新太古代-古元古代熊耳山地区的岩浆作用与大地构造意义

Magmatic Activity and Tectonic Significance in the Xiong'ershan Area during the Neoarchean to Early Paleoproterozoic

摘要

华北克拉通南缘出露的古老岩石主要为TTG和钾质花岗岩的岩石组合，该组合是研究花岗岩成因和大陆地壳生长演化的一个重要对象.聚焦于熊耳山地区，利用锆石微区Hf⁃O同位素和微量元素分析来示踪岩浆的演化过程，探讨不同阶段花岗岩的地球化学特征、源区性质及其成因机理，厘定了2.5~2.4 Ga，~2.3 Ga两期重要岩浆-构造事件. 研究发现，小南沟地区2.51~2.43 Ga奥长花岗岩含有富钛氧化物，ε_Hf（t）值为-6.9至+5.0，锆石δ¹⁸O值平均值分别为6.03‰和5.18‰，可能跟地壳物质的部分熔融和沉积物质的加入有关. 黄沟和穆册地区2.3 Ga钾质花岗岩显示锆石δ¹⁸O值平均值分别为3.98‰和3.10‰，ε_Hf（t）值较低，为-5.8至-3.5. 锆石δ¹⁸O值的明显降低，可能跟地幔物质上涌引起的高温水岩反应过程有关. 不同时代花岗岩的不同类型锆石微量元素呈现出大陆弧环境的特征，结合较低的ε_Hf（t）和降低的δ¹⁸O同位素组分变化，熊耳山地区在岩浆静寂期前夕可能形成于活动大陆边缘弧环境.

Abstract

The ancient rocks exposed along the southern margin of the North China Craton primarily comprise a suite of rocks known as TTG (Tonalite⁃Trondhjemite⁃Granodiorite) and K⁃rich granites. This suite represents a critical target for the study of granite genesis and the evolution of continental crust. This paper focuses on the Xiong'ershan region and employs zircon microanalysis of Hf⁃O isotopes and trace elements to trace the evolution of magma. It explores the geochemical characteristics of granites at different stages, the nature of their source regions, and the mechanisms behind their formation. This study identifies two significant magmatic⁃tectonic events around 2.5 to 2.4 Ga and ~2.3 Ga. The research reveals that in the Xiaonangou region, trondhjemite from 2.51 to 2.43 Ga contain rich titanium oxides, with low ε_Hf(t) values ranging from -6.9 to +5.0. The zircon oxygen isotope values average 6.03‰ and 5.18‰, suggesting potential associations with partial crustal melting and the incorporation of sedimentary material. In the Huanggou and Muce regions, ~2.3 Ga potassic granites exhibit zircon oxygen isotope values averaging 3.98‰ and 3.10‰, with enriched ε_Hf(t) values ranging from -5.8 to -3.5, respectively. The significant decrease in zircon δ¹⁸O values may be linked to high⁃temperature hydrothermal⁃magmatic interactions caused by upwelling mantle material. Zircon trace element compositions of different types in granites from different eras exhibit characteristics of continental arc environments. Combined with continuously low ε_Hf(t) and reducing δ¹⁸O isotopic composition, the Xiong'ershan region likely formed in an active continental margin arc environment on the eve of the magmatic quiet period.

Graphical abstract

关键词

锆石Hf⁃O同位素 / 氧逸度 / 华北克拉通南缘 / 2.5~2.3 Ga / 活动大陆边缘 / 构造地质学.

Key words

zircon Hf⁃O isotope / oxygen fugacity / the southern margin of the NCC / 2.5~2.3 Ga / Active continental margin / structural geology

0 引言

从太古宙（>2.50 Ga）到古元古代早期（2.45/2.42~2.05 Ga），该阶段地球经历了基本的构造转变和古气候剧变（Zhou and Zhai.， 2022）. 全球微陆块在1.85 Ga形成第一个超大陆（哥伦比亚大陆）（Condie et al.， 2009；赵国春和张国伟，2021）. ~2.5 Ga到~2.32 Ga之间，地球表面环境的变化记录在许多同位素和元素系统中，大气和海洋中的氧气含量的巨大变化尤为显著（Bindeman et al.， 2018）. 2.3 Ga前后，全球地质构造运动处于相对停滞期，表现为全球范围内没有明显的陆壳生长及造山运动，岩浆活动进入“静寂期”（2.45~2.20 Ga），同时出现2.4~2.3 Ga的冰期事件（翟明国， 2013； Diwu et al.， 2014； Tang et al.， 2021）. Silver and Behn（2008）认为古元古代岩浆活动“静寂期”是由于全球性俯冲体系的停滞所致，俯冲的停滞导致火山活动及陆壳生长的暂停. 对于全球各个地区在古元古代“岩浆静寂期”岩浆的成因构造背景，目前主要有两种不同的认识：一些研究者认为与俯冲-碰撞背景下的弧岩浆作用相关（Silver and Behn，2008；Berman et al.， 2013）；另一些研究者认为与稳定大陆形成后的裂解或造山后伸展环境相关（French and Heaman， 2010）.

虽然该时期全球岩浆活动不活跃，但是部分克拉通还是有少数相关岩浆事件的报道. 例如，印度Dharwa克拉通该时期的岩浆事件与新太古代晚期陆壳的裂解及地幔柱作用有关（French and Heaman.， 2010）. 加拿大Churchill克拉通~2.3 Ga岩浆事件被认为与俯冲作用形成的加厚陆壳相关（Hartlaub et al.， 2007）. 中国塔里木及柴达木盆地的全吉地块~2.3 Ga的岩浆事件被认为与裂谷相关（Lu et al.， 2008； Gong et al.， 2012），扬子陆块也有该时期岩浆活动（Lu et al.， 2021；徐大良等，2023）. 部分学者认为俯冲-碰撞背景记录了威尔逊旋回早期板块俯冲过程制约下的岛弧地体增生过程（Gasquet et al.， 2003； Berman et al.， 2013），部分学者推测与超大陆形成后的裂解有关，形成于裂谷环境（French and Heaman， 2010）.

