冀北独石口古元古代变辉长闪长岩的成因及其地质意义

王芳 彭澎 陈超 胡洪飞 黄冬琴 陈福坤 翟明国WANG Fang, PENG Peng, CHEN Chao, HU HongFei, HUANG DongQin, CHEN FuKun and ZHAI MingGuo

1.河北省战略性关键矿产资源重点实验室，石家庄 050031

2. 河北地质大学地球科学学院，石家庄 050031

3. 中国科学院地质与地球物理研究所,岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029

4. 安徽省地质矿产勘查局313地质队，六安 237010

5. 浙江大学海洋学院, 舟山 3160216. 中国科学技术大学地球与空间科学学院, 合肥 230026

1. Hebei Key Laboratory of Strategic Critical Mineral Resources, Shijiazhuang 050031, China

2. College of Earth Sciences, HeBei GEO University, Shijiazhuang 050031, China

3. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

4. 313 Geological Team, Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration of Anhui Province, Lu’an 237010, China

5. Ocean College, Zhejiang University, Zhoushan 316021, China6. School of Earth and Space Sciences, Universities of Science and Technology of China, Hefei 230026, China

华北克拉通前寒武纪岩石露头出露广泛，如图1a所示。经过多年的研究，学者们普遍认为华北克拉通的前寒武纪变质基底由多个微陆块组成，但在微陆块的数量、规模、拼合时间和缝合带延伸方向等问题上还存在一些分歧(Zhaietal.，2005；Zhaoetal.，2005；王惠初等，2005；Kuskyetal.，2007; Kusky，2011；Zhai and Santosh，2011，2013)。不同学者均认为华北克拉通古元古代晚期(1.95～1.85Ga前后)经历了重要的变质-构造过程，可能与现今造山过程类似。冀北地区属于华北克拉通的前寒武纪变质基底中部造山带北缘，西和孔兹岩带相接，东与东部陆块相邻，对该地区构造属性的研究是理解华北克拉通前寒武纪地质演化的重要窗口。然而，虽然近年来地质学者们对冀北地区展开了一系列的研究，但对其在古元古代所处的构造位置仍然存在较大争议，一种观点认为冀北地区是内蒙孔兹岩带向东延伸的部分(Kuskyetal.，2007；Kusky，2011；刘建峰等，2016)，其依据来自地震影像特点，橄榄岩包体的Re-Os同位素特征以及古元古代高压麻粒岩和过铝质花岗岩的分布从内蒙地区延伸到冀北地区；另一种观点则认为冀北地区属于中部造山带的一部分，其核心依据是中部造山带岩石中锆石年龄与东、西陆块之间的差异(Zhaoetal.，2005，2012；Liuetal.，2019)。冀北地区的前寒武纪变质基底主要由两套杂岩系构成，南部的“单塔子杂岩”和北部的“红旗营子杂岩”。得益于分析方法的发展与进步，特别是锆石原位微区定年技术的广泛使用，近些年对这两套杂岩系中不同岩石单元的形成时代和成因的认识有了较大的进展，其中的红旗营子杂岩以往被认为是一套古元古代的表壳岩系，然而越来越多的证据表明该杂岩系中片麻岩、花岗质侵入体、辉长-闪长质侵入体占了绝大部分，表壳岩系只在局部零星出露(Wangetal.，2011；王惠初等，2012；Liuetal.，2019)。本文报道了在冀北赤城县独石口镇附近原划归为红旗营子群的变质辉长闪长岩的岩石地球化学、锆石U-Pb年龄、微量元素和Hf同位素特征，这为进一步认识冀北红旗营子杂岩的组成，理解华北克拉通古元古代构造演化史提供了新的数据支持。

1 区域地质概况

研究区位于河北省北部赤城独石口地区，大地构造位置处于华北克拉通北缘中段，向北紧临中亚造山带。区内发育的两条深大断裂带将该区域分为三个构造单元。一般认为北侧的镶黄旗-多伦-康保-赤峰-围场-开源断裂带是中亚造山带(古亚洲洋构造域)与华北克拉通的分界线，南部的尚义-崇礼-赤城-平泉断裂带将克拉通内部分为内蒙古隆起(又称“内蒙地轴”)和燕山台褶带两个二级构造单元。

