王景麗 張宏福

作為大陸巖石圈的重要組成部分，下地殼為探討殼幔之間的相互作用提供重要信息。而麻粒巖相變質(zhì)巖石通常代表了大陸地殼中下部的主要組成物質(zhì)之一(Bohlen, 1987; 翟明國和劉文軍, 2001)，是理解中下地殼生長以及演化的重要對象。目前，直接獲取大陸下地殼樣品的途徑主要有兩種：一種為玄武巖和金伯利巖所攜帶的麻粒巖包體(Rudnick, 1992)；另一種為出露于地表的下地殼剖面，即麻粒巖相地體(Percivaletal., 1992; Peucatetal., 1989)。其中，需要強(qiáng)調(diào)的是出露于地表的前寒武紀(jì)麻粒巖地體是探究古老大陸下地殼演化的重要窗口。

華北克拉通作為全球最古老的克拉通之一，出露的前寒武紀(jì)地體以復(fù)雜的、多期次構(gòu)造演化為特征，幾乎經(jīng)歷了大多數(shù)全球性的重大地質(zhì)事件(Zhaietal., 2005; Kuskyetal., 2007)。因此，關(guān)于華北克拉通前寒武紀(jì)地體的研究對于揭示全球早期陸殼生長、演化以及板塊構(gòu)造作用的啟動和建立等固體地球科學(xué)熱點(diǎn)問題具有至關(guān)重要的意義。目前，眾多地質(zhì)學(xué)家對華北克拉通前寒武紀(jì)基底的形成已基本達(dá)成共識，即該基底是由一些古老的微陸塊拼合而成(伍家善等, 1998; Zhaietal., 2005; Faureetal., 2007; Liuetal., 2012; Trapetal., 2012; Zhai and Santosh, 2011)。盡管如此，不同學(xué)者構(gòu)建了不同的拼合模型，而且關(guān)于華北克拉通中部造山帶的形成和演化的認(rèn)識以及華北克拉通南緣前寒武紀(jì)基底的構(gòu)造歸屬等問題存在較大分歧(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)認(rèn)為華北克拉通南緣屬于中部造山帶一部分(圖1a)，代表華北東部陸塊和西部陸塊于～1.85Ga碰撞而形成的近南北向展布的高壓麻粒巖帶；Kusky and Li (2003) 盡管也劃分出一條中部造山帶，但認(rèn)為華北東部陸塊和西部陸塊的拼合時間為～2.5Ga；Zhai and Santosh (2011)則將新太古代微陸塊之間弧-陸碰撞拼接而成的綠巖帶作為劃分邊界，將華北克拉通南緣劃歸為許昌地塊。

華北克拉通南緣較好地出露了前寒武紀(jì)巖石，目前已有很多學(xué)者進(jìn)行了大量的研究。其巖石組成主要以花崗片麻巖為主、斜長角閃巖次之、少量的基性麻粒巖以及一些表殼巖系，它們的形成時代和成因是探討魯山太華雜巖形成和演化的關(guān)鍵。其中，研究程度較高的是片麻巖、角閃巖和表殼巖(Kr?neretal., 1988; Sunetal., 1994; 林慈鑾, 2006; Wanetal., 2006; 楊長秀, 2008; Liuetal., 2009; 第五春榮等, 2010; Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014; 盧俊生等, 2014; Jiaetal., 2016; 謝士穩(wěn)等, 2016; Luetal., 2013, 2017, 2020)；而對于基性麻粒巖而言，盡管早在二十世紀(jì)八、九十年代已經(jīng)有學(xué)者報道了魯山地區(qū)麻粒巖的存在(孫勇, 1983; Zhangetal., 1985; 陳衍景, 1996)，但研究程度相對較低。本文以近年來作者對魯山地區(qū)太華雜巖工作的新認(rèn)識，涉及內(nèi)容多已發(fā)表，如魯山地區(qū)太華雜巖的全巖主微量(王景麗, 2016)、長石礦物原位Pb同位素組成特征(Wangetal., 2020)以及基性麻粒巖的地球化學(xué)和年代學(xué)數(shù)據(jù)(王景麗和張宏福, 2016)，還有部分即將發(fā)表的數(shù)據(jù)(如基性麻粒巖和鉀質(zhì)花崗巖的年代學(xué)數(shù)據(jù))，結(jié)合前人已發(fā)表的TTG片麻巖、斜長角閃巖、表殼巖的巖相學(xué)、地球化學(xué)、年代學(xué)以及變質(zhì)P-T-t軌跡等方面數(shù)據(jù)，以揭示華北克拉通南緣新太古代-古元古代下地殼物質(zhì)組成特征，探討新太古代時期地殼所經(jīng)歷的構(gòu)造-巖漿事件期次，厘清華北克拉通南緣古老下地殼的形成和演化過程，為華北克拉通東部陸塊和西部陸塊的拼合提供關(guān)鍵依據(jù)。

1 地質(zhì)概況

華北克拉通南緣由華熊地塊、嵩箕地塊和中條地塊等組成。其中，僅在華熊地塊中出露了麻粒巖地體，即太華麻粒巖地體。太華麻粒巖地體呈近東西向分布，西起陜西驪山、東至河南魯山，自西向東依次為小秦嶺、洛寧、魯山和舞鋼地區(qū)(圖1b)。太華麻粒巖地體的變質(zhì)程度為角閃巖相-麻粒巖相，局部出露麻粒巖，區(qū)內(nèi)有大量的花崗巖類侵入體(陳衍景, 1996)。這些角閃巖相-麻粒巖相巖石組合最早稱為太華巖群或太華群(陜西省地質(zhì)局秦嶺區(qū)調(diào)隊, 1959(1)陜西省地質(zhì)局秦嶺區(qū)域地質(zhì)測量大隊. 1959. I-49-14 1:20萬區(qū)域地質(zhì)測量報告)，之后也被稱為太華雜巖(第五春榮等, 2010; 黃道袤等, 2020)。以下分別介紹小秦嶺、洛寧、舞鋼和魯山地區(qū)太華雜巖。

