3 黄合少正长岩的锆石阴极发光图像及反射光照片(反射光照片上的黑斑为SHRIMP U-Pb定年分析位置)Fig. 3 Cathodoluminescence and reflected-light images of representative zircons from the Huangheshao syenites(black spots on the reflected-light images are the locations of SHRIMP U-Pb dating)

表 1 黄合少正长岩的锆石SHIRMP U-Pb定年结果Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating results for the Huangheshao syenites

图 4 黄合少正长岩的锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 Zircon U-Pb concordia age diagram of the Huangheshao syenites

4.2 矿物化学组成

对黄合少正长岩的主要组成矿物单斜辉石(及其中的角闪石)和长石进行了电子探针主量元素分析， 分析结果详见表2、表3、表4。

表 2 华北克拉通北缘黄合少正长岩单斜辉石电子探针分析结果 wB/%Table 2 Microprobe analysis results of clinopyroxene from the Huangheshao syenites

表 3 华北克拉通北缘黄合少正长岩角闪石电子探针分析结果 wB/%Table 3 Microprobe analysis results of amphibole from the Huangheshao syenites

表 4 华北克拉通北缘黄合少正长岩长石电子探针分析结果 wB/%Table 4 Microprobe analysis results of feldspar from the Huangheshao syenites

4.2.1 单斜辉石

4.2.2 角闪石

黄合少正长岩样品中， 角闪石均“长在”辉石颗粒上(图2e～2g)， 常见单颗单斜辉石内部转化为一颗或多颗自形角闪石(图2f、2g)， 角闪石多自形， 具灰蓝-深蓝-蓝紫多色性。黄合少正长岩的角闪石成分详见表3， 计算获得(Ca+Na)B=1.60～1.94， NaB=0.58～1.50， 属于钠钙质角闪石或钠质角闪石系列， 具体为蓝透闪石-铁蓝透闪石或镁钠闪石-钠闪石(图6)。

4.2.3 长石

黄合少正长岩中的长石成分详见表4， 分类图解见图7。黄合少正长岩中的长石为碱性长石(即钾钠长石系列)， 在化学组成上集中于钾长石(An0Ab2～5Or95～98)和钠长石(An0Ab95～100Or0～5)两个端员。

4.3 全岩主量和微量元素组成

黄合少正长岩的主量和微量元素组成见表5。其SiO2含量为60.44%～65.00%， TiO2含量为0.02%～0.37%， Al2O3含量为15.30%～18.11%， Na2O和K2O含量分别为1.52%～4.13%和8.66%～13.78%，TFe2O3和MgO的含量分别为0.55%～2.83%和0.04%～0.73%， CaO含量为0.08%～3.27%。黄合少正长岩具有较高的全碱含量(Na2O+K2O=12.79%～15.30%)和较高的里特曼指数(σ=8.48～11.09)； 在深成岩的全碱-硅(TAS)分类命名图解上， 样品落入霞石正长岩-正长岩及其上方区域， 指示样品碱度较高， 属于碱性岩系列(图8a)； 较高的K2O/Na2O值(2.10～9.07) 指示其为钾质碱性岩(图8b)。

在主量元素哈克图解上(图9)， 随着SiO2含量增加， Al2O3含量呈线性增加， Na2O含量无规律性变化； K2O含量和全碱含量(Na2O+K2O)略微增加； CaO、MgO、Fe2O3、P2O5和TiO2含量明显降低。元素的含量演化趋势与不同样品的矿物组成直接相关： SiO2含量增加， 伴随着辉石含量降低， 钾长石含量升高， 从而导致全岩Al2O3和K2O含量增加， 而CaO、MgO、Fe2O3、P2O5和TiO2含量降低。全岩Na2O含量与钠长石和钠钙质角闪石(或钠质角闪石)含量相关。

