王惠初，張家輝，任云偉，施建榮，相振群，常青松，王智

（1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心，天津 300170；2.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局前寒武紀(jì)地質(zhì)研究中心，天津 300170；3.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局國(guó)際礦業(yè)研究中心，北京 100037）

克拉通內(nèi)部古老（新太古代-古元古代）造山帶的準(zhǔn)確識(shí)別及其構(gòu)造背景的深入研究，對(duì)于揭示全球古老克拉通的形成演化、陸塊聚-散的動(dòng)力學(xué)過(guò)程具有重要的科學(xué)意義[1,2]。華北克拉通北部廣泛出露麻粒巖相變質(zhì)巖，是我國(guó)高級(jí)變質(zhì)巖研究的經(jīng)典地區(qū)[3]。自上世紀(jì)九十年代在華北北部發(fā)現(xiàn)高壓麻粒巖以來(lái)[4-6]，引起了國(guó)內(nèi)外前寒武紀(jì)地質(zhì)學(xué)者的極大關(guān)注，開(kāi)創(chuàng)了華北克拉通早前寒武紀(jì)板塊構(gòu)造研究新時(shí)代。高壓麻粒巖最早在懷安蔓菁溝-宣化西望山地區(qū)被發(fā)現(xiàn)，然后在恒山、赤城、承德、千里山-賀蘭山等地相繼報(bào)道[5，7，8-19]。大多數(shù)研究者相信高壓麻粒巖具有板塊構(gòu)造意義，是地球早期高地?zé)崽荻葼顟B(tài)下板塊俯沖的產(chǎn)物。華北北部涼城-集寧地區(qū)和大青山地區(qū)超高溫麻粒巖的發(fā)現(xiàn)是繼高壓麻粒巖發(fā)現(xiàn)之后的另一個(gè)重大進(jìn)展[20-25]，其形成與地殼深處殼幔相互作用密切相關(guān)，但其是否具有板塊構(gòu)造意義依然存在較大爭(zhēng)議。

針對(duì)華北克拉通中北部古元古代構(gòu)造格局和高壓、（超）高溫麻粒巖的成因與構(gòu)造背景等重大基礎(chǔ)地質(zhì)問(wèn)題，自2016年以來(lái)，中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局在天鎮(zhèn)-集寧-涼城地區(qū)部署了區(qū)域地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目，通過(guò)填圖實(shí)踐，厘清了一些基本地質(zhì)事實(shí)，取得了一些新認(rèn)識(shí)，為華北克拉通的形成演化研究提供了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)地質(zhì)資料支撐。

1 基本構(gòu)造格架

華北克拉通中北部的麻粒巖帶主要分布于承德-集寧-包頭一線(xiàn)，通常包括東部的麻粒巖地體（以太古宙TTG片麻巖為主）和西部的孔茲巖帶（以變質(zhì)表殼巖為主）。晉冀蒙相鄰地區(qū)是麻粒巖地體與孔茲巖帶的接觸帶，處于華北克拉通變質(zhì)基底大地構(gòu)造單元?jiǎng)澐值年P(guān)鍵部位。在前人不同的基底構(gòu)造單元?jiǎng)澐址桨钢衃26-39]，晉冀蒙相鄰地區(qū)均是重要的構(gòu)造節(jié)點(diǎn)。特別是古元古代構(gòu)造單元?jiǎng)澐种?，均將興和-大同一線(xiàn)作為重要構(gòu)造單元的分界線(xiàn)。如在趙國(guó)春等[34]的劃分方案中，興和-大同一線(xiàn)是中部造山帶與西部陸塊的分界線(xiàn)；在陸松年等[40-41]的中國(guó)變質(zhì)巖大地構(gòu)造圖中，興和-大同一線(xiàn)被認(rèn)為是賀蘭山-集寧-承德古造山系內(nèi)部恒山-承德高壓麻粒巖帶（古元古代再造雜巖帶）與涼城-集寧孔茲巖帶之間的分界線(xiàn)。郭敬輝等①郭敬輝，彭澎，焦淑娟，等.華北克拉通西北部古元古代高壓麻粒巖-超高溫麻粒巖——變質(zhì)巖與前寒武紀(jì)地質(zhì)學(xué)2017年全國(guó)學(xué)術(shù)研討會(huì)野外地質(zhì)考察指南[R].2017.在Zhao et al.（2005）[35]陰山地塊、孔茲巖帶和中部帶構(gòu)造單元基礎(chǔ)上，依據(jù)華北克拉通中北部早前寒武紀(jì)巖石組合將孔茲巖帶細(xì)分為烏拉山-大青山地體和集寧-涼城地體，將中部帶細(xì)分為懷安片麻巖地體、恒山片麻巖地體、五臺(tái)綠巖帶、阜平片麻巖地體以及北部的紅旗營(yíng)子群（地體），以各單元變質(zhì)作用時(shí)代和演化特征初步構(gòu)建了北東向的構(gòu)造格局。毫無(wú)疑問(wèn)，陰山地塊與孔茲巖帶之間以及孔茲巖帶與懷安片麻巖地體之間的分界線(xiàn)已得到了廣泛認(rèn)可。

本次工作對(duì)張家口-包頭一帶的早前寒武紀(jì)地質(zhì)體進(jìn)行了重新梳理，以物質(zhì)組成為基礎(chǔ)，結(jié)合航磁特征，對(duì)該帶的構(gòu)造單元?jiǎng)澐诌M(jìn)行了重新梳理。一是將東五分子綠巖帶與五臺(tái)綠巖帶類(lèi)比，將陰山新太古代巖漿弧與五臺(tái)新太古代島弧帶視為古元古代造山帶兩側(cè)的新太古代陸塊，兩者物質(zhì)組成均是以新太古代TTG片麻巖和綠巖帶為主，有少量古元古代的地質(zhì)記錄。二是將烏拉山-大青山再造雜巖帶與天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶（恒山-桑干高壓麻粒巖帶）視為卷入古元古代造山帶的兩側(cè)大陸邊緣，巖石組成包括新太古代變質(zhì)巖系和古元古代變質(zhì)巖系兩部分，其中烏拉山-大青山再造雜巖帶中變質(zhì)表殼巖較多，新太古代片麻巖系占比較??；而天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶則變質(zhì)表殼巖相對(duì)較少，以新太古代片麻巖系為主。三是將含礦性作為劃分構(gòu)造單元的重要標(biāo)志，烏拉山-大青山再造雜巖帶與天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶中均含有條帶狀鐵建造（BIF）（新太古代）和晶質(zhì)石墨礦（古元古代），其中BIF鐵礦均為小型鐵礦或礦點(diǎn)，石墨礦則可達(dá)到中型以上規(guī)模。四是將涼城-集寧一帶視為古元古代造山帶的核部，古元古代深熔花崗巖發(fā)育，且缺少新太古代的地質(zhì)體。五是物質(zhì)組成與航磁異常相結(jié)合，太古宙地質(zhì)體顯示明顯的航磁正異常，而涼城深熔花崗巖帶則顯示明顯的航磁負(fù)異常；在航磁圖上崇禮-尚義-察右后旗一帶顯示明顯的構(gòu)造邊界特征，該斷裂帶兩側(cè)變質(zhì)程度有所差異，但在張北縣北側(cè)的義哈德石墨礦的鉆孔巖心中可以見(jiàn)到與黃土窯地區(qū)類(lèi)似的榴云片麻巖，并發(fā)育大理巖，因此我們暫將崇禮一帶的紅旗營(yíng)子群視為天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶的中淺部構(gòu)造層次對(duì)應(yīng)物。

由此，我們將華北克拉通中北部的變質(zhì)基底構(gòu)造單元?jiǎng)澐譃殛幧教胖鎺r漿弧、烏拉山-大青山再造雜巖帶、涼城深熔花崗巖帶、天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶和五臺(tái)新太古代巖漿弧（圖1）。其中烏拉山-大青山再造雜巖帶以固陽(yáng)-下濕壕-武川韌性剪切帶為界與陰山新太古代巖漿弧相接，天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶以朱家坊韌性剪切帶為界與五臺(tái)新太古代島弧帶相接，涼城深熔花崗巖帶與天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶之間的界線(xiàn)為大同孤山-興和大同夭韌性剪切帶（孤山構(gòu)造混雜帶）。涼城深熔花崗巖帶與烏拉山-大青山再造雜巖帶之間的界線(xiàn)為黃合少-福生莊韌性剪切帶，也是一條特征明顯的航磁梯度帶，北側(cè)磁正異常反映的是太古宙基底巖石，南側(cè)磁負(fù)異常則是深熔花崗巖的體現(xiàn)，涼城深熔花崗巖帶中零星的磁正異常對(duì)應(yīng)該帶中較大面積分布的中基性麻粒巖[42-43]。

圖1 華北克拉通中北部變質(zhì)基底構(gòu)造單元?jiǎng)澐郑╝）及所處大地構(gòu)造位置（b）Fig.1 Division of tectonic units of met amorphic basement in the north central part of Nort h China Crat on（a）and their geotectonic locat ion(b)

古元古代造山帶包括烏拉山-大青山再造雜巖帶、天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶和涼城深熔花崗巖帶三個(gè)構(gòu)造單元。其中，天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶以發(fā)育古元古代高壓麻粒巖為特征，可視為古元古代熱造山帶的俯沖大陸邊緣；涼城深熔花崗巖帶以發(fā)育超高溫麻粒巖和大規(guī)模深熔花崗巖為特征，缺少太古宙基底巖石，可視為熱造山帶核部的深熔花崗巖脊；烏拉山-大青山再造雜巖帶最為復(fù)雜，發(fā)育古元古代晚期麻粒巖相和角閃巖相-綠片巖相兩套變質(zhì)表殼巖，并有超高溫麻粒巖。三個(gè)單元的主要地質(zhì)事件對(duì)比見(jiàn)表1。

表1 三個(gè)構(gòu)造單元主要地質(zhì)事件對(duì)比表Table 1 Comparison of main geological events of three Tectonic units

2 變質(zhì)表殼巖系的重新厘定

2.1 變質(zhì)地層劃分沿革

分布于鄂爾多斯盆地北緣的孔茲巖帶通常被劃分為東、中、西三段，東段相當(dāng)于涼城-集寧深熔花崗巖帶，中段即烏拉山-大青山再造雜巖帶。

分布在烏拉山-大青山一線(xiàn)的變質(zhì)巖系，曾先后被定為太古宙桑干群、五臺(tái)群，太古宙烏拉山群[44-46]。前人多將這套變質(zhì)巖系歸屬于中太古代或新太古代[46，50-54]。

在區(qū)調(diào)填圖的基礎(chǔ)上，楊振升和徐仲元等[54-59]將烏拉山-大青山一帶剔除變質(zhì)深成巖后的變質(zhì)地層按變質(zhì)作用、變形作用和巖漿活動(dòng)特征劃分為：（1）麻粒巖系，由各種成分的麻粒巖以一定的韻律或組合形式產(chǎn)出，相當(dāng)于原劃中太古代興和巖群；（2）黑云角閃片麻巖系，由斜長(zhǎng)角閃巖、黑云角閃片麻巖、黑云片麻巖和黑云長(zhǎng)英片麻巖組成，相當(dāng)于烏拉山巖群的下部；（3）孔茲巖系，由夕線(xiàn)石榴片麻巖、石墨片麻巖、透輝片麻巖、透輝長(zhǎng)石巖、長(zhǎng)石透輝巖夾透輝大理巖（蛇紋石化橄欖白云質(zhì)大理巖、硅質(zhì)白云質(zhì)大理巖）組成，相當(dāng)于烏拉山巖群的中上部；（4）淺變質(zhì)巖系（美岱召群），為一套綠片巖相變質(zhì)的由石英巖、長(zhǎng)石石英巖、黑云變粒巖、陽(yáng)起變粒巖組成的碎屑沉積地層。除上部的淺變質(zhì)巖系（美岱召群）外，仍將之下的三套變質(zhì)表殼巖系歸屬于中太古代-新太古代。

