習澤晨，李珊珊，何登洋，楊澤宇，邱昆峰,2

1.中國地質大學 地球科學與資源學院，北京 100083；2.中國地質大學 地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083

0 引言

華北克拉通東部和西部陸塊在約1.85 Ga沿中部造山帶碰撞拼合標志著統(tǒng)一結晶基底的形成，隨后在約1.8 Ga其構造背景由擠壓環(huán)境轉變?yōu)樯煺弓h(huán)境[1--4]。密云地區(qū)位于華北克拉通北緣中段(圖1)，在早中元古代形成了大量A型環(huán)斑花崗巖[5]。前人[5--8]研究認為，密云環(huán)斑花崗巖形成于1 700～1 680 Ma期間，屬于AMCG(斜長巖--紋長二長巖--紫蘇花崗巖--花崗巖)巖系，表明其形成于伸展環(huán)境。因此，密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程從1 700 Ma開始，至少持續(xù)到1 680 Ma。然而，前人[5, 7]對密云地區(qū)在早中元古代伸展過程的認識多基于A型環(huán)斑花崗巖的研究，認為其形成于伸展環(huán)境，對區(qū)域內正長花崗斑巖研究較少，探討正長花崗斑巖成因有助于進一步了解密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程。

圖1 華北克拉通地質簡圖 [22--23]Fig.1 Sketch geological map of North China Craton

本文以密云地區(qū)霍各莊鐵礦出露的正長花崗斑巖為研究對象，通過巖石學、巖相學、鋯石U--Pb年代學、鋯石微量元素地球化學和鋯石Ti溫度計研究，并結合前人研究資料，為密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程提供新的年代約束。

1 區(qū)域地質背景

華北克拉通至少存在4.0 Ga的地質演化歷史[9--10]；在約3.8～3.2 Ga期間形成古老陸核[11]； 在2.9～2.7 Ga期間，通過陸殼增生的方式圍繞古老陸核生長形成微陸塊[12--15]；在新太古代晚期(2.6～2.5 Ga)，伴隨火山作用、沉積作用以及麻粒巖相--角閃巖相變質作用，形成登封、紅透山等綠巖帶，基本實現克拉通化[14, 16]；在2.3～1.95 Ga期間，經歷了基底殘留洋盆與陸內拉伸--裂谷事件[17]；在1.95～1.9 Ga期間，經歷了擠壓構造事件，形成膠遼活動帶、豐鎮(zhèn)活動帶和晉豫活動帶[15]；在約1.82～1.6 Ga期間，先后經歷了麻粒巖相--角閃巖相結晶基底抬升、角閃巖相退變質作用和熊耳群、長城系地層的不整合覆蓋[14, 18]； 約1.78 Ga的大火成巖事件中形成了太行--呂梁基性巖墻群、熊耳裂谷火山巖系和密云--北臺基性巖墻群[19]；在1.72～1.62 Ga期間，轉為非造山巖漿活動，形成大廟雜巖體、密云環(huán)斑花崗巖和大紅峪組火山巖等[8, 20--21]。

密云地區(qū)位于華北克拉通北緣中段，主要由太古宙晚期TTG片麻巖、變質火山巖和變質沉積巖以及元古宙環(huán)斑花崗巖組成[24--27]。其中，TTG片麻巖、變質火山巖和變質沉積巖大約形成在2.6～2.5 Ga期間[24]，環(huán)斑花崗巖大約形成在1.7～1.68 Ga期間[5--8]。密云地區(qū)出露的地層主要有古太古代四合堂群(自下而上依次為陽坡地組、宋營子組、西灣子組和山神廟組)、新太古代密云群(自下而上依次為沙廠組、葦子峪組和大漕組)、中元古代長城系和中元古代薊縣系[28--29](圖2)。其中，太古代地層巖性主要以變粒巖和片麻巖為主；中元古代長城系以陸相--淺海相碎屑沉積為主；中元古代薊縣系巖性以白云巖為主[28]。密云地區(qū)在大約2.8 Ga的遷西運動經歷了麻粒巖相變質，在大約2.5 Ga的阜平運動經歷了角閃巖相變質[29]，在大約1.7～1.68 Ga期間的巖漿活動中形成了大量環(huán)斑花崗巖[5, 7, 30]。

圖2 華北克拉通密云地區(qū)地質簡圖 [31]Fig.2 Sketch geological map of North China Craton in Miyun area