为比较研究， 图8还给出了华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世其他代表性碱性岩体的成分， 自西向东这些岩体有： 固阳东高家村角闪正长岩、白菜沟石英正长岩-碱性花岗岩、四子王旗以东古城正长岩和乌兰哈达石英正长岩(Zhangetal.， 2010； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018； Niuetal.， 2021)。如图所示， 这些岩体均具有较高的全碱含量， 属于碱性岩系列(图8a)。在K2O-Na2O图解上(图8b)， 古城正长岩与本文黄合少正长岩相似， K2O/Na2O值高于1， 属钾质碱性岩； 而其他岩体的K2O/Na2O值低于1， 为钠质碱性岩。

表 5 黄合少正长岩主量(wB/%)和微量、稀土元素(wB/10-6)组成Table 5 Major(wB/%) and trace element (wB/10-6)compositions of the Huangheshao syenites

黄合少正长岩的球粒陨石标准化稀土元素(REE)配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图见图10。黄合少正长岩的REE总量较低， 为3.63×10-6～84.28×10-6； 尽管不同样品REE总量变化范围较大， 但总体上具有一致的右倾型配分模式， 富集轻稀土元素、亏损重稀土元素， (La/Yb)CN=4.58～23.47； Eu异常不明显， 呈轻微Eu负异常或正异常， δEu=0.61～1.05。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上， 样品以富集Rb、Ba、K、Pb、Sr、Zr和Hf， 亏损Nb、Ta和Ti为特征(图10b)。为对比研究， 图10中也给出了同为钾质碱性岩的古城岩体的REE配分模式和微量元素蛛网图分布； 总体上， 古城岩体具有与黄合少正长岩一致的REE及微量元素配分模式。在黄合少正长岩的微量元素对SiO2哈克图解上(图11)， 相容元素V、Ni和Co随SiO2含量增加而降低； 这是因为这3个元素主要赋存在暗色矿物辉石和角闪石内， 样品的SiO2含量越高， 辉石或角闪石含量就低， V、Ni和Co的含量就降低。

图 5 黄合少正长岩单斜辉石成分分类图解(据Morimoto et al.， 1988)Fig. 5 Classification diagrams of clinopyroxene from the Huangheshao syenites (after Morimoto et al.， 1988)a—辉石系列划分图解： Q=Ca+Mg+Fe2+， J=2 Na(基于6个氧原子计算的离子个数)； b—辉石分类图解； Wo—硅灰石； En—顽火辉石； Fs—斜方铁辉石； Jd—硬玉； Ae—霓石a—series discrimination diagram of clinopyroxene， Q=Ca+Mg+Fe2+， J=2 Na (atoms per formula unit calculated based on 6 oxygens)； b—classification diagram of clinopyroxene； Wo—wollastonite； En—enstatite； Fs—ferrosilite； Jd—jadeite； Ae—aegirine

图 6 黄合少正长岩角闪石成分分类图解(据Leake et al.， 1997)Fig. 6 Classification diagrams of amphibole from the Huangheshao syenites (after Leake et al.， 1997)a—钠钙质角闪石分类图解； b—钠质角闪石分类图解； 图中横纵坐标为23个氧原子计算的离子数或离子数比值a—classification diagram of sodic-calcic amphibole； b—classification diagram of sodic amphibole； The values of abscissa and ordinate in the figures are the atoms (or their ratios) per formula unit calculated based on 23 oxygens

图 7 黄合少正长岩长石成分分类图解Fig. 7 Classification diagrams of feldspar from the Huangheshao syenites

而如图11所示， 不相容元素Ba和Th含量与SiO2含量无相关性； 元素Sr、La、Nb和Zr总体上随SiO2含量增加而降低， 但相关性不明显。

图 8 黄合少正长岩及华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世其他代表性碱性岩的分类图解Fig. 8 Chemical classification diagrams of Huangheshao syenites and other representive Late Silurian to Early Devonian potassic alkaline rocks on the northern margin of the North China Craton

图 9 黄合少正长岩主量元素对SiO2哈克图解Fig. 9 Hark diagarm of major elements versus SiO2 contents for the Huangheshao syenites

图 10 黄合少正长岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式(a， 标准化数据据Boynton， 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b， 标准化数据据Sun and McDonough， 1989)Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns (a, chondrite values are from Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b, the primitive mantle values are from Sun and McDonough, 1989) for the Huangheshao syenites

