魯西地區新太古代地殼增生事件
——來自花崗巖和二長花崗巖U-Pb年代學、Hf同位素和巖石地球化學的證據

王 躍, 周奇明, 張金龍，周光峰

1.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院,北京 100083 2.中國有色桂林礦產地質研究院有限公司,廣西 桂林 541004 3.新疆油田公司石西油田作業區,新疆 克拉瑪依 834000

0 引言

板塊構造何時以何種方式在地球上啟動是地球科學發展的綱領性問題之一，也是爭論的焦點，與地球早期殼幔分異過程以及地殼生長和演化的具體方式等密切相關[1-6]。早前寒武紀花崗質巖石以富鈉質TTG(英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長巖)片麻巖為主，這與太古宙后鈣堿性花崗巖的普遍發育明顯不同[7-13]。由于太古宙地體中存在地幔高溫高程度部分熔融形成的科馬提巖，而缺少代表低溫高壓變質作用過程的榴輝巖和藍片巖等[2,14-15]，這些基本的事實成為反對太古宙存在現代板塊動力學體制的關鍵要素，導致一些學者提出太古宙地殼生長和演化主要受垂向構造體制控制，可能與地幔柱活動或者巖石圈拆沉等作用過程有關[2,16-17]。華北克拉通以發育大規模太古宙末期2.6～2.5 Ga 構造巖漿事件為典型特征，而這個階段的構造巖漿事件僅在 India、Afrcia和Antartica等其他古老地塊中存在明顯的記錄[9-10, 18-22]。以上這些證據充分表明，華北克拉通很有可能卷入到太古宙末期超大陸演化的過程中，其太古宙末期古地理格局的重建將為我們重新認識和厘定這一古老克拉通的地殼演化歷史和地質動力學格局開辟新的思路和研究路徑。

魯西地區屬于華北克拉通東部陸塊，是華北克拉通內唯一發現新太古代早期和晚期表殼巖(為區域變質巖，原巖通常為火山巖、沉積巖，多以透鏡狀或條帶狀產出于花崗巖中)共同存在的地塊，也是華北克拉通內新太古代早期表殼巖保存最完好的部分[23-24]。因此，研究魯西地區新太古代早期表殼巖對恢復華北克拉通太古宙的構造機制和殼幔演化作用十分重要。

1 區域地質

華北克拉通面積約為 300 000 km2，基底由太古宙—古元古代的巖石組成，表層被年輕的沉積系列所覆蓋，因其存在>3.8 Ga 古老巖石記錄且規模巨大而備受國內外地質學者的關注。魯西地區位于華北克拉通東部，是華北克拉通東部塊體重要的研究區，涵蓋總面積>10 000 km2的太古宙基底。該區出露大量的新太古代巖漿巖(包括石英閃長巖和各類花崗質巖石)和表殼巖(主要包括孟家屯巖組、泰山巖群和濟寧巖組)，它們組成了大致呈北西—南東向的魯西花崗-綠巖帶地體，該地體被郯廬斷裂帶所截斷[25-26]。魯西太古宙花崗-綠巖帶地體記錄了 3.00～2.40 Ga 多期次巖漿事件和變質變形事件；該區最老的鋯石((3 728±18) Ma)發現于魯西玉皇頂花崗巖中[27]，在該區東部沂水地區報道的 3.00～2.90 Ga 鎂鐵質—超鎂鐵質麻粒巖為迄今最為古老巖石記錄[27]。