在新太古代和古元古代期间，大气中氧气含量的上升和二氧化碳含量的下降被认为与新太古代时期大陆地壳浮出海平面之上有关（Rey and Coltice， 2008； Lee et al.， 2016；Bindeman et al.， 2018；Wang et al.， 2022）. 新太古代发生了强烈的全球性壳-幔相互作用，太古宙弧岩浆作用形成的花岗岩以富钠 TTG 为主，在太古宙晚期已经有大量钾质花岗岩的产生，实现了壳幔耦合和陆壳的成熟与稳定（Laurent et al.， 2014）. 太古宙花岗质岩石的岩浆氧逸度和水含量，类似于现代岛弧岩浆，指示了太古宙俯冲作用的存在（Ge et al.， 2023）. 然而，新太古代晚期大陆地壳迅速出现，水岩相互作用的性质发生了转变，古元古代早期开启了以克拉通化起源的沉积物序列，包括粘土矿物含量和化学沉积物δ¹⁸O值的变化. 这些变化促进了氧化型风化作用，从而在古元古代早期产生了具有更高δ¹⁸O的碎屑沉积物（Valley et al.， 2005； Payne et al.， 2015）. 因此，在古元古代之后，随着大陆地壳成熟度高的沉积物出现并通过板片俯冲的方式进入岩浆源区，从而产生出具有高δ¹⁸O值的岩浆，进而使得锆石的δ¹⁸O值在新太古代到古元古代的转折期呈现出突变式的变化（Valley et al.， 2005；Bindeman et al.， 2018）. 通过对TTG的研究表明，高δ¹⁸O硅质岩浆的出现可能是连续的或者随机的，TTG源区存在高δ¹⁸O赞岐岩与相对低δ¹⁸O玄武岩之间的混合，高δ¹⁸O值的TTG岩浆源区应该包含一些与水圈发生过低温水岩反应的表壳物质. 由于低温风化和水岩相互作用过程中的氧同位素分馏，许多经历过地表或近地表过程的地壳物质具有与正常地幔截然不同的氧同位素组成. 如果地壳岩石与地表水之间在低温（<200 ℃）下发生水岩反应，就会产生比地幔δ¹⁸O值（5.3‰±0.6‰）高的δ¹⁸O值（Bindeman et al.， 2018； Zhou et al.， 2021）. 因此，中酸性岩氧同位素组成的研究可以判断其直接来源于地壳还是与幔源岩浆有关. 且低于正常幔源岩浆的δ¹⁸O值的岩浆岩在世界范围内出露较少，它们的形成通常经历了特殊的演化过程，目前只在全球的局部地区有所报道（Valley et al.， 2005；Bindeman et al.， 2018； Zhou et al.， 2021）. 例如新元古代Rodinia超大陆裂解期出现较大规模的低δ¹⁸O值岩浆事件（张少兵和郑永飞， 2013；Wang et al. 2017）.

熊耳山地区广泛发育新太古代晚期-古元古代早期岩浆事件，本文新发现熊耳山西部地区存在2.51~2.43 Ga的奥长花岗岩结晶年龄和2.7 Ga捕获锆石，熊耳山东部地区钾质花岗岩的年龄为2.27 Ga，两期岩浆事件具有不同的氧同位素组成，且该地区的年龄分布处于岩浆静寂期前夕和晚期，全球仅有局部地区有所报道. 因此，本文通过对锆石进行Hf⁃O同位素和微量元素分析，探讨氧逸度变化的成因，解析了华北克拉通南缘新太古代晚期-古元古代早期地壳的形成演化规律，论证了源区组分对花岗岩氧同位素的影响.

1 区域地质背景

1.1　华北克拉通

华北克拉通北缘为晚古生代中亚造山带，西缘为早古生代昆仑-祁连造山带，南缘以中生代秦岭-大别-苏鲁（超高压变质）带为界，华北克拉通的基底岩石主要由新太古代TTG片麻岩、变质表壳岩和零星的古太古代和中太古代岩石（>3.40 Ga）组成，所有岩石均被中元古代至显生宙未变质沉积岩覆盖（图1a；Zhao et al.，2001；赵国春和张国伟， 2021）. Zhao et al.（2005）将华北克拉通分为西部陆块、东部陆块和中部造山带，并认为华北克拉通基底是由东、西陆块沿中部碰撞带拼合而成，最终在1.85 Ga实现克拉通化. 万渝生等（2015）以≥2.6 Ga 的岩石的空间分布为依据，对早期构造-热事件进行分析，华北克拉通可以划分为3个古陆块：东部古陆块、南部古陆块和中部古陆块，它们于古元古代末期（1.97~1.80 Ga）完成拼合形成华北克拉通，而太华杂岩及其熊耳山地区的岩石大部分基底归属于形成时间为~2.5 Ga的南部古陆块，本文的研究区同样处于赵国春和张国伟（2021）划分的中部造山带最南端. Zhai and Santosh（2011）认为，华北克拉通大部分基底是在新太古代末（约2.50 Ga）通过七个微块体的拼合形成的. 根据华北克拉通内部高压麻粒岩的发现，复杂的岩石组合和幕式构造热事件，识别出“三个活动带”模型：胶辽吉活动带、晋豫活动带和丰镇活动带，与裂谷伸展（2.35~2.00 Ga）和俯冲-增生碰撞（2.00~1.80 Ga）的构造阶段相关，以形成一个统一的块体.

1.2　华北克拉通南缘太华杂岩

华北克拉通南缘发育典型的高级变质杂岩和低级变质的花岗-绿岩带，其早前寒武纪结晶基底主要由太华杂岩、登封杂岩、涑水杂岩、霍邱杂岩以及五河杂岩等5个地区的杂岩组成（第五春荣，2021； 王敬宇等，2021； Zhou and Zhai， 2022）. 太华杂岩是华北克拉通南缘出露面积较大的新太古代-古元古代变质杂岩，整体呈北西-南东方向展布，主要出露在小秦岭、崤山、熊耳山、鲁山、舞阳等地，由一套中深程度的区域变质岩及少量混合岩组成（图1b）.

