本
文
摘
要
编者按：
今天为大家推荐《地质力学学报》2022 年5期封面文章。此次推送的是万渝生等作者的《华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）巨量陆壳增生：综述》。
作者：万渝生，董春艳，颉颃强，李源，王宇晴，王堃力
摘要: 在对一些重点地区新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）岩石的空间分布、岩石类型和形成时代作简要介绍基础上，文章总结了华北克拉通这一时代花岗质岩石的年龄分布模式、地球化学和Nd-Hf-O同位素组成特征。新太古代早期—中太古代晚期变质基底具有如下特征：①新太古代早期—中太古代晚期岩浆作用在华北克拉通几乎连续分布，峰期为2.70~2.75 Ga；②新太古代早期—中太古代晚期岩石在华北克拉通广泛存在，主要分布在东部古陆块、中部古陆块和南部古陆块中；③新太古代早期—中太古代晚期侵入岩以英云闪长岩为主，存在奥长花岗岩和花岗闪长岩及其他类型岩石；④新太古代早期—中太古代晚期表壳岩规模很小，零星分布于花岗质岩石中，岩石类型主要为变玄武质岩石，一些地区存在变质科马提岩、变质安山质‒英安质火山岩和变质碎屑沉积岩；⑤2.6 Ga可作为华北克拉通新太古代早期和晚期的界线；⑥TTG岩石的Sr/Y和La/Yb比值存在很大变化，在Sr/Y-Y和La/Yb-Yb图中位于高压、中压和低压TTG分布区；除少量富钾花岗岩外，华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石大都具有亏损Nd-Hf同位素组成特征；岩浆锆石O同位素组成与全球太古宙岩浆锆石类似；⑦许多地区都具有类似地质特征，但一些地区显示出较大的独特性。新的研究进一步支持了这样的认识：与全球其他许多典型克拉通类似，新太古代早期—中太古代晚期是华北克拉通最重要的陆壳增生时期，主要区别是华北克拉通叠加了强烈的新太古代晚期岩浆构造热事件。
关键词: 新太古代早期—中太古代晚期；华北克拉通；Nd-Hf-O同位素；TTG；陆壳巨量增生
文章框架
0 引言
1 重点地区介绍
1.1 吉南‒辽北地区
1.2 铁架山‒弓长岭地区
1.3 冀东地区
1.4 白云鄂博‒固阳地区
1.5 胶东地区
1.6 鲁西地区
1.7 蚌埠地区
1.8 鲁山地区
2 锆石年龄统计和地球化学特征
3 讨论
3.1 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期变质基底特征
3.2 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期陆壳巨量增生
4 结论与展望
图件及说明
图1 华北克拉通早前寒武纪基底地质图（图中给出了2.6 ~ 3.0 Ga岩石空间分布和图2、图4、图7、图11、图14、图19、图23和图25的位置）
华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）岩石的空间分布如图1所示。下面对重点地区进行介绍。
图2 吉南‒辽北地区地质图（图中给出了2.6~3.0 Ga岩石定年样品分布，据Bao et al.，2022修改）
华北克拉通太古宙地质研究近年来取得重要进展，其中之一是在吉南–辽北地区发现了大量新太古代早期—中太古代晚期地质体。Bao et al.（2022）确定了一条呈北东—南西向、延伸长达400 km的~2.7 Ga岩带（图2），认为它是一条岛弧带，通过俯冲碰撞，西南侧在新太古代晚期与鞍本微陆块拼合到了一起。在~2.7 Ga岩带中，东段和龙地区由2.65~2.68 Ga变质岛弧火山岩（表壳岩）组成，岩石类型主要包括斜长角闪岩、角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩和条带状铁建造（BIF），它们以较大规模存在于新太古代晚期TTG（英云闪长岩‒奥长花岗岩‒花岗闪长岩）岩石中（Guo et al., 2015）。在中段和西段，~2.7 Ga岩石主要为TTG，它们以规模不大的包体形式存在于新太古代晚期TTG岩石中。Wang et al.（2017a）在该带中也发现了~2.7 Ga TTG岩石（图2；JL03-1、JL04-1）。杜传业等（2017）在该带中还发现~2.6 Ga TTG岩石（BA-3）。此外，该岩带的北部也有新太古代早期TTG岩石存在（图2；14SJ02-1、14SJ06-1），它们零星分布于新太古代晚期TTG岩石中（Wu et al., 2021），表明新太古代早期TTG存在于更大的空间范围。此外，在清原西北还发现~3.0 Ga TTG岩石（图2；RZ29、15Q22-2），它们的规模也很小，仅零星分布（Liu et al., 2017；Li et al., 2020）。
图3 吉南‒辽北地区新太古代早期岩石的锆石CL图像和U-Pb谐和图
样品取自歪头山地区（图2）。锆石呈棱柱状，具核‒边结构（图3a），核部岩浆锆石普遍遭受不同程度重结晶改造。26个有效数据的Th/U比值为0.12~1.06，数据点几乎沿谐和线连续分布，207Pb/206Pb年龄变化为2532~2733 Ma（图3b）。这种分布形式在高级变质地体常见（Vavra et al.，1999）。最大年龄（2712 Ma）和最小年龄（2532 Ma）分别解释为岩石形成和高级变质作用年龄。数据点30的207Pb/206Pb年龄为2733 Ma，Hf同位素组成不同于其他锆石，解释为外来锆石。
图4 铁架山‒弓长岭地区地质图（底图据Dong et al., 2017a；图中给出了2.9~3.0 Ga富钾花岗岩定年样品位置，数据来源Dong et al., 2017a；王伟等, 2022）
