华北克拉通南缘下地壳麻粒岩地体的形成与演化*

2022-12-29王景丽张宏福

岩石学报 2022年12期

王景丽张宏福

作为大陆岩石圈的重要组成部分，下地壳为探讨壳幔之间的相互作用提供重要信息。而麻粒岩相变质岩石通常代表了大陆地壳中下部的主要组成物质之一(Bohlen, 1987; 翟明国和刘文军, 2001)，是理解中下地壳生长以及演化的重要对象。目前，直接获取大陆下地壳样品的途径主要有两种：一种为玄武岩和金伯利岩所携带的麻粒岩包体(Rudnick, 1992)；另一种为出露于地表的下地壳剖面，即麻粒岩相地体(Percivaletal., 1992; Peucatetal., 1989)。其中，需要强调的是出露于地表的前寒武纪麻粒岩地体是探究古老大陆下地壳演化的重要窗口。

华北克拉通作为全球最古老的克拉通之一，出露的前寒武纪地体以复杂的、多期次构造演化为特征，几乎经历了大多数全球性的重大地质事件(Zhaietal., 2005; Kuskyetal., 2007)。因此，关于华北克拉通前寒武纪地体的研究对于揭示全球早期陆壳生长、演化以及板块构造作用的启动和建立等固体地球科学热点问题具有至关重要的意义。目前，众多地质学家对华北克拉通前寒武纪基底的形成已基本达成共识，即该基底是由一些古老的微陆块拼合而成(伍家善等, 1998; Zhaietal., 2005; Faureetal., 2007; Liuetal., 2012; Trapetal., 2012; Zhai and Santosh, 2011)。尽管如此，不同学者构建了不同的拼合模型，而且关于华北克拉通中部造山带的形成和演化的认识以及华北克拉通南缘前寒武纪基底的构造归属等问题存在较大分歧(伍家善等, 1998; Zhaietal., 2000; Kusky and Li, 2003; Zhaoetal., 2005; Faureetal., 2007; Santoshetal., 2010; Kusky, 2011; Zhai and Santosh, 2011; Trapetal., 2012; Xiaoetal., 2017)，例如，Zhaoetal. (2005)认为华北克拉通南缘属于中部造山带一部分(图1a)，代表华北东部陆块和西部陆块于～1.85Ga碰撞而形成的近南北向展布的高压麻粒岩带；Kusky and Li (2003) 尽管也划分出一条中部造山带，但认为华北东部陆块和西部陆块的拼合时间为～2.5Ga；Zhai and Santosh (2011)则将新太古代微陆块之间弧-陆碰撞拼接而成的绿岩带作为划分边界，将华北克拉通南缘划归为许昌地块。

华北克拉通南缘较好地出露了前寒武纪岩石，目前已有很多学者进行了大量的研究。其岩石组成主要以花岗片麻岩为主、斜长角闪岩次之、少量的基性麻粒岩以及一些表壳岩系，它们的形成时代和成因是探讨鲁山太华杂岩形成和演化的关键。其中，研究程度较高的是片麻岩、角闪岩和表壳岩(Kröneretal., 1988; Sunetal., 1994; 林慈銮, 2006; Wanetal., 2006; 杨长秀, 2008; Liuetal., 2009; 第五春荣等, 2010; Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014; 卢俊生等, 2014; Jiaetal., 2016; 谢士稳等, 2016; Luetal., 2013, 2017, 2020)；而对于基性麻粒岩而言，尽管早在二十世纪八、九十年代已经有学者报道了鲁山地区麻粒岩的存在(孙勇, 1983; Zhangetal., 1985; 陈衍景, 1996)，但研究程度相对较低。本文以近年来作者对鲁山地区太华杂岩工作的新认识，涉及内容多已发表，如鲁山地区太华杂岩的全岩主微量(王景丽, 2016)、长石矿物原位Pb同位素组成特征(Wangetal., 2020)以及基性麻粒岩的地球化学和年代学数据(王景丽和张宏福, 2016)，还有部分即将发表的数据(如基性麻粒岩和钾质花岗岩的年代学数据)，结合前人已发表的TTG片麻岩、斜长角闪岩、表壳岩的岩相学、地球化学、年代学以及变质P-T-t轨迹等方面数据，以揭示华北克拉通南缘新太古代-古元古代下地壳物质组成特征，探讨新太古代时期地壳所经历的构造-岩浆事件期次，厘清华北克拉通南缘古老下地壳的形成和演化过程，为华北克拉通东部陆块和西部陆块的拼合提供关键依据。

1 地质概况

华北克拉通南缘由华熊地块、嵩箕地块和中条地块等组成。其中，仅在华熊地块中出露了麻粒岩地体，即太华麻粒岩地体。太华麻粒岩地体呈近东西向分布，西起陕西骊山、东至河南鲁山，自西向东依次为小秦岭、洛宁、鲁山和舞钢地区(图1b)。太华麻粒岩地体的变质程度为角闪岩相-麻粒岩相，局部出露麻粒岩，区内有大量的花岗岩类侵入体(陈衍景, 1996)。这些角闪岩相-麻粒岩相岩石组合最早称为太华岩群或太华群(陕西省地质局秦岭区调队, 1959(1)陕西省地质局秦岭区域地质测量大队. 1959. I-49-14 1:20万区域地质测量报告)，之后也被称为太华杂岩(第五春荣等, 2010; 黄道袤等, 2020)。以下分别介绍小秦岭、洛宁、舞钢和鲁山地区太华杂岩。

