华北克拉通中元古代A,型花岗岩的成因及其构造意义*

陈 杰 杨明慧 贾会冲 张 威 刘 鑫田 刚 白东来 邢 舟 李竞赢

（1.中国石油大学（北京）地球科学学院 北京 102249；
2.中国石油大学（北京）油气资源与工程全国重点实验室 北京 102249；
3.中国石化华北油气分公司 郑州 450006；
4.中国石油天然气集团公司东方地球物理勘探有限责任公司研究院资料处理中心 河北涿州 072750；
5.中国地质调查局自然资源综合调查指挥中心 北京 100055）

中元古代是Columbia 超大陆形成向裂解转换、基底向盖层转换、古气候—古环境协同调整以及早期生命起源与演化的关键时期（Rogers and Santosh，2002；
Zhao et al.，2002；
Pisarevsky et al.，2014；
Ma et al.，2022）。华北克拉通作为中国大陆3 个重要的前寒武纪地质块体之一，参与了Columbia 超大陆的演化序列，记录了中元古代大量与超大陆裂解相关的岩浆、沉积、构造和生物信息，长期以来一直是研究Columbia 超大陆裂解的理想地区之一（Zhai， 2011；

耿元生等，2019，2020）。研究表明，华北克拉通中元古代发育多个裂陷槽，包括南缘熊耳裂陷槽、东北部燕辽裂陷槽和西北缘渣尔泰—白云鄂博裂陷槽等，并一致认为其与广泛分布的同期岩浆活动一样，响应于Columbia 超大陆裂解事件（Zhao et al.，2002；
Kusky et al.，2007；
Hou et al.，2008；
Li et al.，2019）（图1）。但目前该地区裂解事件的动力学机制仍存在碰撞后/造山后伸展（Zhao et al.，2002；
Wang et al.，2019）、大陆边缘弧（He et al.，2008；
Zhao and Zhou，2009）和地幔柱（Zhai and Liu，2003；
Peng et al.，2015）或陆内裂谷（孙枢等，1981；
Zhai et al.，2015）等多种观点，限制了我们对华北克拉通中元古代构造演化和Columbia超大陆裂解的进一步认识。

图1 华北克拉通中元古代地层及同期岩浆岩展布（年龄数据据表1）（据Peng et al.，2015；
Liu and Hou，2017；
Huang et al.，2021 修改）Fig.1 Distribution of Mesoproterozoic strata and magmatic rocks in North China Craton（age data from Table 1）（modified from Peng et al.，2015；
Liu and Hou，2017；
Huang et al.，2021）

A 型花岗岩作为一种特殊岩浆岩组合，具有“碱性、无水和非造山”的地球化学特征，被用于判断特定的地质环境：与大陆裂谷/地幔柱有关的板内非造山环境（非造山型）以及与陆—陆碰撞后或俯冲作用相关的构造环境（后造山型），对揭示区域壳幔相互作用、大地构造演化等方面具有重要的指示意义（Loiselle and Wones，1979；
Whalen et al.，1987；
谢亘等，2021；
张永旺等，2021）。本文对华北克拉通中元古代A 型花岗岩进行了大量统计和对比分析，重新梳理了A 型花岗岩时空分布特征，进一步明确了不同地区A 型花岗岩成因及构造环境，探讨了不同时期A 型花岗岩对华北克拉通中元古代演化的指示意义，为更深入认识华北克拉通与Columbia 超大陆裂解的联系提供了新依据。

华北克拉通北以中亚造山带为界，西至昆仑—祁连造山带，南以秦岭—大别造山带为界，东以苏鲁超高压变质带为界，主体为太古宙—古元古代变质结晶基底及上覆中—新元古代和显生宙的沉积盖层（黄汲清，1960；
马杏垣等，1979；
Zhao et al.，1998）。华北克拉通具有～3.85 Ga 的演化历史（Liu et al.，1992），在经历了～2.70 Ga 陆壳增生和～2.50 Ga 强烈构造—岩浆热事件之后（Zhai and Santosh，2011），东部陆块和西部陆块最终在约1.85 Ga 发生碰撞拼合并形成了统一的华北克拉通结晶基底（Zhao et al.，2005；
万渝生等，2009a，2009b）。～1.80 Ga 开始，华北克拉通进入沉积盖层发育阶段（Zhai and Liu， 2003；

