华北克拉通北部密云地区古元古代基性侵入岩形成时代与岩石成因

杨泽宇，李珊珊，何登洋，习泽晨，邱昆峰,2

1. 中国地质大学 地球科学与资源学院，北京 100083；2. 中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

0 引言

华北克拉通密云地区位于燕辽裂陷槽南部，发育与燕辽裂谷形成有关的基性、酸性侵入岩和火山岩[1--2]。这些基性、酸性侵入岩和火山岩的形成被认为与哥伦比亚超大陆的裂解有关[3--4]。前人通过地球化学、锆石U--Pb--Hf、Nd同位素等手段对密云地区古元古代晚期花岗斑岩和火山岩开展了大量研究，但其构造背景和岩浆源区存在争议，包括4种认识：后碰撞伸展环境下岩石圈地幔岩浆及太古代地壳的部分熔融[5--6]；非造山环境与地幔柱作用相关的富集地幔岩浆[7--10]；后造山环境下交代的岩石圈地幔岩浆[11]；伸展环境下交代岩石圈地幔岩浆[12--13]。

基性侵入岩能够记录岩石圈地幔和软流圈地幔的重要信息，并且能够在较长时间稳定存在且不发生明显构造变形，是研究大陆演化的时间标尺和构造标志[3, 14]。基性侵入岩墙通常形成于伸展构造背景，岩浆来源于岩石圈地幔和软流圈，其成因包括富集地幔部分熔融、基性岩浆与陆壳混染、岩浆混合等[15--16]。基性岩墙群长期稳定的特性可以作为不同事件的“条形码”，将不同陆块的同一地质事件进行匹配并重建其几何结构，可以构建超级大陆的框架，为超大陆的构建提供依据[17--19]。因此，本文试图通过密云地区古元古代晚期基性侵入岩锆石U--Pb年代学及锆石微量元素地球化学研究，探讨其岩浆源区、岩石成因及其地质意义。

1 区域地质背景

华北克拉通位于欧亚大陆东部，其形状大致为倒置的三角形，面积约为3.0×106km2，是中国最大的前寒武纪克拉通之一，也是中国大陆的主要构造单元[6, 20](图1a)。华北克拉通记录了从太古宙到显生宙漫长而又复杂的地质演化史，具有早前寒武纪变质结晶基底和中新元古代以来沉积盖层的二元结构格局[21--22]。冀东地区始太古代早期—冥古宙4.0 Ga碎屑锆石和3.8 Ga TTG岩石的重大发现，均说明了华北克拉通具有至少4.0 Ga的演化历史[23--25]。华北克拉通在太古代经历了两次重要的陆壳生长期，第一期为2.9～2.7 Ga，形成了TTG片麻岩和花岗岩--绿岩带，被称为陆壳巨量生长期[3--5, 8, 22, 26--27]；第二期为2.6～2.5 Ga，发育较多的火山作用和沉积作用，形成新太古代绿岩带，大量的壳熔花岗岩和TTG片麻岩，存在广泛的麻粒岩相--角闪岩相变质作用，并且有镁铁质岩墙和花岗岩脉群侵入[6, 28]。华北克拉通新太古代晚期构造背景存在不同观点[20, 29]，一种观点认为新太古代构造岩浆事件为岛弧岩浆作用模式，即新太古代晚期由于碰撞造山作用形成碰撞造山带；另一种观点认为新太古代晚期岩浆作用由地幔柱或岩浆底侵引发。赞皇杂岩2.5 Ga营等钾质花岗岩的形成，标志着太古宙末岩浆活动结束[30]。华北克拉通在2.5～2.35 Ga为构造静寂期，2.3～1.95 Ga经历了一次基底残留洋盆与陆内拉伸--裂解事件[3]，约1.85 Ga经历了结晶基底抬升，导致角闪岩--麻粒岩相变质作用[31--34]。随后，在1.8～1.6 Ga期间一直处于伸展状态，发育多期裂谷，伴随有周期性板内岩浆活动，与哥伦比亚超大陆初期裂解有密切联系[10, 35--38]。自古元古代末吕梁运动(1.8 Ga)之后，华北克拉通构造背景由碰撞挤压转换为拉张伸展，形成燕辽裂陷槽，同时发育豫陕裂陷槽、渣尔泰--白云鄂博裂陷槽[1, 22, 39]。