1.1 小秦岭地区

小秦岭地区的太华杂岩发育广泛，由西向东依次出露于蓝田、骊山、华山以及河南灵宝(图1b)，一般认为是鲁山地区太华杂岩的西延。根据岩石组合特征可将小秦岭地区的太华杂岩进一步划分为下太华和上太华亚群(沈福农, 1986; 胡受奚和林潜龙, 1988; 林宝钦和陶铁镛, 1989; 丁莲芳, 1996)。

图1 研究区地质简图(a)华北克拉通构造格架和出露的太古代-古元古代基底(据Zhao et al., 2005)；(b)华北克拉通南缘太华杂岩的地质简图(据Diwu et al., 2014修改)Fig.1 Geological sketch maps of the study area(a) tectonic framework of the North China Craton (NCC) and the exposed Archean to Paleoproterozoic basements (after Zhao et al., 2005); (b) distribution of the Taihua complexes in the southern margin of the NCC (modified after Diwu et al., 2014)

近年来，一些研究者对小秦岭地区太华杂岩开展了相关年代学研究(Xuetal., 2009; 第五春荣, 2010; 王国栋等，2012, 2013; Huangetal., 2013; Yuetal., 2013; Diwuetal., 2014; 时毓等, 2011, 2014; Jiaetal., 2016; 黄道袤等, 2020)。结果显示，小秦岭地区太华杂岩的年代学方面具有以下特征：(1)新太古代岩石出露极少，目前仅Jiaetal. (2016)报导了2.80～2.78Ga的TTG片麻岩；(2)古元古代早期-新太古代晚期(2.45～2.20Ga)岩石较为发育，而这一时期正是Condieetal. (2009)提出的“地壳年龄缺失期”，即全球性板块构造寂寞期，而同期的岩浆活动在华北克拉通其他地区(中条、登封、吕梁五台等)也有报导(黄道袤等, 2020)；(3)该杂岩普遍经历了古元古代(1.97～1.81Ga)的区域变质作用，变质程度主要为绿帘石-角闪岩相、角闪岩相，局部可达麻粒岩相(Wangetal., 2017)；(4)中生代-新生代花岗岩侵入体较为发育。

在地球化学方面，小秦岭地区黑云钾长片麻岩和二长片麻岩均具有高钾钙碱性特征，富集轻稀土、明显Eu负异常、富集Rb、Ba、Th、U和亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti元素，反映源区主要为陆壳组分，并形成于与弧岩浆有关的构造背景(时毓等, 2011, 2014)。根据Nd-Hf同位素特征，Diwuetal. (2014)认为其形成于Andean型大陆边缘弧或岛弧构造环境，是地幔来源岩浆与陆壳物质不同比例混合的产物。

1.2 洛宁地区

洛宁地区太华杂岩主要分布在河南洛宁县西南以及熊耳山北侧地区(图1b)，岩石以TTG片麻岩、斜长角闪片麻岩和变泥质片麻岩为主。相比于华北克拉通南缘其他地区，缺少孔兹岩系的岩石组合。前人对洛宁地区太华杂岩开展了相关的年代学研究，包括Sm-Nd和Rb-Sr年代学(张宗清和黎世美, 1998)、单颗粒锆石207Pb/206Pb蒸发法和角闪石40Ar/39Ar法(倪志耀等, 2003)和锆石U-Pb年代学(第五春荣等, 2007; 蒋宗胜等, 2011; Huangetal., 2012; Diwuetal., 2014; Chenetal., 2016)，年龄差异较大。其中，近年来的锆石U-Pb定年结果更为精细可靠，结果显示洛宁地区太华杂岩主要形成于古元古代早期，大致有三期岩浆事件，分别为2.54～2.48Ga、2.35～2.30Ga和2.19～2.06Ga。

1.3 舞钢地区

舞钢地区太华杂岩分布于叶县辛店-舞阳县铁山庙地区，其前寒武纪变质岩石出露面积较小，仅零星分布。岩石组合以TTG片麻岩、角闪岩、大理岩和变泥质片麻岩为主。其中，变泥质片麻岩中广泛发育混合岩，暗示该地区经历了高角闪岩相至麻粒岩相变质作用。目前，关于舞钢地区太华杂岩前寒武纪地体研究程度较低。Luetal. (2014)对角闪岩进行SIMS锆石U-Pb年代学研究，获得角闪岩的原岩形成年龄可能为2.45Ga，变质年龄为～1.93Ga。

1.4 鲁山地区

鲁山太华麻粒岩地体沿观音寺-瓦屋-背孜一带呈NW-SE向展布。根据出露岩石的原岩性质、形成时代以及变质程度的差异，前人将鲁山前寒武纪地体进一步划分为晚太古代下太华亚群和早元古代上太华亚群(Zhangetal., 1985; Kröneretal., 1988; Sunetal., 1994; 薛良伟等, 1995; Wanetal., 2006)，界线为荡泽河一带出露的大理岩。上太华群主要为表壳岩系，包含了石英岩、石墨片麻岩、富铝质片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、及少量条带状铁建造BIF；下太华群主要包含了英云闪长质、奥长花岗质、花岗闪长质等TTG片麻岩，局部夹斜长角闪岩、部分钾质花岗岩和变粒岩。鲁山太华杂岩普遍经历了高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用，局部出露有基性麻粒岩(卢俊生等, 2014)，如含紫苏辉石的麻粒岩(石榴二辉麻粒岩)和其他麻粒岩相变质岩(闪榴斜长辉石岩和硅线石榴石片麻岩)(孙勇, 1983; Zhangetal., 1985; Wangetal., 2020)。

