鲁西地区新太古代晚期正长-二长花岗岩成因及地质意义

杨 帆，陈岳龙，于 洋

(中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引 言

最新研究表明，中—新太古代(～3.0～2.5 Ga)是全球大陆地壳形成与演化的关键时期， 大陆地壳中以富钠TTG岩石(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)为主的岩石组合转变为大量富钾花岗岩(根据QAP分类应为正长-二长花岗岩)和钙碱性火山岩组合，这些富钾花岗岩与周围富钠TTG岩石和变质火山岩呈侵入接触关系，表明太古宙花岗岩类的成分由富钠系列向富钾系列转变[1-4]。Laurent等将太古宙花岗岩的原岩分为4类：(1)由含水基性岩部分熔融形成大量TTG岩石；(2)板片熔体与地幔楔熔融形成的赞岐岩；(3)由TTG岩石与变沉积岩混合熔融形成的黑云母、二云母花岗岩；(4)具3类混合特征的钾质花岗岩[5-6]。这些钾质花岗岩的岩浆侵位时间较短，一般发生于TTG岩浆侵位后[5]。因此，新太古代钾质花岗岩的成因研究，对认识新太古代壳-幔相互作用和早期大陆地壳形成、演化的地球动力学过程至关重要。

华北克拉通的古老地质特征被晚新太古代岩浆-构造-热事件强烈叠加，产生了大量多样化的花岗岩组合[7-13]，是研究新太古代花岗岩类多样性和大陆地壳演化成因的理想区域。太古宙富钠花岗岩和富钾花岗岩的形成时间在每个克拉通中不同，锆石年龄数据表明这些花岗岩主要在两次地壳形成事件中形成，即主要由TTG岩石记录的～2.7 Ga和～2.5 Ga的构造热事件[14-20]。华北克拉通与世界其他克拉通的主要不同之处在于，在～2.5 Ga时形成了一个强烈而广泛的构造热事件，而发生克拉通化[14-15]。对于新太古代钾质花岗岩的成因解释，目前主要有4种解释：(1)变质沉积岩的部分熔融[21-22]；(2)变质玄武岩的部分熔融[23]；(3)TTG岩石的重熔[24-26]；(4)板片熔体与富集地幔熔融形成赞岐岩时导致丰富的水和钾释放到周围环境，发生英云闪长岩向花岗闪长岩转变，通过花岗闪长岩部分熔融形成富钾熔体[25]。钾质花岗岩作为太古宙克拉通最终稳定的产物，对于钾质花岗岩的研究是了解早期大陆地壳形成与演化的一个重要途径。尽管TTG岩石的部分熔融形成钾质花岗岩这一解释已被许多研究者所接受，但它们的钾含量较TTG岩石更高，仍需要进一步分析研究。鲁西地区位于华北克拉通东部，鲁西花岗岩-绿岩带是一个重要的结晶基底[27]，鲁西地区同时发育～2.7 Ga和～2.5 Ga的构造热事件，保留了～2.7～2.5 Ga完整的地质特征和丰富的花岗岩[28-29]。因此，鲁西地区是深入研究这些钾质花岗岩形成机制的理想地区。

本文介绍了鲁西地区西南部钾质花岗岩的野外及镜下岩石特征、锆石U-Pb年龄与Lu-Hf同位素和全岩地球化学特征，其目的是：(1)确定鲁西地区正长-二长花岗岩的形成时间；(2)模拟计算该区正长-二长花岗岩的岩浆成因；(3)更好地了解鲁西地区新太古代晚期的构造背景与构造体制。

1 地质背景与岩石学特征

1.1 区域地质背景

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，其最古老的岩浆记录可以追溯到～3.8 Ga[30-32]。目前普遍接受的观点是华北克拉通由西部陆块、东部陆块和中央造山带组成，它们最终稳定在～1.85 Ga[33]。然而，近期部分学者提出另一个模型，即华北克拉通(NCC)是由7个微块体组成，它们在～2.7～2.6 Ga和～2.5 Ga两个阶段聚集[33-36]。华北克拉通太古宙地质演化在很大程度上与TTG岩石密切相关，新太古代TTG岩石广泛分布，是陆壳增生最重要时期的岩浆产物。根据已有研究表明，华北克拉通中太古代以前的主要构造机制是板底垫托或地幔翻转作用，新太古代晚期板块构造体制可能已起作用[14-15,27,29]。

