2014, Vol. 30
华北克拉通是世界最古老的克拉通之一，无论在前寒武纪地质演化还是中生代克拉通破坏方面，它都吸引了许多中外地质学家的广泛关注(Zhao et al., 2001; Zhai and Santosh et al., 2011; Bai et al., 2013)。华北克拉通主要由太古代-古元古代变质基底和中元古代-中生代盖层构成，其变质结晶基底记录了早前寒武纪形成演化历史。近年来关于华北克拉通基底的构成和演化研究取得了较大的进展，主要表现在：(1)地质年代学研究获得了大量高精度锆石U-Pb年龄数据，确定了辽宁鞍山地区存在~3.8Ga的老地壳地质记录，并在辽东本溪、冀东曹庄、华北克拉通南缘不同地点发现老于~3.4Ga的碎屑锆石纪录和冥古宙锆石年龄纪录(Liu et al., 1990，1992; Nutman et al., 2011; Jahn et al., 1988; Cui et al., 2013)；(2)通过锆石U-Pb同位素年代学、Lu-Hf同位素体系和全岩Sm-Nd同位素研究，确定了早期地壳生长主要集中在~2.7Ga和~2.5Ga(耿元生等，2010; Geng et al., 2006，2012; Wan et al., 2011; Liu et al., 2011，2012; Wang et al., 2001，2012a，b，2013; Kroner et al., 2005; Wilde et al., 2005; Wu et al., 2005)；(3)关于早-中元古代铁镁质岩墙群研究确定了壳幔作用过程(Peng et al., 2007，2005; Li et al., 2010; Zhai et al., 2003; Hou et al., 2008)和(4)关于华北克拉通研究影响最大的早前寒武纪变质基底构成和演化的研究。伍家善等(1998)认为华北克拉通由五个微陆块构成，其中胶辽和迁怀地块在2.5Ga拼合，后又与其它三个变质地块相继碰撞拼合，在1.8Ga最终克拉通化。Zhai et al.(2000)和Zhai and Santosh(2011)提出六分方案，认为胶辽、迁怀、阜平、集宁、许昌和阿拉善六个微陆块在太古宙末期(~2.5Ga)就已经通过弧陆碰撞拼合，并形成统一的克拉通基底。Zhao et al.(2001，2005，2012)将华北克拉通划分为东部陆块、西部陆块和中央造山带，其中，中央造山带由东西陆块碰撞形成。然而关于东部、西部陆块的俯冲极性及拼贴时间存在较大的争议，一些学者认为是向东俯冲，并在1.85Ga左右发生碰撞(Zhao et al., 2001，2005)，而另一些学者认为是向西俯冲，而拼贴时间是2.5Ga左右(Kusky， 2011a，b)，还有学者提出了古元古代双向俯冲(Santosh，2010)和华北克拉通曾分别于2.1Ga和1.9~1.8Ga期间发生了两次向西俯冲(Faure et al., 2007; Trap et al., 2011; Zhang et al., 2007，2009)。这些从不同侧面对华北克拉通早前寒武纪变质基底的探讨和争论大大地促进了对华北克拉通早期形成和演化的深入研究。
冀东位于华北克拉通东部陆块北部(图 1)，主要由太古代-古元古代的变质结晶基底和中元古代-中生代未变质盖层构成。目前，冀东地区所报道的早中太古代岩石年龄或锆石年龄集中在3.5~3.88Ga，其中最老的锆石年龄为3.88Ga(Nutman et al., 2011)；而晚太古代岩石记录的年龄集中在2.5~2.6Ga左右，其中，绝大多数是花岗质侵入体年龄(如TTG、紫苏花岗岩等)，如渔户寨、秋花峪和崔杖子等地区的花岗质岩石的年龄分别为2550Ma、2515Ma和2492Ma(Geng et al., 2012，2006)；安子岭花岗岩的成岩年龄为2526~2515Ma(Yang et al., 2008)；Nutman et al.(2011)亦提出冀东晚 太古代三次主要的岩浆活动 期分别为2550~2535Ma、2530~2520Ma和2500~2490Ma；Bai et al.(2014)报道了冀东闪长质片麻岩、奥长花岗岩以及富含石英的奥长花岗质片麻岩的侵位年龄集中为2513~2535Ma。除此之外，仅有少量中基性变质火山岩的成岩年龄被报道，如洒河桥地区的变质火山岩其原岩结晶年龄为2518~2614Ma(Guo et al., 2013)。另一方面，关于本区的构造背景探讨一直饱受争议，一部分学者认为该区晚太古代时期是由地幔柱主导的构造环境(Zhao et al., 2001，2005，2012; Yang et al., 2008; Geng et al., 2006)，而另一些学者却认为是岛弧相关的俯冲构造背景(Zhai and Windley， 1990; Zhai et al., 2001; Polat and Kerrich， 2006; Polat et al., 2006; Wang et al., 2009; 刘树文等，2010; Liu et al., 2011，2012; Nutman et al., 2011; Wang et al., 2012a，2013; Guo et al., 2013)。
 | 图 1 冀东地质图(据孙大中，1984修改) 插图为Zhao et al., 2005提出的华北克拉通基底构造单元划分 Fig. 1 Geological map of the eastern Hebei Province(modified after Sun，1984) The left insert is a tectonic subdivision of North China Craton proposed by Zhao et al., 2005 |
