2017, Vol. 33
近年来，对华北克拉通早前寒武纪基底划分和构造演化模式的研究取得了重要进展，提出了多种演化模式。一种观点认为华北克拉通是由多个不同的陆核或微陆块拼合而成，在太古宙末期已经克拉通化，形成了华北克拉通的基本轮廓(伍家善等，1998；Zhai and Liu, 2003; Zhai and Santosh, 2011, 2013)。另一种观点认为华北克拉通由西部陆块从新太古代末期开始向东部陆块持续俯冲，在1.85Ga左右碰撞拼合而成(Zhao et al., 2000, 2002a, 2005；Liu et al., 2002)，还有一些学者认为东部陆块在新太古代时期向西部陆块俯冲，并在~2.5Ga完成东、西陆块碰撞拼合(李江海等，2000; Kusky and Li, 2003)。Faure et al. (2007)和Trap et al.(2008, 2009, 2012)等提出了东部陆块、阜平陆块和鄂尔多斯陆块分别被“太行洋”和“吕梁洋”分隔，陆块由东向西依次俯冲，在~2.1Ga和~1.88Ga “太行洋”和“吕梁洋”依次闭合，最终形成统一的华北克拉通。Wang et al. (2010)则提出了~2.1Ga弧-陆碰撞至~1.8Ga陆-陆碰撞的两阶段演化模式。可见对华北克拉通在2.5~1.8Ga的地质演化过程还有很多争议，以往主要的研究集中在~2.5Ga和1.95~1.8Ga这两期构造热事及相关地质体的研究，而两者之间长达0.7Ga的地质演化过程则研究相对较少。实际上华北克拉通内还普遍发育~2.3Ga、2.1~2.0Ga等岩浆热事件，对它们的研究会补充、完善2.5~1.8Ga的地质演化过程。目前，华北克拉通内~2.1Ga岩浆热事件已引起了广泛重视并开展了相关研究, 陆续在中部带的中条(孙大中等，1991；杨崇辉等，2015)、吕梁(于津海等，1997；耿元生等, 2000, 2006；Liu et al., 2011; 杜利林等，2012; Wang et al., 2014)、赞皇(杨崇辉等，2011；Xie et al., 2012；Du et al., 2016a, b；Peng et al., 2017)、五台(王凯怡等，2000; 王凯怡和Wilde, 2002；Du et al., 2010, 2013; Peng et al., 2005)、阜平(Zhao et al., 2002b；Guan et al., 2002)、恒山(Kröner et al., 2005; Wang et al., 2010；Peng et al., 2012；赵瑞幅等，2011)、怀安(Zhang et al., 2011)等地以及胶-辽-吉带(Lu et al., 2006; 董春艳等，2012; Li and Chen, 2014; 刘福来等，2015；Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016)和其可能南延的蚌埠地区(郭素淑和李曙光，2009)发现和厘定了一些~2.1Ga的变质基性和酸性火山岩、花岗岩类、基性侵入岩以及基性岩墙群。对这些岩石还存在岛弧与活动大陆边缘(Zhao et al., 2005; Liu et al., 2011, 2012; Trap et al., 2009, 2012；Santosh et al., 2013；Li and Chen, 2014; Yuan et al., 2015; Li et al., 2016; Tang et al., 2016)和陆内裂谷(孙大中等，1991；杨崇辉等, 2011；Dong et al., 2012; Peng, 2015, Peng et al., 2017; Du et al., 2013, 2016a)等不同构造背景的争议。Peng et al. (2012)、Peng (2015)通过对古元古代变质基性岩墙群的系统研究，提出2.2~1.9Ga的岩浆岩沿着“华北克拉通东部陆块(Archean shield)”南缘、西缘分布构成一条巨大的横岭岩浆岩带, 认为其可能形成于陆内裂谷系统。最近，笔者在东部陆块的冀东杂岩内确认发育有~2.1Ga的基性岩墙群，并记录了~1.8Ga的变质事件。这表明~2.1Ga的岩浆事件并不仅仅局限于中部带和胶-辽-吉带，在以往认为稳定的东部陆块内部也发育有该期事件，这对认识古元古代基性岩墙群的分布规律以及探讨华北克拉通古元古代的演化过程可能会有新的启示。
2 区域地质背景冀东杂岩是华北克拉通东部陆块结晶基底的重要组成部分，大致出露于密云-遵化-迁安-迁西-青龙-卢龙-秦皇岛一带，基底岩石主体是太古宙的TTG质片麻岩，其次是富钾的二长-正长花岗岩类和少量中-基性侵入岩类，太古宙的表壳岩呈残片和包体形式存在于上述正片麻岩中(图 1)。太古宙的表壳岩系主要由变质基性火山岩、变质中酸性火山岩、变质碎屑沉积岩和条带状铁建造等组成(伍家善等，1998)。由于强烈的变质变形和侵入岩的吞噬这些变质地层被分隔、改造，出露局限，顶底界线不清，层序难于恢复。在迁安曹庄和卢龙喇叭山地区的铬云母石英岩中发现有大量3.8~3.3Ga的碎屑锆石年龄，并且这些碎屑锆石记录了2.5Ga的变质作用(Liu et al., 1992, 2013; Wu et al., 2005；Wilde et al., 2008; Nutman et al., 2011；初航等，2016)，曹庄岩组表壳岩(包括可与其对比的卢龙喇叭山地区表壳岩)的形成年龄目前尚无法准确限定，只能大致限定在3.3~2.5Ga之间。结合曹庄地区还发现少量3287~3129Ma英云闪长质片麻岩包体及2940Ma的花岗质片麻岩(Nutman et al., 2011; Liu et al., 2013；孙会一等，2016)来看，曹庄岩组中可能存在古-中太古代的地层，曹庄地区可能为古老陆核或陆壳的残片。以迁西岩群、遵化岩群、双山子群等为代表的表壳岩的形成时代则基本为新太古代晚期(孙会一等，2010；Zhang et al., 2011; Lü et al., 2012;万渝生等，2012; Cui et al., 2014; Ge et al., 2015; 郑梦天等，2015；Guo et al., 2015, 2017; Bai et al., 2016)。
