2017, Vol. 33
A型花岗岩因其形成于造山后、板内非造山或地幔柱等特殊的构造环境和具有碱性、贫水和非造山的地球化学特征而受到地学界的广泛关注(Loiselle and Wones, 1979)，是探讨地壳生长和大陆岩石圈演化以及大地构造背景的理想研究对象(Eby, 1992)。该类花岗岩通常具有富碱，贫CaO、MgO和Al2O3，富集HFSE，强烈亏损Ba、Sr、P、Ti和具有明显的Eu负异常的特征，有幔源、壳源和壳幔混合等多种源区属性(Loiselle and Wones, 1979; Zhao and Zhou, 2009)，是判断地壳伸展构造背景的重要标志之一。因此，A型花岗岩的系统研究对讨论壳幔相互作用和区域构造演化具有重要意义(杨德彬等, 2009; Zhao and Zhou, 2009)。
华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，其构造单元划分和前寒武纪演化历史一直是该地区研究的热点问题之一(Zhao et al., 2001, 2005; Kusky and Li, 2003; 杨德彬等, 2009; Zhao and Zhou, 2009; Zhai and Santosh, 2011; Zhang et al., 2013)。近年来，华北克拉通前寒武纪研究的重要进展之一是将华北克拉通分为东部和西部陆块，并基于岩石学、岩石地球化学和同位素年代学以及P-T-t轨迹的研究认为，东部和西部陆块在~1.85Ga发生碰撞拼合形成中部造山带(Zhao et al., 2001, 2005)。虽然关于它们之间的拼贴时代、形成机制和构造边界以及碰撞方式、俯冲极性等科学问题还存在不同的认识(Zhai et al., 2000; Kusky and Li, 2003)，但东部和西部陆块之间古元古代晚期(~1.85Ga)的碰撞拼合及其最终形成稳定统一的克拉通已得到多数学者的支持，并认为其可能与全球Columbia超大陆的汇聚事件相关(Zhao et al., 2001, 2005)。然而，关于东部和西部陆块碰撞拼合之后华北克拉通中部造山带的构造演化研究相对薄弱。前人的研究主要集中在古元古代晚期(1780~1750Ma)具有典型三叉裂谷系特征的熊耳群火山岩(Zhao et al., 2002, 2004; He et al., 2009)和1780~1680Ma的伸展背景下就位的基性岩墙群(Wang et al., 2004; Peng et al., 2005, 2011)以及1720~1600Ma的碱性花岗质岩石(Wang et al., 2013)，而对于~1800Ma的A型花岗岩研究则相对较少，其岩石成因和构造背景还存在争议(Zhao and Zhou, 2009; Zhang et al., 2013)。鉴于此，本文通过对河南省上店花岗斑岩和登封正长花岗岩进行锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Nd-Hf同位素研究，确定花岗岩的形成时代和成因类型，进而讨论了它们的岩石成因和形成的构造背景，这为进一步探讨华北克拉通南缘中部古元古代晚期的构造演化提供了约束。
2 地质背景与岩体地质华北克拉通作为世界上最古老的克拉通之一，其南邻秦岭-大别造山带，北接中亚造山带，东西分别由苏鲁造山带和祁连造山带围限(图 1a)，主体由东部陆块、西部陆块和中部造山带组成(Zhao et al., 2001, 2005)。研究区位于华北克拉通南缘中部，临近熊耳裂陷槽，大地构造位置属于中部造山带内(图 1a)。区内大量出露前寒武纪结晶基底和少量早古生代稳定沉积盖层以及晚中生代火山碎屑沉积建造，其中包括新太古界、古元古界和中-新元古界以及显生宙的寒武系和白垩系(河南省地质矿产局, 1989)。研究区内岩浆活动发育，主要包括太古代-古元古代中酸性侵入岩、NNW向基性岩墙群、熊耳群双峰式火山岩以及早白垩世火山熔岩。研究区内广泛出露的花岗岩主要为新太古代-元古代花岗质岩石，依次将其划分为五台期花岗岩、中条期花岗岩和晋宁期花岗岩等(Zhang et al., 2013)，代表性的古元古代晚期花岗岩包括登封、摩天寨和上店岩体(图 1b, c)。前人曾对研究区内石秤花岗闪长岩(1743Ma)和摩天寨黑云母正长花岗岩(1797Ma)进行过年代学和地球化学研究(Zhao and Zhou, 2009; Zhang et al., 2013)，本文的登封岩体主要为正长花岗岩，位于石秤花岗闪长岩的东部(图 1c)。
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图 1 华北克拉通构造简图(a)和上店、登封花岗岩地质简图(b、c) Fig. 1 Simplified tectonic map of the NCC (a) and simplified geological map for the Shangdian and Dengfeng granites (b, c) |
