華北北緣承德地區高壓麻粒巖的變質演化歷史
——鋯石年代學和地球化學證據

初 航, 王惠初, 魏春景, 劉 歡, 張 闊

1)中國地質調查局天津地質礦產研究所, 天津 300170;

2)北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871

華北北緣承德地區高壓麻粒巖的變質演化歷史
——鋯石年代學和地球化學證據

初 航1), 王惠初1), 魏春景2), 劉 歡1), 張 闊1)

1)中國地質調查局天津地質礦產研究所, 天津 300170;

2)北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871

冀北承德一帶的高壓麻粒巖多呈弱應變域構造透鏡體, 出現于由花崗片麻巖組成的寬闊的復式剪切帶內, 其代表的深部地殼熱運動及相應的折返機制對華北克拉通的碰撞造山模式和克拉通構造演化模式研究有著重要的制約作用。冀北承德高壓麻粒巖及其圍巖的鋯石U-Pb同位素定年結果顯示, 圍巖原巖年齡約2500 Ma, 大約在2297 Ma基性巖侵入花崗片麻巖, 在大約2381 Ma后開始俯沖, 經歷高壓麻粒巖相變質,經歷俯沖及長期地殼加厚過程, 于2001 Ma之后某個時間開始折返, 在此過程中1896 Ma還有另外一期基性巖墻侵入, 在1885 Ma經歷了抬升過程與麻粒巖相退變質, 而在1850 Ma經歷了華北大面積高角閃巖相事件,甚至有部分熔融出現, 此事件抹殺了大部分古元古代變質演化過程。由此可見, 承德地區甚至整個華北北部古元古代地質演化歷史并不是不同地點的一兩期不同事件, 而是一個復雜連續的演化過程, 以往的研究只揭示了一期或兩期事件, 而承德地區高壓麻粒巖的證據則記錄了更多信息。

鋯石微區微量元素; 年代學; 高壓基性麻粒巖; 承德; 華北

早在20世紀60年代, Green等(1967)就提出了高壓麻粒巖的概念, 但一直并沒有得到足夠的重視。直到 80年代末至90年代以來, 在世界許多地區不斷有高壓麻粒巖的報道。例如: 南非林波波帶(Droop, 1989)、坦桑尼亞的泛非造山帶以及津巴布韋造山帶(Carney et al., 1991)、西北歐—格陵蘭加里東造山帶(Dallmeyer et al., 1992)、西伯利亞阿爾丹地盾南部(Moskovchendo et al., 1993)、北美加拿大地盾(Snoeyenbos et al., 1995)、北美格林威爾造山帶(Indares, 1996)、中歐波希米亞地塊(O'brien, 1997)、東南極(DI Vincenzo et al., 1997)、歐洲瑞芬造山帶(M?ller, 1998)等。近年來一些地質學家針對各類高壓麻粒巖的研究進行了細致的歸納總結(Bohlen, 1987; Harley, 1989; O’brien et al., 2003)。2002年, 在北京召開了彭羅斯會議, 專題討論高壓麻粒巖的研究進展。高壓麻粒巖本身和其所代表的深部地殼熱運動及相應的折返機制一直是巖石學研究領域的熱點問題。

與國外研究同步, 中國學者在華北克拉通中也發現了很多高壓麻粒巖, 如恒山(王仁民等, 1991)、懷安(翟明國等, 1992, 1995; 耿元生等, 1994; 鐘長汀, 1999)、桑干構造帶(郭敬輝等, 1993, 1998)、豫南(翟淳等, 1995)、灤平—承德(李江海等, 1998)、萊西(劉文軍等, l998)、恒山西段(郭敬輝等, 1999)、建平(魏春景等, 2001)、棲霞(周喜文等, 2004)等。華北克拉通高壓基性麻粒巖的發現對研究華北地區早前寒武紀大陸演化具有重要意義(王仁民等, 1991; 翟明國, 1991; 翟明國等, 1992; 郭敬輝等, 1993), Zhao等(1999)將出露于恒山、遷懷、承德、遼西等地的麻粒巖相巖石歸結為中央構造帶。在國內外的廣泛關注下, 很多學者對華北地區很多出露高壓麻粒巖的地點進行大量的研究, 取得了重要的進展。在眾多研究成果的推動下, 翟明國(2009)總結了華北克拉通早前寒武紀高溫高壓麻粒巖及其相關問題, 對近年來的研究成果進行了細致的總結和評論, 并提出需要進一步研究的關鍵問題, 認為有關華北北部麻粒巖的變質作用、變質時代、產狀與分布、變形歷史等問題都還需要進一步探索。

