2013, Vol. 29
2. 香港大学地球科学系，香港
2. Department of Earth Sciences, The University of Hong Kong, Hong Kong, China
作为中国最古老也是最大的克拉通之一，华北克拉通基底被划分为东部陆块、西部陆块以及它们之间的中部造山带三个部分(图 1; Zhao et al., 2000, 2001, 2005; Wilde et al., 2002; Guo et al., 2002, 2005; Kusky and Li, 2003; Wilde and Zhao, 2005; Kröner et al., 2005a, b, 2006; Polat et al., 2005; Wu et al., 2005; Liu et al., 2006; Faure et al., 2007; Li and Kusky, 2007; Trap et al., 2007)。然而，对于两个陆块碰撞拼合的时间以及构造过程还存在着很多争议。一部分学者提出俯冲的极性是向西的，碰撞拼合的时间在2.5Ga左右(Kusky and Li, 2003; Polat et al., 2005; Li and Kusky, 2007)；另一部分学者则认为俯冲是向东的，碰撞事件发生在1.85Ga左右(Zhao et al., 2000, 2001; Wilde et al., 2002; Kröner et al., 2005a, b, 2006; Zhang et al., 2007, 2009)。此外，Faure et al.(2007)和Trap et al.(2007)则认为俯冲方向是向西的，并且在2.1Ga和1.85Ga发生了两次碰撞事件。
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图 1 华北克拉通构造划分图(据Zhao et al., 2005) Fig. 1 Tectonic subdivision of the North China Craton (after Zhao et al., 2005) |
Zhao et al.(2005, 2007)和Kröner et al.(2005a, b, 2006)认为中部造山带最初是一个安第斯型的大陆边缘弧或者日本型的岛弧，它形成于大洋岩石圈向东部陆块西缘之下的俯冲。现有的年代学证据表明中部造山带中最早的和弧相关的岩浆作用发生在2560~2520Ma，形成了低级花岗-绿岩带中的花岗类岩石以及火山岩(Wilde and Zhao, 2005)。另一方面，对于中部造山带中变质锆石(边)的SHRIMP U-Pb年代学研究、矿物Sm-Nd和Ar/Ar年龄以及独居石电子探针研究都表明东西陆块的最终碰撞发生在1.88~1.82Ga左右(Guo et al., 2002, 2005; Zhao et al., 2002, 2008a; Guan et al., 2002; Kröner et al., 2005a, b，2006; Liu et al., 2006; Wan et al., 2006; Wang et al., 2010)。然而，从最早的弧岩浆作用开始的2.55Ga左右到最终碰撞发生的1.85Ga左右这长达700个百万年的时间里，在中部造山带究竟发生了怎样的地质构造过程仍然不是很清楚。为了更好地了解中部造山带乃至整个华北克拉通的构造演化历史，需要我们进一步地对中部造山带中的变质杂岩进行详细的构造地质学、变质岩石学、地球化学以及地质年代学的研究。
在中部造山带内众多的变质杂岩中，位于造山带中部西缘的吕梁杂岩具有十分重要的地位，特别是其中的界河口群。界河口群主要由变泥砂质岩石、大理岩以及少量的变质基性火山岩组成，其岩石组合以及变质程度与西部陆块孔兹岩带中的变质表壳岩十分相似，因此被认为可能是从西部陆块逆冲到岩浆弧岩石之上，随后在东西陆块碰撞过程中加入到中部造山带中的(Zhao et al., 2008b; Xia et al., 2009)。近些年来，前人对于界河口群中的变质沉积岩进行了碎屑锆石U-Pb年龄和Hf同位素以及全岩地球化学和Nd同位素的研究(万渝生等，2000；Li et al., 2000; Wan et al., 2006; Xia et al., 2009)，对于少量的变质基性火山岩也有全岩地球化学和Nd同位素数据的发表(刘建忠等，2001)。然而，对于界河口群的形成时代、源区特征以及构造背景还没有达成一致的认识。本文试图通过最新获得的吕梁杂岩中界河口群和赤坚岭片麻岩中的锆石U-Pb年龄和Hf同位素数据，并结合前人已经发表的数据，对以上三个问题进行一些初步的讨论。