近年來(lái)對(duì)烏拉山-大青山的孔茲巖系進(jìn)行的鋯石U-Pb定年結(jié)果表明，碎屑鋯石年齡主要集中于2.0～2.4 Ga之間，并經(jīng)歷了1.95～1.85 Ga變質(zhì)作用[21,60-69]，因此孔茲巖系的形成時(shí)代為古元古代晚期（2.0～1.95 Ga），而非太古宙。

分布在涼城-豐鎮(zhèn)-集寧一帶的孔茲巖系稱(chēng)為集寧巖群。上世紀(jì)60年代初，李璞、鐘富道等[70]根據(jù)集寧三岔口東山剖面和卓資縣花山剖面把這一地區(qū)的變質(zhì)巖層稱(chēng)為集寧群，并自下而上劃分為土貴烏拉組、趙秀溝組、玻璃圖組和三岔口組等4個(gè)組。土貴烏拉組主要由夕線(xiàn)石榴鉀長(zhǎng)片麻巖和紫蘇斜長(zhǎng)片麻巖互層為特征，趙秀溝組以夕線(xiàn)石榴鉀長(zhǎng)片麻巖為主，玻璃圖組以大理巖為主，三岔口組以長(zhǎng)英片麻巖為主[70]。此后的研究者將集寧群的分布范圍逐漸擴(kuò)大到大同-天鎮(zhèn)-懷安地區(qū)，并劃分為上部孔茲巖系（上集寧群）和下部麻粒巖系（下集寧群）[44,50-52,71]，兩者之間或?yàn)椴徽匣驗(yàn)閿鄬咏佑|，時(shí)代均歸屬于太古宙?，F(xiàn)今的集寧巖群指內(nèi)蒙古中南部以富鋁片麻巖和大理巖為主的一套高級(jí)變質(zhì)巖層。由于這套巖層層理已被片理強(qiáng)烈置換，原有面貌保留極少，不易恢復(fù)，故命名為集寧巖群，而下部以麻粒巖和片麻巖為主的巖系則劃歸到桑干雜巖（懷安雜巖）。顯然現(xiàn)今的集寧巖群跨越了涼城深熔花崗巖帶和天鎮(zhèn)－懷安再造雜巖帶兩個(gè)構(gòu)造單元。

涼城-集寧地區(qū)孔茲巖系樣品的鋯石U-Pb定年結(jié)果亦顯示，碎屑鋯石年齡主要集中于2.0～2.1 Ga之間，2.2～2.4 Ga的年齡較少，并經(jīng)歷了強(qiáng)烈的1.95～1.85 Ga變質(zhì)作用[22，60，68，72-74]，也將孔茲巖系的形成時(shí)代限定在古元古代晚期（2.0～1.95 Ga）。

分布在大同-天鎮(zhèn)-懷安-宣化一帶的麻粒巖系，在早期的地質(zhì)工作中被籠統(tǒng)地稱(chēng)為桑干片麻巖或桑干雜巖[75]。上世紀(jì)80年代，晉冀蒙交界地區(qū)的早前寒武紀(jì)高級(jí)變質(zhì)巖區(qū)逐步建立起以太古代TTG片麻巖或灰色片麻巖雜巖為主體的地質(zhì)格架，變質(zhì)表殼巖呈層狀包體零星“漂浮”在片麻巖雜巖中[76]。該套片麻巖雜巖被稱(chēng)為懷安雜巖[77]，其中的變質(zhì)表殼巖部分歸屬于馬市口群[52]或集寧群孔茲巖[46]，形成時(shí)代被認(rèn)為是新太古代。

隨后，1/25萬(wàn)大同市幅、張家口市幅區(qū)調(diào)對(duì)區(qū)內(nèi)變質(zhì)表殼巖進(jìn)行了不同劃分，建立了陽(yáng)高巖組、黃土窯巖組、右所堡巖組以及馬市口巖組等地層單位，且變質(zhì)表殼巖的形成時(shí)代存在古太古代[78]、新太古代和古元古代[79]等不同認(rèn)識(shí)。最近的鋯石U-Pb年代學(xué)研究表明，懷安雜巖中興和黃土窯、天鎮(zhèn)四方墩以及懷安蔓菁溝等地的變泥質(zhì)表殼巖中的碎屑鋯石年齡同樣集中在2.0～2.3 Ga之間，并記錄了1.80～1.95 Ga多期變質(zhì)事件[74,80-84]，其巖石組合和年齡格架與孔茲巖一致，為古元古代變質(zhì)表殼巖。

2.2 天鎮(zhèn)地區(qū)新太古代與古元古代兩期變質(zhì)表殼巖的識(shí)別

本次工作在典型地區(qū)的區(qū)調(diào)填圖基礎(chǔ)上，結(jié)合區(qū)域變質(zhì)地層對(duì)比研究，重新厘定了天鎮(zhèn)－懷安再造雜巖帶的變質(zhì)表殼巖系，共劃分出新太古代和古元古代四套不同成因類(lèi)型的變質(zhì)表殼巖組合（填圖單元）（表2）。新太古代變質(zhì)表殼巖歸屬桑干巖群陽(yáng)高巖組，劃分為二輝麻粒巖-鐵英巖組合和榴云片麻巖組合；古元古代變質(zhì)表殼巖歸屬黃土窯巖組（前人亦稱(chēng)下白窯組）。通過(guò)野外產(chǎn)狀、巖石組合、特征變質(zhì)礦物和年代學(xué)等研究可以明確區(qū)分新太古代和古元古代變質(zhì)表殼巖單元[84]。

表2 天鎮(zhèn)地區(qū)早前寒武紀(jì)變質(zhì)表殼巖構(gòu)造-地層單元?jiǎng)澐諸able 2 Division of tectonic stratigraphic units of Early Precambrian metamorphic supracrustal rocks in Tianzhen area

BIF作為二輝麻粒巖+磁鐵石英巖組合中最具代表性的一類(lèi)巖石，是識(shí)別該組合的主要巖石學(xué)標(biāo)志，同時(shí)也是判斷其表殼巖屬性的主要依據(jù)。該套巖石在陽(yáng)高-懷安地區(qū)均有出露，野外呈透鏡體狀產(chǎn)出于各類(lèi)變質(zhì)TTG片麻巖之中，具有分布范圍廣、單個(gè)露頭規(guī)模小、連續(xù)性差等特征。該組合是區(qū)內(nèi)小型鐵礦或民采礦點(diǎn)的主要開(kāi)采層位，野外采坑中常見(jiàn)殘存的磁鐵石英巖透鏡體。根據(jù)巖石組合判定，該套巖石原巖為一套基性火山巖+BIF建造，含少量陸緣碎屑巖，具有阿爾戈馬型BIF特征。

榴云片麻巖組合在野外產(chǎn)狀、巖石組合以及變質(zhì)礦物組成等方面均與孔茲巖具有明顯區(qū)別。該套巖石野外呈帶狀或透鏡狀產(chǎn)出于變質(zhì)TTG片麻巖之中，與TTG片麻巖界線(xiàn)不清晰，顯示出先期侵入后變形變質(zhì)改造的特征。主體巖石類(lèi)型為條帶狀石榴黑云斜長(zhǎng)片麻巖，伴生少量石榴斜長(zhǎng)變粒巖和石榴淺粒巖等，巖石組合相對(duì)簡(jiǎn)單。主要的暗色變質(zhì)礦物為石榴石和黑云母，無(wú)石墨，偶見(jiàn)夕線(xiàn)石。巖石發(fā)生了強(qiáng)烈的深熔作用，形成大量的淺色脈體以及條帶狀構(gòu)造。主要礦物組成為石英+斜長(zhǎng)石+石榴石+黑云母，鉀長(zhǎng)石類(lèi)礦物含量少，其物源區(qū)具有富鈉貧鉀的地球化學(xué)特征。根據(jù)巖石組合判定，該套巖石的原巖可能為一套雜砂巖夾中酸性火山巖建造。

石榴二輝麻粒巖-大理巖組合以其特殊的巖石組合與其它表殼巖類(lèi)相區(qū)別。該套巖石主體為石榴二輝麻粒巖、石榴二輝斜長(zhǎng)角閃巖和斜長(zhǎng)角閃巖，含石墨透輝大理巖和蛇紋石化橄欖大理巖，伴生少量鈣鎂硅酸鹽巖和夕線(xiàn)石榴黑云斜長(zhǎng)片麻巖，且大理巖中可見(jiàn)晶質(zhì)石墨和巖屑。石榴二輝麻粒巖屬于典型的高壓基性麻粒巖，其野外產(chǎn)狀、巖石組合與前人在恒山[17，85]、懷安蔓菁溝以及宣化西望山[6，86]等地發(fā)現(xiàn)的原巖為基性巖墻的高壓基性麻粒巖明顯不同[87]。根據(jù)巖石組合判定，該套巖石的原巖為一套基性火山巖夾大理巖和泥沙質(zhì)碎屑巖建造。

含墨夕線(xiàn)榴片麻巖-變粒巖組合是區(qū)內(nèi)特殊的巖石單元，該套巖石橫向上連續(xù)性較好，呈大型帶狀構(gòu)造巖片產(chǎn)出，與TTG片麻巖之間往往界線(xiàn)清晰，為一套“有層無(wú)序”的變泥砂質(zhì)巖組合，并以出現(xiàn)石墨、夕線(xiàn)石和石榴石這一特殊變質(zhì)礦物組合為識(shí)別標(biāo)志，具有典型孔茲巖系的巖石礦物組合特征。區(qū)域上，石墨礦均產(chǎn)于該層位。

天鎮(zhèn)地區(qū)的野外填圖實(shí)踐表明，新太古代的榴云片麻巖與孔茲巖系的含墨夕線(xiàn)石榴片麻巖的正確識(shí)別是野外填圖的關(guān)鍵。根據(jù)野外巖石組合和特征變質(zhì)礦物組合結(jié)合室內(nèi)地球化學(xué)和年代學(xué)研究可以正確區(qū)分[84]。這些野外經(jīng)驗(yàn)可為烏拉山-大青山地區(qū)相似巖石組合的識(shí)別提供依據(jù)。

2.3 涼城-集寧深熔花崗巖帶中變質(zhì)表殼巖的重新厘定

前文已述李璞等[70]將集寧群自下而上劃分為土貴烏拉組、趙秀溝組、玻璃圖組和三岔口組等4個(gè)地層單位。1972年內(nèi)蒙古區(qū)測(cè)隊(duì)在1/20萬(wàn)集寧幅地質(zhì)報(bào)告中把集寧群自下而上分為大石窯溝組、下白窯組、沙渠村組和東溝村組?，F(xiàn)今的集寧巖群指分布于集寧、涼城一帶的深變質(zhì)淺色巖石組合[45]，其變質(zhì)巖石組合下部以夕線(xiàn)石榴鉀長(zhǎng)（二長(zhǎng)）片麻巖為主，夾石榴黑云片麻巖、含石墨片麻巖及透輝大理巖等，上部以含石榴淺粒巖為主，夾夕線(xiàn)石榴鉀長(zhǎng)（斜長(zhǎng)）片麻巖。1/25萬(wàn)大同市幅[79]將集寧巖群劃分為黃土窯巖組（包括原劃大石窯溝組）、沙渠村巖組和東溝巖組。黃土窯巖組指分布于懷安雜巖的孔茲巖，東溝巖組指分布于集寧三岔口-卓資縣八蘇木和福生莊一帶的大理巖組合。