相比华北南缘其他地区，鲁山地区的岩石出露较为完整。根据地层对比，小秦岭地区、洛宁地区和舞钢地区出露的岩石在鲁山地区均能找到相似的地层。例如：洛宁段沟组(龙潭沟组)、小秦岭板石山组或观音堂组、舞钢的杨树湾组与鲁山水滴沟组具有相似的富含石墨片麻岩夹大理岩和/或石英岩；洛宁石板沟组、小秦岭洞沟组、舞钢的铁山庙组与鲁山铁山岭组具有相似的条带状硅铁建造(沈福农, 1994)。早先的研究认为鲁山地区缺失新太古代-古元古代岩石，近年来随着研究工作的不断深入，逐渐报导了鲁山新太古代-古元古代岩石。另外，鲁山太华杂岩也是华北克拉通南缘前寒武纪地体研究程度较高的地区。

2 华北南缘麻粒岩地体的形成与演化

综合近年来已报导的SIMS、SHRIMP和LA-ICPMS锆石U-Pb同位素年龄，可以发现华北克拉通南缘太华杂岩的年龄跨度较大，而且大致可划分出五期(图2)：中-新太古代(2.92～2.71Ga)、新太古代-古元古代(2.53～2.45Ga)、古元古代早-中期(2.35～2.30Ga)、古元古代中期(2.19～2.06Ga)构造-岩浆事件以及古元古代中-晚期(1.96～1.84Ga)变质事件。

图2 华北克拉通南缘太华杂岩太古代-古元古代岩石年龄频率分布图(a)岩浆结晶年龄：2.98～2.70Ga(Kröner et al., 1988; Sun et al., 1994; 薛良伟等, 1995; 林慈銮, 2006; Liu et al., 2009; 第五春荣等, 2010; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; 卢俊生等, 2014; Lu et al., 2013, 2015; Jia et al., 2016; 谢士稳等, 2016)；～2.50Ga(周汉文等, 1998; Huang et al., 2013; 时毓等, 2014; Lu et al., 2014; Chen et al., 2016; 贾晓亮, 2016; 王景丽和张宏福, 2016; 黄道袤等, 2020; Diwu et al., 2020)；～2.31Ga(第五春荣等, 2007; 蒋宗胜等, 2011; Huang et al., 2012, 2013; Yu et al., 2013; Diwu et al., 2014; Chen et al., 2016)；～2.11Ga(Wan et al., 2006; Huang et al., 2012, 2013; Lu et al., 2015; Chen et al., 2016)；(b)变质年龄：～2.78Ga(Liu et al., 2009; 谢士稳等, 2016)；～2.67Ga(Liu et al., 2009; Zhou et al., 2014)；1.96～1.84Ga(小秦岭地区：蒋宗胜等, 2011; Huang et al., 2013; Lu et al., 2013; 时毓等, 2014; 贾晓亮, 2016; Diwu et al., 2020; 黄道袤等, 2020；鲁山地区：Wan et al., 2006; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; 卢俊生等, 2014; Lu et al., 2013, 2015; 王景丽和张宏福, 2016；舞钢地区：Lu et al., 2014)Fig.2 Relative probability plots of the ages for Archean-Paleoproterozoic rocks of the Taihua complexes in the southern margin of the NCC(a) crystallization age: 2.98～2.70Ga (Kröner et al., 1988; Sun et al., 1994; Xue et al., 1995; Lin, 2006; Liu et al., 2009; Diwu et al., 2010; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; Lu et al., 2014; Lu et al., 2013, 2015; Jia et al., 2016; Xie et al., 2016); ～2.50Ga (Zhou et al., 1998; Huang et al., 2013; Shi et al., 2014; Lu et al.,2014; Chen et al., 2016; Jia, 2016; Wang and Zhang, 2016; Huang et al., 2020; Diwu et al., 2020); ～2.31Ga (Diwu et al., 2007; Jiang et al., 2011; Huang et al., 2012, 2013; Yu et al., 2013; Diwu et al., 2014; Chen et al., 2016); ～2.11Ga (Wan et al., 2006; Huang et al., 2012, 2013; Lu et al.,2015; Chen et al., 2016); (b) metamorphic age: ～2.78Ga (Liu et al., 2009; Xie et al., 2016); ～2.67Ga (Liu et al., 2009; Zhou et al., 2014); 1.96～1.84Ga (Xiaoqinling: Jiang et al., 2011; Huang et al., 2013; Lu et al., 2013; Shi et al., 2014; Jia, 2016; Diwu et al., 2020; Huang et al., 2020; Lushan: Wan et al., 2006; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; Lu et al., 2014; Lu et al., 2013, 2015; Wang and Zhang, 2016; Wugang: Lu et al., 2014)

2.1 中-新太古代(2.92～2.71Ga)岩浆事件

中-新太古代岩浆事件的峰期年龄为2.76Ga(图2a)，主要岩石类型包括TTG片麻岩(Kröneretal., 1988; Sunetal.,1994; 林慈銮, 2006; Liuetal., 2009; 第五春荣等, 2010; Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014; Jiaetal., 2016)、斜长角闪岩(林慈銮, 2006; Liuetal., 2009; 第五春荣等, 2010; Luetal., 2013; 卢俊生等, 2014; 谢士稳等, 2016)和钾质花岗岩(贾晓亮, 2016)。其中，TTG片麻岩/花岗片麻岩与斜长角闪岩在野外露头中呈互层产出(图3a)，这种斜长角闪岩具有片麻理(图3d)，且与花岗片麻岩的片麻理(图3e)平行产出。少量无片麻理的斜长角闪岩侵入到TTG片麻岩和花岗片麻岩中，也可观察到钾质花岗岩侵入于TTG片麻岩的现象，局部出露有石榴子石麻粒岩与花岗片麻岩互层产出(图3b)。

