華北克拉通中元古代A 型花崗巖的成因及其構造意義*

陳 杰 楊明慧 賈會沖 張 威 劉 鑫田 剛 白東來 邢 舟 李競贏

（1.中國石油大學（北京）地球科學學院 北京 102249；2.中國石油大學（北京）油氣資源與工程全國重點實驗室 北京 102249；3.中國石化華北油氣分公司 鄭州 450006；4.中國石油天然氣集團公司東方地球物理勘探有限責任公司研究院資料處理中心 河北涿州 072750；5.中國地質調查局自然資源綜合調查指揮中心 北京 100055）

中元古代是Columbia 超大陸形成向裂解轉換、基底向蓋層轉換、古氣候—古環境協同調整以及早期生命起源與演化的關鍵時期（Rogers and Santosh，2002；Zhao et al.，2002；Pisarevsky et al.，2014；Ma et al.，2022）。華北克拉通作為中國大陸3 個重要的前寒武紀地質塊體之一，參與了Columbia 超大陸的演化序列，記錄了中元古代大量與超大陸裂解相關的巖漿、沉積、構造和生物信息，長期以來一直是研究Columbia 超大陸裂解的理想地區之一（Zhai， 2011； 耿元生等，2019，2020）。研究表明，華北克拉通中元古代發育多個裂陷槽，包括南緣熊耳裂陷槽、東北部燕遼裂陷槽和西北緣渣爾泰—白云鄂博裂陷槽等，并一致認為其與廣泛分布的同期巖漿活動一樣，響應于Columbia 超大陸裂解事件（Zhao et al.，2002；Kusky et al.，2007；Hou et al.，2008；Li et al.，2019）（圖1）。但目前該地區裂解事件的動力學機制仍存在碰撞后/造山后伸展（Zhao et al.，2002；Wang et al.，2019）、大陸邊緣?。℉e et al.，2008；Zhao and Zhou，2009）和地幔柱（Zhai and Liu，2003；Peng et al.，2015）或陸內裂谷（孫樞等，1981；Zhai et al.，2015）等多種觀點，限制了我們對華北克拉通中元古代構造演化和Columbia超大陸裂解的進一步認識。

圖1 華北克拉通中元古代地層及同期巖漿巖展布（年齡數據據表1）（據Peng et al.，2015；Liu and Hou，2017；Huang et al.，2021 修改）Fig.1 Distribution of Mesoproterozoic strata and magmatic rocks in North China Craton（age data from Table 1）（modified from Peng et al.，2015；Liu and Hou，2017；Huang et al.，2021）

A 型花崗巖作為一種特殊巖漿巖組合，具有“堿性、無水和非造山”的地球化學特征，被用于判斷特定的地質環境：與大陸裂谷/地幔柱有關的板內非造山環境（非造山型）以及與陸—陸碰撞后或俯沖作用相關的構造環境（后造山型），對揭示區域殼幔相互作用、大地構造演化等方面具有重要的指示意義（Loiselle and Wones，1979；Whalen et al.，1987；謝亙等，2021；張永旺等，2021）。本文對華北克拉通中元古代A 型花崗巖進行了大量統計和對比分析，重新梳理了A 型花崗巖時空分布特征，進一步明確了不同地區A 型花崗巖成因及構造環境，探討了不同時期A 型花崗巖對華北克拉通中元古代演化的指示意義，為更深入認識華北克拉通與Columbia 超大陸裂解的聯系提供了新依據。