李振生等，2021），主要发育多个裂陷槽，接受了巨量中元古代沉积，并伴随多期岩浆事件（李江海等，2001；
相振群，2014；
翟明国等，2014）（表1）。前人根据这些岩浆活动序列概括为5 个峰期：峰期Ⅰ被认为是伸展作用的开始，限定于1.80～1.75 Ga，以华北克拉通南缘熊耳群火山岩和五台、恒山地区的基性岩墙群为代表（Dewey，1988；
Zhao et al.，2002；
侯贵廷等，2005；
Peng et al.，2007）；
峰期Ⅱ限定于1.72～1.67 Ga，以华北克拉通北缘中部AMCG 岩石组合为代表（李怀坤等，1995；
Jiang et al.，2011）；
峰期Ⅲ限定于1.63～1.60 Ga，以龙王䃥A 型花岗岩、大红峪组富钾火山岩和鲁西泰山基性岩墙群为代表，被认为可能与中元古代大陆裂谷作用相关（陆松年等，1991；
Lu et al.，2008；
Deng et al.，2016；
张健等，2021）；
峰期Ⅳ限定于1.35～1.30 Ga，包括为华北克拉通中元古代裂解提供镁铁质岩浆和火山岩证据的1.35 Ga 辉绿岩（Zhang et al.，2012），以及作为长英质岩浆证据的北缘～1.32 Ga 花岗岩及花岗斑岩（李怀坤等，2009），支持中元古代晚期华北克拉通北部发生过伸展事件（Zhang et al.， 2012；

Wang et al.，2014a）；
峰期Ⅴ发生于～1.23 Ga，以华北克拉通多期基性岩墙为代表，被认为是华北克拉通区域性伸展作用结束的标志（裴福萍等，2013；
Peng et al.，2013）。

表1 华北克拉通中元古代岩浆岩岩性、位置和年龄汇总Table 1 Summary of lithology，location and age of Mesoproterozoic magmatic rocks in North China Craton

多期岩浆活动表明，华北克拉通在中元古代处在一个火山活动频繁、伸展作用持续的状态（图2a）。其中，作为表征中元古代伸展作用产物之一的A 型花岗岩广泛发育于华北克拉通裂陷槽内及其周缘。华北克拉通南缘熊耳裂陷槽内分布一条西起陕西蓝田张家坪地区、东至平顶山舞阳地区的碱性岩—碱性花岗岩带，沿途发育龙王䃥、麻坪等大规模侵入岩体；
东北缘燕辽裂陷槽内沿燕山大庙地区和密云—丰宁一带的环斑花岗岩存在大规模岩体，沿途发育沙场、温泉等侵入岩体；
渣尔泰—白云鄂博裂陷槽中集宁、商都—化德和固阳花岗岩岩体以及晋陕地区保家山、石咀子花岗岩岩体和东部地块花岗岩—绿岩带，呈零星分布。根据年龄分布规律，A型花岗岩主要集中在～1.78 Ga、～1.70 Ga、～1.60 Ga、～1.32 Ga 等4 个期次，这一发现为我们更好地认识和探讨A 型花岗岩与华北克拉通中元古代裂解事件的内在联系提供了新的依据（图2b）。

图2 华北克拉通中元古代岩浆岩年龄分布（a）和华北克拉通中元古代A 型花岗岩年龄分布（b.数据据表1）Fig.2 Age spectrum of Mesoproterozoic magmatic rocks in North China Craton（a）and A-type granite age of Mesoproterozoic rocks in the North China Craton（b.data from Table 1）

