2018, Vol. 34
大陆地壳具有中性岩的总体组成特征(Rudnick and Fountain, 1995)。在太古宙时期，与TTG岩石相比，中性岩浆岩(包括安山质岩石和闪长质岩石)所占比例相对较低，但对于了解大陆形成和生长仍具有重要的意义。最古老的闪长质岩石至少在3.8Ga就已存在(Wan et al., 2005)。中性岩浆岩的形成方式多种多样，包括结晶分异、陆壳混染、玄武质岩石部分熔融和岩浆混合等不同过程(Gill, 1981; Grove et al., 2003; Sakuyama, 1981)。中性岩浆岩形成的构造环境也有岛弧岩浆和地幔柱等不同认识(Gill, 1981; Yang et al., 2008)，虽然高镁中性岩浆岩的形成通常认为与岛弧岩浆作用有关(Defant and Drummond, 1990; Wang et al., 2009)。
冀东是华北克拉通太古宙基底典型代表之一，其中分布有华北克拉通规模最大的太古宙界岭口闪长岩。Yang et al. (2008)对冀东太古宙基底不同类型岩浆岩开展了较系统的锆石年代学和地球化学研究，也涉及到界岭口闪长岩，认为它们的形成主要与不同端元岩浆的混合作用有关。本文对界岭口闪长岩和其中的基性岩包体开展了详细的SHRIMP U-Pb锆石定年和包括Nd-Hf-O同位素在内的地球化学研究，对界岭口闪长岩物源区性质、形成过程和岩石成因进行了讨论，指出界岭口闪长岩是基性岩浆结晶分异和陆壳物质影响双重作用的产物，而陆壳物质参与可能起了更重要的作用。
1 地质背景研究区位于东部古陆块(>2.6Ga, Wan et al., 2015a, 2016)中部的冀东地区(图 1a)。该区太古宙基底主要由2.5Ga花岗质岩石组成(Geng et al., 2006; Nutman et al., 2011)。在东部的沿海一带，主要为2.5Ga二长花岗岩-正长花岗岩，它们变质变形通常较弱，统称为秦皇岛花岗岩。在西部遵化-迁安-安子岭一带，主要为时代略老一些的TTG片麻岩(以英云闪长质片麻岩为主)，普遍遭受强烈变质变形，局部发生深熔作用改造。根据空间分布位置，被划分为三屯营片麻岩、迁安片麻岩和安子岭片麻岩(图 1b)。除花岗质岩石外，规模较大的太古宙侵入岩还有闪长质岩石，将在下面作进一步介绍。2.5Ga表壳岩较少，主要分布在青龙-迁安一带。虽然它们形成时代都为2.5Ga左右，但变质变形程度存在明显差别，被划分和命名为不同的岩群(图 1b)。靠西侧的遵化岩群和迁西岩群变质程度通常为高角闪岩相-麻粒岩相，靠东侧的双山子岩群、单塔子岩群和滦县岩群变质程度通常为角闪岩相-绿片岩相。原岩组合主要为火山(碎屑)沉积岩和碎屑沉积岩及作为重要铁矿资源的条带状铁建造(BIF)(万渝生等, 2012)。值得注意的是，与双山子岩群东侧相邻的安子岭杂岩也遭受了强烈变质变形和局部深熔作用改造，最近的研究表明两者之间为韧性剪切构造接触(Liu et al., 2017)。
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图 1 华北克拉通冀东地区新太古代侵入岩和表壳岩分布地质简图 (a)华北克拉通古陆块(>2.6Ga)分布图(Wan et al., 2015a). EAT、SAT和CAT分别代表东部古陆块、南部古陆块和中部古陆块；(b)迁安-秦皇岛地区地质简图(据Nutman et al., 2011修改).以J开始的样品号来自本文，其他的来自Yang et al. (2008) Fig. 1 Geological map showing distribution of Neoarchean intrusions and supracrustal rock in eastern Hebei, North China Craton (a) distribution of ancient terranes (>2.6Ga) in the North China Craton (Wan et al., 2015a). EAT, SAT and CAT represent eastern, southern and central ancient terranes, respectively; (b) geological map of the Qian'an-Qinhuangdao area, eastern Hebei (modified after Nutman et al., 2011). Sample numbers with prefix J are from this study, others are from Yang et al. (2008) |
