华北克拉通新太古代晚期岩浆作用:对构造体制和克拉通化的启示

Neoarchean magmatism in the North China Craton: Implication for tectonic regimes and cratonization

摘要

在对华北克拉通太古宙基底作简要介绍的基础上,本文总结了华北克拉通新太古代晚期(主要为2.55~2.5 Ga期间)岩浆岩的锆石年龄分布模式、地球化学和Nd-Hf-O同位素组成特征。华北克拉通新太古代晚期变质基底的主要特征如下:(1)新太古代晚期岩石在华北克拉通广泛分布,但许多地区都存在中太古代晚期—新太古代早期地质记录。(2)岩浆锆石年龄主要变化于2.55~2.5 Ga,年龄峰值约为2.52 Ga。(3)与新太古代早期以前(>2.6 Ga)的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)相比,新太古代晚期英云闪长岩和花岗闪长岩比例明显增大。富钾花岗岩、闪长-辉长岩(包括闪长岩、辉长岩及两者之间过渡岩石)、赞岐岩(Sanukite,主体为富镁闪长岩)分布范围和规模也明显增大。大规模富钾花岗岩主要分布于华北克拉通东部,构成新太古代晚期双岩浆岩带的富钾花岗岩带。(4)在新太古代晚期变质基底分布区,几乎都有变质表壳岩存在。它们以较小规模存在于TTG和富钾花岗岩中。岩石类型包括变玄武质岩石、变质安山质-英安质火山岩/火山碎屑岩和变质碎屑沉积岩。一些地区存在变质超基性岩。(5)总体上,新太古代晚期地质事件存在如下演化规律:首先是表壳岩形成,然后是TTG侵入,最后是变质变形和富钾花岗岩形成。2.6~2.55 Ga为华北克拉通岩浆构造的“寂静期”。(6)新太古代晚期TTG岩石的Sr/Y和La/Yb比值存在很大变化,中-高压TTG岩石大量形成表明新太古代晚期陆壳规模、厚度发生了明显增大。至少部分富钾花岗岩在形成过程中有沉积物参与。(7)不同类型TTG岩石具有类似的全岩Nd同位素和岩浆锆石Hf同位素组成,Nd-Hf同位素亏损地幔模式年龄主要分布在3.0~2.5 Ga,与中太古代晚期—新太古代早期岩石的模式年龄相近或稍偏年轻。富钾花岗岩Nd-Hf同位素组成特征受物源区早期形成演化历史制约。岩浆锆石O同位素组成与全球太古宙岩浆锆石类似,但显示更大的变化范围。结合其他研究,上述证据表明:(1)中太古代晚期—新太古代早期是华北克拉通陆壳增生最重要时期,这与全球其他许多克拉通类似,不同之处在于华北克拉通遭受了新太古代晚期构造岩浆热事件强烈改造;(2)在华北克拉通,类似于现代板块运动的构造体制在新太古代晚期开始启动;(3)规模最大的BIF(条带状铁建造)沿华北克拉通东部古老陆块西缘的双岩浆岩带分布,鞍本和冀东之间、冀东和鲁西之间是BIF找矿重要靶区;(4)华北克拉通在新太古代晚期完成初始克拉通化。

关键词

华北克拉通 / 新太古代晚期 / 岩浆作用 / Nd-Hf-O同位素 / 构造体制

Key words

North China Craton / late Neoarchean / magmatism / Nd-Hf-O isotopes / tectonic regime

0 引言

新太古代早期是全球早前寒武纪陆壳增生最重要时期^[1-2]。然而,华北克拉通新太古代晚期(主要为2.55~2.5 Ga期间)构造岩浆热事件十分强烈^[3⇓⇓-6],与之类似的只有印度、澳大利亚北部、东南极等少数地区^[7⇓-9]。通过长期研究,特别是近10余年来的深入研究,华北克拉通太古宙地质取得重要进展,获得大量野外地质、岩石学、变质作用、地球化学和年代学资料,为深入了解新太古代陆壳物质组成特征、形成环境、演化过程及新老陆壳物质之间的继承关系打下了良好基础。

在对华北克拉通太古宙地质作简要介绍的基础上,本文对华北克拉通新太古代晚期岩浆岩的岩浆锆石年龄分布模式、地球化学和Nd-Hf-O同位素组成特征进行统计分析,总结华北克拉通新太古代晚期变质基底的主要地质特征,最后对陆壳增生时期、构造环境、条带状铁建造(BIF)和克拉通化等重要基础问题进行了讨论。

1 华北克拉通太古宙地质简介

华北克拉通是中国大陆规模最大的克拉通,是全球最著名古老陆块之一。华北克拉通呈倒三角形,总面积约为300 000 km²,南、北两侧被年轻造山带围绕,东面濒临太平洋。其主构造线被克拉通边界切断,表明华北克拉通是曾经更大的克拉通的碎片。华北克拉通具有4.0 Ga以上的形成演化历史,陆壳的约80%可能是在太古宙形成。华北克拉通经历了复杂漫长的太古宙多阶段形成演化历史^[4⇓-6]。它与全球其他典型克拉通太古宙地质既有类似之处,也有自己的独特特征。太古宙岩石在许多地区都有分布,主要包括吉南、辽北、辽南、辽西、冀东、冀西北、胶东、鲁西、蚌埠、阴山、大青山、恒山、五台、阜平、赞皇、中条、登封和鲁山(图1)。一些地区之间存在类似的太古宙陆壳形成演化历史,而另一些则不相同。鞍山—本溪、冀东和信阳3个地区发现3.8 Ga岩石^[10⇓-12]。这些地区也是华北克拉通>3.0 Ga岩石的主要分布区。>3.0 Ga锆石(碎屑锆石和外来锆石)更广泛分布。3.0~2.6 Ga岩石在许多地区被识别出来^[13]。胶东识别出2.5 Ga、2.7 Ga和2.9 Ga 3期岩浆作用,鲁西仅识别出2.5 Ga和2.7 Ga两期岩浆作用,大青山地区仅识别出2.5 Ga岩浆作用。华北克拉通记录了强烈而广泛的新太古代晚期岩浆构造热事件^[3],几乎所有太古宙变质基底分布区都有新太古代晚期岩石存在,显示出与全球其他许多克拉通明显的差异^[4⇓-6]。除少数地区外,华北克拉通普遍遭受古元古代晚期构造热事件强烈叠加改造^[14]。华北克拉通早前寒武纪变质基底太古宙早期(>3.0 Ga)和中太古代晚期—新太古代早期(3.0~2.6 Ga)基本特征的总结见文献[13,15],新太古代晚期(2.6~2.5 Ga)基本特征的总结见本文第3章。

2 锆石年龄分布和地球化学组成特征

参与统计的锆石年龄和地球化学数据来自文献和我们未发表的资料。锆石年龄统计所使用数据满足条件为:年龄误差小于15 Ma,不谐和度小于10%,富钾花岗岩限制条件较宽一些,年龄误差小于25 Ma,不谐和度小于20%。在这样的限制下,大多数LA-ICP-MS年龄数据都被排除掉了。岩浆锆石年龄大致呈正态分布,主要变化范围为2 560~2 470 Ma,峰值为约2 525 Ma(图2)。部分数据点年龄明显小于2 500 Ma,主要与铅丢失有关。不同类型TTG岩石、富钾花岗岩和闪长-辉长岩具有类似的年龄分布形式,富钾花岗岩年龄值总体上略偏年轻一些。