2 地质背景吕梁杂岩位于中部造山带中部，紧邻西部陆块的东缘(图 1)。总体上，吕梁杂岩的岩石可以分为花岗岩类侵入体和变质表壳岩两大类(耿元生等，2000; 万渝生等，2000; Zhao et al., 2008b)。其中，花岗岩类侵入体又被分为了构造前TTG片麻岩、同构造片麻状花岗岩和构造后花岗岩三类(Zhao et al., 2008b)。构造前TTG片麻岩主要包括云中山片麻岩(2499±9Ma)，郭家寨片麻岩(2375±10Ma)和赤坚岭-关帝山片麻岩(2199~2151Ma)(耿元生等，2000；Zhao et al., 2008b)。同构造片麻状花岗岩主要为惠家庄片麻状花岗岩(1832±11Ma)(Zhao et al., 2008b)，而后构造花岗岩为芦芽山紫苏花岗岩(1815~1800Ma)，芦草沟斑状花岗岩(1807±10Ma)和堂儿上-关帝山块状花岗岩(1798~1790Ma)(耿元生等，2000；Zhao et al., 2008b)。
吕梁杂岩中的变质表壳岩被进一步划分为了界河口群、吕梁群和野鸡山/黑茶山群(图 2; 山西省地质矿产局，1989；耿元生等，2000; 万渝生等，2000)。界河口群位于吕梁杂岩的西北部，主体呈近南北向分布于界河口-郝家岔一带(图 2)。界河口群与其东面的野鸡山群的接触关系有两种解释，一种为不整合覆盖(万渝生等，2000)，另一种则为构造接触(张兆琪等，2004)。界河口群的变质沉积岩与西部陆块孔兹岩带中的变质沉积岩在岩性、矿物组合以及地球化学特征上具有相似性，因此也被称为孔兹岩(万渝生等，2000；Li et al., 2000)。
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图 2 吕梁杂岩地质图(据Zhao et al., 2008b修改) Fig. 2 Geological map of the Lüliang Complex (modified after Zhao et al., 2008b) |
界河口群从下到上被分为五个组，分别是奥家滩组、小蛇头组、黑崖寨组、马国寨组以及烧炭沟组(山西省地质矿产局，1989)。最下部的奥家滩组主要的岩石组合为(含石墨)黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、夕线片岩、白云片岩、二云片岩、大理岩以及透镜状石英岩夹层。其上的小蛇头组主要岩石组合为黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、绿泥片岩、夕线黑云片岩以及少量黑云变粒岩。黑崖寨组和马国寨组则主要由二云片岩、黑云片岩、斜长角闪岩和少量石英岩和大理岩组成。最上部的烧炭沟组的主体岩石组合为黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩(山西省地质矿产局，1989)。总体上，界河口群是由遭受了角闪岩相变质的含石墨泥质片岩、石英岩、长英质副片麻岩、大理岩以及少量的斜长角闪岩组成的。前人的野外观察表明界河口群遭受了多期的变形作用，其中大部分的变质沉积岩以强烈片理化、倒转褶皱等变形的构造岩片形式出露(Li et al., 2000)。此外，变质作用研究表明界河口群中的含石榴斜长角闪岩的峰期变质条件可以达到9.0~10.0kbar和600~650℃，P-T轨迹则为近等温降压的顺时针轨迹(Zhao et al., 2000)。
吕梁群仅出露在吕梁杂岩中部的近周峪地区(图 2)，主要的岩石组合为玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩以及少量的杂砂岩、泥质岩以及条带铁建造(BIF)，它们都遭受了绿片岩相变质(山西省地质矿产局，1989)。耿元生等(2000)从吕梁群的变质流纹岩中获得了2360±95Ma的锆石U-Pb年龄，并将它解释为火山喷发时间。然而，于津海等(1997)报道了吕梁群中变质玄武岩和变质流纹岩的U-Pb锆石上交点年龄分别为2051±68Ma和2099±41Ma，并将它们解释为火山喷发时间。从野外接触关系上来看，吕梁群和界河口群没有直接的接触关系，但是二者都被野鸡山/黑茶山群不整合覆盖(万渝生等，2000)。
