范昱宏 祝禧艷 段慶松 馬建鋒 賈朝媛 劉書琪 趙太平

華北克拉通(North China Craton, NCC)是世界上最古老的克拉通之一,經(jīng)歷了長(zhǎng)達(dá)38億年的演化,記錄了前寒武紀(jì)幾乎所有的重大事件(Kusky and Li, 2003; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2020; Kusky, 2011; 翟明國(guó), 2011, 2019; Zhao and Zhai, 2013; Santoshetal., 2015)。華北克拉通南緣中條山-熊耳山地區(qū)發(fā)育的熊耳群火山巖系不整合覆蓋于太古宙-古元古代變質(zhì)基底之上,是華北克拉通中元古代的第一套蓋層,與同期基性巖墻共同記錄了中元古代早期最重要的巖漿事件(趙太平等, 1994, 2015; 趙太平和金成偉, 1999; Pengetal., 2007, 2008; 崔敏利等, 2010; 柳曉艷等, 2011; 胡國(guó)輝等, 2013; 翟明國(guó)等, 2014; Maetal., 2023)。此后,華北克拉通南緣發(fā)育穩(wěn)定蓋層,形成中元古界厚達(dá)萬(wàn)米的濱淺海相-碳酸鹽臺(tái)地相沉積(胡國(guó)輝等, 2013; 蘇文博, 2016; 祝禧艷等, 2019; 龐嵐尹等, 2021; Pangetal., 2022),標(biāo)志著長(zhǎng)時(shí)間裂陷背景下的持續(xù)沉積作用(翟明國(guó)等, 2014)。正因此,熊耳群對(duì)于研究華北克拉通在中元古代構(gòu)造環(huán)境演化有著重要的指示意義。

但是,目前對(duì)熊耳群形成時(shí)的構(gòu)造背景仍有爭(zhēng)議,對(duì)熊耳群巖漿活動(dòng)是否記錄了中元古代裂陷作用的開(kāi)啟尚無(wú)定論。部分學(xué)者根據(jù)熊耳群空間分布、巖石學(xué)及巖石地球化學(xué)特征,認(rèn)為其形成于大陸裂谷的拉張應(yīng)力背景下(薛良偉等, 1996; 金成偉, 2002; 趙太平等, 2007, 2019; Zhaoetal., 2002; 翟明國(guó), 2004, 2019; 徐勇航等, 2008; 崔敏利等, 2010; Cuietal., 2013),并結(jié)合其同期基性巖墻群推測(cè)該拉張應(yīng)力來(lái)源于地幔柱(翟明國(guó), 2004; Pengetal., 2007, 2008)。也有學(xué)者根據(jù)熊耳群火山巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示出的島弧巖漿巖、火山活動(dòng)間歇性噴發(fā)等特征(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009),以及熊耳期火山巖系其上不整合覆蓋的兵馬溝組長(zhǎng)英質(zhì)碎屑沉積物的島弧地球化學(xué)特征(Mengetal., 2018),認(rèn)為熊耳群形成于俯沖環(huán)境。本文從華北中部太岳山地區(qū)中元古代早期英安斑巖的巖相學(xué)、地球化學(xué)特征及精細(xì)年代學(xué)入手,討論了英安斑巖與熊耳群火山巖系的關(guān)系,延伸了其“三叉裂谷”分布的空間范圍,為進(jìn)一步論證華北克拉通在中元古代早期構(gòu)造演化提供科學(xué)依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況及樣品特征

熊耳群火山巖主要分布于華北克拉通南緣熊耳山以及中條山等地(Zhaoetal., 2002; Mengetal., 2018),與其下太古宙-古元古代基底呈角度不整合接觸(圖1)(趙太平等, 2002; 翟明國(guó)等, 2014)。熊耳群火山巖以熔巖為主,火山碎屑巖其次,含有少量沉積夾層(趙太平等, 1994, 1996; 張玉生等, 2022)。熔巖中主要為玄武質(zhì)、安山質(zhì)熔巖,次為英安巖-流紋巖(陳衍景等, 1992; 趙太平和金成偉, 1999)。此外,也有大量中-基性和酸性的次火山巖,主要發(fā)育于熊耳期巖漿作用的晚期,多與圍巖呈侵入接觸,產(chǎn)狀多樣(任富根等, 2002; 龐振山和燕建設(shè), 2004),在河南嵩縣地區(qū)可觀察到熊耳期最晚期的流紋斑巖侵入安山巖(趙太平等, 2001)。華北南緣及中部地區(qū)還發(fā)育有同期的基性巖墻群,一般認(rèn)為與熊耳群有密切的成因聯(lián)系(Pengetal., 2005, 2007, 2008; 胡國(guó)輝等, 2010)。

