北山北带新元古代A型花岗岩：Rodinia超大陆裂解早期的地质响应*

2022-11-12卜涛王国强黄博涛董增产过磊

岩石学报 2022年10期

卜涛王国强黄博涛董增产过磊

中亚造山带是典型的增生型造山带，南北两侧分别被西伯利亚板块和塔里木-华北板块包围，西部与乌拉尔造山系相连，东部连通鄂霍茨克洋(Wilhemetal., 2012; Xiaoetal., 2015)。在其漫长的演化过程形成了复杂的构造样式、丰富的矿产资源及独特的增生体系，因而备受地质学家的关注(Xiaoetal., 2008a, b; Xiao and Zhao, 2017)。北山造山带位于中亚造山带南缘(图1a)，连接着兴蒙造山带和东天山造山带，处于星星峡和阿尔金两大走滑断裂分割的构造楔形区内，是由多个微陆块、岛弧、增生杂岩、蛇绿岩经过多期拼贴增生形成的复杂造山带。在北山造山带中，分布着大量的中高级变质岩，以往统称为“北山杂岩”或“北山岩群”，主要由石英岩、石英片岩、变粒岩、片麻岩、斜长角闪岩、混合岩及大理岩等组成，被认为是造山带前寒武纪基底(左国朝等, 1990, 2003; 刘雪亚和王荃, 1995; 李景春等, 1996; 魏学平等, 2000)。对这些前寒武纪基底的形成时代、归属及变质作用过程的正确认识，是造山带构造格架划分及构造演化过程研究的关键。然而，新近的研究显示，马鬃山一带原划明水-旱山地块的大量前寒武纪变质侵入体被证实形成于早古生代(Songetal., 2013a, b, 2015, 2016; Yuanetal., 2018; 黄博涛等, 2021)，北山地区有精确锆石U-Pb定年的前寒武纪侵入体主要分布在北山造山带南带(以红柳河-牛圈子-洗肠井混杂岩带为界)的花牛山、古堡泉、雅丹、石板井及北山北带东段的哈珠等地(姜洪颖等, 2013; 叶晓峰等, 2013; 贺振宇等, 2015; Liuetal., 2015; 袁禹, 2019; 牛文超等, 2019; 李沅柏等, 2021)，形成时代主要为中-新元古代，其他地区未见相关报道，且这些中-新元古代侵入岩的形成均被认为与Rodinia超大陆的聚合有关(袁禹, 2019; Wangetal., 2021a)，北山地区尚未见及有与Rodinia超大陆裂解相关的花岗岩浆作用相关报道。加之北山地区前寒武纪地质体普遍经历了早古生代的拼贴造山作用过程，可识别的前寒武纪侵入岩出露也极为局限，因而使得该地区前寒武纪地质体的分布、起源和归属等问题缺少足够认识。

最近，笔者在明水地区开展1:5万区域地质调查时，新发现了新元古代片麻状正长花岗岩，证明北山北带西段存在前寒武纪的岩浆活动，这就为北山造山带北带前寒武纪地质研究提供了新的岩石学证据。本文拟在详细的野外调查基础上，以系统的岩石学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和锆石Hf同位素分析为手段，探讨北山造山带北带新元古代片麻状正长花岗岩的岩石成因和构造环境，并结合北山造山带及邻区前寒武纪基底岩石的已有研究成果，探讨北山地区新元古代动力学体制。

