鲁西地区新太古代地壳增生事件——来自花岗岩和二长花岗岩U-Pb年代学、Hf同位素和岩石地球化学的证据

王 跃, 周奇明, 张金龙，周光峰

1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083 2.中国有色桂林矿产地质研究院有限公司,广西 桂林 541004 3.新疆油田公司石西油田作业区,新疆 克拉玛依 834000

0 引言

板块构造何时以何种方式在地球上启动是地球科学发展的纲领性问题之一，也是争论的焦点，与地球早期壳幔分异过程以及地壳生长和演化的具体方式等密切相关[1-6]。早前寒武纪花岗质岩石以富钠质TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)片麻岩为主，这与太古宙后钙碱性花岗岩的普遍发育明显不同[7-13]。由于太古宙地体中存在地幔高温高程度部分熔融形成的科马提岩，而缺少代表低温高压变质作用过程的榴辉岩和蓝片岩等[2,14-15]，这些基本的事实成为反对太古宙存在现代板块动力学体制的关键要素，导致一些学者提出太古宙地壳生长和演化主要受垂向构造体制控制，可能与地幔柱活动或者岩石圈拆沉等作用过程有关[2,16-17]。华北克拉通以发育大规模太古宙末期2.6～2.5 Ga 构造岩浆事件为典型特征，而这个阶段的构造岩浆事件仅在 India、Afrcia和Antartica等其他古老地块中存在明显的记录[9-10, 18-22]。以上这些证据充分表明，华北克拉通很有可能卷入到太古宙末期超大陆演化的过程中，其太古宙末期古地理格局的重建将为我们重新认识和厘定这一古老克拉通的地壳演化历史和地质动力学格局开辟新的思路和研究路径。

鲁西地区属于华北克拉通东部陆块，是华北克拉通内唯一发现新太古代早期和晚期表壳岩(为区域变质岩，原岩通常为火山岩、沉积岩，多以透镜状或条带状产出于花岗岩中)共同存在的地块，也是华北克拉通内新太古代早期表壳岩保存最完好的部分[23-24]。因此，研究鲁西地区新太古代早期表壳岩对恢复华北克拉通太古宙的构造机制和壳幔演化作用十分重要。

1 区域地质

华北克拉通面积约为 300 000 km2，基底由太古宙—古元古代的岩石组成，表层被年轻的沉积系列所覆盖，因其存在>3.8 Ga 古老岩石记录且规模巨大而备受国内外地质学者的关注。鲁西地区位于华北克拉通东部，是华北克拉通东部块体重要的研究区，涵盖总面积>10 000 km2的太古宙基底。该区出露大量的新太古代岩浆岩(包括石英闪长岩和各类花岗质岩石)和表壳岩(主要包括孟家屯岩组、泰山岩群和济宁岩组)，它们组成了大致呈北西—南东向的鲁西花岗-绿岩带地体，该地体被郯庐断裂带所截断[25-26]。鲁西太古宙花岗-绿岩带地体记录了 3.00～2.40 Ga 多期次岩浆事件和变质变形事件；该区最老的锆石((3 728±18) Ma)发现于鲁西玉皇顶花岗岩中[27]，在该区东部沂水地区报道的 3.00～2.90 Ga 镁铁质—超镁铁质麻粒岩为迄今最为古老岩石记录[27]。

