华北克拉通东缘新元古代早期基性岩床的时代及其地质意义：来自锆石学的证据

The Age and Geological Significance of Early Neoproterozoic Mafic Sills on the Eastern Margin of the North China Craton: Evidence from Zirconology

摘要

华北克拉通东缘新元古代基性岩床（墙）产出的构造背景对恢复该克拉通在Rodinia超大陆的位置具有重要意义.通过对大连和徐州地区4个基性岩床样品中锆石的结构、与其他矿物共生关系、微量元素特征进行分析，发现它们具有典型的基性岩浆锆石的结构和微量元素特征，大部分的结晶温度（约800~900 °C）与大洋中脊玄武岩中的锆石一致，并且可以观察到部分锆石以包裹体形式出现在单斜辉石中.以上特征说明这些锆石形成于基性岩浆冷却结晶早期阶段，其U-Pb年龄（881 Ma、876 Ma、914 Ma、925 Ma）可以代表基性岩床的侵位时代，其微量元素表现出大陆岛弧岩浆锆石的特点.结合基性岩床（墙）的几何分布及岩浆活动持续时间，推测它们可能形成于与俯冲相关的拉张环境.

关键词

基性岩床 / 新元古代 / 华北克拉通 / 锆石学 / 年代学 / 矿物学.

Key words

mafic sill / Neoproterozoic / North China Craton / zirconology / geochronology / mineralogy

基性岩墙（床）群经常产出于古老克拉通之中，是大陆岩石圈处于伸展构造体制之下的产物，也是岩石圈或软流圈地幔中基性岩浆在上地壳的一种重要表现形式，因此是研究壳‒幔相互作用的重要对象之一.特别是那些几乎未经变质变形的岩墙（床），它们记录的信息更加准确（Peng et al.， 2015）.基性岩墙群的几何分布反映了其形成的构造背景，平行分布的基性岩墙群受控于板块边界区域的拉张应力场，而大型放射状岩墙群产生于地幔柱活动的构造背景下（Hou， 2012）.结合古地磁研究，它们可以作为古大陆或超大陆重建的重要标志（Srivastava et al.， 2011）.基性岩墙（床）还可以限定被侵入地层的年龄上限，为不能通过生物化石、火山（碎屑）岩、磁性地层学以及其他定年手段直接获得沉积时代的地层提供年龄约束.

全球第一个有较确凿证据支持的哥伦比亚（或称奴那）超大陆裂解之后，主要的大陆板块在 1 100~900 Ma重新聚合形成罗迪尼亚超大陆（Li et al.， 2008）.而后罗迪尼亚超大陆在750~720 Ma由于其下的超级地幔柱（Li， 2003； Li et al.， 2008； 李献华，2021），或在约760 Ma开始，由于环绕超大陆外围的俯冲带后撤（Cawood et al.， 2016）而裂解.华北克拉通由于相对缺少中元古代末至新元古代早期的构造‒岩浆活动，所以不能为该克拉通在罗迪尼亚超大陆的聚合和裂解中所起的作用提供确切的依据.众多学者通过古生物、古地磁、碎屑锆石等研究手段，对华北克拉通在罗迪尼亚超大陆旋回中与其他板块的相互关系给出了不同解释：（1）华北克拉通南缘与西伯利亚大陆西缘（现今方位）（Zhai et al.， 2003）或者东北‒东缘相连（Merdith et al.， 2017）；（2）华北克拉通当时同劳伦大陆是一个整体（Li et al.， 2008； Zhao et al.， 2020）；（3）华北克拉通东缘、劳伦大陆东南缘、西伯利亚大陆东南缘可能相连（陆松年等，2012）；（4）华北克拉通南缘朝向波罗的大陆西缘，二者一同位于超大陆的东南侧（Torsvik， 2003）；（5）华北克拉通东缘与北澳克拉通北部相连（Liu et al.， 2023）；（6）华北克拉通东缘与圣弗朗西斯科、刚果克拉通相邻（Peng et al.， 2011a； Cederberg et al.， 2016）.

华北克拉通东部从北部的大连地区到南部的徐州地区分布有0.95~0.87 Ga基性岩床群，（高林志等， 2009； Peng et al.， 2011a； Wang et al.， 2012； Zhang et al.， 2016； Zhu et al.， 2019； Zhao et al.， 2020； Su et al.， 2021），从时间上看，这些基性岩床与罗迪尼亚超大陆的关系最为紧密.斜锆石（ZrO₂）是基性岩墙（床）测年的首选矿物，具有高U，几乎不含初始Pb的特点，并且极少在岩浆过程中被捕获.但是，斜锆石通常含量很低，密度较小，晶形为片状，这些特点使其在分选过程中回收率很低（Chamberlain et al.， 2010）.相对而言，锆石的分选就容易得多，是中酸性岩石定年的理想矿物.但是作为硅酸盐矿物，它们不易在硅不饱和的基性岩浆中生长，并且岩浆在侵位过程中可能捕获外来的锆石，因此用其限定基性岩浆的侵位年龄常常引起争议.如果能结合锆石除年龄以外的其他信息找出结晶于基性岩浆中的锆石，将大大提高基性岩墙（床）测年工作的效率.

此外，关于华北克拉通东部新元古代早期基性岩床群的岩石成因和产出的构造背景目前还存在着不同的解释，一种看法是褚兰‒大连‒沙里院945~870 Ma的基性岩床群属于同一地幔柱的产物，造成了原本为整体的华北‒圣弗朗西斯科‒刚果大陆在罗迪尼亚超大陆裂解过程中的分解（Peng et al.， 2011a； Cederberg et al.， 2016）；另一种解释则是大连地区的岩床群来自于一次具体机制不明的地壳隆升事件（Zhang et al.， 2016）.针对以上这些科学问题，笔者对大连和徐州地区的基性岩床进行了系统的锆石学研究，通过锆石与其他矿物的关系和微量元素特征证实了这些锆石确实结晶于基性岩浆，大连地区岩床得出的881 Ma、876 Ma及徐州地区得出的925 Ma、914 Ma四组U-Pb年龄可以代表岩床的侵位时代，同时锆石微量元素特征以及岩床的几何特征和持续时间均表明它们可能产生于与俯冲相关的构造背景中.

1 区域地质背景

华北克拉通是欧亚大陆东部最大的克拉通之一，其北部边界为中亚造山带，东南部边界为苏鲁造山带，南部边界为秦岭‒大别造山带，西南边界为祁连造山带（Zhao et al.， 2001； Liu et al.， 2004； Xiao et al.， 2018），主要由太古宙、古元古代变质基底和中元古代‒新生代盖层组成（Zhao and Cawood， 2012）（图1a）.关于华北克拉通基底的构造单元划分，主要有以下3个观点：（1）东部陆块和西部陆块于1.85 Ga沿中部造山带（Trans-North China Orogen）拼合，西部陆块又被1.96~1.82 Ga孔兹岩带进一步划分为阴山和鄂尔多斯陆块，东部陆块被1.95~1.82 Ga胶辽吉带划分为龙岗和狼林地块（Zhao and Cawood， 2012）.（2）胶辽、迁怀、鄂尔多斯、集宁、许昌、徐淮和阿拉善等微陆块在2.5 Ga克拉通化，后来于古元古代在东部、中部、西北部分别发育胶辽、晋豫、丰镇活动带，在位置上分别与Zhao and Cawood（2012）描述的胶辽吉带、中部造山带、孔兹岩带相对应，最终在1.85 Ga拼合（Zhai and Santosh， 2011）.（3）东西部陆块在太古宙沿中央造山带（Central Orogenic Belt）缝合，在造山带南部的安沟地区，记录了新元古代末期与板块扩张过程相关的大洋中脊基性侵入体和具被动大陆边缘特征的沉积序列，以及与汇聚过程相关的岩浆活动，说明在当时已经具有现代板块构造的体制（Huang et al.， 2022）.在古元古代早期，内蒙古‒北河北造山带拼贴至克拉通北部，在北部的鄂尔多斯、滹沱和东部胶辽吉地区产生弧背前陆盆地（Kusky et al.， 2016）.虽然人们对华北克拉通从太古宙到古元古代早期演化过程的认识还未统一，但是1.85 Ga整体克拉通化已基本达成共识.