近些年来随着年代学测试技术的不断提高，大量的年代学研究数据表明太华杂岩在不同区域出露的变质结晶基底的年代学并不统一（Dong et al.， 2020； 第五春荣，2021； Jia et al.， 2020）. 其中，在小秦岭地区出露的太华杂岩具有4期较为显著的岩浆活动，包括中太古代（约2.8 Ga）和新太古代（约2.5 Ga）TTG质片麻岩，古元古代（约2.3 Ga和2.1 Ga）TTG质片麻岩、钾质花岗岩和斜长角闪岩（第五春荣，2007； Huanget al.， 2012； Diwuet al.， 2014）. 贾晓亮等（2016）在小秦岭地区太华杂岩识别出~2.3 Ga 的A型花岗岩，指示了伸展的构造环境，认为该期岩浆活动代表了古元古代早期的一次基底陆壳的拉伸. 华北南缘在古元古代早期（~2.3 Ga）应当经历了一次基底陆壳物质的拉伸事件，陆壳减薄，地幔物质上涌导致华北南缘（尤其在小秦岭地区）发生了大规模陆壳活化，形成了一定量的壳源花岗岩，代表了一期主要的陆壳再造事件，同时也存在一定量地幔物质的加入. 在鲁山地区则以出露中-新太古代（2.9~2.7 Ga）的TTG质片麻岩和斜长角闪岩为特征，在部分区域也有2.5 Ga和 2.2~2.1 Ga钾质花岗岩分布（Zhou et al.， 2014；Lan et al.， 2017； Sun et al.， 2017）. 熊耳山地区的太华杂岩虽然记录了多个时代的岩浆活动，但是以古元古代岩石为主，包括2.3 Ga TTG片麻岩和2.3~2.1 Ga高钾花岗质片麻岩类（Huang et al.， 2012，2013； Cui et al.， 2022）.

1.3　熊耳山地区

熊耳山地区位于华北板块南缘，属秦岭造山带后陆冲断褶带. 熊耳山南抵马超营断裂，北部以洛宁断裂为界（图2），有学者亦将该区域称之为熊耳山地体. 熊耳群在该区广泛分布，是熊耳山地区最主要的盖层岩系，与下伏的太华群地层呈拆离断层接触. 早古元古代熊耳群由中基性-中酸性火山熔岩组成，局部有火山碎屑岩和沉积岩夹层（李振生等，2021；Zhou and Zhai， 2022）.

熊耳山地区岩浆活动十分强烈、频繁，具多期次、多类型的特点，该区经历了长期的不同构造体制演化，包括前寒武纪基底的形成、中新元古代的裂解作用、古生代的陆缘发育、晚海西期至印支期的全面碰撞造山和逆冲推覆及后造山演化阶段的伸展拆离. 研究区位于处于华北地台南缘，华熊台缘凹陷，崤山-鲁山拱褶断束区中部，熊耳地体的西段. 区内沿山前断裂和沟谷中仍有少量第四系地层分布，本区主要的构造骨架为龙脖-花山背斜，该背斜为一北东-南西走向的长垣状变质核杂岩（李振生等，2021；Wang et al.， 2022）.

熊耳山地区变质结晶基底的研究工作相对较为薄弱，2.1 Ga的辉长岩和闪长岩主要侵入新太古代至古元古代早期（约2.7~2.3 Ga）片麻岩和表壳岩（Diwu et al.， 2014； 2020； Zheng et al.， 2022）. 超镁铁质岩石仅作为一小部分单元露头，通常以厘米至米厚的岩床或岩脉形式出现. 相关学者系统研究了熊耳山地区出露的片麻岩及斜长角闪岩，其中片麻岩包括英云闪长岩、奥长花岗岩的TTG片麻岩及高钾质钙碱性花岗岩，通过锆石U⁃Pb定年得出其岩浆岩年龄分布在约2.3~2.1 Ga（Huang et al.， 2012，2013； 杨崇辉等， 2018； Zhou et al.， 2021； Zhou and Zhai， 2022）. 结合前人和本文研究发现，熊耳地区在该时期广泛发生了古元古代早期岩浆事件，局部地区出露新太古代晚期TTG岩石.

2 野外地质与岩相学特征

本文研究的新太古代晚期花岗岩岩浆活动主要在小南沟地区，发育有奥长花岗岩. 古元古代早期花岗岩类岩浆活动在熊耳山地体黄沟，小南沟和穆册地区均有发育（图3）. 本文在洛宁市小南沟，黄沟，穆册地区一带共采集7个代表性岩浆岩样品. 小南沟地区的岩性包括2.5 Ga奥长花岗岩（图3）、2.3 Ga斜长角闪岩和英云闪长岩. 斜长角闪岩暗色矿物主要为角闪石，新鲜面呈现出灰白色，其中小南沟地区的奥长花岗岩暗色矿物较少，具有较为明显的片麻理构造. 在黄沟地区获得两个2.3 Ga富钾长石二长花岗岩样品，黄沟地区的花岗闪长岩和二长花岗岩主要呈互层状产出，二长花岗岩新鲜面呈鲜红色，富含钾长石矿物.

小南沟地区斜长角闪岩（XNG 09⁃2）呈中-粗粒结构和块状-片麻状构造. 它们主要由角闪石（45%~55%）和斜长石（42%~50%）组成，样品中有较多的白云母（5%~8%）. 其它副矿物包括锆石、绿帘石和不透明钛铁矿物，约占2%~5%. 暗灰色奥长花岗岩（XNG13⁃1）暗色矿物主要为黑云母（5%~10%），且黑云母后期部分蚀变，变为绿泥石（1%~2%），主要矿物是石英（35%~42%），绢云母化的斜长石（35%~40%）. 浅色奥长花岗岩（22⁃LN⁃03）暗色矿物极少，不透明矿物主要为富钛矿物，约占2%~5%，主要矿物为石英（52%~58%）、绢云母化的斜长石（35%~40%）以及方解石（5%~8%），样品中石英边部受变质作用呈现出不规则形状，斜长石的绢云母化作用普遍发育，后期形成方解石充填在矿物之间. 英云闪长岩（XNG7⁃2）暗色矿物主要为黑云母（20%~25%），具有纤维-放射状特征，斜长石（30%~35%）发生绢云母化蚀变，切面上混浊不清，部分颗粒隐约可见聚片双晶，斜长石边界较为模糊，表明源岩受到较为显著的变质作用，石英（45%~50%）呈粒状，切面上干净明亮. 还可见少量白云母（2%~5%），这些白云母均发育于矿物裂隙或者蚀变矿物的局部，应与热液流体作用有关，可能受到沉积物的影响，其它副矿物包括锆石、绿帘石和不透明磁黄铁矿，约占2%~5%（图3）.