上店花岗斑岩(样品号13H10、13H11) 位于河南省汝阳县上店镇西南约4.5km处，平面上呈多个不规则或椭圆形小岩株状出露，较大岩体的面积约25km2，较小岩体的面积约5km2，总的出露面积约60km2(图 1b)。岩体侵入的围岩为古元古界，后期多条断裂穿插岩体与围岩之中，部分断裂控制了岩体与围岩的界线。上店花岗斑岩新鲜面为肉红色，呈斑状结构，基质为微粒-细粒结构，块状构造(图 2a, b)。斑晶主要为碱性长石(占斑晶70%)、斜长石(占斑晶15%)和石英(占斑晶15%)，粒径为0.5~8mm，占总矿物的30%，其中碱性长石主要为条纹长石，板状，发育条纹结构，表面具高岭土化；斜长石，板状，发育聚片双晶，表面少量的绢云母化；石英呈他形粒状，表面干净无蚀变。基质主要由微粒-细粒的石英、碱性长石、斜长石和少量的黑云母以及不透明矿物组成，粒径介于0.05~0.3mm之间，占总矿物的70%。副矿物主要为磁铁矿、榍石、锆石等(图 2c, d)。
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图 2 上店(a-d)和登封(e、f)花岗岩的野外产状和矿物组成 Q-石英；Pl-斜长石；Pet-条纹长石 Fig. 2 The field outcrop and mineral composition for the Shangdian (a-d) and Dengfeng (e, f) granites |
登封正长花岗岩(样品号DF2-1) 出露于河南省登封市西约10km处，呈近东西向的岩株状产出，出露面积约80km2(图 1c)。岩体北部侵入于太古宇和古元古界，南部被寒武系不整合覆盖，内部被多条晚期基性岩脉侵入。登封正长花岗岩风化面呈土黄色，新鲜面为浅肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造(图 2e)。主要矿物有石英(30%)、碱性长石(50%)、斜长石(15%)和少量的黑云母(5%)等，其中碱性长石多为条纹长石，少量为正长石和微斜长石，表面具绢云母化；石英多为他形粒状，少量为碎裂状小颗粒分布在矿物之间(图 2f)。副矿物主要为榍石、锆石等。
3 分析方法锆石分选在河北廊坊宇能地质服务公司完成。野外采集新鲜样品10kg，并将其粉碎至100~200目，用磁选和重液分选方法选出锆石，最终在双目镜下进行提纯。将晶形较好且无明显裂痕和包体的锆石粘在双面胶上，套上样品靶环灌注环氧树脂，烘干后将其抛光露出锆石表面，然后对其进行反射光、透射光和阴极发光(CL)图像采集。锆石CL图像采集在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。实验仪器为连接有德国LambdaPhysik公司生产的ComPex102 ArF准分子激光剥蚀器的Agilent 7500型ICP-MS仪，采用单点剥蚀和跳峰方式进行数据采集。以国际标准锆石91500作为外标，标准玻璃NIST6100作为内标进行锆石的同位素和微量元素校正。锆石U-Pb谐和图和年龄处理均采用Isoplot/Ex_ver 3.0完成。锆石原位Hf同位素的测试在中国科学院地质与地球物理研究所完成，实验仪器为Neptune多接收LA-MC-ICP-MS，激光束直径为63μm，剥蚀时间为26s，激光脉冲速率为6~8Hz，激光束脉冲能量为100mJ。采用国际标准锆石91500作外标，分析过程中对176Yb的校正采用新的TIMS测定值176Yb/172Yb=0.5886，而对每个分析点的βYb和βHf则利用对该分析点实测得出的平均值进行校正。详细的分析流程见文献Wu et al. (2006)。
主、微量元素和全岩Nd同位素分析均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。主量元素采用X-射线荧光光谱法(XRF)分析，精度大于5%。微量元素采用ICP-MS法，用HNO3和HF试剂制备待测溶液，使用ICP-MS测定微量元素的含量，测试过程中用国际标准参考标样(BCR-2、BIR-1和BHVO-2) 进行校正，数据的分析处理由ICP-MS DataCal软件完成，分析精度优于5%。全岩Nd同位素分析采用热电离同位素质谱仪(TIMS)测试完成，样品用AG50×8阳离子交换树脂和LN特效树脂进行分离和纯化，标准样品NBS987和LaJolla进行监测和校准，Nd同位素的质量分馏采用146Nd/144Nd=0.721900进行校正。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年代学和微量元素上店花岗斑岩2个样品(13H10、13H11) 和登封正长花岗岩1个样品(DF2-1) 中锆石的LA-ICP-MS U-Pb年代学分析结果见表 1，其年龄分布在图 3和图 4中。