2016, Vol. 32
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北克拉通作为世界上最古老的克拉通之一，具有约38亿年的陆壳岩石以及约41亿年的碎屑锆石(Liu et al., 1992; 万渝生等，2001; Wu et al., 2008; 第五春荣等，2010)。其经历了复杂的前寒武纪地质演化和显生宙的破坏作用(Guo et al., 2005; Zhai et al., 2005; Zhao et al., 2005，2012; Kusky et al., 2007)。不同于世界上其它的克拉通，华北克拉通前寒武纪地质研究起步较晚。近年来，来自不同国家的科研团队对华北克拉通基底的构成及演化进行了广泛而深入的研究，并在古陆核(鞍山和曹庄)的识别(Liu et al., 1992; Song et al., 1996; 万渝生等，2001; 吴福元等，2005; Wu et al., 2008)、陆壳的巨量生长的时限(Jahn and Zhang， 1984; Jahn，1990; Zhai，2004; 吴福元等，2005; Yang et al., 2008)、新太古代末广泛的岩浆及构造热事件的识别(Goodwin，1991; Kröner et al., 2005; 耿元生等，2010; Jiang et al., 2010; Li et al., 2010; Guo et al., 2013)、古元古代活动带/造山带的建立(翟明国等， 1992，1995; Zhao et al., 1999，2007; 万渝生等，2000; Zhai， 2004，2011; Guo et al., 2002，2005; Santosh and Kusky， 2010; Jiao and Guo， 2011; Gou et al., 2015)、中新元古代多期伸展裂谷作用(翟明国和卞爱国，2000; 赵太平等，2001; Zhai，2004; Peng et al., 2007，2008; Meng et al., 2011; Wang et al., 2015)等方面取得了显著的成果。目前，普遍认为华北克拉通是由不同陆块拼合而成，但是在拼合的时间和方式等问题上存在较大的争议。一种比较流行的观点认为，华北克拉通基底是由东部陆块和西部陆块在古元古代(~1850Ma)沿中部造山带发生大规模碰撞所形成(Zhao et al., 1998，2001，2005; Wilde et al., 2002; Kröner et al., 2005; Santosh，2010)；另外一种观点认为，华北克拉通基底是由不同的微陆块在新太古代(~2500Ma)拼合而成(白瑾等，1996; 伍家善等，1998; 翟明国和卞爱国，2000; Zhai et al., 2005; 翟明国和彭澎，2007; Li et al., 2010; Zhai and Santosh， 2011)。而明确华北克拉通前寒武纪不同演化阶段所经历的岩浆及变质事件的时间和方式是解决上述争议的主要途径之一。由于具有较好的稳定性及较高的封闭温度，锆石已成为经历复杂岩浆-变质事件岩石理想的定年矿物(Lee et al., 1997; Cherniak and Watson， 2000; Gardés and Montel， 2009; Chen et al., 2015)。另外，随着原位微区同位素定年技术(SIMS、SHRIMP和LA-ICP-MS)的发展，锆石越来越广泛的被运用到测定各种地质事件的准确时间和示踪早前寒武纪陆壳的生长和演化等方面(Liu et al., 1992; Ayers et al., 2002; Santosh et al., 2009; Wang et al., 2012)。
冀北位于华北克拉通北缘中段，是我国重要的前寒武纪变质地区之一，主要由太古代-古元古代的变质杂岩和中元古代-古生代的沉积盖层组成(图 1a)。其中，早前寒武纪变质杂岩包括分布于北部内蒙古隆起之上的红旗营子杂岩和南部燕山台褶带之上的单塔子杂岩(胡学文等，1996a; Liu et al., 2006; 刘树文等， 2007a，b，2011; 曲军峰等，2012)。最近，本研究团队在冀北早前寒武纪的变质杂岩中厘定出一套中低级变质(绿片岩相-角闪岩相)的火山-沉积岩系，此套岩系包括红旗营子表壳岩和单塔子表壳岩中变质程度较低的部分，它们是华北克拉通重要的组成部分，对研究和理解华北克拉通早前寒武纪构造演化具有重要意义。本文在对这套表壳岩野外地质及岩石学特征描述的基础上，从地质年代学入手，对其中不同类型的岩石进行锆石U-Pb同位素年代学研究，旨在确定中低级变质表壳岩的年龄，为冀北地区早前寒武纪构造演化研究提供可靠的年代学数据。