青龙双山子-朱杖子地区位于冀东东部，先前的研究认为朱杖子-双山子地区变火山沉积序列属古元古代。卢功一和黄静好(1987)报道了双山子群鲁杖子组变余枕状斜长角闪岩的Rb-Sr全岩等时线年龄为2217±43Ma和朱杖子群张家沟组变质砾岩胶结物的Rb-Sr全岩等时线年龄为2228±136Ma；孙大中(1984)报道了朱杖子地区的Rb-Sr全岩等时年龄分别为2228±136Ma、1924±66Ma和2064±314Ma。近几年来，耿元生等(1999)报道了青龙西南部姚家沟附近的斜长角闪岩和西汉沟发育变余枕状构造的斜长角闪岩的Sm-Nd全岩等时年龄分别为2696±185Ma和2793±69Ma，认为它们形成于太古宙；孙会一等(2010)指出朱杖子群底部张家沟组砾岩中的砾石中岩浆锆石和基质中的的碎屑锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为~2510Ma；Lü et al.(2012)报道了该区朱杖子群变酸性岩和双山子群变基性岩的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2511±12Ma和2503±13Ma。因此该区变质岩系的时代不是元古代而是新太古代，这是朱杖子-双山子地区表壳岩研究的新进展。
综上所述，不难看出冀东地区前寒武纪研究主要集中在太古宙花岗质岩石方面，而表壳岩研究程度相对较低，尤其缺乏系统的岩石组合、地球化学及其对壳幔作用特征的探讨。近年来虽然关于青龙朱杖子-双山子地区这套浅变质表壳岩系已经有一些定年研究，但是部分年龄数据解释和地质意义并不清楚，尤其是关于它们的地球化学性质和构造背景方面的研究甚少。本文主要报道关于冀东青龙朱杖子-双山子地区变质表壳岩系中浅变质火山岩的岩石组合、地球化学和锆石U-Pb、Lu-Hf同位素特征，旨在探讨冀东新太古代晚期的构造背景及壳幔演化特征。
1 地质概况
自1960年开始，长春地质学院、河北省地质局区调二队、天津地质矿产研究所、北京大学等均对冀东早前寒武地层划分进行过系统的研究，并提出了各自的划分意见(孙大中，1984；张贻侠等，1986；卢功一和黄静好，1987；钱祥麟等，1985)。长春地质学院首次建立了太古界单塔子群和下元古界双山子群、朱杖子群(转孙大中，1984)；张贻侠等(1986)认为这三个群均属太古界，并重新命名为迁西群、单塔子群和朱杖子群等；孙大中(1984)将太古界划分为迁西群和八道河群，下元古界分为双山子群和青龙河群；钱祥麟等(1985)认为太古界由迁西群和滦县群组成，下元古界由单塔子群和朱杖子群构成。近年来关于冀东太古宙花岗岩研究表明，这些前人划分的前寒武地层系统中存在大量的深成英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩侵入体，即TTG片麻岩，此外还存在紫苏花岗岩等，在一些地区变质表壳岩仅以大小不等的残留体、顶垂体或者捕掳体分布于花岗质岩石中(贺同兴等，1992；林强等，1992)。在前人研究基础上，结合野外考察和室内薄片鉴定，我们重新绘制了冀东变质基底区的地质图，并勾勒了表壳岩、TTG片麻岩以及紫苏花岗岩的大致范围(图 2)。
 | 图 2 冀东朱杖子-双山子群地质简图(据孙大中，1984修改)Fig. 2 Geological map of Zhuzhangzi Group and Shuangshanzi Group in the eastern Hebei(modified after Sun，1984) |
本文所研究的青龙朱杖子-双山子地区表壳岩系被孙大中(1984)划分为双山子群和青龙河群(即朱杖子群)。其中，双山子群包括茨榆山组、鲁杖子组和下白城组。茨榆山组中下部为厚层状角闪黑云斜长变粒岩，(绿帘)黑云斜长变粒岩夹少量浅粒岩；上部层位含石榴石黑云片岩和角闪磁铁石英岩；鲁杖子组包括变余枕状斜长角闪岩、变余斑状斜长角闪岩、片状黑云斜长角闪岩、变余斑状斜长变粒岩、变余斑状绢云石英片岩及黑云斜长变粒岩等；下白城组主要为变粒岩，局部发育片岩。该群岩石普遍遭受高绿片岩相-低角闪岩相变质作用，且与下伏地层不整合接触。而青龙河群(朱杖子群)包括张家沟组和桲罗台组。其中，张家沟组以变质砾岩为主，夹薄层状斜长变粒岩、云母片岩和含石榴石二云片岩；桲罗台组下部为中厚层黑云(二云)斜长变粒岩夹角闪黑云斜长变粒岩、二云斜长片岩，向上为含石榴石二云片岩与黑云斜长变粒岩互层。该岩群以变沉积岩为主，普遍遭受低绿片岩相变质作用，并被上覆中元古界长城系地层覆盖(孙大中，1984；沈保丰等，2005)。本文采集了朱杖子-双山子地区10个表壳岩样品，分别采自双山子群鲁杖子组和下白城组，野外以厚层状产出(图 3a，b)。
 | 图 3 双山子群野外及显微镜下地质特征 (a，b)-双山子群火山岩呈层状产出；(c)-斜长角闪岩；(d)-斜长角闪岩中发育的两期角闪石，粒度小呈短柱状的为早期角闪石，粒度大呈长柱状的为晚期角闪石；(e)-黑云角闪斜长片麻岩，暗色矿物定向排列；(f)-二云母长英质片麻岩，发育有石英斑晶.Amp-角闪石；Pl-斜长石；Qz-石英；Bi-黑云母；Ms-白云母 Fig. 3 The outcrop and mircrographs of metamorphosed volcanic rocks from Shuangshanzi Group (a，b)-volcanic rocks of Shuangshanzi Group with bedded occurrence;(c)-amphibolite;(d)-amphibolite with two-stage amphiboles，amphibole of first stage is fine-grained and short column，later stage is coarsed-grained and long column;(e)-biotite amphibole plagioclase gneiss;(f)-two-mica felsic gneiss with quartz phenocryst. Amp-amphibole; Pl-plagioclase; Qz-quartz; Bi-biotite; Ms-muscovite |
我们采集了双山子群具有代表性的10个样品，根据其矿物组合和结构构造等特征将其划分为斜长角闪岩和长英质片麻岩两大类，样品的岩性、采样位置及矿物含量详见表 1。
 | 表 1 分析样品采集地点和岩性 Table 1 Locations and lithology of collected samples of Shuangshanzi Group |
样品11JD40-1、11JD39-2和11JD40-2均为斜长角闪岩，中细粒粒状变晶结构，块状-弱片麻状构造(图 3c，d)。主要矿物组合为石英(8%~9%)、斜长石(16%~33%)、黑云母(0%~19%)和角闪石(46%~54%)，副矿物主要有磷灰石、磁铁矿、绿泥石和褐帘石等，部分斜长石发生了绢云母化，角闪石发生绿泥石化或阳起石化。样品11JD40-1薄片中还观察到变余气孔-杏仁构造，被角闪石和斜长石交代或填充(图 3d)。其中，一期角闪石呈细粒短柱状，部分发生蚀变，推测为早期原生角闪石；另一期角闪石呈中粒长柱状或针状，其交叉叠加在早期角闪石颗粒上，晶型相对完整，是变质过程中交代或者填充的矿物。 2.2 长英质片岩、片麻岩