4.4 全岩Sr-Nd同位素组成

黄合少正长岩的Sr-Nd同位素组成见表6。根据锆石U-Pb年龄， 采用417 Ma进行初始同位素组成的计算。黄合少正长岩样品的初始87Sr/86Sr比值为0.704 1～0.706 1，εNd(t)=-25.5～-22.1。

表 6 黄合少正长岩体的Sr-Nd同位素组成Table 6 Sr-Nd isotopic compositios of the Huangheshao syenites

5 讨论

5.1 华北克拉通北缘发育晚志留世末-早泥盆世碱性岩浆作用

黄合少正长岩的锆石U-Pb加权平均年龄为417.6±4.7 Ma(MSWD=1.3)， 指示岩体侵位于晚志留世末期。除了本文研究的黄合少正长岩， 华北克拉通北缘在晚志留世末-早泥盆世期间还发育其他碱性侵入体， 如：内蒙古固阳东高家村角闪正长岩[锆石SHRIMP U-Pb年龄为399 Ma(王惠初等， 2012)； 锆石LA-ICP MS U-Pb年龄为396 Ma(Zhang Q Qetal.， 2018)]、固阳东白菜沟石英正长岩-二长花岗岩[锆石LA-ICP MS U-Pb年龄为402～395 Ma(Zhang Q Qetal.， 2018)]、四子王旗东古城岩体(又称三道沟岩体)碱性长石正长岩和单斜辉石岩[正长岩锆石LA-ICP MS U-Pb年龄为409～408 Ma和401～398 Ma(Zhangetal.， 2010， Zhang Q Qetal.， 2018)； 锆石SHRIMP U-Pb年龄为415 Ma(Niuetal.， 2021)]、乌兰哈达二长岩-辉石岩[382～377 Ma(Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)]， 水泉沟碱性杂岩体[锆石SHRIMP U-Pb年龄为390 Ma(罗镇宽等， 2001； Jiang， 2005)]。

这些碱性岩沿华北克拉通北缘自西向东展布(图1b)， 主要分布于集宁-隆化断裂以北； 侵位时代主要集中在晚志留世末-早泥盆世； 岩石类型以正长岩为主， 个别岩体见二长岩和单斜辉石岩。其中， 单斜辉石岩常见堆晶结构， 在岩体中呈团块状或条带状产出， 可能形成于母岩浆强烈结晶-分异-堆晶作用(Niuetal.， 2021)。

图 11 黄合少正长岩微量元素对SiO2哈克图解Fig. 11 Hark diagarm of representative trace elements versus SiO2 contents for the Huangheshao syenites

其实， 除上述以正长岩为主的碱性岩外， 华北克拉通北缘还发育一些其他早泥盆世岩浆岩。在冀北承德地区沿大庙断裂带出露一些主要由辉石岩和角闪岩组成的基性-超基性杂岩体， 分布在红石砬、二道沟、下哈叭沁和龙王庙等地， 侵位时代集中在399～382 Ma之间(Zhangetal.， 2009b； Tengetal.， 2015)； 承德北部孤山二长闪长岩， 侵位年龄在390 Ma左右(Zhangetal.， 2007a)； 在赤峰地区红山、红庙子和鸡冠山等地发育正长花岗岩-正长花岗斑岩， 它们具有A型花岗岩的成因特征， 锆石U-Pb年龄分布在393～377 Ma之间(Shietal.， 2010； 徐博文等， 2015； Zhang Q Qetal.， 2018)。

上述碱性岩、基性-超基性岩及A型花岗岩沿华北克拉通北缘东西向展布， 指示华北克拉通北缘在晚志留世末-早泥盆世期间发育了一期与古亚洲洋俯冲相关的岩浆作用,这期岩浆作用的发育， 对探讨古亚洲洋与华北克拉通北缘的地质演化至关重要。