 | 图 1 冀北区域地质简图(据刘树文等，2007a修改)插图为华北克拉通前寒武纪地质简图(据Peng et al., 2011修改)Fig. 1 Simplified geological map of northern Hebei Province(modified after Liu et al., 2007a)The left insert is the simplified geological map of the North China Craton(modified after Peng et al., 2011) |
以近东西向的赤城-隆化断裂为界，冀北地区可以分为北部的内蒙古隆起和南部的燕山台褶带(图 1b; 许绍忠等，2002)。1959年长春地质学院通过冀北地区1100万区域地质调查，对冀北地区早前寒武纪地层进行过系统的研究，并且将分布于内蒙古隆起和燕山台褶带之上的地层，分别命名为红旗营子群和单塔子群。1975年河北省地矿局将单塔子群从底到顶划分为六个组，即：燕窝铺组、白庙组、凤凰嘴组、刘营组、南店子组和太平庄组，并认为下亚群的燕窝铺组和白庙组与上亚群的凤凰嘴组、刘营组、南店子组和太平庄组存在着较大的差异，表现在下亚群以变质火山岩为主，经历高角闪岩相-麻粒岩相，而上亚群以变沉积岩为主夹变火山岩，变质程度较低，为绿片岩相-角闪岩相，而混合岩化程度自下而上也由强变弱。王启超(1992)通过对红旗营子群中部的大理岩系标志层的追索，认为红旗营子群可以和单塔子群上部相连。胡学文等(1996a)在蔡家沟门、铁沟门和岗子一带发现单塔子群上部和下部存在角度不整合，建议将单塔子群上部划归为红旗营子群，因而红旗营子群和单塔子群并不完全受赤城-隆化断裂的限制。然而，越来越多的研究工作证实，红旗营子群和单塔子群中存在较多的受变质变形改造的以片麻岩形式存在的古深成侵入体，因而原红旗营子群和单塔子群被建议命名为红旗营子杂岩和单塔子杂岩(李龙等，1996; 刘树文等， 2007a，b，2011; Wang et al., 2011)。
归纳起来讲，红旗营子杂岩主要由变质程度较低(绿片岩相-角闪岩相)的深成花岗质片麻岩和表壳岩组成。其中，花岗质片麻岩的分布比较广泛，在隆化、凤山、丰宁、赤城及崇礼地区均有分布，其形成年龄主要集中于新太古代(2559~2480Ma)和古元古代(1876~1810Ma)(刘树文等，2007a; Wang et al., 2011)。红旗营子表壳岩主要分布于吕和堡、七里敦、康保、太佛寺、北店子及达营一带，主要的岩石组合为有变基性火山岩、绿帘角闪岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩和大理岩等(刘树文等，2007a; Wang et al., 2011; 张静等，2012)，值得注意的是，表壳岩中分布有大小不等的与表壳岩片麻理方向一致的退变榴辉岩、蛇纹岩和蛇纹石化大理岩等构造块体(Ni et al., 2006; 卢俊生等，2009)。不同于红旗营子杂岩，单塔子杂岩整体变质程度较高(高角闪岩相-麻粒岩相)，但局部也存在中低级变质(绿片岩相-低角闪岩相)的岩石，主要由深成花岗质片麻岩和表壳岩组成。花岗质片麻岩主要分布于承德-三岔口-虎什哈一带，其形成年龄主要为新太古代(2517~2492Ma)(刘树文等，2007b)。单塔子表壳岩主要分布于燕窝铺、朝梁沟及凤凰嘴等地区，主要的岩石组合有石榴黑云变粒岩、角闪斜长片麻岩、角闪石片岩、石榴透辉角闪石岩、石榴角闪二辉麻粒岩、磁铁石英岩、石榴夕线石片岩和大理岩等(毛德宝等，1999; 刘树文等，2007b)。
本文研究的对象主要包括出露于胡麻营地区的红旗营子表壳岩和大阴山地区的单塔子表壳岩(图 1b)。胡麻营地区出露的地质单元包括红旗营子杂岩和单塔子表壳岩，红旗营子杂岩主要由深成花岗质片麻岩和表壳岩组成(图 2a; 刘树文等，2007a)，其中表壳岩出露面积较大，变质程度较低(绿片岩相-角闪岩相)，主要的岩石组合为变基性火山岩、绿帘角闪岩、角闪石岩、斜长角闪岩、含石榴石斜长角闪岩、角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、黑云二长片麻岩、石英片岩、磁铁石英岩，而深成花岗质片麻岩出露面积较小，主要在古房等地有零星出露；本地区的单塔子表壳岩变质程度较高，为高角闪岩相-麻粒岩相，分布于红旗营子杂岩的南部，主要岩石组合有二辉麻粒岩、石榴二辉麻粒岩、斜长角闪岩及角闪斜长片麻岩等。大阴山地区主要的早前寒武纪岩石单元为单塔子杂岩，其主要由深成花岗质片麻岩和表壳岩组成(图 2b; 刘树文等，2007b)。本地区单塔子表壳岩变质程度比较多样，既有变质程度较高(麻粒岩相)的二辉斜长麻粒岩、石榴二辉斜长麻粒岩和角闪二辉麻粒岩组合，亦有变质程度较低的(绿片岩相-角闪岩相)变火山岩、云母石英片岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩和大理岩组合(图 2b)。而花岗质片麻岩主要有小官庄黑云角闪斜长片麻岩、杨树沟二长花岗质片麻岩和秋花峪角闪斜长片麻岩，其中小官庄片麻岩被杨树沟和秋花峪片麻岩所侵入。另外，这些花岗质片麻岩内部均可见到表壳岩的捕虏体。
