2021, Vol. 37
2. 天津地质调查中心, 天津 300170
2. Tianjin Center, China Geological Survey, Tianjin 300170, China
板块构造学说自诞生以来使地球科学经历了变革性的发展，但不同学者对于板块构造的起始时间仍存在着较大的争议。Polat et al. (2002)对西格陵兰地区3.8~3.7Ga Isua绿岩带中类波安岩的研究认为其形成于洋内俯冲带构造背景，从而认为板块俯冲起始于始太古代中期。另一方面，Stern (2005)根据蛇绿岩套、蓝片岩相变质岩和超高压变质地体的首次出现提出现代板块构造开始于新元古代。除了以上两种比较极端的认识以外，目前大部分学者倾向于认为板块构造开始于新太古代末到古元古代早期(Foley et al., 2003; Zhai and Santosh, 2011; Wan et al., 2018; Xu et al., 2018; Holder et al., 2019; Wang et al., 2020; Zheng and Zhao, 2020)。Foley et al. (2003)结合高温高压实验及全球新太古代末大量TTG片麻岩的出现推断现代体制下的板块构造起源于新太古代末期。Liu et al. (2019)应用统计学对碱性玄武质岩浆作用的研究发现2.1Ga地幔低程度的部分熔融可能反映了现代板块俯冲的开始。Holder et al. (2019)根据全球双变质带中变质岩双峰式分布以及地热梯度随时间演化的特点提出现代板块构造至少起始于古元古代。Zheng and Zhao (2020)认为全球范围内新太古代巴罗相系变质带的大量出现标志着板块俯冲的开始。华北克拉通作为中国最古老的克拉通之一近年来受到了国内外地质学家的广泛关注和深入研究(Zhao et al., 1999, 2005; 简平等, 2005; Santosh et al., 2007; Wan et al., 2006; Yin et al., 2011; Zhai, 2011; Jian et al., 2012; 董晓杰等, 2012; Guo et al., 2012; 刘建辉等, 2013; 刘平华等, 2013; Ma et al., 2013; 马铭株, 2015; Xu et al., 2018; 张成立等, 2018; Gou et al., 2019; Wang et al., 2020)，特别是其大量发育并保留了从新太古代末到古元古代早期的地质体，可能记录了地球早期板块构造的证据，能为上述问题的解决提供进一步的依据。
大量学者已经对华北克拉通西部陆块可能存在的新太古代末的俯冲作用进行了相关的报道。岩石组合的证据包括红山子地区的高铝TTG和高镁赞歧岩(董晓杰, 2012)，固阳地区的安山岩和高镁安山岩(简平等, 2005; Jian et al., 2012)以及四子王旗地区的I型花岗岩(Chen et al., 2017a)。在地球化学特征上固阳高镁闪长岩和西乌兰不浪角闪石岩均表现出富Mg、Cr、Ni的特征(王丹等, 2014)。固阳地区片麻状花岗岩，闪长岩，花岗闪长岩，S型花岗岩和变辉长岩等在原始地幔标准化元素图解上都表现出Nb、Ta和Ti亏损的特征(Ma et al., 2013)。同位素研究上，Wang et al. (2020)对固阳地区闪长岩内橄榄岩捕掳体的研究发现，橄榄石、斜方辉石、角闪石Li和B同位素的组成暗示了上地壳与地幔之间的物质循环，从而说明了现代板块构造起始于新太古代。大量学者对西部陆块新太古代末岩浆岩的研究初步表明华北克拉通至少在新太古代末就已经存在类似于现代板块构造的体制了。然而，前人对阴山陆块新太古代末俯冲作用的研究在区域上基本集中在固阳-武川地区，其它地区的研究相对缺乏。本次研究中我们将研究范围向西扩展至乌拉特中旗和后旗地区，运用地质年代学和地球化学手段证明了这两个地区也存在新太古代末期与俯冲相关的岩浆作用产物，从而初步证实了在阴山陆块南缘存在着一条长约1500km的岩浆弧。
1 区域地质背景华北克拉通作为国内最大且最古老的克拉通之一，其早前寒武纪构造划分一直存在着争议。Zhao et al.(2001, 2012)利用岩石组合、构造样式、地球化学和年代学差异认为华北克拉通由东部陆块、西部陆块及二者之间的中部造山带组成。西部陆块由阴山陆块与鄂尔多斯陆块在约1.95Ga沿孔兹岩带碰撞形成，西部陆块与东部陆块在约1.85Ga碰撞形成中部造山带，从而形成了统一的华北克拉通基底。东部陆块内部还发育一条古元古代造山带—胶-辽-吉带(Zhao et al., 2005)。Kusky and Li (2003)将华北克拉通分为东部陆块和西部陆块，二者沿华北中央造山带于约2.5Ga发生碰撞形成统一的华北克拉通。Zhai et al. (2000)以古老的蛇绿岩带作为构造边界划分出胶辽、迁怀、许昌、阜平、集宁和阿拉善六个微陆块，它们在新太古代末逐渐拼贴形成统一的基底，并在新太古代末-古元古代期间华北克拉通发生了一系列裂谷、俯冲、增生和碰撞事件。虽然不同学者依据不同的证据提出了不同的划分方案，但对于华北克拉通早前寒武纪基底划分的基本认识是一致的，即华北克拉通是由早先存在的(微)陆块不断碰撞拼贴形成。本文采用的为Zhao et al.(2001, 2005, 2012)提出的划分方案(图 1)。
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图 1 华北克拉通西部陆块的构造划分图(据Zhao et al., 2012修改) Fig. 1 Tectonic division of the Western Block of the North China craton (modified after Zhao et al., 2012) |
阴山陆块位于西部陆块北部，是西部陆块太古宙基底出露规模最大的区域，其中固阳-武川地区最为完整，阿拉善地区零星分布，其余均被元古宙及之后的沉积物覆盖。固阳-武川地区早前寒武纪基底主要为新太古代花岗-绿岩地体，TTG片麻岩和麻粒岩-紫苏花岗岩类。绿岩带主体岩性为变火山岩和变沉积碎屑岩，岩石组合主要为玄武质枕状熔岩、燧石岩及碎屑沉积岩(马铭株, 2015)，普遍发生了绿片岩相-低角闪岩相变质(陈亮, 2007)。此外还有高镁闪长岩、赞歧岩、富铌火山岩、S型花岗岩和紫苏花岗岩的报道(简平等, 2005; 贺元凯等, 2010; Ma et al., 2013)。其中绿岩带形成于2.5~2.6Ga(陈亮, 2007; Jian et al., 2012; 刘利等, 2012)，TTG片麻岩形成于2.51~2.54Ga(张维杰等, 2000; Jian et al., 2012)，高镁闪长岩及赞歧岩类形成于2.52~2.56Ga(简平等, 2005; Jian et al., 2012)，而紫苏花岗岩及S型花岗岩形成于2.53~2.55Ga(贺元凯等, 2010; Ma et al., 2013)。麻粒岩原岩可能是基性-酸性火山岩(马铭株, 2015)，形成时代为2.55~2.60Ga；在2.45~2.50Ga火山岩发生了麻粒岩相变质作用，P-T-t轨迹为逆时针，峰期变质温度和压力分别为880℃和1.09GPa(金巍等, 1991; 金巍和李树勋, 1996; 蒙炳儒, 2007)。阿拉善地区早前寒武纪基底主要为深成片麻岩(Zhang et al., 2013)，其形成时代约为2.5Ga。阴山陆块TTG片麻岩及花岗岩类岩浆锆石的εHf(t)和全岩εNd(t)均以正值为主，少量为负值，单阶段模式年龄范围为2.62~3.12Ga(Zhang et al., 2014; 马铭株等, 2013; 马铭株, 2015; Chen et al., 2017b)。
孔兹岩带是一条东西向展布，由阴山陆块和鄂尔多斯陆块在古元古代碰撞所形成的构造带，主体岩石组合为孔兹岩系，此外还出露S型花岗岩及花岗片麻岩等。按孔兹岩系出露情况该带由东向西被划分为集宁杂岩、大青山杂岩、乌拉山杂岩、千里山杂岩和贺兰山杂岩(Zhao et al., 1999, 2005)。孔兹岩系主要为富石墨泥质片麻岩、石榴夕线片(麻)岩、浅粒岩、大理岩和少量斜长角闪岩等(赵国春, 2009)。前人对孔兹岩带副变质岩内碎屑锆石的研究将孔兹岩系的沉积时代限定在1.95~2.0Ga(吴昌华等, 2006; 董春艳等, 2007; Wan et al., 2006, 2009; 张成立等, 2018)；麻粒岩相变质作用发生在1.95Ga和1.85Ga(Zhao et al., 2005, 2012; Yin et al., 2011; 蔡佳等, 2015)。大青山-乌拉山地区还发育有2.4~2.5Ga的花岗质和辉长质岩浆作用(吴昌华, 2007; 刘建辉等, 2013; 刘平华等, 2013; Wan et al., 2013)和1.95Ga花岗质岩浆作用，形成大量花岗片麻岩及辉长岩。其中2.4~2.5Ga花岗片麻岩发生多期韧性变形及深熔作用(Liu et al., 2014, 2017)。此外，集宁地区也发育有1.89~1.92Ga花岗质岩浆作用，形成S型花岗岩、淡色花岗岩和正长花岗岩侵入体。孔兹岩带泥质麻粒岩P-T-t轨迹近乎全为近等温降压(ITD)顺时针型，记录的峰期温度为890℃，压力为1.0GPa(杨振升等, 2006)；集宁、大青山、贺兰山地区的泥质麻粒岩还记录了一期约1.92Ga的超高温变质事件(Santosh et al., 2007; Guo et al., 2012; Liu et al., 2012; Jiao and Guo, 2011; Li and Wei, 2016; Gou et al., 2019)。孔兹岩带内古元古代早期花岗片麻岩的锆石εHf(t)多数为正值，少数为负值，二阶段模式年龄范围为2.6~2.9Ga(Liu et al., 2017)。