华北克拉通在古元古代末期到新元古代早期发生了6次与裂谷相关的岩浆事件：（1）华北克拉通南部出露1.80~1.75 Ga熊耳火山岩，厚3~7 km，包括中性熔岩及镁铁质、硅质熔岩、火山碎屑岩和少量沉积夹层，只有局部的变质变形，是华北克拉通盖层发育开始的标志（赵太平等， 2004； Peng et al.， 2022），同时在中部的太行‒吕梁地区广泛分布1.80~1.78 Ga未变质基性岩墙，长度数千米到数十千米，宽10~40 m，在太行地区整体呈北北西向，吕梁地区则以东西向为主（彭澎， 2016）；（2）克拉通北部分布有1.75~1.68 Ga的斜长岩‒碱性花岗岩‒环斑花岗岩，高钾火山岩系列，包括由斜长岩、苏长岩、纹长二长岩、辉长苏长岩组成的大庙杂岩体，由钾长花岗岩、石英二长岩、石英正长岩、斜长岩组成的兰营‒古北口侵入体，由环斑黑云角闪花岗岩、斑状黑云花岗岩、黑云花岗岩组成的沙厂侵入体，岩体周边产出一些小岩株和岩墙（彭澎， 2016），在东部莱芜、泰山地区也发现了少量同时期的基性岩墙（彭澎， 2016； Peng et al.， 2022）；（3）北部的燕辽裂谷中产出规模很大的基性岩床群，形成时代在1.35~1.30 Ga，主要侵入到中元古代地层中，岩床群分布的长度超过600 km，宽度超过200 km，范围超过120 000 km²，被称为燕辽大火成岩省（Zhang et al.， 2017）；（4）河北东部毛家沟地区一组近南北向的基性岩墙，侵入太古宙迁西杂岩和晚太古代片麻岩中，形成时代约为1.24 Ga（Wang et al.， 2016）；（5）沿华北克拉通东缘有大量以及中部大石沟地区少量的0.95~0.87 Ga基性岩墙、岩床群侵入古元古代片麻岩及中新元古代地层中（高林志等， 2009； Peng et al.， 2011a； Wang et al.， 2012； Zhang et al.， 2016； Zhu et al.， 2019； Zhao et al.， 2020； Su et al.， 2021）；（6）河北东部丁家沟地区的一组约0.78 Ga的基性岩墙，以北东‒南西的走向侵入到太古宙片麻岩中（Wang et al.， 2016）.

华北克拉通中新元古代地层主要分布在北部渣尔泰‒白云鄂博裂谷、东部燕辽裂谷和南部熊耳裂谷3大裂谷系中（赵太平等，2004；翟明国等，2014；刘超辉和刘福来，2015）.中新元古代地层不整合覆盖在太古宙‒古元古代基底之上，包括长城系、蓟县系和青白口系，标准剖面建立于天津市蓟县（高振西等，1934）.长城系主要包括常州沟组潮汐动力型碎屑岩，下伏的1 673 Ma花岗岩限定了燕山地区常州沟组的底界年龄.串岭沟组为向上增厚的陆棚相页岩，团山子组为潮间带碳酸盐岩，大红峪组主要为潮上带碎屑岩，含少量碳酸盐岩、火山岩和角砾岩（含有1 625 Ma的火山岩夹层）.蓟县系从下至上包括高于庄组滨‒浅海相燧石白云岩（包含约1 577 Ma凝灰岩夹层），杨庄组干旱泻湖相紫红色泥质白云岩，雾迷山组浅海相含丰富叠层石和植物化石的白云岩，洪水庄组稳定海底还原环境的含绿鳞石页岩和白云岩，铁岭组温暖台地相白云岩和含叠层石白云质灰岩（包含 1 437 Ma的凝灰岩夹层）.再向上的下马岭组为潮间带泥沙岩（含有约1 366 Ma和1 380 Ma的凝灰岩层）被归入待建系中.其中串岭沟组被1 638 Ma的辉绿岩墙侵入，雾迷山组被约1 345 Ma的辉绿岩墙侵入，洪水庄组被约1 350 Ma的辉绿岩墙侵入，下马岭组被约1 320 Ma的基性岩床侵入.

青白口系在蓟县的标准剖面包括长龙山组的潮坪‒海岸相砂岩、粉砂岩和泥岩以及景儿峪组的浅海相碳酸盐岩.大连地区的青白口系被命名为细河群和五行山群，其中细河群从下至上包括永宁组厚层砂岩和砾岩（碎屑锆石主要年龄峰值为 1 870 Ma，最大沉积时代为1 232 Ma；Zhang et al.， 2021），钓鱼台组细粒石英砂岩夹页岩（碎屑锆石主要年龄峰值为2 530 Ma、1 870~1 609 Ma、1 484~ 1 181 Ma，最大沉积时代为1 136 Ma；Yang et al.， 2012； Zhao et al.， 2020； Zhang et al.， 2021），南芬组粉砂质页岩、粉砂岩、泥晶岩夹石英透镜体（碎屑锆石主要年龄峰值为1 860 Ma，最大沉积时代为 1 816 Ma；Zhang et al.， 2021），桥头组中厚层石英岩和含赤铁矿板岩（碎屑锆石主要年龄峰值为1 743~1 456 Ma、1 187~1 151 Ma，最大沉积时代为 1 086 Ma；Zhao et al.， 2020； Zhang et al.， 2021； Wu et al.， 2022）.五行山群包括长岭子组页岩、钙质砂岩夹石英砂岩，（碎屑锆石主要年龄峰值为 1 394 Ma，最大沉积时代为1 111 Ma；Wu et al.， 2022），南关岭组碳酸盐岩，甘井子组中厚层含叠层石灰岩夹白云岩.其中桥头组被948~909 Ma的基性岩床侵入（Zhang et al.， 2016； Zhao et al.， 2020）（图2）.

徐淮地区的青白口系被命名为淮北群，其中下部的兰陵组、新兴组和贾园组是一系列主要由碎屑岩组成的潮坪‒海岸相沉积物（新兴组中碎屑锆石主要年龄峰值为1 635 Ma、1 486 Ma，最大沉积时代为1 121 Ma；贾园组中碎屑锆石主要年龄峰值为1 254 Ma、1 181 Ma，最大沉积时代为 1 089 Ma；Yang et al.， 2012； Zhao et al.， 2022； Liu et al.， 2023）.中部的赵圩组、倪园组、九顶山组、张渠组、魏集组以碳酸盐岩为主（倪园组中碎屑锆石主要年龄峰值为2 528 Ma、2 524 Ma、 1 559 Ma，最年轻年龄峰值为971 Ma； Sun et al.， 2020； Liu et al.， 2023），上部的史家组、望山组、金山寨组、沟后组为页岩夹碳酸盐岩（Hu et al.， 2016及文后文献）（史家组、金山寨组中碎屑锆石主要年龄峰值分别为1 200 Ma、2 100 Ma、 2 049 Ma，最大沉积时代为1 020 Ma；沟后组中碎屑锆石的主要年龄峰值为2 500 Ma、1 850 Ma、928 Ma、921 Ma，最大沉积时代为518 Ma；He et al.， 2017； Wan et al.， 2019）.其中赵圩组、倪园组被约920~840 Ma的基性岩床侵入（高林志等， 2009； Zhao et al.， 2020），望山组被890 Ma、897 Ma的基性岩床侵入（Wang et al.， 2012）（图2）.

