牛曉露，劉 飛，馮光英，毛小紅

(1. 自然資源部深地動力學重點實驗室， 中國地質科學院 地質研究所， 北京 100037； 2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)， 廣東 廣州 511458)

華北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，于古元古代經東、西塊體聚合形成(Liuetal.， 1992； Zhaoetal.， 2005； 翟明國， 2019)，其基底主要為太古宙-古元古代變質巖系(Jahnetal.， 1987； Jahn and Ernst， 1990； Liu S Wetal.， 2000； Zhouetal.， 2002； Liu Y Setal.， 2004； Weietal.， 2014； 萬渝生等， 2017)。中-新元古代沉積巖不整合覆蓋于基底之上，指示克拉通在中元古代之前已穩(wěn)定，之后便進入穩(wěn)定地臺發(fā)展階段。古生代以來，華北克拉通北緣的地質發(fā)展與古亞洲洋的演化過程密切相關，包括大量巖漿巖的發(fā)育和相關礦產的形成。

關于古亞洲洋的演化以及其與華北克拉通北緣相互作用的過程，多數學者認為，奧陶紀-志留紀時即發(fā)育古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖，形成白乃廟陸弧型巖漿作用(如，Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003， 2010， 2015， 2020； Miaoetal.， 2007； Windleyetal.， 2007； Jianetal.， 2008； Wilhemetal.， 2012； Xuetal.， 2013， 2015； Songetal.， 2015； 肖文交等， 2019)； 但Zhang等(2014)研究發(fā)現， 白乃廟弧巖漿巖發(fā)育在具有塔里木或揚子克拉通屬性的前寒武微陸塊之上， 通過弧-陸碰撞增生到華北克拉通北緣， 并非是發(fā)育在華北克拉通之上的陸弧巖漿， 認為古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖始于石炭紀。這兩種學術觀點的主要分歧在于：早古生代期間是否存在古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖？也就是說， 如果白乃廟巖漿巖不能代表古生代古亞洲洋向華北克拉通下俯沖形成的陸弧巖漿， 那是否還有其他巖漿巖證據能夠揭示古生代期間古亞洲洋向華北克拉通下俯沖？

近些年來， 在華北克拉通北緣陸續(xù)識別出一條晚志留世末-早泥盆世堿性巖帶。這條堿性巖帶沿華北克拉通北緣自西向東展布， 其鋯石U-Pb年齡主要集中在417～380 Ma之間(張招崇， 1997； 羅鎮(zhèn)寬等， 2001； Jiang， 2005； Zhangetal.， 2010； 王惠初等， 2012； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018； 龔彌等， 2019； Niuetal.， 2021)。對應上述兩種構造演化模式， 對這條堿性巖帶的成因和構造背景的解釋也主要存在兩種代表性觀點：一些學者認為這套巖石形成于古亞洲洋板片向華北克拉通下俯沖過程中俯沖板片斷離而引發(fā)的碰撞后伸展(Zhangetal.， 2010)； 其他學者認為它們是白乃廟島弧帶與華北克拉通北緣弧-陸碰撞后伸展作用的產物(王惠初等， 2012； Tengetal.， 2015； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)。

巖漿巖是地質事件的記錄和研究深部地質作用的“探針”， 尤其是堿性巖， 其特殊的地球化學組成及成因過程可以提供地球深部物質組成、演化和地球動力學等方面的重要信息(如， 喻學惠等， 2004； 趙志丹等， 2006； Yingetal.， 2007； Zhaoetal.， 2009； Liuetal.， 2014， 2015)。為了從巖漿巖角度探究古生代期間是否存在古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖， 本文選取了華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世堿性巖帶的代表性巖體黃合少正長巖， 開展鋯石U-Pb定年、礦物化學和巖石地球化學的研究， 擬從巖漿體系性質、源區(qū)特征等方面為這套堿性巖的成因及區(qū)域構造演化的討論提供更多的依據和限定。

1 地質背景

華北克拉通的北面是巨大的中亞造山帶(圖1a)； 中亞造山帶是古亞洲洋長期俯沖消減增生的產物(eng?r and Natal’in， 1996； Chenetal.， 2000， 2009； Xiaoetal.， 2003， 2009， 2013， 2015； Windleyetal.， 2007； Kr?neretal.， 2007； 肖文交等， 2019)。目前為止中亞造山帶內發(fā)現的最老蛇綠巖為西伯利亞南緣薩彥構造帶的Dunzhugur雜巖(Banerjee and Matin， 2013)， 其形成時代為～ 1 020 Ma， 證明古亞洲洋至少在中元古代末期就已經存在(Khainetal.， 2002)。eng?r和Natal’in(1996)提出集寧-隆化斷裂是華北克拉通的北部邊界，但考慮到太古宙-早元古代巖石在這條斷裂兩側均有分布， 更傾向于把赤峰-白云鄂博斷裂作為華北克拉通的北部邊界(Shao， 1989； Tang and Yan， 1993； Baietal.， 1993a， 1993b； Xiaoetal.， 2003)。

赤峰-白云鄂博斷裂以北發(fā)育古生代白乃廟弧巖漿巖和溫都爾廟俯沖增生雜巖。白乃廟弧巖漿巖包括鈣堿性花崗質侵入巖(花崗巖、花崗閃長巖、英云閃長巖、石英閃長巖等)和一套火山-沉積序列(主要由玄武巖、安山巖、流紋巖、火山碎屑巖和火山凝灰?guī)r等組成)， 侵位時代集中在470～430 Ma(Xiaoetal.， 2003； Zhangetal.， 2014)。在溫都爾廟俯沖增生雜巖中， 發(fā)育有早奧陶世的MORB、島弧和玻安質地球化學屬性的蛇綠巖相關巖石(Jianetal.， 2008； Miaoetal.， 2008)。