野鸡山群，也叫黑茶山群，分布在吕梁杂岩的西北部，呈北东-南西向展布(图 2；山西省地质矿产局，1989)。岩石组合在最下部的青杨树湾组为滨海到浅海相的低绿片岩相变质的长石砂岩、粉砂岩和薄层大理岩。中部的白龙山组下部为绿片岩相变质的火山岩及少量粉砂岩和大理岩，上部则为复理石类的细粒砂岩和粉砂岩。最上部的程道沟组与中部的白龙山组为角度不整合接触(刘树文等，2009)，主要由几乎没有变质变形的厚层砾岩和粗粒砂岩组成，并保留了指示河流相沉积的大型板状斜层理和泥裂等沉积构造。根据碎屑锆石U-Pb年龄及其它地质证据，Liu et al.(2011)认为吕梁杂岩中的晚太古代到早元古代的花岗质岩石是野鸡山群中变质沉积岩的主要物质源区，而青杨树湾组和程道沟组的最大沉积年龄则被分别限制在2086±10Ma和1835±24Ma。
3 分析方法本次研究我们分别从野鸡山群和赤坚岭片麻岩中各选取了一个样品进行分析(图 2)。其中，碎屑锆石样品(07LL41-2)取自奥家滩村以北3km处河边，岩性为界河口群奥家滩组的细粒黑云斜长片麻岩。另外一个样品07LL39-1则取自313省道边的赤坚岭片麻岩中，岩性为英云闪长质片麻岩。样品随后经过粉碎，并通过标准的重液及电磁分选。单颗粒锆石被从重矿物中手工挑选出来，并在双目镜下固定在透明胶带上。再通过灌入环氧树脂的方法使锆石颗粒固定并抛光到二分之一，最后在透射光和反射光下进行显微照相，获得关于锆石表面和内部结构的初步信息。为了探明锆石的内部结构和成因，并选择合适的位置进行随后的激光U-Pb和Hf同位素分析，锆石的阴极发光显微照相是在中国科学院广州地球化学所通过JEOL JXA-8100型电子探针分析仪和Gatan Mono CL3型阴极发光系统完成的。
锆石的U-Pb同位素测定是在中国科学院地质与地球物理所通过Agilen 7500a Q-ICPMS以及配套的GeoLas PLUS 193nm激光剥蚀系统完成的。实验中采用的束斑直径为60μm，频率为10Hz，能量密度为15J/cm2。每个测试包括大约30s的背景值采集以及40s的样品数据采集。207Pb/206Pb、206Pb/238U、207U/235U (235U=238U/137.88)以及208Pb/232Th的比值通过采用国际标准锆石91500作为外标，使用GLITTER 4.0(Jackson et al., 2004)进行校正。仪器运行的具体环境和分析过程见谢烈文等(2008)。年龄计算及谐和图的绘制使用ISOPLOT (version 3.0)(Ludwig，2003)软件完成。
锆石原位Hf同位素分析是通过中国科学院地质与地球物理所的Neptune MC-ICP-MS以及相配套的GeoLas PLUS 193nm激光剥蚀系统完成的。测试中采用的束斑直径为60μm，频率为10Hz，能量密度为15J/cm2，在此条件下国际标准锆石91500中180Hf的信号强度大约为10V。标准的剥蚀时间为30s，剥蚀深度大约为20~30μm。测试过程中，剥蚀出的气溶胶以氦气为载体通过一个三向管被分别输送到Q-ICPMS和MC-ICP-MS中。质量数172、173、175-180和182在MC-ICP-MS中被同时测定。详细的实验条件及测试流程见谢烈文等(2008)。测定的176Lu/177Hf比值和176Lu的衰变常数1.865×10-11/y (Scherer et al., 2001)被用来计算初始176Hf/177Hf比值。Blichert-Toft and Albarède (1997)报道的球粒陨石176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值被用来计算εHf值。亏损地幔模式年龄(tDM)的计算采用的是锆石样品的初始176Hf/177Hf比值和上地壳的176Lu/177Hf比值0.008(Amelin et al., 2000)。假设每颗锆石的母岩浆均来自平均大陆地壳，采用176Lu/177Hf比值0.015(Griffin et al., 2002)计算地壳模式年龄(tDMC)。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年龄样品07LL41-2采自界河口群奥家滩组的细粒黑云斜长片麻岩中，位置为奥家滩村以北3km处河边(N38°20′30″；E111°19′13″；图 2)。绝大部分锆石外形为自形或半自形，直径在100μm左右，具有振荡环带结构，Th/U比值在0.14到1.96之间，为典型的岩浆成因锆石。在这个样品中一共测试了52个点，结果列在表 1和图 3中。其中，最年轻的一颗锆石的207Pb/206Pb年龄为2004±30Ma，而由6个锆石数据组成的最年轻的一组峰值的207Pb/206Pb加权平均年龄为2114±14Ma (MSWD=2.7)，而最老的一颗锆石207Pb/206Pb年龄为2371±18Ma。在207Pb/206Pb年龄柱状图中，最大峰值年龄出现在2192~2175Ma。