固阳-武川地区由于太古代基底出露的完整性受到前人广泛的关注，已经积累了大量的研究资料。该地区早前寒武纪基底主要为新太古代花岗-绿岩地体，高级变质杂岩，麻粒岩和紫苏花岗岩(马旭东等, 2013)。花岗-绿岩地体由绿岩带、TTG片麻岩及闪长岩构成，主体分布于固阳地区：其中绿岩带以斜长角闪岩、英安岩、石英岩、大理岩为主；闪长岩包括高镁闪长岩、赞歧岩、镁质埃达克岩等。麻粒岩-紫苏花岗岩主要分布在武川地区，原岩为一套火山岩夹碎屑岩组合(蒙炳儒, 2007)。Jian et al. (2012)对固阳-武川新太古代岩浆事件总结后发现，该地区在2.50~2.55Ga先后经历多期岩浆作用形成镁质埃达克岩、花岗岩、高镁安山岩、TTG和玄武-英安岩。此外，其他学者还发现此地区发育新太古代2.47~2.58Ga安山质和玄武质岩浆作用(张永清等, 2006; 陈亮, 2007; Zhang et al., 2014; Wang et al., 2015; Chen et al., 2017a)。此地区新太古代S型花岗岩、变辉长岩和角闪石岩的地球化学特征类似，均呈现出轻稀土相对富集，重稀土和高场强元素相对亏损的特征(贺元凯等, 2010; Jian et al., 2012; Ma et al., 2013; Wang et al., 2015)。张成立等(2018)对前人在阴山陆块关于锆石Hf同位素及全岩Nd同位素的总结中发现，TTG片麻岩的锆石εHf(t)大多数为正值，少数为负值；同期变辉长岩、角闪石岩等基性岩锆石的εHf(t)均为正值，单阶段模式年龄为2.81~2.68Ga，全岩εNd(t)均为正值。固阳地区绿岩带在2.45~2.54Ga经历了绿片岩相-低角闪岩相变质作用，武川地区麻粒岩地体经历了高角闪岩相-麻粒岩相变质作用的改造(马旭东等, 2013)。麻粒岩相变质作用分为两个阶段，第一阶段变质作用P-T-t轨迹为逆时针，与俯冲作用相关；第二阶段变质作用P-T-t轨迹为顺时针，与碰撞造山作用有关，表明固阳-武川地区新太古代末构造-热事件可能反映了板块俯冲到陆陆碰撞的过程(马旭东等, 2013)。从岩石组合上来说，新太古代末富铌玄武岩、高镁安山岩、安山岩、赞歧岩的出现均指示其构造环境与大洋俯冲消减密切相关(张维杰等, 2000; 简平等, 2005; Jian et al., 2012; Ma et al., 2013, 2014; Chen et al., 2017a)。
研究区内主要出露新太古代地层包括五台群、乌拉山岩群，中-新元古代、中新生代地层，高级变质杂岩地体及太古代-中生代侵入岩。五台群由一套中等变质的片麻岩、片岩、大理岩、千枚岩和少量磁铁石英岩组成。受侵入体的破坏，地层支离破碎，大部分呈捕掳体或残留顶盖零星分布。乌拉山岩群为一套深变质的黑云斜长片麻岩、黑云斜长角闪岩、黑云二长片麻岩夹薄层石英岩及大理岩透镜体，受到多次晚期岩浆事件的影响，普遍发生混合岩化，主体分布于乌拉山西山咀和全胜西沟地区。中-新元古代地层出露有渣尔泰群和白云鄂博群：渣尔泰群主要由一套变质级别较低的石英岩、结晶灰岩、板岩及片岩组成；白云鄂博群主要由石英岩、变质砂岩、炭质板岩、灰岩、绿帘石岩组成，主要分布于东都拉哈拉、巴彦布拉格、呼吉尔图及长黑山地区。太古代侵入岩零星出露于研究区内，仅在柳林沟-根皮召呈较大规模岩枝状岩体沿东西向分布，岩体出露面积约5km2。侵入岩主体岩性为片麻状霓辉钾长花岗岩、英云闪长岩、角闪二长花岗岩、花岗闪长岩、角闪花岗岩等，分布于固阳以北席麻塔-仁太和地区、柳林沟-根皮召地区及固阳以东大老虎店-新店地区，多为片麻状构造，少数呈现出强糜棱岩化，说明其遭受后期构造改造强烈。新太古代侵入岩多被未变形的古生代及中生代侵入岩侵入(内蒙古自治区地质局, 1966①, 1971②, 1972③, 1980④; 张维杰等, 2000; 简平等, 2005)。
① 内蒙古自治区地质局. 1966. 1:20万达尔罕茂明安联合旗幅地质图
② 内蒙古自治区地质局. 1971. 1:20万四子王旗幅地质图
③ 内蒙古自治区地质局. 1972. 1:20万固阳幅地质图
④ 内蒙古自治区地质局. 1980. 1:20万五原县幅地质图
2 样品描述本次研究我们对分布在阴山陆块南缘的10个样品进行了分析(图 2a, b)，其野外露头及镜下相关照片如图 3和图 4所示。其中固阳地区采集样品编号为13ZB37-3、13ZB44-1和13ZB44-2，经纬度范围为：41°9′29″~41°38′48″N、110°2′44″~111°17′36″E。样品13ZB37-3为英云闪长岩，在野外与元古代片岩不整合接触，后期构造变形的叠加使得二者的原始关系较难辨认。矿物含量石英50%，钾长石5%，斜长石25%，黑云母10%，角闪石7%，不透明矿物3%。岩石为中细粒结晶结构，块状构造。样品13ZB44-1和13ZB44-2产出于新太古代侵入岩体，野外可见岩体发生深熔作用，形成较明显深熔条带，出露宽度约15m。13ZB44-1岩性为黑云角闪斜长片麻岩，石英含量35%，黑云母20%，角闪石25%，斜长石20%，细粒变晶结构，片麻状构造；13ZB44-2岩性为英云闪长岩，石英40%，斜长石30%，黑云母10%，角闪石20%，中细粒结晶结构，块状构造。武川地区采集样品编号13ZB66-1，经纬度为：41°23′50″N、111°18′36″E，岩性为角闪二长花岗岩，石英40%，斜长石25%，正长石15%，黑云母10%，角闪石10%，中粒结晶结构，块状构造。本文所有矿物代号均采用Whitney and Evans (2010)的资料。
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图 2 固阳-武川及乌拉特后旗地区区域地质简图(a, 据Jian et al., 2012修改; b, 据内蒙古自治区地质局, 1981①修改) Fig. 2 Simplified geological map of the Guyang-Wuchuan and Wulatehouqi (a, modified after Jian et al., 2012) |
① 内蒙古自治区地质局. 1981. 1:20万临河县幅地质图
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图 3 变花岗岩及斜长角闪岩野外照片 Fig. 3 Field photographs of meta-granitic rocks and amphibolites |
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图 4 变花岗岩及斜长角闪岩的镜下照片 Qz-石英；Bi-黑云母；Ms-白云母；Pl-斜长石；Hb-角闪石；Kf-钾长石 Fig. 4 Microscope pictures of meta-granitic rocks and amphibolites Qz-quartz; Bi-biotite; Ms-muscovite; Pl-plagioclase; Hb-hornblende; Kf-K-feldspar |
乌拉特中旗地区样品编号15ZB27-1、15ZB27-2、15ZB27-3和15ZB28-2，经纬度为：41°45′11″N、108°3′50″E，它们的野外露头较差，规模较小，其围岩不可见，根据区域地质图它们均与白云鄂博群哈拉霍疙特组不整合接触。其中15ZB27-1为含角闪英云斜长片麻岩，石英55%，斜长石20%，黑云母20%，角闪石5%，中粒变晶结构，弱片麻状构造。15ZB27-2为黑云角闪片岩，石英20%，斜长石15%，黑云母25%，角闪石40%，鳞片变晶结构，片状构造。15ZB27-3为角闪石岩，角闪石含量大于90%，石英含量10%，粗粒结晶结构，块状构造；15ZB28-2为角闪黑云斜长片岩，石英含量30%，黑云母40%，角闪石30%，斜长石含量10%，鳞片变晶结构，片状构造。
乌拉特后旗地区采集样品编号为15ZB15-1和15ZB20-3，经纬度范围为：41°6′29″~41°18′19″N、107°4′39″~108°3′50″E。其中15ZB15-1产出于渣尔泰群增隆昌组地层中，15ZB20-3与渣尔泰群一段角度不整合接触，岩性均为斜长角闪岩，细粒变晶结构，块状构造，角闪石30%~40%、斜长石40%~45%、石英20%~25%，不透明矿物5%~10%。
我们对上述样品进行了全岩地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究，可以为阴山陆块新太古代末岩浆弧的空间范围提供新的证据，这对于进一步了解地球早期板块构造的启动时间具有一定的意义。
3 分析方法全岩化学前处理与主微量元素测定在南京聚谱检测科技有限公司完成。使用安捷伦公司5110型ICP-OES测定SiO2、Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO、MnO、Na2O、P2O5与TiO2含量，AGV-2(安山岩)与BHVO-2(玄武岩)测试结果与推荐值基本一致，测试结果相对误差小于2%。对于微量元素，使用Agilent 7700X ICP-MS测定微量元素含量。
锆石分选工作在河北省区域地质调查研究院实验室完成，将样品破碎到30~40目，通过标准的重液及电磁分选，之后手工从重矿物中挑选出单颗粒锆石，并在双目镜下固定于透明胶带。再灌入环氧树脂固定锆石并抛光制成标准锆石靶，之后利用透射光和反射光对制成的锆石靶进行显微照相，初步获得锆石表面和内部结构信息。锆石的阴极发光显微照相是在南京宏创地质勘查技术服务有限公司通过场发射扫描电镜MIRA3 TESCAN搭配CL探头完成。锆石测点选择原则：结合锆石透射光和阴极发光图像选取无明显裂隙和包体，结构清晰均匀的位置进行之后的U-Pb定年工作。原始的测试数据经过ICPMSDataCal软件离线处理完成(Liu et al., 2010)。年龄计算及谐和图的绘制使用ISOPLOT(version 3.0; Ludwig, 2003)软件完成。
本次测试对所有样品锆石微量元素进行了测定。测试点选在与U-Pb测点具有同样阴极发光图像特征的区域，以NIST610为外标、以Si为内标标定锆石中的Pb元素含量，以Zr为内标标定锆石中其余微量元素含量。数据中如果出现P、Ca、Ti或Th的异常高值，我们认为分别与锆石中磷灰石、斜长石、金红石以及独居石的微小包体有关，因此此点的数据会舍去。