2.1 ～1.78 Ga A 型花岗岩岩石地球化学特征

～1.78 Ga A 型花岗岩主要分布于华北克拉通南缘，包括熊耳裂陷槽和晋陕地区。其中，熊耳裂陷槽该时期A 型花岗岩分布在洛南、贵家峪、汝阳、上店、登封、石城和摩天寨等区域，呈东西向带状展布。晋陕地区中元古代露头较少，该区域A 型花岗岩多呈零星分布。以嵩县—汝阳地区梅家沟花岗斑岩（1 789±17 Ma；
Mu et al.，2022）和宝鸡陇县石咀子花岗斑岩（1 803±15 Ma；
高山林等，2013）为例，它们具有高硅（SiO2= 71.07%～74.49%）、富钾（K2O = 5.06%～6.04%）的特征。在TAS 分类图和K2O-SiO2图解上，这两个岩体都表现出钾玄岩性系列花岗岩的特征（图3a、图3b）。铝饱和指数（A/CNK = 0.86～1.16）指示这两个岩体属于过铝质花岗岩（图3c），且具铁质特征（图3d）（表2）。同时，这两个花岗岩具Eu 负异常（δEu =0.11～0.51），球粒陨石标准分布图显示轻稀土元素富集（（La/Yb）N= 4.38～6.61）且存在强烈分馏（（La/Sm）N= 3.72～4.19）（图4a）。原始地幔归一化图显示，石咀子花岗斑岩亏损高场强元素（Ta、Nb、Ti），富集大离子亲石元素（Rb、Ba）（图4b）（表3）。梅家沟花岗斑岩176Hf/177Hf 初始比值=0.281 268～0.281 478，εHf（t）值为负（-13.8～-8.9），TDM2（Hf）年龄为3.2～2.9 Ga，和邻区同期上店花岗岩的εHf（t）值（-14.1～-6.5）相似（师江朋等，2017）。梅家沟花岗斑岩εNd（t）值均为负值（-7.14～-6.74），TDM2（Nd）值为2.9～2.8 Ga。

表2 华北克拉通中元古代A 型花岗岩主量元素分析结果/%Table 2 Major elements/% analysis results of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton

表3 华北克拉通中元古代A 型花岗岩微量元素/×10-6Table 3 Trace element/×10-6 analysis results of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton

图3 华北克拉通中元古代A 型花岗岩硅碱图（a.据Le Bas et al.，1986；
b.据Le Maitre et al.，2002；
c.据Maniar and Piccoli，1989；
d.据Frost et al.，2001；
数据据表2）Fig.3 Silicon-alkali map of Mesoproterozoic A-type granite in North China Craton（a.after Le Bas et al.，1986；
b.after Le Maitre et al.，2002；
c.after Maniar and Piccoli，1989；
d.after Frost et al.，2001；
data from Table 2）

图4 华北克拉通中元古代A 型花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（标准化数据据Sun and McDonough，1989；
数据据表3）Fig.4 Chondrite-normalized REE distribution map（a）and primitive mantle-normalized trace element spider diagram（b）of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton（normalized data from Sun and McDonough，1989；
data from Table 3）

2.2 ～1.70 Ga A 型花岗岩岩石地球化学特征

～1.70 Ga A 型花岗岩主要分布于华北克拉通北缘，即渣尔泰—白云鄂博裂陷槽、燕辽裂陷槽及其周缘一带（图1）。其中，渣尔泰—白云鄂博裂陷槽A 型花岗岩在孔兹岩带和阴山地块交界的固阳地区出露。以固阳县白云常合山花岗岩为例（1 720±12 Ma；
康健丽等，2020），其主要为碱长花岗岩和黑云母正长花岗岩。燕辽裂陷槽的A 型花岗岩沿温泉、长哨营、古北口、建平和大庙等地区呈东西向带状展布。以建平花岗岩为例，其出露于建平北、西两侧，主要为石英二长岩和二长花岗岩（1 712.3±5.1 Ma；
相振群，2014）。通过对比发现，固阳地区A 型花岗岩具有高硅（SiO2=72.91%～76.76%）和富钾（K2O = 3.62%～5.05%）特征（表2）。而建平A 型花岗岩具有相对较低的硅含量（SiO2= 63.47%～71.39%）和富钾（K2O = 6.61%～6.84%）的特征。在TAS 分类图和K2O-SiO2图解上，建平花岗岩显示钾玄岩性系列石英二长岩—正长岩的特征，固阳花岗岩显示钾玄岩性系列花岗岩的特征（图3a、图3b）。铝饱和指数指示这两个岩体属于准铝质—弱过铝质花岗岩（图3c），但前者具铁质特征，后者体现出镁质的特征（图3d）。这两个花岗岩都具Eu 负异常（δEu = 0.07～0.80），轻稀土元素富集（（La/Yb）N= 8.95～27.4）且存在强烈分馏（（La/Sm）N= 3.62～4.98）（图4a）。原始地幔归一化图显示固阳和建平花岗岩亏损高场强元素（P、Ti），大离子亲石元素相对富集（K、Rb）（图4b）（表3）。固阳花岗斑岩176Hf/177Hf = 0.281 676～0.281 901，εHf（t）值为-1.84～+6.08，TDM2（Hf）年龄为2.90～2.70 Ga。