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图 1 冀东地质图(据Geng et al., 2006) (1) 第四系；(2) 中元古界-中生界盖层；(3) 古元古代青龙河群；(4) 新太古代滦县群；(5) 新太古代遵化群；(6) 新太古代迁西岩群；(7) 三屯营片麻岩；(8) 辉长质片麻岩；(9) 太平寨片麻岩；(10) 迁安花岗-花岗闪长质片麻岩；(11) 紫苏花岗岩；(12) 古元古代闪长岩；(13) 海西期花岗岩；(14) 燕山期花岗岩；(15) 研究区，图 2位置 Fig. 1 Geological map of the eastern Hebei (after Geng et al., 2006) (1) Quaternary; (2) Mesoproterozoic-Mesozoic cover; (3) Neoarchean-Paleoproterozoic Qinglonghe Group; (4) Neoarchean Luanxian Group; (5) Neoarchean Zunhua Group; (6) Neoarchean Qianxi rock group; (7) Santunying gneiss; (8) gabbroic gneiss; (9) Taipingzhai gneisses; (10) Qian'an granitic-granodioritic gneisses; (11) charnockite; (12) Paleoproterozoic diorite; (13) Hercynian granite; (14) Yanshanian granite; (15) study area |
在冀东地区的正片麻岩除了在曹庄地区发现少量古太古代英云闪长质片麻岩包体和中太古代2940Ma的花岗质片麻岩外(Nutman et al., 2011; Liu et al., 2013；孙会一等，2016)，绝大多数正片麻岩基本形成于新太古代晚期2560~2490Ma间(Geng et al., 2006; Yang et al., 2008; Nutman et al., 2011; Shi et al., 2012; Bai et al., 2014, 2015, 2016)。这些新太古代晚期的岩浆活动时间跨度70Myr，但并完全不是一个连续的过程，从年龄分布特征看，它们大致具有2566~2535Ma、2530~2520Ma、2520~2510Ma以及2500~2490Ma等多阶段的特征，并且由早至晚岩性有从英云闪长质、花岗闪长质到奥长花岗质再到富钾花岗质的规律性变化。
冀东太古宙基底变质作用呈现出西强东弱的特点，其中西部密云-遵化-迁安-迁西一带变质程度较高, 以麻粒岩相-高角闪岩相为主，东部青龙-卢龙-秦皇岛一带变质程度相对低一些为角闪岩相-绿片岩相，变质作用的时间大多集中在2520~2490Ma间(Yang et al., 2008; Zhang et al., 2011；Nutman et al., 2011; Shi et al., 2012; Liu et al., 2013)。关于新太古代晚期变质作用的P-T路径，目前也有逆时针(Zhao et al., 2001)和顺时针(Lu et al., 2017)两种不同的认识，对构造背景一种观点认为是与地幔柱有关的热事件(Geng et al., 2006; Yang et al., 2008), 另一种观点认为是与岛弧及俯冲碰撞有关(Nutman et al., 2011；Guo et al., 2015, 2017; Bai et al., 2016; Lu et al., 2017)。从火成岩的岩石组合、地球化学和同位素特征以及岩浆活动的持续时间看，其岛弧岩浆活动的特征更显著些。
研究区位于迁西县三屯营北部的石门-小官庄一带，主要由麻粒岩相的变质侵入岩和少量表壳岩及基性岩墙等组成，这些岩石均经历了变质变形，区域构造线的走向为北东-南西方向，面理(片麻理和糜棱片理)多倾向北西，局部由于褶皱构造而倾向南东。在研究区的南部见有中生代的花岗岩侵入变质基底并切割了片麻理(图 2)。在工作区东南部出露有表壳岩的残片，长轴方向与区域构造线方向一致(图 2)。表壳岩的主要岩石类型为石榴辉石麻粒岩、二辉石麻粒岩、石榴斜长角闪岩、斜长角闪岩、紫苏磁铁石英岩、石榴黑云斜长片麻岩、石榴黑云浅粒岩等，其原岩分别为镁铁质-超镁铁质火山岩、BIF和泥砂质沉积岩等。变质侵入岩由早至晚依次为三屯营片麻岩、秋花峪片麻岩、小官庄片麻岩(Fang et al., 1998)。三屯营片麻岩是区域上分布最广的地质单元，岩性主要为英云闪长质片麻岩局部发育花岗闪长质片麻岩，变质变形非常强烈，常发育深熔的长英质条带，早期曾作为地层处理。在研究区只出露中细粒条带状英云闪长质片麻岩，具体岩性为条带状紫苏黑云斜长片麻岩，主要由紫苏辉石、透辉石、角闪石、黑云母、斜长石、石英以及少量微斜长石等矿物组成。秋花峪片麻岩为中粒奥长花岗质片麻岩, 通常不发育条带，变质程度有区别，一种是含紫苏辉石斜长片麻岩，主要由斜长石、石英、紫苏辉石以及少量红色黑云母、微斜长石等组成，另一种是含角闪斜长片麻岩，主要由斜长石、石英、角闪岩及少量阳起石、微斜长石等组成。小官庄片麻岩在区域上分布局限，但在三屯营地区尤其是小官庄一带出露较多，总体上变形较弱些，原岩为石英闪长岩，具体岩性为角闪二辉斜长片麻岩、角闪透辉斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩等，野外可见其侵入切割了秋花峪片麻岩(Fang et al., 1998)。
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图 2 石门基性岩墙地质图(据河北省区调队, 1998①修编) Fig. 2 Geological sketch map of the Shimen metamafic dykes in eastern Hebei |
① 河北省区调队.1998. 1:5万三屯营幅地质图
石门基性岩墙群主要出露于石门村及以南一带，由若干条岩性相同走向大体一致的岩墙组成(图 2)。在研究区西部的红山口和东部的太平镇一带也断续有所分布。在地貌上多表现为突出的垄状正地形(图 3a)，呈近东西向和北西西向延伸。其产状多为近直立，切割围岩片麻理(图 2)。通常出露宽度为几米到几十米，长度多为几百米，最长的可达2500m。其岩性为石榴透辉斜长角闪岩。