鞍山‒本溪地区是华北克拉通一个重要的早前寒武纪基底组成部分，在该区首次发现了中国最古老的~3.8 Ga岩石（Liu et al., 1992）。其重要性不仅是不同类型3.8 Ga岩石被发现，还在于发育了2.5~3.8 Ga太古宙不同时代的岩石，为探讨太古宙大陆地壳形成演化提供了机会（Wan et al., 2015）。在早期研究中，中太古代（2.9~3.0 Ga）铁架山花岗岩主要发现于鞍山铁架山地区（钟富道，1984；万渝生等，1998；伍家善等，1998），在弓长岭地区仅零星发现（万渝生和刘敦一，1993）。在金家岭‒弓长岭一带以往被认为的新太古代晚期齐大山花岗岩中，Dong et al.（2017a）识别出了大量中太古代富钾花岗岩，使中太古代富钾花岗岩分布面积扩大了数倍（图4），成为全球规模最大的中太古代壳源花岗岩之一，称之为铁架山‒弓长岭花岗岩。这也得到最新研究的进一步支持（王伟等，2022）。铁架山花岗岩和齐大山花岗岩都是富钾花岗岩（正长花岗岩，二长花岗岩），外貌相似。虽然铁架山花岗岩通常表现出比齐大山花岗岩更强变形，但齐大山花岗岩局部也可遭受强烈变形，变形强度不能用作为区分它们的标志。二者地球化学组成也相似，高K2O低Na2O，具有明显负Eu异常。所以，很多情况下只有开展锆石年代学工作才可能分辨它们。在铁架山‒弓长岭花岗岩中，存在少量表壳岩，包括BIF和石英岩，称之为铁架山表壳岩，形成时代可能为~3.0 Ga（Dong et al., 2017a）。除铁架山‒弓长岭花岗岩外，鞍山地区还存在中太古代（3.0 Ga）东鞍山花岗岩（图4；万渝生等，1998；伍家善等，1998），它们在岩石类型、分布规模和地球化学组成特征等方面与铁架山‒弓长岭花岗岩都存在较大区别。
图5 铁架山‒弓长岭地区中太古代花岗质岩石的野外照片
图6 铁架山‒弓长岭地区中太古代花岗质岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图
样品取自铁架山北（图4）。风化岩石微呈红色，具片麻理（图5a）。锆石呈柱状，具振荡环带，但许多锆石显示强烈重结晶（图6a）。12个数据点分析，锆石普遍存在放射成因铅丢失（图6b）。11个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.72~1.45。最靠近谐和线的5个数据点确定了一条不一致线，上交点年龄为2948±14 Ma（MSWD=0.26），解释为岩石形成时代。
图7 冀东地区地质图（底图据Nutman et al., 2011；图中给出了2.6~3.0 Ga 定年岩石样品的位置，数据来源Nutman et al., 2011；Liou et al., 2019)
冀东早前寒武纪基底主要由新太古代晚期花岗质岩石（>80%）和表壳岩组成（图7）。表壳岩多以不同形态残余体分布于花岗质岩石中，在青龙、卢龙一带呈较大规模出露。根据空间分布、岩石类型和变质程度，它们被命名为遵化岩群、迁西岩群、滦县岩群、双山子岩群、单塔子岩群等不同岩群，但近年来的研究表明它们的形成时代都为新太古代晚期（Wan et al., 2015）。花岗质岩石包括TTG和壳源花岗岩，新太古代晚期岩石显示空间上的变化（Nutman et al., 2011）。TTG主要分布在西部遵化‒迁安‒安子岭一带，以英云闪长质片麻岩为主，形成时代为2.52~2.55 Ga。它们普遍遭受强烈变质变形，局部发生深熔作用改造。壳源花岗岩大都为~2.5 Ga二长花岗岩‒正长花岗岩，主要分布于东部沿海地区，它们变质变形通常较弱，统称为秦皇岛花岗岩。除花岗质岩石外，规模较大的新太古代晚期侵入岩还有闪长质岩石，以界岭口闪长岩为代表。西部表壳岩以变质玄武质岩石为主，东部表壳岩以火山（碎屑）沉积岩和碎屑沉积岩为主。太古宙基底变质程度也显示出空间变化，通常从西部的高角闪岩相‒麻粒岩相到东部的绿片岩相‒角闪岩相。但是，青龙东部双山子岩群东侧的安子岭杂岩遭受了强烈变质变形和局部深熔作用改造。
图8 冀东草场地区中太古代表壳岩的野外照片（Liou et al., 2019）
图9 冀东地区新太古代早期—中太古代晚期岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图
表壳岩位于冀东西部草场地区（图7）。表壳岩出露长~800 m，宽6 m，呈南北走向，向西倾斜。表壳岩主要由长英质片麻岩和斜长角闪岩组成（图8），长英质片麻岩包括斜长片麻岩和黑云斜长片麻岩，存在长英质浅色体（图8b）。部分斜长角闪岩含有石榴石。斜长角闪岩厚度从10 cm到40 cm不等，局部与长英质片麻岩互层（图8c）。一些斜长角闪岩中也有长英质浅色体存在（图8c）。可见两条宽度为1~3 m变质基性岩脉切割表壳岩。LP100和LP103为中细粒斜长片麻岩（图9a—9d）。2个样品的锆石形态和结构类似，呈棱柱状或卵形，具核‒边结构（图9a、9c）。核部锆石具振荡环带，在核部岩浆锆石和边部变质锆石之间，通常存在白色成分域环带，可能与流体作用有关。样品LP103的核部锆石Th/U比值大都为0.5~0.8，一些锆石存在不同程度铅丢失；沿谐和线分布的数据点207Pb/206Pb年龄存在一定变化（2793~2911 Ma），7个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2907±3 Ma（MSWD=1.01；图9b），解释为岩石形成时代；变质锆石的Th/U为0.03~0.32，6个最靠近谐和线的数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2498±5 Ma（MSWD=0.5），解释为新太古代晚期变质作用年龄记录。样品LP100的岩浆锆石和变质锆石的U、Th组成和年龄与样品LP103类似，Th/U比值分别为0.39~1.32和0.03~0.22，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2915±4 Ma（MSWD=3.7）和2497±11 Ma（MSWD=1.6；图9d）。