CL图像显示(图 3)，上店花岗斑岩和登封正长花岗岩中锆石均呈短柱状-长柱状，长宽比介于1:1~1:4之间，内部结构清晰，少量锆石发育核-边结构，它们均具有振荡生长环带，结合相对高的Th/U比值(0.79~1.64、0.66~0.96、0.36~0.59)(表 1)，暗示它们均为岩浆成因。上店花岗斑岩(13H10、13H11) 和登封正长花岗岩(DF2-1) 中锆石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分型式(图 5a-c)，表现为轻稀土元素(LREEs)相对亏损，重稀土元素(HREEs)相对富集的上翘型特征，∑LREE/∑HREE值分别变化于0.02~0.11、0.03~0.06和0.03~0.04之间，(Yb/La)N分别介于217~236592、22~38933和355~10311之间，具有Ce的正异常(δCe分别变化于1.10~12.26、1.21~4.69和1.45~5.65之间)和Eu的负异常(δEu分别介于0.03~0.33、0.11~0.26和0.05~0.17之间)，这些特征暗示，分析的锆石均为岩浆锆石，这与锆石CL图像和Th/U比值的研究结果相一致。通过锆石Ti温度计(Waston et al., 2006)计算得出上店(13H10、13H11) 和登封(DF2-1) 花岗岩的锆石结晶温度分别介于720~1014℃、715~886℃和695~1166℃之间，平均值分别为830℃、787℃和746℃(见电子版附表 1)。
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表 1 上店和登封花岗岩中锆石U-Pb定年数据 Table 1 Zircon U-Pb dating data for the Shangdian and Dengfeng granites |
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图 3 上店和登封花岗岩中锆石的阴极发光图像 Fig. 3 The zircon Cathodoluminescence images from the Shangdian and Dengfeng granites |
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图 4 上店(a、b)和登封(c)花岗岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 The U-Pb concordia diagrams of zircons from the Shangdian (a, b) and Dengfeng (c) granites |
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图 5 上店(a、b)和登封(c)花岗岩中锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图 Fig. 5 Chondrite-normalized REE diagrams of zircons from the Shangdian (a, b) and Dengfeng (c) granites |
对样品13H10中岩浆锆石进行了20个点的分析，除3个点沿不一致线发生Pb丢失外，其余数据均在谐和线上，谐和数据的207Pb/206Pb年龄值介于1870~1790Ma之间(图 4a)，加权平均年龄为1801±14Ma(n=17，MSWD=0.13)，不一致线的上交点年龄为1801±24Ma(n=20，MSWD=0.083)，两者完全一致，它们代表了岩体的形成时代。样品13H11中岩浆锆石的22个测点均位于谐和线上，其207Pb/206Pb年龄变化于1908~1771Ma之间(图 4b)，加权平均年龄为1801±15Ma(n=22，MSWD=3.1)，与样品13H10的年龄一致，这些结果表明，上店花岗斑岩形成于古元古代晚期。样品DF2-1进行了22个点分析，其谐和年龄介于1810~1779Ma之间(图 4c)，其207Pb/206Pb加权平均年龄为1795±11Ma(n=20，MSWD=0.095)，其中2个点发生了Pb丢失而偏离谐和线，但它们与谐和年龄构成了一条不一致线，其上交点年龄为1794±19Ma(n=22，MSWD=0.035)，这与加权平均年龄在误差范围内一致，暗示登封正长花岗岩的形成时代与上店花岗斑岩相一致，即为古元古代晚期。