建平石英二长岩176Hf/177Hf =0.281 454～0.281 618，εHf（t）=-6.2～-4.0，TDM2（Hf）年龄为3.20～2.50 Ga，与邻区沙场和长哨营花岗岩相似（Yang et al.，2005；
Zhang et al.，2007）。

2.3 ～1.60 Ga A 型花岗岩岩石地球化学特征

～1.60 Ga A 型花岗岩主要分布于熊耳裂陷槽，包括属于同一碱性花岗岩带上栾川以东龙王䃥岩体与陕西洛南麻坪岩体，被称为华北克拉通南缘长城纪大规模裂解事件群中最晚的一次碱性岩浆活动（陆松年等，2003；
相振群等，2020）。其中龙王䃥岩体的主要岩石类型为正长花岗岩（1 601±10 Ma；
Wang et al.，2020），而麻坪岩体则为花岗斑岩（1 600±24 Ma；
邓小芹等，2015），于同一碱性岩带中亦发现有黑云母钾长花岗岩岩脉和石英二长岩岩脉等。这两个岩体都具有高硅（SiO2=70.51%～76.82%）、富钾（K2O = 4.83%～9.61%）的特征（表2）。在TAS 分类图和K2O-SiO2图解上龙王䃥和麻坪花岗岩显示钾玄岩性系列花岗岩的特征（图3a、图3b）。铝饱和指数指示这两个岩体属于过铝质花岗岩（图3c）。但龙王䃥花岗岩具有铁质的特征，而麻坪花岗岩则以镁质特征为主（图3d）。球粒陨石归一化图显示两个花岗岩富集轻稀土元素（（La/Yb）N= 13.2～17.68），同时表现为强烈的Eu 负异常（δEu = 0.20～0.55）（图4a）。原始地幔归一化图中两个岩体表现出强烈的Ba、Ti、Sr、P、Zr 等元素亏损（图4b）（表3）。麻坪A 型花岗斑岩锆石的176Hf/177Hf = 0.281 334～0.281 615，εHf（t）=-16.7～-6.9（邓小芹等，2015）。包志伟等（2009）对该邻区龙王䃥A 型花岗岩开展了Nd-Hf 同位素研究，得出143Nd/144Nd=0.511 278～0.511 616，εNd（t）=-7.2～-4.5，TDM2（Nd）= 2.50～2.30 Ga。岩体中锆石的Hf 同位素组成为：176Hf/177Hf = 0.281 649～0.281 753，εHf（t）=-5.26～-1.11，TDM2（Hf）=2.60～2.40 Ga。

2.4 ～1.32 Ga A 型花岗岩岩石地球化学特征

～1.32 Ga A 型花岗岩主要分布于华北克拉通北缘渣尔泰—白云鄂博裂陷槽，在其东南缘集宁地区一条东北走向、宽约20 m 的岩脉之中有出露。集宁A 型花岗岩（1 321±15 Ma；
Shi et al.，2012）以花岗斑岩为主，具有高硅（SiO2=74.59%～76.26%）、高钾（K2O = 4.35%～5.13%）的特征（表2）。TAS 分类图和K2O-SiO2图解显示集宁岩体具有高钾钙碱性系列花岗岩的特征（图3a、图3b）。A/NK 和A/CNK 比值分别为2.24～2.30 和1.3～1.8，显示过铝质的特征（图3c），并表现出镁质成分的特征（图3d）。球粒陨石归一化图显示，集宁花岗岩富集轻稀土元素（（La/Yb）N= 6.13～10.26），强烈的Eu 负异常（δEu = 0.06～0.17）（图4a）。原始地幔归一化图显示该岩体具强烈的Ba、Sr、P 和Ti 亏损，Th、K、Hf 富集的特点（图4b）（表3）。集宁A 型花岗岩εHf（t）= -8.6～-3.6，TDM2（Hf）= 2.6～2.3 Ga。