新太古代是一个重要的大陆形成时期，分为～2.7 Ga和～2.5 Ga两个时期[37-38]，其中～2.7 Ga的构造热事件在全球许多克拉通中发生，而～2.5 Ga仅在几个克拉通中发现，如格陵兰西南部、南极洲、印度南部和华北克拉通[15,39]。华北克拉通～2.5 Ga的构造热事件几乎影响了整个克拉通，该～2.5 Ga的构造热事件出现了新生地壳的增生和古老地壳的改造，由于地壳的改造作用，华北克拉通新太古代晚期出现大量正长-二长花岗岩[15]。

鲁西地区是华北克拉通东部的一个重要地区，它是唯一一个对～2.70 Ga的表壳岩进行了可靠定年的地区[27]。根据区域变质记录和岩浆活动，鲁西地区新太古代构造演化被分为新太古代早期(～2.76～2.60 Ga)和新太古代晚期(～2.60～2.50 Ga)两个事件[27]。鲁西(WSP)花岗-绿岩带大致为北西—南东方向延伸，根据岩石形成年龄和类型划分为3个带(图1)[27]：①A带位于鲁西地区东北部，包含大量～2.54～2.50 Ga的花岗闪长岩、正长-二长花岗岩和～2.58～2.47 Ga的混合岩，保存有～2.56～2.50 Ga的表壳岩[14-15,40-41]；②B带位于中部，主要由～2.75～2.60 Ga的表壳岩和TTG岩石组成，同时也具有～2.54～2.50 Ga的花岗岩[14,18,42]；③C带位于西南部，由～2.55～2.50 Ga的岩石组成，主要由表壳岩、TTG岩石、一些花岗岩和闪长岩组成。本研究的正长-二长花岗岩位于C带中，C带存在～2.55 Ga的表壳岩(主要为条带状铁建造)，TTG岩石(主要为花岗闪长岩)在～2.56～2.50 Ga期间侵位，并被～2.54～2.53 Ga的正长-二长花岗岩和石英闪长岩侵入[4,14-15,43]。此外，C带存在富集地幔源形成的赞岐岩和高镁埃达克岩、由板片俯冲形成的高Ba-Sr花岗岩和埃达克岩，它们的形成年龄为～2.54～2.51 Ga[43-45]，根据这些岩石的地球化学及年代学数据，反映了俯冲过程的影响。

表1 采样位置及样品岩性

1.2 岩石学特征

从鲁西地区西南部C带采集了6件代表性岩石样品，在花岗岩分类图(图2)中3件样品落在正长花岗岩区域(TA1801-1、TA1808-1、TA1818)，3件样品落在二长花岗岩区域(TA1808-2、TA1809、TA1817)。具体采样位置以及采样点见图1、表1，野外及镜下照片见图3。本文样品采自于平邑—郑家峪剖面、庞庄—城前镇剖面和东郭镇—店子镇—城前镇一带，在中细粒正长花岗岩(TA1801-1)采集点出露两套不同岩性的岩石(图3a)，一套为风化严重的强片麻状TTG岩石，其被中细粒正长花岗岩(图3b)侵入。在细粒正长花岗岩(TA1808-1)和弱片麻状似斑状二长花岗岩(TA1808-2)的采集点可见中粗粒弱片麻状似斑状二长花岗岩被后期的无定向细粒正长花岗岩侵入(图3c)。对6件样品进行显微镜下观察，选取典型岩石拍照如图3d-f，样品矿物种类及含量接近，主要由钾长石(35%～45%)、斜长石(10%～30%)、石英(25%～35%)和黑云母(～5%)组成，其中中细粒正长花岗岩(TA1801-1，图3d)钾长石含量较高，为55%～60%，斜长石含量较少，为5%～10%。钾长石呈半自形板状、它形粒状，斜长石呈近半自形板状、它形粒状，石英呈它形粒状，黑云母呈片状。样品主要区别在于粒度大小和风化程度不同，片麻状二长花岗岩样品具有明显的定向性。