1 地質概況

華北克拉通北以中亞造山帶為界，西至昆侖—祁連造山帶，南以秦嶺—大別造山帶為界，東以蘇魯超高壓變質帶為界，主體為太古宙—古元古代變質結晶基底及上覆中—新元古代和顯生宙的沉積蓋層（黃汲清，1960；馬杏垣等，1979；Zhao et al.，1998）。華北克拉通具有～3.85 Ga 的演化歷史（Liu et al.，1992），在經歷了～2.70 Ga 陸殼增生和～2.50 Ga 強烈構造—巖漿熱事件之后（Zhai and Santosh，2011），東部陸塊和西部陸塊最終在約1.85 Ga 發生碰撞拼合并形成了統一的華北克拉通結晶基底（Zhao et al.，2005；萬渝生等，2009a，2009b）?！?.80 Ga 開始，華北克拉通進入沉積蓋層發育階段（Zhai and Liu， 2003； 李振生等，2021），主要發育多個裂陷槽，接受了巨量中元古代沉積，并伴隨多期巖漿事件（李江海等，2001；相振群，2014；翟明國等，2014）（表1）。前人根據這些巖漿活動序列概括為5 個峰期：峰期Ⅰ被認為是伸展作用的開始，限定于1.80～1.75 Ga，以華北克拉通南緣熊耳群火山巖和五臺、恒山地區的基性巖墻群為代表（Dewey，1988；Zhao et al.，2002；侯貴廷等，2005；Peng et al.，2007）；峰期Ⅱ限定于1.72～1.67 Ga，以華北克拉通北緣中部AMCG 巖石組合為代表（李懷坤等，1995；Jiang et al.，2011）；峰期Ⅲ限定于1.63～1.60 Ga，以龍王?A 型花崗巖、大紅峪組富鉀火山巖和魯西泰山基性巖墻群為代表，被認為可能與中元古代大陸裂谷作用相關（陸松年等，1991；Lu et al.，2008；Deng et al.，2016；張健等，2021）；峰期Ⅳ限定于1.35～1.30 Ga，包括為華北克拉通中元古代裂解提供鎂鐵質巖漿和火山巖證據的1.35 Ga 輝綠巖（Zhang et al.，2012），以及作為長英質巖漿證據的北緣～1.32 Ga 花崗巖及花崗斑巖（李懷坤等，2009），支持中元古代晚期華北克拉通北部發生過伸展事件（Zhang et al.， 2012； Wang et al.，2014a）；峰期Ⅴ發生于～1.23 Ga，以華北克拉通多期基性巖墻為代表，被認為是華北克拉通區域性伸展作用結束的標志（裴福萍等，2013；Peng et al.，2013）。

表1 華北克拉通中元古代巖漿巖巖性、位置和年齡匯總Table 1 Summary of lithology，location and age of Mesoproterozoic magmatic rocks in North China Craton

多期巖漿活動表明，華北克拉通在中元古代處在一個火山活動頻繁、伸展作用持續的狀態（圖2a）。其中，作為表征中元古代伸展作用產物之一的A 型花崗巖廣泛發育于華北克拉通裂陷槽內及其周緣。華北克拉通南緣熊耳裂陷槽內分布一條西起陜西藍田張家坪地區、東至平頂山舞陽地區的堿性巖—堿性花崗巖帶，沿途發育龍王?、麻坪等大規模侵入巖體；東北緣燕遼裂陷槽內沿燕山大廟地區和密云—豐寧一帶的環斑花崗巖存在大規模巖體，沿途發育沙場、溫泉等侵入巖體；渣爾泰—白云鄂博裂陷槽中集寧、商都—化德和固陽花崗巖巖體以及晉陜地區保家山、石咀子花崗巖巖體和東部地塊花崗巖—綠巖帶，呈零星分布。根據年齡分布規律，A型花崗巖主要集中在～1.78 Ga、～1.70 Ga、～1.60 Ga、～1.32 Ga 等4 個期次，這一發現為我們更好地認識和探討A 型花崗巖與華北克拉通中元古代裂解事件的內在聯系提供了新的依據（圖2b）。

圖2 華北克拉通中元古代巖漿巖年齡分布（a）和華北克拉通中元古代A 型花崗巖年齡分布（b.數據據表1）Fig.2 Age spectrum of Mesoproterozoic magmatic rocks in North China Craton（a）and A-type granite age of Mesoproterozoic rocks in the North China Craton（b.data from Table 1）