4.2 主量元素上店花岗斑岩的主、微量元素分析结果见表 2。因登封正长花岗岩样品风化较强，所以本文没有对其进行主、微量元素分析，以引用前人发表数据为主。上店花岗斑岩整体具高SiO2(70.30%~71.83%)、富碱(K2O+Na2O=8.76%~11.01%)、贫CaO(0.18%~0.36%)、P2O5(0.12%~0.15%)和MgO(0.02%~0.20%)的特征，其TiO2=0.54%~0.62%、Al2O3=11.45%~12.72%、FeOT=3.42%~4.46%。在TAS图解中所有样品同登封地区同时代的石秤和摩天寨花岗岩(Zhao and Zhou, 2009)一起落入花岗岩区域(图 6a)。上店花岗斑岩的A/CNK比值变化于0.99~1.13之间，只有一个样品大于1.10，属于准铝质-弱过铝质岩石(图 6b)，这与石秤和摩天寨花岗岩的铝饱和指数相似(Zhao and Zhou, 2009)，而与熊耳群中酸性火山岩特征不同，后者主要为准铝质岩石(赵太平等, 2002)。
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表 2 上店花岗斑岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成 Table 2 Major (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of the Shangdian granite porphyry |
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图 6 上店花岗斑岩TAS (a)和铝饱和指数图(b) Fig. 6 Plots of TAS (a) and aluminum saturation indices (b) for the Shangdian granite porphyry |
上店花岗斑岩的稀土元素球粒陨石标准化配分型式图显示(图 7a)，其整体丰度相对较高(∑REE=406×10-6~798×10-6)，具轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的右倾“海鸥”型特征(∑LREE/∑HREE=8.91~17.9、(La/Yb)N=8.61~16.0)，表现出明显的Eu负异常(δEu=0.44~0.59)，与登封地区石秤和摩天寨花岗岩(Zhao and Zhou, 2009)具有相似的稀土配分模式，但后者具有更明显的Eu负异常；与熊耳群中酸性火山岩相比(赵太平等, 2002)，其具有相对高的稀土元素丰度。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 7b)，上店花岗斑岩富集大离子亲石元素(LILEs，如Cs、Rb、K)、亏损高场强元素(HSFEs，如Nb、Ta、Zr、Hf)，而Sr、P和Ti元素表现出明显的负异常，与石秤和摩天寨岩体(Zhao and Zhou, 2009)相比，后者具更明显的Th、U、Pb元素的富集和P、Ti、Zr、Hf元素的亏损；而与熊耳群中酸性火山岩相类似(赵太平等, 2002)。上店花岗斑岩较高的10000Ga/Al比值(2.70~3.74，平均值为3.31) 与经典A型花岗岩的10000Ga/Al比值相类似(~3.75, Whalen et al., 1987)。
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图 7 上店花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分型式(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram of trace elements (b) for the Shangdian granite porphyry |
上店花岗斑岩的Sm-Nd同位素分析结果见表 3。由表 3可知，4个样品具有相类似的147Sm/144Nd和143Nd/144Nd比值，它们分别变化于0.0977~0.1156和0.511090~0.511222之间。样品的初始εNd(t)值介于-8.94~-6.87之间，它们的tDM1=2977~2669Ma，tDM2=3243~3049Ma。在年龄-εNd(t)变异图中(图 8)，上店花岗斑岩均落在球粒陨石演化线之下，并投影于华北克拉通新太古代地壳演化区域内，这与同时代的石秤花岗闪长岩和摩天寨黑云母花岗岩(Zhao and Zhou, 2009)以及华北克拉通南缘古元古代中酸性岩浆岩(赵太平等, 2015)具有类似的Sm-Nd同位素特征，暗示它们岩浆源区的相似性。
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表 3 上店花岗斑岩Sm-Nd同位素组成 Table 3 The Sm-Nd isotopic compositions for the Shangdian granite porphyry |
