王美璇，王智毅，趙靜欣，齊澤秋，何 俊，陳福坤

中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué) 地球和空間科學(xué)學(xué)院，合肥 230026

華北克拉通保存了太古宙到元古宙地質(zhì)演化的關(guān)鍵信息，是探尋前寒武紀(jì)重大地質(zhì)事件的重要載體。華北克拉通由東部陸塊、西部陸塊和中部帶組成，前人就華北克拉通東部和西部陸塊的拼合時(shí)間進(jìn)行了大量的研究，認(rèn)為其于~1.85 Ga最終拼合形成穩(wěn)定的克拉通，自此華北克拉通基本形成了如今的構(gòu)造格局（Zhao et al., 2001; Kr?ner et al.,2005）。華北克拉通拼合后的演化發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變：從1.85 Ga左右開始克拉通內(nèi)發(fā)育廣泛的退變質(zhì)作用（翟明國(guó)和卞愛國(guó)，2000; 翟明國(guó)，2004）；1.80 Ga之后華北克拉通進(jìn)入了穩(wěn)定的地臺(tái)型演化階段，形成了古元古代晚期—新元古代的熊耳裂陷槽、燕遼裂陷槽以及渣爾泰—白云鄂博—化德裂谷帶（趙太平等，2004; 翟明國(guó)等，2014;張健等，2015; 劉超輝和劉福來，2015）；與此同時(shí)華北克拉通受到持續(xù)巖漿作用的影響，發(fā)育火山—沉積巖系、基性巖墻群和A型花崗巖等（Peng, 2005; Yang et al.,2006; Zhang et al., 2007）。

華北克拉通南緣元古宙的巖漿活動(dòng)成為了探討華北克拉通元古宙地殼演化、構(gòu)造體制變化的理想對(duì)象。陸續(xù)有學(xué)者對(duì)華北克拉通南緣古元古代的巖漿作用開展工作：如火山巖（Zhao et al., 2009）和堿性巖（李志丹等, 2022）等，其中也不乏對(duì)A型花崗巖的報(bào)道。A型花崗巖有獨(dú)特的地球化學(xué)特征和特定的形成條件。它們富硅、富堿且貧水，貧Ba、Sr、P、Ti等，具顯著的Eu負(fù)異常。它們通常是在低壓、高溫和拉張的背景下部分熔融產(chǎn)物，其源區(qū)物質(zhì)組成有多種可能性（張旗等，2012）。學(xué)者普遍認(rèn)為A型花崗巖與拉張的構(gòu)造背景有關(guān)，如非造山或碰撞/造山后背景（Frost et al., 2007）。因而，A型花崗巖的研究對(duì)于厘清地殼演化和大地構(gòu)造背景具有至關(guān)重要的意義（Collins et al., 1982;Bonin, 2007）。通過總結(jié)華北克拉通南緣古元古代晚期—中元古代早期報(bào)道的A型花崗巖，可以發(fā)現(xiàn)：（1）南緣地區(qū)的南、北部發(fā)育的A型花崗巖相距不遠(yuǎn)，但形成年齡存在明顯的差異。北部發(fā)育的A型花崗巖年齡較老，如~1.84 Ga垣頭巖體（鄧小芹等，2019）和~1.80 Ga桂家峪巖體（Deng et al.,2016a）；南部發(fā)育的A型花崗巖較年輕，如~1.60 Ga龍王?（Wang et al., 2020）、麻坪巖體（鄧小芹等,2015）、~1.53 Ga張家坪巖體（Deng et al., 2016b）；（2）目前報(bào)道的A型花崗巖發(fā)育時(shí)間范圍還不全面，主要集中于~1.80 Ga前后，之后零星出露著~1.60 Ga和~1.53 Ga的巖體，存在長(zhǎng)時(shí)間的發(fā)育間斷期；（3）南緣古元古代晚期—中元古代早期A型花崗巖形成的構(gòu)造環(huán)境演化過程還有待補(bǔ)充（鄧小芹等，2019；Deng et al., 2016b）。

小河巖體為華北克拉通南緣出露的較大的元古宙花崗巖體（河南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1989），對(duì)小河巖體的研究可能成為探討華北克拉通南緣古元古代晚期構(gòu)造背景的窗口。目前對(duì)小河巖體的研究薄弱，其巖石成因及成巖動(dòng)力學(xué)背景也存在分歧。前人報(bào)道的小河巖體的成巖時(shí)代存在很大差異，分別為~1.00 Ga、1.60~1.40 Ga、~2.33 Ga、1.80~1.78 Ga（河南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; 鄧亞婷和王北穎，1998; 李春麟，2011; Li et al., 2018）。李春麟（2011）認(rèn)為存在巖漿源區(qū)混合，可能是來自于下地殼或地幔的新生物質(zhì)與太古宙地殼物質(zhì)的重熔；鄧亞婷和王北穎（1998）則認(rèn)為其形成于長(zhǎng)城紀(jì)大陸閉合邊緣的伸展環(huán)境中，此時(shí)變質(zhì)核雜巖抬升、地幔上隆，造成局部地溫梯度升高，使得地殼或者古老的結(jié)晶基底發(fā)生重熔。因此，本文在系統(tǒng)的野外地質(zhì)調(diào)查、采樣和巖石學(xué)觀察的基礎(chǔ)上，運(yùn)用同位素地質(zhì)年代學(xué)和地球化學(xué)研究手段，限定小河巖體的成巖年齡、巖石屬性和巖漿源區(qū)性質(zhì)，探討其成因演化和構(gòu)造環(huán)境，進(jìn)一步探究華北克拉通南緣古元古代晚期地殼演化。

