華北克拉通中東部新太古代晚期變質(zhì)火山巖及動力學體制

劉樹文 包涵 高磊 孫國正 王偉 郭榮榮 郭博然 付敬浩 胡雅璐 白翔 胡方泱

LIU ShuWen1, BAO Han1, GAO Lei1, SUN GuoZheng1, WANG Wei2, GUO RongRong3, GUO BoRan4, FU JingHao5, HU YaLu1, BAI Xiang6, 7 and HU FangYang8

1. 北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，地球與空間科學學院，北京 100871

2. 中國地質(zhì)大學(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，地球科學與資源學院，北京 100083

3. 東北大學深部金屬礦山安全開采教育部重點實驗室,資源與土木工程學院地質(zhì)系，沈陽 110819

4. 北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院，北京 100012

5. 西南石油大學地球科學與技術學院，成都 610500

6. 中國地震局地質(zhì)研究所，吉林長白山火山國家野外科學觀測研究站，北京 100029

7. 中國地震局地震與火山災害重點實驗室，北京 100029

8. 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

1. MOE Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China

3. MOE Key Laboratory on Safe Mining of Deep Metal Mines, Department of Geology, School of Resources and Civil Engineering, Northeastern University, Shenyang 110819, China

4. Beijing Institute of Geology for Mineral Resources, Beijing 100012, China

5. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China

6. National Observation and Research Station of Jilin Changbaishan Volcano, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China

7. Key Laboratory of Seismic and Volcanic Hazards, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China

8. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

冥古宙和太古宙占據(jù)了地球一半以上的形成與演化歷史，其殼幔動力學體制是地球科學的關鍵問題。長期以來研究者們基于地球早期比太古宙以后更高的地幔潛能溫度和大陸長英質(zhì)地殼起源于早期玄武質(zhì)地殼的認識，提出各種各樣的太古宙殼幔動力學體制模型，其代表性模型包括：(1)滯留-蓋層模型(Stagnant-lid)，該模型認為冥古宙到太古宙時期，隨著地球的冷卻，早期地殼表面玄武質(zhì)巖石漸漸冷卻形成滯留蓋層，蓋層之下不同規(guī)模的地幔對流導致對流室匯聚、沉降邊緣對接增厚向下拖曳，發(fā)生高壓變質(zhì)甚至榴輝巖化、部分熔融形成最早的TTG巖漿。與玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異形成最早的長英質(zhì)地殼的認識一樣，該模型需要地殼中絕大部分的地質(zhì)記錄是拉斑玄武巖，而TTG片麻巖只沿著匯聚邊界分布，然后這一匯聚邊界后退形成更多的長英質(zhì)片麻巖(Moyen and Laurent, 2018)；(2)地幔柱模型認為鐵鎂質(zhì)和超鐵鎂質(zhì)巖漿起源于上下地幔邊界或者核幔邊界未虧損地幔的高溫部分熔融，可以形成多級地幔柱體系，產(chǎn)生地球早期具有代表性的科馬提巖、科馬提質(zhì)玄武巖、苦橄巖和富集的拉斑玄武巖等地質(zhì)記錄，其中地幔柱頭部和邊部的拉斑玄武巖成分略有差別。該模型以巴布頓綠巖帶為典型代表，大量的鐵鎂質(zhì)-超鐵鎂質(zhì)巖出現(xiàn)是該模型的關鍵地質(zhì)記錄(Bédard, 2018; Zhao and Zhai, 2013)。這種模型的關鍵是超高溫和干的伸展構(gòu)造體系，基本不虧損的高度熔融的幔源巖漿，出現(xiàn)鐵鎂質(zhì)巖墻群、高溫A型鉀質(zhì)花崗質(zhì)巖石和少量殼?；旌铣梢虻闹行詭r漿巖石記錄。這種體制下長英質(zhì)巖石通常形成于干體系高溫和低壓熱動力學過程；(3)重力沉降模型(Sagduction tectonics)主要是基于太古宙的地幔溫度高于現(xiàn)代地幔溫度250℃以上，地殼巖石處于高熱和高度塑性狀態(tài)，地殼表層高密度鐵鎂質(zhì)巖石因重力不穩(wěn)定而下沉，到地殼底部熔融形成TTG巖漿(Lin and Beakhouse, 2013)。這種構(gòu)造體制主要受控于地殼不同層次的巖石密度，主要下沉的是高密度的鐵鎂質(zhì)巖石和BIF，形成重力卵型底劈構(gòu)造和高角度構(gòu)造面理和線理，當沉降深度的圍巖與沉降巖石密度接近時運動停止。由于其它變質(zhì)沉積巖與圍巖的密度差很小，難于發(fā)生大規(guī)模沉降，尤其是變質(zhì)泥質(zhì)巖和長英質(zhì)巖石幾乎不可能發(fā)生重力沉降，且被重力沉降的巖石很難折返回到地表。沉降后形成一些類拗拉槽型上部沉積充填帶；(4)滴落構(gòu)造模型(Dripping tectonics)是結(jié)合滯留蓋層思路，通過熱-力學數(shù)值模擬，獲得巖石圈下部在地幔對流粘滯力帶動下物質(zhì)粘性流動，巖石圈上部保持基本穩(wěn)定的滯留層，形成巖石圈底部不規(guī)則向下突出、沉降到拆沉-滴落，導致下部巖石圈物質(zhì)再循環(huán)進入地幔，熔體通過沉降管道上升形成TTG巖漿(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Nebeletal., 2018)，但是地表物質(zhì)尤其是長英質(zhì)沉積物很難通過這種模型進入到地幔，且這種構(gòu)造機制形成再循環(huán)型巖漿的過程需要非常長的時間周期；(5)包括我們在內(nèi)的很大一部分研究者將太古宙構(gòu)造體制，尤其是新太古代構(gòu)造體制與現(xiàn)代主體構(gòu)造體制類比，用板塊構(gòu)造體制來解釋新太古代殼幔作用的記錄。這種觀點通常認為從古太古代時就存在殼幔再循環(huán)(Wangetal., 2020)。這種殼幔再循環(huán)導致的地幔含水量和硅-堿-鋁質(zhì)組分有所增加，流體-殼源熔體交代地幔，導致其降溫并部分熔融，形成新太古代巖漿記錄的多樣性和明顯的中新太古代地幔的不均一性，且氧逸度明顯增加。這種作用的機制與現(xiàn)代板塊構(gòu)造體制有明顯差別，從中太古代晚期到新太古代晚期，以存在較為剛性的塊體之間的擠壓碰撞、熱的板片俯沖和流體-熔體交代地幔產(chǎn)生的相關殼幔巖漿作用記錄為主要標志。這種俯沖機制包括高地熱梯度條件下塊體對接(Buckling)、中等地熱梯度下小規(guī)模高角度淺俯沖然后俯沖板片翻轉(zhuǎn)和斷離(Rolling back and break-off)(Baietal., 2014, 2016; Fuetal., 2017, 2018; Guoetal., 2013, 2015a, b, 2017a, b, 2018; Kusky, 2020; Liuetal., 2002, 2004, 2019; Wangetal., 2013, 2015; Zhai and Santosh, 2011; 劉樹文等, 2018a)。近年來的研究進展表明，至少前三種模式可能從冥古宙、經(jīng)始太古代、古太古代到中太古代都存在，在不同演化階段可能不同的動力學體制都起到過主導作用。不同階段都存在多種方式的動力學體制的聯(lián)合作用，從地球早期地幔柱與滯留蓋層、與沉降構(gòu)造聯(lián)合動力學體制到中太古代滯留-蓋層或者地幔柱和板塊俯沖聯(lián)合動力學體制逐漸演化過渡為太古代晚期以熱俯沖的動力學體制為主(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Hawkesworthetal., 2019; Nebeletal., 2018)。