2 華北克拉通中元古代A 型花崗巖巖石地球化學特征

2.1 ～1.78 Ga A 型花崗巖巖石地球化學特征

～1.78 Ga A 型花崗巖主要分布于華北克拉通南緣，包括熊耳裂陷槽和晉陜地區。其中，熊耳裂陷槽該時期A 型花崗巖分布在洛南、貴家峪、汝陽、上店、登封、石城和摩天寨等區域，呈東西向帶狀展布。晉陜地區中元古代露頭較少，該區域A 型花崗巖多呈零星分布。以嵩縣—汝陽地區梅家溝花崗斑巖（1 789±17 Ma；Mu et al.，2022）和寶雞隴縣石咀子花崗斑巖（1 803±15 Ma；高山林等，2013）為例，它們具有高硅（SiO2= 71.07%～74.49%）、富鉀（K2O = 5.06%～6.04%）的特征。在TAS 分類圖和K2O-SiO2圖解上，這兩個巖體都表現出鉀玄巖性系列花崗巖的特征（圖3a、圖3b）。鋁飽和指數（A/CNK = 0.86～1.16）指示這兩個巖體屬于過鋁質花崗巖（圖3c），且具鐵質特征（圖3d）（表2）。同時，這兩個花崗巖具Eu 負異常（δEu =0.11～0.51），球粒隕石標準分布圖顯示輕稀土元素富集（（La/Yb）N= 4.38～6.61）且存在強烈分餾（（La/Sm）N= 3.72～4.19）（圖4a）。原始地幔歸一化圖顯示，石咀子花崗斑巖虧損高場強元素（Ta、Nb、Ti），富集大離子親石元素（Rb、Ba）（圖4b）（表3）。梅家溝花崗斑巖176Hf/177Hf 初始比值=0.281 268～0.281 478，εHf（t）值為負（-13.8～-8.9），TDM2（Hf）年齡為3.2～2.9 Ga，和鄰區同期上店花崗巖的εHf（t）值（-14.1～-6.5）相似（師江朋等，2017）。梅家溝花崗斑巖εNd（t）值均為負值（-7.14～-6.74），TDM2（Nd）值為2.9～2.8 Ga。

表2 華北克拉通中元古代A 型花崗巖主量元素分析結果/%Table 2 Major elements/% analysis results of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton

表3 華北克拉通中元古代A 型花崗巖微量元素/×10-6Table 3 Trace element/×10-6 analysis results of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton

圖3 華北克拉通中元古代A 型花崗巖硅堿圖（a.據Le Bas et al.，1986；b.據Le Maitre et al.，2002；c.據Maniar and Piccoli，1989；d.據Frost et al.，2001；數據據表2）Fig.3 Silicon-alkali map of Mesoproterozoic A-type granite in North China Craton（a.after Le Bas et al.，1986；b.after Le Maitre et al.，2002；c.after Maniar and Piccoli，1989；d.after Frost et al.，2001；data from Table 2）

圖4 華北克拉通中元古代A 型花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖（a）和原始地幔標準化微量元素蛛網圖（b）（標準化數據據Sun and McDonough，1989；數據據表3）Fig.4 Chondrite-normalized REE distribution map（a）and primitive mantle-normalized trace element spider diagram（b）of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton（normalized data from Sun and McDonough，1989；data from Table 3）

2.2 ～1.70 Ga A 型花崗巖巖石地球化學特征

～1.70 Ga A 型花崗巖主要分布于華北克拉通北緣，即渣爾泰—白云鄂博裂陷槽、燕遼裂陷槽及其周緣一帶（圖1）。其中，渣爾泰—白云鄂博裂陷槽A 型花崗巖在孔茲巖帶和陰山地塊交界的固陽地區出露。以固陽縣白云常合山花崗巖為例（1 720±12 Ma；康健麗等，2020），其主要為堿長花崗巖和黑云母正長花崗巖。燕遼裂陷槽的A 型花崗巖沿溫泉、長哨營、古北口、建平和大廟等地區呈東西向帶狀展布。以建平花崗巖為例，其出露于建平北、西兩側，主要為石英二長巖和二長花崗巖（1 712.3±5.1 Ma；相振群，2014）。通過對比發現，固陽地區A 型花崗巖具有高硅（SiO2=72.91%～76.76%）和富鉀（K2O = 3.62%～5.05%）特征（表2）。而建平A 型花崗巖具有相對較低的硅含量（SiO2= 63.47%～71.39%）和富鉀（K2O = 6.61%～6.84%）的特征。在TAS 分類圖和K2O-SiO2圖解上，建平花崗巖顯示鉀玄巖性系列石英二長巖—正長巖的特征，固陽花崗巖顯示鉀玄巖性系列花崗巖的特征（圖3a、圖3b）。鋁飽和指數指示這兩個巖體屬于準鋁質—弱過鋁質花崗巖（圖3c），但前者具鐵質特征，后者體現出鎂質的特征（圖3d）。這兩個花崗巖都具Eu 負異常（δEu = 0.07～0.80），輕稀土元素富集（（La/Yb）N= 8.95～27.4）且存在強烈分餾（（La/Sm）N= 3.62～4.98）（圖4a）。原始地幔歸一化圖顯示固陽和建平花崗巖虧損高場強元素（P、Ti），大離子親石元素相對富集（K、Rb）（圖4b）（表3）。固陽花崗斑巖176Hf/177Hf = 0.281 676～0.281 901，εHf（t）值為-1.84～+6.08，TDM2（Hf）年齡為2.90～2.70 Ga。 建平石英二長巖176Hf/177Hf =0.281 454～0.281 618，εHf（t）=-6.2～-4.0，TDM2（Hf）年齡為3.20～2.50 Ga，與鄰區沙場和長哨營花崗巖相似（Yang et al.，2005；Zhang et al.，2007）。