2 分析方法

2.1 全岩地球化学

对所有岩石样品去除表面风化，选择新鲜的样品在玛瑙球磨机中粉碎磨制成约200目粉末。

全岩主量、微量元素分别在澳实分析检测有限公司和南京聚谱公司完成测试。分别用X射线荧光光谱法(XRF)和电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)对全岩主要氧化物和微量元素含量进行了分析。在1 050 ℃下加热样品粉末30 min后，通过测量质量损失来确定烧失量(LOI)。对于主要氧化物，样品粉末与四硼酸锂混合，在1 100 ℃下在Pt-Au坩埚中熔融20～40 min。然后在坩埚中冷却熔体，并将所得圆片进行分析。对于微量元素，样品粉末按以下步骤进行预处理：将粉末精确称重(25 mg)到Savillex Teflon烧杯中，并将其放置在含有1∶1的HF和HNO3混合物的聚四氟乙烯高压弹中，在80 ℃下加热24 h，然后蒸发；在蒸发后向每个烧杯中添加1.5 ml的HNO3、1.5 ml的HF和0.5 ml的HClO4。将烧杯加盖，在180 ℃的高温烘箱中烘烤48 h或更长时间，直到粉末完全消化。最后，用1%的HNO3将溶液稀释至50 ml进行测量。采用国际标准GSR-2(安山岩)、GSR-3(玄武岩)和GSR-15(角闪岩)确定分析准确度与精密度。主要氧化物绝大部分相对误差<1%，大多数微量元素(>10 μg/g)的分析精度优于5%，<10 μg/g的分析精度优于8%～10%。

2.2 锆石U-Pb定年分析

在河北省区域地质矿产调查研究所实验室进行锆石挑选，采用常规重液与磁技术分离锆石颗粒，并在双目显微镜下手工挑选>25 μm的非磁性组分。每个样品随机挑选超过20粒并安装在环氧树脂中。这些颗粒按照宋彪等[48]所描述的方法进行抛光。在分析之前，使用Chroma CI RGB系统通过扫描电子显微镜(日立S-3000 N，10 kV)获得阴极发光(CL)图像。

在中国地质调查局天津地质调查中心完成锆石U-Pb定年测试分析。利用LA-Q-ICP-MS同时进行了锆石U-Pb定年和微量元素分析。Geo-las Pro激光烧蚀系统用于激光采样。侯可军等[49]描述了激光烧蚀系统和ICP-MS仪器的详细操作条件和数据处理方法。所有样品均采用直径为30 μm的激光束。使用标准锆石GJ-1 (609 Ma，U=230 μg/g，Th=15 μg/g)[50]作U-Pb年龄测定的外部标准。通过分析NIST SRM610校准微量元素浓度[51]。U、Th和Pb浓度通过NIST 610校正。锆石Plesovice作为未知样品，其测定的206Pb/238U加权平均年龄为(337±2) Ma(2σ，n=27)，与推荐值(337.13±0.37) Ma (2σ)在误差范围内一致[52]。利用ICP-MS DataCal完成脱机数据的选择、信号分析、时间漂移校正和U-Pb年龄定量校正[49,51]。通过ISOPLOT软件制作U-Pb谐和图[53]。