本文整理了我們研究組未發(fā)表的和眾多同行們已經(jīng)發(fā)表的華北克拉通中東部新太古代晚期變質(zhì)火山巖資料，我們認為這些資料較好地記錄了新太古代晚期的殼幔作用過程。結(jié)合我們研究組最近關于華北克拉通中東部新太古代熱狀態(tài)和地殼厚度的研究，這些火山巖特征、成因及其反映的殼幔動力學過程對于理解新太古代晚期的殼幔動力學體制可能具有重要意義，供同行們批評和討論。

1 新太古代晚期變質(zhì)火山巖大數(shù)據(jù)收集和分類原則

本研究使用樣品的選取原則是：(1)樣品需具有配套的常量元素、微量元素(包括稀土元素)數(shù)據(jù)；(2)必須是常量元素主要為XRF方法分析(少量濕法分析)，微量元素(包括稀土元素)使用電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS)進行分析，且分析數(shù)據(jù)符合精度要求；(3)每一地區(qū)同一批次樣品有可靠的定年數(shù)據(jù)和年齡；(4)同一批次樣品有與年齡配套的鋯石Lu-Hf同位素或者全巖Sm-Nd同位素數(shù)據(jù)進行成因限定。因此，我們共收集了華北克拉通中東部ca. 2.6～2.49Ga的有主量、微量和稀土元素分析結(jié)果的變質(zhì)火山巖樣品726件，其中232件為我們項目組尚未發(fā)表的資料，其它樣品數(shù)據(jù)引自近年來在國內(nèi)外學術刊物上已經(jīng)發(fā)表的有效分析資料。所有的726件分析樣品中的地區(qū)分布如下：膠東地區(qū)20件(Shanetal., 2015; Tangetal., 2007)，吉林南部39件(Guoetal., 2016; 李承東等, 2014)，遼北地區(qū)212件(Li and Wei, 2017; Pengetal., 2015, 2019; Wangetal., 2017a; 我們未發(fā)表的資料)，遼南地區(qū)66件(Gaoetal., 2020b; Guoetal., 2017b; Hanetal., 2014; Zhuetal., 2015)，魯西地區(qū)48件(Gaoetal., 2019, 2020a; Lietal., 2016; Pengetal., 2013; Shietal., 2019; Yuetal., 2019)，阜新地區(qū)42件(Wangetal., 2011, 2015)，冀東青龍南-遷安-灤縣地區(qū)50件(Lvetal., 2012; 郭榮榮等, 2014; 劉樹文等, 2018a；我們未發(fā)表的資料)，青龍-上營-灑河橋-遵化地區(qū)91件(Guoetal., 2013, 2015b, 2017c; Wangetal., 2019a)，冀北平泉-承德-赤城-宣化-懷安地區(qū)68件(Geetal., 2015; Liouetal., 2017; Wangetal., 2017b)，五臺山-云中山地區(qū)54件(Gao and Santosh, 2019; Liuetal., 2016; Lüetal., 2006; Polatetal., 2005; Wangetal., 2004, 2014, 2019b)，贊皇地區(qū)16件(Dengetal., 2013; Zhangetal., 2019)，登封地區(qū)20件(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018)。

對這些變質(zhì)火山巖的分類和命名是一個很大的問題。長期以來研究者們主要是依據(jù)一些統(tǒng)計現(xiàn)代火山巖獲得的微量元素分類圖對所研究的變質(zhì)火山巖進行分類，忽略了這些變質(zhì)火山巖的主量元素特征，尤其是能夠直接反映礦物組成特征的SiO2、Al2O3、MgO、FeO(Fe2O3)、堿質(zhì)成分和TiO2等關鍵組分，導致一些命名的變質(zhì)火山巖與其實際巖石種類不完全一致。由于一些富鎂貧硅的巖石常常表現(xiàn)明顯蝕變，導致較高的燒失量，這也會導致巖石化學分類時巖石名稱的一些不確定性。鑒于目前這種研究現(xiàn)狀，本文的巖石化學分類主要參考IUGS推薦的Pearce and Robinson (2010)分類和Pearce and Reagan (2019)研究全球玻安巖時的火山巖分類，即將全巖主量巖石化學分析成分去掉燒失量，按照全球范圍內(nèi)太古宙鐵鎂質(zhì)巖石和遼東地區(qū)新太古代巖石中Fe3+:Fe2+=2:8(離子比, Pearce and Reagan, 2019; Pengetal., 2015)，將全鐵成分換算成Fe2O3和FeO，然后歸一化到100%，重新核算每一個主量元素的組分含量(用下角標C加以注釋)。在此基礎上，為了大數(shù)據(jù)統(tǒng)計處理方便起見，將SiO2C≤45%的巖石命名為變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石、將45%≤SiO2C<52%且MgOC≥18%時的科馬提巖和12%≤MgOC<18%的變質(zhì)苦橄巖也歸于超鐵鎂質(zhì)巖石。45%1.3，因此選用(La/Yb)N=1.3將變質(zhì)玄武巖類劃分為稀土未分異型(相當于TH1型)和稀土分異型(相當于TH2型，包括拉斑玄武巖、鈣堿性玄武巖和二者過渡型)變質(zhì)玄武巖。變質(zhì)安山巖類則定義為在52%52%、MgOC≥8%和TiO2C<0.5%(Pearce and Reagan, 2019)。對既符合高鎂安山巖又符合玻安巖分類標準的巖石一律稱為變質(zhì)玻安巖，對除變質(zhì)玻安巖外、剩余滿足SiO2C>52%和MgOC≥5%的安山巖在統(tǒng)計分析時放進高鎂安山巖類一起討論。當SiO2C>63%時稱為變質(zhì)英安巖、流紋巖或者變質(zhì)長英質(zhì)火山巖，未細分。