样品11JD39-1为黑云角闪斜长片麻岩(图 3e)，中细粒鳞片粒状变晶结构，片麻状构造，主要矿物组合为石英(27%)、斜长石(46%)、黑云母(12%)、角闪石(15%)，副矿物主要为磷灰石、锆石、磁铁矿等，斜长石发生绢云母化蚀变。样品11JD42-1、11JD42-2、11JD42-3、11JD42-4、11JD42-5和11JD43-1为长英质片岩/片麻岩，中细粒鳞片粒状变晶结构(图 3f)，主要矿物组合为石英(30%~38%)，斜长石(11%~21%)，钾长石(9%~23%)，白云母(9%~17%)，黑云母(8%~31%)，副矿物主要有绿帘石、角闪石、锆石、磷灰石等。 3 分析测试方法
本文共选择研究区10个具有代表性新鲜样品进行全岩主、微量元素化学分析，并对样品11JD39-1和11JD42-2进行了锆石原位U-Pb和Lu-Hf同位素测试分析。
样品的主量元素分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，所用仪器为扫描型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)，分析采用国际标样GSP-2、JG-2和GBW02103。样品烧失量是将样品加热至1050℃后称量所损失的重量。主量测试分析精度在0.5%以内，详细分析测试方法可见Liu et al.(2004，2005)。样品的微量元素和稀土元素测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。微量前处理过程中，首先精确称取岩石粉末25mg，加入1.5mL HNO3和1.5mL HF酸后再80℃下加热24h。待蒸干后加入1.5mL HNO3、1.5mL HF酸和0.5mL HClO4，并放置于高压罐中恒温180℃加热48h。最后，用1%的HNO3将样品稀释到50mL，待测。最后使用标样GSR15(斜长角闪岩)和GSR14(花岗质片麻岩)，每分析10个样品测量一次标样和一个重复样，一般微量元素测试误差低于5%，而Nb、Ta低于10%。关于ICP-MS的详细测试方法见Liu et al.(2012)。
锆石单矿物分离是在河北区测队(廊坊)完成，先将大约10kg重的样品粉碎至80~100目，经过常规浮选和磁选方法分离后，在双目镜下挑纯。之后将挑好的锆石颗粒，连同标样QingHu(QH)，放置于DEVCON环氧树脂中，待固结后再抛磨至原粒径的二分之一左右，从而使得锆石内部充分曝露，然后对锆石靶进行显微镜透反射光照相。锆石的阴极发光图像(CL)在北京大学扫描电镜室完成。锆石U-Pb同位素年龄测试分析在中国地质大学(北京)地质实验中心使用电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成，激光束斑直径为30μm，激光剥蚀深度为20~40μm。锆石年龄采用91500作为外部标样，元素含量采用NIST610作为外标，具体分析技术见Yuan et al.(2008)。 207Pb/206Pb，207Pb/238U，208Pb/232Th比值及表观年龄计算使用GLITTER 4.4(van Achterbergh et al., 2001)。锆石同位素年龄计算和谐和年龄图等使用了Isoplot(ver 3.0)软件完成。锆石Lu-Hf同位素分析测试在中国地质科学院完成，实验使用了Thermo Finnigan Neptune多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和UP213nm激光系统，详细测试方法见侯可军等(2007)。 4 分析结果 4.1 元素活动性探讨
本文分析的10个样品的全岩主微量地球化学分析数据见表 2。样品经历了绿片岩相-低角闪岩相变质，且遭受过后期蚀变等扰动，因而在使用地球化学元素进行样品的地球化学定名、分类及成因解释之前，有必要对元素的活动性进行探讨。
| 表 2 全岩常量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)分析数据和主要参数 Table 2 Analyzed whole-rock data for metamorphosed volcanic rocks and major parameters(major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
前人研究表明，轻稀土元素(LREE)比重稀土元素(HREE)更易受到后期热扰动影响，中稀土(MREE)居于二者之间，绝大多数高场强元素(HFSE)，稀土元素(REE，除了Ce和Eu)，以及Cr、Co、Ni、Sc和V均可以在蚀变、高角闪岩相以下变质作用中保持相对稳定，而大离子亲石元素(LILE)，如Cs、Na、K、Rb、Ba、Sr等，则相对容易在后期热事件中发生活动(Humphris and Thompson， 1978; Liu et al., 2012)。Polat and Hofmann(2003)对经历过中高级变质作用岩石的元素活动性进行了讨论，并提出当样品的烧失量过大(LOI>6%)，Ce发生明显异常(Ce*>1.1或<0.9，Ce*=CeN/(LaN×PrN)1/2)时，则样品受后期蚀变或其它热事件影响较大。此外，与不活动元素Zr的相关系数(R)大于0.75则认为该元素比较稳定，并未受后期热事件明显扰动。
本文所采集的样品均为新鲜样品，且在采集过程中避开后期脉体，样品的烧失量很低，为0.88%~2.09%；10个样品的Ce*为0.97~1.05(除了11JD42-2和11JD42-3样品的Ce*均为1.26)，在球粒陨石标准化稀土元素图谱上并未呈现明显Ce异常，这些都表明所分析样品的原始化学成分并未受到后期事件的明显改造(Polat and Hofmann， 2003)。
