华北克拉通南缘古元古代早期岩浆作用及构造演化

王敬宇,龙晓平,翟明国

(1.西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069；2.中国科学院 地质与地球物理研究所, 北京 100029)

板块构造是现今地球独有的构造形式,其启动时间和机制一直是地球科学领域的重大科学问题[1-4]。由于不同学者对板块构造定义的差异性解读,板块构造的启动时间跨度较大,从冥古宙(>40亿年前)一直到新元古代(<10亿年前),跨越近3/4的地球历史。虽然目前对于板块构造何时成为主要构造机制存在争议,但是，研究者普遍认为在古太古代已经完成转变[4]。早期板块构造问题与大陆地壳的形成和演化密切关联,因此，探究地壳成分的变化与板块构造机制转变之间的联系是解决这一问题的关键。太古宙末期(25亿年),花岗质岩浆活动从以钠质为绝对主导转变为钾质花岗岩的广泛出现,意味着大陆表壳物质发生了再循环以及大陆的成熟化,暗示板块构造可能已经启动[4]。而且,太古宙尤其是新太古代末期与古元古代早期在岩浆作用、变质作用、构造体制和古大陆演化存在明显的过渡关系,之后不久便出现了一个长达 250 Ma 的构造停滞期(2.45～2.2Ga),直到古元古代中晚期(2.2～1.6 Ga)全球构造活动再度活跃[5]。因此,2.45～2.2 Ga这一特殊时期很有可能是前寒武纪构造机制发生转折的关键期,起着承上启下的作用。

Condie等人曾经对全球的碎屑沉积岩和岩浆岩中的锆石U-Pb年龄进行了汇编,发现在2.45～2.2Ga期间呈现明显的低谷(见图1)。在此期间,全球只有零星的绿岩带、TTG岩套和大火成岩省的记录,并伴随着一系列重大环境的巨变,如大规模条带状铁矿的形成、海水成分的巨变、全球硫同位素分馏等,最为显著的是大氧化事件和休伦冰期事件[6]。不少学者认为这很可能与全球性的板块构造运动停滞有关,俯冲的停滞导致火山作用及陆壳生长的暂停,并将古元古代岩浆活动明显减少的这段时期称为“静寂期”[6-8]。近些年来,随着区域数据的不断完善,在2.45～2.2 Ga期间，全球构造-岩浆作用并不完全“平静”,在局部地区表现为汇聚板块边缘的构造作用和新生地壳的产生,形成了一定量的增生造山带,在加拿大西部、中国、印度、非洲、澳大利亚和格陵兰岛都有记录[8-15]。其中,以北美大陆Rae克拉通西缘的Arrowsmith造山带,南美大陆圣弗朗西斯科克拉通的Minerio造山带,华北克拉通的中部造山带较为典型,在这些地区相继有古元古代早期(2.45～2.2 Ga)与俯冲相关的岩石记录[8-9]。然而,2.45～2.2 Ga的岩浆记录相对全球岩浆活动来说仍然只占的很小一部分,研究程度较为薄弱,这在一定程度上阻碍了对早古元古代构造演化的认知。

图1 锆石 U-Pb 年龄数据统计分布图[43]Fig.1 Statistical distribution of zircon U-Pb age data

华北克拉通作为我国出露面积最大和最古老的陆块,记录并保存了早前寒武纪漫长的演化历史[16-17]。近年来,在华北克拉通的北部、中部、南部以及西缘相继有近乎同期2.45～2.2 Ga岩浆活动的报道,识别出各种不同类型的岩石记录,包括辉长-闪长岩、TTG质片麻岩和花岗岩等[12,18-42]。其中,华北克拉通南缘作为呈近东西向分布的早前寒武纪变质基底,这一时期的岩浆活动异常发育,2.45～2.20 Ga地质体广泛分布,是华北克拉通“静寂期”岩浆活动最为典型的地区,这为探究该时期的岩浆作用、构造背景,以及壳-幔演化过程提供了理想的场所。

1 华北克拉通南缘地质概况

目前,学者普遍认为华北克拉通变质基底是由多个微陆块沿相应的活动带拼贴而成的,而对于微陆块存在的数量、拼合时间和方式尚存在争议,相应出现了不同的构造演化模式[16-17,43-48]。赵国春及其合作者在系统研究总结华北克拉通变质基底变质演化特征的基础上,进一步识别出了中部造山带、胶—辽—吉带、孔兹岩带3条古元古代构造带,并将华北克拉通划分为西部陆块和东部陆块(见图2A)。西部陆块主要是由阴山陆块和鄂尔多斯陆块在约1.95 Ga沿孔兹岩带碰撞拼合而成；东部陆块又可进一步划分为龙岗地块和狼林地块以及位于两者之间胶—辽—吉带。其中,东部陆块和西部陆块则由中部造山带分割开来。中部造山带作为华北克拉通关键的地质单元,又可划分为以宣化、怀安、恒山、阜平、太华杂岩等为代表的高级变质杂岩区和以五台、吕梁、赞皇、中条、登封杂岩等为代表的低级变质的花岗-绿岩带。其中,太华杂岩和登封杂岩是华北克拉通南缘的主要地质单元,由大致呈近东西向展布的新太古代—古元古代地质体组成,主要分布在中条、小秦岭、鲁山、熊耳山、登封、舞阳等地。华北克拉通南缘出露的前寒武纪岩石(地层)较为集中,岩石序列发育完整,是我国保存较完整前寒武纪结晶基底及盖层的地区之一(见图2B)[49-52]。

图2 华北克拉通南缘早前寒武纪地体简图[17，27]Fig.2 Sketch map of the Early Precambrian terranes in the southern section of North China Craton

