2012, Vol. 28
2. 中国科学院研究生院, 北京 100039
2. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北克拉通在太古代-古元古代期间的构造演化一直是学术界广泛关注的焦点 (Wilde et al., 1997; 赵国春等, 2002; Zhai and Liu, 2003; Kusky and Li, 2003; Kröner et al., 2005; Zhai et al., 2005; Zhao et al., 2001, 2002, 2005; 赵国春, 2009; Zhai and Sontosh, 2011; Kusky, 2011)。但是关于华北克拉通基底微陆块的划分、拼合方式以及拼合时间的认识目前仍存在很大分歧。如，Zhai et al. (2000) 和Zhai and Sontosh (2011) 主张将华北克拉通化分成不同的微陆块，这些微陆块的拼合主要发生在新太古代2.5Ga左右；Zhao et al.(2000, 2002, 2005)主张将华北克拉通分为东部陆块、西部陆块和中部构造带，两陆块沿中部构造带的碰撞对接发生在1.85Ga左右，而Kusky and Li (2003) 则认为东西陆块的碰撞发生在2.5Ga左右。华北克拉通太古代-早元古代岩浆演化能为解决这些分歧和探讨华北克拉通早期构造演化过程提供重要线索。近年来不少研究者对华北克拉通出露的TTG质岩石和富钾的花岗岩-花岗闪长岩-二长花岗岩(GGM)进行了相关研究，并取得了一些重要认识 (Zhang et al., 2011; Zhou et al., 2011; Wan et al., 2011)。
冀西北张宣地区位于中部构造带北部，区域上出露了大面积前寒武纪变质基底 (Zhai et al., 1992; 翟明国等, 1994, 2001; 郭敬辉等, 1994, 1996; 张宗清等, 1996; 刘敦一等, 1997; 刘树文等, 2007a, b )。前人的研究表明，这一地区可能经历了与华北克拉通中部带类似的古元古代晚期的构造演化，但是新太古代-古元古代早期的地质演化相对五台-阜平-恒山地区可能更加复杂 (刘树文等, 2007a, b )，探讨这一地区的岩浆演化对于认识整个华北克拉通早前寒武纪地质演化过程具有重要意义。本文试图在前人研究的基础上，通过对崇礼地区桑干变质杂岩 (原定名为桑干群涧沟河组)中的花岗闪长质片麻岩、二长花岗质片麻岩的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学以及Nd、Hf同位素研究，探讨这些岩石的成因过程和该区新太古代-早元古代地质特征以及构造演化过程。
2 区域地质概况与样品岩相学特征 2.1 地质概况依据Zhao et al. (2005) 对华北克拉通早前寒武纪基底的划分，该地区位于中部构造带北部，怀安杂岩的东北部 (图 1)。这一地区出露了较大面积的早前寒武纪变质基底，通常称为桑干片麻岩或桑干杂岩，主要为一套遭受强烈变质，普遍达到角闪-麻粒岩相的中高级变质岩系。一些学者曾把它们归于怀安陆块的一部分(翟明国等, 1994)，而刘树文等(2007b)把它们归于单塔子杂岩，也有学者认为它们属于深变质绿岩带 (王仁民和董卫东, 1999)。1984年河北省地质三队1∶5万地质测量报告将该地区出露的太古代变质杂岩称之为桑干群且自上而下划分为西噶峪组、水地庄组、化家营组、涧沟河组和艾家沟组。涧沟河组在崇礼地区出露最为广泛，主要分布在崇礼-赤城断裂以南，西望山-西葛峪-龙关以北的广大地区，在北部与古元古代红旗营子群呈断层接触。涧沟河组主要岩石类型基性麻粒岩、斜长角闪岩、黑云片麻岩以及条带状片麻岩、英云闪长质片麻岩和花岗质片麻岩 (翟明国等, 1994)，原岩主要为中基性的火山岩和少量沉积岩。早期的年代学显示这些基性火山岩的形成时代为2.79Ga (Rb-Sr等时线年龄，高励和高凡，1988)，崇礼上新营变质岩Sm-Nd等时线年龄为2.67Ga (张宗清等, 1996)，而近年来区域上花岗质片麻岩和一些斜长片麻岩的锆石U-Pb年代学资料显示，这些中酸性变质岩的原岩形成时代主要在2.60~2.40Ga (刘树文等, 2007b; Jiang et al., 2010)。详细的野外调查发现，在崇礼地区零星出露了一些肉红色二长花岗质片麻岩，如在崇礼县城西部附近、崇礼上新营等地都有小规模出露，这些二长花岗质片麻岩主要以小岩株形式侵入周围的斜长片麻岩或角闪岩中。本次的研究对象主要为原涧沟河组中的花岗闪长质片麻岩、条带状花岗片麻岩以及后期侵位的肉红色二长花岗质片麻岩。
