冀北獨石口古元古代變輝長閃長巖的成因及其地質意義

王芳 彭澎 陳超 胡洪飛 黃冬琴 陳福坤 翟明國WANG Fang, PENG Peng, CHEN Chao, HU HongFei, HUANG DongQin, CHEN FuKun and ZHAI MingGuo

1.河北省戰略性關鍵礦產資源重點實驗室，石家莊 050031

2. 河北地質大學地球科學學院，石家莊 050031

3. 中國科學院地質與地球物理研究所,巖石圈演化國家重點實驗室,北京 100029

4. 安徽省地質礦產勘查局313地質隊，六安 237010

5. 浙江大學海洋學院, 舟山 3160216. 中國科學技術大學地球與空間科學學院, 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

華北克拉通前寒武紀巖石露頭出露廣泛，如圖1a所示。經過多年的研究，學者們普遍認為華北克拉通的前寒武紀變質基底由多個微陸塊組成，但在微陸塊的數量、規模、拼合時間和縫合帶延伸方向等問題上還存在一些分歧(Zhaietal.，2005；Zhaoetal.，2005；王惠初等，2005；Kuskyetal.，2007; Kusky，2011；Zhai and Santosh，2011，2013)。不同學者均認為華北克拉通古元古代晚期(1.95～1.85Ga前后)經歷了重要的變質-構造過程，可能與現今造山過程類似。冀北地區屬于華北克拉通的前寒武紀變質基底中部造山帶北緣，西和孔茲巖帶相接，東與東部陸塊相鄰，對該地區構造屬性的研究是理解華北克拉通前寒武紀地質演化的重要窗口。然而，雖然近年來地質學者們對冀北地區展開了一系列的研究，但對其在古元古代所處的構造位置仍然存在較大爭議，一種觀點認為冀北地區是內蒙孔茲巖帶向東延伸的部分(Kuskyetal.，2007；Kusky，2011；劉建峰等，2016)，其依據來自地震影像特點，橄欖巖包體的Re-Os同位素特征以及古元古代高壓麻粒巖和過鋁質花崗巖的分布從內蒙地區延伸到冀北地區；另一種觀點則認為冀北地區屬于中部造山帶的一部分，其核心依據是中部造山帶巖石中鋯石年齡與東、西陸塊之間的差異(Zhaoetal.，2005，2012；Liuetal.，2019)。冀北地區的前寒武紀變質基底主要由兩套雜巖系構成，南部的“單塔子雜巖”和北部的“紅旗營子雜巖”。得益于分析方法的發展與進步，特別是鋯石原位微區定年技術的廣泛使用，近些年對這兩套雜巖系中不同巖石單元的形成時代和成因的認識有了較大的進展，其中的紅旗營子雜巖以往被認為是一套古元古代的表殼巖系，然而越來越多的證據表明該雜巖系中片麻巖、花崗質侵入體、輝長-閃長質侵入體占了絕大部分，表殼巖系只在局部零星出露(Wangetal.，2011；王惠初等，2012；Liuetal.，2019)。本文報道了在冀北赤城縣獨石口鎮附近原劃歸為紅旗營子群的變質輝長閃長巖的巖石地球化學、鋯石U-Pb年齡、微量元素和Hf同位素特征，這為進一步認識冀北紅旗營子雜巖的組成，理解華北克拉通古元古代構造演化史提供了新的數據支持。

1 區域地質概況

研究區位于河北省北部赤城獨石口地區，大地構造位置處于華北克拉通北緣中段，向北緊臨中亞造山帶。區內發育的兩條深大斷裂帶將該區域分為三個構造單元。一般認為北側的鑲黃旗-多倫-康保-赤峰-圍場-開源斷裂帶是中亞造山帶(古亞洲洋構造域)與華北克拉通的分界線，南部的尚義-崇禮-赤城-平泉斷裂帶將克拉通內部分為內蒙古隆起(又稱“內蒙地軸”)和燕山臺褶帶兩個二級構造單元。

