太岳山17.9亿年英安斑岩的发现及其对华北克拉通南部裂谷系成因的约束

范昱宏 祝禧艳 段庆松 马建锋 贾朝媛 刘书琪 赵太平

华北克拉通(North China Craton, NCC)是世界上最古老的克拉通之一,经历了长达38亿年的演化,记录了前寒武纪几乎所有的重大事件(Kusky and Li, 2003; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2020; Kusky, 2011; 翟明国, 2011, 2019; Zhao and Zhai, 2013; Santoshetal., 2015)。华北克拉通南缘中条山-熊耳山地区发育的熊耳群火山岩系不整合覆盖于太古宙-古元古代变质基底之上,是华北克拉通中元古代的第一套盖层,与同期基性岩墙共同记录了中元古代早期最重要的岩浆事件(赵太平等, 1994, 2015; 赵太平和金成伟, 1999; Pengetal., 2007, 2008; 崔敏利等, 2010; 柳晓艳等, 2011; 胡国辉等, 2013; 翟明国等, 2014; Maetal., 2023)。此后,华北克拉通南缘发育稳定盖层,形成中元古界厚达万米的滨浅海相-碳酸盐台地相沉积(胡国辉等, 2013; 苏文博, 2016; 祝禧艳等, 2019; 庞岚尹等, 2021; Pangetal., 2022),标志着长时间裂陷背景下的持续沉积作用(翟明国等, 2014)。正因此,熊耳群对于研究华北克拉通在中元古代构造环境演化有着重要的指示意义。

但是,目前对熊耳群形成时的构造背景仍有争议,对熊耳群岩浆活动是否记录了中元古代裂陷作用的开启尚无定论。部分学者根据熊耳群空间分布、岩石学及岩石地球化学特征,认为其形成于大陆裂谷的拉张应力背景下(薛良伟等, 1996; 金成伟, 2002; 赵太平等, 2007, 2019; Zhaoetal., 2002; 翟明国, 2004, 2019; 徐勇航等, 2008; 崔敏利等, 2010; Cuietal., 2013),并结合其同期基性岩墙群推测该拉张应力来源于地幔柱(翟明国, 2004; Pengetal., 2007, 2008)。也有学者根据熊耳群火山岩的地球化学数据显示出的岛弧岩浆岩、火山活动间歇性喷发等特征(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009),以及熊耳期火山岩系其上不整合覆盖的兵马沟组长英质碎屑沉积物的岛弧地球化学特征(Mengetal., 2018),认为熊耳群形成于俯冲环境。本文从华北中部太岳山地区中元古代早期英安斑岩的岩相学、地球化学特征及精细年代学入手,讨论了英安斑岩与熊耳群火山岩系的关系,延伸了其“三叉裂谷”分布的空间范围,为进一步论证华北克拉通在中元古代早期构造演化提供科学依据。

1 区域地质概况及样品特征

熊耳群火山岩主要分布于华北克拉通南缘熊耳山以及中条山等地(Zhaoetal., 2002; Mengetal., 2018),与其下太古宙-古元古代基底呈角度不整合接触(图1)(赵太平等, 2002; 翟明国等, 2014)。熊耳群火山岩以熔岩为主,火山碎屑岩其次,含有少量沉积夹层(赵太平等, 1994, 1996; 张玉生等, 2022)。熔岩中主要为玄武质、安山质熔岩,次为英安岩-流纹岩(陈衍景等, 1992; 赵太平和金成伟, 1999)。此外,也有大量中-基性和酸性的次火山岩,主要发育于熊耳期岩浆作用的晚期,多与围岩呈侵入接触,产状多样(任富根等, 2002; 庞振山和燕建设, 2004),在河南嵩县地区可观察到熊耳期最晚期的流纹斑岩侵入安山岩(赵太平等, 2001)。华北南缘及中部地区还发育有同期的基性岩墙群,一般认为与熊耳群有密切的成因联系(Pengetal., 2005, 2007, 2008; 胡国辉等, 2010)。