1 区域地质背景及岩石学特征

北山造山带位于甘-新-蒙交界处，中亚造山带南缘，西侧以星星峡左行走滑断裂与天山造山带相连，东侧于若水走滑断裂被巴丹吉林沙漠掩盖，南北分别与敦煌地块和蒙古增生造山带相连，是由多个微陆块、岛弧、增生杂岩、蛇绿岩经过多期拼贴增生形成的复杂造山带(Xiaoetal., 2010)。自北向南发育四条蛇绿混杂岩带(红石山-百合山-蓬勃山、芨芨台子-小黄山、红柳河-牛圈子-洗肠井、柳园)，每条蛇绿岩带均被不同的学者作为板块缝合线，从而进行北山地区构造单元的划分(左国朝等, 1990; 刘雪亚和王荃, 1995; 何世平等, 2002; Xiaoetal., 2010; 杨合群等, 2010)。Xiaoetal.(2010)将北山造山带自北向南划分为雀儿山、黑鹰山-旱山、马鬃山、双鹰山-花牛山、石板山等构造单元，研究区就位于马鬃山单元之上(前人称该区为明水地块)(图1b)，区内以前寒武纪地层的广泛分布和古生界地壳的显著增生为特征。前寒武纪地层主要为北山岩群，受后期构造切割及晚期岩体侵入蚕食，多以断块或残留体的形式产出，岩石组合上主要由变粒岩、石英岩、云母石英片岩、斜长角闪岩及大理岩组成，整体风化破碎严重，劈理化发育。岩浆岩主要以早古生代的花岗岩、花岗闪长岩为主。区内岩石由于受早古生代增生拼贴造山作用的影响，均遭受了不同程度的变质和变形，整体变质程度不深，以绿片岩相-低角闪岩相为主，多具韧性剪切变形特征。

图1 中亚造山带构造位置简图(a, 据Xiao et al., 2013)、北山造山带构造单元划分图(b,据Xiao et al., 2010)和研究区地质简图(c)Fig.1 Structural location diagram of Central Asia Orogenic Belt (a, after Xiao et al., 2013), tectonic divisions map of Beishan Orogenic Belt (b, after Xiao et al., 2010) and geological map of gneissic syenogranite in the research area

图2 小孤梁片麻状正长花岗岩野外照片(a、b)及显微照片(c、d)Q-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Bi-黑云母Fig.2 Field photographs (a, b) and microphotographs (c, d) of gneissic syenogranite in the Xiaoguliang areaQ-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Bi-biotite

本文研究的新元古代片麻状正长花岗岩位于明水乡东侧的小孤梁附近(采样坐标：E96°37′48″、N41°50′23″)。小孤梁片麻状正长花岗岩近东西向条带状展布，与古元古代北山岩群呈侵入接触关系，出露面积约1.4km2(图1c)。岩石呈肉红色，中-细粒花岗结构、碎裂结构，弱片麻状构造，局部眼球状纹理构造(图2a, b)，主要由斜长石(10%～15%)、碱性长石(40%～45%)、石英(30%～35%)、黑云母(3%～5%)等组成。矿物颗粒半自形到他形，各组成矿物略具定向分布。岩石内部发育少量的裂隙，表面有轻微的绿泥石化蚀变。碱性长石呈半自形-他形粒状，粒径一般介于0.2～3mm，主要由微斜长石组成，可见格子双晶；斜长石呈半自形板柱状到他形粒状，粒径一般介于0.2～2mm，可见聚片双晶，镜下略显混浊；石英呈他形粒状，粒径0.2～2.5mm，镜下无色，干涉色一级灰白；黑云母均呈片状，片径(长径)一般小于0.3mm，可见一组完全解理，呈深褐色，多色性显著，分布于长石、石英颗粒间隙之间(图2c, d)。

2 分析方法

花岗岩的主量、微量元素分析测试在中国地质调查局西安地质调查中心实验室完成，其中，主量元素中的FeO采用湿化学分析法测试完成，其余主量元素采用荧光光谱法完成，分析仪器为Panalytical公司生产的PW4400型X-射线荧光光谱仪(XRF)，分析误差低于5%，微量元素测试仪器为Thermo Fisher公司生产的X-SeriesⅡ型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，检测限优于5×10-9，相对标准偏差低于5%。

锆石阴极发光(CL)图像检测、U-Pb同位素定年及Lu-Hf同位素测试均在中国地质调查局西安地质调查中心实验室完成，其中，锆石阴极发光(CL)图像检测在MonoCL3系统上完成，检测时其电子束加速电压为10kV；锆石U-Pb同位素测年用LA-ICP-MS完成，激光剥蚀系统为GeoLas Pro，等离子体质谱仪为Agilent 7700x，分析时激光束斑直径为32μm，测试频率为5Hz。实验中采用氦气作为剥蚀物质的载气，少量氩作为补偿气体以调解设备的灵敏度。锆石年龄采用标准锆石91500作为外标，用29Si作内标，NISTSRM610作成分标样来校正微量元素含量，数据处理采用Glitter 4.4软件完成。按照普通铅校正(ver3.15)方法对普Pb进行校正(Andersen, 2002)，应用ISOPLOT3.0程序(Ludwig, 2003)进行锆石年龄加权平均值计算及U-Pb谐和图的绘制。