2.3 ～1.60 Ga A 型花崗巖巖石地球化學特征

～1.60 Ga A 型花崗巖主要分布于熊耳裂陷槽，包括屬于同一堿性花崗巖帶上欒川以東龍王?巖體與陜西洛南麻坪巖體，被稱為華北克拉通南緣長城紀大規模裂解事件群中最晚的一次堿性巖漿活動（陸松年等，2003；相振群等，2020）。其中龍王?巖體的主要巖石類型為正長花崗巖（1 601±10 Ma；Wang et al.，2020），而麻坪巖體則為花崗斑巖（1 600±24 Ma；鄧小芹等，2015），于同一堿性巖帶中亦發現有黑云母鉀長花崗巖巖脈和石英二長巖巖脈等。這兩個巖體都具有高硅（SiO2=70.51%～76.82%）、富鉀（K2O = 4.83%～9.61%）的特征（表2）。在TAS 分類圖和K2O-SiO2圖解上龍王?和麻坪花崗巖顯示鉀玄巖性系列花崗巖的特征（圖3a、圖3b）。鋁飽和指數指示這兩個巖體屬于過鋁質花崗巖（圖3c）。但龍王?花崗巖具有鐵質的特征，而麻坪花崗巖則以鎂質特征為主（圖3d）。球粒隕石歸一化圖顯示兩個花崗巖富集輕稀土元素（（La/Yb）N= 13.2～17.68），同時表現為強烈的Eu 負異常（δEu = 0.20～0.55）（圖4a）。原始地幔歸一化圖中兩個巖體表現出強烈的Ba、Ti、Sr、P、Zr 等元素虧損（圖4b）（表3）。麻坪A 型花崗斑巖鋯石的176Hf/177Hf = 0.281 334～0.281 615，εHf（t）=-16.7～-6.9（鄧小芹等，2015）。包志偉等（2009）對該鄰區龍王?A 型花崗巖開展了Nd-Hf 同位素研究，得出143Nd/144Nd=0.511 278～0.511 616，εNd（t）=-7.2～-4.5，TDM2（Nd）= 2.50～2.30 Ga。巖體中鋯石的Hf 同位素組成為：176Hf/177Hf = 0.281 649～0.281 753，εHf（t）=-5.26～-1.11，TDM2（Hf）=2.60～2.40 Ga。