魯西地區發育大量的新太古代早期和晚期表殼巖系和與之共生的同期或近同期花崗質巖石[22]，這一現象還未在華北克拉通其他地區見到，全球也鮮有報道。Wan等[28-30]根據侵入巖的年代學、巖石組合類型及成因把太古宙魯西花崗-綠巖帶地體從東北到西南依次劃分為 A、B、C 3個巖帶(圖 1)：A 帶為新太古代晚期(2 530～2 490 Ma)殼源花崗巖，主要由二長花崗巖、正長花崗巖和條帶狀片麻巖組成；B 帶為新太古代早期(2 750～2 600 Ma)巖石，主要由 2.75～2.60 Ga TTGs(奧長花崗巖-英云閃長巖-花崗閃長巖) 和表殼巖組成；C 帶為新太古代晚期(2 550～2 500 Ma)新生巖漿巖，主要是花崗閃長巖為主的 TTG、輝長巖、石英閃長巖、富鉀花崗巖(二長花崗巖和正長花崗巖)，還有一些輝石巖。魯西泰山巖群是目前中國保存較為完整、發育比較好的新太古代花崗-綠巖帶地體的典型地區之一[21,31-33]。泰山巖群作為表殼巖系的代表，主要分布在雁翎關地區、七星臺地區、蒙陰地區和沂源地區，其中雁翎關巖組保留有令人矚目的具有典型鬣刺結構的科馬提巖[31-34]。在雁翎關地區獲得了與斜長角閃巖互層的變質安山質火成巖的成巖年齡((2 747±7)Ma)和侵入到變質鎂鐵質—超鎂鐵質巖的石英閃長巖脈年齡((2 740±6)Ma)，并限定了雁翎關巖組的形成時代[31-35]。最近研究表明，這些表殼巖分別形成于新太古代早期(2.75～2.70 Ga)和晚期(2.55～2.53 Ga)[35-36]。新太古代早期為雁嶺關—柳杭巖組，巖石類型以斜長角閃巖和變質鎂鐵質—超鎂鐵質巖為主，主要出露在B帶；新太古代晚期為山草峪—濟寧巖組，主要為細粒黑云母片麻巖、礫巖、BIF 和長英質變質火山巖，在3個巖帶內都有出露。

2 巖石學特征

花崗巖樣品 (圖2a)分布于花果峪村平邑—鄭家峪剖面，強片麻狀中粗粒結構花崗巖風化嚴重，露頭出露完好，出露圣土山單元片麻狀花崗閃長巖，色率很低，局部暗色礦物體積分數達30%以上，片麻理清晰，內部可見少量寬0.5 cm、長2.0～3.0 cm的小型捕擄體。二長花崗巖類樣品(圖2b)分布于平邑—鄭家峪—龐莊—城前鎮—張莊剖面，頂部為粗粒二長花崗巖，向底部逐漸過渡為細粒二長花崗巖；粗粒為似斑狀，含斜長石斑晶,細粒為等粒結構、花崗結構，致密塊狀構造。

顯微鏡下花崗巖(圖3a,b)巖石薄片為中細粒花崗結構，塊狀構造，主要由斜長石(40%～50%)、鉀長石(10%～20%)和石英(10%～30%)組成，含有少量黑云母(5%～10%)。斜長石呈半自形板狀，聚片雙晶較發育，風化嚴重，局部可見云母化；鉀長石呈半自形板狀，少數呈現液滴狀，格子雙晶發育，局部與斜長石交代，風化嚴重；石英呈他形，分布于長石礦物間隙中，強波狀消光；黑云母呈自形—半自形片狀，一組極完全節理，多色性較明顯，呈深綠色—黃色。

據文獻[21]修編。

a. 花崗巖(TA1802); b. 二長花崗巖(TA1817)。

a，b. 花崗巖(TA1802-1, TA1802-2)；c,d. 二長花崗巖(TA1812-2,TA1817-2)。 Qtz.石英；Pl.斜長石；Kfs.鉀長石；Bt.黑云母。

顯微鏡下二長花崗巖(圖3c,d)巖石薄片為中細粒花崗結構，塊狀構造，主要由斜長石(30%～35%)、鉀長石(40%～45%)、石英(15%～20%)和黑云母(5%～10%)組成。斜長石呈半自形板狀，局部風化嚴重，聚片雙晶不發育；鉀長石呈半自形板狀，格子雙晶發育，局部風化嚴重；石英呈他形粒狀，多呈集合體,并呈條紋狀或細紋狀定向分布于長石間，強波狀消光；黑云母呈片狀，具有明顯褐色—淺黃色的多色性，且有波狀消光。