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表 1 吕梁杂岩中锆石的U-Pb同位素数据 Table 1 U-Pb isotopic compositions of zircons from the Lüliang Complex |
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图 3 吕梁杂岩中定年样品的锆石U-Pb分析结果谐和图 Fig. 3 Concordia plots for zircon U-Pb analytical results |
样品07LL39-1为英云闪长质片麻岩，取自313省道边的赤坚岭片麻岩中(N38°31′44″；E111°20′24″)。锆石颗粒大多为短柱状或棱柱状，长宽比在1:1至1:2之间，长轴直径在200μm左右。CL图像显示大部分锆石具有明显的振荡环带结构，Th/U比值集中在0.56~0.98之间(表 1)，表明它们均为岩浆成因锆石(Hoskin and Black, 2000)。总共30个测点的207Pb/206Pb年龄变化于2267Ma至2148Ma之间，上交点年龄为2176±14Ma，加权平均年龄为2186±10 Ma，二者在误差范围内一致，因此我们认为赤坚岭片麻岩的原岩应该侵位于2180Ma左右(图 3)。
4.2 锆石Hf同位素锆石Lu-Hf同位素分析的结果分别在表 2和图 4中。黑云斜长片麻岩样品07LL41-2的52个锆石Hf同位素测试点可以明显分为三组。其中，第一组包含了三个测试点，它们的207Pb/206Pb年龄分别为2097Ma、2070Ma和2004Ma，而176Hf/177Hf比值集中在0.281606~0.281640之间，εHf(t)值为+5.32~+2.86，tDMC值集中在2.36~2.31Ga之间(图 4)。第二组包括了47个测试点，它们的207Pb/206Pb年龄分别从2284Ma到2057Ma，176Hf/177Hf比值在0.281666~0.281439之间，εHf(t)值在+6.21~-1.95之间，tDMC值集中在2.42~2.64Ga之间。第三组包括了2个测试点，它们的207Pb/206Pb年龄分别为2215Ma和2371Ma，176Hf/177Hf比值分别为0.281291和0.281360，εHf(t)值为-3.74和+2.05，tDMC值为2.86Ga和2.70Ga。
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表 2 吕梁杂岩中锆石的Hf同位素数据 Table 2 Hf isotopic compositions of zircons from the Lüliang Complex |
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图 4 吕梁杂岩中定年样品的εHf(t)对年龄图 Fig. 4 εHf(t) vs. U-Pb age diagram for samples from Lüliang Complex |
英云闪长质片麻岩样品07LL39-1中30个锆石Lu-Hf测点中的29个结果较为一致和连续，它们的176Hf/177Hf比值为0.281524~0.281423，εHf(t)值为+0.52~+4.30，tDMC值为2.62~2.43Ga。而另一个测试点的176Hf/177Hf比值、εHf(t)值和tDMC值则明显不同，分别是0.281651、+8.28和2.23Ga (图 4)。
5 讨论 5.1 界河口群的形成时代长期以来，由于缺乏合适的定年对象以及相关研究较少的缘故，关于界河口群形成时代这个问题一直存在着争议。根据岩石组合、变质变形特征、区域对比以及界河口群和吕梁群、野鸡山群的接触关系等特征，通常认为界河口群形成于晚太古代(山西省地质矿产局, 1989；Li et al., 2000)。万渝生等(2000)虽然在界河口群变泥砂质岩石的碎屑锆石U-Pb定年中获得了2028±45Ma这样一个早元古代年龄，但是他们将之解释为吕梁期构造热事件的影响，不能代表界河口群的最大沉积年龄。结合变质沉积岩的全岩Nd同位素亏损地幔模式年龄以及岩石组合特征，万渝生等(2000)认为界河口群形成于2.3~2.2Ga。此外，吴昌华等(1997)根据区域构造解析以及刘建忠等(2001)根据界河口群中变质火山岩的Sm-Nd等时线年龄都认为界河口群形成于早元古代。