1.1 太华杂岩

太华杂岩是华北克拉通南缘出露面积最大的前寒武纪结晶基底,整体呈北西—南东方向展布,向西绵延数百公里,由西向东主要出露于小秦岭、崤山、洛宁、熊耳山、鲁山、舞阳等地,类似的岩石组合向西一直延伸到甘肃陇山地区,向东则可与安徽的霍邱和蚌埠杂岩相对比,其中，以河南鲁山、熊耳山以及豫陕交界的小秦岭地区的岩石出露最为典型[50]。太华杂岩主要为太古代的TTG质片麻岩、钾质花岗岩、斜长角闪岩和古元古代以泥质片麻岩、大理岩为代表的表壳岩,普遍经历角闪相变质作用,局部地区出露(高压)基性麻粒岩[49,50,52],太华杂岩的上覆盖层为不整合接触的1.78～1.75 Ga熊耳群火山岩[53-54]。华北克拉通南缘发育2.8～2.7 Ga以及 2.6～2.5 Ga 两期太古代岩浆作用是华北克拉通普遍具有的特征,以发育大规模的 TTG 岩石组合为特征,代表中太古代晚期和新太古代晚期两次重要的陆壳生长事件;同时，华北克拉通南缘又以发育独特的2.3 Ga岩浆活动与华北克拉通其他地区相区分。早期的观点普遍认为华北克拉通南缘具有统一的太古代结晶基底。然而,近些年来随着年代学测试技术的不断提高,大量的研究数据表明太华杂岩在不同区域出露的变质结晶基底的年代学并不统一[27,30, 39,41-42]。其中，在小秦岭地区出露的太华杂岩具有4期较为显著的岩浆活动,包括中太古代(约2.8 Ga)和新太古代(约2.5 Ga)TTG质片麻岩,古元古代(约2.3 Ga和2.1 Ga)TTG质片麻岩、钾质花岗岩和斜长角闪岩。熊耳山地区的太华杂岩则主要为古元古代岩石,包括2.3 Ga TTG质片麻岩和2.2～2.1 Ga高钾花岗质片麻岩类。在鲁山地区则以出露中—新太古代(2.9～2.7 Ga)的TTG质片麻岩和斜长角闪岩为特征,在部分区域也有2.5 Ga和2.2～2.1 Ga钾质花岗岩分布。太华杂岩不同的地质体很可能经历了不同的演化过程。

1.2 登封杂岩

登封杂岩是一套典型花岗-绿岩带岩石组合,大致呈东西向分布于河南省中部的嵩山和箕山两地。登封杂岩主要由太古代—古元古代的表壳岩、TTG-花岗质片麻岩组成,以及一系列元古代的侵入体,如早期的富钠花岗岩类及晚期富钾花岗质侵入体、基性岩等[30,55-57]。TTG-花岗质片麻岩主要由2.6～2.5 Ga的TTG和闪长质片麻岩构成,这些岩体呈东西向展布,具有南北向延伸的片麻理,局部地区可见少量斜长角闪岩包体。空间上TTG质片麻岩与登封群表壳岩密切共生,主体分布在登封群的西部[55,57]。嵩山地区的表壳岩按照地层时代进一步可划分为新太古代的登封群和古元古代的嵩山群,普遍经历了绿片岩-角闪岩相的变质作用[51,58]。登封群由多个旋回的火山-沉积岩系组成,主要出露于君召和临汝地区,其形成时代约为2.5 Ga。在岩石组合、岩性变化和变质岩原岩性质等方面具有明显的分层性,自下而上分为郭家窑组、金家门组和老羊沟组3个主要的地层单元。郭家窑组为混合杂岩,包括片麻状花岗岩、混合岩和片麻岩,金家门组以基性-中酸性火山建造为主,夹有基性-超基性岩体,老羊沟组以浅变质沉积岩为主,局部夹大理岩,且具有复理石建造特征[51,59]。嵩山群主要分布在登封市西、北部的挡阳山、玉寨山、嵩山、五指山一带,主要由位于上部的五指岭片岩和底部的嵩山石英岩组成,总体具有变质程度低(绿片岩相)、变形程度强的特征,它的原岩为一套浅海相陆源碎屑岩和碳酸盐沉积序列。除嵩山和鞍坡山两地为正常层序外,其他地区地层均为倒转层序[51-59]。嵩山群与下伏新太古代变质岩石及古元古代侵入岩为不整合接触，其上被中元古代五佛山群不整合覆盖[56]。

2 古元古代早期岩浆活动

华北克拉通中部带古元古代锆石年代学记录了3组明显的年龄峰值：2.4 ～ 2.3 Ga,2.2～2.1 Ga和1.95～1.8 Ga,暗示华北克拉通古元古代可能存在不同演化阶段[60]。古元古代末期(1.95～1.8 Ga)的造山事件已得到了广泛认可,并被认为与全球哥伦比亚超大陆汇聚事件相关。但2.4～2.3 Ga和2.2～2.1 Ga记录所代表的构造热事件的性质和意义尚不明确,存在不小的分歧[27-28,31,39,41,60-64]。特别是2.4～2.3 Ga,作为全球板块构造的停滞期,该时期的岩浆记录相对于广泛分布的前寒武岩浆岩尤其稀少。近些年,华北克拉通中部带相继有大量2.3 Ga的岩浆报道[18-42]。在乌拉山—大青山地区,变基性岩的年龄显示了多期岩浆活动,集中在2.50～2.45 Ga,2.30～2.10 Ga 和1.97～1.93 Ga[25]。在淮安地区,记录了2 358 ± 34 Ma闪长质片麻岩和2 370 ± 24 Ma花岗闪长岩[18]。在恒山地区,多种岩石类型共同显示了2.52～2.44 Ga, 2.36～2.33 Ga, 2.2～2.1 Ga 3期岩浆年龄[20-21]。在五台地区,主要的年龄峰值集中在2.53～2.51 Ga 和 2.35～2.08 Ga[19],与阜平和赞皇地区记录的年龄类似(2.52～2.44 Ga, 2.35～2.00 Ga)[18,64]。在吕梁地区,有大量2.50 Ga, 2.37 Ga 和2.20～2.17 Ga的钙碱性花岗岩分布,比如2 364±9 Ma盖家庄片麻质花岗岩和火山岩[23]。而这一时期分布最广泛的岩浆活动主要集中在华北克拉通南缘[27-42]。华北克拉通南缘在全球陆壳“沉寂期”的岩浆活动异常发育,2.45～2.20 Ga岩浆活动广泛分布,峰值年龄集中于 2 310 Ma,主要出露于熊耳山和小秦岭地区的太华杂岩,而在涑水杂岩和登封杂岩地区也有大量同时期的岩浆记录(见图3)[30,37,40,57,65],如中条地区的2 256±35 Ma横岭关花岗闪长质片麻岩、2 321±2 Ma寨子英云闪长片麻岩和烟庄钾长-二长花岗质片麻岩、2 315～2 317 Ma变中-酸性火山岩以及嵩山地区2 424±24 Ma 高分异I型花岗岩、2 306±6 Ma TTG质片麻岩以及2 301±16 Ma辉绿岩。华北克拉通南缘的沉积盖层,如汝阳群、栾川群、高山河群、五佛山群以及铁铜沟组都记录了一期明显的峰值年龄(约2.3 Ga),周缘的岩浆活动为这些地层提供了丰富的物源。

