华北密云地区早中元古代正长花岗斑岩岩石成因

习泽晨，李珊珊，何登洋，杨泽宇，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

华北克拉通东部和西部陆块在约1.85 Ga沿中部造山带碰撞拼合标志着统一结晶基底的形成，随后在约1.8 Ga其构造背景由挤压环境转变为伸展环境[1--4]。密云地区位于华北克拉通北缘中段(图1)，在早中元古代形成了大量A型环斑花岗岩[5]。前人[5--8]研究认为，密云环斑花岗岩形成于1 700～1 680 Ma期间，属于AMCG(斜长岩--纹长二长岩--紫苏花岗岩--花岗岩)岩系，表明其形成于伸展环境。因此，密云地区在早中元古代的伸展过程从1 700 Ma开始，至少持续到1 680 Ma。然而，前人[5, 7]对密云地区在早中元古代伸展过程的认识多基于A型环斑花岗岩的研究，认为其形成于伸展环境，对区域内正长花岗斑岩研究较少，探讨正长花岗斑岩成因有助于进一步了解密云地区在早中元古代的伸展过程。

图1 华北克拉通地质简图 [22--23]Fig.1 Sketch geological map of North China Craton

本文以密云地区霍各庄铁矿出露的正长花岗斑岩为研究对象，通过岩石学、岩相学、锆石U--Pb年代学、锆石微量元素地球化学和锆石Ti温度计研究，并结合前人研究资料，为密云地区在早中元古代的伸展过程提供新的年代约束。

1 区域地质背景

华北克拉通至少存在4.0 Ga的地质演化历史[9--10]；在约3.8～3.2 Ga期间形成古老陆核[11]； 在2.9～2.7 Ga期间，通过陆壳增生的方式围绕古老陆核生长形成微陆块[12--15]；在新太古代晚期(2.6～2.5 Ga)，伴随火山作用、沉积作用以及麻粒岩相--角闪岩相变质作用，形成登封、红透山等绿岩带，基本实现克拉通化[14, 16]；在2.3～1.95 Ga期间，经历了基底残留洋盆与陆内拉伸--裂谷事件[17]；在1.95～1.9 Ga期间，经历了挤压构造事件，形成胶辽活动带、丰镇活动带和晋豫活动带[15]；在约1.82～1.6 Ga期间，先后经历了麻粒岩相--角闪岩相结晶基底抬升、角闪岩相退变质作用和熊耳群、长城系地层的不整合覆盖[14, 18]； 约1.78 Ga的大火成岩事件中形成了太行--吕梁基性岩墙群、熊耳裂谷火山岩系和密云--北台基性岩墙群[19]；在1.72～1.62 Ga期间，转为非造山岩浆活动，形成大庙杂岩体、密云环斑花岗岩和大红峪组火山岩等[8, 20--21]。

密云地区位于华北克拉通北缘中段，主要由太古宙晚期TTG片麻岩、变质火山岩和变质沉积岩以及元古宙环斑花岗岩组成[24--27]。其中，TTG片麻岩、变质火山岩和变质沉积岩大约形成在2.6～2.5 Ga期间[24]，环斑花岗岩大约形成在1.7～1.68 Ga期间[5--8]。密云地区出露的地层主要有古太古代四合堂群(自下而上依次为阳坡地组、宋营子组、西湾子组和山神庙组)、新太古代密云群(自下而上依次为沙厂组、苇子峪组和大漕组)、中元古代长城系和中元古代蓟县系[28--29](图2)。其中，太古代地层岩性主要以变粒岩和片麻岩为主；中元古代长城系以陆相--浅海相碎屑沉积为主；中元古代蓟县系岩性以白云岩为主[28]。密云地区在大约2.8 Ga的迁西运动经历了麻粒岩相变质，在大约2.5 Ga的阜平运动经历了角闪岩相变质[29]，在大约1.7～1.68 Ga期间的岩浆活动中形成了大量环斑花岗岩[5, 7, 30]。

图2 华北克拉通密云地区地质简图 [31]Fig.2 Sketch geological map of North China Craton in Miyun area