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图 3 石门岩墙野外及显微照片 (a)石门岩墙野外特征；(b)岩墙边部样品JD20-1特征；(c)岩墙中部样品JD20-2特征；(d)岩墙中部颗粒大于边部；(e)岩墙内部样品JD22-1特征(岩墙剥露的顶面)；(f)岩墙围岩三屯营片麻岩样品JD21-1样品特征；(g-j)石门基性岩墙JD22-1镜下特征, (g、h)单偏光，(i)反射光，单偏光，(j)反射光，正交偏光(详见正文描述).矿物代号：Hb-角闪石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Ilm-钛铁矿；Grt-石榴子石 Fig. 3 Field and micrographs of the Shimen dykes from eastern Hebei (a) field features of Shimen metamafic dyke; (b) Sample JD20-1 of the edge of Shimen metamafic dyke; (c) Sample JD20-2 in the middle of the dyke; (d) the mineral particles in the middle of the dykes are larger than the edges; (e) Sample JD22-1 in the middle of the dyke; (f) country rock tonalitic gneiss Sample JD21-1; (g-j) micrographs of metamafic dyke Sample JD22-2, (g, h) in plane polarized light, (i) in reflected light, plane polarized light, (h) in reflected light, in cross polarized light. Abbreviations: Hb-hornblende; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Ilm-ilmenite; Qtz-quartz; Grt-garnet |
本文重点研究的基性岩墙样品采自石门村东侧，岩墙呈垄状突出于地表，产状近直立北西西向延伸(图 3a)。样品JD20-1采自岩墙的北侧边缘，新鲜面灰黑色，风化面为灰色，发育片麻理，粒度较细(图 3b)，反映了岩墙侵入时的冷凝边结构。从边部向中心矿物粒度增大, 由于斜长石和角闪石的定向排列，使片麻理更为清晰，局部显示为条纹状构造(图 3c, d)。岩墙片麻理的产状近直立，平行于岩墙的边缘，并随着边缘产状的变化而变化，均与围岩片麻理大角度交切，围岩及区域上均不发育与岩墙同方向的变形组构。因此, 可以推测岩墙中片麻理是其侵位过程中的变形构造。测年样品JD20-2和JD07-1为岩体内部样品，为中粒变晶结构，片麻状构造，样品JD22-1和JD22-2(图 3c, d)也属岩墙内部，具有清晰的片麻理，但靠近岩墙的南侧边部。除了粒度稍有区别外，各样品的矿物组成基本一致，主要由单斜辉石15%、石榴子石5%、角闪石40%、斜长石35%、石英2%~3%以及少量绿帘石、绿泥石及不透明矿物等组成(图 3g, h)。石榴子石肉眼难于分辨，在镜下多为细小不规则粒状，裂纹发育，其内常包裹有很多的角闪石、斜长石和石英等矿物(图 3g, h)。石榴子石内包裹的角闪石通常为边缘圆化的不规则状(图 3h)，可能为变质反应的残留矿物，在石榴子石边部和内部的不透明矿物通常为钛铁矿，钛铁矿内常沿解理发育有赤铁矿的叶片(图 3i, j)。斜长石明显分为两个世代，早期的斜长石颗粒较大，个别保留有半自形板状的特征，绢云母化蚀变非常严重，应为岩浆结晶时的原生矿物。晚期的斜长石粒度明显较小，通常为不规则粒状，相对较为新鲜(图 3g, h)。单斜辉石为透辉石，多表现为不规则粒状。对石榴子石+单斜辉石+角闪石+斜长石+石英这样的变质矿物组合的温压条件，可能存在不同的情况，它们既可以是高压基性麻粒岩相矿物组合(O’Brien PJ and Rötzler, 2003)，也可以是基性岩石角闪岩相矿物组合(Fang et al., 1998; Pattison, 2003)。Duan et al.(2015)通过相平衡的研究认为撒河桥-石门的古元古代基性岩墙经历高压麻粒岩相变质。围岩样品JD21-1为条带状紫苏黑云斜长片麻岩，原岩为英云闪长岩。岩石风化面灰白色，新鲜面灰色，片麻状构造，平行于片麻理发育有少量的长英质条带，片麻理产状为340°∠60°，与区域片麻理方向一致(图 3f)。岩石具有中粒鳞片状粒状变晶结构，主要由紫苏辉石5%、透辉石2%~3%、角闪石5%~7%、黑云母10%、斜长石55%、石英20%、微斜长石2%~3%以及少量磷灰石、磁铁矿等组成。
4 分析测试方法测年样品锆石的分选由河北省区域地质矿产调查研究所完成, 锆石制靶(方法详见宋彪等, 2002)和阴极发光显微照相由北京离子探针中心完成, 扫描电镜工作电压为15kV, 电流为4nA。
锆石SHRIMP U-Pb测年利用北京离子探针中心的SHRIMP Ⅱ仪器完成。分析原理与流程见文献(Willams, 1998; Nelson, 1999)。用标准锆石SL13 (年龄为572Ma, U含量为238×10-6, Willams, 1998)标定锆石的U、Th、Pb含量, 应用锆石标样TEM (TEMORA1, 年龄为417Ma)进行年龄校正。测试过程中仪器质量分辨率大于5000(1%峰高), 一次离子流O2-强度为1.8~2nA, 一次离子流束斑大小约为30μm。每分析3个待测样品点进行一次TEM标样测定, 每个测点记录采用5组扫描。数据处理采用SQUID1.02及ISPLOT程序(Ludwig, 2001)。普通铅用实测的204Pb校正。单个测定的数据点误差采用1σ。年龄结果采用207Pb/206Pb加权平均值, 不确定度(误差)为95%的置信度。