1.1 小秦嶺地區(qū)

小秦嶺地區(qū)的太華雜巖發(fā)育廣泛，由西向東依次出露于藍(lán)田、驪山、華山以及河南靈寶(圖1b)，一般認(rèn)為是魯山地區(qū)太華雜巖的西延。根據(jù)巖石組合特征可將小秦嶺地區(qū)的太華雜巖進(jìn)一步劃分為下太華和上太華亞群(沈福農(nóng), 1986; 胡受奚和林潛龍, 1988; 林寶欽和陶鐵鏞, 1989; 丁蓮芳, 1996)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖(a)華北克拉通構(gòu)造格架和出露的太古代-古元古代基底(據(jù)Zhao et al., 2005)；(b)華北克拉通南緣太華雜巖的地質(zhì)簡圖(據(jù)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)

近年來，一些研究者對小秦嶺地區(qū)太華雜巖開展了相關(guān)年代學(xué)研究(Xuetal., 2009; 第五春榮, 2010; 王國棟等，2012, 2013; Huangetal., 2013; Yuetal., 2013; Diwuetal., 2014; 時毓等, 2011, 2014; Jiaetal., 2016; 黃道袤等, 2020)。結(jié)果顯示，小秦嶺地區(qū)太華雜巖的年代學(xué)方面具有以下特征：(1)新太古代巖石出露極少，目前僅Jiaetal. (2016)報導(dǎo)了2.80～2.78Ga的TTG片麻巖；(2)古元古代早期-新太古代晚期(2.45～2.20Ga)巖石較為發(fā)育，而這一時期正是Condieetal. (2009)提出的“地殼年齡缺失期”，即全球性板塊構(gòu)造寂寞期，而同期的巖漿活動在華北克拉通其他地區(qū)(中條、登封、呂梁五臺等)也有報導(dǎo)(黃道袤等, 2020)；(3)該雜巖普遍經(jīng)歷了古元古代(1.97～1.81Ga)的區(qū)域變質(zhì)作用，變質(zhì)程度主要為綠簾石-角閃巖相、角閃巖相，局部可達(dá)麻粒巖相(Wangetal., 2017)；(4)中生代-新生代花崗巖侵入體較為發(fā)育。

在地球化學(xué)方面，小秦嶺地區(qū)黑云鉀長片麻巖和二長片麻巖均具有高鉀鈣堿性特征，富集輕稀土、明顯Eu負(fù)異常、富集Rb、Ba、Th、U和虧損Nb、Ta、Sr、P、Ti元素，反映源區(qū)主要為陸殼組分，并形成于與弧巖漿有關(guān)的構(gòu)造背景(時毓等, 2011, 2014)。根據(jù)Nd-Hf同位素特征，Diwuetal. (2014)認(rèn)為其形成于Andean型大陸邊緣弧或島弧構(gòu)造環(huán)境，是地幔來源巖漿與陸殼物質(zhì)不同比例混合的產(chǎn)物。

1.2 洛寧地區(qū)

洛寧地區(qū)太華雜巖主要分布在河南洛寧縣西南以及熊耳山北側(cè)地區(qū)(圖1b)，巖石以TTG片麻巖、斜長角閃片麻巖和變泥質(zhì)片麻巖為主。相比于華北克拉通南緣其他地區(qū)，缺少孔茲巖系的巖石組合。前人對洛寧地區(qū)太華雜巖開展了相關(guān)的年代學(xué)研究，包括Sm-Nd和Rb-Sr年代學(xué)(張宗清和黎世美, 1998)、單顆粒鋯石207Pb/206Pb蒸發(fā)法和角閃石40Ar/39Ar法(倪志耀等, 2003)和鋯石U-Pb年代學(xué)(第五春榮等, 2007; 蔣宗勝等, 2011; Huangetal., 2012; Diwuetal., 2014; Chenetal., 2016)，年齡差異較大。其中，近年來的鋯石U-Pb定年結(jié)果更為精細(xì)可靠，結(jié)果顯示洛寧地區(qū)太華雜巖主要形成于古元古代早期，大致有三期巖漿事件，分別為2.54～2.48Ga、2.35～2.30Ga和2.19～2.06Ga。

1.3 舞鋼地區(qū)

舞鋼地區(qū)太華雜巖分布于葉縣辛店-舞陽縣鐵山廟地區(qū)，其前寒武紀(jì)變質(zhì)巖石出露面積較小，僅零星分布。巖石組合以TTG片麻巖、角閃巖、大理巖和變泥質(zhì)片麻巖為主。其中，變泥質(zhì)片麻巖中廣泛發(fā)育混合巖，暗示該地區(qū)經(jīng)歷了高角閃巖相至麻粒巖相變質(zhì)作用。目前，關(guān)于舞鋼地區(qū)太華雜巖前寒武紀(jì)地體研究程度較低。Luetal. (2014)對角閃巖進(jìn)行SIMS鋯石U-Pb年代學(xué)研究，獲得角閃巖的原巖形成年齡可能為2.45Ga，變質(zhì)年齡為～1.93Ga。

1.4 魯山地區(qū)