3 實驗測試

本文樣品處理在河北省河北廊坊宇能公司完成。首先對12件化學分析樣品進行去除表層處理，清洗干凈后，用顎式破碎機將樣品破碎；隨后用蒸餾水清洗并烘干；最后用瑪瑙研體研磨至200目以下，待用。

測年的鋯石樣品首先用機械方法粉碎，然后采用浮選和電磁選方法對樣品進行分選，最后在雙目鏡下進行鋯石挑選。鋯石制靶、陰極發光照相均在天津地質礦產研究所實驗室完成。制靶的具體流程參見文獻[37]。通過反射光和透射光下的觀察，并加以 CL 圖像反映的鋯石內部結構，選擇自形程度較好、板片狀的鋯石，并且避開鋯石中的裂隙、包裹體和雜質，從而確定鋯石的測點，并在CL圖像上標注，已備測試。

本次研究的 LA-MC-ICP-MS 鋯石 U-Pb 定年和鋯石 Hf 同位素均在天津地質礦產研究所同位素實驗室完成，相關計算中鋯石的 U-Pb 年齡選擇207Pb/206Pb年齡，其計算公式具體參考吳福元等[38]，U-Pb年齡和諧圖采用Isoplot 3.0程序[39]作圖。鋯石 U-Pb 定年激光剝蝕斑徑為 35 μm，頻率為8 Hz，能量為5 mJ。分析時采用 GJ-1作為年齡外標，NIST610 作為元素含量外標。鋯石Hf同位數據處理采用ICP MSDataCal程序，其中LA(激光剝蝕系統) 為澳大利亞ASI 公司生產的RESOlution M-50 193 nm準分子激光剝蝕系統。

主量元素和微量元素的分析測試均在天津地質礦產研究所完成。主量元素采用熒光光譜法(XRF) 測試，其分析精度高于3%；微量元素采用 ICP-MS 測試，其分析精度和準確度優于5%。

4 測試結果

4.1 鋯石U-Pb定年和Lu-Hf同位素特征

年代學分析結果見表1，U-Pb年齡諧和圖見圖4。除個別鉛丟失的鋯石外，其他鋯石Th/U>0.40，均表現出很好的振蕩環帶(圖4)，說明鋯石均為巖漿鋯石。

花崗巖樣品(TA1802)挑選了22顆鋯石進行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素測試，所有數據點諧和度基本上都在95%左右，構成不一致線的上交點年齡為(2 537 ± 18)Ma( MSWD =1.7) (圖4 a)，可以代表花崗巖(TA1802)的結晶年齡。

二長花崗巖樣品(TA1812)挑選了22顆鋯石進行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素測試，其中TA1812-08，TA1812-11，TA1812-13, TA1812-21和TA1812-22由于鉛丟失，信號太低被舍棄外，其余所有數據點均落在不一致線上，構成不一致線的上交點年齡為 (2 568 ±26)Ma( MSWD =1.06) (圖4 b)，可以代表二長花崗巖(TA1812)的結晶年齡。

二長花崗巖(TA1817)挑選了20顆鋯石進行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素測試，其中TA1817-02，TA1817-03，TA1817-06，TA1817-15，TA1817-19和TA1817-20由于鉛丟失，信號太低被舍棄外，其余所有數據點均落在不一致線上，構成不一致線的上交點年齡為(2 564 ±30)Ma(MSWD =0.85) (圖4 c)，可以代表二長花崗巖(TA1817)的結晶年齡。