圖1 華北克拉通太古宇及古-中元古界地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a, 據(jù)Zhu et al., 2013)、熊耳群及可對(duì)比層位分布圖(b, 據(jù)Zhao et al., 2002; Pang et al., 2022)和太岳山地區(qū)古元古代-中元古代地質(zhì)體分布簡(jiǎn)圖(c, 據(jù)山西省地質(zhì)調(diào)查院, 2006)

華北中部太岳山地體呈“豆莢狀”夾持在呂梁和中條地體之間,主要發(fā)育古元古代經(jīng)歷綠片巖相-高角閃巖相變質(zhì)作用的閃長(zhǎng)質(zhì)-花崗質(zhì)片麻巖、沉積巖以及中元古代弱變質(zhì)變形的基性侵入體,局部經(jīng)歷強(qiáng)烈的混合巖化作用。早期地質(zhì)調(diào)查研究以變質(zhì)程度將其簡(jiǎn)單劃分為下部的霍縣群和上部的太岳山群(山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)。最新一輪地質(zhì)調(diào)查工作將太岳山地體統(tǒng)稱為霍山雜巖,變沉積巖系主要分布于小南坪、大南坪、交口峪等地,由變粒巖、石英巖、石英片巖等組成,稱為霍山表殼巖;巖漿巖主要由安子坪片麻狀變質(zhì)花崗巖、正南溝閃長(zhǎng)質(zhì)片麻巖、黃粱花崗質(zhì)片麻巖組成(圖1b)。其中,安子坪片麻狀花崗巖變質(zhì)、變形程度最弱(Pengetal., 2023);黃粱花崗質(zhì)片麻巖常呈肉紅色,以高鉀長(zhǎng)石含量為特征;正南溝閃長(zhǎng)質(zhì)片麻巖呈灰白色,塊狀或條帶狀穿插于前者之中(山西省地質(zhì)調(diào)查院, 2006)。最新研究通過(guò)將上述巖體與華北中部呂梁、中條山等地的同類型巖漿巖進(jìn)行對(duì)比,認(rèn)為它們并非形成于前人認(rèn)為的新太古代(山西省地質(zhì)調(diào)查院, 2006),而應(yīng)為古元古代地質(zhì)體(Wangetal., 2022)。

英安斑巖位于霍山頂峰東南約5km處,出露面積約2km2(圖1c)。由于道路截切且覆蓋嚴(yán)重,導(dǎo)致實(shí)測(cè)剖面中的英安斑巖呈斷塊狀出露于黃粱鉀質(zhì)花崗片麻巖中(圖2)。剖面局部可見(jiàn)正南溝閃長(zhǎng)-斜長(zhǎng)質(zhì)片麻巖,相較于鉀質(zhì)花崗片麻巖,前者的斜長(zhǎng)石及基性礦物含量更高。英安斑巖整體為紫紅色-暗紅色,未見(jiàn)明顯變質(zhì)變形,與兩側(cè)強(qiáng)變質(zhì)變形的古元古代鉀質(zhì)花崗片麻巖對(duì)比明顯(圖3a, b)。巖體呈斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,發(fā)育氣孔構(gòu)造,部分氣孔被后期礦物充填形成杏仁,無(wú)明顯定向(圖3c, d)。斑晶以斜長(zhǎng)石、透長(zhǎng)石、角閃石為主,粒度多在1～2mm,少量0.5mm,占巖石總量的20%～30%,長(zhǎng)石表面嚴(yán)重蝕變;石英粒度稍小,多在1mm以下(圖4a-d);可見(jiàn)少量石榴石,自形,粒度為10～100μm,含量不足斑晶的1%?；|(zhì)呈霏細(xì)結(jié)構(gòu),主要為石英、鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石。不透明礦物(如,磁鐵礦)含量低于3%。

圖2 太岳山熊耳期英安斑巖實(shí)測(cè)剖面圖

圖4 太岳山熊耳期英安斑巖顯微照片

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年

單礦物分選工作在河北省廊坊市宇能(宇恒)礦巖技術(shù)服務(wù)有限公司完成。樣品經(jīng)粉碎、淘洗、分選后在顯微鏡下手工挑出顆粒完整的鋯石,用環(huán)氧樹(shù)脂灌注待測(cè)鋯石顆粒及鋯石標(biāo)樣TEM(Blacketal., 2003)與M257(Nasdalaetal., 2008)形成厚度為5～6mm的要求樣品靶并進(jìn)行打磨與拋光,此后在SHRIMP實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行鋯石樣品靶的透、反射光顯微照相及陰極發(fā)光(CL)照相。陰極發(fā)光使用儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JMS-IT100)并配備GATANmINICL系統(tǒng)。