1 地質(zhì)背景

華北克拉通是中國(guó)保存較好的最古老的克拉通之一，記錄著復(fù)雜的地質(zhì)—構(gòu)造—巖漿演化歷史，對(duì)其研究有助于古大陸的恢復(fù)和了解全球地質(zhì)演化史（Liu et al., 2008）。其北部緊接中亞造山帶，南部緊鄰秦嶺—大別造山帶，東部和西部分別以蘇魯造山帶和祁連造山帶為界限（Zhao et al., 2001; 趙國(guó)春等， 2002; 圖1a）。華北克拉通地層主要由太古宙—古元古代結(jié)晶基底巖石和中—新元古代火山—沉積地層組成。前者具體為英云閃長(zhǎng)巖-奧長(zhǎng)花崗巖-花崗閃長(zhǎng)質(zhì)片麻巖（TTG片麻巖）、花崗質(zhì)片麻巖、變質(zhì)表殼巖和變質(zhì)火山—沉積巖系；后者為未變質(zhì)/淺變質(zhì)的蓋層沉積，廣泛發(fā)育分布于南部的熊耳群、高山河群、官道口群、汝陽群、欒川群、洛峪群，中北部的長(zhǎng)城系、青白口系和薊縣系，北部的狼山群、白云鄂博群、化德群和渣爾泰群（孫樞等，1981; 沈其韓等，1992; Zhai and Liu, 2003）。

小河巖體位于河南省靈寶縣朱陽鎮(zhèn)西寺上至小河莊一帶，其向西延入陜西省境內(nèi)，屬于小秦嶺地區(qū)，呈近東西向展布，區(qū)內(nèi)發(fā)育數(shù)條斷層，北側(cè)和西北側(cè)為華縣斷裂和太要—故縣斷裂，南側(cè)為小河—巡馬道斷裂和洛南—欒川斷裂（圖1b），其地層主要由太古宙—古元古代基底物質(zhì)和上覆的中元古代—顯生宙蓋層沉積組成（圖1b）?；孜镔|(zhì)主要為太華群以及登封群變質(zhì)雜巖，整體上呈近東西向展布。沉積蓋層除了熊耳群、高山河群等元古界地層外，其間零散分布有震旦系、寒武系、白堊系和大面積的第四系（周洪瑞等，1998; 趙國(guó)春等，2002; Diwu et al., 2014）。小河巖體總面積達(dá)120 km2，侵位于太華群中，距離西側(cè)垣頭A型花崗巖體和東側(cè)桂家峪A型花崗巖體約5 km，其北部為小河—巡馬道斷裂，東南部被高山河群覆蓋（河南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; 鄧亞婷和王北穎, 1998; 圖1c）。小河巖體與圍巖的接觸帶巖石破碎，無接觸變質(zhì)，巖體附近可以觀察到鉀長(zhǎng)偉晶巖脈。

2 巖相學(xué)特征

本次研究共采集了16件樣品，采集的巖石樣品位置分布和樣品編號(hào)見圖1c。通過野外調(diào)查、手標(biāo)本和顯微鏡觀察（圖2），小河巖體的巖性為含黑云母二長(zhǎng)花崗巖，細(xì)粒和粗粒均有，顏色以肉紅色為主，具花崗結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造。野外觀察到晶洞構(gòu)造（圖2b），可能指示了高程度的分異演化導(dǎo)致后期流體的聚集（邱檢生等，2008）。部分礦物蝕變較強(qiáng)烈，礦物成分為堿性長(zhǎng)石（35~40 vol.%）、斜長(zhǎng)石（30~35 vol.%）、石英（25~30 vol.%）、黑云母（2~5 vol.%），以及磷灰石、鋯石和磁鐵礦等副礦物（~2 vol.%）。堿性長(zhǎng)石以微斜長(zhǎng)石和條紋長(zhǎng)石為主，呈半自形板柱狀，發(fā)育格子雙晶及條紋，部分表面具絹云母化，局部可見斜長(zhǎng)石殘晶。斜長(zhǎng)石呈半自形板柱狀，發(fā)育聚片雙晶，大多數(shù)斜長(zhǎng)石發(fā)生顯著絹云母化，部分發(fā)生綠簾石化。石英通常以集合體的形式出現(xiàn)，呈波狀消光。部分黑云母發(fā)生綠泥石化，或者析出鐵形成鐵鈦氧化物。

3 分析方法

樣品的薄片磨制、鋯石礦物分選和全巖粉末制備由廊坊市拓軒巖礦檢測(cè)服務(wù)有限公司完成。巖石粉末的主量元素含量分析在澳實(shí)礦物實(shí)驗(yàn)室（廣州）完成，采用X射線熒光光譜方法分析（方法代碼為P61-XRF26Fs），使用儀器為荷蘭PANalyticalPW2424X射線熒光光譜儀，相對(duì)誤差小于5%。微量元素含量分析在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室電感耦合等離子質(zhì)譜儀（ICP-MS）上進(jìn)行，測(cè)試中采用Rh單元素作為內(nèi)部標(biāo)準(zhǔn)，通過多元素混合的標(biāo)準(zhǔn)溶液曲線進(jìn)行元素含量校正，分析測(cè)試中對(duì)空白樣和重復(fù)樣進(jìn)行平行測(cè)試，實(shí)驗(yàn)過程用國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)巖石標(biāo)樣AGV-2和BHVO-2監(jiān)控，絕大多數(shù)元素測(cè)量的相對(duì)誤差小于5%，詳細(xì)流程請(qǐng)參考（侯振輝和王晨香，2007）。