5.2 岩浆体系性质

黄合少正长岩的矿物组成及全岩主量元素组成指示其岩浆体系为钾质碱性岩系列。岩石的矿物组合、成分及结晶序列直接受岩浆体系成分和物理化学条件的控制。黄合少岩体主要岩石类型为含辉石碱性长石正长岩， 主要组成矿物为霓辉石和钾长石； 出现钠长石、钠钙质和钠质角闪石。钠长石为细粒、他形填隙状发育于中粗粒正长石颗粒之间， 指示其为岩浆演化后期的产物； 钠钙质和钠质角闪石均长在辉石颗粒内部， 为辉石与富钠残余岩浆反应的产物。黄合少正长岩具有较高的全碱含量(Na2O+K2O=12.79%～15.30%)和里特曼指数(σ=8.48～11.09)， 较高的K2O含量(8.66%～13.78%)和K2O/Na2O值(2.10～9.07)。矿物组成和全岩地化数据表明黄合少正长岩为SiO2-Al2O3-K2O-Na2O-CaO-FeO体系。

同带的古城岩体具有与黄合少正长岩相似的矿物组合和元素组成。古城岩体也以含辉石碱性长石正长岩为主， 并出现堆晶单斜辉石岩； 组成矿物以单斜辉石(透辉石-钙铁辉石-普通辉石)和钾长石为主， 钠长石也呈细粒填隙状发育(Niuetal.， 2021)； 也具有较高的全碱含量(Na2O+K2O=3.74%～15.36%)、里特曼指数(σ=1.60～10.78)及K2O/Na2O值(1.19～9.36； Niuetal.， 2021)； 同黄合少正长岩一样， 也为钾质碱性岩系列(图8)。

华北克拉通北缘其他晚志留世末-早泥盆世碱性岩体(以高家村角闪正长岩、白菜沟石英正长岩-碱性花岗岩和乌兰哈达石英正长岩为代表； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)主要组成矿物为斜长石、钾长石、角闪石和单斜辉石； 在全岩主量元素组成上， 也具有较高的全碱含量和里特曼指数(σ=2.35～19.01)。 但与黄合少和古城岩体不同的是， 这些岩体具有较低的K2O/Na2O值(0.26～1.09)， 为钠质碱性岩系列(图8)。

因此， 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世碱性岩可以分为两类：一类为钾质碱性岩， 以古城和黄合少正长岩为代表； 一类为钠质碱性岩， 以高家村角闪正长岩、白菜沟石英正长岩和乌兰哈达二长岩为代表。

5.3 富集岩石圈地幔源区

如上所述， 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世的碱性岩可以分为钾质碱性岩和钠质碱性岩两类。本文主要探讨以古城和黄合少正长岩为代表的钾质碱性岩的成因。

碱性长石正长岩不是与地幔橄榄岩平衡的熔体， 而是经过结晶分异排除更多铁镁组分的残余岩浆， 但其岩浆体系性质及元素和同位素组成仍可以提供重要的成因信息(Niuetal.， 2012， 2016， 2021)。黄合少正长岩的岩浆体系性质、元素和同位素组成特征支持其母岩浆起源于富集地幔的部分熔融。主要依据如下：

(1) 黄合少正长岩的主要岩石类型为含辉石碱性长石正长岩； 同带的古城岩体主要岩石类型除含辉石碱性长石正长岩以外， 还发育单斜辉石岩。 这两个岩体具有相似的岩浆体系性质和主微量元素组成(图8、图9)， 均为钾质碱性岩。这样的岩石组成和岩浆体系性质要求岩体起源于地幔。地壳岩石(中基性麻粒岩或片麻岩)部分熔融形成的岩浆通常为闪长质或花岗质(Rapp and Watson， 1995)。

(2) 黄合少正长岩具有富集放射性成因的Sr同位素组成(初始87Sr/86Sr=0.704 1～0.706 1)特征。在微量元素对SiO2哈克图解上， 随着SiO2含量增加， Sr含量总体呈下降趋势； 演化程度最低的样品HH-31(SiO2含量最低， 为60.44%)的Sr含量(835×10-6)远远高于地壳的Sr含量(地壳平均Sr含量为320×10-6； Rudnick and Gao， 2003)， 这表明岩体母岩浆具有远高于地壳的Sr含量，使得岩体的Sr同位素组成对地壳混染不敏感。 因此， 黄合少岩体的Sr同位素组成可以反映地幔源区的Sr同位素组成， 指示源区地幔为富集岩石圈地幔。同样的， 古城岩体也具有较高的Sr含量(1 591×10-6～4 807×10-6)， 其Sr同位素组成(初始87Sr/86Sr=0.705 4～0.706 3； Niuetal.， 2021)也反映了其源区为富集岩石圈地幔。