很多學者對承德地區的高壓基性麻粒巖進行了研究。毛德寶等(1999)認為該區高壓基性麻粒巖至少包含三期變質礦物組合。早期礦物組合為Grt+Cpx+Qtz, 溫度為 710～750 , ℃ 由于沒有斜長石而未能估算變質壓力; 第二期礦物組合為Grt+Cpx±Opx±Hb+Pl, 溫度為 750～800 , ℃ 壓力為1.0～1.2 GPa; 第三期礦物組合為 Hb+Pl±Zo±Qtz,溫度壓力為630～680 , 0.5℃ ～0.7 GPa。從年代學數據看, 顯示了復雜的變質歷史, 承德高壓麻粒巖原巖年齡為(2550±21) Ma(Sm-Nd), 高壓變質于(2439.1±0.3) Ma(鋯石 U-Pb), 被圍巖花崗片麻巖侵入、支解、改造并攜帶上升的年齡為(1817±17) Ma(鋯石U-Pb)(毛德寶等, 1999; 李江海等, 2000)。但是還有很多重要地質問題并不清楚, 比如麻粒巖與圍巖的關系問題以及峰期變質條件和時代問題等。

本文的目的在于: 1)闡述華北北部承德地區出露的高壓基性麻粒巖的巖相學和礦物學特征; 2)利用鋯石同位素年代學和微量元素地球化學的方法,對高壓基性麻粒巖及其圍巖的鋯石進行微區原位分析, 結合巖相學和變質PT軌跡, 說明高壓基性麻粒巖變質作用的演化特點; 3)對華北北部承德地區地質演化提出新的認識和看法。

1 區域地質概況及高壓麻粒巖野外特征

華北克拉通北緣中段的早前寒武紀地體可劃分為北部紅旗營子古元古代表殼巖帶和南部桑干—單塔子新太古代雜巖帶, 以及沿構造帶分布的高壓麻粒巖帶三個構造巖石單元(鐘長汀等, 2001)。其中冀北承德地區高壓麻粒巖帶, 介于豐寧—隆化斷裂和承德—灤平斷裂之間, 寬約 20～40 km, 可分兩個亞帶: 北亞帶主要由花崗閃長巖、石英二長花崗巖、鉀長花崗巖等同(后)構造花崗巖和紅旗營子群表殼巖巖片組成。南亞帶主要由出現于花崗片麻巖-TTG片麻巖內的高壓麻粒巖透鏡體、改造的單塔子—桑干雜巖、強烈韌性變形的花崗質片麻巖和鉀長花崗巖組成。

承德高壓基性麻粒巖一般呈透鏡體產于大面積分布的花崗質片麻巖中。透鏡體大小不一, 最大的有幾十米長。麻粒巖呈灰黑色和黑紅色, 主要由石榴石、單斜輝石以及少量斜長石或石英組成, 具明顯的斑狀變晶結構, 變斑晶為大小不等的紅色石榴石, 石榴石具白色冠狀后生合晶邊(白眼圈結構)。由于在更晚期的退變質作用中, 斜長石和角閃石部分或全部取代了早期變質礦物, 部分高壓基性麻粒巖,尤其是透鏡體邊部的巖石已變成了石榴斜長角閃巖。圍巖主要是花崗質片麻巖, 遭受強烈糜棱巖化,且圍巖與麻粒巖接觸部位的片麻理圍繞透鏡體生長。樣品采集地如圖1所示。