图10 冀东地区新太古代早期—中太古代晚期岩石的野外照片
样品取自黄柏峪南。Nutman et al.（2011）在这里识别出多期中太古代—古太古代TTG岩石，它们零星存在于新太古代晚期富钾花岗岩中，而本身包裹斜长角闪岩透镜体。样品J0602取自混合岩中的粒度更细、黑云母含量更高的部分（图10a）。锆石呈棱柱状，大部分锆石遭受变质，振荡环带被破坏（图9e）。10个数据点分析位于振荡环带残存的区域。普遍显示强烈铅丢失，只有2个数据点靠近谐和线，207Pb/206Pb年龄分别为2968±12 Ma和2879±9 Ma；图9f）。所有数据构成的不一致线上交点年龄为2936±34 Ma（MSWD=1.7），推测英云闪长岩的形成年龄为~2940 Ma。
图11 白云鄂博‒固阳地区地质图（底图据Jian et al.，2012修改；图中给出了新太古代早期定年岩石样品的位置，数据来源董晓杰等，2012；马铭株等，2013；董春艳等，2021）
阴山地块早前寒武纪基底研究程度相对较低，但十余年来仍取得了许多重要成果（图11；简平等，2005；范宏瑞等，2010；Dong et al., 2012；董晓杰等，2012；Jian et al., 2012；Ma et al.,2013a, 2013b, 2014a, 2014b；马铭株等，2013；马旭东等，2013；董春艳等，2021；段瑞涵等，2021），基本特征可概括如下：①~2.5 Ga岩浆作用十分强烈，也有2.6~2.7 Ga TTG岩石存在，并有更古老锆石存在；②~2.5 Ga表壳岩包括不同类型变质火山岩和火山沉积岩，并有BIF存在，~2.5 Ga深成侵入岩包括辉长岩、闪长岩、TTG和正长花岗岩等；③2.7~2.8 Ga存在强烈的地幔添加作用，白云鄂博群和腮林忽洞群碎屑锆石的Hf同位素组成也显示类似特征（马铭株等，2014）；④~2.5 Ga岩石主要为~2.7 Ga古老陆壳物质壳内再循环作用产物，地幔添加也起了重要作用；⑤存在古元古代中晚期（1.9~2.2 Ga）岩浆作用；⑥发育~2.5 Ga变质作用；⑦发育古元古代晚期（1.86~1.94 Ga）变质作用。其中，西乌兰不浪地区发现~2.7 Ga TTG岩石具有重要意义（董晓杰等，2012；马铭株等，2013）；在白云鄂博地区发现~2.6 Ga TTG岩石（范宏瑞等，2010；董春艳等，2021）。除此之外，在固阳地区也发现了新太古代早期TTG岩石，它们零星分布于新太古代晚期岩浆岩中。
图12 白云鄂博‒固阳地区新太古代早期岩石的野外照片
样品取自固阳东北（图11）。该处出露较大规模英云闪长质岩石，可见宽度约100 m。它们被闪长质岩石切割。岩石普遍具条带状构造，遭受强烈变形。取样处，岩石的条带状构造相对较弱，包裹变质超基性岩（图12a）。片麻状英云闪长岩（NM1322）的锆石呈柱状，显示不同程度重结晶，存在窄的变质增生边（图13a）。4个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.51~0.83，2个岩浆锆石数据点和1个重结晶锆石数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2696±10 Ma（MSWD=1.93），解释为岩石形成时代。21个变质锆石数据点的Th/U比值和207Pb/206Pb年龄分别为0.04~1.13和2300~2587 Ma，其中9个集中在谐和线上的数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2513±9 Ma（MSWD=4.2；图13b），解释为新太古代晚期构造热事件年龄记录。3个集中在谐和线上的最年轻变质锆石数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2455±10 Ma（MSWD=0.55）。
图13 白云鄂博‒固阳地区新太古代早期岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图
样品采自白云鄂博东南（图11）。岩石遭受强烈变形，局部发育深熔成因的浅色条带（图12d）。锆石呈柱状或近等轴状，具核‒边结构（图13g）。核部岩浆锆石具密集振荡环带或板状环带，但遭受不同程度重结晶改造。7个核部岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.23～1.00，其中3个位于或接近谐和线的年龄最大数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2627±12 Ma（MSWD=2.5；图13h）。数据点5.1ME的成分域显示重结晶特征，其Th/U比值为0.14，207Pb/206Pb年龄为2514 Ma。其他7个变质锆石数据点的Th/U比值为0~0.06，207Pb/206Pb年龄值范围为1843~1884 Ma，它们构成不一致线的上交点年龄为1864±12 Ma（MSWD=1.3）。
图14 胶东地区地质图（Wan et al., 2015；图中给出了太古宙岩石定年样品空间分布（栖霞地区除外）和图15的位置）
图15 栖霞地区地质图（万渝生等，2017；Wan et al., 2021；图中给出了太古宙定年样品位置，三角、方框和圆圈分别代表2.9 Ga、2.7 Ga和2.5 Ga岩石样品）