通常将SiO₂含量63%作为花岗质岩石与闪长质岩石的界线。考虑到一些TTG岩石遭受深熔作用改造,可能引起SiO₂含量降低,本文将SiO₂含量62%作为两者的界线。在SiO₂-(K₂O+Na₂O)图中(图3^[16]),数据点分布有几点值得注意:(1)除了非常富碱的岩石类型外,样品覆盖所有类型岩石。(2)SiO₂含量连续变化,表明相邻的不同类型岩石之间可能存在成因上的联系。确定TTG岩石成因(闪长质岩浆进一步结晶分异或玄武质岩石部分熔融),对于理解太古宙陆壳形成方式十分重要。(3)从辉长岩向闪长质和二长质岩石,岩石K₂O+Na₂O含量明显增高,部分辉长岩也具有高的K₂O+Na₂O含量。(4)在花岗质岩石中,英云闪长岩K₂O+Na₂O含量最低,富钾花岗岩K₂O+Na₂O含量最高。部分SiO₂十分高的奥长花岗岩具有低的K₂O+Na₂O含量,它们多以小规模产出(例如脉体),REE含量低,这些奥长花岗岩为中酸性陆壳岩石深熔作用或强烈结晶分异作用的产物。

在An-Ab-Or图中(图4a^[17]),数据点分布存在以下特点。(1)TTG岩石数据点主要分布在不同岩性界线附近,相互间连续过渡。与新太古代早期以前TTG相比,新太古代晚期英云闪长岩和花岗闪长岩,特别是花岗闪长岩数量有明显增高。(2)数据点在花岗岩区广泛分布,较多数据点靠近奥长花岗岩、花岗闪长岩和石英二长岩区分布,组成上明显不同于典型的正长花岗岩和二长花岗岩。这些花岗岩具有类似于TTG的地球化学组成(可称之为类TTG岩石),与TTG岩石具有成因上的联系。(3)存在少量十分富K₂O、Na₂O的花岗质岩石,它们也多以小规模产出,REE含量低,主要为中酸性陆壳岩石深熔作用或强烈结晶分异作用的产物。在K-Na-Ca图中(图4b^[18]),由三长石图解确定的TTG岩石大多数样品位于TTG区,许多花岗闪长岩显示钙碱性演化趋势。

富钾花岗岩显示钙碱性演化趋势,与TTG连续过渡。几乎所有花岗闪长岩、部分英云闪长岩和富钾花岗岩位于赞岐岩区。大多数花岗质岩石为过铝质,也有相当部分位于准铝质区(图5^[19])。在A/CNK值大致相同的情况下,从富钾花岗岩,经奥长花岗岩和花岗闪长岩到英云闪长岩,A/NK值有逐渐增大的变化趋势。

图6给出了辉长岩、闪长质岩石、不同类型TTG和富钾花岗岩平均值的稀土模式和微量元素图解。奥长花岗岩和英云闪长岩具有类似稀土组成,花岗闪长岩稀土总量更高。富钾花岗岩轻重稀土分离程度更高(图6a^[20])。值得注意的是,闪长质岩石具有最高的稀土总量。与闪长质岩石相比,辉长岩稀土总量稍低一些,轻重稀土分离程度明显更弱。所有类型岩石显示类似的微量元素分布形式,大离子亲石元素富集,Nb (Ta)亏损(图6b^[21])。富钾花岗岩还明显亏损P、Ti。闪长质岩石与辉长岩具有类似的Cr含量。需要指出的是,每一种岩石类型本身的稀土和微量元素组成存在很大变化。

在Sr/Y-Y和La/Yb-Yb图中(图7^[22]),数据点分布有几点值得注意:(1)TTG岩石显示大的Sr/Y和La/Yb变化,位于高压、中压和低压TTG分布区。(2)与英云闪长岩和花岗闪长岩相比,奥长花岗岩通常具有更高的Sr/Y和La/Yb比值,形成于更高的压力条件下^[23]。但是,闪长质岩浆结晶分异可形成TTG岩石,并可形成Sr/Y比值高的TTG岩石,尽管其规模看来不是很大^[24]。(3)富钾花岗岩Sr/Y和La/Yb比值也显示大的变化,大都位于钾质花岗岩区或附近。富钾花岗岩Sr/Y和La/Yb比值大的变化并不表明其形成压力条件存在大的变化,而主要反映了物源区中酸性陆壳岩石的组成特征^[25]。

新太古代晚期不同类型TTG岩石具有类似的全岩Nd同位素组成。在全岩ε_Nd(t)-年龄图上,数据点主要分布于球粒陨石和亏损地幔演化线之间,部分具有低于球粒陨石的ε_Nd(t)值(图8)。Nd同位素一阶段模式年龄主要分布于3.0~2.6 Ga,峰值年龄为约2.75 Ga(图9a)。富钾花岗岩和闪长-辉长岩与TTG岩石具有类似的Nd同位素组成特征,但部分<2 525 Ma岩石具有非常低的ε_Nd(t)值(图8)。相应地,富钾花岗岩和闪长-辉长岩与TTG岩石具有类似的Nd同位素一阶段模式年龄,部分岩石的Nd同位素一阶段模式年龄很大,使模式年龄分布图显示正拖尾现象(图9a)。它们主要来自鞍本和冀东地区。全岩Nd同位素二阶段模式年龄与一阶段模式年龄无明显区别或稍偏大(图9b)。

新太古代晚期不同类型TTG岩石具有类似的岩浆锆石Hf同位素组成。在岩浆锆石ε_Hf(t)-年龄图上,数据点主要分布于CHUR和亏损地幔演化线之间,部分数据点分布于CHUR之下(图10)。Hf同位素一阶段模式年龄主要分布于2.9~2.5 Ga,大致呈正态分布,峰值年龄为约2.7 Ga(图11a)。富钾花岗岩和闪长-辉长岩的岩浆锆石ε_Hf(t)值也主要分布于CHUR和亏损地幔演化线之间,但较多数据点具有低于CHUR的ε_Hf(t)值(图10)。相应地,富钾花岗岩和闪长-辉长岩与TTG岩石具有类似的岩浆锆石Hf同位素一阶段模式年龄,部分样品Hf同位素一阶段模式年龄很大,使年龄分布图显示正拖尾现象(图11a)。它们也主要来自鞍本和冀东地区。岩浆锆石Hf同位素二阶段模式年龄与一阶段模式年龄无明显区别或稍偏大,峰值年龄为约2.75 Ga,主要区别是峰高有所降低(图11b)。

与岩石形成年龄相比,全岩Nd同位素模式年龄通常更大,也有模式年龄与之相近甚至更小的(图12a,b),两者之差一般在-100 Ma和500 Ma之间。岩浆锆石Hf同位素一阶段模式年龄与形成年龄之差一般在-100 Ma和600 Ma之间(图12c),二阶段模式年龄与形成年龄之差一般在-100 Ma和800 Ma之间(图12d)。鞍本和冀东地区富钾花岗岩和闪长-辉长岩具有更大的Nd和Hf同位素模式年龄。总体上,全岩Nd同位素组成与岩浆锆石Hf同位素具有类似的变化特征。

在锆石δ¹⁸O-年龄图中,不同类型TTG岩石的岩浆锆石数据点大都位于确定的太古宙岩浆锆石变化范围内^[26],部分数据点具有更高和更低的δ¹⁸O值(图13a)。与TTG岩石相比,富钾花岗岩和闪长-辉长岩的岩浆锆石O同位素组成变化更大,更多的数据点分布于Valley等确定的太古宙岩浆锆石变化范围之外^[26]。在O同位素分布直方图中,岩浆锆石δ¹⁸O值大致呈正态分布,峰值为约6.5‰(图13b)。鞍本地区2.5 Ga齐大山花岗岩的岩浆锆石δ¹⁸O值存在大的变化,可能与沉积岩加入和低温蚀变作用有关^[25]。