锆石原位Lu-Hf同位素分析用Geolas Pro型激光剥蚀系统和Neptune型多接收等离子体质谱仪联机完成，分析时激光束直径为44μm，激光脉冲频率为8Hz。实验过程中采用91500、GJ-1、MUN和PLV作参考标样。计算初始176Hf/177Hf比值时，Lu的衰变常数采用1.865×10-11y-1(Schereretal., 2001)，εHf值的计算采用Bouvieretal.(2008)推荐的球粒陨石Hf同位素值，176Hf/177Hf=0.282785，176Lu/177Hf=0.0336。在Hf单阶段模式年龄计算中，(176Hf/177Hf)DM现在值采用0.28325，(176Lu/177Hf)DM采用0.0384，两阶段Hf模式年龄采用平均地壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2000)进行计算。数据采用中国地质调查局西安地质调查中心实验室编制的Hfllow宏程序计算校正。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb测年结果

显微镜下观测结果显示，样品中的锆石自形程度较高，多呈长柱状-柱状，长度大多在100～200μm之间，长宽比为 2:1，阴极发光(CL)图像(图3)显示清晰的岩浆型锆石的振荡环带。样品(BS20-3TW)共进行了30个点的U-Pb年龄和微量元素分析，分析结果见表1。测点中Th的含量变化范围为83.91×10-6～425.9×10-6，U的含量变化范围为198.7×10-6～1113×10-6，Th/U值较大，变化于0.29～0.58，平均值0.40，且Th、U之间正相关性较好，说明锆石为岩浆成因(Claessonetal., 2000; Belousovaetal., 2002)。剔除4个不谐和点(-14、-15、-19、-28)，有26个测点在谐和线上或其附近，206Pb/238U的表面年龄范围为781±7Ma～787±8Ma，206Pb/238U年龄加权平均值为784±2.7Ma(置信度95%，MSWD=0.03)(图4)，可代表花岗岩的结晶年龄，形成时代为新元古代早期。

3.2 锆石Lu-Hf同位素特征

对定年锆石进行了26个点的锆石微区Lu-Hf同位素分析，分析结果见表2。所测锆石的176Yb/177Hf比值介于0.029929～0.128831，176Lu/177Hf比值介于0.000604～0.002293，Hf同位素初始比值176Hf/177Hf介于0.282147～0.282307，εHf(t)值介于-19.55～-13.81之间，均为负值，单阶段模式年龄(tDM1)为1.33～1.56Ga，平均1.45Ga，两阶段模式年龄(tDM2)变化范围为2.02～1.65Ga，平均1.84Ga。

图3 小孤梁片麻状正长花岗岩阴极发光(CL)图像及测试位置白色实线圈和虚线圈分别对应U-Pb年龄和Lu-Hf同位素分析点Fig.3 Measuring position and CL images of zircons from gneissic syenogranite in the Xiaoguliang areaThe white solid line circle and the dashed line circle correspond to the U-Pb age and Lu-Hf isotope analysis points, respectively

表1 小孤梁片麻状正长花岗岩(样品BS20-3TW)LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analyses of the gneissic syenogranite (Sample BS20-3TW) in the Xiaoguliang area

图4 小孤梁片麻状正花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of zircons from gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area

表2 小孤梁片麻状正长花岗岩(样品BS20-3TW)锆石Hf同位素数据Table 2 Lu-Hf isotopic compositions of the gneissic syenogranite (Sample BS20-3TW) in the Xiaoguliang area

3.3 岩石地球化学特征

3.3.1 主量元素

小孤梁片麻状正长花岗岩的主量、微量元素分析结果及特征参数见表3。片麻状正长花岗岩具有较高的SiO2和全碱(ALK)含量，SiO2含量介于72.22%～74.06%，全碱(ALK)含量介于7.50%～8.33%，其中，K2O含量在3.38%～4.97%之间，Na2O含量在3.36%～4.12%之间。岩石Al2O3