2 样品描述

本文研究的基性岩床分布于大连和徐州两个地区，岩床规模变化大，宽度数米到数十米，长度从数公里到数十公里不等.大连地区的样品19SD02-1为细粒蚀变辉长岩，采样位置在安山寺北西500 m处（GPS： 39°1΄6"N，121°27΄56"E），岩床走向43°，长约2 km，整体呈灰黑色，侵位于青白口系长岭子组粉砂质页岩中（图3a）.岩石呈辉长结构，块状构造，矿物组成为斜长石57%、单斜辉石40%、Fe-Ti氧化物3%，少量石英，副矿物有磷灰石、锆石等（图4a）.样品19SD05-1为细粒蚀变辉绿岩，采样位置在大连理工大学西北500 m处（GPS： 39°5΄23"N，121°48΄25"E），岩床走向约15°，长约5 km，整体呈黄褐色，侵位于青白口系甘井子组灰岩中.样品为辉绿结构，块状构造，矿物组成为斜长石60%、单斜辉石37%、Fe-Ti氧化物3%，少量石英，副矿物有磷灰石、锆石等（图4c）.

徐州地区的样品19SD65-1为细粒蚀变辉长岩，采样位置在毛山前村小路旁（GPS： 34°8΄45"N，117°48΄31"E），岩床走向约80°，长约500 m，整体呈灰黑色，侵位于青白口系倪园组白云岩中（图3b）.样品为辉长结构，块状构造，矿物组成为斜长石47%、单斜辉石45%、Fe-Ti氧化物8%，少量石英，副矿物磷灰石、锆石等（图4e）.样品19SD68-1为细粒蚀变辉绿岩，采样位置在Y752乡道以北的矿坑处，（GPS： 34°7΄40"N，117°34΄39"E），岩床走向约60°，长约10 km，整体呈灰黑色，侵位于青白口系赵圩组灰岩中.样品为辉绿结构，块状构造，矿物组成为斜长石40%、单斜辉石50%、Fe-Ti氧化物7%、石英3%，副矿物磷灰石、锆石等（图4g）.

3 分析方法

本文对以上4个样品进行了锆石U-Pb年代学工作.锆石颗粒在新鲜、具有代表性的样品中，通过重液、磁选相结合的方法分选出来，然后再在双目镜下进行手工挑选.将手工挑选出的锆石粘贴在环氧树脂圆盘上，研磨抛光至三分之一至一半颗粒的厚度，暴露出内部结构.抛光之后的锆石进行透射光、反射光和阴极发光（CL）的照相.阴极发光图像通过连接Gatan CL检测器的JSM6510扫描电镜（SEM）获得，用来观察锆石的内部结构以及为 U-Pb年代学测试选择目标点.锆石选择透明、没有明显裂纹和矿物包裹体的颗粒，使用南京聚谱科技有限公司的Agilent 7700x电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）配合Analyte Excite激光剥蚀系统进行 U-Pb同位素测试.19SD02-1、19SD65-1、19SD68-1三组样品和19SD05-1一组样品分别使用直径30、23 μm的束斑，频率8 Hz的激光剥蚀40 s（共计320次脉冲）.在每8个待测样品前后，进行两次91500锆石晶体剥蚀作为外标校正，一次GJ-1和Plešovice锆石晶体剥蚀作为质量控制.锆石同位素数据使用ICPSMSDataCal 8.0（Liu et al.， 2010）软件处理.谐和年龄图绘图和加权平均年龄计算使用Isoplot 3.0程序完成（Ludwig，2003）.

锆石微量元素测试与U-Pb年代学同时进行，来获得它们源区的相关信息.NIST 610用作外部标准，测量锆石和参照样品中Mg²⁴、Al²⁷、Si²⁹、P³¹、Ca⁴²、Sc⁴⁵、Ti⁴⁹、Y⁸⁹、Zr⁹¹、Nb⁹³、La¹³⁹、Ce¹⁴⁰、Pr¹⁴¹、Nd⁹³、Sm¹⁴⁷、Eu¹⁵³、Gd¹⁵⁷、Tb¹⁵⁹、Dy¹⁶³、Ho¹⁶⁵、Er¹⁶⁶、Tm¹⁶⁹、Yb¹⁷²、Lu¹⁷⁵、Hf¹⁷⁸、Ta¹⁸¹、Pb²⁰⁴、Pb²⁰⁶、Pb²⁰⁷、Pb²⁰⁸、Th²³²、U²³⁸共32个微量元素的含量.质量偏差漂移通过参考标准玻璃NIST 610进行修正，微量元素含量通过将每个分析元素的计数相对Si的计数获得，并且假设SiO₂在锆石中的化学计量含量为32.8%.在本次研究中P、Ca、Ti、Th被用来评估锆石中含有磷灰石、金红石、长石、独居石矿物包裹体的可能性；当出现这些元素尖锐的波峰时，该分析点被舍弃.为了检查再现性、精确度和准确性，以NIST 612玻璃作为微量元素的参照物质，在整个测试过程开始时进行分析.

4 分析结果

4.1　锆石年龄

从样品19SD02-1挑选出的锆石在透射光下呈现为无色‒黄褐色，透明到半透明的颗粒.形态呈自形‒半自形的棱柱体，晶体完整性较差，但可以推测原始颗粒具有较大的长宽比（1∶1~3∶1），粒径在50~150 μm.锆石在CL图像中较为均匀，不发育振荡环带（图5a），成分上具有高Th（941×10^-6~5 474×10^-6）、U（555×10^-6~2 163×10^-6）含量、Th/U比值（1.54~2.53）及低Hf含量（7 353×10^-6~9 364×10^-6；附表1）的特征，与典型基性岩浆结晶出的锆石相符（吴元保和郑永飞，2004）.对样品中18颗锆石进行了18个点的分析，获得了谐和度为99%~102%的可靠结果.其²⁰⁶Pb/ ²³⁸U表观年龄范围是865~889 Ma，18个谐和点的上交点年龄为（881±6） Ma（MSWD=0.3），它们的加权平均年龄为（880±4） Ma（MSWD=0.3），谐和年龄为（881±2） Ma（MSWD=4.3），上述年龄在误差范围内一致，笔者认为谐和年龄（881±2） Ma代表了该岩床的侵位时代（图6a）.

从样品19SD05-1挑选出的锆石在透射光下多为黄褐色半透明的颗粒，部分可以观察到裂纹，晶体形态较不完整，但可以推测原始颗粒具有较大的长宽比（1∶1~2∶1），粒径在50~100 μm，大部分颗粒的CL图像呈现出板状环带（图5b）.锆石成分上具有高Th（233×10^-6~2 653×10^-6）、U（145×10^-6~ 1 328×10^-6）含量及Th/U比值（1.03~3.23），低Hf含量（6 139×10^-6~15 398×10^-6；附表1）的特点，符合典型基性岩浆锆石的特征.对样品中15颗锆石进行分析，其²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄范围是669~889 Ma，去除一个较年轻的13号测点（669 Ma），其余14个测试点具有98%~106%的谐和度，它们的加权平均年龄为（873±12） Ma（MSWD=2.3），谐和年龄为（876±10） Ma（MSWD=7.4），上述年龄在误差范围内一致，笔者认为谐和年龄（876±10） Ma代表了该岩床的侵位时代（图6b）.