 | 图 2 胡麻营地区地质简图(a)和大阴山地区地质简图(b)Fig. 2 Simplified geological map of Humaying area(a) and Dayinshan area(b) |
本文分别选取胡麻营地区红旗营子表壳岩和大阴山地区单塔子表壳岩出露较清晰的野外露头，进行了实测地质剖面的工作(图 3)，并采集了代表性的岩石样品50余件。在详细的野外观测的基础上，通过手标本和室内显微镜下的观察，确定了冀北中低级变质表壳岩的岩石类型、相互关系及矿物组合，现描述如下：
 | 图 3 胡麻营地区红旗营子表壳岩实测剖面图(a)和大阴山地区单塔子表壳岩实测剖面图(b)Fig. 3 Geological cross-section of the supracrustal rocks of the Hongqiyingzi complex in Humaying area(a) and the Dantazi complex in Dayinshan area(b) |
胡麻营剖面地理坐标40°45′08″N，117°05′58″E，主要为一套互层产出的角闪石岩、斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、黑云角闪斜长片麻岩组合(图 3a)，变质程度达角闪岩相，岩层厚底从数米到数十米不等，产状一致，倾向北，倾角为59°~76°，不同的岩石呈渐变过渡的接触关系(图 4a，b)。露头中可发现数条或顺层侵入或切穿岩层的基性岩脉、钾长花岗岩脉及斜长岩侵入体。
 | 图 4 红旗营子表壳岩野外及显微镜下特征(a、b)红旗营子表壳岩野外呈层状产出；(c)角闪石岩；(d)斜长角闪岩；(e)石榴斜长角闪岩；(f)黑云角闪斜长片麻岩. Hb-角闪石；Grt-石榴石；Bi-黑云母；Pl-斜长石Fig. 4 The outcrop and micrographs of the supracrustal rocks of the Hongqiyingzi complex(a，b)the supracrustal rocks of the Hongqiyingzi complex with layered occurrence;(c)hornblendite;(d)amphibolite;(e)garnet amphibolite;(f)biotite amphibole plagioclase gneiss. Hb-amphibole; Grt-garnet; Bi-biotite; Pl-plagioclase |
角闪石岩:黑色，细粒粒状变晶结构，块状构造，主要有角闪石组成，含量大于90%，大小0.1~0.3mm，部分角闪岩可见两组明显的角闪石式解理(图 4c)。斜长角闪岩，灰黑色，细粒粒状变晶结构，块状-弱片麻状构造，主要有斜长石(30%~40%)和角闪石(40%~50%)组成，二者大小均在0.1mm左右，部分斜长石遭受强烈的绢云母化，另外还有少量的石英和黑云母，主要的副矿物为磁铁矿和磷灰石(图 4d)。石榴斜长角闪岩:灰黑色，细粒粒状变晶结构，块状-弱片麻状构造，主要有斜长石(30%~40%)、角闪石(30%~40%)、石榴石(5%~10%)和少量的黑云母(0~5%)、石英(0~5%)组成，斜长石一般呈他形粒状，聚片双晶可见，大小为0.2~0.3mm，角闪石为浅绿色到棕褐色，他形粒状，大小0.1~0.3mm，石榴石一般为半自形到自形粒状，部分以集合体产出，大小一般在0.1mm左右，主要的副矿物为磁铁矿和磷灰石(图 4e)。黑云角闪斜长片麻岩:灰白色，细粒粒状变晶结构，片麻状构造，主要的矿物组合为斜长石(30%~40%)、角闪石(10%~20%)、黑云母(20%~30%)和少量的石英(0~5%)，斜长石半自形板柱状，大小0.1~0.3mm，部分遭受强烈的绢云母化，角闪石呈他形粒状，大小在0.1mm左右，黑云母呈片状，大小0.1mm，副矿物有磁铁矿、磷灰石、榍石、绿帘石等(图 4f)。 3.2 单塔子表壳岩
大阴山剖面地理坐标41°07′12″N，116°57′31″E，此剖面主要为一套变质程度为绿片岩相-低角闪岩相的火山岩组合，主要的岩石类型有变玄武岩、变安山岩、变粗面岩、变英安岩(图 3b)。一般情况下，变火山岩组合以块状、厚层状产出，不同类型的岩石呈渐变过渡的接触关系。虽然在剖面的露头上，可见变火山岩与小官庄片麻岩呈断层接触关系，但是变火山岩以包体形式存在于小官庄片麻岩中的现象比较普遍，这暗示这套变火山岩并非花岗质片麻岩的一部分，而属于变质表壳岩系列。另外，这套中低级变质火山岩组合被规模不等的钾长花岗岩脉所穿插、侵入。