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图 1 崇礼地区的大地构造位置简图(a)和采样位置(b) Fig. 1 The tectonic setting and geological sketch map of the Chongli area (a) and sample locations (b) |
二长花岗质片麻岩主要采集于崇礼县上新营附近，岩石呈肉红色，斑状变晶结构-花岗变晶结构，片麻状构造。矿物组成(图 2)主要为钾长石 (30%~55%)，石英 (15%~30%)和斜长石(15%~20%)，暗色矿物(5%~10%)主要为角闪石、黑云母及少量辉石；副矿物主要有锆石、榍石、石榴子石、磷灰石、钛铁矿等。其中，钾长石斑晶通常为碱性长石和条纹长石，以条纹长石为主，颗粒中常包含有斜长石、石英以及一些暗色矿物，同时局部也可见到少量反条纹长石。石英主要以不规则状或卵圆形颗粒分布于矿物颗粒间或被一些矿物颗粒包裹，另外在一些长石等矿物间隙中常见儒虫状石英分布。斜长石颗粒相对于钾长石较小，主要为钠长石、更长石。暗色矿物在各个样品中分配不均一，有些样品角闪石含量明显高于黑云母，成定向排列，局部发育有角闪石和少量黑云母的暗色条带。依据镜下特征和能谱分析，角闪石主要为普通角闪石、透闪石、阳起石，而黑云母主要为富Fe质的黑云母。暗色矿物和一些长石发生了较明显的蚀变，角闪石、黑云母绿泥石化常见，少量角闪石中间发育绿帘石化而边缘发育黑云母化；部分斜长石和碱性长石发生泥化、绢云母化。另外在一些样品中可以清楚的看到矿物受动力作用而发生了断裂变形。
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图 2 二长花岗质片麻岩显微照片 Mcr-条纹长石; Pl-斜长石; Amp-角闪石; Bt-黑云母; Zrn-锆石; Qtz-石英 Fig. 2 Microphotographs of the monzonitic granitic geneisses Mcr-microcline; Pl-plagioclase; Amp-amphibole; Bt-biotite; Zrn-zircon; Qtz-quartz |
花岗闪长质片麻岩样品采集于崇礼西双台和二道营口附近，D-03手标本为灰绿色，受后期改造强烈，蚀变较强。主要矿物为石英 (20%)、斜长石 (35%)、钾长石 (25%)，另外含少量白云母 (2%)，暗色矿物 (10%~15%)主要为角闪石、黑云母，其中角闪石大多已蚀变成云母和绿泥石。副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿和钛铁矿等。镜下可以看到斜长石由于受到强烈挤压而断开的现象。D-53在手标本上可看到明显的片麻理，浅色矿物为斜长石、石英和钾长石，暗色矿物主要为角闪石、黑云母。角闪石以及黑云母绿泥石化蚀变显著，蚀变的角闪石、黑云母以及蚀变形成的绿泥石呈定向排列构成片麻理。
条带状花岗质片麻岩 (D-67)采于崇礼三间房西侧河沟旁，浅色条带主要有呈定向排列的石英和长石组成，长石矿物主要为碱性长石。暗色矿物包括黑云母和少量角闪石，它们与白云母、少量斜长石呈细小片状或颗粒状呈条带分布；副矿物主要有锆石、磷灰石、榍石等。
3 分析方法样品主、微量元素和Nd同位素的分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学国家重点实验室完成。主、微量元素分析分别是在Rigaku ZSX 100e型X射线荧光光谱仪 (XRF)和PE Elan 6000型电感耦合等离子体质谱 (ICP-MS)完成，其中主量元素的分析精度优于1%，微量元素的分析精度大都好于5%，详细分析流程以及方法见刘颖等(1996) 。Nd 同位素分析在MicroMass ISOPROBE型多接收电感耦合等离子体质谱 (MC-ICP-MS)上完成，精度好于0.002%，具体分析方法以及流程见 Li et al. (2002) 。
选取两个花岗闪长质片麻岩样品 (D-03与D-53)、一个条带状花岗质片麻岩样品 (D-67)和一个二长花岗质片麻岩样品 (D-76)做锆石测年和Hf同位素测定。将5kg左右的岩石样品破碎到80~100目，经常规浮选和磁选方法进行锆石分选，然后在双目镜下挑纯。将挑纯的锆石颗粒置于DEVCON 环氧树脂中，待固结后抛磨至粒径的大约二分之一，使锆石内部充分暴露，然后进行锆石显微(反射光和透射光)照相。锆石阴极发光图像研究在中国科学院广州地球化学研究所JXA-8100电子探针仪上完成。