3 华北克拉通新太古代晚期变质基底特征

(1)新太古代变质基底在华北克拉通广泛分布(图1),主要由花岗质岩石和表壳岩组成。有几点值得注意:(a)在各个地区,新太古代晚期岩石都占有绝对的比例。(b)中太古代晚期—新太古代早期岩石在许多地区都存在^[13]。迄今,仅存在新太古代晚期岩石而未发现中太古代晚期—新太古代早期岩石的现象仅见于大青山等很少数地区。(c)在各个地区,新太古代晚期表壳岩和侵入岩总是成对出现,尽管一些地区新太古代晚期表壳岩十分稀少。与之不同,新太古代早期TTG岩石在华北克拉通许多地区分布,而相应时代表壳岩仅在鲁西等很少地区存在。(d)一些古元古代构造带(例如孔兹岩带)中存在新太古代晚期变质基底,古元古代沉积岩(例如五台地区滹沱群)形成于太古宙基底之上。

(2)在许多地区,新太古代晚期表壳岩以条带状、透镜状、不规则状的包体形式分布于新太古代晚期花岗质岩石中,表壳岩比例通常在10%~25%。变质原岩主要为玄武质岩石、中酸性火山岩、碎屑沉积岩和BIF。碎屑沉积岩的物源区包括同时代的火山岩、同时代的花岗质岩石和更古老陆壳基底。一些地区存在科马提质岩、科马提质玄武岩、富Nb玄武岩。在一些地区(例如鲁西),玄武质岩石不发育,仅存在中酸性火山岩、碎屑沉积岩和BIF。在一些地区(例如五台),表壳岩比例明显高于花岗质岩石,而在另一些地区(例如胶东),表壳岩仅零星分布。总体上,不论单个地区或整个华北克拉通,变质程度越高,表壳岩所占比例通常越低。原因是变质越深,通常遭受更强剥蚀,而剥蚀越强,表壳岩残余越少。华北克拉通许多地区存在中太古代晚期—新太古代早期TTG岩石而缺乏同时代表壳岩,被作为中太古代晚期—新太古代早期变质地体已遭受强烈破坏的证据^[13]。但是,在东部沿海的锦州—绥中—秦皇岛变质变形弱的新太古代晚期富钾花岗岩带中,新太古代晚期表壳岩也很少存在。

(3)新太古代晚期侵入岩主要为TTG和富钾花岗岩,还存在闪长-辉长岩。部分SiO₂含量低的TTG岩石可能通过闪长质岩浆进一步结晶分异形成。在不同地区,不同类型TTG岩石的比例存在差异,例如,冀东、胶东地区以英云闪长岩为主,辽北地区以英云闪长岩和奥长花岗岩为主,恒山—五台—阜平地区以英云闪长岩和花岗闪长岩为主,鲁西地区以花岗闪长岩为主。就整个华北克拉通而言,与新太古代早期以前TTG相比,新太古代晚期英云闪长岩和花岗闪长岩比例明显增大。TTG形成年龄主要分布在2.55~2.51 Ga(图2)。与新太古代早期以前不同,新太古代晚期富钾花岗岩在华北克拉通广泛出露,仅在很少地区(例如栖霞地区)十分稀少。然而,规模较大的仅分布于鞍本、锦州—绥中、冀东东部和鲁西地区^[27]。它们以正长花岗岩和二长花岗岩为主,主体形成于中酸性陆壳岩石部分熔融,部分在形成过程中还有沉积岩参与。富钾花岗岩形成年龄主要分布在2.53~2.49 Ga。与新太古代早期以前相比,新太古代晚期闪长-辉长岩分布范围和规模也明显增大。

(4)华北克拉通最重要的太古宙构造热事件记录出现在新太古代晚期。万渝生等对其进行了讨论和总结^[14]。(a)许多太古宙岩石分布区都存在这一构造热事件的变质锆石年龄记录。一些变质程度不高的地区虽未获得这一年龄记录,但大量约2.5 Ga 富钾花岗岩的存在表明这一构造热事件的存在。(b)总体上,与华北克拉通南部地区相比,华北克拉通北部地区记录了更高级别新太古代晚期变质作用。这可能是地壳剥蚀深度不同的缘故,北部地区抬升更大。(c)在2.6~2.56 Ga存在构造岩浆热事件作用“静默期”,年龄为2.58~2.56 Ga的岩石样品仅来自个别地区的个别岩体。(d)存在古元古代晚期构造热事件强烈叠加改造的地区,一些或许多新太古代晚期变质岩石中存在2.48~2.40 Ga 甚至更年轻的变质锆石年龄记录,认为是古元古代晚期构造热事件使新太古代晚期锆石U-Pb 同位素体系不同程度部分重置的缘故。新太古代晚期构造热事件本身的年龄分布应主要在2.53~2.49 Ga,与混合岩和富钾花岗岩形成时间大致一致或稍早一些,结束的时间一般不晚于2.48 Ga。在华北克拉通,未遭受古元古代晚期构造热事件叠加改造的地区主要包括鞍本、锦州—绥中、冀东东部和鲁西。

(5)与全球许多太古宙地区类似,华北克拉通新太古代晚期不同地质作用时间上通常存在有序变化。首先是表壳岩形成,然后是TTG侵入,再就是变质变形、深熔作用和富钾花岗岩形成,它们构成同一沉积-岩浆-构造热事件过程的不同发展演化阶段。在少数地区(例如五台、登封),存在TTG岩石形成时代老于表壳岩的现象,意味着中酸性火山岩和TTG侵入岩是同一岩浆作用的不同表现形式。类似现象在北美、南非太古宙克拉通也存在^[28]。表壳岩和TTG岩石普遍遭受变质变形和深熔作用改造,富钾花岗岩侵入、切割表壳岩、TTG和混合岩。毫无例外,在不存在古元古代晚期构造热事件叠加改造的地区,新太古代晚期富钾花岗岩通常呈块状或变形很弱。

(6)TTG岩石的Sr/Y和La/Yb比值存在很大变化,位于高压、中压和低压TTG分布区(图7),表明其形成条件存在很大差异。与新太古代早期以前的TTG岩石相比^[13,15],新太古代晚期TTG岩石位于中高压区的样品数量和比例明显增高,意味着在新太古代晚期华北克拉通陆壳规模和厚度明显增大。依据实验岩石学资料,Laurent构建了Al₂O₃/(FeOt+MgO)-3CaO-5(K₂O/Na₂O)图^[29]。根据该图,英云闪长岩和奥长花岗岩主要来自低钾铁镁质岩石区,部分奥长花岗岩来自英云闪长岩区,花岗闪长岩和部分英云闪长岩来自高钾铁镁质岩石区,富钾花岗岩主要来自英云闪长岩,部分来自高钾铁镁质岩石和变质沉积岩区(图14)。在Nb-Y图中,花岗质岩石的Nb与Y呈正相关,主要位于火山弧和同碰撞花岗岩区,在板内花岗岩区也有分布(图15a)^[30]。在Ta-Yb图中(图15b)^[30],英云闪长岩和花岗闪长岩主要分布于碰撞花岗岩区,奥长花岗岩和富钾花岗岩主要分布于火山弧花岗岩区,它们各自也大致呈正相关相关。由于元素含量太低,部分数据点出来图的左侧和下侧范围。低Nb、Ta含量是陆壳中酸性岩石的普遍特征。TTG岩石低的Nb、Ta含量被解释为玄武质岩石部分熔融过程中有金红石等副矿物在物源区残余的缘故^[31-32],但可对应于多个不同的构造环境。富钾花岗岩Sr/Y和La/Yb比值大的变化在很大程度上反映了物源区中酸性岩石的组成特征。许多闪长质岩石富集大离子亲石元素、高Cr、Ni,亏损Nb、Ta,具有赞岐岩的地球化学组成特征。