图3 华北克拉通南缘2.45～2.2 Ga岩浆记录(修改自文献[17],数据来源于文献[27-35, 38-42]及未发表数据)Fig.3 The reported 2.45～2.2 Ga magmatism in the southern margin of the NCC

华北克拉通南缘2.45～2.20 Ga期间的岩石类型多样,从花岗质岩石一直延续到辉长质(见图4),在不同地区出露有所差异。岩浆活动主要分布于小秦岭地区和熊耳山地区,代表性岩石组合包括TTG质片麻岩、闪长质片麻岩、钾长花岗岩以及少量的斜长角闪岩。登封地区则记录了英云闪长片麻岩和辉绿岩两种端元。鲁山地区该时期岩浆出露较少,目前只有少量TTG质片麻岩、斜长角闪岩的报道。中条山地区的涑水杂岩为该时期的岩浆记录，主要为中-酸性岩浆,如一些火山岩、花岗质片麻岩等。

3 华北克拉通南缘2.45～2.2 Ga岩石的地球化学特征

3.1 岩石系列及元素含量

1)TTG质片麻岩通常与小型镁铁质包体伴生或呈层状出现在穹隆的核部[66]。由于后期变质变形作用不同,在野外既可见条带状 TTG 片麻岩,也可发现成分相对均匀的TTG片麻岩。TTG片麻岩经历了复杂的高角闪岩-麻粒岩相变质历史,具有强烈的多相变形和多重叶理[29,66]。典型的TTG质片麻岩以灰色或条带状断续排列的片麻状构造为特征,由英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩组成(见图5A);主要的矿物组合为斜长石(45%～60 %)、石英(25%～30 %)、黑云母(25%～30 %)、钾长石(<5 %)、角闪石(1%～5 %)。TTG 质片麻岩的 SiO2含量变化范围被约束在 57.35～78.74 wt.% 之间,具有中等Al2O3含量(12.46～17.53 wt.%)、CaO含量(0.37～6.56 wt.%),变化的FeOT含量(0.70～7.78 wt.%)和Mg含量(0.01～3.91 wt.%),较高的Na2O含量(2.95～5.32 wt.%)和中-高K2O含量(1.00～4.92 wt.%)[66]。

注：XQL为小秦岭,XS为熊耳山,DF为登封,LS为鲁山,ZTS为中条山图4 华北克拉通南缘岩浆岩SiO2-Na2O+K2O判别图(修改自文献[67])Fig.4 SiO2-Na2O+K2O diagrams for the intrusives in S-NCC

2)花岗质片麻岩为主要由富钾的二长花岗岩-正长花岗岩-碱性花岗岩-正长岩组成。二长花岗岩的矿物组合主要为近乎等量的斜长石和碱性长石(40%～60 %)、石英(25%～35 %)、少量的黑云母和角闪石(5 %)；正长花岗岩的矿物组合主要为微斜长石(45%～55 %)、石英(25%～35 %)以及斜长石(5%～10 %)；碱性花岗岩组合主要为碱性长石(40%～60 %)、石英(25%～30 %)、斜长石(5 %)及少量的黑云母和角闪石(5 %)[66]。花岗质片麻岩的SiO2含量变化范围在63.39 ～ 82.26 wt.%之间。Al2O3、FeOT、MgO、CaO、Na2O、K2O 和 TiO2含量主要变化范围分别为 9.20～17.88 wt.%、0.36～8.05 wt.%、0.02 ～ 1.39 wt.%、0.12 ～ 0.36 wt.%、0.48 ～ 4.87 wt.%、2.39 ～ 9.37 wt.% 和0.05～1.24 wt.%，SiO2与这些主量元素呈现明显的负相关。

华北克拉通南缘的花岗质岩石总体显示出准铝质-弱过铝质属性(见图5B)。TTG 质片麻岩主要为英云闪长质和花岗闪长质,奥长花岗岩相对较少(见图5A),相较于花岗质片麻岩具有较低的K2O含量、更高的Na2O/K2O比值(0.66～4.71),落入中-高钾钙碱性区域(见图5D)。花岗质片麻岩具有较低的Na2O/K2O比值(0.05～2.04),大多在0.4～1之间,位于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。在K-Na-Ca三角图中,花岗质片麻岩沿着CA(钙碱性) 趋势分布,而TTG 质片麻岩则遵循 Td(奥长花岗岩)的趋势,向富 Na 的方向演化,具有明显的差异(图5C)。TTG 质片麻岩具有一定的轻重稀土分异和明显的Nb、Ta、Ti的亏损,显示出富 Sr 、贫 Y和Yb的特征(见图6A～B),总体上具有较高的Sr/Y和La/Yb比值,类似于新太古代TTG 岩石的特征规律[68]。花岗质片麻岩具有明显的轻稀土富集([La/Yb]N=11～168),以及Ba、 Nb、 Ta的负异常。部分花岗质片麻岩也具有富 Sr 贫 Yb 的特征,但TTG质片麻岩的Sr含量明显更高(除了奥长花岗质片麻岩外),为(187～986)×10-6，而钾质花岗岩的Sr含量((20～685)×10-6)绝大多数小于200×10-6。TTG质片麻岩根据主、微量元素特征可划分3组(见图6C～D)：第1组TTG质片麻岩主要是位于熊耳山和小秦岭地区的英云闪长质片麻岩,具有相对较低的稀土含量和Y含量,显著Eu的正异常和较高的MgO含量(1.28～3.61 wt.%)、Cr含量((10～248)×10-6)、Ni含量((7～33)×10-6);第2组TTG质片麻岩没有明显的Eu异常,具有相对较低的MgO、Cr、Ni含量,以及变化范围较大的La/Yb比值(10～286);第3组TTG质片麻岩主要为高硅(75.85～78.74 wt.%)和低铝(10.49～12.78 wt.%)的奥长花岗岩,没有明显的重稀土亏损,La/Yb比值较低,具有明显Eu的负异常,相对较低的MgO、Cr、Ni含量,以及较低的Sr含量((42～164)×10-6)和Y含量((15～29)×10-6),类似喜马拉雅型低Sr低Y淡色花岗岩。花岗质片麻岩根据主、微量元素特征也可划分3组：第1组主要为侵入基性岩的花岗质岩脉,具有相对较低的稀土含量和Y含量,具有明显的轻稀土富集以及显著Eu的正异常;第2组具有高硅,富碱,贫铝、钙、镁和磷以及明显Eu的负异常;第3组具有较高的稀土含量及重稀土亏损,以及很低的Sr含量和Yb含量,无明显的Eu异常。