早期的区调工作者将分布于内蒙古隆起上的一套以角闪岩相变质的火山沉积岩系命名为红旗营子群，将分布在燕山台褶带上一套麻粒岩相变质的火山沉积岩系称为单塔子群。后来的研究者通过岩性比对，将单塔子群的上部划归红旗营子群，使得红旗营子群和单塔子群的界线不再完全受崇礼-赤城-隆化断裂控制(胡学文等，1996)，两套杂岩系在冀北地区的分布如图1b所示。近年来的研究显示单塔子群和红旗营子群中都包含多个不同时代的岩石构造单元，故改称为“单塔子杂岩”和“红旗营子杂岩”(Nietal.，2006；刘树文等，2007a，b；王惠初等，2012)。单塔子杂岩中各类岩石的形成时代主体在新太古代(刘树文等，2007a；Geetal.，2015；葛松胜等，2016))，而红旗营子杂岩中包含了形成于新太古代2546～2532Ma的石英闪长-英云闪长-花岗闪长质片麻岩、古元古代1870～1819Ma的花岗闪长-二长花岗-正长花岗质片麻岩(刘树文等，2007b；Liuetal.，2019)，以及一些晚古生代的闪长-花岗质片麻岩(王芳等，2009；白文倩等，2016)和变质表壳岩(王惠初等，2012)。在单塔子杂岩和红旗营子杂岩中还识别出若干古元古代高压麻粒岩透镜体，出露于宣化西望山和大东沟、赤城沤麻坑、吕和堡和七里墩、承德单塔子和双峰寺等地(初航等，2012；毕克，2014；银雪琴，2016)。

在单塔子和红旗营子杂岩系之外，古元古代侵入体在华北克拉通北缘广泛发育，根据其形成时代、岩石组合和变质变形特征可将大致分为三类：一是形成时代在2.2～1.8Ga的各类片麻状花岗岩、似斑状花岗岩及石榴花岗岩类(钟长汀等，2006；刘建峰等，2016)；第二类是形成时代在1.75～1.65Ga的斜长岩、辉长岩、纹长二长岩以及碱长花岗岩类(赵太平等，2004；Zhangetal.，2007；Zhaoetal.，2009)；第三类是形成时代从2.1Ga一直跨越到1.7Ga的基性岩浆活动，主要以2.1～1.9Ga的变质基性岩墙和1.8～1.7Ga的未变质基性岩墙为代表(Pengetal.，2005, 2010；Houetal.，2008；Liuetal.，2012)。之后华北克拉通北缘在晚古生代和燕山期出现了较强烈的岩浆活动，中生代陆相火山沉积岩系和新生代沉积物不整合覆盖于之上(图1b)。

图1 华北克拉通构造简图(a，据Peng et al.，2014)和冀北地区地质简图(b，据刘树文等，2007a，b修改绘制)Fig.1 Tectonic framework of the North China Craton (a, after Peng et al., 2014) and simplified geological map of North Hebei Province (b, modified after Liu et al., 2007a, b)

2 岩体特征及样品采集

独石口变辉长闪长岩在冀北赤城县北独石口镇北东栅子口村边山脚露头良好，岩体西侧与中生代火山岩呈断层接触关系，其余部分野外未见其与围岩有明显界线。根据遥感影像特征圈定其出露的范围如图2所示。岩体局部可见变辉长闪长岩受到后期基性脉岩侵入，如图3b所示，它们可能是同期或晚期岩浆活动。在1/20万太仆寺旗幅地质图中该岩体隶属于红旗营子杂岩。

图2 冀北独石口地区地质简图(据河北省地矿局区域地质调查大队，1990(1)河北省地矿局区域地质调查大队.1990.1/20万赤城幅地质图；河北地质局第二区测队，1988(2)河北省地质局第二区测队.1988.1/20万太仆寺旗幅地质图修改绘制)Fig.2 Simplified geological map of the Dushikou area in North Hebei Province