2.3 锆石Hf同位素分析

在中国地质调查局天津地质调查中心完成Lu-Hf同位素分析。根据锆石U-Pb年龄的分布、粒度(>30 μm)和U-Pb年龄一致性(>90%)，在同一年龄结构域获测定锆石的Lu-Hf同位素组成。使用NewWave UP193 nm激光烧蚀和Neptune型多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)对6组样品进行分析。仪器条件和数据采集详细描述见文献[54]。根据烧蚀区域的大小，选择激光束直径为50 μm或35 μm。采用176Lu/175Lu=0.026 58和176Yb/173Yb=0.796 218分别校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰，仪器质量分馏校正过程中将Yb和Hf同位素比值分别标准化至172Yb/173Yb=1.352 74和179Hf/177Hf=0.732 5[55]。由于Lu与Yb具有相似的物理化学性质，因此假设Lu的质量分馏行为与Yb相同，质量分馏校正方案见文献[49]。分析过程中以锆石GJ1作为标样，其加权平均176Hf/177Hf比值为0.282 006±0.000 03 (2σ，n=13)， 与Elhlou等[56]分析得出176Hf/177Hf比值为0.282 013±19 (2σ)，在误差范围内一致。

3 岩石地球化学

3.1 全岩地球化学

样品主量元素、微量元素和稀土元素组成如表2所示。样品整体呈现高SiO2(72.16%～76.64%)、K2O (7.56%～7.67%)，低Al2O3(12.96%～14.30%)、P2O5(0.01%～0.05%)、CaO (0.55%～1.08%)、MgO (0.12%～0.29%)含量。其Na2O含量为2.60%～3.87%，具有高K2O/Na2O比值(1.18～2.95)。在K2O-Na2O-CaO三角图中，多数样品落在含黑云母花岗岩的范围内(图4(a))。在K2O-SiO2关系图中，样品总体呈高钾钙碱性(图4(b))。在A/NK-A/CNK图中，样品落在过铝质区域(A/CNK值为1.09～1.16，图4(c))。样品TFe2O3(0.72%～1.45%)、V (6.20～13.16 μg/g)、Cr (0.50～6.44 μg/g)和Co (0.75～1.48 μg/g)含量低，Mg#值低(Mg#=100×Mg/(Mg+TFe))，在21～23之间。样品总体呈现过铝质、富钾、钙碱性岩浆岩的特征。

正长-二长花岗岩的稀土元素球粒陨石标准化分布型式和微量元素原始地幔标准化蛛网图如图5所示。样品稀土元素总量变化范围大(ΣREE=26.24～161.7 μg/g)，除样品TA1801-1外，总体低于平均上地壳水平(148.1 μg/g)和全球平均地壳水平(106.1 μg/g)。样品轻、重稀土元素分馏明显(LREE/HREE=10.4～20.4)，高于全球平均地壳水平(7.0)[57]，在稀土元素球粒陨石标准化分布型式图中可见曲线总体表现为右倾的趋势(图5(a))，正长-二长花岗岩基本落在～2.70 Ga的TTG岩石区域。正长-二长花岗岩样品(La/Yb)N、(La/Sm)N、(Gd/Yb)N比值分别为6.25～37.7、3.43～9.24、1.05～1.84，总体高于地壳平均水平(La/Yb)N(7.1)、(La/Sm)N(3.2)、(Gd/Yb)N(1.6)[57]。除弱片麻状似斑状二长花岗岩(TA1808-2)外(δEu=1.63)，大部分样品表现出Eu负异常(δEu=0.53～0.85，图5(a))。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5(b))中，这些样品的特征是富集Rb、K、Zr和Hf，明显亏损Ba、Nb、Ta、Ti和P，与～2.70 Ga的TTG岩石相似。样品Nb/Ta比值为7.1～10.0，Sr/Y比值范围较大(9.8～108.9)。

3.2 锆石U-Pb年龄

本文对2个二长花岗岩(TA1808-2、TA1817)中的锆石共40个点进行U-Pb年龄测定，详细数据如表3所示，U-Pb谐和图及代表性锆石颗粒阴极发光图如图6所示。