结合Xia et al. (2009)以及本次研究中对界河口群最下部奥家滩组中总共4个变质沉积岩样品超过240个碎屑锆石的定年结果以及它们的CL图像特征，我们可以对界河口群的形成年龄做出更加精确的限定。根据Xia et al. (2009)的数据重新计算我们可以分别得到样品LL006、LL008和LL009的最年轻的一组年龄峰值的加权平均年龄分别为1975±10Ma (MSWD=0.75)、2024±8Ma (MSWD=1.8)和1976±19Ma (MSWD=2.3)，而且这些锆石都具有振荡环带的CL图像特征以及大于0.1的Th/U比值，因此我们可以判断这些锆石为岩浆成因的碎屑锆石而不是变质锆石(边)。这三组年龄不仅在误差范围内几乎一致，而且和本次研究中得到的最年轻的一颗岩浆成因的碎屑锆石的年龄2004±30Ma (谐和度96%)也几乎一致，因此我们可以判断界河口群奥家滩组的最大沉积年龄在2.0Ga左右。
虽然现有的数据无法准确的对界河口群形成年龄的上限进行限制，但是我们依然可以根据现有资料做出一些推断。刘建忠等(2001)从界河口群变质玄武岩中获得了1800Ma左右的Sr模式年龄，由此判断界河口群经历了吕梁期的变质作用。此外，于津海等(1997)在吕梁杂岩宽坪片麻状混合岩的重熔花岗质脉体中获得了1806Ma的锆石年龄，并由此判断吕梁杂岩中主变质作用的时代为1.80Ga左右。此外Zhao et al. (2000)报道的界河口群中含石榴斜长角闪岩的近等温降压的顺时针P-T轨迹也与中部造山带中其它地区高级变质岩石中获得的P-T轨迹一致，而在其中得到的变质锆石(边)的年龄都在1.85Ga左右(Zhao et al., 2007)。因此，我们可以推断界河口群遭受的主变质作用的时代也在1.85~1.80Ga左右，这为界河口群的形成时代提供了上限。
5.2 界河口群变质沉积岩的源区界河口群整体上遭受了角闪岩相变质作用(山西省地质矿产局，1989)，这在一定程度上可能会以固态扩散或者液态组分中元素流动的方式改变全岩地球化学成分(Taylor et al., 1986; Tran et al., 2003)。此外，风化、剥蚀、搬运以及成岩等外生作用都有可能改变变质沉积岩的全岩组分(McLennan et al., 1993, 2003; Taylor and McLennan, 1985)。然而，大多数学者认为在角闪岩相变质岩石中一些低活动性的元素，如高场强元素(HFSEs)和稀土元素(REEs)，可以用来反映源区的特征(Taylor et al., 1986; Winchester and Floyd, 1977)。因此，在本段中我们将重点运用高场强元素和稀土元素而不是主量元素以及其它微量元素以尽可能的避免后期作用的影响。
根据万渝生等(2000)以及Li et al. (2000)的数据，界河口群中的变质沉积岩样品都显示了右倾的REE图解，绝大部分样品的La/YbN比值在10~40之间(平均值22)，Eu/Eu*在0.24~0.65之间(平均值0.50)，这些特征都与平均上地壳一致(Taylor and McLennan, 1985)，反映了源区的平均组分为花岗质岩石。此外，较高的(La/Lu)N、La/Sc、Th/Sc、La/Co以及Th/Co比值(表 3)也说明界河口群变质沉积岩的源岩为中酸性岩石(Cullers，2000)。如果按照形成年龄为2.0Ga对万渝生等(2000)发表的界河口群变质沉积岩的全岩Sm-Nd同位素数据进行重新计算后，它们的εNd(t)值在-4.9~-2.8之间。在εNd(t)对fSm/Nd以及Th/Sc对εNd(t)两个图中，界河口群的样品都投在了太古宙上地壳以及酸性弧物质两个区域之间，反映了源岩物质有可能是两类源区的混合(图 5)。
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表 3 界河口群特征元素的比值与上地壳和来源于酸性、基性地壳砂岩的比较 Table 3 Comparison of elemental ratios of Jiehekou Group to the ratios of upper continental crust and sandstones derived from felsic and mafic crust |
