2018, Vol. 34
早前寒武纪是大陆地壳生长的重要阶段。由于该阶段大陆地壳的生长速率比晚前寒武纪地壳生长速率快得多，因此在2800~2500Ma之前现有大陆地壳质量的50%~80%已经形成(Moorbath, 1977; O’Nions et al., 1979)。较新的资料统计表明，3.0~2.5Ga形成的大陆地壳占现今大陆地壳的36%，2.15~1.65Ga形成的大陆地壳占现今大陆地壳的39%(Condie, 1998)。由于大陆地壳主要在早前寒武纪阶段形成，因此早前寒武纪大陆地壳的生长方式、生长阶段以及壳幔的相互作用等问题始终是前寒武纪地质学家关注的重要问题(McCulloch and Wasserburg, 1978; Depaolo et al., 1991; McCulloch and Bennett, 1994; Stein and Hofmann, 1994; Condie, 1998, 2000)。
一些学者提出早前寒武纪大陆地壳主要形成于3.6Ga、2.7Ga和1.8Ga三个阶段(McCulloch and Bennett, 1994)，一些学者则认为前寒武纪大陆地壳的生长主要集中在2.7Ga、1.9Ga和1.2Ga三个阶段(Condie, 1998, 2000)。从全球范围看，2.7Ga左右的构造热事件是一次导致地壳增生的重要事件，不论在北半球的苏布里尔克拉通(Beakhouse et al., 1999; Henry et al., 2000; Percival et al., 2001)、西加拿大地盾(Sandeman et al., 2006)、怀俄明绿岩带(Rino et al., 2004)、波罗的地盾(Baltic shield)(Öhlander et al., 1987; Bibikova et al., 2005; Samsonov et al., 2005)、西格陵兰克拉通(Steenfelt et al., 2005)，还是在南半球的南非和津巴布韦克拉通(Kröner et al., 1999; Horstwood et al., 1999; Hofmann et al., 2004)、西澳大利亚的皮尔巴拉和伊尔岗克拉通(Bateman et al., 2001; Rasmussen et al., 2005)，这期构造热事件表现强烈，造成太古宙大陆地壳在一个短的阶段快速形成。在华北克拉通，2.7Ga的构造热事件原认为仅在鲁西等局部地区有所反映(Jahn et al., 1988; 庄育勋等, 1997; 杜利林等, 2003, 2010; 陆松年等, 2008; Wan et al., 2011a)，而依据锆石U-Pb年龄确定的2.5Ga左右的构造热事件则在整个克拉通范围内广泛分布(Wilde et al., 2005; Kröner et al., 2005; 沈其韩等, 2005; Geng et al., 2006; Yang et al., 2008; Grant et al., 2009; 耿元生等, 2010)。华北克拉通500余个基性和酸性岩浆岩的Nd同位素亏损地幔模式年龄(tDM)的峰值为2.82Ga，代表从地幔萃取物质形成大陆地壳的时间(Wu et al., 2005)。大量的锆石Hf同位素数据和锆石的形成年龄表明，华北克拉通最早的地壳增生事件发生在4.0Ga之前，形成了以基性岩石为主的下地壳并有陆壳物质形成。经过较短的地壳滞留，通过下地壳基性岩石的部分熔融以及壳内物质的再循环形成了以辽宁鞍山地区3.6~3.8Ga奥长花岗岩为代表的古老地壳(Wan et al., 2015)。在2.7Ga左右，华北克拉通发生了最强烈的壳幔分异事件，形成了大量的新生地壳，同时也形成了在东部陆块和中部带都有分布的基性火山岩和/或TTG片麻岩(Wan et al., 2011a, 2012, 2014; Han et al., 2012; Yang et al., 2013; Zhu et al., 2013; 路增龙等, 2014)。在2.5Ga左右，前期(2.7Ga)形成的新生地壳发生了广泛的部分熔融，形成华北克拉通分布最广的新太古代晚期的岩浆岩，奠定了华北克拉通的基本格局(Geng et al., 2012)。
对于新太古代晚期岩浆事件作用的构造背景目前还存在不同认识，一种认为太古宙末已经存在板块构造体制，这些岩浆岩是弧-陆、陆-陆碰撞的产物(Zhao et al., 1999a, b, 2005; Kusky and Li, 2003; Kröner et al., 2005; Li and Kusky, 2007)；而一些研究者则提出新太古代晚期的岩浆事件主要是地幔柱导致的岩浆事件(Yang et al., 2008; Liu et al., 2009a；耿元生等，2010；Geng et al., 2012)。
冀东地区是新太古代岩浆岩非常发育的地区，本文通过该区新太古代岩浆事件产物的地质、地球化学、全岩Sr-Nd同位素、锆石U-Pb年代学和锆石Hf同位素的研究进一步探讨新太古代晚期岩浆事件与地壳增生和演化的关系。
1 区域地质背景前人研究认为，华北克拉通由多个微陆块组成(白瑾等，1993；伍家善等，1998；Zhai et al., 2000, 2005; Zhai and Santosh, 2011)。这些微陆块在新太古代末期通过陆-陆或弧-陆碰撞拼合在一起，初步形成华北克拉通的基本轮廓(Shen and Qian, 1995; 伍家善等, 1998; Zhai et al., 2000, 2005; Zhai, 2011; Zhai and Santosh, 2011)。近十多年研究认为，华北克拉通由东部陆块、西部陆块和中部造山带组成，并通过东、西两个陆块的拼合完成华北克拉通化过程(Zhao et al., 1999a, b, 2005; Kusky and Li, 2003; Li and Kusky, 2007)。但对于东、西陆块之间的俯冲方向和陆块的拼合时代有两种不同认识：一种观点认为，从新太古代末期开始，西部陆块向东部陆块连续俯冲，古元古代末期(1.85~1.8Ga)东西陆块拼合(Zhao et al., 1999a, b, 2000, 2005, 2008, 2010; Liu et al., 2004, 2006, 2012; Kröner et al., 2005; Wilde et al., 2005; Wan et al., 2006a, b; Zhang et al., 2007, 2009)；而另一种观点提出，新太古代晚期东部陆块向西部陆块俯冲，在新太古代末期东西陆块拼合，并在古元古代早期华北克拉通转入陆内伸展阶段(Kusky and Li, 2003; Polat et al., 2005; Kusky et al., 2007; Li and Kusky, 2007)。
冀东变质基底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)。冀东太古宙基底变质作用程度存在差异，其中迁安-迁西一带变质程度较高，以麻粒岩相为主；西部的遵化、迁西北部、东部青龙、秦皇岛以及东南部卢龙等地变质程度相对低，主要为角闪岩相，部分为绿片岩相。变质作用的时间大多集中在2520~2490Ma间(Yang et al., 2008; Nutman et al., 2011; Zhang et al., 2011; Shi et al., 2012; Liu et al., 2013)，局部记录了1.85Ga的变质作用(Duan et al., 2015; 杨崇辉等，2017)。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; Duan et al., 2017)和顺时针(Lu et al., 2017; Yao and Zhang, 2017)两种不同的认识。在麻粒岩相变质地区构造以卵形构造为主，在角闪岩相变质地区则以线性构造为特点(图 1)。
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图 1 冀东地区前寒武纪变质基底地质简图及采样点位置 1-第四系；2-中元古代-中生代盖层；3-青龙群；4-滦县群；5-遵化群；6-迁西岩群；7-曹庄岩组；8-三屯营片麻岩；9-辉长质片麻岩；10-太平寨TTG片麻岩；11-迁安花岗-花岗闪长质片麻岩；12-紫苏闪长岩/紫苏花岗岩；13-界岭口闪长岩；14-海西期都山花岗岩；15-燕山期花岗岩；16-三屯营-金厂峪-王厂剪切带；17-年龄样品采样点及样品编号 Fig. 1 Geological sketch map of Precambrian metamorphic basement in the eastern Hebei Province and sample locations 1-Quaternary; 2-Mesoproterozoic-Mesozoic cover; 3-Qinglonghe Group; 4-Luanxian Group; 5-Zunhua Group; 6-Qianxi rock group; 7-Caozhuang rock formation; 8-Santunying gneiss; 9-gabbroic gneiss; 10-Taipingzhai TTG gneisses; 11-Qian'an granitic-granodioritic gneisses; 12-hypersthene-diorite /charnockite; 13-Jielingkou diorite; 14-Hercynian granite; 15-Yanshanian granite; 16-Santunying-Jinchangyu-Wangchang shear zone; 17-locality and number of age samples |