图16 栖霞地区太古宙岩浆岩的Nd-Hf同位素组成（Wan et al., 2021）
胶东是华北克拉通早前寒武纪变质基底重要分布区之一（图14）。由于普遍遭受强烈风化和覆盖，胶东地区太古宙岩石露头出露通常很差，但在中部栖霞地区岩石露头很好，有关胶东地区太古宙变质基底的认识大都来自栖霞地区的研究（王来明，1989；Tang et al., 2007；Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011；单厚香等，2013；Wu et al., 2014；Xie et al., 2014；谢士稳等，2015；万渝生等，2017；Wan et al., 2021）。王来明（1989）对栖霞地区开展1:5万地质填图，从变质地层中划分出不少TTG岩石，但仍保留了大量新太古代表壳岩，称之为胶东岩群。根据新的认识，这些胶东岩群表壳岩也大都为TTG岩石，主体为英云闪长岩。它们遭受强烈变质变形，部分遭受不同程度深熔作用改造，形成条纹构造和条带构造，但宏观上均匀，仍显示出岩浆岩的岩石外貌特征。太古宙表壳岩包括中太古代黄崖底表壳岩和新太古代晚期胶东岩群，但出露规模都很小，以包体形式零星分布于太古宙花岗质岩石中。由于遭受强烈改造，加之岩石类型和地球化学组成特征类似，不同时代英云闪长质片麻岩在野外难以相互区别，不同时代奥长花岗质片麻岩在野外也难以相互区别。为了确定不同时代TTG岩石的空间分布，在地质填图基础上，研究团队进行了大量TTG岩石SHRIMP U-Pb锆石定年，大致确定了不同时代TTG的空间分布（图15；万渝生等，2017；Wan et al., 2021）。不同时代英云闪长质片麻岩大体呈北西—南东向分布，与栖霞地区变质基底构造线走向一致，这很可能是新太古代晚期和古元古代晚期构造热事件共同作用的结果。不同时代TTG岩石的全岩Nd同位素组成类似（图16a），表明2.9 Ga玄武质岩石在太古宙不同时代发生熔融形成TTG岩石。但是，一些新太古代晚期岩石具有高的εNd(t)值，表明那时地幔添加作用的存在。锆石Hf同位素组成也显示了类似特征（图16b）。
图17 胶东莱州地区太古宙岩石的野外照片（万渝生等，2019a）
样品取自莱州南（图14）。变质基底岩石沿一条小路零星出露。英云闪长质岩石条带状构造明显，由灰色和浅色条带组成，显示强烈深熔和变形（图17a）。锆石呈柱状或近等轴状，具核‒边结构（图18a）。7个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.25~0.94，其中6个207Pb/206Pb年龄最大数据点的加权平均年龄为2875±5 Ma (MSWD=0.41，图18b)，代表了岩石形成时代或略小于岩石形成年龄。7个变质增生边数据点的Th/U比值为0~0.11，207Pb/206Pb年龄变化很大（2662~2831 Ma），3个最年轻并相对集中分布的数据点的加权平均207Pb/206Pb年龄为2664±5 Ma (MSWD=0.39)，其余4个数据点的207Pb/206Pb年龄为2717~2831 Ma。
图18 胶东莱州地区太古宙岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图（万渝生等，2019a）
（1）2.9 Ga条带状英云闪长岩（JD1423；万渝生等，2019a）
样品取自莱州南（图14）。变质基底岩石沿一条小路零星出露。英云闪长质岩石条带状构造明显，由灰色和浅色条带组成，显示强烈深熔和变形（图17a）。锆石呈柱状或近等轴状，具核‒边结构（图18a）。7个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.25~0.94，其中6个207Pb/206Pb年龄最大数据点的加权平均年龄为2875±5 Ma (MSWD=0.41，图18b)，代表了岩石形成时代或略小于岩石形成年龄。7个变质增生边数据点的Th/U比值为0~0.11，207Pb/206Pb年龄变化很大（2662~2831 Ma），3个最年轻并相对集中分布的数据点的加权平均207Pb/206Pb年龄为2664±5 Ma (MSWD=0.39)，其余4个数据点的207Pb/206Pb年龄为2717~2831 Ma。
（2）片麻状闪长质岩石（JD1424；万渝生等，2019a）
片麻状闪长质岩石与2.9 Ga条带状英云闪长岩（JD1423）互层。岩石具片麻理（图17b）。锆石呈等轴状或椭圆状，具复杂内部结构（图18c）。岩浆锆石普遍遭受重结晶改造，但变质增生边不发育。大多数锆石无明显铅丢失（图18d）。8个岩浆锆石数据点分析， Th/U比值为0.32~0.61，207Pb/206Pb年龄为2752~2925 Ma。207Pb/206Pb年龄最大的2个数据点的加权平均年龄为2921±13 Ma (MSWD=0.12)，代表了岩石形成时代。12个重结晶锆石分析，Th/U比值为0.12~1.91，207Pb/206Pb年龄为2612~2922 Ma。6个变质增生边数据点的Th/U比值为0.02~0.53。数据点4.1R的结构特征与变质增生边类似，Th/U比值为0.16，207Pb/206Pb年龄为2498±9 Ma。数据点12.1R结构上显示变质成因，Th/U比值为0.02，207Pb/206Pb年龄为2648±4 Ma。
（3）2.7 Ga条带状英云闪长岩（JD1422；万渝生等，2019a）