魯山太華麻粒巖地體沿觀音寺-瓦屋-背孜一帶呈NW-SE向展布。根據(jù)出露巖石的原巖性質(zhì)、形成時代以及變質(zhì)程度的差異，前人將魯山前寒武紀(jì)地體進(jìn)一步劃分為晚太古代下太華亞群和早元古代上太華亞群(Zhangetal., 1985; Kr?neretal., 1988; Sunetal., 1994; 薛良偉等, 1995; Wanetal., 2006)，界線為蕩澤河一帶出露的大理巖。上太華群主要為表殼巖系，包含了石英巖、石墨片麻巖、富鋁質(zhì)片麻巖、斜長角閃巖、大理巖、及少量條帶狀鐵建造BIF；下太華群主要包含了英云閃長質(zhì)、奧長花崗質(zhì)、花崗閃長質(zhì)等TTG片麻巖，局部夾斜長角閃巖、部分鉀質(zhì)花崗巖和變粒巖。魯山太華雜巖普遍經(jīng)歷了高角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用，局部出露有基性麻粒巖(盧俊生等, 2014)，如含紫蘇輝石的麻粒巖(石榴二輝麻粒巖)和其他麻粒巖相變質(zhì)巖(閃榴斜長輝石巖和硅線石榴石片麻巖)(孫勇, 1983; Zhangetal., 1985; Wangetal., 2020)。

相比華北南緣其他地區(qū)，魯山地區(qū)的巖石出露較為完整。根據(jù)地層對比，小秦嶺地區(qū)、洛寧地區(qū)和舞鋼地區(qū)出露的巖石在魯山地區(qū)均能找到相似的地層。例如：洛寧段溝組(龍?zhí)稖辖M)、小秦嶺板石山組或觀音堂組、舞鋼的楊樹灣組與魯山水滴溝組具有相似的富含石墨片麻巖夾大理巖和/或石英巖；洛寧石板溝組、小秦嶺洞溝組、舞鋼的鐵山廟組與魯山鐵山嶺組具有相似的條帶狀硅鐵建造(沈福農(nóng), 1994)。早先的研究認(rèn)為魯山地區(qū)缺失新太古代-古元古代巖石，近年來隨著研究工作的不斷深入，逐漸報導(dǎo)了魯山新太古代-古元古代巖石。另外，魯山太華雜巖也是華北克拉通南緣前寒武紀(jì)地體研究程度較高的地區(qū)。

2 華北南緣麻粒巖地體的形成與演化

綜合近年來已報導(dǎo)的SIMS、SHRIMP和LA-ICPMS鋯石U-Pb同位素年齡，可以發(fā)現(xiàn)華北克拉通南緣太華雜巖的年齡跨度較大，而且大致可劃分出五期(圖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)構(gòu)造-巖漿事件以及古元古代中-晚期(1.96～1.84Ga)變質(zhì)事件。

圖2 華北克拉通南緣太華雜巖太古代-古元古代巖石年齡頻率分布圖(a)巖漿結(jié)晶年齡：2.98～2.70Ga(Kr?ner et al., 1988; Sun et al., 1994; 薛良偉等, 1995; 林慈鑾, 2006; Liu et al., 2009; 第五春榮等, 2010; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; 盧俊生等, 2014; Lu et al., 2013, 2015; Jia et al., 2016; 謝士穩(wěn)等, 2016)；～2.50Ga(周漢文等, 1998; Huang et al., 2013; 時毓等, 2014; Lu et al., 2014; Chen et al., 2016; 賈曉亮, 2016; 王景麗和張宏福, 2016; 黃道袤等, 2020; Diwu et al., 2020)；～2.31Ga(第五春榮等, 2007; 蔣宗勝等, 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)變質(zhì)年齡：～2.78Ga(Liu et al., 2009; 謝士穩(wěn)等, 2016)；～2.67Ga(Liu et al., 2009; Zhou et al., 2014)；1.96～1.84Ga(小秦嶺地區(qū)：蔣宗勝等, 2011; Huang et al., 2013; Lu et al., 2013; 時毓等, 2014; 賈曉亮, 2016; Diwu et al., 2020; 黃道袤等, 2020；魯山地區(qū)：Wan et al., 2006; Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014; 盧俊生等, 2014; Lu et al., 2013, 2015; 王景麗和張宏福, 2016；舞鋼地區(qū)：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 (Kr?ner 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)巖漿事件

中-新太古代巖漿事件的峰期年齡為2.76Ga(圖2a)，主要巖石類型包括TTG片麻巖(Kr?neretal., 1988; Sunetal.,1994; 林慈鑾, 2006; Liuetal., 2009; 第五春榮等, 2010; Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014; Jiaetal., 2016)、斜長角閃巖(林慈鑾, 2006; Liuetal., 2009; 第五春榮等, 2010; Luetal., 2013; 盧俊生等, 2014; 謝士穩(wěn)等, 2016)和鉀質(zhì)花崗巖(賈曉亮, 2016)。其中，TTG片麻巖/花崗片麻巖與斜長角閃巖在野外露頭中呈互層產(chǎn)出(圖3a)，這種斜長角閃巖具有片麻理(圖3d)，且與花崗片麻巖的片麻理(圖3e)平行產(chǎn)出。少量無片麻理的斜長角閃巖侵入到TTG片麻巖和花崗片麻巖中，也可觀察到鉀質(zhì)花崗巖侵入于TTG片麻巖的現(xiàn)象，局部出露有石榴子石麻粒巖與花崗片麻巖互層產(chǎn)出(圖3b)。