2 新太古代晚期變質(zhì)火山巖類型及巖石組合與分布

從現(xiàn)有分析資料不難看出華北克拉通中東部新太古代晚期變質(zhì)火山巖巖石組合非常復雜，保存有很少量的變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石和變質(zhì)玻安巖記錄，最主要的巖石分布是拉斑玄武巖和玄武安山巖，其次是安山巖、英安巖和流紋巖(圖1a)。一些變質(zhì)火山巖也表現(xiàn)了非常高的總堿質(zhì)(Na2O+K2O)變化量，從小于1%到超過9%，尤其是遼北和冀東北部地區(qū)的少量玄武質(zhì)-玄武安山質(zhì)巖石表現(xiàn)了很高的總堿質(zhì)含量，落入了偏堿性巖石系列范圍(圖1a, b)。我們假設收集到的樣品分析結(jié)果沒有問題，那么這種高度變化的總堿質(zhì)含量可能一方面與原巖初始化學組分變化有關，這一點也被微量元素分類圖解上部分樣品落入堿性玄武巖、粗面玄武巖、粗面安山巖樣品所證實(圖1b)；另一個重要原因就是變質(zhì)變形過程中部分樣品受到了較為強烈的堿質(zhì)流體交代作用。在MgOC-SiO2C分類圖上(圖1c)，這些樣品表現(xiàn)為兩個重要的巖石組合，一是分布量最大的高鐵低鎂巖石組合，包括很少量的苦橄質(zhì)玄武巖、最大量的玄武巖和玄武安山巖-安山巖和少量的長英質(zhì)火山巖，另一個就是高鎂巖石組合，包括科馬提巖、苦橄巖、硅質(zhì)高鎂玄武巖、玻安巖和高鎂安山巖(圖1c黃色范圍)。與顯生宙玄武巖相比，所有的這些變質(zhì)鐵鎂質(zhì)和超鐵鎂質(zhì)巖石總體上表現(xiàn)為低鈦特征，只有很少量的樣品TiO2含量大于2%，尤其是高鎂巖石系列表現(xiàn)了從拉斑玄武巖到鈣堿性巖石系列的漸變過渡關系(圖1d)。

按照上述分類命名原則，華北克拉通中東部新太古代晚期各地區(qū)的巖石組合特征如下(圖2b)：膠東地區(qū)主要為稀土未分異型變質(zhì)玄武巖(30%)和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(65%)，含有少量的高鎂安山巖；吉林南部地區(qū)主要由稀土分異型變質(zhì)玄武巖(31%)、高鎂安山巖和安山巖(46%)、變質(zhì)長英質(zhì)火山巖(21%)和少量超鐵鎂質(zhì)巖石組成；遼北地區(qū)出現(xiàn)超鐵鎂質(zhì)巖石(12%)，包括變質(zhì)蝕變橄欖巖、輝橄巖、蛇紋巖和異剝鈣榴巖(圖2a, c)，這些巖石是堆晶巖還是洋殼殘片尚不清楚，最主要的巖石類型是變質(zhì)玄武巖和安山巖，包含稀土未分異玄武巖(14%)和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(25%)、變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(44%)，含有少量的變質(zhì)玻安巖和長英質(zhì)火山巖；遼南地區(qū)超鐵鎂質(zhì)巖石15%，稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖為32%，變質(zhì)玻安巖占9%，變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖占27%，但變質(zhì)長英質(zhì)火山巖相對較多(17%)。魯西地區(qū)主要由稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(44%)、變質(zhì)高鎂安山巖、安山巖(42%)為主，含有較多的變質(zhì)玻安巖(10%)，并含有少量的變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石(4%)；阜新地區(qū)缺少變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石和玻安巖，以稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(50%)、變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(42%)為主，含有少量的變質(zhì)長英質(zhì)火山巖(7%)；冀東青龍南-遷安-灤縣地區(qū)以大量的變質(zhì)長英質(zhì)火山巖(48%)，稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(22%)及變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(22%)為主，含有少量玻安巖(6%)和少量的變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石；冀東北部青龍-上營-灑河橋-遵化地區(qū)以稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(58%)、變質(zhì)高鎂安山巖、安山巖(20%)和變質(zhì)長英質(zhì)火山巖(13%)為主，出現(xiàn)少量變質(zhì)玻安巖和變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石，包括變質(zhì)角閃石巖和易熔巖等；與冀東北部地區(qū)相似，冀北平泉-承德-赤城-宣化-懷安地區(qū)以稀土未分異和稀土分異型變質(zhì)玄武巖(35%)、變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(47%)、變質(zhì)長英質(zhì)火山巖(9%)為主，并少量變質(zhì)玻安巖和變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石；五臺山-云中山地區(qū)主要火山巖巖性為大量稀土分異型變質(zhì)玄武巖(19%)、變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(71%)，含有少量稀土未分異變質(zhì)玄武巖、變質(zhì)玻安巖和長英質(zhì)火山巖；與五臺地區(qū)類似，贊皇地區(qū)主要火山巖巖性為稀土分異型變質(zhì)玄武巖(63%)、變質(zhì)高鎂安山巖和安山巖(37%)；登封地區(qū)缺少變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石和玻安巖，主要為稀土未分異變質(zhì)玄武巖(55%)、稀土分異型變質(zhì)玄武巖(15%)和變質(zhì)高鎂安山巖(20%)，含有少量變質(zhì)安山巖和長英質(zhì)火山巖。

圖1 變質(zhì)火山巖的地球化學分類(a) IUGS火山巖TAS分類(Le Bas et al., 1986)；(b)微量元素分類圖(Winchester and Floyd, 1976)；(c) MgOC-SiO2C分類圖(Pearce and Reagan, 2019)；(d) La-Yb巖石系列分布圖(Ross and Bédard, 2009). LSB-低硅玻安巖；HSB-高硅玻安巖；SHMB-硅質(zhì)高鎂玄武巖；HMA-高鎂安山巖；A-安山巖；D-英安巖；Ol-橄欖石；Opx-斜方輝石Fig.1 Geochemical classification diagrams for metavolcanic rocks(a) International Union of Geological Sciences (IUGS) total alkalis-silica (TAS) diagram of volcanic rocks (Le Bas et al., 1986); (b) Zr/TiO2×0.0001 vs. Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1976); (c) MgOC-SiO2C diagram (Pearce and Reagan, 2019); (d) La vs. Yb diagram (Ross and Bédard, 2009). LSB, low-Si boninite; HSB, high-Si boninite; SHMB, siliceous high-Mg basalt; HMA, high-Mg andesite; A, andesite; D, dacite; Ol, olivine; Opx, orthopyroxene

從上述各地區(qū)不同巖石類型組合和各類巖石分布量比(圖2)不難看出，新太古代變質(zhì)超鐵鎂質(zhì)巖石在遼北、遼南、冀東、冀北和吉南地區(qū)均有少量分布，所占火山巖樣品總量比僅有～7%，稀土未分異型玄武巖占～14%，稀土分異型玄武巖占～27%，變質(zhì)玻安巖只少量分布(～4%)。而高鎂安山巖和安山巖比例為～38%，變質(zhì)長英質(zhì)火山巖僅占～10%。