锆石原位Lu-Hf同位素分析在南京聚谱检测科技有限公司利用Nu Plasma ⅡMC-ICP-MS及配套的Analyte Excite 193nm激光剥蚀系统完成。测试中选择与U-Pb测点具有相同阴极发光图像特征区域作为测点，束斑大小50μm，频率为9Hz，使用MC-ICP-MS测定元素比值。εHf值使用Toft and Albarede (1997)报道的球粒陨石176Hf/177Hf和176Lu/177Hf值计算。分别采用Amelin et al. (2000)和Griffin (2002)的公式和推荐值计算亏损地幔模式年龄(tDM)和地壳模式年龄(tDMC)。
4 分析结果 4.1 主、微量元素特征主量元素含量详见表 1。本次采集样品中变质酸性岩SiO2含量变化较大(68.06%~76.38%)，较富Al2O3(13.60%~15.69%)，低TiO2(0.03%~0.25%)、MgO(0.18%~0.98%)、CaO(0.69%~4.70%)和K2O+Na2O(6.13%~7.37%)。由于后期变质变形作用影响很难判断本次采集样品为侵入岩或喷出岩，为了去除后期活动性流体的影响我们利用高场强元素Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001进行岩浆岩分类投图(图 5a)，其中13ZB37-3和13ZB66-1为粗面安山岩或相应侵入岩，13ZB44-2和15ZB27-1为安山岩或相应侵入岩；在A/CNK图解中主要落入准铝质系列(图 5b)。在Harker图解中大多数氧化物MgO、Al2O3、CaO、K2O、P2O5与SiO2呈负相关，而Na2O呈正相关，TiO2和FeO无明显趋势(图略)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 6a)，4个样品均表现出Th、U、Pb、Zr和Hf富集，Nb、Ta、Ti和HREE亏损的特征。样品的稀土元素总量为38×10-6~81×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图 6b)，所有样品稀土元素配分均呈右倾，轻重稀土中等分异((La/Yb)N=7.24~119.9)，重稀土相对平坦((Gd/Yb)N=1.32~5.20)。粗面岩样品(13ZB37-3)具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.58)，其余样品均表现出Eu明显正异常(Eu/Eu*=1.54~2.07)。
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表 1 变花岗岩和斜长角闪岩主量(wt%)、微量和稀土(×10-6)元素含量 Table 1 Major element (wt%), trace and rare earth element (×10-6) compositions of meta-granitic rocks and amphibolites |
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图 5 新太古代末期变质花岗岩分类图解 (a)高场强元素分类(Winchester and Floyd, 1977)；(b) A/CNK-A/NK图解(Maniar and Piccoli, 1989)；(c)标准矿物An-Ab-Or图解(Barker, 1979)；(d) A型花岗岩与I & S型花岗岩的界线引自Whalen et al. (1987). 前人数据引自Ma et al., 2013, 2016; Zhang et al., 2013, 2014; Wang et al., 2015; Chen et al., 2017a; Liu et al., 2017; Ouyang et al., 2020; Ouyang and Guo, 2020; 后图同 Fig. 5 Classification diagrams of Late Neoarchean meta-granitic rocks (a) chemical classification of HFSE (Winchester and Floyd, 1977); (b) A/CNK vs. A /NK diagram (Maniar and Piccoli, 1989); (c) An-Ab-Or diagram (Barker, 1979); (d) the boundary between A-type granite and I & S-type granite is cited from Whalen et al. (1987). Previous data cited from Ma et al., 2013, 2016; Zhang et al., 2013, 2014; Wang et al., 2015; Chen et al., 2017a; Liu et al., 2017; Ouyang et al., 2020; Ouyang and Guo, 2020; The next figure is the same |
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图 6 花岗片麻岩(a、b)及斜长角闪岩(c、d)的原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Primitive mantle-normalized spider diagrams and chondrite-normalized REE patterns for meta-granitic rocks (a, b) and amphibolites (c, d) from this paper and previous data (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
变质中性岩样品SiO2含量比较均一(57.39%~61.25%)，较富Al2O3(11.48%~19.31%)，MgO(2.16%~8.30%)、CaO(0.26%~7.60%)含量变化较大，较贫K2O+Na2O(4.18%~7.57%)，贫TiO2(0.51%~0.96%)。利用高场强元素Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001进行投图(图 5a)，变中性岩样品均为安山岩或相应侵入岩，在A/CNK图解中主要落入偏铝质系列(图 5b)。对变质安山岩样品进行Harker投图，氧化物MgO、CaO、FeO、P2O5与SiO2呈负相关，而TiO2、Al2O3、K2O呈正相关(图略)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 6a)，变质安山岩表现出较为明显的Nb、Ta、Ti、Sr和Ba的亏损，Th、U和Pb的富集。稀土元素总量136×10-6~267×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图 6b)，所有样品稀土元素配分图均呈右倾，轻重稀土中等分异((La/Yb)N=3.99~9.47)，重稀土相对平坦((Gd/Yb)N=1.58~1.96)，所有样品表现出明显Eu负异常(Eu/Eu*=0.52~0.62)。
斜长角闪岩样品SiO2含量比较均一(50.63%~54.72%)，较富Al2O3(12.41%~17.00%)、CaO(6.77%~9.28%)，较贫MgO(3.72%~5.63%)、K2O+Na2O(3.64%~6.60%)，Mg#值较高(52~64)。在Nb/Y对Zr/TiO2×0.0001图解中所有斜长角闪岩均为玄武岩/英安岩或相应侵入岩(5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(6c)，所有斜长角闪岩样品均呈右倾的分配模式，表现出较为明显的Ba、Nb、Ta、Zr、Hf和Ti的亏损，Rb、Th、U和Pb的富集。斜长角闪岩稀土元素总量146×10-6~171×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(6d)，所有样品稀土元素配分均呈右倾，轻重稀土弱到中等分异((La/Yb)N=9.49~14.2)，重稀土相对平坦((Gd/Yb)N=1.81~2.19)，所有样品表现出微弱到明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.57~0.98)。
4.2 锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征 4.2.1 固阳地区锆石U-Pb年龄数据详见表 2。样品13ZB37-3岩性为英云闪长岩。绝大多数锆石呈半自形至自形，长50~150μm，振荡环带明显(图 7a)。Th/U比值0.19~1.35，多数大于0.5，与典型的花岗质岩浆锆石一致。锆石微量元素数据详见章节4.3，本节仅列代表性数据。稀土元素总量为159×10-6~950×10-6，Eu的负异常较明显(Eu/Eu*=0.23~0.64)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=4.15~342)。此样品中一共在30颗锆石测试了30个点，其中1个数据由于不谐和度超过37%而舍去；6个较老的数据年龄范围是2561~2639Ma，我们解释为继承锆石年龄；5个较年轻的数据可能经历了不同程度的Pb丢失，年龄范围为2360~2460Ma；剩余19个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2440~2533Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2504±10Ma(MSWD=1.5)；18个与谐和线相交数据得出的谐和年龄为2499±12Ma(MSWD=3.7)，两者在误差范围内一致，因此我们认为2499±12Ma代表了英云闪长岩的形成年龄。