圖3 華北克拉通南緣魯山太華雜巖的野外露頭和鏡下照片(a)花崗片麻巖與斜長角閃巖互層；(b)花崗片麻巖與石榴子石麻粒巖互層；(c)輝石麻粒巖侵入于早期的TTG片麻巖；(d)有片麻理的斜長角閃巖(e)花崗片麻巖的黑云母定向排列；(f)片麻巖(表殼巖)中斜長石具有鉀長石增生邊；(g)石榴子石麻粒巖中斜方輝石退變?yōu)榻情W石；(h、i)石榴子石麻粒巖巖墻中“紅眼圈”結(jié)構(gòu).礦物縮寫：Pl-斜長石；Amp-角閃石；Kfs-鉀長石；Grt-石榴子石；Qtz-石英；Bt-黑云母；Cpx-單斜輝石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片麻巖主要為英云閃長巖(圖4a)，少數(shù)落于奧長花崗巖，鈉質(zhì)-鉀質(zhì)花崗巖落于奧長花崗巖和花崗巖分區(qū)。而這一時期小秦嶺地區(qū)的TTG片麻巖則主要為花崗閃長巖，這些巖石大多屬于亞堿性花崗巖和花崗閃長巖。TTG片麻巖和花崗質(zhì)片麻巖(2.72Ga TTG片麻巖和2.76Ga TTG-like片麻巖, Huangetal., 2010; 2.90～2.85Ga, Jiaetal., 2016; 2.9～2.8Ga, 王景麗, 2016; ～2.5Ga, 黃道袤等, 2020)的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線屬于輕稀土富集、重稀土虧損的右傾斜型，輕、重稀土分餾比較明顯，TTG片麻巖具有明顯的正Eu異常的特征(圖5a)，Eu正異常指示TTG片麻巖的形成過程伴隨有石榴子石/角閃石的分異和/或斜長石堆晶的加入(Liou and Guo, 2019; Laurentetal., 2020)。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖顯示富集元素K、Ba和Sr，虧損Nb、Ta和Ti等高場強(qiáng)元素(圖5b)。相比于TTG片麻巖，鉀質(zhì)花崗巖(2.56Ga, Zhouetal., 2014; ～2.15Ga, 王景麗, 2016)具有負(fù)Eu異常和更加富集輕稀土元素的特征(圖5a)。蛛網(wǎng)圖顯示具有較高的Rb、Th、U和Hf含量，具有Ba、Nb、Ta和Ti負(fù)異常等特征，Nb/Ta比值接近新太古代大陸地殼(11～12, Hofmann, 1988; Green, 1995)，但低于原始地幔的比值(17.5±2.0, Green, 1995)。Eu負(fù)異常表明部分熔融過程中源區(qū)可能有斜長石殘留或巖漿演化過程中有斜長石的分離結(jié)晶。

圖4 華北克拉通南緣太華雜巖的地球化學(xué)分類圖(a)An-Ab-Or圖解(Barker and Arth, 1976)，魯山地區(qū)數(shù)據(jù)來自林慈鑾(2006)、Huang et al. (2010)、Zhou et al. (2014)和Wang et al. (2019)；小秦嶺地區(qū)數(shù)據(jù)來自第五春榮等(2010)、賈曉亮(2016)、Wang et al. (2017)、Jia et al. (2019)、黃道袤等(2020)和Wang et al. (2021)；洛寧地區(qū)數(shù)據(jù)來自Huang et al. (2012)和Chen et al. (2016)；(b)SiO2-(Na2O+K2O)圖解(Middlemost, 1994)，數(shù)據(jù)來自于Zhou et al. (2014)、Han et al. (2015)、王景麗(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)

圖5 魯山太華雜巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(a，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Taylor and McLennan, 1985)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)黑色實線和虛線分別代表N-MORB、E-MORB(Sun and McDonough, 1989)；綠線和藍(lán)線區(qū)域分別代表太華雜巖的斜長角閃巖(Huang et al., 2010; 王景麗, 2016)和基性麻粒巖(王景麗, 2016)；紅色、橘色和粉色陰影區(qū)分別代表TTG片麻巖(Huang et al., 2010; 賈曉亮, 2016; 王景麗, 2016)、花崗質(zhì)片麻巖(Huang et al., 2010; 黃道袤等, 2020)和鉀質(zhì)花崗巖(Zhou et al., 2014; 王景麗, 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

斜長角閃巖、麻粒巖和基性巖脈(Hanetal., 2015; 王景麗, 2016)在TAS圖解中落于亞堿性玄武巖系列(圖4b)。這些斜長角閃巖(Huangetal., 2010)和基性麻粒巖(王景麗, 2016)具相對平坦的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE分配型式和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)曲線(圖5)，無明顯的Eu異常，與富集地幔E-MORB的稀土配分模式吻合，表明其巖漿源區(qū)可能來源于富集地幔源區(qū)，但蛛網(wǎng)曲線中斜長角閃巖和基性麻粒巖顯示弱的Nb和Ta負(fù)異常，Pb正異常，與E-MORB、N-MORB相反，這可能是幔源具有富集Nb、Ta的特征，導(dǎo)致斜長角閃巖和基性麻粒巖出現(xiàn)弱的Nb和Ta負(fù)異常，而后期變質(zhì)作用過程中Pb的遷移導(dǎo)致Pb的正異常。石榴子石麻粒巖和斜長角閃巖的稀土配分和蛛網(wǎng)曲線接近，暗示了石榴子石麻粒巖原巖也具有幔源玄武質(zhì)巖石的性質(zhì)，比斜長角閃巖具有更低的稀土元素總量和輕重稀土比，表明稀土元素分餾程度沒有斜長角閃巖明顯。

魯山地區(qū)是華北克拉通南緣太華雜巖2.92～2.71Ga階段巖漿最為發(fā)育的區(qū)域。其TTG片麻巖中鋯石以εHf(t)>0為主(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 賈曉亮, 2016)，花崗片麻巖中長石的Pb同位素單階段演化207Pb-206Pb年齡(2.74±0.33Ga)接近于巖石的形成年齡(Wangetal., 2020)，暗示了TTG片麻巖的母巖漿很可能起源于新太古代的年輕地殼。斜長角閃巖中鋯石εHf(t)>0為主，其中εHf(t)>0的模式年齡(2954～2905Ma)非常接近于鋯石U-Pb年齡，表明中太古代晚期-新太古代早期斜長角閃巖的源區(qū)主要來自虧損地幔；而斜長角閃巖中少量鋯石εHf(t)的Hf模式年齡(3277～3074Ma)和長石的Pb同位素單階段演化207Pb-206Pb年齡(3.42±0.18Ga)遠(yuǎn)大于鋯石U-Pb年齡，表明華北克拉通南緣在古太古代時期存在少量較古老的陸殼物質(zhì)的混染。