研究区位于华北克拉通北缘中段，燕山中新生代陆内造山带密怀隆起东部，区内出露地层时代主要为新太古代、古元古代和中生代[1, 21](图1b)。其中，太古宙地层自下而上主要为密云群和四合堂群[40]。密云群和四合堂群中大量的片麻岩基本为正片麻岩，而表壳岩(地层)呈包体或残片形式分布于正片麻岩中。密云地区元古界为拉张伸展的构造背景[2]，地层由下到上出露长城系和蓟县系。长城系自下而上划分为常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组和高于庄组，岩性以陆相--浅海相碎屑沉积岩为主[3]。蓟县系以浅色白云岩、含燧石条带白云岩为主，有大量叠层石，含少量砂页岩。中生代为稳定沉积盖层演化阶段，主要出露有正长岩、花岗岩和闪长岩等[40]。

图1 华北克拉通(a)和密云地区地质简图(b) [29, 40] Fig.1 Sketch geological map of North China Craton (a) and Miyun area (b)

2 样品描述

样品采自北京市密云地区霍各庄铁矿床矿坑南矿段，辉绿岩以陡立岩脉形式侵入正长花岗岩中(图2a)，辉长苏长岩以岩墙形式出露，与正长花岗岩接触，但接触边界烘烤边和冷凝边现象并不明显(图2b)。本文研究的基性侵入岩样品包括1件辉绿岩(19MY25)和1件辉长苏长岩(19MY28)。

辉绿岩样品(19MY25)风化面为灰白色，新鲜面为灰黑色，辉绿结构(图2c，图3a、b)，矿物组合为斜长石(60%)和单斜辉石(40%)，副矿物有磷灰石、锆石，局部可见方解石细脉(图2c)。单斜辉石呈柱状、六边形板状，均匀分布在斜长石间，粒度在100～200 μm之间，属细粒结构。

辉长苏长岩样品(19MY28)呈灰绿色，辉长辉绿结构(图2d)，主要矿物为斜长石(50%)、紫苏辉石(30%)和单斜辉石(20%)，副矿物有磷灰石、锆石。斜长石呈板状、柱状均匀分布，常发育聚片双晶，长度约800 μm以上，可见绿泥石化蚀变。紫苏辉石呈半自形柱状，被斜长石穿切(图3c、d)。单斜辉石和紫苏辉石粒度约为400 μm，属中粗粒结构，且斜长石显著地较辉石自形。

图2 密云辉绿岩(a),辉长苏长岩(b)野外照片及辉绿岩(c),辉长苏长岩(d)手标本照片Fig.2 Outcrops of disbase (a) and gabbronorite (b), hand specimen of diabase (c) and gabbronorite (d) samples in Miyun area

Cpx.单斜辉石; Hyp.紫苏辉石; Pl.斜长石。图3 密云地区辉绿岩(a, b)和辉长苏长岩(c, d)显微岩相学特征Fig.3 Photomicrographs of diabase (a, b) and gabbronorite (c, d) samples in Miyun area

3 分析方法

辉绿岩(19MY25)和辉长苏长岩(19MY28)样品的锆石单矿物挑选和制靶在北京前寒武科技有限公司完成。锆石单矿物挑选为手工挑选，样品经颚式破碎机粗碎、对辊破碎机细碎到一定目数后，由人工淘洗、烘干或室温自然阴干，采用重液和电磁选方法分离出特定重矿物，在双目显微镜下逐粒挑选出指定矿物。制靶是由人工在双目显微镜下将单矿物颗粒按顺序依次摆放整齐后，经环氧树脂包埋镶嵌，打磨、抛光、清洗成靶样，在偏光显微镜下拍透射光和反射光图像、在扫描电镜下拍阴极发光(CL)。