黄沟和穆册地区的花岗岩（HG⁃37，HG⁃47，22⁃MC⁃01⁃D）主要为富钾长石二长花岗岩，在显微镜下观察可见主要暗色矿物为黑云母，黑云母呈星散状分布，约占5%~10%；斜长石（30%~35%）呈近半自形-半自形板状，粒间似镶嵌在分布，少量斜长石绢云母化、黝帘石化、绿帘石化等. 钾长石（35%~40%）表明具有格子状双晶，与斜长石呈填隙状分布，石英（30%~35%）可见轻波状消光，边界不规则（图3）.

3 分析测试方法

3.1　锆石U-Pb和Lu-Hf-O同位素分析

锆石颗粒通过常规浮选和磁性技术进行分离，然后在双目显微镜下进行手工挑纯. 这些锆石颗粒被粘在环氧树脂圆盘上，并抛光至一半厚度. 在进行分析前，首先在澳大利亚詹姆斯库克大学高级分析中心实验室的SEM⁃CL上拍摄锆石颗粒的阴极发光图像. 结合锆石内部结构特征，选取代表性颗粒或者区域进行原位U⁃Pb和Lu⁃Hf同位素分析.

锆石的U⁃Pb同位素和微量元素分析在澳大利亚詹姆斯库克大学高级分析中心实验室的激光烧蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA⁃ICP⁃MS）上进行. 激光光斑直径为36 μm，频率为10 Hz. Harvard锆石GJ⁃1用作U⁃Th⁃Pb同位素分析的外标，NIST610作为计算U、Th、Pb和其它微量元素含量的外标，²⁹Si 为内标. 数据处理方面，采用Glitter程序计算锆石颗粒的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁶Pb/²³⁸U比值. 用Andersen（2002）方法对普通铅进行校正，并使用Isoplot软件进行年龄计算以及谐和图绘制.

锆石的Lu⁃Hf同位素分析在澳大利亚詹姆斯库克大学高级分析中心实验室进行，分析仪器为Neptune多接收等离子质谱和 New wave UP213 紫外激光剥蚀系统（LA⁃MC⁃ICP⁃MS）. 分析时，采用光斑直径为40 μm，锆石GJ⁃1作为内标，参考值为¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282 307±90（2SD）. 采用Plešovice锆石作为监测标准，得到的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf平均值0.282 481±98（2SD），与建议值0.282 482±13（2SD）一致（Zeh et al.， 2009）. 使用IOLITE软件进行数据处理.

在北京核工业地质研究院Cameca IMS 1280⁃HR离子探针上对锆石进行了原位氧同位素分析，Li et al.（2010）描述了详细的操作条件、分析程序以及数据校准和监测. 将Cs+初级离子束聚焦到直径为20 μm的区域（10 keV总冲击电压，2.4~2.7 na）. 试验期间，保持温度和湿度在20 ℃和50%. 使用“标准样品”括号内的外部标准化方法对仪器质量分馏（IMF）数据进行校正. 以δ¹⁸O值为5.3‰±0.1‰（2σ）的PENGLAI锆石为外标，以参考锆石（Qinghu）为未知量监测外部不确定度. 氧同位素比率是相对于Vienna标准平均海水（VSMOW）计算的. 本研究中的Qinghu锆石标准得出的加权平均值δ¹⁸O=5.60‰±0.09‰（2σ；n=8），在误差范围内与建议值5.4‰±0.2‰（2σ）一致（Li et al.，2013）.

3.2　矿物电子探针能谱分析

将矿石样品磨制成电子探针光薄片，在光学显微镜下观察并圈定待测暗色矿物，然后将电子探针光薄片真空环境下喷镀表面一层导电碳膜，放在电子探针显微分析仪的样品室，对目标矿物进行能谱的点半定量分析. 电子探针分析在中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室进行，使用仪器型号为电子探针仪器型号为岛津（Shimadzu） EPMA⁃1720H. 矿化物点分析的测试条件为： 加速电压15 kV，电流60 nA，束斑直径1 μm，分析元素和检出限的相关信息见（图8，9）. 所测得数据经仪器自带数据处理软件，由ZAF程序（Z. 原子序数校正因子，A. X射线吸收校正因子，F. X射线荧光校正因子）进行校正.

4 锆石及其元素特征分析

4.1　锆石年代学特征

奥长花岗岩XNG13⁃1锆石样品CL图像呈现出短柱状锆石颗粒，长轴粒径150~200 μm，长宽比约为3︰2，晶形完整，显示其具有较好的振荡环带，表明样品为典型的岩浆锆石. 共对其中的10个点进行了分析. 其中两个点显示较高的年龄，且落于谐和线上，为2 679±34 Ma，2 694±25 Ma，其余8个点显示上交点年龄为2 508±8 Ma，其中谐和线上的5个点进行了平均年龄，年龄为2 515±12 Ma，与上交点年龄在误差范围内一直，可以代表其结晶年龄. 样品的Th/U比值位于0.34至0.72之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄范围为2 503±28 Ma至2 524±32 Ma.

小南沟地区的奥长花岗岩22⁃LN⁃03锆石样品CL图像呈现出自形长柱状锆石特征，长轴粒径180~300 μm，长宽比约为2︰1，晶形较为完整，锆石中显示其具有较好的振荡环带，表明样品为典型的岩浆锆石，部分锆石内部显示亮色捕获锆石，共对其中的28个点进行了分析. 其中7个点显示较高的年龄，5个点具有较好的上交点年龄，为2 665±30 Ma（MSWD=1.9），样品的Th/U比值位于0.59至0.98之间，平均值达0.73. 其余20个点显示上交点年龄为2 437±19 Ma（MSWD=21），可以代表其结晶年龄. 但是样品的Th/U比值位于0.02至0.67之间，平均值仅为0.15，反映该样品具有较为严重的铅丢失，可能受到后期蚀变的影响（图4和附表1）.

穆册地区的二长花岗岩22⁃MC⁃01⁃D锆石样品CL图像呈现出自形圆柱状锆石特征，长轴粒径120~200 μm，长宽比约为1.5︰1，晶形完整，锆石中显示其具有良好的振荡环带，表明样品为典型的岩浆锆石，共对其中的20个点进行了分析. 20个点位显示较好的上交点年龄，为2 264±13 Ma（MSWD=0.61），平均年龄为2 271±10 Ma（MSWD=0.5）样品的Th/U比值位于0.23至0.69之间，平均值达0.73（绿色椭圆和数字代表继承锆石信息；图4和附表1）.