图1 华北克拉通太古宇及古-中元古界地质简图(a, 据Zhu et al., 2013)、熊耳群及可对比层位分布图(b, 据Zhao et al., 2002; Pang et al., 2022)和太岳山地区古元古代-中元古代地质体分布简图(c, 据山西省地质调查院, 2006)

华北中部太岳山地体呈“豆荚状”夹持在吕梁和中条地体之间,主要发育古元古代经历绿片岩相-高角闪岩相变质作用的闪长质-花岗质片麻岩、沉积岩以及中元古代弱变质变形的基性侵入体,局部经历强烈的混合岩化作用。早期地质调查研究以变质程度将其简单划分为下部的霍县群和上部的太岳山群(山西省地质矿产局, 1989)。最新一轮地质调查工作将太岳山地体统称为霍山杂岩,变沉积岩系主要分布于小南坪、大南坪、交口峪等地,由变粒岩、石英岩、石英片岩等组成,称为霍山表壳岩;岩浆岩主要由安子坪片麻状变质花岗岩、正南沟闪长质片麻岩、黄粱花岗质片麻岩组成(图1b)。其中,安子坪片麻状花岗岩变质、变形程度最弱(Pengetal., 2023);黄粱花岗质片麻岩常呈肉红色,以高钾长石含量为特征;正南沟闪长质片麻岩呈灰白色,块状或条带状穿插于前者之中(山西省地质调查院, 2006)。最新研究通过将上述岩体与华北中部吕梁、中条山等地的同类型岩浆岩进行对比,认为它们并非形成于前人认为的新太古代(山西省地质调查院, 2006),而应为古元古代地质体(Wangetal., 2022)。

英安斑岩位于霍山顶峰东南约5km处,出露面积约2km2(图1c)。由于道路截切且覆盖严重,导致实测剖面中的英安斑岩呈断块状出露于黄粱钾质花岗片麻岩中(图2)。剖面局部可见正南沟闪长-斜长质片麻岩,相较于钾质花岗片麻岩,前者的斜长石及基性矿物含量更高。英安斑岩整体为紫红色-暗红色,未见明显变质变形,与两侧强变质变形的古元古代钾质花岗片麻岩对比明显(图3a, b)。岩体呈斑状结构,块状构造,发育气孔构造,部分气孔被后期矿物充填形成杏仁,无明显定向(图3c, d)。斑晶以斜长石、透长石、角闪石为主,粒度多在1～2mm,少量0.5mm,占岩石总量的20%～30%,长石表面严重蚀变;石英粒度稍小,多在1mm以下(图4a-d);可见少量石榴石,自形,粒度为10～100μm,含量不足斑晶的1%。基质呈霏细结构,主要为石英、钾长石、斜长石。不透明矿物(如,磁铁矿)含量低于3%。

图2 太岳山熊耳期英安斑岩实测剖面图

图4 太岳山熊耳期英安斑岩显微照片

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年

单矿物分选工作在河北省廊坊市宇能(宇恒)矿岩技术服务有限公司完成。样品经粉碎、淘洗、分选后在显微镜下手工挑出颗粒完整的锆石,用环氧树脂灌注待测锆石颗粒及锆石标样TEM(Blacketal., 2003)与M257(Nasdalaetal., 2008)形成厚度为5～6mm的要求样品靶并进行打磨与抛光,此后在SHRIMP实验室进行锆石样品靶的透、反射光显微照相及阴极发光(CL)照相。阴极发光使用仪器为高真空扫描电子显微镜(JMS-IT100)并配备GATANmINICL系统。

锆石微区原位U-Pb同位素测定在北京离子探针中心的SHRIMP Ⅱ二次离子探针质谱仪上完成,以参考年龄为417Ma的标准锆石TEM进行同位素分馏矫正,并利用标准年龄为561Ma的标准锆石M257标定U、Th、Pb的含量(Blacketal., 2003; Nasdalaetal., 2008)。为保证数据具有有效性,每隔4～5个样品点测试一次标准锆石TEM,其详细分析流程及原理参见文献(Compstonetal., 1984, 1992; Williams, 1997)。本次共计测试18颗标准锆石TEM,加权平均年龄为417±2Ma(N=18,MSWD=1.3)。将所得数据中的204Pb进行普通Pb矫正,利用Isoplot(Ludwig, 2003)进行数据处理,处理过程中单个数据点误差为1σ,加权平均年龄置信度为90%。