3.1 华北克拉通中元古代A 型花岗岩时空分布和成因

通过统计华北克拉通中元古代A 型花岗岩时空展布情况，包括石咀子花岗岩（～1 800 Ma）、嵩山花岗岩（～1 780 Ma）、建平石英正长岩（～1 714 Ma）、长哨营—古北口正长花岗岩（1 753～1 692 Ma）、温泉花岗斑岩（～1 697 Ma）、密云环斑花岗岩（～1 683 Ma）、麻坪花岗斑岩（～1 600 Ma）、龙王䃥花岗岩（～1 600 Ma），以及集宁花岗岩（～1 318 Ma）等，发现中元古代A 型花岗岩主要沿北缘渣尔泰—白云鄂博裂陷槽、燕辽裂陷槽和南缘熊耳裂陷槽及晋陕地区分布，且存在明显的时空分布差异，具体表现为：1）～1.78 Ga A 型花岗岩主要分布于南缘熊耳裂陷槽和晋陕地区；
2）～1.70 Ga A型花岗岩主要分布于北缘渣尔泰—白云鄂博和燕辽裂陷槽内；
3）～1.60 Ga A 型花岗岩集中于南缘熊耳裂陷槽内；
4）～1.32 Ga A 型花岗岩则主要分布在北缘渣尔泰—白云鄂博裂陷槽内。

典型A 型花岗岩具有SiO2、K2O、Fe/Mg，REE（Eu 除外）、Zr、Hf 等不相容元素含量高，Al2O3、CaO、Ba、Sr、Eu 含量低的地球化学特征（Collins et al.，1982），同时高场强元素含量高（Zr+Nb+Ce+Y＞350×10-6）和高Ga/Al 比值（10000Ga/Al＞2.6）（Whalen et al.，1987）。A 型花岗岩属于碱性和过碱性系列，其中A2型花岗岩中含有丰富的Fe-Mg硅酸盐矿物，如富铁黑云母和钙质角闪石，而A1型花岗岩中含有钠质角闪石和辉石（Bonin，2007）。在大多数成因方案中，A 型花岗岩和高度分馏的Ⅰ型花岗岩也很难被区分，因为这些岩石的主要元素和矿物成分往往与细晶花岗岩相似（King et al.，1997）。然而在微量元素组成方面，A 型花岗岩中Zr、Nb、Y、REE 和Ga 等富碱性和HFSE 元素富集程度高，且一般认为A 型花岗岩是由无水、高温长英质岩浆形成的（Clemens et al.，1986）。通过对其元素特征分析，发现几乎所有样品都表现出A 型花岗岩特征（图6a、图6b）。其中，～1.78 Ga花岗岩显示A2型花岗岩的特征，～1.70 Ga、～1.32 Ga 显示A1型花岗岩的特征，～1.60 Ga 花岗岩具有A1和A2两种特征（图6c、图6d）。4 期花岗岩具相似的微量元素蛛网图和稀土元素配分图（图4a、图4b）：稀土元素配分图显示负Eu 异常，明显的“右倾”稀土元素配分模式，微量元素蛛网图显示强烈的Ba、Nd、Sr、P 和Ti 的负异常，为判定其为A 型花岗岩提供重要依据。