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图 5 野鸡山群在2.0Ga的Nd同位素和微量元素特征 数据来自万渝生等(2000); 古老陆壳、上地壳、洋中脊玄武岩和弧岩石在2.0Ga的区域来自McLennan et al.(1993, 1995)和Chauvel et al. (1987) Fig. 5 Nd isotopic and trace elements characteristics of the Yejishan Group at ca. 2.0Ga Data of the Yejishan Group are from Wan et al. (2000). Fields of old continental crust, upper crust, MORB, and arc rocks at ca. 2.0Ga are after McLennan et al.(1993, 1995) and Chauvel et al. (1987) |
界河口群变质沉积岩碎屑锆石的U-Pb年龄以及Hf同位素数据为源区提供了更多的信息。结合Wan et al. (2006)、Xia et al. (2009)以及本次研究的数据，268个锆石U-Pb年龄以及其中的193个锆石的Hf同位素数据被分别总结在图 6和图 7中。从图 6中我们可以看到，大约有80%的锆石年龄集中在2335~1994Ma之间，其中峰值年龄在2188~2065Ma之间。在地壳模式年龄(tDMC)的概率曲线图中，两个峰值的年龄分别为2.5Ga和2.3Ga (图 7)。
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图 6 界河口群碎屑锆石年龄与西部陆块孔兹岩带和吕梁杂岩野鸡山群的对比 界河口群数据来自Wan et al. (2006)、Xia et al. (2009)和本次研究; 西部陆块孔兹岩带数据来自Xia et al.(2006a, b)和Yin et al. (2011); 野鸡山群数据来自Liu et al. (2011) Fig. 6 Comparison of detrital zircon ages of the Jiehekou Group, Khondalite Belt and the Yejishan Group Data of Jiehekou Group is from Wan et al. (2006), Xia et al. (2009) and this study. Data of Khondalite Belt is from Xia et al.(2006a, b) and Yin et al. (2011). Data of Yejishan Group is from Liu et al. (2011) |
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图 7 界河口群碎屑锆石Hf地壳模式年龄与西部陆块孔兹岩带和吕梁杂岩野鸡山群的对比 界河口群数据来自Xia et al. (2009)和本次研究; 西部陆块孔兹岩带数据来自Xia et al.(2006b, 2008)和Yin et al. (2011); 野鸡山群数据来自Liu et al. (2011) Fig. 7 Comparison of detrital zircon tDMC of the Jiehekou Group, Khondalite Belt and the Yejishan Group Data of Jiehekou Group is from Xia et al. (2009) and this study. Data of Khondalite Belt is from Xia et al.(2006b, 2008) and Yin et al. (2011). Data of Yejishan Group is from Liu et al. (2011) |
Zhao et al. (2005)和万渝生等(2000)根据界河口群与西部陆块孔兹岩带中变质沉积岩岩石组合的相似性以及它们的地理位置认为它们是形成于鄂尔多斯陆块周缘的被动大陆边缘沉积，这一观点也得到了碎屑锆石U-Pb年龄和Hf同位素数据的支持(Xia et al., 2006a, b, 2008, 2009; Yin et al., 2011)。然而，Dan et al. (2011)根据孔兹岩带贺兰山杂岩中的碎屑锆石U-Pb年龄以及Hf、O同位素数据则认为孔兹岩中变质沉积岩的原岩形成于主动大陆边缘。