注：G2代表花岗质片麻岩;GB代表闪长-辉长质片麻岩A 标准化An(钙长石)-Ab(钠长石)-Or(正长石)图解;B A/CNK-A/NK图解;C K-Na-Ca三角图解;D SiO2-K2O图解图5 华北克拉通南缘早古元古岩浆岩主量元素图解Fig.5 Diagram of major elements of Early Paleoproterozoic magmatic rocks in the southern margin of North China Craton

3)闪长质-辉长质片麻岩常常零星地与TTG质片麻岩伴生。闪长质片麻岩在熊耳山地区主要由斜长石(50%～60 %)、角闪石(20%～30 %)、石英(10%～15 %)和黑云母(<5 %)组成。辉长质片麻岩侵入TTG质片麻岩中,主要由斜长石(45 %)、辉石(45 %)、角闪石(5 %)和黑云母(<5 %)组成。闪长质-辉长质片麻岩SiO2含量变化在48.26～ 65.54 wt.%之间,具有变化较大的Al2O3含量(11.14～21.82 wt.%)、CaO含量(4.42～12.08 wt.%)和TiO2含量(0.25～1.72 wt.%),较高的MgO含量(1.47～12.97 wt.%)、Mg#值(32～74)和FeOT含量(4.47～13.45 wt.%)。闪长辉长质片麻岩依据SiO2含量(48.26 ～ 65.52 wt.%)和Mg#值(31.34 ～ 73.92)[66]可初步分为3组:第1组为闪长质片麻岩,SiO2含量变化范围较大(52.27～ 65.52 wt.%),具有相对较低的MgO含量(1.35 ～ 4.38 wt.%)和较高的铝含量(13.66 ～ 21.82 wt.%),以及变化的Eu异常;第2组为辉长质片麻岩,SiO2含量集中(50.67～ 52.16 wt.%),具有较高MgO含量(12.18 ～ 12.97 wt.%)、Mg#值(72.60 ～ 73.92)、Cr含量((264～278)×10-6)和Ni含量(88 ～ 96 wt.%)以及明显Eu的负异常;第3组为晚期(2 138～2 177 Ma)的闪长-辉长质片麻岩,SiO2含量介于48.26～ 56.18 wt.%之间,具有中-高的Mg#值(49.78 ～ 58.43)。这些闪长辉长质片麻岩普遍具有显著的Nb、Ta、Ti的亏损,显示出岛弧岩浆岩的地球化学特征(见图6E～F)。

4)基性岩体主要出露于嵩山地区的辉绿岩、熊耳山地区的基性岩墙和鲁山地区的斜长角闪岩。嵩山地区2.3 Ga的辉绿岩侵入体主要由斜长石 (50%～60 %)、 单斜辉石(30%～40 %)和斜方辉石(10%～20%)组成,具有较低的K2O含量(0.1～0.7 wt.%)和的SiO2含量(44.8～54.1 wt.%),属于低钾拉斑系列。轻微变化的FeOT含量(11.5～16.0 wt.%)、Al2O3含量(14.8～17.0 wt.%)、CaO含量(5.5～10.6 wt.%),以及中-高的MgO含量(6.1～10.8 wt.%)和Mg#值(58～65)。辉绿岩体具有一定的轻重稀土分异((La/Yb)N=3.02～3.58),没有显著的Eu异常(Eu/Eu*=0.87～1.18),但具有明显的Nb、Zr 和 Ti亏损以及Ba的富集(图6G～H)。熊耳山地区的2.24 Ga基性岩具有变化较大的MgO含量(2.93 ～ 7.02 wt.%)、Mg#值(46～61)以及异常高的FeOT含量(15.46 ～ 22.13 wt.%)和较低的TiO2(0.95 ～ 2.00 wt.%),具有明显的轻稀土富集。鲁山地区的斜长角闪岩具有较高的Mg#值(68)和Cr含量(1 570×10-6)、Ni含量(522×10-6)以及相对较为平坦的稀土配分模式,与N-MORB特征类似,并显示出Nb-Ta-Ti的负异常(见图6H)。

图6 华北克拉通南缘早古元古岩浆岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据文献[69])Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element diagrams for the Early Paleoproterozoic magmatic rocks in the southern margin of North China Craton

3.2 Nd-Hf-O同位素组成

收集总结华北克拉通南缘～2.3 Ga岩浆岩的Nd-Hf-O同位素数据[27-42],发现花岗质片麻岩中235个锆石样品176Hf/177Hf 比值变化范围为0.281 166～0.281 595,样品的两阶段模式年龄tDM2(CC)的变化范围是2 403 ～ 3 022 Ma,对应的εHf(t)变化范围是-7.1～+7.8。4个花岗质片麻岩样品的εNd(t) 变化范围是-1.7～+3.8。花岗质片麻岩中118个锆石样品测定了氧同位素,δ18O值变化范围为(-0.92 ± 0.33)‰到(4.78 ± 0.25)‰。