此外，我们计算一些代表性元素与不活动元素Zr的相关系数，这10个样品的Zr与SiO2的相关系数为0.64，Zr与碱质元素Na的相关系数为0.87，与稀土元素La的相关系数为0.77，与高场强元素Nb的相关系数为0.82，与Th的相关系数为0.82，表明不同类型的微量元素与Zr均有良好的相关性，这10个样品的Si、Na、La、Nb、Th等元素相对稳定，因此，碱性元素、稀土元素、高场强元素、Th等可用于样品岩浆过程讨论和成因解释，而Rb、Sr等已发生活动，不宜使用。 4.2 全岩地球化学分析结果
分析结果显示这10个样品的SiO2含量为49.7%~71.8%，由于碱质元素在本文样品保持了相对好的稳定性，因而采用SiO2-Na2O+K2O图对样品进行地球化学分类(图 4a)，双山子群10个样品分别落在流纹岩-英安岩区、安山岩-玄武质安山岩区以及玄武岩区域，其中，变流纹岩-英安岩样品包括11JD42-1、11JD42-2、11JD42-3、11JD42-4、11JD42-5和11JD43-1，岩性主要为云母长英质片岩或片麻岩；变安山岩样品包括11JD40-2和11JD39-1，岩性分别为黑云斜长角闪岩和黑云角闪斜长片麻岩；变玄武岩包括11JD40-1和11JD39-2，岩性均为斜长角闪岩。各类岩石的地球化学特征如下。
 | 图 4 双山子群变质火山岩地球化学分类图（a, 据Cox et al. , 1979; b,据Rollinson, 1993）
图中绿色方形为双山子群变玄武岩，红色圆为变安山岩，紫色菱形为变英安流纹岩；后图岩性符号同此图 Fig. 4Chemical classifications for metavolcanic rocks of Shuangshanzi Group (a, after Cox et al. , 1979; b, after Rollinson, 1993) Green square: meta basalt; red circle: meta andesite; purple rhombus: meta dacite rhyolite Symbols in the following figures are the same as those of this figure |
 | 图 5 哈克图解(SiO2与MgO、Al2O3、CaO、Na2O+K2O、Fe2O3和TiO2的双变量图解) Fig. 5 Harker diagrams(covariation diagrams of SiO2 versus MgO，Al2O3，CaO，Na2O+K2O，Fe2O3 and TiO2) |
该组2个样品在SiO2-Na2O+K2O图(图 4a)中落入安山岩-玄武质安山岩区域，具有相对较高的SiO2(53.7%~61.9%)、全碱(Na2O+K2O=2.12%~4.71%)、MgO(5.81%~14.1%)和Mg#(65~75)，较低的Al2O3(7.35%~13.1%)和TiO2(0.52%~0.53%)。在SiO2-K2O图解上(图 4b)，样品均落入中钾钙碱性系列。在哈克图解中(图 5)该组样品的SiO2含量与MgO、CaO和Fe2O3呈现负相关，而与Al2O3和Na2O+K2O呈现正相关，与TiO2无明显相关性。在球粒陨石标准化稀土图解中(图 6c)，这两个样品明显富集LREE而亏损HREE，Eu呈现轻微负异常，样品11JD40-2和11JD39-1的(La/Yb)N比值为6.98~13，(La/Sm)N比值为2.06~3.79，(Sm/Yb)N比值为3.39~3.42。在原始地幔标准化微量元素图解中(图 6d)该组样品呈现明显Nb-Ta-Ti的负异常特征。 4.2.2 变玄武岩类
该组岩石呈现最低的SiO2含量(49.7%~50.1%)和碱含量(Na2O+K2O=2.82%~3.16%)，最高的TiO2(1.51%~1.84%)，以及相对高的MgO(5.68%~6.53%)、Mg#(45~49，Mg#=100Mg2+/(Mg2++Fe2+))和Al2O3(12.2%~12.7%)，具有高的FeOT/MgO比值(2.17~2.60)，为拉斑玄武岩系列(Myashiro，1974)。在球粒陨石标准化稀土图解中(图 6a)，样品11JD40-1和11JD39-2呈现相对平坦的REE配分模式，其LREE轻微富集，无Eu异常，(La/Yb)N比值为1.51~2.15，(La/Sm)N比值为1.06~1.40，(Sm/Yb)N比值为1.43~1.54。而在原始地幔标准化图解中(图 6b)该组样品呈现轻微Nb的负异常，Ta和Ti无明显异常。
 | 图 6 球粒陨石标准化稀土图谱(a，c，e)和原始地幔标准化蛛网图(b，d，f)(标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns(a，c，e) and primitive mantle-normalized spidergrams(b，d，f)(normalization values after Sun and McDonough， 1989) |
该组样品具有最高的SiO2(63.6%~71.8%)、碱质含量(Na2O+K2O=7.06%~8.70%)和Al2O3(13.6%~16%)，最低的MgO(0.88%~3.03%)，Mg#(44~55)和TiO2(0.32%~0.54%)。在SiO2-K2O图解上(图 4b)，四个样品落入高钾钙碱性系列，样品11JD42-2和11JD42-4由于较高的K含量而落入粗玄岩系列。在哈克图解中(图 5)，该组样品随SiO2含量的增高，MgO、Al2O3、CaO、Fe2O3和TiO2含量逐渐减低，Na2O+K2O含量逐渐升高。在球粒陨石标准化稀土图解中(图 6e)，该组样品呈现明显右斜的稀土模式，(La/Yb)N比值为8.92~19.0，(La/Sm)N比值为4.13~5.62，(Sm/Yb)N比值为2.16~3.63，且无明显Eu异常。在原始地幔标准化微量元素图解中(图 6f)，该组样品均呈现明显Nb、Ta、P和Ti负异常。 4.3 锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素
本文对样品11JD39-1和11JD42-2进行了锆石原位U-Pb同位素测年和Lu-Hf同位素分析，详细分析数据和计算的参数列于表 3、表 4。
| 表 3 锆石U-Th-Pb同位素分析数据和计算的年龄 Table 3 Analytical data of zircon U-Pb isotopes and calculated age values |