早期的區調工作者將分布于內蒙古隆起上的一套以角閃巖相變質的火山沉積巖系命名為紅旗營子群，將分布在燕山臺褶帶上一套麻粒巖相變質的火山沉積巖系稱為單塔子群。后來的研究者通過巖性比對，將單塔子群的上部劃歸紅旗營子群，使得紅旗營子群和單塔子群的界線不再完全受崇禮-赤城-隆化斷裂控制(胡學文等，1996)，兩套雜巖系在冀北地區的分布如圖1b所示。近年來的研究顯示單塔子群和紅旗營子群中都包含多個不同時代的巖石構造單元，故改稱為“單塔子雜巖”和“紅旗營子雜巖”(Nietal.，2006；劉樹文等，2007a，b；王惠初等，2012)。單塔子雜巖中各類巖石的形成時代主體在新太古代(劉樹文等，2007a；Geetal.，2015；葛松勝等，2016))，而紅旗營子雜巖中包含了形成于新太古代2546～2532Ma的石英閃長-英云閃長-花崗閃長質片麻巖、古元古代1870～1819Ma的花崗閃長-二長花崗-正長花崗質片麻巖(劉樹文等，2007b；Liuetal.，2019)，以及一些晚古生代的閃長-花崗質片麻巖(王芳等，2009；白文倩等，2016)和變質表殼巖(王惠初等，2012)。在單塔子雜巖和紅旗營子雜巖中還識別出若干古元古代高壓麻粒巖透鏡體，出露于宣化西望山和大東溝、赤城漚麻坑、呂和堡和七里墩、承德單塔子和雙峰寺等地(初航等，2012；畢克，2014；銀雪琴，2016)。

在單塔子和紅旗營子雜巖系之外，古元古代侵入體在華北克拉通北緣廣泛發育，根據其形成時代、巖石組合和變質變形特征可將大致分為三類：一是形成時代在2.2～1.8Ga的各類片麻狀花崗巖、似斑狀花崗巖及石榴花崗巖類(鐘長汀等，2006；劉建峰等，2016)；第二類是形成時代在1.75～1.65Ga的斜長巖、輝長巖、紋長二長巖以及堿長花崗巖類(趙太平等，2004；Zhangetal.，2007；Zhaoetal.，2009)；第三類是形成時代從2.1Ga一直跨越到1.7Ga的基性巖漿活動，主要以2.1～1.9Ga的變質基性巖墻和1.8～1.7Ga的未變質基性巖墻為代表(Pengetal.，2005, 2010；Houetal.，2008；Liuetal.，2012)。之后華北克拉通北緣在晚古生代和燕山期出現了較強烈的巖漿活動，中生代陸相火山沉積巖系和新生代沉積物不整合覆蓋于之上(圖1b)。

圖1 華北克拉通構造簡圖(a，據Peng et al.，2014)和冀北地區地質簡圖(b，據劉樹文等，2007a，b修改繪制)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 巖體特征及樣品采集

獨石口變輝長閃長巖在冀北赤城縣北獨石口鎮北東柵子口村邊山腳露頭良好，巖體西側與中生代火山巖呈斷層接觸關系，其余部分野外未見其與圍巖有明顯界線。根據遙感影像特征圈定其出露的范圍如圖2所示。巖體局部可見變輝長閃長巖受到后期基性脈巖侵入，如圖3b所示，它們可能是同期或晚期巖漿活動。在1/20萬太仆寺旗幅地質圖中該巖體隸屬于紅旗營子雜巖。

圖2 冀北獨石口地區地質簡圖(據河北省地礦局區域地質調查大隊，1990(1)河北省地礦局區域地質調查大隊.1990.1/20萬赤城幅地質圖；河北地質局第二區測隊，1988(2)河北省地質局第二區測隊.1988.1/20萬太仆寺旗幅地質圖修改繪制)Fig.2 Simplified geological map of the Dushikou area in North Hebei Province

用于全巖地球化學分析的4個代表性樣品均采自柵子口村邊變輝長閃長巖，它們來自同一個露頭，之間為巖相過渡關系，無截然邊界。樣品16HHF11和CD0829取自巖體邊部，具細粒變質輝長閃長結構；樣品CD0830和CD0831稍遠離巖體邊部，與樣品16HHF11和CD0829礦物組成相類似，區別是這2個巖樣的礦物顆粒粒徑稍大一些。巖石整體風化面呈土黃色，新鮮面呈現青灰色-灰黑色，塊狀構造，半自形不等粒粒狀結構，主要組成礦物為斜長石(45%～50%)和角閃石(25%～30%)，黑云母(約15%)，少量石英(<5%)，副礦物為磁鐵礦、磷灰石、榍石和鋯石等。巖石發生一定程度的蝕變，輝石蝕變成纖閃石，綠泥石，如圖3所示。