2 地质特征及岩相学

研究区位于密云县霍各庄铁矿床的南矿段，出露辉绿岩、辉长岩、正长花岗斑岩和云煌岩等。其中，正长花岗斑岩侵位于云煌岩和辉长岩，推测正长花岗斑岩形成时间晚于云煌岩和辉长岩(图3a)。

正长花岗斑岩新鲜面呈浅肉红色，风化面呈灰白色，斑状结构，发育晚期的方解石细脉(图3b)，斑晶成分主要为石英(15%)和正长石(10%)(图3c)。其中，石英斑晶呈他形粒状，粒径在500～1 500 μm之间。正长石斑晶呈他形粒状，粒径在800～2 000 μm之间。基质成分主要为正长石和斜长石(图3d)。副矿物有磁铁矿、磷灰石和锆石。

a.正长花岗斑岩野外照片; b.正长花岗斑岩手标本照片; c.正长花岗斑岩正交偏光照片; d.正长花岗斑岩方解石脉正交偏光照片。Cal.方解石;Or.正长石;Qz.石英;Pl.斜长石。图3 正长花岗斑岩野外露头、手标本及显微照片Fig.3 Outcrops, hand specimen and photomicrographs of syenogranitic porphyry

3 分析方法

3.1 锆石U--Pb年龄和微量元素

锆石单矿物挑选和制靶是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和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。制靶流程为：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)图像。

本文测试锆石U--Pb同位素定年和微量元素含量分析在北京燕都中实测试技术有限公司利用LA--ICP--MS分析完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP--MS为布鲁克M90，束斑为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，采用锆石标准91500和Plesovice作为外标进行同位素分馏矫正。对锆石样品的U--Pb年龄谐和图绘制采用软件ISOPLOTR完成[32]。

3.2 锆石Ti温度计计算方法

Waston et al.[33]通过高温、高压实验(1～2 GPa， 675～1 450℃，初始物质为多组分含ZrO2的硅酸盐熔体和热液)，得出锆石Ti温度计计算公式为：

lg Ti锆石=(6.01±0.03)-(5 080±30)/T(K)

(1)

其中，锆石中Ti的含量受压力影响不大。在计算未知源区和生长条件的锆石结晶温度时，此方法存在±10℃的误差。本文利用公式(1)对正长花岗斑岩(19MY24)锆石的结晶温度进行计算。

4 测试结果

4.1 锆石U--Pb分析结果

正长花岗斑岩(19MY24)锆石多呈自形--半自形棱柱状、次圆状，粒径多为(70×120～100×200)μm，晶体长宽比介于(1∶1)～(2∶1)之间，锆石内部可见清晰震荡环带结构(图4a)。锆石Th含量分布在(8～57)×10-6之间，U含量分布在(14～87)×10-6之间，Th/U比值分布在0.47～0.85之间。对该正长花岗斑岩29颗锆石进行了U--Pb同位素分析，27个点的谐和图如图4b所示，取其中谐和度较好的25个点做加权平均年龄，25个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1 666±17)Ma(n=25，MSWD=0.12)(图4c)，代表了该正长花岗斑岩的结晶年龄(表1)。

图4 正长花岗斑岩部分锆石阴极发光图(a)、锆石U--Pb年龄谐和图(b)与加权平均年龄(c)Fig.4 CL images of selected zircons (a),U--Pb concordia diagrams (b) and weighted average ages (c) of zircons from syenogranitic porphyry

表1 正长花岗斑岩LA--ICP--MS锆石U--Pb定年结果Table 1 LA--ICP--MS zircon U--Pb dating of syenogranitic porphyry

4.2 锆石结晶温度和微量元素特征

由公式(1)计算可以得出正长花岗斑岩(19MY24)锆石的结晶温度在754℃～862℃之间，均值为800.5℃。因此，正长花岗斑岩锆石结晶时的岩浆温度约为(800±60)℃。