在鋯石U-Pb測年的基礎上，對部分已經得到年齡的數據開展鋯石微區原位Hf同位素測試。測試結果見表2。

從表2中可以得出，除TA1812.02鋯石顆粒176Lu/177Hf值略大于0. 002外，其他鋯石顆粒176Lu/177Hf值均小于0. 002，這表明鋯石在形成后因放射性成因累積的 Hf 可以忽略不計。因此，鋯石樣品的176Lu /177Hf值可以代表其形成時的176Lu/177Hf 值，從而為討論Hf同位素地球化學示蹤提供了必要的前提條件。花崗巖(TA1802)εHf(t) 值為-1.4～2.9，平均值為0.65，二階段模式年齡為3 109～2 851 Ma，平均值約為2.9 Ga。二長花崗巖(TA1812)εHf(t) 值為-0.4～2.7，平均值為1.31，二階段模式年齡為 3 073～ 2 886 Ma，平均值為 2.9 Ga，二長花崗巖(TA1817)εHf(t)值為0.3～4.7，平均值為3.35，二階段模式年齡為3 032～2 762 Ma，平均值約為2.8 Ga。由于176Lu/177Hf值具有非常低的比值，因此二階段可以有效反映其源區從虧損地幔中抽取的時間。在εHf(t) -t圖解 ( 圖5) 上，魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖年齡演化線均落在2.9～2.8 Ga地殼演化線上，且與二階段模式年齡大致相同，即表明魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖源于2.9～2.8 Ga的古老地殼重融。

4.2 主量元素地球化學特征

主量與微量元素測試結果見表3。

在An-Ab-Or判別圖(圖6a)上，花崗巖和二長花崗巖主體上落在TTG區域，屬于TTG樣品。花崗巖樣品表現為高w(SiO2)(60.98%～76.95%)、w(Al2O3)(12.17%～18.27%)和富Na2O(2.60%～5.01%)特征，Na2O/K2O為0.34～2.41，鋁飽和指數(A/CNK)為0.86～0.92，大部分屬于準鋁質巖石(圖6b)。二長花崗巖主量元素特征與花崗巖類似，高w(SiO2)(63.77%～73.15%)、w(Al2O3)(14.22%～16.76%)和富Na2O(3.87%～4.63%)特征，Na2O/K2O為0.85～1.41，鋁飽和指數為0.85～0.93，屬于準鋁質巖石(圖 6 b)。同樣，w(SiO2)與Mg#和Na2O/K2O均呈現很好的相關性(圖6c,d)。在Harker圖解(圖 7)中，花崗巖和二長花崗巖樣品TiO2、Al2O3、Na2O、MgO、CaO、P2O5、TFe2O3質量分數均與SiO2質量分數呈現良好的負相關性，K2O質量分數與SiO2質量分數呈現良好的正相關性。

紅圈為U-Pb測試點；黃虛線圈為Lu-Hf測試點。

4.3 微量元素地球化學特征

花崗巖樣品和二長花崗巖樣品均表現出輕稀土元素(LREE)富集和重稀土元素(HREE)虧損(圖8a,b)特征，花崗巖(La/Yb)N=4.50～27.93，平均值為15.75；二長花崗巖(La/Yb)N=21.05～45.31，平均值為34.16。在稀土元素總量上，花崗巖和二長花崗巖均表現出稀土元素總量較低(w(ΣREE)=29.52×10-6～161.67×10-6)。在Eu異常方面，花崗巖樣品除兩個樣品(TA1801與TA1808-2)表現出輕微的正異常外，其余樣品均表現出很好的負異常(δEu=0.50～0.93，平均值為0.53)，二長花崗巖樣品中除一個樣品(TA1812)表現出弱正異常外，其余樣品均表現出負異常(δEu=0.78～0.86，平均值為0.66)。在原始地幔標準化圖解(圖8c,d)中，花崗巖樣品，有兩個樣品(TA1801-1與TA1824)表現出Ta富集，其余樣品均表現為K、Rb、Ba和Th等大離子親石元素的富集，Nb、Ta、Ti的虧損。對于二長花崗巖而言，也同樣表現為K、Rb、Ba和Th等大離子親石元素的富集，Nb、Ta、Ti的虧損。