变玄武岩:灰色，斑状变晶结构，块状构造，变斑晶包括绿帘石(5%~10%)、绿泥石(3%~5%)和斜长石(10%~15%)，绿帘石为他形-半自形粒状或柱状，大小0.05~0.1mm，绿泥石一般呈集合体产出，斜长石为半自形板状，大小0.1mm左右，基质主要为短柱状的斜长石微晶和少量的磁铁矿(图 5c)。变安山岩:灰黑色，斑状变晶结构，块状构造，变斑晶约占整体的25%，主要由角闪石(5%~8%)、斜长石(10%~15%)、及少量辉石和绿泥石石组成，角闪石和斜长石均为半自形-他形，大小0.1mm左右，基质约占75%，主要包括细粒的斜长石和少量的火山玻璃(图 5d)。变粗面岩:灰色，斑状变晶结构，块状构造，主要由碱性长石(5%~10%)和角闪石(3%~5%)斑晶以及基质组成，角闪石为半自形长柱状，大小0.05~0.1mm，碱性长石他形粒状，大小0.05~0.2mm不等，基质主要有细粒的钛铁矿、长英质矿物及火山玻璃(图 5e)。变英安岩:灰白色，细粒粒状变晶结构，块状构造，矿物组成为斜长石(20%~30%)、钾长石(10%~20%)、石英(30%~40%)及少量角闪石(3%~5%)，斜长石呈他形粒状，大小不一，部分可达0.2mm，钾长石他形粒状，大小0.1mm左右，主要的副矿物包括磷灰石和锆石(图 5f)。
 | 图 5 单塔子表壳岩野外及显微镜下特征(a)单塔子表壳岩野外呈块状、层状产出；(b)后期钾长花岗岩脉切穿表壳岩；(c)变玄武岩；(d)变安山岩；(e)变粗面岩；(f)变英安岩. Cpx-单斜辉石；Hb-角闪石；Ep-绿帘石；Pl-斜长石；Kf-钾长石；Q-石英；Ilm-钛铁矿；Chl-绿泥石；Cal-方解石Fig. 5 The outcrop and micrographs of the supracrustal rocks of the Dantazi complex(a)the supracrustal rocks of the Dantazi complex occurring as layered occurrence or massive block;(b)K-feldspar granite vein intruding the supracrustal rocks;(c)metabasalt;(d)meta and esite;(e)metatrachyte;(f)metadacite. Cpx-clinopyroxene; Hb-hornblende; Ep-epidote; Pl-plagioclase; Kf-K-feldspar; Q-quartz; Ilm-ilmenite; Chl-chlorite; Cal-calcite |
本文用来做锆石U-Pb同位素分析的岩石样品共5件，其中HM12(斜长角闪岩)和HM23(黑云角闪斜长片麻岩)分别采自胡麻营剖面，为红旗营子表壳岩的组成部分；而GB27(变英安岩)、GB28(钾长花岗岩脉)和GB31(变玄武岩)采自大阴山剖面，属于单塔子中低级变质的表壳岩。
锆石单矿物分选在中国科学院地质与地球物理研究所完成，先将大约10kg重的新鲜样品粉碎至80~100目，用淘沙盘淘洗，将淘出的重矿物经磁选后，在双目镜下挑选，将挑选出的包裹体少、无明显裂隙且晶型完好的锆石粘在双面胶上，注入环氧树脂，用砂纸打磨至原粒径的一半左右后抛光、清洗，制成样品靶。通过对样品靶进行透射光和反射光照相，确定的锆石的位置、形态及内部结构。锆石阴极发光图像(CL)在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室完成。
样品HM12和HM23的锆石U-Th-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成，所用仪器为Cameca IMS-1280型双离子源多接受器二次离子质谱仪(SIMS)，一次氧离子束强度约10nA，束斑大小20×30μm，每个样品点分析七组数据，测量时间为12min，详细的分析流程见Li et al.(2009)。锆石样品的Pb/U比值用标准锆石TEMORA2(417Ma，Black et al., 2004)的ln(206Pb/238U)与ln(238U16O2/238U)之间的线性关系校正。Th、U含量用标准锆石91500(Th=29×10-6，U=80×10-6，Wiedenbeck et al., 1995)计算。由于标准锆石91500的U、Th含量存在较大的不均一性，样品的U、Th含量分析误差约15%。普通Pb用测量的204Pb进行校正。单点分析的同位素比值及年龄误差为1σ，207Pb-206Pb加权平均年龄误差为95%置信度。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig，2003)。