样品19SD65-1中的锆石在透射光下多为半透明的晶体，形态基本上呈自形‒半自形棱柱体，晶体完整性较差，但可推测原始颗粒具有较大的长宽比（1∶1~3∶1），粒径在50~150 μm.锆石在CL图像中较为均匀，不发育振荡环带，部分颗粒可见微弱的板状环带（图5c），具有高Th（513×10^-6~2 286×10^-6）、U（500×10^-6~1 256×10^-6）含量及Th/U比值（1.03~1.82），低Hf含量（7 076×10^-6~9 068×10^-6；附表1）的特征.对样品中20颗锆石进行分析，其²⁰⁶Pb/²³⁸U的表观年龄范围是843~940 Ma，去除两个较年轻的02点（843 Ma）和09点（850 Ma），其余18个测试点具有98%~104%的谐和度，构成的不一致线的上交点年龄为（927±5） Ma（MSWD=0.58），它们的加权平均年龄为（927±4） Ma（MSWD=0.58），谐和年龄为（925±6） Ma（MSWD=4.6），上述年龄在误差范围内一致，笔者认为谐和年龄（925±6） Ma代表了该岩床的侵位时代（图6c）.

样品19SD68-1中的锆石在透射光下多为无色‒淡粉色的较为透明的晶体，形态多为自形‒半自形棱柱体，晶体较不完整，但可以推测原始颗粒具有较大的长宽比（1∶1~3∶1），粒径在50~200 μm.大多数颗粒的CL图像可以观察到板状环带（图5d）.锆石成分上具有高Th（427×10^-6~1 411×10^-6）、 U（348×10^-6~826×10^-6）含量及Th/U比值（1.23~1.90），低Hf含量（6 443×10^-6~8 765×10^-6；附表1）的特点.对样品中21颗锆石进行分析，其²⁰⁶Pb/²³⁸U的表观年龄范围是866~920 Ma，去除一个较年轻的17号测点（866 Ma），其余20个点构成的不一致线的上交点年龄为（912±5） Ma（MSWD=0.28），再去除谐和度较低的09号（108%）、14号（105%）测点，剩余18个点的谐和度范围在98%~103%，它们的加权平均年龄为（912±4） Ma（MSWD=0.29），谐和年龄为（914± 2） Ma（MSWD=0.58），在误差范围内一致，笔者认为谐和年龄（914±2） Ma代表了该岩床侵位的时代（图6d）.

4.2　锆石微量元素和Ti温度计

锆石中微量元素（Sc、Ti、Y、Nb、REE、Hf、Ta、Th、U）的含量通过LA-ICP-MS测定，使用和 U-Pb年龄相同的测试点.明显的P、Ca、Ti、Th和La的信号峰值表明锆石中可能含有磷灰石、金红石、长石和独居石的矿物包裹体（Lu et al.， 2016），这些测点因此被舍弃.本文中报道剩下的61颗岩浆锆石的微量元素数据.考虑到离群值对平均值的影响，因此笔者认为中位数更适合于描述筛选后由两次以上分析组成的每个样本的中心趋势.

本文中锆石的Ti和Hf含量呈现出负相关，表明锆石中Ti的含量随着温度降低和结晶分异程度的增加而降低，因此Ti含量可对锆石的结晶环境提供重要的温度信息（图7a）.锆石的结晶温度通过Ferry and Watson（2007）提供的锆石Ti温度计来计算.除19SD05-1以外，其余三个样品中均不含金红石，而19SD05-1中，也未观察到锆石与金红石平衡共生的关系，所以Ti的活度（a _TiO2）小于1，而锆石与钛铁矿和榍石平衡共生表明a _TiO2大于0.5（图8），因此笔者采用a _TiO2=0.7来计算所有样品的温度.另外，在4个样品中均观察到石英（图4a、4c、4e、4g），因此温度计算公式中的a _SiO2=1.由此计算出的大连地区19SD02-1和19SD05-1两个样品中锆石结晶温度的范围分别为842~758 °C和839~672 °C；徐州地区两个样品19SD65-1和19SD68-1得到的锆石结晶温度范围分别为780~695 °C和926~724 °C（附表2）.

大连和徐州两个地区的岩浆锆石都表现轻稀土（LREEs）亏损，重稀土（HREEs）富集的岩浆锆石稀土配分模式（Hoskin and Ireland， 2000； Hoskin and Schaltegger， 2003； Grimes et al.， 2015），重稀土相对轻稀土富集程度很高（HREE=6 522×10^-6~4 132×10^-6）.并且随原子序数增加，球粒陨石标准化后的重稀土元素呈现逐渐富集的特点.四个样品中锆石的（Sm/La）_N值介于696~349（19SD05-1的01号测点的测量值为2 201），均具有Eu负异常（Eu/Eu^*=0.03~0.25，19SD65-1的14号测点的测量值为1.05）.通常情况下，Ce异常通过Ce/Ce^*来计算，但是锆石中的La含量经常处于检测限以下，或被其他矿物包裹体干扰，所以用Ce/Nd来估计本文锆石的Ce异常程度（Lu et al.， 2016）.四个样品中锆石的Ce/Nd介于1.71~3.52，代表锆石普遍具有Ce正异常（图9）（附表2）.

5 讨论

5.1　基性岩床的侵位时代

基性岩墙（床）由硅不饱和的岩浆快速冷却形成，锆石很难在其中生长.即便这些岩墙（床）中结晶出原生锆石，粒度也通常较小（Hoskin and Ireland， 2000），并且和侵位过程中从围岩中捕获的锆石难以区分.除此之外，后续的热液和变质事件中也可能破坏锆石的 U-Pb体系和原生岩浆结构（Hoskin and Ireland， 2000）.因此，需要谨慎地使用锆石U-Pb方法来确定前寒武纪基性岩墙（床）的形成年龄.本文从锆石的形态、阴极发光图像、薄片尺度下与其他矿物的关系和微量元素多方面综合分析，以获得大连和徐州地区基性岩床可靠的形成年龄.

研究区内基性岩床中的锆石可能来源于其侵入的长岭子组、甘井子组、赵圩组和倪园组等地层（图2）.在大连地区，长岭子组中最年轻碎屑锆石的年龄为1 105 Ma，峰值年龄为1 111 Ma（Wu et al.， 2022），而甘井子组中未获得过碎屑锆石的年代学数据.在下部的钓鱼台组和桥头组中，最年轻的碎屑锆石年龄为1 100 Ma，峰值年龄为1 136 Ma（Yang et al.， 2012； Zhao et al.， 2020； Zhang et al.， 2021），比本文获得的锆石年龄（881~876 Ma）早200 Ma以上.徐州地区倪园组中碎屑锆石最年轻的年龄峰为936 Ma，峰值年龄为971 Ma，与样品19SD65-1中获得的锆石年龄（925 Ma）还有超过 40 Ma的差距.此外，该组中碎屑锆石从CL图像上可以观察到明显的振荡环带和压溶现象（Liu et al.， 2023），与本文样品中无核边结构，CL图像下大多均匀，部分发育板状环带的锆石也有明显区别（图5）.19SD68-1样品侵入的赵圩组目前没有关于碎屑锆石数据的报道，不过下部的新兴组和贾园组中的最年轻碎屑锆石年龄大约在1 100 Ma，峰值年龄分别为1 121 Ma和1 089 Ma（Yang et al.， 2012； Zhao et al.， 2022； Liu et al.， 2023），也远大于本文中的岩浆锆石年龄.所以，本文研究的锆石基本可以排除从围岩地层中捕获的可能性.

本文研究的基性岩床均受到了轻度的蚀变，所以岩浆锆石可能遭受到后期的热液改造.四个样品中锆石的（Sm/La）_N比值为696~349（19SD05-1的01号测点的测量值为2 201），Ce/Nd比值为1.71~3.52，具有明显的Ce正异常，可以排除热液锆石的可能性（李守奎等，2022）.锆石普遍具有Eu负异常（Eu/Eu^*=0.03~0.25，19SD65-1的14号测点为1.05），重稀土相对轻稀土富集，符合典型岩浆锆石的特征（Ni et al.， 2020）.另外，Th/U比值与Y良好的相关性表明Th-U体系自锆石结晶之后保持了封闭（Möller et al.， 2003）（图7b）.因此，岩浆锆石的成分记录了锆石结晶时的熔体成分，且未受到后期地质事件的改造.