| 表 4 锆石Lu-Hf同位素数据 Table 4 Analytical data of zircon Lu-Hf isotopes |
样品11JD39-1为黑云角闪斜长片麻岩，采自朱杖子西，与斜长角闪片麻岩互层产出，属于孙大中(1984)所划分的古元古代双山子群。主要组成矿物为黑云母(12%)、角闪石(15%)、长石(46%)和石英(27%)，还发育少量绿帘石及黑色不透明矿物，其岩石化学成分落在了安山岩区(图 4a)。
本文对样品11JD39-1共进行了25颗锆石25个点的分析。CL图像显示锆石呈长柱状或卵形(如点2、6，图 7a)，长宽比为41~21，大小为100~200μm。大多数锆石可见清晰的振荡环带(如点2、10、19、22，图 7a)，部分锆石还被灰色薄边包 围(点25，图 7a)，是后期退变质形成的。25个分析点的Th/U比值为0.39~1.20，均大于0.1。结合锆石的球粒陨石标准化稀土(REE)图解(图 7b)上Ce的正异常和HREE明显富集的特征，说明大多数锆石为岩浆成因。在 U-Pb谐和线图和年龄概率直方图上(图 7c，d)最大年龄峰期由17个分析点构成，点#11存在明显Pb丢失，其207Pb/206Pb表观年龄为2451±32Ma，没有参加年龄计算，其余16个分析点207Pb/206Pb表观年龄为2495±31Ma~2544±30Ma， 207Pb/206Pb权重平均年龄为2514±16Ma(MSWD=0.25)，所构建的上交点年龄为2513±19Ma(MSWD=0.22)，与其权重平均年龄一致。第二个年龄峰期由4个分析点构成(分析点#01，#02，#04和#05)，其207Pb/206Pb表观年龄为2251±30Ma~2350±30Ma，所构建的207Pb/206Pb权重平均年龄为2306±65Ma(MSWD=1.8)。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图(图 7c)中均落于谐和线下，存在明显的Pb丢失，构成的上交点年龄为2365±100Ma(MSWD=1.19)，与其207Pb/206Pb权重平均年龄较为相近。此外，分析点#15给出了最年轻的207Pb/206Pb表观年龄(2154±31Ma)，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图(图 7c)中，落在谐和线之下。还有3个表观年龄明显偏老的分析点(#13、#6和#20)，它们的207Pb/206Pb表观年龄分别为2802±29Ma、2904±30Ma和2613±31Ma，它们记录了岩浆上升和喷发过程中所捕获围岩的锆石年龄。因此，我们认为2514±16Ma代表了该样品岩浆先驱的结晶年龄，而较为年轻的2154±31Ma和2306±65Ma代表了后期构造热事件的改造。
 | 图 7 双山子群变安山岩(11JD39-1)锆石CL图像(a)、球粒陨石标准化的锆石稀土图谱(b，标准化值据Sun and McDonough， 1989)、U-Pb谐和线图(c)和年龄密度直方图(d) Fig. 7 Zircon CL images(a)，chondrite-normalized zircon REE patterns(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)，zircon U-Pb concordia diagram(c) and age distribution histogram(d)of Sample 11JD39-1 from Shuangshanzi Group |
此外，还对20颗已进行U-Pb定年的锆石进行了原位锆石Lu-Hf同位素测试，这20个分析点的表观年龄(t1)为2251~2904Ma，将各个分析点各自校正到其表观年龄(t1)，得到的176Hf/177Hf(t1)比值为0.281079~0.281259(表 4)，数值极为相近，说明Lu-Hf同位素体系并未在后期热事件活动中遭受破坏。20个测试分析点中，点#06、#13和#20的表观年龄分别为2904Ma、2802Ma和2613Ma，代表了捕获锆石的年龄，分别校正到各自的表观年龄，所得到的176Hf/177Hf(t1)比值为0.281079~0.281189，εHf(t1)为-1.2~9.5，单阶段模式年龄tDM为2798~2952Ma；剩余17个分析点的表观年龄为2251~2519Ma，将其校正到该样品成岩年龄(t2，2514Ma)，所得到的176Hf/177Hf(t2)比值为0.281106~0.281259，εHf(t2)为-2.5~2.9，单阶段模式年龄tDM为2711~2952Ma(表 4)。在年龄对εHf(t2)图上(图 8)，该样品分析点εHf(t2)值跨越CHUR线。
 | 图 8 锆石成岩年龄与εHf的协变图 红色三角为样品11JD39-1，紫色菱形为1JD42-2.除三个继承锆石#6、#13和#20各自校正到其表观年龄2904Ma、2802Ma和2613Ma外，样品11JD39-1的剩余分析点均校正到样品成岩年龄2514Ma，而样品11JD42-2均校正到成岩年龄2522Ma Fig. 8 Zircon εHf values versus Age(Ma)diagram Red triangle is sample 11JD39-1，purple rhombus is sample 11JD42-2. zircons from sample 11JD39-1 are corrected to 2514Ma except the inherited xenocrysts #6，#13 and #20 which are corrected to 2904 Ma，2802Ma and 2613Ma，respectively. Zircons from sample 11JD42-2 are corrected to 2522Ma |
样品11JD42-2为二云母长英质片麻岩，其岩石化学成分落在了流纹岩区(图 4a)，采自白城子-鲁杖子附近。该样品岩层与斜长角闪片麻岩互层产出，属于孙大中(1984)所划 分的古元古代双山子群。其主要组成矿物为白云母(10%)、黑云母(15%)、斜长石(20%)、钾长石(23%)和石英(32%)。