锆石总稀土含量为(281～1 152)×10-6，轻稀土含量为(12～64)×10-6，重稀土含量为(266～1 097)×10-6。锆石稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图具有左倾特征(图5)，LREE/HREE为0.03～0.07，(La/Yb)N、(La/Sm)N、(Ce/Yb)N和(Gd/Yb)N的值大部分<0.1，轻重稀土元素分异明显，具有明显的Ce正异常(1.96～46.80)和Eu负异常(0.05～0.23)(表2)。

图5 正长花岗斑岩锆石稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图 [34--35]Fig.5 Zircon chondrite normalized REE distribution patterns diagram of syenogranitic porphyry

5 讨论

5.1 正长花岗斑岩侵位时代

近年来，很多学者对密云地区环斑花岗岩进行了大量高精度的锆石U--Pb年代学研究。郁建华等[6]通过TIMS方法获得密云环斑花岗岩的结晶年龄为(1 683±4)Ma。杨进辉等[5]通过LA--ICP--MS锆石U--Pb方法获得密云环斑花岗岩的结晶年龄为(1 681±10)Ma。高维等[7]通过SHRIMP锆石U--Pb方法获得密云环斑花岗岩体的结晶年龄为(1 685±15)Ma。Wang et al.[8]通过锆石SHRIMP和LA--ICP--MS方法得出密云环斑花岗岩岩体形成于1 700～1 682 Ma期间。前人研究表明，密云环斑花岗岩的结晶年龄集中在1700～1680 Ma之间，本文通过LA--ICP--MS方法获得正长花岗斑岩锆石U--Pb年龄为(1 666±17)Ma，代表正长花岗斑岩的结晶年龄，其形成时代稍晚于环斑花岗岩。

5.2 岩浆源区及岩石成因

正长花岗斑岩锆石为自形--半自形结构，阴极

发光图显示出清晰振荡环带结构，表明锆石为典型岩浆锆石[36]。锆石结晶温度在754～862℃之间，均位于未变质岩浆锆石的温度范围内(图6a)，Th/U比值全部位于0.1～1.0之间(图6b)，同样表明了岩浆成因特征[37--38]。锆石轻稀土元素亏损，重稀土元素富集，且具有明显的Ce正异常和Eu负异常，也表明锆石为典型的岩浆锆石[39]。锆石的Eu负异常和Ce正异常可以反映锆石结晶时的物理化学条件[40--41]。锆石Ce正异常指示氧化条件，Eu负异常指示还原条件[42]。锆石中同时出现Ce正异常和Eu负异常存在矛盾。因此，Ce正异常和Eu负异常的影响因素不仅为氧逸度。前人[43--44]研究表明，锆石Eu负异常可能与斜长石的分离结晶有关。本文正长花岗斑岩锆石具有明显的Eu负异常(0.05～0.23)，表明其形成过程可能存在斜长石的分离结晶。

图6 锆石结晶温度与锆石Hf含量关系图解(a)和锆石Th/U比值图解(b)Fig.6 Diagram of relationship between crystallization temperature and Hf content of zircon (a) and diagram of Th/U ratio of zircon (b)