本文中大多数的锆石颗粒为自形‒半自形，两端呈锥状的晶体，不具有核边结构.CL图像中多发育板状环带，而非振荡环带，大多具有较高的长宽比.由锆石的Ti温度计计算出4组样品的结晶温度在926~672 °C.值得注意的是，其中30%的锆石结晶温度高于大洋中脊玄武岩锆石的中位数790 °C（Carley et al.， 2014），并且与大西洋洋中脊中辉长岩水饱和固相线温度范围（890~830 °C）相一致（Coogan et al.， 2001）.另外，这些高温锆石（高于790 °C）也具有高的Th/U比值（1.31~1.76），及低Hf含量（7 339×10^-6~8 347×10^-6，19SD05-1-14的测量值为15 398×10^-6），分别与辉长岩（Th/U比值=1.16±0.42； Kirkland et al.， 2015）和玄武岩中的锆石成分一致（Hf含量低于8 300×10^-6； Belousova et al.， 2002）.在薄片中，部分锆石颗粒以矿物包裹体的形式出现在单斜辉石中，说明这些锆石近乎与单斜辉石同时在岩浆冷却结晶早期形成（图4b、4d、4f、4h）.

另一方面，一部分锆石结晶温度明显低于铁辉长岩的结晶温度（790 °C），并且每个样品的温度变化范围较大（附表1），这与大洋中脊系统演化到后期的辉长岩中发现的锆石特征一致（Kaczmarek et al.， 2008）.除此之外，在大洋中脊系统中，相近规模（数米宽，数十米长）的Fe-Ti辉长岩中也发现具有相同地球化学特征（相对低的Ti含量、结晶温度、Th/U值，高Hf含量）的岩浆锆石（Kaczmarek et al.， 2008）.以上证据表明少量的高温锆石在基性岩浆系统的早期结晶，这些锆石记录了岩浆源区的信息，且结晶时代876~925 Ma代表了基性岩床侵位的时代.

5.2　对青白口系沉积时代的制约

根据相对地质年代的切割律（Lyell， 2010），基性岩床形成年代要晚于其所穿切的地层，即精确测定基性岩床的绝对年代，便可限定围岩地层的沉积年代上限.本文测定的881 Ma的基性岩床侵入大连地区的长岭子组中，表明长岭子组沉积时代早于881 Ma.结合该组中碎屑锆石1 111 Ma的最年轻年龄峰值（Wu et al.， 2022），长岭子组的沉积时代应为1 011~881 Ma.同理，甘井子组的沉积时代上限为876 Ma，但该组中还未有碎屑锆石的年龄数据，因此最大沉积时代只能限定至与下伏长岭子组相同的1 111 Ma.所以，甘井子组的沉积时代为 1 111~876 Ma.徐州地区的赵圩组被本文测定的914 Ma的基性岩床侵入，下伏于其下的贾园组具有1 089 Ma的最年轻的碎屑锆石年龄峰值，表明两组地层的沉积开始时间均晚于1 089 Ma（Zhao et al.， 2022），所以赵圩组的沉积时代为1 089~914 Ma.倪园组中基性岩床的年龄范围为925 Ma，结合碎屑锆石年龄数据，其沉积时代应为970~925 Ma （Sun et al.， 2020； Zhao et al.， 2020； Liu et al.， 2023）.

长期以来，传统观点认为前寒武纪‒寒武纪（埃迪卡拉纪‒寒武纪）之间在全球范围存在以低速沉积和（或）一次大规模的不整合为特征的界限，这个界限被称为“the Great Unconformity”（Peters and Gaines， 2012）.我国华北克拉通东缘出露了良好的新元古代‒寒武纪海相沉积地层（Xiao et al.， 2014），是研究“the Great Unconformity”的良好对象.He et al.（2017）通过碎屑锆石研究发现徐州地区淮北群的金山寨组与沟后组之间存在长达300 Ma的沉积间断，大连地区的兴民村组被约900 Ma的基性岩床侵入（Zhang et al.， 2016），由此得出的沉积时代上限比其通过碎屑锆石得出其上的葛屯组733 Ma的沉积年龄下限早约170 Ma.Wan et al.（2019）则进一步利用碎屑锆石结合古生物、地层岩性的证据，将淮北群沟后组分为两个部分，认为下部和中上部之间存在200~300 Ma的沉积间断，时代上分别归属于拉伸纪和寒武纪.本文通过精确测定基性岩床的侵位年代，结合碎屑锆石年龄数据，限定了大连地区的长岭子组、甘井子组和徐州地区的赵圩组、倪园组沉积起止时代为拉伸纪，均在“the Great Unconformity”之前完成.

5.3　岩床形成的构造背景

华北克拉通中部和东部在新元古代时期发育了大量的基性岩墙、岩床.目前通过地球化学成分的分析，这些基性侵入体属于拉斑‒碱性玄武岩，起源于上地幔，主流观点认为形成于945~870 Ma的基性侵入体来自于同一次的地幔柱事件，与圣弗朗西斯科、刚果克拉通的新元古代的大火成岩省关系密切，可能是罗迪尼亚超大陆裂解事件的重要体现（Peng et al.， 2011a， 2022； Zhu et al.， 2019； Su et al.， 2021）.该观点认为将华北克拉通东缘恢复至中生代郯庐断裂走滑前的格局后（徐嘉炜和朱光， 1995），该地区的岩墙（床）群与华北克拉通中部大石沟地区和东部山东地区同时期的基性岩墙群一起组成了一个由地幔柱引起的放射性基性岩墙（床）群，它们的交点（岩浆活动中心）位于华北克拉通东南部.但是，后续研究表明山东地区的基性岩墙侵位时代更老（>1 100 Ma），与中部和东部这些基性岩墙（床）不属于同一期岩浆活动（侯贵廷等， 2005）.大连和徐州两个地区的基性岩床分布位置相近，并且总体呈北东向展布，虽然与大石沟基性岩墙延长线可以相交，但是总体不具有放射状的几何中心（图10a）.

前人认为的地幔中心位于华北克拉通东南部（Peng et al.， 2011a），但是研究区内没有同时代大面积的基性、超基性火山岩这些与地幔柱活动相关的地质证据（徐义刚等，2013）.将本文获得的基性岩床年龄数据与前人的锆石和斜锆石年龄数据汇总之后，笔者发现大连地区的基性岩墙（床）年龄范围为948~876 Ma，与徐州地区基性岩墙（床）的年龄范围943~887 Ma基本一致，即两个地区的基性岩浆活动都持续了近70 Ma，它们的U-Pb年龄数据在柱状图中体现为正态分布（图10b），比较符合岛弧岩浆活动的特点.此外，这些基性岩墙（床）在地球化学方面表现为上地幔的岩浆源区特征（Peng et al.， 2011a； Zhang et al.， 2016； Zhu et al.， 2019； Zhao et al.， 2020； Su et al.， 2021）.但是，地幔柱的基本特征是起源于核幔边界，在很短时间内（一般在1~5 Ma；Bryan and Ernst， 2008）或呈脉冲式（单次脉冲持续时间<1 Ma）的岩浆作用完成巨量岩浆的上涌及就位（Wang et al.， 2022），这与华北克拉通东缘基性岩床的岩浆活动特征不符.那么华北克拉通东部这些基性岩墙（床）是否产出于地幔柱的构造背景还需要进一步的讨论.