样品GB27和GB31的锆石U-Th-Pb定年在中国地质科学研究院北京离子探针中心完成，分析所用的仪器型号为SHRIMPⅡ。详细的分析流程见刘敦一等(2003)。同位素分馏校正所用的参考锆石为TEM(417Ma)；锆石的U、Th、Pb的绝对含量及比值采用标准锆石SL13(年龄572Ma，206Pb/238U=0.0928，238U=238×10-6)进行标定。普通Pb用测量的204Pb进行校正。单点分析的同位素比值及年龄误差均为1σ，207Pb-206Pb加权平均年龄误差为95%置信度。数据结果处理采用SQUID和ISOPLOT软件(Ludwig，2003)。
样品GB28锆石的U-Th-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所等离子体质谱实验室完成，所用的激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)由德国Lamda Physik公司的Geolas 193nm准分子激光取样系统和Agilient公司7500A型电感耦合等离子体质谱仪(ICPMS)所组成。激光剥蚀直径为60μm，对于较小的颗粒或区间为40μm，激光频率为8~10Hz，激光功率为15J/cm2。采样方式为单点剥蚀，以He为剥蚀物质的载气，数据采集选用一个质量峰采集一点的跳峰方式。详细的分析流程见谢烈文等(2008)。采用标准锆石91500(206Pb/238U年龄为1064Ma; Wiedenbeck et al., 1995)作为外部标样，样品测试时必须以硅酸盐玻璃NIST 610来开始和结尾，每8个分析点测定两个91500和一个GJ-1，用来校正分析过程中出现的质量歧视和同位素分馏效应。锆石的微量元素浓度计算采用NIST 610作外标，而以29Si作内标，用来标定锆石的U、Th及Pb的含量。单点分析的同位素比值及年龄误差均为1σ，207Pb-206Pb加权平均年龄误差为95%置信度。同位素比值采用Glitter 4.0进行处理，数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig，2003)。 5 分析结果 5.1 红旗营子表壳岩
红旗营子表壳岩中的斜长角闪岩(HM12)样品中，锆石呈浅黄色或浅红棕色，半自形至椭圆状，依据阴极发光图像(CL)，可分为两种类型，一种锆石显示核边结构(图 6a)，核部具有较弱的的阴极发光，部分锆石核部可见明显的岩浆韵律环带，为岩浆成因，边部显示较亮的阴极发光特性(点5、25；图 6a)，为变质增生形成；另外一种锆石内部结构均匀(点10；图 6a)，无生长环带，阴极发光亮度较高，为变质成因锆石。对20颗锆石进行了30个点的SIMS U-Pb同位素分析，详细的分析数据和计算参数列于表 1。一组5个锆石分析点(点6、11、12、16和26)，年龄较老，集中分布于谐和线附近(图 7a)，为显示核边结构锆石的核部，岩浆成因，其Th和U含量分别为49×10-6~398×10-6和120×10-6~406×10-6，Th/U比值为0.29~0.98，其207Pb/206Pb表面年龄为2469~2499Ma，加权平均年龄为2486±18Ma(MSWD=1.4)，代表的斜长角闪岩原岩的形成年龄。另外一组12个锆石分析点(点5、10、14、15、19、20、21、24、25、27、30和31)，年龄较轻，集中分布于谐和线上(图 7a)，是核边结构锆石的变质增生边或结构均匀的变质成因锆石，其Th和U含量分别为4×10-6~65×10-6和29×10-6~58×10-6，Th/U比值为0.11~1.55，其207Pb/206Pb表面年龄为1694~1794Ma，加权平均年龄为1736±13Ma(MSWD=1.01)，该年龄代表了古元古代末期的一期变质改造事件，与区域上的1750~1680Ma的造山后或者非造山的岩浆活动(斜长岩-环斑花岗岩-钾长花岗岩-闪长岩-二长岩-正长岩岩套)能够很好的对应(赵太平等，2004; 杨进辉等，2005; Zhang et al., 2007; 高维等，2008; Zhao et al., 2009; Jiang et al., 2011; Wang et al., 2013)，应当是同一构造热事件的产物。其余13个锆石分析点落在谐和线之下(图 7a)，是受变质作用改造，造成了不同程度的Pb丢失所致。
 | 图 6 代表性锆石颗粒阴极发光图像Fig. 6 CL images of representative zircon grains |