魯西、遼南、遼北、冀東北部、冀東南部(遷安-灤縣)、冀北和五臺-云中地區(qū)可大致劃歸為同一種巖石組合類型，以稀土未分異型玄武巖(REE-undifferentiated basalts)、稀土分異型玄武巖(REE-differentiated basalts)、高鎂安山巖(high-Mg andesites)、安山巖(andesites)組合為主體，出現(xiàn)少量超鐵鎂質(zhì)巖(ultramafic rocks)、玻安巖(boninites)和長英質(zhì)火山巖(felsic volcanic rocks)，我們以Ultramafic rock+Basalt+Boninite+Andesite作為其標志性巖石組合，稱為UBBA型(圖2)，最突出的特點是出現(xiàn)變質(zhì)玻安巖，且出現(xiàn)大量的稀土未分異和稀土分異型玄武巖，高鎂和低鎂安山巖，并組合有少量英安巖，存在超鐵鎂質(zhì)巖石。膠東、登封和阜新地區(qū)主要保存了大量的稀土未分異、稀土分異型玄武巖和不等量安山巖，可以稱為Tholeiite-Basalt+Andesite(TBA)型組合(圖2b)。吉林南部和贊皇地區(qū)巖石組合為稀土分異型拉斑玄武巖、高鎂和低鎂安山巖，只有少量的長英質(zhì)火山巖，我們可以稱其為Basalt-Andesite(BA)型組合(圖2b)。

圖2 華北克拉通中東部陸塊變質(zhì)火山巖區(qū)域分布及巖石組合特征(a)華北克拉通地質(zhì)簡圖(據(jù)Zhao et al., 2005修改)；(b)不同區(qū)域變質(zhì)火山巖巖石組合. DF-登封；FX-阜新；JD-膠東；N-EH-冀東北部；NH-冀北；NL-遼北；S-EH-冀東南部(青龍南部-遷安-灤縣地區(qū))；SJ-吉南；SL-遼南；TH-太華；WS-魯西；WT-YZ-五臺-云中；ZH-贊皇；ZT-中條Fig.2 Regional distributions and lithological assemblages of metamorphic volcanic rocks in the basement terranes of Central and Eastern Block of NCC(a) geological sketch map of the North China Craton (modified after Zhao et al., 2005); (b) the lithological assemblages of metamorphic volcanic rocks in different areas. DF, Dengfeng; FX, Fuxin; JD, eastern Shandong; N-EH, northern part of eastern Hebei; NH, northern Hebei; NL, northern Liaoning; S-EH, southern part of eastern Hebei (including Qianan, luanxian and southern Qinglong areas); SJ, southern Jilin; SL, southern Liaoning; TH, Taihua; WS, western Shandong; WT-YZ, Wutai and Yunzhong areas; ZH, Zanhuang; ZT, Zhongtiao

3 變質(zhì)火山巖成因

為了進一步探討這些新太古代晚期變質(zhì)火山巖所代表的動力學意義，我們必須了解各類巖石組合的巖漿作用特征和大致巖石成因。

3.1 UBBA變質(zhì)火山巖

這種類型變質(zhì)火山巖在華北克拉通不僅發(fā)育量大而且分布范圍廣，巖石類型復雜。該類火山巖中含48個超鐵鎂質(zhì)巖石樣品，包括蛇紋巖、蛇紋石化輝橄巖、富鐵的易熔巖、富鎂的透閃石角閃石巖、普通角閃石巖、透輝石巖，水鋁榴石異剝鈣榴巖等，因為各種類型的蝕變改造和交代作用導致該類巖石巖石學特征異常復雜。這些超鐵鎂質(zhì)巖石表現(xiàn)了類似于SSZ型蛇綠巖的巖石組合特征。Pengetal. (2015)通過大量的巖石學、巖石地球化學和Sr-Nd同位素研究認為其中超鐵鎂質(zhì)巖石直接來源于地幔，其它相關的火山-侵入巖形成于俯沖相關的弧巖漿作用。按照稀土元素特征，這些超鐵鎂質(zhì)巖石樣品中10個具有稀土未分異型拉斑玄武巖的稀土配分樣式，大部分樣品具有70～90的Mg#值，一些富鐵巖石Mg#變化范圍較寬。個別樣品表現(xiàn)出Ce負異常(圖3a, Pengetal., 2015)，一些大離子親石元素和P濃度變化較大并呈不明顯的Nb和Ti負異常(圖3b)，巖石成因研究表明其巖漿來源于原始地幔到虧損地幔較高程度的部分熔融，且地幔源區(qū)受到了來自俯沖相關的沉積物的熔體交代作用(圖3e, f)，巖石受到了海底流體或者后期流體的強烈交代。另一類超鐵鎂質(zhì)巖(38個樣品)則表現(xiàn)為明顯右斜式稀土圖譜和Th、Nb、Ta的負異常，Sr、P和Ti從正異常到明顯負異常(圖3c, d)，大部分樣品TiO2含量小于2%。巖石成因研究表明該類巖石的巖漿起源于原始地幔較高程度部分熔融，源區(qū)明顯受到了俯沖板片熔體的交代，并存在OIB型地幔端元，只是貢獻量很小(圖3e, f)。

圖3 超鐵鎂質(zhì)巖石的微量元素特征和成因稀土未分異型超鐵鎂質(zhì)巖石球粒隕石標準化稀土圖譜(a)和原始地幔標準化多元素圖譜(b)；稀土分異型超鐵鎂質(zhì)巖石球粒隕石標準化的稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(e) La/Yb-Nb/Yb巖石成因鑒別圖，反映原始巖漿的地幔端元和熔體交代作用(據(jù)Pearce, 2008修改)；(f) Th/Yb-Nb/Yb值圖(Pearce, 2008). DM虧損地幔；N-MORB正常洋中脊玄武巖；E-MORB富集洋中脊玄武巖；CC大陸地殼；OIB洋島玄武巖；AC平均地殼Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams, and petrogenetic discrimination diagrams for the ultramafic rocksChondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for REE-undifferentiated ultramafic rocks; chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for REE-differentiated ultramafic rocks; the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (e) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008); (f) Th/Yb vs. Nb/Yb diagram (Pearce, 2008). DM, depleted mantle; N-MORB, normal-type mid-ocean ridge basalt; E-MORB, enriched-type mid-ocean ridge basalt; CC, continental crust; OIB, ocean island basalt; AC, average crust