圖3 獨石口變輝長閃長巖野外照片和顯微照片(a)樣品CD0830的野外照片；(b)獨石口變輝長閃長巖被同期或后期基性脈巖侵入；(c)樣品CD0830中礦物組成；(d)樣品CD0830中半自形短柱-長柱狀鋯石. Amp-角閃石；Bi-黑云母；Pl-斜長石；Zr-鋯石；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 鋯石U-Pb定年和微量元素分析

鋯石U-Pb年齡測定在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。將 193nm的ArF準分子激光與 Agilent7500a型 ICP-MS儀器連接，用 He作為剝蝕物質的載氣，采用鋯石標樣91500進行U-Pb同位素分析外部校正，采用人工合成硅酸鹽玻璃標準參考物質NIST610作為外標，29Si作為內標校正元素含量。測試所采用的激光束斑直徑為40μm。樣品的同位素比值和元素含量計算利用GLITTER程序處理，采用Ludwig (2003)的ISOPLOT 3.0程序計算年齡和繪制諧和圖。詳細實驗測試過程參見Yuanetal. (2004)。

3.2 主量、微量和稀土元素

全巖主量和微量元素測試在核工業北京地質研究院分析測試中心完成。主量元素使用荷蘭PANalytical公司生產的AxiosmAX型X射線熒光光譜儀(XRF)采用玻璃熔片法測定，分析精度在1%以內。微量元素由德國Finnigan-MAT公司的ELEMENT XR高分辨電感耦合等離子體質譜儀測定，分析精度在5%以內。

3.3 鋯石Hf同位素分析

鋯石Hf同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀上完成。分析過程中采用He作為載氣，激光束斑直徑為60μm，頻率為8～10Hz，儀器參數、運行條件和詳細的分析流程參見Wuetal.(2006)，測定時用鋯石標樣GJ-1進行同位素分餾校正，標樣Mud Tank作為監控樣與樣品混測。本次測試過程GJ-1標樣176Hf/177Hf測試結果是0.282009±10(2σ，n=10)，MUD的176Hf/177Hf 測試結果為0.282506±6(2σ，n=19)，2個標樣的測試結果與文獻報道值在誤差范圍內一致(Woodhead and Hergt，2005；Moreletal.，2008)。本文計算所用的176Lu衰變常數為1.869×10-11(Schereretal.，2001)。在εHf(t)值計算中，采用Blichert-Toft and Albarède (1997)所推薦的球粒隕石值，虧損地幔模式年齡(tDM1)計算采用Griffinetal.(2000)推薦的虧損地幔值。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡和微量元素

樣品CD0830采自柵子村邊山腳，坐標為41°21′21.7″N、115°45′23.0″E。樣品中分選出的鋯石為褐黃-褐紅色，呈自形短柱狀，顆粒粒徑較大，長軸100～400μm，長寬比為1:1～1:4。陰極發光圖像中，多數鋯石顯示帶狀分區的特征，少數鋯石具有核邊結構，核部仍顯示帶狀分區，邊部細窄，但亮度高，指示變質成因(圖4a)。由于變質增生邊寬度較窄，低于激光分析束斑直徑最小值，本次只對鋯石核部進行U-Pb同位素分析。對18粒鋯石18點進行了U-Pb同位素和微量元素測試，分析結果如表1和表2所示。該樣品中所有鋯石都呈現典型的巖漿鋯石的稀土配分模式圖(Hoskin，2003)，鋯石稀土含量較高(ΣREE為164×10-6～859×10-6)，在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中表現為輕稀土虧損，重稀土逐漸富集，明顯的正Ce異常(Ce/Ce*為10.2～74.3)和負Eu異常(Eu/Eu*為0.19～0.29)的特征(圖5a)。在U-Pb年齡諧和圖(圖4a)中18個分析點測試結果集中，都位于諧和曲線上或附近，207Pb/206Pb加權平均年齡為1808±18Ma (MSWD=0.17)，對應的鋯石Th/U比值變化范圍為0.32～1.22。