CHUR.均一地幔儲庫。

5 討論

5.1 巖石成因

魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖二者均具高w(SiO2)、w(Al2O3)和富Na2O，以及w(MgO)低的特征；在原始地幔微量元素標準化圖解中，均表現為K、Rb、Ba和Th等大離子親石元素富集，Nb、Ta、Ti虧損。魯西地區新太古代花崗巖(TA1802)εHf(t) 值為-1.4～2.9，平均值為0.65，二長花崗巖(TA1812)εHf(t)值為-0.4～2.7，平均值為1.31，二長花崗巖(TA1817)εHf(t) 值為0.3～4.7，平均值為3.35。即在Hf同位素地球化學特征上，魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖均來源于具有殼源特征的巖漿源區；在二階段模式年齡上，花崗巖和二長花崗巖均處于2.9～2.8 Ga古老地殼的演化線上。在研究區域內，已有報道魯西地區存在新太古代2.8 Ga的基性巖侵入事件[23,35-36]，除此外，在主量元素SiO2含量變化上呈現較大范圍的變化。以上證據均表明，魯西新太古代花崗巖、花崗閃長巖和二長花崗巖來源于太古宙地殼的重融。

表2 魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖鋯石Hf同位素測試結果

由稀土和微量標準化圖解(圖8)可見，魯西地區新太古代花崗巖、二長花崗巖均呈現輕稀土富集，特別是中重稀土的分餾。石榴石強烈相容HREE(如Yb和Lu)，角閃石強烈相容MREE、HREE(如Dy和Ho)和Y。當石榴石為殘留相時HREE內部出現分異，其Y/Yb>10，(Ho/Yb)N>1.2；同理，當殘留相為角閃石時，HREE在稀土元素標準化圖解中呈平坦趨勢，即不出現HREE內部分餾，其Y/Yb≈10，(Ho/Yb)N≈1；除此之外，Sr和Eu對斜長石而言為相容元素，即在斜長石分離結晶時會導致熔體出現Sr和Eu的負異常。魯西地區新太古代花崗巖具有高(La/Yb)N值(4.50～27.93，平均值為15.75)，低的HREE和Y質量分數，Y/Yb=7.00～12.61，(Ho/Yb)N=0.76～1.23；二長花崗巖同樣也具有高(La/Yb)N值(21.05～45.31，平均值為34.16)，低的HREE和Y質量分數，Y/Yb=6.65～11.63，(Ho/Yb)N=0.61～1.14，表明其源區殘留相主要為石榴石和角閃石。在Sr與Eu的異常上，沒有Sr的異常，Eu出現弱負異常，表明沒有或很少有斜長石的殘留。在大洋沉積物與板片流體對源巖的交代方面，魯西地區花崗巖和二長花崗巖均表明有俯沖沉積物的代入(圖9a,b)。已有研究表明，巖漿體系中弱的Eu負異常一般與俯沖沉積物的大量加入有關[41-43]，即Eu的弱負異常是由于俯沖沉積物的加入而導致，在該點與魯西地區花崗巖和二長花崗巖稀土元素均反映輕稀土富集、大離子親石元素富集相一致，同時也可以很好地解釋魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖沒有Sr負異常的原因。即表明魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖源區貧斜長石。