在雙目顯微鏡下精心挑選得到的鋯石樣品制成環(huán)氧樹脂靶，拋光顯露鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)，用于陰極發(fā)光（CL）圖像分析和鋯石U-Pb年齡分析。鋯石陰極發(fā)光圖像在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)掃描電子顯微鏡實(shí)驗(yàn)室完成，結(jié)合陰極發(fā)光圖像，挑選出代表性的鋯石進(jìn)行U-Pb年齡分析。U-Pb同位素組成分析和元素含量測(cè)定由中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（LA-ICP-MS）測(cè)試完成，質(zhì)譜計(jì)型號(hào)為Agilent 7700。LA-ICP-MS分析時(shí)采用的頻率為10 Hz，激光剝蝕束斑大小為32 μm，采用國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為同位素組成分析外標(biāo)，人工合成玻璃NIST 610作為元素含量分析外標(biāo)，29Si作為內(nèi)標(biāo)，具體的測(cè)試方法和流程參見文獻(xiàn)（Yuan et al., 2004）。測(cè)試時(shí)每四個(gè)樣品間插一次91500測(cè)試，每八個(gè)樣品間插一個(gè)NIST 610，鋯石U-Pb測(cè)試中并無其他外標(biāo)，整個(gè)測(cè)試過程嚴(yán)格遵守實(shí)驗(yàn)流程規(guī)范，確保數(shù)據(jù)可靠，獲得了較為準(zhǔn)確的91500測(cè)試值（207Pb206Pb=1067±36 Ma，n=51）。通過ICPMSDataCal（Liu et al., 2010）和ISOPLOT（Ludwig, 2003）軟件進(jìn)行原始數(shù)據(jù)處理和年齡值計(jì)算，得到鋯石U-Pb年齡。鋯石微區(qū)Lu-Hf同位素組成分析在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試儀器為配備193 nm ArF激光剝蝕系統(tǒng)的Neptune Plus型MC-ICP-MS。分析時(shí)使用氦氣（~0.9 L/min）和氬氣（~0.9 L/min）的混合氣體作為載氣；激光束斑直徑為43 μm，剝蝕的脈沖頻率為8 Hz，能量密度為3.5 J/cm2，剝蝕時(shí)間約30 s，詳細(xì)方法請(qǐng)參考（Li et al., 2021）。

巖石粉末Sr-Nd-Pb元素化學(xué)分離純化和同位素比值測(cè)量在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)固體同位素地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。稱取約100 mg全巖粉末于Teflon溶樣杯中，加入HClO4-HF-HNO3混合酸溶液后，放置于電熱板上恒溫加熱溶解至少一周，保證樣品充分溶解。在裝有AG1-X8陰離子交換樹脂的Teflon交換柱中分離出Pb，將回收得到的溶液在AG50W-X12交換樹脂上分離出Sr與稀土元素，再在裝有LN型離子交換樹脂的交換柱中分離出Nd，最后采用Sr-Spec樹脂進(jìn)一步純化Sr。同位素比值測(cè)定在熱電離質(zhì)譜儀MAT262上完成，利用標(biāo)準(zhǔn)溶液NBS 987和JNdi分別監(jiān)測(cè)Sr和Nd測(cè)試數(shù)據(jù)。NBS 987的重復(fù)分析值為87Sr/86Sr=0.710249±0.000012（2σ, n=16）、JNdi的重復(fù)分析值為143Nd/144Nd=0.512115±0.00008（2σ， n=10）。Pb標(biāo)準(zhǔn)溶液（NBS 981）的測(cè)量結(jié)果用于Pb同位素的質(zhì)量分餾校正。長(zhǎng)期的測(cè)量結(jié)果顯示，Pb同位素分餾值為0.1%/原子質(zhì)量單位（amu）。Sr和Nd同位素比值測(cè)量精度優(yōu)于0.003%，Pb同位素比值測(cè)量精度優(yōu)于0.01%。Sr、Nd和Pb的全流程本底分別在<200 pg、<100 pg和<200 pg水平。詳細(xì)的同位素分析流程可以參考文獻(xiàn)（Chen et al., 2000, 2007）。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb同位素年齡

選取具有代表性的4個(gè)樣品（樣品編號(hào)XH2001、XH2003、XH2008、XH2013）進(jìn)行鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像、U-Pb同位素組成分析。樣品中鋯石多為無色透明—半透明，裂隙較發(fā)育，部分顆粒較破碎，呈柱狀—長(zhǎng)柱狀，自形程度較好，長(zhǎng)寬比值約為1∶1~3∶1，粒徑大多數(shù)在70~180 μm之間，樣品XH2003的鋯石顆粒較大，粒徑在100~400 μm之間。鋯石陰極發(fā)光圖像顯示鋯石振蕩環(huán)帶較明顯，環(huán)帶間隔較窄（圖3），符合典型的巖漿鋯石特征。鋯石LA-ICP-MS測(cè)量數(shù)據(jù)見表1。測(cè)試結(jié)果顯示，鋯石的Th含量為54×10-6~1051×10-6，U含量為112×10-6~1217×10-6，Th/U比值為0.20~1.98，大多數(shù)>0.4。綜上特征分析，認(rèn)為樣品鋯石應(yīng)該為巖漿成因，其鋯石U-Pb年齡可以代表小河巖體的形成時(shí)代。

表1 小河巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb results for the Xiaohe pluton

圖3 小河巖體鋯石CL陰極發(fā)光圖像Fig. 3 Cathodoluminescence images of Zircons from the Xiaohe pluton

少量的鋯石得到較大的207Pb/206Pb年齡值，如分析點(diǎn)XH2001-18（2458±124 Ma）、XH2008-9（2287±70 Ma）、XH2013-4（2044±113 Ma）。陰極發(fā)光圖像顯示，這些鋯石核部與邊部界線不規(guī)則、發(fā)光程度不一，核部區(qū)域無環(huán)帶且呈現(xiàn)補(bǔ)丁狀，可能為古老的繼承鋯石。因而，在樣品的平均年齡值計(jì)算時(shí)，排除了這些年齡明顯偏老的鋯石分析數(shù)據(jù)。樣品XH2001共選出22個(gè)有效分析點(diǎn)，分析點(diǎn)都由于發(fā)生Pb丟失而落于諧和線的下方（圖4a），它們構(gòu)成一條不一致線，得到上交點(diǎn)年齡為1801±65 Ma；樣品XH2003共選出20個(gè)有效分析點(diǎn)，除6個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)落在諧和線上外，其余點(diǎn)都發(fā)生了Pb丟失（圖4b），不一致線的上交點(diǎn)年齡為1816±39 Ma，諧和的分析點(diǎn)加權(quán)平均年齡為1796±61 Ma；樣品XH2008共選出20個(gè)有效分析點(diǎn)，大多數(shù)樣品點(diǎn)因發(fā)生Pb丟失而落于諧和線的下方（圖4c），不一致線的上交點(diǎn)年齡為1805±71 Ma，6個(gè)諧和的分析點(diǎn)加權(quán)平均年齡為1793±62 Ma；樣品XH2013選出19個(gè)有效分析點(diǎn)，樣品點(diǎn)均落于諧和線上（圖4d），上交點(diǎn)年齡為1810±35 Ma，19個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為1794±48 Ma。四個(gè)樣品的測(cè)試結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致，代表了巖體的形成時(shí)代為~1.80 Ga。