用于全岩地球化学分析的4个代表性样品均采自栅子口村边变辉长闪长岩，它们来自同一个露头，之间为岩相过渡关系，无截然边界。样品16HHF11和CD0829取自岩体边部，具细粒变质辉长闪长结构；样品CD0830和CD0831稍远离岩体边部，与样品16HHF11和CD0829矿物组成相类似，区别是这2个岩样的矿物颗粒粒径稍大一些。岩石整体风化面呈土黄色，新鲜面呈现青灰色-灰黑色，块状构造，半自形不等粒粒状结构，主要组成矿物为斜长石(45%～50%)和角闪石(25%～30%)，黑云母(约15%)，少量石英(<5%)，副矿物为磁铁矿、磷灰石、榍石和锆石等。岩石发生一定程度的蚀变，辉石蚀变成纤闪石，绿泥石，如图3所示。

图3 独石口变辉长闪长岩野外照片和显微照片(a)样品CD0830的野外照片；(b)独石口变辉长闪长岩被同期或后期基性脉岩侵入；(c)样品CD0830中矿物组成；(d)样品CD0830中半自形短柱-长柱状锆石. Amp-角闪石；Bi-黑云母；Pl-斜长石；Zr-锆石；Ap-磷灰石Fig.3 Field outcrop photographs and microphotographs of the Dushikou metagabbro-diorite(a)field photo of Sample CD0830；(b)Dushikou metagabbro-diorite intruded by contemporaneous or later mafic dikes；(c)minerals in Sample CD0830；(d)subhedral zircons in Sample CD0830. Amp-amphibole；Bi-biotite；Pl-plagioclase；Zr-zircon；Ap-apatite

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb定年和微量元素分析

锆石U-Pb年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。将 193nm的ArF准分子激光与 Agilent7500a型 ICP-MS仪器连接，用 He作为剥蚀物质的载气，采用锆石标样91500进行U-Pb同位素分析外部校正，采用人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610作为外标，29Si作为内标校正元素含量。测试所采用的激光束斑直径为40μm。样品的同位素比值和元素含量计算利用GLITTER程序处理，采用Ludwig (2003)的ISOPLOT 3.0程序计算年龄和绘制谐和图。详细实验测试过程参见Yuanetal. (2004)。

3.2 主量、微量和稀土元素

全岩主量和微量元素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素使用荷兰PANalytical公司生产的AxiosmAX型X射线荧光光谱仪(XRF)采用玻璃熔片法测定，分析精度在1%以内。微量元素由德国Finnigan-MAT公司的ELEMENT XR高分辨电感耦合等离子体质谱仪测定，分析精度在5%以内。

3.3 锆石Hf同位素分析

锆石Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪上完成。分析过程中采用He作为载气，激光束斑直径为60μm，频率为8～10Hz，仪器参数、运行条件和详细的分析流程参见Wuetal.(2006)，测定时用锆石标样GJ-1进行同位素分馏校正，标样Mud Tank作为监控样与样品混测。本次测试过程GJ-1标样176Hf/177Hf测试结果是0.282009±10(2σ，n=10)，MUD的176Hf/177Hf 测试结果为0.282506±6(2σ，n=19)，2个标样的测试结果与文献报道值在误差范围内一致(Woodhead and Hergt，2005；Moreletal.，2008)。本文计算所用的176Lu衰变常数为1.869×10-11(Schereretal.，2001)。在εHf(t)值计算中，采用Blichert-Toft and Albarède (1997)所推荐的球粒陨石值，亏损地幔模式年龄(tDM1)计算采用Griffinetal.(2000)推荐的亏损地幔值。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄和微量元素

样品CD0830采自栅子村边山脚，坐标为41°21′21.7″N、115°45′23.0″E。样品中分选出的锆石为褐黄-褐红色，呈自形短柱状，颗粒粒径较大，长轴100～400μm，长宽比为1:1～1:4。阴极发光图像中，多数锆石显示带状分区的特征，少数锆石具有核边结构，核部仍显示带状分区，边部细窄，但亮度高，指示变质成因(图4a)。由于变质增生边宽度较窄，低于激光分析束斑直径最小值，本次只对锆石核部进行U-Pb同位素分析。对18粒锆石18点进行了U-Pb同位素和微量元素测试，分析结果如表1和表2所示。该样品中所有锆石都呈现典型的岩浆锆石的稀土配分模式图(Hoskin，2003)，锆石稀土含量较高(ΣREE为164×10-6～859×10-6)，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中表现为轻稀土亏损，重稀土逐渐富集，明显的正Ce异常(Ce/Ce*为10.2～74.3)和负Eu异常(Eu/Eu*为0.19～0.29)的特征(图5a)。在U-Pb年龄谐和图(图4a)中18个分析点测试结果集中，都位于谐和曲线上或附近，207Pb/206Pb加权平均年龄为1808±18Ma (MSWD=0.17)，对应的锆石Th/U比值变化范围为0.32～1.22。