(3) 在微量元素组成上， 这两个岩体均富集轻稀土元素， 富集大离子亲石元素， 也支持源区为富集岩石圈地幔。

5.4 俯冲沉积物的地幔交代作用

钾质-超钾质碱性岩通常形成于交代地幔的部分熔融(Foleyetal.， 1987)， 越来越多的证据表明源区沉积物和/或碳酸盐交代作用在碱性岩成因中发挥了重要作用(如， Conticellietal.， 2007， 2015； Prelevi·etal.， 2008； Avanzinellietal.， 2009； Tommasinietal.， 2011； Niuetal.， 2012， 2017； Guoetal.， 2014； Liuetal.， 2014， 2015)。

黄合少和古城岩体的Sr同位素组成也要求其源区地幔发生过来自俯冲沉积物的交代作用。山东蒙阴奥陶纪金伯利岩中钙钛矿原位初始Sr同位素组成为0.703 71(Yangetal.， 2009)， 可以代表古生代时华北克拉通岩石圈地幔的Sr同位素组成。如上所述， 黄合少和古城这两个岩体的Sr同位素可以反映其源区岩石圈地幔的Sr同位素组成， 其初始87Sr/86Sr值分别为0.704 1～0.706 1和0.705 4～0.706 3， 均高于金伯利岩所反映的当时华北克拉通岩石圈地幔的Sr同位素比值。 此富集放射性成因的Sr同位素组成可以由俯冲沉积物对岩石圈地幔的交代作用引起。基于二元简单混合模型(Langmuiretal.， 1978)模拟计算表明， 约1%～30%的俯冲沉积物[全球俯冲沉积物平均成分Sr=380×10-6，87Sr/86Sr=0.718(Plank and Langmuir， 1998)]对华北克拉通古生代岩石圈地幔[Sr=600×10-6，87Sr/86Sr=0.704(郑建平等， 1999； Yangetal.， 2009)]的交代， 即可以成功解释黄合少和古城这两个岩体的Sr同位素组成(也即其源区岩石圈地幔的Sr同位素组成)(图12)。图12中， 线A为华北克拉通古生代岩石圈地幔(SCLM； 郑建平等， 1999； Yangetal.， 2009)与全球俯冲沉积物(GLOSS； Plank and Langmuir， 1998)的Sr-Nd同位素混合趋势线； 线B～F为地幔部分熔融形成的熔体与TTG片麻岩(Jahnetal.， 1987； Liuetal.， 2000)二元混合趋势线(Langmuiretal.， 1978)：线B为未受俯冲沉积物(GLOSS)交代的岩石圈地幔熔体与TTG片麻岩二元混合趋势线， 线C、D、E和F分别为受到10%、20%、30%和40%俯冲沉积物交代后的地幔部分熔融形成的熔体与TTG片麻岩的混合趋势线。各混合端员的Sr、Nd含量及同位素比值详见表7。为比较研究， 图中也给出了同带钾质碱性岩古城岩体的Sr-Nd同位素分布(Zhangetal.， 2010； Zhang Q Qetal.， 2018； Niuetal.， 2021)以及亏损地幔(DM； Rudnicketal.， 2004)和华北克拉通镁铁质下地壳(张国辉等， 1998； Zhouetal.， 2002； Liuetal.， 2004)的Sr-Nd同位素组成。此外， 黄合少和古城岩体均具有较高的Sr、CaO和K2O含量， 这些元素特征也是源区发生俯冲沉积物交代作用的表现(Conticellietal.， 2007， 2015； Avanzinellietal.， 2009)。

图 12 黄合少正长岩的Sr-Nd同位素组成Fig. 12 Sr-Nd isotopic compositions of the Huangheshao syenites