从全岩微量元素角度来看（图11），华北克拉通东部950~890 Ma基性岩墙（床）（Peng et al.， 2011a； Zhang et al.， 2016； Zhu et al.， 2019； Zhao et al.， 2020； Su et al.， 2021）与典型的洋岛玄武岩（OIB）亏损大离子亲石元素，Nb、Ta具有正异常，以及岛弧玄武岩（IAB）富集大离子亲石元素，Nb、Ta具有负异常的特点均不符（Sun and McDonough， 1989），表现为多种端元间过渡的特征.所以单独依靠全岩微量元素并不能判定华北克拉通东部950~890 Ma基性岩墙（床）形成的构造背景.

与U-Pb同位素定年一样，锆石的微量元素也积累了庞大的数据库，不同构造背景下形成的锆石会体现出不同的特点（Carley et al.， 2014），可以利用它们的微量元素特征来讨论其形成的条件和构造背景.相对于洋壳，陆壳更富集U和Th，轻度亏损Yb（HREEs）、Hf和Y，这就会导致大洋中脊玄武岩和大陆地壳全岩的U/Yb的平均值不同.而这些元素恰恰都很容易进入锆石晶格中（Finch et al.， 2001），造成大洋辉长岩和大陆花岗岩中锆石的U/Yb的平均值也明显不同（分别为0.18和1.07）.因此锆石可以很好地记录不同环境熔体中这些微量元素含量的差异（Grimes et al.， 2007）.大陆岛弧环境形成的锆石的Nb含量略高于大洋中脊环境形成的锆石，分别为1.7×10^-6和1.6×10^-6.并且，与全岩微量元素趋势相同，岛弧环境形成的锆石会相较于洋壳中的锆石更加富集Sc.上述微量元素比值在不同的地球化学源区背景下具有明显的差异，而且岩浆结晶分异过程所造成的变化很小，因此可以应用到基性岩浆结晶出的锆石的判别之中（Grimes et al.， 2015）.在lg（Nb/Yb）-lg（U/Yb）、lg（Nb/Yb）-lg（Nb/Yb）和lg（Sc/Yb）-lg（U/Yb）图解中，本文数据的投图结果表明这些基性岩床中获得的锆石可能来自于大陆岛弧环境（图12）.

6 结论

通过对华北克拉通东缘新元古代基性岩床进行综合锆石学的研究，本文得出如下观点：

（1）研究区中4个基性岩床样品中锆石的结构、与其他矿物的关系、结晶温度和微量元素特征均表明这些锆石形成于基性岩浆冷却结晶阶段，其U-Pb年龄可以代表基性岩床的侵位时代.

（2）大连地区侵入长岭子组和甘井子组的两条基性岩床的侵位时代分别为881 Ma和876 Ma，徐州地区侵入赵圩组和倪园组的基性岩床的侵位时代分别为914 Ma和925 Ma.

（3）研究区中基性岩床呈北东向展布，岩浆活动持续时间约70 Ma，其中岩浆锆石的U/Yb值、Sc/Yb值均表现出大陆岛弧岩浆锆石的特点.综合以上特征，笔者推测这些基性岩床可能形成于与俯冲相关的拉张环境.

参考文献

[1] Belousova, E., Griffin, W., O’Reilly, S. Y., et al., 2002. Igneous Zircon: Trace Element Composition as an Indicator of Source Rock Type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(5): 602-622. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0364-7

[2] Bryan, S. E., Ernst, R. E., 2008. Revised Definition of Large Igneous Provinces (LIPs). Earth-Science Reviews, 86(1-4): 175-202. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2007.08.008

[3] Carley, T. L., Miller, C. F., Wooden, J. L., et al., 2014. Iceland is not a Magmatic Analog for the Hadean: Evidence from the Zircon Record. Earth and Planetary Science Letters, 405: 85-97. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2014.08.015

[4] Cawood, P. A., Strachan, R. A., Pisarevsky, S. A., et al., 2016. Linking Collisional and Accretionary Orogens during Rodinia Assembly and Breakup: Implications for Models of Supercontinent Cycles. Earth and Planetary Science Letters, 449: 118-126. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2016.05.049

[5] Cederberg, J., Söderlund, U., Oliveira, E. P., et al., 2016. U-Pb Baddeleyite Dating of the Proterozoic Pará de Minas Dike Swarm in the São Francisco Craton (Brazil): Implications for Tectonic Correlation with the Siberian, Congo and North China Cratons: GFF, 138(1): 219-240. https://doi.org/10.1080/11035897.2015.1093543

[6] Chamberlain, K. R., Schmitt, A. K., Swapp, S. M., et al., 2010. In Situ U-Pb SIMS (IN-SIMS) Micro-Baddeleyite Dating of Mafic Rocks: Method with Examples. Precambrian Research, 183(3): 379-387. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2010.05.004

[7] Coogan, L. A., Wilson, R. N., Gillis, K. M., et al., 2001. Near-Solidus Evolution of Oceanic Gabbros: Insights from Amphibole Geochemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta, 65(23): 4339-4357. https://doi.org/10.1016/s0016-7037(01)00714-1

[8] Ferry, J. M., Watson, E. B., 2007. New Thermodynamic Models and Revised Calibrations for the Ti-in-Zircon and Zr-in-Rutile Thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(4): 429-437. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0201-0

[9] Finch, R. J., Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O., et al., 2001. Rare-Earth Elements in Synthetic Zircon: Part 2. A Single-Crystal X-Ray Study of Xenotime Substitution. American Mineralogist, 86(5-6): 681-689. https://doi.org/10.2138/am-2001-5-608

[10] Gao, L. Z., Zhang, C. H., Liu, P. J., et al., 2009.Recognition of Meso-and Neoproterozoic Stratigraphic Framework in North and South China. Acta Geoscientica Sinica, 30(4): 433-446 (in Chinese with English abstract).

[11] Gao, Z. X., Xiong, Y. X., Gao, P., 1934. Preliminary Notes on Sinian Stratigraphy of North China. Bulletin of the Geological Society of China, 13: 243-288 (in Chinese with English abstract).

[12] Grimes, C. B., John, B. E., Kelemen, P. B., et al., 2007. Trace Element Chemistry of Zircons from Oceanic Crust: A Method for Distinguishing Detrital Zircon Provenance. Geology, 35(7): 643-646. https://doi.org/10.1130/G23603A.1

[13] Grimes, C. B., Wooden, J. L., Cheadle, M. J., et al., 2015. “Fingerprinting” Tectono-Magmatic Provenance Using Trace Elements in Igneous Zircon. Contributions to Mineralogy and Petrology, 170(5): 46. https://doi.org/10.1007/s00410-015-1199-3

[14] He, T. C., Zhou, Y., Vermeesch, P., et al., 2017. Measuring the ‘Great Unconformity’ on the North China Craton Using New Detrital Zircon Age Data. Geological Society, London, Special Publications, 448(1): 145-159. https://doi.org/10.1144/sp448.14

[15] Hoskin, P. W. O., Ireland, T. R., 2000. Rare Earth Element Chemistry of Zircon and Its Use as a Provenance Indicator. Geology, 28(7): 627-630. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2000)28627: reecoz>2.0.co;2

[16] Hoskin, P. W. O., Schaltegger, U., 2003. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 27-62. https://doi.org/10.2113/0530027

[17] Hou, G. T., 2012. Mechanism for Three Types of Mafic Dyke Swarms. Geoscience Frontiers, 3(2): 217-223. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2011.10.003

[18] Hou, G. T., Liu, Y. L., Li, J. H., et al., 2005.The SHRIMP U-Pb Chronology of Mafic Dyke Swarms: A Case Study of Laiwu Diabase Dykes in Western Shandong. Acta Petrologica et Mineralogica, 24(3): 179-185 (in Chinese with English abstract).

[19] Hu, J., Li, Z., Gong, W., et al., 2016. Main Tectonic Events and Metallogeny of the North China Craton. Springer, Singapore, 393-422.