2.4 ～1.32 Ga A 型花崗巖巖石地球化學特征

～1.32 Ga A 型花崗巖主要分布于華北克拉通北緣渣爾泰—白云鄂博裂陷槽，在其東南緣集寧地區一條東北走向、寬約20 m 的巖脈之中有出露。集寧A 型花崗巖（1 321±15 Ma；Shi et al.，2012）以花崗斑巖為主，具有高硅（SiO2=74.59%～76.26%）、高鉀（K2O = 4.35%～5.13%）的特征（表2）。TAS 分類圖和K2O-SiO2圖解顯示集寧巖體具有高鉀鈣堿性系列花崗巖的特征（圖3a、圖3b）。A/NK 和A/CNK 比值分別為2.24～2.30 和1.3～1.8，顯示過鋁質的特征（圖3c），并表現出鎂質成分的特征（圖3d）。球粒隕石歸一化圖顯示，集寧花崗巖富集輕稀土元素（（La/Yb）N= 6.13～10.26），強烈的Eu 負異常（δEu = 0.06～0.17）（圖4a）。原始地幔歸一化圖顯示該巖體具強烈的Ba、Sr、P 和Ti 虧損，Th、K、Hf 富集的特點（圖4b）（表3）。集寧A 型花崗巖εHf（t）= -8.6～-3.6，TDM2（Hf）= 2.6～2.3 Ga。

3 討 論

3.1 華北克拉通中元古代A 型花崗巖時空分布和成因

通過統計華北克拉通中元古代A 型花崗巖時空展布情況，包括石咀子花崗巖（～1 800 Ma）、嵩山花崗巖（～1 780 Ma）、建平石英正長巖（～1 714 Ma）、長哨營—古北口正長花崗巖（1 753～1 692 Ma）、溫泉花崗斑巖（～1 697 Ma）、密云環斑花崗巖（～1 683 Ma）、麻坪花崗斑巖（～1 600 Ma）、龍王?花崗巖（～1 600 Ma），以及集寧花崗巖（～1 318 Ma）等，發現中元古代A 型花崗巖主要沿北緣渣爾泰—白云鄂博裂陷槽、燕遼裂陷槽和南緣熊耳裂陷槽及晉陜地區分布，且存在明顯的時空分布差異，具體表現為：1）～1.78 Ga A 型花崗巖主要分布于南緣熊耳裂陷槽和晉陜地區；2）～1.70 Ga A型花崗巖主要分布于北緣渣爾泰—白云鄂博和燕遼裂陷槽內；3）～1.60 Ga A 型花崗巖集中于南緣熊耳裂陷槽內；4）～1.32 Ga A 型花崗巖則主要分布在北緣渣爾泰—白云鄂博裂陷槽內。

典型A 型花崗巖具有SiO2、K2O、Fe/Mg，REE（Eu 除外）、Zr、Hf 等不相容元素含量高，Al2O3、CaO、Ba、Sr、Eu 含量低的地球化學特征（Collins et al.，1982），同時高場強元素含量高（Zr+Nb+Ce+Y＞350×10-6）和高Ga/Al 比值（10000Ga/Al＞2.6）（Whalen et al.，1987）。A 型花崗巖屬于堿性和過堿性系列，其中A2型花崗巖中含有豐富的Fe-Mg硅酸鹽礦物，如富鐵黑云母和鈣質角閃石，而A1型花崗巖中含有鈉質角閃石和輝石（Bonin，2007）。在大多數成因方案中，A 型花崗巖和高度分餾的Ⅰ型花崗巖也很難被區分，因為這些巖石的主要元素和礦物成分往往與細晶花崗巖相似（King et al.，1997）。然而在微量元素組成方面，A 型花崗巖中Zr、Nb、Y、REE 和Ga 等富堿性和HFSE 元素富集程度高，且一般認為A 型花崗巖是由無水、高溫長英質巖漿形成的（Clemens et al.，1986）。通過對其元素特征分析，發現幾乎所有樣品都表現出A 型花崗巖特征（圖6a、圖6b）。其中，～1.78 Ga花崗巖顯示A2型花崗巖的特征，～1.70 Ga、～1.32 Ga 顯示A1型花崗巖的特征，～1.60 Ga 花崗巖具有A1和A2兩種特征（圖6c、圖6d）。4 期花崗巖具相似的微量元素蛛網圖和稀土元素配分圖（圖4a、圖4b）：稀土元素配分圖顯示負Eu 異常，明顯的“右傾”稀土元素配分模式，微量元素蛛網圖顯示強烈的Ba、Nd、Sr、P 和Ti 的負異常，為判定其為A 型花崗巖提供重要依據。