图3 华北克拉通南缘鲁山太华杂岩的野外露头和镜下照片(a)花岗片麻岩与斜长角闪岩互层；(b)花岗片麻岩与石榴子石麻粒岩互层；(c)辉石麻粒岩侵入于早期的TTG片麻岩；(d)有片麻理的斜长角闪岩(e)花岗片麻岩的黑云母定向排列；(f)片麻岩(表壳岩)中斜长石具有钾长石增生边；(g)石榴子石麻粒岩中斜方辉石退变为角闪石；(h、i)石榴子石麻粒岩岩墙中“红眼圈”结构.矿物缩写：Pl-斜长石；Amp-角闪石；Kfs-钾长石；Grt-石榴子石；Qtz-石英；Bt-黑云母；Cpx-单斜辉石Fig.3 Representative field photographs and micro-photographs of metamorphic complexes in the southern margin of the NCC(a) the granitoid gneiss interlayered with the amphibolite; (b) the garnet granulite occur as the enclave within the widespread granitoid gneiss; (c) the granitoid gneiss was intruded by the mafic dike (the protolith of the pyroxene granulite); (d) amphibole shows slightly-preferred orientation; (e) oriented alignment of biotite in granite gneiss; (f) plagioclase with K-feldspar accretion edge in gneiss; (g) clinopyxene transformed into hornblende of the garnet granulites during retrograde metamorphism; (h, i) typical red-eye socket of the garnet granulites dyke. Mineral abbreviations: Pl-plagioclase; Amp-amphibole; Kfs-K-feldspar; Grt-garnet; Qtz-quartz; Bt-biotite; Cpx-clinopyroxene

TTG片麻岩主要为英云闪长岩(图4a)，少数落于奥长花岗岩，钠质-钾质花岗岩落于奥长花岗岩和花岗岩分区。而这一时期小秦岭地区的TTG片麻岩则主要为花岗闪长岩，这些岩石大多属于亚碱性花岗岩和花岗闪长岩。TTG片麻岩和花岗质片麻岩(2.72Ga TTG片麻岩和2.76Ga TTG-like片麻岩, Huangetal., 2010; 2.90～2.85Ga, Jiaetal., 2016; 2.9～2.8Ga, 王景丽, 2016; ～2.5Ga, 黄道袤等, 2020)的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线属于轻稀土富集、重稀土亏损的右倾斜型，轻、重稀土分馏比较明显，TTG片麻岩具有明显的正Eu异常的特征(图5a)，Eu正异常指示TTG片麻岩的形成过程伴随有石榴子石/角闪石的分异和/或斜长石堆晶的加入(Liou and Guo, 2019; Laurentetal., 2020)。原始地幔标准化的微量元素蛛网图显示富集元素K、Ba和Sr，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素(图5b)。相比于TTG片麻岩，钾质花岗岩(2.56Ga, Zhouetal., 2014; ～2.15Ga, 王景丽, 2016)具有负Eu异常和更加富集轻稀土元素的特征(图5a)。蛛网图显示具有较高的Rb、Th、U和Hf含量，具有Ba、Nb、Ta和Ti负异常等特征，Nb/Ta比值接近新太古代大陆地壳(11～12, Hofmann, 1988; Green, 1995)，但低于原始地幔的比值(17.5±2.0, Green, 1995)。Eu负异常表明部分熔融过程中源区可能有斜长石残留或岩浆演化过程中有斜长石的分离结晶。

图4 华北克拉通南缘太华杂岩的地球化学分类图(a)An-Ab-Or图解(Barker and Arth, 1976)，鲁山地区数据来自林慈銮(2006)、Huang et al. (2010)、Zhou et al. (2014)和Wang et al. (2019)；小秦岭地区数据来自第五春荣等(2010)、贾晓亮(2016)、Wang et al. (2017)、Jia et al. (2019)、黄道袤等(2020)和Wang et al. (2021)；洛宁地区数据来自Huang et al. (2012)和Chen et al. (2016)；(b)SiO2-(Na2O+K2O)图解(Middlemost, 1994)，数据来自于Zhou et al. (2014)、Han et al. (2015)、王景丽(2016)和Wang et al. (2017)Fig.4 Classification diagrams for the Taihua complexes in the southern margin of the NCC(a) An-Ab-Or classification diagram (Barker and Arth, 1976), literature data include Lushan area (Lin, 2006; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; Wang et al., 2019), Xiaoqinling area (Diwu, 2010; Jia, 2016; Wang et al., 2017; Jia et al., 2019; Huang et al., 2020; Wang et al., 2021) and Luoning area (Huang et al., 2012; Chen et al., 2016); (b) SiO2 vs. (Na2O+K2O) diagram (Middlemost, 1994), literature data from Zhou et al. (2014), Han et al. (2015), Wang (2016) and Wang et al. (2017)

图5 鲁山太华杂岩的球粒陨石标准化稀土配分图(a，标准化值据Taylor and McLennan, 1985)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough, 1989)黑色实线和虚线分别代表N-MORB、E-MORB(Sun and McDonough, 1989)；绿线和蓝线区域分别代表太华杂岩的斜长角闪岩(Huang et al., 2010; 王景丽, 2016)和基性麻粒岩(王景丽, 2016)；红色、橘色和粉色阴影区分别代表TTG片麻岩(Huang et al., 2010; 贾晓亮, 2016; 王景丽, 2016)、花岗质片麻岩(Huang et al., 2010; 黄道袤等, 2020)和钾质花岗岩(Zhou et al., 2014; 王景丽, 2016)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Taylor and McLennan, 1985) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the Taihua complexesSolid and dashed lines indicate N-MORB and E-MORB from Sun and McDonough (1989). Green and blue lined areas represent amphibolites (Huang et al., 2010; Wang, 2016) and mafic granulites (Wang, 2016) from the Taihua Complex. Red-, orange- and pink-shadow areas indicate TTG gneisses (Huang et al., 2010; Jia, 2016; Wang, 2016), granitic gneisses (Huang et al., 2010; Huang et al., 2020) and potassic granite (Zhou et al., 2014; Wang, 2016), respectively