笔者与伍家善等早期的工作曾将冀东地区的早前寒武系划分为遵化深变质绿岩区、三屯营-太平寨岩浆杂岩区、迁安片麻岩穹隆区、水厂-杏山早-中太古代残留区、滦县陆缘火山-沉积岩区(伍家善等，1998)。近年一些研究者将冀东地区从北向南依次划分为大陆岩浆弧、过渡带、弧后盆地和东部陆块内部的大陆地壳等构造单元(Bai et al., 2016)；有的研究者则根据变质作用特点和年代学提出西北部古老的基性岩向南东遵化-太平寨弧俯冲的演化模式(Yao and Zhang, 2017)。这些不同的划分表明对于冀东地区的构造背景还存在不同认识(Geng et al., 2006; Yang et al., 2008; Nutman et al., 2011; Guo et al., 2015, 2017; Bai et al., 2016; Lu et al., 2017; Yao and Zhang, 2017)。
遵化深变质绿岩区是指主要分布在遵化、迁西北部、宽城东南部和青龙西部的一套经历了高角闪岩相变质改造的高级变质杂岩，其中变质表壳岩占60%左右，各种古老侵入岩约占40%。前人称该区变质表壳岩为遵化群或遵化岩群，其原岩以玄武质火山岩、中酸性火山凝灰岩、凝灰质杂砂岩和硅铁建造为主。中国和英国联合在三屯营等地进行区域地质调查时认为该区分布的变质深成岩以奥长花岗质-英云闪长质为主，包括秋花峪片麻岩、小关庄片麻岩、上营片麻岩等，还有少量变质辉长岩或辉长闪长岩，如青杨树片麻岩等，将该区广泛分布的片麻岩则称为三屯营片麻岩(李勤和杨振升，1992)。在该区的一些地段出露有蛇纹石化橄榄岩、辉石岩等超镁铁质岩石，有人认为它们属于科马提岩(王仁民等，1983)，有人则认为它们与变质基性火山岩、变质辉长岩等一起构成了太古宙的蛇绿岩组合，是大洋残片(Kusky et al., 2001; Li et al., 2002)，但也有学者对此提出质疑(Zhai et al., 2002；Zhao et al., 2007)。大量的年代学资料表明它们主要形成于新太古代晚期。
三屯营-太平寨岩浆杂岩区西起迁西县的三屯营、东到青龙县的逃军山一带。该杂岩区位于遵化深变质绿岩区的东南，二者之间以建明-金厂峪-青龙剪切带为界。20世纪80年代中期以前多将该区的变质岩石作为地层系统的一部分划归到迁西群。此后，多数研究者认识到该区内分布的深变质岩石主要是不同类型、不同成分的变质岩浆杂岩(贺同兴等，1992)，它们可占该区面积的80%以上(王安建，1991)。区内主要的片麻岩体有王厂片麻岩、邢厂片麻岩、太平寨粗粒花岗质片麻岩、崔杖子片麻岩等。此外，在渔户寨、鸽子庵、太平寨、郭家沟等地还有规模不等的紫苏花岗岩出露。年代学资料表明该区深成片麻岩主要形成于新太古代的晚期。该区的片麻岩我们统称为太平寨TTG片麻岩岩，其与遵化深变质绿岩区的三屯营片麻岩在成分上相似，但是本区的片麻岩普遍经历了麻粒岩相的变质改造，而三屯营片麻岩通常只经历了角闪岩相-高角闪岩相的变质改造。
迁安片麻岩穹隆区分布在迁安一带，大体以迁安县城为中心，平面近圆形，直径约30km，面积约700km2。该片麻岩穹隆在区域重力和航磁图上也显示出完整的穹状。该穹隆区内出露的主要有两类深成片麻岩。一类为浅色-浅粉色、弱片麻状的富钾片麻岩，主要由斜长石、石英、碱性长石、黑云母和角闪石组成，岩石的Na2O/K2O比值小于1。另一类为暗色弱片麻状的富钠片麻岩，主要由斜长石、石英、黑云母和角闪石组成，含少量或不含碱性长石，偶见透辉石，其Na2O/K2O比值大于1(伍家善等，1998)。暗色富钠片麻岩多分布在穹隆的北部，浅色的富钾片麻岩多分布在穹隆的南部。在蟒山，浅色钾质片麻岩的一些分枝贯入到暗色钠质片麻岩之中。在片麻岩穹隆中有规模不等的二辉麻粒岩、斜长角闪岩、夕线石榴长英片麻岩、铁英岩的包体。该穹隆区的深成片麻岩主要形成于25亿年左右。
水厂-杏山中太古代残留区分布在迁安片麻岩穹隆区的西侧，该区分布的主要是迁西岩群和曹庄岩组。曹庄岩组主要分布在杏山一带，其下部为夕线黑云斜长片麻岩夹石榴石英岩、含堇青石石英岩，中部为黑云斜长片麻岩夹斜长角闪岩，上部为角闪黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩及具工业意义的条带状铁建造。在该岩组的铬云母石英岩和其他类型变质沉积岩中获得过3610~3851Ma的碎屑锆石年龄(Liu et al., 1992), 在曹庄地区还发现少量3287~3129Ma的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)，故推断曹庄地区可能存在古太古代岩石。迁西岩群主要分布在水厂至松汀一带，它们主要由暗色麻粒岩、含辉石黑云斜长片麻岩、浅色麻粒岩、条带状铁建造构成的互层组成。近年锆石原位定年表明迁西群主要形成于新太古代，由于曾在顺层侵入到迁西岩群中的岩席状花岗岩获得过2960~2980Ma的锆石U-Pb年龄(Liu et al., 1990)，推断迁西岩群局部可能保留有中太古代岩石。在该区还有一些规模较小的变质岩浆杂岩，如水厂、羊崖山地区的紫苏花岗岩，脑峪门等地出露的花岗二长岩、花岗闪长岩等。由于该区曾获得过一些中太古代的年龄数据，故称之为水厂-杏山中太古代残留区。
滦县陆源火山-沉积区分布于研究区的东南部。由于变质程度相对较低，前人曾把它们单独划分为滦县群，主要由变粒岩、斜长角闪岩、条带状铁英岩、片麻状混合岩、长石石英岩等组成，上部有少量大理岩。根据岩石组合和原岩建造，它们属于新太古代的陆源沉积岩带(伍家善等，1998)。近些年的研究表明，该区分布的片麻状混合岩多为变质的深成岩体，可划分出阳山片麻岩、饮马河片麻岩等。最近，初航等在卢龙南部喇叭山南麓发现含有大量3.3~3.8Ga碎屑锆石的铬云母石英岩，并认为该区在太古宙期间与曹庄属同一陆块(初航等，2016)。
2 样品的岩石学特征本次研究的样品主要采自三屯营片岩和遵化斜长角闪岩，同时对太平寨地区的紫苏花岗岩以及水厂花岗片麻岩中的麻粒岩包体进行了采样，样品采样点见图 1，采样的地理坐标和基本矿物组成见表 1。根据矿物组合和地质产状，样品可以分为斜长角闪岩类、片麻岩类和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体几类。
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表 1 冀东地区样品采样位置和基本特征 Table 1 Locations and petrological features of the studied samples |
斜长角闪岩类主要出露在遵化深变质绿岩区，它们多呈规模不等的透镜体产于三屯营片麻岩中(图 1)，透镜体规模一般宽10~50m，延长近千米。一些地点(如挂兰峪、增庄、洒河桥)的斜长角闪岩类出露宽度可以达到数百米(图 2a)，延长数千米。也有的透镜体规模很小，仅几十厘米宽。斜长角闪岩类成分变化很大，原岩主要为基性火山岩。本次的样品主要采自遵化头道村和迁西洒河桥。头道村的样品较均匀，主要由斜长石和角闪石组成，不同样品中含有少量的石榴石或单斜辉石。该区的样品蚀变较强，斜长石表面多已帘石或高岭土化，角闪石多有不同程度的绿泥石化(图 2g)。洒河桥地区的斜长角闪岩类以普遍含有单斜辉石为特点，矿物组成变化较大，既有较典型的含辉石斜长角闪岩/麻粒岩，也有以石榴石为主的(可达70%)角闪石榴岩(图 2i)。在野外局部见有1cm左右的石榴石变斑晶集合体，边部还有较窄的斜长石边(白眼圈)(图 2b)。在镜下有的样品中可以看到暗色矿物以单斜辉石为主，粒度较大；而石榴石粒度较小多分布在单斜辉石边部，构成“红眼圈”结构(图 2h)。