表3 魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖主、微量元素測試結果

續表3

在研究弧巖漿演化和大陸增生方面，Nb和Ta是重要的示蹤元素[44-45]。已有研究表明金紅石和角閃石是Nb/Ta分配的關鍵控制礦物。金紅石具有低Nb/Ta分配比率, 角閃石具有高Nb/Ta分配比率，因此, 金紅石結晶分異將導致巖漿Nb/Ta值升高, 角閃石結晶分異將導致巖漿Nb/Ta值降低。由于金紅石與角閃石在礦物相上的壓力不同，且金紅石可以適應很大的壓力變化范圍，即高壓下(≥1.5 GPa)富集Ta，(Nb/Ta)N<1，低壓下主要為高Ti角閃石，富集Nb，(Nb/Ta)N>1。在相關性上，TiO2質量分數與Nb/Ta呈現正相關(圖9c)，即表明殘余熔體中存在金紅石，且存在少量角閃石。在殘余相礦物共存關系上，Nb/Ta與(Dy/Yb)N的相關性(圖9d)表明金紅石與石榴石共存。(Dy/Yb)N與(La/Yb)N呈正相關說明殘留相存在石榴石，(Dy/Yb)N與(La/Yb)N呈負相關表明角閃石存在殘留(圖9e)，在角閃石存在殘留的證據上與高(La/Yb)N值、低的HREE和Y質量分數和Nb/Ta分配系數相支持(圖9f)。在Nb/Ta值與體系中水含量關系方面，已有實驗證明金紅石在殘留相中的含量與體系中的水含量相關[44-47]，即在該點上也與魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖源巖有沉積物信號相一致。

a. An-Ab-Or判別圖；b.A/NK-A/CNK相關性圖解；c.Mg#-w(SiO2)相關性圖解；d. Na2O/K2O- w(SiO2)相關性圖解。

在巖石地球化學制約上，Sr和Y對巖漿形成的壓力有很好的示蹤效果。Martin等[48]指出，花崗巖熔體Sr的行為與殘留相中斜長石有關，然而斜長石的穩定性與壓力有關，即表明花崗巖Sr的質量分數與Sr/Y值受壓力控制有關。在圖10中，垂直坐標軸ΔX受壓力控制，魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖通過該圖解的判別表明，樣品形成于高壓條件下，或者巖漿源區存在壓力不敏感礦物，如石榴石、斜長石和金紅石的巖漿來源。實驗巖石學表明，金紅石無論在含水熔融體系還是在失水和無水體系，其穩定存在與壓力沒有相關性，即表明金紅石可以存在于相當大的壓力范圍。結合上面分析，可以判斷魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖源區殘留相存在金紅石、石榴石和少量角閃石。

5.2 構造背景

有關太古宙 TTG 的成因，目前主要有兩種模式：一種認為 TTG 是俯沖洋殼板片部分熔融形成的，類似于O 型埃達克巖成因[48-51]，其主要動力模式為地殼水平增生；另一種觀點認為TTG 應是由地殼加厚玄武巖巖漿底侵作用導致下地殼底部變質巖部分熔融形成的，熔融殘留物有石榴石[52-54]，其運動模式為地殼的垂向增生。除此之外，國內不同學者從不同熱狀態的殼幔在俯沖作用下形成的巖漿組合類型和構造模式進行了詳細的論證。其一俯沖的玄武巖洋殼變質到榴輝巖時，會產生安山巖-英安巖-流紋巖系列的巖漿(與之對應的侵入巖為英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長巖組合，即TTG 巖漿)組合，且在上升侵位時與上覆基性成分反應，使Mg質量分數升高，產生鎂安山質( MA) 巖漿性質的 TTG；其二在洋內弧俯沖條件下，俯沖洋殼由于減壓部分熔融產生TTG巖漿。然而，越來越多的證據表明，通過溢流玄武巖或者玄武巖堆積在垂向上增厚的方式增厚地殼無法產生TTG成因的巖石[12-13]，其原因是這兩種條件下地溫梯度太高，不能滿足殘留相富含角閃石且Nb/Ta值低、Nb和Ta相對于輕稀土元素虧損的TTG。另外，在構造模式上，Si和Mg同位素等證據表明TTG源巖含有大洋沉積物的信號，均表明早期TTG的成因與俯沖作用有關[55]；同時，在地殼增厚與俯沖關系方面，由俯沖導致的地殼塊體的碰撞疊覆可以很好地滿足TTG形成在地溫梯度上的條件。在地殼增厚方面，(La/Yb)N-YbN與Sr/Y-w(Y)判別圖解(圖11)，均很好地指示魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖均是在地殼增厚的條件下形成，該點也與巖漿體系存在高壓金紅石礦物相支持，并與在壓力參數圖解中巖漿源區存在壓力不敏感礦物相一致。