如上所述，变质沉积岩的全岩地球化学，特别是稀土以及高场强元素，可以反映源区的特征进而对变质沉积岩形成的构造背景作出限制。从界河口群中变质沉积岩的REE特征我们可以看到总稀土含量平均为237×10-6，(La/Yb)N比值平均为22，轻稀土总量与重稀土总量的比值平均为11，Eu/Eu*值平均为0.50，这些特征值都与被动大陆边缘沉积相符，而与大陆岛弧或者大陆边缘弧有所区别(表 4；Bhatia and Crook, 1986)。此外，界河口群中少量的变质基性火山岩的地球化学特征说明它们形成于大陆裂谷环境，而通过全岩Nd同位素计算得到的2.7~2.5Ga的亏损地幔模式年龄则说明它们是古老地壳物质的再循环(刘建忠等，2001)。综上所述，界河口群中的变质沉积岩具有成熟度高，源区主体为晚太古代到早元古代地壳物质的再循环等明显的形成于被动大陆边缘的特征(万渝生等，2000)。
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表 4 不同构造背景砂岩的REE特征与界河口群样品的比较 Table 4 Comparison of REE characteristic for sandstones from different tectonic setting with Jiehekou Group |
我们此次获得的界河口群的形成时代、源区特征以及构造背景等信息对于吕梁杂岩以及整个华北克拉通的构造演化也具有一定的指示意义。前人根据界河口群变质程度比野鸡山群高等地质特征判断前者的形成年龄老于野鸡山群，并认为后者不整合覆盖在前者之上(山西省地质矿产局，1989；万渝生等，2000)。然而，张兆琪等(2004)则认为界河口群和野鸡山群底部的青杨树湾组之间为构造接触关系，两者之间为小木沟-大蛇头韧性剪切带，逆冲方向为北西-南东向。本次研究将界河口群的形成年龄限定在2.00~1.80Ga之间，而野鸡山群的形成年龄则为2.09~1.80Ga (Liu et al., 2011)，可见界河口群并不比野鸡山群老，甚至有可能年轻。此外，界河口群和野鸡山群的碎屑锆石U-Pb年龄以及Hf同位素组成也有很大区别。首先，野鸡山群中最显著的一组峰值年龄为2.5Ga (Liu et al., 2011)，这与界河口群中2.1Ga左右的峰值年龄差别明显(图 6)。其次，地壳模式年龄(tDMC)概率图中界河口群的两个峰值2.5Ga和2.3Ga也与野鸡山群中2.7Ga的峰值不一样(图 7)。因此，我们认为界河口群不是像野鸡山群那样是以中部造山带中吕梁杂岩的花岗质岩石为主要物质源区，其中的变质沉积岩原岩在形成时很可能与吕梁杂岩位置较远。
另一方面，界河口变质沉积岩的碎屑锆石U-Pb年龄以及Hf同位素特征与西部陆块孔兹岩带中的变质沉积岩则具有一定的相似性。首先，它们的年龄图谱分布都显示了单峰的特征，只是孔兹岩中的2.3~2.2Ga的峰值要稍老于界河口群中的2.2~2.1Ga (图 6)。其次，两者的地壳模式年龄(tDMC)概率图也具有相似性，都具有一组2.6~2.5Ga较老的峰值以及一组2.3Ga左右较年轻的峰值(图 7)，其中细微的差别很可能是由于鄂尔多斯陆块中部和北部岩石性质的不同造成的。综上所述，我们认为界河口群在2.00~1.80Ga之间形成于鄂尔多斯陆块东缘的被动大陆边缘盆地中，并在~1.85Ga的东西陆块碰撞过程中沿着韧性剪切带向东逆冲从而进入中部造山带(Xia et al., 2009)。
6 结论(1)吕梁杂岩的界河口群主要由变泥砂质岩石、大理岩以及少量的斜长角闪岩组成。本次研究以及前人的研究数据都表明界河口群最下部奥家滩组中变质沉积岩的碎屑锆石最小峰值年龄在2.00Ga左右，这为界河口群形成时代的下限做出了限制，而界河口群中斜长角闪岩的顺时针近等温降压P-T轨迹则与中部造山带中~1.85Ga的主期变质作用特征一致，这为界河口群形成时代的上限做出了限制。
(2)界河口群变质沉积岩的地球化学及Nd同位素特征说明它们的源岩为中酸性岩石，有可能是太古宙上地壳与新生酸性弧物质的混合。由于界河口群中碎屑锆石的U-Pb年龄以及Hf同位素特征与同属吕梁杂岩的野鸡山群不同而与西部陆块孔兹岩带中的变质沉积岩具有相似性，因此我们推断界河口群的源岩不是来自中部造山带而是来自鄂尔多斯陆块。
(3)界河口群在2.00~1.85Ga之间形成于鄂尔多斯陆块东缘被动大陆边缘盆地中，并在在~1.85Ga的东西陆块碰撞过程中沿着韧性剪切带向东逆冲从而进入中部造山带中。
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