华北克拉通南缘古元古代晚期小河A型花岗岩体成因及其地质意义

王美璇，王智毅，赵静欣，齐泽秋，何 俊，陈福坤

中国科学技术大学 地球和空间科学学院，合肥 230026

华北克拉通保存了太古宙到元古宙地质演化的关键信息，是探寻前寒武纪重大地质事件的重要载体。华北克拉通由东部陆块、西部陆块和中部带组成，前人就华北克拉通东部和西部陆块的拼合时间进行了大量的研究，认为其于~1.85 Ga最终拼合形成稳定的克拉通，自此华北克拉通基本形成了如今的构造格局（Zhao et al., 2001; Kröner et al.,2005）。华北克拉通拼合后的演化发生了重大转变：从1.85 Ga左右开始克拉通内发育广泛的退变质作用（翟明国和卞爱国，2000; 翟明国，2004）；1.80 Ga之后华北克拉通进入了稳定的地台型演化阶段，形成了古元古代晚期—新元古代的熊耳裂陷槽、燕辽裂陷槽以及渣尔泰—白云鄂博—化德裂谷带（赵太平等，2004; 翟明国等，2014;张健等，2015; 刘超辉和刘福来，2015）；与此同时华北克拉通受到持续岩浆作用的影响，发育火山—沉积岩系、基性岩墙群和A型花岗岩等（Peng, 2005; Yang et al.,2006; Zhang et al., 2007）。

华北克拉通南缘元古宙的岩浆活动成为了探讨华北克拉通元古宙地壳演化、构造体制变化的理想对象。陆续有学者对华北克拉通南缘古元古代的岩浆作用开展工作：如火山岩（Zhao et al., 2009）和碱性岩（李志丹等, 2022）等，其中也不乏对A型花岗岩的报道。A型花岗岩有独特的地球化学特征和特定的形成条件。它们富硅、富碱且贫水，贫Ba、Sr、P、Ti等，具显著的Eu负异常。它们通常是在低压、高温和拉张的背景下部分熔融产物，其源区物质组成有多种可能性（张旗等，2012）。学者普遍认为A型花岗岩与拉张的构造背景有关，如非造山或碰撞/造山后背景（Frost et al., 2007）。因而，A型花岗岩的研究对于厘清地壳演化和大地构造背景具有至关重要的意义（Collins et al., 1982;Bonin, 2007）。通过总结华北克拉通南缘古元古代晚期—中元古代早期报道的A型花岗岩，可以发现：（1）南缘地区的南、北部发育的A型花岗岩相距不远，但形成年龄存在明显的差异。北部发育的A型花岗岩年龄较老，如~1.84 Ga垣头岩体（邓小芹等，2019）和~1.80 Ga桂家峪岩体（Deng et al.,2016a）；南部发育的A型花岗岩较年轻，如~1.60 Ga龙王䃥（Wang et al., 2020）、麻坪岩体（邓小芹等,2015）、~1.53 Ga张家坪岩体（Deng et al., 2016b）；（2）目前报道的A型花岗岩发育时间范围还不全面，主要集中于~1.80 Ga前后，之后零星出露着~1.60 Ga和~1.53 Ga的岩体，存在长时间的发育间断期；（3）南缘古元古代晚期—中元古代早期A型花岗岩形成的构造环境演化过程还有待补充（邓小芹等，2019；Deng et al., 2016b）。

小河岩体为华北克拉通南缘出露的较大的元古宙花岗岩体（河南省地质矿产局，1989），对小河岩体的研究可能成为探讨华北克拉通南缘古元古代晚期构造背景的窗口。目前对小河岩体的研究薄弱，其岩石成因及成岩动力学背景也存在分歧。前人报道的小河岩体的成岩时代存在很大差异，分别为~1.00 Ga、1.60~1.40 Ga、~2.33 Ga、1.80~1.78 Ga（河南省地质矿产局, 1989; 邓亚婷和王北颖，1998; 李春麟，2011; Li et al., 2018）。李春麟（2011）认为存在岩浆源区混合，可能是来自于下地壳或地幔的新生物质与太古宙地壳物质的重熔；邓亚婷和王北颖（1998）则认为其形成于长城纪大陆闭合边缘的伸展环境中，此时变质核杂岩抬升、地幔上隆，造成局部地温梯度升高，使得地壳或者古老的结晶基底发生重熔。因此，本文在系统的野外地质调查、采样和岩石学观察的基础上，运用同位素地质年代学和地球化学研究手段，限定小河岩体的成岩年龄、岩石属性和岩浆源区性质，探讨其成因演化和构造环境，进一步探究华北克拉通南缘古元古代晚期地壳演化。