圖7 魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖Harker圖解

底圖據文獻[40]。

已有的研究表明，太古宙大陸地殼成分主要以英云閃長巖和奧長花崗巖為主[12]。實驗巖石學、野外觀察和地球化學模擬等[49-57]研究表明，太古宙英云閃長巖和奧長花崗巖與現代島弧埃達克巖有明顯的相似性，其代表了地球早期分異，構造背景上為洋殼或大洋高原成分的基性地殼相互俯沖碰撞過程部分熔融的產物，并不是直接來自上地幔的部分熔融[46-47]。在俯沖作用與大陸增生關系上，大陸碰撞造山帶的巖漿作用表現為對深俯沖大陸地殼的再次改造[58-60]，并不是嚴格意義上的大陸增生，在此過程中只有少部分基性巖漿是深俯沖大陸地殼衍生熔體通過交代地幔楔再發生熔融的產物。在大陸碰撞增生過程中，同碰撞巖漿巖具有虧損地幔同位素特征和大陸上地殼總體成分特征，因此同碰撞巖漿作用是真正的地殼生長方式[60-65]。從威爾遜旋回的角度考慮，在造山過程中同碰撞階段是大陸碰撞疊覆最強烈時期，即在造山過程中同碰撞階段地殼增厚到達最厚[66]。在w(Nb)-w(Y)、w(Rb)-w(Y+Nb)、w(Rb)-w(Yb+Ta)判別圖解(圖12)中，魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖構造背景均處于同碰撞花崗巖階段，即魯西地區新太古代時期板塊俯沖作用處于同碰撞階段，這也與魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖殘留相存在金紅石以及貧斜長石相吻合。

PM. 原始地幔。

5.3 魯西地區新太古代地殼增生

華北克拉通是全球最古老的克拉通之一[67-69]，且區域以約2.5 Ga的構造事件為特色。相比全球其他區域而言，全球其他地區大多數以約2.7 Ga的構造事件為主，近些年越來越多的證據表明，2.7 Ga的巖漿活動在華北克拉通也廣泛存在[69-71]。Nd和Hf 同位素的證據表明2.8～2.7 Ga也是華北克拉通地殼生長的主要階段[72]，且更多的證據也表明約2.5 Ga 的TTG是約2.7 Ga巖石的重熔或者再造[72-74]，但從大陸增生方面而言，絕大多數約2.5 Ga 的TTG仍可以代表華北克拉通新太古代陸殼增生。

ΔX=X-(aw(SiO2)+b)；X為Sr時，a=-20,b=1700；X為Rb時，a=5,b=-220；X為Th時，a=0.5,b=-20；X為Y時，a=-1.25,b=100；X為Nb時，a=-0.35，b=33。底圖據文獻[46]。

圖10 魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖ΔSr-ΔRb、ΔY-ΔTh、ΔY-ΔRb和ΔNb-K2O/Na2O圖解

Fig.10 ΔSr-ΔRb, ΔY-ΔTh, ΔY-ΔRb and ΔNb-K2O/Na2O diagrams of Neoarchean granite and monzonitic granite in western Shandong Province

底圖據文獻[56]。

底圖據文獻[67]。

不同學者從不同角度探討了魯西地區地球動力學機制[25-29,72]。從構造模式的轉換而言，魯西太古宙陸殼基底的形成以及后來的克拉通化，先后經歷了地幔柱構造模式下殼幔分異作用導致的陸殼垂向增生、板塊構造運動下陸殼水平運動引發的類似島弧火山巖漿作用以及廣泛變質-深熔作用導致的地殼部分熔融3個地質階段，特別是魯西地區出露以綠巖帶為代表的太古宙表殼巖系記錄了地球早期大陸增生的重要信息，已有研究證明魯西地區新太古代約2.7和2.5 Ga兩期大陸增生事件為華北克拉通化奠定了物質基礎。