表3 小孤梁片麻正长花岗岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area

图5 小孤梁片麻状正长花岗岩SiO2-(K2O+Na2O)(a, 据Cox et al., 1979)图和SiO2-K2O图(b, 据Rickwoo, 1989)6-花岗岩；A-碱性系列；S-亚碱性系列Fig.5 (Na2O+K2O) vs. SiO2 diagram (a, after Cox et al., 1979) and K2O vs. SiO2 diagram (b, after Rickwood, 1989) of gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area6-granite; A-alkaline series; S-subalkaline series

图6 小孤梁片麻状正长花岗岩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Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b) of gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area, Gansu (normalized values after Sun and McDonough, 1989)

含量较低，介于12.39%～12.95%之间，A/CNK介于0.99%～1.03%，平均1.01，表现为准铝质特征。MgO含量在0.40%～0.54%之间，FeOT含量在2.65%～3.82%之间。岩石里特曼指数在1.87～2.25之间，均小于3.3，在SiO2-(K2O+Na2O)图解中所有样品均落入亚碱性系列花岗岩区域(图5a)，在SiO2-K2O图解中样品均落入高钾钙碱性系列区域内(图5b)。

3.3.2 微量元素

样品总体稀土含量较高，稀土总量介于481.1×10-6～606.6×10-6之间；LREE/HREE比值为8.85～10.34，平均9.67，(La/Yb)N比值为32.04～43.52，平均37.43，表明轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，轻重稀土分馏较好；(La/Sm)N介于6.23～6.64，(Gd/Yb)N在2.91～3.81之间，显示轻稀土相对于重稀土内部分馏较好。样品表现出中等的负Eu异常，δEu=0.60～0.69。在球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图上，表现为轻稀土相对富集，重稀土较为平坦，总体上呈右倾型曲线(图6a)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，样品普遍表现出富集大离子亲石元素Rb、K、Th、U，亏损高场强元素Sr、Nb、Ta、P、Ti的特征(图6b)。

4 讨论

4.1 岩石成因

岩浆源区的性质、熔融条件(如压力、温度、含水量)以及构造背景是决定花岗质岩浆初始化学成分的重要因素。通常，根据岩浆源区性质和形成机制的差异，大陆地壳中的花岗岩一般分为S型、I型、A型和M型(Chappell, 1999; Frostetal., 2001)。小孤梁片麻状正长花岗岩具有高的K2O和LREE含量(K2O含量介于3.38%～4.97%；LREE含量介于432.3×10-6～545.8×10-6)，低的Mg#值及Cr、Ni含量(Mg#值范围为22.06～26.39，Cr和Ni的含量分别为4.3×10-6～7.27×10-6和2.0×10-6～3.41×10-6)，明显不同于M型花岗岩(Didieretal., 1982)。岩石具有相对较低的A/CNK值(A/CNK=0.99-1.03)，且缺乏原生富铝矿物(如石榴石、白云母等)，也与典型的S型花岗岩不同(Chappell, 1999)。岩石高硅、富碱、贫铝，类似于A型花岗岩，片麻状正长花岗岩10000Ga/Al比值介于2.71～2.81>2.6，Zr含量介于241×10-6～317×10-6，平均值277.7×10-6>250×10-6，Zr+Y+Nb+Ce含量介于567.6×10-6～644.7×10-6，均大于350×10-6，在(10000Ga/Al)-(Na2O+K2O)/CaO图(图7a)和(Zr+Y+Nb+Ce)-FeOT/MgO判别图(图7b)上样品均落入A型花岗岩区域(Whalenetal., 1987)。研究显示，当SiO2含量大于72%时(小孤梁片麻状正长花岗岩的SiO2含量介于72.94%～74.56%)，高分异花岗岩的矿物组合和化学成分都将趋近于最低共熔点组分，往往在地球化学特征上表现出与A型花岗岩的相似性(Whalenetal., 1987; Kingetal., 1997; Wuetal., 2003a, b)，判别A型花岗岩的两个重要指标(高的Ga/Al和高的Zr+Y+Nb+Ce值)，一些高分异花岗岩也能满足(Linnen and Cuney, 2005; Pérez-Soba and Villaseca, 2010; Breiteretal., 2013)，因此，将高分异花岗岩与A型花岗岩进行区分尤为重要。研究表明，高分异型花岗岩全铁(FeOT)含量一般小于1.00%，而A型花岗岩全铁(FeOT)含量一般大于1.00%(王强等, 2000)，片麻状正长花岗岩的FeOT含量介于2.65%～3.82%>1.00%；高分异花岗岩的形成温度较低(均值在764℃)(Kingetal., 1997)，而A型花岗岩最大的特点是高温，一般大于800℃(Collinsetal., 1982; 吴福元等, 2017)，根据Watson and Harrison (1983)基于锆石溶解度模拟提出的计算公式TZr(℃)=[12900/(LnDZr(496000/熔体)+0.85M+2.95)]-273.15，计算得到锆石饱和温度为824～859℃，也符合高温花岗岩的特点；高分异花岗岩一般具有高的Rb含量，一般大于270×10-6(Pearceetal., 1984)，片麻状正长花岗岩Rb含量介于53.30×10-6～77.80×10-6，同时，其Li含量介于4.91×10-6～6.18×10-6，Cs含量介于0.33×10-6～0.45×10-6，含量低，也不同于高分异花岗岩。基于以上几点考虑，本文认为小孤梁片麻状正长花岗岩属于A型花岗岩。