1 地质背景

华北克拉通是中国保存较好的最古老的克拉通之一，记录着复杂的地质—构造—岩浆演化历史，对其研究有助于古大陆的恢复和了解全球地质演化史（Liu et al., 2008）。其北部紧接中亚造山带，南部紧邻秦岭—大别造山带，东部和西部分别以苏鲁造山带和祁连造山带为界限（Zhao et al., 2001; 赵国春等， 2002; 图1a）。华北克拉通地层主要由太古宙—古元古代结晶基底岩石和中—新元古代火山—沉积地层组成。前者具体为英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长质片麻岩（TTG片麻岩）、花岗质片麻岩、变质表壳岩和变质火山—沉积岩系；后者为未变质/浅变质的盖层沉积，广泛发育分布于南部的熊耳群、高山河群、官道口群、汝阳群、栾川群、洛峪群，中北部的长城系、青白口系和蓟县系，北部的狼山群、白云鄂博群、化德群和渣尔泰群（孙枢等，1981; 沈其韩等，1992; Zhai and Liu, 2003）。

小河岩体位于河南省灵宝县朱阳镇西寺上至小河庄一带，其向西延入陕西省境内，属于小秦岭地区，呈近东西向展布，区内发育数条断层，北侧和西北侧为华县断裂和太要—故县断裂，南侧为小河—巡马道断裂和洛南—栾川断裂（图1b），其地层主要由太古宙—古元古代基底物质和上覆的中元古代—显生宙盖层沉积组成（图1b）。基底物质主要为太华群以及登封群变质杂岩，整体上呈近东西向展布。沉积盖层除了熊耳群、高山河群等元古界地层外，其间零散分布有震旦系、寒武系、白垩系和大面积的第四系（周洪瑞等，1998; 赵国春等，2002; Diwu et al., 2014）。小河岩体总面积达120 km2，侵位于太华群中，距离西侧垣头A型花岗岩体和东侧桂家峪A型花岗岩体约5 km，其北部为小河—巡马道断裂，东南部被高山河群覆盖（河南省地质矿产局, 1989; 邓亚婷和王北颖, 1998; 图1c）。小河岩体与围岩的接触带岩石破碎，无接触变质，岩体附近可以观察到钾长伟晶岩脉。

2 岩相学特征

本次研究共采集了16件样品，采集的岩石样品位置分布和样品编号见图1c。通过野外调查、手标本和显微镜观察（图2），小河岩体的岩性为含黑云母二长花岗岩，细粒和粗粒均有，颜色以肉红色为主，具花岗结构、块状构造。野外观察到晶洞构造（图2b），可能指示了高程度的分异演化导致后期流体的聚集（邱检生等，2008）。部分矿物蚀变较强烈，矿物成分为碱性长石（35~40 vol.%）、斜长石（30~35 vol.%）、石英（25~30 vol.%）、黑云母（2~5 vol.%），以及磷灰石、锆石和磁铁矿等副矿物（~2 vol.%）。碱性长石以微斜长石和条纹长石为主，呈半自形板柱状，发育格子双晶及条纹，部分表面具绢云母化，局部可见斜长石残晶。斜长石呈半自形板柱状，发育聚片双晶，大多数斜长石发生显著绢云母化，部分发生绿帘石化。石英通常以集合体的形式出现，呈波状消光。部分黑云母发生绿泥石化，或者析出铁形成铁钛氧化物。

3 分析方法

样品的薄片磨制、锆石矿物分选和全岩粉末制备由廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。岩石粉末的主量元素含量分析在澳实矿物实验室（广州）完成，采用X射线荧光光谱方法分析（方法代码为P61-XRF26Fs），使用仪器为荷兰PANalyticalPW2424X射线荧光光谱仪，相对误差小于5%。微量元素含量分析在中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）上进行，测试中采用Rh单元素作为内部标准，通过多元素混合的标准溶液曲线进行元素含量校正，分析测试中对空白样和重复样进行平行测试，实验过程用国际标准岩石标样AGV-2和BHVO-2监控，绝大多数元素测量的相对误差小于5%，详细流程请参考（侯振辉和王晨香，2007）。

在双目显微镜下精心挑选得到的锆石样品制成环氧树脂靶，抛光显露锆石内部结构，用于阴极发光（CL）图像分析和锆石U-Pb年龄分析。锆石阴极发光图像在中国科学技术大学扫描电子显微镜实验室完成，结合阴极发光图像，挑选出代表性的锆石进行U-Pb年龄分析。U-Pb同位素组成分析和元素含量测定由中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）测试完成，质谱计型号为Agilent 7700。LA-ICP-MS分析时采用的频率为10 Hz，激光剥蚀束斑大小为32 μm，采用国际标准锆石91500作为同位素组成分析外标，人工合成玻璃NIST 610作为元素含量分析外标，29Si作为内标，具体的测试方法和流程参见文献（Yuan et al., 2004）。测试时每四个样品间插一次91500测试，每八个样品间插一个NIST 610，锆石U-Pb测试中并无其他外标，整个测试过程严格遵守实验流程规范，确保数据可靠，获得了较为准确的91500测试值（207Pb206Pb=1067±36 Ma，n=51）。通过ICPMSDataCal（Liu et al., 2010）和ISOPLOT（Ludwig, 2003）软件进行原始数据处理和年龄值计算，得到锆石U-Pb年龄。锆石微区Lu-Hf同位素组成分析在中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室完成，测试仪器为配备193 nm ArF激光剥蚀系统的Neptune Plus型MC-ICP-MS。分析时使用氦气（~0.9 L/min）和氩气（~0.9 L/min）的混合气体作为载气；激光束斑直径为43 μm，剥蚀的脉冲频率为8 Hz，能量密度为3.5 J/cm2，剥蚀时间约30 s，详细方法请参考（Li et al., 2021）。