锆石U--Pb定年分析在北京燕都中实测试技术有限公司进行，本次测试锆石微量元素含量和同位素定年利用LA--ICP--MS同时分析完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP--MS为布鲁克M90，实验剥蚀直径选择30 μm。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度。U--Pb同位素定年中采用锆石标样91500和Plesovice作为外标进行同位素分馏矫正，实验仪器具体介绍和实验流程详见Geng et al.[41]。对锆石样品的U--Pb年龄谐和图绘制采用软件ISOPLOTR绘制U--Pb谐和图，利用Isoplot软件进行207Pb/206Pb加权平均年龄的计算。

锆石微量元素含量利用SRM610作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算。这些NIST玻璃中元素含量的推荐值据georem U--Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5～10个样品点，分析2次91500标样，并对Plesovice分析一次作为监控，91500及Plesovice标样均符合推荐值[42--43]。锆石样品的U--Pb年龄谐和图绘制采用IsoplotR完成，普通铅校正使用Andersen[44]方法完成。

4 测试结果

4.1 锆石U--Pb年代学

辉绿岩(19MY25)样品锆石，多呈半自形，晶体长宽比介于(1∶1)～(1∶2)之间，锆石粒径多为(50×120～100×190)μm，锆石内部结构较清晰，发育较宽的条带形、扇形环带，为典型的基性岩浆锆石[45--46](图4a)。锆石Th含量为8×10-6～91×10-6，U含量为18×10-6～168×10-6，Th/U比值为0.27～0.72。对该样品37颗锆石进行了U--Pb同位素分析，40个点的谐和图如图4b所示，除去一个继承锆石外，取其中谐和度较好的39个点做加权平均年龄(图4c)，39个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1 671±12)Ma(n=39，MSWD=0.11)，代表了岩浆侵位年龄(表1)。

表1 辉绿岩样品LA--ICP--MS锆石U--Pb定年结果 Table 1 LA--ICP--MS zircon U--Pb dating of diabase

辉长苏长岩(19MY28)样品锆石，呈不规则他形，晶体长宽比介于(1∶1)～(1∶2)，锆石粒径在(40×100～110×230)μm间，锆石内部可见较宽的扇形环带和条带形环带，为典型的基性岩浆锆石[45--46](图4a)。锆石Th元素含量在12×10-6～70×10-6之间，U元素含量在12×10-6～107×10-6之间，Th/U比值分布在0.45～0.79之间。对该样品31颗锆石进行了U--Pb同位素分析，32个点的谐和图如图4d所示，除去其中1枚继承锆石和3个谐和度较低的点外，选择其中28个谐和程度较高的点做加权平均年龄(图4e)，207Pb/206Pb加权平均年龄为(1 673±16)Ma(n=28，MSWD=0.10)，代表了岩浆侵位年龄(表2)。

表2 辉长苏长岩样品LA--ICP--MS锆石U--Pb定年结果Table 2 LA--ICP--MS zircon U--Pb dating of gabbronorite

图4 辉绿岩和辉长苏长岩中典型锆石阴极发光图(a)、19MY25辉绿岩LA--ICP--MS U--Pb 同位素年龄谐和图(b)与其加权平均年龄图(c)、19MY28辉长苏长岩LA--ICP--MS U--Pb 同位素年龄谐和图(d)与其加权平均年龄图(e)Fig.4 Representative CL images of zircon grains separated from diabase and gabbronorite samples (a)， LA--ICP--MS U--Pb concordia diagram of zircon from diabase (b) and weighted average diagram of zircon from diabase (c)，LA--ICP--MS U--Pb concordia diagram of zircon from gabbronorite (d) and weighted average diagram of zircon from gabbronorite (e)