大陸地殼的起源、生長及演化一直以來是研究的熱點并存在一定的爭議[74-77]。就目前而言，由于大陸地殼與島弧巖漿巖微量元素在地球化學特征上的相似性，一般認為島弧巖漿作用是大陸地殼增生的主要途徑，同時在生長速率上也認為大陸地殼的增生是隨時間持續生長的[78-80]，定義大陸地殼再造的位置為大陸碰撞造山帶、島弧和陸弧作為大陸地殼凈生長的主要位置[81-84]。然而，考慮到島弧地殼總體成分和大陸地殼總體成分的差異性，認為在俯沖過程中俯沖板片對島弧地殼的俯沖剝蝕以及沉積物再循環與島弧地殼的生長相當，據此Niu等[63-64]認為島弧俯沖帶巖漿作用并不是大陸地殼生長的理想場所。Nb、Ta分配的特異性是示蹤弧巖漿演化和大陸殼形成的關鍵元素，在弧巖漿的演化過程中，Nb/Ta值分餾的程度隨地殼厚度的變化而變化，其中大陸弧巖漿中的Nb/Ta值最低且在含量上相對于其他輕稀土元素而言虧損。Tang等[71]發現亞利桑那石榴石輝石巖堆晶巖中金紅石和鈦鐵礦具有高Nb/Ta值特點, 并認為含金紅石的弧榴輝巖堆晶是導致大陸殼低Nb/Ta值的根本原因，Nb、Ta質量分數及Nb/Ta值的變化受控于地殼增厚條件，即高壓條件下控制金紅石的飽和度進而控制Nb/Ta值的變化。從巖漿演化的角度而言，增厚的大陸島弧地殼也更有利于巖漿系統性的演化以及演化后巖漿的大量聚集。從構造角度而言，俯沖過程中的大陸同碰撞階段最有利于島弧地殼的增厚，已有研究報道魯西地區在約2.5 Ga 存在富鋁巖系，表明魯西新太古代晚期發生變質-深熔作用，即證明魯西新太古代晚期大陸地殼存在廣泛的增厚。綜上而言，魯西地區在新太古代晚期存在俯沖作用下的同碰撞事件，由于在同碰撞背景下島弧地殼增厚，魯西地區在新太古代晚期存在大陸增生(圖13)。

圖13 魯西地區新太古代構造簡圖

6 結論

1)魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖U-Pb年齡主要為2 537和2 566 Ma。花崗巖(TA1802)εHf(t) 值為-1.4～2.9，平均值為0.65，二階段模式年齡約2.9 Ga；二長花崗巖(TA1812)εHf(t) 值為-0.4～2.7，平均值為1.31，二階段模式年齡為 3 073～2 886 Ma，平均值約為2.9 Ga；二長花崗巖(TA1817)εHf(t) 值為0.3～4.7，平均值為3.35，二階段模式年齡為3 032～2 762 Ma，平均值約為 2.8 Ga。在εHf(t)-t圖解上，魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖年齡演化線均落在2.9～2.8 Ga地殼演化線上，且與二階段模式年齡大致相同，即表明魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖源于2.9～2.8 Ga的古老地殼重融。

2)魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖均表現為高w(SiO2)、w(Al2O3)和富Na2O特征，大部分屬于準鋁質巖石。稀土元素標準化圖解上，均表現為表現出輕稀土元素(LREE)富集和重稀土元素(HREE)的虧損，且中重稀土元素出現分餾。花崗巖樣品中，有兩個樣品(TA1801-1與TA1824)表現出Ta富集，其余樣品均表現為K、Rb、Ba和Th等大離子親石元素的富集，Nb、Ta、Ti的虧損。二長花崗巖也同樣表現為K、Rb、Ba和Th等大離子親石元素的富集，Nb、Ta、Ti的虧損，部分熔融殘余礦物存在石榴石、金紅石和少量斜長石、角閃石。

3)魯西地區新太古代花崗巖和二長花崗巖構造背景為同碰撞背景，該構造模式是大陸地殼有效增生。