岩石粉末Sr-Nd-Pb元素化学分离纯化和同位素比值测量在中国科学技术大学固体同位素地球化学实验室完成。称取约100 mg全岩粉末于Teflon溶样杯中，加入HClO4-HF-HNO3混合酸溶液后，放置于电热板上恒温加热溶解至少一周，保证样品充分溶解。在装有AG1-X8阴离子交换树脂的Teflon交换柱中分离出Pb，将回收得到的溶液在AG50W-X12交换树脂上分离出Sr与稀土元素，再在装有LN型离子交换树脂的交换柱中分离出Nd，最后采用Sr-Spec树脂进一步纯化Sr。同位素比值测定在热电离质谱仪MAT262上完成，利用标准溶液NBS 987和JNdi分别监测Sr和Nd测试数据。NBS 987的重复分析值为87Sr/86Sr=0.710249±0.000012（2σ, n=16）、JNdi的重复分析值为143Nd/144Nd=0.512115±0.00008（2σ， n=10）。Pb标准溶液（NBS 981）的测量结果用于Pb同位素的质量分馏校正。长期的测量结果显示，Pb同位素分馏值为0.1%/原子质量单位（amu）。Sr和Nd同位素比值测量精度优于0.003%，Pb同位素比值测量精度优于0.01%。Sr、Nd和Pb的全流程本底分别在<200 pg、<100 pg和<200 pg水平。详细的同位素分析流程可以参考文献（Chen et al., 2000, 2007）。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb同位素年龄

选取具有代表性的4个样品（样品编号XH2001、XH2003、XH2008、XH2013）进行锆石阴极发光（CL）图像、U-Pb同位素组成分析。样品中锆石多为无色透明—半透明，裂隙较发育，部分颗粒较破碎，呈柱状—长柱状，自形程度较好，长宽比值约为1∶1~3∶1，粒径大多数在70~180 μm之间，样品XH2003的锆石颗粒较大，粒径在100~400 μm之间。锆石阴极发光图像显示锆石振荡环带较明显，环带间隔较窄（图3），符合典型的岩浆锆石特征。锆石LA-ICP-MS测量数据见表1。测试结果显示，锆石的Th含量为54×10-6~1051×10-6，U含量为112×10-6~1217×10-6，Th/U比值为0.20~1.98，大多数>0.4。综上特征分析，认为样品锆石应该为岩浆成因，其锆石U-Pb年龄可以代表小河岩体的形成时代。

表1 小河岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb results for the Xiaohe pluton

图3 小河岩体锆石CL阴极发光图像Fig. 3 Cathodoluminescence images of Zircons from the Xiaohe pluton

少量的锆石得到较大的207Pb/206Pb年龄值，如分析点XH2001-18（2458±124 Ma）、XH2008-9（2287±70 Ma）、XH2013-4（2044±113 Ma）。阴极发光图像显示，这些锆石核部与边部界线不规则、发光程度不一，核部区域无环带且呈现补丁状，可能为古老的继承锆石。因而，在样品的平均年龄值计算时，排除了这些年龄明显偏老的锆石分析数据。样品XH2001共选出22个有效分析点，分析点都由于发生Pb丢失而落于谐和线的下方（图4a），它们构成一条不一致线，得到上交点年龄为1801±65 Ma；样品XH2003共选出20个有效分析点，除6个数据点落在谐和线上外，其余点都发生了Pb丢失（图4b），不一致线的上交点年龄为1816±39 Ma，谐和的分析点加权平均年龄为1796±61 Ma；样品XH2008共选出20个有效分析点，大多数样品点因发生Pb丢失而落于谐和线的下方（图4c），不一致线的上交点年龄为1805±71 Ma，6个谐和的分析点加权平均年龄为1793±62 Ma；样品XH2013选出19个有效分析点，样品点均落于谐和线上（图4d），上交点年龄为1810±35 Ma，19个点的加权平均年龄为1794±48 Ma。四个样品的测试结果在误差范围内一致，代表了岩体的形成时代为~1.80 Ga。