自Loiselle and Wones (1979)提出碱性(alkaline)、无水(anhydrous)、非造山(anorogenic)的A型花岗岩概念以来，关于A型花岗岩特征的讨论一直存在分歧(Eby, 1992; Bonin, 2007; Frostetal., 2001; 吴福元等, 2007; 张旗等, 2012; 张旗, 2013)，目前，A型花岗岩的概念已从狭义的“碱性”“无水”、“非造山”拓展到铁质(Ferroam)、碱性-钙碱性(alkali-calcic)、准铝质-弱过铝质或过碱质的一大类火成岩(许宝良等, 1998; 吴福元等, 2007; Bonin, 2007; Frostetal., 2001; Frost and Frost, 2011)。关于其岩石成因，主要有3种认识：(1)幔源拉斑质或碱性玄武质岩浆的高度分异(Turneretal., 1992; Mushkinetal., 2003)；(2)幔源岩浆与壳源岩浆的混合(Kempetal., 2005; Yangetal., 2006)；(3)长英质地壳岩石的部分熔融(Kingetal., 1997; Frostetal., 2001)。本次研究的片麻状正长花岗岩高硅和钙碱性的特征表明其不可能是拉斑质或碱性玄武质岩浆简单分异的产物。片麻状正长花岗岩中未见镁铁质包体，镜下无明显的岩浆混合结构特征，如斜长石的嵌晶结构或出现针状磷灰石，排除了岩浆混合的可能性。小孤梁片麻状正长花岗岩具有极度负的εHf(t)值，εHf(t)介于-19.5～-13.8，二阶段模式年龄(tDM2)介于2.02～1.65Ga，峰值约1.8Ga，远远大于其结晶年龄。研究表明，对于中-酸性岩石，如果锆石的εHf(t)为负值，且二阶段模式年龄远大于其结晶年龄，则说明其起源于古老地壳的部分熔融，锆石年龄代表了地壳的再造时间(Cawoodetal., 2013; Collinsetal., 2011; Condie, 2000; Hawkesworth and Kemp, 2006)。本次工作也对小孤梁片麻状正长花岗岩的围岩地层(北山岩群)中的石英岩开展了碎屑锆石U-Pb定年，结果显示其最小的碎屑锆石年龄为～1710Ma，峰值年龄集中在2000～1800Ma(另文发表)。张正平等(2017)对北山北带石板井一带北山岩群中的斜长角闪岩进行的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，结果显示其谐和年龄为1623±21Ma，代表原岩的侵位年龄，说明北山岩群中的变质表壳岩的成岩年龄不应晚于1623±21Ma，表明北山北带存在古元古代地壳物质。综上，本文更倾向于第三种成因，既小孤梁片麻状正长花岗岩的形成可能与古老地壳物质的部分熔融有关。

4.2 构造背景及地质意义

图7 小孤梁片麻状正长花岗岩(10000Ga/Al)-(Na2O+K2O)/CaO(a)和(Zr+Y+Nb+Ce)-FeOT/MgO(b)判别图(据Whalen et al., 1987)Fig.7 (10000Ga/Al) vs. (Na2O+K2O)/CaO (a) and (Zr+Y+Nb+Ce) vs. FeOT/MgO (b) diagrams of gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area, Gansu (after Whalen et al., 1987)