鋯石微區(qū)原位U-Pb同位素測(cè)定在北京離子探針中心的SHRIMP Ⅱ二次離子探針質(zhì)譜儀上完成,以參考年齡為417Ma的標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM進(jìn)行同位素分餾矯正,并利用標(biāo)準(zhǔn)年齡為561Ma的標(biāo)準(zhǔn)鋯石M257標(biāo)定U、Th、Pb的含量(Blacketal., 2003; Nasdalaetal., 2008)。為保證數(shù)據(jù)具有有效性,每隔4～5個(gè)樣品點(diǎn)測(cè)試一次標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM,其詳細(xì)分析流程及原理參見(jiàn)文獻(xiàn)(Compstonetal., 1984, 1992; Williams, 1997)。本次共計(jì)測(cè)試18顆標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM,加權(quán)平均年齡為417±2Ma(N=18,MSWD=1.3)。將所得數(shù)據(jù)中的204Pb進(jìn)行普通Pb矯正,利用Isoplot(Ludwig, 2003)進(jìn)行數(shù)據(jù)處理,處理過(guò)程中單個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)誤差為1σ,加權(quán)平均年齡置信度為90%。

此后利用樣品靶上剩余的鋯石在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行激光剝蝕-等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)實(shí)驗(yàn)。電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)為美國(guó)安捷倫科技公司生產(chǎn)的Agilent 7900,激光剝蝕系統(tǒng)為美國(guó)相干(Coherent)公司生產(chǎn)的GeoLas HD ArF準(zhǔn)分子激光器,波長(zhǎng)193nm。利用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500的同位素比值變化采用線性內(nèi)插的方式對(duì)U-Pb同位素比值進(jìn)行校正,利用NIST SRM 610作為外標(biāo)、29Si作為內(nèi)標(biāo)的方法進(jìn)行定量計(jì)算鋯石微量元素含量,實(shí)驗(yàn)方法詳見(jiàn)王森等(2022),數(shù)據(jù)處理使用Isoplot(Ludwig, 2003),處理過(guò)程中單個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)誤差為1σ,加權(quán)平均年齡置信度為95%。

2.2 主、微量元素分析

樣品的全巖粉末制備由河北省廊坊市宇能(宇恒)礦巖技術(shù)服務(wù)有限公司完成,新鮮的巖石樣品經(jīng)純化水清洗干凈后,用顎式破碎機(jī)破碎及粉碎機(jī)粉碎后研磨至80目,選取50g左右粉末進(jìn)行全巖化學(xué)分析。主量元素及微量元素成分測(cè)試由武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成,主量元素的測(cè)試需先使用部分樣品計(jì)算燒失量,此后再將粉末樣品進(jìn)行稱量并加入Li2B4O7助燃劑混合,利用金鉑坩堝進(jìn)行熔樣后使用X射線熒光光譜法(XRF)測(cè)試,儀器采用波長(zhǎng)色散X射線熒光光譜儀(ZSX Primus Ⅱ),樣品粒度≥200目,分析誤差優(yōu)于2%;微量元素測(cè)試將樣品稱量后放入聚四氟乙烯溶樣罐,加入HF+濃HNO3后放入干燥箱190℃加熱72h,稀釋后再使用電感耦合等離子體(ICP-MS)質(zhì)譜儀(Agilent 7700e)進(jìn)行測(cè)試,分析誤差優(yōu)于10%。

3 測(cè)試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本次用于年齡分析的英安斑巖樣品(22XE)來(lái)自山西古縣大南坪村(N36°26′53″、E111°52′26″)。

鋯石形態(tài)主要可分為三類。第一類無(wú)震蕩環(huán)帶,呈板片狀、碎片狀,無(wú)色透明,自形程度差,粒徑80～200μm,長(zhǎng)寬比為1:1.1～1:1.5,部分可達(dá)1:2;第二類為環(huán)狀震蕩環(huán)帶,部分鋯石環(huán)帶密集,該類型鋯石還出現(xiàn)部分熔蝕現(xiàn)象,無(wú)色透明,主要呈長(zhǎng)柱狀,自形程度較好,粒徑50～180μm,長(zhǎng)寬比1:1.2～1:1.5,部分出現(xiàn)核-邊結(jié)構(gòu),為典型的酸性巖漿鋯石;第三類為條帶狀震蕩環(huán)帶,無(wú)色透明,自形程度較好,粒徑50～120μm,長(zhǎng)寬比1:1～1:2,部分出現(xiàn)核-邊結(jié)構(gòu),顯示中酸性巖漿鋯石的形態(tài)特征。