本次工作擬將懷安雜巖中黃土窯巖組從集寧巖群中剝離，并根據(jù)航磁資料及大理巖分布區(qū)有太古代TTG片麻巖產(chǎn)出的特征，將東溝巖組大理巖組合劃歸烏拉山巖群上部孔茲巖系。這樣本構(gòu)造單元中孔茲巖系只剩下沙渠村巖組：為一套石榴長(zhǎng)石石英巖、石榴夕線(xiàn)（鉀長(zhǎng)、二長(zhǎng)）淺粒巖、石榴石英巖夾石榴夕線(xiàn)黑云斜長(zhǎng)（鉀長(zhǎng)、二長(zhǎng)）片麻巖、或呈互層狀分布，偶見(jiàn)夾含石墨石榴夕線(xiàn)黑云斜長(zhǎng)片麻巖和極少量透閃大理巖。本次工作在集寧土貴烏拉地區(qū)填圖時(shí)將沙渠村巖組劃分為變粒巖-淺粒巖組合（Pt1bi）、夕線(xiàn)榴云片麻巖組合（Pt1sg）、尖晶夕線(xiàn)榴云片麻巖組合（Pt1pg）等3個(gè)填圖單位。變粒巖-淺粒巖組合以石榴淺粒巖為主，夾少量榴云片麻巖和薄層長(zhǎng)石石英巖。夕線(xiàn)榴云片麻巖組合以（含石墨）石榴黑云斜長(zhǎng)片麻巖、石榴夕線(xiàn)黑云二長(zhǎng)片麻巖為主，夾石榴淺粒巖、石榴變粒巖。尖晶夕線(xiàn)榴云片麻巖組合主要為尖晶夕線(xiàn)石榴鉀長(zhǎng)（二長(zhǎng)）片麻巖和尖晶夕線(xiàn)石榴黑云鉀長(zhǎng)片麻巖，超高溫泥質(zhì)麻粒巖往往產(chǎn)于其中。

原懷安雜巖中的孔茲巖系（黃土窯巖組）歸屬于集寧巖群，也表明天鎮(zhèn)-懷安地區(qū)與涼城-集寧地區(qū)的孔茲巖系具有一定的親緣性。

2.4 烏拉山-大青山再造雜巖帶中變質(zhì)表殼巖的梳理

大青山地區(qū)前寒武紀(jì)變質(zhì)表殼巖通常被劃分為興和巖群麻粒巖系（深色麻粒巖巖組和中色麻粒巖巖組）、下烏拉山巖群黑云角閃片麻巖系（深色片麻巖巖組和淺色片麻巖巖組）、上烏拉山巖群孔茲巖系和淺變質(zhì)的美岱召群，早期的研究認(rèn)為前三者形成于太古宙不同時(shí)代[54-59]。根據(jù)近年來(lái)的研究，興和巖群的形成時(shí)代為新太古代晚期，下烏拉山巖群的形成時(shí)代為新太古代晚期-古元古代早期，上烏拉山巖群的主體形成時(shí)代為古元古代晚期[61-62,64-66]。

上烏拉山巖群為孔茲巖系巖石組合，經(jīng)歷高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用，被進(jìn)一步劃分為榴云片麻巖巖組、透輝片麻巖巖組和大理巖巖組[54-59]。榴云片麻巖巖組是一套變質(zhì)富鋁片麻巖系，原巖為雜砂巖、粉砂質(zhì)粘土巖、泥巖夾石英砂巖；透輝片麻巖巖組為一套鈣硅酸鹽巖，原巖為鈣泥質(zhì)-鈣質(zhì)碎屑沉積夾泥灰?guī)r沉積；大理巖巖組是一套富鎂的碳酸鹽巖建造。近年來(lái)，從上烏拉山巖群中分辨出古元古代早期變質(zhì)碎屑沉積巖（榴云片麻巖），稱(chēng)之為大青山表殼巖[64-66]。其巖性和變質(zhì)程度與古元古代晚期上烏拉山巖群（孔茲巖系）的榴云片麻巖巖組類(lèi)似，但兩者在巖石組合和含礦性方面有明顯區(qū)別，孔茲巖系中的榴云片麻巖巖組與大理巖和鈣硅酸鹽巖空間上共生，產(chǎn)有石墨礦；而古元古代早期的榴云片麻巖則與麻粒巖和含鐵建造共生，產(chǎn)有BIF鐵礦，且普遍遭受深熔作用改造，形成石榴石花崗巖[64-65]。這一特點(diǎn)與天鎮(zhèn)地區(qū)的兩套榴云片麻巖類(lèi)似[84]。

總結(jié)前人資料結(jié)合野外觀察，烏拉山-大青山的變質(zhì)雜巖可以劃分為新太古代末期和古元古代晚期兩套變質(zhì)巖系。新太古代末期變質(zhì)巖系由麻粒巖相-角閃巖相的TTG片麻巖、花崗片麻巖和變質(zhì)表殼巖組成，其中變質(zhì)表殼巖有麻粒巖相變質(zhì)和角閃巖相變質(zhì)兩套含鐵建造。這兩套變質(zhì)表殼巖是同一套火山-沉積建造不同構(gòu)造層次（不同變質(zhì)程度）的產(chǎn)物還是兩套不同的火山-沉積建造有待進(jìn)一步研究，就像陰山地塊中原劃分的麻粒巖相興和巖群與角閃巖相色爾騰山巖群一樣。本次工作考慮到大青山表殼巖中的榴云片麻巖與BIF建造共生，且包頭北哈德門(mén)溝金礦區(qū)較為典型，按照不同構(gòu)造單元地層系統(tǒng)不同名的原則，擬采用哈德門(mén)溝巖群的名稱(chēng)代替原來(lái)的興和巖群，并將哈德門(mén)溝巖群劃分為兩套巖石組合：麻粒巖-片麻巖-磁鐵石英巖組合和榴云片麻巖組合。而角閃巖相變質(zhì)的下烏拉山巖群也可以劃分為斜長(zhǎng)角閃巖-片麻巖-磁鐵石英巖組合和榴云片麻巖組合兩套巖石組合。暫時(shí)將哈德門(mén)溝巖群和下烏拉山巖群視為不同變質(zhì)程度的同時(shí)代火山-沉積建造。

古元古代晚期變質(zhì)巖系則包括麻粒巖相-角閃巖相的上烏拉山巖群（孔茲巖系）和角閃巖相-綠片巖相的美岱召群和二道洼群，前者為2.1～1.95 Ga的沉積建造，后者為1.93～1.88 Ga的火山-沉積建造[88-89]。上烏拉山巖群（孔茲巖系）可劃分為三套巖石組合：夕線(xiàn)石榴片麻巖組合、透輝片麻巖組合和大理巖組合，其中大理巖組合中含有石墨礦。這一大致層序與天鎮(zhèn)－懷安地區(qū)的黃土窯巖組有相似之處。古元古代末期的美岱召群和二道洼群是天鎮(zhèn)-懷安地區(qū)不具備的巖石組合，尤其是其中的哈拉沁變質(zhì)中基性火山巖很可能是弧巖漿作用的產(chǎn)物。

3 深熔花崗巖的類(lèi)型與成因

地殼深熔作用是大陸地殼演化和分異的基本地質(zhì)過(guò)程[90]。部分熔融可能由富水流體相的進(jìn)入或含水相礦物（如白云母、黑云母和角閃石等）的分解觸發(fā)[91]。涼城-集寧地區(qū)發(fā)育大量的深熔花崗巖，與集寧巖群的麻粒巖相變質(zhì)沉積巖共生。這些深熔花崗巖以涼城“S”型石榴花崗巖為代表，其以規(guī)模大、巖性獨(dú)特而著稱(chēng)。S型花崗巖通常為強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)（A/CNK＞1.1），被認(rèn)為是變質(zhì)沉積巖部分熔融形成的[92]。涼城花崗巖也被解釋為由鄰近的高級(jí)變質(zhì)沉積巖近原位部分熔融形成[8，93-96]，與之相關(guān)的超高溫麻粒巖在幾個(gè)地方已被識(shí)別[21-22，24-25，97]。

涼城石榴花崗巖前人對(duì)其地球化學(xué)性質(zhì)和成因做過(guò)大量研究工作[93，94，96，98-102]。涼城斑狀石榴花崗巖以含斜方輝石、高比例石榴石（可達(dá)25%）、較低二氧化硅（低至55 wt%）和高鐵鎂含量為特征，明顯區(qū)別于典型的S型花崗巖。被認(rèn)為是在高溫至超高溫（UHT）麻粒巖相條件下變質(zhì)沉積巖在近原位部分熔融形成，成因上與板底墊托鎂鐵質(zhì)侵入體有關(guān)[93，94]。然而，涼城-集寧深熔花崗巖帶中深熔花崗巖種類(lèi)繁多，巖相各異，涼城斑狀石榴花崗巖僅僅是該地區(qū)深熔花崗巖眾多類(lèi)型中的一種。

Wang et al.[99]將涼城地區(qū)的S型花崗巖劃分為兩種類(lèi)型：較早的細(xì)粒含石榴花崗巖（稱(chēng)為安子山花崗巖）和年輕的粗粒斑狀石榴花崗巖（稱(chēng)為涼城花崗巖）。前者出露面積較小，由變質(zhì)沉積巖在～1.95 Ga進(jìn)變質(zhì)階段高角閃巖相變質(zhì)作用期間的含水熔融作用形成[98]，也有學(xué)者認(rèn)為它們是涼城石榴石花崗巖的高硅端元[94，96]。涼城石榴石花崗巖在體積上占主體，被解釋為1.93～1.92 Ga期間變質(zhì)沉積巖大規(guī)模熔融的產(chǎn)物[8，94，96]，其中廣泛分布的規(guī)模不等的變質(zhì)輝長(zhǎng)巖（徐武家期輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖）為高溫變質(zhì)作用和廣泛的深熔熔融提供了額外的熱。

常青松等[101]對(duì)集寧地區(qū)S型花崗巖研究后認(rèn)為斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖與淡色含石榴二長(zhǎng)花崗巖形成時(shí)代相近，均為～1.95 Ga。斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖（局部具片麻狀構(gòu)造）低硅、高鎂鐵，具有Eu負(fù)異常及Sr的相對(duì)虧損；淡色含石榴二長(zhǎng)花崗巖富硅、貧鐵鎂，強(qiáng)烈虧損Nb、Ta、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，富集K和Rb、Ba等親石元素。二者均可能源自幔源巖漿底侵造成的重熔作用，斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖源巖為孔茲巖系沉積巖，混合了一定比例的幔源物質(zhì)組分并經(jīng)過(guò)分離結(jié)晶過(guò)程；淡色含石榴二長(zhǎng)花崗巖源巖主要為孔茲巖系沉積巖，較少受到幔源組分的影響。其中斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖中還記錄了一組1827 Ma的變質(zhì)年齡。

集寧土貴烏拉地區(qū)的區(qū)調(diào)填圖將區(qū)內(nèi)的S型花崗巖劃分出了4個(gè)填圖單位（即4種巖石類(lèi)型），分別是：（1）斑狀石榴二長(zhǎng)花崗巖（花崗片麻巖），規(guī)模大，以含大量鉀長(zhǎng)石斑晶為特征，石榴石含量較多，并含紫蘇輝石；（2）石榴黑云二長(zhǎng)片麻巖，含5%～10%的黑云母，石榴石含量＜10%；（3）淡色石榴二長(zhǎng)花崗巖，巖株或巖脈狀產(chǎn)出，色淺，多與淺粒巖-變粒巖組合共生，界線(xiàn)模糊，石榴石含量＜5%；（4）含石榴白崗巖（含石榴正長(zhǎng)花崗巖），脈狀產(chǎn)出，高硅，瓷白色，石榴石含量少（＜3%）且分布不均勻。其中前兩者不同程度地具有片麻理構(gòu)造，巖石單位代號(hào)納入片麻巖系；后兩者花崗巖外貌較明顯，變形弱，巖石單位代號(hào)納入花崗巖系。