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图 2 冀东地区斜长角闪岩、片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩等的野外照片(a-f)和单偏光显微照片(g-l) (a)迁西洒河桥斜长角闪岩露头；(b)迁西洒河桥斜长角闪岩中的石榴石变斑晶；(c)遵化头道村角闪斜长片麻岩中的基性岩透镜体；(d)遵化汗儿庄条带状片麻岩外貌；(e)迁西太平寨紫苏花岗岩外貌；(f)迁安水厂大桥黑云二长片麻岩中的基性岩包体；(g) JD03-6辉石斜长角闪岩；(h) JD17-5石榴麻粒岩；(i) JD17-2角闪石榴岩；(j) JD21-1透辉斜长片麻岩；(k) JD09-1紫苏闪长岩；(l) JD40-1二辉麻粒岩包体 Fig. 2 Field photographs (a-f) and photomicrographs (g-l, PPL) showing geological relationships and lithological features for the amphibolite, gneiss, hypersthene-diorite/charnockite and enclave (a) outcrop of basic metavolcanics, Saheqiao, Qianxi; (b) garnet porphyroblast in amphibolite, Saheqiao, Qianxi; (c) basic lens in hornblende gneiss, Toudaocun, Zunhua; (d) banded gneiss, Han'erzhuang, Zunhua; (e) outcrop of charnockite, Taipingzhai, Qianxi; (f) granulite enclave in biotite monzonite, Shuichang Bridge, Qian'an; (g-l) petrographical features: (g) JD03-6 pyroxene amphibolite; (h) JD17-5 garnet granulite; (i) JD17-2 garnet granulite; (j) JD21-1 diopside plagioclase gneiss; (k) JD09-1 hypersthene-diorite; (l) JD40-1 granulite (enclave) |
片麻岩类样品主要采自三屯营片麻岩，由于三屯营片麻岩成分和成因变化较大所以本次样品采自三屯营片岩的不同部位(图 1)。在片麻岩中有长30余厘米的斜长角闪岩透镜体，围绕透镜体发生局部深熔，形成小规模不规则的伟晶岩(图 2c)。片麻岩有时呈条带状，一些条带长英质矿物含量较多，一些条带镁铁质矿物含量较多(图 2d)本区的片麻岩类主要为中粗粒变晶结构，片麻状或条带状构造，矿物组成有所变化，浅色矿物主要由斜长石和石英组成，暗色矿物以角闪石为主，除角闪石之外有的地区出现较多的黑云母，有的地区出现较多的单斜辉石，有的地区则含有石榴石(表 1)，部分样品中含有少量的条纹长石。其中JD21-1号样品暗色矿物以单斜辉石为主，其边部有较明显的退变质，形成角闪石的外圈(图j)。
紫苏闪长岩/紫苏花岗岩类样品主要采自太平寨、王庄子等地。紫苏闪长岩/紫苏花岗岩在野外通常为灰黑色，块状，弱片麻状构造(图 2e)。用于定年的JD09-1样品为中粗粒花岗变晶结构，弱片麻状，矿物组成为斜长石(Pl，50%)+石英(Qtz，15%)+单斜辉石(Cpx，15%)+斜方辉石(Opx，10%)+角闪石(Hb，5%)+不透明矿物(Op，少量)(图 2k)。紫苏闪长岩/紫苏花岗岩包体基本为基性岩的包体，有的为斜长角闪岩，有的为麻粒岩，但多含有少量的单斜辉石和紫苏辉石，通常呈团块状。黑云二长片麻岩中的包体(JD40-1，JD40-3)为中性麻粒岩并含有退变质形成的黑云母(图 2l)，规模一般在30~50cm左右(图 2f)。
3 分析方法全岩粉末样品的制备由河北省区域地质矿产调查研究所完成。选取300~500g新鲜的岩石样品利用鄂式破碎机破碎后，用粉碎机将样品碎块粉碎研磨至200目以下，取其中30~50g以备全岩化学分析。全岩主量、稀土和微量元素分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。其中主量元素用日本理学3080E型X荧光光谱仪(XRF)分析，误差 < 0.5%；稀土和微量元素用电感耦合等离子体质谱(X-Series)分析，分析误差 < 5%。
锆石单矿物分选在河北区域地质矿产调查研究所完成。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(Williams, 1998; Nelson, 1999)。用标准锆石SL13(年龄为572Ma, U含量为238×10-6, Williams, 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(Black et al., 2003)。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 Albarède, 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)。
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/T 17672—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)。
4 分析结果 4.1 岩石化学研究区斜长角闪岩类、片麻岩类、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的岩石化学分析结果见表 2。其中斜长角闪岩类的SiO2含量从44.86%到51.13%，MgO含量变化较大，从4.7%到10.16%，Al2O3含量从12.52%到19.07%。在SiO2-K2O+Na2O岩浆岩分类图解中主要位于辉长岩区(图 3a)，少量位于二长辉长岩区。根据火山岩的Nb/Y-Zr/Ti图解，本区的斜长角闪岩类主要位于玄武岩区，少量位于玄武安山岩区(图 3b)，且多属于钙碱性系列(图 3d)。斜长角闪岩样品中除JD03-6号样品的稀土元素标准化图上为平坦型之外，其他样品的轻稀土元素略微富集，轻重稀土元素有一定分馏。JD17-2号样品中稀土部分较亏损，轻重稀土都相对富集(图 4a)，这与该样品中石榴石是主要暗色矿物有关。不同样品的微量元素变化较大, 在微量元素蜘蛛网图上，尽管不同样品有所变化，但总体上以Th、Ta、Nb、P和Ti相对亏损为特征(图 4b)。本区斜长角闪岩类成分变化较大一方面与其矿物组成差异明显有关，还可能与后期变质的流体(热液)改造有关。
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表 2 冀东地区新太古代斜长角闪岩、片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析表 Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of Neoarchean plagioclase-amphbolites, gneisses, hypersthene-diorite/charnockites and encloves in eastern Hebei Province |
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图 3 所分析的斜长角闪岩类、斜长片麻岩类、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的地球化学分类图 (a) SiO2-(Na2O+K2O)图解(Middlemost, 1994); (b) Nb/Y-Zr/TiO2×10000图解(Pearce, 1996); (c) An-Ab-Or图解(Barker, 1979); (d) SiO2-K2O图解(Le Maitre, 2002) Fig. 3 Geochemical classification diagrams for analyzed amphibolite, gneiss, hypersthene-diorite/ chanockite and enclave samples (a) SiO2 vs. Na2O+K2O diagram (Middlemost, 1994); (b) Nb/Y vs. Zr/TiO2×10000 diagram (Pearce, 1996); (c) An-Ab-Or diagram (Barker, 1979); (d) SiO2 vs. K2O diagram (Le Maitre, 2002) |
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图 4 斜长角闪岩类(a、b)、片麻岩类(c、d)、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体(e、f)的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Haskin et al., 1968)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Haskin et al., 1968) and primitive mantle-normalized spider diagrams (normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the amphibolites (a, b), gneisses (c, d), hypersthene-diorite/charnockites and enclaves (e, f) |