[20] Huang, B., Johnson, T. E., Wilde, S. A., et al., 2022. Coexisting Divergent and Convergent Plate Boundary Assemblages Indicate Plate Tectonics in the Neoarchean. Nature Communications, 13(1): 6450. https://doi.org/10.1038/s41467-022-34214-8

[21] Kaczmarek, M. A., Müntener, O., Rubatto, D., 2008. Trace Element Chemistry and U-Pb Dating of Zircons from Oceanic Gabbros and Their Relationship with Whole Rock Composition (Lanzo, Italian Alps). Contributions to Mineralogy and Petrology, 155(3): 295-312. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0243-3

[22] Kelemen, P. B., Hanghøj, K., Greene, A. R., 2014. One View of the Geochemistry of Subduction-Related Magmatic Arcs, with an Emphasis on Primitive Andesite and Lower Crust. In: Turekian, K. K., ed., Treatise on Geochemistry (Second Edition). Elsevier, Oxford, 749-806.

[23] Kirkland, C. L., Smithies, R. H., Taylor, R. J. M., et al., 2015. Zircon Th/U Ratios in Magmatic Environs. Lithos, 212-215: 397-414. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.021

[24] Kusky, T. M., Polat, A., Windley, B. F., et al., 2016. Insights into the Tectonic Evolution of the North China Craton through Comparative Tectonic Analysis: A Record of Outward Growth of Precambrian Continents. Earth Science Reviews, 162: 387-432. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2016.09.002

[25] Li, Z. X., 2003. Geochronology of Neoproterozoic Syn-Rift Magmatism in the Yangtze Craton, South China and Correlations with other Continents: Evidence for a Mantle Superplume that Broke up Rodinia. Precambrian Research, 122(1-4): 85-109. https://doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00208-5

[26] Li, Z. X., Bogdanova, S. V., Collins, A. S., et al., 2008. Assembly, Configuration, and Break-Up History of Rodinia: A Synthesis. Precambrian Research, 160(1-2): 179-210. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.021

[27] Li, S. K., Liu, X. L., Lu, Y. X., et al., 2022. Indication of Zircon Oxygen Fugacity to Different Mineralization Control Factors of Porphyry Deposits in Zhongdian Ore- Concentrated Area, Southern Yidun Arc. Earth Science, 47(4): 1435-1458 (in Chinese with English abstract).

[28] Li, X. H., 2021. The Major Driving Force Triggering Breakup of Supercontinent: Mantle Plumes or Deep Subduction? Acta Geologica Sinica, 95(1): 20-31 (in Chinese with English abstract).

[29] Liu, C. H., Zhao, G. C., Liu, F. L., et al., 2023. New Geochronological Results from Late Mesoproterozoic to Early Neoproterozoic Successions in the Eastern North China Craton and Implications for the Reconstruction of Rodinia. GSA Bulletin, 135(9-10): 2575-2590. https://doi.org/10.1130/b36645.1

[30] Liu, F. L., Xu, Z. Q., Liou, J. G., et al., 2004. SHRIMP U-Pb Ages of Ultrahigh-Pressure and Retrograde Metamorphism of Gneisses, South-Western Sulu Terrane, Eastern China. Journal of Metamorphic Geology, 22(4): 315-326. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004.00516.x

[31] Liu, Y. S., Gao, S., Hu, Z. C., et al., 2010. Continental and Oceanic Crust Recycling-Induced Melt-Peridotite Interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb Dating, Hf Isotopes and Trace Elements in Zircons from Mantle Xenoliths. Journal of Petrology, 51(1-2): 537-571. https://doi.org/10.1093/petrology/egp082

[32] Liu, C. H., Liu, F. L., 2015.The Mesoproterozoic Rifting in the North China Craton: A Case Study for Magmatism and Sedimentation of the Zhaertai-Bayan Obo-Huade Rift Zone. Acta Petrologica Sinica, 31(10): 3107-3128 (in Chinese with English abstract).

[33] Lu, Y. J., Loucks, R. R., Fiorentini, M., et al., 2016 Zircon Compositions as a Pathfinder for Porphyry Cu±Mo±Au Deposits. In: Richards, J., ed., Society of Economic Geologists Special Publication No. 19 on Tethyan Tectonics and Metallogeny. Society of Economic Geologists, Littleton, 329-347.

[34] Lu, S. N., Xiang, Z. Q., Li, H. K., et al., 2012.Response of the North China Craton to Rodinia Supercontinental Events: GOSEN Joining Hypothesis. Acta Geologica Sinica, 86(9): 1396-1406 (in Chinese with English abstract).

[35] Ludwig, K. R., 2003, User’s Manual for Isoplot 3.00: A Geochronologic Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Berkeley.

[36] Lyell, C., 2010. Principles of Geology, Volume 2. University of Chicago Press, Chicago.

[37] Merdith, A. S., Collins, A. S., Williams, S. E., et al., 2017. A Full-Plate Global Reconstruction of the Neoproterozoic. Gondwana Research, 50: 84-134. https://doi.org/10.1016/j.gr.2017.04.001

[38] Möller, A., O’Brien, P. J., Kennedy, A., et al., 2003. Linking Growth Episodes of Zircon and Metamorphic Textures to Zircon Chemistry: An Example from the Ultrahigh-Temperature Granulites of Rogaland (SW Norway). Geological Society of London Special Publications, 220(1): 65-81. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2003.220.01.04

[39] Ni, Z. Q., Arevalo, R., Piccoli, P., et al., 2020. A Novel Approach to Identifying Mantle-Equilibrated Zircon by Using Trace Element Chemistry. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 21(11): e2020GC009230. https://doi.org/10.1029/2020GC00923010.1002/essoar.10503454.1

[40] Peng, P., 2015. Precambrian Mafic Dyke Swarms in the North China Craton and Their Geological Implications. Science China Earth Sciences, 58(5): 649-675. https://doi.org/10.1007/s11430-014-5026-x

[41] Peng, P., 2016. Map of Precambrian Dyke Swarms and Related Plutonic/Volcanic Units in the North China Block (1∶2 500 000). Science Press, Beijing (in Chinese).

[42] Peng, P., Bleeker, W., Ernst, R. E., et al., 2011a. U-Pb Baddeleyite Ages, Distribution and Geochemistry of 925 Ma Mafic Dykes and 900 Ma Sills in the North China Craton: Evidence for a Neoproterozoic Mantle Plume. Lithos, 127(1-2): 210-221. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.08.018

[43] Peng, P., Xu, H. R., Mitchell, R. N., et al., 2022. Earth’s Oldest Hotspot Track at Ca. 1.8 Ga Advected by a Global Subduction System. Earth and Planetary Science Letters, 585: 117530. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2022.117530

[44] Peng, P., Zhai, M. G., Li, Q., et al., 2011b. Neoproterozoic (~900 Ma) Sariwon Sills in North Korea: Geochronology, Geochemistry and Implications for the Evolution of the South-Eastern Margin of the North China Craton. Gondwana Research, 20(1): 243-254, https://doi.org/10.1016/j.gr.2010.12.011.

[45] Peters, S. E., Gaines, R. R., 2012. Formation of the ‘Great Unconformity’ as a Trigger for the Cambrian Explosion. Nature, 484(7394): 363-366. https://doi.org/10.1038/nature10969

[46] Srivastava, R. K., Srivastava, R. K., Ernst, R. E., 2011. Dyke Swarms: Keys for Geodynamic Interpretation. Springer, Berlin.