最近，我們對(duì)涼城蠻漢山地區(qū)的深熔花崗巖進(jìn)行了系統(tǒng)的填圖研究，發(fā)現(xiàn)深融花崗巖中還存在較大規(guī)模的不含石榴石（或含量極少）的紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖。根據(jù)巖石結(jié)構(gòu)構(gòu)造和礦物成分特征，涼城蠻漢山地區(qū)的深熔花崗巖可以劃分為三個(gè)階段6個(gè)填圖單位（6種巖石類(lèi)型）。

早期階段形成中細(xì)粒石榴二長(zhǎng)花崗巖（～1.95 Ga），即前人的安子山花崗巖[96,98]，多以巖株的形式產(chǎn)出，以高硅（～73%）、貧MgO+FeO*（＜2.0%）,不含紫蘇輝石為特征。形成時(shí)代相對(duì)較早，被認(rèn)為是泥砂質(zhì)碎屑巖進(jìn)入地殼深部高角閃巖相條件下脫水熔融的產(chǎn)物[98]。

主期階段在高溫-超高溫條件下發(fā)生大規(guī)模深熔，形成巨斑狀紫蘇花崗巖（～1.94～1.91 Ga），以巨斑狀結(jié)構(gòu)和含紫蘇輝石為特征。包括4種巖石類(lèi)型：斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖、斑狀含石榴紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖、斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖和斑狀石榴紫蘇正長(zhǎng)花崗巖。這幾種巖石類(lèi)型以巖基的形式產(chǎn)出，構(gòu)成了蠻漢山主體。巖石中的正長(zhǎng)石斑晶多呈自形-半自形板柱狀晶型（圖2），多見(jiàn)卡氏雙晶，斑晶粒度和含量變化均較大，斑晶粒度大者可達(dá)10 cm以上，含量可達(dá)25%。巨斑狀花崗巖局部發(fā)育片麻理構(gòu)造。根據(jù)礦物成分和化學(xué)成分，可將四種斑狀紫蘇花崗巖劃分為兩組，一組為不含或少含石榴石的斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖，另一組是含較多石榴石（5%～25%）的斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)-正長(zhǎng)花崗巖。前者貧硅（SiO2含量53%～62%）、富鈣（CaO含量3.84%～6.05%、相對(duì)富鈦（TiO2含量1.18%～1.65%）和鐵鎂（MgO+FeOT為8.19%～14.34%）；后者相對(duì)富硅（SiO2含量62%～68%）、貧鈣（CaO含量1.30%～3.81%）、相對(duì)貧鈦（TiO2含量0.62%～1.15%）和鐵鎂（MgO+FeOT為5.32%～11.16%）。兩者在TAS圖上均投在亞堿性系列區(qū)（圖3a），但鋁飽和指數(shù)有明顯區(qū)別（圖3b），前者A/CNK值為0.95～1.04，后者除個(gè)別樣品外，A/CNK值幾乎均大于1.1（1.11～1.43）。在ACF圖解上，前者投在I-型和S-型花崗巖的過(guò)渡帶，后者則投在過(guò)鋁質(zhì)S-型花崗巖區(qū)（圖3c）。

圖2 斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖（a）和斑狀石榴花崗巖（b）的斑狀結(jié)構(gòu)Fig.2 Porphyrit ic texture of porphyrit ic hypersthene granodiorite（a）and porphyrit ic garnet granite（b）

圖3 斑狀紫蘇（石榴）花崗巖的TAS（a）、A/NK-A/CNK（b）和ACF（c）圖解Fig.3 TAS(a),A/NK-A/CNK(b)and ACF(c)diagrams of porphyritic(garnet)hypersthene granite

晚期階段形成含石榴正長(zhǎng)花崗巖（＜1.91Ga），貌似白崗巖，規(guī)模較小，多呈巖脈狀或巖枝狀產(chǎn)出?？梢?jiàn)明顯侵入斑狀花崗巖中，常與變粒巖-淺粒巖組合共生，且兩者之間關(guān)系模糊，很可能是抬升減壓階段變粒巖-淺粒巖組合部分熔融的產(chǎn)物。巖石含石榴石較少且分布不均勻，基本不含紫蘇輝石，SiO2含量高，多介于71%～74%之間，貧MgO+FeOT（＜1%）。

王洛娟和郭敬輝等[99,102]研究認(rèn)為，涼城石榴花崗巖具有典型的“高溫”巖漿和“干”巖漿特征。花崗巖中高Ti黑云母和高AlVI紫蘇輝石、全巖低的Al2O3/TiO2和高的鋯飽和溫度指示其為高溫“干”巖漿。涼城石榴花崗巖具有低SiO2、富鎂鐵的地球化學(xué)特征，至少有一半樣品偏離了正?；◢弾r的成分范圍。因此，涼城石榴花崗巖應(yīng)該具有特殊的成因機(jī)制。（1）該類(lèi)花崗巖的熔體來(lái)自孔茲巖系變質(zhì)泥砂質(zhì)巖石的部分熔融，依據(jù)主要有：在花崗巖體外緣觀察到花崗巖與圍巖變沉積巖呈漸變過(guò)渡關(guān)系；殘留相（夕線(xiàn)石榴石巖）與石榴花崗巖之間存在互補(bǔ)的元素地球化學(xué)特征，顯示原地-半原地重熔特征；石榴花崗巖與變質(zhì)沉積巖具有相似的礦物組合、礦物化學(xué)成分和Pb-O同位素組成[94-96，103]；（2）該類(lèi)花崗巖富含輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖包體及富石榴石反應(yīng)邊的野外特征，指示出幔源基性物質(zhì)的添加。綜合全巖主微量元素和Sr-Nd同位素組成特征，Peng et al.[94]提出幔源基性巖漿為石榴花崗巖提供了10%～30%的物質(zhì)。石榴花崗巖與輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖的巖漿鋯石具有部分重合的εHf（t）和δ18O值，暗示著二者之間存在強(qiáng)烈的組分交換和物質(zhì)混合；（3）該類(lèi)花崗巖富含石榴石（5%～20%），常見(jiàn)富石榴石團(tuán)塊或條帶，有一部分富石榴石相明顯是基性包體被花崗質(zhì)熔體消解的反應(yīng)產(chǎn)物，代表幔源基性物質(zhì)的添加，另外一部分與基性包體沒(méi)有任何可追索的聯(lián)系，很可能代表了未分離的部分熔融殘留相。Wang et al.[99]采用Patino Douce[104]針對(duì)花崗巖類(lèi)提出的主元素混合模擬計(jì)算和作圖方法，直觀地顯示了石榴花崗巖三元組分混合特征。變質(zhì)沉積巖熔體，幔源基性物質(zhì)和以石榴石巖為代表的部分熔融殘留相，構(gòu)成了粗粒石榴石花崗巖的三個(gè)物質(zhì)來(lái)源的端元組分。因此認(rèn)為富石榴石相殘留體和幔源基性巖漿的物質(zhì)貢獻(xiàn)是造成涼城石榴花崗巖低SiO2和富MgO+FeOT含量的兩個(gè)主要因素，基性巖和部分熔融殘留相的物質(zhì)貢獻(xiàn)比例可達(dá)20%～40%。

不含石榴石的紫蘇花崗巖具有與石榴石花崗巖類(lèi)似的巨斑狀結(jié)構(gòu)和相同鋯石U-Pb年齡，其內(nèi)部也含有輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖（基性麻粒巖）和變質(zhì)沉積巖包體，且與石榴花崗巖為漸變過(guò)渡關(guān)系，兩者應(yīng)是相同構(gòu)造背景下形成的深熔花崗巖，但紫蘇花崗巖屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)與過(guò)鋁質(zhì)的過(guò)渡類(lèi)型（A/CNK＜1.04），沒(méi)有達(dá)到強(qiáng)過(guò)鋁的程度，顯然其原巖不是富鋁的碎屑巖；同時(shí)，紫蘇花崗巖貧SiO2（53%～62%），富鐵鎂，其原巖既不是砂質(zhì)碎屑巖（變粒巖-淺粒巖-石英巖），也不是直接來(lái)源于地幔。因此其原巖應(yīng)是以基性侵入體（輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖）為主。由于區(qū)內(nèi)變質(zhì)基性侵入體（輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖）中的鋯石具有巖漿結(jié)晶核和變質(zhì)生長(zhǎng)邊的核邊結(jié)構(gòu)，我們推測(cè)部分熔融的原巖應(yīng)是已結(jié)晶的輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖，但不排除基性巖漿直接注入的巖漿混合。紫蘇花崗巖中含少量石榴石則反映了有少量變質(zhì)碎屑巖熔體混入或是有變質(zhì)碎屑巖部分熔融的殘留體混入。

深熔花崗巖的形成時(shí)代晚于孔茲巖系，不是孔茲巖系原巖的物質(zhì)源區(qū)，但其鈣堿性的地球化學(xué)性質(zhì)，尤其是紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖兼有I-型花崗巖特征，具有通常意義上的弧花崗質(zhì)巖石特征，其是否是二道洼群和美岱召群等的碎屑源區(qū)，或是具有～1.85 Ga造山事件巖漿弧的意義，值得深入研究。

4 鄂爾多斯盆地基底構(gòu)造屬性探討

鄂爾多斯地塊是破解華北早期大陸形成演化和構(gòu)造體制謎團(tuán)的鑰匙[105]，是否存在新太古代的“鄂爾多斯地塊”是華北克拉通基底構(gòu)造單元?jiǎng)澐值年P(guān)鍵，也直接影響到對(duì)華北克拉通中西部早前寒武紀(jì)地質(zhì)演化的認(rèn)識(shí)。

4.1 基底變質(zhì)巖及其同位素年齡信息

鄂爾多斯盆地由于巨厚的沉積蓋層，變質(zhì)基底少有出露。很長(zhǎng)時(shí)間以來(lái)，鄂爾多斯地塊被認(rèn)為是一個(gè)完整的、穩(wěn)定的太古代陸塊[34，106-108]。由于其基底組成和時(shí)代不清，華北克拉通基底演化的一些重要的地質(zhì)事件缺乏明確的依據(jù)。

鄂爾多斯盆地是侏羅紀(jì)以來(lái)逐漸發(fā)育的坳陷盆地，從晚石炭世到晚三疊世的地層系統(tǒng)與整個(gè)華北克拉通上的同時(shí)代蓋層類(lèi)似。這表明在晚三疊世以前，鄂爾多斯盆地與呂梁山、太行山無(wú)異。因此鄂爾多斯盆地基底的構(gòu)造格局由呂梁山一帶按照構(gòu)造線(xiàn)方向延伸到盆地內(nèi)部是合理的，也就是說(shuō)鄂爾多斯盆地周邊特別是東部和北部的早前寒武紀(jì)巖石組成和構(gòu)造特征可以為揭示鄂爾多斯盆地基底的組成提供有效線(xiàn)索。