锆石自形程度较高，呈短柱状至长柱状，弱片麻状似斑状二长花岗岩(TA1808-2)中的长度范围为80～130 μm，长宽比介于1.5:1～2.7:1之间；细粒二长花岗岩(TA1817)中的长度范围为90～135 μm，长宽比在1.3:1～2.4:1之间。在锆石CL图(图6)中可见，锆石具有完整晶形，多数锆石晶体干净透明，少数锆石颗粒有裂纹和包裹体，从锆石结构分析，部分颗粒可能遭受重结晶作用，大部分锆石具有振荡环带，部分锆石颗粒发育核-边结构。对样品选择环带结构发育和核-边不同的结构域进行U-Pb年龄分析，结果表明TA1808-2样品的锆石Th/U比值介于0.43～2.53之间，TA1817样品的锆石Th/U比值介于0.32～3.76之间(表3)，结合样品高Th/U比值和锆石CL结构特征分析表明其属于典型的岩浆成因[59]。

表3 鲁西地区二长花岗岩U-Pb分析结果

二长花岗岩(TA1808-2)样品年龄如图6(a)所示，得到207Pb/206Pb的年龄变化范围介于(3 157±26)～(2 553±26) Ma之间，上交点年龄为(2 547±17) Ma(MSWD=0.72)，含有(2 917±39)～(3 150±26) Ma的锆石年龄，应为继承锆石(点01、06、11)。

二长花岗岩(TA1817)样品的 U-Pb年龄如图6(b)所示，其207Pb/206Pb年龄变化范围介于(2 706±27)～(2 567±32) Ma之间，上交点年龄为(2 559±20) Ma(MSWD=0.42)，(2 664±25) Ma和(2 706±27) Ma应代表继承锆石年龄(点8、10)。

本文的两组样品年龄数据全部落在不一致线上，表明样品已发生不同程度的铅损失，因此其上交点年龄只能作为岩石结晶年龄的参考值。万渝生等[15]在鲁西地区西南部进行大量正长花岗岩锆石U-Pb年龄测试，得到高质量的U-Pb谐和年龄，其U-Pb平均年龄为(2 533±8) Ma，Yu等[67]在区域中获得二长花岗岩结晶年龄为～2 541～2 513 Ma，因此～2 540～2 530 Ma应代表正长-二长花岗岩的结晶年龄。

3.3 锆石Hf同位素分析结果

表4 鲁西地区二长花岗岩锆石Hf同位素数据

综合以上数据可以推断，形成这些锆石的岩浆可能来自同一系列的岩浆，在样品结晶年龄与εHf(t)值关系图中，数据点接近球粒陨石演化线，表明这组岩石的岩浆源区新生地壳物质占很大比例，但存在再循环的古老地壳组分。本文样品与～2.50 Ga的富钾花岗岩和～2.70 Ga的TTG岩石演化线接近[40,66,71](图7)，表明区域中～2.70 Ga的TTG岩石可能为本文正长-二长花岗岩的形成提供了物源。

4 讨 论

4.1 蚀变影响

鲁西地区太古宙岩石一般经历了绿片岩-低角闪岩相变质作用，从WSP岩层中采集的岩石可能经历了不同程度的岩浆后期蚀变与交代作用[15,27,72]。因此，在讨论岩石成因等问题之前，须进行元素活动性判定。

本文正长-二长花岗岩的LOI值为0.43%～0.86%，低于Polat等建立的标准(LOI<6%)[73-74]。样品中Ce无明显异常(0.67～1.57，δCe=CeN/(LaN×PrN)0.5，图5(b))，表明后期蚀变对其原始特征没有明显影响。选择稳定的Zr元素进行元素活动性判定[75]，得到稀土元素(La、Sm、Y、Yb)和高场强元素(Nb、Ta、Hf)与Zr呈正相关，大离子亲石元素(Sr、Rb、Ba)与Zr无明显线性关系，表明大离子亲石元素在后期蚀变作用中发生了移动。因此，在后文分析岩石成因时仅使用稀土元素、高场强元素。