样品11JD42-2共测试了25颗锆石25个分析点。CL图像显示锆石为长柱状和椭圆-圆状，长宽比约为31~11，大小集中为60~150μm。部分锆石呈现模糊宽缓的振荡环带(如点14、18、20、22，图 9a)，深色内核及浅灰色变质边(如点23，图 9a)，或者无明显内部结构(如点12，图 9a)。25个分析点的Th/U比值为0.52~1.21，均大于0.1；结合锆石的球粒陨石标准化稀土图解上Ce的正异常，Eu轻微负异常和HREE明显富集的特征(图 9b)，说明绝大多数锆石为岩浆成因。25个分析点在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图(图 9c)上所构成不一致线的上交点年龄为2538±37Ma(MSWD=0.027)，在年龄密度直方图中(图 9d)，这25个分析点可分为两个年龄峰期，最主要的年龄峰值由23个分析点构成，其207Pb/206Pb表观年龄集中为2518±59Ma~2547±64Ma，207Pb/206Pb权重平均年龄为2534±25Ma(MSWD=0.015)。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图(图 9c)上，该组年龄峰值中有3个分析点(分析点#05，#14和#25)落在谐和线下，剩余20个分析点落在谐和线上，它们所构成的谐和年龄为2522±8Ma(MSWD=1.2，图 9c)，该值接近其所构成的加权平均年龄。剩余的两个分析点(#16和#22)的207Pb/206Pb表观年龄分别为2464±63Ma和2450±64Ma，所构成的207Pb/206Pb权重平均年龄为2457±88Ma(MSWD=0.024，图 9d)，落在谐和线下(图 9c)，为后期热事件导致了锆石的Pb丢失。因此，我们将上述最老的谐和年龄2522±8Ma解释为该样品岩浆先驱的结晶年龄，而较为年轻的权重平均年龄2457±88Ma为后期热事件的改造年龄。
 | 图 9 双山子群变流纹岩(11JD39-1)锆石CL图像(a)、球粒陨石标准化的锆石稀土图谱(b，标准化值据Sun and McDonough， 1989)、U-Pb谐和线图(c)和年龄密度直方图(d) Fig. 9 Zircon CL images(a)，chondrite-normalized zircon REE patterns(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)，zircon U-Pb concordia diagram(c) and age distribution histogram(d)of Sample 11JD42-2 from Shuangshanzi Group |
对21颗已进行U-Pb定年的锆石颗粒同时进行原位Lu-Hf同位素测试分析，将这21个分析点分别校正到其各自表观年龄(t1)后，得到的176Hf/177Hf(t1)比值为0.281132~0.281273，该组比值十分接近，证明所分析锆石的Lu-Hf同位素体系，并未明显受后期热事件扰动。将21个分析点校正到其成岩年龄(2522Ma，t2)后，所得到的176Hf/177Hf(t2)比值为0.281133~0.281274，εHf(t2)为-1.4~3.6，单阶段模式年龄tDM为2693~2881Ma。在年龄对εHf(t2)图解中(图 8)，该样品分析点跨越CHUR演化线。 5 讨论 5.1 岩石成因分析 5.1.1 变玄武岩类
该组岩石含有最低的SiO2(49.7%~50.1%)，最高的TiO2(1.51%~1.84%)，以及相对较高的MgO(5.68%~6.53%)和Mg#(45~49)，原岩相当于拉斑玄武岩。其轻稀土轻微富集，(La/Sm)N比值为1.06~1.40，(La/Yb)N比值为1.51~2.15，轻微Eu负异常或无异常(Eu*=0.87~1.02，Eu*=EuN/Sqrt(SmN×GdN))。其REE特征与富集型大洋中脊玄武岩(E-MORB)较为类似。大洋中脊玄武岩分为亏损型(N-MORB)和富集型(E-MORB)玄武岩，其中，N-MORB亏损强不相容元素(Disol/liq<1)，因而该类岩石的(La/Yb)N比值小于1，且呈现高εNd和低的87Sr/86Sr；而E-MORB则富集强不相容元素，因而其(La/Yb)N比值大于1，含有低εNd和高87Sr/86Sr(Hofmann，2003; Sun and McDonough， 1989; Arevalo and McDonough， 2010)。在原始地幔标准化蛛网图解上(图 6b)，该组样品呈现相对平坦，轻微Nb负异常的微量元素特征((Nb/La)PM=0.64~0.76)。但E-MORB发育高Nb含量(8.3×10-6，Sun and McDonough， 1989)及Nb的正异常，说明研究区样品不是E-MORB类岩石，且源区可能比E-MORB源区亏损。其Nb、Ta负异常特征可类比于岛弧岩浆特征，但与典型岛弧火山岩所发育的LREE强烈富集，HFSE强烈亏损特征相比，其REE分异不明显和轻微HFSE负异常的特征更类似于原始弧岩浆(Hollings and Kerrich， 2000; Kerrich et al., 1999)。将其与Kidd Creek所报道的原始弧玄武岩对比后发现，二者发育近乎一致的稀土、微量元素特征(Wyman et al., 1999)。综上，双山子群拉斑玄武岩可解释为原始弧玄武岩。
在La对La/Sm图解中(图 10a)，该组样品明显构成一条斜线，表明在其岩浆演化过程中，部分熔融占主导作用(Treuil and Joron， 1975)。在Sm对Sm/Yb图解中(图 10a)，该组样品11JD40-1和11JD39-2落入尖晶石二辉橄榄岩和尖晶石-石榴石二辉橄榄岩之间，熔融程度为12%~25%。此外，本组样品呈现较为平坦的HREE模式，证明其源区地幔的部分熔融残留相中石榴石很少，因而其部分熔融作用应发生于尖晶石二辉橄榄岩为主的区域，而样品中低的稀土总量及低La/Yb比值也可推测其发生了相对高程度的部分熔融，与岩浆起源于尖晶石二辉橄榄岩12%~25%的部分熔融一致。综上所述，受到俯冲板片流体交代后，尖晶石二辉橄榄岩弧下地幔楔发生12%~25%部分熔融，喷发形成了双山子群玄武岩。