選取55個(gè)鋯石顆粒進(jìn)行SHRIMP U-Pb定年,分析結(jié)果見(jiàn)電子版附表1。絕大多數(shù)鋯石的CL圖像均顯示清晰的震蕩環(huán)帶,為典型的中酸性巖漿鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)(圖5)。鋯石的U含量范圍為62×10-6～404×10-6,部分可達(dá)2094×10-6,Th含量為22×10-6～316×10-6,Th/U比值在0.13～2.27之間。在55個(gè)測(cè)點(diǎn)中,一個(gè)測(cè)點(diǎn)(點(diǎn)21)為變質(zhì)增生邊,Th/U比值為0.92,其207Pb/206Pb年齡為1899±17Ma。剩余54個(gè)測(cè)點(diǎn)中,大部分鋯石具有不同程度的Pb丟失(圖6a)。對(duì)應(yīng)三類鋯石形態(tài)及鋯石年齡諧和曲線可以將其分為三組,其中23個(gè)測(cè)點(diǎn)獲得了1913±10Ma(N=23,MSWD=1.7)的上交點(diǎn)年齡,選取其中相對(duì)諧和的21個(gè)測(cè)點(diǎn)獲得1915±7Ma(N=21,MSWD=1.2)的加權(quán)平均年齡(圖6b);21個(gè)測(cè)點(diǎn)獲得了2161±11Ma(N=24,MSWD=5)的上交點(diǎn)年齡,選取其中相對(duì)諧和的11個(gè)測(cè)點(diǎn)獲得了2161±8Ma(N=11,MSWD=1.6)的加權(quán)平均年齡(圖6c);3個(gè)測(cè)點(diǎn)(點(diǎn)36、37、49)年齡分別為1795±16Ma、1802±20Ma、1784±10Ma,其加權(quán)平均年齡1790±16Ma(N=3,MSWD=0.34),代表英安斑巖的結(jié)晶年齡(圖6d)。

表1 英安斑巖的主量元素含量(wt%)

圖5 英安斑巖中鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)

圖6 SHRIMP 鋯石U-Pb定年分析結(jié)果

挑選自形-半自形、具明顯生長(zhǎng)環(huán)帶的90顆鋯石進(jìn)行LA-ICP-MS實(shí)驗(yàn),分析結(jié)果見(jiàn)電子版附表2。鋯石形態(tài)呈板片狀、棱角狀,自形-半自形,無(wú)色透明,粒徑30～200μm,長(zhǎng)寬比1:1～1:2.5,鋯石具生長(zhǎng)環(huán)帶,部分環(huán)帶密集,少量呈現(xiàn)核邊結(jié)構(gòu)。絕大多數(shù)鋯石的U含量范圍為27×10-6～600×10-6,部分可達(dá)1306×10-6,Th含量為20×10-6～470×10-6,Th/U比值在0.1～1.8之間。LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡主要集中在～1940Ma及～2160Ma附近(圖7),與SHRIMP實(shí)驗(yàn)結(jié)果基本一致。其中兩顆碎片狀鋯石的粒度為60～80μm,具明顯的振蕩環(huán)帶,年齡為1792±37Ma、1805±41Ma,其諧和度>95%,與SHRIMP測(cè)得的英安斑巖結(jié)晶年齡吻合。

表2 英安斑巖的微量元素含量(×10-6)

圖7 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年分析結(jié)果

3.2 地球化學(xué)特征

為保證樣品代表性,從巖體邊部到中心以間距5m采樣,選擇5個(gè)樣品進(jìn)行主量元素、微量元素測(cè)試。分析結(jié)果見(jiàn)表1、表2。

圖8 太岳山熊耳期英安斑巖TAS圖解(a, 據(jù)Le Bas, 1986)、SiO2-K2O圖解(b, 據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-A/NK關(guān)系圖解(c)