(7)不同类型TTG岩石具有类似的全岩Nd同位素和岩浆锆石Hf同位素组成。在Nd、Hf年龄图上,TTG岩石的全岩Nd同位素和岩浆锆石Hf同位素数据点大都分布于球粒陨石均一库(CHUR)和亏损地幔演化线之间(图8,10),Nd同位素一阶段模式年龄主要分布于3.0~2.6 Ga,峰值年龄为约2.75 Ga(图9a);Hf同位素一阶段模式年龄主要分布于2.9~2.5 Ga,峰值年龄为约2.7 Ga(图11a)。二阶段模式年龄与一阶段模式年龄相比无明显区别或稍偏大(图9b, 11b)。Nd、Hf同位素一阶段模式年龄与形成年龄之差一般分别在-100~500 Ma和-100~600 Ma之间(图12a, 12c),Nd、Hf同位素二阶段模式年龄与形成年龄之差一般分别在-100~500 Ma和-100~800 Ma之间(图12b, 12d)。这些表明,TTG岩浆大都来自刚从亏损地幔提取出来或有一定地壳滞留时间的玄武质岩石物源区,部分遭受陆壳物质不同程度影响。与TTG岩石相比,富钾花岗岩和闪长-辉长岩具有类似的全岩Nd同位素和岩浆锆石Hf同位素组成,更多数据点的ε_Nd(t)、ε_Hf(t)值小于0(图8, 10),相应地,具有更大的Nd、Hf同位素一阶段模式年龄(图9a, 11a)。模式年龄明显大于形成年龄的岩石样品主要来自鞍本和冀东地区。与新太古代早期以前的岩浆锆石相比,新太古代晚期岩浆锆石的O同位素显示更大的变化(图13)。值得指出的是,在许多地球化学图解中,不同类型TTG之间,TTG与其他类型岩石之间都存在连续的过渡关系,对于过渡界线附近的不同类型岩石,至少部分存在成因上的联系。

4 讨论

4.1 华北克拉通陆壳巨量增生

陆壳规模增大和成熟度增高的主要过程包括:地幔提取玄武质岩浆形成基性地壳,基性地壳部分熔融形成TTG,TTG岩石通过壳内再循环形成富钾花岗岩^[22]。质量相对较小的陆壳物质难以返回地幔,是陆壳得以保留的重要原因。全球范围内,新太古代早期为太古宙陆壳增生最重要时期^[1-2]。在华北克拉通,中太古代以前岩石很少存在。后期俯冲作用可使陆壳物质返回地幔,由于不同时代古老陆壳物质回返地幔的随机性相同,可认为其回返地幔的比例应大致相同;另一方面,Nd-Hf同位素表明陆壳增生最重要时期为中太古代晚期—新太古代,所以,华北克拉通中太古代以前岩石很少存在的最主要原因是其本身就形成很少,而不是后期地质作用强烈改造的缘故。中太古代晚期—新太古代为华北克拉通陆壳增生最重要时期,然而,是新太古代晚期或中太古代晚期—新太古代早期更为重要,还存在较大争论^{[6,13,33⇓⇓⇓⇓-38]}。

在华北克拉通,新太古代晚期岩石广泛分布,只要有太古宙岩石分布的地区,几乎都有新太古代晚期岩石存在,并占有绝对的比例优势^{[3⇓⇓-6,39]}。岩石类型主要包括表壳岩、TTG和富钾花岗岩。表壳岩由变玄武质岩石、变质超基性岩、变中酸性火山岩、变质碎屑沉积岩和BIF组成。尽管表壳岩在花岗-绿岩带中所占比例不大,但变玄武质岩石在表壳岩中通常占有相当大的比例,给出地幔添加的直接证据^[6,37]。新太古代晚期闪长-辉长岩在华北克拉通也较广泛分布。一些新太古代晚期TTG岩石具有同时代亏损地幔的Nd-Hf同位素组成^[36,38]。所有这些都表明新太古代晚期华北克拉通无疑存在重要的地幔添加。Liou等^[37]认为华北克拉通陆壳增生主要时期为新太古代晚期,指出全球新太古代早期陆壳巨量增生的认识主要来自相应时代绿岩带强烈镁铁质岩浆活动和TTG形成,而不是Nd-Hf同位素模式年龄,Nd-Hf同位素模式年龄计算受多种因素影响,并非总有明确的地质意义。

通常情况下,如果未遭受陆壳物质影响,Nd-Hf同位素亏损地幔(一阶段)模式年龄大致代表玄武质岩浆从亏损地幔提取出来的时间,玄武质岩浆从地幔提取出来,玄武质岩石进一步发生部分熔融形成TTG岩石。前一过程称之为地幔添加,导致陆壳增生。华北克拉通新太古代晚期岩石的Nd-Hf同位素亏损地幔模式年龄主要分布在3.0~2.5 Ga,峰值为2.75~2.7 Ga(图9, 10)。根据Nd-Hf同位素组成特征,一些学者认为^[6,33-34,40]中太古代晚期—新太古代早期为华北克拉通陆壳增生最重要时期。中太古代晚期—新太古代早期岩石的全岩Nd同位素亏损地幔模式年龄主要变化于3.1~2.7 Ga,岩浆锆石 Hf 同位素亏损地幔模式年龄在3.0~2.7 Ga间形成一个高的平台,在2.9 Ga 位置略有降低^[13]。与中太古代晚期—新太古代早期岩石相比,新太古代晚期岩石的Nd-Hf同位素亏损地幔模式年龄部分重叠,总体上略有偏小。所以,对于新太古代晚期中酸性陆壳大量形成,除与中太古代晚期—新太古代早期强烈地幔添加有关外,新太古代晚期地幔添加也做出了重要贡献。万渝生等从Nd-Hf同位素组成角度分析了中太古代晚期—新太古代早期TTG岩石的物质来源方式,也可应用于新太古代晚期TTG岩石物质来源方式的分析^[13]。物质来源可有如下方式:(a)来自同时代亏损地幔来源玄武质岩石的部分熔融;(b)来自同时代亏损地幔但遭受陆壳物质影响的玄武质岩石的部分熔融,存在多种陆壳物质加入方式;(c)来自同时代未亏损地幔源区玄武质岩石的部分熔融;(d)中太古代晚期—新太古代早期亏损地幔源区玄武质岩石在新太古代晚期发生部分熔融。最后一种方式可能具有普遍的意义^[40]。这一现象在太古宙早期阶段也存在,并可能更为常见^[41-42]。新太古代晚期TTG岩石的岩浆锆石O同位素大都具有地幔组成特征,但也有相当部分发生了偏离,表明存在变质沉积岩的影响。

确定中太古代晚期—新太古代早期为华北克拉通陆壳增生最重要时期的更重要证据来自地质事实^[13]。中太古代晚期—新太古代早期岩石在胶东、鲁西、阜平、赞皇等地有较大规模分布,更重要的是它们在华北克拉通许多太古宙地区都被发现(>20个地区)。只有大青山等少数地区迄今未见中太古代晚期—新太古代早期岩石的报道。中太古代晚期—新太古代早期碎屑锆石和外来锆石在更多地区存在。在许多地区,中太古代晚期—新太古代早期岩石遭受强烈改造,以残余体形式零星分布于新太古代晚期花岗质岩石中。值得注意的是,只有鲁西存在较大规模新太古代表壳岩,以变质玄武岩-科马提岩为主。在一些地区,2.7 Ga TTG中存在变质基性岩团块,也可能为同时代的变质表壳岩。随着研究的深入,有可能在更多地区发现新太古代早期表壳岩,但规模看来不会很大。然而,在太古宙花岗-绿岩带中,同时代表壳岩和TTG岩石空间上共存是常见现象,变质越深的地区,表壳岩残余越少。华北克拉通中太古代晚期—新太古代早期岩石在许多地区出露不多,是遭受后期强烈破坏(包括剥蚀作用)的缘故,并不意味着它们本身就不存在或十分稀少^[13]。这是锆石年龄直方图中它们的年龄峰值远小于新太古代晚期岩石的重要原因。