4.2　锆石Lu-Hf-O同位素特征

初始Hf同位素比值是在同一领域确定的平均结晶年龄（t）和²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄（t_7/6）下计算的（附表2）. 两阶段Hf模型年龄（t_DM）指的是从亏损地幔中提取. 小南沟地区XNG13⁃1样品10个点进行了Hf同位素分析，岩浆锆石具有较大的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf 值（0.281 125~0.281 335），给出的ε_Hf（t）值为-3.1至+5.0（图5），平均值为1.4. t_DM值变化范围为2 633 Ma到2 939 Ma. 小南沟地区22⁃LN⁃03样品19个点进行了Hf同位素分析，其中包含6个捕获锆石年龄，岩浆锆石中结晶年龄具有较大的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值（0.281 158~0.281 292），给出的ε_Hf（t）值为-3.1至+0.9，平均值为-1.7，t_DM值变化范围为2 726 Ma到2 873 Ma；捕获锆石中¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值较小（0.280 925~0.281 189）给出的ε_Hf（t）值为-6.1至+4.4（图5），平均值为1.2，t_DM值变化范围为2 846 Ma到3 196 Ma. 穆册地区22⁃MC⁃01⁃D样品12个点进行了Hf同位素分析，岩浆锆石中结晶年龄具有较大的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值（0.281 171~0.281 236），给出的ε_Hf（t）值为-5.8至-3.5，平均值为-4.7，t_DM值变化范围为2 755 Ma到2 835 Ma（图5）. 本文搜集了华北克拉通南缘已发表的数据，用空圈进行表示，本文数据用实心进行表示如图5所示.

锆石通常可以保存原始氧同位素信息，锆石特征表明所有氧同位素受到后期蚀变的影响较小，且Th/U比值不小于0.1，表明它们是典型的岩浆成因. 此外，锆石是长英质岩石中的一种常见副矿物，可以保留原始岩浆的δ¹⁸O值，被认为是解释低δ¹⁸O岩浆成因的最佳矿物（Bindeman et al.， 2008）. 锆石的氧同位素常用来反演地球动力学演化、陆壳生长与破坏等事件. 锆石具有很强的稳定性，一般能够在麻粒岩相变质和亚固相热液蚀变条件下保存其原始氧同位素组成，经常作为岩浆源区示踪工具. 同时，锆石Hf⁃O同位素能够指示岩浆的形成过程，反应出地壳和地幔对岩浆成分的相对贡献（Van Kranendonk et al.， 2007）. 研究表明，锆石在高级变质作用下能够保持初始的Hf⁃O同位素组成，但是在水岩反应过程当中，氧同位素的组成会发生明显的变化（Valley et al.， 2005； Lu et al.， 2021； Wang et al.， 2021； Zhou et al.， 2021）. δ¹⁸O值与U含量之间没有线性变化，放射性铅丢失对δ¹⁸O的降低没有影响（图6c）. 小南沟和穆册两个地区原位锆石的氧同位素分析结果列于附表3，所有样品的δ¹⁸O值皆为正值. 奥长花岗岩XNG13⁃1的19颗锆石的分析结果显示δ¹⁸O值具有较大的变化范围，最小的δ¹⁸O值为4.9‰±0.18‰，而最大的δ¹⁸O值可达8.14‰±0.14‰，平均值为6.03‰±0.16‰. 奥长花岗岩22⁃LN⁃1的20颗锆石的分析结果显示δ¹⁸O值具有较大的变化范围，最小的δ¹⁸O值为4.09‰±0.13‰，而最大的δ¹⁸O值为5.93‰±0.09‰，平均值为5.18‰±0.13‰. 穆册地区二长花岗岩22⁃MC⁃01⁃D的12颗锆石的分析结果显示δ¹⁸O值具有较大的变化范围，最小的δ¹⁸O值为2.34‰±0.15‰，而最大的δ¹⁸O值为5.44‰±0.15‰，平均值为3.45‰±0.16‰.

黄沟地区主要收集了两个二长花岗岩，结果显示后者的δ¹⁸O值低于奥长花岗岩. 两个样品的平均值分别为3.98‰±0.39‰，3.32‰±0.41‰. 综合两个地区的氧同位素数据可以看出，采集小南沟地区的样品的δ¹⁸O值明显的高于黄沟和穆册地区，两个地区岩石的氧同位素的差别应该是受源区或者成岩或成岩后水岩反应（低温或高温）的影响（图6a，6b，6d）.

4.3　锆石氧逸度特征

锆石一种耐蚀变和变质作用的副矿物，在结晶后能够较好地保留其源岩浆的初始同位素信息和微量元素组成（Fedo et al.，2003）. 本次研究对熊耳山地区的岩浆岩中的锆石进行了微量元素分析（附表4），样品22⁃LN⁃03因为有较为严重的铅丢失，氧逸度变化范围很大，但是在（Sm/La）_N和LREE⁃I图解中均显示初始岩浆的成分，且变化较大的部分主要源自于结晶锆石和捕获锆石的差异，因此纳入计算氧逸度（图7）. 锆石中的Ti含量可以用于计算Ti含量温度计（Ferry and Watson，2007）. 因为石英是中酸性岩浆岩中的一种主要矿物相，因此将SiO₂的活性设定为1. 在没有金红石情况下，通常将TiO₂的活性设置为0.6. 经计算，熊耳山小南沟地区的岩浆岩锆石Ti温度计具有较大的范围，计算结果为：596.5~809.5 ℃，平均666.3 ℃. 黄沟地区的钾质花岗岩锆石Ti温度计计算结果为：628.1~718.9 ℃，平均663.9 ℃.

氧逸度是反映岩浆氧化还原状态的参数，是岩石物理化学中一个重要的参数，对于理想气体，氧逸度等同于有效氧分压，是指混合气体总压力之下的氧的分压力. 定性分析或定量计算氧逸度的途径主要包括：（1）铁钛氧化物组合（Carmichael and Nicholls， 1967）；（2）全岩或矿物（如黑云母）的Fe²⁺/Fe³⁺比值（Borisov and Shapkin， 1990）；（3）锆石稀土元素配分曲线中的Ce和Eu异常特征（Trail et al.， 2011，2012）. 其中，单矿物氧逸度计由于锆石广泛分布于中酸性岩浆岩，且具有很好的物理化学稳定性，可以记录原始岩浆的氧逸度等优点，目前已经得到了广泛的应用.