片麻岩类的SiO2含量从58.63%到69.73%，Na2O含量为3.32%~4.68%，Na2O含量普遍大于K2O含量(表 2)，Al2O3含量从12.61%到17.98%。在SiO2对K2O+Na2O图解上本区的片麻岩类主要位于花岗闪长岩和闪长岩区(图 3a)，在An-Ab-Or图解上它们主要位于英云闪长岩区，个别位于花岗闪长岩区(图 3c)，属于低钾拉斑系列和钙碱性系列(图 3d)。本区片麻岩类的稀土元素总量相对较低(ΣREE=39.69×10-6~121.9×10-6)，轻重稀土元素分馏较弱，在稀土元素的球粒陨石标准化图解中轻稀土稍富集，重稀土较平缓，Eu异常不明显(Eu/Eu*=0.83~1.45)，各样品之间差异不大(图 4c)，与冀东地区闪长质片麻岩的稀土元素特征(Bai et al., 2016)类似。在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图解上，总体相对平缓，Th, P, Ti有较明显的负异常，Sm有较弱的负异常，多数样品的Rb相对Ba较亏损(图 4d)。
本区紫苏闪长岩/紫苏花岗岩SiO2含量从53.95%到68.51%，Na2O含量为3.90%~4.35%，Na2O含量普遍大于K2O含量，Al2O3含量从15.70%到17.59%(表 2)。由于多数样品的SiO2含量小于60%，在SiO2对K2O+Na2O图解上本区的紫苏闪长岩/紫苏花岗岩主要位于辉长闪长岩和闪长岩区，少部分位于花岗闪长岩区(图 3a)，因此称之为紫苏闪长岩/紫苏花岗岩。在An-Ab-Or图解上多位于英云闪长岩区(图 3c)，主要属于钙碱性系列(图 3d)。紫苏闪长岩/紫苏花岗岩中的包体，除SiO2略低外，其他组分与寄主岩石类似，因此它们在不同图解中与紫苏花岗岩基本位于同一区域内(图 3a, c, d)。水厂大桥黑云二长片麻岩的SiO2含量为73.95%，K2O含量达到7.13%(表 2)。其中的包体成分与紫苏花岗岩中的包体成分类似(表 2)。紫苏闪长岩/紫苏花岗岩和其包体的稀土元素特征相近，稀土元素总量变化较大(ΣREE=72.47×10-6~366.3×10-6)，轻重稀土元素有一定程度分馏((La/Yb)N=3.39~13.6)，通常有不同程度Eu负异常(Eu/Eu*=0.43~1.10)。在球粒陨石标准化图解上各样品之间大体平行(图 4e)。在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图解上，大离子亲石元素变化较大，P和Ti负异常明显(图 4f)。水厂大桥二长花岗岩质片麻岩中包体的稀土元素和微量元素特点与紫苏闪长岩/紫苏花岗岩和其中包体类似，二长花岗岩质片麻岩(JD40-2)不论是稀土元素还是微量元素含量都明显偏高，轻重稀土有明显的分馏((La/Yb)N=128)，微量元素在标准化的蜘蛛网图解上也与其他样品有明显区别(图 4e, f)。
4.2 全岩Sr、Nd同位素组成本区斜长角闪岩类的87Rb/87Sr和87Sr/86Sr比值变化较大，分别为0.0076~0.3348和0.702361~0.710943，以本区岩浆活动主要时间2530Ma计算的(87Sr/86Sr)i为0.698598~ 0.705552(表 3)；147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别变化于0.1049到0.1948和0.511309到0.512827，εNd(t=2530Ma)值变化于2.45~4.33，相应的亏损地幔模式年龄tDM变化于2565~2707Ma之间(表 3)。
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表 3 冀东地区新太古代斜长角闪岩、片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及其包体的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成 Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions of Neoarchean plagioclase-amphibolites, gneisses, hypersthene-diorite/charnockites and enclaves in charnockites in eastern Hebei Province |
本区片麻岩类的87Rb/87Sr和87Sr/86Sr比值都变化较大，分别为0.0201~0.8715和0.703194~0.741881，以本区岩浆活动主要时间2530Ma计算的(87Sr/86Sr)i为0.700178~0.709746(表 3)；147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别变化于0.0810到0.1320和0.510785到0.511794，εNd(t=2530Ma)值变化于1.52~4.62，相应的亏损地幔模式年龄tDM变化于2515~2689Ma之间(表 3)。
本区紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的87Rb/87Sr和87Sr/86Sr比值分别为0.0211~0.1721和0.702528~0.710742，以本区岩浆活动主要时间2530Ma计算的(87Sr/86Sr)i为0.701750~0.704396(表 3)；147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别变化于0.1005到0.1340和0.511103到0.511780，εNd(t=2530Ma)值从1.37到3.69，相应的亏损地幔模式年龄tDM变化于2606Ma~2740Ma之间(表 3)。其中的包体与紫苏闪长岩/紫苏花岗岩有类似的Sr、Nd同位素组成，其87Rb/87Sr和87Sr/86Sr比值分别为0.0460~0.2162和0.704332~0.712963，以本区岩浆活动主要时间2530Ma计算的(87Sr/86Sr)i为0.702381~0.704991(表 3)；147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别变化于0.1210~0.1397和0.511506~0.511845，εNd(t=2530Ma)值变化于2.57~4.46，相应的亏损地幔模式年龄tDM变化于2532~2688Ma之间(表 3)。
4.3 锆石U-Pb年龄笔者等曾对小官庄片麻岩、秋花峪片麻岩、龙湾片麻岩进行过锆石SHRIMP U-Pb年龄测定，对青杨树片麻岩、崔杖子片麻岩以及渔户寨紫苏花岗岩等进行过锆石蒸发法年龄测定(Geng et al., 2006)。本次研究，重点对冀东地区西部分布最广的三屯营片麻岩进行年龄测定，同时对太平寨紫苏花岗岩、洒河桥基性麻粒岩进行年龄测定。由于以往曾报道在水厂大桥片麻岩包体中有中太古代的年龄信息，因此本次研究也对水厂大桥附近片麻岩中麻粒岩的包体进行了年龄测定。
4.3.1 三屯营片麻岩的锆石U-Pb年龄本次研究对4个三屯营片麻岩样品(JD03-7、JD04-1、JD04-2、JD21-1)进行了SHRIMP锆石U-Pb年龄测定。
JD03-7号样品中的锆石外形呈次浑圆状，通常具有核-幔-边结构，核部保留较少，具有典型的振荡环带；幔部通常发光较弱，没有明显的结构；边部通常较窄(个别较宽)，发光较强，在CL图像中为亮白色(图 5a)。对该样品测定了30个点，大多位于核部和幔部，少部分位于边部。锆石的U、Th含量分别为11×10-6~2417×10-6, 2×10-6~307×10-6, Th/U变化于0.02~1.18(见电子版附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，Th/U比值大于0.1的为一组，Th/U比值小于0.1的为另一组，第一组14个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2493±11Ma (n=14, MSWD=5.9);第二组11个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2464±39Ma (n=11, MSWD=3.1)(图 6a)。