在冀东曹庄地区，Jahn et al. (1987)曾报道斜长角闪岩3.5Ga的Sm-Nd等时线年龄，认为代表了曹庄表壳岩(曹庄岩系)形成时代，但之后的研究表明这是一假等时线(Nutman et al., 2011)。尽管如此，仍意味着冀东地区存在十分古老的陆壳物质。在曹庄，发现2.9~3.3Ga TTG片麻岩，在铬云母石英岩、榴云片麻岩、副变质斜长角闪岩等多种变质碎屑沉积岩中存在大量3.5~3.8Ga碎屑锆石(Liu et al., 1992, 2013; Wilde et al., 2008; Wu et al., 2005a)。最近，初航等(2016)在曹庄以东约20km的卢龙地区也发现了含大量3.5~3.8Ga碎屑锆石的铬云母石英岩，表明早期陆壳物质在冀东地区广泛存在。
2.5Ga闪长质岩石主体分布在界岭口地区，称之为界岭口闪长岩，呈近南北向分布(图 1b)。但是，组成和时代与之相同的闪长质岩石在安子岭北部、朱仗子北部、八道河西南部等地都有分布，尽管在一些地区的出露规模不大。下面把它们统称为界岭口闪长岩。该区2.5Ga闪长质岩石包括了闪长岩和石英闪长岩，其中还有规模不等但通常较小的基性岩包体存在。局部可见花岗质脉体(新太古代晚期？)切割闪长质岩石。实际上，闪长岩和石英闪长岩在野外通常不易区别，两者的区分主要根据薄片鉴定和化学分析来确定(以SiO2含量61%为界线，石英闪长岩含有更多石英)。界岭口闪长岩是华北克拉通规模最大的太古宙闪长质侵入体，总面积约650km2，分布在约2500km2范围内。界岭口闪长岩与安子岭片麻岩之间关系不清。也未见秦皇岛花岗岩与界岭口闪长岩的直接接触，但秦皇岛花岗岩中存在闪长质岩石包体(Yang et al., 2008)，意味着后者形成时代更早一些。
如前所述，闪长岩和石英闪长岩在野外较难区别，它们相互之间多为过渡关系，仅在很少露头可以见到组成略不相同的岩石之间相互接触(图 2a-c)，但基性岩(细粒辉长岩，辉绿岩)包体与闪长质岩石之间的区别十分明显。在采集锆石定年样品(J1544：石英闪长岩；J1545：细粒辉长岩包体)的位置(图 2d)，细粒辉长岩以不大的包体形式存在于石英闪长岩中(图 2e)。石英闪长岩的矿物粒度较粗(图 2f、图 3a)，而包体的矿物粒度较细，存在斜长石斑晶(图 2e、图 3b, c)。细粒辉长岩包体与闪长岩的边界清晰。在一些露头，可见基性岩包体(辉绿岩)边部存在冷凝边，包体定向分布(图 2g)。岩石普遍显示不同程度变质变形(图 2b, c)。在变形强的闪长质岩石中，基性岩包体呈拉长的透镜状产出(图 2g)。在西部八道河一带，一些闪长质和辉长质岩石还显示不同程度的深熔作用改造(图 2h)。但在一些露头，岩石变形不强(图 2e, f)。总体上，出露规模较大的闪长质岩体变形相对较弱。
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图 2 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩及相关岩石野外照片 (a-c)组成略不相同的闪长岩(J1566、J1567)相互关系，安子岭北；(d-f)石英闪长岩(J1544)和细粒辉长岩包体(J1545)相互关系，界岭口南；(g)闪长岩中具冷凝边结构的辉绿岩包体，定向排列，界岭口南；(h)辉长岩遭受变质变形和深熔作用改造，八道河西 Fig. 2 Field photographs of Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rocks in eastern Hebei (a-c) relationship between diorites with slight composition variations (J1566, J1567), north of Anziling; (d-f) relationship between quartz diorite (J1544) and fine-grained Gabbro (enclave, J1545), south of Jielingkou; (g) diabase enclave with chilling margin in diorite, south of Jielingkou; (h) gabbro showing metamorphism, deformation and anatexis, west of Badaohe |