样品CD0831采样位置在CD0830西南方向约200m处，坐标为N 41°21′20.5″、E 115°45′19.2″。样品中分选出的锆石特征与样品CD0830中锆石在颜色、形态、大小方面特征类似(图4b)，但阴极发光图像中具核边结构的锆石颗粒数量较多，对20粒具有带状分区特征的锆石核部分析了20点，结果列于表1和表2。除14和20号点外，其余18个分析点的稀土元素配分图解(图5b)与样品CD0830中锆石稀土元素特征一致，稀土元素总量为158×10-6～1033×10-6，具有明显的正Ce异常(Ce/Ce*为2.38～83.7)和负Eu异常(Eu/Eu*为0.03～0.26)。与其他分析点相比，14号点具有相对平坦的重稀土配分模式，其对应的207Pb/206Pb表面年龄为1838±22Ma，20号点具有最高的稀土元素总量(ΣREE为1033×10-6)和较弱的Ce正异常(Ce/Ce*为2.38)，其对应的207Pb/206Pb表面年龄为1826±20Ma。在U-Pb年龄谐和图(图4b)中，有2个分析点与其他分析点偏离较大，分别为1号和10号点，其余18个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1825±10Ma (MSWD=0.40)，对应的Th/U比值变化范围为0.41～1.18。1号点具有年轻的207Pb/206Pb年龄1788±38Ma，可能指示后期的一次热扰动(变质)事件，10号点具有较老的207Pb/206Pb年龄1871±19Ma，可能为继承锆石，但这2个分析点在锆石稀土元素组成上与其他分析点差别不大。

图4 独石口变辉长闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图和代表性锆石CL图像锆石CL图像上的实线圆圈为U-Pb年龄分析测试点，虚线圆圈为Hf同位素分析点Fig.4 U-Pb Concordia diagrams and representative CL images of zircons from the Dushikou metagabbro-dioriteSolid line circle and dashed line circle on CL images denote U-Pb and Hf analysis spots, respectively

图5 独石口变辉长闪长岩中锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图解(标准化数值据Boynton，1984)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite (normalization values after Boynton, 1984)

表1 独石口变辉长闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析结果Table 1 LA-ICP-MS data of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite

4.2 全岩主量、微量和稀土元素

岩石主量、微量和稀土元素分析结果见表3。独石口变辉长闪长岩SiO2含量变化不大，介于51.27%～54.39%之间， Na2O和K2O含量分别为 2.21%～2.61%和2.15%～3.65%，除样品CD0829外，其余样品K2O>Na2O。岩石具有较高的Al2O3含量(14.74%～15.51%)和P2O5含量(0.76%～1.04%)，中等的TiO2含量(1.41%～2.26%)和Fe2O3含量(6.88%～9.13%)，相对较低的MgO含量(2.19%～4.65%)，Mg#变化范围在28～47之间。除样品CD0830具有较大的烧蚀量(3.12%)外，其它样品的烧失量都低于1%。在SiO2-(Na2O+K2O)判别图(图6a)中，样品落入辉长-闪长岩区域，属于亚碱性系列。在AFM图解中(图6b)，除样品CD0829位于分界线上其余样品都位于拉斑玄武岩区域。为方便对比，将红旗营子杂岩中锆石结晶年龄在1870～1819Ma的花岗闪长-二长花岗-正长花岗质片麻岩样品数据同时投图。

表3 独石口变辉长闪长岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 3 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) contents of the Dushikou metagabbro-diorite

图6 独石口变辉长闪长岩SiO2-(Na2O+K2O)岩石分类图解(a, 据Wilson，1989)及AFM岩石系列划分图解(b, 据Irvine and Baragar，1971)灰色圆形数据点为红旗营子杂岩中同期花岗岩类样品的主量元素数据(据Liu et al.，2019)Fig.6 Na2O+K2O vs. SiO2 (a, after Wilson，1989) and AFM (b, after Irvine and Baragar，1971) diagrams of the the Dushikou metagabbro-dioriteGrey circular data points are the major element projection points of synchronous granitoid samples in Hongqiyingzi complex (from Liu et al., 2019)