英安斑巖的稀土總量高(∑REE=569×10-6～1004×10-6),強(qiáng)烈富集輕稀土((La/Yb)N≥19.4),LREE/HREE值為6.07～8.81,表明LREE、HREE強(qiáng)烈分異。負(fù)Eu異常明顯,δEu=0.36～0.60。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛圖中,次火山巖富集K、Ba等大離子親石元素,強(qiáng)烈虧損Nb、Ta、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素(圖9a)。高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb(25.5×10-6～26.5×10-6)、Ta (1.27×10-6～1.35×10-6)含量極低,同時(shí)Sr(246×10-6～314×10-6)、P(1530×10-6～1660×10-6)、Ti(7310×10-6～7550×10-6)明顯虧損。以上特征與華北克拉通熊耳群火山巖已發(fā)表的相關(guān)數(shù)據(jù)保持一致(圖9)(趙太平等, 2002; 龐振山和燕建設(shè), 2004; 徐勇航等, 2007; Wangetal., 2010; 柳曉艷等, 2011; 謝良鮮等, 2014; Pangetal., 2021)。

圖9 太岳山熊耳期英安斑巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a)及球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

其中,樣品(HS01)中具有極高的Th(64.3×10-6)正異常,較高的Sm(28.1×10-6)正異常,Eu極度負(fù)異常,δEu=0.36,LREE(902×10-6)、La(205×10-6)、Ce(436×10-6)、Nd(179×10-6)、Tb(2.32×10-6)含量相對(duì)較高。推測(cè)位于巖體邊部的樣品受圍巖影響較大,導(dǎo)致部分元素相對(duì)富集。

4 討論

4.1 太岳山英安斑巖的形成時(shí)代

目前,對(duì)熊耳群的時(shí)代已經(jīng)有了較好的限定。趙太平等(2001)利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及與下伏長(zhǎng)城系的疊覆關(guān)系認(rèn)為熊耳群形成年齡為～1750Ma,后利用SHRIMP U-Pb鋯石定年測(cè)得熊耳山地區(qū)熊耳群流紋斑巖的年齡為1776±20Ma、1800±16Ma,并通過(guò)侵入到太古宙太華群的輝綠巖巖墻(1773±37Ma)及侵入到熊耳群的閃長(zhǎng)巖(1789±23Ma)的年齡修定熊耳群形成年齡的范圍為1750～1800Ma(趙太平等, 2004)。Cuietal.(2011)和崔敏利等(2010)利用侵入到熊耳群中的石英閃長(zhǎng)巖(1789±4Ma)及花崗斑巖(1786±8Ma),建議將熊耳群年齡限定為1700～1800Ma。雖然也有學(xué)者曾認(rèn)為熊耳群代表由1.78Ga、1.76～1.75Ga、1.65～1.45Ga組成的間歇性火山活動(dòng)(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009),但顯然將相隔數(shù)億年的火山作用各自劃分為獨(dú)立期次的巖漿作用旋回更為合理。因此,目前公認(rèn)將熊耳群火山巖及次火山巖噴發(fā)時(shí)間集中于1.75～1.80Ga(翟明國(guó)等, 2014; 喬秀夫和王彥斌, 2014; 趙太平等, 2019; Pangetal., 2021)。本次研究將太岳山地區(qū)中元古代英安斑巖的年齡約束為～1790Ma,與熊耳群火山巖系的時(shí)代范圍一致,與南緣～17.9億年流紋巖共同代表了華北克拉通由造山到裂谷構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換初始期的產(chǎn)物(Pangetal., 2021)。