2 地質特征及巖相學

研究區(qū)位于密云縣霍各莊鐵礦床的南礦段，出露輝綠巖、輝長巖、正長花崗斑巖和云煌巖等。其中，正長花崗斑巖侵位于云煌巖和輝長巖，推測正長花崗斑巖形成時間晚于云煌巖和輝長巖(圖3a)。

正長花崗斑巖新鮮面呈淺肉紅色，風化面呈灰白色，斑狀結構，發(fā)育晚期的方解石細脈(圖3b)，斑晶成分主要為石英(15%)和正長石(10%)(圖3c)。其中，石英斑晶呈他形粒狀，粒徑在500～1 500 μm之間。正長石斑晶呈他形粒狀，粒徑在800～2 000 μm之間?；|成分主要為正長石和斜長石(圖3d)。副礦物有磁鐵礦、磷灰石和鋯石。

a.正長花崗斑巖野外照片; b.正長花崗斑巖手標本照片; c.正長花崗斑巖正交偏光照片; d.正長花崗斑巖方解石脈正交偏光照片。Cal.方解石;Or.正長石;Qz.石英;Pl.斜長石。圖3 正長花崗斑巖野外露頭、手標本及顯微照片Fig.3 Outcrops, hand specimen and photomicrographs of syenogranitic porphyry

3 分析方法

3.1 鋯石U--Pb年齡和微量元素

鋯石單礦物挑選和制靶是在北京前寒武科技有限公司完成。鋯石單礦物挑選為手工挑選，樣品經顎式破碎機粗碎和對輥破碎機細碎到一定目數后，由人工淘洗、烘干或室溫自然陰干，采用重液和電磁選方法分離出特定重礦物，在雙目顯微鏡下逐粒挑選出指定礦物。制靶流程為：由人工在雙目顯微鏡下將單礦物顆粒按順序依次擺放整齊后，經環(huán)氧樹脂包埋鑲嵌，打磨、拋光、清洗成靶樣，在偏光顯微鏡下拍透射光和反射光圖像、在掃描電鏡下拍陰極發(fā)光(CL)圖像。

本文測試鋯石U--Pb同位素定年和微量元素含量分析在北京燕都中實測試技術有限公司利用LA--ICP--MS分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213，ICP--MS為布魯克M90，束斑為30 μm。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調節(jié)靈敏度，采用鋯石標準91500和Plesovice作為外標進行同位素分餾矯正。對鋯石樣品的U--Pb年齡諧和圖繪制采用軟件ISOPLOTR完成[32]。

3.2 鋯石Ti溫度計計算方法

Waston et al.[33]通過高溫、高壓實驗(1～2 GPa， 675～1 450℃，初始物質為多組分含ZrO2的硅酸鹽熔體和熱液)，得出鋯石Ti溫度計計算公式為：

lg Ti鋯石=(6.01±0.03)-(5 080±30)/T(K)

(1)

其中，鋯石中Ti的含量受壓力影響不大。在計算未知源區(qū)和生長條件的鋯石結晶溫度時，此方法存在±10℃的誤差。本文利用公式(1)對正長花崗斑巖(19MY24)鋯石的結晶溫度進行計算。

4 測試結果

4.1 鋯石U--Pb分析結果

正長花崗斑巖(19MY24)鋯石多呈自形--半自形棱柱狀、次圓狀，粒徑多為(70×120～100×200)μm，晶體長寬比介于(1∶1)～(2∶1)之間，鋯石內部可見清晰震蕩環(huán)帶結構(圖4a)。鋯石Th含量分布在(8～57)×10-6之間，U含量分布在(14～87)×10-6之間，Th/U比值分布在0.47～0.85之間。對該正長花崗斑巖29顆鋯石進行了U--Pb同位素分析，27個點的諧和圖如圖4b所示，取其中諧和度較好的25個點做加權平均年齡，25個點的207Pb/206Pb加權平均年齡為(1 666±17)Ma(n=25，MSWD=0.12)(圖4c)，代表了該正長花崗斑巖的結晶年齡(表1)。

圖4 正長花崗斑巖部分鋯石陰極發(fā)光圖(a)、鋯石U--Pb年齡諧和圖(b)與加權平均年齡(c)Fig.4 CL images of selected zircons (a),U--Pb concordia diagrams (b) and weighted average ages (c) of zircons from syenogranitic porphyry

表1 正長花崗斑巖LA--ICP--MS鋯石U--Pb定年結果Table 1 LA--ICP--MS zircon U--Pb dating of syenogranitic porphyry

4.2 鋯石結晶溫度和微量元素特征

由公式(1)計算可以得出正長花崗斑巖(19MY24)鋯石的結晶溫度在754℃～862℃之間，均值為800.5℃。因此，正長花崗斑巖鋯石結晶時的巖漿溫度約為(800±60)℃。