圖4 小河巖體鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the Xiaohe pluton

4.2 元素地球化學(xué)組成

全巖的主量、微量和稀土元素含量分析結(jié)果見表2。所有樣品有相似的主量元素組成特征，整體上顯示富硅、富鉀和富堿的特征。根據(jù)CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物計(jì)算結(jié)果，在花崗巖類巖石QAP分類圖中（圖5a），小河巖體的樣品均在二長(zhǎng)花崗巖的范圍內(nèi)，與顯微鏡下觀察到的類型一致。巖石SiO2含量為71.45~76.56 wt%、P2O5含量為0.01~0.06 wt%、TFe2O3含量為0.18~2.92 wt%、Na2O含量為2.85~4.13 wt%、K2O含量為4.15~6.56 wt%、Na2O+K2O含量為8.16~9.70 wt%。里特曼指數(shù)為1.98~3.31。MgO含量為0.02~0.39 wt%，Mg#值為13.04~30.05。Al2O3含量為12.64~14.58 wt%，鋁飽和指數(shù)(A/CNK)為0.99~1.13，A/NK為1.10~1.26，在A/CNK-A/NK分類圖中（圖5b），樣品主要落在弱過鋁質(zhì)區(qū)域內(nèi)。根據(jù)SiO2與K2O+Na2O-CaO投圖（圖5c），樣品落入堿鈣質(zhì)—鈣堿質(zhì)范圍內(nèi)，主要顯示堿鈣質(zhì)特征。樣品FeOT/（FeOT+MgO）值較高（0.81~0.92），具有鐵質(zhì)特征（圖5d）。

表2 小河巖體主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 2 Whole-rock major element concentrations (wt%) and trace element concentrations (×10-6) of the Xiaohe pluton

圖5 主量元素含量相關(guān)圖（a: 據(jù)Le Maitre et al., 1989；b: 據(jù)Maniar and Piccoli, 1989; c, d: 據(jù)Frost et al., 2001）Fig. 5 Correlation diagrams of major element contents

從球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中，可以識(shí)別出不同稀土元素配分形式的兩類巖石（圖6a）。第一類巖石，樣品編號(hào)XH2001-XH2005和XH2008-XH2012，表現(xiàn)為輕稀土元素富集、重稀土元素相對(duì)平坦的右傾型模式，稀土元素總含量較高，為261.26×10-6~591.03×10-6，輕/重稀土元素（LREE/HREE）含量比值為16.69~44.12，(La/Yb)N為22.35~135.64，表明輕重稀土元素之間分餾程度較高。(La/Sm)N為4.31~10.64，(Gd/Yb)N為2.83~9.76，反映了LREE和HREE內(nèi)部分餾程度較明顯。該類巖石還表現(xiàn)出較顯著的負(fù)Eu異常，Eu/Eu*值為0.25~0.63，可能是巖漿源區(qū)殘留斜長(zhǎng)石造成的。第二類巖石，樣品編號(hào)XH2006、XH2007和XH2013-XH2016，該類巖石樣品的稀土元素總含量較低，為11.92×10-6~73.32×10-6，輕/重稀土元素含量比值為3.06~5.23，(La/Yb)N為1.47~3.51，表明輕、重稀土元素之間分餾程度低。(La/Sm)N為1.31~2.93，(Gd/Yb)N為0.54~1.24，反映了LREE和HREE之間分餾不明顯。與第一類巖石相比，第二類巖石的輕稀土元素含量明顯下降，可能指示在成巖過程中有褐簾石等富含輕稀土元素的副礦物發(fā)生分離作用，表明巖漿可能經(jīng)過高度分離結(jié)晶。第二類巖石樣品的Eu異常程度變化較大，存在正或負(fù)Eu異常（Eu/Eu*值1.65~2.78和0.38~0.51），可能分別受控于長(zhǎng)石堆晶作用或巖漿源區(qū)殘留斜長(zhǎng)石，也可能受到富含稀土礦物分離結(jié)晶的影響，熔體中出現(xiàn)流體，二者之間相互作用影響了其稀土元素分布特征（吳福元等，2017）。然而，兩類巖石樣品大多數(shù)的微量元素組成均一（圖6b），主要富集Rb、Th、U、K等，且在Ba、Sr、P和Ti等元素上表現(xiàn)出負(fù)異常。兩類巖石樣品在La、Ce、和Nd元素含量上差異相對(duì)較大。稀土和微量元素組成特征指示，小河巖體在形成過程中可能受到長(zhǎng)石、磷灰石和鈦鐵礦等多種礦物的影響。

圖6 （a）球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖（球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995）;（b）原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖（原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989）Fig. 6 (a) Chondrite-normalized REE patterns; (b) Primitive mantle-normalized spidergrams