4.2 岩石成因分析

根据上文对正长-二长花岗岩主量元素的分析，其总体呈现钙碱性、过铝质的岩石学特征(图4)。除此之外，正长-二长花岗岩还表现出分馏的稀土分布型式((La/Yb)N=6.25～37.7，图5(a))，富集Rb、K、Zr和Hf，明显亏损Ba、Nb、Ta、Ti和P(图5(b))，具有高Sr (102～304 μg/g)、低Y (2.79～14.5 μg/g)和Yb (0.35～2.07 μg/g)含量的特征，这也导致了其高Sr/Y比值(平均值为47.1)，这些特征类似于鲁西地区同时期形成的埃达克岩、赞岐岩和～2.70 Ga的TTG类岩石[43-45,64-67,76-77]。然而，本文正长-二长花岗岩均具有高A/CNK值以及低Mg#值和P2O5含量，与研究区新太古代晚期埃达克岩和赞岐岩有较明显区别[44-45]。

本文正长-二长花岗岩具有高SiO2含量，高K2O/Na2O，低MgO含量及过渡金属(V、Cr、Co)含量，结合其过铝质地球化学特征表明其中有古老地壳来源组分。这些岩石的εHf(t)值落入区域早期～2.70 Ga的TTG岩石演化范围内(图7)，含有早期～2.70 Ga的继承/捕获锆石(表3)，且岩石地球化学特征，如稀土分布型式，高Sr/Y比值与区域～2.70 Ga的TTG岩石相似[64-67,71]，表明岩石源区主要由区域内早期的TTG岩石贡献。然而单纯TTG岩石部分熔融形成熔体的K2O/Na2O比值一般低于1.5[78]，本文正长-二长花岗岩的高K2O/Na2O(高达2.95)表明其源区除～2.70 Ga的TTG岩石外，还存在更富钾的成分参与这些正长-二长花岗岩的形成。正长-二长花岗岩具有高A/CNK值(均>1)的过铝质特征(图4(c))，显示出低P2O5(0.01%～0.05%)含量，并与SiO2含量呈负相关，表明它们不是来自成熟的沉积岩(例如泥质岩)[79]。Wan等[15]根据稀土总量、(La/Yb)N比值和δEu值将新太古代晚期正长花岗岩分为3种类型，本文正长-二长花岗岩的微量元素特征接近其中的1型((La/Yb)N=2.5～18.7，δEu=0.14～0.54，Ba亏损)和2型((La/Yb)N=20～108，δEu=0.2～0.67，Ba强亏损)正长花岗岩，暗示除TTG岩石外，变质沉积岩可能参与正长-二长花岗岩的形成。

对于本文正长-二长花岗岩，我们通过模拟计算，认为下地壳(新生地壳)发生部分熔融后，与早期形成的、经地壳再循环作用进入中下地壳的变质沉积岩(古老地壳)发生部分熔融，二者的混合作用形成正长-二长花岗岩浆，变质表壳岩的参与提供了更富钾的成分。

(1)

(2)

4.3 构造背景分析

WSP新太古代晚期广泛存在区域岩浆活动，Yu等[67]将WSP新太古代晚期岩浆事件分为两个岩浆阶段，即早期(～2.56～2.54 Ga)岩浆活动主要分布于WSP中部的B带，晚期(～2.54～2.49 Ga)岩浆作用从B带扩展至整个WSP。对于新太古代晚期WSP大规模构造热事件一直存在争议。部分学者提出以逆时针P-T-t变质轨迹的麻粒岩相为代表的地幔柱模式[82-85]，还有学者提出以与岛弧相关的岩石组合为代表的板块俯冲模式[14-15,45,86-87]。然而，已有研究表明弧内陆或板块回撤的构造环境也会导致逆时针P-T-t变质轨迹[88-90]，本文正长-二长花岗岩的成因分析表明有早期沉积岩参与其形成，并且正长-二长花岗岩存在～3.0 Ga的继承锆石，因此很难用热俯冲模式解释本文正长-二长花岗岩的形成机制[90]。

