2017, Vol. 33
中国大陆主体是由三大克拉通(华北克拉通、扬子克拉通、塔里木克拉通)和围绕其分布的显生宙造山带所组成。三大克拉通无疑记录了地球早期演化、地壳形成生长及早期超大陆形成等重要过程。而在中国大陆显生宙造山带中，存在有众多小陆块，对其归属、性质和变质演化历史的研究对于重塑超大陆聚散过程以及显生宙洋-陆格局等具有重要的地质意义。
欧龙布鲁克地块(又称全吉地块)是分布在中国中央造山带中西段的一个微陆块，对其变质基底和盖层组成、形成时代和构造归属等前人已有一些研究(陆松年等, 2002a, b, c；Lu et al., 2008；Chen et al., 2013a及相关参考文献)。近10余年来，对其古元古代变质基底的岩石组成、变质演化及其时代有了较多的研究工作，这些研究集中于正副片麻岩、基性岩脉、斜长角闪岩等，认为古元古代变质基底普遍经历了角闪岩相的变质作用。王毅智等(2000)首次在乌兰北部地区发现麻粒岩，根据最近的工作，其麻粒岩形成于早古生代(李秀财等，2015a；路增龙等，未发表资料)。张建新等(2001)在欧龙布鲁克中段的德令哈杂岩的正片麻岩中报道有基性麻粒岩透镜体，早期的全岩-矿物Sm-Nd等时线年龄显示其变质时代在1.8Ga左右(张建新等，2001)，最近的锆石U-Pb定年获得其麻粒岩相变质年龄为~1.93Ga(Yu et al., 2017)。这些古元古代麻粒岩分布局限，到目前为止，仅在德令哈地区有报道。欧龙布鲁克地块东部的变质基底是否普遍经历了古元古代麻粒岩相变质作用还未得到很好的限定。新近我们在乌兰东部地区片麻岩中识别出基性麻粒岩透镜体，本文通过对该麻粒岩及其围岩的野外关系、岩相学特征、锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素研究，结合已有研究资料，来进一步限定欧龙布鲁克地块的性质、归属及演化历史。
2 地质背景欧龙布鲁克地块位于柴达木盆地北部，呈狭长带状展布在全吉山-德令哈-乌兰一带，南侧为柴北缘超高压变质带，北以宗务隆构造带与祁连造山带(地块)相隔(图 1)。它具有古元古代的变质结晶基底以及新元古代以来的沉积盖层，因此被认为是一个类克拉通性质的大陆残片。其基底岩系主要由德令哈杂岩、达肯大坂岩群及万洞沟岩群所组成，其上被南华系-震旦系全吉群以及早古生代以来的沉积岩系所不整合覆盖(陆松年等，2002a；Lu et al., 2008)。一些学者认为欧龙布鲁克地块曾是塔里木克拉通的组成部分(Lu et al., 2008；陈能松等，2007b；Chen et al., 2013a)。欧龙布鲁克地块古元古代变质基底主要分布于其中东部的德令哈-乌兰地区，包括德令哈杂岩和达肯大坂群。近年来，对欧龙布鲁克地块的年代学研究，认为变质基底的主体经历了古元古代的构造热事件(Chen et al., 2009, 2012, 2013a, b；王勤燕等，2008；Gong et al., 2012；Liao et al., 2014)，中元古代构造热事件(于凤池等，1994；Wang et al., 2016)以及早古生代构造热事件(李秀财等, 2015a, b；路增龙等，未发表数据)。
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图 1 欧龙布鲁克地块及邻区地质简图 Fig. 1 Schematic geological map of Oulongbuluke block and adjacent area |
德令哈杂岩主要由变形较强的花岗质片麻岩及其中的斜长角闪岩包体组成(陆松年等, 2002a, b, c；郝国杰等, 2004a, b)。花岗质片麻岩的原岩岩浆结晶年龄大多集中于2400~2360Ma之间(陆松年等, 2002a, 郝国杰等, 2004a, b；巴金等，2012；Gong et al., 2012)。
达肯大坂岩群最初被厘定为一套以长英质片麻岩为主的古元古代中-高级变质岩(青海省地质矿产局，1991)，而后随着研究的深入被重新厘定。新的达肯大坂群由(石榴)斜长角闪岩、变粒岩、浅粒岩、二云母石英片岩、石英岩、大理岩及少量基性岩脉和花岗质侵入体等组成(郝国杰等，2004a；Lu et al., 2008；Wang et al., 2015)。根据锆石年代学数据，达肯大坂群被分为上达肯大坂群和下达肯大坂群，且下达肯大坂群主要出露于乌兰东北部，以变质的火山沉积岩为主；上达肯大坂群出露于德令哈附近，为一套类似于孔兹岩的副片麻岩(黄婉等，2011；Chen et al., 2012, 2013a, b)。已有的研究显示德令哈杂岩及达肯达大岩群一起共同经历1.96~1.8Ga区域变质作用和深熔作用(张建新等，2001；Lu et al., 2008；王勤燕等，2008；Wang et al., 2009；Gong et al., 2012；张璐等，2011；Chen et al., 2009, 2013a, b；Liao et al., 2014；Yu et al., 2017)。