4.3 巖石Sr-Nd-Pb同位素組成

巖石粉末樣品Sr-Nd和Pb同位素分析結(jié)果見表3和表4。在計(jì)算Sr同位素初始值和εNd(t)值時(shí)，除有鋯石年齡的樣品按照鋯石年齡校準(zhǔn)外，其余樣品按照t=1.8 Ga計(jì)算。兩類樣品具有相似的Sr-Nd-Pb同位素組成，初始87Sr/86Sr值為0.35227~0.72764，Sr同位素變化范圍較大，且大部分樣品低于地球初始值，可能與較大的87Rb/86Sr值有關(guān)（Jahn, 2004）。巖石Pb同位素組成不均一，變化范圍很大，206Pb/204Pb初始值為6.801~36.977、207Pb/204Pb初始值為15.350~18.303、208Pb/204Pb初始值為4.445~50.922，推測(cè)可能是巖漿源區(qū)含有高的Th和U含量或者部分熔融時(shí)受礦物配分影響。因此，我們認(rèn)為小河巖體Pb和Sr同位素組成不能作為巖漿來源的判別標(biāo)準(zhǔn)，后續(xù)討論也不再使用。第一類巖石樣品的εNd(t)值為-6.1~-4.8，兩階段Nd模式年齡(TDM2)為2.8~2.7 Ga；第二類樣品的εNd(t)值為-6.1~-5.0，兩階段Nd模式年齡(TDM2)為2.8~2.7 Ga。

表3 小河巖體全巖Sr-Nd同位素測(cè)試數(shù)據(jù)Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Xiaohe pluton

表4 小河巖體全巖Pb同位素測(cè)試數(shù)據(jù)Table 4 Whole-rock Pb isotopic compositions of the Xiaohe pluton

4.4 鋯石Hf同位素組成

對(duì)第一類巖石樣品（編號(hào)XH2001、XH2003和XH2008）和第二類巖石樣品（編號(hào)XH2013）開展鋯石微區(qū)176Hf/177Hf同位素比值測(cè)量，分析結(jié)果見表5。4件巖石樣品的鋯石顆粒具有相似的Hf同位素組成，176Hf/177Hf同位素比值分別為0.281503~0.281599（XH2001）、0.281450~0.281550（XH2003）、0.281441~0.281544（XH2008）和0.281455~ 0.281584（XH2013），對(duì)應(yīng)的εNd(t)值分別為-6.6~-3.9、-7.6 ~-4.4、-11.1~-5.7和-8.4~-4.4，二階段模式年齡(TDM2)分別為2.6~2.5 Ga、2.7~2.6 Ga、2.7~2.6 Ga和2.7~2.5 Ga。

表5 小河巖體鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)Table 5 MC-ICP-MS zircon Hf isotopic compositions of the Xiaohe pluton

5 討論

5.1 形成時(shí)代

目前對(duì)于小河巖體的形成時(shí)代存在不同的認(rèn)識(shí)：河南省區(qū)域地質(zhì)志中記載小河巖體鋯石U-Pb年齡為999 Ma（河南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989）；鄧亞婷和王北穎（1998）根據(jù)前人研究并結(jié)合小河巖體與周圍變質(zhì)巖的接觸關(guān)系，認(rèn)為小河巖體的形成年齡為1600~1400 Ma；李春麟（2011）通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測(cè)得小河巖體的207Pb/206Pb年齡值為2328 Ma；最近的研究表明小河巖體的鋯石U-Pb定年結(jié)果為1799~1782 Ma（Li et al., 2018）。由此看來，早期的定年結(jié)果存在較大的變化范圍。

本文對(duì)小河巖體的4件巖石樣品進(jìn)行了LAICP-MS鋯石U-Pb定年。若鋯石形成后U-Th-Pb同位素體系一直未受外界影響，沒有放射性成因Pb丟失，測(cè)得的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb三組年齡值應(yīng)該在誤差范圍內(nèi)是一致的。然而，4件巖石樣品大多數(shù)鋯石顆粒的三組年齡值基本上不諧和，僅樣品XH2013的部分鋯石諧和度較好。在1956年，Wetherill提出了幕式Pb丟失事件（Wetherill, 1956），此由后期發(fā)生的地質(zhì)熱事件所致，下交點(diǎn)年齡代表幕式Pb丟失發(fā)生的時(shí)間，上交點(diǎn)年齡仍然可以指示巖體成巖年齡。Russell和Ahrens（1957）提出了Pb會(huì)發(fā)生連續(xù)丟失現(xiàn)象。根據(jù)野外地質(zhì)特征和樣品觀察，小河巖體無明顯的變質(zhì)變形，研究區(qū)也無古元古代晚期構(gòu)造—熱事件記錄，鋯石顆粒并沒有受到后期地質(zhì)事件影響，結(jié)合鋯石的微量元素和相對(duì)較高Th和U含量，可以判定小河巖體的鋯石應(yīng)該受到了放射性損傷，經(jīng)歷過一次或多次的Pb 丟失，不一致線的下交點(diǎn)年齡應(yīng)該沒有實(shí)際的地質(zhì)意義。第一類巖石的鋯石結(jié)晶年齡為1801~1793 Ma，第二類巖石的鋯石結(jié)晶年齡為1794 Ma，本文認(rèn)為小河巖體中的兩類巖石形成于古元古代晚期（~1.80 Ga）。兩類巖石形成時(shí)代集中，暗示它們?yōu)橥黄诖螏r漿活動(dòng)發(fā)育而來。

5.2 巖石成因

在地球化學(xué)特征上，小河巖體花崗巖樣品與鋁質(zhì)A型花崗巖的特征類似：（1）富鉀富堿且富鋁，K2O/Na2O值為1.03~2.09，均大于1，含有高的總堿（K2O+Na2O）值，為8.16~9.70 wt%，Al2O3為12.64~14.58 wt%，大于12 wt%；（2）鐵值（FeOT/（FeOT+MgO）較高，范圍為0.81~0.92；（3）A/CNK值為0.99~1.13，屬于弱過鋁質(zhì)巖石（圖5b）；（4）在圖5c、d中分別落于堿鈣質(zhì)—鈣堿質(zhì)、鐵質(zhì)A型花崗巖的區(qū)域；（5）圖7顯示樣品基本上落入A型花崗巖范圍內(nèi)；（6）不含堿性暗色礦物，含有暗色礦物黑云母（圖2）。但是，巖石樣品具有較高的SiO2含量、全堿含量和分異指數(shù)（DI值為88.15~96.38），其中第一類88.15~93.96，第二類91.90~96.38，較低含量的TiO2、P2O5、MgO、CaO、MnO等，以及在第二類采樣點(diǎn)附近發(fā)現(xiàn)的晶洞構(gòu)造，反映了小河巖體經(jīng)歷了高程度的分異演化作用。這使得對(duì)小河巖體花崗巖成因類型的判斷變得困難，需進(jìn)一步查明兩類樣品的差異和聯(lián)系。