此后利用样品靶上剩余的锆石在中国地质科学院地质力学研究所自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室进行激光剥蚀-等离子质谱(LA-ICP-MS)实验。电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)为美国安捷伦科技公司生产的Agilent 7900,激光剥蚀系统为美国相干(Coherent)公司生产的GeoLas HD ArF准分子激光器,波长193nm。利用标准锆石91500的同位素比值变化采用线性内插的方式对U-Pb同位素比值进行校正,利用NIST SRM 610作为外标、29Si作为内标的方法进行定量计算锆石微量元素含量,实验方法详见王森等(2022),数据处理使用Isoplot(Ludwig, 2003),处理过程中单个数据点误差为1σ,加权平均年龄置信度为95%。

2.2 主、微量元素分析

样品的全岩粉末制备由河北省廊坊市宇能(宇恒)矿岩技术服务有限公司完成,新鲜的岩石样品经纯化水清洗干净后,用颚式破碎机破碎及粉碎机粉碎后研磨至80目,选取50g左右粉末进行全岩化学分析。主量元素及微量元素成分测试由武汉上谱分析科技有限责任公司完成,主量元素的测试需先使用部分样品计算烧失量,此后再将粉末样品进行称量并加入Li2B4O7助燃剂混合,利用金铂坩埚进行熔样后使用X射线荧光光谱法(XRF)测试,仪器采用波长色散X射线荧光光谱仪(ZSX Primus Ⅱ),样品粒度≥200目,分析误差优于2%;微量元素测试将样品称量后放入聚四氟乙烯溶样罐,加入HF+浓HNO3后放入干燥箱190℃加热72h,稀释后再使用电感耦合等离子体(ICP-MS)质谱仪(Agilent 7700e)进行测试,分析误差优于10%。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次用于年龄分析的英安斑岩样品(22XE)来自山西古县大南坪村(N36°26′53″、E111°52′26″)。

锆石形态主要可分为三类。第一类无震荡环带,呈板片状、碎片状,无色透明,自形程度差,粒径80～200μm,长宽比为1:1.1～1:1.5,部分可达1:2;第二类为环状震荡环带,部分锆石环带密集,该类型锆石还出现部分熔蚀现象,无色透明,主要呈长柱状,自形程度较好,粒径50～180μm,长宽比1:1.2～1:1.5,部分出现核-边结构,为典型的酸性岩浆锆石;第三类为条带状震荡环带,无色透明,自形程度较好,粒径50～120μm,长宽比1:1～1:2,部分出现核-边结构,显示中酸性岩浆锆石的形态特征。

选取55个锆石颗粒进行SHRIMP U-Pb定年,分析结果见电子版附表1。绝大多数锆石的CL图像均显示清晰的震荡环带,为典型的中酸性岩浆锆石内部结构(图5)。锆石的U含量范围为62×10-6～404×10-6,部分可达2094×10-6,Th含量为22×10-6～316×10-6,Th/U比值在0.13～2.27之间。在55个测点中,一个测点(点21)为变质增生边,Th/U比值为0.92,其207Pb/206Pb年龄为1899±17Ma。剩余54个测点中,大部分锆石具有不同程度的Pb丢失(图6a)。对应三类锆石形态及锆石年龄谐和曲线可以将其分为三组,其中23个测点获得了1913±10Ma(N=23,MSWD=1.7)的上交点年龄,选取其中相对谐和的21个测点获得1915±7Ma(N=21,MSWD=1.2)的加权平均年龄(图6b);21个测点获得了2161±11Ma(N=24,MSWD=5)的上交点年龄,选取其中相对谐和的11个测点获得了2161±8Ma(N=11,MSWD=1.6)的加权平均年龄(图6c);3个测点(点36、37、49)年龄分别为1795±16Ma、1802±20Ma、1784±10Ma,其加权平均年龄1790±16Ma(N=3,MSWD=0.34),代表英安斑岩的结晶年龄(图6d)。