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图 5 片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩和斜长角闪岩类的锆石CL图像 线条圆代表SHRIMP U-Pb分析点，断线椭圆代表LA-ICP-MS Hf同位素分析点，2512Ma(8.1), 4.75(2678Ma)分别代表锆石207Pb/206Pb表面年龄、分析点号、锆石εHf(t)值和tDM(Hf) Fig. 5 CL images of zircons from gneisses, hypersthene-diorite /charnockite and amphibolite in eastern Hebei Province Circle represents the spot of U-Pb analysis, ellepse represents the Lu-Hf analusis, 207Pb/206Pb age, spot number, εHf(t) value and tDM(Hf) value also are shown against each spot |
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图 6 片麻岩类、基性岩类、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的锆石U-Pb同位素谐和图 Fig. 6 SHRIMP U-Pb concordia diagrams of the zircon from gneisses, basic rock, hypersthene-diorite /charnockite and enclave |
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附表 1 冀东新太古代斜长角闪岩、片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的锆石SHRIMP U-Pb同位素数据 AppendixTable1 SHRIMP zircon U-Pb data of Neoarchean plagioclase-amphibolites, gneisses, hypersthene-diorite/charnockites and enclaves in granite in eastern Hebei Province |
JD04-1样品中的锆石外形呈长柱状，长宽比一般为2：1~3：1，晶棱多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔结构，一些颗粒仅残留有具环带的核部，一些颗粒核部较大，具有典型的振荡环带；幔部通常发光较弱，没有明显的结构；仅有个别颗粒具有发光较强的边部，在CL图像中为亮白色(图 5b)。对该样品测定了19个点，大多位于核部和幔部，少部分位于边部。锆石的U，Th含量分别为21×10-6~183×10-6, 7×10-6~214×10-6, Th/U变化于0.31~1.63(附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，位于核部的为一组，7个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2529±30Ma (n=7, MSWD=7.1);位于幔部的为一组，4个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2487±18Ma (n=4, MSWD=1.8)(图 6b)。
JD04-2号样品中的锆石外形呈长柱状，长宽比一般为2：1~4：1，晶棱多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔结构，核部保留的大小不一，一些颗粒核部较大，具有典型的振荡环带或斑状环带，一些颗粒核部基本消失；幔部通常发光较弱，没有明显的结构，宽度不一；一些颗粒具有发光较强的边部，在CL图像中为亮白色(图 5c)。对该样品测定了35个点，大多位于核部和幔部，少部分位于边部。锆石的U，Th含量分别为17×10-6~2047×10-6, 2×10-6~207×10-6, Th/U变化于0.02~1.4(附表 1), 其中核部和幔部分析点的Th/U比值都大于0.1，而边部分析点的Th/U比值都小于0.1。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，位于核部的为一组，11个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2527±8Ma (n=11, MSWD=1.7);位于幔部的为一组，14个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2473±16Ma (n=14, MSWD=1.15)(图 6c)。
JD21-1号样品中的锆石外形为短柱状到长柱状，长宽比一般为1：1~3：1，晶棱多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔-边结构，核部保留的大小不一，核部通常不具有明显的振荡环带，在阴极发光中成黑灰色；幔部通常发光较弱，没有明显的结构，宽度不一，多呈灰色到浅灰色；一些颗粒具有发光较强的边部，在CL图像中为亮白色(图 5f)。对该样品测定了31个点，大多位于核部和幔部，个别分析点位于边部。锆石的U，Th含量分别为21×10-6~804×10-6, 11×10-6~1085×10-6, Th/U变化于0.09~2.28(附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，位于核部的为一组，18个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2533±6Ma (n=18, MSWD=1.45);位于幔部的为一组，8个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2482±22Ma (n=8, MSWD=2.5)(图 6f)。
4.3.2 基性岩类的锆石U-Pb年龄JD17-5号样品中的锆石外形为近等轴状，长宽比一般为1：1左右，晶体边缘多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔-边结构，核部保留的大小不一，核部通常不具有明显的振荡环带，在阴极发光中成黑灰色, 部分颗粒核部具有斑杂状环带；幔部通常发光较弱，没有明显的结构，宽度不一，多呈灰色到浅灰色；一些颗粒具有发光较强的边部，在CL图像中为亮白色(图 5e)。对该样品测定了32个点，大多位于核部和幔部，个别分析点位于边部。锆石的U，Th含量分别为11×10-6~200×10-6, 4×10-6~126×10-6, Th/U变化于0.07~1.55(附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，位于核部的为一组，7个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2536±15Ma (n=7, MSWD=0.33);位于幔部的为一组，17个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2486±17Ma (n=17, MSWD=2.4)(图 6e)。
4.3.3 紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的锆石U-Pb年龄JD09-1号采自太平寨的紫苏闪长岩/紫苏花岗岩，样品中的锆石外形为近等轴状到长柱状，长宽比一般为1：1到3：1，晶体边缘多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔-边结构，核部通常不具有明显的振荡环带或板状环带；幔部通常发光较弱，没有明显的结构，宽度不一，多呈暗灰色；一些颗粒具有发光较强的边部，在CL图像中为亮白色(图 5d)。对该样品测定了35个点，大多位于核部和幔部，个别分析点位于边部。锆石的U，Th含量分别为11×10-6~1871×10-6, 8×10-6~1174×10-6, Th/U变化于0.04~1.26(附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中绝大多数点位于谐和线上或附近，少数分析点有一定程度的铅丢失。去掉分析误差较大或偏离谐和线的点之外，位于核部的为一组，13个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2511±10Ma (n=13, MSWD=2.3);位于幔部的为一组，8个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2479±26Ma (n=8, MSWD=3.2)(图 6d)。