鲁西地区发育大量的新太古代早期和晚期表壳岩系和与之共生的同期或近同期花岗质岩石[22]，这一现象还未在华北克拉通其他地区见到，全球也鲜有报道。Wan等[28-30]根据侵入岩的年代学、岩石组合类型及成因把太古宙鲁西花岗-绿岩带地体从东北到西南依次划分为 A、B、C 3个岩带(图 1)：A 带为新太古代晚期(2 530～2 490 Ma)壳源花岗岩，主要由二长花岗岩、正长花岗岩和条带状片麻岩组成；B 带为新太古代早期(2 750～2 600 Ma)岩石，主要由 2.75～2.60 Ga TTGs(奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩) 和表壳岩组成；C 带为新太古代晚期(2 550～2 500 Ma)新生岩浆岩，主要是花岗闪长岩为主的 TTG、辉长岩、石英闪长岩、富钾花岗岩(二长花岗岩和正长花岗岩)，还有一些辉石岩。鲁西泰山岩群是目前中国保存较为完整、发育比较好的新太古代花岗-绿岩带地体的典型地区之一[21,31-33]。泰山岩群作为表壳岩系的代表，主要分布在雁翎关地区、七星台地区、蒙阴地区和沂源地区，其中雁翎关岩组保留有令人瞩目的具有典型鬣刺结构的科马提岩[31-34]。在雁翎关地区获得了与斜长角闪岩互层的变质安山质火成岩的成岩年龄((2 747±7)Ma)和侵入到变质镁铁质—超镁铁质岩的石英闪长岩脉年龄((2 740±6)Ma)，并限定了雁翎关岩组的形成时代[31-35]。最近研究表明，这些表壳岩分别形成于新太古代早期(2.75～2.70 Ga)和晚期(2.55～2.53 Ga)[35-36]。新太古代早期为雁岭关—柳杭岩组，岩石类型以斜长角闪岩和变质镁铁质—超镁铁质岩为主，主要出露在B带；新太古代晚期为山草峪—济宁岩组，主要为细粒黑云母片麻岩、砾岩、BIF 和长英质变质火山岩，在3个岩带内都有出露。

2 岩石学特征

花岗岩样品 (图2a)分布于花果峪村平邑—郑家峪剖面，强片麻状中粗粒结构花岗岩风化严重，露头出露完好，出露圣土山单元片麻状花岗闪长岩，色率很低，局部暗色矿物体积分数达30%以上，片麻理清晰，内部可见少量宽0.5 cm、长2.0～3.0 cm的小型捕掳体。二长花岗岩类样品(图2b)分布于平邑—郑家峪—庞庄—城前镇—张庄剖面，顶部为粗粒二长花岗岩，向底部逐渐过渡为细粒二长花岗岩；粗粒为似斑状，含斜长石斑晶,细粒为等粒结构、花岗结构，致密块状构造。

显微镜下花岗岩(图3a,b)岩石薄片为中细粒花岗结构，块状构造，主要由斜长石(40%～50%)、钾长石(10%～20%)和石英(10%～30%)组成，含有少量黑云母(5%～10%)。斜长石呈半自形板状，聚片双晶较发育，风化严重，局部可见云母化；钾长石呈半自形板状，少数呈现液滴状，格子双晶发育，局部与斜长石交代，风化严重；石英呈他形，分布于长石矿物间隙中，强波状消光；黑云母呈自形—半自形片状，一组极完全节理，多色性较明显，呈深绿色—黄色。

据文献[21]修编。

a. 花岗岩(TA1802); b. 二长花岗岩(TA1817)。

a，b. 花岗岩(TA1802-1, TA1802-2)；c,d. 二长花岗岩(TA1812-2,TA1817-2)。 Qtz.石英；Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Bt.黑云母。

显微镜下二长花岗岩(图3c,d)岩石薄片为中细粒花岗结构，块状构造，主要由斜长石(30%～35%)、钾长石(40%～45%)、石英(15%～20%)和黑云母(5%～10%)组成。斜长石呈半自形板状，局部风化严重，聚片双晶不发育；钾长石呈半自形板状，格子双晶发育，局部风化严重；石英呈他形粒状，多呈集合体,并呈条纹状或细纹状定向分布于长石间，强波状消光；黑云母呈片状，具有明显褐色—浅黄色的多色性，且有波状消光。

3 实验测试

本文样品处理在河北省河北廊坊宇能公司完成。首先对12件化学分析样品进行去除表层处理，清洗干净后，用颚式破碎机将样品破碎；随后用蒸馏水清洗并烘干；最后用玛瑙研体研磨至200目以下，待用。

测年的锆石样品首先用机械方法粉碎，然后采用浮选和电磁选方法对样品进行分选，最后在双目镜下进行锆石挑选。锆石制靶、阴极发光照相均在天津地质矿产研究所实验室完成。制靶的具体流程参见文献[37]。通过反射光和透射光下的观察，并加以 CL 图像反映的锆石内部结构，选择自形程度较好、板片状的锆石，并且避开锆石中的裂隙、包裹体和杂质，从而确定锆石的测点，并在CL图像上标注，已备测试。