TTG质片麻岩中173个锆石样品176Hf/177Hf 比值变化范围为0.281 124～0.281 497,样品的两阶段模式年龄tDM2(CC)的变化范围是2 669～3 313 Ma,对应的εHf(t)变化范围是-7.3～+3.7。16个TTG质片麻岩样品的εNd(t) 变化范围是-3.9～+2.0。TTG质片麻岩中47个锆石样品测定了氧同位素,δ18O值变化范围为(3.97～6.79)‰。

斜长角闪岩中14个锆石样品176Hf/177Hf 比值变化范围为0.281 226～0.281 564,样品的单阶段模式年龄tDM1的变化范围是2 329～2 647 Ma,对应的εHf(t)变化范围是-3.9～+6.5。1个斜长角闪岩样品的εNd(t) 为+4.2。

辉绿岩中23个锆石样品176Hf/177Hf 比值变化范围为0.281 280～0.281 543,样品的模式年龄tDM1的变化范围是2 414～2 796 Ma,对应的εHf(t)变化范围是-3.6～+5.4。6个斜长角闪岩样品的εNd(t) 变化范围是-0.5～+0.6。

2.24 Ga 基性岩墙中20个锆石样品176Hf/177Hf比值变化范围为0.281 048～0.281 227,样品的模式年龄tDM1的变化范围是2 805～3 051 Ma,对应的εHf(t)变化范围是-11.4～-2.7。4个斜长角闪岩样品的εNd(t) 变化范围是-6.7～-3.3。

4 华北克拉通南缘2.45～2.2 Ga岩石成因

TTG质片麻岩可分为3组。第1组和第2组TTG质片麻岩具有较高的Al2O3含量,轻重稀土分馏明显,低 Nb、Ta并相对富集Ba、Sr元素,属于典型的高铝 TTG 质片麻岩。第3组TTG质片麻岩具有较低的Al2O3含量(当 SiO2含量为70 wt.% 时,Al2O3含量小于 15 wt.%),轻重稀土分异弱,Nb、Ta 含量也较高,并显示出Ba、Sr的亏损以及显著Eu的负异常,属于低铝型 TTG质岩石。

第1组TTG质片麻岩具有较高的Sr/Y比值和Eu的正异常,而且Sr/Y比值与Eu/Eu*具有很好的正相关,附近不存在更老的高 Sr/Y 源区,表明这可能是由于斜长石堆晶作用引起的。这组TTG质片麻岩重稀土严重亏损并具有高的La/Yb、低Dy/Yb的比值,指示源区是一个石榴石-角闪石相的稳定域,无(或少)斜长石残余,相应的最小压力在 10 kbar 以上,最小地壳厚度通常在 35 km以上,这正好对应于Moyen所限定的中-高压环境[70]。这种高压背景可以由洋壳俯冲、下地壳增厚或拆沉作用形成。这组TTG质片麻岩总体具有较高的Mg#值以及Cr、Ni含量,并落入俯冲洋壳和拆沉下地壳所限定的区域范围内,暗示有幔源的物质加入(图7B～D)。在源区判别图解中,完全落入了低钾镁铁质岩区域(见图7A)。通常而言,典型的板片熔体具有较低的Rb/Sr比值(<0.05),而来自增厚下地壳的埃达克岩则往往具有变化较广的Rb/Sr比值(0.01～0.4)[30,66]。这组TTG质片麻岩的Rb/Sr比值(0.07 ～ 0.18)则普遍较高,暗示可能与加厚的玄武质下地壳部分熔融有关。此外,这些片麻岩的锆石样品εHf(t)值只有少量的正值,绝大多数为负值,而且全岩的εNd(t) 值和εHf(t)值全为负值,说明其源区主要为古老的陆壳物质。因此,第一组TTG质片麻岩很可能源于拆沉下地壳的部分熔融。基性岩浆的底侵不仅会产生高 Mg#特征的源区,导致地壳加厚,还将为加厚地壳的部分熔融提供热[41]。

第2组TTG质片麻岩源区特征与第1组类似,重稀土非常亏损,具有高的Sr含量、较低的Yb含量和高的Sr/Y比值,指示一个高压环境。这组TTG质片麻岩的Mg#值以及Cr、Ni含量总体较低(见图7B～D),大都分布在增厚下地壳范围内。在源区判别图解中,都落入了镁铁质岩区域(见图7A)。而且片麻岩的锆石样品绝大多数为负值(-7.3～+3.7),故该组TTG质片麻岩主要源于加厚下地壳的部分熔融。

第3组奥长花岗质片麻岩与第1和第2组片麻岩在地球化学特征上有所差异,前两组的TTG片麻岩的轻、重稀土分异较强烈(见图6B),而这一组片麻岩的轻、重稀土分异相对弱,重稀土平坦,具有较高的Yb和Y含量,表明不同类型的TTG形成过程中的源区存在不同程度的石榴子石和角闪石贡献,反映了不同的熔融压力条件[27,29,30]。第3组片麻岩具有明显负的Eu异常,指示有斜长石的分离结晶或源区有斜长石的残留。相对低的Sr含量、Sr/Y比值,相对富集的重稀土以及Nb、Ta含量,表明其残留相中存在斜长石、少量或无石榴子石而且一定不存在金红石[68，70-72]。副矿物独居石、磷灰石的分离结晶通常会导致花岗质岩石具有强烈的铕负异常、低中稀土和相对高的重稀土含量。在源区判别图中,样品均落入英云闪长岩区域。低铝奥长花岗质片麻岩很可能是由俯冲洋壳低压熔融而成[71]。

第1组花岗质片麻岩主要为侵入基性岩的花岗质岩脉,稀土总含量较低,具有强烈的轻、重稀土分异(见图6C～D)和较高的Sr/Y和La/Yb比值,表明部分熔融过程的压力达到稳定的石榴石-角闪石相。但Sr/Y和La/Yb之间没有相关性,这表明较高的Sr/Y和La/Yb值不是由于角闪石和/或石榴石分异,而是由于部分熔融,在源区残留有角闪石或石榴石。而且Dy/Yb比值较低,表明角闪石和石榴石在部分熔融过程中均为残留物,这指示其岩浆应形成于较高的压力区间。在源区判别图中，该组花岗质片麻岩样品全落入英云闪长岩所在的区域(见图9D)。结合样品具有较低的Mg#值、Cr和Ni含量,锆石的εHf(t)值几乎全为负值(-2.9～+0.1),以及其所对应的Hf的二阶段模式年龄为tDM2为2 655～2 715 Ma,暗示其很可能为早期2.7 Ga年的TTG重熔的产物。

