華北克拉通南緣古元古代晚期小河A型花崗巖體成因及其地質意義

王美璇，王智毅，趙靜欣，齊澤秋，何 俊，陳福坤

中國科學技術大學 地球和空間科學學院，合肥 230026

華北克拉通保存了太古宙到元古宙地質演化的關鍵信息，是探尋前寒武紀重大地質事件的重要載體。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間進行了大量的研究，認為其于~1.85 Ga最終拼合形成穩定的克拉通，自此華北克拉通基本形成了如今的構造格局（Zhao et al., 2001; Kr?ner et al.,2005）。華北克拉通拼合后的演化發生了重大轉變：從1.85 Ga左右開始克拉通內發育廣泛的退變質作用（翟明國和卞愛國，2000; 翟明國，2004）；1.80 Ga之后華北克拉通進入了穩定的地臺型演化階段，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; 翟明國等，2014;張健等，2015; 劉超輝和劉福來，2015）；與此同時華北克拉通受到持續巖漿作用的影響，發育火山—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成為了探討華北克拉通元古宙地殼演化、構造體制變化的理想對象。陸續有學者對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A型花崗巖的報道。A型花崗巖有獨特的地球化學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負異常。它們通常是在低壓、高溫和拉張的背景下部分熔融產物，其源區物質組成有多種可能性（張旗等，2012）。學者普遍認為A型花崗巖與拉張的構造背景有關，如非造山或碰撞/造山后背景（Frost et al., 2007）。因而，A型花崗巖的研究對于厘清地殼演化和大地構造背景具有至關重要的意義（Collins et al., 1982;Bonin, 2007）。通過總結華北克拉通南緣古元古代晚期—中元古代早期報道的A型花崗巖，可以發現：（1）南緣地區的南、北部發育的A型花崗巖相距不遠，但形成年齡存在明顯的差異。北部發育的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）目前報道的A型花崗巖發育時間范圍還不全面，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，存在長時間的發育間斷期；（3）南緣古元古代晚期—中元古代早期A型花崗巖形成的構造環境演化過程還有待補充（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（河南省地質礦產局，1989），對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造背景的窗口。目前對小河巖體的研究薄弱，其巖石成因及成巖動力學背景也存在分歧。前人報道的小河巖體的成巖時代存在很大差異，分別為~1.00 Ga、1.60~1.40 Ga、~2.33 Ga、1.80~1.78 Ga（河南省地質礦產局, 1989; 鄧亞婷和王北穎，1998; 李春麟，2011; Li et al., 2018）。李春麟（2011）認為存在巖漿源區混合，可能是來自于下地殼或地幔的新生物質與太古宙地殼物質的重熔；鄧亞婷和王北穎（1998）則認為其形成于長城紀大陸閉合邊緣的伸展環境中，此時變質核雜巖抬升、地幔上隆，造成局部地溫梯度升高，使得地殼或者古老的結晶基底發生重熔。因此，本文在系統的野外地質調查、采樣和巖石學觀察的基礎上，運用同位素地質年代學和地球化學研究手段，限定小河巖體的成巖年齡、巖石屬性和巖漿源區性質，探討其成因演化和構造環境，進一步探究華北克拉通南緣古元古代晚期地殼演化。

1 地質背景

華北克拉通是中國保存較好的最古老的克拉通之一，記錄著復雜的地質—構造—巖漿演化歷史，對其研究有助于古大陸的恢復和了解全球地質演化史（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; 趙國春等， 2002; 圖1a）。華北克拉通地層主要由太古宙—古元古代結晶基底巖石和中—新元古代火山—沉積地層組成。前者具體為英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長質片麻巖（TTG片麻巖）、花崗質片麻巖、變質表殼巖和變質火山—沉積巖系；后者為未變質/淺變質的蓋層沉積，廣泛發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西寺上至小河莊一帶，其向西延入陜西省境內，屬于小秦嶺地區，呈近東西向展布，區內發育數條斷層，北側和西北側為華縣斷裂和太要—故縣斷裂，南側為小河—巡馬道斷裂和洛南—欒川斷裂（圖1b），其地層主要由太古宙—古元古代基底物質和上覆的中元古代—顯生宙蓋層沉積組成（圖1b）?；孜镔|主要為太華群以及登封群變質雜巖，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; 趙國春等，2002; Diwu et al., 2014）。小河巖體總面積達120 km2，侵位于太華群中，距離西側垣頭A型花崗巖體和東側桂家峪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（河南省地質礦產局, 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，巖體附近可以觀察到鉀長偉晶巖脈。