該巖石組合中的稀土未分異型高鎂拉斑玄武巖表現(xiàn)輕稀土虧損到平坦型稀土配分模式，絕大部分巖石沒有明顯的Nb、Ta、Ti負異常(圖4a, b)，巖石成因研究表明該類巖石巖漿起源于尖晶石橄欖巖熔融程度在5%～30%范圍內(nèi)的部分熔融，與稀土未分異的超鐵鎂質(zhì)巖石有明顯一致的巖石成因特征，且其巖漿源區(qū)同樣受到了俯沖沉積物熔體的交代作用(圖4e, f)。與稀土未分異型高鎂拉斑玄武巖相比，稀土分異型高鎂玄武巖呈現(xiàn)明顯高的稀土總量、(La/Yb)N比值和右斜式稀土圖譜，從不明顯到明顯的Nb、Ta和Ti負異常(圖4c, d)，TiO2在0.2%到2.1%范圍內(nèi)變化，清楚地表現(xiàn)了島弧型拉斑玄武巖的地球化學特征。巖石成因研究表明該類巖石巖漿起源于兩個初始巖漿端元，一個和稀土未分異型巖漿源完全一致，但是主要受到了俯沖板片流體、熔體交代的地幔尖晶石橄欖巖的部分熔融。另一個端元巖漿為OIB型巖漿源，源區(qū)物質(zhì)中石榴石和尖晶石的比例超過50:50，反映了其來源深度相對較大，該類巖漿源同樣受到了來自板片熔體的交代作用或者形成于兩者的熔體混合(圖4e, f)。

圖4 變質(zhì)玄武巖類的微量元素特征和巖石成因稀土未分異型玄武巖球粒隕石標準化稀土圖譜(a)和原始地幔標準化多元素圖譜(b) (其中粉紅色圖標為該類樣品中高鎂玄武巖樣品)；稀土分異型玄武巖球粒隕石標準化稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d) (其中深藍色圖標為該類樣品中高鎂玄武巖樣品);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(e) Sm/Yb-Sm玄武質(zhì)巖漿巖石成因鑒別圖(Aldanmaz et al., 2000)；(f)兩類玄武巖源區(qū)成分和俯沖熔體交代特征(據(jù)Pearce, 2008修改). PM-原始地幔；其余英文縮寫含義同圖3Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams, and petrogenetic discrimination diagrams for the meta-basaltsChondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for REE-undifferentiated basalts (blue) and REE-undifferentiated high-Mg basalts (pink); chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for REE-differentiated basalts (red) and REE-differentiated high-Mg basalts (dark blue); the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (e) Sm/Yb vs. Sm diagram (Aldanmaz et al., 2000); (f) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008). PM, primitive mantle; the other abbreviations are the same as Fig.3

與高鎂拉斑玄武巖一樣，低鎂拉斑玄武巖同樣也分為稀土未分異和稀土分異型拉斑玄武巖，它們的微量元素特征與對應的高鎂拉斑玄武巖特征類似，主要形成于對應的稀土未分異和稀土分異型高鎂拉斑玄武巖的初始巖漿結(jié)晶分異，少量樣品反映了大陸地殼混染的地球化學特征，反映了它們形成演化過程中存在同化混染和分離結(jié)晶(AFC)作用。與高鎂拉斑玄武巖相比，低鎂拉斑玄武巖類缺少明確的OIB端元，但是存在E-MORB到OIB之間的樣品分布，不能完全排除OIB端元巖漿作用的存在。

少量玻安巖(28個樣品)和大量高鎂安山巖的出現(xiàn)是該類巖石組合的標志性特征。這些巖石表現(xiàn)為高鎂含量(圖5a, b)和稀土分異型拉斑玄武巖的稀土圖譜特征，呈Nb、Ta和Ti負異常和部分樣品的Th負異常(圖5c-f)，屬于鈣堿性巖石系列，只有少數(shù)樣品表現(xiàn)為稀土未分異型的稀土圖譜特征，表現(xiàn)為拉斑玄武巖系列(圖5c)。其中高鎂安山巖屬于低溫高鎂安山巖(圖5a)。低鎂安山巖表現(xiàn)為與高鎂安山巖一致的微量元素地球化學特征(圖5g, h)。在La/Sm對La巖石成因鑒別圖(圖5i)上，變質(zhì)玻安巖樣品表現(xiàn)了高的正斜率線性分布，變質(zhì)高鎂安山巖樣品表現(xiàn)了與變質(zhì)玻安巖樣品類似的正斜率線性分布但有少數(shù)樣品呈近水平分布，而低鎂安山巖較多的樣品呈近水平分布，因此變質(zhì)玻安巖和高鎂安山巖主要為部分熔融成因，變質(zhì)低鎂安山巖主要為結(jié)晶分異成因(圖5i)。在La/Yb對Nb/Yb的對數(shù)坐標圖上，所有變質(zhì)玻安巖、低鎂安山巖樣品和絕大部分高鎂安山巖樣品都表現(xiàn)了俯沖板片熔體交代和島弧型火山巖的分布趨勢，部分高鎂安山巖樣品表現(xiàn)了俯沖沉積物熔體交代的分布趨勢(圖5j)。變質(zhì)玻安巖樣品表現(xiàn)了與IBM型島弧區(qū)近似的地球化學分布，在MgOC對SiO2C分類、成因和構(gòu)造環(huán)境鑒別圖上，所有的玻安巖樣品都落在了方輝橄欖巖低壓下部分熔融的熔體范圍內(nèi)，并且落在了Setouchi proto-arc、arc-basin體系和典型太古代Whudu型島弧區(qū)的巖石成分分布區(qū)內(nèi)，反映了它們的低壓下方輝橄欖巖部分熔融的成因和匯聚型板塊邊緣的構(gòu)造背景(圖5b)。其中拉斑系列巖石高鎂安山巖落在了接近DM和N-MORB范圍，體現(xiàn)了它們與高鎂拉斑玄武巖的近緣關系，并且其源區(qū)受到了俯沖板片流體-熔體的交代作用，落在島弧-盆地構(gòu)造環(huán)境(圖5b)，與澳大利亞太古代Whundu型玻安巖一致。低鎂安山巖類巖石主要形成于各類變質(zhì)玄武巖和高鎂安山巖巖漿的分離結(jié)晶，即可能存在AFC巖漿演化過程。