锆石Hf同位素分析在天津地质矿产研究所同位素实验室利用LA-MC-ICPMS进行微区原位同位素测定。分析仪器为Thermo Fisher公司制造的Neptune多接收器等离子质谱仪和美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器，激光波长193nm，脉冲宽度5ns。分析方法见耿建珍等(2011)。Hf同位素分析点和锆石U-Pb定年分析点位置相同。采用176Hf/177/Hf=0.7325 (Patchett and Tatsumoto, 1981)对Hf同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，采用173Yb/172Yb=1.35274 (Chu et al., 2002)对Yb同位素比值进行指数归一化质量歧视校正。在εHf(t)计算时，球粒陨石的176Hf/177Hf比值为0.282772，176Lu/177Hf比值为0.0332(Blichert-Toft and Albarede, 1997)。在单阶Hf模式年龄计算时亏损地幔的176Hf/177Hf比值和176Lu/177Hf比值分别为0.28325和0.03842(Griffin et al., 2000)；在两阶段Hf模式年龄计算时，平均地壳与亏损地幔的fLu/Hf比值分别为-0.5482和0.1566(Griffin et al., 2000)。176Lu的衰变常量选用1.867×10-11y-1；相关计算中锆石的U-Pb年龄选择单点207Pb/206Pb年龄，相关计算公式参考吴福元等(2007)。
全岩主量和微量元素含量由中国地质科学院国家地质测试分析中心分析, 其中全岩主量元素用X荧光光谱仪(XRF)分析, 所用仪器为日本理学3080E, 误差 < 0.5%;微量元素和稀土元素采用等离子质谱仪分析, 误差 < 5%。
Sm-Nd和Rb-Sr化学分离及同位素比值测试在核工业地质研究院分析测试中心完成。使用仪器为ISOPROBE-T热电离质谱仪，检测方法和依据详见国标GB/T17672-1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》，误差以2σ计。Sr同位素比值测定的内校正因子采用86Sr/88Sr=0.1194，标准测量结果NBS987为0.710250±7。Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.7219校正，标准测量结果SHINESTU为0.512118±3(标准值为0.512110)。
5 分析结果 5.1 岩石化学石门变质基性岩墙的主量、微量元素分析结果见表 1。变质基性岩墙具有稍高的SiO2含量(50.38%~51.08%)，较低的MgO含量(4.29%~5.81%)，低TiO2(1.41%~1.79%)，低Al2O3(12.76%~13.35%), 低碱(K2O+Na2O=2.9%~3.26%)，高铁(Fe2O3T=16.40%~7.80%)，较富CaO (8.40%~9.18%)。岩石具有相对低的Mg#(32~41)，低于原生玄武岩(Mg#为70)。在哈克图解上TiO2与MgO具有一定的负相关性，P2O5与MgO略具负相关性，CaO、Fe2O3T、Na2O、SiO2、Al2O3、MnO等与MgO没有明显的相关性(图 4)。由于石门基性岩墙经历了变质作用，K、Na等常量元素可能发生了改变，我们采用不易变化的微量元素来判定岩石的类别。样品在Zr/Ti-Yb/Y图解中投入亚碱性玄武岩区(图 5)，从岩石富铁、贫碱及(Na2O+K2O)/(SiO2-39) < 0.37(0.25~0.28) 等特征看其属于拉班玄武岩系列。
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表 1 石门变质基性岩墙主量(wt%)和微量(×10-6)元素组成 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) element data of the Shimen metamafic dykes |
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图 4 石门变质基性岩墙MgO -主、微量元素变化图 NbN*=(ThN+LaN)/2 Fig. 4 Variation of Major elements and trace elements vs. MgO for the Shimen dykes |
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图 5 石门岩墙Zr/Ti-Nb/Yb分类图解(据Pearce, 1996) Fig. 5 Zr/Ti vs. Nb/Yb classification diagram (after Pearce, 1996) for the Shimen dykes |
变质基性岩墙的稀土总量较低(76.43×10-6~94.37×10-6)，轻重稀土分异不明显((La/Yb)N=2.19~2.39)，在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解上，分配曲线近似，轻稀土略为富集，具有很微弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.89~0.94) (图 6a)。变质基性岩墙亏损Th、U、Nb、Ta、Ti等高场强元素，大离子亲石元素Rb、Ba、Cs等相对富集。在原始地幔标准化的微量元素配分图解中，所有样品均具有Nb、Ta、P、Ti的负异常，分配曲线非常相似(图 6b)。
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图 6 石门变质基性岩墙REE配分模式(a)和微量元素蛛网图(b) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergram (b) for the Shimen metamafic dykes |
变质基性岩墙样品JD07-1的Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析结果见表 2。87Rb/86Sr比值低为0.099，87Sr/86Sr比值为0.709147，87Sr/86Sr(t) (t=2162Ma)比值为0.706061，大于0.7037，具有大陆玄武岩特征，但由于后期事件的影响Sr同位素体系可能已经发生了改变，其结果仅供参考。变质基性岩墙样品的Sm/Nd比值较高，为0.27，大于地壳岩石平均Sm/Nd比值0.17~0.21的范围内。变质基性岩墙的143Nd/144Nd比值为0.512021，147Sm/144Nd比值为0.1481，εNd(t)值(t=2162Ma)为1.47。样品的富集系数fSm/Nd值为-0.25＞-0.3，这种情况下模式年龄(tDM)偏差较大, 计算Nd模式年龄为2609Ma，可能没有明确的地质意义。