2 巖相學特征

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見圖1c。通過野外調查、手標本和顯微鏡觀察（圖2），小河巖體的巖性為含黑云母二長花崗巖，細粒和粗粒均有，顏色以肉紅色為主，具花崗結構、塊狀構造。野外觀察到晶洞構造（圖2b），可能指示了高程度的分異演化導致后期流體的聚集（邱檢生等，2008）。部分礦物蝕變較強烈，礦物成分為堿性長石（35~40 vol.%）、斜長石（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.%）。堿性長石以微斜長石和條紋長石為主，呈半自形板柱狀，發育格子雙晶及條紋，部分表面具絹云母化，局部可見斜長石殘晶。斜長石呈半自形板柱狀，發育聚片雙晶，大多數斜長石發生顯著絹云母化，部分發生綠簾石化。石英通常以集合體的形式出現，呈波狀消光。部分黑云母發生綠泥石化，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服務有限公司完成。巖石粉末的主量元素含量分析在澳實礦物實驗室（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，相對誤差小于5%。微量元素含量分析在中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室電感耦合等離子質譜儀（ICP-MS）上進行，測試中采用Rh單元素作為內部標準，通過多元素混合的標準溶液曲線進行元素含量校正，分析測試中對空白樣和重復樣進行平行測試，實驗過程用國際標準巖石標樣AGV-2和BHVO-2監控，絕大多數元素測量的相對誤差小于5%，詳細流程請參考（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氧樹脂靶，拋光顯露鋯石內部結構，用于陰極發光（CL）圖像分析和鋯石U-Pb年齡分析。鋯石陰極發光圖像在中國科學技術大學掃描電子顯微鏡實驗室完成，結合陰極發光圖像，挑選出代表性的鋯石進行U-Pb年齡分析。U-Pb同位素組成分析和元素含量測定由中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室激光剝蝕電感耦合等離子體質譜儀（LA-ICP-MS）測試完成，質譜計型號為Agilent 7700。LA-ICP-MS分析時采用的頻率為10 Hz，激光剝蝕束斑大小為32 μm，采用國際標準鋯石91500作為同位素組成分析外標，人工合成玻璃NIST 610作為元素含量分析外標，29Si作為內標，具體的測試方法和流程參見文獻（Yuan et al., 2004）。測試時每四個樣品間插一次91500測試，每八個樣品間插一個NIST 610，鋯石U-Pb測試中并無其他外標，整個測試過程嚴格遵守實驗流程規范，確保數據可靠，獲得了較為準確的91500測試值（207Pb206Pb=1067±36 Ma，n=51）。通過ICPMSDataCal（Liu et al., 2010）和ISOPLOT（Ludwig, 2003）軟件進行原始數據處理和年齡值計算，得到鋯石U-Pb年齡。鋯石微區Lu-Hf同位素組成分析在中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室完成，測試儀器為配備193 nm ArF激光剝蝕系統的Neptune Plus型MC-ICP-MS。分析時使用氦氣（~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，剝蝕時間約30 s，詳細方法請參考（Li et al., 2021）。

巖石粉末Sr-Nd-Pb元素化學分離純化和同位素比值測量在中國科學技術大學固體同位素地球化學實驗室完成。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樹脂進一步純化Sr。同位素比值測定在熱電離質譜儀MAT262上完成，利用標準溶液NBS 987和JNdi分別監測Sr和Nd測試數據。NBS 987的重復分析值為87Sr/86Sr=0.710249±0.000012（2σ, n=16）、JNdi的重復分析值為143Nd/144Nd=0.512115±0.00008（2σ， n=10）。Pb標準溶液（NBS 981）的測量結果用于Pb同位素的質量分餾校正。長期的測量結果顯示，Pb同位素分餾值為0.1%/原子質量單位（amu）。Sr和Nd同位素比值測量精度優于0.003%，Pb同位素比值測量精度優于0.01%。Sr、Nd和Pb的全流程本底分別在<200 pg、<100 pg和<200 pg水平。詳細的同位素分析流程可以參考文獻（Chen et al., 2000, 2007）。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb同位素年齡

選取具有代表性的4個樣品（樣品編號XH2001、XH2003、XH2008、XH2013）進行鋯石陰極發光（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，裂隙較發育，部分顆粒較破碎，呈柱狀—長柱狀，自形程度較好，長寬比值約為1∶1~3∶1，粒徑大多數在70~180 μm之間，樣品XH2003的鋯石顆粒較大，粒徑在100~400 μm之間。鋯石陰極發光圖像顯示鋯石振蕩環帶較明顯，環帶間隔較窄（圖3），符合典型的巖漿鋯石特征。鋯石LA-ICP-MS測量數據見表1。測試結果顯示，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>0.4。綜上特征分析，認為樣品鋯石應該為巖漿成因，其鋯石U-Pb年齡可以代表小河巖體的形成時代。