第2组花岗质片麻岩具有高硅(64.7～82.3 wt.%)、富碱(7.2～12.4 wt.%),贫CaO、MgO、Al2O3的特征,明显的Eu的负异常,轻稀土富集,呈海鸥型展布的配分模式(见图6C),以及低的P2O5含量,均显示出典型A型花岗岩的特征,而明显区别于I型和S型花岗岩。高的FeOT/(FeOT+MgO) (0.75～0.97)和10 000*Ga/Al(1.81～4.34)比值显示出A型花岗岩的特征,并落入A型花岗岩所限定的区域内(见图9A～C)。较高的全岩锆石饱和温度(810～985℃)和锆石 Ti 饱和温度(784～1 005℃)[31,39],均符合 A 型花岗岩高温的特征。该组A型花岗岩在一定程度上重稀土的亏损、较低的Sr含量、Gd/Yb和 Dy/Yb比值等特征指示熔体的残留相矿物应含有一定量的斜长石、角闪石以及石榴子石,这指示其岩浆形成于较低的压力范围(10～12 kbar),位于斜长石稳定的区域内,很有可能是中下地壳在高温低压环境下部分熔融形成的,指示一个伸展的构造背景[31]。花岗片麻岩具有较大的Nb/Ta及Zr/Hf比值,分别介于平均地壳和原始地幔值之间,同时具有变化较大的Mg#值(25～43),均体现出壳慢物质混合的特征。花岗片麻岩的εHf(t)值显示出较大的变化范围(-7.1～+7.7),也是岩浆源区不均一性的表现,单一源岩浆的结晶分异无法解释。而其所对应的二阶段模式年龄tDM2为2 403～2 885 Ma,反应源岩浆存在新生陆壳物质及太古代老陆壳物质的混合,这与伸展构造背景下的壳幔物质混合有关[29,31,32,39]。

第3组花岗质片麻岩主要以中条山地区的烟庄花岗岩为代表,该组花岗岩具有高硅、高碱,贫CaO、MgO、P2O5的特征,同时富集 Rb、Th、U等大离子亲石元素和 Zr、Hf 等高场强元素,与A型花岗岩特征类似,但其具有较低的MnO含量和Ga/Al值,从而区别于A型花岗岩。该组花岗岩含有较低的Sr、Yb含量,类似喜马拉雅型花岗岩,其成因与地壳加厚有关[37,65]。该组花岗岩的SiO2含量较高,具有较低Mg#值,并显示出接近壳源岩石的Nd/Th值(0.32～ 0.41)。锆石的εHf(t)值以正值为主(-1.8～+7.6),模式年龄集中在2.5～2.7 Ga 之间,表明该区在2.3 Ga存在一期重要的岩浆事件, 并改造了早期形成的中下地壳物质, 包括2.7 Ga和2.5 Ga两期重要的TTG质片麻岩[65]。

注：ORG为洋中脊花岗岩; VAG为火山弧花岗岩; WPG为板内花岗岩; Syn-COLG为同碰撞花岗岩;三角形代表花岗质片麻岩;正方形代表TTG质片麻岩A～B La/Yb-Yb和Sr/Y-Y图解(据文献[72]);C～D Rb-(Yb+Ta)和Ta-Yb微量元素环境判别图解(据文献[74])图8 TTG质片麻岩和花岗质片麻岩图解Fig.8 TTG gneiss and granitic gneiss diagram

嵩山地区2301±16 Ma的辉绿岩体,具有较低的钾含量(<1.0 wt.%)和全碱含量(2.4～4.7 wt.%),属于低钾拉斑系列(笔者未发表数据)。样品主量元素SiO2、FeOT、Al2O3、CaO的含量变化较大,并具有较高的MgO含量(6.1～10.8 wt.%)。基性岩总体呈现轻稀土富集的特征,无明显Eu负异常,发育Nb、Zr、Ti亏损和Ba富集,显示典型岛弧岩浆岩的地球化学特征,揭示其经历了单斜辉石、斜方辉石和斜长石的分离结晶作用。辉绿岩全岩的εNd(t)值变化范围较小, 介于0.2～+0.8, 其锆石的εHf(t)值变化在3.0～+6.6, 表明该基性岩是由含石榴石尖晶石的二辉橄榄岩部分熔融形成的, 来源于浅部、 流体交代的富集岩石圈地幔。 鲁山雷音寺地区2.3 Ga的斜长角闪具有相对较为平坦的稀土配分模式, 与N-MORB特征类似, 但在微量元素蛛网图中又显示LILE富集和Nb-Ta-Ti负异常的特点。 在Th/Yb-Nb/Yb 图解中,样品落在MORB和岛弧玄武岩之间的过渡区域，出现这一结果可能与俯冲流体或熔体加入地幔源区有关。俯冲流体或熔体与上覆地幔楔相互作用,使地幔源区熔融程度增大,产生浅部扩张以及兼具MORB和岛弧玄武岩特征的过渡型岩浆,与弧前或弧后盆地玄武岩的特征类似。而且,斜长角闪岩具有较高的Mg#值和Cr、Ni含量以及正的初始εHf(t)和εNd(t)特征,暗示了其原岩更接近原始岩浆成分,来源于相对亏损的地幔源区[38]。2.24 Ga的基性岩墙具有明显的轻、重稀土分异,稀土的配分模式介于OIB和E-MORB之间,但在蛛网图上显示明显的高场强元素亏损(如Nb、 Ta、 Ti、 P)以及大离子亲石元素富集,类似于典型的安第斯型岩浆。较低的TiO2以及富集的Sr-Nd同位素表明其源于俯冲沉积物交代过的大陆岩石圈地幔[28]。

注：三角形代表第1组花岗质片麻岩;正方形代表第2组花岗质片麻岩;圆形代表第3组花岗质片麻岩A FeOT/(MgO+FeOT)-SiO2; B Zr-10 000*Ga/Al; C (K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(据文献[75]);D 3*CaO vs.Al2O3/(FeOT+MgO) vs.5*(K2O/Na2O)图9 花岗质片麻岩图解和A型花岗岩判别图Fig.9 Diagram of granitic gneiss and discrimination diagram of A-type granite