JD40-1号样品采自迁安水厂大桥下黑云二长片麻岩中的麻粒岩包体，样品中的锆石外形为近等轴状到短柱状，长宽比一般为1：1到2：1，晶体边缘多有熔蚀。在阴极发光图像中通常具有核-幔结构，核部具有明显的振荡环带或板状环带；幔部通常发光较弱，没有明显的结构，多呈暗灰色；个别颗粒发光较强，在CL图像中为亮白色(图 5g)。对该样品测定了11个点，大多位于核部。锆石的U，Th含量分别为143×10-6~1210×10-6, 64×10-6~602×10-6, Th/U变化于0.44~1.21(附表 1)。在锆石U-Pb年龄谐和图中除2个分析点(4.1和10.1)有明显的Pb丢失之外，其他分析点基本位于谐和线上。位于谐和线上9个点的207Pb/206Pb年龄的加权平均值为2510±10Ma (n=9, MSWD=3.5)(图 6g)。
4.4 锆石Hf同位素组成特征在锆石U-Pb年龄分析的基础上基本在原位进行了锆石Hf同位素的分析，结果见电子版附表 2。
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附表 2 冀东地区新太古代斜长角闪岩、片麻岩、紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及其包体的锆石Hf同位素数据 AppendixTable2 zircon Hf data of Neoarchean plagioclase-amphibolites, gneisses, hypersthene-diorite/charnockite and enclaves in granite in eastern Hebei Province |
4个片麻岩样品中锆石不论是核部点还是幔部点所分析的Hf同位素非常相近(除个别反映古元古代变质反应边的分析点外)，JD03-7、JD04-1、JD04-2和JD21-1样品中锆石的(176Hf/177Hf)i值分别为0.281244~0.281505、0.281211~0.281473、0.281259~0.281403和0.281197~0.281342；εHf(t)值分别为0.25~8.31、1.65~7.82、1.66~8.15和-0.08~8.43；相对于亏损地幔的单阶段模式年龄(tDM1)分别为2611~2732Ma、2538~2773Ma、2516~2711Ma和2601~2785Ma；反映地壳滞留时间的两阶段模式年龄(tDM2)分别为2645~2802Ma、2541~2847Ma、2515~2807Ma和2635~2876Ma(附表 2)。
采自洒河桥的石榴角闪斜长辉石岩(JD17-5)样品中锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.281291~0.281544，εHf(t)值介于-3.23~11.59之间，且绝大多数为正值。除1个分析点的相对于亏损地幔的单阶段模式年龄(tDM1)明显小于2.5Ga之外，其余介于2489~2686Ma之间，略大于其形成年龄(2536Ma)；反映地壳滞留时间的两阶段的模式年龄(tDM2)介于2510~2755Ma之间(附表 2)。
采自太平寨的紫苏闪长岩/紫苏花岗岩(JD09-1)样品中锆石的初始(176Hf/177Hf)i值为0.281245~0.281437，εHf(t)值介于-0.70~9.49之间，且绝大多数为正值。相对于亏损地幔的单阶段模式年龄(tDM1)介于2516~2896Ma之间，略大于其形成年龄；反映地壳滞留时间的两阶段的模式年龄(tDM2)介于2530~3001Ma之间(附表 2)。
采自水厂大桥黑云二长片麻岩中麻粒岩(JD40-1)包体中锆石的(176Hf/177Hf)i值为0.281182~0.281350，εHf(t)值介于-0.44~5.85之间，且绝大多数为正值。相对于亏损地幔的单阶段模式年龄(tDM1)介于2590~2766Ma之间，略大于其形成年龄；反映地壳滞留时间的两阶段的模式年龄(tDM2)介于2614~2899Ma之间(附表 2)。
5 讨论 5.1 年龄数据的地质意义麻粒岩相变质岩石中的锆石通常较为复杂，一些研究者认为控制锆石年龄的因素包括新生锆石的生长(包括流体下的生长和固态生长)和已有锆石的改造(包括重结晶、熔蚀-再沉淀及Pb的扩散和丢失)，并根据锆石阴极发光图像将遭受麻粒岩相变质改造的锆石颗粒划分为岩浆成因的核部、重结晶的内部亮层、具有扇状环带的重结晶域、流体与变质作用共同作用形成的变质边以及有流体存在的重结晶的外部亮层(Grant et al., 2009)。Ma et al. (2012)则根据对内蒙大青山地区麻粒岩的研究把遭受到高级变质改造的锆石划分为具有明显振荡环带的岩浆成因的核部、内部结构不明显的重结晶的核部、变质成因的幔部以及有流体参与的重结晶的边部。这些遭受新太古代晚期麻粒岩相变质改造的岩石，通常还受到后期(主要是古元古代晚期)的变质改造，由于麻粒岩相的变质改造使岩石形成干体系，在这种情况下即使受到后期改造，很少形成古元古代晚期的新生锆石，但是可以使新太古代末期变质改造后的锆石发生Pb丢失，产生一些沿谐和线分布的介于新太古代晚期-古元古代晚期的分析点，但是它们通常不具有明确的地质意义(Wan et al., 2011b)。可见遭受麻粒岩相变质改造的锆石内部结构复杂、同位素体系变化较大，因此对所获得的年龄解释需要慎重。
冀东地区的TTG片麻岩、变质火山岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩等经历了强烈的变质与变形改造，因此不同岩石中的锆石通常具有核-幔-边的复杂结构。一般来说把核部解释为早期岩浆锆石的形成时代，幔部解释为早期的变质时间，边部代表晚期的构造热事件。由于该区经历了麻粒岩相的变质改造，甚至高压麻粒岩相的变质改造，峰期变质温压条件可以达到11~13kbar/790~810℃(Duan et al., 2015)或12~13kbar/820~850℃(Lu et al., 2017)，还发现有变质温度可以达到950~1025℃的超高温麻粒岩(Yang and Wei, 2017)。由于温度已超过800℃，高于锆石的结晶温度。高级变质通常伴有含水矿物的脱水熔融，在高温和流体参与的高级变质作用过程中锆石的同位素体系是否会受到影响，从而改造锆石的原有结构和同位素体系的重置需要认真考虑。
从所有样品锆石年龄的直方图(图 7)可以看出，很多核部分析点和幔部甚至边部分析点的年龄是重合的，也就是说幔部和边部的一些分析点的年龄部分继承了原来岩浆锆石的U-Pb同位素组成，而一些核部的分析点与幔部、边部重合则是由于核部岩浆锆石的同位素体系在幔部或边部重结晶时受到了同位素体系的重置，造成年龄的年轻化。本次分析的样品中JD03-7、JD17-5和JD21-1在锆石阴极发光图像中，内核多为暗灰黑色，内部环带不明显(图 5a, e, f)，基本属于变质重结晶的核部，所计算的核部分析点的加权平均年龄只能作为其形成的最小年龄值。JD04-1号样品中一些颗粒中保留有具有振荡环带的核部，其中3号颗粒核部很小，有非常宽的幔，核部受到影响比较大，因此出现了核部年龄小于幔部年龄的情况；6号颗粒具有振荡环带的核部较大，幔部相对较小，核部的207Pb/206Pb年龄为2529±45Ma(图 5b), 与该样品核部加权平均年龄2529±30Ma一致，可以大致代表该样品岩浆锆石的形成年龄。JD04-2号样品中锆石多数具有振荡环带的核部，但是有的已经被幔部改造(图 5c中19号颗粒和25号颗粒)，11号颗粒的核部较大，其207Pb/206Pb年龄2555±14Ma，该年龄大于核部加权平均年龄2527±8Ma。由于统计核部年龄时包括了一些被改造过的核部年龄，所以可能偏小，我们认为2555±14Ma可以代表该样品早期岩浆事件的年龄。JD09-1号样品中锆石的核部部分已经被幔部改造，内部结构基本消失，而8号和12号颗粒核部振荡环带比较清晰，可能受幔部重结晶的影响比较小，其年龄分别为2524Ma和2527Ma, 比核部所有点的加权平均年龄2511±10Ma略大，可能代表早期的岩浆事件年龄。JD40-1号样品锆石颗粒较小，其中1号点振荡环带发育，其207Pb/206Pb年龄2527±10Ma，较位于谐和线上所有核部点的加权平均年龄2510±10Ma略大，可以大致代表岩浆核部的形成年龄。以上分析表明，由于遭受过麻粒岩相变质改造岩石中锆石核部可能受到变质重结晶的影响，部分同位素体系重置，加权平均年龄可能偏小，应以基本没有受到重结晶影响、具有清晰振荡环带的最老的锆石核部(需要排除继承锆石核部)作为早期岩浆事件发生的时间。
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图 7 所有样品锆石207Pb/206Pb年龄直方图 Fig. 7 207Pb/206Pb age histogram for studed samples |