[47] Su, X. D., Peng, P., Foley, S., et al., 2021. Initiation of Continental Breakup Documented in Evolution of the Magma Plumbing System of the Ca. 925 Ma Dashigou Large Igneous Province, North China. Lithos, 384-385: 105984. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.105984

[48] Sun, F. B., Peng, P., Zhou, X. Q., et al., 2020. Provenance Analysis of the Late Mesoproterozoic to Neoproterozoic Xuhuai Basin in the Southeast North China Craton: Implications for Paleogeographic Reconstruction. Precambrian Research, 337: 105554. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2019.105554

[49] Sun, S. S., McDonough, W. F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society of London Special Publications, 42(1): 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

[50] Torsvik, T. H., 2003. The Rodinia Jigsaw Puzzle. Science, 300(5624): 1379-1381. https://doi.org/10.1126/science.1083469

[51] Wan, B., Tang, Q., Pang, K., et al., 2019. Repositioning the Great Unconformity at the Southeastern Margin of the North China Craton. Precambrian Research, 324: 1-17. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2019.01.014

[52] Wang, C., Peng, P., Wang, X. P., et al., 2016. Nature of Three Proterozoic (1 680 Ma, 1 230 Ma and 775 Ma) Mafic Dyke Swarms in North China: Implications for Tectonic Evolution and Paleogeographic Reconstruction. Precambrian Research, 285: 109-126. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2016.09.015

[53] Wang, Q. H., Yang, D. B., Xu, W. L., 2012. Neoproterozoic Basic Magmatism in the Southeast Margin of North China Craton: Evidence from Whole-Rock Geochemistry, U-Pb and Hf Isotopic Study of Zircons from Diabase Swarms in the Xuzhou-Huaibei Area of China. Science China Earth Sciences, 55(9): 1461-1479. https://doi.org/10.1007/s11430-011-4237-7

[54] Wang, Y. Y., Zeng, L. S., Hou, K. J., et al., 2022. Mantle Source Components and Magmatic Evolution for the Comei Large Igneous Province: Evidence from the Early Cretaceous Niangzhong Mafic Magmatism in Tethyan Himalaya. Journal of Earth Science, 33(1): 133-149. https://doi.org/10.1007/s12583-021-1464-5

[55] Wu, Z. J., Lu, C. H., Qiu, L. W., et al., 2022. New Detrital Zircon Geochronological Results from the Meso-Neoproterozoic Sandstones in the Southern- Eastern Liaoning Region, North China Craton, and Their Paleogeographic Implications. Precambrian Research, 381: 106847. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2022.106847

[56] Wu, Y. B., Zheng, Y. F., 2004. Genetic Mineralogy of Zircon and Its Constraints on U-Pb Age Interpretation. Chinese Science Bulletin, 49(16): 1589-1604 (in Chinese).

[57] Xiao, S. H., Shen, B., Tang, Q., et al., 2014. Biostratigraphic and Chemostratigraphic Constraints on the Age of Early Neoproterozoic Carbonate Successions in North China. Precambrian Research, 246: 208-225. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2014.03.004

[58] Xiao, W., Windley, B., Han, C. M., et al., 2018. Late Paleozoic to Early Triassic Multiple Roll-Back and Oroclinal Bending of the Mongolia Collage in Central Asia. Earth-Science Reviews, 186: 94-128. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2017.09.020

[59] Xu, J. W., Zhu, G., 1995. Discussion on Tectonic Models for the Tan-Lu Fault Zone, Eastern China. Journal of Geology and Mineral Resources of North China, 10(2): 121-134 (in Chinese with English abstract).

[60] Xu, Y. G., He, B., Luo, Z. Y., et al., 2013. Study on Mantle Plume and Large Igneous Provinces in China: An Overview and Perspectives. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 32(1): 25-39 (in Chinese with English abstract).

[61] Yang, D. B., Yang, D. B., Xu, W. L., et al., 2012. U-Pb Ages and Hf Isotope Data from Detrital Zircons in the Neoproterozoic Sandstones of Northern Jiangsu and Southern Liaoning Provinces, China: Implications for the Late Precambrian Evolution of the Southeastern North China Craton. Precambrian Research, 216: 162-176. https://doi.org/10.1016/J.PRECAMRES.2012.07.002

[62] Zhai, M. G., Santosh, M., 2011. The Early Precambrian Odyssey of the North China Craton: A Synoptic Overview. Gondwana Research, 20(1): 6-25. https://doi.org/10.1016/j.gr.2011.02.005

[63] Zhai, M. G., Shao, J. A., Hao, J., et al., 2003. Geological Signature and Possible Position of the North China Block in the Supercontinent Rodinia. Gondwana Research, 6(2): 171-183. https://doi.org/10.1016/s1342-937x(05)70968-0

[64] Zhai, M. G., Hu, B., Peng, P., et al., 2014. Meso- Neoproterozoic Magmatic Events and Multistage Rifting in the NCC. Earth Science Frontiers, 21(1): 100-119 (in Chinese with English abstract).

[65] Zhang, S. H., Zhao, Y., Li, X. H., Ernst, R. E., et al., 2017. The 1.33-1.30 Ga Yanliao Large Igneous Province in the North China Craton: Implications for Reconstruction of the Nuna (Columbia) Supercontinent, and Specifically with the North Australian Craton. Earth and Planetary Science Letters, 465: 112-125. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.02.034

[66] Zhang, S. H., Zhao, Y., Ye, H., et al., 2016. Early Neoproterozoic Emplacement of the Diabase Sill Swarms in the Liaodong Peninsula and Pre-Magmatic Uplift of the Southeastern North China Craton. Precambrian Research, 272: 203-225. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2015.11.005

[67] Zhang, W., Liu, F. L., Liu, C. H., 2021. Provenance Transition from the North China Craton to the Grenvillian Orogeny-Related Source: Evidence from Late Mesoproterozoic-Early Neoproterozoic Strata in the Liao-Ji Area. Precambrian Research, 362: 106281. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2021.106281

[68] Zhao, G. C., Cawood, P. A., 2012. Precambrian Geology of China. Precambrian Research, 222-223: 13-54. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2012.09.017

[69] Zhao, G. C., Wilde, S. A., Cawood, P. A., et al., 2001. Archean Blocks and Their Boundaries in the North China Craton: Lithological, Geochemical, Structural and P-T Path Constraints and Tectonic Evolution. Precambrian Research, 107(1-2): 45-73. https://doi.org/10.1016/S0301-9268(00)00154-6

[70] Zhao, H. Q., Zhang, S. H., Ding, J. K., et al., 2020. New Geochronologic and Paleomagnetic Results from Early Neoproterozoic Mafic Sills and Late Mesoproterozoic to Early Neoproterozoic Successions in the Eastern North China Craton, and Implications for the Reconstruction of Rodinia. Geological Society of America Bulletin, 132(3-4): 739-766. https://doi.org/10.1130/B35198.1

[71] Zhao, H. Q., Zhang, S. H., Ren, W. Q., et al., 2022. New Paleomagnetic Results from the Ca. 1.0 Ga Jiayuan Formation of the Huaibei Group in the North China Craton, and Their Paleogeographic Implications. Precambrian Research, 379: 106807. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2022.106807

[72] Zhao, T.P., Zhai, M.G., Xia, B., et al., 2004.SHRIMP Geochronology of Zircon from Volcanic Rocks of Xiong'Er Group: Constraints on the Initial Development Time of North China Craton Caprock. Chinese Science Bulletin, 49(22): 2342-2349 (in Chinese).

[73] Zhu, R. Z., Ni, P., Wang, G. G., et al., 2019. Geochronology, Geochemistry and Petrogenesis of the Laozhaishan Dolerite Sills in the Southeastern Margin of the North China Craton and Their Geological Implication. Gondwana Research, 67: 131-146. https://doi.org/10.1016/j.gr.2018.10.016

基金资助

国家自然科学基金委员会面上项目(42172221)

国家自然科学基金委员会重大研究计划重点支持项目(92062214)