 | 图 10 双山子群变火山岩成因和构造鉴别图 (a)La-La/Sm图解(据Treuil and Joron， 1975)，左上插图Sm-Sm/Yb(据Aldanmaz et al., 2000)；(b)La-Nb图解；(c)La-La/Nb图解(据赖绍聪和秦江锋，2009)；(d)Y-Nb图解(据Pearce et al., 1984) Fig. 10 Discrimination diagrams for petrogenesis and tectonic setting (a)La-La/Sm diagram(after Treuil and Joron， 1975)，insert Sm-Sm/Yb diagram(after Aldanmaz et al., 2000);(b)La-Nb diagram;(c)La-La/Nb diagram(after Lai and Qin， 2009);(d)Y-Nb diagram(after Pearce et al., 1984) |
该组样品11JD40-2和11JD39-1含有较高的SiO2(53.7%~61.9%)、MgO(5.81%~14.1%)和Mg#(65~75)，较低的Al2O3(7.35%~13.1%)和TiO2(0.52%~0.53%)，其原岩组分相当于钙碱性安山岩或玄武质安山岩(图 4a，b)。在La对La/Sm图解中(图 10a)，尽管该组两个样品构成斜线，可能为部分熔融成因，但是只有两个样品无法区分其为直线还是曲线，但是能说明它们不是结晶分异成因。值得注意的是该组样品均含有较高的MgO和Mg#，而实验结果表明，玄武质岩石部分熔融所形成的熔体呈现低的MgO和Mg#(<42)，和低Cr、Ni值(杨朋涛等，2013)，这说明该组样品成岩过程中必定有地幔组分的加入。其明显富集LILE和LREE，并亏损HFSE(如Nb、Ta等)，是由俯冲板片变质脱水形成的流体交代地幔楔发生部分熔融所形成的，而Nb和Ta负异常((Nb/La)PM=0.16~0.18)说明其源区有金红石残留。而其高(La/Yb)N比值(分别为6.98和13)，高Mg#(分别为65和75)，低的HREE，表明俯冲板片发生部分熔融产生的熔体亦加入到地幔楔中。而在La对La/Nb和Y对Nb图解中(图 10c，d)，该组样品落入岛弧火山岩区域，进一步说明其地球化学特征与岛弧岩浆岩的相似性。此外，样品11JD39-1的εHf(t2)为-2.6~2.8，在年龄对εHf(t2)图中(图 8)跨越CHUR演化线，且三颗捕获锆石的发现，均表明可能受到了地壳物质的混染，而这部分地壳物质可能来源于俯冲板片上覆沉积物发生部分熔融后的熔体，也可能是由地幔楔熔体上升喷发过程中，地壳物质受热发生部分熔融而混入了地幔熔体。 5.1.3 变酸性岩类
该组样品11JD42-1、11JD42-2、11JD42-3、11JD42-4、11JD42-5和11JD43-1含有最高的SiO2(63.6%~71.8%)和Al2O3(13.6%~16%)，以及最低的MgO(0.88%~3.03%)和Mg#(44~55)，其原岩相当于钙碱性英安岩和流纹岩(图 4a，b)。该组样品含有极高的(La/Yb)N比值(13.1~19，除了样品11JD42-4为8.92外)，强烈富集LREE和Ba、Rb、Th、K等大离子亲石元素，亏损HREE，并发育明显Nb、Ta和Ti负异常((Nb/La)PM=0.17~0.38)，此特征与典型岛弧火山岩特征十分类似，因此其成因与岛弧岩浆密切相关。其在La对La/Nb图解中(图 10c)，样品点均落入IAB区域；而在Y-Nb图解中，该组样品落入岛弧花岗岩区域内，也间接证明了其与岛弧火山岩的相似性。
岛弧英安岩-流纹岩的成因通常为：1)封闭系统下岛弧玄武质岩浆发生分离结晶；2)下地壳(通常为角闪石岩)发生部分熔融；3)玄武质岩浆与长英质岩浆发生混合，以及4)岛弧玄武质岩浆受到地壳物质混染。
样品11JD42-2的εHf(t2)为-1.4~3.6，在年龄对εHf(t2)图解中(图 8)跨越CHUR演化线，向DM演化线延伸，表明其母岩浆既涉及到地壳端元也涉及到地幔端元；而其高Mg含量(Mg#为44~55)亦暗示其成岩过程中有地幔组分的加入，综上可排除封闭系统下弧玄武质岩浆分离结晶和下地壳部分熔融成因。而对于混合成因和地幔熔体受地壳混染作用均涉及地壳和地幔端元，区别主要在于地壳组分贡献多少。因地壳熔体富集Si、LREE而亏损Mg、HFSE，因而地壳组分的加入会导致样品SiO2与MgO，La与Nb含量成负相关。在SiO2-MgO哈克图解中(图 5a)，除一个样品呈现Si-Mg负相关，其余样品基本保持MgO含量不变。La对Nb图解中(图 10b)，该组样品呈现正相关趋势。因此，地壳组分对该组样品成岩过程贡献有限。终上所述，双山子群英安岩-流纹岩极可能起源于受地壳物质混染的弧下亏损地幔的部分熔融。 5.2 年代学分析及地壳演化
冀东青龙朱杖子-双山子地区变质表壳岩的定年问题一直为争议的热点。早在20世纪80年代，就有学者认为这些地层形成于古元古代(孙大中，1984；卢功一和黄静好，1987；钱祥麟等，1985)。 随着近年来定年精确度的提高和锆石原位U-Pb定年方法的应用，逐渐有学者报道朱杖子群和双山子群表壳岩为太古代地层，例如孙会一等(2010)报道了朱杖子群黑云斜长片麻岩碎屑锆石207Pb/206Pb权重平均年龄为2540±6Ma，该群变质酸性火山岩的207Pb/206Pb权重平均年龄为2516±8Ma；Lü et al.(2012)报道了朱杖子群变酸性岩和双山子群变基性岩的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2511±12Ma和2503±13Ma；齐鸿烈等(1999)报道了侵入到朱杖子群-双山子群的安子岭片麻岩的年龄位于2510~2550Ma之间，因而认为该套表壳岩应为太古代。本文新获得的双山子群黑云角闪斜长片麻岩和二云母长英质片麻岩原岩的U-Pb年龄分别为2514±16Ma和2522±8Ma，与近几年来所获得的年龄成果相符，进一步确认冀东青龙朱杖子-双山子地区表壳岩系列形成于太古代晚期，而不是早元古代 。