本文正长花岗斑岩与密云环斑花岗岩具有相似的矿物组成，其主要矿物为正(钾)长石、石英和斜长石，岩石均呈斑状结构[7]。正长花岗斑岩位于密云霍各庄地区，密云环斑花岗岩位于密云沙厂地区，两者具有一定的空间联系。密云环斑花岗岩中除正(钾)长石、石英和斜长石之外，含有少量的角闪石和黑云母[5]。随着岩浆演化，其温度逐渐降低，角闪石和黑云母先从岩浆中分离结晶，随后形成正长石和石英[45]。因而，本文认为在岩浆演化过程中，正长花岗斑岩在密云环斑花岗岩之后形成。从时代上看，正长花岗斑岩的结晶年龄为(1 666±17)Ma，环斑花岗岩的结晶年龄在1 700～1 680 Ma期间，正长花岗斑岩形成时代晚于环斑花岗岩。此外，本文正长花岗斑岩锆石的Pb平均含量为16.6×10-6，U平均含量为41.9×10-6，Th平均含量为27.6×10-6，密云环斑花岗岩锆石的Pb平均含量在(16.4～22.0)×10-6之间，U平均含量在(41.4～60.0)×10-6之间，Th平均含量在(20.7～30.3)×10-6之间[5, 7--8]。这两种花岗岩的锆石具有相似的Pb、Th和U元素含量。综合分析，正长花岗斑岩和环斑花岗岩为同一岩浆先后结晶分异的产物。本文正长花岗斑岩中磷灰石、锆石和磁铁矿相对较多，锆石结晶时的岩浆温度约为(800±60)℃，温度较高，与A型花岗岩的特征(磷灰石、锆石和磁铁矿相对较多，岩浆温度>800℃)一致[46--48]。此外，杨进辉等[5]报道密云环斑花岗岩属于准铝质--过铝质岩石，具有高的Ga含量和Fe/Mg比值，认为密云环斑花岗岩为典型的A型花岗岩。由于正长花岗斑岩与密云环斑花岗岩可能为同一期岩浆活动的产物，两者成因可能一致。前人[43, 49--51]研究表明，壳源锆石具有明显的Eu负异常，而幔源锆石无Eu异常或弱Eu负异常(图5)，本文正长花岗斑岩锆石稀土配分模式具有明显的Eu负异常，表明正长花岗斑岩的岩浆源区来源于地壳。此外，密云环斑花岗岩(1.70～1.68 Ga)锆石εHf(t)为-9.8～-3.3，TDM2在2.8～2.6 Ga之间，全岩εNd(t)值在-6.38～-3.59之间，表明其岩浆源区来源于古老地壳的部分熔融[5, 8]。结合正长花岗斑岩和环斑花岗岩相似的矿物组成和结构，相近的结晶年龄和锆石Pb、Th和U元素含量和空间的联系，正长花岗斑岩岩浆可能来源于下地壳物质部分熔融。

5.3 地质意义

前人[3, 52]研究认为，A型花岗岩通常形成于伸展环境。本文正长花岗斑岩与密云环斑花岗岩为同一期岩浆作用的产物，因此正长花岗斑岩可能为A型花岗岩，暗示其形成于伸展环境。此外，密云地区出露有与正长花岗斑岩同期的辉绿岩和辉长岩等基性岩浆岩，为典型的双峰式岩浆作用的特征[53]，这也进一步表明密云地区在这一时期处于伸展环境[54]。密云环斑花岗岩形成于1 700～1 680 Ma期间[5--8]，表明密云地区在早中元古代的伸展过程至少持续到1 680 Ma。本文正长花岗斑岩的结晶年龄为(1 666±17)Ma，表明密云地区在早中元古代的伸展过程至少持续到大约1 666 Ma。

结合前人[55]研究，密云地区在早中元古代时期处于伸展环境，在软流圈上涌作用下，岩石圈地幔底侵，诱发下地壳部分熔融，随着岩浆上涌，在1 700～1 680 Ma先后形成基性辉长岩、辉绿岩和环斑花岗岩。在大约1 666 Ma，随着分离结晶形成正长花岗斑岩[4](图7)。

图7 密云地区中元古代岩浆形成示意图 [4]Fig.7 Sketch map showing formation of Mesoproterozoic magma in Miyun

6 结论

(1)密云正长花岗斑岩锆石U--Pb定年结果为(1 666±17)Ma，代表了正长花岗斑岩的结晶年龄。

(2)正长花岗斑岩的锆石相对亏损轻稀土元素，结晶温度为754～862℃，代表了锆石结晶时的岩浆温度。锆石明显的Eu负异常可能与斜长石的分离结晶有关，岩浆可能来源于下地壳物质部分熔融。

(3)正长花岗斑岩形成于伸展环境，在软流圈上涌作用下，岩石圈地幔熔体底侵，诱发地壳部分熔融，岩浆上涌过程中先后分离结晶形成密云环斑花岗岩和正长花岗斑岩。

(4)华北克拉通密云地区在早中元古代的伸展过程至少持续到1 666 Ma。

致谢感谢邓军教授在论文成文过程中的指导和帮助。