圖7 小河巖體巖石成因類型判別圖（據(jù)Whalen et al., 1987）Fig. 7 Discrimination diagrams for genetic types of the Xiaohe pluton

小河巖體第二類巖石Zr含量低，顯著低于A型花崗巖的下限250×10-6（Whalen et al., 1987），可能是分異作用導(dǎo)致的。前人以鋯石Zr/Hf比值，將花崗巖劃分為普通花崗巖（Zr/Hf > 55）、中等分異花崗巖（25< Zr/Hf <55）和高分異花崗巖（Zr/Hf <25）（Breiter et al., 2014）。小河巖體第一類巖石Zr/Hf值為31.3~50.2，為中等分異花崗巖；第二類巖石的Zr/Hf值為12.3~24.6，屬于高分異花崗巖。在花崗巖TFeO/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)和(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)判別圖中（圖8a，b; Whalen et al., 1987），第一類巖石均投于A型花崗巖的區(qū)域內(nèi)，第二類巖石都落入高分異花崗巖范圍內(nèi)。針對(duì)高分異花崗巖的判別問題，馮尚杰等（2020）根據(jù)前人提出的地球化學(xué)指標(biāo)，構(gòu)建了10000 Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)相關(guān)圖解，用于厘定不同成因類型的花崗巖。第一類巖石落入未分異A型花崗巖區(qū)域，第二類巖石落入分異的I、S或A型花崗巖區(qū)域（圖8c）。整體上，巖石顯示出A型花崗巖的分異演化趨勢(shì)。根據(jù)前人提出的全巖鋯飽和溫度（TZr）計(jì)算公式，計(jì)算得到第一類花崗巖的TZr為795~900 ℃，平均溫度為844 ℃，在A型花崗巖溫度（800~900 ℃）范圍內(nèi)（圖8d; Watson and Harrison, 1983），而第二類花崗巖的TZr為676~799 ℃，平均溫度為745 ℃，部分樣品的TZr值低于I型（~780 ℃）和S型（~760 ℃）花崗巖的鋯飽和溫度，與高分異花崗巖晚期結(jié)晶的特點(diǎn)一致（楊飛，2019）。因此，本文推測(cè)小河巖體為鋁質(zhì)A型花崗巖，總體上分異程度較高，部分樣品具有高分異花崗巖的特征。

圖8 （a-c）A型花崗巖與高分異花崗巖判別圖（a和b據(jù)Whalen et al., 1987；c據(jù)馮尚杰等, 2020）;（d）全巖鋯飽和溫度TZr（℃）值范圍Fig. 8 Discrimination diagrams of A-type granite and highly fractionated granite（a-c）;（d）TZr values（℃） of the Xiaohe pluton

本文認(rèn)為小河巖體的中等分異花崗巖（第一類）與高分異花崗巖（第二類）同屬于鋁質(zhì)A型花崗巖，二者具有成因聯(lián)系，第二類應(yīng)該是由第一類經(jīng)過分異演化而來。該推測(cè)源于：（1）在誤差范圍內(nèi)，第一類（1801~1793 Ma）與第二類（1794 Ma）巖石的形成時(shí)代一樣，暗示它們應(yīng)為同一期次巖漿活動(dòng)發(fā)育而來；（2） 兩類巖石具有相似的Nd和Hf同位素組成（第一類樣品εNd(t)值為-6.1~-4.8，εHf(t)值為-11.1~-3.9；第二類樣品εNd(t)值為-6.1~-5.0，εHf(t)值為-8.4~-4.4），應(yīng)該源自相同的巖漿源區(qū)；（3） 所有巖石整體上顯示出A型花崗巖的分異演化趨勢(shì)（圖8c）；（4）第二類高分異花崗巖樣品的鋯飽和溫度較第一類低，可能是其結(jié)晶時(shí)間相對(duì)較晚（楊飛，2019）。（5）第二類的稀土元素總含量較低，P2O5含量也較低，中稀土相對(duì)于輕重稀土虧損，可能受到富含稀土礦物分離結(jié)晶的影響，如磷灰石等，熔體中出現(xiàn)流體，熔體與流體相互作用影響了其稀土元素分布特征（吳福元等，2017）。

5.3 巖漿源區(qū)

關(guān)于A型花崗巖的成因問題，不同學(xué)者有不同的觀點(diǎn)，概括為以下三種（周紅升等，2008; 師江朋等，2017）：地殼物質(zhì)的部分熔融作用和結(jié)晶分異作用；來自幔源基性巖漿的分離結(jié)晶；地殼物質(zhì)與地幔物質(zhì)混合而成。古元古代晚期小秦嶺地區(qū)基性巖的εNd(t)值為-4.45~+6.20（Wang et al.,2008），明顯高于小河巖體εNd(t)值 -6.1~-4.8。小河巖體花崗巖為弱過鋁質(zhì)，不具有幔源A型花崗巖的地球化學(xué)屬性（Creaser et al., 1991; Shellnutt and Zhou, 2007），表明小河巖體不是由地幔堿性玄武質(zhì)巖漿演化形成。小河巖體具有高SiO2、Rb/Sr比值，較高K2O，較低含量的TiO2、MgO、Mg#、FeOT等，富集Rb、K等，虧損Ti、P等元素的特征，與殼源花崗巖的地球化學(xué)特征一致。此外，小河巖體的全巖Nd同位素和鋯石Hf同位素組成均一，具有較低的εHf(t)值、εNd(t)值和較大的二階段Nd和Hf模式年齡，說明源區(qū)應(yīng)該為古老地殼。目前學(xué)者普遍認(rèn)為，有兩種地殼物質(zhì)部分熔融可以產(chǎn)生A型花崗巖，即鈣堿性巖石和麻粒巖相變質(zhì)沉積巖（Collins et al., 1982; Pati?o, 1997; Huang et al., 2011）。研究認(rèn)為，后者經(jīng)過高溫部分熔融產(chǎn)生的花崗巖為過鋁質(zhì)A型花崗巖，且具有低的全堿（K2O+Na2O）值（Huang et al., 2011），與小河巖體花崗巖的特征不一致。在低壓高溫環(huán)境下，鈣堿性巖石脫水部分熔融能形成弱過鋁質(zhì)A型花崗巖，且該類花崗巖具有高SiO2和K2O/Na2O值、低TiO2、P2O5、MgO和CaO含量、具負(fù)Eu、Sr異常等特點(diǎn)（Pati?o, 1997; Frost and Frost, 2011），與小河巖體的特征基本相符。