样品取自莱州东北（图14）一废弃金矿采坑。坑内主体岩石为条带状英云闪长岩（图17c）。拉伸线理发育。岩石具片麻状‒条带状构造。锆石呈柱状或近等轴状。岩浆锆石具密集封闭环带，部分遭受重结晶（图18e）。10个岩浆锆石的Th/U比值为0.31~0.65，207Pb/206Pb加权平均年龄为2726±5 Ma（MSWD=1.4，图18f），代表了岩石形成时代。重结晶锆石（10.1RC）的Th/U比值为0.25，207Pb/206Pb年龄为2526 Ma，表明新太古代晚期构造热事件影响存在。
（4）2.7 G *** 麻状英云闪长岩（JD1427；万渝生等，2019a）
样品取自莱州南（图14）。一长约300 m的大沟出露主体岩石为片麻状英云闪长岩，局部显示深熔特征，呈条带状构造，存在可能为拉断的变质辉长岩（图17d）。锆石呈柱状或等轴状，具核‒边结构，但变质增生边通常较窄，核部岩浆锆石组成均匀，普遍遭受重结晶（图18g）。6个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.51~0.84。207Pb/206Pb加权平均年龄为2700±6 Ma（MSWD=0.38；图18h），代表了岩石形成时代。3个Th/U比值为0.02~0.07的重结晶锆石的207Pb/206Pb年龄为2602~2661 Ma，1个Th/U比值小于0.01的变质增生边（6.1R）的207Pb/206Pb年龄为2690 Ma，表明新太古代早期变质作用存在。3个变质增生边的Th/U比值都小于0.30。2个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2492±12 Ma（MSWD=0.77），表明新太古代晚期构造热事件影响存在。
图19 鲁西七星台地区地质图（底图据Bai et al., 2020；图中给出了新太古代早期定年样品位置，数据来源马铭株等，2020）
图20 鲁西地区新太古代早期侵入岩的锆石年龄变化（马铭株等，2020）
万渝生等（2019b）对鲁西太古宙典型的七星台地区进行了地质填图（图19），取得重要进展：①确定该区的A带和B带之间为构造接触；②靠近接触带大范围分布的TTG岩石不是原认为的2.6 Ga奥长花岗质岩石，而是2.7 Ga英云闪长质岩石，前者只有零星分布；③A带中，新太古代早期岩石呈大小不等的包体在新太古代晚期富钾花岗岩中存在；④在新太古代早期表壳岩中发现华北克拉通规模最大的太古宙变质枕状玄武岩，在新太古代晚期表壳岩中发现大量中酸性火山岩和火山碎屑沉积岩；⑤识别出新太古代早期（2.6 Ga）和晚期（2.5 Ga）两期构造热事件；⑥识别出多期太古宙变质辉长‒闪长岩；⑦进一步确定鲁西地区新太古代早期存在几乎连续分布的岩浆作用（图20）。该区新太古代早期变质辉长−闪长岩典型岩石样品定年结果如下。
图21 鲁西七星台地区新太古代早期变质超基性岩—中性岩的野外照片（马铭株等，2020）
图22 鲁西七星台地区新太古代早期变质超基性岩—中性岩的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图（马铭株等，2020）
（1）2.66 Ga变质二长闪长岩（16L4D2-2；马铭株等，2020）
样品取自官营西南（图19b）。该处可见2.6 G *** 麻状奥长花岗岩包裹变质二长闪长岩，两者界线清楚（图21a）。岩浆锆石呈柱状，具板状环带，个别具振荡环带（图22a）。Th/U比值为0.35~0.66，9个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2662±8 Ma (MSWD=0.67；图22b），解释为二长闪长岩的形成时代。
（2）2.68 Ga变质辉长岩（16L9D3-2；马铭株等，2020）
样品取自官营东500 m（图19b）。变质辉长岩‒辉石岩出露宽度约20 m，与新太古代早期柳杭岩组斜长角闪岩呈侵入接触，在附近见一宽约5 m的伟晶岩脉（图21b）。变质辉长岩与变质辉石岩共生（图21c），为同时代产物。变质辉长岩呈中粗粒，具片麻理构造。岩浆锆石多呈柱状，部分呈等轴状，组成均一或具板状环带（图22c）。17个数据点的Th/U比值为1.72~10.40。10个在谐和线上集中分布数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2679±9 Ma (MSWD=0.49；图22d），代表了辉长岩的侵入年龄。
（3）2.62 Ga变质辉长闪长岩（17L11D2-2；马铭株等，2020）
样品取自东野坡南（图19b）。变质辉长闪长岩、变质辉长岩和变质辉石岩共生（图21d），出露宽度约20 m。斑状辉长岩构成辉长岩和辉石岩之间的过渡产物。变质辉长闪长岩（17L11D2-2）的锆石呈柱状，具有板状环带，部分遭受变质重结晶改造（图22e）。5个岩浆锆石数据点的Th/U比值为0.12~0.41，普遍显示不同程度铅丢失，1个位于谐和线上数据点（3.1MA）的207Pb/206Pb年龄为2618±10 Ma（图22f），大致代表了变质辉长闪长岩的形成时代。7个变质重结晶锆石数据点的Th/U比值为0.001~0.06（1个为0.24），也显示不同程度铅丢失，1个位于谐和线上数据点（6.1ME）的207Pb/206Pb年龄为2590±15 Ma，大致代表了岩石遭受变质作用的时代。
图23 蚌埠地区地质图（底图据刘贻灿等，2015；图中给出了中太古代晚期定年样品位置，数据来源Liu et al., 2019）
蚌埠位于华北克拉通东南缘。早前寒武纪基底岩石在该区零星分布，称为五河杂岩（图23）。五河杂岩主要由变铁镁质岩石、变长英质岩石、斜长角闪岩、大理岩和花岗质岩石等组成，主体可能形成于古元古代（刘贻灿等，2015）。最近，Liu et al. (2019)在蚌埠地区分辨出多期太古宙花岗质岩石，最为重要的是中太古代TTG岩石的发现，确定了2.49~2.52 Ga和1.84 Ga变质作用存在。Sun et al.（2021）进一步确定该区存在2.6 Ga壳源富钾花岗岩，同样识别出~2.5 Ga构造热事件存在。太古宙岩石的分布规模都很小，值得进一步开展研究，以确定不同时代太古宙岩石的空间分布和规模。