本次研究的 LA-MC-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年和锆石 Hf 同位素均在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，相关计算中锆石的 U-Pb 年龄选择207Pb/206Pb年龄，其计算公式具体参考吴福元等[38]，U-Pb年龄和谐图采用Isoplot 3.0程序[39]作图。锆石 U-Pb 定年激光剥蚀斑径为 35 μm，频率为8 Hz，能量为5 mJ。分析时采用 GJ-1作为年龄外标，NIST610 作为元素含量外标。锆石Hf同位数据处理采用ICP MSDataCal程序，其中LA(激光剥蚀系统) 为澳大利亚ASI 公司生产的RESOlution M-50 193 nm准分子激光剥蚀系统。

主量元素和微量元素的分析测试均在天津地质矿产研究所完成。主量元素采用荧光光谱法(XRF) 测试，其分析精度高于3%；微量元素采用 ICP-MS 测试，其分析精度和准确度优于5%。

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素特征

年代学分析结果见表1，U-Pb年龄谐和图见图4。除个别铅丢失的锆石外，其他锆石Th/U>0.40，均表现出很好的振荡环带(图4)，说明锆石均为岩浆锆石。

花岗岩样品(TA1802)挑选了22颗锆石进行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试，所有数据点谐和度基本上都在95%左右，构成不一致线的上交点年龄为(2 537 ± 18)Ma( MSWD =1.7) (图4 a)，可以代表花岗岩(TA1802)的结晶年龄。

二长花岗岩样品(TA1812)挑选了22颗锆石进行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试，其中TA1812-08，TA1812-11，TA1812-13, TA1812-21和TA1812-22由于铅丢失，信号太低被舍弃外，其余所有数据点均落在不一致线上，构成不一致线的上交点年龄为 (2 568 ±26)Ma( MSWD =1.06) (图4 b)，可以代表二长花岗岩(TA1812)的结晶年龄。

二长花岗岩(TA1817)挑选了20颗锆石进行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试，其中TA1817-02，TA1817-03，TA1817-06，TA1817-15，TA1817-19和TA1817-20由于铅丢失，信号太低被舍弃外，其余所有数据点均落在不一致线上，构成不一致线的上交点年龄为(2 564 ±30)Ma(MSWD =0.85) (图4 c)，可以代表二长花岗岩(TA1817)的结晶年龄。

在锆石U-Pb测年的基础上，对部分已经得到年龄的数据开展锆石微区原位Hf同位素测试。测试结果见表2。

从表2中可以得出，除TA1812.02锆石颗粒176Lu/177Hf值略大于0. 002外，其他锆石颗粒176Lu/177Hf值均小于0. 002，这表明锆石在形成后因放射性成因累积的 Hf 可以忽略不计。因此，锆石样品的176Lu /177Hf值可以代表其形成时的176Lu/177Hf 值，从而为讨论Hf同位素地球化学示踪提供了必要的前提条件。花岗岩(TA1802)εHf(t) 值为-1.4～2.9，平均值为0.65，二阶段模式年龄为3 109～2 851 Ma，平均值约为2.9 Ga。二长花岗岩(TA1812)εHf(t) 值为-0.4～2.7，平均值为1.31，二阶段模式年龄为 3 073～ 2 886 Ma，平均值为 2.9 Ga，二长花岗岩(TA1817)εHf(t)值为0.3～4.7，平均值为3.35，二阶段模式年龄为3 032～2 762 Ma，平均值约为2.8 Ga。由于176Lu/177Hf值具有非常低的比值，因此二阶段可以有效反映其源区从亏损地幔中抽取的时间。在εHf(t) -t图解 ( 图5) 上，鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩年龄演化线均落在2.9～2.8 Ga地壳演化线上，且与二阶段模式年龄大致相同，即表明鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩源于2.9～2.8 Ga的古老地壳重融。

4.2 主量元素地球化学特征

主量与微量元素测试结果见表3。

在An-Ab-Or判别图(图6a)上，花岗岩和二长花岗岩主体上落在TTG区域，属于TTG样品。花岗岩样品表现为高w(SiO2)(60.98%～76.95%)、w(Al2O3)(12.17%～18.27%)和富Na2O(2.60%～5.01%)特征，Na2O/K2O为0.34～2.41，铝饱和指数(A/CNK)为0.86～0.92，大部分属于准铝质岩石(图6b)。二长花岗岩主量元素特征与花岗岩类似，高w(SiO2)(63.77%～73.15%)、w(Al2O3)(14.22%～16.76%)和富Na2O(3.87%～4.63%)特征，Na2O/K2O为0.85～1.41，铝饱和指数为0.85～0.93，属于准铝质岩石(图 6 b)。同样，w(SiO2)与Mg#和Na2O/K2O均呈现很好的相关性(图6c,d)。在Harker图解(图 7)中，花岗岩和二长花岗岩样品TiO2、Al2O3、Na2O、MgO、CaO、P2O5、TFe2O3质量分数均与SiO2质量分数呈现良好的负相关性，K2O质量分数与SiO2质量分数呈现良好的正相关性。