5 华北克拉通南缘古元古代构造演化

研究表明,具有类似于现代单向高角度深俯冲机制的板块构造在太古宙中晚期约3.0 Ga 已经开始启动,到新太古代末期—古元古代初已经在全球范围内盛行起来[1-5,76-77]。然而,进入古元古代早期全球范围内的岩浆活动显著减弱,尤其是在 2.45～2.2 Ga 期间,呈现出一个明显的“静寂期”。对于全球各个地区“静寂期”岩浆事件构造背景,目前主要有两种不同的认识:一些研究者认为与俯冲-碰撞背景下的弧岩浆作用相关; 另一些研究者认为与稳定大陆形成后的裂解或造山后伸展环境相关[6-8,16-17, 77]。而在华北克拉通,由于该时期的岩浆记录相对较少,研究程度薄弱,从而导致了众多不同演化模型的提出。一种观点认为华北克拉通在2.5 Ga完成克拉通化后,在2.5～2.3 Ga期间处于相对稳定的构造环境,而后华北克拉通变质基底在2.35～1.95 Ga经历了拉伸破裂事件,此时基底陆壳没有完全裂开形成洋壳,随后经历了多期次、多阶段裂陷俯冲与碰撞的旋回演化,最终于1.9～1.8 Ga再次碰撞拼合[16]。另一种观点则认为华北克拉通的中部带经历了一个长期的俯冲增生过程,从太古代末一直持续到古元古代晚期(>650 Ma),东、西陆块最终于1.85 Ga完成碰撞拼合[17]。还有一些学者则提出东部陆块与西缘岛弧地体和洋底高原发生弧陆碰撞拼贴,形成约2.5 Ga和约2.3 Ga的弧陆碰撞造山带,期间伴随多次俯冲极性反转,最终以陆陆碰撞造山带的形式并入哥伦比亚超大陆[78]。由此可见,发育大量“静寂期”岩浆活动的华北克拉通南缘对约束华北克拉通古元古早期的地质背景有着十分重要的意义。

基于华北克拉通南缘出露的岩浆主要为近同期的长英质片麻岩和基性侵入岩,显示出双峰式岩浆活动的特征[31,33,39],不少学者认为该时期主体处于板内裂谷拉张环境。TTG质片麻岩和花岗质片麻岩具有相对分散的Nd-Hf同位素特征,具有正-负的εHf(t)和εNd(t)值,指示有不同程度古老地壳物质与新生地壳物质的混合。而且,具有A型花岗岩特征的花岗质片麻岩主要落入了A1型亚类区域,侵位于板内裂谷或与地幔柱或热点活动形成有关[31]。这很可能是在伸展构造背景下,上涌的地幔物质为华北克拉通南缘提供了热和物质,导致了陆壳减薄,发生了以古老地壳熔融为主的地壳物质再循环作用,并伴随少量新生地壳的形成。此外,高钾的花岗质片麻岩和低压的TTG质片麻岩都具有类似的低δ18O特征[39,41]。具有低δ18O值的岩浆岩可以通过高温热液蚀变形成或者从低δ18O岩浆结晶而来,而最有利低δ18O岩浆发育的构造背景就是裂谷构造带[79-81]。大量低δ18O岩石同样出现在扬子西北缘与大别—苏鲁造山带新元古代岩石,很可能与罗迪尼亚超大陆裂解有关。在华北克拉通南缘霍邱地区同样记录了这一时期(约2.36～2.24 Ga)大量的花岗岩浆作用，并形成了火山沉积岩和含BIF的地层,一些学者认为这些沉积岩可能与古元古代大氧化事件有关[82-83],代表着2.50～2.35 Ga冰川期之后的全球裂谷事件,是对Kenorland超大陆最初解体的响应。然而,形成于板内裂谷的岩浆通常会伴有大量镁铁质岩石伴生以及碱性岩的出现。而且,华北克拉通南缘的基性岩浆出露相对较少,中酸性岩浆占据主导地位,不太符合板内裂谷以及双峰式岩浆特征。