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图 3 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩及相关岩相学照片 (a)石英闪长岩；(b、c)细粒辉长岩(包体)；(d)闪长岩；(e)闪长岩；(f)变质辉长岩，界岭口南.(+)和(-)分别代表正交光和单偏光.矿物符号：Am-角闪石；Bi-黑云母；Pl-斜长石；Q-石英；Ap-磷灰石 Fig. 3 Photographs showing petrographic features of Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rocks in eastern Hebei (a) quartz diorite; (b, c) fine-grained gabbro (enclave); (d) diorite; (e) diorite; (f) meta-gabbro, south of Jielingkou. (+) and (-) mean cross and plane polarized light. Mineral symbol: Am-amphibolite; Bi-biotite; Pl-plagioclase; Q-quartz; Ap-apatite |
闪长岩主要由斜长石(60%~65%)、角闪石(15%~20%)、黑云母(5%~15%)和石英(~5%)组成(图 3d, e)，斜长石呈自形-半自形，具聚片双晶，普遍遭受强烈蚀变(绿帘石化和绢云母化)。角闪石呈自形-半自形，具绿色-黄绿色多色性，个别角闪石具双晶。黑云母呈片状集合体分布，具绿色-黄绿色多色性，在变形强烈的岩石中定向排列显示出片麻理。石英零星分布，呈他形，具波状消光。石英闪长岩的矿物组合和变形特征与闪长岩类似，但石英含量更高一些(图 3a)。细粒辉长岩主要由角闪石(45%~55%)和斜长石(45%~55%)组成，一些样品中存在少量的黑云母和很少量的石英。结构上以粒度细小明显不同于闪长质岩石(图 3b, c)。存在针状磷灰石，通常与斜长石共生。与闪长质岩石中的斜长石一样，细粒辉长岩中的斜长石(包括斑晶)也普遍发生蚀变。也见矿物粒度较粗的基性岩，虽然遭受后期改造，但结构构造似继承了原岩特征，原岩可能为辉长质岩石(图 2h)。
2 分析方法选择进行全岩元素分析的样品都较为均匀，虽然它们普遍遭受不同程度变质变形。元素分析在国家地质实验测试中心完成。主量元素和微量元素的检测方法依据分别为GB/T 14506.28—2010(等离子质谱仪PE300D)和GB/T 14506.30—2010(X射线荧光光谱仪PW4400)。分析误差通常分别为3%~5%和3%~8%，误差大小与元素含量有关。FeO含量检测方法依据是GB/T 14506.14—2010。
Sm-Nd同位素分析在中国科学技术大学地球与空间科学学院固体同位素地球化学实验室完成。Sm-Nd同位素的分离纯化在装有1.7mL Teflon粉末的石英交换柱中完成。同位素比值测试在MAT-262热电离质谱计完成，Sm-Nd同位素比值测定采用Re金属带。标准溶液Lajolla的重复测量结果为143Nd/144Nd=0.511869±0.000006，误差为2σ。测量得到的同位素比值采用146Nd/149Nd=0.7219进行质量分馏校正，Nd同位素比值测量精度优于0.003%。详细同位素分析流程参见文献Chen et al. (2007)。Nd同位素模式年龄根据DePaolo (1988)提供的参数计算。
锆石分选、制靶、阴极发光照像和SHRIMP U-Pb定年在北京离子探针中心完成。测年原理和方法见Williams (1998)。一次离子流(O-2)强度为2.0~2.5nA，束斑为25~30μm。定年采用5组扫描。标准样和待测样之比为1:4。使用标准锆石TEMORA(年龄为417Ma，Black et al., 2004)作206Pb/238U年龄校正，标准锆石M257(U含量为840×10-6, Nasdala et al., 2008)用于U含量校正。用实测204Pb进行普通铅校正。数据处理应用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)。单个数据的误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。由于锆石年龄都大于1.8Ga，均采用207Pb/206Pb年龄。
锆石Hf同位素分析在西北大学地质系完成。Hf同位素分析位置与定年位置相同。使用仪器为Thermo Fisher Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和193nm氟化氩准分子激光器(NEW WAVE 193nm FX)。仪器的运行条件、详细的分析流程、数据校正方法及锆石标准参考值见耿建珍等(2011)。采用静态信号采集模式，激光剥蚀时间为30s，积分时间为0.131s，采集200组数据，总计约0.5min。分析时激光束斑直径为50μm，激光能量密度为10~11J/cm2，频率为8~10Hz。测定是采用GJ-1和TEM做外标，176Hf/177Hf值分别为0.282013±19(2σ)(Elhlou et al., 2006)和0.282680±31(2σ)(Wu et al., 2006)。