2 巖相學特征

08JB01-1和D0416為高壓基性麻粒巖樣品, 均采自承德北雙灤至隆化公路西側, 單塔子南, 鐵廠后側尾礦堆旁(坐標: 北緯 40°59′52.79″, 東經117°49′14.64″), 巖石為柱粒狀變晶結構, 塊狀構造。主要由角閃石、透輝石、斜長石、石英和石榴石組成。其中石榴石含量 10%～15%, 呈肉紅色等軸 粒 狀 , 沿 裂 隙 被 綠 泥 石 交 代 , 粒 徑 為0.8～3.6 mm。角閃石含量20%～25%, 呈綠色、黃綠色柱狀, 局部綠泥石化、被黑云母交代, 粒徑為0.04～3.4 mm。透輝石20%～25%, 呈淡綠色短柱狀,有的成堆分布, 0.2～3 mm。斜長石20%～25%, 呈它形粒狀, 具土化、絹云母化, 粒徑大約為0.6 mm。石英 15%～20%, 呈它形粒狀, 粒內具波狀消光和亞顆粒, 粒徑為0.4～12 mm。另外含有少量榍石、鋯石, 并有次生褐鐵礦存在。

09JB34-1定名為含透輝石榴二長角閃巖, 采自承德北雙灤至隆化公路西側, 單塔子南, (坐標: 北緯40°59′53.17″, 東經117°49′8.24″)。巖石為變余半自形粒狀結構, 塊狀構造。巖石由斜長石、鉀長石、角閃石、石榴石、石英、透輝石組成。含斜長石15%、鉀長石 15%: 呈它形粒狀, 鑲嵌狀分布, 粒徑0.15～0.8 mm, 斜長石局部絹云母化、黝簾石化。石英20%: 呈它形粒狀, 多拉長定向排列, 大小 0.2～4.5 mm, 粒內波狀消光。角閃石30%: 呈它形柱狀,粒徑0.15～2 mm, 雜亂或似條紋狀分布。透輝石5%:它形柱粒狀, 雜亂分布, 大小0.1～0.6 mm。石榴石15%: 呈它形粒狀, 雜亂分布, 大小 0.7～8 mm, 內嵌布它形粒狀石英。還有少量黝簾石和黑云母。

圖1 冀北承德地區前寒武紀地質簡圖Fig.1 Precambrian geological sketch map of Chengde area in northern Hebei Province

08JB01-2和D0416-1是高壓麻粒巖的圍巖, 采樣位置同 08JB01-1。定名為糜棱巖化片麻巖, 鱗片粒狀變晶結構, 片麻狀構造。巖石主要由鉀長石、斜長石、石英和少量黑云母組成。其中含鉀長石約40%, 為微斜微紋長石, 呈它形-半自形粒狀, 高嶺土化, 粒徑為0.2～1.4 mm。斜長石30%～35%, 呈它形粒狀, 具絹云母化、高嶺土化, 與鉀長石接觸邊部常見交代蠕英石, 粒徑約為0.08～2.4 mm。石英25%～30%, 呈它形粒狀, 粒內具波狀消光和亞顆粒, 粒徑為 0.2～5 mm。還有少量黑云母呈褐色片狀。

09JB33-1為含石榴透輝斜長角閃巖, 采自承德北山神廟到單塔子公路旁的一個基性巖墻中(坐標:北緯41°0′30.68″, 東經117°51′6.86″)。巖石細粒, 均勻未變形, 或變形弱, 柱粒狀變晶結構, 塊狀構造。巖石由斜長石、角閃石、透輝石、少量石榴石、石英組成。斜長石 35%、石英 5%, 呈它形粒狀-近等軸粒狀, 鑲嵌狀分布, 粒徑 0.2～0.5 mm。角閃石40%, 呈它形粒柱狀, 粒徑0.15～0.6 mm, 均勻分布。透輝石 15%, 呈它形粒狀, 雜亂分布, 粒徑0.1～0.3 mm。石榴石 5%, 呈等軸粒狀, 星散分布,粒徑0.07～0.2 mm。另外含有少量不透明礦物。