冀北独石口变辉长闪长岩样品具有较低的Cr和Ni含量，分别为12.6×10-6～93.7×10-6和4.99×10-6～9.35×10-6，指示岩浆演化过程中可能存在镁铁质矿物的分离结晶作用。样品稀土元素含量较高(∑REE= 472.5×10-6～706.9×10-6)，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中为右倾型(图7a)，(La/Yb)N=21～29，轻、重稀土分馏明显。样品的δEu介于0.78～0.91之间，具有弱的Eu负异常，指示样品原岩在形成过程中斜长石的分离结晶作用不明显。样品在原始地幔标准化微量元素蛛网图中亏损Th、U、Nb、Ta、Zr、Hf元素，富集Ba元素(图7b)。与红旗营子杂岩中同期花岗岩类样品相比，独石口变辉长闪长岩样品具有相似的右倾型的稀土元素配分图，在原始地幔标准化微量元素蛛网图中都具有Nb和Ta的负异常，区别是独石口变辉长闪长岩在原始地幔标准化微量元素蛛网图中除显示Nb和Ta的负异常外还显示了Th、U、Zr和Hf元素的负异常。

（4）施工材料发放。为提高成本控制水平，对所有到场的材料都进行造册登记，并以施工进度为依据进行出库发放，同时对所发出的材料予以追踪，防止丢失和浪费。库管员定期对材料库存进行整理和盘点，对不同材料要进行分类堆放。此外，针对易燃易爆材料，还应加强安全保护，避免发生安全隐患和事故。

图7 独石口变辉长闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化数值据Boynton，1984) 原始地幔标准化微量元素蛛网图 (b, 标准化数值据Sun and McDonough，1989)阴影区域为红旗营子杂岩中同期花岗岩类样品数据(据Liu et al.，2019)，图8同Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of the Dushikou metagabbro-dioriteThe shadow area indicates the variation range of data from synchronous granitoid samples in Hongqiyingzi complex (from Liu et al., 2019), also in Fig.8

4.3 锆石Hf同位素

冀北独石口变辉长闪长岩的锆石Hf同位素组成分析结果列于表4。

对样品CD0830中15颗锆石进行了Hf同位素分析(表4、图8)，其中有13个点和锆石U-Pb分析点重合。样品CD0830锆石的176Hf/177Hf比值介于0.281481～0.281592之间，同位素组成比较均一，将t=1808Ma代入计算得到的εHf(t)值介于-5.4～-1.5之间，单阶段Hf模式年龄(tDM1)介于2285～2418Ma之间。

图8 独石口变辉长闪长岩锆石εHf(t)-Age图解Fig.8 εHf(t) vs. Age of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite

表4 独石口变辉长闪长岩锆石Hf同位素分析结果Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of the Dushikou metagabbro-diorite

对样品CD0831中10颗锆石进行了Hf同位素分析(表4、图8)，其中有9个和锆石U-Pb分析点重合。样品CD0831的176Hf/177Hf比值介于0.281496～0.281624之间，将t=1825Ma代入计算得到的εHf(t)值介于-3.8～-0.1之间，单阶段Hf模式年龄(tDM1)介于2236～2402Ma之间。

与冀北地区红旗营子杂岩中同时代花岗岩类岩石中锆石的Hf同位素组成比较，独石口变辉长闪长岩2个样品的εHf(t)变化范围在花岗岩类岩石中锆石εHf(t)值变化范围内，部分花岗岩类样品中的锆石中εHf(t)值可达+7(Liuetal.，2019)。

5 讨论

5.1 独石口变辉长闪长岩的形成时代

一般认为，岩浆岩中锆石的结晶年龄代表岩石的形成年龄，冀北独石口变辉长闪长岩中锆石，尤其是样品CD0830中的锆石颗粒自形，阴极发光图像显示的生长环带有一些模糊，但仍然可以见到带状分区，其在外形和阴极发光特征上与闪长岩中结晶的锆石(Corfuetal.，2003)具有相似性，并且具有高的Th/U比值(0.35～1.22)和典型岩浆锆石的稀土元素组成特征，说明虽然锆石遭受了一定程度的变质改造，但锆石的U-Pb体系并未完全重置，分析的U-Pb同位素年龄仍可以近似代表锆石的结晶年龄，从而接近岩体的形成年龄。本次研究的2个变辉长闪长岩样品(CD0830和CD0831)的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为1808±18Ma和1825±18Ma，表明该岩体形成于古元古代晚期。