A 型花崗巖的成因是多樣的，包括：1）來源于下地殼，經過熔體析離后的麻粒巖重新部分熔融形成（Collins et al.，1982；Clemens et al.，1986；Whalen et al.，1987），或者由富含石英、斜長石的石英閃長巖、英云閃長巖和花崗閃長巖部分熔融形成（Anderson and Bender，1989；King et al.，1997；Dall'Agnol et al.，2012）；2）來源于地幔源區，由底侵的玄武質巖漿及其演化物分離結晶形成（Frost and Frost，1997；Frost et al.，1999）；3）來源于殼幔巖漿的混合作用（Mingram et al.，2000）?？傮w來看，華北克拉通中元古代A 型花崗巖普遍具有較高的SiO2含量（67.03%～75.9%）和較低的MgO 含量（0.1%～0.8%），因而不可能直接來源于地幔橄欖巖的部分熔融。分析結果顯示：1） ～1.78 Ga 石咀子花崗巖Rb/Sr 值（0.95～2.66）遠高于原始地幔平均值（0.03），同時La/Nb值（4.38～6.61）遠大于1，體現出和幔源巖漿的明顯差異。梅家溝花崗巖負εNd（t）值（-8.62～-6.10）則說明源巖可能來自于地殼的部分熔融（圖5b）。結合同期基性巖墻同位素組成（εNd（t）= -5.5～-0.6），說明該期花崗巖不可能來自于幔源巖漿直接演化而成（Peng et al.，2015）。2） ～1.70 Ga 建平花崗巖具負εHf（t）值（-6.2～-4.0），與同期大廟斜長巖相近（εHf（t）= -7.5～-5.0），表明其可能來源于地殼（Zhang et al.，2007）。而固陽花崗巖εHf（t）值（-1.84～+6.08）以正值為主，同時存在較小負值，結合其單階段模式年齡和二階段模式年齡認為其源區為新生地殼，且可能受古老地殼混染（圖5a、圖5b）。3） ～1.60 Ga 龍王?εHf（t）值（-5.26～-1.11）、εNd（t）值（-7.2～-4.5）和麻坪花崗巖負的εHf（t）值（-16.7～-6.9）表明它們更可能來源于古老地殼，且很可能源區不完全相同。4）～1.32 Ga 集寧花崗巖具有負的εHf（t）值（-8.6～-3.6）表明其來源于下地殼。地殼模式年齡為2.6～2.3 Ga，以及北緣同期輝綠巖墻的大規模存在，為證明該花崗巖來源于上地幔底侵熔融地殼提供可能（李懷坤等，2009；Zhang et al.，2012）。結合LILE 和HFSE 的虧損是來自地殼源花崗巖的典型特征，表明這4 期花崗巖的形成可能與地殼變薄有關，符合其處于裂谷背景的解釋（Whalen et al.，1987；Eby，1990）。因此，我們認為華北克拉通中元古代A 型花崗巖源于地殼物質的部分熔融，可能與同期裂谷作用導致的巖漿底侵提供熱源有關。

圖5 華北克拉通中元古代A 型花崗巖鋯石εHf（t）（a）、εNd（t）（b）與鋯石U-Pb 年齡圖解（數據據Shi et al.，2012；鄧小芹等，2015；Xu et al.，2017；Wang et al.，2020；Mu et al.，2022）Fig.5 Zircon εHf（t）（a），εNd（t）（b）and zircon U-Pb ages of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton（data from Shi et al.，2012；Deng et al.，2015；Xu et al.，2017；Wang et al.，2020；Mu et al.，2022）

3.2 華北克拉通中元古代A型花崗巖成巖構造環境

大量研究表明，A 型花崗巖的形成多與活動大陸弧、弧后伸展、碰撞后伸展以及板內裂谷等構造背景有關（Collins et al.，1982；Shellnutt and Zhou，2007；Chen et al.，2015）。Eby（1992）將A 型花崗巖分為A1型（Y/Nb＜1.2）和A2型（Y/Nb＞1.2）兩個亞類，代表不同的構造背景。A1型花崗巖代表了來自OIB 型巖漿源，被認為是板內裂谷作用時侵位的結果，且多與同時代的鐵鎂質巖墻有關，也可能是地幔柱或熱點活動的結果，標志著裂谷作用的開始；A2型花崗巖可能與碰撞后伸展、弧后拉張等機制相關，可能代表著造山結束后伸展過程的開始。