本文测年样品11JD39-1和11JD42-2除了记录了原岩约2514~2522Ma的成岩年龄，还记录了~2450Ma，~2300Ma和~2150Ma的后期变质、热事件年龄，这些年龄与冀东、冀北和辽西地区所报道的变质、热事件年龄十分一致，例如齐鸿烈等(1999)指出华北北部不同层位不同空间位置，使用不同测年方法所取得的地层变质年龄和侵入体的生成年龄中，~2450Ma年龄多达20余个，为研究区最大的地质热事件；Yang et al.(2008)报道的冀东安子岭-秦皇岛片麻岩的变质年龄为2500~2400Ma，冀北单塔子群的奥长花岗岩侵入体的变质年龄集中为2427~2404Ma(刘树文等，2007)，洒河桥地区表壳岩所记录的变质年龄为约2460~2470Ma和约2370~2390Ma(Guo et al., 2013)，等等。由此，本文测年样品中记录的相对年轻的元古代年龄~2450Ma、~2300Ma和~2150Ma为后期变质等热事件年龄。这些变质事件年龄与上世纪八十年代所报道朱杖子群-双山子群表壳岩Rb-Sr和K-Ar等时线年龄相近，因而这些先前的由Rb-Sr和K-Ar等时线测年得出的元古代年龄代表了该区表壳岩遭受多期后期热事件的改造年龄，并非原岩成岩年龄。此外，样品11JD39-1还记录了~2613Ma、2802Ma、2904Ma的捕获锆石年龄，表明研究区可能存在相应年龄的古老地壳物质。
2个测年样品11JD39-1和11JD42-2的εHf(t2)分别为-2.6~2.8和-1.4~3.6，其在Age-εHf(t2)图解(图 8)中跨越了CHUR演化线，这表明二者可能是地幔岩浆受到了地壳物质的混染。两个样品的单阶段Hf模式年龄tDM分别为2711~2927Ma和2693~2881Ma，再结合样品中记录的捕获锆石年龄(~2613Ma、2802Ma、2904Ma)，表明2.6~2.9Ga可能是研究区重要的地壳生长时期。 5.3 构造背景探讨
过去十多年来，有关华北克拉通前寒武纪的构造背景一直是研究的热点问题，一些学者认为华北克拉通东部陆块，包括冀东地区，属于地幔柱相关的构造背景，其依据如下：(1)大量的花岗质岩石在短时间内集中侵位(2.50~2.55Ga)；(2)东部陆块及冀东地区发育的卵形构造；(3)冀东地区出露的镁铁质岩石类似于大陆拉斑玄武岩；(4)发育的双峰式火山岩(Zhao and Zhai， 2012; Geng et al., 2006; Yang et al., 2008; Zhao et al., 2001，2005)。而另一些学者们更倾向于岛弧相关的构造背景，因为：(1)三屯营变质表壳岩中镁铁质岩石呈现明显的Nb、Ta和Ti负异常，这是典型的岛弧环境特征，而非地幔柱特征。石人沟铁矿、洒河桥表壳岩，也已报道产自岛弧相关环境中(Zhang et al., 2012; Guo et al., 2013; Nutman et al., 2011)；(2)发育大量的中性岩石，如闪长岩和石英闪长岩等，并存在类玻安岩、髙镁安山岩和埃达克岩成分的变质火山岩(Guo et al., 2013)；(3)冀东地区的长英质岩石和镁铁质岩石形成时间相近，如~2525Ma和2500~2490Ma；(4)三屯营西部和北部的遵化-青龙地区发育的线性构造(Nutman et al., 2011; Li et al., 2010)；(5)缺乏地幔柱环境下的典型岩石类型，如科马提岩，缺少大量太古宙高温玄武质岩石和太古宙典型与地幔柱构造相关的铁镁质岩墙群；(6)冀东地区记录的逆时针P-T轨迹，以及石榴石+单斜辉石+斜长石±石英矿物组合，亦暗示了该区岛弧岩浆增生和活动大陆边缘的构造背景(刘树文等，1991；刘树文和林强，1992；林强和刘树文，1991)。
位于冀东东部的双山子-朱杖子地区，Lü et al.(2012)提出该区发育双峰式火山岩，缺乏典型的岛弧火山岩石组合，与之相邻的安子岭片麻岩形成于陆内环境，因而认为朱杖子-双山子地区为陆内裂谷环境。齐鸿烈等(1999)、孙会一等(2010)认为该区双山子群-朱杖子群的原岩建造为火山-沉积建造，其中，火山岩组合是以玄武岩和安山岩为主的玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩组合，而对火山岩的地球化学分析结果证明其形成于岛弧环境。本文采集了双山子群的10个玄武岩、安山岩和英安-流纹岩样品，其中，拉斑玄武岩呈现相对平坦的稀土和微量元素图谱特征，轻微Nb-Ta负异常，这些特征较为类似于原始弧玄武岩，形成于弧下亏损地幔高度部分熔融；钙碱性安山岩和玄武质安山岩则呈现富Mg，低Ti，明显右斜式的REE图谱和Nb-Ta-Ti的负异常特征，为典型岛弧安山岩的特征，且起源于俯冲板片流体和熔体交代的地幔楔发生部分熔融，并受到少量地壳混染，于2514Ma左右喷发到地表形成；钙碱性英安岩-流纹岩富Si、Mg、LREE和LILE，亏损HREE以及Nb-Ta，十分类似于岛弧英安岩-流纹岩的地球化学特征，Lu-Hf同位素暗示了其为弧下地幔熔体受到地壳物质混染后的产物，并于2522Ma左右喷发 。
在构造判别图解La-La/Nb和Y-Nb中(图 10c，d)，研究区样品均落入岛弧火山岩区域，也进一步表明其弧岩浆特征。相比于原始弧玄武岩，双山子群钙碱性安山岩-英安岩-流纹岩强烈富集LREE和亏损HFSE的特征，更符合典型岛弧火山岩的特征，也暗示了其形成于更成熟的岛弧。综上所述，冀东东部朱杖子-双山子地区在约2514~2522Ma期间为弧相关构造背景，且发育从原始弧玄武岩到成熟弧安山岩-英安岩-流纹岩的一系列岛弧火山岩。在冀东西部洒河桥地区亦报道有约2520~2610Ma的弧相关火山岩，证明在约2.6~2.5Ga左右，冀东地区存在广泛的岛弧岩浆活动，也从另一个方面证明冀东遵化-青龙地区为活动大陆边缘背景，而非地幔柱背景，向南或许存在更多的与地幔柱相关的地质记录，但是需要进一步工作。 6 结论
综上所述岩石学、地球化学、地质年代学和同位素分析，得出对冀东朱杖子-双山子地区变质表壳岩的初步认识如下：
(1)冀东东部朱杖子-双山子地区双山子群主要由变质玄武岩、安山岩和英安岩-流纹岩组成，其中变质玄武岩起源于尖晶石二辉橄榄岩12%~25%的部分熔融，变质安山岩和变质酸性岩由受到地壳物质混染的弧下地幔部分熔融形成；
(2)双山子群变质安山岩形成于2514±16Ma，而变质流纹岩形成于2522±8Ma，并受到~2450Ma和~2300Ma的后期热事件扰动；
(3)结合遵化-青龙早前寒武纪变质及地区岩石组合、地球化学特征和岩石成因，双山子群岩石形成于活动大陆边缘弧相关构造背景。
致谢 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室古丽冰、马芳、杨斌老师，核工业北京地质研究院刘木老师，中国地质大学(北京)实验中心苏犁老师在样品测试和分析过程中给予了帮助，在此一并致谢；本文还受国家留学基金委给予的留学资助。
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