近年來，在華北克拉通南緣太古宙基底中越來越多地報導(dǎo)了中-新太古代巖石，如小秦嶺地區(qū)～2801Ma的花崗閃長片麻巖(Jiaetal., 2016; 第五春榮等, 2018)，中條山涑水雜巖2718～2702Ma的奧長花崗片麻巖和閃長片麻巖(Zhuetal., 2013)。這些巖石記錄的年齡與全球其他克拉通早前寒武紀(jì)重要的陸殼生長時間基本吻合，如加拿大Superior克拉通 (Wyman and Kerrich, 2009)、西格陵蘭克拉通 (Polatetal., 2015)和Yilgarn 克拉通(Haymanetal., 2015)。因此，這一時期華北克拉通南緣地區(qū)發(fā)生了重要的地殼生長和改造事件(Kr?neretal., 1988; Sunetal., 1994; 第五春榮等, 2010; Huangetal., 2010; Diwuetal., 2016; 謝士穩(wěn)等, 2016)。

2.2 新太古代-古元古代(2.53～2.45Ga)巖漿事件

盡管全球其他克拉通早前寒武紀(jì)地體記錄的巖漿事件主要發(fā)生在2.9～2.7Ga，整個華北克拉通則以2.6～2.45Ga期的巖漿事件為主(Liouetal., 2022; Wanetal., 2014)，這一特征在魯山太華雜巖中有很好的體現(xiàn)。關(guān)于魯山太華雜巖，在其新太古代晚期-古元古代早期巖石年齡的統(tǒng)計中(圖2a)，可見峰期年齡為～2.50Ga，發(fā)育的主要巖石類型包括有鉀質(zhì)花崗巖(Zhouetal., 2014)、斜長角閃巖(無片麻理)、石榴子石麻粒巖(王景麗和張宏福, 2016)。其中，鉀質(zhì)花崗巖侵入早期的片麻巖中，而這一時期的麻粒巖的原巖則主要以巖墻形式侵入(圖3c)。

新太古代-古元古代的鉀質(zhì)花崗巖比中-新太古代TTG片麻巖和鈉質(zhì)-鉀質(zhì)花崗巖具有較高的Na2O(圖4a, b)和Al2O3以及較低的P2O5、CaO和MgO含量，與新太古代陸殼具有相似的稀土元素配分曲線和蛛網(wǎng)圖(負(fù)Nb、Ta、Ti異常和Nb/Ta比)。鉀質(zhì)花崗巖中大多數(shù)巖漿鋯石εHf(t)>0(1.0～4.1)，單階段模式年齡tDM為2831～2692Ma，比鉀質(zhì)花崗巖的形成年齡(2567±11Ma)早，但與鈉質(zhì)-鉀質(zhì)花崗巖形成年齡(～2760Ma)一致。因此，鈉質(zhì)-鉀質(zhì)花崗巖可能是鉀質(zhì)花崗巖的主要來源，同時鉀質(zhì)花崗巖高Sr/Y和(La/Yb)N也證明了這點(diǎn)。鉀質(zhì)花崗巖中少量巖漿鋯石εHf(t)值較低(-2.0～0.7)，其單階段模式年齡tDM(2942～2838Ma)與TTG片麻巖的形成年代一致，且在鉀質(zhì)花崗巖中識別出兩顆捕獲鋯石(2837±36Ma和2659±26Ma)，故TTG片麻巖也可能是鉀質(zhì)花崗巖的來源。因此鉀質(zhì)花崗巖可能是由早期形成的鈉質(zhì)-鉀質(zhì)花崗巖和/或TTG片麻巖部分熔融形成的。

此外，我們對斜長角閃巖進(jìn)行了鋯石U-Pb測年，結(jié)果顯示有兩組鋯石：一組鋯石沿不一致線分布，上交點(diǎn)年齡為1963±22Ma，且這些鋯石Th/U(0.02～0.48)，記錄了一期變質(zhì)作用事件；另一組鋯石給出了2520±12Ma的諧和207Pb/206Pb年齡，具有明顯的巖漿成分環(huán)帶，Th/U為0.53～0.74，因此2520±12Ma年齡代表了斜長角閃巖原巖形成年齡(未發(fā)表資料)。與中太古代晚期-新太古代早期形成的斜長角閃巖相比，晚期斜長角閃巖相對貧TiO2和P2O5，富Rb、K等大離子親石元素，二者在稀土元素配分曲線和蛛網(wǎng)圖均較為相似。與早期形成的麻粒巖透鏡體相比，石榴子石麻粒巖巖墻明顯高Fe2O3T、MgO、Mg#，低MnO、Al2O3，高稀土元素總量，輕稀土分餾明顯而重稀土分餾不明顯的配分曲線，虧損非活動性元素Nb、Ta和Ti。另外，鏡下觀察石榴子石麻粒巖仍殘留有輝長/輝綠結(jié)構(gòu)，說明其原巖為輝長/輝綠巖。結(jié)合鋯石εHf(t)值>0，石榴子石麻粒巖巖墻中長石的Pb同位素單階段演化207Pb-206Pb模式年齡(2.62Ga)接近鋯石U-Pb結(jié)晶年齡(～2.52Ga)(王景麗和張宏福, 2016)，我們推測新太古代晚期輝長/輝綠巖漿于～2.52Ga侵位于中太古代晚期-新太古代早期形成的地殼中。