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表 2 石门变质基性岩墙Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成 Table 2 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions of the Shimen metamafic dykes |
基性岩墙测年样品JD7-1锆石明显分为两类，一类占多数，为浑圆粒状和多边形粒状，阴极发光图像显示为灰色，多数无环带结构，部分具有不太清晰的扇状结构，应为新生的变质锆石。另有一些半自形柱状的锆石，阴极发光下为深灰色-灰黑色，具有不太规则的板状结构，并且均具有狭窄的灰色变质增生边，显示出基性岩浆锆石的特征(图 7a)。我们选取了31粒锆石测试了32个有效数据点，变质锆石的U、Th含量分别为141×10-6~465×10-6和58×10-6~216×10-6，Th/U比值在0.20~0.48之间，多数在0.40左右(表 3)。基性岩浆锆石的U、Th含量均较高，分别为344×10-6~1528×10-6和548×10-6~15628×10-6，Th/U比值在0.64~11.9之间，多数在2~8之间(表 3)。可以看出基性岩墙的原生岩浆锆石的U、Th含量和Th/U比值都远高于变质锆石。在锆石U-Pb年龄谐和图中，多数变质锆石数据点位于谐和线附近，部分锆石出现了反向，位于谐和线上方，19个变质锆石207Pb / 206Pb加权平均年龄为1792±9Ma，MSWD=1.9(图 7a)。由于自身U、Th含量较高，同时受变质作用的影响，岩浆锆石放射性铅普遍丢失，其数据点偏离了谐和线，但可以拟合成一条很好的不一致线，其上交点年龄为2168±31Ma，MSWD=7.6(图 7a)，理论上该上交点的年龄应代表岩浆锆石的结晶年龄，但误差较大。扣除5.2和7.1两个不谐和度较高，且年龄偏小的数据点后，11个岩浆锆石数据点的207Pb/206Pb年龄加权平均值为2139±14Ma，MSWD=8.0(图 7a)，略小于上交点年龄。由于岩浆锆石颗粒较少，且放射性铅普遍丢失，谐和线上没有数据点控制。我们重新在同一岩墙上取了另一样品JD20-2进行验证，JD20-2锆石特征与JD7-1锆石相同(图 7b)，两类锆石的U、Th含量及Th/U比值也基本与JD7-1锆石相同(表 3)。在测试岩浆锆石时我们尽量避免U、Th含量很高、阴极发光图像呈灰黑色的颗粒，而选择颜色相对较浅的颗粒进行测试，以避免铅丢失所造成的影响，所获4个数据点基本都位于谐和线附近，加权平均207Pb/206Pb年龄为2162±27Ma，MSWD=3.8(图 7b)，与JD7-1上交点年龄2168±31Ma (图 7a)几乎一致。测试变质锆石则选取阴极发光相对较弱的部位，所获数据点基本位于谐和线上，扣除3.1和5.1数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1820±8Ma，MSWD=0.94(图 7b)，代表了变质锆石的形成年龄。
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表 3 冀东石门变质基性岩墙和围岩锆石SHRIMP U-Pb分析数据 Table 3 SHRIMP zircon U-Pb analytical data for the Shimen metamafic dyke and country rock from eastern Hebei |
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图 7 石门变质基性岩墙和围岩英云闪长质片麻岩的锆石U-Pb年龄图 Fig. 7 U-Pb ages of the zircon for the Shimen metamafic dykes and the country rock (tonalitic gneiss) |
围岩三屯营片麻岩测年样品JD21-1中锆石较为复杂，多为半自形柱状, 但边部多已圆化，少量为多边粒状-圆粒状。锆石CL图像具有明显的核边结构，核部通常为深灰色-灰黑色具有密集的震荡环带，部分颗粒暗化严重，核部的锆石应为英云闪长岩的原生岩浆锆石。边部为灰色至灰白色，具有冷杉叶状结构或无结构，此外还有圆粒状具冷杉叶状结构或无结构的新生变质锆石颗粒，表现出麻粒岩相变质锆石的特征。我们选取了22粒锆石，测试了30个有效数据点。核部岩浆锆石的U、Th含量分别为28×10-6~804×10-6和18×10-6~1805×10-6，Th/U比值为0.61~1.63(表 3)。边部变质锆石的U、Th含量分别为25×10-6~499×10-6和20×10-6~254×10-6，Th/U比值为除一个数据为0.09外，其余为0.57~2.28(表 3)，也显示了麻粒岩相锆石的特点。分析结果显示除了一个残余或捕获锆石207Pb/206Pb年龄数据为2771Ma外(该锆石CL图像为浅灰色，具有密集的震荡环带，区别于其他核部深灰色-灰黑色锆石，U、Th含量均较低，分别为37×10-6和11×10-6)，其余锆石年龄均在~2.5Ga左右。扣除有一定铅丢失和误差较大的年龄数据，9个核部岩浆锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2531±14Ma (图 7c)，代表了三屯营片麻岩的原岩英云闪长岩的结晶年龄，15个变质增生边和变质锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2513±15Ma (图 7c)，代表了新太古代末麻粒岩相变质的时间。所测变质增生边和变质锆石均没有发现1.8Ga的变质年龄。