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表 2 变花岗岩与斜长角闪岩锆石U-Pb同位素数据 Table 2 U-Pb isotopic compositions of zircons from meta-granitic rocks and amphibolites |
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图 7 固阳地区花岗片麻岩岩浆锆石CL图(年龄单位为Ma)及年龄谐和图 Fig. 7 Cathodoluminescence images (the age unit is Ma) and concordia diagrams of magmatic zircons from meta-granitic rocks of Guyang |
英云闪长岩中13个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281225~0.281327，13个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2465~2639Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+1.5~+7.1，tDMC为2.67~2.91Ga。
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表 3 变花岗岩与斜长角闪岩岩浆锆石Hf同位素组成 Table 3 Hf isotope compositions of magmatic zircons from meta-granitic rocks and amphibolites |
样品13ZB44-1岩性为黑云角闪斜长片麻岩。绝大多数锆石呈浑圆状，长50~150μm，振荡环带明显(图 7b)；Th/U比值0.43~1.16，绝大多数比值大于0.5，与典型的花岗质岩浆锆石一致。稀土元素总量为351×10-6~803×10-6，Eu的负异常较明显(Eu/Eu*=0.37~0.75)，重稀土配分曲线一致且较陡，Ce正异常明显(Ce/Ce*=2.09~116)。此样品中一共在30颗锆石测试了30个点，其中3个较老的数据年龄范围是2608~2632Ma，我们解释为继承锆石；3个较年轻的数据经历了不同程度的Pb丢失，年龄范围为2412~2466Ma；剩余24个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2549~2576Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2551±15Ma(MSWD=2.6)，22个与谐和线相交数据得出的谐和年龄2546±14Ma(MSWD=2.0)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2546±14Ma代表了花岗片麻岩的形成年龄。斜长片麻岩中10个锆石Lu-Hf测点的结果变化较大，详见表 3。其中4个测点它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281115~0.281173，这4个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2482~2576Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为-6.7~-0.4，tDMC为3.06~3.45Ga。剩余6个测点的(176Hf/177Hf)i比值为0.281136~0.281197，单测点锆石U-Pb年龄为2482~2576Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+0.5~+4.3，tDMC为2.75~3.03Ga。
样品13ZB44-2岩性为英云闪长岩。绝大多数锆石呈浑圆状或长柱状，长70~150μm；多数颗粒具有明显振荡环带，极少数颗粒振荡环带不明显(图 7c)；Th/U比值0.11~1.29，大多数大于0.5，与典型花岗质岩浆锆石一致。稀土元素总量为412×10-6~605×10-6，Eu的负异常明显(Eu/Eu*=0.12~0.44)，少数测点具正异常(Eu/Eu*=0.71~1.05)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.63~55.0)。此样品中一共在30颗锆石测试了30个点，其中5个数据不谐和度超过13%而舍去；2个较年轻的数据年龄范围是2422~2423Ma，经历了不同程度的Pb丢失；剩余23个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2457~2505Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2482±15Ma(MSWD=2.2)；10个与谐和线相交数据得出的谐和年龄2503±5Ma(MSWD=1.4)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2503±5Ma代表了英云闪长岩的形成年龄。英云闪长岩5个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281219~0.281320，5个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2466~2505Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+0.9~+4.9，tDMC为2.70~2.94Ga。
样品13ZB66-1岩性为角闪二长花岗岩。多数锆石呈浑圆状，长60~200μm，振荡环带较明显(图 7d)；Th/U比值0.08~0.73，与典型花岗质岩浆锆石一致。稀土元素总量为194×10-6~749×10-6，Eu的负异常明显(Eu/Eu*=0.16~0.54)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=10.7~714)。此样品中一共在30颗锆石测试了30个点，其中1个较老的数据年龄2585Ma，我们解释为继承锆石；2个数据不谐和度超过13%而舍去；1个较年轻的数据经历了一定程度的Pb丢失，年龄为2426Ma；剩余26个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2489~2558Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2514±16Ma(MSWD=3.7)；15个与谐和线相交数据得出的加权平均年龄2503±11Ma(MSWD=4.7)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2503±11Ma代表了二长花岗岩的形成年龄。二长花岗岩10个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281214~0.281317，10个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2472~2558Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+1.3~+6.0，tDMC为2.68~2.91Ga。
4.2.2 乌拉特中旗地区样品15ZB27-1岩性为英云斜长片麻岩，多数锆石呈浑圆状，长70~150μm；绝大多数锆石颗粒核部具有明显振荡环带(图 8a)，边部由无明显结构的变质锆石包裹，但其边部较窄无法获得变质年龄；锆石Th/U比值主体在0.10~0.88(其中1个测点为1.44)，为典型岩浆锆石成因。稀土元素总量为144×10-6~504×10-6，Eu的负异常明显(Eu/Eu*=0.21~0.64)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=69.0~758)。此样品中一共在30颗锆石测试了30个点，其中1个数据不谐和度超过11%而舍去；3个较年轻的年龄数据范围1913~2320Ma，结合CL图像我们认为1913Ma和1919Ma可能为变质年龄，2320Ma是Pb丢失的结果。剩余32个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2451~2555Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2505±12Ma(MSWD=2.5)；13个谐和年龄的加权平均年龄为2523±13Ma(MSWD=6.3)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2523±13Ma代表了英云斜长片麻岩原岩的形成年龄。斜长片麻岩11个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281281~0.281331，11个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2447~2555Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+2.2~+6.1，tDMC为2.67~2.83Ga。