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图 8 上店花岗斑岩的年龄-εNd(t)变异图 Fig. 8 Age vs. εNd(t) diagram for the Shangdian granite porphyry |
上店和登封花岗岩中锆石Lu-Hf同位素组成列于表 4。从表 4中可以看出，上店花岗斑岩(13H10、13H11) 2个样品的锆石176Hf/177Hf比值分别介于0.281281~0.281480和0.281274~0.281464之间，它们计算的初始εHf(t)值分别介于-14.0~-6.5和-14.1~-7.2之间，平均值分别为-11.2和-11.3，它们的Hf同位素两阶段模式年龄(tDM2)分别变化于3026~2655Ma和3030~2688Ma之间，平均值分别为2886Ma和2892Ma。登封正长花岗岩与上店花岗斑岩具有类似的Hf同位素组成，其锆石176Hf/177Hf比值介于0.281343~0.281421之间，计算的初始εHf(t)值变化于-11.3~-8.4之间，平均值为-9.6，tDM2=2887~2744Ma，平均值为2805Ma。在U-Pb年龄-εHf(t)图解中(图 9a)，上店和登封花岗岩所有样品均落于球粒陨石演化线之下和华北克拉通南缘古元古代中酸性岩浆岩范围内(赵太平等, 2015)，同时与登封地区石秤和摩天寨花岗岩具有相类似的Hf同位素组成(Zhao and Zhou, 2009)。在εNd(t)-εHf(t)图解中(图 9b)，上店和登封花岗岩所有样品与石秤和摩天寨花岗岩一起均落在地壳阵列演化线上及其附近(Zhao and Zhou, 2009)，同时与华北克拉通南缘古元古代中酸性岩浆岩的特征相一致(赵太平等, 2015)。
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表 4 上店和登封花岗岩的Lu-Hf同位素分析结果 Table 4 Zircon Lu-Hf isotope results for the Shangdian and Dengfeng granites |
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图 9 上店和登封花岗岩的Hf同位素组成 Fig. 9 Zircon Hf isotopic features for the Shangdian and Dengfeng granites |
华北克拉通南缘中部上店和登封花岗岩的形成时代一直存在争议。1:20万临汝幅地质报告基于野外地质特征和接触关系将上店花岗斑岩定为晚中生代侵入岩体(河南省地质局, 1966①)，而河南省区域地质志(河南省地质矿产局, 1989)认为其形成于晚元古代，长期以来缺少精确的同位素定年。河南省区域地质志(河南省地质矿产局, 1989)早期对登封花岗岩进行了黑云母Ar-Ar定年，认为其形成于1508Ma；最近，Zhao and Zhou (2009)和Zhang et al. (2013)对登封岩体西部石秤花岗闪长岩的锆石SHRIMP U-Pb定年结果为1776~1743Ma，表明其形成于古元古代晚期，那么位于登封岩体东部的正长花岗岩时代如何，仍不清楚。
① 河南省地质局. 1966. 1:20万区域地质调查报告(临汝幅)
上店花岗斑岩和登封正长花岗岩中锆石发育振荡生长环带，暗示其岩浆成因，这也得到较高Th/U比值(0.36~1.64) 和锆石稀土元素特征(图 5)的支持，岩浆锆石U-Pb年代学结果代表了岩体的侵位年龄。上店花岗斑岩(13H10、13H11) 和登封正长花岗岩(DF2-1) 三个样品的锆石U-Pb定年结果分别为1801±24Ma、1801±15Ma和1794±19Ma，表明两个岩体的侵位时代基本一致，即形成于古元古代晚期。这与华北南缘登封地区石秤花岗闪长岩(1776~1743Ma; Zhao and Zhou, 2009; Zhang et al., 2013)和摩天寨黑云母花岗岩(1797Ma; Zhao and Zhou, 2009)的时代相吻合，同时与华北中部吕梁地区芦芽山和云中山花岗质岩石(1801~1794Ma; 耿元生等, 2004)以及华北北缘长哨营-古北口正长花岗岩(1753Ma; Zhang et al., 2007)的时代相类似，也与华北克拉通古元古代晚期基性岩墙群(1778~1769Ma; Halls et al., 2000; Peng et al., 2005, 2011)的时代相一致，上述结果均暗示华北克拉通存在该期(~1800Ma)岩浆事件。沈其韩等(2005)统计了华北克拉通早前寒武纪结晶基底中大量锆石精确同位素定年结果，认为华北克拉通经历了~2.5Ga和~1.8Ga两次重大构造-岩浆-热事件，其年龄范围为2600~2450Ma和1900~1750Ma之间，这也反映了古元古代晚期岩浆事件在华北克拉通南缘及其内部的广泛存在。