富钾花岗岩在新太古代晚期大量形成,是出现约2.5 Ga锆石年龄峰值的重要原因(图2)。但是,富钾花岗岩主体为壳内中酸性物质再循环产物,大量形成并不代表陆壳增生。华北克拉通大多数新太古代晚期富钾花岗岩的Nd-Hf同位素模式年龄在3.0~2.6 Ga,与新太古代晚期和中太古代晚期—新太古代早期TTG岩石的Nd-Hf同位素组成类似,根据Nd-Hf同位素组成特征难以判断新太古代晚期富钾花岗岩的物源区时代。但是,鞍本地区2.5 Ga富钾花岗岩的Nd-Hf同位素模式年龄明显大于其形成年龄,来自更古老的物源区^[25]。就整个华北克拉通而言,新太古代晚期富钾花岗岩既有来自同时代TTG和表壳岩物源区,也有来自新太古代早期TTG岩石物源区,还有来自新太古代早期和晚期TTG岩石共同构成的物源区^{[13,43⇓-45]}。由于中太古代晚期—新太古代早期岩石遭受强烈改造和破坏而大量消失,它们应是新太古代晚期富钾花岗岩的重要物源区。

所以,与全球其他克拉通类似,华北克拉通地幔添加的最重要时期是中太古代晚期—新太古代早期。不同的是华北克拉通遭受了新太古代晚期构造岩浆热事件强烈叠加改造^[4⇓-6,13]。

4.2 华北克拉通新太古代晚期构造环境

地球经历了从非板块构造体制向板块构造体制的转变,“热状态和热演化”是地球构造机制演化的关键控制因素^[46]。TTG形成方式与太古宙构造体制关系密切,但存在很大争论。地幔柱(或板底垫托)的垂直增生和岛弧岩浆作用的水平增生是太古宙构造体制的两种主要观点。有关华北克拉通新太古代晚期的构造体制,也主要存在这样两种不同认识^{[4,6,47⇓⇓⇓⇓⇓⇓-54]}。Zhao和Zhai^[5]总结了支持地幔柱观点的证据:(1)花岗质岩石在新太古代晚期短期内(2.55~2.50 Ga)大规模形成,但岩石类型在空间上无系统性变化;(2)存在科马提岩,岩浆温度高达1 650 ℃;(3)穹窿构造发育;(4)绿岩带中存在双峰式火山岩组合;(5)铁镁质岩石具大陆拉斑玄武岩的亲缘性;(6)变质作用具反时针p-T轨迹。Wan等^[6]总结了支持岛弧岩浆作用观点的证据,与新的资料一道归纳如下:(1)不同年龄和组成的岩浆岩呈带状分布,在一些地区呈不对称性分布;Wan等^[55]在华北克拉通东部识别出新太古代晚期TTG岩带和富钾花岗岩岩带构成的巨型双岩浆岩带(图16)。(2)与TTG相比,富钾花岗岩形成年龄总体上稍晚一些。(3)与形成时代稍晚的岩石(2.525~2.48 Ga)相比,形成时代稍早的岩石(2.56~2.525 Ga)通常遭受更强烈变质变形,表明这期间构造体制经历了从挤压向伸展的转变。(4)新太古代晚期碎屑沉积岩的碎屑锆石年龄主要为2.55~2.52 Ga。新太古代晚期碎屑锆石来自同时代或稍早的火山岩和TTG岩石。侵入作用和火山作用几乎同时发生,一些侵入岩快速抬升到达地表,成为新太古代晚期沉积盆地碎屑沉积岩的物源区,表明了活动的构造环境。一些岩石中存在不同数量>2.6 Ga碎屑锆石,表明古老陆壳是提供碎屑物质的物源区之一。(5)许多表壳岩中存在亏损型和富集型变玄武质岩石。变玄武质岩石普遍富集大离子亲石元素,看来并非都是后期作用改造的结果,而在一定或相当程度上反映了玄武质岩浆的组成特征,可作为俯冲作用的重要证据。(6)不同组成的侵入岩通常存在Nb-Ta亏损,与俯冲带岩石的组成特征一致。(7)被作为岛弧岩浆作用重要岩石学证据的赞岐岩等岩石类型在新太古代晚期突然大量出现(图4b)^{[40,53,56-57]}。

中太古代晚期—新太古代早期陆壳巨量增生对于地球早期不可逆演化具有里程碑意义,导致地球热状态快速降低,地球内部和外部环境条件发生剧烈变化或重大转折,使相当规模刚性陆块得以形成,岩石圈厚度增大,刚性增强,更为稳定,地球内部层圈构造更为清楚,水圈可能也更为发育。所有这些是类似于现代板块体制出现的重要原因。但是,由于新太古代晚期地球仍处于较高热状态,那时的板块体制与现今的应存在较大差异,包括刚性陆块规模、板块俯冲形式和深度等方面。板块运动是什么时候起动的,是一长期争论的问题,部分原因是不同学者对板块构造的定义和理解不同。我们倾向于认为类似于现代板块构造的构造体制在新太古代晚期可能就开始了。为了证实这一结论仍需开展进一步深入研究。

下面对双岩浆岩带作进一步讨论。许多学者对华北克拉通构造区划和构造体制进行了研究^{[4,39,47,53,58]}。根据古老物质(≥2.6 Ga的岩石和锆石)空间分布,Wan等^[6]在华北克拉通划分出3个古老陆块:东部古老陆块、中部古老陆块和南部古老陆块(图16)。在东部古老陆块的西缘,不同类型不同时代岩石显示出明显的空间分带性。在鲁西,Wan等^[59]划分出A、B、C 3个岩带,它们在岩石组合、形成时代、变质变形等方面都存在明显差异。在冀东,西部以遭受强烈变质变形的TTG为主,东部沿海地区以未遭受变质变形的富钾花岗岩为主^[52]。富钾花岗岩从秦皇岛向东北延伸到绥中—锦州地区,构成新太古代晚期巨型富钾花岗岩带^[57,60]。Wan 等^[55]认为,在东部古老陆块的西缘可能存在一巨型新太古代晚期双岩浆岩带,从鞍本地区向南经锦州—绥中、冀东地区延伸到鲁西地区,西带为新太古代晚期TTG岩带,东带为时代大致相同但稍晚一些的富钾花岗岩带(图16)。这被作为新太古代晚期板块构造起作用的重要证据。就整个华北克拉通而言,新太古代晚期可能是一多岛弧构造环境,多个古老陆块存在于大洋之中,俯冲、碰撞作用导致不同陆块相互拼合、表壳岩和侵入岩形成及新生物质添加和壳内再循环,在新太古代末期最终形成统一的华北克拉通^[6]。

4.3 华北克拉通新太古代晚期BIF

中太古代晚期—新太古代早期全球性陆壳巨量增生还导致大陆规模急剧增大,高山形成,使风化作用明显增强和大气CO₂浓度降低,地球表面和大气温度降低、大陆架发育则有利于营养物质洋内循环、造氧生命昌盛,使大洋中广泛分布的二价铁氧化为三价铁,BIF大量沉积^[35,61]。早前寒武纪BIF构成全球最重要铁矿资源,主要形成于新太古代—古元古代早期。BIF大量形成是地球演化和内外生作用的产物。大氧化事件则是BIF事件后外生环境演化的必然结果。