花岗闪长质片麻岩样品的SHRIMP U-Pb年龄测定在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成。测试过程采用的一次离子流强度约10nA, 离子束斑直径30μm左右。对同一测点均连续进行5次扫描分析, 并将其加权平均作为该点的测试值。单个测点的分析误差为±1σ(表 1), 最终年龄的加权平均值误差为±2σ。标样为SL13 (572Ma, 238U=238×10-6)和TEM (417Ma)，数据处理采用Ludwig SQUID1102和ISOPLOT310程序。详细的分析流程参见刘敦一等(2003) 。锆石微区Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石原位Lu-Hf同位素测定采用Nu Plasma HR(Wrexham, UK)多接收电感耦合等离子体质谱仪完成(MC-ICP-MS)，详细的仪器运行条件和分析流程见Diwu et al. (2008) 。
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表 1 花岗闪长质片麻岩SHRIMP U-Pb 测年分析结果 Table 1 SHRIMP U-Pb zircon results for the granodioritic geneisses (sampleD-03 and D-53) |
二长花岗质片麻岩和条带状花岗质片麻岩样品 (D-76和D-67)的U-Pb年龄和Lu-Hf同位素测定是利用配有激光剥蚀系统的Neptune多接收等离子体质谱仪(MC-ICPMS)和Agilent 7500a四极杆等离子体质谱仪 (Q-ICPMS)进行同时原位分析。实验在中国科学院地质与地球物理研究所多通道等离子质谱实验室完成。相关的仪器运行条件和分析流程可参阅Xu et al. (2004) 和Xie et al. (2008) 。
4 锆石U-Pb年代学花岗闪长质片麻岩样品(D-03和D-53)的锆石形状多为不规则状或短柱状，长宽为100μm×100μm~200μm×150μm。CL图像(图 3)显示这些锆石具有明显的核部和幔部构造，核部具有明显的环带韵律结构，幔部大多没有明显的环带，外侧是亮白增生边。锆石特征说明岩石形成后经历了至少两期变质改造作用。条带状花岗质片麻岩样品(D-67)的大多数锆石为短柱状，少数卵圆形，锆石核部一般看不到环带构造(图 3)，可能经历了较强的变质作用影响。二长花岗质片麻岩样品(D-76)的锆石颗粒相对较大，多为不规则状，核部环带不清晰或不显示环带(图 3)，大部分锆石显示了较厚的亮色变质边。花岗闪长质片麻岩样品的SHRIMP U-Pb定年测试结果见表 1。二长花岗质片麻岩和条带状花岗质片麻岩样品的锆石LA-ICP-MS测年结果见表 2。
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图 3 锆石CL图像 Fig. 3 CL images of representative zircons from the analytical samples |
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表 2 花岗质片麻岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb zircon results for the granitic gneisses (samples D-76 and D-67) |
花岗闪长质片麻岩(D-53)14颗锆石14个分析点的Th、U和Th/U比值变化较小, 分别为30×10-6~212×10-6、136×10-6~529×10-6和0.22~0.46 (表 1)。在锆石的U-Pb同位素谐和图上，大部分锆石都落在谐和线上或其附近，部分锆石可能存在放射成因铅丢失而分布于谐和线下方 (图 4a)。其中，位于锆石核部的10个分析点207Pb/206Pb年龄在2470~2580Ma之间，这些点可以拟合成一条很好的等时线，其上交点年龄为2547±42Ma，MSWD=0.52。在上交点附近谐和线上或靠近谐和线的七个点获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2543±17Ma，MSWD=5.2，和上交点年龄在误差范围内一致，说明该年龄比较准确可靠，代表了该片麻岩岩浆的侵位年龄。另外4个位于锆石边部的分析点显示了较年轻的年龄，其中两个分析点靠近和谐线下方附近，其207Pb/206Pb年龄分别为2342.9±10Ma, 2319±14Ma，平均年龄为2330Ma，可能代表了后期变质热事件的时代。
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图 4 花岗闪长质片麻岩锆石SHRIMP U-Pb年龄和谐图 Fig. 4 207Pb/235U-206Pb/238U concordant diagrams of zircons from the granodioritic geneiss (sample D-03 and D-53) |