表1 小河巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分析結果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XH2001-18（2458±124 Ma）、XH2008-9（2287±70 Ma）、XH2013-4（2044±113 Ma）。陰極發光圖像顯示，這些鋯石核部與邊部界線不規則、發光程度不一，核部區域無環帶且呈現補丁狀，可能為古老的繼承鋯石。因而，在樣品的平均年齡值計算時，排除了這些年齡明顯偏老的鋯石分析數據。樣品XH2001共選出22個有效分析點，分析點都由于發生Pb丟失而落于諧和線的下方（圖4a），它們構成一條不一致線，得到上交點年齡為1801±65 Ma；樣品XH2003共選出20個有效分析點，除6個數據點落在諧和線上外，其余點都發生了Pb丟失（圖4b），不一致線的上交點年齡為1816±39 Ma，諧和的分析點加權平均年齡為1796±61 Ma；樣品XH2008共選出20個有效分析點，大多數樣品點因發生Pb丟失而落于諧和線的下方（圖4c），不一致線的上交點年齡為1805±71 Ma，6個諧和的分析點加權平均年齡為1793±62 Ma；樣品XH2013選出19個有效分析點，樣品點均落于諧和線上（圖4d），上交點年齡為1810±35 Ma，19個點的加權平均年齡為1794±48 Ma。四個樣品的測試結果在誤差范圍內一致，代表了巖體的形成時代為~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 元素地球化學組成

全巖的主量、微量和稀土元素含量分析結果見表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CIPW標準礦物計算結果，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花崗巖的范圍內，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(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區域內。根據SiO2與K2O+Na2O-CaO投圖（圖5c），樣品落入堿鈣質—鈣堿質范圍內，主要顯示堿鈣質特征。樣品FeOT/（FeOT+MgO）值較高（0.81~0.92），具有鐵質特征（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 主量元素含量相關圖（a: 據Le Maitre et al., 1989；b: 據Maniar and Piccoli, 1989; c, d: 據Frost et al., 2001）Fig. 5 Correlation diagrams of major element contents

從球粒隕石標準化稀土元素配分圖中，可以識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XH2001-XH2005和XH2008-XH2012，表現為輕稀土元素富集、重稀土元素相對平坦的右傾型模式，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內部分餾程度較明顯。該類巖石還表現出較顯著的負Eu異常，Eu/Eu*值為0.25~0.63，可能是巖漿源區殘留斜長石造成的。第二類巖石，樣品編號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生分離作用，表明巖漿可能經過高度分離結晶。第二類巖石樣品的Eu異常程度變化較大，存在正或負Eu異常（Eu/Eu*值1.65~2.78和0.38~0.51），可能分別受控于長石堆晶作用或巖漿源區殘留斜長石，也可能受到富含稀土礦物分離結晶的影響，熔體中出現流體，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等元素上表現出負異常。兩類巖石樣品在La、Ce、和Nd元素含量上差異相對較大。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石、磷灰石和鈦鐵礦等多種礦物的影響。

圖6 （a）球粒隕石標準化稀土元素配分圖（球粒隕石標準化值據McDonough and Sun, 1995）;（b）原始地幔標準化微量元素蛛網圖（原始地幔標準化值據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同位素分析結果見表3和表4。在計算Sr同位素初始值和εNd(t)值時，除有鋯石年齡的樣品按照鋯石年齡校準外，其余樣品按照t=1.8 Ga計算。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（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，推測可能是巖漿源區含有高的Th和U含量或者部分熔融時受礦物配分影響。因此，我們認為小河巖體Pb和Sr同位素組成不能作為巖漿來源的判別標準，后續討論也不再使用。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同位素測試數據Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Xiaohe pluton

表4 小河巖體全巖Pb同位素測試數據Table 4 Whole-rock Pb isotopic compositions of the Xiaohe pluton

4.4 鋯石Hf同位素組成

對第一類巖石樣品（編號XH2001、XH2003和XH2008）和第二類巖石樣品（編號XH2013）開展鋯石微區176Hf/177Hf同位素比值測量，分析結果見表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），對應的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同位素數據Table 5 MC-ICP-MS zircon Hf isotopic compositions of the Xiaohe pluton