自早石炭世到晚二疊世， 華北克拉通北緣廣泛分布安第斯型陸弧巖漿巖組合， 包括鈣堿性輝長巖、閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖等侵入巖以及玄武巖、玄武安山巖、安山巖、英安巖、流紋巖和凝灰?guī)r等噴出巖， 形成時代集中在347～258 Ma(Zhangetal.， 2007b， 2009a， 2016； 張拴宏等， 2010； Maetal.， 2013)。

晚二疊世-早三疊世時， 古亞洲洋沿索倫縫合帶最終碰撞縫合(Chenetal.， 2000， 2009； Xiaoetal.， 2003， 2015； Li， 2006； Songetal.， 2015)。

晚三疊世時， 華北克拉通北緣發(fā)育大量超鉀質堿性巖， 包括堿性長石正長巖、輝石正長巖、霞石輝石正長巖、含黑榴石輝石正長巖、煌斑巖(含碳酸巖)和單斜輝石巖、黑云母巖等， 侵位時代集中在233～209 Ma之間(牟保磊等， 1992； Yanetal.， 1999； 吳福元等， 2005； 任榮等， 2009； Niuetal.， 2012， 2017； Yangetal.， 2012； Zhangetal.， 2012； 陳斌等， 2013； 湯艷杰等， 2014； 牛曉露等， 2016)。這套鉀質堿性巖西起內蒙古包頭市， 向東延至吉林省中部， 呈帶狀分布在華北克拉通北緣， 綿延數千公里(圖1)。

2 巖體特征及巖石組成

黃合少正長巖巖體位于內蒙古達爾罕茂明安聯合旗(簡稱“達茂旗”)大蘇吉鄉(xiāng)黃合少村西北， 巖體中心坐標為41°32′N， 111°10′E。構造位置上屬于華北克拉通北緣， 集寧-隆化斷裂以北， 赤峰-白云鄂博斷裂以南(圖1b)。

巖體為東西向展布長條形， 東西長約5.7 km， 南北寬約0.6 km， 出露面積約3.5 km2。巖體北東部和東部被第三系沉積巖和第四系沉積物所覆蓋， 其余大部分被早二疊世花崗閃長巖所侵入(圖1c)。黃合少正長巖為一套肉紅色中細粒-中粗粒含輝石堿性長石正長巖， 主要由單斜輝石(5%～15%)、正長石(80%～90%)和鈉長石(5%～10%)組成(圖2)， 個別樣品中出現石英(含量小于3%)。正長石為中粗粒， 自形-半自形， 發(fā)育格子雙晶或卡式雙晶(圖2a～2d)。鈉長石為細粒， 呈他形填隙狀發(fā)育于中粗粒正長石顆粒之間(圖2d)。單斜輝石為半自形， 墨綠色-近黑色， 發(fā)生綠泥石化和碳酸鹽化(圖2a、 2b)； 常見單斜輝石內部“長出”單個或多個角閃石顆粒(圖2e～2g)， 這些角閃石多為自形， 具灰藍-深藍-藍紫多色性。副礦物可見磷灰石和鋯石。

圖 1 華北克拉通北緣及內蒙古地區(qū)中亞造山帶地質簡圖Fig. 1 Simplified geological map of the northern North China Craton and southeastern Central Asian Orogenic Belta—華北克拉通及周邊主要地質單元(據Zhao et al.， 2005)； b—華北克拉通北緣及內蒙古地區(qū)中亞造山帶主要構造單元以及華北克拉通北緣及周邊古生代-早中生代巖漿巖分布(據Xiao et al.， 2003； 張拴宏等， 2010)； c—黃合少正長巖區(qū)域地質圖a—major tectonic units of the North China Craton and its ajacements (after Zhao et al.， 2005)； b—simplified tectonics units of the southeastern Central Asian Orogenic Belt and the northern margin of the North China Craton showing the distributions of the Pleozoic-Early Meozoic magmatic rocks (modified from Xiao et al.， 2003； Zhang Shuanhong et al.， 2010)； c—geological map of the Huangheshao pluton

3 分析方法

鋯石的分選在河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。利用重液和磁選相結合的方法從粉碎的巖石樣品中把鋯石分選出來， 再在雙目鏡下提純。鋯石制靶、陰極發(fā)光圖像拍攝、SHRIMP U-Pb定年均在北京離子探針中心完成。將鋯石與標樣鋯石TEMORA一起嵌于樹脂樣靶中， 并打磨、拋光。利用鋯石陰極發(fā)光圖像， 查明鋯石內部結構和成因，以便準確選點。U-Pb同位素測定儀器為二次離子探針質譜計(SHRIMP IIe-MC)。U-Pb定年測試流程參考Williams(1998)。

圖 2 黃合少含輝石堿性長石正長巖顯微照片(a單偏光， d背散射圖像， 其余為正交偏光)Fig. 2 Photomicrographs of the Huangheshao clinopyroxene-bearing alkali-feldspar syenites(a, plain-polarized light; d, backscattered electron image; the others are crossed polars ) Or—正長石； Ab—鈉長石； Cpx—單斜輝石； Win—藍透閃石； Mg-Rb—鎂鈉閃石Or—orthoclase； Ab—albite； Cpx—clinopyroxene； Win—winchite； Mg-Rb—magnesio-riebeckite

礦物電子探針主量元素分析在中國地質科學院地質研究所自然資源部深地動力學重點實驗室完成。儀器型號為JXA-8100， 加速電壓15 kV， 束流1×10-8A， 束斑1 μm。采用PRZ方法校正， 分析標樣為美國SPI公司的53種礦物， 測試精度優(yōu)于1%。

全巖主量和微量元素分析在國家地質實驗測試中心完成。樣品粉末熔成玻璃餅后， 應用X射線熒光光譜儀(PW4400)測定主量元素組成。采用兩酸(HNO3+HF)高壓反應釜溶樣方法對樣品粉末進行溶解， 采用等離子質譜儀(PE300D)測定微量元素含量。