圖5 變質(zhì)玻安巖和各類安山巖的地球化學特征(a)變質(zhì)安山巖分類圖(據(jù)鄧晉福等, 2018修改)；(b)玻安巖成因分類-成因圖(Pearce and Reagan, 2019)；變質(zhì)玻安巖球粒隕石標準化稀土圖譜(c)和原始地幔標準化多元素圖譜(d)；變質(zhì)高鎂安山巖球粒隕石標準化稀土圖譜(e)和原始地幔標準化多元素圖譜(f)；變質(zhì)低鎂安山巖球粒隕石標準化稀土圖譜(g)和原始地幔標準化多元素圖譜(h);球粒隕石和原始地幔值引自Sun and McDonough (1989)；(i) La/Sm-La巖石成因鑒別圖(Treuil and Joron, 1975)；(j)巖漿源區(qū)成分和俯沖熔體交代特征(據(jù)Pearce, 2008修改).縮寫同圖1和圖3Fig.5 Geochemical characteristics of the meta-boninites and andesites(a) MgOC vs. SiO2C diagram for the andesites (modified after Deng et al., 2018); (b) MgOC vs. SiO2C diagram for the boninites (Pearce and Reagan, 2019); Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for meta-boninites (c, d), for meta high-Mg andesites (e, f) and for meta low-Mg andesites (g and h); the chondrite and primitive mantle values are after Sun and McDonough (1989); (i) La/Sm vs. La petrogenetic discrimination diagram (Treuil and Joron, 1975); (j) La/Yb vs. Nb/Yb diagram (modified after Pearce, 2008). The abbreviations are the same as Fig.1 and Fig.3

該巖石組合中還有少量的變質(zhì)英安巖-流紋巖樣品，其中絕大部分樣品表現(xiàn)了較高的(La/Yb)N比值(>25)。這些樣品分布在冀北、冀東北部和遼北地區(qū)，Mg#值在20～70之間變化，其中符合埃達克巖地球化學特征的樣品很少，主要分布在遼北地區(qū)，形成于俯沖板片部分熔融，且熔體上升過程中受到了地幔楔物質(zhì)的混染(Pengetal., 2015)。絕大部分樣品盡管Mg#較高，變化范圍大，但是Mg#值與較低濃度的Cr和V等過渡族元素沒有明顯相關性，說明它們起源于下部地殼鐵鎂質(zhì)巖石的部分熔融，經(jīng)歷了分離結(jié)晶作用(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2013, 2015b, 2017c; Li and Wei, 2017; Liuetal., 2012; Lüetal., 2006; Pengetal., 2013; Wangetal., 2004)。

3.2 TBA型變質(zhì)火山巖

該類變質(zhì)火山巖主要分布在膠東地區(qū)、登封地區(qū)和阜新地區(qū)，該類巖石組合最突出的特征是稀土未分異型和稀土分異型拉斑玄武巖占有絕對優(yōu)勢，組合有少量安山質(zhì)巖石和長英質(zhì)火山巖(圖2)。其中稀土未分異型拉斑玄武巖表現(xiàn)為近于平坦的稀土配分模式，沒有明顯的Eu異常。在原始地幔標準化微量元素圖譜中，大部分元素表現(xiàn)出較為平坦的圖譜特征，沒有Nb、Ta和Ti負異常(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)，其La/Yb、Th/Yb和Nb/Yb比值均接近于N-MORB，并表現(xiàn)為N-MORB-E-MORB-OIB排列趨勢，指示其地幔源區(qū)沒有受到明顯的外來物質(zhì)的擾動，形成于尖晶石二輝橄欖巖10%～15%的部分熔融，即軟流圈地幔的低壓部分熔融(圖4a, b, e, f)。

稀土分異型拉斑玄武巖，具有輕微右斜式稀土配分模式，沒有明顯的Eu異常，表現(xiàn)為微弱的Nb、Ta和Ti的負異常，具有相對較高的La/Yb和Nb/Yb比值，表現(xiàn)了拉斑玄武巖向鈣堿性玄武巖過渡的特征(圖1d、圖4c, d)。它們形成于受到俯沖流體-熔體交代富集，并有不同比例石榴石參與的虧損地幔石榴石尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融，形成深度應該高于稀土未分異型拉斑玄武巖(圖4e, f)。它們的原巖可能形成于洋內(nèi)初始俯沖作用階段，主要起源于受到微弱俯沖流體作用改造的虧損-弱富集大洋巖石圈地幔的部分熔融(Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)。

本巖石組合中的高鎂和低鎂安山巖，表現(xiàn)為較寬范圍變化的總堿質(zhì)含量(圖1a)，輕重稀土強烈分餾的稀土配分模式，無明顯Eu異常，通常(La/Yb)N比值較高，在2.5～25.2之間變化。在原始地幔標準化微量元素圖譜中，它們具有明顯Nb、Ta和Ti負異常，具有明顯高的La/Yb、Nb/Yb、Th/Yb和Nb/Y比值(圖5e-j)，以至于部分樣品落入堿性玄武巖和粗面安山巖的范圍(圖1a, b)。這些特征表現(xiàn)了與贊岐巖類巖石類似的地球化學特征。一些高鎂安山巖類主要形成于受俯沖板片流體、俯沖板片和沉積物熔體交代的地幔楔的部分熔融，而低鎂安山巖的一部分與高鎂安山巖結(jié)晶分異有關，另一部分表現(xiàn)了與稀土分異型拉斑玄武巖的親緣性，經(jīng)歷了AFC演化過程(圖5i, j；Diwuetal., 2011; Zhangetal., 2018; 王偉等, 2015)。

本巖石組合中存在很少量的變質(zhì)英安巖，它們表現(xiàn)出明顯高的Sr/Y(>300)和(La/Yb)N(>20)比值，及明顯高的MgO含量和Mg#值，輕稀土強烈分餾，重稀土相對分餾較弱，并呈明顯的正Eu異常。這些特征表明這類巖石形成過程中可能有幔源物質(zhì)的卷入，或者形成于俯沖板片熔體受到了地幔物質(zhì)污染，或者形成于高鎂安山質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異。

3.3 BA型變質(zhì)火山巖

就目前已有的資料看，該變質(zhì)火山巖組合最重要的特征是缺少稀土未分異型變質(zhì)火山巖組合，保存了大量稀土分異型拉斑玄武巖、大量高鎂和低鎂安山巖及少量的英安巖(圖1a、圖2)。其中吉林南部夾皮溝地區(qū)變質(zhì)高鎂安山巖形成于2.49Ga，具有與日本Stouchi地區(qū)經(jīng)典的高鎂安山巖一致的高鎂鈣堿性地球化學特征和類似于贊岐巖的微量元素地球化學特征，具有高的Mg#值(68～71)和Cr、Ni、Co等過渡族元素含量，虧損Nb、Ta和Ti等高場強元素，形成于板片流體-熔體和俯沖沉積物熔體交代的地幔楔物質(zhì)的部分熔融(李承東等, 2014)。變質(zhì)稀土分異型拉斑玄武巖形成于2.59～2.54Ga，Mg#的范圍為38～64，具有虧損Nb、Ta和Ti的地球化學特征和較寬的鋯石Hf同位素范圍，并保存了古老的～2.7Ga的捕獲鋯石，形成于俯沖流體-熔體交代地幔楔物質(zhì)部分熔融過程，且經(jīng)歷了AFC演化過程(Guoetal., 2016)。與吉林南部新太古代晚期變質(zhì)火山巖類似，贊皇地區(qū)新太古代晚期變質(zhì)火山巖以稀土分異型變質(zhì)拉斑玄武巖和安山質(zhì)巖石為主體，表現(xiàn)為Nb、Ti等高場強元素虧損，形成于大洋島弧和弧前火山作用(Dengetal., 2013)。在前人分析數(shù)據(jù)基礎上，本文對這些巖石的進一步巖石成因分析表明，其初始未演化玄武質(zhì)巖漿起源于俯沖板片流體-熔體交代的地幔楔尖晶石石榴石二輝橄欖巖5%～10%的部分熔融，并經(jīng)歷了分離結(jié)晶和大陸地殼物質(zhì)的混染過程，形成了玄武質(zhì)、玄武安山質(zhì)和安山質(zhì)巖石。該殼幔巖漿作用發(fā)生于島弧和活動大陸邊緣構(gòu)造背景，與前人的認識基本一致。