鋯石總稀土含量為(281～1 152)×10-6，輕稀土含量為(12～64)×10-6，重稀土含量為(266～1 097)×10-6。鋯石稀土元素球粒隕石標準化配分曲線圖具有左傾特征(圖5)，LREE/HREE為0.03～0.07，(La/Yb)N、(La/Sm)N、(Ce/Yb)N和(Gd/Yb)N的值大部分<0.1，輕重稀土元素分異明顯，具有明顯的Ce正異常(1.96～46.80)和Eu負異常(0.05～0.23)(表2)。

圖5 正長花崗斑巖鋯石稀土元素球粒隕石標準化配分曲線圖 [34--35]Fig.5 Zircon chondrite normalized REE distribution patterns diagram of syenogranitic porphyry

5 討論

5.1 正長花崗斑巖侵位時代

近年來，很多學者對密云地區(qū)環(huán)斑花崗巖進行了大量高精度的鋯石U--Pb年代學研究。郁建華等[6]通過TIMS方法獲得密云環(huán)斑花崗巖的結晶年齡為(1 683±4)Ma。楊進輝等[5]通過LA--ICP--MS鋯石U--Pb方法獲得密云環(huán)斑花崗巖的結晶年齡為(1 681±10)Ma。高維等[7]通過SHRIMP鋯石U--Pb方法獲得密云環(huán)斑花崗巖體的結晶年齡為(1 685±15)Ma。Wang et al.[8]通過鋯石SHRIMP和LA--ICP--MS方法得出密云環(huán)斑花崗巖巖體形成于1 700～1 682 Ma期間。前人研究表明，密云環(huán)斑花崗巖的結晶年齡集中在1700～1680 Ma之間，本文通過LA--ICP--MS方法獲得正長花崗斑巖鋯石U--Pb年齡為(1 666±17)Ma，代表正長花崗斑巖的結晶年齡，其形成時代稍晚于環(huán)斑花崗巖。

5.2 巖漿源區(qū)及巖石成因

正長花崗斑巖鋯石為自形--半自形結構，陰極

發(fā)光圖顯示出清晰振蕩環(huán)帶結構，表明鋯石為典型巖漿鋯石[36]。鋯石結晶溫度在754～862℃之間，均位于未變質巖漿鋯石的溫度范圍內(圖6a)，Th/U比值全部位于0.1～1.0之間(圖6b)，同樣表明了巖漿成因特征[37--38]。鋯石輕稀土元素虧損，重稀土元素富集，且具有明顯的Ce正異常和Eu負異常，也表明鋯石為典型的巖漿鋯石[39]。鋯石的Eu負異常和Ce正異常可以反映鋯石結晶時的物理化學條件[40--41]。鋯石Ce正異常指示氧化條件，Eu負異常指示還原條件[42]。鋯石中同時出現Ce正異常和Eu負異常存在矛盾。因此，Ce正異常和Eu負異常的影響因素不僅為氧逸度。前人[43--44]研究表明，鋯石Eu負異常可能與斜長石的分離結晶有關。本文正長花崗斑巖鋯石具有明顯的Eu負異常(0.05～0.23)，表明其形成過程可能存在斜長石的分離結晶。

圖6 鋯石結晶溫度與鋯石Hf含量關系圖解(a)和鋯石Th/U比值圖解(b)Fig.6 Diagram of relationship between crystallization temperature and Hf content of zircon (a) and diagram of Th/U ratio of zircon (b)