花岗闪长质片麻岩(D-03)共进行了13颗锆石14个点的SHRIMP U-Pb同位素分析。所测锆石的Th、U 含量和Th/U比值变化较大，分别为26×10-6~167×10-6、25×10-6~623×10-6和0.13~3.44 (表 1)。在锆石的U-Pb同位素谐和图上，大部分锆石都落在谐和线上或其附近，部分锆石可能存在放射成因铅丢失而分布于谐和线下方(图 4b)。其中锆石核部的9个分析点207Pb/206Pb年龄在2594~2475Ma之间，这些锆石年龄可以分为两组，一组锆石显示了较老的207Pb/206Pb年龄，发育不规则环带或没有环带，三个分析点的207Pb/206Pb年龄分别为2594±15Ma，2575±13Ma，2562±6Ma，这些锆石可能为片麻岩的源区残留锆石或来自捕获的围岩；另一组锆石年龄稍为年轻，位于和谐线附近的6个分析点获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2501±28Ma，MSWD=3.3，这些锆石显示了清晰的结晶环带，代表了该片麻岩原岩的侵位时代。另外有4个分析点位于锆石的变质增生边，它们具有低的Th、U含量，但是Th/U比值差异较大，有的远大于0.4，最高达到1.72。变质锆石通常显示低的Th/U比值 (小于0.1)，而这些锆石变质增生边显示了较高Th/U比值，这一成因还有待进一步研究。4个分析点的年龄都相对年轻，有3个分析点的207Pb/206Pb年龄在2365~2264Ma之间，集中在2300Ma左右, 另外一个分析点207Pb/206Pb年龄为2043±16 Ma，这些年龄可能代表了片麻岩原岩形成后经历的变质热事件的时代。
二长花岗质片麻岩样品(D-76)24颗锆石24个分析点的Th、U和Th/U比值分别为154×10-6~887×10-6、41×10-6~1363×10-6和0.22~4.76，Th、U 含量相对较高，Th/U比值集中在0.3~1.2之间(表 2)。在锆石的U-Pb同位素谐和图上，所有点基本上都落在谐和线上或谐和线附近(图 5a)，大部分分析点的207Pb/206Pb年龄介于2460~2320Ma之间，这些分析点构成的不一致线所获得上交点年龄为2435±32Ma，MSWD=1.17。靠近上交点附近的11个点获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2419±16Ma，MSWD=3.9，和上交点年龄在误差范围内是一致的，说明该年龄较可靠。这些分析点基本上都位于锆石核部，但是这些核部环带不清晰或不显示环带，这说明锆石形成之后可能经历了不同程度的变质重结晶，这一过程往往导致放射性成因铅的丢失。因此上交点年龄(2435±32Ma)可能更好的反映了该富K花岗片麻岩浆的侵位年代。另外，有3个分析点位于锆石亮白色增生边，其207Pb/206Pb年龄分别为2243±10Ma，2317±10Ma，1835±16Ma，这些年龄可能代表了富K花岗片麻岩原岩形成后经历的变质热事件的时代。
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图 5 花岗质片麻岩锆石LA-ICPMS U-Pb年龄和谐图 Fig. 5 207Pb/235U-206Pb/238U concordant diagrams of zircons from the granitic geneiss (sample D-76 and D-67) |
条带状花岗质片麻岩样品(D-67)24颗锆石24分析点的Th、U含量和Th/U比值分别为81×10-6~1940×10-6、42×10-6~1075×10-6和0.30~4.76，Th、U含量变化较大，Th/U比值也相对较大, 基本上都大于1 (表 2)。在锆石的U-Pb同位素谐和图上，大多数分析点落在谐和线上或谐和线附近(图 5b)。几乎所有分析点的207Pb/206Pb年龄都介于2400~2300Ma之间，其中18个分析点构成一条不一致线所获得的上交点年龄为2366±20Ma，MSWD=2.2；207Pb/206Pb加权平均年龄为2370±14Ma，MSWD=6.4。根据CL图像特征，这些锆石可能遭受了后期强烈的变质改造或是变质作用过程中形成的锆石，这一年龄值可能代表了古元古代一次较为强烈的变质热事件。
花岗闪长质花岗片麻岩-二长花岗质片麻岩-强变质的条带状花岗质片麻岩的锆石U-Pb年代学研究表明本地区至少存在2.54~2.50Ga花岗闪长质和~2.44Ga二长花岗质两期岩浆活动。此外，岩浆锆石的变质增生边和条带状花岗质片麻岩中变质锆石年龄暗示区内在2.37~2.30Ga期间经历了一次强烈的变质热事件。