176Lu衰变常数为λ=1.865×10-11/a(Schere et al., 2001)，球粒陨石的(176Hf/177Hf)CHUR和(176Lu/177Hf)CHUR比值分别为0.0332和0.282772(Blichert-Toft and Albarède, 1997)，现今亏损地幔的(176Hf/177Hf)DM和(176Lu/177Hf)DM分别为0.28325和0.0384(Nowell et al., 1998)，用于计算2阶段亏损地幔模式年龄(tDM2(CC))的平均大陆壳(176Lu/177Hf)平均地壳=0.015(Griffin et al., 2002)。
锆石O同位素分析在北京离子探针中心的SHRIMP Ⅱe(SHRIMP B)上完成。分析原理和方法见Ickert et al. (2008)和Wan et al. (2013)。一次离子流(Cs+)强度为15nA。束斑直径为15~20μm。锆石标准TEMORA(δ18O=8.20‰; Black et al., 2004)用于监视仪器工作状态和校正仪器质量分馏(IMF)。先测试2~3个标准锆石数据，确定数据质量可靠后，按未知样品数据点和标准锆石数据点分析比例为1:3进行测试。单个数据的误差为1σ。
3 锆石特征及测年结果石英闪长岩(J1544)中的锆石呈柱状或短柱状。通常短柱状锆石发育岩浆震荡环带(图 4a)，而长柱状锆石的岩浆震荡环带不发育(图 4b)。部分锆石，特别是锆石边部显示重结晶结构特征。共对14颗锆石进行了分析(表 1)，U含量变化为150×10-6~863×10-6，Th/U比值为0.26~0.58。除去3个Pb丢失强烈和存在较大偏离的数据点，其余数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2533±5Ma(MSWD=1.06，图 5a)。该年龄被解释为闪长岩的侵入时代。
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图 4 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩(a、b)和相关岩石(c、d)的锆石阴极发光图像 石英闪长岩(J1544)，界岭口南；细粒辉长岩(包体，J1545)，界岭口南 Fig. 4 Cathodoluminescence images of zircon from Late Neoarchean Jielingkou diorite (a, b) and related rock (c, d) in eastern Hebei |
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表 1 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的锆石SHRIMP U-Pb年龄 Table 1 U-Pb data for the zircon from Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
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图 5 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩(a)和相关岩石(b)的锆石SHRIMP U-Pb谐和图 Fig. 5 Concordia for SHRIMP U-Pb data of the zircon from Late Neoarchean Jielingkou diorite(a) and related rock(b)in eastern Hebei |
细粒辉长岩(包体，J1545)中存在两种类型岩浆锆石。一类与石英闪长岩(J 1544)中的类似，呈柱状和短柱状，具岩浆震荡环带或内部结构均匀(类型1，图 4c, d)。另一类是长柱状或针状，具板状环带(类型2，图 4d中的颗粒5)。但它们的年龄都同相。共对15颗锆石进行了分析(表 1)，U含量为102×10-6~856×10-6，Th/U比值为0.26~1.10。除去6个Pb丢失强烈的数据点，其余数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2534±8Ma(MSWD=1.3，图 5b)，该年龄被解释为细粒辉长岩的形成时代。