斜长角闪岩、麻粒岩和基性岩脉(Hanetal., 2015; 王景丽, 2016)在TAS图解中落于亚碱性玄武岩系列(图4b)。这些斜长角闪岩(Huangetal., 2010)和基性麻粒岩(王景丽, 2016)具相对平坦的球粒陨石标准化REE分配型式和原始地幔标准化蛛网曲线(图5)，无明显的Eu异常，与富集地幔E-MORB的稀土配分模式吻合，表明其岩浆源区可能来源于富集地幔源区，但蛛网曲线中斜长角闪岩和基性麻粒岩显示弱的Nb和Ta负异常，Pb正异常，与E-MORB、N-MORB相反，这可能是幔源具有富集Nb、Ta的特征，导致斜长角闪岩和基性麻粒岩出现弱的Nb和Ta负异常，而后期变质作用过程中Pb的迁移导致Pb的正异常。石榴子石麻粒岩和斜长角闪岩的稀土配分和蛛网曲线接近，暗示了石榴子石麻粒岩原岩也具有幔源玄武质岩石的性质，比斜长角闪岩具有更低的稀土元素总量和轻重稀土比，表明稀土元素分馏程度没有斜长角闪岩明显。

鲁山地区是华北克拉通南缘太华杂岩2.92～2.71Ga阶段岩浆最为发育的区域。其TTG片麻岩中锆石以εHf(t)>0为主(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 贾晓亮, 2016)，花岗片麻岩中长石的Pb同位素单阶段演化207Pb-206Pb年龄(2.74±0.33Ga)接近于岩石的形成年龄(Wangetal., 2020)，暗示了TTG片麻岩的母岩浆很可能起源于新太古代的年轻地壳。斜长角闪岩中锆石εHf(t)>0为主，其中εHf(t)>0的模式年龄(2954～2905Ma)非常接近于锆石U-Pb年龄，表明中太古代晚期-新太古代早期斜长角闪岩的源区主要来自亏损地幔；而斜长角闪岩中少量锆石εHf(t)的Hf模式年龄(3277～3074Ma)和长石的Pb同位素单阶段演化207Pb-206Pb年龄(3.42±0.18Ga)远大于锆石U-Pb年龄，表明华北克拉通南缘在古太古代时期存在少量较古老的陆壳物质的混染。

近年来，在华北克拉通南缘太古宙基底中越来越多地报导了中-新太古代岩石，如小秦岭地区～2801Ma的花岗闪长片麻岩(Jiaetal., 2016; 第五春荣等, 2018)，中条山涑水杂岩2718～2702Ma的奥长花岗片麻岩和闪长片麻岩(Zhuetal., 2013)。这些岩石记录的年龄与全球其他克拉通早前寒武纪重要的陆壳生长时间基本吻合，如加拿大Superior克拉通 (Wyman and Kerrich, 2009)、西格陵兰克拉通 (Polatetal., 2015)和Yilgarn 克拉通(Haymanetal., 2015)。因此，这一时期华北克拉通南缘地区发生了重要的地壳生长和改造事件(Kröneretal., 1988; Sunetal., 1994; 第五春荣等, 2010; Huangetal., 2010; Diwuetal., 2016; 谢士稳等, 2016)。

2.2 新太古代-古元古代(2.53～2.45Ga)岩浆事件

尽管全球其他克拉通早前寒武纪地体记录的岩浆事件主要发生在2.9～2.7Ga，整个华北克拉通则以2.6～2.45Ga期的岩浆事件为主(Liouetal., 2022; Wanetal., 2014)，这一特征在鲁山太华杂岩中有很好的体现。关于鲁山太华杂岩，在其新太古代晚期-古元古代早期岩石年龄的统计中(图2a)，可见峰期年龄为～2.50Ga，发育的主要岩石类型包括有钾质花岗岩(Zhouetal., 2014)、斜长角闪岩(无片麻理)、石榴子石麻粒岩(王景丽和张宏福, 2016)。其中，钾质花岗岩侵入早期的片麻岩中，而这一时期的麻粒岩的原岩则主要以岩墙形式侵入(图3c)。

新太古代-古元古代的钾质花岗岩比中-新太古代TTG片麻岩和钠质-钾质花岗岩具有较高的Na2O(图4a, b)和Al2O3以及较低的P2O5、CaO和MgO含量，与新太古代陆壳具有相似的稀土元素配分曲线和蛛网图(负Nb、Ta、Ti异常和Nb/Ta比)。钾质花岗岩中大多数岩浆锆石εHf(t)>0(1.0～4.1)，单阶段模式年龄tDM为2831～2692Ma，比钾质花岗岩的形成年龄(2567±11Ma)早，但与钠质-钾质花岗岩形成年龄(～2760Ma)一致。因此，钠质-钾质花岗岩可能是钾质花岗岩的主要来源，同时钾质花岗岩高Sr/Y和(La/Yb)N也证明了这点。钾质花岗岩中少量岩浆锆石εHf(t)值较低(-2.0～0.7)，其单阶段模式年龄tDM(2942～2838Ma)与TTG片麻岩的形成年代一致，且在钾质花岗岩中识别出两颗捕获锆石(2837±36Ma和2659±26Ma)，故TTG片麻岩也可能是钾质花岗岩的来源。因此钾质花岗岩可能是由早期形成的钠质-钾质花岗岩和/或TTG片麻岩部分熔融形成的。