5 岩石地球化学特征 5.1 主、微量元素组成对5个二长花岗质片麻岩样品进行了主、微量元素分析，结果见表 3。在Q-A-P图解中，这些样品基本上落在二长花岗岩的范围 (图 6c)；岩石总体富钾，具有较高的K2O/Na2O比值 (1.3~1.8)，在K2O-SiO2图解中，主要落在高钾-钾玄质岩石系列中(图 6a)；相对富碱(Na2O+K2O含量为8.0%~9.8%)，贫Ca (CaO﹤2.6%)，在Na2O+K2O-CaO vs. SiO2图解中 (图 6b)，所有样品都落在碱钙性-碱性的范围中；在K-Ca-Na图解中显示了向高K钙碱性系列演化的特征(图 6d)。这些样品显示了变化的SiO2含量 (65.1%~71.5%)，总体贫MgO、CaO、TiO2，Al2O3含量为13.8%~15.7%，A/CNK=0.96~1.16，显示出准铝质-弱过铝质的特征，具有中等到低的Mg# (25~40)，Mg# 随SiO2含量增大并无明显变化。总体来看，这些二长花岗岩质岩石样品显示了和怀安地区早元古代初期的黑云母二长花岗岩相似的特征 (Zhang et al., 2011, 见图 6)。
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表 3 二长花岗质片麻岩主量(wt%)、微量和稀土元素(×10-6)分析结果 Table 3 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) concentrations of the monzonitic granitic geneisses |
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图 6 二长花岗质片麻岩的岩石化学特征 (a) K2O vs. SiO2图解(据Le Maitre et al., 1989); (b) Na2O+K2O-CaO vs. SiO2图解(据Frost et al., 2001); (c) Q-A-P图解:1-富石英花岗岩; 2-碱性长石花岗岩; 3a-正长花岗岩或普通花岗岩; 3b-二长花岗岩; 4-花岗闪长岩; 5-英云闪长岩; 6*-石英碱性长石正长岩; 7*-石英正长岩; 8*-石英二长岩; 9*-石英二长闪长岩; 10*-石英闪长岩; 6-碱性长石正长岩; 7-正长岩; 8-二长岩; 9-二长闪长岩; 10-闪长岩; (d) K-Na-Ca图解.黑云母二长花岗岩数据引自Zhang et al., 2011 Fig. 6 Petrochemical features of the monzonitic granitic geneisses |
二长花岗质片麻岩样品的稀土总量为152×10-6~212×10-6，稀土元素组成上显示了富集LREE，轻重稀土分馏显著(LREE/HREE比值为10.9~33.0，(La/Yb)N为12.40~71.73)，弱的Eu负异常到正异常(δEu=0.76~1.71)的特征(图 7a)；微量元素组成上(图 7b)，总体显示了富集大离子亲石元素(Rb、Ba)、LREE (La、Ce)，亏损HFSE(Nb、Ta、Ti、P、Th、U)的特征。Fe2O3、CaO与Nb、Ta、Zr、Hf、Y、中重稀土随着SiO2含量增高而逐渐降低可能反映了角闪石以及副矿物锆石、磷钇矿、榍石等的结晶分异作用；而Sr，Ba以及Eu*/Eu值随岩浆演化无明显的变化趋势，说明岩浆形成过程中长石的分离结晶不显著。这些样品均显示了非常低的Th、U含量(Th﹤5.17×10-6，U﹤0.48×10-6)，可能是受到后期变质作用的影响，因为在绿片岩相变质条件下富Th、U矿物褐帘石的破坏会导致花岗岩中Th、U的流失(Drüppel et al., 2009)。
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图 7 二长花岗质片麻岩的稀土元素和微量元素配分图(球粒陨石值和原始地幔值引自Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 REE and trace elements patterns of the monzonitic granitic geneisses (chondrite data and primitive mantle data after Sun and McDonough, 1989) |
对二长花岗质片麻岩以及一个花岗闪长质片麻岩样品进行了Nd同位素分析，结果见表 4。其中二长花岗质片麻岩的初始143Nd/144Nd值为0.509375~0.509442，fSm/Nd值为-0.62~-0.48，亏损地幔模式年龄为2.84~2.71Ga，对应的εNd(t=2.50Ga)为-0.39~0.92；而花岗闪长质片麻岩的初始143Nd/144Nd值为0.509342，fSm/Nd值为-0.46，亏损地幔模式年龄为2.93Ga，对应的εNd(t=2.50Ga)为-1.06。这些岩石的Nd同位素组成特征反映其岩浆成因有更古老的地壳物质的贡献。