A 型花岗岩的成因是多样的，包括：1）来源于下地壳，经过熔体析离后的麻粒岩重新部分熔融形成（Collins et al.，1982；
Clemens et al.，1986；
Whalen et al.，1987），或者由富含石英、斜长石的石英闪长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩部分熔融形成（Anderson and Bender，1989；
King et al.，1997；
Dall"Agnol et al.，2012）；
2）来源于地幔源区，由底侵的玄武质岩浆及其演化物分离结晶形成（Frost and Frost，1997；
Frost et al.，1999）；
3）来源于壳幔岩浆的混合作用（Mingram et al.，2000）。总体来看，华北克拉通中元古代A 型花岗岩普遍具有较高的SiO2含量（67.03%～75.9%）和较低的MgO 含量（0.1%～0.8%），因而不可能直接来源于地幔橄榄岩的部分熔融。分析结果显示：1） ～1.78 Ga 石咀子花岗岩Rb/Sr 值（0.95～2.66）远高于原始地幔平均值（0.03），同时La/Nb值（4.38～6.61）远大于1，体现出和幔源岩浆的明显差异。梅家沟花岗岩负εNd（t）值（-8.62～-6.10）则说明源岩可能来自于地壳的部分熔融（图5b）。结合同期基性岩墙同位素组成（εNd（t）= -5.5～-0.6），说明该期花岗岩不可能来自于幔源岩浆直接演化而成（Peng et al.，2015）。2） ～1.70 Ga 建平花岗岩具负εHf（t）值（-6.2～-4.0），与同期大庙斜长岩相近（εHf（t）= -7.5～-5.0），表明其可能来源于地壳（Zhang et al.，2007）。而固阳花岗岩εHf（t）值（-1.84～+6.08）以正值为主，同时存在较小负值，结合其单阶段模式年龄和二阶段模式年龄认为其源区为新生地壳，且可能受古老地壳混染（图5a、图5b）。3） ～1.60 Ga 龙王䃥εHf（t）值（-5.26～-1.11）、εNd（t）值（-7.2～-4.5）和麻坪花岗岩负的εHf（t）值（-16.7～-6.9）表明它们更可能来源于古老地壳，且很可能源区不完全相同。4）～1.32 Ga 集宁花岗岩具有负的εHf（t）值（-8.6～-3.6）表明其来源于下地壳。地壳模式年龄为2.6～2.3 Ga，以及北缘同期辉绿岩墙的大规模存在，为证明该花岗岩来源于上地幔底侵熔融地壳提供可能（李怀坤等，2009；
Zhang et al.，2012）。结合LILE 和HFSE 的亏损是来自地壳源花岗岩的典型特征，表明这4 期花岗岩的形成可能与地壳变薄有关，符合其处于裂谷背景的解释（Whalen et al.，1987；
Eby，1990）。因此，我们认为华北克拉通中元古代A 型花岗岩源于地壳物质的部分熔融，可能与同期裂谷作用导致的岩浆底侵提供热源有关。

图5 华北克拉通中元古代A 型花岗岩锆石εHf（t）（a）、εNd（t）（b）与锆石U-Pb 年龄图解（数据据Shi et al.，2012；
邓小芹等，2015；
Xu et al.，2017；
Wang et al.，2020；
Mu et al.，2022）Fig.5 Zircon εHf（t）（a），εNd（t）（b）and zircon U-Pb ages of Mesoproterozoic A-type granites in the North China Craton（data from Shi et al.，2012；
Deng et al.，2015；
Xu et al.，2017；
Wang et al.，2020；
Mu et al.，2022）

3.2 华北克拉通中元古代A型花岗岩成岩构造环境

大量研究表明，A 型花岗岩的形成多与活动大陆弧、弧后伸展、碰撞后伸展以及板内裂谷等构造背景有关（Collins et al.，1982；
Shellnutt and Zhou，2007；
Chen et al.，2015）。Eby（1992）将A 型花岗岩分为A1型（Y/Nb＜1.2）和A2型（Y/Nb＞1.2）两个亚类，代表不同的构造背景。A1型花岗岩代表了来自OIB 型岩浆源，被认为是板内裂谷作用时侵位的结果，且多与同时代的铁镁质岩墙有关，也可能是地幔柱或热点活动的结果，标志着裂谷作用的开始；
A2型花岗岩可能与碰撞后伸展、弧后拉张等机制相关，可能代表着造山结束后伸展过程的开始。