4 新太古代動力學體制

在太古宙滯留蓋層、地幔柱還是板塊構(gòu)造體制研究中，太古宙不同階段與現(xiàn)代地幔溫度差(ΔT)是關鍵。當ΔT<100℃以內(nèi)產(chǎn)生規(guī)模較大的類現(xiàn)代板塊俯沖構(gòu)造體制；當100℃≤ΔT<175℃時產(chǎn)生規(guī)模較小、高角度的淺俯沖，然后俯沖板片發(fā)生翻轉(zhuǎn)和斷離，導致頻繁發(fā)生板片俯沖和后退，形成以側(cè)向增生為主導的殼幔動力學體制；當175℃≤ΔT<250℃時形成前俯沖構(gòu)造體制(Pre-subduction)，巖石圈以塑性變形增厚和對接為主，形成擠壓增厚的構(gòu)造體制；當ΔT≥250℃不可能形成俯沖構(gòu)造，以地幔柱、滯留層和重力沉降(Sagduction or dripping tectonics)為主(Capitanioetal., 2019a, b; Cawoodetal., 2018; Gerya, 2014; Nebeletal., 2018; Sizovaetal., 2010; Van Hunen and Moyen, 2012)。

4.1 變質(zhì)火山巖指示的動力學體制

華北克拉通中東部新太古代變質(zhì)火山巖的少量全巖Sm-Nd的同位素資料(Wuetal., 2005)和大量的鋯石Lu-Hf同位素資料表明，新太古代經(jīng)歷了～2.5Ga和2.7Ga兩期主要的地殼生長事件，鐵鎂質(zhì)巖漿起源于虧損地幔，大部分樣品都不同程度地受到了老地殼物質(zhì)混染的影響(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2013, 2015a, b, 2016, 2017b, 2018; Liuetal., 2011; Wangetal., 2013, 2015; 萬渝生等, 2015; 王偉等, 2015)。本文和前人關于華北克拉通中東部新太古代變質(zhì)火山巖的巖石成因研究表明，這些來源于地幔的巖漿作用受到了不同程度的俯沖流體、板片熔體和沉積物熔體交代。本文和Pengetal. (2015)研究表明華北克拉通中東部新太古代晚期變質(zhì)火山巖中包括很少量超鐵鎂質(zhì)巖石樣品，主要是蛇紋石化的輝橄巖、異剝鈣榴巖、易熔巖和各種角閃石巖。超鐵鎂質(zhì)和鐵鎂質(zhì)巖石，按照Pearce and Reagan (2019)分類，其中6個樣品屬于科馬提巖，15個樣品屬于變質(zhì)苦橄巖，9個為苦橄質(zhì)玄武巖，此外還有3個MgO含量超過30%樣品在硅質(zhì)高鎂玄武巖范圍(蛇紋石化輝橄巖)。這些鐵鎂質(zhì)和超鐵鎂質(zhì)巖石(占火山巖樣品總量的4.6%)主要分布在遼北、遼南、冀東北部青龍-上營-遵化等地區(qū)。

為了確定新太古代晚期地幔巖漿作用的特點，我們主要用MgOC≥8%的樣品討論其巖漿起源，以盡量減少結(jié)晶分異和地殼混染作用的影響。結(jié)果顯示初始巖漿有四個端元，最主要的是稀土未分異型端元和稀土分異型拉斑玄武巖端元(圖1d)，以及少量的玻安巖端元和OIB型玄武巖端元。其中OIB型玄武巖樣品表現(xiàn)出較高的TiO2含量和Nb/Yb比值?！?%的典型玻安巖和大量高鎂玄武巖類樣品的存在，表現(xiàn)為明顯的Nb、Ta和Ti虧損的大量稀土未分異和稀土分異型玄武巖，巖石成因研究揭示這些巖石主要形成于俯沖板片流體-熔體和沉積物熔體交代地幔的部分熔融，而不是殼幔巖漿混合作用(Tangetal., 2007; Wangetal., 2017b)。這些火山巖成分和成因表明在新太古代晚期板片俯沖相關的殼幔巖漿作用已經(jīng)在華北克拉通中東部地區(qū)成為主導的動力學體制，但是明顯存在多元化幔源巖漿作用，尤其是OIB巖漿作用、科馬提質(zhì)玄武巖和苦橄質(zhì)玄武巖類的存在表明高溫-高壓地幔巖漿作用在局部是存在的，并且與俯沖板片體制下的巖漿作用相伴產(chǎn)出，最有可能是板塊構(gòu)造體制和地幔柱構(gòu)造體制聯(lián)合作用的產(chǎn)物(Gaoetal., 2019; Polat, 2009)。

圖6 華北克拉通中東部新太古代地殼厚度和地熱梯度P-T空間圖(底圖據(jù)Brown, 2014修改)Lg-低程度變質(zhì), 包括沸石相；Gr-綠片巖相；Am-角閃巖相；Gn-麻粒巖相；UHTM-超高溫變質(zhì)作用；Bl-藍片巖相；E-HPG-榴輝巖-高壓麻粒巖相；UHPM-超高壓變質(zhì)作用；DF-登封；EH-冀東；JD-膠東；NL-遼北；SJ-吉南；TH-太華；WL-遼西；WS-魯西；ZT-中條Fig.6 P-T space for Neoarchean crustal thickness and geothermal gradient of Central and Eastern Block of North China Craton (base map modified after Brown, 2014)Lg, low-grade metamorphism, includes the zeolite facies; Gr, greenschist facies; Am, amphibolite facies; Gn, granulite facies; UHT, ultrahigh temperature metamorphism; Bl, blueschist facies; E-HPG, eclogite to high-pressure granulite facies; UHPM, ultrahigh pressure metamorphism; DF, Dengfeng; EH, eastern Hebei; JD, eastern Shandong; NL, northern Liaoning; SJ, southern Jilin; TH, Taihua; WS, western Shandong; WL, western Liaoning; ZT, Zhongtiao

4.2 新太古代晚期地殼厚度和熱狀態(tài)