5.2 成因类型和岩石成因上店花岗斑岩以高SiO2、富碱、低Al2O3、CaO、MgO和P2O5为特征，富集LILEs、亏损HFSEs和具有强烈的Sr、P、Ti亏损，不同于Ⅰ型花岗岩和S型花岗岩的地球化学特征(图 7、图 10)，同时其具有较高的FeOT(3.42%~4.46%)、(Zr+Nb+Ce+Y)(773×10-6~1010×10-6)和Ga(18.2×10-6~24.9×10-6)含量以及相对低的Rb含量(167×10-6~238×10-6)，这些特征均明显区别于高分异Ⅰ型花岗岩，后者通常表现为FeOT含量＜1%，Rb含量>270×10-6以及低的(Zr+Nb+Ce+Y)和Ga含量，暗示其为A型花岗岩(Whalen et al., 1987; King et al., 1997)。此外，上店花岗斑岩具有较高的10000Ga/Al比值(2.70~3.74，平均值为3.31) 和Rb/Sr比值(2.26~5.41，平均值为3.65)，这与全球经典A型花岗岩的平均值(3.75、3.51) 相类似(Whalen et al., 1987)，结合上店花岗斑岩高的全岩锆石饱和温度(888~915℃)和锆石Ti饱和温度(715~1014℃)以及登封正长花岗岩中锆石Ti饱和温度(695~1166℃)，均暗示它们具有A型花岗岩的特征。在花岗岩成因类型判别图解上(图 10)，上店花岗斑岩样品均落入A型花岗岩区域，这与登封地区同时代的石秤和摩天寨花岗岩的成因类型相一致(Zhao and Zhou, 2009)。上述研究表明，上店花岗斑岩和登封正长花岗岩均属于A型花岗岩(Zhao and Zhou, 2009)。
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图 10 上店花岗斑岩的成因类型判别图(据Whalen et al., 1987) Fig. 10 Genetic type discrimination for the Shangdian granite porphyry (after Whalen et al., 1987) |
A型花岗岩因其形成于特殊的构造背景和具有碱性、贫水以及非造山的属性，因此具有不同的岩石成因。目前关于A型花岗岩的成因模式主要有：(1) 由幔源碱性玄武质岩浆分异形成正长岩浆，再经AFC过程形成A型花岗岩(Mushkin et al., 2003)；(2) 由壳源和幔源岩浆混合形成(Mingram et al., 2000)；(3) 硅铝质中-上地壳的直接部分熔融形成(Patiño Douce, 1997)；(4) 幔源岩浆底侵引起大陆下地壳的部分熔融形成A型花岗岩(杨德彬等, 2009; Zhao and Zhou, 2009)。
那么上店和登封A型花岗岩的岩石成因如何？这可从它们的Nd-Hf同位素体系和地球化学特征得到回答。首先，上店和登封A型花岗岩具有高SiO2、富K2O、LREEs富集、HFSEs亏损以及Sr、P、Ti元素强烈亏损的特征，暗示其很难由幔源玄武质岩浆经分异和AFC机制形成，结合它们较高的Rb/Sr比值(2.26~5.41)，暗示其具有壳源的地球化学属性。此外，上店花岗斑岩的εNd(t)值(-8.94~-6.87) 与石秤和摩天寨花岗岩相类似(εNd(t)=-7.8~-5.7)，它们明显低于该地区古元古代晚期幔源成因的基性岩脉和岩墙的同位素组成(εNd(t)=-5.5~-0.6; Wang et al., 2004; Peng et al., 2005)，这也证明了它们不可能由幔源岩浆直接演化形成。其次，上店和登封A型花岗岩具有低的MgO含量(0.02%~0.20%)和相对均一的全岩Nd同位素(εNd(t)=-8.94~-6.87) 和锆石Hf同位素(εHf(t)=-14.1~-6.5) 组成，暗示它们的源区不存在幔源岩浆的混合。在εNd(t)-εHf(t)变异图解中(图 9b)，上店和登封A型花岗岩样品全部分布在地壳阵列演化线上及其附近，表明其未发生明显的Hf-Nd同位素解耦，暗示源区幔源物质的极少涉入。同时在该地区也没有发现同时代基性岩浆岩的出露，因此排除了壳源和幔源岩浆混合作用形成上店和登封A型花岗岩的可能。最后，硅铝质中-上地壳物质的部分熔融发生在浅部地壳和低压条件下，其部分熔融需要的温度要明显偏低。上店花岗斑岩的全岩锆石饱和温度介于888~915℃之间，而上店和登封花岗岩中锆石Ti温度平均值分别为830℃、787℃和746℃，它们明显高于硅铝质中-上地壳的熔融温度。此外，上店和登封花岗岩具有低于中-上地壳的Al2O3含量和Pb丰度，结合它们的中-新太古代Hf-Nd模式年龄，暗示其成因应为幔源岩浆底侵引起的古老大陆下地壳的部分熔融。实验岩石学已经证明，钙碱性岩浆在下地壳深度的脱水熔融可以形成A型花岗岩(Patiño Douce, 1997)。上店花岗斑岩具有Sr、P、Ti的强烈亏损和Eu的负异常，其中P和Ti的亏损可能与磷灰石和钛铁矿在源区的残留有关，而Sr和Eu的亏损则与斜长石作为源区残留相或者发生强烈的分离结晶有关。综上所述，我们认为上店和登封A型花岗岩起源于幔源岩浆底侵作用导致的古老大陆下地壳的部分熔融。