图8 小孤梁片麻状正长花岗岩Y-Nb-3×Ga(a)、Y-Nb-Ce(b)(据Eby, 1992)、Rb/10-Hf-3×Ta(c, 据Harris et al., 1986)和Rb-(Y+Nb)(d, 据Pearce et al., 1984)图解Fig.8 Y-Nb-3×Ga (a), Y-Nb-Ce (b) (after Eby, 1992)，Rb/10 vs. Hf-3×Ta (c, after Harris et al., 1986) and Rb vs. (Y+Nb) (d, after Pearce et al., 1984) diagram of gneissic syenogranite in the Xiaoguliang area

A型花岗岩因其特殊的构造背景受到广泛关注，目前报道的A型花岗岩几乎都形成于伸展环境(Eby, 1990; 贾小辉等, 2009; Frostetal., 2007; Zhao and Zhou, 2009; 张旗等, 2012)。Eby (1992)根据地球化学特征将A型花岗岩分为A1型和A2型两个亚类，A1型主要形成于大陆裂谷或者板内的构造环境，A2型则主要形成于后碰撞伸展环境。小孤梁片麻状正长花岗岩在Y-Nb-3×Ga和Y-Nb-Ce图解中(图8a, b)，均位于A1型花岗岩区域内；在Rb/10-Hf-3×Ta(图8c)和Rb-(Y+Nb)(图8d)图解中，样品多数也落入板内花岗岩区域内。区域地质资料亦表明，在北山南带存在形成于～870Ma的A2型流纹岩，暗示北山地区已进入碰撞后伸展阶段(李沅柏等, 2021)；北山多条蛇绿岩年代学研究显示，该区早古生代洋盆在早寒武世已经开启(张元元和郭召杰, 2008; 王国强等, 2021)；在大豁落山地区，下寒武统双鹰山组顶部的岩石组合为一套薄层状大理岩、灰岩，灰岩中含有丰富的生物碎屑，标志浅海或者滨海相环境，而中上寒武统西双鹰山组主要为青灰色硅质岩夹薄层状灰岩，标志其为深海相化学沉积的产物(余吉远等, 2012)。地层的物质组成及北山地区蛇绿岩年代学研究均表明，北山地区在寒武纪时已处于拉伸环境，综上，小孤梁片麻状正长花岗岩为A1型花岗岩，可能是大陆裂谷岩浆活动的产物。

前文述及，北山造山带是由多个微陆块、岛弧、增生杂岩、蛇绿岩经过多期拼贴增生形成的复杂造山带，以红柳河-牛圈子-洗肠井混杂岩带为界，一般认为北山南带涉及多个微陆块俯冲碰撞过程，这也被北山南带发育的大量的中-新元古代岩浆岩所证实(Windleyetal., 2007; 姜洪颖等, 2013; 叶晓峰等, 2013; 贺振宇等, 2015; Liuetal., 2015; 袁禹, 2019; 李沅柏等, 2021)，然而，关于北山北带旱山、马鬃山等单元(含明水地块)的构造属性还存在争议。早期的研究认为旱山和马鬃山单元是源自塔里木板块或哈萨克斯坦板块的微陆块(左国朝等, 1990; Zuoetal., 1991)，随后，Xiaoetal.(2010)和Aoetal.(2016)又将马鬃山单元解释为因古亚洲洋俯冲而形成的古生代岛弧，而旱山单元则被认为是其增生楔，究其主要原因是北山北带的马鬃山、旱山等单元缺少高精度的锆石U-Pb定年的前寒武纪侵入岩(Songetal., 2013a, b, 2015, 2016)。新近的研究显示，在北山北带东段旱山单元的哈珠地区存在新元古代的岩浆活动，与东天山、北山南带的新元古代侵入岩对比研究显示它们具有统一的前寒武纪演化历史，均参与了新元古代Rodinia超大陆的聚合事件(牛文超等, 2019)。因此，北山北带马鬃山单元是否存在前寒武纪侵入岩成为重建该地区增生造山作用过程的关键。花岗岩作为地壳重熔的产物，可以有效追溯微陆块的前寒武纪基底信息。笔者在北山北带的明水地区开展1:5万区域地质调查工作时新发现新元古代侵入体，这是该地区首次发现新元古代岩浆活动。本次对其进行了锆石Hf同位素分析，结果显示其二阶段模式年龄tDM2介于2.02～1.65Ga，这与北山南带中新元古代侵入岩的Hf同位素二阶段模式年龄一致(姜洪颖等, 2013; 袁禹, 2019)，亦与北山造山带中前寒武纪地层反应的物源信息相吻合(Songetal., 2013c; 范志伟, 2015)，表明北山北带西段的明水地区存在更古老的地壳物质，尽管目前在北山造山带还没有识别出古元古代的侵入体。