| 表 1 红旗营子表壳岩的锆石U-Pb同位素SIMS分析结果 Table 1 Zircon SIMS U-Pb analysis of the supracrustal rocks of the Hongqiyingzi complex |
 | 图 7 冀北地区表壳岩系锆石U-Pb数据的谐和图解Fig. 7 Concordia diagrams of zircon U-Pb data of the supracrustal rocks in the northern Hebei region |
红旗营子表壳岩中的黑云斜长片麻岩(HM23)样品中，锆石呈无色至浅黄色，短柱状或椭圆状，阴极发光图像(CL)显示，锆石均为核边结构，即暗色的内核和白亮的变质增生边，不同的是一种类型的锆石暗色的内核可见岩浆的韵律环带，而另外一种类型的锆石暗色的内核结构比较均匀(图 6b)。对18颗锆石颗粒进行了19个点的SIMS U-Pb同位素分析，详细的分析数据和计算参数列于表 1。第一组3个锆石分析点(点6、15和25)，年龄较老，集中分布于谐和线附近(图 7b)，是核边结构锆石的具振荡环带的内核，岩浆成因，其Th和U含量分别为113×10-6~145×10-6和114×10-6~263×10-6，Th/U比值为0.43~1.05，其207Pb/206Pb表面年龄为2451~2511Ma，加权平均年龄为2507±37Ma(MSWD=2.0)，代表的黑云角闪斜长片麻岩原岩的形成年龄。第二组4个锆石分析点(点7、10、19和28)，年龄较新，集中分布于谐和线上或者附近(图 7b)，属于核边结构锆石的结构均匀的内核，变质成因，其Th和U含量分别为9×10-6~780×10-6和13×10-6~874×10-6，Th/U比值为0.65~0.89，其207Pb/206Pb表面年龄为1710~1729Ma，加权平均年龄为1720±7Ma(MSWD=0.22)，该年龄与斜长角闪岩(HM12)的变质年龄在误差内相近，一起代表了古元古代末期的变质改造事件。第三组3个锆石分析点(点1、2和11)，年龄较新，集中分布于谐和线上及附近(图 7b)，是核边结构锆石白亮的变质增生边，其Th和U含量分别为0.2×10-6~13×10-6和14×10-6~162×10-6，Th/U比值为0.02~0.08，其206Pb/238U表面年龄为288~304Ma，加权平均年龄为295±20Ma(MSWD=3.2)，该年龄代表了晚古生代的一期变质事件，与区域上广泛分布的晚古生代的花岗质岩石能够很好的对应，代表了晚古生代冀北地区一期重要的构造热事件(张拴宏等， 2004，2007; 王惠初等， 2007，2012; 凤永刚等，2009; 王芳等，2009; 初航等，2013)。 5.2 单塔子表壳岩
单塔子中低级变质表壳岩中的变玄武岩(GB31)样品中，锆石浅棕色，短柱状或椭圆状，阴极发光图像(CL)显示，锆石具核边结构，部分锆石的内核具有岩浆韵律环带，由于白亮的变质增生边比较窄(图 6c)，12颗锆石12个分析点的SHRIMP U-Pb同位素分析主要集中在锆石的核部，详细的分析数据和计算参数列于表 2。Th和U的含量分别为8×10-6~348×10-6和17×10-6~811×10-6，Th/U比值为0.16~0.87。除去误差较大的两个分析点(点2.1和4.1)和落在谐和线之下的年龄明显年轻的2个分析点(点1.1和10.1)，剩余的6个分析点(不包括稍年轻的点6.1和9.1)，分布于谐和线之上或附近，其207Pb/206Pb表面年龄为2476~2543Ma，加权平均年龄为2490±19Ma(MSWD=2.0)，该年龄代表了变玄武岩原岩形成的年龄(图 7c)。
单塔子表壳岩中的变英安岩(GB27)样品中，锆石具浅棕色，长柱状或椭圆状，阴极发光图像(CL)显示，锆石具核边结构，而内核具有典型的岩浆韵律环带，由于白亮的变质增生边比较窄(图 6d)，16颗锆石20个分析点的SHRIMP U-Pb同位素分析主要集中在锆石的核部，详细的分析数据和计算参数列于表 2。Th和U的含量分别为3×10-6~311×10-6和7×10-6~739×10-6，Th/U比值为0.13~1.02。除去误差较大的一个分析点(点3.1)和落于谐和线之外年龄明显偏老的6个分析点(点2.1、2.2、6.1、7.2、11.1和15.1)，剩余的11个分析点(不包括点1.1和1.2，年龄偏年轻)集中分布于谐和线上或附近，其207Pb/206Pb表面年龄为2459~2527Ma，加权平均年龄为2502±8Ma(MSWD=0.83)，该年龄代表了变英安岩原岩形成的年龄(图 7d)。
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| 表 2 单塔子表壳岩的锆石U-Pb同位素SHRIMP和LA-ICP-MS分析结果 Table 2 Zircon SHRIMP and LA-ICP-MS U-Pb analysis of the supracrustal rocks of the Dantazi complex |