红圈为U-Pb测试点；黄虚线圈为Lu-Hf测试点。

4.3 微量元素地球化学特征

花岗岩样品和二长花岗岩样品均表现出轻稀土元素(LREE)富集和重稀土元素(HREE)亏损(图8a,b)特征，花岗岩(La/Yb)N=4.50～27.93，平均值为15.75；二长花岗岩(La/Yb)N=21.05～45.31，平均值为34.16。在稀土元素总量上，花岗岩和二长花岗岩均表现出稀土元素总量较低(w(ΣREE)=29.52×10-6～161.67×10-6)。在Eu异常方面，花岗岩样品除两个样品(TA1801与TA1808-2)表现出轻微的正异常外，其余样品均表现出很好的负异常(δEu=0.50～0.93，平均值为0.53)，二长花岗岩样品中除一个样品(TA1812)表现出弱正异常外，其余样品均表现出负异常(δEu=0.78～0.86，平均值为0.66)。在原始地幔标准化图解(图8c,d)中，花岗岩样品，有两个样品(TA1801-1与TA1824)表现出Ta富集，其余样品均表现为K、Rb、Ba和Th等大离子亲石元素的富集，Nb、Ta、Ti的亏损。对于二长花岗岩而言，也同样表现为K、Rb、Ba和Th等大离子亲石元素的富集，Nb、Ta、Ti的亏损。

CHUR.均一地幔储库。

5 讨论

5.1 岩石成因

鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩二者均具高w(SiO2)、w(Al2O3)和富Na2O，以及w(MgO)低的特征；在原始地幔微量元素标准化图解中，均表现为K、Rb、Ba和Th等大离子亲石元素富集，Nb、Ta、Ti亏损。鲁西地区新太古代花岗岩(TA1802)εHf(t) 值为-1.4～2.9，平均值为0.65，二长花岗岩(TA1812)εHf(t)值为-0.4～2.7，平均值为1.31，二长花岗岩(TA1817)εHf(t) 值为0.3～4.7，平均值为3.35。即在Hf同位素地球化学特征上，鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩均来源于具有壳源特征的岩浆源区；在二阶段模式年龄上，花岗岩和二长花岗岩均处于2.9～2.8 Ga古老地壳的演化线上。在研究区域内，已有报道鲁西地区存在新太古代2.8 Ga的基性岩侵入事件[23,35-36]，除此外，在主量元素SiO2含量变化上呈现较大范围的变化。以上证据均表明，鲁西新太古代花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩来源于太古宙地壳的重融。

表2 鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩锆石Hf同位素测试结果

由稀土和微量标准化图解(图8)可见，鲁西地区新太古代花岗岩、二长花岗岩均呈现轻稀土富集，特别是中重稀土的分馏。石榴石强烈相容HREE(如Yb和Lu)，角闪石强烈相容MREE、HREE(如Dy和Ho)和Y。当石榴石为残留相时HREE内部出现分异，其Y/Yb>10，(Ho/Yb)N>1.2；同理，当残留相为角闪石时，HREE在稀土元素标准化图解中呈平坦趋势，即不出现HREE内部分馏，其Y/Yb≈10，(Ho/Yb)N≈1；除此之外，Sr和Eu对斜长石而言为相容元素，即在斜长石分离结晶时会导致熔体出现Sr和Eu的负异常。鲁西地区新太古代花岗岩具有高(La/Yb)N值(4.50～27.93，平均值为15.75)，低的HREE和Y质量分数，Y/Yb=7.00～12.61，(Ho/Yb)N=0.76～1.23；二长花岗岩同样也具有高(La/Yb)N值(21.05～45.31，平均值为34.16)，低的HREE和Y质量分数，Y/Yb=6.65～11.63，(Ho/Yb)N=0.61～1.14，表明其源区残留相主要为石榴石和角闪石。在Sr与Eu的异常上，没有Sr的异常，Eu出现弱负异常，表明没有或很少有斜长石的残留。在大洋沉积物与板片流体对源岩的交代方面，鲁西地区花岗岩和二长花岗岩均表明有俯冲沉积物的代入(图9a,b)。已有研究表明，岩浆体系中弱的Eu负异常一般与俯冲沉积物的大量加入有关[41-43]，即Eu的弱负异常是由于俯冲沉积物的加入而导致，在该点与鲁西地区花岗岩和二长花岗岩稀土元素均反映轻稀土富集、大离子亲石元素富集相一致，同时也可以很好地解释鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩没有Sr负异常的原因。即表明鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩源区贫斜长石。