华北克拉通是我国BIF最重要分布区,主体形成于新太古代晚期(2.55~2.50 Ga)^[62-63]。只要有新太古代晚期表壳岩存在的地区,几乎都有BIF分布,但是,规模最大的BIF分布于鞍本地区和冀东地区,近年来在鲁西地区也有重大发现。它们沿东部古老陆块的西缘分布,与双岩浆岩带大致重合。该带的BIF约占整个华北克拉通BIF的90%^[61]。根据岩石组合及与富钾花岗质岩石空间上的共生关系,华北克拉通BIF形成于大陆环境,包括大陆边缘和弧后盆地。

稳定的沉积环境是形成大规模BIF的关键因素。华北克拉通新太古代晚期火山作用强烈,虽为BIF提供成矿物质,但沉积环境动荡,因此,华北克拉通很难形成像西澳、南非那样的超大型BIF铁矿,但可寻找相对富集区。鞍本和冀东地区具有3.8 Ga以上的形成演化历史,陆壳相对稳定,更易形成大矿,也能更好保留,应继续深化BIF找矿工作。在鞍本地区,含BIF表壳岩主要分布于更古老基底的附近,后期剥蚀作用相对较弱。在冀东地区,含BIF表壳岩分布于秦皇岛花岗岩西侧。在鲁西地区,新太古代晚期表壳岩虽在A和B带(新太古代晚期富钾花岗岩带和新太古代早期古老岩石带)也存在,但BIF主要分布在C带(新太古代晚期新生岩石带)西南侧(被古生代盖层覆盖)。就整个双岩浆带而言,BIF在TTG岩带和富钾花岗岩带都广泛分布。从区域上看,鞍本和冀东之间、冀东和鲁西之间的地区应是重要的BIF找矿靶区,鞍本西北侧也是有希望的远景区。在锦州—绥中地区新太古代晚期富钾花岗岩带的西侧,中生代花岗岩广泛分布(图2),BIF很可能已遭受剥蚀。后期剥蚀作用是BIF遭受强烈破坏的重要因素。

4.4 华北克拉通新太古代晚期克拉通化

克拉通化即克拉通的形成和稳定化过程,主要标志包括:(1)大规模发育稳定的地台型沉积盖层,而缺乏造山带活动;(2)广泛基性岩墙群侵入;(3)大规模壳源花岗岩(尤其是富钾花岗岩)形成;(4)岩石圈形成并稳定,岩石圈地幔与下地壳岩浆岩在形成时代和物质组成上耦合^[64-65]。下面重点从富钾花岗岩角度对华北克拉通新太古代晚期克拉通化作一讨论。

如前所述,在华北克拉通,新太古代晚期富钾花岗岩广泛分布,但仅在鞍本、锦州—绥中、冀东东部、鲁西地区大规模分布,构成东部古老陆块西缘的富钾花岗岩带。时间上,富钾花岗岩通常稍晚于同时代的表壳岩和TTG岩石,而与变质作用、深熔作用时间大致相同或稍晚一些。一些地区时代大致相同的混合岩广泛分布,富钾花岗岩侵入、切割混合岩,给出了早期陆壳物质遭受深熔作用最终形成富钾花岗岩的地质证据。在无古元古代晚期构造热事件叠加改造的地区,新太古代晚期富钾花岗岩通常呈块状或仅显示弱变形。只有在古元古代晚期构造热事件强烈叠加改造的地区,新太古代晚期富钾花岗岩才显示强烈变质变形。有理由认为,在存在古元古代晚期构造热事件叠加改造的地区,新太古代晚期富钾花岗岩强烈变质变形与古元古代晚期构造热事件叠加改造有关。

物质组成上,新太古代晚期富钾花岗岩与所在地区早期地壳演化历史存在继承关系。在鞍本地区,新太古代晚期齐大山花岗岩Nd-Hf同位素组成特征表明它们来自>3.0 Ga陆壳物质再循环,与鞍本地区存在3.8 Ga以上形成演化历史相吻合。在冀东地区,部分新太古代晚期富钾花岗岩也来自十分古老的物源区,与该区存在4.0 Ga以上形成演化历史一致。在其他许多地区,新太古代晚期富钾花岗岩Nd-Hf同位素组成特征表明它们主要来自中太古代晚期—新太古代陆壳物质的再循环。

在华北克拉通,新太古代晚期的早期阶段构造环境存在很大争论(地幔柱或岛弧岩浆作用)。但是,形成于新太古代岩浆构造演化最晚期阶段的富钾花岗岩呈块状或变形弱,通常认为那时华北克拉通已进入伸展构造体制。地壳抬升及减压熔融是富钾花岗岩形成的重要机制。发育同时代(主要为2.52~2.49 Ga)幔源岩浆岩(闪长-辉长岩)给出了板底垫托、壳幔相互作用的直接证据。新太古代晚期构造热事件在华北克拉通十分强烈,与太古宙大陆壳厚度和规模随时间演化不断增大的演化趋势相一致。巨大规模陆壳也是大规模、高强度壳内改造和再循环的重要条件。具有造山作用性质的强烈构造热事件导致大量富钾花岗岩浆形成并向上运移,难熔物质进入中下地壳,壳内物质得到调整,成熟度得到提高,力学稳定性得到增强,华北克拉通进入到稳定阶段,标志着克拉通化(或初步克拉通化)的完成,也与2.5 Ga作为太古宙与元古宙界线的认识相一致^[4⇓-6]。

华北克拉通存在太古宙和古元古代双重地壳结构,遭受新太古代晚期和古元古代晚期两期构造热事件叠加改造,直到古元古代晚期才最终完成克拉通化。值得注意的是:只有东部古老陆块西缘富钾花岗岩大规模分布,构成富钾花岗岩带,它们未遭受古元古代晚期构造热事件叠加改造,表明在古元古代晚期阶段它们位于上部陆壳;而其他许多地区的富钾花岗岩规模不大,却不同程度遭受了古元古代晚期构造热事件影响,表明它们在古元古代晚期曾进入陆壳中下部。这样的空间关系是否意味着它们之间存在某些内在联系呢?例如,新太古代晚期板底垫托所导致的地壳抬升和伸展作用仅发生在局部地区或华北克拉通作为一个整体都被涉及?不同地区新太古代晚期富钾花岗岩规模不同是否与当时它们的地壳厚度和构造环境存在差异有关?在古元古代构造热事件强烈叠加的地区,新太古代晚期富钾花岗岩规模不大,是它们本身形成就少或是被后期作用破坏掉了?所有这些都需开展进一步研究来深化认识。

5 结论

(1)新太古代晚期变质基底在华北克拉通广泛分布,在所有太古宙地区,几乎都有新太古代晚期岩石存在,并占有绝对优势的比例。但是,这些地区也几乎都有中太古代晚期—新太古代早期岩石分布,尽管它们在许多地区仅零星存在。

(2)新太古代晚期变质基底主要由表壳岩和侵入岩组成。BIF大量存在是新太古代晚期表壳岩不同于更早期表壳岩的重要差异。规模最大的BIF分布于东部古老陆块西缘的双岩浆岩带。侵入岩的岩石类型多种多样,除大量TTG外,还有富钾花岗岩、闪长-辉长岩、赞岐岩等。大量新太古代晚期富钾花岗岩出现,与华北克拉通早期演化历史(>2.6 Ga)形成重大差异。