近年來(lái)鄂爾多斯盆地的基底研究取得了重要進(jìn)展，油氣勘探的大量鉆孔資料不僅揭示了鄂爾多斯盆地蓋層的組成和結(jié)構(gòu)，許多鉆孔穿透到變質(zhì)基底，揭示出鄂爾多斯盆地基底主要由麻粒巖、正（副）片麻巖、變粒巖、角閃巖、石英巖片巖和大理巖及花崗質(zhì)巖石等組成，經(jīng)歷了不同程度（角閃巖相-麻粒巖相）的變質(zhì)作用。鉆孔巖芯樣品的巖石學(xué)和同位素年代學(xué)研究為基底的形成演化研究提供了直接證據(jù)（圖4）。

圖4 鄂爾多斯盆地及周邊航磁化極上延2km等值線(xiàn)圖Fig.4 The contour map of aeromagnet ic anomalies of upward extending 2km of reduction to the magnetic pole in Ordos Basin and its surrounding areas

（1）鄂爾多斯北部：

在包頭黃河南岸鄂爾多斯北緣隆起帶（伊盟隆起）的響沙灣以西地區(qū)，直接有基底巖石出露，由淺變質(zhì)的石英巖、黑云變粒巖和大理巖構(gòu)成的基底巖系被推覆到晚石炭統(tǒng)太原組和中三疊統(tǒng)二馬營(yíng)組之上[109]。這些巖石組成相當(dāng)于大青山地區(qū)的二道洼群或美岱召群。

鄂爾多斯一帶的鉆孔E-1（鄂1），E-2（鄂2），E-3（鄂3）揭露的基底巖石分別為石榴淺粒巖、二云石英片巖和二云片巖[110]。鄂1井2796～2797.5 m處為角閃石英二長(zhǎng)巖，從中獲得兩組年齡：27個(gè)點(diǎn)不一致線(xiàn)上交點(diǎn)年齡為2196±32 Ma（MSWD=3.7），另10個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為2019±29 Ma[111]。

QI1（棋探-1）鉆孔5230 m為石榴夕線(xiàn)黑云斜長(zhǎng)片麻巖，與賀蘭山孔茲巖系相當(dāng)。碎屑鋯石年齡界于2162 Ma～1982 Ma之間，并獲得了～1.95 Ga的變質(zhì)鋯石年齡[112]。Wan et al.[113]從棋探1井5229～5235 m處采集的樣品（QT1-12b）也是石榴夕線(xiàn)黑云片麻巖，從中獲得的碎屑鋯石年齡為2003±24 Ma至2118±14 Ma，并有一個(gè)1920±14 Ma的數(shù)據(jù)認(rèn)為是后期構(gòu)造熱事件的反映。

鄂爾多斯市北側(cè)的S2（勝2）鉆孔1750 m處的黑云鉀長(zhǎng)片麻巖樣品（S2-5）給出了新太古代的信息[113]；Zhang et al.[111]對(duì)同一鉆孔取樣進(jìn)行年齡測(cè)試（Sheng2-1：片麻狀黑云母鉀長(zhǎng)花崗巖，采自深度1749.5～1756.5 m），鋯石有不同程度的鉛丟失，獲得不一致線(xiàn)上交點(diǎn)年齡2496±19 Ma（MSWD=6.4）。

Wan et al.[113]采自鄂爾多斯市南側(cè)的霍3（H3）鉆孔2985 m處的樣品為條帶狀二云鉀長(zhǎng)片麻巖（霍3-7），獲得鋯石年齡為～2.0 Ga，代表巖體形成的年齡，鋯石變質(zhì)邊年齡為1882±45 Ma。Zhang et al.[111]采自同一鉆孔的樣品塊狀的黑云母石榴二長(zhǎng)花崗巖（Huo3-1，取自2985.5～2987.5 m深度），獲得的鋯石U-Pb不一致線(xiàn)上交點(diǎn)年齡2035±12 Ma（MSWD=2.1），7個(gè)諧和程度高的測(cè)點(diǎn)207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡為2040±28 Ma（MSWD=0.35），并存在少量新太古代的繼承鋯石。Wang et al.[114]在準(zhǔn)1井（Z-1）2520～2525 m采集的石榴黑云片麻巖中獲得LA-ICP-MS碎屑鋯石的上交點(diǎn)年齡為2046±24 Ma,對(duì)變質(zhì)鋯石邊的SIMS分析得到加權(quán)平均年齡為1960±23 Ma,LA-ICP-MS獨(dú)居石U-Pb分析得到兩個(gè)加權(quán)平均年齡為1936±25 Ma和1909±13 Ma。

（2）鄂爾多斯南部：

呂梁市西側(cè)的LT-1（龍?zhí)?）鉆孔3540 m處的二云花崗片麻巖（含夕線(xiàn)黑云片巖包體的S型花崗巖）獲得的上交點(diǎn)年齡為2045±16 Ma（MSWD=1.3）[115]，與207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡（2035±10 Ma,MSWD=1.4）在誤差范圍內(nèi)一致，代表花崗巖的結(jié)晶年齡。采自同一鉆孔3560 m深度的樣品為含石墨二云二長(zhǎng)片麻巖，相當(dāng)界河口巖群[113]，獲得的SHRIMP年齡為2.0～1.9 Ga。Wang et al.[112]采自L(fǎng)T-1井3495 m處樣品為含石墨片麻巖，獲得了～1.95 Ga的變質(zhì)鋯石年齡和2.15～2.0 Ga的碎屑鋯石年齡。

Zhang et al.[111]采自龍?zhí)?井3560～3563 m處的塊狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖，樣品的鋯石年齡為2094±31 Ma（19個(gè)點(diǎn)的上交點(diǎn)年齡），2個(gè)鋯石變質(zhì)邊年齡數(shù)據(jù)為1804±39 Ma和1908±23 Ma,另有3個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均年齡2214±45 Ma（MSWD=1.04），認(rèn)為分別代表巖體形成、變質(zhì)和繼承鋯石年齡。

吳素娟等[116]對(duì)鄂爾多斯盆地東北部呂梁西側(cè)的鎮(zhèn)鉀1井（位于龍?zhí)?井東南）中的樣品進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)研究，采自426.20 m處為二云母斜長(zhǎng)片麻巖（ZJ1-1、3），3440.16 m處為含榴夕線(xiàn)石片麻巖（ZJ1-4），獲得的碎屑鋯石年齡為1898～2047 Ma，變質(zhì)年齡～1.83 Ga。結(jié)合前人的研究數(shù)據(jù)，認(rèn)為鄂爾多斯盆地基底東北部在古元古代2.0～2.1 Ga左右曾有巖漿活動(dòng)。二云母斜長(zhǎng)片麻巖的部分鋯石和夕線(xiàn)石片麻巖的鋯石具有變質(zhì)鋯石特征，獲得的變質(zhì)鋯石年齡數(shù)據(jù)支持鄂爾多斯盆地東北部在古元古代末（1.83 Ga）發(fā)生過(guò)變質(zhì)作用。

慶深1井（QS-1）（延安與固原之間）的4618 m處為二云鉀長(zhǎng)花崗片麻巖。Zhang et al.[111]采自慶深1井4069～4068 m處的樣品為黑云母鉀長(zhǎng)花崗片麻巖，獲得的鋯石鉛丟失較嚴(yán)重，鋯石U-Pb不一致線(xiàn)上交點(diǎn)年齡2045±23 Ma（27個(gè)點(diǎn)，MSWD=2.8），應(yīng)大致代表巖體的形成時(shí)代。

鄂爾多斯西南緣的涇源石砠子（35°21′4.5″，106°26′22″），出露的鉀長(zhǎng)花崗巖形成年齡為1803±13 Ma[117]，與云中山花崗巖相當(dāng)，代表呂梁運(yùn)動(dòng)的終結(jié)。

以上測(cè)年數(shù)據(jù)表明，東勝北側(cè)的勝2井獲得了新太古代～2.5 Ga的巖石年齡[111,113]，其它樣品獲得的均為古元古代的年齡信息，有2.2～2.0 Ga的碎屑鋯石年齡，也有2.1～2.0 Ga的花崗巖年齡，并有1.95～1.80 Ga的變質(zhì)年齡。變質(zhì)程度達(dá)到了中壓麻粒巖相[111-116]。東勝北側(cè)一帶的孔茲巖系與大青山和烏拉山一帶的孔茲巖系相同，有許多太古宙TTG片麻巖和花崗片麻巖卷入其中，勝2井的～2.5 Ga證實(shí)這些太古宙花崗片麻巖的殘留。

Wan et al.[113]研究認(rèn)為，鄂爾多斯基底廣泛分布著古元古代晚期變質(zhì)沉積巖，沒(méi)有證據(jù)顯示有廣泛的太古宙的物質(zhì)成分分布，并對(duì)鄂爾多斯基底是太古宙克拉通地塊的觀點(diǎn)提出了質(zhì)疑。鄂爾多斯基底卷入了廣泛的古元古代晚期的構(gòu)造熱事件的事實(shí)表明華北克拉通西部構(gòu)造演化的模式需要修正。

4.2 航磁異常信息

由于鄂爾多斯盆地自古生代以來(lái)的蓋層磁性較弱，航磁異常主要反映了變質(zhì)基底的磁性特征，化極上延2 km、5 km航磁基本特征不變，進(jìn)一步說(shuō)明航磁異常由基底巖石引起。剔除鄂爾多斯盆地邊緣和內(nèi)部的深大斷裂構(gòu)造及漢諾壩玄武巖對(duì)航磁異常的影響，結(jié)合周緣露頭及盆地內(nèi)部鉆孔揭露情況，可以將鄂爾多斯盆地北部（烏海-鄂爾多斯一帶）的高磁異常與烏拉山-大青山一帶高磁異常對(duì)比，均是烏拉山-大青山再造雜巖帶的組成部分，高磁特征系由太古宙TTG和含鐵建造引起。涼城一帶的航磁和地面高精磁均顯示孔茲巖和深熔花崗巖呈低磁特征，只有其中的中基性麻粒巖呈高磁特征[42]，但中基性麻粒巖在該帶中所占比重較小，對(duì)區(qū)域航磁異常影響有限（可引起局部正異常），涼城深熔花崗巖帶整體顯示為低磁異常特征，并沿大同-榆林一線(xiàn)北西側(cè)向西南方向延伸。東緣呂梁雜巖也可向西南延安一帶延伸，關(guān)帝山花崗巖帶可與平?jīng)鰶茉鬃拥拟涢L(zhǎng)花崗巖（～1803 Ma）相連。從而展現(xiàn)出北東向或近東西向的構(gòu)造格局（圖4）。

從航磁異常圖可以看出（圖4），Zhao et al.[2，34]劃分的孔茲巖帶的南部邊界明顯切割了磁異常條帶，僅僅是孔茲巖系露頭區(qū)的邊界。中部造山帶的西部邊界也切割了呂梁山區(qū)向盆地內(nèi)部延伸的磁異常條帶。

由此可見(jiàn)，鄂爾多斯基底并非太古宙變質(zhì)基底，而是與鄂爾多斯北緣和東緣的巖石組合相似的古元古代帶造山變質(zhì)基底。鄂爾多斯盆地基底西北部是烏拉山-大青山再造雜巖帶的組成部分，東南部固原-呂梁一帶則可與恒山-張家口一帶對(duì)比，中部銀川-大同一線(xiàn)的航磁負(fù)異常區(qū)域是深熔花崗巖帶的反映。

5 相關(guān)問(wèn)題討論

5.1 基性麻粒巖和兩期變質(zhì)作用的區(qū)域構(gòu)造意義

在天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶和烏拉山-大青山再造雜巖帶中存在～1.95 Ga和～1.85 Ga的兩期麻粒巖相變質(zhì)事件已被大量研究成果所證實(shí)[25，35，68，74，80，81，83，87，118-122]。但對(duì)兩期麻粒巖相變質(zhì)作用的性質(zhì)仍有不同認(rèn)識(shí)，究竟是兩次造山事件還是一次造山事件的兩個(gè)階段依然存在較大分歧。