表3 鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩主、微量元素测试结果

续表3

在研究弧岩浆演化和大陆增生方面，Nb和Ta是重要的示踪元素[44-45]。已有研究表明金红石和角闪石是Nb/Ta分配的关键控制矿物。金红石具有低Nb/Ta分配比率, 角闪石具有高Nb/Ta分配比率，因此, 金红石结晶分异将导致岩浆Nb/Ta值升高, 角闪石结晶分异将导致岩浆Nb/Ta值降低。由于金红石与角闪石在矿物相上的压力不同，且金红石可以适应很大的压力变化范围，即高压下(≥1.5 GPa)富集Ta，(Nb/Ta)N<1，低压下主要为高Ti角闪石，富集Nb，(Nb/Ta)N>1。在相关性上，TiO2质量分数与Nb/Ta呈现正相关(图9c)，即表明残余熔体中存在金红石，且存在少量角闪石。在残余相矿物共存关系上，Nb/Ta与(Dy/Yb)N的相关性(图9d)表明金红石与石榴石共存。(Dy/Yb)N与(La/Yb)N呈正相关说明残留相存在石榴石，(Dy/Yb)N与(La/Yb)N呈负相关表明角闪石存在残留(图9e)，在角闪石存在残留的证据上与高(La/Yb)N值、低的HREE和Y质量分数和Nb/Ta分配系数相支持(图9f)。在Nb/Ta值与体系中水含量关系方面，已有实验证明金红石在残留相中的含量与体系中的水含量相关[44-47]，即在该点上也与鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩源岩有沉积物信号相一致。

a. An-Ab-Or判别图；b.A/NK-A/CNK相关性图解；c.Mg#-w(SiO2)相关性图解；d. Na2O/K2O- w(SiO2)相关性图解。

在岩石地球化学制约上，Sr和Y对岩浆形成的压力有很好的示踪效果。Martin等[48]指出，花岗岩熔体Sr的行为与残留相中斜长石有关，然而斜长石的稳定性与压力有关，即表明花岗岩Sr的质量分数与Sr/Y值受压力控制有关。在图10中，垂直坐标轴ΔX受压力控制，鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩通过该图解的判别表明，样品形成于高压条件下，或者岩浆源区存在压力不敏感矿物，如石榴石、斜长石和金红石的岩浆来源。实验岩石学表明，金红石无论在含水熔融体系还是在失水和无水体系，其稳定存在与压力没有相关性，即表明金红石可以存在于相当大的压力范围。结合上面分析，可以判断鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩源区残留相存在金红石、石榴石和少量角闪石。

5.2 构造背景

有关太古宙 TTG 的成因，目前主要有两种模式：一种认为 TTG 是俯冲洋壳板片部分熔融形成的，类似于O 型埃达克岩成因[48-51]，其主要动力模式为地壳水平增生；另一种观点认为TTG 应是由地壳加厚玄武岩岩浆底侵作用导致下地壳底部变质岩部分熔融形成的，熔融残留物有石榴石[52-54]，其运动模式为地壳的垂向增生。除此之外，国内不同学者从不同热状态的壳幔在俯冲作用下形成的岩浆组合类型和构造模式进行了详细的论证。其一俯冲的玄武岩洋壳变质到榴辉岩时，会产生安山岩-英安岩-流纹岩系列的岩浆(与之对应的侵入岩为英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩组合，即TTG 岩浆)组合，且在上升侵位时与上覆基性成分反应，使Mg质量分数升高，产生镁安山质( MA) 岩浆性质的 TTG；其二在洋内弧俯冲条件下，俯冲洋壳由于减压部分熔融产生TTG岩浆。然而，越来越多的证据表明，通过溢流玄武岩或者玄武岩堆积在垂向上增厚的方式增厚地壳无法产生TTG成因的岩石[12-13]，其原因是这两种条件下地温梯度太高，不能满足残留相富含角闪石且Nb/Ta值低、Nb和Ta相对于轻稀土元素亏损的TTG。另外，在构造模式上，Si和Mg同位素等证据表明TTG源岩含有大洋沉积物的信号，均表明早期TTG的成因与俯冲作用有关[55]；同时，在地壳增厚与俯冲关系方面，由俯冲导致的地壳块体的碰撞叠覆可以很好地满足TTG形成在地温梯度上的条件。在地壳增厚方面，(La/Yb)N-YbN与Sr/Y-w(Y)判别图解(图11)，均很好地指示鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩均是在地壳增厚的条件下形成，该点也与岩浆体系存在高压金红石矿物相支持，并与在压力参数图解中岩浆源区存在压力不敏感矿物相一致。