切穿单塔子中低级变质表壳岩的钾长花岗岩(GB28)中，锆石呈浅棕色，长柱状，阴极发光图像(CL)显示，锆石为典型的岩浆锆石，具振荡环带(图 6e)，对30颗锆石进行了30个分析点LA-ICP-MS U-Pb同位素分析，分析结果和计算参数见表 2。Th和U的含量分别为45×10-6~608×10-6和54×10-6~563×10-6，Th/U比值为0.22~1.23。部分锆石为反向不谐和，除去2个明显年轻且不谐和的分析点(点12和30)，剩余28个分析点的207Pb/206Pb表面年龄为2446~2514Ma，加权平均年龄为2485±6Ma(MSWD=2.7)，该年龄代表了钾长花岗岩的形成年龄(图 7e)。 6 讨论与结论 6.1 红旗营子和单塔子杂岩的时代
由于红旗营子杂岩分布面积较大，从西部的崇礼-赤城地区，到中部的丰宁地区，再到东部的凤山-隆化地区均有分布，东西延伸上百千米，不同地区岩石组合不尽相同；而且，受传统测年方法技术的制约，红旗营子杂岩的时代一直存在分歧，主要有新太古代、古元古代和古生代三种意见(王启超，1992; 胡学文等， 1996a，b; 刘树文等，2007a; Wang et al., 2011)。近年来，随着高精度定年技术的发展和成熟，红旗营子杂岩的年代学格架逐渐开始清晰。从目前所获得的数据来看，红旗营子杂岩古生代的年龄信息主要分布在崇礼-赤城地区，例如Wang et al.(2011)认为赤城地区的红旗营子杂岩主要形成于两个时期：古元古代末期(~1800Ma)和晚古生代(~300Ma和~275Ma)；张静等(2012)和刘瑶等(2015)通过研究认为赤城地区红旗营子杂岩中的黑云斜长片麻岩的原岩为泥质砂岩，沉积作用发生在古生代(369~326Ma)；王惠初等(2012)和初航等(2013)通过对崇礼-赤城地区的红旗营子表壳岩和深成侵入岩进行了详细的锆石年代学研究，也认为崇礼-赤城地区红旗营子杂岩为一套晚古生代的变质杂岩。而红旗营子杂岩古元古代的年龄信息则分布广泛，无论是崇礼-赤城地区还是丰宁、凤山-隆化地区均有分布(刘树文等，2007a; 王芳，2010; Wang et al., 2011)。刘树文等(2007a)通过对红旗营子深成花岗质片麻岩详细的锆石年代学分析，认为红旗营子新太古代岩石单元，主要分布在西部的崇礼-赤城地区和东部的凤山-隆化地区，而中部丰宁地区则缺少新太古代的年龄信息，但是本文所测的丰宁县胡麻营地区斜长角闪岩(HM12)和黑云角闪斜长片麻岩(HM23)属于红旗营子表壳岩系，对其中的锆石SIMS U-Pb同位素定年显示，其形成于新太古代(2507~2486Ma)，这很好的限制了丰宁地区红旗营子表壳岩形成时代，而最近李月明(2015)对丰宁地区姜营村附近的黑云斜长片麻岩进行了锆石U-Pb定年，结果显示其形成于2504±32Ma，这说明无论是东部的凤山-隆化微地块还是中部的丰宁微地块和西部 的赤城-崇礼微地块均存在着新太古代的地质和年代学记录。整体来看，红旗营子杂岩的年龄确实比较复杂，既存在新太古代也存在古元古代和古生代的年龄信息，很有解体的必有。
相对而言，单塔子杂岩的年代学资料较少，刘树文等(2007b)对其中的英云闪长质片麻岩、奥长花岗质片麻岩、花岗闪长质片麻岩及二长花岗质片麻岩(TTGM)进行了锆石的SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb同位素定年，结果显示单塔子杂岩中的主体TTGM岩石组合形成于新太古代(2517~2492Ma)。本文对大阴山地区单塔子中低级变质表壳岩中变玄武岩(GB27)和变英安岩(GB31)中的锆石进行的SHRIMP U-Pb同位素定年结果显示，其形成于新太古代末期(2502~2490Ma)；另外，通过对切穿中低级变质表壳岩的钾长花岗质岩脉的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年，其形成年龄为2485Ma，这准确的限制了单塔子中低级变质表壳岩形成年龄的上限，虽然目前并未获得单塔子表壳岩底部高级变质岩石(麻粒岩相)的年龄，但是我们可以确定单塔子表壳岩系形成于新太古代，这与刘树文等(2007b)所获得的认识基本相同。而锆石的变质增生边较窄，本文并没有获取有意义的变质年龄。 6.2 地质意义