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表 4 花岗闪长质片麻岩和二长花岗质片麻岩的Nd同位素特征 Table 4 Nd isotope results of the granodioritic geneiss and monzonitic granitic geneiss |
样品的锆石Hf同位素分析结果见表 5。所有锆石颗粒的176Lu/177Hf比值均很低 (小于0.001)，说明锆石形成后接收放射性Hf积累量很低，能有效地代表岩石形成时源区的性质。我们分别计算了Hf同位素的单阶段模式年龄和二阶段模式年龄，由于锆石的Lu/Hf比值显著小于大陆地壳Lu/Hf比值，二阶段模式年龄能更好的反映其源区物质从亏损地慢被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留年龄。
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表 5 花岗闪长质与二长花岗质片麻岩锆石的Hf同位素数据 Table 5 Hf isotope results for zircons from the granitic geneisses (samples D-76 and D-67) |
花岗闪长质片麻岩样品(D-03, D-53)锆石核幔部的176Hf/177Hf初始比值变化范围在0.281056~0.281246之间。εHf(t)值为-5.8~1.3，平均值为-1.6，单阶段Hf模式年龄 (tDM1)变化在3.04~2.74Ga之间，平均值为2.9Ga；二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化在3.19~2.82Ga之间，平均值为3.01Ga。二长花岗质片麻岩(D-76)锆石176Hf/177Hf初始比值在0.281232~0.281410之间，靠近上交点附近的11个岩浆锆石核部分析点的εHf(t)值变化范围在0.11~1.85之间，对应的单阶段Hf亏损地幔模式年龄为2.73~2.66Ga，平均值为2.71Ga，而二阶段Hf模式年龄2.84~2.76Ga，平均值为2.8Ga。锆石Hf同位素组成也反映在岩浆形成过程中有更古老地壳物质的贡献。由于条带状花岗质片麻岩(D-67)的锆石经历了强烈的变质改造，其Hf同位素组成并没有明确的地质意义。
在εHf(t)值与年龄的图解中 (图 8)，二长花岗片麻岩的样品主要落在3.00~2.75Ga地壳演化线之间，而花岗闪长质片麻岩样品落在3.00Ga地壳演化线附近。综合前人的锆石U-Pb年代学和Nd-Hf同位素研究资料，在该区和相邻地区确实存在更古老 (3.0~2.9Ga)的基底岩石 (刘敦一等, 1997; Jiang et al., 2010)，Zheng et al. (2004) 在汉诺坝玄武岩的麻粒岩捕掳体中发现了3.1~2.8Ga的锆石U-Pb年龄，承德凤山以及河北东部也发现了较老的锆石U-Pb年龄记录 (刘树文等, 2007b; Nutman et al., 2011)。
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图 8 锆石εHf(t)-207Pb/206Pb年龄图解 2.75Ga锆石Hf同位素数据引自Jiang et al. (2010) Fig. 8 The plots of εHf(t) vs. crystallization age of the zircons |
二长花岗质片麻岩样品显示了富LREE、弱到正的Eu负异常、高Ba、中等高Sr和亏损HFSE的特征，可以和太古代TTG质岩石相类比，但是显著富钾，高K2O/Na2O比值(1.3~1.8)的特点与TTG质岩石不同，说明两者的源区与形成条件存在差别。这些岩石显示了中等高的Sr含量(204×10-6~470×10-6)，说明部分熔融过程中有较多的长石进入了熔体相；Y含量较大的变化范围 (5.30×10-6~24.7×10-6)，以及总体偏低的(La/Yb)N和Sr/Y比值(如相对低SiO2样品(D-72)的(La/Yb)N值为12.4，Sr/Y比值为11.8，显著低于TTG岩石)，表明源区残留相中石榴子石含量较少，同时也说明这些岩浆形成深度相对TTG质岩石偏低。