表 7 Sr-Nd同位素混合计算过程中各端员参数Table 7 Parameters used in Sr-Nd modelling calculations

古生代以来， 华北克拉通北缘的构造岩浆演化与古亚洲洋的地质演化密切相关。黄合少和古城正长岩的成因表明， 在早古生代时即存在古亚洲洋板片向华北克拉通下的俯冲； 俯冲板片及上覆沉积物会发生部分熔融， 形成的熔体和/或流体交代上部岩石圈地幔， 会形成含金云母/角闪石、单斜辉石等交代矿物的脉体(McInnes and Cameron， 1994)。Foley(1992)提出“脉体+围岩”熔融模型来解释钾质碱性岩的成因， 认为岩浆是由来自脉体熔融形成的熔体和来自围岩熔融形成的熔体不同程度混合而成, 以脉体为主部分熔融形成的岩浆通常为超钾质碱性岩。黄合少和古城正长岩为钾质-超钾质碱性岩， 可以用中等或较高的脉体/围岩熔融比例来解释。

黄合少和古城正长岩均具有变化范围较大且富集非放射性成因的Nd同位素组成， 黄合少正长岩εNd(t)=-25.5～-22.1(表6)， 古城正长岩的εNd(t)=-23.4～-10.1(Niuetal.， 2021)，这可能是岩浆在侵位过程中遭受TTG片麻岩的混染引起的。

不同于Sr元素， 黄合少正长岩的Nd含量较低(0.26×10-6～2.76×10-6； 表5)， 这使得其Nd同位素组成极易受到地壳混染的影响。华北克拉通基底岩石主要由前寒武TTG片麻岩、基性麻粒岩/角闪岩组成(Jahnetal.， 1987； Liu S Wetal.， 2000； Zhouetal.， 2002； Liu Y Setal.， 2004)。基性麻粒岩/角闪岩的Nd同位素组成(εNd=-24～-12； 张国辉等， 1998； Zhouetal.， 2002； Liuetal.， 2004)与古城正长岩相似， 但较黄合少正长岩更为富集放射性成因同位素， 因此， 黄合少和古城正长岩的Nd同位素组成不可能由基性麻粒岩或角闪岩的混染引起。而TTG片麻岩具有较低的Nd同位素组成(εNd=-44～-25； Jahnetal.， 1987； Liuetal.， 2000)， 少量TTG片麻岩的混染即可引起岩浆体系Nd同位素的明显变化。二元简单混合(Langmuiretal.， 1978)模拟计算表明， 分别10%～15%和1%～10%左右TTG片麻岩的混染即可解释黄合少正长岩和古城正长岩的Nd同位素组成(图12)。

5.5 构造背景及区域地质演化

一般认为， 寒武纪至早奥陶世之前， 华北克拉通北缘为被动陆缘； 中晚奥陶世时， 华北克拉通北缘已演化为活动陆缘(Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003； Miaoetal.， 2007)。早奥陶世时， 古亚洲洋内发育北向洋内俯冲作用， 形成乌兰岛弧(Xiaoetal.， 2003)； 随着俯冲作用的进行， 此岛弧与华北克拉通北缘发生碰撞， 导致了乌兰岛弧增生到华北克拉通之上， 形成了由俯冲增生杂岩和蛇绿岩序列组成的乌兰岛弧杂岩(Xiaoetal.， 2003； Wilhemetal.， 2012)。此弧-陆碰撞之后， 新的南向俯冲作用开始发生， 导致华北克拉通北缘开始处于安第斯型活动陆缘构造阶段， 发育了中奥陶世-早志留世白乃庙陆弧岩浆以及温都尔庙增生杂岩(Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003)。但Zhang等(2014)研究发现， 白乃庙弧岩浆岩的基底具有塔里木或扬子克拉通属性， 与华北克拉通基底性质不一致； 白乃庙弧岩浆岩带是通过弧-陆碰撞增生到华北克拉通北缘的， 并非是发育在华北克拉通之上的陆弧岩浆， 认为古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲始于石炭纪。