近年获得了冀东地区大量变质作用时间的同位素年龄数据，综合已有资料，该区变质作用的年龄大体可以分为4组，第一组年龄为2.5Ga左右，代表冀东地区区域麻粒岩相变质作用时间(Nutman et al., 2011; Yang et al., 2008, 2016b; Lu et al., 2017；Yao and Zhang, 2017)；第二组年龄为2.47~2.48Ga，或认为是麻粒岩相变质作用时间，或认为是麻粒岩相晚期的冷却时间(Bai et al., 2015; 韩鑫等，2016; Duan et al., 2017; Yao and Zhang, 2017)；第三组年龄为2.35~2.46Ga，可能代表晚期的变质事件或麻粒岩相的冷却时间(Guo et al., 2013; Bai et al., 2014, 2015, 2016; Fu et al., 2016; Yang et al., 2016a)；第四组年龄为1.85Ga左右，主要表现在古元古代基性岩墙的麻粒岩相变质，在一些新太古代晚期辉长质片麻岩中也有所反映(Duan et al., 2015; Yang et al., 2016b; 杨崇辉等，2017)。在迁西娄子山变泥质岩中，获得有2499±11Ma和2496±6Ma的年龄数据(Lu et al., 2017), 由于变泥质岩中的锆石主要是变质锆石(基本没有继承核)，不受继承锆石的影响，所以2.5Ga左右的年龄数据可以代表区域麻粒岩相变质作用的时间。对于第二组和第三组年龄有不同的认识。由于在金厂峪绿片岩相剪切带中糜棱岩化绿片岩中获得2475±13Ma、绿片岩相糜棱岩(原岩为花岗岩脉)中获得2474±30Ma的年龄，代表绿片岩相变质作用的时间(Yao and Zhang, 2017)，可以说第二组年龄近似于麻粒岩相退变到绿片岩相的冷却时间。由于冀东地区普遍遭受到麻粒岩相高级变质，使岩石处于干体系状态，在这种情况下尽管受到古元古代晚期变质事件的影响，但很难形成新生锆石，但是可以使新太古代末期变质改造后的锆石发生Pb丢失，产生一些沿谐和线分布的介于新太古代晚期-古元古代晚期的分析点，但是它们通常不具有明确的地质意义(Wan et al., 2011b)。从本区特点看，第三组年龄时间跨度大，从2366Ma到2461Ma，这样长的时间跨度且没有其他同时的地质事件相对应，很难用变质事件或早前麻粒岩相变质事件冷却来解释，所以我们认为这一组年龄数据很可能并不具有实际的地质意义。1.85Ga的变质年龄数据目前主要来自古元古代侵位的基性岩脉的变质事件，似乎是局限的，但是在一些辉长质片麻岩和奥长花岗质片麻岩中已有类似的反映(Yang et al., 2016b; Fu et al., 2016)。前已述及，在新太古代晚期遭受了麻粒岩相变质后岩石多已为干体系，在干体系中受到第二期麻粒岩相变质改造是很难形成新生锆石，所以我们推断在冀东地区1.85Ga左右的麻粒岩相变质不是局部的，分布范围可能更广。
5.2 片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的成因在全岩t-εNd(t)图解上不论是基性岩类、片麻岩类还是紫苏闪长岩/紫苏花岗岩类(包括包体)都位于球粒陨石演化线和亏损地幔演化线之间，很多样品直接位于亏损地幔演化趋势范围(图 8)，表明冀东地区的基性岩类主要来源于亏损地幔源，片麻岩类和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩主要来源于亏损地幔演化的新生地壳，较少受到古老地壳的混染。在锆石t-εHf(t)图解上, 基性岩样品石榴角闪斜长辉石岩(JD17-5)、部分片麻岩(JD04-1，JD04-2)和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩样品(JD09-1)更接近亏损地幔演化线，表明他们主要是亏损地幔演化的产物，较少受到地壳的混染。而片麻岩(JD03-7，JD21-1)和包体(JD40-1)则偏离亏损地幔演化线较多，靠近球粒陨石的演化线(图 9a)，表明它们虽然也来自亏损地幔衍生的新生地壳，但是受到较低程度的地壳混染。在该图解中一些点的εHf(t)值为负值，似乎表明它们受到了较多的地壳物质混染，但是根据分析点的位置可以看出，这些明显位于亏损地幔演化线(εHf(t)=0)之下的分析点，主要位于所分析锆石的边部和幔部，而核部的分析点εHf(t)值基本为正值，接近亏损地幔演化线，表明岩浆成因的锆石主要来自亏损地幔的演化。一些εHf(t)值为负值的点主要位于边部和幔部(图 9b)，属于变质锆石，说明在变质过程中结晶的锆石有来自地壳物质的加入和改造。
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图 8 基性岩类、片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的t-εNd(t)图解 Fig. 8 Digram of t vs. εNd(t) for basic rocks, gneisses and hypersthene-diorite/charnockites |
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图 9 锆石εHf(t)-t图解(a，以样品为单位；b，以分析点位置为单位) Fig. 9 Zircon εHf(t) vs. age plot for dated zircon grains (a, showing samples; b, showing spot locations) |
根据全岩Sm-Nd同位素和锆石Hf同位素特征我们认为，本区的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体主要来源于亏损地幔，只有少量的地壳物质加入。从本区片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的稀土元素标准化图解和微量元素的蜘蛛网图可以看出(图 4)，不同样品之间的分布有一定差异，与受到地壳混染的程度有关。由于地壳中富集轻稀土元素、大离子亲石元素和Zr、Hf(Rudnick and Fountain, 1995; Wedepohl, 1995; Gao et al., 1998)，受到地壳混染的岩石通常具有轻稀土富集、大离子亲石元素和Zr、Hf相对富集, 本区片麻岩和紫苏花岗岩的稀土元素和微量元素具有相对富集的特点(图 4)，因此可以判断本区的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩主要来源于亏损地幔产生的新生地壳，但是受到了一定程度的地壳混染，且混染程度不同，导致不同样品之间的差异。
所研究的8个片麻岩类样品的CFM参数(CaO/(MgO+ΣFeO, 摩尔数)和AFM(Al2O3/(MgO+ΣFeO, 摩尔数)分别为0.47~1.00和1.04~2.43，紫苏闪长岩/紫苏花岗岩及包体的CFM参数和AFM参数分别为0.45~0.99和0.28~2.05，在CFM对AFM图解中这两类岩石落入变质玄武岩和变英云闪长岩源区的部分熔融(图 10a)，只有水厂大桥附近包裹有麻粒岩包体的黑云二长片麻岩的AFM值为7.61，表明Al2O3含量高，而FeO和MgO含量低，因此投影在变质硬砂岩部分熔融区域的上方。常量元素的特征也表明所研究的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩是由新生的下地壳玄武质岩石部分熔融形成的。
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图 10 基性岩类、片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的CFM-AFM (a, 据Altherr et al., 2000)、Ce-Ce/Sm (b, 据Schiano et al., 2010)、Sc-Zr (c, 据Peccerillo et al., 2003)和(Ce/Yb)N-YbN (d, 据Bai et al., 2016)图解 Fig. 10 Digrams of CFM vs. AFM (a, modified after Altherr et al., 2000), Ce vs. Ce/Sm (b, modified after Schiano et al., 2010), Sc vs. Zr (c, modified after Peccerillo et al., 2003) and (Ce/Yb)N vs. YbN (d, modified after Bai et al., 2016) for basic rocks, gneisses and hypersthene-diorite /charnockites |