小河巖體兩類花崗巖Nd和鋯石Hf同位素組成均一，表明巖石的巖漿源區(qū)性質(zhì)相同。在年齡-εNd(t)圖解中（圖9a），小河巖體花崗巖均落在球粒隕石演化線之下，并投影于華北克拉通新太古代地殼演化區(qū)內(nèi)。從圖9可以看出，小河巖體巖石εNd(t)值與鋯石εHf(t)大致落入太華群的演化區(qū)域內(nèi)。其Nd同位素兩階段模式年齡為2.8~2.7 Ga，鋯石Hf同位素兩階段模式年齡為2.7~2.5 Ga，可能暗示小河巖體主要為新太古代地殼物質(zhì)熔融而成，與研究區(qū)廣泛出露的太華群TTG片麻巖的形成年齡接近（2.85~2.20 Ga; Zhou et al., 2014; Diwu et al., 2014;第五春榮等, 2018; 第五春榮, 2021）。這也與上述鈣堿性巖石經(jīng)過低壓脫水部分熔融能形成弱過鋁質(zhì)A型花崗巖觀點(diǎn)（Pati?o, 1997; Frost and Frost,2011）吻合。同時(shí)，在小河巖體中的繼承鋯石也表明小河巖體的源區(qū)較老。因此，我們認(rèn)為小河巖體的巖漿源區(qū)應(yīng)該是新太古代地殼物質(zhì)，可能類似于太華群TTG片麻巖。小河巖體與相鄰的同時(shí)代的~1.84 Ga垣頭巖體（鄧小芹等，2019），~1.80 Ga桂家峪巖體（Deng et al., 2016a），以及南部相對(duì)年輕的~1.60 Ga麻坪巖體（鄧小芹等，2015）、龍王?巖體（Wang et al., 2020）和~1.53 Ga張家坪巖體（Deng et al., 2016b）具有類似的Nd和Hf同位素特征（圖9），暗示這些A型花崗巖可能具有相似的古老巖漿源區(qū)。

圖9 （a）小河巖體和華北克拉通南緣元古宙A型花崗巖年齡-全巖εNd(t)圖解;（b）年齡-鋯石εHf(t)圖解Fig. 9 (a) Zircon age versus εNd(t); (b) zircon age versus εHf(t) value of the Xiaohe pluton and the Proterozoic A-type granites along the southern margin of the North China Craton

5.4 構(gòu)造意義

古元古代晚期小河巖體鋁質(zhì)A型花崗巖的形成有助于了解華北克拉通南緣的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)變。鋁質(zhì)A型花崗巖通常被認(rèn)為形成于高溫低壓的伸展環(huán)境中（Pati?o, 1997; Frost and Frost, 2011）。相對(duì)于擠壓的構(gòu)造環(huán)境，具有低壓特征的伸展構(gòu)造環(huán)境更容易使源區(qū)巖石發(fā)生減壓熔融（張旗等，2012）。小河巖體A型花崗巖（第一類）的鋯飽和溫度達(dá)到795~900 ℃，推測(cè)巖體形成過程中可能有外來熱源提供熱量。在陸—陸俯沖/碰撞后的伸展環(huán)境中，通常發(fā)育高鉀鈣堿性花崗巖。小河巖體主要為高鉀堿鈣質(zhì)—鈣堿質(zhì)巖石，且有較高的全堿含量（Na2O+K2O為8.16~9.70 wt%; Bernard et a1., 1999），符合華北東西兩陸塊碰撞后的地殼伸展背景，而排除非造山環(huán)境的巖漿作用產(chǎn)物。Li等（2018）在研究華北南緣小秦嶺地區(qū)古元古代構(gòu)造演化問題時(shí)將其分為兩個(gè)階段，第一個(gè)階段為1863~1840 Ma，宏觀構(gòu)造和微觀構(gòu)造支持華北東部陸塊和西部陸塊俯沖碰撞的模型，第二個(gè)階段為1829~1703 Ma，局部的E-W走向的剪切帶和伴隨有大量的巖漿活動(dòng)表明小秦嶺地區(qū)進(jìn)入了造山帶的平行伸展階段，這與我們認(rèn)為小河巖體產(chǎn)生于碰撞后的地殼伸展環(huán)境是一致的。

碰撞后伸展可以由以下三種機(jī)制觸發(fā)：（1）巖石圈拆沉（Kay, 1993）；（2）重力或造山垮塌（Turner et al., 1999）；（3）俯沖板片斷離（Davies and Blanckenburg, 1995）。這些機(jī)制均有可能導(dǎo)致軟流圈上涌，進(jìn)而擾亂原始的地?zé)崽荻?，致使巖石圈的伸展和大規(guī)模的巖漿活動(dòng)（Bonin, 2004）。巖石圈拆沉和重力垮塌會(huì)誘發(fā)大量的基性巖漿作用，然而華北克拉通南緣出露的古元古代巖石以中酸性巖石為主，相對(duì)較少有基性巖的報(bào)道，暗示俯沖板片斷離更可能為該時(shí)期華北克拉通南緣伸展的原因。隨著碰撞后地殼伸展，熱的軟流圈上涌并加熱巖石圈地幔，使巖石圈地幔發(fā)生部分熔融形成基性巖漿。然而，該機(jī)制下加厚的地殼使基性巖漿難以大規(guī)模噴發(fā)。這種熔融形成的基性巖漿上升到地殼深度時(shí)，會(huì)進(jìn)一步誘發(fā)大規(guī)模的地殼熔融形成花崗質(zhì)巖漿（Collins, 1994; Davies and Blanckenburg,1995; 徐義剛等，2009）。由此看來，新太古代地殼物質(zhì)應(yīng)該就是在這種機(jī)制下發(fā)生部分熔融，形成的熔體上升就位形成小河巖體。