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

古元古代早-中期，全球大多地區(qū)在總體處于板塊構(gòu)造寂寞期，但華北克拉通南緣前寒武紀(jì)地體中巖漿作用明顯(圖2a)，出露有古元古代早-中期的各類巖石。Wanetal. (2006)和第五春榮等(2010)分別在石墨石榴子石夕線石片麻巖和石英巖中發(fā)現(xiàn)除了2.73～2.50Ga和2.95～2.35Ga太古代殘留鋯石存在外，還存在有較為年輕的碎屑鋯石。石墨石榴子石夕線石片麻巖中獲得最年輕的碎屑鋯石U-Pb年齡為2.31～2.25Ga(Wanetal., 2006)，石英巖中獲得最年輕的巖漿鋯石U-Pb年齡為2258～2229Ma(第五春榮等, 2010)。太古代的殘留鋯石暗示古元古代早-中期變質(zhì)表殼巖物源區(qū)巖石的主要形成時代為中-新太古代時期，而最年輕的碎屑鋯石代表物源區(qū)存在2.31～2.25Ga形成時代的巖石，也間接說明華北克拉通南緣存在2.31～2.25Ga的巖漿事件，而且表殼巖系是在古元古代2.25Ga之后發(fā)生沉積，而不是早期所認(rèn)為的新太古代。2.31～2.25Ga的巖漿事件在華北克拉通南緣其他地區(qū)較為發(fā)育，如小秦嶺地區(qū)的花崗閃長巖、花崗片麻巖、英云閃長片麻巖和黑云母斜長角閃片麻巖(Huangetal., 2013; 賈曉亮, 2016)，熊耳山地區(qū)的花崗閃長片麻巖(Huangetal., 2012; Diwuetal., 2014)、宜陽英云閃長片麻巖(第五春榮, 2005)、陜縣花崗質(zhì)片麻巖(Chenetal., 2016)、洛寧斜長角閃片麻巖和角閃巖(蔣宗勝等, 2011; Diwuetal., 2014)，這些巖石的εHf(t)變化范圍較大，與太古代鋯石Hf同位素特征相比，有少量接近虧損地幔演化線體現(xiàn)新生陸殼物質(zhì)的貢獻(xiàn)外，大多具有低正或負(fù)的εHf(t)且二階段模式年齡(3.0～2.5Ga)遠(yuǎn)大于巖石形成年齡的特征，反映了華北克拉通南緣2.35～2.30Ga巖漿事件主要為太古代古老陸殼物質(zhì)的再造。

Wanetal. (2006)發(fā)現(xiàn)石墨石榴子石夕線石片麻巖被～2139Ma石榴石片麻質(zhì)花崗巖侵入，進(jìn)而將表殼巖系的形成年齡限定在2.25～2.14Ga之間。再者，在魯山地區(qū)也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了與石榴石片麻質(zhì)花崗巖侵入年齡近一致的石榴鉀長花崗片麻巖(楊長秀, 2008)、片麻質(zhì)花崗巖(Luetal., 2015)和富鉀的花崗片麻巖(王景麗, 2016)。結(jié)合熊耳地區(qū)二長片麻巖(Chenetal., 2016)、英云閃長片麻巖和鉀長石花崗片麻巖(Huangetal., 2012)、小秦嶺地區(qū)英云閃長片麻巖(Huangetal., 2013)，這些巖石的εHf(t)<0且二階段模式年齡遠(yuǎn)大于其形成年齡，故認(rèn)為2.1Ga的巖石是新太古代早期形成地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。對比更早期形成的片麻巖，2.19～2.06Ga巖石大多屬于富鉀的長英質(zhì)巖石(圖4)，對應(yīng)華北克拉通南緣巖石隨著時間由低鉀火成巖到富鉀火成巖變化的現(xiàn)象反映了地殼演化動力學(xué)機(jī)制發(fā)生明顯轉(zhuǎn)變。結(jié)合2.19～2.06Ga花崗片麻巖的地球化學(xué)研究表明，表明具有A型花崗巖的特征，對應(yīng)伸展構(gòu)造環(huán)境地殼減薄誘發(fā)地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融(王景麗, 2016)?！?.11Ga的巖漿年齡在華北克拉通中部造山帶北部分布廣泛，包含許多花崗巖和變火山巖，如大洼梁花崗巖(王凱怡和Wilde, 2002)和五臺山王家會粉色花崗巖(Wildeetal., 2005)?？傮w而言，這一時期巖漿作用反映了古元古代中期華北克拉通中部造山帶整體處于伸展的構(gòu)造環(huán)境(Wanetal., 2006)。

2.4 古元古代中-晚期(1.96～1.84Ga)變質(zhì)事件

總體而言，華北克拉通南緣出露的巖石類型多樣，形成時代跨度較大。根據(jù)近年來發(fā)表的高精度變質(zhì)鋯石U-Pb定年結(jié)果，可發(fā)現(xiàn)存在～2.78Ga、～2.67Ga(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 謝士穩(wěn)等, 2016)和1.96～1.84Ga(Wanetal., 2006; Liuetal., 2009; Huangetal., 2010; Luetal., 2013, 2015; 盧俊生等, 2014; Zhouetal., 2014)等多期變質(zhì)年齡(圖2b)。其中，新太古代的變質(zhì)年齡僅在魯山地區(qū)被報道，并且～2.78Ga的變質(zhì)年齡被解釋為新太古代巖漿事件對早先形成巖石(尤其是中太古晚期-新太古早期)的破壞和改造，而～2.67Ga的變質(zhì)年齡地質(zhì)意義不明確(Liuetal., 2009; Zhouetal., 2014; 謝士穩(wěn)等, 2016)。相比之下，華北克拉通南緣的變質(zhì)年齡主要集中于1.96～1.84Ga(圖2、圖6)，包括洛寧地區(qū)(蔣宗勝等, 2011)、小秦嶺地區(qū)(王國棟等, 2013; Yuetal., 2013)、舞鋼地區(qū)(Luetal., 2013)和魯山地區(qū)(Wanetal., 2006)，且峰值年齡為～1.93Ga。魯山地區(qū)出露了中太古代晚期-新太古代早期TTG片麻巖(Huangetal., 2010; Zhouetal., 2014)和斜長角閃巖(Luetal., 2013; 盧俊生等, 2014)、新太古代-古元古代的石榴子石麻粒巖和斜長角閃巖、古元古代早-中期的含石榴石片麻質(zhì)花崗巖(Wanetal., 2006)和片麻質(zhì)花崗巖(Luetal., 2015)，這些巖石在古元古代普遍經(jīng)歷了高角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用(Zhangetal., 1985; 盧良兆等, 1996; 沈其韓, 1992; Luetal., 2013)。