如上文所述， 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世钾质碱性岩的发育， 要求在岩体形成之前， 即早-中志留世或晚奥陶世时便发育古亚洲洋板片向华北克拉通下的俯冲； 俯冲板片(及上覆沉积物)相关熔体或流体对岩石圈地幔进行交代， 形成含金云母/角闪石、单斜辉石等交代矿物脉体的易熔地幔。实际上， 温都尔庙群奥陶纪-志留纪高p/T变质作用以及华北克拉通北缘弧前和弧后盆地的发育， 也被认为与古生代期间古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲作用相关(Tang and Yan， 1993； Deetal.， 2006； Xuetal.， 2013， 2015； Zhang J Retal.， 2018)。

晚志留世时， 华北克拉通北缘的地质演化被一次构造事件所影响， 表现为白乃庙弧岩浆岩和温都尔庙增生杂岩被浅海碎屑沉积岩不整合覆盖(Wang and Liu， 1986； Shao， 1989； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003)， 意味着古亚洲洋向华北克拉通俯冲相关的地质作用已不再活跃。但是， 自石炭纪到二叠纪， 华北克拉通北缘继续发育大量的陆弧岩浆作用(Zhangetal.， 2007b， 2009a， 2016； 张拴宏等， 2010； Maetal.， 2013)， 表明晚志留世时古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲作用只是暂时性的中断(Wilhemetal.， 2012)， 自石炭纪开始， 俯冲作用又重新启动。

实际上， 晚志留世时， 不仅华北克拉通北缘， 中亚造山带兴蒙地区也经历了一次明显的构造事件。在内蒙古达茂旗巴特敖包附近， 发育志留系西别河组与奥陶系火山岩的不整合(Zhang and Tang， 1989； Rongetal.， 2001； Johnsonetal.， 2001)； 在苏尼特左旗-锡林浩特一带， 志留系磨拉石不整合于早期花岗质岩体之上(Zhang and Tang， 1989)， 表明在晚志留世末之前曾发生过一次区域上较强烈的造山或地壳运动(Tang， 1990； 石玉若等， 2014)。

导致晚志留世时古亚洲洋向华北克拉通下俯冲作用中断的构造事件， 学者们普遍认为是古亚洲洋上的某微陆块与华北克拉通北缘在此时发生了碰撞拼贴：Yue等(2001)提出苏尼特(或锡林浩特)微陆块与华北克拉通发生了碰撞； Jian等(2008)认为图林凯岛弧增生到巴特微陆块上； Wilhem 等(2012)从全球板块构造角度的空间及动力学研究认为， 志留纪时哈萨克斯坦陆块和华北克拉通位置很接近， 可能发生了哈萨克斯坦与华北克拉通的斜碰撞。也有部分学者认为， 古亚洲洋在晚志留世末(泥盆纪之前)已发生了闭合(Xuetal.， 2013， 2015； Chenetal.， 2015； Zhang J Retal.， 2018)。

不论是上述哪种构造过程， 可以确定的是， 华北克拉通北缘在晚志留世末期至早泥盆世时处于碰撞后伸展地球动力学背景下， 从而导致被俯冲沉积物交代的、含金云母/角闪石和单斜辉石等交代矿物的易熔岩石圈地幔发生部分熔融， 形成了以黄合少和古城正长岩为代表的碱性岩带。

除了本文研究的晚志留世末-早泥盆世这期碱性岩， 在华北克拉通北缘还发育一期晚三叠世钾质-超钾质碱性岩，分布于集宁-隆化断裂以南(图1b)， 也呈东西向带状展布， 自西向东代表性岩体有：内蒙古包头东霞石正长岩(214 Ma； Zhangetal.， 2012； 牛晓露等， 2016)、凉城正长岩(227 Ma； 未发表数据)、山西大同煌斑岩(229 Ma； Niuetal.， 2017)、河北姚家庄超镁铁岩-正长岩杂岩体(209 Ma； 陈斌等， 2013)、矾山超镁铁岩-正长岩杂岩体(225～218 Ma； 任荣等， 2009； Niuetal.， 2012)、辽西凌源河坎子霞石正长岩(226～224 Ma； Yangetal.， 2012)、辽东赛马-柏林川正长岩(233 Ma； 吴福元等， 2005)。与晚志留世末-早泥盆世碱性岩相比， 晚三叠世碱性岩更为富钾贫硅， 多为二氧化硅不饱和过碱性岩， 未受明显地壳混染或混染程度极低(Niuetal.， 2012， 2017； 陈斌等， 2013； 牛晓露等， 2016)。研究表明这些碱性岩形成于含金云母/角闪石-单斜辉石富集地幔的低程度部分熔融， 源区地幔受到了来自古亚洲洋俯冲板片(及上覆沉积物， 包括碳酸盐)相关熔体/流体的交代作用(Yangetal.， 2012； Niuetal.， 2012， 2017； 陈斌等， 2013； Houetal.， 2015； 牛晓露等， 2016)。这套三叠纪钾质-超钾质碱性岩的发育， 指示华北克拉通北缘此时已处于强烈伸展构造动力学背景中， 为中亚造山带各块体最终拼贴完成之后的陆内伸展演化阶段。