4.2 锆石微量元素特征

辉绿岩(19MY25)中锆石的总稀土含量为217×10-6～1 793×10-6。轻稀土含量为11×10-6～63×10-6，重稀土含量主要为307×10-6～1 057×10-6。稀土元素球粒陨石标准化配分模式图具有左倾特征(图5a)，LREE/HREE为0.03～0.15，轻重稀土元素分异明显。锆石(La/Yb)N、(La/Sm)N、(Ce/Yb)N和(Gd/Yb)N比值均低于0.1，具有明显Ce正异常(1.10～153.06)与Eu负异常(0.02～0.25)(表3)。

辉长苏长岩(19MY28)中锆石的总稀土含量为248×10-6～1 529×10-6。轻稀土含量为10×10-6～424×10-6，大部分轻稀土元素含量为11×10-6～54×10-6，重稀土含量为237×10-6～1 451×10-6。稀土元素球粒陨石标准化配分图解具有左倾特征(图5b)，LREE/HREE大部分为0.03～0.05，轻重稀土元素分异明显，锆石(La/Yb)N、(La/Sm)N、(Ce/Yb)N和(Gd/Yb)N大部分比值均低于0.01，具有明显Ce正异常(1.06～29.60)和弱Eu负异常(0.03～0.20)(表4)。

图5 辉绿岩(19MY25)(a)和辉长苏长岩(19MY28)(b)稀土元素球粒陨石标准化图解 [47--48] Fig.5 Chondrite normalized REE patterns of zircon grains in diabase (a) and gabbronorite (b)

5 讨论

5.1 华北克拉通北部密云地区古元古代晚期岩浆事件

华北克拉通在古元古代晚期形成了大量以太行岩墙群(～1 780 Ma)、密云岩墙群(～1 670 Ma)、泰山岩墙群(～1 620 Ma)和莱芜岩墙群(～1 680 Ma)为代表的基性岩墙群，岩性以辉长岩和辉绿岩为主(图6a)[8]。前人通过岩石学和地质年代学研究，将华北克拉通基性岩浆活动时代划分为两期[49--52]，其峰期年龄分别为～1.77 Ga和～1.67 Ga。本文辉绿岩结晶年龄为(1 671±12)Ma，辉长苏长岩结晶年龄为(1 673±16)Ma，在形成时代上与华北克拉通古元古代晚期的第二期基性岩浆事件对应。

前人对密云地区的花岗质岩石进行了广泛的研究，高维等[53]利用SHRIMP对北京密云环斑花岗岩锆石进行测试，获得锆石U--Pb年龄为(1 685±15)Ma。李怀坤等[9]通过LA--ICP--MS对北京密云花岗斑岩岩脉进行高精度锆石U--Pb测年，获得其～1 670 Ma的成岩年龄。杨进辉等[6]通过使用LA--ICP--MS对密云环斑花岗岩进行锆石U--Pb年代学研究，得到密云环斑花岗岩形成于(1 681±10)Ma和(1 679±10)Ma。以上研究表明密云地区酸性岩浆作用主要集中于～1.68 Ga，与本文基性侵入岩～1.67 Ga的侵位时间相一致，由此可见密云地区晚元古代岩浆作用具有双峰式岩浆作用特征。高维等通过对密云环斑花岗岩的研究，认为其形成于非造山环境，并且与全球各个古大陆内部或边缘出露的环斑花岗岩具有相近的年龄和相同的构造环境，与哥伦比亚超大陆的裂解有关[10, 13, 53]。