熊耳期鋯石形態(tài)以長(zhǎng)柱狀、棱角明顯的自形-半自形形態(tài)為主,顯示條帶狀巖漿環(huán)帶,粒度偏小,同時(shí)數(shù)量較少,這可能與火山噴發(fā)期的巖漿鋯石生長(zhǎng)時(shí)間短、發(fā)育不夠完善有關(guān)(趙太平等, 2004)。本次測(cè)年研究中,除了少數(shù)代表英安斑巖中鋯石結(jié)晶年齡的顆粒外,大多數(shù)鋯石粒度較大,自形程度不一,Th/U值為0.1～1.2,年齡區(qū)間主要分布于1875～1945Ma和2065～2240Ma,對(duì)應(yīng)峰值分別為～1915Ma和～2160Ma。第一期峰值年齡的鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜并無(wú)明顯震蕩環(huán)帶,呈現(xiàn)變質(zhì)成因鋯石形態(tài)特征,與晉豫、豐鎮(zhèn)等活動(dòng)帶古元古代麻粒巖相變質(zhì)作用峰期年齡一致(Zhaoetal., 2006; 翟明國(guó), 2009)。第二期峰值年齡的鋯石具有具典型巖漿成因的鋯石振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)。通過(guò)鋯石形態(tài)學(xué)特征分析,認(rèn)為以上兩期次鋯石的成因可能是:(1)繼承于巖漿源區(qū)。太岳山英安斑巖的源巖年齡為～2.16Ga,并且記錄了～1.9Ga的區(qū)域變質(zhì)作用。(2)捕獲于圍巖。英安質(zhì)巖漿上升過(guò)程中,捕獲了大量經(jīng)歷～1.9Ga區(qū)域變質(zhì)的～2.16Ga圍巖鋯石。最新研究表明,太岳山地體廣泛發(fā)育古元古代晚期長(zhǎng)英質(zhì)片麻巖類,主體形成時(shí)代為2160～2180Ma,包含少量～2300Ma長(zhǎng)英質(zhì)片麻巖和閃長(zhǎng)巖,并都經(jīng)歷了～1.9Ga變質(zhì)作用改造(Wangetal., 2022)。因此,太岳山英安斑巖中大量不具有核邊結(jié)構(gòu)的鋯石顆粒應(yīng)該來(lái)自圍巖(如,古元古代片麻狀花崗巖)。與本文數(shù)據(jù)不同的是,目前報(bào)道中熊耳群玄武安山質(zhì)熔巖中的捕獲鋯石以2200～2300Ma年齡峰值為特征(趙太平等, 2004; Wangetal., 2019)?？紤]到小秦嶺、魯山等地普遍出露～2.3Ga花崗巖、TTG片麻巖、斜長(zhǎng)角閃巖、變輝長(zhǎng)巖等,認(rèn)為是由于圍巖成分變化造成不同地區(qū)熊耳期火山巖、次火山巖中捕獲鋯石年齡峰值出現(xiàn)差異。

4.2 太岳山英安斑巖的成因

太岳山地區(qū)熊耳期英安斑巖屬于過(guò)鋁質(zhì)的高鉀巖漿演化系列,富集LILE及LREE,而強(qiáng)烈虧損HFSE,具有“弧巖漿”特點(diǎn)。英安斑巖具有明顯的負(fù)Eu異常,輕重稀土分餾變化較大,具右傾稀土模式,微量元素富集LILE,Zr、Nb及REE(除Eu外)含量高。通過(guò)捕獲了大量的圍巖鋯石,致使Zr、Nb含量升高,在Zr-10000×Ga/Al及Nb-10000×Ga/Al圖解中落入“A型花崗巖”區(qū)域內(nèi)(圖10a, b)。但是,(K2O+Na2O)-10000×Ga/Al及FeOT/MgO-10000×Ga/Al圖解中,英安斑巖并未落入A型花崗巖范圍(圖10c, d)。結(jié)合其它地球化學(xué)特征,如,Ga/Al值較低,CaO、Sr、Ti含量低,A/CNK含量為1.08～1.25,判定其并非屬于典型的A型花崗巖。

圖10 太岳山熊耳期英安斑巖ISMA花崗巖判別圖解(據(jù)Whalen et al., 1987)

酸性巖石地球化學(xué)特征受眾多因素影響,其地球化學(xué)特征與其源區(qū)性質(zhì)及巖漿過(guò)程密切相關(guān)(Pearceetal., 1984; 張旗等, 2007)。例如,川西地區(qū)峨眉山大火成巖省出露大面積二疊紀(jì)晚期玄武巖,地球化學(xué)特征及REE反演溫度模擬指示該時(shí)期為與地幔柱相關(guān)的板內(nèi)伸展構(gòu)造背景(徐義剛和鐘孫霖, 2001; 徐義剛, 2002)。與玄武巖同時(shí)噴發(fā)形成的侵入巖還包括A型花崗巖(茨達(dá)花崗巖體)和I型花崗巖(矮郎河花崗巖體)(Zhongetal., 2007; 吳福元等, 2007)。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為,I型花崗巖(長(zhǎng)英質(zhì)巖石中Na2O>3.2%,A/CNK<1.1)主要與俯沖等擠壓背景相關(guān)(吳福元等, 2007)。Zhongetal.(2007)經(jīng)過(guò)物源分析發(fā)現(xiàn),矮郎河I型花崗巖的原巖主要為中元古代會(huì)理群的變沉積-火山巖及幔源鐵鎂質(zhì)巖,其“I型”島弧地球化學(xué)數(shù)據(jù)繼承于源巖特征,而非指示形成時(shí)構(gòu)造環(huán)境的差異。與之相似地,熊耳群火山巖系普遍具有富LILE和LREE、虧損HFSE(尤其是Nb、Ta、Sr和Ti)等島弧地球化學(xué)特征(趙太平等, 2002; Heetal., 2009; Wangetal., 2010)。部分學(xué)者認(rèn)為該地球化學(xué)特征可能由于地殼混染造成(Zhaoetal., 2002; Cuietal., 2011),趙太平等(2007)結(jié)合其εNd(t)值則認(rèn)為熊耳群的島弧特征可能與源區(qū)受到俯沖物質(zhì)混染有關(guān)。