樣品CD0831采樣位置在CD0830西南方向約200m處，坐標為N 41°21′20.5″、E 115°45′19.2″。樣品中分選出的鋯石特征與樣品CD0830中鋯石在顏色、形態、大小方面特征類似(圖4b)，但陰極發光圖像中具核邊結構的鋯石顆粒數量較多，對20粒具有帶狀分區特征的鋯石核部分析了20點，結果列于表1和表2。除14和20號點外，其余18個分析點的稀土元素配分圖解(圖5b)與樣品CD0830中鋯石稀土元素特征一致，稀土元素總量為158×10-6～1033×10-6，具有明顯的正Ce異常(Ce/Ce*為2.38～83.7)和負Eu異常(Eu/Eu*為0.03～0.26)。與其他分析點相比，14號點具有相對平坦的重稀土配分模式，其對應的207Pb/206Pb表面年齡為1838±22Ma，20號點具有最高的稀土元素總量(ΣREE為1033×10-6)和較弱的Ce正異常(Ce/Ce*為2.38)，其對應的207Pb/206Pb表面年齡為1826±20Ma。在U-Pb年齡諧和圖(圖4b)中，有2個分析點與其他分析點偏離較大，分別為1號和10號點，其余18個點的207Pb/206Pb加權平均年齡為1825±10Ma (MSWD=0.40)，對應的Th/U比值變化范圍為0.41～1.18。1號點具有年輕的207Pb/206Pb年齡1788±38Ma，可能指示后期的一次熱擾動(變質)事件，10號點具有較老的207Pb/206Pb年齡1871±19Ma，可能為繼承鋯石，但這2個分析點在鋯石稀土元素組成上與其他分析點差別不大。

圖4 獨石口變輝長閃長巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和代表性鋯石CL圖像鋯石CL圖像上的實線圓圈為U-Pb年齡分析測試點，虛線圓圈為Hf同位素分析點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

圖5 獨石口變輝長閃長巖中鋯石球粒隕石標準化稀土元素配分圖解(標準化數值據Boynton，1984)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite (normalization values after Boynton, 1984)

表1 獨石口變輝長閃長巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb 分析結果Table 1 LA-ICP-MS data of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite

4.2 全巖主量、微量和稀土元素

巖石主量、微量和稀土元素分析結果見表3。獨石口變輝長閃長巖SiO2含量變化不大，介于51.27%～54.39%之間， Na2O和K2O含量分別為 2.21%～2.61%和2.15%～3.65%，除樣品CD0829外，其余樣品K2O>Na2O。巖石具有較高的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%)，相對較低的MgO含量(2.19%～4.65%)，Mg#變化范圍在28～47之間。除樣品CD0830具有較大的燒蝕量(3.12%)外，其它樣品的燒失量都低于1%。在SiO2-(Na2O+K2O)判別圖(圖6a)中，樣品落入輝長-閃長巖區域，屬于亞堿性系列。在AFM圖解中(圖6b)，除樣品CD0829位于分界線上其余樣品都位于拉斑玄武巖區域。為方便對比，將紅旗營子雜巖中鋯石結晶年齡在1870～1819Ma的花崗閃長-二長花崗-正長花崗質片麻巖樣品數據同時投圖。

表3 獨石口變輝長閃長巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果Table 3 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) contents of the Dushikou metagabbro-diorite

圖6 獨石口變輝長閃長巖SiO2-(Na2O+K2O)巖石分類圖解(a, 據Wilson，1989)及AFM巖石系列劃分圖解(b, 據Irvine and Baragar，1971)灰色圓形數據點為紅旗營子雜巖中同期花崗巖類樣品的主量元素數據(據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)

冀北獨石口變輝長閃長巖樣品具有較低的Cr和Ni含量，分別為12.6×10-6～93.7×10-6和4.99×10-6～9.35×10-6，指示巖漿演化過程中可能存在鎂鐵質礦物的分離結晶作用。樣品稀土元素含量較高(∑REE= 472.5×10-6～706.9×10-6)，在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中為右傾型(圖7a)，(La/Yb)N=21～29，輕、重稀土分餾明顯。樣品的δEu介于0.78～0.91之間，具有弱的Eu負異常，指示樣品原巖在形成過程中斜長石的分離結晶作用不明顯。樣品在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中虧損Th、U、Nb、Ta、Zr、Hf元素，富集Ba元素(圖7b)。與紅旗營子雜巖中同期花崗巖類樣品相比，獨石口變輝長閃長巖樣品具有相似的右傾型的稀土元素配分圖，在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中都具有Nb和Ta的負異常，區別是獨石口變輝長閃長巖在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中除顯示Nb和Ta的負異常外還顯示了Th、U、Zr和Hf元素的負異常。