碱性岩一般多在构造旋回的晚期阶段形成(Faure， 2001)， 华北克拉通北缘两期钾质碱性岩的发育， 指示古亚洲洋与华北克拉通北缘相互作用过程中可能存在两个构造旋回。综合本文发现及前人关于古亚洲洋演化及华北克拉通北缘岩浆岩相关研究成果， 认为古亚洲洋与华北克拉通北缘的相互作用可能经历了如下过程：

(1) 奥陶纪-泥盆纪构造旋回：奥陶纪时， 由于乌兰岛弧增生拼贴到华北克拉通北缘， 启动了古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲； 晚志留世时， 古亚洲洋上的微陆块拼贴碰撞到华北克拉通北缘， 导致俯冲作用暂停； 晚志留世末-早泥盆世时， 华北克拉通北缘处于碰撞后伸展构造环境， 导致被俯冲沉积物交代的岩石圈地幔发生部分熔融， 从而发育晚志留世末-早泥盆世碱性岩。

(2) 石炭纪-三叠纪构造旋回：石炭纪时， 古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲作用重新启动， 导致克拉通北缘发育大量安第斯型陆弧岩浆； 晚二叠世-早三叠世时， 古亚洲洋闭合， 华北克拉通与蒙古陆块沿索伦缝合带最终碰撞缝合； 晚三叠世时， 华北克拉通北缘进入陆内强烈伸展演化阶段， 发育晚三叠世钾质-超钾质碱性岩。

6 结论

(1) 华北克拉通北缘发育一期晚志留世末-早泥盆世碱性岩岩浆作用； 在岩浆体系性质上， 这套碱性岩分为两类： 一类为钾质碱性岩， 以古城和黄合少正长岩为代表； 一类为钠质碱性岩， 以高家村角闪正长岩、白菜沟石英正长岩和乌兰哈达二长岩为代表。

(2) 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世钾质碱性岩起源于被俯冲沉积物交代的富集岩石圈地幔源区, 在侵位过程中， 普遍受到地壳物质不同程度的混染。

(3) 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世钾质碱性岩的发育， 指示在古生代期间， 发育古亚洲洋板片向华北克拉通下的俯冲， 俯冲相关物质对上覆岩石圈地幔进行交代； 晚志留世末期-早泥盆世时， 由于微陆块的碰撞拼贴， 华北克拉通北缘暂时处于碰撞后伸展演化阶段。

(4) 华北克拉通北缘晚志留世末-早泥盆世及晚三叠世两期碱性岩的发育， 指示古亚洲洋与华北克拉通北缘相互作用过程中可能存在两个构造旋回： 奥陶纪-泥盆纪期间的大洋俯冲-微陆块碰撞-克拉通北缘区域伸展(晚志留世末-早泥盆世碱性岩发育)构造旋回； 石炭纪-三叠纪期间的大洋俯冲-陆陆碰撞-克拉通北缘陆内强烈伸展(晚三叠世碱性岩发育)。

致谢中国地质科学院地质研究所唐索寒研究员和离子探针中心车晓超在Sr-Nd同位素分析测试和锆石定年相关工作中给予了指导和帮助； 两位审稿专家对论文进行了细致认真的审阅， 并提出了宝贵的建设性修改意见， 在此一并表示衷心感谢！