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图 8 乌拉特中旗花岗片麻岩和角闪石岩岩浆锆石和变质锆石CL图(年龄单位为Ma)及年龄谐和图 Fig. 8 Cathodoluminescence images (the age unit is Ma) and concordia diagrams of metamorphic and magmatic zircons from meta-granitic rocks and amphibolites of Wulatezhongqi |
样品15ZB27-2岩性为黑云角闪片岩，多数锆石呈浑圆状，长100~200μm，所有锆石颗粒核部具有明显振荡环带(图 8b)，边部多由发光性较强无明显结构变质锆石包裹，但其边部较窄无法获得变质年龄；锆石Th/U比值0.15~1.05，多数大于0.5，为典型花岗质锆石。稀土元素总量为226×10-6~642×10-6，Eu的负异常较明显(Eu/Eu*=0.32~0.67)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=13.7~824)。此岩浆锆石一共测试35个点，其中3个较年轻的年龄数据范围1903~1924Ma，结合CL图像我们认为1913~1924Ma为变质年龄。剩余32个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2468~2536Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2508±10Ma(MSWD=6.7)；15个谐和年龄的加权平均年龄为2492±14Ma(MSWD=8.0)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2492±14Ma代表了角闪片岩原岩的侵位年龄。黑云角闪片岩10个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281255~0.281311，10个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2451~2532Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+1.9~+5.2，tDMC为2.71~2.86Ga。
样品15ZB27-3为角闪石岩，多数锆石呈浑圆粒状；少数为长粒状，符合典型变质锆石形状，长50~200μm；多数锆石颗粒无振荡环带(图 8c)，发光性弱；锆石Th/U比值0.15~0.71，多小于0.5，明显小于典型基性岩岩浆锆石Th/U比值(0.8~1.0)，而且Th/U比值与Hf含量无相关性；此外，CL图像下锆石多具有继承锆石核，核部与幔部或边部界限分明，因此解释为变质锆石成因(Kirkland et al., 2015)。稀土元素总量为297×10-6~666×10-6，Eu负异常较明显(Eu/Eu*=0.29~0.72)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=6.50~413)。此样品中一共在34颗锆石测试了34个点，其中1个数据由于不谐和度超过18%而舍去；25个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2435~2516Ma，它们的CL图像具有模糊的振荡环带，Th/U比值集中在0.2~0.5，这些都是介于变质生长锆石与岩浆锆石之间的特征。Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.29~0.60)、Ce正异常明显(Ce/Ce*=6.50~475)，(Lu/Gd)N比值较高(35~58)，这些都是岩浆锆石的典型特征，所以我们认为这组年龄可能是经历过变质重结晶改造的岩浆年龄；更老的2个锆石年龄范围为2544~2560Ma(#3，#23)，CL图像下具有较清晰的振荡环带，外部形态为浑圆状，因此可能代表了最接近岩浆锆石的形成年龄；剩余5个较年轻的年龄数据范围为1888~1915Ma，结合CL图像无振荡环带，我们认为1888~1915Ma为变质年龄，这5个谐和数据拟合的不一致线上交点年龄为1899±57Ma(MSWD=5.7)，加权平均年龄为1903±20Ma(MSWD=1.3)。25个谐和或较谐和的年龄拟合的不一致线上交点年龄为2488±11Ma(MSWD=6.1)；18个谐和年龄的加权平均年龄为2485±18Ma(MSWD=6.0)，两者在误差范围内保持一致，所以我们认为2485±18Ma代表了角闪石岩第一期的变质年龄，1903±20Ma代表了第二期变质作用的时间。角闪石岩14个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281213~0.281367，14个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2440~2516Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+2.1~+4.4，tDM1为2.63~2.71Ga。
样品15ZB28-2岩性为角闪黑云斜长片岩，多数锆石呈浑圆状，长50~150μm；大多数锆石颗粒核部具有较明显振荡环带(图 8d)；锆石Th/U比值0.18~0.99，多大于0.5，为典型花岗质岩浆锆石成因。稀土元素总量为435×10-6~572×10-6，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.39~0.47)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=24.5~333)。此样品中一共在40颗锆石测试了40个点，其中1个数据由于不谐和度超过14%而舍去；2个较年轻的年龄数据范围2358~2402Ma，经历了不同程度的Pb丢失；剩余37个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2455~2516Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2487.5±7.8Ma(MSWD=1.7)；32个谐和年龄的加权平均年龄为2491±5Ma(MSWD=1.1)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2491±5Ma代表了黑云角闪斜长片麻岩原岩的形成年龄。角闪黑云斜长片岩10个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281262~0.281294，10个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2482~2516Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+2.5~+3.7，tDMC为2.78~2.83Ga。
4.2.3 乌拉特后旗地区样品15ZB15-1岩性为斜长角闪岩。绝大多数锆石呈浑圆状，少数呈不规则粒状，长30~120μm；多数颗粒核部具有明显振荡环带(图 9a)，被边部发光性较强的无明显结构的变质锆石边包裹，但其边部较窄无法获得变质年龄；锆石Th/U比值0.15~2.23，多大于1，Th/U-Hf呈负相关，为典型辉长质岩浆锆石。稀土元素总量为232×10-6~1145×10-6，Eu的负异常较明显(Eu/Eu*=0.43~0.69)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.52~142)。此样品中一共在26颗锆石测试了26个点，其中3个数据不谐和度超过18%而舍去；1个较年轻的数据年龄781Ma，可能经历了较强烈的Pb丢失；1个较老的年龄数据2595Ma；剩余21个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2457~2531Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2502±14Ma(MSWD=3.2)；13个谐和年龄的加权平均年龄为2495±13Ma(MSWD=3.4)，两者在误差范围内一致，所以我们认为2495±13Ma代表了斜长角闪岩原岩的形成年龄。
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图 9 乌拉特后旗斜长角闪岩岩浆锆石CL图(年龄单位为Ma)及年龄谐和图 Fig. 9 Cathodoluminescence images (the age unit is Ma) and concordia diagrams of magamatic zircons from amphibolites of Wulatehouqi |
样品15ZB20-3岩性为斜长角闪岩。多数锆石呈浑圆状，少数呈不规则状，长60~100μm；多数颗粒核部具有明显振荡环带(图 9b)，边部被发光性较强的无明显结构的变质锆石边包裹，但其边部较窄无法获得变质年龄；锆石Th/U比值0.26~1.82，多数大于1，Th/U-Hf呈负相关，为典型辉长质岩浆锆石。稀土元素总量为225×10-6~898×10-6，Eu的负异常较明显(Eu/Eu*=0.21~0.69)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=12.05~131)。此样品中一共在28颗锆石测试了28个点，其中2个数据不谐和度超过17%而舍去；4个较老的年龄数据范围2615~2689Ma，我们解释为继承锆石；剩余22个谐和或较谐和的测试点207Pb/206Pb年龄范围为2490~2589Ma，拟合的不一致线上交点年龄为2544±12Ma(MSWD=3.4)；19个谐和年龄的加权平均年龄为2527±20Ma(MSWD=7.4)，两者在误差范围内保持一致，所以我们认为2527±20Ma代表了斜长角闪岩原岩的形成年龄。