華北克拉通南緣僅在魯山地區(qū)出露了少量麻粒巖(孫勇, 1983; Zhangetal., 1985)，與華北中部造山帶中北部麻粒巖的大量報導(dǎo)形成明顯反差。這可能是因為早期麻粒巖相變質(zhì)之后又疊加了較大規(guī)摸的角閃巖相退變質(zhì)作用。在顯微鏡下可觀察到常見的退變質(zhì)現(xiàn)象，包括退變質(zhì)過程中早期礦物邊部富鉀高μ熔流體(圖3f)、輝石轉(zhuǎn)變?yōu)榻情W石(圖3g)等。Luetal. (2013, 2015)對魯山TTG片麻巖中夾厚層狀角閃巖開展了變質(zhì)年代學(xué)研究，較好地揭示了兩階段變質(zhì)年齡：～1.93Ga峰期變質(zhì)年齡和～1.86Ga退變質(zhì)年齡。需要強(qiáng)調(diào)的是，并不是所有的樣品都能保存這兩階段變質(zhì)年齡，已報道的峰期變質(zhì)年齡中很可能混入了一些退變質(zhì)年齡。

圖6 華北克拉通中部造山帶變質(zhì)雜巖分布簡圖(據(jù)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 對華北克拉通古元古代拼合的啟示

根據(jù)巖石組成、構(gòu)造、地球化學(xué)特征以及年代學(xué)等差異，華北克拉通可劃分為東部陸塊(EB)、西部陸塊(WB)以及中部造山帶(TNCO)(Zhaoetal., 2005)。其中，中部造山帶是東、西部陸塊于古元古代發(fā)生碰撞而成。華北克拉通南緣的前寒武紀(jì)地體于古元古代同樣發(fā)生強(qiáng)烈的變質(zhì)作用，但是否歸屬于中部造山帶一直是前寒武紀(jì)研究中的熱點(diǎn)問題(Kusky and Li, 2003; Zhaoetal., 2005; Kusky, 2011; Zhai and Santosh, 2011; Xiaoetal., 2017)。為此，我們對比梳理了華北南緣小秦嶺、洛寧、魯山和舞鋼地區(qū)太華雜巖的溫壓條件，包含斜長角閃巖、泥質(zhì)麻粒巖、泥質(zhì)片麻巖以及基性麻粒巖，并將出露于不同地區(qū)的不同類型巖石的P-T-t軌跡投于圖7，從而更加直觀地分析華北克拉通南緣古元古代變質(zhì)地體變質(zhì)程度和P-T軌跡。

圖7 華北克拉通南緣太華雜巖的變質(zhì)P-T-t軌跡紫色實線和虛線分別為小秦嶺地區(qū)的角閃巖(Wang et al., 2014)和泥質(zhì)麻粒巖(Wang et al., 2017)；淺藍(lán)色實線和虛線分別為洛寧地區(qū)的角閃巖(蔣宗勝等, 2011; Chen et al., 2015)和變泥質(zhì)巖(蔣宗勝等, 2011; Chen et al., 2015)；綠色實線和虛線分別引自盧俊生等(2014)和Lu et al. (2013)的魯山地區(qū)角閃巖；橘色實線和虛線分別為舞鋼地區(qū)的角閃巖(Lu et al., 2014)和變泥質(zhì)巖(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

華北克拉通南緣太華雜巖中石榴子石麻粒巖透鏡體/巖墻、斜長角閃巖以及變泥質(zhì)片麻巖可識別出至少3個階段的變質(zhì)礦物組合。根據(jù)峰期變質(zhì)礦物中石榴子石斑晶或者“紅眼圈”結(jié)構(gòu)(圖3h, i)中石榴子石冠狀體和Amp+Pl+Qtz±Opx±Cpx的基質(zhì)礦物可估算變質(zhì)巖石的溫壓條件：(1)麻粒巖：小秦嶺地區(qū)泥質(zhì)麻粒巖T=730～810℃、P=0.68～0.86GPa(Wangetal., 2017)；魯山地區(qū)石榴子石麻粒巖T=700～790℃、P=0.76～0.90GPa(Wangetal., 2020)。(2)斜長角閃巖類巖石：魯山地區(qū)T=730～810℃、P=0.81～1.17GPa(Luetal., 2013; 盧俊生等, 2014)；小秦嶺地區(qū)T=700～820℃、P=0.66～0.77GPa(Wangetal., 2014)；舞鋼地區(qū)T=710～780℃、P=0.90～1.06GPa(Luetal., 2014)和洛寧地區(qū)T=720～800℃、P=0.91～1.07GPa(蔣宗勝等, 2011; Chenetal., 2015)。(3)變泥質(zhì)片麻巖：舞鋼地區(qū)T=830～840℃、P=1.02～1.22GPa(Luetal., 2017)；洛寧地區(qū)T=710～820℃、P=0.73～1.06GPa(蔣宗勝等, 2011; Chenetal., 2015)。盡管華北克拉通南緣太華雜巖同一巖石類型不同地區(qū)出露巖石和同一地區(qū)不同類型巖石的溫壓條件略有差異，其中泥質(zhì)麻粒巖相比斜長角閃巖的峰期變質(zhì)溫壓條件更高，魯山、舞鋼地區(qū)比小秦嶺、洛寧地區(qū)的太華雜巖溫壓條件高。但總體而言華北克拉通南緣太華雜巖峰期變質(zhì)屬于中P/T相系，普遍達(dá)到了角閃巖相-麻粒巖相(孫勇, 1983; Zhangetal., 1985; Wanetal., 2006; 第五春榮等, 2010; Luetal., 2013; 王景麗和張宏福, 2016; Wangetal., 2014, 2017; Luetal., 2013, 2014, 2017, 2020)。