我們統(tǒng)計(jì)華北克拉通南緣古元古代晚期—中元古代早期具有A型花崗巖特征的巖體時(shí)空分布情況，包括如下：~1.84 Ga垣頭花崗巖（鄧小芹等，2019）、~1.83 Ga華陽川巖體（Xue et al., 2018）、~1.80 Ga小河巖體（本文）和摩天寨巖體（Zhao and Zhou, 2009）、上店巖體和登封巖體（師江朋等,2017）、桂家峪巖體（Deng et al., 2016a）、~1.75 Ga石秤巖體（Zhao and Zhou, 2009）、~1.60 Ga麻坪花崗巖（鄧小芹等，2015; 鄧小芹，2016）、龍王?花崗巖（Wang et al., 2020）和~1.53 Ga張家坪巖體（Deng et al., 2016b）。從時(shí)空分布圖中可以看出，華北克拉通南緣在古元古代晚期—中元古代早期發(fā)育兩期A型花崗巖（圖10）：較早一期在1.84~1.75 Ga，~1.80 Ga時(shí)發(fā)育的A型花崗巖最頻繁，小河巖體便是在此峰期出現(xiàn)。相對(duì)較晚一期零星發(fā)育著~1.60 Ga和~1.53 Ga的A型花崗巖。在兩期間存在A型花崗巖發(fā)育的間斷期，可能暗示著前后構(gòu)造環(huán)境發(fā)生轉(zhuǎn)變。通過對(duì)比發(fā)現(xiàn)，包括小河巖體在內(nèi)的華北克拉通南緣北部的A型花崗巖巖體相較于南部的A型花崗巖巖體形成年齡更老。再結(jié)合構(gòu)造判別圖（圖11）分析，北部的A型花崗巖巖體基本落入A2區(qū)域，可能指示了碰撞/造山后環(huán)境；南部的A型花崗巖巖體主要落入A1區(qū)域，或者被認(rèn)為是由A2向A1過渡（Wang et al., 2020;鄧小芹，2016），可能暗示了向大陸板內(nèi)或裂谷等環(huán)境轉(zhuǎn)變。綜上所述，我們認(rèn)為華北克拉通南緣北部與南部的A型花崗巖巖體形成的構(gòu)造環(huán)境可能不同。

圖11 區(qū)分A1和A2花崗巖類的Nb-Y-Ce圖解（據(jù)Eby, 1992）Fig. 11 Nb-Y-Ce diagram for distinguishing A1 and A2 granitoid rocks

華北克拉通南緣在古元古代晚期（約1.85~1.80 Ga）發(fā)生了普遍的退變質(zhì)作用，如麻粒巖相退變質(zhì)為角閃巖相（羅志波等，2012），小秦嶺孔茲巖帶（焦淑娟，2013），華山變質(zhì)巖體中的含石榴石角閃巖（Wang et al., 2014），可能代表碰撞后地質(zhì)抬升事件或者地幔上涌開始階段。結(jié)合目前報(bào)道的A型花崗巖：如~1.84 Ga垣頭巖體（鄧小芹等,2019），~1.80 Ga桂家峪巖體（Deng et al., 2016a）、上店巖體（師江朋等，2017）、摩天寨巖體（Zhao and Zhou, 2009）以及小河巖體，可以推測(cè)它們整體上暗示了與伸展體制密切相關(guān)的巖漿—熱事件，表明克拉通南緣在古元古代晚期（~1.85 Ga）時(shí)造山活動(dòng)已經(jīng)結(jié)束，地殼處于碰撞/造山后構(gòu)造伸展環(huán)境。

6 結(jié)論

小河巖體的主量元素和大部分微量元素組成均一，而從稀土元素配分的差異，可以識(shí)別出兩類巖石，即第一類為中等分異花崗巖和第二類為高分異花崗巖。兩類巖石都屬于A型花崗巖，且形成時(shí)代一致，為古元古代晚期~1.80 Ga。根據(jù)成巖時(shí)代和同位素地球化學(xué)組成特征，兩類巖石具有密切的成因聯(lián)系，為同一期次巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，第二類應(yīng)該是由第一類經(jīng)過分異演化而來。

兩類花崗巖均具有富集的Nd和鋯石Hf同位素組成，巖漿源區(qū)性質(zhì)相同，可能源自華北克拉通南緣新太古代基底物質(zhì)的部分熔融作用。小河巖體A型花崗巖體形成于古元古代晚期碰撞/造山后的地殼伸展環(huán)境，與一系列伸展體制密切相關(guān)的巖漿—熱事件共同揭示了華北克拉通南緣在古元古代晚期時(shí)（~1.85 Ga）造山運(yùn)動(dòng)已經(jīng)結(jié)束。成因上，古元古代晚期A型花崗巖有別于華北克拉通南緣中元古代早期的A型花崗巖，可能分屬于不同的構(gòu)造背景。

致謝:本工作得到國(guó)家基金委員會(huì)資助（項(xiàng)目編號(hào)：41872049）。作者非常感謝匿名評(píng)審人提供建設(shè)性的意見和修改建議、賀劍峰和肖平幫助和指導(dǎo)分析測(cè)試、張賀和楊一增協(xié)助野外地質(zhì)工作。