3 野外关系及样品描述乌兰东部地区主要出露古元古代花岗质片麻岩及达肯大坂群变质地层(图 2)，两者中都发育大量斜长角闪片麻岩岩层或透镜体(图 3a, b)。我们在乌兰东部地区采集了3个岩石样品(图 2)，并进行了岩相学、岩石化学及矿物电子探针成分分析等工作。
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图 2 乌兰地区地质图及采样位置 Fig. 2 Geological map of Wulan area and the sampling locations |
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图 3 乌兰地区基性麻粒岩及其围岩野外照片 (a)片麻岩中发育大量变质基性岩(基性麻粒岩、(石榴)斜长角闪岩等)条带及透镜体；(b)正片麻岩(AQ16-11-1.1)露头；(c)基性麻粒岩及与围岩关系；(d)麻粒岩的围岩片麻岩(AQ16-12-6.2)露头及产状；(e)区内副片麻岩/变粒岩中斜长角闪岩透镜体；(f)区内发育白眼圈结构的石榴斜长角闪岩包体 Fig. 3 Field photos of mafic granulite and associated rocks in Wulan area |
基性麻粒岩(AQ16-12-6.1)采自乌兰县城东北部的呼德生山(36°53′7.96″N，98°36′39.62″E)，露头上为6m左右的透镜体状产出于长英质片麻岩中。二者界限较清晰，透镜体产状与长英质片麻岩片麻理一致(图 3c)。基性麻粒岩主体呈现为粒状变晶结构，边部局部变为斜长角闪岩。主要矿物组合为斜长石、单斜辉石、斜方辉石和普通角闪石(图 4a, b)，可见锆石、磷灰石等副矿物及少量金属矿物。
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图 4 基性麻粒岩及片麻岩样品的显微照片 (a、b)基性麻粒岩(AQ16-12-6.1)显微照片，显示其主要矿物组合为斜方辉石+单斜辉石+斜长石+角闪石；(c)片麻岩(AQ16-12-6.2)镜下特征，显示其主要矿物组合为石英+斜长石+微斜长石+黑云母+白云母；(d)片麻岩(AQ16-11-1.1)显微照片，主要矿物组合为石英+斜长石+黑云母+绿帘石等 Fig. 4 Photomicrographs of mafic granulite and gneiss samples |
长英质片麻岩(AQ16-12-6.2)为基性麻粒岩的直接围岩，为钾长花岗质片麻岩，灰白色中粒，片麻理发育，基性麻粒岩呈透镜状包裹于其中(图 3d)。主要矿物组合为石英、斜长石、微斜长石、黑云母、绿帘石和白云母等，黑云母普遍绿泥石化。白云母含量较少，且与黑云母共生，二者定向排列。长石斑晶较粗，部分颗粒呈旋转碎斑状被定向的云母环绕(图 4c)。
长英质片麻岩(AQ16-11-1.1)同样采自乌兰北部呼德生山上(36°51′32.19″N，98°37′59.88″E)，此片麻岩亦为基性麻粒岩的围岩，为糜棱岩化黑云母二长花岗质片麻岩，露头为灰白色，片麻状构造，条带发育(图 3b)，局部可见混合岩化现象，岩石夹斜长角闪岩透镜体。主要矿物组合为：石英、斜长石、微斜长石、黑云母、绿帘石等，以及锆石、磷灰石等副矿物。镜下亦可见条带状构造，浅色条带为石英、长石，暗色条带为黑云母及少量的绿帘石。黑云母颗粒细小，定向，局部绿泥石化。长石可分为两种，一种细粒的，一种为粗大的斑晶，都存在不同程度的蚀变现象(图 4d)。推测部分细粒长石可能为后期深熔作用重结晶而来。还可见局部有细小的方解石脉穿切其中。
4 分析方法电子探针矿物成分分析在中国地质科学院地质研究所使用JEOL JXA8100电子探针进行。分析条件是15kV加速电压，电子束电流为5nA，电子束斑为5μm。
全岩化学分析由中国地质科学院国家地质测试分析中心测试，其中全岩主量元素用X荧光光谱仪(XRF)分析，所用仪器为日本理学3080E，误差＜0.5%，FeO采用容量滴定法，K2O采用原子吸收法；微量元素和稀土元素采用等离子质谱仪分析，误差＜5%。