樣品 09JB33-2是含石榴透輝斜長角閃巖脈(09JB33-1)周圍的黑云鉀長淺粒巖, 為含鱗片粒狀變晶結構, 似片麻狀構造。由斜長石、微斜長石、石英、少量黑云母組成。斜長石25%, 呈它形粒狀,雜亂分布, 粒徑 0.3～0.8 mm, 具絹云母化, 有些被微斜長石蠕蟲狀交代。微斜長石50%: 呈它形粒狀, ,略顯拉長定向排列, 粒徑 0.3～1.5 mm。石英 15%:呈它形粒狀, 單晶集合體呈豆莢狀分布, 大小0.2～2 mm, 粒內波狀消光。黑云母 10%: 呈鱗片-葉片狀, 粒徑0.1～0.6 mm, 為斷續線痕狀分布, 長軸定向排列, 局部綠泥石化。

3 鋯石原位微區U-Pb同位素定年

3.1 鋯石處理及測試分析方法

鋯石分選工作在河北省廊坊市區域地質礦產調查研究所實驗室完成。新鮮的全巖標本經過破碎后通過人工重砂法從樣品中分選出鋯石顆粒, 按照宋彪等(2002)描述的方法, 首先將這些鋯石和標樣貼在用環氧樹脂做成的樣品靶上。再經過拋光、超聲波處理, 然后進行反射光和透射光照相, 并進行CL圖像分析以研究鋯石的內部結構。

采用離子探針和激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜兩種方法進行了鋯石定年研究。鋯石的SHRIMP U-Pb分析在中國地質科學院北京離子探針中心的 SHRIMP II上完成。樣品分析過程見Compston等(1992)的文章。測試標樣為TEMORA1,年齡為417 Ma,206Pb/238U=0.6688。測試數據處理采用 Kenneth R.Ludwig編寫的 Squid(1.03版本)和Isoplot 3程序(Ludwig, 2003)。

激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICP-MS)鋯石微區原位U-Pb同位素測定在中國地質調查局天津地質礦產研究所實驗室進行,實驗步驟見李懷坤等(2009)。利用 NIST610玻璃標樣作為外標計算鋯石樣品的Pb、U、Th含量。采用GJ-1作為外部鋯石年齡標準進行U、Pb同位素分餾校正(Black et al., 2003; Jackson et al., 2004)。數據處理采用中國地質大學劉勇勝博士研發的ICP-MSDataCal程序(Liu et al., 2009)和Ludwig的Isoplot程序(Ludwig, 2003)進行數據處理。

鋯石微區原位 U-Pb同位素及微量元素測定在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室進行, 利用激光燒蝕等離子體質譜儀(LA-ICP-MS), 實驗步驟見Liu等(2008)文章。采用91500作為外部鋯石年齡標準進行U、Pb同位素分餾校正, 采用GJ-1作為檢測標樣。數據處理采用中國地質大學劉勇勝博士研發的ICP-MSDataCal程序(Liu et al., 2009)和Ludwig的Isoplot程序(Ludwig, 2003)。

3.2 鋯石U-Pb定年結果及其稀土元素特征

3.2.1 基性高壓麻粒巖(石榴斜長角閃巖):

08JB01-1(圖 2)鋯石較大, 從陰極發光圖像看,全部為變質鋯石, 大小均勻, U、Pb含量較低, 共分析了11顆鋯石(SHRIMP), 其中3、4、8號點分析了核邊, 從年齡結果看, 核部比邊部稍老,207Pb/206Pb表面年齡加權平均值核部為(1868±33) Ma, 邊部為(1826±18) Ma, Th/U=0.01～0.25, 也顯示了變質鋯石特征。鋯石原位微量元素(見圖 7a)測定顯示核部(21、23號點)存在 Eu正異常特征, 而邊部(22、24號點)存在 Eu負異常特征。如果這代表變質過程的兩個階段, 則說明此變質過程第二階段有長石生長,從變質礦物演化規律來看, 這是一期退變質過程。