另一方面,在华北克拉通中部带尤其是南缘的岩石中记录了大量与俯冲相关的印记[27-30,32,38,40]。五佛山群,作为登封地区古元古代—新元古代的沉积盖层,记录了与嵩山石英岩相类似的太古代信息。五佛山群的碎屑锆石记录了古元古代早期明显的4期岩浆年龄峰值分别在2 402 Ma、2 298 Ma、2 179 Ma、2 058 Ma,表明登封地区以及周缘的岩浆岩可能提供了一定的物质来源[84]。其中，约2.3 Ga的碎屑锆石具有变化非常大的氧同位素值 (2.28‰～8.06‰),这与华北克拉通南缘约2.3 Ga花岗质片麻岩以及TTG质片麻岩的锆石氧同位素特征相一致[39,41]。2.3 Ga片麻质岩石普遍具有热液蚀变岩石的重熔特征,具有较高的δ18O值锆石样品可能与俯冲热液蚀变大洋玄武岩脱水产生的流体相关,这种低温水岩反应过程能够使氧同位素快速增加。异常较低的δ18O岩浆可由与海水进行过高温同位素交换的俯冲下部洋壳部分熔融形成,如藏北日湾茶卡英安岩和奥长花岗岩、东北碾子山A型花岗岩等[85-86]。俯冲模式能够很好满足这一过程,海水热液蚀变的下部洋壳经高温熔融能够形成异常低δ18O岩浆,上部洋壳低温蚀变经部分熔融则可形成高δ18O岩浆[87]。在微量元素蛛网图上,TTG质片麻岩和花岗质片麻岩样品普遍显示出Nb、Ta的亏损(见图6);而Nb和Ta为高场强元素,它们相对于轻稀土明显亏损通常被认为与板块俯冲的构造环境有关。而且在微量元素环境判别图解中所有的样品基本都落入火山弧花岗岩区(见图8)。此外,低铝奥长花岗质片麻岩来自俯冲洋壳的熔融,其熔融压力低的特点可以用板片断裂模式加以解释[88-89]。孙乾迎对华北克拉通南缘王屋山和嵩山古元古界沉积建造开展了详细的研究工作[90]。王屋山地区银鱼沟群和嵩山地区嵩山群沉积时代分别限定为2.43～2.30 Ga和2.37～2.30 Ga,属古元古代早期沉积地层,样品的地球化学特征都落入大陆岛弧区域。通常,碎屑锆石的U-Pb年龄分布可以反映其沉积盆地的构造背景[91]。银鱼沟群和嵩山群沉积地层中的碎屑锆石主要由年轻的锆石组成,其结晶年龄接近于形成时代,碎屑锆石年龄的累计曲线一致指示汇聚相关的背景(见图10)。阿拉斯加型侵入岩通常是俯冲相关弧岩浆或弧根杂岩的产物,往往作为造山带俯冲增生碰撞的标志。最近,古元古代早期阿拉斯加型基性超基性岩相继在华北克拉通中部带发现,如南部的中条地区,中部的恒山五台阜平区域以及东缘的放马峪地区,形成时代分别为2.3 Ga、2.2 Ga和2.3～2.0 Ga[78,92-93]。这些阿拉斯加型侵入体的母岩浆很可能源于俯冲流体交代的岩石圈地幔或亏损的富水地幔楔。单斜辉石的Al2O3含量随着Mg2+/(Mg2++Fe2+)比值的降低而呈现明显升高的趋势,而且显示出较高的Al/Ti比值,指示一个俯冲相关的背景(见图10A)。登封地区的辉绿岩(作者未发表数据)以及熊耳山地区的基性岩墙均记录了流体或沉积物交代过的大陆岩石圈地幔特征,与俯冲作用密切相关(见图10C～F)。大陆地壳的生长主要发生于俯冲增生型背景。通过锆石年龄频谱图和年龄-Hf同位素图解可以清楚看到,在2.45～2.2 Ga期间,华北克拉通南缘有一个显著的峰值年龄为2 313 Ma和两期明显的地壳生长事件,分别约为2 428 Ma和2 334 Ma。而且2 428 Ma和2 334 Ma的岩浆锆石具有非常高的εHf(t)正值 (分别高达+7.8和+7.7),锆石Hf同位素模式年龄与U-Pb年龄非常接近,指示有新的地壳物质的加入(见图11)。此外,约2 336 Ma的基性岩进一步支持了该时期存在地壳生长。古元古代早期的岩浆活动很可能与东部陆块与西部陆块的俯冲汇聚有关[17,27,30,41]。

A 单斜辉石 AlZ-TiO2图解;B 碎屑锆石年龄累计曲线图;C～F 玄武质岩石判别图图10 华北克拉通中部带约2.3 Ga岩浆活动图解(数据来源于文献[78,90,92-93])Fig.10 Diagram of ca. 2.3 Ga magmatism in the central belt of the North China Craton

现代板块构造以单边俯冲和发育大陆玄武安山岩-英安岩-流纹岩(BADR)的岩浆为特征,而太古代大陆岩浆则主要为英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)成分。它们的主要区别在于现代板块构造中缺乏大量的、新生的、来自玄武质岩石的长英质岩浆作用[94]。目前关于TTG质片麻岩的形成环境主要有两种,俯冲环境下俯冲板片熔融以及挤压造山环境下的下地壳熔融(包括古老的加厚下地壳熔融和拆沉后新生的下地壳熔体)[88-89]。因此,地幔柱作为一种可能的增生机制也不能完全排除。从全球范围来看,该时期的岩浆活动形成于多种不同构造背景,俯冲相关的岛弧环境[7,12]、非造山环境[95-97]以及后碰撞伸展环境[75,98-100]。地球动力学模型表明,在停滞盖层机制向板块构造机制过渡期间,地球主要受幕式俯冲体制的控制[77]。停滞盖层向板块构造体制转变时间上与全球岩浆活动静寂期相关,板块构造很可能出现在2.45～2.2 Ga期间[6,101]。在最近的研究中,Spencer等人对古元古代沉积序列中碎屑锆石的氧和铪同位素进行了耦合分析,结果表明,锆石δ18O在约2.3 Ga时发生了骤变,从5.9‰突然增加到7.0‰。碎屑锆石中δ18O的快速变化可能是由于高δ18O的沉积物进入俯冲带岩浆所致[102]。随后(2.2～2.1 Ga),花岗岩的碱性元素及相关元素(Rb、Th、Ba、Nb含量)明显升高,反映了板块运动很可能已经开始,将大量水引入了地幔[101]。TTG到赞岐岩的过渡通常作为板块构造启动的标志。在São Francisco 克拉通的Mineiro造山带,2.13 Ga赞岐岩、高Ba-Sr花岗岩及混合花岗岩的形成与俯冲沉积物的加入有关,暗示可能由早期的平板俯冲逐渐变为高角度俯冲,地幔楔开始形成[94]。在2.1 Ga左右,大量碱性玄武岩的形成,代表了一次地幔加速降温事件,很可能指示了持续性的板块俯冲作用的开启,这与高压低温变质岩和蛇绿岩的出现、全球性碰撞造山事件的开始相吻合[103]。因此,“静寂期”很可能是地幔柱为主的岩浆作用模式向俯冲岛弧岩浆作用为主的板块构造机制过渡的关键时期[101，104]。

A 锆石年龄频谱图；B 年龄-铪同位素图解图11 华北克拉通南缘2.45～2.2 Ga岩浆岩图解[27-42]Fig.11 2.45～2.2 Ga magmatism in the southern margin of North China Craton

6 结语

古元古代早期(2.45～2.2 Ga)作为地质历史上一段特殊的时期,在此期间岩浆活动大幅度减少,伴随着TTG向钙碱性岩浆成分的转变,很可能是前寒武纪构造机制发生转折的关键期。华北克拉通南缘作为全球“静寂期”岩浆活动最为丰富的地区之一,分布着各种不同的岩石类型,这为厘清古元古代早期(2.45～2.2 Ga)的构造岩浆活动过程提供了便利的条件,对于揭示地壳成分的转变机制以及板块构造的启动具有十分重要的意义。