(3)与新太古代早期以前TTG相比,新太古代晚期英云闪长岩和花岗闪长岩比例明显增大。不同类型TTG岩石具有类似的地球化学组成特征。Sr/Y和La/Yb比值存在大的变化,中-高压TTG岩石大量形成表明新太古代晚期陆壳规模、厚度发生了明显增大。新太古代晚期TTG岩石的Nd-Hf同位素亏损地幔模式年龄主要分布在3.0~2.5 Ga,与中太古代晚期—新太古代早期岩石部分类似,总体上略有偏小。不同类型岩石之间存在地球化学组成上的过渡关系。

(4)与全球其他许多克拉通类似,中太古代晚期—新太古代早期是华北克拉通陆壳增生最重要时期,但遭受新太古代晚期构造岩浆热事件强烈改造。类似于现代板块构造体制在新太古代晚期开始启动。华北克拉通在新太古代晚期完成初始克拉通化。

《地学前缘》创刊30周年,谨以此文表达衷心祝贺。感谢《地学前缘》主编王成善院士、特刊主编邓军院士的盛情邀请。由于篇幅所限,许多参考文献未列出,深表歉意。研究过程中得到许多老师和同行的支持和帮助,评审人和编辑部的评审意见和建议对论文质量提高起了十分重要的作用,表示衷心的感谢。

参考文献

[1] CONDIE K C. Episodic continental growth models: afterthoughts and extensions[J]. Tectonophysics, 2000, 322(1): 153-162.

[2] CONDIE K C, BELOUSOVA E, GRIFFIN W L, et al. Granitoid events in space and time: constraints from igneous and detrital zircon age spectra[J]. Gondwana Research, 2009, 15(3/4): 228-242.

[3] 沈其韩, 耿元生, 宋彪, 华北和扬子陆块及秦岭—大别造山带地表和深部太古宙基底的新信息[J]. 地质学报, 2005, 79(5): 616-627.

[4] ZHAI M G, SANTOSH M. The early Precambrian odyssey of the North China Craton: a synoptic overview[J]. Gondwana Research, 2011, 20(1): 6-25.

[5] ZHAO G C, ZHAI M G. Lithotectonic elements of Precambrian basement in the North China Craton: review and tectonic implications[J]. Gondwana Research, 2013, 23(4): 1207-1240.

[6] WAN Y S, LIU D Y, DONG C Y, et al. Formation and evolution of Archean continental crust of the North China Craton[M]//ZHAI M G. Precambrian geology of China. Singapore: Springer, 2015: 59-136.

[7] JAYANANDA M, MOYEN J F, MARTIN H, et al. Late Archaean (2550-2520 Ma) juvenile magmatism in the Eastern Dharwar Craton, southern India: constraints from geochronology, Nd-Sr isotopes and wholerock geochemistry[J]. Precambrian Research, 2000, 99(3/4): 225-254.

[8] DRÜPPEL K, MCCREADY A J, STUMPFL E F. High-K granites of the Rum Jungle Complex, N-Australia: insights into the Late Archean crustal evolution of the North Australian Craton[J]. Lithos, 2009, 111(3/4): 203-219.

[9] CLARK C, COLLINS A S, TIMMS N E, et al. SHRIMP U-Pb age constraints on magmatism and high-grade metamorphism in the Salem Block, southern India[J]. Gondwana Research, 2009, 16(1): 27-36.

[10] LIU D Y, NUTMAN A P, COMPSTON W, et al. Remnants of 3800 Ma crust in the Chinese part of the Sino-Korean Craton[J]. Geology, 1992, 20(4): 339-342.

[11] MA Q, XU Y G, HUANG X L, et al. Eoarchean to Paleoproterozoic crustal evolution in the North China Craton: evidence from U-Pb and Hf-O isotopes of zircons from deepcrustal xenoliths[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2020, 278: 94-109.

[12] 万渝生, 颉颃强, 王惠初, 冀东地区-3.8 Ga TTG岩石发现[J]. 地质学报, 2021, 95(5): 1321-1333.

[13] 万渝生, 董春艳, 颉颃强, 华北克拉通新太古代早期—中太古代晚期(2.6-3.0 Ga)巨量陆壳增生: 综述[J]. 地质力学学报, 2022, 28(5): 866-906.

[14] 万渝生, 颉颃强, 董春艳, 华北克拉通太古宙构造热事件时代及演化: 综述[J]. 地球科学, 2020, 45(9): 3119-3160.

[15] WAN Y S, DONG C Y, XIE H Q, et al. Hadean to early Mesoarchean rocks and zircons in the North China Craton: a review[J]. Earth-Science Reviews, 2023, 243: 104489.

[16] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37: 215-224.

[17] BARKER F. Trondhjemite: definition, environment and hypotheses of origin[M]//BARKER F. Trondhjemites, dacites, and related rocks. Amsterdam: Elsevier, 1979: 1-12.

[18] BARKER F, ARTH J G. Generation of trondhjemitic-tonalitic liquids and Archean bimodal trondhjemite-basalt suites[J]. Geology, 1976, 4: 596-600.

[19] MANIAR P D, PICCOLI P M. Tectonic discrimination of granitoids[J]. GSA Bulletin, 1989, 101: 635-643.

[20] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[C]// SAUNDERS A D, NORRY M J. Magmatism in the ocean basins. London: Geological Society of London, Special Publication, 1989: 313-345.

[21] PEARCE J A. The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins[C]// HAWKESWORTH C J, NORRY M J. Continental basalts and mantle xenoliths. Cambridge: Shiva Publish Limited, 1983: 230-249.

[22] MOYEN J F. The composite Archaean grey gneisses: petrological significance, and evidence for a non-unique tectonic setting for Archaean crustal growth[J]. Lithos, 2011, 123(1/2/3/4): 21-36.

[23] WINTHER, T K, NEWTON, R C. Experimental melting of a hydrous low-K tholeiite: evidence on the origin of Archaean cratons[J]. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 1991, 39: 213-228.

[24] LIOU P, GOU J H. Generation of Archaean TTG gneisses through amphibole-dominated fractionation[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2019, 124: 3605-3619.

[25] WAN Y S, MA M Z, DONG C Y, et al. Widespread late Neoarchean reworking of Meso- to Paleoarchean continental crust in the Anshan-Benxi area, North China Craton, as documented by U-Pb-Nd-Hf-O isotopes[J]. American Journal of Science, 2015, 315: 620-670.

[26] VALLEY J W, LACKEY J S, CAVOSIE A J, et al. 4.4 billion years of crustal maturation: oxygen isotope ratios of magmatic zircon[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2005, 150, 561-580.

[27] WAN Y S, DONG C Y, LIU Y D, et al. Zircon ages and geochemistry of late Neoarchean syenogranites in the North China Craton: a review[J]. Precambrian Research, 2012, 222/223: 265-289.

[28] LAURENT O, BJORNSEN J, WOTZLAW, J F, et al. Earth's earliest granitoids are crystal-rich magma reservoirs tapped by silicic eruptions[J]. Nature Geoscience, 2020, 13: 163-169.

[29] LAURENT O, MARTIN H, MOYEN J F, et al. The diversity and evolution of late-Archean granitoids: evidence for the onset of “modern-style” plate tectonics between 3.0 and 2.5 Ga[J]. Lithos, 2014, 205: 208-235.

[30] PEARCE J A, HARRIS N B W, TINDLE A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25: 956-983.

[31] MOYEN J F, STEVENS G. Experimental constraints on TTG petrogenesis: implications for Archean geodynamics[C]// BENN K, MARESCHAL J C, Condie K C. Archean geodynamics and environments. Washington: AGU, 2006, 149-178.

[32] XIONG X, KEPPLER H, AUDÉTAT A, et al. Experimental constraints on rutile saturation during partial melting of metabasalt at the amphibolite to eclogite transition, with applications to TTG genesis[J]. American Mineralogist, 2009, 94: 1175-1186.