天鎮(zhèn)地區(qū)區(qū)調(diào)填圖將懷安雜巖中的基性麻粒巖劃分出兩期三種類(lèi)型，兩期基性麻粒巖指早期（～1.95 Ga）的含石榴石的高壓基性麻粒巖和晚期（～1.85 Ga）的不含石榴石的二輝麻粒巖。其中晚期二輝麻粒巖均由基性巖墻變質(zhì)而來(lái)[123]，而早期高壓基性麻粒巖則可識(shí)別出變質(zhì)基性火山巖和變質(zhì)基性巖墻兩種原巖類(lèi)型[87]。

許多學(xué)者針對(duì)天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶中的高壓基性麻粒及其所反映的變質(zhì)作用過(guò)程進(jìn)行了詳細(xì)研究。高壓基性麻粒巖以發(fā)育石榴石的“白眼圈”結(jié)構(gòu)為特征，反映了石榴石的減壓分解過(guò)程。大量的研究成果揭示高壓基性麻粒巖中存在3～4個(gè)世代的變質(zhì)礦物組合，勾畫(huà)出近等溫降壓型（ITD）順時(shí)針P-T演化軌跡，計(jì)算的峰期壓力為1.1～1.6 GPa[4，9，17，73，124-127]，并在麻粒巖相退變過(guò)程中可能疊加了超高溫變質(zhì)作用[119]，部分含藍(lán)晶石變泥質(zhì)巖（孔茲巖系）也記錄了與高壓基性麻粒巖類(lèi)似的變質(zhì)過(guò)程[128-130]。該過(guò)程與古元古代晚期（～1.95 Ga）的碰撞造山事件有關(guān)，高壓基性麻粒巖與高壓泥質(zhì)麻粒巖共存指示了淺表物質(zhì)的深俯沖作用?；詭r墻侵位于大陸硅鋁質(zhì)地殼，因此基性巖墻型高壓麻粒巖也指示了大陸地殼的俯沖，表明～1.95 Ga懷安地塊已進(jìn)入到＞30 km的地殼深部。高壓麻粒巖不僅有1.95～1.93 Ga的高壓麻粒巖相變質(zhì)事件，而且記錄了1.86～1.83 Ga的麻粒巖相-角閃巖相退變質(zhì)事件[35，74，83，118-119，131-132]。

晚期二輝麻粒巖中由于缺少石榴石，難以反演變質(zhì)作用的完整軌跡，給這期變質(zhì)事件構(gòu)造性質(zhì)的判別帶來(lái)了困難。到目前為止，尚未在基性巖墻變質(zhì)而成的二輝麻粒巖中發(fā)現(xiàn)任何～1.95 Ga的變質(zhì)作用的痕跡，有理由相信這些變質(zhì)的基性巖墻是～1.95 Ga變質(zhì)事件之后侵位的，與徐武家輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖可能是同時(shí)代侵位[43]。從構(gòu)造變形的角度看，二輝麻粒巖發(fā)生了強(qiáng)烈的褶皺變形和構(gòu)造置換（圖5），顯示遭受了強(qiáng)烈的擠壓構(gòu)造變形。野外露頭上?？梢?jiàn)一些二輝麻粒巖條帶平行狀產(chǎn)出，但從垂直這些條帶的斷面上觀察，經(jīng)?？梢钥吹竭@些二輝麻粒巖條帶實(shí)際上是同一條變質(zhì)基性巖脈強(qiáng)烈褶皺置換而成。

圖5 TTG片麻巖中二輝麻粒巖（變質(zhì)基性巖墻）的褶皺構(gòu)造Fig.5 Fold structure of basic granulite(met amorphic basic dyke)in TTG gneiss

內(nèi)蒙古興和黃土窯地區(qū)的區(qū)調(diào)工作填繪出一些規(guī)模較大的輝石正長(zhǎng)巖巖脈，巖石也發(fā)生了麻粒巖相變質(zhì)變形作用，發(fā)育程度不一的片麻理構(gòu)造，且整體上與圍巖產(chǎn)狀協(xié)調(diào)一致。鋯石U-Pb測(cè)年顯示其成巖年齡約1.93 Ga，變質(zhì)年齡約1.86 Ga。構(gòu)造解析表明，該巖脈雖未卷入黃土窯環(huán)形構(gòu)造的早期北東-南西向塑性流變變形，但參與了黃土窯環(huán)形構(gòu)造的第二期北西-南東向擠壓變形，在環(huán)形構(gòu)造的北東端環(huán)繞該環(huán)形構(gòu)造分布。

因此我們傾向于認(rèn)為～1.85 Ga的變質(zhì)事件是一次擠壓變形事件而不是伸展抬升事件。

5.2 古元古代造山帶是否存在島弧巖漿作用

島弧巖漿作用是板塊構(gòu)造的基本構(gòu)成，缺少島弧巖漿作用就意味著沒(méi)有俯沖帶的殼幔相互作用。華北克拉通上缺少與古元古代造山過(guò)程相呼應(yīng)的島弧TTG巖系，西部的孔茲巖帶如此，東部的膠-遼-吉造山帶亦是如此。島弧巖漿巖是造山帶不成熟碎屑沉積的主要物源[133]。

孔茲巖系的沉積構(gòu)造背景和物源來(lái)自何方一直是困擾相關(guān)地學(xué)研究的難題。傳統(tǒng)上孔茲巖系的沉積建造被認(rèn)為是穩(wěn)定的被動(dòng)大陸邊緣的沉積[134]。盧良兆等[46]恢復(fù)孔茲巖系的原巖建造為類(lèi)復(fù)理石的長(zhǎng)石砂巖-富粘土質(zhì)長(zhǎng)石雜砂巖夾粘土巖和粉砂巖，形成于張性構(gòu)造背景，可能為穩(wěn)定大陸邊緣的淺海沉降帶或邊緣坳陷帶，且認(rèn)為碎屑物源主要為大陸地殼的TTG巖石。近年來(lái)孔茲巖系的眾多高精度鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，碎屑鋯石U-Pb年齡峰值在2.2～2.0 Ga，與造山變質(zhì)作用的時(shí)限（～1.95 Ga）相差僅50Ma，更可能發(fā)育在活動(dòng)陸緣環(huán)境[133]。

針對(duì)華北克拉通中北部2.2～2.0 Ga的碎屑鋯石物源性質(zhì)，前人開(kāi)展了大量研究工作。

賀蘭山地區(qū)：Yin et al.[135]對(duì)賀蘭山孔茲巖系的研究表明，巖漿型碎屑鋯石的U-Pb年齡主要集中在兩個(gè)年齡組，分別是2.85～2.53 Ga和2.2～2.0 Ga；對(duì)應(yīng)的εHf（t）值和TDMC分別為-7.64～-0.15和3.34～3.10 Ga，+0.86～+9.38和2.45～2.15 Ga，表明賀蘭山地區(qū)存在顯著的古元古代地殼增長(zhǎng)。Dan et al.[136]對(duì)賀蘭山孔茲巖系的碎屑鋯石的U-Pb年齡和Hf-O同位素測(cè)試結(jié)果表明，賀蘭山孔茲巖原巖主要來(lái)源于2.18～2.00 Ga的長(zhǎng)時(shí)間、幕式巖漿作用物源?？灼潕r中2.18～2.00 Ga的碎屑鋯石的εHf（t）值范圍為+8.9～-2.9和Hf TDMC模型年齡在2.8～2.1 Ga之間，出現(xiàn)2.6Ga和2.3 Ga兩個(gè)峰值，δ18O值分別為6.6‰和8.2‰。鋯石Hf-O同位素?cái)?shù)據(jù)表明，源巖既有太古宙地殼成分也有古元古代新生地殼，推測(cè)可能來(lái)自約2.18～2.00 Ga的大陸弧，并認(rèn)為孔茲巖原巖可能沉積在活動(dòng)大陸邊緣。

鄂爾多斯盆地基底：鄂爾多斯盆地基底花崗質(zhì)巖石中2.2～2.0 Ga鋯石的Hf同位素分析顯示，εHf（t）值的變化較大，超過(guò)一半的鋯石為正值，表明它們主要來(lái)自虧損地?；蛐律貧111]。鋯石中的這種Hf同位素組成通常被認(rèn)為是年輕和古老地殼物質(zhì)混合的結(jié)果，是地殼部分熔融形成的花崗巖類(lèi)的典型特征。

烏拉山-大青山地區(qū)：董春艷等[137]對(duì)大青山孔茲巖系中2個(gè)變質(zhì)碎屑沉積巖樣品中碎屑鋯石（1.9～2.1 Ga）的Hf同位素測(cè)試顯示，εHf（t）值變化大，Hf模式年齡主要指向太古宙源區(qū)；一個(gè)2.37 Ga變質(zhì)輝長(zhǎng)巖樣品中巖漿鋯石的εHf（t）為+1.50～+6.68和TDM為2449～2647 Ma,表明大青山在新太古代晚期-古元古代早期存在強(qiáng)烈的構(gòu)造巖漿熱事件。大青山二道洼群哈拉沁組二云母片巖中碎屑鋯石的核部207Pb/206Pb年齡為～2.0 Ga，其δ18O值為6.69‰～9.45‰，?Hf（t）值分別為+7.7～+16.2。石榴十字藍(lán)晶二云片巖中鋯石核（＞2.0 Ga）的δ18O值分別為12.10‰～12.75‰，?Hf（t）值分別為+0.7～+5.4。指示這些碎屑鋯石有一部分是來(lái)自于2.0 Ga的新生地殼[138]。

呂梁山地區(qū)：Xia et al.[139]對(duì)呂梁界河口巖群碎屑鋯石的U-Pb測(cè)年和Hf同位素測(cè)試表明，界河口群碎屑巖主要來(lái)自1.9～2.1 Ga的古元古代源區(qū)，1.9～2.1 Ga鋯石的εHf（t）以正值為主（峰值為+5），指示古元古代有顯著的地殼增長(zhǎng)，也揭示有～2.6 Ga的下地殼卷入了古元古代巖漿活動(dòng)。嵐河群和黑茶山群碎屑鋯石的Hf同位素測(cè)試顯示[140]，～2.35 Ga有較強(qiáng)烈的地殼生長(zhǎng)，古元古代鋯石可以分為三組：2.39～2.34 Ga年齡組具有正εHf（t）值為+2.8～+9.0，Hf模型年齡為2.61～2.35 Ga。2.22～2.14 Ga的一組鋯石εHf（t）值為-6.4至+8.8，Hf模型年齡主要在2.55 Ga～2.30 Ga之間。2.01～1.86 Ga的碎屑鋯石εHf（t）值為=+1.7～+6.7，TDM為2.31～2.13 Ga；認(rèn)為2.0～2.3 Ga期間僅有少量地幔物質(zhì)添加。Liu et al.（2021）[141]對(duì)赤堅(jiān)嶺雜巖的研究表明，深成巖體的主要巖石類(lèi)型為中細(xì)粒閃長(zhǎng)巖和花崗質(zhì)片麻巖，形成年齡主要為2216±5Ma～2110±23 Ma，兩個(gè)閃長(zhǎng)巖的鋯石?Hf（t）值分別為-0.27～+4.11（TDM2為2.52～2.75 Ga）和+5.35～+7.99（TDM2為2.18至2.34 Ga）。2.18至2.13 Ga的花崗巖的巖漿鋯石的?Hf（t）值為-1.08～+3.15，TDM2為2.54～2.78 Ga。兩個(gè)較年輕花崗巖（～2.11 Ga）鋯石的?Hf（t）值為-5.33～-0.58（TDM2為2.73～3.03 Ga）。結(jié)果顯示這些花崗質(zhì)巖石主要來(lái)自新太古代地殼的部分熔融，2.0～2.2 Ga期間的地幔物質(zhì)添加較少。