Trail et al.（2011）通过冥古宙锆石中（约 45亿年）的稀土元素来估算当时的氧逸度，发现地球早期具有类似于现代地幔的氧逸度环境，即已达到ΔFMQ附近. 以锆石氧逸度指标Ce/Ce*为例，其表达式由Ce及与Ce相邻的La和Pr构成. 当特定的矿物氧化缓冲剂，如磁铁矿-赤铁矿（MH）、铁橄榄石-磁铁矿-石英（FMQ）和铁-方铁矿（IW），被分配到Trail et al. （2011）提出的经验公式中时，它们与氧逸度的关系如下（公式引自Trail et al.， 2011）：

\mathrm{l}\mathrm{n}{\left(\frac{\mathrm{C}\mathrm{e}}{\mathrm{C}{\mathrm{e}}^{\mathrm{*}}}\right)}_D=\left(\mathrm{0.115}\mathrm{6}\pm \mathrm{0.005}\mathrm{0}\right)\times \mathrm{l}\mathrm{n}\left(f{O}_{\mathrm{2}}\right)+\frac{\mathrm{13}\mathrm{860}\pm \mathrm{708}}{T}.

通过Ce⁴⁺/Ce³⁺比率测量的Ce富集度可以提供岩浆氧化状态的定性估计. 因此，锆石的Ce异常可以用来计算锆石结晶时TTG岩浆的氧逸度. ΔFMQ是相对于FMQ缓冲区的岩浆fO₂，Ui是放射性衰变校正的初始U. 因此使用方程式获得的fO₂值（公式引自Ge et al.， 2023）.

△\mathrm{F}\mathrm{M}\mathrm{Q}=\mathrm{3.998}\left(\pm \mathrm{0.124}\right)\mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{C}\mathrm{e}/\sqrt[]{{\mathrm{U}}_i\times \mathrm{T}\mathrm{i}})+\mathrm{0.228}\mathrm{4}\left(\pm \mathrm{0.101}\right).

氧逸度结果的不确定性是本研究中的一个重要问题. 为了限制计算锆石结晶温度的不确定性，我们使用压力校正值来校正岩浆温度. 因此，黄沟地区钾质花岗岩的计算fO₂值主要在FMQ到MH之间，小南沟地区斜长角闪岩和TTG的计算fO₂值主要在IW到MH之间，这与大陆地壳的经验估计值非常一致（图7；McCammon，2005；Yang et al.，2014），表明本研究中计算结果的不确定性相对较小. 本文通过计算分析发现小南沟地区的岩石具有变化较大的氧逸度，普遍落于IW到MH下方，而黄沟地区具有较高的氧逸度（图7和附表4）.

5 矿物能谱特征

背散射图像表明研究区小南沟地区的暗色矿物既有形态较完整的，也有形态结构破坏、蚀变程度不一的特征. 能谱分析表明小南沟地区的暗色矿物为还原性物质钛铁矿、白钛矿或磁黄铁矿等物质（图8，9）. 对元素Ti而言，其化学性质相对惰性，通常认为钛在板块俯冲过程中是不活动元素，Ti的含量主要受熔融过程中金红石的稳定与否控制，但是也有可能遭受强烈蚀变造成TiO₂物质的迁移与沉淀.

结合矿物结构形态，从岩石薄片的岩相学特征以及BSE图像看，这些矿物很可能都是后期蚀变产物，初步认为小南沟地区的含钛矿物应在特殊环境改变造成的，钛在特定条件下能够进入变质热液流体中并发生迁移富集，年代学上的变化以及岩石本身的成因机制及同期岩石组合的成因特征表明变质作用可能使金红石变为钛铁矿. 斜长角闪岩中较多的白云母可能与局部的流体交代变质有关，为侵入岩的矿物蚀变，而斜长角闪岩中的钛铁矿往往形成于还原性的条件. 在自然条件下，单硫化铁（Fe_1⁃XS）是磁黄铁矿产于镁铁质火成岩，还原环境下形成，主量元素铁和硫均对氧化还原条件极其敏感，由此判定英云闪长岩中的磁黄铁矿是还原环境的有效指示剂，且小南沟地区的暗色矿物含多种还原性物质，如钛铁矿、白钛矿等物质等也可以指示还原环境. 俯冲板片上覆沉积物的差异会对俯冲相关岩浆作用的氧逸度产生影响. 在靠近俯冲带位置，会释放还原性物质使岩石圈氧逸度下降，反之，远离俯冲带位置，还原性有机质会出现消耗，使地幔楔氧逸度发生升高（孙卫东，2020）. 因此小南沟地区有可能形成于靠近俯冲带的位置，在靠近俯冲带位置有机质分解释放出CH₄等还原性物质，形成还原性的暗色矿物. 另外，俯冲板片上覆沉积物的差异会对俯冲相关岩浆作用的氧逸度产生影响（孙卫东，2020）. 初始俯冲作用的启动导致花岗质岩浆的氧逸度和水含量发生了显著的升高，其对花岗岩的氧逸度变化较为显著，靠近俯冲带位置上覆沉积物中的有机质分解释放出CH₄等还原性物质，造成上覆岩石圈氧逸度下降；在远离俯冲带位置，有机质已消耗殆尽，板片发生“常规脱水”，导致上覆岩石圈发生氧逸度升高（ Ishihara， 1977； 孙卫东， 2020；Ge et al.， 2023）. 2.51 Ga暗色TTG和2.43 Ga浅色TTG在年代上的差异，反映在氧逸度的变化当中，氧逸度产生了由高到低的一个变化过程（图7d），有可能在俯冲的过程中释放了还原性的物质，使氧逸度下降. 在后期的过程中，2.27 Ga二长花岗岩可能有机质已消耗殆尽，氧逸度又发生了相应的增加.