5.4 锆石Hf同位素特征本文对JD07-1和JD20-2两件变质基性岩墙样品及一件围岩英云闪长质片麻岩JD20-2样品的锆石进行了原位Lu-Hf同位素分析，分析点均在已完成U-Pb年龄测试锆石的同一位置上，结果见表 4。变质基性岩墙样品中岩浆锆石的176Lu/177Hf值为0.00114~0.00338，多数在0.001~0.002之间；变质锆石的176Lu/177Hf值为0.00001~0.00065，多数在0.00001~0.00002之间，可以看出变质锆石的176Lu/177Hf值要比岩浆锆石小1到2个数量级，这与岩相学观察变质过程中有大量石榴子石形成有关，富HREE的石榴子石结晶会导致其他矿物HREE亏损(吴福元等，2007；郑永飞等，2007)。英云闪长质片麻岩样品中核部的岩浆锆石176Lu/177Hf值为0.00036~0.00121，多数在0.0003~0.0009之间，变质增生边和变质锆石的176Lu/177Hf值为0.00027~0.00092，同样变质锆石的176Lu/177Hf值要比岩浆锆石的176Lu/177Hf值要小很多。所分析的锆石176Lu/177Hf值除极个别数据在0.003左右，其余均小于0.002，显示锆石在形成以后具有较低放射性成因Hf的积累，可以代表源区的Hf同位素组成。
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表 4 石门变质基性岩墙和围岩Hf同位素数据 Table 4 Hf isotopic data for the Shimen metamafic dyke and country rock (tonalitic gneiss) |
变质基性岩墙样品中岩浆锆石的176Hf/177Hf值变化于0.281553~0.281799之间，计算得到的初始176Hf/177Hfi值介于0.28150~0.28164，以锆石207Pb/206Pb表面年龄计算的岩浆锆石εHf(t)值在1.88~8.80之间，单阶段Hf亏损地幔模式年龄(tDM1Hf)在2206 ~2388Ma之间；变质锆石的176Hf/177Hf值变化于0.281477~0.281765之间，176Hf/177Hfi值介于0.28147~0.28176，变质锆石的176Hf/177Hf值与岩浆锆石比略有升高。变质锆石的εHf(t)值在-5.57~4.0之间，多数＞0，少数εHf(t)负值多对应于较大的Hf模式年龄。变质锆石单阶段Hf亏损地幔模式年龄在2035~2435Ma之间，与岩浆锆石模式年龄区间一致，所有的单阶段Hf模式年龄平均值为2203Ma, 与岩墙的形成年龄接近。
英云闪长质片麻岩样品中核部的岩浆锆石176Hf/177Hf值分布于0.281246~0.281391之间，集中于0.2813~0.2814之间，计算的176Hf/177Hfi值介于0.28120~0.28134之间，εHf(t)值除一个为-0.08外，其余分布在0.82~5.10之，两阶段Hf模式年龄(tDM2Hf)在2635~2876Ma之间；变质增生边和变质锆石的176Hf/177Hf值分布于0.281287~0.281358之间，176Hf/177Hfi值介于0.28126~0.28133，εHf(t)值在2.07~6.09之间，两阶段Hf模式年龄在2637~2786Ma之间。岩浆锆石与变质增生边和变质锆石的Hf模式年龄基本相同，平均值为2741Ma。
6 讨论 6.1 锆石成因及年龄解释石门变质基性岩墙的锆石明显分为两类，根据锆石形态、Th/U比值以及内部结构可以判定，半自形柱状具有板状结构和狭窄变质增生边的锆石为基性岩墙的原生岩浆锆石。原生岩浆锆石的上交点年龄2168±31Ma与谐和线上的加权平均207Pb/206Pb年龄2162±27Ma一致，代表了基性岩墙的侵位形成年龄。而另一类数量较多的圆粒状和多边粒状无结构或具有不清晰扇状结构的锆石，尽管其Th/U比值在0.4左右>0.1(但明显小于前一类的岩浆锆石的Th/U比值2~8)，但Th/U < 0.1不是判断变质锆石的必要条件，高级变质尤其是麻粒岩相变质锆石的Th/U比值经常出现>0.1的情况，这与锆石形成时具有较高的温度有关，考虑到它们的176Lu/177Hf值很低，我们可以判断这类锆石为变质锆石，与岩浆锆石的变质增生边是同期形成的。谐和线上数据较多的207Pb/206Pb加权平均年龄1820±8Ma可以代表基性岩墙遭受变质作用的时间。
石门基性岩墙的围岩英云闪长质片麻岩具有典型的麻粒岩相矿物组合，其半自形柱状的锆石具有明显的核边结构，核部锆石具有密集的震荡环带，为典型的酸性岩浆锆石特征，有些颗粒结构变得不太清晰，是受到了改造或重结晶的影响。边部的锆石通常具有冷杉叶结构或无结构，并发育有同样结构的新生粒状锆石。测试结果显示这些变质锆石和变质增生边的年龄为2513±15Ma，核部岩浆锆石的年龄为2531±14Ma，说明新太古代晚期TTG形成后很快就遭受了麻粒岩相变质。新太古代TTG片麻岩所有的锆石变质增生边和变质锆石记录的都是新太古代末期变质事件的年龄，没有发现~1.8Ga的锆石年龄记录，但不意味着它没有经历~1.8Ga变质。~2.1Ga的基性岩墙侵入该TTG片麻岩，并经历了~1.8Ga的变质作用，显然作为岩墙的直接围岩也肯定经历了该期变质。岩墙中的变质作用发生于~1.8Ga，表现为岩浆矿物组合向变质矿物组合的重大转变。伴随变质作用，岩浆锆石边部被溶蚀，并形成明显的变质增生边或变质锆石(图 7a, b)。围岩必然同时经历了~1.8Ga的较高的温度和压力下的物化环境，但其变质作用仅有轻微显示，如早期干矿物的水化等，这是因为，变质作用发生的原因在于，在新的物化环境中对岩石结构构造和矿物成分的明显改造。围岩未发生明显的再变质叠加，可能说明~1.8Ga变质作用没有超出其稳定的温压条件，在缺少流体的情况下很难使其矿物重新调整和出现新的变质矿物组合。另外，虽然同样经受了~1.8Ga较高温度和压力的洗礼，岩墙形成新生变质锆石，而围岩中未有明显纪录，说明，变质锆石的形成不仅仅与温度-压力有关，更重要的在于，造岩矿物组合的改变能够驱使锆石溶蚀或重结晶。
综合来看，英云闪长质TTG片麻岩以及该地区早期麻粒岩相变质作用发生于新太古代末期~2.5Ga左右，之后又叠加了~1.8Ga的变质作用，只是早期干体系的麻粒岩相岩石中没有~1.8Ga的新生锆石记录而已。但在麻粒岩相变质之后形成或就位的非麻粒岩相岩石则会有明显后期变质矿物组合出现，如形成于古元古代~2.1Ga的石门基性岩墙，出现石榴子石+单斜辉石+角闪石+斜长石+石英的变质矿物组合，新生变质锆石记录的年龄为~1.8Ga。关于冀东地区~1.8Ga变质作用的性质，Duan et al.(2015)根据得出的顺时针P-T轨迹，认为是受到了中部构造带波及或影响。