图24 蚌埠地区中太古代晚期花岗质岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图（Liu et al., 2019）
样品取自凤阳东南（图23）。锆石呈棱柱状，具核‒边结构，核部锆石具振荡环带（图24a）。30个岩浆锆石数据点的Th/U比为0.50~1.74，部分数据点显示铅丢失，不一致线上交点年龄为2934±6 Ma（MSWD=0.53；图24b），解释为岩石形成年龄。
样品取自五河东南（图23），被中生代角闪花岗岩侵入。花岗闪长质片麻岩（14BB35-1）的锆石呈柱状，或不规则状，具核‒边结构，核部锆石具振荡环带，普遍遭受重结晶改造（图24c）。数据点大都沿谐和线分布（图24d）。大多数据点的207Pb/206Pb年龄变化于2694~2860 Ma，可进一步划分为2802~2860 Ma（32个数据点）和2694~2759 Ma（21个数据点）两组，它们的Th/U比值分别为0.14~0.98和0.17~0.63，不一致上交点年龄分别为2831±10 Ma和2729±14 Ma。Liu et al. （2019）把2729±14 Ma解释为岩石形成时代，把2831±10 Ma解释为外来锆石年龄。不过，从锆石特征和数据点分布形式看，2694~2759 Ma锆石更可能为变质重结晶改造使岩浆锆石发生古铅丢失的结果，2829±7 Ma为岩石形成时代。5个变质边数据点构成的不一致线上交点年龄为2517±40 Ma，为新太古代晚期构造热事件年龄记录。同时存在2905~2918 Ma外来锆石。
图25 鲁山地区地质图（底图据Liu et al., 2009a；图中给出了新太古代早期—中太古代晚期定年样品位置，数据来源Liu et al., 2009a；Diwu et al., 2010；Zhou et al., 2014; Jia et al., 2020）
鲁山位于华北克拉通南缘。基底岩石原称之为太华岩群，进一步划分为下太华亚岩群和上太华亚岩群。上太华亚岩群岩石组合具孔兹岩系性质，形成于古元古代（Wan et al., 2006）。下太华亚岩群的主体为英云闪长质片麻岩组成（图25）。根据~2.8 Ga锆石蒸发法年龄，Kröner et al.（1988）认为英云闪长质片麻岩形成于中太古代。之后的研究进一步支持了这一认识（Liu et al., 2009a；Diwu et al., 2010；Huang et al., 2010；Zhou et al., 2014；Jia et al., 2020）。Diwu et al.（2010）和Huang et al.（2010）提出鲁山地区存在2.7~2.75 Ga TTG岩石，但这些年龄的锆石通常显示变质结构特征，难以确定是否能够代表岩石的形成时代。Wan et al.（2014a）在总结华北克拉通新太古代早期TTG岩石时未包括鲁山地区。但是，Zhou et al.（2014）的研究表明，鲁山地区确实存在新太古代早期（2.65~2.75 Ga）花岗质岩石（二长花岗岩）。尽管如此，鲁山地区太古宙基底仍以中太古代（2.80~2.85 Ga）TTG岩石为主。在中太古代TTG岩石中存在少量以斜长角闪岩为主的中太古代表壳岩（图25）。斜长角闪岩中存在2.90~3.10 Ga外来锆石（Diwu et al., 2010），还存在2.64~2.67 Ga 和2.77~2.79 Ga两组变质锆石年龄记录。
图 26 鲁山地区中太古代岩石的野外照片（Liu et al., 2009a）
图27 鲁山地区中太古代岩石的锆石阴极发光图像和U-Pb谐和图（Liu et al., 2009a）
（1）2.84 Ga斜长角闪岩（LS0417-1；Liu et al., 2009a）
样品取自瓦屋东北（图25）。斜长角闪岩以包体形式存在于TTG岩石中，具层状构造（图26a），变质原岩可能为基性凝灰岩。锆石粒度很大，一些还残余了震荡环带（图27a），是否为岩浆成因值得进一步研究，但并不影响表壳岩形成于中太古代晚期的原有认识。2个具岩浆结构成分域的数据点的Th/U比值为0.21~0.39，207Pb/206Pb加权平均年龄为2838±35 Ma (MSWD=0.01；图27b）。根据结构和组成，可把变质锆石划分为两种类型。类型Ⅰ（Me-Ⅰ）多为重结晶成因，13个数据点的Th/U比值为0.19~0.68，207Pb/206Pb加权平均年龄为2792±11 Ma (MSWD=0.21)。类型Ⅱ（Me-Ⅱ）多为宽度不大的变质增生边，7个数据点的Th/U比值为0.02~0.08，207Pb/206Pb加权平均年龄为2651±13 Ma (MSWD=0.87)。
（2）2.83 G *** 麻状英云闪长岩（LS0417-2；Liu et al., 2009a）
样品取自上一样品的附近（图25）。岩石遭受强烈变形，有浅色体存在（图26b）。锆石具核‒边结构，核部岩浆锆石具震荡环带（图27c），14个数据点的Th/U比值为0.18~0.97，其中9个年龄最大数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2829±18 Ma (MSWD=1.5；图27d）。11个变质锆石数据点的Th/U比值为0.61~7.07，其中9个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2772±22 Ma（MSWD=0.53）。