图4 小河岩体锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the Xiaohe pluton

4.2 元素地球化学组成

全岩的主量、微量和稀土元素含量分析结果见表2。所有样品有相似的主量元素组成特征，整体上显示富硅、富钾和富碱的特征。根据CIPW标准矿物计算结果，在花岗岩类岩石QAP分类图中（图5a），小河岩体的样品均在二长花岗岩的范围内，与显微镜下观察到的类型一致。岩石SiO2含量为71.45~76.56 wt%、P2O5含量为0.01~0.06 wt%、TFe2O3含量为0.18~2.92 wt%、Na2O含量为2.85~4.13 wt%、K2O含量为4.15~6.56 wt%、Na2O+K2O含量为8.16~9.70 wt%。里特曼指数为1.98~3.31。MgO含量为0.02~0.39 wt%，Mg#值为13.04~30.05。Al2O3含量为12.64~14.58 wt%，铝饱和指数(A/CNK)为0.99~1.13，A/NK为1.10~1.26，在A/CNK-A/NK分类图中（图5b），样品主要落在弱过铝质区域内。根据SiO2与K2O+Na2O-CaO投图（图5c），样品落入碱钙质—钙碱质范围内，主要显示碱钙质特征。样品FeOT/（FeOT+MgO）值较高（0.81~0.92），具有铁质特征（图5d）。

表2 小河岩体主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Whole-rock major element concentrations (wt%) and trace element concentrations (×10-6) of the Xiaohe pluton

图5 主量元素含量相关图（a: 据Le Maitre et al., 1989；b: 据Maniar and Piccoli, 1989; c, d: 据Frost et al., 2001）Fig. 5 Correlation diagrams of major element contents

从球粒陨石标准化稀土元素配分图中，可以识别出不同稀土元素配分形式的两类岩石（图6a）。第一类岩石，样品编号XH2001-XH2005和XH2008-XH2012，表现为轻稀土元素富集、重稀土元素相对平坦的右倾型模式，稀土元素总含量较高，为261.26×10-6~591.03×10-6，轻/重稀土元素（LREE/HREE）含量比值为16.69~44.12，(La/Yb)N为22.35~135.64，表明轻重稀土元素之间分馏程度较高。(La/Sm)N为4.31~10.64，(Gd/Yb)N为2.83~9.76，反映了LREE和HREE内部分馏程度较明显。该类岩石还表现出较显著的负Eu异常，Eu/Eu*值为0.25~0.63，可能是岩浆源区残留斜长石造成的。第二类岩石，样品编号XH2006、XH2007和XH2013-XH2016，该类岩石样品的稀土元素总含量较低，为11.92×10-6~73.32×10-6，轻/重稀土元素含量比值为3.06~5.23，(La/Yb)N为1.47~3.51，表明轻、重稀土元素之间分馏程度低。(La/Sm)N为1.31~2.93，(Gd/Yb)N为0.54~1.24，反映了LREE和HREE之间分馏不明显。与第一类岩石相比，第二类岩石的轻稀土元素含量明显下降，可能指示在成岩过程中有褐帘石等富含轻稀土元素的副矿物发生分离作用，表明岩浆可能经过高度分离结晶。第二类岩石样品的Eu异常程度变化较大，存在正或负Eu异常（Eu/Eu*值1.65~2.78和0.38~0.51），可能分别受控于长石堆晶作用或岩浆源区残留斜长石，也可能受到富含稀土矿物分离结晶的影响，熔体中出现流体，二者之间相互作用影响了其稀土元素分布特征（吴福元等，2017）。然而，两类岩石样品大多数的微量元素组成均一（图6b），主要富集Rb、Th、U、K等，且在Ba、Sr、P和Ti等元素上表现出负异常。两类岩石样品在La、Ce、和Nd元素含量上差异相对较大。稀土和微量元素组成特征指示，小河岩体在形成过程中可能受到长石、磷灰石和钛铁矿等多种矿物的影响。

图6 （a）球粒陨石标准化稀土元素配分图（球粒陨石标准化值据McDonough and Sun, 1995）;（b）原始地幔标准化微量元素蛛网图（原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989）Fig. 6 (a) Chondrite-normalized REE patterns; (b) Primitive mantle-normalized spidergrams

4.3 岩石Sr-Nd-Pb同位素组成

岩石粉末样品Sr-Nd和Pb同位素分析结果见表3和表4。在计算Sr同位素初始值和εNd(t)值时，除有锆石年龄的样品按照锆石年龄校准外，其余样品按照t=1.8 Ga计算。两类样品具有相似的Sr-Nd-Pb同位素组成，初始87Sr/86Sr值为0.35227~0.72764，Sr同位素变化范围较大，且大部分样品低于地球初始值，可能与较大的87Rb/86Sr值有关（Jahn, 2004）。岩石Pb同位素组成不均一，变化范围很大，206Pb/204Pb初始值为6.801~36.977、207Pb/204Pb初始值为15.350~18.303、208Pb/204Pb初始值为4.445~50.922，推测可能是岩浆源区含有高的Th和U含量或者部分熔融时受矿物配分影响。因此，我们认为小河岩体Pb和Sr同位素组成不能作为岩浆来源的判别标准，后续讨论也不再使用。第一类岩石样品的εNd(t)值为-6.1~-4.8，两阶段Nd模式年龄(TDM2)为2.8~2.7 Ga；第二类样品的εNd(t)值为-6.1~-5.0，两阶段Nd模式年龄(TDM2)为2.8~2.7 Ga。