华北克拉通古元古代晚期酸性和基性岩浆作用，与世界上其他古老克拉通岩墙群的侵位在时间尺度上具有一定的耦合关系(图6b)。古元古代晚期(1.68～1.67 Ga)环斑花岗岩和基性岩墙群，在其他的克拉通板块中同样有体现。如澳大利亚北部BrokenHill地块大陆裂谷Willyama超群中具有1.69～1.67 Ga 的双峰式岩浆作用[54]，Eastern Creek发育有1.79～1.76 Ga的基性火山岩墙和岩脉[55]；西伯利亚南部报道了1.64 Ga的基性岩浆作用[56]；劳伦大陆的麦维湾(Melville--Bugt)具有1.63 Ga的双峰岩浆作用[57]；位于波罗地大陆的Hame报道有1.64～1.67 Ga的基性岩浆作用[58]；西非大陆Zenaga 和 Agadir Melloul群内也发育1.65 Ga的基性岩墙[59]。这些在各个古老克拉通出露的1.80～1.60 Ga基性岩浆岩，标志着非造山的拉张伸展构造环境，与哥伦比亚超大陆裂解有关，华北克拉通广泛发育的基性岩墙群，表明其是哥伦比亚超大陆的一部分，基性岩浆岩作用与其裂解有密切联系[3, 10]。

5.2 岩石成因

辉绿岩和辉长苏长岩样品中的锆石在阴极发光图中呈较宽的扇形、条带形振荡环带和半自形结构，Th/U比值主要落在0.1～1.0之间(图7)。此外，锆石微量元素表现为亏损轻稀土元素，富集重稀土元素，同时显示Ce正异常和Eu负异常，均说明基性侵入岩样品的锆石为典型基性岩浆成因锆石[61--62]。

锆石的Ce正异常和Eu负异常可以反映锆石结晶的物理化学条件[63--64]。密云基性侵入岩锆石中Ce相对于La和Pr富集，指示氧化条件；Eu相对于Sm和Gd亏损，指示还原条件[65]。两种异常(分别指示氧化环境与还原环境)在同一样品的锆石中同时出现，暗示氧逸度不是控制岩浆Ce、Eu异常的唯一条件[66]。岩浆锆石结晶时斜长石的分离结晶会带走大量Eu，从而导致锆石Eu负异常[67]。辉绿岩和辉长苏长岩的锆石Ce正异(1.97～47.31)和Eu负异(0.02～0.15)，说明锆石结晶前和结晶过程中岩浆发生了斜长石的分离结晶[68]。

幔源岩浆锆石的重稀土元素Yb和Lu富集是球粒陨石值的700～1 000倍，Eu的负异常不明显；而壳源锆石重稀土元素Yb和Lu富集可达数千倍，且有明显Eu的负异常[48](图5)。本文基性侵入岩锆石半数以上重稀土富集达到球粒陨石值的1 500～2 000倍，且有明显的Eu元素负异常，与壳源岩浆锆石特征有相似之处(图6)，剩余锆石重稀土值富集为球粒陨石值的700～1 000倍，较好的符合幔源锆石特征，说明密云地区基性侵入岩岩浆不是单一的幔源岩浆，而是在地幔岩浆上涌的过程中有下地壳物质加入，导致锆石中Yb和Lu含量增加，Eu含量亏损。辉长苏长岩和辉绿岩锆石具有Eu负异常(0.02～0.15)，轻稀土元素亏损，重稀土元素富集，表明基性岩浆形成过程中可能有大陆下地壳与岩石圈地幔的相互作用[69]。李云[70]通过全岩Sr--Nd分析发现密云1 680 Ma基性岩墙群的εNd(t)在0～4之间，全岩稀土配分型式呈现轻稀土富集的特征，富集大离子亲石元素和亏损高场强元素，认为密云岩墙群岩浆源区来自于地幔。胡俊良等[8]通过岩石地球化学的方法，报道了北京密云—平谷地区的古元古代晚期高钾火山岩富集轻稀土和大离子亲石元素(Rb，Ba，K等)，贫高场强元素(Th，Zr，Hf，HREE等)，弱亏损Nb、Ta、Hf和REE的特征，提出其岩浆来源于富集地幔源区。因此，本文认为密云基性岩浆来源于岩石圈地幔部分熔融的富集地幔源区，推测幔源岩浆上升过程中有下地壳物质的混入。