斜长角闪岩10个锆石Lu-Hf测点的结果较为一致，详见表 3。它们的(176Hf/177Hf)i比值为0.281244~0.281329，10个测点的207Pb/206Pb年龄范围为2461~2589Ma，利用单测点锆石U-Pb年龄计算出的εHf(t)值为+1.7~+6.3，tDM1为2.61~2.73Ga。
4.3 锆石微量元素锆石的微量元素含量通过LA-ICP-MS测定，部分数据见电子版附表 1，测点与锆石U-Pb定年相同，本次测试一共测定了180颗岩浆锆石和变质锆石。
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附表 1 变花岗岩和斜长角闪岩锆石的微量元素含量(×10-6) Appendix Table 1 Trace element compositions(×10-6) of zircons from meta-grantic rocks and amphibolites |
本次研究变质中酸性岩和斜长角闪岩的岩浆锆石均具有较明显振荡环带，微量元素表现出重稀土富集，轻稀土相对亏损((La/Yb)N=7.2×10-6~19×10-3)，Eu负异常较明显(Eu/Eu*=0.12~1.05)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.63~1386)的特征，上述特征均为典型火成岩岩浆锆石特征(Hoskin and Ireland, 2000; Grimes et al., 2015)。其中变质花岗岩中岩浆锆石的Th含量相对较低(25×10-6~492×10-6)，U含量相对较高，变化范围较大(50×10-6~873×10-6)，Th/U比值变化范围也较大(0.08~1.35，以0.3~0.7为主)。这些岩浆锆石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图略)，轻稀土相对亏损，重稀土相对富集，但重稀土富集程度相对较低(Pr/Yb×103=0.04~9.29，∑HREE=117×10-6~593×10-6)轻重稀土分异强((La/Yb)N=9.7×10-6~19×10-3)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.70~1412)，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.12~0.64)。
变质闪长岩的岩浆锆石Th含量相对较低(43×10-6~226×10-6)、U含量相对较高(99.3×10-6~594×10-6)，Th/U比值变化较大(0.26~1.02，以0.3~0.7为主)。这些岩浆锆石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图略)，轻稀土相对亏损，重稀土相对富集，重稀土富集相对较明显(Pr/Yb×103=0.10~3.12，∑HREE=197×10-6~788×10-6)，轻重稀土分异弱((La/Yb)N=7.2×10-6~19×10-1)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=2.09~824)，Eu负异常较明显(Eu/Eu*=0.32~0.75)。斜长角闪岩岩浆锆石的Th含量较高(13×10-6~587×10-6)、U含量较低(27×10-6~467×10-6)，Th/U比值变化较大(0.26~2.53，多大于1)，这些岩浆锆石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图略)，轻稀土相对亏损，重稀土相对富集并且平坦(Pr/Yb×103=0.05~19.8，∑HREE=224×10-6~780×10-6)，轻重稀土分异较强((La/Yb)N=5.3×10-5~3.4×10-3)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.52~142)，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.21~0.69)。角闪石岩(15ZB27-3)变质锆石的CL图像中无振荡环带或振荡环带较模糊，Th含量较低(50×10-6~328×10-6)，U含量较高(178×10-6~1402×10-6)，锆石Th/U比值比较均一(0.14~0.76，多小于0.5)。这些变质锆石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图略)，轻稀土相对亏损，重稀土相对富集并且平坦(Pr/Yb×103=0.05~2.34，∑HREE=288×10-6~650×10-6)，轻重稀土分异较强((La/Yb)N=1.7×10-5~1.0×10-3)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=6.62~413)，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.29~0.72)。稀土元素总量为297×10-6~665×10-6，Eu负异常较明显(Eu/Eu*=0.29~0.72)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=6.62~413)。
利用锆石Ti温度计可以对岩浆锆石和变质锆石的结晶温度进行估算(Ferry and Watson, 2007)。由于镜下未观察到金红石、钛铁矿及榍石的出现，因此aTiO2取0.5。本次研究的样品都经历了至少角闪岩相以上的变质作用且SiO2含量变化较大，因此利用CIPW标准矿物计算它们的初始矿物组合。其中斜长角闪岩均含有少量石英和紫苏辉石，其它样品均落入花岗岩或闪长岩区域，表明初始矿物组合中很有可能含有石英，因此设定aSiO2=1.0是比较适合的。由此计算获得的变质花岗岩岩浆锆石的结晶温度为589~950℃(主要集中在650~750℃)；变质闪长岩岩浆锆石的结晶温度相较于变质花岗岩范围较小但整体温度有所升高，为624~881℃(主要集中在680~750℃)；斜长角闪岩岩浆锆石的结晶温度最高，范围也较为集中，为577~798℃(主要集中在750~798℃)；角闪石岩变质锆石的结晶温度为631~813℃(主要集中在660~710℃)。
5 讨论 5.1 新太古代末期花岗质及基性岩浆事件的空间范围本次研究的样品可分为三个岩石系列：变质花岗岩、变质闪长岩和斜长角闪岩。其中变质花岗岩样品13ZB37-3、13ZB44-2、13ZB66-1、15ZB27-1的岩浆锆石U-Pb年龄范围为2499~2523Ma；它们的锆石CL图像振荡环带明显，Th/U比值为0.1~1.11，多介于0.3~0.6之间，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.12~0.64)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.70~1412)。变质闪长岩样品13ZB44-1、15ZB27-2、15ZB28-2的岩浆锆石U-Pb年龄范围为2491~2545Ma；它们的锆石CL图像振荡环带较明显，Th/U比值为0.15~1.16，多介于0.4~0.8之间，Ce正异常明显(Ce/Ce*=2.09~824)，Eu负异常明显(Eu/Eu*=0.05~0.37)，重稀土分配曲线一致且不平坦((Gd/Yb)N=0.02~0.12)。上述特征说明变质中酸性岩获得的年龄均为岩浆年龄。本次研究利用变质花岗岩及变质闪长岩中岩浆锆石的U-Pb年代学研究确定了固阳-武川-乌拉特中旗在新太古代末2491~2523Ma发生了一期广泛的中酸性岩浆事件。前人对此期岩浆事件也有相关报道，例如Ma et al. (2013)对固阳地区新太古代末闪长岩的年代学研究确定了此期岩浆事件发生于2465~2523Ma，Zhang et al. (2014)及Wang et al. (2015)对武川地区紫苏花岗岩和花岗片麻岩的岩浆锆石U-Pb定年确定了西乌兰不浪地区新太古代末于2512~2580Ma发生了一期岩浆事件(董晓杰等, 2012; Chen et al., 2017a)，Liu et al. (2017)与Ouyang et al. (2020)，Ouyang and Guo (2020)对大青山地区新太古代末花岗岩及闪长岩的年代学研究确定了一期2430~2502Ma花岗质-闪长质岩浆事件。我们本次的研究发现将这一期岩浆事件的空间分布范围向西扩展了约150km。
由于基性岩中硅不饱和难以结晶出锆石，早前寒武纪的样品又大多遭受了后期热液蚀变和变质作用的改造，可能会使锆石的U-Pb体系不再封闭，因此，对于早前寒武纪变质基性岩中锆石年龄的解释就需要更为谨慎。乌拉特后旗样品15ZB15-1与15ZB20-3为斜长角闪岩，根据锆石内部形态学结合CL图像，锆石主要由两部分组成，包括岩浆环带较明显，发光性强的核部区域(40μm左右)及发光较弱，结构模糊的边部区域(20~30μm)。其核部保留的岩浆环带表明该部分的U-Pb体系可能并未遭到后期热液蚀变及变质作用的破坏。此外，锆石核部的Th/U比值范围较大0.15~2.53，但多大于1，符合基性岩浆中结晶出的锆石的特征(Kirkland et al., 2015)。斜长角闪岩中岩浆锆石的Th/U比值与Hf含量呈明显负相关(图 10a, b)，Ce正异常明显(Ce/Ce*=3.52~142)，Eu负异常较明显(Eu/Eu*=0.21~0.69)，重稀土分配不平坦((Gd/Yb)N=0.05~0.18)也符合岩浆锆石的特征。锆石的(Sm/La)N及Ce#比值也可以判断岩浆锆石是否遭受后期热液蚀变的影响(Hoskin et al., 2005)。本此研究的斜长角闪岩岩浆锆石的(Sm/La)N比值绝大多数为8.55~387(1个测点为2.95)，Ce#为12.27~142，这远远高于遭受热液蚀变的岩浆锆石(1.5~4.4和1.8~3.5)。此外斜长角闪岩锆石的的Th/U-Y具有较为明显的正相关性也表明岩浆锆石的U-Pb体系并未受到破坏(Belousova et al., 2002; Möller et al., 2003; Schulz et al., 2006; Kirkland et al., 2015)。斜长角闪岩岩浆锆石的CL图像特征、Th/U比值与Hf，Th/U比值与Y关系图解及稀土元素特征，均表明我们本次获得的2495~2527Ma为斜长角闪岩原岩的结晶年龄。