锆石U-Pb定年在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成。详细分析方法见Williams (1998)。一次流O2-强度为3~5nA，束斑直径为~25μm。标样M257(U=840×10-6，Nasdala et al., 2008)和TEM(年龄为417Ma，Black et al., 2003)分别用于锆石U含量和年龄校正。每分析3~4个未知样品数据分析1次标准锆石TEM，每个分析点采用5组扫描。数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)。根据实测204Pb含量校正普通铅，采用207Pb/206Pb年龄为锆石年龄，同位素比值和单点年龄误差均为1σ。加权平均年龄误差为95%置信度。
锆石Lu-Hf同位素测试在北京科荟测试技术有限公司的激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪上进行，激光进样系统为NWR 213nm固体激光器，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)，以高纯He为载气。激光剥蚀的斑束直径为55μm，能量密度为7~8J/cm2，频率为10Hz。根据锆石CL图像，选择的测试点靠近U-Pb测定点，且为同一CL结构位置。采用179Hf/177Hf=0.7325对Hf同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，采用173Yb/172Yb=1.35274对Yb同位素比值进行指数归一化质量歧视校正。εHf(t)计算采用衰变常数λ=1.865×10-11year-1(Scherer et al., 2001)，(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772(Blichert-Toft et al., 1997)。单阶段模式年龄(tDM1)计算时采用(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325，二阶段模式年龄(tDM2)计算时采用的平均地壳176Lu/177Hf值为0.0093 (Amelin et al., 1999)。
5 分析结果 5.1 岩石化学及矿物化学分析结果全岩化学分析数据显示基性麻粒岩(AQ16-12-6.1)SiO2含量为50.55%, (Fe2O3+FeO)含量为11.07%，Al2O3含量较低(13.98%)，MgO含量为7.39%，K2O含量较低(0.6%)，TiO2含量0.70%(表 1)，Mg#为55。基性麻粒岩中斜长石牌号An=49，辉石成分分别为：单斜辉石(Wo43.9-47.4En33.2-36.2Fs15.2-19.7)，斜方辉石(Wo0.8-1.2En48.6-51.2Fs47.4-49.9)(表 2)。角闪石可分为两种：一种为粗粒的角闪石，与辉石斜长石共生(TiO2=1.44%~1.77%)；另一种为环绕斜方辉石边部生长的细粒冠状体(TiO2=0.2%)，应为辉石退变产物。运用的二辉石温度计(Brey and Köhler, 1990)，估算基性麻粒岩的变质温度为731℃(表 3)。
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表 1 岩石全岩主量(wt%)、稀土和微量(×10-6)元素分析成分表 Table 1 Whole-rock major (wt%), trace and REE (×10-6) element compositions |
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表 2 基性麻粒岩代表性矿物成分(wt%) Table 2 Representative mineral composition of mafic granulite (wt%) |
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表 3 二辉石矿物对温度计估算结果 Table 3 Estimated results of two-pyroxenes thermometer |
长英质片麻岩(AQ16-12-6.2)中SiO2含量为76.56%，Al2O3含量较低(12.35%)，K2O含量较高(5.57%)，Na2O含量为2.33%，极度贫CaO、MgO、TiO2(分别为CaO=0.46%、MgO=0.07%、TiO2=0.05%)，贫Fe(FeOT=1.45%)(表 1)，这些元素含量与岩石较少的斜长石含量及暗色矿物含量特征相一致。岩石稀土元素含量较低，Eu负异常明显，轻重稀土含量较平均，呈近似海鸥式分布(图 5)。极度亏损Ti及Nb、Ta、Ba、Sr等不相容元素，具有类似A型花岗岩的总体特征。