那么，上店和登封A型花岗岩的岩浆源区属性如何？在年龄-εNd(t)变异图上(图 8)，上店花岗斑岩投影于华北克拉通新太古代地壳演化区域内，暗示它们为华北克拉通南缘新太古代地壳再造的产物，这与登封地区同时代的石秤花岗闪长岩和摩天寨黑云母花岗岩的Nd同位素组成类似(Zhao and Zhou, 2009)，后者起源于华北南缘新太古代基底杂岩的部分熔融。结合上店花岗斑岩的Nd同位素tDM2值(3243~3049Ma)以及上店和登封A型花岗岩中锆石Hf同位素tDM2值(3030~2655Ma)，暗示其源区主要为华北克拉通中-新太古代基底物质的部分熔融，这与石秤、摩天寨花岗岩以及华北克拉通南缘古元古代酸性岩浆岩锆石Hf同位素的研究结果相吻合(赵太平等, 2015)。在华北克拉通南缘广泛出露中-新太古代结晶基底，如太华群和登封群，其锆石U-Pb年龄主要介于3.0~2.5Ga之间(Huang et al., 2013; Zhang et al., 2013)，它们可能是上店花岗斑岩和登封正长花岗岩的源区组成。综上所述，上店和登封A型花岗岩的源区主要为华北克拉通南缘3.0~2.5Ga的中-新太古代古老基底物质的部分熔融。
5.3 构造背景上店花岗斑岩和登封正长花岗岩为A型花岗岩，暗示其与伸展构造背景密切相关，形成于造山后或非造山的大陆裂谷环境(Frost et al., 2007)。那么，它们形成于何种伸展背景？首先，Eby (1992)基于不同A型花岗岩在微量元素组成特征上的差异将其进一步划分为A1和A2型花岗岩，前者代表幔源熔体的分离结晶成因，通常形成于非造山的大陆裂谷或大陆板内构造环境；后者则反映了地壳部分熔融的成因模式，通常形成于造山后的构造环境。上店和登封花岗岩在A型花岗岩判别图解上(图 11)，均投影在A2型花岗岩的区域内，表明其形成于造山后的伸展构造背景，这与上店和登封花岗岩的壳源成因也是相吻合的，同时与上店和登封花岗岩高的FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.94~1.00) 相一致(Zhao and Zhou, 2009)。其次，在Y-Nb花岗岩构造环境判别图解中(图 12a)，所有样品均落入板内花岗岩区域，而在Rb-(Y+Nb)图解中(图 12b)，所有样品均投影于板内花岗岩和后碰撞花岗岩的交叉范围内，这与同时代的石秤和摩天寨A型花岗岩的特征相类似(Zhao and Zhou, 2009)，暗示它们形成于相似的构造背景，即形成于造山后的伸展环境。最后，上店和登封A型花岗岩分布于华北中部带的南缘，熊耳裂谷系的东北缘，同时，在华北中部带的中部吕梁地区和华北中部带的北部均发育有同时代(1801~1753Ma)具造山后伸展特征的A型花岗岩(耿元生等, 2004; Zhang et al., 2007)，即沿着中部造山带均有该期A型花岗岩的分布，这与造山后伸展环境下A型花岗岩的展布特征相吻合。综上所述，我们认为上店和登封A型花岗岩形成于造山后的伸展构造背景。
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图 11 上店花岗斑岩的A型花岗岩判别图(据Eby, 1992) A1型代表大陆板内/裂谷环境；A2型代表造山后环境 Fig. 11 Discrimination diagrams of A-type granite for the Shangdian granite porphyry (after Eby, 1992) |
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图 12 上店花岗斑岩的微量元素构造环境判别图(据Pearce et al., 1984) ORG：大洋中脊花岗岩；WPG：板内花岗岩；VAG：火山弧花岗岩；Syn-COLG：同碰撞花岗岩；post-COLG：后碰撞花岗岩 Fig. 12 Discrimination diagrams of tectonic settings for the Shangdian granite porphyry (after Pearce et al., 1984) |