（4）施工材料發放。為提高成本控制水平，對所有到場的材料都進行造冊登記，并以施工進度為依據進行出庫發放，同時對所發出的材料予以追蹤，防止丟失和浪費。庫管員定期對材料庫存進行整理和盤點，對不同材料要進行分類堆放。此外，針對易燃易爆材料，還應加強安全保護，避免發生安全隱患和事故。

圖7 獨石口變輝長閃長巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a，標準化數值據Boynton，1984) 原始地幔標準化微量元素蛛網圖 (b, 標準化數值據Sun and McDonough，1989)陰影區域為紅旗營子雜巖中同期花崗巖類樣品數據(據Liu et al.，2019)，圖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 鋯石Hf同位素

冀北獨石口變輝長閃長巖的鋯石Hf同位素組成分析結果列于表4。

對樣品CD0830中15顆鋯石進行了Hf同位素分析(表4、圖8)，其中有13個點和鋯石U-Pb分析點重合。樣品CD0830鋯石的176Hf/177Hf比值介于0.281481～0.281592之間，同位素組成比較均一，將t=1808Ma代入計算得到的εHf(t)值介于-5.4～-1.5之間，單階段Hf模式年齡(tDM1)介于2285～2418Ma之間。

圖8 獨石口變輝長閃長巖鋯石εHf(t)-Age圖解Fig.8 εHf(t) vs. Age of zircons from the Dushikou metagabbro-diorite

表4 獨石口變輝長閃長巖鋯石Hf同位素分析結果Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of the Dushikou metagabbro-diorite

對樣品CD0831中10顆鋯石進行了Hf同位素分析(表4、圖8)，其中有9個和鋯石U-Pb分析點重合。樣品CD0831的176Hf/177Hf比值介于0.281496～0.281624之間，將t=1825Ma代入計算得到的εHf(t)值介于-3.8～-0.1之間，單階段Hf模式年齡(tDM1)介于2236～2402Ma之間。

與冀北地區紅旗營子雜巖中同時代花崗巖類巖石中鋯石的Hf同位素組成比較，獨石口變輝長閃長巖2個樣品的εHf(t)變化范圍在花崗巖類巖石中鋯石εHf(t)值變化范圍內，部分花崗巖類樣品中的鋯石中εHf(t)值可達+7(Liuetal.，2019)。

5 討論

5.1 獨石口變輝長閃長巖的形成時代

一般認為，巖漿巖中鋯石的結晶年齡代表巖石的形成年齡，冀北獨石口變輝長閃長巖中鋯石，尤其是樣品CD0830中的鋯石顆粒自形，陰極發光圖像顯示的生長環帶有一些模糊，但仍然可以見到帶狀分區，其在外形和陰極發光特征上與閃長巖中結晶的鋯石(Corfuetal.，2003)具有相似性，并且具有高的Th/U比值(0.35～1.22)和典型巖漿鋯石的稀土元素組成特征，說明雖然鋯石遭受了一定程度的變質改造，但鋯石的U-Pb體系并未完全重置，分析的U-Pb同位素年齡仍可以近似代表鋯石的結晶年齡，從而接近巖體的形成年齡。本次研究的2個變輝長閃長巖樣品(CD0830和CD0831)的207Pb/206Pb加權平均年齡分別為1808±18Ma和1825±18Ma，表明該巖體形成于古元古代晚期。

紅旗營子雜巖中已經報道的古元古代巖漿巖主要為中酸性侵入巖，對與本次研究的輝長閃長巖近同期的樣品的年代學數據統計如表5所示，樣品位置如圖1所示。這一套花崗閃長巖、二長花崗巖和正長花崗質片麻巖形成時代為1810～2180Ma，鋯石U-Pb測年結果集中在1810～1876Ma，與獨石口變輝長閃長巖的形成時代接近，是冀北地區古元古代晚期同期巖漿作用的產物。