红旗营子杂岩中已经报道的古元古代岩浆岩主要为中酸性侵入岩，对与本次研究的辉长闪长岩近同期的样品的年代学数据统计如表5所示，样品位置如图1所示。这一套花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗质片麻岩形成时代为1810～2180Ma，锆石U-Pb测年结果集中在1810～1876Ma，与独石口变辉长闪长岩的形成时代接近，是冀北地区古元古代晚期同期岩浆作用的产物。

5.2 岩石成因

从薄片镜下观察可见冀北独石口变辉长闪长岩发生了一定程度的蚀变，但原始岩浆结构保留较好，且样品的烧失量普遍较小(LOI<4%)，主微量元素含量变化差异不大，这些特征指示蚀变对岩石总体化学成分影响不明显。

辉长-闪长质岩石通常被认为是岩浆源区深度为下地壳层次的典型岩石(胡芳芳等，2007)，可由地幔的部分熔融或者基性地壳的再造形成。实验岩石学研究显示，基性下地壳无法部分熔融产生基性岩浆，虽然由于岩浆分异作用可以导致辉长-闪长质堆晶岩的形成，但独石口变辉长闪长岩中没有观察到堆晶结构，因此它不可能是单一由基性下地壳部分熔融的产物。一般而言，地幔来源岩浆结晶形成的闪长岩以高Mg#，高Cr和Ni含量为特征，如太古宙高镁闪长岩(Stern and Hanson，1991；Smithies and Champion，2000)。本次研究的独石口变质辉长闪长岩具有较低的Mg#、Cr和Ni含量，与太古宙高镁闪长岩明显不同。在主量元素Harker图解中(图略)，随MgO含量的降低，岩石的Ni和Co元素的含量降低，但Cr元素的含量变化无规律，指示岩浆演化过程中曾发生过橄榄石的结晶分异，但尖晶石和单斜辉石的结晶分异不显著。

冀北独石口变辉长闪长岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素，这些特征显示壳源的地球化学性质。壳源岩石一般具有明显的Nb和Ta的负异常但Zr和Hf的负异常不明显(刘平华等，2012)，考虑到独石口変辉长闪长岩具有较低的SiO2含量(51.27%～54.39%)，具有明显的Nb和Ta的负异常及Zr和Hf的负异常，说明岩浆来源主要为幔源，但有少量地壳物质的混染。一般认为麻粒岩相下地壳的深熔产生具有较低Th和U含量的熔体(彭头平等，2004)，独石口变辉长闪长岩具有较低的全岩Th和U含量，指示下地壳物质在独石口辉长闪长岩原始岩浆形成过程中的贡献。锆石矿物稳定，Lu-Hf同位素体系具有较高的封闭温度且锆石具极低Lu/Hf比值，其Hf同位素组成可以反映锆石结晶时的Hf同位素信息。独石口变辉长闪长岩Hf同位素组成在一定的范围变化，εHf(t)值介于-5.4～+0.1，单阶段Hf模式年龄(tDM1)介于2236～2418Ma之间，大于岩石中锆石的结晶年龄，指示锆石结晶过程中存在太古宙地壳物质和新生地壳或地幔物质的混合来源。独石口变辉长闪长岩Hf同位素组成与同时期花岗岩类中锆石的Hf同位素特征类似，同时期的花岗岩类岩石样品锆石具有正的εHf(t)值，指示古元古代新生地壳物质在其形成过程中的贡献(Liuetal.，2019)。Zhengetal.(2020)的研究显示正常壳幔过渡带的温压条件无法产生大量岩浆，因而提出了SARSH(俯冲-深熔-反应-储存-加热)模型来解释大陆弧安山岩的成因。这一模型也可以用来解释独石口变辉长闪长岩原始岩浆的产生过程，华北克拉通北缘在～1950Ma发生大陆的俯冲和碰撞，俯冲带中基性下地壳发生部分熔融产生的熔体进入地幔楔改变岩石圈地幔的成分，储存加热一段时间后产生独石口变辉长闪长岩的原始岩浆，在上升过程中发生橄榄石的分离结晶后形成独石口辉长闪长岩。