5.3 构造背景

锆石U/Yb的值在一定程度上可以区分大陆锆石和洋中脊锆石，U/Yb的值较高(>0.1)指示大陆锆石，地壳源区的锆石U/Yb比值一般>1.0，地幔源区的锆石比值多在0.5～1.0之间，比值较低(<1.0)则指示洋中脊锆石[71]。辉绿岩和辉长苏长岩的锆石U/Yb比值大部分位于0.1～1.0之间，在锆石U/Yb--Hf图解中主要落在大陆锆石和洋中脊锆石重叠区域(图8a)。锆石Gd/Yb值大部分位于0.06～0.11之间，Yb元素含量位于100×10-6～600×10-6之间，主要落在大陆热点与MORB和裂谷环境重叠区域[62, 72](图8b)。因此，本文认为辉长苏长岩和辉绿岩岩浆源区来源于地幔源区，锆石微量元素特征暗示其形成的构造背景可能为拉张裂谷环境。

图8 幔源锆石构造背景判别图解U/Yb--Hf(a)图解和锆石Gd/Yb--Yb(b)图解 [62, 71]Fig.8 U/Yb--Hf (a) diagrams to differentiate zircons from different mantle originated basalts and Gd/Yb--Yb (b) diagrams to distinguish source of zircon

密云地区除了发育有古元古代晚期辉长苏长岩和辉绿岩，还有同时期的正长花岗斑岩和环斑花岗岩等花岗质岩石出露，为典型的双峰式火山岩(基性岩--酸性岩)组合，这也进一步表明其形成构造环境为拉张伸展环境[8, 73]。关于华北克拉通古元古代晚期的演化历史，翟明国等认为华北陆块在1.9～1.8 Ga期间的吕梁运动记录了东西陆块碰撞拼合，形成华北克拉通，之后在伸展环境下长城系开始沉积，进入稳定盖层发育期[33]。1.8～1.6 Ga期间，华北克拉通在拉伸环境下造成了强烈火山喷发和裂谷沉积作用，形成了一系列裂谷或裂陷槽盆地，在华北陆块南部形成了熊耳火山群，西北部形成了扎尔泰群[16, 74--75]。此外，在1.8～0.75 Ga期间，华北克拉通具有多期拉张和大陆裂谷作用，说明华北克拉通在该时期处于阶段性持续拉张的过程[31, 76--77]。1.8～1.7 Ga的熊耳裂谷期、1.7～1.2 Ga的燕辽裂谷期和1.0～0.8 Ga的徐怀裂谷期均代表了华北克拉通基底统一后的长期裂谷时期[3]。

综上所述，本文认为密云地区基性侵入岩是在古元古代晚期燕辽裂陷槽的拉张伸展环境下形成，其成因是在软流圈上涌作用下，岩石圈地幔部分熔融发生交代富集，富集地幔岩浆在燕辽裂陷槽的拉张伸展环境中不断上升，并混染了部分熔融的下地壳物质，最终在长城系地层初始沉积时期喷发冷凝结晶形成基性侵入岩辉长苏长岩和辉绿岩岩墙(图9)。

图9 密云地区基性岩浆演化示意图[78] Fig.9 Cartoon models illustrating petrogenesis of mafic intrusive rocks in Miyun area

6 结论

(1)密云基性侵入岩结晶年龄为1 673～1 671 Ma，对应约1.67 Ga的华北克拉通古元古代基性岩墙侵入事件，且与全球其他克拉通的基性岩墙群形成时间具有一定的耦合性，表明华北克拉通可能为哥伦比亚超大陆的一部分。

(2)密云基性岩浆来源于岩石圈地幔部分熔融的富集地幔源区，与该地区广泛发育的中酸性岩石，构成双峰式岩浆作用，形成于古元古代燕辽裂陷槽的拉张伸展环境。