超大陆的周期性汇聚与裂解过程被称为超大陆旋回(Bradley，2011；Nanceetal., 2014)。从全球范围看，Rodinia超大陆聚合期为1000～850Ma，超大陆内部最早经历的伸展时间为825～750Ma，主要的裂解期在750～600Ma之间，这导致了东亚陆块群与西伯利亚-东欧之间的古亚洲洋的开启(Zhaoetal., 2018)。在新元古代时，北山属于Rodinia超大陆的组成部分，主要依据如下：(1)新元古代中期-早寒武世大陆裂谷火山活动并非只是局限于天山及其邻区，而是波及中亚-东亚(包括中国中-西部和华南)、澳大利亚、北美、非洲南部和南极的一次全球性的由地幔柱活动引发的大陆裂谷火山事件，是Rodinia超级古大陆裂解作用的深部地球动力学的地表响应(夏林圻等, 2016)。北山地区新元古代火山岩报道较少，包括形成于～901Ma的大洋海山环境的玄武岩(Wangetal., 2021b)以及震旦系洗肠井群中识别的形成于大陆裂谷环境的玄武岩(李向民等, 2015(1)李向民, 王国强, 余吉远. 2015. 北山-祁连关键地区区域地质调查成果报告)；(2)对天山、北山及邻区南华系和震旦系开展过较为详细的地层学研究表明，在震旦系的上覆寒武系地层(双鹰山组)的底部，恒定地发育有一套含磷岩层；在震旦系和南华系(洗肠井群)中存在2～3层大致可以对比的冰成岩或冰碛岩(李向民等, 2015)，可能与新元古代埃迪卡拉纪全球性大冰期时间相对应。这些地质记录暗示着在元古代末期应当存在有一个包括北山在内的Rodinia超大陆，目前北山造山带内残存的明水、旱山等微陆块(地块)则是该超级大陆的组成部分。

北山南带形成于约8.9亿年的似斑状黑云二长花岗岩(李沅柏等, 2021)、约9亿年的眼球状花岗岩(梅华林, 1999; 叶晓峰等, 2013)、约14亿年的黑云斜长片麻岩(贺振宇等, 2015; Heetal., 2018; Yuanetal., 2019)、约7.1亿年的片麻岩(Aoetal., 2016)以及北山北带形成于约8.9亿年的片麻状花岗岩(牛文超等, 2019)，这些岩石均为Columbia超大陆裂解及Rodinia超大陆聚合事件在北山地区的响应；对北山造山带古堡泉一带的榴辉岩、正片麻岩的年代学及地球化学研究显示北山地区整个地壳经历了格林威尔期的变质事件，证明了在早新元古代时北山地区处于Rodinia超大陆周缘超级俯冲系统之中(Soldneretal., 2020)。那么，Rodinia超大陆俯冲之后至埃迪卡拉纪之前的动力学体制的转换是在是什么时候发生？这是需要考虑的问题。从全球范围看，在825～750Ma时Rodinia超大陆则处于裂解相关的伸展体制，直接导致全球范围内几乎所有的Rodinia超大陆组成部分中均发育非造山岩浆岩组合(Zhaoetal., 2018)。在北山地区还未见裂解期非造山花岗岩的报道，本次报道的形成于～784Ma A型花岗岩是Rodinia超大陆裂解事件在北山地区的响应。结合前人新近报道的形成于～870Ma后碰撞伸展环境A型流纹岩(李沅柏等, 2021)、北山及其邻区下寒武统不整合于震旦系冰碛岩之上的地质事实以及北山地区存在诸多高精度同位素年龄佐证形成于早寒武世蛇绿岩(张元元和郭如杰, 2008; 王国强等, 2021)，这代表了Rodinia超大陆从聚合到裂解直至古亚洲洋(北山洋盆)开启的完整动力学过程。