6.2 岩石成因及构造背景变质基性岩墙主量元素分析结果显示烧失量不高，且大部分稀土和微量元素在球粒陨石标准化图解和原始地幔标准化图解上的一致性，说明后期变质作用影响不大，除K，Na等易活动元素受变质作用影响外，其它元素基本能反映原岩的成分。从石门岩墙具有低TiO2、Al2O3、低碱及高铁等特征看，它们具有拉班玄武岩的特点，显然是来自于幔源的岩浆。实验岩石学表明拉班玄武岩是地幔橄榄岩经较高程度部分熔融所形成(Green，1973)，但从石门岩墙的低MgO含量( < 9%)和低Mg#值( < 70) 特征看，其岩浆不可能是直接来源于未分异的地幔橄榄岩部分熔融的熔体，指示其岩浆可能经历了富镁铁矿物的分离结晶作用。在MgO与相关元素图解上，TiO2和P2O5与MgO具一定的负相关性，Al2O3、CaO、Fe2O3T、Na2O、SiO2、MnO等与MgO没有明显的相关性，相容元素Cr、Ni与MgO呈明显的正相关性(图 4)，且CaO的含量较高，这些特点反映了源区岩浆上升过程中可能经历了Fe-Ti氧化物、橄榄石和斜方辉石的分离结晶，结合CaO的含量较高和没有明显的负Eu异常，说明岩浆没有经历过明显的斜长石和单斜辉石的分离结晶过程。玄武岩中，La/Nb比值中等，变化不大(1.43~2.43) 也说明地壳的混染程度不高。在La/Nb-Mg# 相关图中(图 8)，主要显示分离结晶(FC)的趋势，地壳同化混染(AFC)趋势不明显。在原始地幔标准化图解上岩石的分配曲线基本一致，相对富集不相容元素、亏损高场强元素，具有轻微的Th正异常，(Th/La)N=0.98~1.25，(Th/Nb)N=2.47~2.46。岩石有较明显的Nb-Ta负异常(Nb异常指数NbN/NbN*=0.40~0.45，其中NbN*=(ThN+LaN)/2)，轻微的Ti负异常(Ti异常指数TiN/TiN*=0.69~0.74，其中TiN*=(SmN+GdN)/2)。通常大陆地壳的混染(AFC)，会使岩浆Nb、Ta和Ti的含量明显下降, 同时使Th的含量升高，(Th/Nb)N值升高(Ciborowski et al., 2014)。从这些特征看，石门岩墙的岩浆受到了大陆地壳的混染，但其异常的指数都不高，而且Sr并不富集，说明大陆地壳混染程度不高。如果有酸性岩浆混染也会造成玄武岩浆出现这些特征，但Nb异常指数与MgO没有相关性(图 4)，表明不可能是酸性岩浆混染所致(Ciborowski et al., 2014)。
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图 8 石门基性岩墙Mg#-La/Nb相关图解 Fig. 8 Mg# vs. La/Nb plots for the Shimen dykes |
石门变质基性岩墙样品的87Sr/86Sr(t)值为0.706061，略大于亏损地幔Sr初始值0.7035，具有大陆玄武岩特征。变质基性岩墙具有较高的Sm/Nd (0.27) 值和143Nd/144Nd值(0.512021)，具有亏损地幔的特征。εNd(t)值为1.47，表明岩浆来源于亏损地幔，但这种接近于0的不大的正εNd(t)值，也说明了来源于亏损地幔的岩浆受到了地壳的混染，而大陆溢流玄武岩的εNd值通常近于0(DePaolo, 1981)。
石门基性岩墙岩浆锆石的εHf(t)值在1.88~8.80之间，在εHf(t)-年龄图上投影在均匀陨石储库演化线(CHUR)与亏损地幔演化线(DM)之间(图 9a)，表明有较多地幔物质贡献。岩浆锆石Hf亏损地幔模式年龄在2206~2388Ma之间，与岩墙的形成年龄接近，其中具有最大εHf(t)值8.8的锆石，具有最小的Hf亏损模式年龄2173Ma, 可以作为岩浆从亏损地幔抽取的最大年龄(郑永飞等，2007)，该模式年龄与锆石的形成年龄一致，说明石门基性岩墙的岩浆直接来源于亏损地幔源区的部分熔融。而石门岩墙变质锆石的εHf(t)值(-5.57~4.0，多数＞0)，明显低于岩浆锆石(图 9a)，负εHf(t)值多对应于较大的Hf模式年龄。
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图 9 石门基性岩墙锆石Hf同位素图解 (a)石门变质基性岩墙，绿色圆点符号为JD07-1样品，蓝色圆点符号为JD20-2样品；(b)英云闪长质片麻岩JD21-1, 黄色菱形符号为岩浆锆石，绿色菱形符号为变质增生边和变质锆石 Fig. 9 Plots of zircon Hf isotope for the Shimen metamafic dykes |
英云闪长质片麻岩样品中核部的岩浆锆石εHf(t)主要分布在0.82~5.10之间，在εHf(t)-年龄图上除了残留锆石15.1一个样品投影了亏损地幔演化线上外，其余均投影在陨石储库演化线(CHUR)与亏损地幔演化线(DM)之间(图 9b)。Hf两阶段模式年龄(地壳模式年龄)在2635~2876Ma之间，略大于其形成年龄，表明英云闪长岩来源于新生地壳的部分熔融，这也证明华北克拉通曾在~2.7Ga发生过大规模的地壳增生。
在各类构造环境判别图解中，石门岩墙主要投点于大陆高原/溢流玄武岩区(图 10a)、板内玄武岩与MORB界限附近(图 10b)、陆内裂谷玄武岩区并靠近初始裂谷区(图 10c)，也有部分投影于洋底玄武岩区(图 10d)、大洋高原玄武岩(大洋台地玄武岩)区与岛弧玄武岩重合区或靠近的区域(图 10e，f)。这看似有点矛盾，但无论大陆玄武岩还是大洋高原玄武岩等，它们反映的都是板内的构造背景。板内的洋岛玄武岩和大洋高原玄武岩等的Th/Ta < 1.6, 而大陆玄武岩Th/Ta＞1.6(汪云亮等, 2001)，石门岩墙的Th/Ta平均值为4.16，远大于1.6，同时反映出了初始裂谷环境(初始裂谷的Th/Ta＞4，汪云亮等, 2001)，显然石门岩墙不是与大洋有关的玄武岩。由于石门岩墙有一定程度的Nb、Ta、Ti负异常，与岛弧岩浆的一些特征有点相似，所以在有关图解中显示与岛弧有关。但是岛弧玄武岩的Ta/Hf比值 < 0.1, 而大陆玄武岩的Ta/Hf比值>0.1(汪云亮等, 2001)，石门岩墙的Ta/Hf平均值为0.12，而且石门岩墙还有明显的Hf的正异常，所以它不可能是岛弧玄武岩。实际上大陆地壳上的许多大陆溢流玄武岩(CFB)大都具有与岛弧岩浆相似的高场强元素特征(Duncan, 1987; Xia, 2014)。所以，综合来看石门岩墙属于大陆玄武岩类，形成于陆内伸展的初始裂谷环境。