区域中存在～2.55 Ga的埃达克岩、硅质高镁玄武岩和赞岐岩，指示了俯冲相关背景[4,43-45,66]，～2.50 Ga的富钾镁铁质岩石显示出地幔源区已被板块俯冲作用交代。此外，B带和C带中钙碱性玄武岩具有较强的轻、重稀土分馏的型式和Nb、Ta、Ti负异常，A带中同时具有MORB和岛弧地球化学特征的弧后盆地玄武岩[91-93]，进一步指示了区域中的俯冲背景。因此与上述地幔柱和热俯冲模式相比，俯冲-增生模式更能解释鲁西地区西南部的岩浆作用。除WSP外，对胶辽及其他地区也提出了类似的俯冲-增生机制[18]。

新太古代晚期WSP存在大量正长-二长花岗岩，在野外可见与较老强片麻状构造岩石(～2.56～2.54 Ga)不同的较年轻的非定向构造的花岗岩类岩石(～2.54～2.49 Ga)[14]，形成了大规模条带状铁建造(BIF)[94]，存在大量镁铁质岩脉[40,95]，这些现象指示新太古代晚期WSP发生了从挤压到伸展构造环境的转变，这与整个NCC在～2.525 Ga的构造转变的观点一致[15,45,87]。因此，板块回撤过程与WSP正常俯冲后区域伸展环境一致，随着俯冲深度的增加，当俯冲带被早期形成的岛弧碰撞阻塞时发生板块回撤。板块回撤可能创造出一种新的构造体制，使软流圈上涌至板块上方的地幔楔中，在这种情况下，热的软流圈上涌为岩浆活动、变质和熔融提供了热源(图9)[18,85-86,96-97]。这一机制也被用于解释区域中太古宙的高镁安山岩、赞岐岩、富Nb玄武岩和高Mg埃达克岩的形成[43-45]。

表5 新生地壳、古老地壳和二长花岗岩数据与模拟计算最优结果

综合以上分析，本文正长-二长花岗岩形成于碰撞后的伸展构造环境中，板块回撤使软流圈上涌为新生地壳(TTG岩石)提供热源使其发生熔融，随后为上覆古老地层(变质沉积岩)提供热源，变质沉积岩发生部分熔融后，二者岩浆不同比例的混合形成正长-二长花岗岩岩浆(图9)。

5 结 论

通过对鲁西地区西南部正长-二长花岗岩进行岩石学、地球化学、U-Pb年代学及Lu-Hf同位素分析，得出以下结论：

(1)鲁西正长-二长花岗岩为钙碱性、过铝质，全岩主量、微量元素地球化学分析表明鲁西正长-二长花岗岩主体是新生地壳熔融形成的钾质花岗岩。

(2)锆石U-Pb同位素分析表明，正长-二长花岗岩侵位于～2 540～2 530 Ma。锆石Hf同位素分析表明其岩浆锆石与区域～2.70 Ga的TTG岩石具相似的演化趋势，暗示其参与正长-二长花岗岩的形成。

(3)锆石Hf同位素分析表明，鲁西正长-二长花岗岩的成因由新生地壳组分与古老地壳组分混合而成。模拟计算结果显示，正长-二长花岗岩的原生岩浆是由97%的新生地壳组分部分熔融产物(～2.70 Ga的TTG岩石32%的部分熔融)和3%的古老地壳部分熔融产物(变质表壳岩22%部分熔融)混合而成，变质表壳岩熔融产物的加入为正长-二长花岗岩提供了更富钾的成分。

(4)鲁西地区新太古代晚期岩浆作用与板块俯冲后期的回撤作用有关，板块回撤导致软流圈上涌，为新生的TTG类岩石的熔融提供了主要热源，表明此时鲁西地区处于伸展的构造环境中，俯冲后期的软流圈上涌对新太古代晚期大陆地壳生长非常重要。

致谢:研究过程中得到李大鹏教授的支持和帮助，衷心感谢匿名审稿专家提出的中肯修改意见，使本文质量显著提高。