懷安雜巖：Wang et al.[73]對(duì)大同孤山構(gòu)造混雜帶巖石研究顯示，具有大陸弧高鉀鈣堿性的含紫蘇二長(zhǎng)花崗片麻巖中巖漿鋯石（～2.17 Ga）的Hf同位素測(cè)試顯示εHf（t）值為-0.3～+2.7，Hf模型年齡（TDM2）為2.76～2.58 Ga，系太古宙地殼部分熔融產(chǎn)物。變質(zhì)表殼巖中～2.08 Ga的碎屑鋯石的εHf（t）為-3.1～+1.4，TDM2年齡為2.84～2.62 Ga?！?.93 Ga變質(zhì)鋯石的εHf（t）值為-5.4～-1.5，TDM2年齡為2.90～2.66 Ga。僅有高壓麻粒巖的TDM為～2.2 Ga，指示新生地殼生長(zhǎng)。黃土窯地區(qū)～1.95 Ga英云閃長(zhǎng)巖脈的大多數(shù)鋯石具有正εHf（t）值（+5～+9），TDM2為2.0～2.2 Ga，表明它們是通過(guò)古元古代新生地殼巖石的熔融生成的，鎂鐵質(zhì)高壓麻粒巖中變質(zhì)鋯石也具有正εHf（t）值和2.0～2.2 Ga的模式年齡[73]。張家輝等[87]對(duì)天鎮(zhèn)西趙家窯的高壓麻粒巖中具諧和年齡的鋯石Hf同位素測(cè)試計(jì)算的εHf（t）值為+2.5～+11.5，均為正值，相對(duì)于虧損地幔單階段模式年齡介于2065～2250 Ma之間。

以上研究結(jié)果表明，華北克拉通中北部2.2～2.0 Ga期間沒(méi)有大規(guī)模的地幔物質(zhì)添加和地殼生長(zhǎng)，2.2～2.0 Ga幔源基性巖漿的添加主要表現(xiàn)在裂陷盆地中的基性火山巖噴發(fā)（如滹沱群、野雞山群等地層中的基性火山巖）、天鎮(zhèn)-懷安雜巖帶和烏拉山-大青山雜巖帶中的中-基性巖墻及與孔茲巖系共生的基性火山巖等。實(shí)際上，華北克拉通在2.2～2.0 Ga期間整體處于伸展裂解階段，存在廣泛的2.2～2.0 Ga的多期裂解事件記錄[142-151]。而在涼城深熔花崗巖帶中花崗閃長(zhǎng)巖和中基性麻粒巖的形成時(shí)代均小于1.95 Ga[43，94，99，152]。因此，我們認(rèn)為華北克拉通中北部不存在明顯形成于～1.95 Ga之前俯沖階段的島弧巖漿作用，其原因一方面可能是早期熱造山帶與現(xiàn)代類(lèi)型的冷造山帶殼幔相互作用的方式不同，早期地殼的厚度較大[153-154]，俯沖深度較淺，難以達(dá)到地幔楔深度區(qū)域，故不易形成殼幔相互作用的TTG類(lèi)巖石。另一方面可能是受高地?zé)釥顟B(tài)下板塊規(guī)模和俯沖板片的俯沖角度的制約，早期熱造山帶，板塊邊緣是韌性的，出現(xiàn)暖俯沖和熱裂斷，地幔上涌導(dǎo)致的超高溫變質(zhì)作用和部分熔融作用[155]。

正如Gerya[156]展示的那樣，造山帶隨著地質(zhì)時(shí)代不斷演化，由太古宙超熱造山帶（UHO）到古元古代熱造山帶（HO）、混合熱造山帶（MHO），再到新元古代以來(lái)的冷造山帶（CO）。2.0 Ga是關(guān)鍵的熱演化時(shí)間節(jié)點(diǎn)，由熱造山帶（HO）向混合熱造山帶（MHO）轉(zhuǎn)換，這兩類(lèi)造山帶都是在水平運(yùn)動(dòng)機(jī)制主導(dǎo)下通過(guò)巖石圈縮短而形成，巖石圈已具備一定硬度的上地幔。熱造山帶與超熱造山帶具有相同的熱流特征，但巖漿活動(dòng)不太強(qiáng)烈；混合熱造山帶則顯示出與冷造山帶類(lèi)似的結(jié)構(gòu)和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征。華北克拉通中北部古元古代造山帶正是這種熱造山帶與混合熱造山帶的過(guò)渡特征。

相對(duì)于～1.85 Ga的造山事件而言，具有殼?；旌霞扳}堿性巖石特征的斑狀石榴花崗巖、斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖、徐武家期輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖、二道洼群中變質(zhì)中基性火山巖則可視為該階段的弧巖漿作用的產(chǎn)物。

因此孔茲巖系的碎屑源區(qū)可能主要是2.2～2.0 Ga期間的裂解型花崗巖（如赤堅(jiān)嶺雜巖），少量來(lái)自同時(shí)代的基性火山巖、中基性侵入體。正如膠遼吉活動(dòng)帶中2.2～2.05 Ga的遼吉花崗巖被認(rèn)為是碎屑物質(zhì)的重要來(lái)源一樣[61，142-143]。

5.3 古元古代造山帶是否存在洋殼

在早期板塊構(gòu)造的識(shí)別標(biāo)志中，蛇綠巖殘片和古老高壓變質(zhì)巖（帶）無(wú)疑是兩個(gè)最重要的因素，前者可以確定有古老的洋殼存在過(guò)并成為殘存的縫合帶中的殘片，后者可以指示曾有地表巖石被俯沖到深部，是俯沖、消減與碰撞的巖石學(xué)證據(jù)[157]。

懷安地塊中從恒山到赤城廣泛分布的古元古代高壓麻粒巖和退變榴輝巖[4，7，9，17，73，124-127]，證明華北克拉通在古元古代晚期（～1.95 Ga）存在與現(xiàn)代板塊構(gòu)造類(lèi)似的深俯沖作用。

早前寒武紀(jì)蛇綠巖非常稀少，現(xiàn)今普遍認(rèn)可的大于18億年蛇綠巖套主要有加拿大的Purtuniq蛇綠巖（～2.0 Ga）[158]和芬蘭的Jormua蛇綠巖[159-160]，而對(duì)于太古宙是否存在蛇綠巖套仍存在較大爭(zhēng)議，例如格陵蘭Isua綠巖帶中3.8 Ga的蛇綠巖[161-162]、華北冀東2.5 Ga的蛇綠巖[163-166]以及五臺(tái)山地區(qū)的太古宙蛇綠巖[27，167-170]。尋找殘留的古老洋殼物質(zhì)（蛇綠巖套）成為研究地球早期板塊構(gòu)造作用的關(guān)鍵。翟明國(guó)（2012）[157]認(rèn)為早前寒武紀(jì)缺少蛇綠巖可能的原因有兩個(gè)：一是早前寒武紀(jì)的大陸形成與生長(zhǎng)，其機(jī)制完全和板塊構(gòu)造不同，高的地?zé)崽荻扰c頻繁的、小規(guī)模的地幔柱構(gòu)造很活躍；二是綠巖帶中至少有一部分可能代表了殘留的早期洋殼，但那時(shí)的洋殼與現(xiàn)代洋殼在結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)性質(zhì)上都不相同。

王仁民和董衛(wèi)東[171]在研究冀西北高壓基性麻粒巖時(shí)，發(fā)現(xiàn)了具有輕稀土虧損的洋中脊型（TH1型）和輕稀土富集型（TH2型）兩種類(lèi)型，并提出冀西北高壓麻粒巖帶可能存在洋殼殘片。Wang et al.[73]對(duì)大同孤山地區(qū)懷安雜巖與集寧孔茲巖帶的接觸邊界研究后認(rèn)為該接觸帶可能是一條構(gòu)造混雜巖帶，在變質(zhì)泥砂質(zhì)碎屑巖基質(zhì)中發(fā)現(xiàn)了具鈣堿性特征的二長(zhǎng)花崗片麻巖、含石榴石的鎂鐵質(zhì)麻粒巖、大理巖和鈣硅酸鹽等外來(lái)巖塊；其中的含石榴石基性麻粒巖的原巖形成于～2.2 Ga前后，地球化學(xué)特征顯示出N-MORB特征，有可能是尖晶石二輝橄欖巖在大洋中脊環(huán)境中的部分熔融的產(chǎn)物。

張家輝等[87]在天鎮(zhèn)地區(qū)的區(qū)調(diào)填圖，識(shí)別出一套含MORB型基性火山巖的變質(zhì)巖石組合，該套組合的主體巖石為高壓基性麻粒巖（保存厚度＞50 m），伴生含石墨巖屑透輝/蛇紋石化橄欖大理巖、含石墨鈣鎂硅酸鹽巖以及夕線(xiàn)黑云石榴二長(zhǎng)片麻巖，并可見(jiàn)少量石英巖產(chǎn)出。原巖為一套基性火山巖-碳酸鹽巖-砂/泥巖建造。巖石地球化學(xué)研究揭示高壓基性麻粒巖原巖為亞堿性拉斑玄武巖，稀土配分模式平坦（（La/Yb）N=1.35～1.79），輕稀土相對(duì)虧損（La/Sm）N=0.83～1.13，無(wú)Nb、Ta負(fù)異常，具有MORB類(lèi)似的地球化學(xué)特征。SHRIMP U-Pb定年及Hf同位素研究結(jié)果表明，高壓基性麻粒巖原巖形成年齡為2.15～2.2 Ga，峰期高壓麻粒巖相變質(zhì)年齡為～1.95Ga，麻粒巖相退變質(zhì)作用和減壓熔融時(shí)限介于1.83～1.82 Ga之間。類(lèi)似的巖石組合在興和黃土窯地區(qū)也有出露。從巖石組合看，基性火山巖與含石墨的泥砂質(zhì)碎屑巖共生，其中的石英巖含有大量新太古代－古元古代的碎屑鋯石，排除了遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖變質(zhì)而成的可能性。懷安地塊中尚未發(fā)現(xiàn)有超鎂鐵質(zhì)巖與這些高壓榴輝巖相變質(zhì)的MORB型變質(zhì)火山巖共生，顯然現(xiàn)有證據(jù)尚不足以證明這套巖石組合包含有洋殼殘片。但是這套含MORB型火山巖的巖石建造明顯不同于滹沱群和野雞山群等陸內(nèi)裂陷帶中的基性火山巖建造，預(yù)示著不同于滹沱群和野雞山群等的沉積構(gòu)造背景。

區(qū)域上，有學(xué)者認(rèn)為冀北赤城紅旗營(yíng)子群中的變質(zhì)橄欖巖是古元古代的蛇綠巖殘片[172]，且有石榴斜長(zhǎng)角閃巖和退變榴輝巖與之共生[173]，但其形成時(shí)代尚存較大爭(zhēng)議[172，174]。界河口地區(qū)也有一些變質(zhì)鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖塊（體）呈透鏡狀、團(tuán)塊狀產(chǎn)于界河口巖群賀家灣巖組中，一些鎂鐵質(zhì)巖石還具有科馬提質(zhì)巖石的化學(xué)成分，但它們往往是一些孤立的巖塊，難以觀察到有蛇綠巖跡象的巖石組合。從目前已有的資料看，華北中北部古元古代造山帶中尚無(wú)可信的蛇綠巖殘片，一方面可能與當(dāng)時(shí)的高地?zé)崽荻鹊臉?gòu)造背景有關(guān)，高熱背景導(dǎo)致俯沖規(guī)模和俯沖深度均有限，地幔巖石可能沒(méi)有參與俯沖和碰撞過(guò)程[179]，厚的洋殼也可能會(huì)阻斷地幔橄欖巖的構(gòu)造就位；另一方面也可能預(yù)示當(dāng)時(shí)洋盆規(guī)模有限，洋殼殘片保存下來(lái)的概率更低。