表3 小河岩体全岩Sr-Nd同位素测试数据Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Xiaohe pluton

表4 小河岩体全岩Pb同位素测试数据Table 4 Whole-rock Pb isotopic compositions of the Xiaohe pluton

4.4 锆石Hf同位素组成

对第一类岩石样品（编号XH2001、XH2003和XH2008）和第二类岩石样品（编号XH2013）开展锆石微区176Hf/177Hf同位素比值测量，分析结果见表5。4件岩石样品的锆石颗粒具有相似的Hf同位素组成，176Hf/177Hf同位素比值分别为0.281503~0.281599（XH2001）、0.281450~0.281550（XH2003）、0.281441~0.281544（XH2008）和0.281455~ 0.281584（XH2013），对应的εNd(t)值分别为-6.6~-3.9、-7.6 ~-4.4、-11.1~-5.7和-8.4~-4.4，二阶段模式年龄(TDM2)分别为2.6~2.5 Ga、2.7~2.6 Ga、2.7~2.6 Ga和2.7~2.5 Ga。

表5 小河岩体锆石Hf同位素数据Table 5 MC-ICP-MS zircon Hf isotopic compositions of the Xiaohe pluton

5 讨论

5.1 形成时代

目前对于小河岩体的形成时代存在不同的认识：河南省区域地质志中记载小河岩体锆石U-Pb年龄为999 Ma（河南省地质矿产局, 1989）；邓亚婷和王北颖（1998）根据前人研究并结合小河岩体与周围变质岩的接触关系，认为小河岩体的形成年龄为1600~1400 Ma；李春麟（2011）通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测得小河岩体的207Pb/206Pb年龄值为2328 Ma；最近的研究表明小河岩体的锆石U-Pb定年结果为1799~1782 Ma（Li et al., 2018）。由此看来，早期的定年结果存在较大的变化范围。

本文对小河岩体的4件岩石样品进行了LAICP-MS锆石U-Pb定年。若锆石形成后U-Th-Pb同位素体系一直未受外界影响，没有放射性成因Pb丢失，测得的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb三组年龄值应该在误差范围内是一致的。然而，4件岩石样品大多数锆石颗粒的三组年龄值基本上不谐和，仅样品XH2013的部分锆石谐和度较好。在1956年，Wetherill提出了幕式Pb丢失事件（Wetherill, 1956），此由后期发生的地质热事件所致，下交点年龄代表幕式Pb丢失发生的时间，上交点年龄仍然可以指示岩体成岩年龄。Russell和Ahrens（1957）提出了Pb会发生连续丢失现象。根据野外地质特征和样品观察，小河岩体无明显的变质变形，研究区也无古元古代晚期构造—热事件记录，锆石颗粒并没有受到后期地质事件影响，结合锆石的微量元素和相对较高Th和U含量，可以判定小河岩体的锆石应该受到了放射性损伤，经历过一次或多次的Pb 丢失，不一致线的下交点年龄应该没有实际的地质意义。第一类岩石的锆石结晶年龄为1801~1793 Ma，第二类岩石的锆石结晶年龄为1794 Ma，本文认为小河岩体中的两类岩石形成于古元古代晚期（~1.80 Ga）。两类岩石形成时代集中，暗示它们为同一期次岩浆活动发育而来。

5.2 岩石成因

在地球化学特征上，小河岩体花岗岩样品与铝质A型花岗岩的特征类似：（1）富钾富碱且富铝，K2O/Na2O值为1.03~2.09，均大于1，含有高的总碱（K2O+Na2O）值，为8.16~9.70 wt%，Al2O3为12.64~14.58 wt%，大于12 wt%；（2）铁值（FeOT/（FeOT+MgO）较高，范围为0.81~0.92；（3）A/CNK值为0.99~1.13，属于弱过铝质岩石（图5b）；（4）在图5c、d中分别落于碱钙质—钙碱质、铁质A型花岗岩的区域；（5）图7显示样品基本上落入A型花岗岩范围内；（6）不含碱性暗色矿物，含有暗色矿物黑云母（图2）。但是，岩石样品具有较高的SiO2含量、全碱含量和分异指数（DI值为88.15~96.38），其中第一类88.15~93.96，第二类91.90~96.38，较低含量的TiO2、P2O5、MgO、CaO、MnO等，以及在第二类采样点附近发现的晶洞构造，反映了小河岩体经历了高程度的分异演化作用。这使得对小河岩体花岗岩成因类型的判断变得困难，需进一步查明两类样品的差异和联系。