5 討論

5.1 形成時代

目前對于小河巖體的形成時代存在不同的認識：河南省區域地質志中記載小河巖體鋯石U-Pb年齡為999 Ma（河南省地質礦產局, 1989）；鄧亞婷和王北穎（1998）根據前人研究并結合小河巖體與周圍變質巖的接觸關系，認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定年結果為1799~1782 Ma（Li et al., 2018）。由此看來，早期的定年結果存在較大的變化范圍。

本文對小河巖體的4件巖石樣品進行了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，測得的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb三組年齡值應該在誤差范圍內是一致的。然而，4件巖石樣品大多數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），此由后期發生的地質熱事件所致，下交點年齡代表幕式Pb丟失發生的時間，上交點年齡仍然可以指示巖體成巖年齡。Russell和Ahrens（1957）提出了Pb會發生連續丟失現象。根據野外地質特征和樣品觀察，小河巖體無明顯的變質變形，研究區也無古元古代晚期構造—熱事件記錄，鋯石顆粒并沒有受到后期地質事件影響，結合鋯石的微量元素和相對較高Th和U含量，可以判定小河巖體的鋯石應該受到了放射性損傷，經歷過一次或多次的Pb 丟失，不一致線的下交點年齡應該沒有實際的地質意義。第一類巖石的鋯石結晶年齡為1801~1793 Ma，第二類巖石的鋯石結晶年齡為1794 Ma，本文認為小河巖體中的兩類巖石形成于古元古代晚期（~1.80 Ga）。兩類巖石形成時代集中，暗示它們為同一期次巖漿活動發育而來。

5.2 巖石成因

在地球化學特征上，小河巖體花崗巖樣品與鋁質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，屬于弱過鋁質巖石（圖5b）；（4）在圖5c、d中分別落于堿鈣質—鈣堿質、鐵質A型花崗巖的區域；（5）圖7顯示樣品基本上落入A型花崗巖范圍內；（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（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附近發現的晶洞構造，反映了小河巖體經歷了高程度的分異演化作用。這使得對小河巖體花崗巖成因類型的判斷變得困難，需進一步查明兩類樣品的差異和聯系。

圖7 小河巖體巖石成因類型判別圖（據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型花崗巖的區域內，第二類巖石都落入高分異花崗巖范圍內。針對高分異花崗巖的判別問題，馮尚杰等（2020）根據前人提出的地球化學指標，構建了10000 Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)相關圖解，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型花崗巖區域，第二類巖石落入分異的I、S或A型花崗巖區域（圖8c）。整體上，巖石顯示出A型花崗巖的分異演化趨勢。根據前人提出的全巖鋯飽和溫度（TZr）計算公式，計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（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晶的特點一致（楊飛，2019）。因此，本文推測小河巖體為鋁質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Whalen et al., 1987；c據馮尚杰等, 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A型花崗巖，二者具有成因聯系，第二類應該是由第一類經過分異演化而來。該推測源于：（1）在誤差范圍內，第一類（1801~1793 Ma）與第二類（1794 Ma）巖石的形成時代一樣，暗示它們應為同一期次巖漿活動發育而來；（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），應該源自相同的巖漿源區；（3） 所有巖石整體上顯示出A型花崗巖的分異演化趨勢（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，可能是其結晶時間相對較晚（楊飛，2019）。（5）第二類的稀土元素總含量較低，P2O5含量也較低，中稀土相對于輕重稀土虧損，可能受到富含稀土礦物分離結晶的影響，如磷灰石等，熔體中出現流體，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

關于A型花崗巖的成因問題，不同學者有不同的觀點，概括為以下三種（周紅升等，2008; 師江朋等，2017）：地殼物質的部分熔融作用和結晶分異作用；來自幔源基性巖漿的分離結晶；地殼物質與地幔物質混合而成。古元古代晚期小秦嶺地區基性巖的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，不具有幔源A型花崗巖的地球化學屬性（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，說明源區應該為古老地殼。目前學者普遍認為，有兩種地殼物質部分熔融可以產生A型花崗巖，即鈣堿性巖石和麻粒巖相變質沉積巖（Collins et al., 1982; Pati?o, 1997; Huang et al., 2011）。研究認為，后者經過高溫部分熔融產生的花崗巖為過鋁質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。在低壓高溫環境下，鈣堿性巖石脫水部分熔融能形成弱過鋁質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Eu、Sr異常等特點（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性質相同。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內。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域內。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熔融而成，與研究區廣泛出露的太華群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過低壓脫水部分熔融能形成弱過鋁質A型花崗巖觀點（Pati?o, 1997; Frost and Frost,2011）吻合。同時，在小河巖體中的繼承鋯石也表明小河巖體的源區較老。因此，我們認為小河巖體的巖漿源區應該是新太古代地殼物質，可能類似于太華群TTG片麻巖。小河巖體與相鄰的同時代的~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。