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图 10 石门基性岩墙构造环境判别图 (a) Ti-V图解(Shervais, 1982); (b) Zr-Zr/Y图解(Pearce and Norry, 1979); (c) Ta/Hf-Th/Hf图解(汪云亮等，2001); (d) Ti-Zr-Sr图解(Pearce and Cann, 1973); (e) Nb/Th-Zr/Nb图解(Condie, 2005); (f) Zr/Y-Nb/Y图解(Condie，2005).ITB-岛弧拉斑玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；CFB-大陆高原玄武岩；OIB-洋岛玄武岩；AB-碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩；IAB-岛弧玄武岩；OFB-洋底玄武岩；CAB-钙碱性玄武岩；ARC-与岛弧有关的玄武岩；N-MORB-正常洋中脊玄武岩；OPB-大洋高原玄武岩；(c)中代号:Ⅰ-板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ-板块汇聚边缘(Ⅱ1-大洋岛弧玄武岩区，Ⅱ2-陆缘岛弧玄武岩区)；Ⅲ-大洋板内洋岛、海山玄武岩去及T-MORB、E-MORB区；Ⅳ大陆板内玄武(Ⅳ1-陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区，Ⅳ2-陆内裂谷碱性玄武岩区，Ⅳ3-大陆拉张带或初始裂谷玄武岩区)；Ⅴ-地幔柱玄武岩区 Fig. 10 Tectonic discrimination diagrams for the Shimen metamafic dykes (a) Ti vs. V (Shervais, 1982); (b) Zr vs. Zr/Y (Pearce and Norry, 1979); (c) Ta/Hf vs. Th/Hf (Wang et al., 2001); (d) Ti-Zr-Sr (Pearce and Cann, 1973); (e) Nb/Th vs. Zr/Nb (Condie, 2005); (f) Zr/Y vs. Nb/Y (Condie, 2005) |
近年来，随着研究工作的不断深入，除了在华北克拉通中部带和胶-辽-吉带内陆续发现了许多2.2~2.0Ga的岩浆活动记录外，在东部陆块内部也相继发现了一些该期的岩浆活动，目前除鲁西地区尚未报道有该期岩浆记录外，华北克拉通其他前寒武纪岩石出露地区皆存在该期岩浆活动。这些岩浆活动包括有酸性火山岩和基性火山岩、A型花岗岩、基性侵入岩及基性岩墙群等双峰式的岩石组合，结合它们的地球化学特征，判断它们应该形成于陆内裂谷的构造背景。至于它们是否属于同一陆块内统一的裂谷系统还需进一步研究。东部陆块内冀东~2.1Ga石门岩墙的确定，可能会为同期基性岩墙的配置关系和古大陆的恢复提供有益线索。我们倾向于~2.1Ga的岩浆活动可能代表了华北地块新太古代晚期克拉通化后的一次强烈的伸展事件，可能导致了原有基底发生了陆内裂解，但并未拉张到出现典型的洋壳。
关于~2.1Ga基性岩墙/席的源区目前还有争议，已积累的Nd同位素资料表明横岭岩浆岩带内基性岩墙群的Nd亏损地幔模式年龄大多在2.6~2.9Ga之间, 据此认为它们可能来自于古老的华北克拉通大陆岩石圈地幔(Peng et al., 2012, 2017; Peng, 2015)。本文冀东地区~2.1Ga石门基性岩墙群也有~2.6Ga的Nd亏损地幔模式年龄，但由于样品的轻重稀土分异不强，fSm/Nd值大于-0.3，加之样品数量少，我们更倾向于认为锆石~2.17Ga的Hf亏损地幔模式年龄代表了岩浆直接从地幔抽取的时间。由于目前缺少区域上可供对比的Hf同位素资料，还很难判断冀东地区的石门基性岩墙群与横岭基性岩墙群是否来自相同的源区。但这是一个很重要的问题，它涉及到正确地配置岩墙群的几何关系和古大陆的恢复。
以往认为古元古代晚期1.95~1.8Ga的变质作用只出现在华北克拉通中部带和胶-辽-吉带，东部陆块则鲜有这次事件的记录(Zhao et al., 2001)，但近年的研究陆续在东部陆块内的密云(Shi et al., 2012)、冀东(Duan et al., 2015；本文)以及鲁西(Peng, 2015)等地发现了~1.8Ga变质作用的记录，有些甚至达到了麻粒岩相，这些记录的载体通常为变质基性岩墙或含水的角闪岩类。这说明~1.8Ga的变质作用在东部陆块是普遍存在，只是由于早期干体系麻粒岩相岩石不易产生新的变质锆石。实际上Sm-Nd同位素体系对该期事件也是有所记录的(Jahn and Zhang, 1984; 贺高品等, 1993)。基性岩墙的形成于~2.1Ga，发生了~1.8Ga的变质作用，而围岩却未显示同期的变质作用，表明该期变质作用机制应以热流(伴随一定的流体活动)为主，应力作用可能较小。另外，~1.8Ga变质作用在不同岩石中选择性(或差异性)发生，意味着~1.8Ga事件的特殊动力学机制。其实，在中部带有些~1.8Ga变质作用的纪录有着同样或类似的情形，由此促使我们进一步思考中部带和整个华北克拉通该期构造事件的地质意义。
7 结论(1) 石门基性岩墙群为高铁拉斑玄武岩系列，源于亏损地幔的部分熔融并经历了结晶分异和低程度的地壳混染。
(2) 石门基性岩墙群形成于2162Ma左右, 经历了1820Ma左右的变质。
(3) 英云闪长质片麻岩形成于2.53Ga，经历了2.51Ga麻粒岩相变质，虽经历了~1.8Ga的变质，但不发育锆石记录。
(4) 石门基性岩墙群形成于陆内裂谷的构造背景。
致谢 在锆石SHRIMP测试中得到了北京离子探针中心董春艳、杨淳等的指导与帮助；在锆石Hf同位素测试中得到了天津地质矿产研究所李怀坤研究员和耿建珍工程师的指导与帮助；成文过程中得到了刘福来研究员、万渝生研究员和白文倩等的支持与帮助；在此致以衷心的谢忱。感谢吴春明教授的认真审阅和宝贵意见，从而使文稿更趋完善。| [] | Bai X, Liu SW, Guo RR, Zhang LF, Wang W. 2014. Zircon U-Pb-Hf isotopes and geochemistry of Neoarchean dioritic-trondhjemitic gneisses, eastern Hebei, North China Craton:Constraints on petrogenesis and tectonic implications. Precambrian Research, 251: 1–20. DOI:10.1016/j.precamres.2014.05.027 |
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