这些岩石高Si、富K、富集LILE，低Mg#，亏损Cr、Co、Ni、Nb、Ta、Ti、P等元素的地球化学特征类似于世界上其他地区出露的新太古代高K花岗岩 (Shang et al., 2007, 2010; Almeida et al., 2007; Drüppel et al., 2009)，表明它们可能具有相似的形成过程。新太古代高K花岗岩通常被认为是早期TTG片麻岩部分熔融的结果，实验岩石学研究也支持这一观点 (Kleinhanns et al., 2003; Lopez et al., 2006)。但是这些二长花岗质样品较低的SiO2含量(65.1%~71.5%)，表明它们不可能单独由TTG质岩石通过低程度的部分熔融产生，熔融源区还应该存在基性组分的贡献。Lopez et al. (2006) 对不同源区组分部分熔融形成的高K花岗岩的地球化学特征进行了实验模拟，在其建立的A/CNK vs. K/Na和A/CNK vs. Mg#图解中 (图 9)，这些样品基本上都落在英云闪长岩脱水部分熔融到基性岩浆和英云闪长质地壳混合源区的范围。而富集的基性火山岩部分熔融或者地幔来源组分的加入通常用来解释偏中性的高K闪长岩-花岗闪长岩的成因 (Lopez et al., 2005; Martin and Moyen., 2005; Drüppel et al., 2009)，因此这些二长花岗质岩石的源区可能是由TTG组分与基性下地壳或幔源组分共同组成。
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图 9 熔融源区示踪图解：K/Na - A/CNK图解(a)和Mg#-A/CNK图解(b)(据Lopez et al., 2006) 图中灰色充填部分代表不同源区不同条件下形成的熔体:Pm Am-角闪岩的部分熔融；Pm-Ton-英云闪长岩的部分熔融；Fl-pr Ton含水条件下英云闪长岩的部分熔融；Fl-abs Ton贫水条件下英云闪长岩的部分熔融；Bas-Ton基性岩浆与英云闪长岩相互作用 Fig. 9 K/Na vs. A/CNK (a) and Mg# vs. A/CNK (b) plots (after Lopez et al., 2006) The partial melting of amphibolite (pm Am) and of tonalite (pm-Ton) under water-present (fl-pr Ton) as well as water-absent conditions (fl-abs Ton), and by the interaction between basic magma and tonalitic crust (Bas-Ton) are illustrated as grey shaded fields |
二长花岗质岩石较低的εNd(t)值(-0.39~0.92)、较大的Nd亏损地幔模式年龄(2.84~2.71Ga), 以及与之相应的锆石εHf(t)=0.11~1.85、tDM1=2.73~2.66Ga和tDM2=~2.80Ga的特征值，表明其岩浆源区主要为古老下地壳物质并可能含有一定的新生幔源组分。在εHf(t)值与年龄的图解中(图 8)，这些样品主要落在3.00~2.75Ga地壳演化线之间。前人研究资料显示，2.70Ga可能是华北克拉通早期一次重要陆壳生长期，如Jiang et al.(2010) 对汉诺坝玄武岩中辉石岩包体进行锆石激光测年获得了2715±21Ma的年龄，并且这些锆石显示了亏损地幔的Hf同位素特征(图 9)，这一发现反映该区存在2.70Ga左右的新生地壳。二长花岗质岩石的锆石Hf模式年龄与这一年龄相近，说明岩浆源区可能有2.70Ga左右形成的新生地壳的贡献。这些新生地壳与早期TTG质岩石的混合源区发生部分熔融形成了中酸性岩浆，其上升和侵位过程中发生一定程度的分离结晶作用。
6.2 对区域构造演化的指示意义关于华北克拉通新太古代构造体制的性质和成因仍存在很大争议，基于不同地区的变质岩的变质变形构造、岩石组合以及年代学研究，一些学者提出了不同的构造演化模式。目前主要流行两种模式，即岩浆弧和地幔柱模式。地幔柱模式虽然能很好的解释华北克拉通东部区域上广泛分布的新太古代末期(2.56~2.50Ga)TTG质岩浆活动与其变质作用时间(~2.50Ga)非常接近的特征 (Yang et al., 2008; Grant et al., 2009; 赵国春, 2009)，但是和华北克拉通东部相比，中部带至今没有确切的太古代末期的变质年龄记录 (耿元生等, 2010)。总结区域上新太古代变质岩详细的U-Pb年代学资料 (表 6)显示，怀安，宣化等地报道的 2.52~2.46Ga TTG质岩浆活动，与该地区花岗闪长质岩浆活动的时间基本一致。根据Liu et al. (2009) 的研究，这些TTG质岩石显示了俯冲洋壳部分熔融的特征，表明新太古代区域上可能存在与洋壳俯冲相关的岛弧或大陆边缘弧的构造背景，而本文研究的花岗闪质片麻岩的源区存在大量的再循环的古老地壳物质，暗示该区可能与大陆边缘弧的构造背景有关。