此外，我们对斜长角闪岩进行了锆石U-Pb测年，结果显示有两组锆石：一组锆石沿不一致线分布，上交点年龄为1963±22Ma，且这些锆石Th/U(0.02～0.48)，记录了一期变质作用事件；另一组锆石给出了2520±12Ma的谐和207Pb/206Pb年龄，具有明显的岩浆成分环带，Th/U为0.53～0.74，因此2520±12Ma年龄代表了斜长角闪岩原岩形成年龄(未发表资料)。与中太古代晚期-新太古代早期形成的斜长角闪岩相比，晚期斜长角闪岩相对贫TiO2和P2O5，富Rb、K等大离子亲石元素，二者在稀土元素配分曲线和蛛网图均较为相似。与早期形成的麻粒岩透镜体相比，石榴子石麻粒岩岩墙明显高Fe2O3T、MgO、Mg#，低MnO、Al2O3，高稀土元素总量，轻稀土分馏明显而重稀土分馏不明显的配分曲线，亏损非活动性元素Nb、Ta和Ti。另外，镜下观察石榴子石麻粒岩仍残留有辉长/辉绿结构，说明其原岩为辉长/辉绿岩。结合锆石εHf(t)值>0，石榴子石麻粒岩岩墙中长石的Pb同位素单阶段演化207Pb-206Pb模式年龄(2.62Ga)接近锆石U-Pb结晶年龄(～2.52Ga)(王景丽和张宏福, 2016)，我们推测新太古代晚期辉长/辉绿岩浆于～2.52Ga侵位于中太古代晚期-新太古代早期形成的地壳中。

2.3 古元古代早-中期(2.35～2.30Ga和2.19～2.06Ga)岩浆事件

古元古代早-中期，全球大多地区在总体处于板块构造寂寞期，但华北克拉通南缘前寒武纪地体中岩浆作用明显(图2a)，出露有古元古代早-中期的各类岩石。Wanetal. (2006)和第五春荣等(2010)分别在石墨石榴子石夕线石片麻岩和石英岩中发现除了2.73～2.50Ga和2.95～2.35Ga太古代残留锆石存在外，还存在有较为年轻的碎屑锆石。石墨石榴子石夕线石片麻岩中获得最年轻的碎屑锆石U-Pb年龄为2.31～2.25Ga(Wanetal., 2006)，石英岩中获得最年轻的岩浆锆石U-Pb年龄为2258～2229Ma(第五春荣等, 2010)。太古代的残留锆石暗示古元古代早-中期变质表壳岩物源区岩石的主要形成时代为中-新太古代时期，而最年轻的碎屑锆石代表物源区存在2.31～2.25Ga形成时代的岩石，也间接说明华北克拉通南缘存在2.31～2.25Ga的岩浆事件，而且表壳岩系是在古元古代2.25Ga之后发生沉积，而不是早期所认为的新太古代。2.31～2.25Ga的岩浆事件在华北克拉通南缘其他地区较为发育，如小秦岭地区的花岗闪长岩、花岗片麻岩、英云闪长片麻岩和黑云母斜长角闪片麻岩(Huangetal., 2013; 贾晓亮, 2016)，熊耳山地区的花岗闪长片麻岩(Huangetal., 2012; Diwuetal., 2014)、宜阳英云闪长片麻岩(第五春荣, 2005)、陕县花岗质片麻岩(Chenetal., 2016)、洛宁斜长角闪片麻岩和角闪岩(蒋宗胜等, 2011; Diwuetal., 2014)，这些岩石的εHf(t)变化范围较大，与太古代锆石Hf同位素特征相比，有少量接近亏损地幔演化线体现新生陆壳物质的贡献外，大多具有低正或负的εHf(t)且二阶段模式年龄(3.0～2.5Ga)远大于岩石形成年龄的特征，反映了华北克拉通南缘2.35～2.30Ga岩浆事件主要为太古代古老陆壳物质的再造。

Wanetal. (2006)发现石墨石榴子石夕线石片麻岩被～2139Ma石榴石片麻质花岗岩侵入，进而将表壳岩系的形成年龄限定在2.25～2.14Ga之间。再者，在鲁山地区也陆续发现了与石榴石片麻质花岗岩侵入年龄近一致的石榴钾长花岗片麻岩(杨长秀, 2008)、片麻质花岗岩(Luetal., 2015)和富钾的花岗片麻岩(王景丽, 2016)。结合熊耳地区二长片麻岩(Chenetal., 2016)、英云闪长片麻岩和钾长石花岗片麻岩(Huangetal., 2012)、小秦岭地区英云闪长片麻岩(Huangetal., 2013)，这些岩石的εHf(t)<0且二阶段模式年龄远大于其形成年龄，故认为2.1Ga的岩石是新太古代早期形成地壳物质发生部分熔融的产物。对比更早期形成的片麻岩，2.19～2.06Ga岩石大多属于富钾的长英质岩石(图4)，对应华北克拉通南缘岩石随着时间由低钾火成岩到富钾火成岩变化的现象反映了地壳演化动力学机制发生明显转变。结合2.19～2.06Ga花岗片麻岩的地球化学研究表明，表明具有A型花岗岩的特征，对应伸展构造环境地壳减薄诱发地壳物质发生部分熔融(王景丽, 2016)。～2.11Ga的岩浆年龄在华北克拉通中部造山带北部分布广泛，包含许多花岗岩和变火山岩，如大洼梁花岗岩(王凯怡和Wilde, 2002)和五台山王家会粉色花岗岩(Wildeetal., 2005)。总体而言，这一时期岩浆作用反映了古元古代中期华北克拉通中部造山带整体处于伸展的构造环境(Wanetal., 2006)。