（1）～1.78 Ga 花崗巖（A2型），在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 環境判別圖上顯示其具有板內花崗巖的特征（圖7a、圖7b），指示其形成于造山后伸展環境。這與同期汝陽上店花崗斑巖（師江朋等，2017）、小秦嶺貴家峪二長花崗巖（Deng et al.，2016）、摩天寨—登封花崗巖（Zhao et al.，2009；師江朋等，2017）以及隴縣段家峽花崗巖（Xu et al.，2017）特征相似，總體都表現出造山后伸展的特點，揭示華北克拉通古元古代末期的碰撞造山事件至少在該時期前已結束。Zhai（2011）認為～1.77 Ga 發育的熊耳群火山巖和晉冀蒙地區基性巖墻群是華北克拉通化后的初始裂解標志。也有學者認為，同時期熊耳火山巖、基性巖墻群的巖漿源區來自俯沖交代巖石圈地幔的部分熔融，支持在中元古代前存在俯沖碰撞事件，表明該時期A 型花崗巖可能形成于克拉通化后，造山結束初始拉張階段（彭澎等， 2004； Zhao et al.， 2005； Jiang et al.，2011；李猛等，2013；茍鈞壹等，2023）。

（2）～1.70 Ga 花崗巖（A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 環境判別圖上顯示其具有板內花崗巖的特征，指示其形成于非造山、陸內裂谷環境（圖7a、圖7b）。與同期固陽瓦窯石英二長巖（王惠初等，2012）、懷柔蘭營石英正長巖（Zhang et al.，2007）相似，都表現出非造山環境的特點。前人曾報道中元古代早期堿性侵入巖多為斜長巖、環斑花崗巖等一套非造山侵入巖組合（AMCG），也被稱為后造山事件的巖漿組合（陸松年等，2002；Hou et al.，2008）。但隨著更多證據表明，AMCG 巖石組合或許不再局限于承德、赤城和密云等地區，而是東起建平、西至固陽地區，呈一條長約1 000 km的1.72～1.67 Ga 非造山巖漿巖帶，可能是代表著Columbia 超大陸裂解的產物（相振群等，2020）。

（3）～1.60 Ga 花崗巖（A2-A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 構造環境判別圖上顯示其具有板內花崗巖的特征（圖7a、圖7b），Nb-Y-Ce、Nb-Y-3Ga（圖6c、圖6d）圖解顯示麻坪和龍王?花崗巖具有A2向A1的過渡狀態，表明該階段華北克拉通南緣可能處于造山后伸展至陸內裂谷環境過渡階段。其中，麻坪巖體表現出A2型造山后伸展環境的特點，而龍王?巖體表現出A1型非造山陸內裂谷環境的特點。結合華北克拉通南緣～1.60 Ga 之前的A 型花崗巖（A2，～1.78 Ga）和～1.60 Ga 之后的A 型花崗巖特征（A1，1.52 Ga；張家坪巖體；Deng et al.，2016），發現1.60 Ga 可能作為克拉通南部中元古代構造體制轉換的關鍵節點，即為造山后伸展到非造山陸內伸展的轉折點。并與大紅峪組粗面安山巖和玄武巖（高林志等，2008；張健等，2015）、團山子組粗面安山巖（張健等，2015），以及魯西地區泰山花崗巖—綠巖帶等（Lu et al.，2008；相振群，2014）是近乎同期的巖漿活動事件，指示華北克拉通早中元古代期間存在大規模裂解事件。

圖6 華北克拉通中元古代A 型花崗巖地球化學特征判別圖（數據據表3）a.FeOT/MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）（Whalen et al.，1987）；b.Zr-10000Ga/Al（Whalen et al.，1987）；c.Nb-Y-Ce（Eby，1992）；d.Nb-Y-3Ga（Eby，1992）Fig.6 Geochemical characteristics of Mesoproterozoic A-type granites in North China Craton（data from Table 3）

圖7 華北克拉通中元古代A 型花崗巖構造環境判別圖解（底圖據Pearce et al.，1984；數據據表3）WPG.板內花崗巖；ORG.洋脊花崗巖；VAG.火山弧花崗巖；syn-COLG/post-COLG.同碰撞/碰撞后花崗巖Fig.7 Discrimination diagram of tectonic environment of Mesoproterozoic A-type granite in North China Craton（according to Pearce et al.，1984；data from Table 3）