近年來數(shù)值模擬實驗(Number experiments of thermal mechanics)技術的發(fā)展為太古宙殼幔動力學體制研究注入了活力。這些實驗基于假設的太古宙熱狀態(tài)參數(shù)獲得的模擬結(jié)果，提供了動力學體制、構(gòu)造樣式和動態(tài)演進模式。到目前為止，早前寒武紀地球科學研究的基本假設是太古宙地幔溫度和莫霍面地熱梯度比現(xiàn)代高得多(Gerya, 2014; Sizovaetal., 2010)。但是該假設缺少有效的約束，因為太古宙殼幔作用的地球物理記錄基本上被后期長期的改造所抹掉，所以要限定早期地殼的熱狀態(tài)只有地質(zhì)學、巖石學和地球化學方法是目前基本可用的手段，因此我們希望通過這些可用的方法，初步判斷地球早期的熱狀態(tài)。目前的一個關鍵科學問題是太古宙不同時期地殼究竟有多厚，地熱梯度究竟有多高，地幔溫度究竟比現(xiàn)代高多少？到目前為止這些還是未知數(shù)，不同的作者基于不同的模型有各種各樣的假設或者推斷?；谀壳暗倪@種情況，我們研究組發(fā)展了利用純殼源鐵鎂質(zhì)巖石部分熔融產(chǎn)生的TTG巖漿實驗、微量元素理論模擬和一維熱傳導，結(jié)合長英質(zhì)地殼放射性熱源，初步獲得了華北克拉通中東部陸塊中-新太古代時期的地殼厚度和莫霍面地熱梯度(具體方法、步驟和成果將另文發(fā)表)。研究結(jié)果表明～2.5Ga華北克拉通中東部各區(qū)地殼厚度為35～56km，其中中條山44～47km、魯西地區(qū)40～43km、膠東地區(qū)35～38km、遼北-吉南40～43km、登封-太華地區(qū)50～53km和冀東-遼西地區(qū)53～56km(Sunetal., 2019b, 2020)?！?.5Ga各地區(qū)的莫霍面地熱梯度分別為中條山13.2℃/km、魯西地區(qū)13.2℃/km、膠東地區(qū)18℃/km、遼北-吉南15.1℃/km、登封-太華10.1℃/km和冀東-遼西8.7℃/km(Sunetal., 2019b, 2020)。上述估算結(jié)果表明華北克拉通中東部新太古代晚期地殼厚度和地熱梯度具有明顯的空間分帶性，南緣的登封-太華地區(qū)和北部的冀東-遼西地區(qū)地殼厚度大于50km，而地熱梯度低(8.7～10.1℃/km)，與現(xiàn)代地熱梯度相當或略有不同(按照均變估計約11.7℃/km，比現(xiàn)代地幔溫度高不足100K)，完全滿足現(xiàn)代板塊構(gòu)造起主導作用的物理條件。而中條、魯西地區(qū)略低于13.5℃/km，相當于比現(xiàn)代地幔溫度高約100～150K(低于175K)，板塊構(gòu)造體制仍可以起主導作用，但是應表現(xiàn)為熱俯沖，即規(guī)模小、頻次高、俯沖角度大，導致俯沖板片回轉(zhuǎn)和斷離深度明顯低于現(xiàn)代板片俯沖。而遼北-吉南地區(qū)和膠東地區(qū)明顯較高的地熱梯度(>14.2℃/km)，可能反映了弧后盆地的熱狀態(tài)特征(圖6; Gerya, 2014; Sizovaetal., 2010)。圖6反映了這樣的熱狀態(tài)均發(fā)育在高壓麻粒巖和高壓-中壓麻粒巖相分界線上。空間上的這種熱狀態(tài)與現(xiàn)代板塊構(gòu)造從NW向SE向的俯沖和弧后盆地熱狀態(tài)特征類似(Baietal., 2016; Fuetal., 2018, 2019; Guoetal., 2013, 2015b, 2017b; Wangetal., 2013, 2015; 劉樹文等, 2018b)。這種～2.5Ga時期的熱狀態(tài)說明，新太古代晚期華北克拉通中東部滿足類現(xiàn)代板塊構(gòu)造和熱俯沖的熱狀態(tài)條件，不能排除東部地區(qū)吉南-遼東-膠東等地區(qū)局部存在地幔柱(Plume)或者沉降(Sagduction or Dripping)構(gòu)造體制的可能性。

結(jié)合上述的華北克拉通中東部新太古代晚期的熱狀態(tài)和地殼厚度研究結(jié)果，區(qū)域上遼北、遼南、冀東和魯西地區(qū)與這些變質(zhì)火山巖伴生有大量的TTG片麻巖和贊岐巖質(zhì)侵入巖，高鎂安山巖廣泛存在，典型的玻安巖在部分地區(qū)存在，明顯與俯沖相關的流體、熔體的地幔交代作用有關(Gaoetal., 2019, 2020a, b; Guoetal., 2017c; Sunetal., 2019a, 2020; Wangetal., 2015)，說明新太古代晚期地球的殼幔動力學已經(jīng)由早期地幔柱體制(mantle plume regime)為主轉(zhuǎn)化為以早期板塊俯沖動力學體制為主，地幔柱高熱未虧損深部軟流圈地幔來源的巖漿產(chǎn)物已經(jīng)很少，說明這種動力學作用在局部還存在，但是已經(jīng)不是主導的殼幔動力學體制。因此，華北克拉通在新太古代晚期總體表現(xiàn)為以早期板塊體制為主導，局部為地幔柱和板塊構(gòu)造聯(lián)合作用的殼幔動力學體制(Gaoetal., 2019)。

5 結(jié)語

結(jié)合上述地殼厚度和熱狀態(tài)研究，新太古代晚期華北克拉通中東部的地熱梯度發(fā)生了明顯分化，冀東-遼西等地區(qū)表現(xiàn)為厚的地殼厚度和低的地熱梯度，遼北-吉南地區(qū)和膠東地區(qū)表現(xiàn)為相對較薄的地殼厚度和較高的地熱梯度，局部超出了前板片俯沖的地熱梯度范圍，而其它地區(qū)在現(xiàn)代地熱梯度和熱俯沖的地幔溫度范圍之間。結(jié)合新太古代晚期變質(zhì)火山巖組合和成因研究，我們認為在新太古代晚期，板塊構(gòu)造體制已經(jīng)是最主要的殼幔動力學體制，地幔柱構(gòu)造體制、板塊構(gòu)造與地幔柱聯(lián)合作用體制仍然在局部地區(qū)存在，但是其作用的范圍和強度已經(jīng)明顯減小。因此中太古代到新太古代晚期，隨著地幔潛能溫度的下降，地幔柱和板片俯沖的動力學體制可能是相互關聯(lián)的此消彼長的動力學過程，而不是一個災變事件導致的突變過程。

謹以此文祝賀沈其韓院士百年華誕，祝愿沈先生健康長壽！