表1 英安斑岩的主量元素含量(wt%)

图5 英安斑岩中锆石的内部结构

图6 SHRIMP 锆石U-Pb定年分析结果

挑选自形-半自形、具明显生长环带的90颗锆石进行LA-ICP-MS实验,分析结果见电子版附表2。锆石形态呈板片状、棱角状,自形-半自形,无色透明,粒径30～200μm,长宽比1:1～1:2.5,锆石具生长环带,部分环带密集,少量呈现核边结构。绝大多数锆石的U含量范围为27×10-6～600×10-6,部分可达1306×10-6,Th含量为20×10-6～470×10-6,Th/U比值在0.1～1.8之间。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄主要集中在～1940Ma及～2160Ma附近(图7),与SHRIMP实验结果基本一致。其中两颗碎片状锆石的粒度为60～80μm,具明显的振荡环带,年龄为1792±37Ma、1805±41Ma,其谐和度>95%,与SHRIMP测得的英安斑岩结晶年龄吻合。

表2 英安斑岩的微量元素含量(×10-6)

图7 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果

3.2 地球化学特征

为保证样品代表性,从岩体边部到中心以间距5m采样,选择5个样品进行主量元素、微量元素测试。分析结果见表1、表2。

图8 太岳山熊耳期英安斑岩TAS图解(a, 据Le Bas, 1986)、SiO2-K2O图解(b, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-A/NK关系图解(c)

英安斑岩的稀土总量高(∑REE=569×10-6～1004×10-6),强烈富集轻稀土((La/Yb)N≥19.4),LREE/HREE值为6.07～8.81,表明LREE、HREE强烈分异。负Eu异常明显,δEu=0.36～0.60。在原始地幔标准化微量元素蛛图中,次火山岩富集K、Ba等大离子亲石元素,强烈亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(图9a)。高场强元素Nb(25.5×10-6～26.5×10-6)、Ta (1.27×10-6～1.35×10-6)含量极低,同时Sr(246×10-6～314×10-6)、P(1530×10-6～1660×10-6)、Ti(7310×10-6～7550×10-6)明显亏损。以上特征与华北克拉通熊耳群火山岩已发表的相关数据保持一致(图9)(赵太平等, 2002; 庞振山和燕建设, 2004; 徐勇航等, 2007; Wangetal., 2010; 柳晓艳等, 2011; 谢良鲜等, 2014; Pangetal., 2021)。

图9 太岳山熊耳期英安斑岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)及球粒陨石标准化稀土元素配分图解(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

其中,样品(HS01)中具有极高的Th(64.3×10-6)正异常,较高的Sm(28.1×10-6)正异常,Eu极度负异常,δEu=0.36,LREE(902×10-6)、La(205×10-6)、Ce(436×10-6)、Nd(179×10-6)、Tb(2.32×10-6)含量相对较高。推测位于岩体边部的样品受围岩影响较大,导致部分元素相对富集。

4 讨论

4.1 太岳山英安斑岩的形成时代

目前,对熊耳群的时代已经有了较好的限定。赵太平等(2001)利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及与下伏长城系的叠覆关系认为熊耳群形成年龄为～1750Ma,后利用SHRIMP U-Pb锆石定年测得熊耳山地区熊耳群流纹斑岩的年龄为1776±20Ma、1800±16Ma,并通过侵入到太古宙太华群的辉绿岩岩墙(1773±37Ma)及侵入到熊耳群的闪长岩(1789±23Ma)的年龄修定熊耳群形成年龄的范围为1750～1800Ma(赵太平等, 2004)。Cuietal.(2011)和崔敏利等(2010)利用侵入到熊耳群中的石英闪长岩(1789±4Ma)及花岗斑岩(1786±8Ma),建议将熊耳群年龄限定为1700～1800Ma。虽然也有学者曾认为熊耳群代表由1.78Ga、1.76～1.75Ga、1.65～1.45Ga组成的间歇性火山活动(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009),但显然将相隔数亿年的火山作用各自划分为独立期次的岩浆作用旋回更为合理。因此,目前公认将熊耳群火山岩及次火山岩喷发时间集中于1.75～1.80Ga(翟明国等, 2014; 乔秀夫和王彦斌, 2014; 赵太平等, 2019; Pangetal., 2021)。本次研究将太岳山地区中元古代英安斑岩的年龄约束为～1790Ma,与熊耳群火山岩系的时代范围一致,与南缘～17.9亿年流纹岩共同代表了华北克拉通由造山到裂谷构造体制转换初始期的产物(Pangetal., 2021)。