（4）～1.32 Ga 花崗巖（A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 構造環境判別圖上顯示其具有板內花崗巖的特征（圖7a、圖7b），指示其形成于非造山陸內裂谷環境。作為陸內裂谷作用期間巖漿侵位的產物，A1型花崗巖通常與大量基性巖同時期形成（Eby，1992）。其與朝陽霧迷山組和鐵嶺組輝綠巖（Zhang et al.，2012）以及承德下馬嶺組輝綠巖（李懷坤等，2009）在內的同期基性巖墻群一樣，指示其成因可能與地幔柱或熱點有關。

3.3 華北克拉通中元古代4 期A 型花崗巖的厘定對Columbia 超大陸裂解過程的指示意義

華北克拉通參與了Columbia 超大陸裂解的過程，然而其裂解時間和機制仍存在不少爭議（Rogers and Santosh， 2002； Ernst et al.， 2008；Hou et al.，2008；Zhai and Santosh，2011；彭澎等，2018；Huang et al.，2021）。華北克拉通中元古代A 型花崗巖作為酸性端元之一，其高溫低壓的形成條件標志著伸展環境，時間主要集中于1.80～1.30 Ga，空間主要局限在裂陷槽內（張健等，2021）。盡管有學者認為，地幔柱模型不能合理解釋華北克拉通裂解的原因（Zhao et al.，2005；He et al.，2008），但同樣有證據表明中元古代早期玄武巖具有大陸洪泛玄武巖的特征，認為是地幔柱活動的產物（胡俊良等，2007；Wang et al.，2014b；Wang et al.，2019；Zhong et al.，2021），為華北克拉通A 型花崗巖形成于巖漿底侵、地殼熔融提供條件。

從時空關系來看，華北克拉通南緣在克拉通化后～1.78 Ga 初次大規模裂解過程中，與同期熊耳火山巖、基性巖墻群以及大規?；◢弾r巖體侵入一樣，共同響應于超大陸裂解的早期階段；～1.60 Ga 南緣構造體制開始由造山后伸展過渡為陸內裂谷階段，這似乎也與南緣從1.60 Ga 以后直至中奧陶世一直處于穩定碳酸鹽巖陸架環境基本吻合，指示了華北克拉通南緣的一次環境突變（陸松年等，2003）。北緣～1.70 Ga A 型花崗巖以及AMCG 巖石組合代表著華北克拉通在中元古代早期持續裂解的具體表現；～1.32 Ga A 型花崗巖活動可能代表著超大陸裂解的晚期階段，同期基性巖墻的廣泛發育與之呼應（Zhao et al.，2002；Hou et al.， 2008； 劉超輝等， 2015； Peng et al.，2015）。整體來看，這4 期A 型花崗巖為證明華北克拉通參與了Columbia 超大陸裂解過程提供了重要的依據。

4 結 論

（1）華北克拉通中元古代主要發育～1.78 Ga、～1.70 Ga、～1.60 Ga 和～1.32 Ga 等4 期A 型花崗巖?！?.78 Ga 和～1.60 Ga A 型花崗巖主要分布在南緣熊耳裂陷槽和晉陜地區，～1.70 Ga和～1.32 Ga A 型花崗巖主要分布于北緣渣爾泰—白云鄂博和燕遼裂陷槽。

（2）4 期A 型花崗巖主要源于地殼物質的部分熔融，可能與同期伸展作用導致的巖漿底侵提供熱源有關。位于南緣～1.78 Ga 和～1.60 Ga 花崗巖分別指示中元古代南緣早期造山后伸展構造背景和中期造山后伸展過渡到陸內裂谷構造背景。北緣～1.70 Ga 和1.32 Ga 花崗巖則可能代表華北克拉通北緣早期持續陸內裂谷環境以及晚期裂解的響應。

（3）4 期A 型花崗巖整體記錄了華北克拉通中元古代早期造山后伸展和晚期陸內裂谷的演化序列，支持華北克拉通參與了Columbia 超大陸的裂解過程。