本文正長花崗斑巖與密云環(huán)斑花崗巖具有相似的礦物組成，其主要礦物為正(鉀)長石、石英和斜長石，巖石均呈斑狀結構[7]。正長花崗斑巖位于密云霍各莊地區(qū)，密云環(huán)斑花崗巖位于密云沙廠地區(qū)，兩者具有一定的空間聯系。密云環(huán)斑花崗巖中除正(鉀)長石、石英和斜長石之外，含有少量的角閃石和黑云母[5]。隨著巖漿演化，其溫度逐漸降低，角閃石和黑云母先從巖漿中分離結晶，隨后形成正長石和石英[45]。因而，本文認為在巖漿演化過程中，正長花崗斑巖在密云環(huán)斑花崗巖之后形成。從時代上看，正長花崗斑巖的結晶年齡為(1 666±17)Ma，環(huán)斑花崗巖的結晶年齡在1 700～1 680 Ma期間，正長花崗斑巖形成時代晚于環(huán)斑花崗巖。此外，本文正長花崗斑巖鋯石的Pb平均含量為16.6×10-6，U平均含量為41.9×10-6，Th平均含量為27.6×10-6，密云環(huán)斑花崗巖鋯石的Pb平均含量在(16.4～22.0)×10-6之間，U平均含量在(41.4～60.0)×10-6之間，Th平均含量在(20.7～30.3)×10-6之間[5, 7--8]。這兩種花崗巖的鋯石具有相似的Pb、Th和U元素含量。綜合分析，正長花崗斑巖和環(huán)斑花崗巖為同一巖漿先后結晶分異的產物。本文正長花崗斑巖中磷灰石、鋯石和磁鐵礦相對較多，鋯石結晶時的巖漿溫度約為(800±60)℃，溫度較高，與A型花崗巖的特征(磷灰石、鋯石和磁鐵礦相對較多，巖漿溫度>800℃)一致[46--48]。此外，楊進輝等[5]報道密云環(huán)斑花崗巖屬于準鋁質--過鋁質巖石，具有高的Ga含量和Fe/Mg比值，認為密云環(huán)斑花崗巖為典型的A型花崗巖。由于正長花崗斑巖與密云環(huán)斑花崗巖可能為同一期巖漿活動的產物，兩者成因可能一致。前人[43, 49--51]研究表明，殼源鋯石具有明顯的Eu負異常，而幔源鋯石無Eu異常或弱Eu負異常(圖5)，本文正長花崗斑巖鋯石稀土配分模式具有明顯的Eu負異常，表明正長花崗斑巖的巖漿源區(qū)來源于地殼。此外，密云環(huán)斑花崗巖(1.70～1.68 Ga)鋯石εHf(t)為-9.8～-3.3，TDM2在2.8～2.6 Ga之間，全巖εNd(t)值在-6.38～-3.59之間，表明其巖漿源區(qū)來源于古老地殼的部分熔融[5, 8]。結合正長花崗斑巖和環(huán)斑花崗巖相似的礦物組成和結構，相近的結晶年齡和鋯石Pb、Th和U元素含量和空間的聯系，正長花崗斑巖巖漿可能來源于下地殼物質部分熔融。

5.3 地質意義

前人[3, 52]研究認為，A型花崗巖通常形成于伸展環(huán)境。本文正長花崗斑巖與密云環(huán)斑花崗巖為同一期巖漿作用的產物，因此正長花崗斑巖可能為A型花崗巖，暗示其形成于伸展環(huán)境。此外，密云地區(qū)出露有與正長花崗斑巖同期的輝綠巖和輝長巖等基性巖漿巖，為典型的雙峰式巖漿作用的特征[53]，這也進一步表明密云地區(qū)在這一時期處于伸展環(huán)境[54]。密云環(huán)斑花崗巖形成于1 700～1 680 Ma期間[5--8]，表明密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程至少持續(xù)到1 680 Ma。本文正長花崗斑巖的結晶年齡為(1 666±17)Ma，表明密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程至少持續(xù)到大約1 666 Ma。

結合前人[55]研究，密云地區(qū)在早中元古代時期處于伸展環(huán)境，在軟流圈上涌作用下，巖石圈地幔底侵，誘發(fā)下地殼部分熔融，隨著巖漿上涌，在1 700～1 680 Ma先后形成基性輝長巖、輝綠巖和環(huán)斑花崗巖。在大約1 666 Ma，隨著分離結晶形成正長花崗斑巖[4](圖7)。

圖7 密云地區(qū)中元古代巖漿形成示意圖 [4]Fig.7 Sketch map showing formation of Mesoproterozoic magma in Miyun

6 結論

(1)密云正長花崗斑巖鋯石U--Pb定年結果為(1 666±17)Ma，代表了正長花崗斑巖的結晶年齡。

(2)正長花崗斑巖的鋯石相對虧損輕稀土元素，結晶溫度為754～862℃，代表了鋯石結晶時的巖漿溫度。鋯石明顯的Eu負異?？赡芘c斜長石的分離結晶有關，巖漿可能來源于下地殼物質部分熔融。

(3)正長花崗斑巖形成于伸展環(huán)境，在軟流圈上涌作用下，巖石圈地幔熔體底侵，誘發(fā)地殼部分熔融，巖漿上涌過程中先后分離結晶形成密云環(huán)斑花崗巖和正長花崗斑巖。

(4)華北克拉通密云地區(qū)在早中元古代的伸展過程至少持續(xù)到1 666 Ma。

致謝感謝鄧軍教授在論文成文過程中的指導和幫助。