冀北地区早前寒武纪地质单元主要由北部的红旗营子杂岩和南部的单塔子杂岩组成。北部红旗营子杂岩中的表壳岩系以中低级变质(绿片岩相-角闪岩相)为特征，横贴在华北太古宙古陆块各个岩系的北侧，与华北麻粒岩带呈不整合接触(胡学文等，1996a)。一直以来，其被认为是古元古代的陆缘沉积增生带(王仁民等，2002)。但是本文的研究结合本地区其它的研究证实，红旗营子杂岩既有古元古代也有古生代和新太古代的年龄信息，其中新太古代的红旗营子杂岩在西部的尚义、崇礼、赤城地区(刘树文等，2007a; 王芳，2010; 彭澎等，2012)，中部的丰宁地区(李月明，2015及本研究)及东部的凤山-隆化地区(刘树文等，2007a)均有分布。而南部的单塔子杂岩中的表壳岩系一直被认为是一套变质程度较高(角闪岩相-麻粒岩相)的火山-沉积岩系，属于华北太古宙高级变质的古陆块(胡学文等，1996a; 王仁民等，2002; 刘树文等，2007b)。然而，我们在单塔子高级变质的表壳岩中识别出一套中低级变质的表壳岩，这套表壳岩与新太古代红旗营子表壳岩，无论在岩石组合、变质级别还是形成年龄上均存在着一致性，以中低级变质及形成于新太古代(~2500Ma)为特征，应当是相似地质背景下的产物，具有相同的地质意义。
目前，关于华北克拉通前寒武纪的地质演化存在着不同的模型和争论，争论的焦点集中在华北克拉通统一结晶基底形成的时间和方式方面。一些研究学者认为，华北克拉通统一的结晶基底形成于古元古代晚期(~1850Ma)，伴随着Columbia超大陆形成的过程中，由东部陆块和西部陆块沿着中部造山带以陆陆碰撞的方式形成(Zhao et al., 1998，2001，2005; Krner et al., 2005; Santosh et al., 2009，2013; Santosh，2010)；然而，其他很多学者认为，华北克拉通的结晶基底是由不同的微陆块以弧-弧、弧-陆或者陆-陆碰撞的方式在新太古代(~2500Ma)发生聚合所形成(白瑾等，1996; 伍家善等，1998; 翟明国和卞爱国，2000; Zhai et al., 2005; 翟明国和彭澎，2007; Li et al., 2010; Zhai and Santosh， 2011)。到目前为止，越来越多的证据表明，华北克拉通在新太古代末期发生过克拉通化的过程，并形成了现今规模的古陆。Zhai and Santosh(2011)系统的总结了华北克拉通新太古代克拉通化的标志，主要包括：1)无论是东部地区还是西部地区，华北克拉通上的太古宙岩石单元均经历了2550~2500Ma的高级变质作用(高角闪岩相-麻粒岩相)(Jahn and Zhang， 1984; Krner et al., 1998; Wan et al., 2005; 耿元生等，2006; Yang et al., 2008; Grant et al., 2009; Liu et al., 2011; Nutman et al., 2011; Shi et al., 2012; Jian et al., 2012; Zhang et al., 2012)；2)~2500Ma左右的花岗岩(包括钾质花岗岩)广泛侵入到太古代绿岩带及相邻的块体中，暗示克拉通化的时间早于花岗质岩浆侵入的时间(伍家善等，1998; 王泽九等，2004; 李江海等，2004; 翟明国和彭澎，2007)；3)~2500Ma变质变形的基性岩墙及共生的橄榄辉长岩-碱性岩证实华北克拉通的岩石圈在新太古宙末期已经相当厚并且稳定(Li et al., 2010; Deng et al., 2014)。
本文的研究证实，在华北克拉通北缘冀北地区分布着一套新太古代末期(~2500Ma)中低级变质(绿片岩相-角闪岩相)的表壳岩，包括新太古代红旗营子表壳岩和单塔子表壳岩中变质程度较低的部分。单塔子中低级变质的表壳岩的详细的岩石学及地球化学分析结果证实，这套表壳岩中的火山岩存在SiO2间断，属于双峰式火山岩，形成于陆内伸展的构造背景下(Ge et al., 2015)，而红旗营子表壳岩中的火山岩以基性火山岩为主，具有地台型火山作用的特点(王启超，1992)。最近，Lü et al.(2012)通过研究认为冀东青龙地区也出露的一套新太古代浅变质(绿片岩相-低角闪岩相)的火山-沉积岩系(青龙表壳岩)，其中火山岩属于双峰式火山岩，暗示青龙表壳岩形成于克拉通内裂谷的环境下。通过以上的研究说明新太古代末期中低级变质的表壳岩系分布非常广泛，不仅出露于华北克拉通的核部也出露于华北克拉通的边缘地区；因此我们认为覆盖于华北克拉通高级变质杂岩之上的此套中低级变质的表壳岩，应当形成于克拉通化之后陆内伸展的构造背景下，代表了华北克拉通化之后的稳定盖层沉积，是新太古代末期华北克拉通克拉通化标志之一。
致谢 野外工作得到王欣平、王冲及杨书艳的大力帮助；样品测试和分析过程中得到中国地质科学院地质研究所刘敦一研究员、简平研究员和万渝生研究员，中国科学院地质与地球物理研究所李献华、杨进辉研究员及杨岳衡高级工程师的指导；在此一并致谢。
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