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图 5 片麻岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagram of gneisses (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
长英质片麻岩(AQ16-11-1.1)中SiO2含量为63.6%，(Fe2O3+FeO)含量为5.17%，Al2O3含量较高(15.68%)，MgO含量为2.22%，K2O含量较低(3.29%)，Na2O含量为3.14%，CaO含量为4.24%，TiO2含量为0.47%(表 1)。稀土元素含量中等，Eu异常不明显，总体呈弱的右倾平滑曲线分布；相对亏损Ti及Nb、Ta、P等微量元素，与区内莫河片麻岩成分(陈能松等，2007a)十分相近(图 5)，可能预示着其归属于莫河岩体。
5.2 锆石U-Pb定年结果分别对3个样品进行了锆石U-Pb同位素定年，得到53个有效数据点，数据见表 4。
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表 4 锆石U-Pb定年结果 Table 4 Analytical results of zircon U-Pb dating |
基性麻粒岩(AQ16-12-6.1)中锆石以圆形和椭圆形粒状为主，少量为不规则他形，粒径80~200μm，长宽比为1~1.5，Th/U介于0.16~0.86之间。在CL图中为灰色或灰黑色，无明显内部结构或显示补片状结构，为典型的麻粒岩相变质锆石特征(图 6)。我们选取19粒锆石进行了测试，得到的207Pb/206Pb年龄介于1951~1898Ma之间，其中2个年龄数据明显偏大(点8、点17)且反向，1个数据(点12)铅丢失较严重，偏离谐和线较远，故将三者予以剔除。剩余的16个数据点拟合成了一条很好的不一致线，得到1928±9Ma的上交点年龄(MSWD=0.72)，与1924±6Ma的207Pb/206Pb加权平均年龄基本一致(图 7)。因此，我们认为1928±9Ma的上交点年龄为其变质时代。
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图 6 麻粒岩及片麻岩锆代表性石CL图像及207Pb/206Pb年龄 Fig. 6 Representative CL images and 207Pb/206Pb ages of zircons from granulite and felsic gneisses |
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图 7 基性麻粒岩和片麻岩的锆石U-Pb谐和图 Fig. 7 Zircon U-Pb concordia diagrams for mafic granulite and geniesses |
长英质片麻岩(AQ16-12-6.2)中锆石颗粒呈无色透明或浅褐色，棱柱状或近等粒状。粒径介于200~400μm之间，长宽比1.2~3.5，且多数位于2.5~3.5之间。在CL图像中颜色较暗，部分颗粒具有核边结构。核部具有密集振荡环带或暗色无结构，边部颜色较浅，亦发育密集振荡环带(图 6)，部分颗粒为无明显结构或补片状结构的粒状锆石，具明显变质锆石特征。一些锆石则发育无环带结构的变质边。我们选取了其中18个颗粒进行了测试，得到的207Pb/206Pb年龄介于2482~1898Ma之间，总体可分为两组。其中6个无环带结构的锆石边和粒状的无结构或补片状结构的锆石207Pb/206Pb年龄介于1942~1898Ma之间，得到1927±20Ma的上交点年龄，与基性麻粒岩的变质年龄在误差范围内一致，应该为片麻岩的变质年龄；一组介于2482~2315Ma之间的年龄(图 7)，其中2368~2315Ma的3个年龄为具有密集振荡环带的岩浆边年龄，解释为片麻岩原岩结晶年龄，鉴于部分锆石可能受到变质重结晶的影响而偏小，因此将其中最大的年龄2368±5Ma解释为片麻岩原岩结晶年龄。2482~2397Ma的年龄为具密集振荡环带的锆石核年龄，解释为继承锆石年龄。