（1）～1.78 Ga 花岗岩（A2型），在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 环境判别图上显示其具有板内花岗岩的特征（图7a、图7b），指示其形成于造山后伸展环境。这与同期汝阳上店花岗斑岩（师江朋等，2017）、小秦岭贵家峪二长花岗岩（Deng et al.，2016）、摩天寨—登封花岗岩（Zhao et al.，2009；
师江朋等，2017）以及陇县段家峡花岗岩（Xu et al.，2017）特征相似，总体都表现出造山后伸展的特点，揭示华北克拉通古元古代末期的碰撞造山事件至少在该时期前已结束。Zhai（2011）认为～1.77 Ga 发育的熊耳群火山岩和晋冀蒙地区基性岩墙群是华北克拉通化后的初始裂解标志。也有学者认为，同时期熊耳火山岩、基性岩墙群的岩浆源区来自俯冲交代岩石圈地幔的部分熔融，支持在中元古代前存在俯冲碰撞事件，表明该时期A 型花岗岩可能形成于克拉通化后，造山结束初始拉张阶段（彭澎等， 2004；

Zhao et al.， 2005；

Jiang et al.，2011；
李猛等，2013；
苟钧壹等，2023）。

（2）～1.70 Ga 花岗岩（A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 环境判别图上显示其具有板内花岗岩的特征，指示其形成于非造山、陆内裂谷环境（图7a、图7b）。与同期固阳瓦窑石英二长岩（王惠初等，2012）、怀柔兰营石英正长岩（Zhang et al.，2007）相似，都表现出非造山环境的特点。前人曾报道中元古代早期碱性侵入岩多为斜长岩、环斑花岗岩等一套非造山侵入岩组合（AMCG），也被称为后造山事件的岩浆组合（陆松年等，2002；
Hou et al.，2008）。但随着更多证据表明，AMCG 岩石组合或许不再局限于承德、赤城和密云等地区，而是东起建平、西至固阳地区，呈一条长约1 000 km的1.72～1.67 Ga 非造山岩浆岩带，可能是代表着Columbia 超大陆裂解的产物（相振群等，2020）。

（3）～1.60 Ga 花岗岩（A2-A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 构造环境判别图上显示其具有板内花岗岩的特征（图7a、图7b），Nb-Y-Ce、Nb-Y-3Ga（图6c、图6d）图解显示麻坪和龙王䃥花岗岩具有A2向A1的过渡状态，表明该阶段华北克拉通南缘可能处于造山后伸展至陆内裂谷环境过渡阶段。其中，麻坪岩体表现出A2型造山后伸展环境的特点，而龙王䃥岩体表现出A1型非造山陆内裂谷环境的特点。结合华北克拉通南缘～1.60 Ga 之前的A 型花岗岩（A2，～1.78 Ga）和～1.60 Ga 之后的A 型花岗岩特征（A1，1.52 Ga；
张家坪岩体；
Deng et al.，2016），发现1.60 Ga 可能作为克拉通南部中元古代构造体制转换的关键节点，即为造山后伸展到非造山陆内伸展的转折点。并与大红峪组粗面安山岩和玄武岩（高林志等，2008；
张健等，2015）、团山子组粗面安山岩（张健等，2015），以及鲁西地区泰山花岗岩—绿岩带等（Lu et al.，2008；
相振群，2014）是近乎同期的岩浆活动事件，指示华北克拉通早中元古代期间存在大规模裂解事件。

图6 华北克拉通中元古代A 型花岗岩地球化学特征判别图（数据据表3）a.FeOT/MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）（Whalen et al.，1987）；
b.Zr-10000Ga/Al（Whalen et al.，1987）；
c.Nb-Y-Ce（Eby，1992）；
d.Nb-Y-3Ga（Eby，1992）Fig.6 Geochemical characteristics of Mesoproterozoic A-type granites in North China Craton（data from Table 3）

图7 华北克拉通中元古代A 型花岗岩构造环境判别图解（底图据Pearce et al.，1984；
数据据表3）WPG.板内花岗岩；
ORG.洋脊花岗岩；
VAG.火山弧花岗岩；
syn-COLG/post-COLG.同碰撞/碰撞后花岗岩Fig.7 Discrimination diagram of tectonic environment of Mesoproterozoic A-type granite in North China Craton（according to Pearce et al.，1984；
data from Table 3）