圖2 08JB01-1鋯石陰極發光圖像、U-Pb年齡諧和圖Fig.2 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagram of zircons (08JB01-1)

圖3 D0416鋯石陰極發光圖像、U-Pb年齡諧和圖Fig.3 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagram of zircons (D0416)

D0416(圖 3), 鋯石較大, 大小不一, 陰極發光圖像顯示鋯石結構分成幾種: 黑色核部的鋯石, 白色核部的鋯石, 整體灰色的鋯石, 灰色的鋯石邊部。同位素年齡結果顯示(部分為SHRIMP測試點, 部分為LA-ICP-MS測試點), 黑色或白色的核部, 年齡較大(2398±13) Ma, 可能不是變質鋯石(Th/U都大于0.4, 甚至到 0.5 以上), 灰色的分幾種情況(Th/U 都小于 0.1或 0.1左右), 一種年齡平均為(1878±12) Ma, 比較集中, 而其它的從2001 Ma到 2381 Ma都有(不包含鉛丟失的樣品, 鉛丟失的樣品上交點年齡大約為(2425±44) Ma)。鋯石原位微量元素測定(見圖7b)顯示核部重稀土相對邊部要高一些,這說明鋯石核部生長時巖石體系內重稀土富集的礦物并沒有大量生成(比如石榴石等), 結合Th/U特征,表明核部鋯石代表了原巖特征, 高壓麻粒巖原巖年齡應該為(2398±13) Ma。邊部的(1878±12) Ma為退變質年齡, 即高壓麻粒巖抬升年齡, 所有中間年齡2001 Ma到2381 Ma則代表了真正高壓麻粒巖相變質的年齡, 雖然時間較長, 也正說明了此時的高壓麻粒巖在較深處停留時間較長, 不算太高的溫度條件使得結晶的鋯石得以保存。也可能(1878±12) Ma代表變質年齡, 而其他的較老的年齡數據(包括(2398±13) Ma), 則反映原巖年齡遭受不同的程度變質作用改造后的結果。

09JB34-1(圖4)鋯石較大, 從陰極發光圖象來看,鋯石結構復雜, 大部分具有黑色的核, 淺色的幔部,深色的邊, 或者具備其中的一兩種結構。從29顆鋯石50個點的測定結果(LA-ICP-MS)來看, 核部數據不太和諧, 可能是由于U、Pb含量太高而造成儀器偏差, 年齡諧和度不高, 不是變質成因(Th/U都大于0.4, 甚至到 5以上)。鋯石核部原位微量元素(見圖7c)測定顯示核部重稀土相對較高, 說明鋯石核部生長時巖石體系內重稀土富集的礦物并沒有大量生成,特征同D0416核部鋯石, 另外Eu負異常的特征也說明了原巖斜長石大量存在。幔部跟邊部數據諧和度較好, 幔部(1896±9) Ma(Th/U都小于0.1或0.1左右),而且 Eu負異常特征顯示了此階段斜長石含量增加,應該歸屬退變質期次。黑色的邊部(1877±14) Ma也是變質年齡(Th/U都小于 0.1或 0.1左右), 但邊部Eu并無負異常特征, 加上巖石出熔淺色條帶, 證明了此期變質有熔體生成, 斜長石減少或消失, 使得巖石體系內Eu含量正常。

圖4 09JB34-1鋯石陰極發光圖像、U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagram of zircons (09JB34-1)

3.2.2 基性巖墻

09JB33-1(圖 5)(斜長角閃巖, 基性巖墻), 鋯石大小不一, 形態各異, 從陰極發光圖象看, 較大的鋯石很多具有顏色較淺的核部(LA-ICP-MS), 平均年齡(1894±10) Ma, 無負Eu異常(見圖7d), 長石并沒有結晶。而顏色較深的鋯石年齡(1852±4) Ma(此類鋯石結構與 08JB01-1的鋯石類似), Eu的負異常(見圖 7d)說明了鋯石結晶時存在斜長石。另外還有兩顆有環帶的鋯石, 年齡2517 Ma和2746 Ma, Th/U基本不小于 0.1, 看來不像變質鋯石, 也沒有變質邊,可能是捕獲鋯石。