长英质片麻岩(AQ16-11-1.1)中的锆石无色透明或浅褐色，呈短棱柱状或粒状，棱角较分明，粒径介于80~200μm之间，Th/U比值介于0.35~1.13之间，绝大多数为0.5~0.7。在CL图像中颜色较暗，具明显密集震荡环带，个别锆石环带变模糊，可能是受到变质重结晶作用的结果(图 6)。我们选取了其中16个典型颗粒进行了测试，得到的16个有效年龄数据。其中点9为锆石核部，其207Pb/206Pb年龄为2441Ma，其可能为继承性锆石核的年龄，且数据明显反向不谐和。另有3个数据(点4、7、10)得到了近2300Ma的年龄，从其锆石结构可看出，点4和点10为无明显环带结构的锆石核部年龄，可能受到变质重结晶作用的影响；点7所打的点位紧靠颗粒边缘，三者可能代表混合年龄。排除这4个数据点，其余的12个数据点拟合成一条很好的不一致曲线，得到2377±7Ma的上交点年龄(图 7)，应该代表片麻岩原岩(花岗岩)的结晶年龄，且与样品AQ16-12-6.2在误差范围内一致。
5.3 锆石Lu-Hf同位素我们对基性麻粒岩的片麻岩围岩中的锆石进行了Lu-Hf同位素分析，因基性麻粒岩锆石颗粒过小，达不到测试要求，故未进行Lu-Hf同位素测试。具体分析数据情况见表 5。
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表 5 锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 5 Analytical results of zircon Lu-Hf isotope |
对AQ16-12-6.2中得到的18个U-Pb年龄数据点进行了Lu-Hf同位素分析，得到的176Hf/177Hf比值介于0.281214~0.281505之间，对应的εHf(t)值介于-7.5~5.0之间。在t-εHf(t)图中，数据点可明确分为两组：一组为锆石核部数据，一组为锆石边部数据。其中锆石核部年龄相对应的εHf(t)值介于-0.8~5.0之间，锆石边部年龄相对应的εHf(t)值则介于-7.5~-2.0之间。二者具有基本一致的二阶段模式年龄(2529~2912Ma)(图 8)。
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图 8 基性麻粒岩和片麻岩的锆石t-εHf(t)图 Fig. 8 t vs. εHf(t) diagram of zircons for mafic granulite and geniesses |
对AQ16-11-1.1中的16个U-Pb年龄数据点进行了Lu-Hf同位素分析，得到的176Hf/177Hf比值介于0.281294~0.281484之间，其对应的εHf(t)值范围为-0.4~5.9。在t-εHf(t)图中，所有数据点都位于亏损地幔演化线之下，对应的二阶段模式年龄介于2479~2807Ma之间(图 8)。
从t-εHf(t)图中可以看出，长英质片麻岩AQ16-12-6.2的锆石核部与AQ16-11-1.1的锆石具有基本一致的U-Pb年龄以及εHf(t)值，其εHf(t)值主要介于-0.8~5.9之间，二阶段模式年龄主要分布在2590~2830Ma之间。说明二者可能源于太古代古老地壳物质的再造。
6 讨论就目前的研究来看，对于欧龙布鲁克地块变质基底的形成及演化形成了较为统一的认识：欧龙布鲁克地块变质基底(古元古代)由德令哈杂岩和达肯大坂群组成，其中德令哈杂岩形成于古元古代早期(2400~2360Ma)，达肯大坂群则形成于德令哈杂岩之后，2320~1960Ma之间，二者共同经历1960~1800Ma的区域变质深熔作用(Chen et al., 2009, 2012, 2013a；Lu et al., 2008；Gong et al., 2012；王勤燕等，2008)。
本文的2个片麻岩样品中，片麻岩(AQ16-11-1.1)的岩浆结晶年龄为2377±7Ma，片麻岩(AQ16-12-6.2)中得到2368±5Ma的岩浆结晶年龄、1927±20Ma的变质年龄，以及2482~2397Ma的继承锆石年龄。锆石Lu-Hf同位素数据显示，片麻岩岩浆结晶锆石的Hf同位素二阶段模式年龄主要介于2830~2590Ma之间，均与前人在此区域得到的结果基本一致(李晓彦等，2007；Zhang et al., 2011)，加之2482~2397Ma的继承锆石年龄表明区内可能存在古元古代早期及新太古代的古老岩石。并且变质锆石的Lu-Hf同位素数据显示其具有与岩浆结晶锆石基本一致的二阶段模式年龄，这可能预示着~1.93Ga的麻粒岩相变质作用可能是在较为封闭的体系下进行的。