2.4 古元古代中-晚期(1.96～1.84Ga)变质事件

总体而言，华北克拉通南缘出露的岩石类型多样，形成时代跨度较大。根据近年来发表的高精度变质锆石U-Pb定年结果，可发现存在～2.78Ga、～2.67Ga(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 谢士稳等, 2016)和1.96～1.84Ga(Wanetal., 2006; Liuetal., 2009; Huangetal., 2010; Luetal., 2013, 2015; 卢俊生等, 2014; Zhouetal., 2014)等多期变质年龄(图2b)。其中，新太古代的变质年龄仅在鲁山地区被报道，并且～2.78Ga的变质年龄被解释为新太古代岩浆事件对早先形成岩石(尤其是中太古晚期-新太古早期)的破坏和改造，而～2.67Ga的变质年龄地质意义不明确(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 谢士稳等, 2016)。相比之下，华北克拉通南缘的变质年龄主要集中于1.96～1.84Ga(图2、图6)，包括洛宁地区(蒋宗胜等, 2011)、小秦岭地区(王国栋等, 2013; Yuetal., 2013)、舞钢地区(Luetal., 2013)和鲁山地区(Wanetal., 2006)，且峰值年龄为～1.93Ga。鲁山地区出露了中太古代晚期-新太古代早期TTG片麻岩(Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014)和斜长角闪岩(Luetal., 2013; 卢俊生等, 2014)、新太古代-古元古代的石榴子石麻粒岩和斜长角闪岩、古元古代早-中期的含石榴石片麻质花岗岩(Wanetal., 2006)和片麻质花岗岩(Luetal., 2015)，这些岩石在古元古代普遍经历了高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用(Zhangetal., 1985; 卢良兆等, 1996; 沈其韩, 1992; Luetal., 2013)。

华北克拉通南缘仅在鲁山地区出露了少量麻粒岩(孙勇, 1983; Zhangetal., 1985)，与华北中部造山带中北部麻粒岩的大量报导形成明显反差。这可能是因为早期麻粒岩相变质之后又叠加了较大规摸的角闪岩相退变质作用。在显微镜下可观察到常见的退变质现象，包括退变质过程中早期矿物边部富钾高μ熔流体(图3f)、辉石转变为角闪石(图3g)等。Luetal. (2013, 2015)对鲁山TTG片麻岩中夹厚层状角闪岩开展了变质年代学研究，较好地揭示了两阶段变质年龄：～1.93Ga峰期变质年龄和～1.86Ga退变质年龄。需要强调的是，并不是所有的样品都能保存这两阶段变质年龄，已报道的峰期变质年龄中很可能混入了一些退变质年龄。

图6 华北克拉通中部造山带变质杂岩分布简图(据Zhao et al., 2000修改)Fig.6 Simplified tectonic map showing the distribution of metamorphic complexes in the Trans-North China Orogen (modified after Zhao et al., 2000)

3 对华北克拉通古元古代拼合的启示

根据岩石组成、构造、地球化学特征以及年代学等差异，华北克拉通可划分为东部陆块(EB)、西部陆块(WB)以及中部造山带(TNCO)(Zhaoetal., 2005)。其中，中部造山带是东、西部陆块于古元古代发生碰撞而成。华北克拉通南缘的前寒武纪地体于古元古代同样发生强烈的变质作用，但是否归属于中部造山带一直是前寒武纪研究中的热点问题(Kusky and Li, 2003; Zhaoetal., 2005; Kusky, 2011; Zhai and Santosh, 2011; Xiaoetal., 2017)。为此，我们对比梳理了华北南缘小秦岭、洛宁、鲁山和舞钢地区太华杂岩的温压条件，包含斜长角闪岩、泥质麻粒岩、泥质片麻岩以及基性麻粒岩，并将出露于不同地区的不同类型岩石的P-T-t轨迹投于图7，从而更加直观地分析华北克拉通南缘古元古代变质地体变质程度和P-T轨迹。

图7 华北克拉通南缘太华杂岩的变质P-T-t轨迹紫色实线和虚线分别为小秦岭地区的角闪岩(Wang et al., 2014)和泥质麻粒岩(Wang et al., 2017)；浅蓝色实线和虚线分别为洛宁地区的角闪岩(蒋宗胜等, 2011; Chen et al., 2015)和变泥质岩(蒋宗胜等, 2011; Chen et al., 2015)；绿色实线和虚线分别引自卢俊生等(2014)和Lu et al. (2013)的鲁山地区角闪岩；橘色实线和虚线分别为舞钢地区的角闪岩(Lu et al., 2014)和变泥质岩(Lu et al., 2017)Fig.7 The P-T-t paths of the Taihua Complex in the southern margin of the NCCPurple solid and dashed lines indicate the Xiaoqinling amphibolites (Wang et al., 2014) and pelitic granulites (Wang et al., 2017), respectively; Light-blue solid and dashed lines represent the Luoning amphibolites (Jiang et al., 2011; Chen et al., 2015) and metapelites (Jiang et al., 2011; Chen et al., 2015), respectively; Green solid and dashed lines indicate the Lushan amphibolites which are from Lu et al. (2014) and Lu et al. (2013), respectively; Orange solid and dashed lines refer to the Wugang amphibolites (Lu et al., 2014) and metapelites (Lu et al., 2017), respectively