4 锆石O和Hf同位素分析锆石的O和Hf同位素分析都是在原进行U-Pb定年的位置或结构相同的成分域上完成的，在图 4中未标出它们的分析位置。石英闪长岩(J1544)的14个锆石O同位素分析，除5.1外，其余13个数据点的δ18O值变化范围为5.00‰~6.83‰(表 2、图 6)。细粒辉长岩(包体，J1545)的16个锆石O同位素分析，除了数据点9.1、5.1和6.1外，其余13个数据点的δ18O值变化范围为4.88‰~6.72‰(表 2、图 6)。5.1和6.1的δ18O值偏低，分别为4.44‰和4.24‰，与锆石存在强烈铅丢失有关(Wan et al., 2013, 2015b)。另外2个数据点(样品J1544的5.1和J1545的9.1)的δ18O值很低(图 6)，与一次流束斑部分打在了树脂上有关。排除这些影响，两个样品的δ18O值十分相似，变化范围都在4.88‰~6.83‰之间，位于Valley et al. (2005)太古宙岩浆锆石的O同位素组成变化范围。δ18O加权平均值分别为5.88‰(石英闪长岩)和5.68‰(细粒辉长岩)，高于地幔岩浆的岩浆锆石δ18O值(5.3‰)。
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表 2 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的锆石O同位素组成 Table 2 O-in-zircon isotopic compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
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图 6 冀东地区新太古代晚期界岭口石英闪长岩和相关岩石的锆石O同位素组成 图中给出了未受后期影响的太古宙岩浆锆石δ18O值变化范围(点线长方形，Valley et al., 2005) Fig. 6 O-in-zircon isotopic compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei Shown also are O isotope areas of unaltered pristine Archean zircon (dotted line rectangle, Valley et al., 2005) |
石英闪长岩(J1544)的14个锆石Hf同位素分析(表 3、图 7)，εHf(t)值变化范围为1.66~4.37(03为6.23)，tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为2.60~2.78Ga和2.65~2.93Ga。细粒辉长岩(包体，J1545)的16个锆石Hf同位素分析(表 3、图 7)，εHf(t)值变化范围为0.52~4.72，tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为2.66~2.82Ga和2.74~3.00Ga。值得注意的是，细粒辉长岩中两种类型锆石的Hf同位素组成无明显区别，9个类型1锆石的εHf(t)平均值为2.78，7个类型2锆石的εHf(t)平均值为2.89。石英闪长岩和细粒辉长岩的锆石Hf同位素组成与Yang et al. (2008)的闪长岩样品的锆石Hf同位素组成十分相似(图 7)。
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表 3 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的锆石Hf同位素组成 Table 3 Hf-in-zircon isotopic compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
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图 7 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的锆石Hf同位素组成 闪长岩样品(FW04-028)的数据引自Yang et al. (2008) Fig. 7 Hf-in-zircon isotopic compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei Sample diorite (FW04-028) is from Yang et al. (2008) |
5个闪长岩全岩地球化学分析(表 4)，SiO2=55.39%~59.53%，Fe2O3T=6.48%~8.47%，MgO=2.51%~6.42%，CaO=4.89%~6.81%，Na2O=3.35%~4.90%，K2O=1.14%~2.10%，TiO2含量较低(0.24%~0.75%)，而P2O5含量较高(0.21%~0.67%)。稀土总量较高(TREE=115.7×10-6~234.2×10-6)，轻重稀土分异程度不强((La/Yb)N=10.4~22.6)，无明显铕异常(Eu/Eu*=0.62~0.97)(图 8a)。在MORB标准化的微量元素图解上，大离子亲石元素(K、Rb、Ba)相对富集，高场强元素(Nb、Ti)亏损(图 8b)。八道河的2个闪长岩样品(J1582和J1583)Th明显亏损(图 8b)，可能与后期改造有关。