Sr-Nd同位素分析測試在中國地質科學院地質研究所自然資源部同位素地質重點實驗室完成。元素的分離和純化通過傳統(tǒng)的陽離子交換柱法來完成。Sr同位素比值測定儀器為MAT262固體同位素質譜計； 標準樣品SRM 987 SrCO3測定結果為87Sr/86Sr=0.710 243±12(2σ)； Sr同位素質量分餾采用88Sr/86Sr=8.375 21校正。Nd同位素比值測定是用Nu Plasam HR (Nu Instruments)型等離子體質譜儀測定的； 標準樣品GSB 04-3258-2015測定結果為143Nd/144Nd=0.512 442±10(2σ)； Nd同位素質量分餾采用146Nd/144Nd=0.721 9校正； Nd同位素詳細分析方法可參考唐索寒等(2017)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡

對黃合少堿性長石正長巖(樣品HH-16)進行了鋯石U-Pb定年。如圖3鋯石陰極發(fā)光圖像所示， 大部分鋯石顆粒發(fā)生了明顯的“損傷”， 但局部仍可見明顯的巖漿震蕩環(huán)帶， 無明顯繼承核， Th/U值在2.2～33.6之間。選擇震蕩環(huán)帶發(fā)育較好的部位進行SHRIMP U-Pb同位素分析測試。

鋯石U-Pb定年結果見表1， 年齡諧和圖見圖4。13顆鋯石給出的206Pb/238U年齡分布在402.0±8.2～433.8±9.0 Ma之間， 加權平均年齡為417.6±4.7 Ma(MSWD=1.3)， 指示巖體侵位于晚志留世末期。

圖 3 黃合少正長巖的鋯石陰極發(fā)光圖像及反射光照片(反射光照片上的黑斑為SHRIMP U-Pb定年分析位置)Fig. 3 Cathodoluminescence and reflected-light images of representative zircons from the Huangheshao syenites(black spots on the reflected-light images are the locations of SHRIMP U-Pb dating)

表 1 黃合少正長巖的鋯石SHIRMP U-Pb定年結果Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating results for the Huangheshao syenites

圖 4 黃合少正長巖的鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig. 4 Zircon U-Pb concordia age diagram of the Huangheshao syenites

4.2 礦物化學組成

對黃合少正長巖的主要組成礦物單斜輝石(及其中的角閃石)和長石進行了電子探針主量元素分析， 分析結果詳見表2、表3、表4。

表 2 華北克拉通北緣黃合少正長巖單斜輝石電子探針分析結果 wB/%Table 2 Microprobe analysis results of clinopyroxene from the Huangheshao syenites

表 3 華北克拉通北緣黃合少正長巖角閃石電子探針分析結果 wB/%Table 3 Microprobe analysis results of amphibole from the Huangheshao syenites

表 4 華北克拉通北緣黃合少正長巖長石電子探針分析結果 wB/%Table 4 Microprobe analysis results of feldspar from the Huangheshao syenites

4.2.1 單斜輝石

4.2.2 角閃石

黃合少正長巖樣品中， 角閃石均“長在”輝石顆粒上(圖2e～2g)， 常見單顆單斜輝石內部轉化為一顆或多顆自形角閃石(圖2f、2g)， 角閃石多自形， 具灰藍-深藍-藍紫多色性。黃合少正長巖的角閃石成分詳見表3， 計算獲得(Ca+Na)B=1.60～1.94， NaB=0.58～1.50， 屬于鈉鈣質角閃石或鈉質角閃石系列， 具體為藍透閃石-鐵藍透閃石或鎂鈉閃石-鈉閃石(圖6)。

4.2.3 長石

黃合少正長巖中的長石成分詳見表4， 分類圖解見圖7。黃合少正長巖中的長石為堿性長石(即鉀鈉長石系列)， 在化學組成上集中于鉀長石(An0Ab2～5Or95～98)和鈉長石(An0Ab95～100Or0～5)兩個端員。

4.3 全巖主量和微量元素組成

黃合少正長巖的主量和微量元素組成見表5。其SiO2含量為60.44%～65.00%， TiO2含量為0.02%～0.37%， Al2O3含量為15.30%～18.11%， Na2O和K2O含量分別為1.52%～4.13%和8.66%～13.78%，TFe2O3和MgO的含量分別為0.55%～2.83%和0.04%～0.73%， CaO含量為0.08%～3.27%。黃合少正長巖具有較高的全堿含量(Na2O+K2O=12.79%～15.30%)和較高的里特曼指數(σ=8.48～11.09)； 在深成巖的全堿-硅(TAS)分類命名圖解上， 樣品落入霞石正長巖-正長巖及其上方區(qū)域， 指示樣品堿度較高， 屬于堿性巖系列(圖8a)； 較高的K2O/Na2O值(2.10～9.07) 指示其為鉀質堿性巖(圖8b)。

在主量元素哈克圖解上(圖9)， 隨著SiO2含量增加， Al2O3含量呈線性增加， Na2O含量無規(guī)律性變化； K2O含量和全堿含量(Na2O+K2O)略微增加； CaO、MgO、Fe2O3、P2O5和TiO2含量明顯降低。元素的含量演化趨勢與不同樣品的礦物組成直接相關： SiO2含量增加， 伴隨著輝石含量降低， 鉀長石含量升高， 從而導致全巖Al2O3和K2O含量增加， 而CaO、MgO、Fe2O3、P2O5和TiO2含量降低。全巖Na2O含量與鈉長石和鈉鈣質角閃石(或鈉質角閃石)含量相關。

為比較研究， 圖8還給出了華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世其他代表性堿性巖體的成分， 自西向東這些巖體有： 固陽東高家村角閃正長巖、白菜溝石英正長巖-堿性花崗巖、四子王旗以東古城正長巖和烏蘭哈達石英正長巖(Zhangetal.， 2010； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018； Niuetal.， 2021)。如圖所示， 這些巖體均具有較高的全堿含量， 屬于堿性巖系列(圖8a)。在K2O-Na2O圖解上(圖8b)， 古城正長巖與本文黃合少正長巖相似， K2O/Na2O值高于1， 屬鉀質堿性巖； 而其他巖體的K2O/Na2O值低于1， 為鈉質堿性巖。