研究發(fā)現(xiàn)華北克拉通南緣太華雜巖記錄的1.95～1.75Ga變質(zhì)具有近等溫降壓(ITD)的順時針P-T-t軌跡(圖7)。例如，小秦嶺地區(qū)角閃巖(Wangetal., 2014)和泥質(zhì)麻粒巖(Wangetal., 2017)、舞鋼地區(qū)角閃巖(Luetal., 2014)和變泥質(zhì)巖(Luetal., 2017)、洛寧地區(qū)角閃巖(蔣宗勝等, 2011; Chenetal., 2015)和變泥質(zhì)巖(蔣宗勝等, 2011; Chenetal., 2015)以及魯山地區(qū)斜長角閃巖(Luetal., 2013; 盧俊生等, 2014)。而在華北克拉通中部造山帶北段和中段各變質(zhì)雜巖也記錄了同樣的近等溫降壓型(ITD)的順時針P-T軌跡，例如：懷安基性麻粒巖(Zhaietal., 1993; 郭敬輝等, 1998; Guoetal., 2002, 2012; Zhangetal., 2016)和富鋁片麻巖(劉樹文, 1996)、恒山斜長角閃巖(郭敬輝等, 1999)及基性麻粒巖(王仁民等, 1991; O’Brienetal., 2005)、五臺斜長角閃巖(Zhaoetal., 1999)及變泥質(zhì)片麻巖(Wangetal., 1996; 俞良軍等, 2001; Qianetal., 2013)、阜平基性麻粒巖(劉樹文, 1996; Zhaoetal., 2000)、呂梁斜長角閃巖(Zhaoetal., 2008, 2010)、贊皇基性變質(zhì)巖及變泥質(zhì)片麻巖(Xiaoetal., 2011)以及中條變泥質(zhì)片巖(梅華林, 1994)。華北克拉通南緣太華雜巖在古元古代經(jīng)歷了升溫升壓、峰期變質(zhì)、快速降壓的變質(zhì)P-T軌跡，與中部造山帶中、北部其它變質(zhì)雜巖經(jīng)歷了相似的地質(zhì)過程。因此，華北克拉通南緣同樣卷入了東部陸塊和西部陸塊的碰撞造山作用。同時，近等溫降壓(ITD)順時針P-T-t軌跡中退變質(zhì)階段類似于西阿爾卑斯型(Ernst, 1988)，說明華北克拉通南緣太華雜巖記錄了太古代下地殼發(fā)生碰撞增厚，爾后經(jīng)歷了構(gòu)造抬升并快速折返的地質(zhì)過程。

華北克拉通南緣古元古代變質(zhì)年齡的正確理解可以很好地限定其前寒武紀(jì)地體的不同構(gòu)造歸屬以及碰撞拼合時間。近年來，高精度的年代學(xué)研究揭示出華北克拉通南緣基底巖石的變質(zhì)年齡集中于1.96～1.84Ga(圖2b)。再結(jié)合華北克拉通南緣變質(zhì)雜巖記錄了大規(guī)模角閃巖相退變質(zhì)作用以及Luetal. (2013, 2015)獲得的兩階段變質(zhì)年齡(～1.93Ga和～1.86Ga)，有理由認(rèn)為華北克拉通南緣太華雜巖古元古代變質(zhì)作用不會晚于1.86Ga，因而華北中部造山帶南緣的俯沖碰撞可能為1.96～1.86Ga。之前，Zhaoetal. (1999, 2005, 2012)根據(jù)華北克拉通中部造山帶中、北部變質(zhì)基底的系統(tǒng)研究，提出華北克拉通西部陸塊和東部陸塊于～1.85Ga發(fā)生碰撞拼合。結(jié)合梳理華北克拉通中部造山帶的變質(zhì)年齡(圖6)和變質(zhì)P-T軌跡(圖7)，發(fā)現(xiàn)華北南緣的變質(zhì)年齡(1.96～1.86Ga)和中部造山帶中北部的變質(zhì)年齡(1.97～1.80Ga)范圍較為接近，華北南緣的構(gòu)造歸屬應(yīng)屬于中部造山帶，且華北中部造山帶的俯沖碰撞可能經(jīng)歷了一個較長的造山過程。

4 結(jié)論

(1)華北克拉通南緣廣泛出露有太古代巖石，共同記錄了兩期明顯的地殼生長事件：中-新太古代(2.92～2.71Ga)和新太古代晚期-古元古代早期(2.53～2.45Ga)。

(2)古元古早-中期2.35～2.30Ga發(fā)生有小規(guī)模巖漿事件，隨后于2.25Ga開始沉積，在2.19～2.06Ga伴隨有富鉀巖漿侵入，這一巖漿侵入事件廣泛分布于整個華北克拉通中部造山帶，可能對應(yīng)伸展構(gòu)造環(huán)境地殼減薄誘發(fā)早期形成的地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。

(3)由華北克拉通南緣的前寒武紀(jì)地體古元古代的變質(zhì)程度、P-T軌跡以及變質(zhì)時間推測出，華北南緣前寒武紀(jì)基底與中部造山帶的中、北部相似，構(gòu)造歸屬于中部造山帶，可能指示發(fā)生了一個較長的俯沖碰撞造山過程(1.96～1.86Ga)。

謹(jǐn)以此文慶祝周新華老師八十華誕及從事中國大陸地幔地球化學(xué)研究六十載，周老師在同位素地球化學(xué)以及地幔地球化學(xué)等方面取得的重要成果對本文作者影響深遠(yuǎn)。

致謝作者在對華北克拉通南緣的野外工作中得到了西北大學(xué)周鼎武教授和張娟老師的指導(dǎo)和幫助，在此表示感謝。同時感謝評審人對本文的詳細(xì)評審及提出的建設(shè)性建議。