图7 鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩Harker图解

底图据文献[40]。

已有的研究表明，太古宙大陆地壳成分主要以英云闪长岩和奥长花岗岩为主[12]。实验岩石学、野外观察和地球化学模拟等[49-57]研究表明，太古宙英云闪长岩和奥长花岗岩与现代岛弧埃达克岩有明显的相似性，其代表了地球早期分异，构造背景上为洋壳或大洋高原成分的基性地壳相互俯冲碰撞过程部分熔融的产物，并不是直接来自上地幔的部分熔融[46-47]。在俯冲作用与大陆增生关系上，大陆碰撞造山带的岩浆作用表现为对深俯冲大陆地壳的再次改造[58-60]，并不是严格意义上的大陆增生，在此过程中只有少部分基性岩浆是深俯冲大陆地壳衍生熔体通过交代地幔楔再发生熔融的产物。在大陆碰撞增生过程中，同碰撞岩浆岩具有亏损地幔同位素特征和大陆上地壳总体成分特征，因此同碰撞岩浆作用是真正的地壳生长方式[60-65]。从威尔逊旋回的角度考虑，在造山过程中同碰撞阶段是大陆碰撞叠覆最强烈时期，即在造山过程中同碰撞阶段地壳增厚到达最厚[66]。在w(Nb)-w(Y)、w(Rb)-w(Y+Nb)、w(Rb)-w(Yb+Ta)判别图解(图12)中，鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩构造背景均处于同碰撞花岗岩阶段，即鲁西地区新太古代时期板块俯冲作用处于同碰撞阶段，这也与鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩残留相存在金红石以及贫斜长石相吻合。

PM. 原始地幔。

5.3 鲁西地区新太古代地壳增生

华北克拉通是全球最古老的克拉通之一[67-69]，且区域以约2.5 Ga的构造事件为特色。相比全球其他区域而言，全球其他地区大多数以约2.7 Ga的构造事件为主，近些年越来越多的证据表明，2.7 Ga的岩浆活动在华北克拉通也广泛存在[69-71]。Nd和Hf 同位素的证据表明2.8～2.7 Ga也是华北克拉通地壳生长的主要阶段[72]，且更多的证据也表明约2.5 Ga 的TTG是约2.7 Ga岩石的重熔或者再造[72-74]，但从大陆增生方面而言，绝大多数约2.5 Ga 的TTG仍可以代表华北克拉通新太古代陆壳增生。

ΔX=X-(aw(SiO2)+b)；X为Sr时，a=-20,b=1700；X为Rb时，a=5,b=-220；X为Th时，a=0.5,b=-20；X为Y时，a=-1.25,b=100；X为Nb时，a=-0.35，b=33。底图据文献[46]。

图10 鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩ΔSr-ΔRb、ΔY-ΔTh、ΔY-ΔRb和ΔNb-K2O/Na2O图解

Fig.10 ΔSr-ΔRb, ΔY-ΔTh, ΔY-ΔRb and ΔNb-K2O/Na2O diagrams of Neoarchean granite and monzonitic granite in western Shandong Province

底图据文献[56]。

底图据文献[67]。

不同学者从不同角度探讨了鲁西地区地球动力学机制[25-29,72]。从构造模式的转换而言，鲁西太古宙陆壳基底的形成以及后来的克拉通化，先后经历了地幔柱构造模式下壳幔分异作用导致的陆壳垂向增生、板块构造运动下陆壳水平运动引发的类似岛弧火山岩浆作用以及广泛变质-深熔作用导致的地壳部分熔融3个地质阶段，特别是鲁西地区出露以绿岩带为代表的太古宙表壳岩系记录了地球早期大陆增生的重要信息，已有研究证明鲁西地区新太古代约2.7和2.5 Ga两期大陆增生事件为华北克拉通化奠定了物质基础。