华北克拉通南缘中部古元古代晚期(~1.80Ga)A型花岗岩所反映的造山后伸展事件与东部和西部陆块之间的碰撞拼合并最终形成中部造山带这一地质过程相关。虽然，早期一些学者认为它们之间的碰撞拼接应发生在~2.5Ga(Kusky and Li, 2003)，但近年来随着研究的不断深入，具有完整造山带特征的1.85~1.80Ga岩浆物质记录已经逐渐被识别。尽管关于东部和西部陆块之间的碰撞方式、俯冲极性等科学问题还存在不同的认识(Zhai et al., 2000; Kusky and Li, 2003)，但在中部带内变质结晶基底的地球化学、年代学以及P-T-t轨迹的研究基础之上(Zhao et al., 2001, 2005)，东部和西部陆块在~1.85Ga的碰撞拼合及其最终克拉通化形成稳定统一的克拉通已取得一致的认识。部分学者还提出华北克拉通东部和西部陆块的拼合可能是对Columbia超大陆汇聚这一全球性事件的响应(Zhao et al., 2001, 2005)，这也得到了年龄上不晚于1.80Ga的华北克拉通大量结晶基底年代学数据的支持(Zhao et al., 2001, 2005)。上店和登封A型花岗岩位于华北克拉通中部带内，其形成于~1.80Ga的造山后伸展环境，暗示华北克拉通东部和西部陆块的碰撞拼合至少在该时期已经结束。此外，华北克拉通古元古代晚期基性岩墙群的结晶年龄介于1780~1680Ma之间，形成于伸展的构造背景，其岩浆源区为受俯冲流体交代的岩石圈地幔的部分熔融，也暗示存在早期的俯冲碰撞过程(Halls et al., 2000; Wang et al., 2004; Peng et al., 2005, 2011)。华北克拉通南缘具典型三叉裂谷系特征的熊耳群双峰式火山岩的形成时代主要集中在1780~1750Ma之间(Zhao et al., 2002, 2004; He et al., 2009)，其岛弧型地球化学亲缘性也反映出早期俯冲带组分对陆下富集岩石圈地幔源区的改造(赵太平等, 2002)，熊耳群火山岩应形成于大陆伸展构造背景下。结合对华北南缘伸展背景下就位的龙王、麻坪等古元古代晚期(1720~1600Ma)碱性花岗质岩石的研究表明(Wang et al., 2013; 邓小芹等, 2015)，华北克拉通在1.80~1.60Ga期间已经处于持续的区域伸展背景下。华北克拉通东部和西部陆块~1.85Ga完成碰撞拼贴，并形成统一的克拉通，~1.80Ga开始华北克拉通的构造背景已经由挤压向伸展环境转变，早期俯冲板片的断离和相继出现的快速折返引起软流圈地幔的上涌和/或被俯冲板片脱水交代的岩石圈地幔部分熔融的熔体上升，进而底侵于古老的下地壳基底杂岩底部，幔源基性岩浆提供的热源和上覆岩石的减压熔融导致中-新太古代基底物质发生部分熔融，熔体上升就位形成以上店和登封岩体为代表的华北克拉通南缘造山后A型花岗岩(~1.80Ga)。随着伸展作用的持续扩大和地壳的逐渐减薄，软流圈和岩石圈地幔熔融的基性岩浆沿张性裂隙上升并在浅部就位形成基性岩墙群(1.78~1.68Ga)，而具有壳源和幔源特征的岩浆喷出地表则形成熊耳群双峰式火山岩(1.78~1.75Ga)。
6 结论通过对华北克拉通南缘中部上店花岗斑岩和登封正长花岗岩的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Nd-Hf同位素研究，可以得出如下结论：
(1) 上店花岗斑岩和登封正长花岗岩中锆石为岩浆成因, 其207Pb/206Pb定年结果分别为1801Ma、1801Ma和1794Ma，表明它们形成于古元古代晚期。
(2) 上店花岗斑岩以高SiO2、富碱、低Al2O3、CaO、MgO、P2O5为特征，富集LILEs(Cs、Rb、Ba、K)、亏损HFSEs(Nb、Ta、Zr、Hf)和Sr、P、Ti等元素，结合前人对登封花岗闪长岩的研究，表明它们为A型花岗岩，具造山后A2型花岗岩特征。
(3) 上店和登封A型花岗岩起源于基性岩浆底侵作用下的中-新太古代结晶基底物质的部分熔融，形成于华北克拉通东部和西部陆块碰撞造山后的伸展环境。
致谢 中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室、中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室和中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室在样品测试方面给予了帮助；两位匿名审稿专家提供了建设性意见；在此一并表示感谢。| [] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Henan Province. 1989. Regional Geology of Henan Province. Beijing: Geological Publishing House (in Chinese). |
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