3.2.3 圍巖

如圖 6所示, 花崗質片麻巖: 二長花崗巖的鋯石自形較好, 大小均勻, 橢圓狀, 粉紅色, 陰極發光顯示具有核邊結構, 三批次鋯石結果(LA-ICP-MS)比較一致。

08JB01-2, 09JB33-2, D0416-1三個樣品, 都是巖漿鋯石(Th/U都大于0.1, 最大2.15), 鋯石粉紅色較大, 陰極發光圖像具有巖漿振蕩環帶結構, 以及變質的邊部, 年齡結果較為接近, 09JB33-2年齡核部(2519±7) Ma, 邊部(2501±21) Ma年齡差異并不大,熔蝕的核部可能是原巖形成時一次巖漿注入造成的,兩個年齡都是原巖年齡。鋯石原位微量元素(見圖7e)測定顯示了負Eu異常, 說明了鋯石結晶時存在斜長石。D0416-1上交點(2493±9) Ma, 08JB01-2上交點(2485±10) Ma。

由于花崗質巖石形成時 Zr元素大部分存在于鋯石中, 之后在變質時體系內流體不夠發育并沒有游離Zr存在, 變質溫壓條件又不能改變老鋯石狀態,所以圍巖中并沒有1850 Ma左右鋯石記錄。

4 討論與結論

圖5 09JB33-1鋯石陰極發光圖像、U-Pb年齡諧和圖Fig.5 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagram of zircons (09JB33-1)

圖6 花崗片麻巖鋯石陰極發光圖像、U-Pb年齡諧和圖Fig.6 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagram of zircons a-08JB01-2; b-09JB33-2; c-D0416-1

1)從以上結果來看, 首先得到了承德地區高壓基性麻粒巖及其圍巖的原巖年齡, 糜棱巖化(二長)花崗巖年齡約為2500 Ma, 同以往研究結果一致(張華峰等, 2006), 當然, 某些鋯石(09JB33-2)增生邊還記錄了較短時間內多期巖漿事件, 這也表明了在2500 Ma左右的太古代末期, 華北陸塊演化經歷了較多火山作用、殼熔的花崗巖和TTG片麻巖、廣泛的麻粒巖相-高角閃巖相變質作用以及基性巖墻和花崗質脈群的侵入(翟明國, 2011)。在華北克拉通化之后經歷了高壓麻粒巖相變質, 張華峰等(2006)在研究恒山地區的高壓麻粒巖時也提出圍巖花崗片麻巖同基性麻粒巖經歷了同樣的變質作用。

圖7 鋯石原位微區稀土元素球粒隕石標準化圖解(標準化數據自Sun et al., 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of zircons (normalization value after Sun et al., 1989)

2)高壓麻粒巖原巖年齡2398 Ma代表了基性侵入巖的成巖年齡, 而大量在2297～2001 Ma的變質鋯石可能代表了麻粒巖相變質的年齡, 當然可能不只是一次變質事件的結果, 但至少記錄了巖石高壓麻粒巖相變質的時間范圍, 這也許表明巖石經歷俯沖,以及之后長期處于較深層次的地殼加厚過程。張華峰等(2006)通過對恒山等地野外觀察將花崗片麻巖分類, 并分別做了年齡測定, 認為淡色正長花崗巖侵位于 2493 Ma, 黑云母二長花崗巖侵位于2443 Ma, 石榴石正長花崗巖侵位于 1977 Ma和2003 Ma, 包括恒山地區的一些區域巖漿事件, 比如王家會 2117 Ma(王月然, 2005), 道仁溝2041 Ma(于津海等, 2004), 野雞山2120 Ma(劉樹文等, 2009)等都與之對應。所以在2300～2000 Ma的時間范圍內,可能存在一期或幾期地質事件, 只是高壓麻粒巖又經歷了后期(1850 Ma左右)區域變質事件, 至今獲得的信息都很少。