熊耳期锆石形态以长柱状、棱角明显的自形-半自形形态为主,显示条带状岩浆环带,粒度偏小,同时数量较少,这可能与火山喷发期的岩浆锆石生长时间短、发育不够完善有关(赵太平等, 2004)。本次测年研究中,除了少数代表英安斑岩中锆石结晶年龄的颗粒外,大多数锆石粒度较大,自形程度不一,Th/U值为0.1～1.2,年龄区间主要分布于1875～1945Ma和2065～2240Ma,对应峰值分别为～1915Ma和～2160Ma。第一期峰值年龄的锆石内部结构复杂并无明显震荡环带,呈现变质成因锆石形态特征,与晋豫、丰镇等活动带古元古代麻粒岩相变质作用峰期年龄一致(Zhaoetal., 2006; 翟明国, 2009)。第二期峰值年龄的锆石具有具典型岩浆成因的锆石振荡环带结构。通过锆石形态学特征分析,认为以上两期次锆石的成因可能是:(1)继承于岩浆源区。太岳山英安斑岩的源岩年龄为～2.16Ga,并且记录了～1.9Ga的区域变质作用。(2)捕获于围岩。英安质岩浆上升过程中,捕获了大量经历～1.9Ga区域变质的～2.16Ga围岩锆石。最新研究表明,太岳山地体广泛发育古元古代晚期长英质片麻岩类,主体形成时代为2160～2180Ma,包含少量～2300Ma长英质片麻岩和闪长岩,并都经历了～1.9Ga变质作用改造(Wangetal., 2022)。因此,太岳山英安斑岩中大量不具有核边结构的锆石颗粒应该来自围岩(如,古元古代片麻状花岗岩)。与本文数据不同的是,目前报道中熊耳群玄武安山质熔岩中的捕获锆石以2200～2300Ma年龄峰值为特征(赵太平等, 2004; Wangetal., 2019)。考虑到小秦岭、鲁山等地普遍出露～2.3Ga花岗岩、TTG片麻岩、斜长角闪岩、变辉长岩等,认为是由于围岩成分变化造成不同地区熊耳期火山岩、次火山岩中捕获锆石年龄峰值出现差异。

4.2 太岳山英安斑岩的成因

太岳山地区熊耳期英安斑岩属于过铝质的高钾岩浆演化系列,富集LILE及LREE,而强烈亏损HFSE,具有“弧岩浆”特点。英安斑岩具有明显的负Eu异常,轻重稀土分馏变化较大,具右倾稀土模式,微量元素富集LILE,Zr、Nb及REE(除Eu外)含量高。通过捕获了大量的围岩锆石,致使Zr、Nb含量升高,在Zr-10000×Ga/Al及Nb-10000×Ga/Al图解中落入“A型花岗岩”区域内(图10a, b)。但是,(K2O+Na2O)-10000×Ga/Al及FeOT/MgO-10000×Ga/Al图解中,英安斑岩并未落入A型花岗岩范围(图10c, d)。结合其它地球化学特征,如,Ga/Al值较低,CaO、Sr、Ti含量低,A/CNK含量为1.08～1.25,判定其并非属于典型的A型花岗岩。

图10 太岳山熊耳期英安斑岩ISMA花岗岩判别图解(据Whalen et al., 1987)