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图 10 乌拉特后旗斜长角闪岩锆石Th/U-Hf (a)和Th/U-Y (b)图 Fig. 10 Diagrams of Th/U vs. Hf (a) and Th/U vs. Y (b) of zircon from amphibolites of Wulatahouqi |
前人在阴山陆块报道的新太古代末期的酸性岩浆事件的报道较多(简平等, 2005; 董晓杰等, 2012; Jian et al., 2012; Chen et al., 2017a)，但对同期基性岩浆事件的报道则相对较少；只有Wang et al. (2015)在西乌兰不浪地区利用变辉长岩与闪长质岩体的切割关系确定了变辉长岩形成于2580~2600Ma，表明此地区在新太古代末发生了一期基性岩浆事件(Zhang et al., 2014)，Ma et al.(2013, 2016)发现固阳地区出露有2500~2530Ma的斜长角闪岩。由此可见前人对于阴山陆块新太古代末岩浆事件的研究多集中于固阳-武川地区的变质中酸性岩石，而本次研究在以西的乌拉特中旗发现了新太古代末酸性岩浆事件的记录，在乌拉特后旗地区发现了新太古代末基性岩浆事件的记录；因此乌拉特后旗-乌拉特中旗-固阳-武川地区在地理位置上自西向东可连接成为约350km长的带状区域，表明阴山陆块新太古代末岩浆事件总体呈带状分布，这也符合新太古代末阴山陆块俯冲带的构造背景(马旭东等, 2013; Ma et al., 2014; Chen et al., 2017a; Wang et al., 2020)。此外本次研究还在乌拉特中旗角闪石岩(13ZB27-3)中获得一期2485±18Ma变质事件，这与阴山陆块新太古代晚期存在一期比岩浆事件稍晚的变质事件的地质认识也是一致的(Jian et al., 2012; Zhang et al., 2013; Liu et al., 2014, 2017)。
5.2 变质基性岩岩石成因及源区前人对阴山陆块高级变质杂岩中麻粒岩的变质作用的研究表明它们在新太古代末经历了两期变质作用的改造(金巍等, 1996; 蒙炳儒, 2007; 董晓杰等, 2012; 马旭东等, 2013)。本次研究的变质基性岩均遭受了新太古代末及后期变质作用的改造，在利用这些样品探讨其岩石成因时需要把受到后期变质作用改造较强烈的样品去除，并利用野外产状及岩石共生组合、岩石学标志、岩石化学及地球化学特征对变质岩原岩进行进一步的恢复(于炳松等, 2012)。烧失量(LOI)通常可以判断后期元素活动性的强弱，本次研究中只有斜长角闪岩15ZB20-3的烧失量为10.64%，后续讨论将不涉及此样品，其余样品烧失量均小于2%，说明这些样品在后期变质改造中元素迁移不强；此外样品15ZB15-1和15ZB27-3均无Ce#异常(Ce/Ce*=1.0、0.97)，表明岩石受到后期改造的程度较小，尤其稀土元素及高场强元素，因此后续将利用高场强元素及稀土元素来探讨岩石成因。斜长角闪岩样品采集自乌拉特中期和后旗地区，此地区早前寒武纪研究相对较为薄弱，而固阳-武川地区新太古代变质基性岩研究则比较深入，所以笔者首先对前人在固阳-武川地区相关变质基性岩样品数据进行了收集和统计，并将其与本次研究的样品进行对比。利用si对(al+fm)-(c+alk)变质原岩恢复图解确定其原岩类型，绝大多数样品均落入火成岩区域，说明乌拉特后旗斜长角闪岩与固阳-武川地区基性岩相同，均为正变质岩(图 11)。此外，斜长角闪岩以透镜体的形式野外产出于中元古代或中新生代地层中，不具层理，手标本及镜下观察可见大量角闪石出现，富铝变质矿物很少；岩石地球化学特征显示其SiO2含量50%~55%，Al2O3含量12%~17%，K2O≤Na2O，均符合正变质岩的特征。利用Nb/Y对Zr/TiO2×0.0001图解对本次斜长角闪岩样品及前人相关数据进行投图，它们均主要落入玄武岩或次碱性玄武岩区域，少量落入安山岩区域(图 11)，本文样品中15ZB15-1落入亚碱性玄武岩区域，15ZB20-3落入玄武岩区域。综上所述，我们认为斜长角闪岩原岩可能为英安岩或玄武岩。
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图 11 阴山陆块南缘变质岩原岩恢复及构造环境判别图(a, 据Simonen, 1953; b, 据Winchester and Floyd, 1977; c, d据Pearce et al., 1984) Fig. 11 Diagrams of (al+fm)-(c+alk) vs. Si and tectonic setting discrimination for Metamorphic protolites restoration of Yinshan Block (a, after Simonen, 1953; b, after Winchester and Floyd, 1977; c, d, after Pearce et al., 1984) |
固阳-武川及乌拉特中旗地区新太古代末斜长角闪岩样品在原始地幔标准化微量元素蛛网图中均表现出明显的Nb、Ta、Ti负异常(图 6c, d)，这可能反映了其岛弧火山岩的成因(Winter, 2001)。此外，所有样品呈现出明显的Zr、Hf负异常，但是太古代上地壳平均组分不具有Zr、Hf的负异常(Taylor and McLennan, 1995)。斜长角闪岩的Th/U比值介于0.59~4.69之间，主要集中在1.4~3.5，仅少数几个比值略高于地壳岩石(5.0, Rudnick and Fountain, 1995)，但接近洋岛玄武岩(3.4)的比值。经历过地壳混染的岩石通常会表现出SiO2、LILE、LREE含量的升高和HFSE的亏损，但本次研究斜长角闪岩表现出SiO2含量较低，富集Pb、Th、U，亏损Rb的特征，以上证据说明这些斜长角闪岩的母岩浆在上升过程中受到的地壳混染不大，因此Nb、Ta、Ti负异常反映的是源区的特征，可能是与源区残留金红石相关(Weaver, 1991)。在稀土元素球粒陨石标准化配分图中，斜长角闪岩的轻稀土中等分异((La/Yb)N=1.35~14.20)，重稀土相对平坦((Gd/Yb)N=1.81~2.19)。本次研究斜长角闪岩具有高的(Ba/La)PM(0.90~75.17)比值且变化范围大，表明它们受到了与俯冲相关的流体交代作用的影响而不是来自沉积物熔体的交代，因为与俯冲相关的流体交代作用通常表现出Rb、Pb、Sr的富集(Tatsumi and Eggins, 1995; Hawkesworth et al., 1997)。此外，本次样品普遍具有贫Ti(TiO2=0.02%~2.32%)，HFSE、HREE亏损的特征，这些都与大洋中脊(MORB)的特征不同，而与岛弧环境岩石特征类似(Tatsumi, 1986; Hawkesworth et al., 1993; Pearce, 2008; Manikyamba et al., 2012)。
前人对阴山陆块新太古代末变基性岩岩浆锆石的Hf同位素和Nd同位素的研究表明其εHf(t)多为正值，少数为负值，其中武川地区变辉长岩岩浆锆石εHf(t)为-11.6~+6.9，tDM=2.64~2.81Ga，全岩Nd同位素εNd(t)=-0.23~+1.49，tDM=2.78~2.93Ga；固阳地区斜长角闪岩Nd同位素εNd(t)=+1.8~+4.1，tDM=2.61~2.88Ga，均指示其主要来自新太古代地壳的循环，并且有少量新生地壳的加入。本文斜长角闪岩岩浆锆石Hf同位素εHf(t)值为+1.7~+6.3，单阶段模式年龄为2.62~2.73Ga。这也与阴山陆块新太古代基性岩岩浆锆石εHf为正值，少数为负值的认识一致(图 12)，说明阴山陆块在2.7~2.8Ga经历了一次主要的壳幔分异事件(He et al., 2017; Ouyang et al., 2020; Ouyang and Guo, 2020)。
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图 12 阴山陆块南缘变质基性岩岩浆锆石εHf(t)-年龄图 Fig. 12 εHf(t) vs. 207Pb/206Pb age diagram of magmatic zircons from meta-mafic rocks in the southern Yinshan Block |
结合地球化学，锆石年代学及Hf同位素研究我们认为乌拉特后旗新太古代末斜长角闪岩是在板块俯冲背景下在俯冲带流体交代之后，形成于岛弧环境的产物。因此阴山陆块新太古代末俯冲作用在向西延伸至乌拉特后旗地区。即阴山陆块新太古代末俯冲带范围可能至少达到约350km的范围。
5.3 变质中酸性岩岩石成因、源区及其对地壳厚度的制约来自固阳、武川、乌拉特中旗地区的变质中酸性岩样品的多经历了同期或稍晚的变质作用的改造，因此在利用全岩地球化学数据讨论其岩石成因之前需要剔除变质作用及后期改造的影响。烧失量(LOI)往往用来判断在后期改造过程中元素活动性的大小(Polat et al., 2005; Manikyamba et al., 2009)。本次研究除了15ZB28-2烧失量较大(4.12%)，其余样品烧失量均小于2%，表明元素活动在后期改造中比较微弱。所有样品均无Ce#异常(Ce/Ce*=0.85~1.33)，球粒陨石标准化稀土配分模式图及原始地幔标准化图解中呈平行分布也说明岩石成分在后期并未受到强烈的改造，因此可以用于对源区及构造背景进行探讨。在对变质酸性岩成因探讨之前恢复其原岩类型是至关重要的。本文利用野外地质特征、岩石学特征及岩石地球化学特征对变质中酸性岩原岩进行恢复。本次研究变质酸性岩以透镜体的形式野外产出于中元古代或中新生代地层中，其中13ZB44-1，13ZB44-2产出于太古代侵入岩中，野外露头不具层理，在手标本及镜下观察可见变质酸性岩中存在较高含量角闪石，岩石地球化学特征显示它们的SiO2含量为57%~77%，Al2O3含量为13%~20%，K2O≤Na2O(除了15ZB28-2)，均符合正变质岩的特征，因此我们认为变质酸性岩原岩为火成岩，结合图 5a，对变质岩原岩进行进一步恢复，变质花岗岩原岩可能为英安岩或(粗面)安山岩。