表 5 黃合少正長巖主量(wB/%)和微量、稀土元素(wB/10-6)組成Table 5 Major(wB/%) and trace element (wB/10-6)compositions of the Huangheshao syenites

黃合少正長巖的球粒隕石標準化稀土元素(REE)配分模式和原始地幔標準化微量元素蛛網圖見圖10。黃合少正長巖的REE總量較低， 為3.63×10-6～84.28×10-6； 盡管不同樣品REE總量變化范圍較大， 但總體上具有一致的右傾型配分模式， 富集輕稀土元素、虧損重稀土元素， (La/Yb)CN=4.58～23.47； Eu異常不明顯， 呈輕微Eu負異?；蛘惓＃?δEu=0.61～1.05。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上， 樣品以富集Rb、Ba、K、Pb、Sr、Zr和Hf， 虧損Nb、Ta和Ti為特征(圖10b)。為對比研究， 圖10中也給出了同為鉀質堿性巖的古城巖體的REE配分模式和微量元素蛛網圖分布； 總體上， 古城巖體具有與黃合少正長巖一致的REE及微量元素配分模式。在黃合少正長巖的微量元素對SiO2哈克圖解上(圖11)， 相容元素V、Ni和Co隨SiO2含量增加而降低； 這是因為這3個元素主要賦存在暗色礦物輝石和角閃石內， 樣品的SiO2含量越高， 輝石或角閃石含量就低， V、Ni和Co的含量就降低。

圖 5 黃合少正長巖單斜輝石成分分類圖解(據Morimoto et al.， 1988)Fig. 5 Classification diagrams of clinopyroxene from the Huangheshao syenites (after Morimoto et al.， 1988)a—輝石系列劃分圖解： Q=Ca+Mg+Fe2+， J=2 Na(基于6個氧原子計算的離子個數)； b—輝石分類圖解； Wo—硅灰石； En—頑火輝石； Fs—斜方鐵輝石； Jd—硬玉； Ae—霓石a—series discrimination diagram of clinopyroxene， Q=Ca+Mg+Fe2+， J=2 Na (atoms per formula unit calculated based on 6 oxygens)； b—classification diagram of clinopyroxene； Wo—wollastonite； En—enstatite； Fs—ferrosilite； Jd—jadeite； Ae—aegirine

圖 6 黃合少正長巖角閃石成分分類圖解(據Leake et al.， 1997)Fig. 6 Classification diagrams of amphibole from the Huangheshao syenites (after Leake et al.， 1997)a—鈉鈣質角閃石分類圖解； b—鈉質角閃石分類圖解； 圖中橫縱坐標為23個氧原子計算的離子數或離子數比值a—classification diagram of sodic-calcic amphibole； b—classification diagram of sodic amphibole； The values of abscissa and ordinate in the figures are the atoms (or their ratios) per formula unit calculated based on 23 oxygens

圖 7 黃合少正長巖長石成分分類圖解Fig. 7 Classification diagrams of feldspar from the Huangheshao syenites

而如圖11所示， 不相容元素Ba和Th含量與SiO2含量無相關性； 元素Sr、La、Nb和Zr總體上隨SiO2含量增加而降低， 但相關性不明顯。

圖 8 黃合少正長巖及華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世其他代表性堿性巖的分類圖解Fig. 8 Chemical classification diagrams of Huangheshao syenites and other representive Late Silurian to Early Devonian potassic alkaline rocks on the northern margin of the North China Craton

圖 9 黃合少正長巖主量元素對SiO2哈克圖解Fig. 9 Hark diagarm of major elements versus SiO2 contents for the Huangheshao syenites

圖 10 黃合少正長巖的球粒隕石標準化稀土元素配分模式(a， 標準化數據據Boynton， 1984)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b， 標準化數據據Sun and McDonough， 1989)Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns (a, chondrite values are from Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b, the primitive mantle values are from Sun and McDonough, 1989) for the Huangheshao syenites

4.4 全巖Sr-Nd同位素組成

黃合少正長巖的Sr-Nd同位素組成見表6。根據鋯石U-Pb年齡， 采用417 Ma進行初始同位素組成的計算。黃合少正長巖樣品的初始87Sr/86Sr比值為0.704 1～0.706 1，εNd(t)=-25.5～-22.1。

表 6 黃合少正長巖體的Sr-Nd同位素組成Table 6 Sr-Nd isotopic compositios of the Huangheshao syenites

5 討論

5.1 華北克拉通北緣發(fā)育晚志留世末-早泥盆世堿性巖漿作用

黃合少正長巖的鋯石U-Pb加權平均年齡為417.6±4.7 Ma(MSWD=1.3)， 指示巖體侵位于晚志留世末期。除了本文研究的黃合少正長巖， 華北克拉通北緣在晚志留世末-早泥盆世期間還發(fā)育其他堿性侵入體， 如：內蒙古固陽東高家村角閃正長巖[鋯石SHRIMP U-Pb年齡為399 Ma(王惠初等， 2012)； 鋯石LA-ICP MS U-Pb年齡為396 Ma(Zhang Q Qetal.， 2018)]、固陽東白菜溝石英正長巖-二長花崗巖[鋯石LA-ICP MS U-Pb年齡為402～395 Ma(Zhang Q Qetal.， 2018)]、四子王旗東古城巖體(又稱三道溝巖體)堿性長石正長巖和單斜輝石巖[正長巖鋯石LA-ICP MS U-Pb年齡為409～408 Ma和401～398 Ma(Zhangetal.， 2010， Zhang Q Qetal.， 2018)； 鋯石SHRIMP U-Pb年齡為415 Ma(Niuetal.， 2021)]、烏蘭哈達二長巖-輝石巖[382～377 Ma(Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)]， 水泉溝堿性雜巖體[鋯石SHRIMP U-Pb年齡為390 Ma(羅鎮(zhèn)寬等， 2001； Jiang， 2005)]。