大陆地壳的起源、生长及演化一直以来是研究的热点并存在一定的争议[74-77]。就目前而言，由于大陆地壳与岛弧岩浆岩微量元素在地球化学特征上的相似性，一般认为岛弧岩浆作用是大陆地壳增生的主要途径，同时在生长速率上也认为大陆地壳的增生是随时间持续生长的[78-80]，定义大陆地壳再造的位置为大陆碰撞造山带、岛弧和陆弧作为大陆地壳净生长的主要位置[81-84]。然而，考虑到岛弧地壳总体成分和大陆地壳总体成分的差异性，认为在俯冲过程中俯冲板片对岛弧地壳的俯冲剥蚀以及沉积物再循环与岛弧地壳的生长相当，据此Niu等[63-64]认为岛弧俯冲带岩浆作用并不是大陆地壳生长的理想场所。Nb、Ta分配的特异性是示踪弧岩浆演化和大陆壳形成的关键元素，在弧岩浆的演化过程中，Nb/Ta值分馏的程度随地壳厚度的变化而变化，其中大陆弧岩浆中的Nb/Ta值最低且在含量上相对于其他轻稀土元素而言亏损。Tang等[71]发现亚利桑那石榴石辉石岩堆晶岩中金红石和钛铁矿具有高Nb/Ta值特点, 并认为含金红石的弧榴辉岩堆晶是导致大陆壳低Nb/Ta值的根本原因，Nb、Ta质量分数及Nb/Ta值的变化受控于地壳增厚条件，即高压条件下控制金红石的饱和度进而控制Nb/Ta值的变化。从岩浆演化的角度而言，增厚的大陆岛弧地壳也更有利于岩浆系统性的演化以及演化后岩浆的大量聚集。从构造角度而言，俯冲过程中的大陆同碰撞阶段最有利于岛弧地壳的增厚，已有研究报道鲁西地区在约2.5 Ga 存在富铝岩系，表明鲁西新太古代晚期发生变质-深熔作用，即证明鲁西新太古代晚期大陆地壳存在广泛的增厚。综上而言，鲁西地区在新太古代晚期存在俯冲作用下的同碰撞事件，由于在同碰撞背景下岛弧地壳增厚，鲁西地区在新太古代晚期存在大陆增生(图13)。

图13 鲁西地区新太古代构造简图

6 结论

1)鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩U-Pb年龄主要为2 537和2 566 Ma。花岗岩(TA1802)εHf(t) 值为-1.4～2.9，平均值为0.65，二阶段模式年龄约2.9 Ga；二长花岗岩(TA1812)εHf(t) 值为-0.4～2.7，平均值为1.31，二阶段模式年龄为 3 073～2 886 Ma，平均值约为2.9 Ga；二长花岗岩(TA1817)εHf(t) 值为0.3～4.7，平均值为3.35，二阶段模式年龄为3 032～2 762 Ma，平均值约为 2.8 Ga。在εHf(t)-t图解上，鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩年龄演化线均落在2.9～2.8 Ga地壳演化线上，且与二阶段模式年龄大致相同，即表明鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩源于2.9～2.8 Ga的古老地壳重融。

2)鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩均表现为高w(SiO2)、w(Al2O3)和富Na2O特征，大部分属于准铝质岩石。稀土元素标准化图解上，均表现为表现出轻稀土元素(LREE)富集和重稀土元素(HREE)的亏损，且中重稀土元素出现分馏。花岗岩样品中，有两个样品(TA1801-1与TA1824)表现出Ta富集，其余样品均表现为K、Rb、Ba和Th等大离子亲石元素的富集，Nb、Ta、Ti的亏损。二长花岗岩也同样表现为K、Rb、Ba和Th等大离子亲石元素的富集，Nb、Ta、Ti的亏损，部分熔融残余矿物存在石榴石、金红石和少量斜长石、角闪石。

3)鲁西地区新太古代花岗岩和二长花岗岩构造背景为同碰撞背景，该构造模式是大陆地壳有效增生。