图7 小河岩体岩石成因类型判别图（据Whalen et al., 1987）Fig. 7 Discrimination diagrams for genetic types of the Xiaohe pluton

小河岩体第二类岩石Zr含量低，显著低于A型花岗岩的下限250×10-6（Whalen et al., 1987），可能是分异作用导致的。前人以锆石Zr/Hf比值，将花岗岩划分为普通花岗岩（Zr/Hf > 55）、中等分异花岗岩（25< Zr/Hf <55）和高分异花岗岩（Zr/Hf <25）（Breiter et al., 2014）。小河岩体第一类岩石Zr/Hf值为31.3~50.2，为中等分异花岗岩；第二类岩石的Zr/Hf值为12.3~24.6，属于高分异花岗岩。在花岗岩TFeO/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)和(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)判别图中（图8a，b; Whalen et al., 1987），第一类岩石均投于A型花岗岩的区域内，第二类岩石都落入高分异花岗岩范围内。针对高分异花岗岩的判别问题，冯尚杰等（2020）根据前人提出的地球化学指标，构建了10000 Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)相关图解，用于厘定不同成因类型的花岗岩。第一类岩石落入未分异A型花岗岩区域，第二类岩石落入分异的I、S或A型花岗岩区域（图8c）。整体上，岩石显示出A型花岗岩的分异演化趋势。根据前人提出的全岩锆饱和温度（TZr）计算公式，计算得到第一类花岗岩的TZr为795~900 ℃，平均温度为844 ℃，在A型花岗岩温度（800~900 ℃）范围内（图8d; Watson and Harrison, 1983），而第二类花岗岩的TZr为676~799 ℃，平均温度为745 ℃，部分样品的TZr值低于I型（~780 ℃）和S型（~760 ℃）花岗岩的锆饱和温度，与高分异花岗岩晚期结晶的特点一致（杨飞，2019）。因此，本文推测小河岩体为铝质A型花岗岩，总体上分异程度较高，部分样品具有高分异花岗岩的特征。

图8 （a-c）A型花岗岩与高分异花岗岩判别图（a和b据Whalen et al., 1987；c据冯尚杰等, 2020）;（d）全岩锆饱和温度TZr（℃）值范围Fig. 8 Discrimination diagrams of A-type granite and highly fractionated granite（a-c）;（d）TZr values（℃） of the Xiaohe pluton

本文认为小河岩体的中等分异花岗岩（第一类）与高分异花岗岩（第二类）同属于铝质A型花岗岩，二者具有成因联系，第二类应该是由第一类经过分异演化而来。该推测源于：（1）在误差范围内，第一类（1801~1793 Ma）与第二类（1794 Ma）岩石的形成时代一样，暗示它们应为同一期次岩浆活动发育而来；（2） 两类岩石具有相似的Nd和Hf同位素组成（第一类样品εNd(t)值为-6.1~-4.8，εHf(t)值为-11.1~-3.9；第二类样品εNd(t)值为-6.1~-5.0，εHf(t)值为-8.4~-4.4），应该源自相同的岩浆源区；（3） 所有岩石整体上显示出A型花岗岩的分异演化趋势（图8c）；（4）第二类高分异花岗岩样品的锆饱和温度较第一类低，可能是其结晶时间相对较晚（杨飞，2019）。（5）第二类的稀土元素总含量较低，P2O5含量也较低，中稀土相对于轻重稀土亏损，可能受到富含稀土矿物分离结晶的影响，如磷灰石等，熔体中出现流体，熔体与流体相互作用影响了其稀土元素分布特征（吴福元等，2017）。

5.3 岩浆源区

关于A型花岗岩的成因问题，不同学者有不同的观点，概括为以下三种（周红升等，2008; 师江朋等，2017）：地壳物质的部分熔融作用和结晶分异作用；来自幔源基性岩浆的分离结晶；地壳物质与地幔物质混合而成。古元古代晚期小秦岭地区基性岩的εNd(t)值为-4.45~+6.20（Wang et al.,2008），明显高于小河岩体εNd(t)值 -6.1~-4.8。小河岩体花岗岩为弱过铝质，不具有幔源A型花岗岩的地球化学属性（Creaser et al., 1991; Shellnutt and Zhou, 2007），表明小河岩体不是由地幔碱性玄武质岩浆演化形成。小河岩体具有高SiO2、Rb/Sr比值，较高K2O，较低含量的TiO2、MgO、Mg#、FeOT等，富集Rb、K等，亏损Ti、P等元素的特征，与壳源花岗岩的地球化学特征一致。此外，小河岩体的全岩Nd同位素和锆石Hf同位素组成均一，具有较低的εHf(t)值、εNd(t)值和较大的二阶段Nd和Hf模式年龄，说明源区应该为古老地壳。目前学者普遍认为，有两种地壳物质部分熔融可以产生A型花岗岩，即钙碱性岩石和麻粒岩相变质沉积岩（Collins et al., 1982; Patiño, 1997; Huang et al., 2011）。研究认为，后者经过高温部分熔融产生的花岗岩为过铝质A型花岗岩，且具有低的全碱（K2O+Na2O）值（Huang et al., 2011），与小河岩体花岗岩的特征不一致。在低压高温环境下，钙碱性岩石脱水部分熔融能形成弱过铝质A型花岗岩，且该类花岗岩具有高SiO2和K2O/Na2O值、低TiO2、P2O5、MgO和CaO含量、具负Eu、Sr异常等特点（Patiño, 1997; Frost and Frost, 2011），与小河岩体的特征基本相符。