這些堿性巖沿華北克拉通北緣自西向東展布(圖1b)， 主要分布于集寧-隆化斷裂以北； 侵位時代主要集中在晚志留世末-早泥盆世； 巖石類型以正長巖為主， 個別巖體見二長巖和單斜輝石巖。其中， 單斜輝石巖常見堆晶結構， 在巖體中呈團塊狀或條帶狀產出， 可能形成于母巖漿強烈結晶-分異-堆晶作用(Niuetal.， 2021)。

圖 11 黃合少正長巖微量元素對SiO2哈克圖解Fig. 11 Hark diagarm of representative trace elements versus SiO2 contents for the Huangheshao syenites

其實， 除上述以正長巖為主的堿性巖外， 華北克拉通北緣還發(fā)育一些其他早泥盆世巖漿巖。在冀北承德地區(qū)沿大廟斷裂帶出露一些主要由輝石巖和角閃巖組成的基性-超基性雜巖體， 分布在紅石砬、二道溝、下哈叭沁和龍王廟等地， 侵位時代集中在399～382 Ma之間(Zhangetal.， 2009b； Tengetal.， 2015)； 承德北部孤山二長閃長巖， 侵位年齡在390 Ma左右(Zhangetal.， 2007a)； 在赤峰地區(qū)紅山、紅廟子和雞冠山等地發(fā)育正長花崗巖-正長花崗斑巖， 它們具有A型花崗巖的成因特征， 鋯石U-Pb年齡分布在393～377 Ma之間(Shietal.， 2010； 徐博文等， 2015； Zhang Q Qetal.， 2018)。

上述堿性巖、基性-超基性巖及A型花崗巖沿華北克拉通北緣東西向展布， 指示華北克拉通北緣在晚志留世末-早泥盆世期間發(fā)育了一期與古亞洲洋俯沖相關的巖漿作用,這期巖漿作用的發(fā)育， 對探討古亞洲洋與華北克拉通北緣的地質演化至關重要。

5.2 巖漿體系性質

黃合少正長巖的礦物組成及全巖主量元素組成指示其巖漿體系為鉀質堿性巖系列。巖石的礦物組合、成分及結晶序列直接受巖漿體系成分和物理化學條件的控制。黃合少巖體主要巖石類型為含輝石堿性長石正長巖， 主要組成礦物為霓輝石和鉀長石； 出現鈉長石、鈉鈣質和鈉質角閃石。鈉長石為細粒、他形填隙狀發(fā)育于中粗粒正長石顆粒之間， 指示其為巖漿演化后期的產物； 鈉鈣質和鈉質角閃石均長在輝石顆粒內部， 為輝石與富鈉殘余巖漿反應的產物。黃合少正長巖具有較高的全堿含量(Na2O+K2O=12.79%～15.30%)和里特曼指數(σ=8.48～11.09)， 較高的K2O含量(8.66%～13.78%)和K2O/Na2O值(2.10～9.07)。礦物組成和全巖地化數據表明黃合少正長巖為SiO2-Al2O3-K2O-Na2O-CaO-FeO體系。

同帶的古城巖體具有與黃合少正長巖相似的礦物組合和元素組成。古城巖體也以含輝石堿性長石正長巖為主， 并出現堆晶單斜輝石巖； 組成礦物以單斜輝石(透輝石-鈣鐵輝石-普通輝石)和鉀長石為主， 鈉長石也呈細粒填隙狀發(fā)育(Niuetal.， 2021)； 也具有較高的全堿含量(Na2O+K2O=3.74%～15.36%)、里特曼指數(σ=1.60～10.78)及K2O/Na2O值(1.19～9.36； Niuetal.， 2021)； 同黃合少正長巖一樣， 也為鉀質堿性巖系列(圖8)。

華北克拉通北緣其他晚志留世末-早泥盆世堿性巖體(以高家村角閃正長巖、白菜溝石英正長巖-堿性花崗巖和烏蘭哈達石英正長巖為代表； Huang and Hou， 2017； Zhang Q Qetal.， 2018)主要組成礦物為斜長石、鉀長石、角閃石和單斜輝石； 在全巖主量元素組成上， 也具有較高的全堿含量和里特曼指數(σ=2.35～19.01)。 但與黃合少和古城巖體不同的是， 這些巖體具有較低的K2O/Na2O值(0.26～1.09)， 為鈉質堿性巖系列(圖8)。

因此， 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世堿性巖可以分為兩類：一類為鉀質堿性巖， 以古城和黃合少正長巖為代表； 一類為鈉質堿性巖， 以高家村角閃正長巖、白菜溝石英正長巖和烏蘭哈達二長巖為代表。

5.3 富集巖石圈地幔源區(qū)

如上所述， 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世的堿性巖可以分為鉀質堿性巖和鈉質堿性巖兩類。本文主要探討以古城和黃合少正長巖為代表的鉀質堿性巖的成因。

堿性長石正長巖不是與地幔橄欖巖平衡的熔體， 而是經過結晶分異排除更多鐵鎂組分的殘余巖漿， 但其巖漿體系性質及元素和同位素組成仍可以提供重要的成因信息(Niuetal.， 2012， 2016， 2021)。黃合少正長巖的巖漿體系性質、元素和同位素組成特征支持其母巖漿起源于富集地幔的部分熔融。主要依據如下：

(1) 黃合少正長巖的主要巖石類型為含輝石堿性長石正長巖； 同帶的古城巖體主要巖石類型除含輝石堿性長石正長巖以外， 還發(fā)育單斜輝石巖。 這兩個巖體具有相似的巖漿體系性質和主微量元素組成(圖8、圖9)， 均為鉀質堿性巖。這樣的巖石組成和巖漿體系性質要求巖體起源于地幔。地殼巖石(中基性麻粒巖或片麻巖)部分熔融形成的巖漿通常為閃長質或花崗質(Rapp and Watson， 1995)。