全岩Sm-Nd同位素、锆石Hf同位素和AFM对CFM图解表明研究区的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的原始岩浆是从亏损地幔部分熔融产生的，而一些微量元素可以解释从岩浆到岩石形成过程的因素。在Ce对Ce/Sm图解中本区片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩(包括基性岩类)基本水平分布，显示了分离结晶的特点(图 10b)。与Fu et al. (2016)所研究的冀东地区富含石英的闪长岩、低分异型英云闪长岩-奥长花岗岩以及Bai et al. (2016)所研究的该区闪长质片麻岩具有相同的分布趋势，表明这些岩石经历了岩浆的分离结晶作用。在Sc对Zr图解中投点较分散，但是可以看出基本具有分离结晶的演化趋势(图 10c)，这与Bai et al. (2016)所研究的冀东地区闪长质片麻岩和TTG片麻岩具有相似的分布特点，也意味着它们经历了岩浆的分离结晶作用。在YbN对(Ce/Yb)N图解中(图 10d)本区的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩都表现为向右倾斜的分布，与Bai et al. (2016)所研究的闪长质片麻岩和TTG片麻岩具有相同的分布特点，表明本区的闪长质片麻岩和TTG片麻岩在分离结晶过程中，角闪石是主要的分离结晶相矿物。由于本区的片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩多已经历了麻粒岩相的变质改造，在许多岩石的暗色矿物中角闪石含量相对较少，而单斜辉石和紫苏辉石含量较多，但这已经是变质矿物，并不代表岩浆阶段结晶的矿物。
通过以上分析，本区片麻岩和紫苏花岗岩的岩浆演化大体可以归结为，最初从亏损地幔分异出的新生地壳的部分熔融形成了初始岩浆，岩浆经历了分离结晶作用，暗色矿物角闪石是主要的分离结晶相矿物，形成了TTG或紫苏闪长岩/紫苏花岗岩，后经过麻粒岩相的变质改造，形成以辉石为主要暗色矿物的麻粒岩相变质岩石。
5.3 新太古代的地壳增生和区域构造意义本文作者等统计了华北克拉通锆石Hf同位素数据，提出2.7Ga是华北克拉通地壳增生的最主要时期，并统计了锆石Hf同位素的单阶段模式年龄(tDM1)和两阶段模式年龄(tDM2)，峰值分别为2698±4Ma和2714±5Ma，二者相差不到20Ma，表明中酸性岩浆岩的母岩在地壳滞留的时间较短(Geng et al., 2012), 因此本文以锆石Hf两阶段模式年龄(tDM2)作为基本参数。本次研究的7个样品中锆石的Hf两阶段模式年龄不论是核部、幔部和边部具有相似的结果，其峰值为2.72Ga(图 11)，与华北全区锆石Hf的同位素统计的结果一致。表明2.7Ga左右是华北克拉通最主要的地壳增生时间。全岩Sm-Nd同位素计算的单阶段模式年龄为2532~2740Ma, 两阶段模式年龄为2255~3080Ma, 比锆石Hf同位素计算的模式年龄相对较小，且变化较大，表明全岩Sm-Nd同位素体系在变质、变形过程中受到了改造。Fu et al. (2016)对遵化-青龙微地块中斑杂状闪长质-英云闪长质片麻岩中锆石Hf同位素的研究认为，2.53~2.50Ga既是新生地壳从富集地幔生长的主要时期，也是地壳再造的主要时期。我们认为这一阶段主要是地壳的再造，新生地壳的生长只是少量的。
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图 11 所有样品锆石二阶段模式年龄直方图 Fig. 11 zircong tDM2(Hf) age histogram for studied samples |
以往认为反映华北克拉通2.7Ga地壳增生的事件主要表现在鲁西地区(Jahn et al., 1988；杜利林等, 2003, 2010; 陆松年等，2008；王伟等，2009)，现在越来越多的资料表明，这期地壳增生事件在华北克拉通有广泛的岩浆事件反映，不仅在鲁西有该时期的火山岩和岩浆岩，在胶东地区、华北南缘、中条地区、赞皇地区、阜平地区以及西部的大青山地区都有这期岩浆事件的表现(Guan et al., 2002；Kröner et al., 2005；Jahn et al., 2008；Liu et al., 2009b；Wan et al., 2011a, b；Han et al., 2012；董晓杰等，2012；Yang et al., 2013；Zhu et al., 2013; 马铭株等，2013; 路增龙等，2014)，说明这期地壳增生事件对华北影响是广泛的。
本文资料和以往资料都表明，冀东地区最主要的岩浆事件发生在2.55~2.52Ga期间，并紧密伴随有高级的区域变质改造。对于这一阶段的岩浆构造热事件产生的构造背景存在不同认识，一种认为与陆缘岩浆弧背景有关(Nutman et al., 2011；Lv et al., 2012；Bai et al., 2014, 2016；Yao and Zhang, 2017), 一种认为与太古宙大洋消减和碰撞有关(Kusky and Li, 2003；Li and Kusky, 2007)，一种认为主要与地幔柱的活动有关(Zhao et al., 1998；Geng et al., 2006, 2012；Wu et al., 2012；韩鑫等，2016), 还有一种认为与微陆块的拼贴有关(Yang et al., 2016a, b)。不论何种模式，都需要回答或解答冀东变质基底以下的基本地质特征：(1)冀东地区广泛分布有钙碱性TTG深成岩体(已变质变形为片麻岩)，它们在时间和空间上没有明显的分带性，火山岩以基性火山岩为主，缺少显生宙岩浆弧广泛出露的安山岩；(2)冀东地区具有复杂的变形构造格局，西部以NNE向向东北转变为NE向的线性带为特点、中部的迁西太平寨-迁安以穹状构造为特点，东部和南部以近南北向的构造为特点，迁安穹窿西部以近南北轴向的紧闭褶皱为特点；(3)冀东地区从西到东、从北到南都存在形成时代基本一致的阿尔戈马型条带状铁建造，如西部的北京密云铁矿、遵化石人沟铁矿，东部的扎栏杖子铁矿，迁安穹窿西侧的水厂铁矿、柳河峪铁矿等，南部的长凝铁矿、马城铁矿等，这些基本同时代的铁矿分布于不同研究者的不同构造单元之中；(4)冀东新太古代晚期的基底变质岩系经历的变质改造明显不同，中部经历了广泛的麻粒岩相变质，西部及北部经历了角闪岩相的变质，东部青龙和南部滦县一带的变质基底岩石只受到高绿片岩相-低角闪岩相的变质改造；(5)冀东地区存在与底辟作用相关的穹状构造，但在穹状构造地区缺少与裂谷作用相关的碱性侵入岩。不论是陆缘岩浆弧模式还是大洋消减碰撞模式，都难以圆满回答冀东地区以上基本地质特征。微陆块拼贴模式可以部分解释以上的一些特点，但是找不到胶辽微陆块和迁怀微陆块拼合的边界和地质证据。因此本文作者曾用地幔柱的模式解释新太古代晚期冀东地区在很短时间内TTG质岩浆侵位与麻粒岩相变质作用产生的缘由(Geng et al., 2006); 之后根据华北克拉通不同块体之间的相似性，提出在新太古代末-古元古代初华北克拉通应在统一的构造热体制下才能形成遍布华北克拉通的、具有相似特征和成因的正片麻岩，地幔柱是这种构造热体制产生的原因(耿元生等，2010)。地幔柱模式可以较好地解释冀东地区以上的基本地质特征，由于大规模的地幔柱使得2.7Ga从亏损地幔分异出的基性下地壳部分熔融产生了冀东广泛分布的TTG片麻岩，由于分异程度的差异和分异原岩的差异产生了同时代不同岩性的岩浆岩(如秦皇岛2.5Ga的花岗岩)。由于地幔柱侵位深度的差异和原始地质体距离地幔柱距离的差异使冀东地区产生了不同的变质相，由于位于地幔柱隆升的不同部位导致不同构造部位产生不同的变形特征。而变质沉积铁建造是冀东作为一个浅海盆地时由于局部构造差异广泛形成的，因此这些铁矿可以出露在大陆岩浆弧或太古宙大洋俯冲及碰撞模式的不同构造单元。因此我们认为，新太古代晚期的地幔柱是冀东地区的基本构造热体制。
6 结论(1) 冀东地区经历麻粒岩相变质改造岩石中的锆石在变质重结晶过程中U-Pb同位素体系发生了部分重置，简单的加权平均年龄可能并不具有明确的地质意义，早期的岩浆锆石应以受到重结晶影响小的分析点的207Pb/206Pb年龄作为其形成年龄，岩浆锆石的加权平均年龄只代表形成时代的下限，据此我们认为该区早期的岩浆事件主要发生在2527~2553Ma期间, 麻粒岩相的变质事件主要发生在2.5Ga左右，2.47~2.48Ga则代表麻粒岩相变质晚期阶段冷却的时间。
(2) 地球化学特征和锆石Hf同位素特征表明，本区的片麻岩类和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩是从亏损地幔分异出的新生地壳(2.7Ga左右)的部分熔融形成了初始岩浆，岩浆经历了分离结晶作用，暗色矿物角闪石是主要的分离结晶相矿物，形成了TTG或紫苏闪长岩/紫苏花岗岩(2.55~2.52Ga)，后经过麻粒岩相的变质改造(2.5Ga左右)，形成以辉石为主要暗色矿物的麻粒岩相变质岩石。
(3) 地幔柱模式有利于解释冀东地区TTG片麻岩及紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的成因，该模式不仅可以有效揭示冀东地区TTG片麻岩和紫苏闪长岩/紫苏花岗岩的源区，而且能够合理解释冀东地区的变质变形特征及其形成与演化。
致谢 本文在成文过程中与万渝生研究员进行过多次有益探讨，对作者深有启发；同时在SHRIMP锆石U-Pb年龄测试期间得到了北京离子探针中的支持和帮助；在锆石Hf同位素测定时得到了天津地质调查中心同位素实验室的支持和帮助；张磊研究员和秦切博士在做图方面给予了帮助；两位审稿人提出了中肯的修改意见；在此一并表示感谢！
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