图28 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的岩浆锆石年龄直方图
统计锆石年龄时，使用数据满足条件为：年龄误差小于15 Ma，不谐和度小于10%，在这一限制下，大多数LA-ICP-MS年龄数据都被排除掉了。由于壳源花岗岩数据不多，把限制条件作了适当放宽（年龄误差小于25 Ma，不谐和度小于20%）。岩浆作用从3.0 Ga到2.6 Ga几乎连续分布，但在2.7 Ga存在一个大的峰值，在2.92 Ga存在小的峰值（图28）。岩石类型主要为TTG，不同时代都有壳源花岗岩和辉长‒闪长岩存在。
图29 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期花岗质岩石的An-Ab-Or和K-Na-Ca图解
图30 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期花岗质岩石的A/CNK-A/NK图解
图31 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期花岗质岩石的Sr/Y-Y和La/Yb-Yb图解（Moyen, 2011）
花岗质岩石以TTG为主，并以英云闪长岩占绝对地位（图29a）。大多数奥长花岗岩数据点分布在靠近英云闪长岩的位置。一些位于花岗岩区的数据点十分靠近TTG岩区，其成因应与TTG岩石相同，也作为TTG岩石看待。在K-Na-Ca图中，大多数样品位于TTG区（图29b）；同时存在壳源花岗岩（二长花岗岩、正长花岗岩），K2O/Na2O比值变化较大。靠近钾长石端元的数据点为蚌埠地区2.6 Ga超富钾花岗质岩石，它们仅零星分布（Su et al., 2021）。大多数花岗质岩石为过铝质，与TTG相比，壳源花岗岩具有更低的A/NK值（图30）。TTG岩石显示大的Sr/Y和La/Yb变化，位于高压、中压和低压TTG分布区（图31）。壳源花岗岩位于钾质花岗岩区或附近。
图32 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的全岩εNd(t) ‒年龄图
图33 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的全岩Nd模式年龄直方图
在全岩εNd(t) ‒年龄图上，TTG岩石数据点主要分布于球粒陨石和亏损地幔演化线之间（图32；删除了个别εNd(t)值异常大的数据点），部分2.9 Ga岩石具有低于球粒陨石的εNd(t)值，它们主要为冀东地区的中太古代晚期长英质表壳岩（Liou et al., 2019）。大多数情况下，壳源花岗岩和辉长‒闪长岩与同时代TTG岩石具有类似的εNd(t)值，但鞍本地区的29~3.0 Ga铁架山‒弓长岭花岗岩具有很低的εNd(t)值。TTG的全岩Nd同位素一阶段模式年龄存在较大变化，在2.7 Ga和3.0 Ga存在峰值（图33a）。铁架山‒弓长岭花岗岩具有明显大的Nd同位素一阶段模式年龄。全岩Nd同位素二阶段模式年龄与一阶段模式年龄无明显区别或稍偏大（图33b）。
图34 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的岩浆锆石εHf(t)‒年龄图
图35 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的岩浆锆石Hf模式年龄直方图
在岩浆锆石εHf(t)‒年龄图上，TTG岩石数据点主要分布于CHUR和亏损地幔演化线之间（图34；删除了个别εHf(t)值异常大的数据点）。一些数据点具有低于CHUR的εHf(t)值，最为明显的是冀东地区中太古代晚期长英质表壳岩的岩浆锆石（Liou et al., 2019）和鲁西地区2.7 Ga英云闪长质片麻岩（样品S0741；Wan et al., 2011b），后者的真实性需进一步确定（Dong et al., 2021）。壳源花岗岩和辉长‒闪长岩的岩浆锆石也主要分布于εHf(t)值CHUR和亏损地幔演化线之间，但鞍本地区2.9~3.0 Ga铁架山‒弓长岭花岗岩的岩浆锆石具有很低的εHf(t)值（图34）。岩浆锆石Hf同位素一阶段模式年龄在2.7~3.0 Ga间形成一个高的平台，在2.9 Ga位置略有降低（图35a）。峰值年龄为3.5 Ga的数据点来自铁架山‒弓长岭花岗岩。岩浆锆石Hf同位素二阶段模式年龄与一阶段模式年龄无明显区别，但铁架山‒弓长岭花岗岩岩浆锆石二阶段模式年龄比一阶段模式年龄要大~200 Ma（图35b）。
图36 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的Nd-Hf同位素组成
与岩石形成年龄相比，全岩Nd同位素一阶段模式年龄通常更大，也有模式年龄与之相近甚至更小的（图36a），两者之差一般在−100 Ma和400 Ma之间。岩浆锆石Hf同位素一阶段模式年龄与形成年龄之差一般在−200 Ma和600 Ma之间（图36b）。鞍本地区2.9~3.0 Ga铁架山‒弓长岭花岗岩具有明显更大的Nd和Hf同位素模式年龄。总体上，岩浆锆石Hf同位素与全岩Nd同位素组成具有类似的变化特征。
图37 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石的岩浆锆石O同位素组成