5.3 地质意义

冀北地区以其所处的特殊的构造位置以及其所包含的地质体的复杂性，近年来吸引了很多学者开展研究，取得了一系列成果，为认识华北克拉通北缘地质演化提供了新资料。单塔子杂岩和红旗营子杂岩的中低级表壳岩中存在明确的新太古代晚期(2507～2486Ma)的火山-沉积事件记录(Geetal.，2015；葛松胜等，2016)，说明华北北缘中段在新太古代处于陆内裂谷的构造背景。在单塔子和红旗营子杂岩中同时存在新太古代(2546～2532Ma)的闪长-英云闪长-花岗闪长质岩浆记录。在2450～2300Ma整个华北克拉通处于岩浆衰弱期，在2.3～1.95Ga地球发生了大氧化事件(翟明国，2011)。约1915Ma华北克拉通北缘赤城沃麻坑、兴和黄土窑、内蒙阿拉善等地出现了高压基性麻粒岩和高压泥质麻粒岩，并记录了～1850Ma的变质作用(张华峰等，2006；翟明国，2009；Wanetal.，2015)。在～1850Ma华北克拉通发生了大范围的变质作用(Pengetal.，2014；沈其韩等，2016)，同时期的花岗岩(王惠初等，2005；刘树文等，2007b；Wangetal.，2011)在华北克拉通北缘广泛发育，基性侵入岩也有少量报道(Liuetal.，2012；Wanetal.，2013)。在冀北地区，这些岩浆作用以冀北隆化-承德地区侵位的一套东西向分布的高钾钙碱性和强过铝质花岗岩系列为特征(刘建锋等，2016)，从红旗营子杂岩中已经获得的古元古代晚期岩石在冀北地区的分布也呈现近东西向展布的特征，如图1所示，它们与古元古代晚期高压变质带的延伸方向具有一致性，其成因可能与古元古代晚期大陆碰撞拼贴构造演化过程有关。～1780Ma基性岩墙群的侵位和1740～1680Ma斜长岩-纹长二长岩-紫苏花岗岩-环斑花岗岩的出现(赵太平等，2004；Zhangetal.，2007; Jiangetal.，2011)标志了古元古代造山事件的结束。独石口变辉长闪长岩形成于1808～1825Ma，同时期的岩浆活动在空间分布上与高压麻粒岩的分布密切相关，岩浆作用时代稍晚于区域变质作用峰期(1950～1850Ma)，说明二者之间具有紧密的联系。我们认为辉长闪长岩与酸性岩浆岩共同指示了古元古代晚期壳-幔相互作用，其分布主要集中在高压麻粒岩出露地区，也是区域抬升最为显著的地区，说明这些岩浆岩可能代表了古元古代强烈造山事件后与造山带根带垮塌有关的区域伸展的岩浆作用产物。

6 结论

本文得到如下初步认识和结论：

(1)冀北独石口两个变辉长闪长岩的锆石U-Pb定年结果为1808±18Ma和1825±18Ma，指示其形成时代为古元古代晚期，稍晚于区域变质作用峰期(1950～1850Ma)。

(2)冀北独石口变辉长闪长岩的元素地球化学和锆石Hf同位素特征表明：变辉长闪长岩的原始岩浆可能是来源于受到新生地壳/地幔熔体改造的富集的岩石圈地幔部分熔融产物，其后在侵位过程中或侵位后经历了一定程度的分离结晶作用。

(3)冀北独石口变辉长闪长岩体与红旗营子杂岩中花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩一起，是华北克拉通古元古代造山事件晚期壳幔相互作用的产物，它们可能是古元古代造山带根带垮塌区域伸展背景下形成的岩浆作用。

致谢感谢王志伟博士在论文写作过程中给作者的建议和启发；感谢吕凤军教授帮助解译遥感图像。感谢王伟教授和赵磊副研究员为本文提出的建设性修改意见。

谨以此文敬祝沈其韩院士百岁华诞，祝沈先生健康长寿！