根据全岩地球化学投图，前人在阴山陆块的武川、固阳地区以及孔兹岩带的大青山地区报道的新太古代末中酸性岩在An-Or-Ab图解中主要落入花岗岩及闪长岩区域，少量向奥长花岗岩过渡。铝饱和指数A/CNK为0.55~1.47，主要集中在0.7~1.1，A/NK为1.03~2.24，集中在1.1~1.9之间，为准铝质-过铝质系列。在Harker图解中TiO2、MgO、Al2O3、CaO、P2O5与SiO2呈明显负相关，K2O、Na2O与SiO2相关性则不明显，表明这些新太古代末中酸性岩石可能是同源岩浆不断演化的结果，K和Na两个大离子亲石元素可能受到了后期变质及其它热事件的改造。微量元素方面，在10000×Ga/Al-Ce以及Nb、Zr、Y花岗岩分类判别图解中，这些中酸性岩主要落入I和S型花岗岩区域，少量落入A型花岗岩区域，这与主量元素的投图结果也是一致的。本文报道的新太古代末变质中酸性岩样品采自固阳、武川以及乌拉特中旗地区，在An-Or-Ab图解中主要落入奥长花岗岩区域，少数向英云闪长岩-花岗岩区域过渡，铝饱和指数A/CNK为0.58~1.12，多小于1.1(除了15ZB28-2为3.22)，为准铝质-过铝质系列(图 5)。在10000×Ga/Al-Ce、Nb、Zr、Y花岗岩分类判别图解中，这些新太古代末变质中酸性岩主要落入I和S型花岗岩，镜下观察所有样品均含有角闪石，因此我们认为变质中酸性岩为I型花岗岩。只有样品13ZB66-1和15ZB28-2落入A型花岗岩区域，但这两个样品烧失量均大于2%(2.16%，4.12%)，Na2O+K2O含量较低(7.37%，4.96%)，亏损高场强元素和REE，上述特征与A型花岗岩的特征均不相符，结合镜下特征，我们认为本次研究的变质中酸性岩样品的原岩的岩石类型均为I型花岗岩。
对于西部陆块新太古代末花岗岩形成的构造背景不同的学者给出了不同的解释。贺元凯等(2010)对固阳合教地区花岗岩主量元素特征及标准矿物刚玉标准分子的研究确定其类型为强过铝质S型花岗岩，这可能代表了一次陆-陆碰撞事件。Liu et al. (2017)对乌拉山地区花岗岩地球化学特征研究发现其类型为科迪勒拉I型花岗岩，是与俯冲有关的岩浆弧事件的产物。Chen et al. (2017a)提出武川四子王旗地区花岗岩按照A/CNK-A/NK图解划分以I型花岗岩为主，其形成可能与板块回撤导致年轻地壳夹带少量古老地壳发生重熔有关。Ouyang et al. (2020)认为大青山金盆地区A型花岗岩是低压高温条件下地壳脱水熔融的结果。在Rb-Y+Nb、Y-Nb花岗岩构造环境判别图解中本次研究样品与前人新太古代末中酸性岩样品一致，大多落入火山弧花岗岩区域，表明这些样品可能形成于大陆弧背景下，少量数据落入同碰撞花岗岩区域，表明部分样品可能形成于汇聚板块环境(图 11)。此外，几乎所有阴山陆块及孔兹岩带内新太古代末的样品均具有Nb、Ta、Ti、Zr和Hf亏损，反映了板片俯冲过程中金红石在源区的残留，而Ba、Th、U富集的特征也与俯冲板片来源的流体加入有关。以上证据说明这些中酸性岩石的母岩浆形成于与俯冲有关的构造环境中。西部陆块新太古代末发生了一次广泛的构造热事件已经得到众多研究者的证实(董晓杰, 2009; Jian et al., 2012; Zhao et al., 2012; 马旭东等, 2013; Ma et al., 2013; Wan et al., 2013; Liu et al., 2017; Chen et al., 2017a, b; Ouyang et al., 2020)。此期构造热事件的岩浆锆石Lu-Hf同位素研究也积累了大量的资料，如新太古代末赞歧岩、TTG片麻岩、紫苏花岗岩岩浆锆石εHf(t)均以正值为主(+0.22~+9.13)，tDMC为3.64~2.32Ga，少数锆石εHf(t)为负值(-0.08~-5.2)，tDMC为3.89~3.05Ga，表明这些锆石的母岩浆主要来自新太古代末新生陆壳并有少量古老陆壳物质的参与(Ma et al., 2013; Zhang et al., 2013; Wang et al., 2015; Chen et al., 2017b; Liu et al., 2017; Ouyang et al., 2020)。本次研究变质中酸性岩岩浆锆石εHf(t)为+0.9~+7.1，二阶段模式年龄为2.67~3.03Ga，仅固阳地区13ZB44-1花岗片麻岩4个测点εHf(t)为-6.7~-0.4，二阶段模式年龄为3.06~3.45Ga，表明其源区主要来自新太古代新生陆壳，但也有少量古老陆壳物质的加入。本文岩浆锆石Hf同位素组成具有与武川-固阳地区相似的特征，它们的εHf(t)均以正值为主，少量为负值(图 13)，表明乌拉特中旗地区中酸性岩源区与固阳地区可能为同一源区。综上所述，本文研究样品与前人在固阳-武川地区的研究在地球化学特征，Hf同位素组成及年龄均具有较明显的相似性，特别是乌拉特中旗地区的样品的发现填补了此地区之前的研究空白，说明新太古代末与俯冲相关的中酸性岩浆岩的形成范围不仅仅局限于固阳-武川地区，至少可以向西拓展约250km至乌拉特中旗地区。
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图 13 阴山陆块南缘变质中酸性岩岩浆锆石εHf(t)-年龄图 Fig. 13 εHf(t) vs. 207Pb/206Pb age diagram of magmatic zircons from meta-grantic rocks in the southern Yinshan Block |
基于特定矿物的结晶深度与微量元素不相容性的差异，中酸性岩浆岩全岩的La/Yb和Sr/Y比值对古老俯冲带的上覆地壳厚度可以做出较好的制约(Profeta et al., 2015)。因为石榴石是压力敏感矿物，它在部分熔融过程中的残留以及分离结晶会使熔体中的La/Yb及Gd/Yb比值增高，而Sr在1.0GPa以下时强烈进入斜长石，但在1.2GPa以上斜长石消失，所以Sr会在熔体中富集。基于此，笔者对阴山陆块固阳、武川地区，孔兹岩带大青山地区整体东西向约800km南北向宽约300km的区域内新太古代末中酸性岩的相关数据进行了统计，其结果如图 14，从图中可以看出从新太古代末-古元古代早期期间(2550~2450Ma)中酸性岩的La/Yb比值和Sr/Y比值随着年龄逐渐年轻呈现出较为明显的递增趋势；La/Yb比值增加可能与俯冲带上覆地壳厚度逐渐加厚石榴子石在部分熔融过程中的残留比例以及分离结晶时的比例增加使得Yb的含量快速减少有关；Sr/Y比值递增可能与俯冲深度增加超过了斜长石稳定域从而分解导致Sr含量在熔体中大量富集有关，这可能指示了阴山陆块与孔兹岩带之间的俯冲作用在此期间逐渐增强，由此产生了大量新太古代末岩浆底垫作用。
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图 14 阴山陆块南缘新太古代中酸性岩年龄对(La/Yb)N和Sr/Y图 Fig. 14 (La/Yb)N and Sr/Y against 207Pb/206Pb age diagrams of magmatic zircons from meta-grantic rocks in the southern Yinshan Block |
结合变质中酸性岩地球化学特征、岩浆锆石Hf同位素特征及全岩特定微量元素比值的变化特征，我们认为变质中酸性岩可能是在板块俯冲情况下，新太古代末新生陆壳发生部分熔融形成，在此期间也有少量古老陆壳物质的加入。这期岩浆事件范围可能不仅集中于武川-固阳地区，而是可以向西延伸至乌拉特中旗地区，即阴山陆块新太古代末俯冲带范围可能比以往认识的更宽。
6 结论(1) 固阳-武川、乌拉特中旗地区花岗岩和花岗片麻岩锆石U-Pb定年结果表明其形成时间为2490~2546Ma，并遭受新太古代末和古元古代变质作用的改造。它们的地球化学特征表明其形成的构造背景是俯冲有关的岛弧环境。它们的锆石Hf同位素大部分为正值，εHf(t)为0.5~+7.1，二阶段模式年龄为2.67~3.03Ga，表明源区主要来自太古代新生陆壳，并有少量古老陆壳物质加入。阴山陆块新太古代末中酸性岩特定微量元素比值-年龄图显示出2550~2450Ma期间俯冲带上覆地壳厚度逐渐加厚，表明俯冲作用增强，并导致大量同期岩浆岩的形成。
(2) 乌拉特后旗地区斜长角闪岩的地球化学特征表明其是在板块俯冲背景下在俯冲带流体交代之后，形成于岛弧环境的产物，在形成过程中受到地壳混染的程度不大。锆石U-Pb定年显示其结晶年龄为2495~2527Ma。锆石Hf同位素εHf(t)值为+1.7~+6.3，tDM1为2.62~2.73Ga，指示其主要来自太古代新生陆壳，可能有少量古老陆壳物质的加入。
(3) 基于对乌拉特中旗和乌拉特后旗地区变质中酸性岩及变基性岩的年代学、地球化学和锆石Hf同位素的研究，我们认为阴山陆块新太古代末的俯冲作用可能不仅局限于固阳-武川地区，可能向西南扩展至乌拉特后旗地区，宽度达350km。
致谢 本文在锆石U-Pb同位素及地球化学测试得到了南京聚谱有限公司李亮老师和董紫薇的热心帮助；审稿专辑与终审主编提出了宝贵的修改意见；在此一并致谢。
值此沈其韩院士100寿辰之际，祝沈院士健康长寿，并向沈院士从事地质事业80周年中对中国变质岩石学及前寒武纪地质研究做出的重大贡献致敬!
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