[33] WU F Y, ZHAO G C, WILDE S A, et al. Nd isotopic constraints on crustal formation in the North China Craton[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24(5): 523-545.

[34] GENG Y S, DU L L, REN L D. Growth and reworking of the early Precambrian continental crust in the North China Craton: constraints from zircon Hf isotopes[J]. Gondwana Research, 2012, 21(2/3): 517-529.

[35] 万渝生. 太古宙早期陆核和新太古代陆壳巨量生长[M]//翟明国, 张连昌, 陈斌. 华北克拉通前寒武纪重大地质事件与成矿. 北京: 科学出版社, 2018: 39-55.

[36] LIU F, GUO J H, LU X P, et al. Crustal growth at -2.5 Ga in the North China Craton: evidence from whole-rock Nd and zircon Hf isotopes in the Huai’an gneiss terrane[J]. Chinese Science Bulletin, 2009, 54(24): 4704-4713.

[37] LIOU P, GUO J H, PENG P, et al. Crustal growth of the North China Craton at ca. 2.5 Ga[J]. Science Bulletin, 2022, 67: 1553-1555.

[38] DIWU C R, SUN Y, GUO A L, et al. Crustal growth in the North China Craton at 2.5 Ga: evidence from in situ zircon U-Pb ages, Hf isotopes and whole-rock geochemistry of the Dengfeng Complex[J]. Gondwana Research, 2011, 20: 149-170.

[39] 伍家善, 耿元生, 沈其韩, 中朝古大陆太古宙地质特征及构造演化[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 1-212.

[40] LI Y L, ZHENG J P, XIAO W J, et al. Circa 2.5 Ga granitoids in the eastern North China craton: melting from ca. 2.7 Ga accretionary crust[J]. GSA Bulletin, 2020, 132(3/4): 817-834.

[41] KEMP A I S, WILDE S A, HAWKESWORTH C J, et al. Hadean crustal evolution revisited: new constraints from Pb-Hf isotope systematics of the Jack Hills zircons[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 296(1/2): 45-56.

[42] WAN Y S, LIU S J, SONG Z Y, et al. The complexities of Mesoarchean to late Paleoproterozoic magmatism and metamorphism in the Qixia area, eastern North China Craton: geology, geochemistry and SHRIMP U-Pb zircon dating[J]. American Journal of Science, 2021, 321: 1-82.

[43] BAI W Q, DONG C Y, SONG Z Y, et al. Late Neoarchean granites in the Qixingtai region, western Shandong: further evidence for the recycling of early Neoarchean juvenile crust in the North China Craton[J]. Geological Journal, 2020, 55(9): 6462-6486.

[44] 李源, 颉颃强, 董春艳, 鲁西沂山地区新太古代晚期高级深熔混合岩的源区特征[J]. 岩石学报, 2022, 38(3): 598-618.

[45] LI Y, XIE H Q, DONG C Y, et al. Zircon evolution from migmatite to crustally-derived granite: a case study of late Neoarchean migmatite in the Yishan area, western Shandong, North China Craton[J]. Gandwana Research, 2022, 112: 82-104.

[46] 翟明国, 赵磊, 祝禧艳, 早期大陆与板块构造启动: 前沿热点介绍与展望[J]. 岩石学报, 2020, 36: 2249-2275.

[47] LI J H, KUSKY T M, HUANG X N. Archean podiform chromitites and mantle tectonites in ophiolitic mélange, North China Craton: a record of early oceanic mantle processes[J]. GSA Today, 2002, 12: 4-11.

[48] GENG Y S, LIU F L, YANG C H. Magmatic event at the end of the Archean in eastern Hebei Province and its geological implication[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2006, 80: 819-833.

[49] POLAT A, LI J, FRYER B, et al. Geochemical characteristics of the Neoarchean (2800-2700 Ma)Taishan greenstone belt, North China Craton: evidence for plume-craton interaction[J]. Chemical Geology, 2006, 230(1/2): 60-87.

[50] JAHN B M, LIU D Y, WAN Y S, et al. Archean crustal evolution of the Jiaodong Peninsula, China, as revealed by zircon SHRIMP geochronology, elemental and Nd-isotope geochemistry[J]. American Journal of Science, 2008, 308: 232-269.

[51] YANG J H, WU F Y, WILDE S A, et al. Petrogenesis and geodynamics of Late Archean magmatism in eastern Hebei, eastern North China Craton: geochronological, geochemical and Nd-Hf isotopic evidence[J]. Precambrian Research, 2008, 167: 125-149.

[52] NUTMAN A P, WAN Y S, DU L L, et al. Multistage late Neoarchaean crustal evolution of the North China Craton, eastern Hebei[J]. Precambrian Research, 2011, 189: 43-65.

[53] WANG W, LIU S W, SANTOSH M, et al. Neoarchean intraoceanic arc system in the Western Liaoning Province: implications for Early Precambrian crustal evolution in the Eastern Block of the North China Craton[J]. Earth-Science Reviews, 2015, 150: 329-364.

[54] WANG C, SONG S, NIU Y, et al. TTG and potassic Granitoids in the eastern North China Craton: making Neoarchean upper continental crust during micro-continental collision and post-collisional extension[J]. Journal of Petrology, 2016, 57(9): 1775-1810.

[55] WAN Y S, LIU S J, XIE H Q, et al. Formation and evolution of the Archean continental crust of China: a review[J]. China Geology, 2018, 1: 107-136.

[56] SUN G Z, LIU S W, GAO L, et al. Origin of late Neoarchean granitoid diversity in the Western Shandong Province, North China Craton[J]. Precambrian Research, 2020, 339: 105620.

[57] WANG C, SONG S G, SU L, et al. Crustal maturation and cratonization in response to Neoarchean continental collision: the Suizhong granitic belt, North China Craton[J]. Precambrian Research, 2022, 377: 106732.

[58] ZHAO G C, SUN M, WILDE S A, et al. Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton: key issues revisited[J]. Precambrian Research, 2005, 136: 177-202.

[59] WAN Y S, LIU D Y, WANG S J, et al. Juvenile magmatism and crustal recycling at the end of Neoarchean in western Shandong Province, North China Craton: evidence from SHRIMP zircon dating[J]. American Journal of Science, 2010, 310: 1503-1552.

[60] XIE H Q, WAN Y S, DONG C Y, et al. Zircon U-Pb-Hf isotopes and geochemistry of late Neoarchean granitoids in southwestern Liaoning Province, North China Craton: petrogenesis and tectonic implications[J]. Gondwana Research, 2019, 70: 171-200.

[61] WAN Y S, LIU D Y, XIE H Q, et al. Formation ages and environments of early Precambrian banded iron formation in the North China Craton[M]//ZHAI M G. Main tectonic events and metallogeny of the North China Craton. Berlin: Springer, 2016: 65-83.

[62] 万渝生, 董春艳, 颉颃强, 华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造形成时代: SHRIMP 锆石U-Pb定年[J]. 地质学报, 2012, 86: 1447-1478.

[63] 张连昌, 翟明国, 万渝生, 华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究: 进展和问题[J]. 岩石学报, 2012, 28: 3431-3445.

[64] 翟明国. 克拉通化与华北陆块的形成[J]. 中国科学: 地球科学, 2011, 41: 1037-1046.

[65] 翟明国, 张艳斌, 李秋立, 克拉通下地壳与大陆岩石圈: 庆贺沈其韩先生百年华诞[J]. 岩石学报, 2021, 37: 1-23.

基金资助

国家自然科学联合基金项目(U2344210)

国家自然科学重点基金项目(41890834)

国家自然科学重点基金项目(42130311)

中国地质调查局地质调查项目(DD20221645)

中国地质调查局地质调查项目(DD20230209)