酸性岩石地球化学特征受众多因素影响,其地球化学特征与其源区性质及岩浆过程密切相关(Pearceetal., 1984; 张旗等, 2007)。例如,川西地区峨眉山大火成岩省出露大面积二叠纪晚期玄武岩,地球化学特征及REE反演温度模拟指示该时期为与地幔柱相关的板内伸展构造背景(徐义刚和钟孙霖, 2001; 徐义刚, 2002)。与玄武岩同时喷发形成的侵入岩还包括A型花岗岩(茨达花岗岩体)和I型花岗岩(矮郎河花岗岩体)(Zhongetal., 2007; 吴福元等, 2007)。传统观点认为,I型花岗岩(长英质岩石中Na2O>3.2%,A/CNK<1.1)主要与俯冲等挤压背景相关(吴福元等, 2007)。Zhongetal.(2007)经过物源分析发现,矮郎河I型花岗岩的原岩主要为中元古代会理群的变沉积-火山岩及幔源铁镁质岩,其“I型”岛弧地球化学数据继承于源岩特征,而非指示形成时构造环境的差异。与之相似地,熊耳群火山岩系普遍具有富LILE和LREE、亏损HFSE(尤其是Nb、Ta、Sr和Ti)等岛弧地球化学特征(赵太平等, 2002; Heetal., 2009; Wangetal., 2010)。部分学者认为该地球化学特征可能由于地壳混染造成(Zhaoetal., 2002; Cuietal., 2011),赵太平等(2007)结合其εNd(t)值则认为熊耳群的岛弧特征可能与源区受到俯冲物质混染有关。

太岳山英安斑岩A/CNK<1.1,同时出现大量岩浆成因角闪石,与华北克拉通南缘出现的熊耳群I型花岗岩相呼应(Maetal., 2023)。在微量元素判别图解中,英安斑岩落入板内花岗岩范围内,与前人结论基本一致(图11)(赵太平等, 2002; 谢良鲜等, 2014)。因此,考虑到同期广泛发育大量的A型花岗岩(薛良伟等, 1996; Zhao and Zhou, 2009; 谢良鲜等, 2014),这些具有I型花岗岩特征的英安斑岩形成于板内伸展环境,其岛弧地球化学特征应该继承于源岩。

图11 太岳山熊耳期英安斑岩Rb-(Y+Nb)(a)和Nb-Y(b)图解(据Pearce et al., 1984)

4.3 对华北克拉通中部中元古代早期构造演化的启示

熊耳群记录了华北克拉通中元古代早期最重要的火山-沉积事件,其构造背景一直存有争议。孙枢等(1985)首次提出熊耳群发育于裂谷环境,此后,裂谷背景的证据不断完善(薛良伟等, 1996; Zhaoetal., 2002; 赵太平等, 2002, 2007; 翟明国, 2004; 徐勇航等, 2008; 崔敏利等, 2010)。但由于其岩石学、地球化学等特征与岛弧环境相似,部分学者认为熊耳群形成于安第斯型大陆边缘弧环境(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009)。

熊耳群岩石组合主要为安山岩、英安岩-流纹岩,以及少量玄武安山岩,部分学者认为其具有“非典型”双峰式火山岩,指示大陆裂谷背景(Zhaoetal., 2002; 赵太平等, 2002, 2007)。考虑到某些特殊情况下岛弧火山岩也可能出现SiO2成分间隙,故仍有部分学者认为该岩浆岩组合并非双峰式火山岩(Zhaoetal., 2009; Wangetal., 2010),并不具有大陆裂谷构造环境指示意义,安山岩的出现正是岛弧背景的特征性证据(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009)。但是,岛弧火山岩会伴随辉长质-闪长质-花岗闪长质-花岗质侵入岩岩石组合共同出现,而安山岩也并非形成于特定的构造环境(Wangetal., 2010)。此外,熊耳群中熔岩含量明显高于火山碎屑岩(赵太平等, 2007),其岩石学特征更符合大陆溢流拉斑质火山岩而不是活动大陆边缘火山岩。