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表 4 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的全岩地球化学组成(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 4 Whole rock compositions of Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei (major element: wt%; trace element: ×10-6) |
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图 8 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Masuda, 1975)和MORB标准化微量元素蛛网图(标准化值据Pearce, 1983) Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Masuda, 1975) and MORB-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Pearce, 1983) of Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
8个石英闪长岩样品均取自界岭口地区，分析结果见表 4。与闪长岩相比，除了SiO2相对较高(61.05%~64.22%)和MgO略低(2.17%~2.97%)外，其它主量元素组成无明显区别。石英闪长岩的稀土组成(图 8c)与闪长岩的也类似：TREE=93.0×10-6~167.8×10-6，(La/Yb)N=9.7~23.9)，Eu/Eu*=0.80~1.05。在MORB标准化的微量元素图解上，石英闪长岩与闪长岩的元素分布形式也类似(图 6d)。
3个辉长岩样品均取自界岭口地区，分析结果见表 4。SiO2=49.74%~51.16%，Fe2O3T=10.58%~17.43%，MgO=6.33%~6.93%，CaO=8.57%~8.81%，Na2O=2.13%~3.87%，K2O=0.98%~1.42%，相对于闪长岩-石英闪长岩，MgO和CaO含量明显增高，而TiO2含量偏高(0.65%~1.10%)，P2O5含量偏低(0.14%~0.25%)。与闪长岩-石英闪长岩相比，稀土总量偏低(TREE=82.4×10-6~155.7×10-6)，轻重稀土分离不强((La/Yb)N=3.3~6.0)，出现较弱的负铕异常(Eu/Eu*=0.71~0.88)(图 8e)。在MORB标准化的微量元素图解上，大离子亲石元素(K、Rb、Ba)相对富集，高场强元素(Nb、Ti)亏损(图 8f)。
总体上，本次的闪长岩、石英闪长岩和辉长岩元素分析结果与Yang et al. (2008)的类似，但石英闪长岩的Th含量普遍偏高(图 8d)。辉长岩、闪长岩和石英闪长岩之间显示元素组成变化过渡(图 9)。SiO2与MgO、Fe2O3T、CaO之间具明显负相关关系，SiO2与K2O+Na2O之间具不明显的正相关关系。SiO2与La之间也存在不明显的正相关关系，而与Cr之间存在不明显的负相关关系。MgO与Cr之间及Cr与Ni之间存在正相关关系。
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图 9 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的哈克图解(部分数据来自Yang et al., 2008) Fig. 9 Harker diagrams of Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei (some data are from Yang et al., 2008) |
对8个样品进行了全岩Sm-Nd同位素分析(表 5、图 10)。4个闪长岩样品的εNd(t)、tDM1(Nd)和tDM2(Nd)分别为-1.47~2.13、2.73~2.95Ga和2.72~3.01Ga，3个石英闪长岩的εNd(t)、tDM1(Nd)和tDM2(Nd)分别为-1.20~0.40、2.80~2.98Ga和2.86~2.98Ga，1个辉长岩样品的εNd(t)、tDM1(Nd)和tDM2(Nd)分别为-0.70、2.97Ga和2.95Ga。本文的分析结果与Yang et al. (2008)的类似，但变化范围更大一些。