小河岩体两类花岗岩Nd和锆石Hf同位素组成均一，表明岩石的岩浆源区性质相同。在年龄-εNd(t)图解中（图9a），小河岩体花岗岩均落在球粒陨石演化线之下，并投影于华北克拉通新太古代地壳演化区内。从图9可以看出，小河岩体岩石εNd(t)值与锆石εHf(t)大致落入太华群的演化区域内。其Nd同位素两阶段模式年龄为2.8~2.7 Ga，锆石Hf同位素两阶段模式年龄为2.7~2.5 Ga，可能暗示小河岩体主要为新太古代地壳物质熔融而成，与研究区广泛出露的太华群TTG片麻岩的形成年龄接近（2.85~2.20 Ga; Zhou et al., 2014; Diwu et al., 2014;第五春荣等, 2018; 第五春荣, 2021）。这也与上述钙碱性岩石经过低压脱水部分熔融能形成弱过铝质A型花岗岩观点（Patiño, 1997; Frost and Frost,2011）吻合。同时，在小河岩体中的继承锆石也表明小河岩体的源区较老。因此，我们认为小河岩体的岩浆源区应该是新太古代地壳物质，可能类似于太华群TTG片麻岩。小河岩体与相邻的同时代的~1.84 Ga垣头岩体（邓小芹等，2019），~1.80 Ga桂家峪岩体（Deng et al., 2016a），以及南部相对年轻的~1.60 Ga麻坪岩体（邓小芹等，2015）、龙王䃥岩体（Wang et al., 2020）和~1.53 Ga张家坪岩体（Deng et al., 2016b）具有类似的Nd和Hf同位素特征（图9），暗示这些A型花岗岩可能具有相似的古老岩浆源区。

图9 （a）小河岩体和华北克拉通南缘元古宙A型花岗岩年龄-全岩εNd(t)图解;（b）年龄-锆石εHf(t)图解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 构造意义

古元古代晚期小河岩体铝质A型花岗岩的形成有助于了解华北克拉通南缘的构造体制转变。铝质A型花岗岩通常被认为形成于高温低压的伸展环境中（Patiño, 1997; Frost and Frost, 2011）。相对于挤压的构造环境，具有低压特征的伸展构造环境更容易使源区岩石发生减压熔融（张旗等，2012）。小河岩体A型花岗岩（第一类）的锆饱和温度达到795~900 ℃，推测岩体形成过程中可能有外来热源提供热量。在陆—陆俯冲/碰撞后的伸展环境中，通常发育高钾钙碱性花岗岩。小河岩体主要为高钾碱钙质—钙碱质岩石，且有较高的全碱含量（Na2O+K2O为8.16~9.70 wt%; Bernard et a1., 1999），符合华北东西两陆块碰撞后的地壳伸展背景，而排除非造山环境的岩浆作用产物。Li等（2018）在研究华北南缘小秦岭地区古元古代构造演化问题时将其分为两个阶段，第一个阶段为1863~1840 Ma，宏观构造和微观构造支持华北东部陆块和西部陆块俯冲碰撞的模型，第二个阶段为1829~1703 Ma，局部的E-W走向的剪切带和伴随有大量的岩浆活动表明小秦岭地区进入了造山带的平行伸展阶段，这与我们认为小河岩体产生于碰撞后的地壳伸展环境是一致的。

碰撞后伸展可以由以下三种机制触发：（1）岩石圈拆沉（Kay, 1993）；（2）重力或造山垮塌（Turner et al., 1999）；（3）俯冲板片断离（Davies and Blanckenburg, 1995）。这些机制均有可能导致软流圈上涌，进而扰乱原始的地热梯度，致使岩石圈的伸展和大规模的岩浆活动（Bonin, 2004）。岩石圈拆沉和重力垮塌会诱发大量的基性岩浆作用，然而华北克拉通南缘出露的古元古代岩石以中酸性岩石为主，相对较少有基性岩的报道，暗示俯冲板片断离更可能为该时期华北克拉通南缘伸展的原因。随着碰撞后地壳伸展，热的软流圈上涌并加热岩石圈地幔，使岩石圈地幔发生部分熔融形成基性岩浆。然而，该机制下加厚的地壳使基性岩浆难以大规模喷发。这种熔融形成的基性岩浆上升到地壳深度时，会进一步诱发大规模的地壳熔融形成花岗质岩浆（Collins, 1994; Davies and Blanckenburg,1995; 徐义刚等，2009）。由此看来，新太古代地壳物质应该就是在这种机制下发生部分熔融，形成的熔体上升就位形成小河岩体。