（4）～1.32 Ga 花岗岩（A1型）在Rb-（Y+Nb）和Nb-Y 构造环境判别图上显示其具有板内花岗岩的特征（图7a、图7b），指示其形成于非造山陆内裂谷环境。作为陆内裂谷作用期间岩浆侵位的产物，A1型花岗岩通常与大量基性岩同时期形成（Eby，1992）。其与朝阳雾迷山组和铁岭组辉绿岩（Zhang et al.，2012）以及承德下马岭组辉绿岩（李怀坤等，2009）在内的同期基性岩墙群一样，指示其成因可能与地幔柱或热点有关。

3.3 华北克拉通中元古代4 期A 型花岗岩的厘定对Columbia 超大陆裂解过程的指示意义

华北克拉通参与了Columbia 超大陆裂解的过程，然而其裂解时间和机制仍存在不少争议（Rogers and Santosh， 2002；

Ernst et al.， 2008；
Hou et al.，2008；
Zhai and Santosh，2011；
彭澎等，2018；
Huang et al.，2021）。华北克拉通中元古代A 型花岗岩作为酸性端元之一，其高温低压的形成条件标志着伸展环境，时间主要集中于1.80～1.30 Ga，空间主要局限在裂陷槽内（张健等，2021）。尽管有学者认为，地幔柱模型不能合理解释华北克拉通裂解的原因（Zhao et al.，2005；
He et al.，2008），但同样有证据表明中元古代早期玄武岩具有大陆洪泛玄武岩的特征，认为是地幔柱活动的产物（胡俊良等，2007；
Wang et al.，2014b；
Wang et al.，2019；
Zhong et al.，2021），为华北克拉通A 型花岗岩形成于岩浆底侵、地壳熔融提供条件。

从时空关系来看，华北克拉通南缘在克拉通化后～1.78 Ga 初次大规模裂解过程中，与同期熊耳火山岩、基性岩墙群以及大规模花岗岩岩体侵入一样，共同响应于超大陆裂解的早期阶段；
～1.60 Ga 南缘构造体制开始由造山后伸展过渡为陆内裂谷阶段，这似乎也与南缘从1.60 Ga 以后直至中奥陶世一直处于稳定碳酸盐岩陆架环境基本吻合，指示了华北克拉通南缘的一次环境突变（陆松年等，2003）。北缘～1.70 Ga A 型花岗岩以及AMCG 岩石组合代表着华北克拉通在中元古代早期持续裂解的具体表现；
～1.32 Ga A 型花岗岩活动可能代表着超大陆裂解的晚期阶段，同期基性岩墙的广泛发育与之呼应（Zhao et al.，2002；
Hou et al.， 2008；

刘超辉等， 2015；

Peng et al.，2015）。整体来看，这4 期A 型花岗岩为证明华北克拉通参与了Columbia 超大陆裂解过程提供了重要的依据。

（1）华北克拉通中元古代主要发育～1.78 Ga、～1.70 Ga、～1.60 Ga 和～1.32 Ga 等4 期A 型花岗岩。～1.78 Ga 和～1.60 Ga A 型花岗岩主要分布在南缘熊耳裂陷槽和晋陕地区，～1.70 Ga和～1.32 Ga A 型花岗岩主要分布于北缘渣尔泰—白云鄂博和燕辽裂陷槽。

（2）4 期A 型花岗岩主要源于地壳物质的部分熔融，可能与同期伸展作用导致的岩浆底侵提供热源有关。位于南缘～1.78 Ga 和～1.60 Ga 花岗岩分别指示中元古代南缘早期造山后伸展构造背景和中期造山后伸展过渡到陆内裂谷构造背景。北缘～1.70 Ga 和1.32 Ga 花岗岩则可能代表华北克拉通北缘早期持续陆内裂谷环境以及晚期裂解的响应。

（3）4 期A 型花岗岩整体记录了华北克拉通中元古代早期造山后伸展和晚期陆内裂谷的演化序列，支持华北克拉通参与了Columbia 超大陆的裂解过程。

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