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表 5 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的全岩Sm-Nd同位素组成 Table 5 Whole rock Sm-Nd isotope compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
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图 10 冀东地区新太古代晚期界岭口闪长岩和相关岩石的全岩Nd同位素组成 Fig. 10 Whole rock Nd isotope compositions for Late Neoarchean Jielingkou diorite and related rock in eastern Hebei |
闪长质岩石组成类似，时代相同，意味着它们为同一岩浆作用产物，在地壳深部应存在规模巨大的闪长质岩体。即使以现在所出露规模看，界岭口闪长岩也是华北克拉通规模最大的太古宙闪长质岩体。闪长质岩石中存在基性岩包体，它们的常量元素含量变化很大，显示出不同端元岩浆混合或岩浆结晶分异的组成特征。基性岩包体包括辉绿岩、细粒辉长岩和辉长岩，一些基性岩包体边部存在冷凝边(图 2g)，表明基性岩浆与中性岩浆(闪长质岩浆)相互接触时两者的温度差别存在变化。两者温度差别越大，基性包体越加显示高温淬火的结构特征。
闪长质岩石中存在基性岩(辉长岩)包体是一较常见的现象，存在不同的可能：1)闪长质岩浆捕获固结了的基性岩(辉长岩)；2)基性岩(辉长岩)从闪长质岩浆中结晶出来，又被之后继续上升的闪长质岩浆捕获；3)闪长质岩浆和基性岩浆相互混合。对于界岭口闪长岩中的基性岩包体，我们更倾向于第三种解释。细粒辉长岩包体(J1545)矿物粒度细小，含有斜长石斑晶。后者被认为是从闪长质岩浆中结晶出来的斜长石被基性岩浆包裹的缘故，给出了岩浆混合的直接证据，并表明现在所见的包体已不能完全代表原基性岩浆的组成，原基性岩浆应更偏基性。细粒辉长岩包体(J1545)和石英闪长岩母岩(J1544)之间的锆石特征对比提供了岩浆混合作用存在的进一步证据。石英闪长岩中存在两种类型岩浆锆石，一类为短柱状，发育岩浆震荡环带，一类为长柱状锆石，岩浆震荡环带不发育(图 4a, b)，与前者相比，后者形成温度相对较高。细粒辉长岩包体中也存在这两种类型岩浆锆石，它们同样被认为是从闪长质岩浆中结晶出来之后被基性岩浆所包裹，也就是说，当闪长质岩浆已发生一定程度结晶分异，温度降低到有震荡环带的岩浆锆石结晶出来之后，为岩浆粥的状态下才与基性岩浆发生混合的。除这两种类型岩浆锆石外，细粒辉长岩包体中还存在具板状环带的长柱状或针状岩浆锆石。这种形态和结构特征表明它们是高温淬火条件下的结晶产物，与细粒辉长岩的野外和岩相学特征相吻合。“高温的”基性岩浆碰到“低温的”闪长质岩浆，前者发生淬火，形成具板状环带的长柱状或针状岩浆锆石。石英闪长岩和细粒辉长岩岩浆锆石年龄分别为2533±5Ma和2534±8Ma，年龄完全一致，也支持了岩浆混合模型。
闪长岩、石英闪长岩和基性岩包体的常量元素和一些微量元素组成显示出过渡变化的组成特征(图 9)，这一现象可以用岩浆混合作用来解释。如前所述，不同端元的岩浆混合作用也确实存在。但是，这三种岩石相互之间的全岩Nd同位素组成和锆石Hf、O同位素组成几乎相同，它们都显示一定程度并相互重叠的变化范围(图 6、图 7、图 10)。特别是，细粒辉长岩包体(J1545)中不同类型岩浆锆石具有相同的Hf同位素组成，表明这些不同端元岩浆的Nd、Hf、O同位素十分类似，由它们难以判断岩浆混合作用是否存在。排除后期影响，三种类型岩石的全岩εNd(t)和tDM1分别为-1.20~2.13和2.73~2.98Ga，锆石εHf(t)和tDM1分别为0.52~4.72和2.60~2.82Ga，δ18O值为4.88‰~6.83‰(无闪长岩的O同位素分析数据)，与典型亏损地幔相比，εNd(t)值和εHf(t)值偏低，而δ18O值偏高，并且岩石(包括基性岩浆岩)具有轻稀土富集的组成特征，表明所有的岩浆(包括基性岩浆)不是直接来自亏损地幔源区，它们形成过程中或多或少受到地壳物质影响。形成基性岩包体的岩浆无疑来自地幔，其Nd-Hf-O同位素组成特征可用地幔交代作用(包括俯冲洋壳脱水熔融产生的流体-熔体对亏损地幔楔的交代)或基性岩浆上升过程中遭受陆壳物质影响来解释，这也与它们高场强元素(Nb、Ta、Ti)亏损、大离子亲石元素(K、Rb、Ba)富集相吻合。