华北克拉通南缘太华杂岩中石榴子石麻粒岩透镜体/岩墙、斜长角闪岩以及变泥质片麻岩可识别出至少3个阶段的变质矿物组合。根据峰期变质矿物中石榴子石斑晶或者“红眼圈”结构(图3h, i)中石榴子石冠状体和Amp+Pl+Qtz±Opx±Cpx的基质矿物可估算变质岩石的温压条件：(1)麻粒岩：小秦岭地区泥质麻粒岩T=730～810℃、P=0.68～0.86GPa(Wangetal., 2017)；鲁山地区石榴子石麻粒岩T=700～790℃、P=0.76～0.90GPa(Wangetal., 2020)。(2)斜长角闪岩类岩石：鲁山地区T=730～810℃、P=0.81～1.17GPa(Luetal., 2013; 卢俊生等, 2014)；小秦岭地区T=700～820℃、P=0.66～0.77GPa(Wangetal., 2014)；舞钢地区T=710～780℃、P=0.90～1.06GPa(Luetal., 2014)和洛宁地区T=720～800℃、P=0.91～1.07GPa(蒋宗胜等, 2011; Chenetal., 2015)。(3)变泥质片麻岩：舞钢地区T=830～840℃、P=1.02～1.22GPa(Luetal., 2017)；洛宁地区T=710～820℃、P=0.73～1.06GPa(蒋宗胜等, 2011; Chenetal., 2015)。尽管华北克拉通南缘太华杂岩同一岩石类型不同地区出露岩石和同一地区不同类型岩石的温压条件略有差异，其中泥质麻粒岩相比斜长角闪岩的峰期变质温压条件更高，鲁山、舞钢地区比小秦岭、洛宁地区的太华杂岩温压条件高。但总体而言华北克拉通南缘太华杂岩峰期变质属于中P/T相系，普遍达到了角闪岩相-麻粒岩相(孙勇, 1983; Zhangetal., 1985; Wanetal., 2006; 第五春荣等, 2010; Luetal., 2013; 王景丽和张宏福, 2016; Wangetal., 2014, 2017; Luetal., 2013, 2014, 2017, 2020)。

研究发现华北克拉通南缘太华杂岩记录的1.95～1.75Ga变质具有近等温降压(ITD)的顺时针P-T-t轨迹(图7)。例如，小秦岭地区角闪岩(Wangetal., 2014)和泥质麻粒岩(Wangetal., 2017)、舞钢地区角闪岩(Luetal., 2014)和变泥质岩(Luetal., 2017)、洛宁地区角闪岩(蒋宗胜等, 2011; Chenetal., 2015)和变泥质岩(蒋宗胜等, 2011; Chenetal., 2015)以及鲁山地区斜长角闪岩(Luetal., 2013; 卢俊生等, 2014)。而在华北克拉通中部造山带北段和中段各变质杂岩也记录了同样的近等温降压型(ITD)的顺时针P-T轨迹，例如：怀安基性麻粒岩(Zhaietal., 1993; 郭敬辉等, 1998; Guoetal., 2002, 2012; Zhangetal., 2016)和富铝片麻岩(刘树文, 1996)、恒山斜长角闪岩(郭敬辉等, 1999)及基性麻粒岩(王仁民等, 1991; O’Brienetal., 2005)、五台斜长角闪岩(Zhaoetal., 1999)及变泥质片麻岩(Wangetal., 1996; 俞良军等, 2001; Qianetal., 2013)、阜平基性麻粒岩(刘树文, 1996; Zhaoetal., 2000)、吕梁斜长角闪岩(Zhaoetal., 2008, 2010)、赞皇基性变质岩及变泥质片麻岩(Xiaoetal., 2011)以及中条变泥质片岩(梅华林, 1994)。华北克拉通南缘太华杂岩在古元古代经历了升温升压、峰期变质、快速降压的变质P-T轨迹，与中部造山带中、北部其它变质杂岩经历了相似的地质过程。因此，华北克拉通南缘同样卷入了东部陆块和西部陆块的碰撞造山作用。同时，近等温降压(ITD)顺时针P-T-t轨迹中退变质阶段类似于西阿尔卑斯型(Ernst, 1988)，说明华北克拉通南缘太华杂岩记录了太古代下地壳发生碰撞增厚，尔后经历了构造抬升并快速折返的地质过程。

华北克拉通南缘古元古代变质年龄的正确理解可以很好地限定其前寒武纪地体的不同构造归属以及碰撞拼合时间。近年来，高精度的年代学研究揭示出华北克拉通南缘基底岩石的变质年龄集中于1.96～1.84Ga(图2b)。再结合华北克拉通南缘变质杂岩记录了大规模角闪岩相退变质作用以及Luetal. (2013, 2015)获得的两阶段变质年龄(～1.93Ga和～1.86Ga)，有理由认为华北克拉通南缘太华杂岩古元古代变质作用不会晚于1.86Ga，因而华北中部造山带南缘的俯冲碰撞可能为1.96～1.86Ga。之前，Zhaoetal. (1999, 2005, 2012)根据华北克拉通中部造山带中、北部变质基底的系统研究，提出华北克拉通西部陆块和东部陆块于～1.85Ga发生碰撞拼合。结合梳理华北克拉通中部造山带的变质年龄(图6)和变质P-T轨迹(图7)，发现华北南缘的变质年龄(1.96～1.86Ga)和中部造山带中北部的变质年龄(1.97～1.80Ga)范围较为接近，华北南缘的构造归属应属于中部造山带，且华北中部造山带的俯冲碰撞可能经历了一个较长的造山过程。