3)Kr?ner等(2006)曾報道了恒山1915 Ma的基性巖墻, 他認為這是高壓麻粒巖的原巖年齡, 但這只代表了其中一次基性巖墻侵入事件, 承德地區也有相同期次的基性巖墻侵入事件, 基性巖墻年齡1896 Ma。另外從野外露頭及結構構造來看, 本期巖墻邊界平直, 片理化較弱, 并沒有經歷高壓麻粒巖相事件。

4)與以往報道的華北北部地區的高壓麻粒巖年齡大多數在1900～1850 Ma的范圍內的年齡結果不同, 本次得到的鋯石原位微量元素的結果說明了,這期事件應該代表了抬升過程與麻粒巖相-角閃巖相退變質, 大量的1850 Ma左右的年齡信息記錄的都是華北大面積麻粒巖-高角閃巖相事件, 甚至有部分熔融出現, 這期事件影響范圍相當大, 華北北部大部分地區都能找到相關證據, 此事件抹殺了大部分古元古代變質演化過程。

5)由此可見, 承德地區甚至華北北部古元古代地質演化歷史并不是不同地點的一兩期不同事件,而是一個復雜連續的演化過程, 以往的研究只揭示了一期或兩期事件, 而承德地區高壓麻粒巖的證據則記錄了更多信息。

致謝: 中國地質調查局天津地質礦產研究所李懷坤研究員、李惠民研究員、耿建珍工程師、郝爽工程師、張永清工程師等對鋯石測年和數據處理工作給予了大力支持, 河北省廊坊區域地質礦產調查研究所實驗室在單礦物分選、薄片磨制、薄片鑒定工作中給予了大力支持, 作者在此一并致以誠摯的謝意。

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The Metamorphic Evolution History of High Pressure Granulites in Chengde Area, Northern Margin of North China: Zircon Chronology and Geochemical Evidence

CHU Hang1), WANG Hui-chu1), WEI Chun-jing2), LIU Huan1), ZHANG Kuo1)
1) Tianjin Institute of Geology and Mineral Resourses, China Geological Survey, Tianjin 300170;
2) School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871

High pressure granulites in Chengde area of northern Hebei province occur as tectonic lenses with weak deformation in a wide composite shear zone composed dominantly of granitic gneiss.The deep crust thermal dynamics and exhumation mechanism demonstrated by these granulites play a critical role in the study of the collisional orogenic model of North China craton and the tectonic evolution model of North China craton as a whole.According to the result of U-Pb isotopic dating for these high pressure granulites and their surrounding rocks, the age of the surrounding protolith is ca.2500 Ma.At around 2297 Ma, basic rock intruded granitic gneiss.At around 2381 Ma, subduction started, and then there occurred high-pressure-granulite-phase metamorphism.Following the subduction and a long-term crust thickening process, the exhumation at a certain point began after 2001 Ma.During the exhumation process, another basic dike invaded at around 1896 Ma.At 1885 Ma, the uplifting process and granulite-phase retrograde metamorphism took place.At 1850 Ma, a large part of North China experienced high-amphibolite phase metamorphic event including even partial melt.This event destroyedmost part of the Paleoproterozoic metamorphic evolution.It can thus be seen that Paleoproterozoic geological evolution history in Chengde area or even the whole northern part of North China was not one or two phases of independent events that happened in different places.Instead, it was a complex and continuous process.Previous studies only revealed events of a few stages, whereas the high pressure granulites in Chengde area have recorded much more information.

trace element in zircons; chronology; high pressure basic granulite; Chengde; North China

P588.347; P597.1

A

10.3975/cagsb.2012.06.18

本文由國家青年自然科學基金項目(編號: 40902021)、國家自然科學基金項目(編號: 40772120)和中國地質調查局地質大調查項目(編號: 1212011121077)聯合資助。

2012-08-29; 改回日期: 2012-10-12。責任編輯: 張改俠。

初航, 男, 1982年生。助理研究員。主要從事前寒武紀地質學和變質地質學研究。E-mail: chuhangjal@sina.com。