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 構造意義

古元古代晚期小河巖體鋁質A型花崗巖的形成有助于了解華北克拉通南緣的構造體制轉變。鋁質A型花崗巖通常被認為形成于高溫低壓的伸展環境中（Pati?o, 1997; Frost and Frost, 2011）。相對于擠壓的構造環境，具有低壓特征的伸展構造環境更容易使源區巖石發生減壓熔融（張旗等，2012）。小河巖體A型花崗巖（第一類）的鋯飽和溫度達到795~900 ℃，推測巖體形成過程中可能有外來熱源提供熱量。在陸—陸俯沖/碰撞后的伸展環境中，通常發育高鉀鈣堿性花崗巖。小河巖體主要為高鉀堿鈣質—鈣堿質巖石，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，而排除非造山環境的巖漿作用產物。Li等（2018）在研究華北南緣小秦嶺地區古元古代構造演化問題時將其分為兩個階段，第一個階段為1863~1840 Ma，宏觀構造和微觀構造支持華北東部陸塊和西部陸塊俯沖碰撞的模型，第二個階段為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表明小秦嶺地區進入了造山帶的平行伸展階段，這與我們認為小河巖體產生于碰撞后的地殼伸展環境是一致的。

碰撞后伸展可以由以下三種機制觸發：（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）。這些機制均有可能導致軟流圈上涌，進而擾亂原始的地熱梯度，致使巖石圈的伸展和大規模的巖漿活動（Bonin, 2004）。巖石圈拆沉和重力垮塌會誘發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，相對較少有基性巖的報道，暗示俯沖板片斷離更可能為該時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，使巖石圈地幔發生部分熔融形成基性巖漿。然而，該機制下加厚的地殼使基性巖漿難以大規模噴發。這種熔融形成的基性巖漿上升到地殼深度時，會進一步誘發大規模的地殼熔融形成花崗質巖漿（Collins, 1994; Davies and Blanckenburg,1995; 徐義剛等，2009）。由此看來，新太古代地殼物質應該就是在這種機制下發生部分熔融，形成的熔體上升就位形成小河巖體。

我們統計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—中元古代早期發育兩期A型花崗巖（圖10）：較早一期在1.84~1.75 Ga，~1.80 Ga時發育的A型花崗巖最頻繁，小河巖體便是在此峰期出現。相對較晚一期零星發育著~1.60 Ga和~1.53 Ga的A型花崗巖。在兩期間存在A型花崗巖發育的間斷期，可能暗示著前后構造環境發生轉變。通過對比發現，包括小河巖體在內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。再結合構造判別圖（圖11）分析，北部的A型花崗巖巖體基本落入A2區域，可能指示了碰撞/造山后環境；南部的A型花崗巖巖體主要落入A1區域，或者被認為是由A2向A1過渡（Wang et al., 2020;鄧小芹，2016），可能暗示了向大陸板內或裂谷等環境轉變。綜上所述，我們認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造環境可能不同。

圖11 區分A1和A2花崗巖類的Nb-Y-Ce圖解（據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）發生了普遍的退變質作用，如麻粒巖相退變質為角閃巖相（羅志波等，2012），小秦嶺孔茲巖帶（焦淑娟，2013），華山變質巖體中的含石榴石角閃巖（Wang et al., 2014），可能代表碰撞后地質抬升事件或者地幔上涌開始階段。結合目前報道的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，可以推測它們整體上暗示了與伸展體制密切相關的巖漿—熱事件，表明克拉通南緣在古元古代晚期（~1.85 Ga）時造山活動已經結束，地殼處于碰撞/造山后構造伸展環境。

6 結論

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，且形成時代一致，為古元古代晚期~1.80 Ga。根據成巖時代和同位素地球化學組成特征，兩類巖石具有密切的成因聯系，為同一期次巖漿活動的產物，第二類應該是由第一類經過分異演化而來。

兩類花崗巖均具有富集的Nd和鋯石Hf同位素組成，巖漿源區性質相同，可能源自華北克拉通南緣新太古代基底物質的部分熔融作用。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境，與一系列伸展體制密切相關的巖漿—熱事件共同揭示了華北克拉通南緣在古元古代晚期時（~1.85 Ga）造山運動已經結束。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造背景。

致謝:本工作得到國家基金委員會資助（項目編號：41872049）。作者非常感謝匿名評審人提供建設性的意見和修改建議、賀劍峰和肖平幫助和指導分析測試、張賀和楊一增協助野外地質工作。