根据包括Nd-Hf-O同位素在内的地球化学组成特征，闪长岩-石英闪长岩的成因既可解释为基性岩浆遭受陆壳物质影响，也可解释为基性岩浆的结晶分异。考虑到界岭口闪长岩分布规模很大，单纯的基性岩浆结晶分异难以形成。我们认为界岭口闪长岩的形成是基性岩浆结晶分异和陆壳物质影响双重作用的产物，而陆壳物质影响可能起了更重要的作用。不过，陆壳物质的Nd-Hf-O同位素组成与基性岩浆无明显区别。冀东地区存在包括始太古代在内的古老陆壳物质，但分布范围有限，古老陆壳物质如何具体影响界岭口闪长质岩石形成仍需进一步研究。Yang et al. (2008)认为，基性岩浆和酸性岩浆混合对于闪长质和花岗闪长质岩石的形成起了重要作用，而酸性岩浆形成于新生地壳物质在地壳浅部的部分熔融。
根据大量Nd-Hf同位素分析，华北克拉通最重要的陆壳增生发生在中太古代晚期-新太古代早期(Wu et al., 2005b; Geng et al., 2012; Wan et al., 2015a)，虽然锆石年龄峰值出现在2.5Ga左右(沈其韩等, 2005; Wan et al., 2015a)。Nd-Hf同位素研究表明，一些地区的~2.5Ga壳源花岗质岩石来自于新太古代早期TTG岩石，这在鲁西地区得到证实，这里无新太古代以前陆壳岩石(如果有，也很少)。然而，对于Nd-Hf模式年龄为中太古代晚期-新太古代早期的大面积分布的~2.5Ga TTG岩石，它们是直接来自新太古代晚期富集地幔源区、受到陆壳影响的新太古代晚期亏损地幔源区、或是来自中太古代晚期-新太古代早期从亏损地幔中提取出来的中基性岩石，这仍是一个迷。根据界岭口闪长岩及基性岩石包体研究，前两种可能性不能排除。由于这涉及到华北克拉通早前寒武纪地壳形成演化基础性问题，有必要开展进一步深入研究。
华北克拉通在新太古代晚期的构造体制存在很大争论，主要有板底垫托(或地幔柱)(Geng et al., 2006; Yang et al., 2008; Zhao and Zhai, 2013)和岛弧岩浆作用(Kröner et al., 2005; Li et al., 2002; Nutman et al., 2011; Wilde et al., 2005; Wan et al., 2010)两种认识。但是，许多研究者都认为华北克拉通在新太古代最晚期进入了伸展体制。在鲁西，从挤压向伸展转换的时间大致在2525Ma左右(Wan et al., 2010)。在冀东，界岭口闪长岩形成年龄为2533Ma，变质变形强度存在很大变化。如果界岭口闪长岩的形成代表了伸展体制的开始，则表明华北克拉通不同地区伸展体制开始的时间并不完全相同。然而，界岭口岩体普遍遭受强烈变质变形，一些岩石记录了新太古代晚期-古元古代最早期的变质锆石年龄(Yang et al., 2008)。类似变质锆石年龄在安子岭片麻岩和其他许多岩石也有记录(Liu et al., 2013; 孙会一等, 2016; 万渝生等, 未发表资料)。所以，更大的可能是，界岭口闪长岩及基性岩包体代表的是岛弧岩浆作用产物，它们形成时总体上仍处于挤压的岛弧构造环境。这与其大离子亲石富集和高场强元素亏损的地球化学组成特征相吻合。另一方面，青龙地区的朱杖子群和单塔子群形成年龄为 < 2504~2522Ma(郭荣荣等, 2014; 孙会一等, 2010; Lü et al., 2012)，年轻于界岭口闪长岩和冀东其他许多侵入岩的形成时代。朱杖子群和单塔子群被认为形成于岛弧环境(郭荣荣等, 2014; 孙会一等, 2010)或陆内裂谷环境(Lü et al., 2012)。不论如何，从它们的时空分布及与其它地质体关系看，朱杖子群和单塔子群形成时华北克拉通已进入伸展构造体制。
7 结论(1) 界岭口闪长岩为华北克拉通规模最大的太古宙闪长岩体，形成年龄为2533Ma，岩石普遍遭受后期变质变形改造，但局部仍有弱变质变形构造域存在。
(2) 界岭口闪长岩的形成是基性岩浆结晶分异和陆壳物质影响双重作用的产物，而陆壳物质影响可能起了更重要的作用。
(3) 界岭口闪长岩很可能形成于总体上仍处于挤压的岛弧构造环境。
(4) Nd-Hf模式年龄为中太古代晚期-新太古代早期的~2.5Ga TTG岩石在华北克拉通广泛分布，其形成至少一部分与新太古代晚期富集地幔添加有关或是新太古代晚期亏损地幔添加与陆壳物质影响共同作用的结果。
致谢 全岩Sm-Nd同位素分析和锆石Lu-Hf同位素分析分别得到了陈福坤教授和第五春荣副教授的帮助。SHRIMP锆石定年和O同位素分析得到了刘建辉工程师和车晓超工程师帮助。锆石样品靶由杜清敏制作。锆石阴极发光图像由张志超和周丽芹工程师完成。锆石标准由Ian Williams和Lance Black提供。杨崇辉研究员和徐仲元教授对论文提出了修改意见。在此一并深表谢意。
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