太岳山英安斑巖A/CNK<1.1,同時(shí)出現(xiàn)大量巖漿成因角閃石,與華北克拉通南緣出現(xiàn)的熊耳群I型花崗巖相呼應(yīng)(Maetal., 2023)。在微量元素判別圖解中,英安斑巖落入板內(nèi)花崗巖范圍內(nèi),與前人結(jié)論基本一致(圖11)(趙太平等, 2002; 謝良鮮等, 2014)。因此,考慮到同期廣泛發(fā)育大量的A型花崗巖(薛良偉等, 1996; Zhao and Zhou, 2009; 謝良鮮等, 2014),這些具有I型花崗巖特征的英安斑巖形成于板內(nèi)伸展環(huán)境,其島弧地球化學(xué)特征應(yīng)該繼承于源巖。

圖11 太岳山熊耳期英安斑巖Rb-(Y+Nb)(a)和Nb-Y(b)圖解(據(jù)Pearce et al., 1984)

4.3 對(duì)華北克拉通中部中元古代早期構(gòu)造演化的啟示

熊耳群記錄了華北克拉通中元古代早期最重要的火山-沉積事件,其構(gòu)造背景一直存有爭(zhēng)議。孫樞等(1985)首次提出熊耳群發(fā)育于裂谷環(huán)境,此后,裂谷背景的證據(jù)不斷完善(薛良偉等, 1996; Zhaoetal., 2002; 趙太平等, 2002, 2007; 翟明國(guó), 2004; 徐勇航等, 2008; 崔敏利等, 2010)。但由于其巖石學(xué)、地球化學(xué)等特征與島弧環(huán)境相似,部分學(xué)者認(rèn)為熊耳群形成于安第斯型大陸邊緣弧環(huán)境(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009)。

熊耳群巖石組合主要為安山巖、英安巖-流紋巖,以及少量玄武安山巖,部分學(xué)者認(rèn)為其具有“非典型”雙峰式火山巖,指示大陸裂谷背景(Zhaoetal., 2002; 趙太平等, 2002, 2007)?？紤]到某些特殊情況下島弧火山巖也可能出現(xiàn)SiO2成分間隙,故仍有部分學(xué)者認(rèn)為該巖漿巖組合并非雙峰式火山巖(Zhaoetal., 2009; Wangetal., 2010),并不具有大陸裂谷構(gòu)造環(huán)境指示意義,安山巖的出現(xiàn)正是島弧背景的特征性證據(jù)(Heetal., 2009; Zhaoetal., 2009)。但是,島弧火山巖會(huì)伴隨輝長(zhǎng)質(zhì)-閃長(zhǎng)質(zhì)-花崗閃長(zhǎng)質(zhì)-花崗質(zhì)侵入巖巖石組合共同出現(xiàn),而安山巖也并非形成于特定的構(gòu)造環(huán)境(Wangetal., 2010)。此外,熊耳群中熔巖含量明顯高于火山碎屑巖(趙太平等, 2007),其巖石學(xué)特征更符合大陸溢流拉斑質(zhì)火山巖而不是活動(dòng)大陸邊緣火山巖。

嵩山、洛寧等地出露與熊耳群火山巖近同期的花崗質(zhì)巖石,這些花崗巖均具有含堿量高,高Fe#(FeOT/MgO),低CaO、Al2O3,高Ga等A型花崗巖特征(薛良偉等, 1996; Zhao and Zhou, 2009; Cuietal., 2013; 謝良鮮等, 2014; Dengetal., 2016)。目前認(rèn)為,A型花崗巖是一類沒(méi)有源區(qū)限制的、形成于低壓環(huán)境的、以局部拉張環(huán)境或主體伸展體制為構(gòu)造背景的巖石,如造山后環(huán)境、非造山環(huán)境或地幔柱環(huán)境等(Whalenetal., 1987; Bonin, 2007; 吳鎖平等, 2007; 張旗等, 2012)。因此,A型花崗巖的出現(xiàn)使得“華北克拉通在中元古代早期處于島弧構(gòu)造背景”的認(rèn)識(shí)更加難以被接受。同時(shí),華北克拉通古元古代晚期-中元古代早期A型花崗巖的大量出現(xiàn)被認(rèn)為是克拉通開(kāi)始裂解的重要證據(jù)(Whalenetal., 1987; Pangetal., 2021)。