欧龙布鲁克地块的基性麻粒岩最早发现于德令哈东的德令哈杂岩中(图 1)，以呈似脉状产在正片麻岩中的角闪二辉麻粒岩为特征，并获得了1791±37Ma的全岩-矿物Sm-Nd等时线年龄和718~732℃的变质温度(张建新等，2001)。Yu et al.(2017)最近得到了该基性麻粒岩1929±11Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄，并获得745~770℃和6.5~8.8kbar的变质温压条件。而在欧龙布鲁克地块的其他地区一直未见古元古代麻粒岩的报道，因而欧龙布鲁克地块东部是否普遍经历古元古代麻粒岩相变质作用仍未得到进一步限定。本文在乌兰东部发现的基性麻粒岩同样位于古元古代正片麻岩中，表现出与德令哈基性麻粒岩相近的产出特征，岩性也为角闪二辉麻粒岩，所获得的变质时代为1928±9Ma，与Yu et al.(2017)得到的锆石年龄一致，二者应该是同一期变质事件的产物，说明欧龙布鲁克地块的变质基底普遍经历古元古代晚期的麻粒岩相变质事件。本文对乌兰东部麻粒岩的变质温度初步估算得到变质温度为731℃，与张建新等(2001)通过二辉石温度计和Yu et al.(2017)通过相平衡模拟得到的变质温度基本一致。二者均未见石榴子石，均可归为中低压/高温变质作用。
这些研究结果表明欧龙布鲁克地块在经历了~1.93Ga的麻粒岩相变质作用，这一年龄与前人报道的1.95~1.90Ga的中P/T高角闪岩相变质作用时代相一致(Chen et al., 2013及相关参考文献)。欧龙布鲁克地块还报道有1.85~1.80Ga的低P/T角闪岩相变质作用，因此，欧龙布鲁克地块可能存在1.95~1.90Ga和1.86~1.80Ga两次变质/深熔事件(Chen et al., 2013；Yu et al., 2017)。
在全球范围内，2.0~1.8Ga的构造热事件广泛分布，被认为是与哥伦比亚超大陆的形成有关。我国的华北克拉通、扬子克拉通及塔里木克拉通也均有相应的年代学记录。近年来的研究表明，塔里木克拉通(南塔里木地体)存在古元古代早期(2.4~2.3Ga)的大陆核，并且塔里木克拉通普遍经历了2.0~1.8Ga的构造热事件(Xin et al., 2011；Ge et al., 2013；Ma et al., 2012；Shu et al., 2011；Long et al., 2010, 2012；Zhang et al., 2012, 2013；Xu et al., 2013；Wang et al., 2014)，因此一些学者认为欧龙布鲁克地块与塔里木克拉通在古元古代早期(2.4~2.3Ga)经历了相同的岩浆事件，认为其为塔里木克拉通分离出来的类克拉通的大陆残片，或者是塔里木克拉通的组成部分(Lu et al., 2008；Gong et al., 2012；Chen et al., 2012)。
前人在华北克拉通识别出两期古元古代构造热事件：一期为~1.95Ga的，华北克拉通北缘阴山地块与鄂尔多斯地块碰撞拼合相关的中低压/高压麻粒岩相变质，局部发生超高温变质；另一期为华北中部造山带及东部陆块的胶-辽-吉带的~1.85Ga的构造热事件，被认为与东西陆块拼合有关。华北中部造山带普遍发育1.85~1.80Ga的变质深熔作用，变质基性岩普遍存在石榴石，变质作用为中-高压的高角闪岩相-麻粒岩相变质作用。北部的孔兹岩带变质时代为~1.95Ga，变质作用类型主要为高压、高温-超高温变质作用。但从变质深熔作用的时代来看，欧龙布鲁克地块与华北克拉通具有很高的相似性，只是二者变质作用类型有一定差别。欧龙布鲁克地块经历的主要为中-低P/T的角闪岩相-麻粒岩相变质作用。2.4~2.3Ga被认为是华北克拉通相对宁静的地质时期，但近年来在华北克拉通中部造山带南缘的豫西、中条、吕梁和中部恒山地区陆续发现了2.4~2.3Ga的岩浆活动记录(孙大中等，1991；Kröner et al., 2005；耿元生等，2006；赵凤清等，2006；第五春荣等，2007；Zhao et al., 2008)。由此可见在元古代欧龙布鲁克地块与华北克拉通同样具有相似的演化历史。
基性麻粒岩的围岩片麻岩锆石Hf同位素二阶段模式年龄在2590~2830Ma之间，也同样与塔里木克拉通和华北克拉通广泛存在的的新太古代地壳生长特征相似。由此可见，欧龙布鲁克地块与塔里木克拉通和华北克拉通在新太古代-古元古代具有地壳演化和构造热历史，但三者具体的亲缘关系仍需进一步探究。
7 结论根据以上的研究探讨，我们可以得出以下三点初步结论：
(1) 欧龙布鲁克地块经历了~1.93Ga中低压/高温麻粒岩相变质作用。
(2) 欧龙布鲁克地块的正片麻岩普遍经历了古元古代早期(2.4~2.3Ga)的岩浆事件，锆石Hf同位素显示其起源于于新太古代地壳物质的重熔再造。
(3) 欧龙布鲁克地块与塔里木克拉通及华北克拉通在古元古代具有相似的构造热演化特征，表现出较大的亲缘性。
致谢 两位审稿人孟繁聪和王超以及杂志副主编和编辑俞良军对论文原稿提出了建设性的修改意见，对提高论文质量有很大帮助，在此表示诚挚的感谢！
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