(2) 黃合少正長巖具有富集放射性成因的Sr同位素組成(初始87Sr/86Sr=0.704 1～0.706 1)特征。在微量元素對SiO2哈克圖解上， 隨著SiO2含量增加， Sr含量總體呈下降趨勢； 演化程度最低的樣品HH-31(SiO2含量最低， 為60.44%)的Sr含量(835×10-6)遠遠高于地殼的Sr含量(地殼平均Sr含量為320×10-6； Rudnick and Gao， 2003)， 這表明巖體母巖漿具有遠高于地殼的Sr含量，使得巖體的Sr同位素組成對地殼混染不敏感。 因此， 黃合少巖體的Sr同位素組成可以反映地幔源區(qū)的Sr同位素組成， 指示源區(qū)地幔為富集巖石圈地幔。同樣的， 古城巖體也具有較高的Sr含量(1 591×10-6～4 807×10-6)， 其Sr同位素組成(初始87Sr/86Sr=0.705 4～0.706 3； Niuetal.， 2021)也反映了其源區(qū)為富集巖石圈地幔。

(3) 在微量元素組成上， 這兩個巖體均富集輕稀土元素， 富集大離子親石元素， 也支持源區(qū)為富集巖石圈地幔。

5.4 俯沖沉積物的地幔交代作用

鉀質-超鉀質堿性巖通常形成于交代地幔的部分熔融(Foleyetal.， 1987)， 越來越多的證據表明源區(qū)沉積物和/或碳酸鹽交代作用在堿性巖成因中發(fā)揮了重要作用(如， Conticellietal.， 2007， 2015； Prelevi·etal.， 2008； Avanzinellietal.， 2009； Tommasinietal.， 2011； Niuetal.， 2012， 2017； Guoetal.， 2014； Liuetal.， 2014， 2015)。

黃合少和古城巖體的Sr同位素組成也要求其源區(qū)地幔發(fā)生過來自俯沖沉積物的交代作用。山東蒙陰奧陶紀金伯利巖中鈣鈦礦原位初始Sr同位素組成為0.703 71(Yangetal.， 2009)， 可以代表古生代時華北克拉通巖石圈地幔的Sr同位素組成。如上所述， 黃合少和古城這兩個巖體的Sr同位素可以反映其源區(qū)巖石圈地幔的Sr同位素組成， 其初始87Sr/86Sr值分別為0.704 1～0.706 1和0.705 4～0.706 3， 均高于金伯利巖所反映的當時華北克拉通巖石圈地幔的Sr同位素比值。 此富集放射性成因的Sr同位素組成可以由俯沖沉積物對巖石圈地幔的交代作用引起?；诙唵位旌夏Ｐ?Langmuiretal.， 1978)模擬計算表明， 約1%～30%的俯沖沉積物[全球俯沖沉積物平均成分Sr=380×10-6，87Sr/86Sr=0.718(Plank and Langmuir， 1998)]對華北克拉通古生代巖石圈地幔[Sr=600×10-6，87Sr/86Sr=0.704(鄭建平等， 1999； Yangetal.， 2009)]的交代， 即可以成功解釋黃合少和古城這兩個巖體的Sr同位素組成(也即其源區(qū)巖石圈地幔的Sr同位素組成)(圖12)。圖12中， 線A為華北克拉通古生代巖石圈地幔(SCLM； 鄭建平等， 1999； Yangetal.， 2009)與全球俯沖沉積物(GLOSS； Plank and Langmuir， 1998)的Sr-Nd同位素混合趨勢線； 線B～F為地幔部分熔融形成的熔體與TTG片麻巖(Jahnetal.， 1987； Liuetal.， 2000)二元混合趨勢線(Langmuiretal.， 1978)：線B為未受俯沖沉積物(GLOSS)交代的巖石圈地幔熔體與TTG片麻巖二元混合趨勢線， 線C、D、E和F分別為受到10%、20%、30%和40%俯沖沉積物交代后的地幔部分熔融形成的熔體與TTG片麻巖的混合趨勢線。各混合端員的Sr、Nd含量及同位素比值詳見表7。為比較研究， 圖中也給出了同帶鉀質堿性巖古城巖體的Sr-Nd同位素分布(Zhangetal.， 2010； Zhang Q Qetal.， 2018； Niuetal.， 2021)以及虧損地幔(DM； Rudnicketal.， 2004)和華北克拉通鎂鐵質下地殼(張國輝等， 1998； Zhouetal.， 2002； Liuetal.， 2004)的Sr-Nd同位素組成。此外， 黃合少和古城巖體均具有較高的Sr、CaO和K2O含量， 這些元素特征也是源區(qū)發(fā)生俯沖沉積物交代作用的表現(Conticellietal.， 2007， 2015； Avanzinellietal.， 2009)。

圖 12 黃合少正長巖的Sr-Nd同位素組成Fig. 12 Sr-Nd isotopic compositions of the Huangheshao syenites

表 7 Sr-Nd同位素混合計算過程中各端員參數Table 7 Parameters used in Sr-Nd modelling calculations

古生代以來， 華北克拉通北緣的構造巖漿演化與古亞洲洋的地質演化密切相關。黃合少和古城正長巖的成因表明， 在早古生代時即存在古亞洲洋板片向華北克拉通下的俯沖； 俯沖板片及上覆沉積物會發(fā)生部分熔融， 形成的熔體和/或流體交代上部巖石圈地幔， 會形成含金云母/角閃石、單斜輝石等交代礦物的脈體(McInnes and Cameron， 1994)。Foley(1992)提出“脈體+圍巖”熔融模型來解釋鉀質堿性巖的成因， 認為巖漿是由來自脈體熔融形成的熔體和來自圍巖熔融形成的熔體不同程度混合而成, 以脈體為主部分熔融形成的巖漿通常為超鉀質堿性巖。黃合少和古城正長巖為鉀質-超鉀質堿性巖， 可以用中等或較高的脈體/圍巖熔融比例來解釋。