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表 6 冀西北及其邻区新太古代变质岩年龄 Table 6 Summary of isotopic ages for Neoarchean metamorphic rocks in northwestern Hebei Province |
一些研究者认为中部带的弧岩浆活动一直延续到早元古代末期，东西陆块之间的大洋直到1.85Ga才完全消失 (Kröner et al., 2005; Zhao et al., 2006)。但是，不少研究者对新太古代-早元古代末期长达7~8亿的构造岩浆旋回 (或者7~8亿的长寿大洋)提出了质疑 (陈斌等., 2006; 耿元生等, 2010; 张旗, 2011)。大量的壳融花岗岩浆活动(如高钾的GGM组合)以及强烈的变质作用是克拉通化完成的重要标志 (Frost et al., 1998; Kampunzu et al., 2003; Moyen et al., 2003; Zhai and Santosh, 2011)。本文获得的二长花岗质岩岩浆侵位(~2.44Ga)发生在区域TTG岩浆活动之后，与怀安地区出露的黑云母二长花岗岩(~2.44Ga)、紫苏辉石花岗岩(~2.46Ga)的岩浆活动时代基本一致 (Zhang et al., 2011)，而且区域上变质年代学资料记录了2.50~2.40Ga期间的麻粒岩相变质作用 (刘敦一等, 1997; 刘树文等, 2007b)，表明2.50~2.40Ga期间该地区可能发生了局部的碰撞过程。嵩山地区TTG和高钾GGM岩石组合的成因研究也显示了类似的结果 (周艳艳等, 2009; Zhou et al., 2011)，这些资料说明新太古-早元古代初期 (2.50~2.40Ga)中部构造带局部可能存在弧-陆或者微陆块之间的碰撞拼接过程。
条带状花岗片麻岩的变质锆石以及花岗闪长片麻岩的锆石变质增生边的年龄测试结果显示，2.37~2.30Ga期间该地区可能经历了一次强烈的变质热事件。刘树文等(2007b)对承德单塔子杂岩的年代学研究也发现了大量这一时期变质年龄的记录；在五台-阜平以及太华地区也都存在该时期的岩浆活动的记录(Kröner et al., 2005; Wan et al., 2003; 耿元生等, 2006; 第五春荣等, 2007)。这些年代学资料说明2.37~2.30Ga的热事件在这些地区，可能包括中部构造带都具有普遍的意义。一些学者曾对这次事件的性质进行了探讨，如耿元生等(2006) 认为2.36Ga左右的盖家庄偏碱性花岗岩是古元古代早期拉张阶段岩浆活动的产物；Zhao et al. (2006) 认为2.30GaMa左右的基性岩墙群是弧后盆地拉张的结果；而陈斌等(2006) 认为从晚太古代到2.30Ga和2.30~1.80Ga可能为两次岩浆构造旋回。依据目前资料来看，2.37~2.30Ga的热事件可能是新太古-早元古代初期 (2.50~2.40Ga)局部碰撞之后发生的一次强烈伸展事件。
另外，本次测定的一些变质锆石的年龄结果亦反映出该地区存在1.85Ga左右的变质事件，这一点与前人的研究结果吻合。而该地区或附近地区前寒武纪变质岩几乎都有这次变质事件的记录 (Zheng et al., 2004; Guo et al., 2005; Jiang et al., 2010)，它可能代表华北克拉通东西陆块最终碰撞发生的时间 (赵国春等, 2002)。
7 结论通过对桑干杂岩原涧沟河组花岗闪长质片麻岩、条带状花岗质片麻岩和二长花岗质片麻岩的地球化学、锆石U-Pb年代学以及Nd-Hf同位素研究，我们得到以下几点认识：
(1) 崇礼地区花岗闪长质岩浆活动发生的时间和区域上TTG岩浆一致 (2.54~ 2.50Ga)。而二长花岗质岩浆侵位在区域TTG岩浆活动之后 (~2.44Ga)，可能与区域上发生的麻粒岩相变质事件相对应；2.37~2.30Ga该地区经历了一次强烈热扰动，可能与区域当时强烈的碱性岩浆和镁铁质岩浆活动相关。
(2) 2.54~2.50Ga的花岗闪长质片麻岩具有较低的εNd(t)(-1.06)和锆石εHf(t)(平均值为-1.6)以及较老的Hf模式年龄，表明其熔融源区含有大量古老再循环地壳物质，反映当时区域上存在3.0~2.9Ga的古老陆壳。
(3) 所有这些二长花岗质片麻岩在地球化学特征上高SiO2、K和低Mg#等以及类似球粒陨石的εNd(t)值(-0.39~+0.92)和正的锆石εHf(t)值(+0.11~+1.85)的同位素特征表明它们可能为更早的岩石(可能含有TTG质岩石或新生地壳物质)重熔作用的产物。
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