6 讨论

6.1　TTG片麻岩和钾长花岗岩的成因

王敬宇等（2021）搜集了华北克拉通南缘2.45~2.2 Ga岩石数据，将TTG质片麻岩分为3组，分别为高铝中-高压型，高铝高压型，低铝型. 前两组TTG质片麻岩具有高Al₂O₃含量，轻重稀土分馏明显，低Nb、Ta，并相对富集Ba、Sr元素，典型高铝TTG质片麻岩. 这些岩石具有高的Sr/Y比值和正Eu异常，指示高压环境，暗示可能源于下沉地壳的部分熔融. 基性岩浆的底侵不仅导致高Mg^#源区形成，使地壳加厚，还为加厚地壳的部分熔融提供了热源. 第三组TTG质片麻岩Al₂O₃含量较低，轻重稀土分异弱，Nb、Ta含量较高，显示出Ba、Sr的亏损和明显的Eu的负异常，属于低铝型TTG质岩石. 这些岩石的负Eu异常表明有斜长石的分离结晶或源区斜长石的残留（康诗胜等，2023）. 相对较低的Sr含量、Sr/Y比值，相对富集的重稀土和Nb、Ta含量，表明其残留相中存在斜长石，少量或无石榴子石，且可能不存在金红石. 因此，第三组TTG质片麻岩很可能是由俯冲洋壳低压熔融形成的.

总体而言，这3组TTG岩石来自不同成因，展现出不同的地球化学特征和矿物组成，反映了不同的熔融压力条件和源区物质组成. 结合本文锆石Hf⁃O同位素数据，以及岩相学特征，本文TTG岩石与高铝高压型TTG岩石类似.

此外，钾质花岗质片麻岩也分为3组. 第一组花岗质片麻岩主要是侵入基性岩的花岗质岩脉，其稀土总含量较低，表现出强烈的轻、重稀土分异. Sr/Y和La/Yb比值较高，表明部分熔融过程中的压力达到了稳定的石榴石-角闪石相. Dy/Yb比值较低，表明角闪石和石榴石在部分熔融过程中均为残留物，提示其岩浆形成于较高压力区间，很可能是早期2.7亿年的TTG重熔的产物（Huang et al.， 2012，2013）. 第二组花岗质片麻岩具有高硅、富碱、贫CaO、MgO、Al₂O₃的特征，呈现明显的Eu负异常、轻稀土富集，符合典型A型花岗岩特征（Jia et al.， 2019，2020）. 较高的全岩锆石饱和温度和锆石Ti饱和温度也与A型花岗岩高温特征相符. 花岗岩的熔体残留相矿物中可能含有一定量的斜长石、角闪石以及石榴子石，指示其岩浆形成于较低压力范围（10~12 kbar）. 第三组主要是高硅和低铝的花岗岩. 没有明显的重稀土亏损，La/Yb比值较低，具有明显Eu的负异常. 相对较低的MgO、Cr、Ni含量，以及较低的Sr含量和Y含量，类似于喜马拉雅型低Sr低Y淡色花岗岩（张瑞英等， 2012）.

上述岩石成因反映了不同地质环境和过程对钾质花岗质岩石形成的影响. 本文的钾质花岗质岩石属于第二种A型花岗岩特征，高温特征影响了锆石的氧同位素特征，发生高温水岩反应使氧同位素降低.

6.2　新太古代晚期-古元古代早期岩浆作用的年代学格架

新太古代晚期（2.5 Ga）到古元古代早期（2.45 ~2.2 Ga）是地质历史上一段特殊的时期，在此期间岩浆活动大幅度减少，伴随着TTG向钙碱性岩浆成分的转变（Condie et al.， 2009）. 同时，大量钾质花岗岩在华北克拉通南缘熊耳山地区出现，TTG片麻岩的比例相应减少，说明大陆地壳成分发生了改变（Zhou and Zhai， 2022）.

华北克拉通是地球上最古老的克拉通之一，广泛发育太古宙-古元古代基底，是研究前寒武纪大陆地壳形成演化的重要窗口. 华北克拉通南缘存在多期新太古代-古元古代岩浆活动，太华杂岩形成物质组成复杂，时代跨度大，在新太古代晚期具有显著的地壳生长并经历了古元古代的变质作用（Diwu et al.， 2014； Zhou and Zhai， 2022）. 除太华杂岩外，阿拉善、中条、吕梁、恒山、怀安以及辽东和辽北等地区有着为数不少的古元古代2.45~2.20 Ga“静寂期”岩浆作用记录（Wang et al.， 2022；Zhou and Zhai， 2022）. 图10搜集了华北克拉通古元古代早期（2.50~2.2 Ga）产生的侵位年龄数据，2.50~2.42 Ga的岩石组合主要由钾质花岗岩组成，它们在新太古代TTG大量产生后不久开始侵位. 2.42~2.25 Ga期间，富钠闪长类岩石、TTG和富钾闪长岩的比例显著降低，2.25~2.20 Ga的岩石组合由中粗粒钾质花岗岩和少量长英质英安流纹岩组成（图5；Zhou and Zhai， 2022）. 因此，2.50~2.42 Ga的岩浆作用可能记录了克拉通化之后，从俯冲碰撞到碰撞后的构造转变；2.42~2.25 Ga期间岩浆活动与静寂期较为一致，出现了岩浆作用减少的特征，随后全球岩浆活动在2.20~2.00 Ga之间再次爆发.

6.3　构造背景探讨

目前有关华北克拉通南缘新太古代晚期-古元古代早期的地球动力学机制仍存在较大争议，前人分别提出板内裂谷拉张环境、俯冲相关环境、地幔柱热点模型（Huang et al.， 2012， 2013 Zhou et al.， 2014，2022； Jia et al.， 2019； Condie et al.， 2009）.

类似于现代单向高角度深俯冲机制的板块构造在太古宙中晚期约3.0 Ga已经开始启动，在新太古代末期-古元古代早期有类似俯冲机制的提出（Palin et al.， 2020； 翟明国等，2020； Windley et al.， 2021）. Diwu et al.（2014）指出，岩浆静寂期期间，华北克拉通南缘存在广泛的2.45~2.20 Ga岩浆作用，根据变化较大的锆石Hf和全岩Nd⁃Hf同位素资料，认为它们形成于安第斯型大陆边缘弧或岛弧构造环境，是地幔来源岩浆与陆壳物质不同比例混合的产物，已具有现代板块构造体制下的俯冲、汇聚等构造环境.