5.4 造山帶的演化模式

華北克拉通中北部古元古代造山帶由孔茲巖系兩側(cè)陸塊碰撞拼合而成，但兩個(gè)陸塊間的沉積盆地（洋盆）性質(zhì)不明，是兩個(gè)遠(yuǎn)離的陸塊逐漸靠近發(fā)生俯沖碰撞，還是曾經(jīng)的古大陸發(fā)生裂解出現(xiàn)有限洋盆后構(gòu)造反轉(zhuǎn)再次拼合？如果是大陸裂解那么是全球性的大陸裂解事件還是地幔柱引起的裂谷作用？2.5～2.2 Ga全球構(gòu)造巖漿活動(dòng)的寂靜期[175-176]又如何導(dǎo)致大氧化事件，是否是全球性大陸裂解事件導(dǎo)致了古元古代大氧化事件[177]？

華北克拉通中北部古元古代造山帶缺少洋板塊地層系統(tǒng)[178]，似乎不大可能在兩個(gè)陸塊之間存在寬闊的大洋；由于缺少大規(guī)模的基性巖漿活動(dòng)，也難以與地幔柱引起的裂谷作用相聯(lián)系，但大規(guī)模的花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)似乎又與異常的地幔巖漿板底墊托有關(guān)。Zhai and Peng[179]提出前板塊－始板塊（＞～2.5 Ga）、早期板塊（2.2～1.8 Ga）和現(xiàn)代板塊構(gòu)造（＜～0.7 Ga）的概念，認(rèn)為早期板塊構(gòu)造是以古老克拉通上發(fā)育活動(dòng)帶為標(biāo)志，活動(dòng)帶具有線(xiàn)性分布特征，部分地層和基底巖石發(fā)生了高壓麻粒巖相或高溫-超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用，并表現(xiàn)出降壓的變質(zhì)過(guò)程，部分達(dá)麻粒巖-榴輝巖轉(zhuǎn)換相。華北克拉通2.2～1.8Ga古元古代活動(dòng)帶經(jīng)歷了從裂谷-俯沖-碰撞造山過(guò)程：（1）裂谷火山作用和有限洋盆形成；（2）俯沖形成島弧性質(zhì)的巖漿作用和高級(jí)麻粒巖（局部UHT）。俯沖深度達(dá)到下地殼，由于俯沖的麻粒巖相巖石與麻粒巖相的圍巖在密度和粘滯度、塑性上的相似性，俯沖不能達(dá)到地幔深度，下插的巖片抬升速率很慢?！霸焐綆А北憩F(xiàn)為很寬的泛造山帶面貌，強(qiáng)烈的巖漿底侵作用導(dǎo)致了超高溫變質(zhì)作用[180]。

通過(guò)以上變質(zhì)作用、巖漿作用和變形作用的分析，華北中北部古元古代造山帶具有如下主要特征：一是缺少與早期高壓麻粒巖相變質(zhì)相關(guān)聯(lián)的俯沖型島弧巖漿作用，2.2～2.0 Ga的巖漿活動(dòng)主要與裂解構(gòu)造背景相關(guān)；二是～1.95 Ga的高壓麻粒巖相變質(zhì)事件早于徐武家期基性-中基性巖漿侵位和大規(guī)模的深熔事件；三是在巨厚的古元古代沉積建造中雖然存在MORB型基性火山巖，在懷安地塊與孔茲巖帶的接觸邊界上也存在構(gòu)造混雜的特征，但目前未識(shí)別出典型的蛇綠巖組合；四是在烏拉山-大青山再造雜巖帶的南緣存在一套古元古代晚期的角閃巖相-綠片巖相變質(zhì)的火山-沉積建造（二道洼群和美岱召群），其中的二道洼群哈拉沁火山巖具有與弧火山巖類(lèi)似特征；五是古元古代造山作用經(jīng)歷了擠壓-伸展-擠壓的演化過(guò)程，～1.95 Ga和～1.85 Ga的變質(zhì)事件記錄了兩次擠壓構(gòu)造作用過(guò)程，而1.93～1.90 Ga的超高溫變質(zhì)事件發(fā)生在伸張背景下。此外孔茲巖系碎屑鋯石最大峰值均在～2.0 Ga，對(duì)其碎屑源區(qū)尚無(wú)合理解釋?zhuān)荒芘懦邷?超高溫變質(zhì)作用對(duì)孔茲巖系沉積巖中碎屑鋯石的U-Pb同位素體系有一定影響。

圖6 華北克拉通中北部古元古代造山帶演化模式圖Fig.6 Evolution model of Paleoproterozoic orogen in the north cent ral part of North China Craton

可以設(shè)想華北克拉通中北部古元古代造山帶經(jīng)歷了如下演化過(guò)程：

約2.2～2.0 Ga，華北太古宙古陸發(fā)生裂谷作用，出現(xiàn)大規(guī)?；◢徺|(zhì)巖漿作用，并伴有基性巖漿活動(dòng)和少量酸性火山活動(dòng)，這些大規(guī)?；◢徺|(zhì)巖石成為裂谷盆地重要的碎屑物源。大致沿孔茲巖沉積盆地，裂谷作用最強(qiáng)烈，導(dǎo)致了大陸的分裂和洋盆的形成，在裂谷盆地中沉積了以古元古代花崗巖為主要碎屑物源的孔茲巖系原巖建造；而在五臺(tái)的滹沱和呂梁的野雞山等裂谷盆地中則沉積了太古宙和古元古代物源并存的沉積建造，并伴有較強(qiáng)烈的基性巖漿活動(dòng)。

約2.0～1.95 Ga，構(gòu)造體系反轉(zhuǎn)，由伸展體系轉(zhuǎn)換為擠壓體系（導(dǎo)致反轉(zhuǎn)的動(dòng)力學(xué)機(jī)制尚不明確，也許是全球哥倫比亞超大陸匯聚事件，也許是地幔柱活動(dòng)引起，如同[81]Burov and Gerya所模擬的那樣），陰山地塊與晉冀地塊逐漸靠攏-俯沖-碰撞，在俯沖帶前緣形成由孔茲巖系構(gòu)成的巨大增生楔；南側(cè)的天鎮(zhèn)-懷安地塊相對(duì)北側(cè)的烏拉山-大青山地塊俯沖作用更強(qiáng)烈，形成了大面積分布的高壓麻粒巖。

約1.95～1.90 Ga，俯沖板塊發(fā)生板片拆沉，導(dǎo)致幔源巖漿大規(guī)模上涌。在造山帶核部由于徐武家期輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖的上侵和基性巖漿板底墊托作用，孔茲巖系被加熱而發(fā)生大規(guī)模深熔作用，形成大規(guī)模的強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)S型花崗巖和部分I型花崗巖，并引發(fā)了區(qū)內(nèi)超高溫變質(zhì)作用。伸展構(gòu)造背景下在天鎮(zhèn)-懷安和烏拉山-大青山再造雜巖帶中有許多基性巖墻侵位，局部也出現(xiàn)了超高溫變質(zhì)作用（如興和黃土窯和武川東坡）。伴隨基性巖墻侵位，還有一些堿性巖漿活動(dòng)，如內(nèi)蒙古興和黃土窯地區(qū)有較大規(guī)模的輝石正長(zhǎng)巖巖脈產(chǎn)出，在山西云中山地區(qū)發(fā)現(xiàn)了同時(shí)代的霞石正長(zhǎng)巖。

約1.90～1.82 Ga，在由地幔巖漿上侵誘導(dǎo)的伸展階段后，在全球哥倫比亞超大陸匯聚構(gòu)造背景下，華北克拉通整體重新轉(zhuǎn)換為擠壓構(gòu)造體系，懷安地塊再次向北（北西）俯沖，在涼城深熔花崗巖帶北側(cè)出現(xiàn)中基性火山巖噴發(fā)和碎屑巖沉積，相當(dāng)于弧后盆地的構(gòu)造背景。擠壓造山使二道洼群發(fā)生了強(qiáng)烈的變形變質(zhì)作用，～1.85 Ga的變質(zhì)作用在整個(gè)造山帶乃至華北克拉通的大部分地區(qū)都有記錄。

1.82 Ga以后，整體進(jìn)入造山后的伸展抬升階段。韌性剪切帶發(fā)育，局部記錄了～1.80 Ga的退變質(zhì)作用；隨后有～1.8 Ga的花崗巖侵位和～1.78 Ga的基性巖墻侵位。

6 結(jié)論

（1）華北克拉通中北部變質(zhì)基底可劃分為陰山新太古代巖漿?。幧降貕K）、烏拉山-大青山古元古代再造雜巖帶（Pt1）、涼城深熔花崗巖帶（Pt1）、天鎮(zhèn)－懷安再造雜巖帶（Pt1）和五臺(tái)新太古代島弧帶等5個(gè)構(gòu)造單元。烏拉山-大青山古元古代再造雜巖帶、涼城深熔花崗巖帶和天鎮(zhèn)-懷安再造雜巖帶構(gòu)成了古元古代造山帶。

（2）涼城深熔花崗巖可以劃分為3期6種巖石類(lèi)型，早期階段（～1.95 Ga）形成中細(xì)粒石榴二長(zhǎng)花崗巖，是俯沖階段泥砂質(zhì)碎屑巖進(jìn)入地殼深部高角閃巖相條件下脫水熔融的產(chǎn)物。主期階段（～1.94～1.91 Ga）在高溫-超高溫條件下發(fā)生大規(guī)模深熔形成巨斑狀紫蘇花崗巖，包括4種巖石類(lèi)型：斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖、斑狀含石榴紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖、斑狀石榴紫蘇二長(zhǎng)花崗巖和斑狀石榴紫蘇正長(zhǎng)花崗巖。其中不含石榴石的斑狀紫蘇花崗閃長(zhǎng)巖具有鈣堿性I-型花崗巖特征。晚期階段（＜1.91 Ga）形成含石榴正長(zhǎng)花崗巖，是抬升減壓階段背景下變粒巖-淺粒巖組合部分熔融的產(chǎn)物。

（3）鉆孔資料和航磁特征揭示鄂爾多斯盆地變質(zhì)基底不是一個(gè)獨(dú)立的太古宙地塊，而是古元古代造山帶的重要組成部分，造山帶核部的深熔花崗巖帶可從內(nèi)蒙古涼城一帶穿過(guò)鄂爾多斯盆地延伸到寧夏的賀蘭山一帶。

（4）綜合分析古元古代變質(zhì)作用、巖漿作用和構(gòu)造變形作用，認(rèn)為古元古代造山帶經(jīng)歷了大陸裂解、俯沖碰撞、板片拆沉-地幔上涌、擠壓造山和造山后伸展抬升的復(fù)雜演化過(guò)程。與板塊俯沖作用相關(guān)的巖漿弧缺失、深熔作用強(qiáng)烈且發(fā)育超高溫變質(zhì)巖、無(wú)典型蛇綠巖可能是地球早期熱板塊構(gòu)造的重要特色。

致謝：參與本文工作的還有康健麗、田輝、初航、佟鑫、肖志斌、滕菲等同志，成文過(guò)程中得到了郭敬輝研究員、徐仲元教授、金巍教授、萬(wàn)渝生研究員、趙鳳清研究員和李承東教授級(jí)高工等的指導(dǎo)和幫助，在此一并致謝。