嵩山、洛宁等地出露与熊耳群火山岩近同期的花岗质岩石,这些花岗岩均具有含碱量高,高Fe#(FeOT/MgO),低CaO、Al2O3,高Ga等A型花岗岩特征(薛良伟等, 1996; Zhao and Zhou, 2009; Cuietal., 2013; 谢良鲜等, 2014; Dengetal., 2016)。目前认为,A型花岗岩是一类没有源区限制的、形成于低压环境的、以局部拉张环境或主体伸展体制为构造背景的岩石,如造山后环境、非造山环境或地幔柱环境等(Whalenetal., 1987; Bonin, 2007; 吴锁平等, 2007; 张旗等, 2012)。因此,A型花岗岩的出现使得“华北克拉通在中元古代早期处于岛弧构造背景”的认识更加难以被接受。同时,华北克拉通古元古代晚期-中元古代早期A型花岗岩的大量出现被认为是克拉通开始裂解的重要证据(Whalenetal., 1987; Pangetal., 2021)。

区域上,1.75～1.80Ga的基性岩墙群在空间展布上以熊耳裂谷为中心,呈向北的放射线或同心圆(Pengetal., 2007)。基性岩墙群和熊耳群火山岩均具有高TiO2和MgO含量、相对富集LREE、Ba、K、La和P、亏损Nb和Ta等地球化学性质,均显示地幔玄武岩特征,与地幔柱岩浆活动关系密切(彭澎等, 2004; 胡俊良等, 2007; Pengetal., 2005, 2007, 2008, 2022; 崔敏利等, 2010)。Pengetal.(2008)认为,早期的基性岩墙群是熊耳群岩浆上升的通道。

目前报道中,熊耳群火山岩系分布北至中条山地区,东至河南平顶山,西至陕西华阴市华山,以崤山地区为中心向东、西、北三方发散(赵太平等, 2002; 崔敏利等, 2010; 翟明国等, 2014)。近期,Pangetal.(2022)将吕梁地区沉积单元汉高山群的形成时代限定为1.69～1.80Ga,认为其可能沉积于熊耳裂谷的裂谷盆地中,同时其东部的小两岭火山岩与熊耳群火山岩在岩石学、地球化学、源区等相对应(徐勇航等, 2007; Dengetal., 2016; 雷天等, 2022; 王彦斌等, 2022),认为熊耳裂谷已延伸到吕梁地区。本次研究发现的熊耳期次火山英安斑岩位于中条山以北的太岳山地区,与早期地调中太岳山地区发现的基性岩墙群相呼应(山西省地质矿产局, 1989; 山西省地质调查院, 2006),将熊耳群火山岩系北部分支的尖灭位置从中条山地区延伸了太岳山地区(图1b),连通汉高山群和小两岭火山岩,使熊耳三叉分布形态更加明确,进一步证实了熊耳群火山岩系符合裂谷火山岩系的喷发特征,基性岩墙群与熊耳群火山岩系共同组成了由地幔柱上涌造成岩浆顺三叉裂谷地面拉张溢流形成的熊耳大火成岩省(Pengetal., 2007, 2008, 2022)。

5 结论

(1)华北中部太岳山地区出露的英安斑岩形成年龄为～1.79Ga,并以～1.92Ga和～2.16Ga两期捕获锆石年龄峰值为特征。该英安斑岩与熊耳群火山岩系时代一致,二者具有类似的产状、岩相学及地球化学特征,是同一裂谷岩浆活动初期的产物。

(2)本次研究发现的熊耳群英安斑岩为出露位置最北的熊耳期次火山岩地质体,证实了熊耳群火山岩系分布呈三叉型,是地幔柱上涌、岩浆顺地表拉张方向溢流的典型产状特征,指示其形成时为大陆裂谷构造背景,代表了中元古代早期华北克拉通向裂陷作用演化的开启。

致谢衷心感谢山西地质调查院李建荣教授级高工,西北大学赵燕博士、张瑞英博士,中国科学院广州地球化学研究所瞿川豪以及中国科学院地质地球与地球物理研究所张喜松博士、商光锐在野外地质考察中给予的悉心指导或有益讨论。感谢北京离子探针中心孙会一博士、颉颃强博士以及中国地质科学院地质力学研究所胡国辉博士在锆石年龄数据测试过程中的帮助。诚挚感谢两位匿名评审专家对本文提供的宝贵修改意见。