锆石O同位素数据不多。TTG岩石岩浆锆石数据点大都位于Valley et al. (2005)确定的太古宙岩浆锆石变化范围内（图37a），主要分布在5.3‰~6.8‰（图37b）。个别数据点具有很高和很低的δ18O值，原因还不清楚。但低δ18O值的数据点的锆石年龄不谐和度小于5%，看来与铅丢失无关。鞍本地区2.9~3.0 Ga铁架山‒弓长岭花岗岩岩浆锆石δ18O值存在大的变化，可能与沉积岩加入和低温蚀变作用有关（Dong et al., 2017a）。
图38 华北克拉通2.6~2.7 Ga侵入岩的锆石年龄变化（鲁西以外地区）
（1）新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）岩浆作用在华北克拉通几乎连续分布，峰期为2.70~2.75 Ga（图28）。2.8~3.0 Ga侵入岩见于吉南、辽北、鞍本、冀东、胶东、蚌埠、霍邱、鲁山、小秦岭地区。在鲁西地区，存在2.6~2.7 Ga连续岩浆作用（图20），在其他地区，2.6~2.7 Ga侵入岩零星分布（周艳艳等，2009；张瑞英等，2012；Zheng et al., 2012；Zhou et al., 2014；杜传业等，2017；Wang et al., 2017b, 2017c；董春艳等，2021；Sun et al., 2021；Bao et al., 2022；此文），但作为一个整体，它们的年龄也显示出大致连续的变化（图38）。
图39 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期花岗质岩石的Nb-Y和Ta-Yb图解（底图据Pearce et al., 1984）
（6）TTG岩石的Sr/Y和La/Yb比值存在非常大的变化，位于高压、中压和低压TTG分布区（图31），表明其形成条件存在很大差异。在一个地区（例如鲁西七星台），2.7 Ga 英云闪长岩的Sr/Y和La/Yb比值就可存在很大变化，所以，这种变化与构造环境看来并不存在直接的联系。在Nb-Y和Ta-Yb图中，TTG岩石主要位于火山弧花岗岩区（图39）。在胶东地区，2.7 Ga TTG为2.9 Ga玄武质岩石部分熔融产物，很可能为板底垫托构造环境（Wan et al., 2021）。在鲁西地区，新太古代早期为大洋环境（Dong et al., 2021），如果TTG岩石形成于火山弧，也是洋内火山弧环境。大多数壳源花岗岩也位于火山弧花岗岩区，部分壳源花岗岩位于板内花岗岩区。实际上，物源区岩石组成差异也是花岗质岩石Sr/Y和La/Yb比值变化大的重要原因。
图40 华北克拉通大陆地壳生长线（万渝生，2018；不同的全球大陆地壳生长线引自Cawood et al.，2013）
万渝生（2018）给出了华北克拉通陆壳增生曲线（图40），其依据为：①华北克拉通最早期陆壳至少在4.1 Ga以前就存在，在3.8 Ga已有一定规模；②在2.5 Ga左右，华北克拉通陆壳的~80%已形成；③新太古代早期—中太古代晚期（2.7~2.9 Ga）比新太古代晚期（2.50~2.55 Ga）陆壳增生规模更大，生长速率也许更快；④与新太古代早期—中太古代晚期相比，新太古代中期（2.6~2.7 Ga）陆壳生长速率相对降低；⑤在2.55~2.60 Ga，存在一个“寂静期”；⑥古元古代和中生代较太古宙以来的其他时段有更快的陆壳生长速率；⑦华北克拉通遭受中生代以来的破坏。
文章结论
（1）新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）岩浆作用在华北克拉通广泛发育，岩石类型以2.70~2.75 Ga 英云闪长质片麻岩为主。可把2.6 Ga作为华北克拉通新太古代早期和晚期的界线。
（2）除鞍本地区2.9~3.0 Ga富钾花岗岩外，华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期岩石大都具有亏损Hd-Hf同位素组成特征。岩浆锆石O同位素大都具有地幔组成特征。
（3）与全球其他许多典型克拉通类似，华北克拉通最重要陆壳巨量增生时期为新太古代早期—中太古代晚期。主要区别是华北克拉通叠加了强烈的新太古代晚期构造岩浆热事件。
华北克拉通陆壳巨量增生研究取得重要进展，但仍有一些重要问题未能很好地解决。例如，新太古代早期—中太古代晚期的构造环境（板块构造、地幔柱或其他构造体制），除对华北克拉通开展进一步深入研究外，还需放在全球背景下去考虑。又如，新太古代晚期壳源花岗岩在华北克拉通占有相当的比例，它们是来自新太古代晚期陆壳岩石或是新太古代早期—中太古代晚期陆壳岩石，对于华北克拉通太古宙陆壳巨量增生时代的确定具有重要意义，但仅根据Nd-Hf同位素研究难以达到目的，详细全面的地质研究十分必要。这些深入研究将为全球太古宙地质研究提供新的资料和认识。
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万渝生，董春艳，颉颃强，等，2022. 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期（2.6~3.0 Ga）巨量陆壳增生：综述[J]. 地质力学学报，28（5）：866−906 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.20222817
WAN Y S，DONG C Y，XIE H Q，et al.，2022. Huge growth of the late Mesoarchean–early Neoarchean (2.6~3.0 Ga) continental crust in the North China Craton: A review[J]. Journal of Geomechanics，28（5）：866−906 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.20222817