區(qū)域上,1.75～1.80Ga的基性巖墻群在空間展布上以熊耳裂谷為中心,呈向北的放射線或同心圓(Pengetal., 2007)?；詭r墻群和熊耳群火山巖均具有高TiO2和MgO含量、相對(duì)富集LREE、Ba、K、La和P、虧損Nb和Ta等地球化學(xué)性質(zhì),均顯示地幔玄武巖特征,與地幔柱巖漿活動(dòng)關(guān)系密切(彭澎等, 2004; 胡俊良等, 2007; Pengetal., 2005, 2007, 2008, 2022; 崔敏利等, 2010)。Pengetal.(2008)認(rèn)為,早期的基性巖墻群是熊耳群巖漿上升的通道。

目前報(bào)道中,熊耳群火山巖系分布北至中條山地區(qū),東至河南平頂山,西至陜西華陰市華山,以崤山地區(qū)為中心向東、西、北三方發(fā)散(趙太平等, 2002; 崔敏利等, 2010; 翟明國(guó)等, 2014)。近期,Pangetal.(2022)將呂梁地區(qū)沉積單元漢高山群的形成時(shí)代限定為1.69～1.80Ga,認(rèn)為其可能沉積于熊耳裂谷的裂谷盆地中,同時(shí)其東部的小兩嶺火山巖與熊耳群火山巖在巖石學(xué)、地球化學(xué)、源區(qū)等相對(duì)應(yīng)(徐勇航等, 2007; Dengetal., 2016; 雷天等, 2022; 王彥斌等, 2022),認(rèn)為熊耳裂谷已延伸到呂梁地區(qū)。本次研究發(fā)現(xiàn)的熊耳期次火山英安斑巖位于中條山以北的太岳山地區(qū),與早期地調(diào)中太岳山地區(qū)發(fā)現(xiàn)的基性巖墻群相呼應(yīng)(山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; 山西省地質(zhì)調(diào)查院, 2006),將熊耳群火山巖系北部分支的尖滅位置從中條山地區(qū)延伸了太岳山地區(qū)(圖1b),連通漢高山群和小兩嶺火山巖,使熊耳三叉分布形態(tài)更加明確,進(jìn)一步證實(shí)了熊耳群火山巖系符合裂谷火山巖系的噴發(fā)特征,基性巖墻群與熊耳群火山巖系共同組成了由地幔柱上涌造成巖漿順三叉裂谷地面拉張溢流形成的熊耳大火成巖省(Pengetal., 2007, 2008, 2022)。

5 結(jié)論

(1)華北中部太岳山地區(qū)出露的英安斑巖形成年齡為～1.79Ga,并以～1.92Ga和～2.16Ga兩期捕獲鋯石年齡峰值為特征。該英安斑巖與熊耳群火山巖系時(shí)代一致,二者具有類似的產(chǎn)狀、巖相學(xué)及地球化學(xué)特征,是同一裂谷巖漿活動(dòng)初期的產(chǎn)物。

(2)本次研究發(fā)現(xiàn)的熊耳群英安斑巖為出露位置最北的熊耳期次火山巖地質(zhì)體,證實(shí)了熊耳群火山巖系分布呈三叉型,是地幔柱上涌、巖漿順地表拉張方向溢流的典型產(chǎn)狀特征,指示其形成時(shí)為大陸裂谷構(gòu)造背景,代表了中元古代早期華北克拉通向裂陷作用演化的開(kāi)啟。

致謝衷心感謝山西地質(zhì)調(diào)查院李建榮教授級(jí)高工,西北大學(xué)趙燕博士、張瑞英博士,中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所瞿川豪以及中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)地球與地球物理研究所張喜松博士、商光銳在野外地質(zhì)考察中給予的悉心指導(dǎo)或有益討論。感謝北京離子探針中心孫會(huì)一博士、頡頏強(qiáng)博士以及中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所胡國(guó)輝博士在鋯石年齡數(shù)據(jù)測(cè)試過(guò)程中的幫助。誠(chéng)摯感謝兩位匿名評(píng)審專家對(duì)本文提供的寶貴修改意見(jiàn)。