黃合少和古城正長巖均具有變化范圍較大且富集非放射性成因的Nd同位素組成， 黃合少正長巖εNd(t)=-25.5～-22.1(表6)， 古城正長巖的εNd(t)=-23.4～-10.1(Niuetal.， 2021)，這可能是巖漿在侵位過程中遭受TTG片麻巖的混染引起的。

不同于Sr元素， 黃合少正長巖的Nd含量較低(0.26×10-6～2.76×10-6； 表5)， 這使得其Nd同位素組成極易受到地殼混染的影響。華北克拉通基底巖石主要由前寒武TTG片麻巖、基性麻粒巖/角閃巖組成(Jahnetal.， 1987； Liu S Wetal.， 2000； Zhouetal.， 2002； Liu Y Setal.， 2004)?；月榱r/角閃巖的Nd同位素組成(εNd=-24～-12； 張國輝等， 1998； Zhouetal.， 2002； Liuetal.， 2004)與古城正長巖相似， 但較黃合少正長巖更為富集放射性成因同位素， 因此， 黃合少和古城正長巖的Nd同位素組成不可能由基性麻粒巖或角閃巖的混染引起。而TTG片麻巖具有較低的Nd同位素組成(εNd=-44～-25； Jahnetal.， 1987； Liuetal.， 2000)， 少量TTG片麻巖的混染即可引起巖漿體系Nd同位素的明顯變化。二元簡單混合(Langmuiretal.， 1978)模擬計算表明， 分別10%～15%和1%～10%左右TTG片麻巖的混染即可解釋黃合少正長巖和古城正長巖的Nd同位素組成(圖12)。

5.5 構造背景及區(qū)域地質演化

一般認為， 寒武紀至早奧陶世之前， 華北克拉通北緣為被動陸緣； 中晚奧陶世時， 華北克拉通北緣已演化為活動陸緣(Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003； Miaoetal.， 2007)。早奧陶世時， 古亞洲洋內發(fā)育北向洋內俯沖作用， 形成烏蘭島弧(Xiaoetal.， 2003)； 隨著俯沖作用的進行， 此島弧與華北克拉通北緣發(fā)生碰撞， 導致了烏蘭島弧增生到華北克拉通之上， 形成了由俯沖增生雜巖和蛇綠巖序列組成的烏蘭島弧雜巖(Xiaoetal.， 2003； Wilhemetal.， 2012)。此弧-陸碰撞之后， 新的南向俯沖作用開始發(fā)生， 導致華北克拉通北緣開始處于安第斯型活動陸緣構造階段， 發(fā)育了中奧陶世-早志留世白乃廟陸弧巖漿以及溫都爾廟增生雜巖(Wang and Liu， 1986； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003)。但Zhang等(2014)研究發(fā)現， 白乃廟弧巖漿巖的基底具有塔里木或揚子克拉通屬性， 與華北克拉通基底性質不一致； 白乃廟弧巖漿巖帶是通過弧-陸碰撞增生到華北克拉通北緣的， 并非是發(fā)育在華北克拉通之上的陸弧巖漿， 認為古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖始于石炭紀。

如上文所述， 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世鉀質堿性巖的發(fā)育， 要求在巖體形成之前， 即早-中志留世或晚奧陶世時便發(fā)育古亞洲洋板片向華北克拉通下的俯沖； 俯沖板片(及上覆沉積物)相關熔體或流體對巖石圈地幔進行交代， 形成含金云母/角閃石、單斜輝石等交代礦物脈體的易熔地幔。實際上， 溫都爾廟群奧陶紀-志留紀高p/T變質作用以及華北克拉通北緣弧前和弧后盆地的發(fā)育， 也被認為與古生代期間古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖作用相關(Tang and Yan， 1993； Deetal.， 2006； Xuetal.， 2013， 2015； Zhang J Retal.， 2018)。

晚志留世時， 華北克拉通北緣的地質演化被一次構造事件所影響， 表現為白乃廟弧巖漿巖和溫都爾廟增生雜巖被淺海碎屑沉積巖不整合覆蓋(Wang and Liu， 1986； Shao， 1989； Yueetal.， 2001； Xiaoetal.， 2003)， 意味著古亞洲洋向華北克拉通俯沖相關的地質作用已不再活躍。但是， 自石炭紀到二疊紀， 華北克拉通北緣繼續(xù)發(fā)育大量的陸弧巖漿作用(Zhangetal.， 2007b， 2009a， 2016； 張拴宏等， 2010； Maetal.， 2013)， 表明晚志留世時古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖作用只是暫時性的中斷(Wilhemetal.， 2012)， 自石炭紀開始， 俯沖作用又重新啟動。

實際上， 晚志留世時， 不僅華北克拉通北緣， 中亞造山帶興蒙地區(qū)也經歷了一次明顯的構造事件。在內蒙古達茂旗巴特敖包附近， 發(fā)育志留系西別河組與奧陶系火山巖的不整合(Zhang and Tang， 1989； Rongetal.， 2001； Johnsonetal.， 2001)； 在蘇尼特左旗-錫林浩特一帶， 志留系磨拉石不整合于早期花崗質巖體之上(Zhang and Tang， 1989)， 表明在晚志留世末之前曾發(fā)生過一次區(qū)域上較強烈的造山或地殼運動(Tang， 1990； 石玉若等， 2014)。

導致晚志留世時古亞洲洋向華北克拉通下俯沖作用中斷的構造事件， 學者們普遍認為是古亞洲洋上的某微陸塊與華北克拉通北緣在此時發(fā)生了碰撞拼貼：Yue等(2001)提出蘇尼特(或錫林浩特)微陸塊與華北克拉通發(fā)生了碰撞； Jian等(2008)認為圖林凱島弧增生到巴特微陸塊上； Wilhem 等(2012)從全球板塊構造角度的空間及動力學研究認為， 志留紀時哈薩克斯坦陸塊和華北克拉通位置很接近， 可能發(fā)生了哈薩克斯坦與華北克拉通的斜碰撞。也有部分學者認為， 古亞洲洋在晚志留世末(泥盆紀之前)已發(fā)生了閉合(Xuetal.， 2013， 2015； Chenetal.， 2015； Zhang J Retal.， 2018)。