我们统计华北克拉通南缘古元古代晚期—中元古代早期具有A型花岗岩特征的岩体时空分布情况，包括如下：~1.84 Ga垣头花岗岩（邓小芹等，2019）、~1.83 Ga华阳川岩体（Xue et al., 2018）、~1.80 Ga小河岩体（本文）和摩天寨岩体（Zhao and Zhou, 2009）、上店岩体和登封岩体（师江朋等,2017）、桂家峪岩体（Deng et al., 2016a）、~1.75 Ga石秤岩体（Zhao and Zhou, 2009）、~1.60 Ga麻坪花岗岩（邓小芹等，2015; 邓小芹，2016）、龙王䃥花岗岩（Wang et al., 2020）和~1.53 Ga张家坪岩体（Deng et al., 2016b）。从时空分布图中可以看出，华北克拉通南缘在古元古代晚期—中元古代早期发育两期A型花岗岩（图10）：较早一期在1.84~1.75 Ga，~1.80 Ga时发育的A型花岗岩最频繁，小河岩体便是在此峰期出现。相对较晚一期零星发育着~1.60 Ga和~1.53 Ga的A型花岗岩。在两期间存在A型花岗岩发育的间断期，可能暗示着前后构造环境发生转变。通过对比发现，包括小河岩体在内的华北克拉通南缘北部的A型花岗岩岩体相较于南部的A型花岗岩岩体形成年龄更老。再结合构造判别图（图11）分析，北部的A型花岗岩岩体基本落入A2区域，可能指示了碰撞/造山后环境；南部的A型花岗岩岩体主要落入A1区域，或者被认为是由A2向A1过渡（Wang et al., 2020;邓小芹，2016），可能暗示了向大陆板内或裂谷等环境转变。综上所述，我们认为华北克拉通南缘北部与南部的A型花岗岩岩体形成的构造环境可能不同。

图11 区分A1和A2花岗岩类的Nb-Y-Ce图解（据Eby, 1992）Fig. 11 Nb-Y-Ce diagram for distinguishing A1 and A2 granitoid rocks

华北克拉通南缘在古元古代晚期（约1.85~1.80 Ga）发生了普遍的退变质作用，如麻粒岩相退变质为角闪岩相（罗志波等，2012），小秦岭孔兹岩带（焦淑娟，2013），华山变质岩体中的含石榴石角闪岩（Wang et al., 2014），可能代表碰撞后地质抬升事件或者地幔上涌开始阶段。结合目前报道的A型花岗岩：如~1.84 Ga垣头岩体（邓小芹等,2019），~1.80 Ga桂家峪岩体（Deng et al., 2016a）、上店岩体（师江朋等，2017）、摩天寨岩体（Zhao and Zhou, 2009）以及小河岩体，可以推测它们整体上暗示了与伸展体制密切相关的岩浆—热事件，表明克拉通南缘在古元古代晚期（~1.85 Ga）时造山活动已经结束，地壳处于碰撞/造山后构造伸展环境。

6 结论

小河岩体的主量元素和大部分微量元素组成均一，而从稀土元素配分的差异，可以识别出两类岩石，即第一类为中等分异花岗岩和第二类为高分异花岗岩。两类岩石都属于A型花岗岩，且形成时代一致，为古元古代晚期~1.80 Ga。根据成岩时代和同位素地球化学组成特征，两类岩石具有密切的成因联系，为同一期次岩浆活动的产物，第二类应该是由第一类经过分异演化而来。

两类花岗岩均具有富集的Nd和锆石Hf同位素组成，岩浆源区性质相同，可能源自华北克拉通南缘新太古代基底物质的部分熔融作用。小河岩体A型花岗岩体形成于古元古代晚期碰撞/造山后的地壳伸展环境，与一系列伸展体制密切相关的岩浆—热事件共同揭示了华北克拉通南缘在古元古代晚期时（~1.85 Ga）造山运动已经结束。成因上，古元古代晚期A型花岗岩有别于华北克拉通南缘中元古代早期的A型花岗岩，可能分属于不同的构造背景。

致谢:本工作得到国家基金委员会资助（项目编号：41872049）。作者非常感谢匿名评审人提供建设性的意见和修改建议、贺剑峰和肖平帮助和指导分析测试、张贺和杨一增协助野外地质工作。