本文研究的花岗质片麻岩中具有变化非常大的氧同位素值，俯冲模式可以很好地解释这一过程，具有较高δ¹⁸O值的锆石样品可能涉及由俯冲热液蚀变大洋玄武岩脱水产生的流体，这种低温水岩反应过程能够实现奥长花岗岩δ¹⁸O值的快速富集. 高温熔融经过海水热液蚀变的下部洋壳能够形成具有异常低δ¹⁸O值的岩浆，而上部洋壳经历低温蚀变经部分熔融则可形成高δ¹⁸O值的岩浆. 另外，锆石的Hf同位素模式年龄比U⁃Pb年龄要老0.3~0.5 Ga，这表明有新的地壳物质的加入. 这些解释也得到了锆石微量元素地球化学的支持：U和Yb在岩浆体系中具有不同的相容性，尽管它们在锆石和熔体之间具有相似的分配系数（Grimes et al.， 2015），这意味着锆石 U/Yb 比率可用于限制其岩浆来源. 在本研究中，花岗岩中的锆石具有相对较高的 U/Yb 和 Nb/Yb 比值（图 7），与大陆弧型岩石中的锆石类似，表明它们可能形成于俯冲带（Grimes et al.， 2015）. 小南沟地区2.5 Ga奥长花岗岩表现出变化范围较大的ε_Hf（t）值，且具有高于地幔岩浆的氧同位素特征，和较低的弧岩浆氧逸度，同时，岩石中方解石的出现和黑云母绿泥石的蚀变作用，说明了后期发生过变质热液的改造，2.7 Ga捕获锆石的出现表明岩浆成分中含有古老基底物质的贡献. 大量钛铁矿、磁黄铁矿等还原性物质的出现说明小南沟地区处于还原性的构造背景. 小南沟地区新太古代晚期岩浆岩中后期蚀变白云母的出现，变化范围较大的ε_Hf（t），和较高的δ¹⁸O值，指示在部分熔融过程当中有沉积物质的加入，可能反映其处于俯冲构造背景下. 同时奥长花岗岩和钾质花岗岩中岩石不断富集的锆石Hf同位素组成，说明岩浆成分中含有太古宙地壳基底物质的贡献（图6）.

Sun et al.（2021）通过统计华北克拉通东部陆块的TTG，认为大陆地壳的厚度和地热梯度与地球动力学机制变化有关，推测2.5 Ga主要为热俯冲构造模型. Cui et al.（2022）通过统计华北克拉通南缘TTG的锆石数据，认为大多数太古宙锆石样品仍保留其原始含水量，可进一步用于揭示岩石成因和构造背景，推测华北克拉通南缘主要为俯冲板块构造类型. 熊耳山地区的太华群TTG片麻岩是在古元古代早期形成于安第斯型大陆弧环境或岛弧环境中，更有可能代表一次俯冲构造背景下沉积物质的加入. 虽然地球内部的氧逸度是分层的，地幔氧逸度会随着深度的增加而降低，但板块俯冲是导致岛弧高氧逸度的关键，俯冲过程中氧化型物质的加入是提高地幔楔氧逸度的重要途径（孙卫东，2020）. 本文的研究表明，小南沟地区2.5~2.3 Ga的岩石具有较高的氧同位素和较低的氧逸度，高温水岩反应过程能够使岩石的δ¹⁸O值快速降低（Valley et al.， 2005； 吴福元等，2007），而黄沟地区2.3 Ga的岩石具有较低的氧同位素值和较高的氧逸度（图7， 8）.

小秦岭地区灞源的TTG质片麻岩主要源于下地壳的部分熔融，它的锆石具有较高的δ¹⁸O值（平均值为6.14‰±0.38‰），它们的源岩可能在相对较低的温度下经历了不同程度的水岩相互作用，随后这些岩石又被循环带入到地壳的下部（Wang et al.，2021）. Zhou et al.（2021）通过对熊耳山地区2.32~2.29 Ga的钾质花岗岩进行氧同位素研究发现，在部分熔融前或熔融过程中高温热液反应将古老地壳中的地表水改变，使其具有较高的氧同位素特征. 本文的TTG岩石的氧同位素特征跟灞源地区的TTG相比，具有更加富集的Hf同位素组成，且该地区发现新太古代2.7 Ga的物质保留，可能跟古老陆壳物质的再循环有关. 根据Laurent et al.（2014）基于全球不同克拉通TTG和钾质花岗岩类岩浆作用的时空演化规律的研究，他们提出了类似于显生宙的俯冲-碰撞模式. 全球太古宙晚期钾质花岗岩类岩石的形成，是在碰撞造山构造背景下发生的. 更具体地说，随着活动大陆边缘的持续俯冲和汇聚造山作用，地形不断隆升，这有助于风化剥蚀作用和沉积物的形成，这些物质通过构造挤压或俯冲再循环过程进入地壳深部或地幔区域（Laurent et al.， 2014）. 这些壳幔之间的相互作用过程，促进了活动大陆边缘地区大陆地壳的不断成熟（图11）.

7 结论

基于熊耳山地区岩石暗色矿物氧化还原变化分析，锆石的微量元素特征，以及其中的LA⁃ICP⁃MS U⁃Pb年龄和Hf⁃O同位素分析研究，结合前人研究成果，获得如下认识：

（1） 华北克拉通南缘熊耳山地区发育了岩浆静寂期前夕新太古代晚期岩浆作用，并含有2.7 Ga的碎屑锆石，可能残余更古老大陆地壳，后期全球岩浆静寂期期间，钾质花岗岩广泛发育.

（2） 小南沟和黄沟，穆册地区岩浆岩分别显示不同于地幔岩浆氧同位素值和氧逸度，TTG质岩石的源岩可能在相对较低的温度下经历了不同程度的水岩相互作用，后期地幔物质上涌通过高温热液反应将钾质花岗岩的氧同位素再次改变.

（3） 不同时代花岗岩的不同类型锆石微量元素呈现出大陆弧环境的特征，结合不断亏损的Hf同位素组成和δ¹⁸O不断降低的同位素特征，熊耳山地区可能形成于活动大陆边缘弧环境.

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基金资助

国家自然科学基金资助项目(41972198)

湖南省自然科学基金资助项目(2022JJ30702)

中南大学研究生自主探索创新项目(2023ZZTS0439)

国家留学基金资助(CSC202306370128)