不論是上述哪種構造過程， 可以確定的是， 華北克拉通北緣在晚志留世末期至早泥盆世時處于碰撞后伸展地球動力學背景下， 從而導致被俯沖沉積物交代的、含金云母/角閃石和單斜輝石等交代礦物的易熔巖石圈地幔發(fā)生部分熔融， 形成了以黃合少和古城正長巖為代表的堿性巖帶。

除了本文研究的晚志留世末-早泥盆世這期堿性巖， 在華北克拉通北緣還發(fā)育一期晚三疊世鉀質-超鉀質堿性巖，分布于集寧-隆化斷裂以南(圖1b)， 也呈東西向帶狀展布， 自西向東代表性巖體有：內蒙古包頭東霞石正長巖(214 Ma； Zhangetal.， 2012； 牛曉露等， 2016)、涼城正長巖(227 Ma； 未發(fā)表數據)、山西大同煌斑巖(229 Ma； Niuetal.， 2017)、河北姚家莊超鎂鐵巖-正長巖雜巖體(209 Ma； 陳斌等， 2013)、礬山超鎂鐵巖-正長巖雜巖體(225～218 Ma； 任榮等， 2009； Niuetal.， 2012)、遼西凌源河坎子霞石正長巖(226～224 Ma； Yangetal.， 2012)、遼東賽馬-柏林川正長巖(233 Ma； 吳福元等， 2005)。與晚志留世末-早泥盆世堿性巖相比， 晚三疊世堿性巖更為富鉀貧硅， 多為二氧化硅不飽和過堿性巖， 未受明顯地殼混染或混染程度極低(Niuetal.， 2012， 2017； 陳斌等， 2013； 牛曉露等， 2016)。研究表明這些堿性巖形成于含金云母/角閃石-單斜輝石富集地幔的低程度部分熔融， 源區(qū)地幔受到了來自古亞洲洋俯沖板片(及上覆沉積物， 包括碳酸鹽)相關熔體/流體的交代作用(Yangetal.， 2012； Niuetal.， 2012， 2017； 陳斌等， 2013； Houetal.， 2015； 牛曉露等， 2016)。這套三疊紀鉀質-超鉀質堿性巖的發(fā)育， 指示華北克拉通北緣此時已處于強烈伸展構造動力學背景中， 為中亞造山帶各塊體最終拼貼完成之后的陸內伸展演化階段。

堿性巖一般多在構造旋回的晚期階段形成(Faure， 2001)， 華北克拉通北緣兩期鉀質堿性巖的發(fā)育， 指示古亞洲洋與華北克拉通北緣相互作用過程中可能存在兩個構造旋回。綜合本文發(fā)現及前人關于古亞洲洋演化及華北克拉通北緣巖漿巖相關研究成果， 認為古亞洲洋與華北克拉通北緣的相互作用可能經歷了如下過程：

(1) 奧陶紀-泥盆紀構造旋回：奧陶紀時， 由于烏蘭島弧增生拼貼到華北克拉通北緣， 啟動了古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖； 晚志留世時， 古亞洲洋上的微陸塊拼貼碰撞到華北克拉通北緣， 導致俯沖作用暫停； 晚志留世末-早泥盆世時， 華北克拉通北緣處于碰撞后伸展構造環(huán)境， 導致被俯沖沉積物交代的巖石圈地幔發(fā)生部分熔融， 從而發(fā)育晚志留世末-早泥盆世堿性巖。

(2) 石炭紀-三疊紀構造旋回：石炭紀時， 古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖作用重新啟動， 導致克拉通北緣發(fā)育大量安第斯型陸弧巖漿； 晚二疊世-早三疊世時， 古亞洲洋閉合， 華北克拉通與蒙古陸塊沿索倫縫合帶最終碰撞縫合； 晚三疊世時， 華北克拉通北緣進入陸內強烈伸展演化階段， 發(fā)育晚三疊世鉀質-超鉀質堿性巖。

6 結論

(1) 華北克拉通北緣發(fā)育一期晚志留世末-早泥盆世堿性巖巖漿作用； 在巖漿體系性質上， 這套堿性巖分為兩類： 一類為鉀質堿性巖， 以古城和黃合少正長巖為代表； 一類為鈉質堿性巖， 以高家村角閃正長巖、白菜溝石英正長巖和烏蘭哈達二長巖為代表。

(2) 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世鉀質堿性巖起源于被俯沖沉積物交代的富集巖石圈地幔源區(qū), 在侵位過程中， 普遍受到地殼物質不同程度的混染。

(3) 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世鉀質堿性巖的發(fā)育， 指示在古生代期間， 發(fā)育古亞洲洋板片向華北克拉通下的俯沖， 俯沖相關物質對上覆巖石圈地幔進行交代； 晚志留世末期-早泥盆世時， 由于微陸塊的碰撞拼貼， 華北克拉通北緣暫時處于碰撞后伸展演化階段。

(4) 華北克拉通北緣晚志留世末-早泥盆世及晚三疊世兩期堿性巖的發(fā)育， 指示古亞洲洋與華北克拉通北緣相互作用過程中可能存在兩個構造旋回： 奧陶紀-泥盆紀期間的大洋俯沖-微陸塊碰撞-克拉通北緣區(qū)域伸展(晚志留世末-早泥盆世堿性巖發(fā)育)構造旋回； 石炭紀-三疊紀期間的大洋俯沖-陸陸碰撞-克拉通北緣陸內強烈伸展(晚三疊世堿性巖發(fā)育)。

致謝中國地質科學院地質研究所唐索寒研究員和離子探針中心車曉超在Sr-Nd同位素分析測試和鋯石定年相關工作中給予了指導和幫助； 兩位審稿專家對論文進行了細致認真的審閱， 并提出了寶貴的建設性修改意見， 在此一并表示衷心感謝！