5.2 巖石成因

從薄片鏡下觀察可見冀北獨石口變輝長閃長巖發生了一定程度的蝕變，但原始巖漿結構保留較好，且樣品的燒失量普遍較小(LOI<4%)，主微量元素含量變化差異不大，這些特征指示蝕變對巖石總體化學成分影響不明顯。

輝長-閃長質巖石通常被認為是巖漿源區深度為下地殼層次的典型巖石(胡芳芳等，2007)，可由地幔的部分熔融或者基性地殼的再造形成。實驗巖石學研究顯示，基性下地殼無法部分熔融產生基性巖漿，雖然由于巖漿分異作用可以導致輝長-閃長質堆晶巖的形成，但獨石口變輝長閃長巖中沒有觀察到堆晶結構，因此它不可能是單一由基性下地殼部分熔融的產物。一般而言，地幔來源巖漿結晶形成的閃長巖以高Mg#，高Cr和Ni含量為特征，如太古宙高鎂閃長巖(Stern and Hanson，1991；Smithies and Champion，2000)。本次研究的獨石口變質輝長閃長巖具有較低的Mg#、Cr和Ni含量，與太古宙高鎂閃長巖明顯不同。在主量元素Harker圖解中(圖略)，隨MgO含量的降低，巖石的Ni和Co元素的含量降低，但Cr元素的含量變化無規律，指示巖漿演化過程中曾發生過橄欖石的結晶分異，但尖晶石和單斜輝石的結晶分異不顯著。

冀北獨石口變輝長閃長巖富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素，這些特征顯示殼源的地球化學性質。殼源巖石一般具有明顯的Nb和Ta的負異常但Zr和Hf的負異常不明顯(劉平華等，2012)，考慮到獨石口変輝長閃長巖具有較低的SiO2含量(51.27%～54.39%)，具有明顯的Nb和Ta的負異常及Zr和Hf的負異常，說明巖漿來源主要為幔源，但有少量地殼物質的混染。一般認為麻粒巖相下地殼的深熔產生具有較低Th和U含量的熔體(彭頭平等，2004)，獨石口變輝長閃長巖具有較低的全巖Th和U含量，指示下地殼物質在獨石口輝長閃長巖原始巖漿形成過程中的貢獻。鋯石礦物穩定，Lu-Hf同位素體系具有較高的封閉溫度且鋯石具極低Lu/Hf比值，其Hf同位素組成可以反映鋯石結晶時的Hf同位素信息。獨石口變輝長閃長巖Hf同位素組成在一定的范圍變化，εHf(t)值介于-5.4～+0.1，單階段Hf模式年齡(tDM1)介于2236～2418Ma之間，大于巖石中鋯石的結晶年齡，指示鋯石結晶過程中存在太古宙地殼物質和新生地殼或地幔物質的混合來源。獨石口變輝長閃長巖Hf同位素組成與同時期花崗巖類中鋯石的Hf同位素特征類似，同時期的花崗巖類巖石樣品鋯石具有正的εHf(t)值，指示古元古代新生地殼物質在其形成過程中的貢獻(Liuetal.，2019)。Zhengetal.(2020)的研究顯示正常殼幔過渡帶的溫壓條件無法產生大量巖漿，因而提出了SARSH(俯沖-深熔-反應-儲存-加熱)模型來解釋大陸弧安山巖的成因。這一模型也可以用來解釋獨石口變輝長閃長巖原始巖漿的產生過程，華北克拉通北緣在～1950Ma發生大陸的俯沖和碰撞，俯沖帶中基性下地殼發生部分熔融產生的熔體進入地幔楔改變巖石圈地幔的成分，儲存加熱一段時間后產生獨石口變輝長閃長巖的原始巖漿，在上升過程中發生橄欖石的分離結晶后形成獨石口輝長閃長巖。

5.3 地質意義

冀北地區以其所處的特殊的構造位置以及其所包含的地質體的復雜性，近年來吸引了很多學者開展研究，取得了一系列成果，為認識華北克拉通北緣地質演化提供了新資料。單塔子雜巖和紅旗營子雜巖的中低級表殼巖中存在明確的新太古代晚期(2507～2486Ma)的火山-沉積事件記錄(Geetal.，2015；葛松勝等，2016)，說明華北北緣中段在新太古代處于陸內裂谷的構造背景。在單塔子和紅旗營子雜巖中同時存在新太古代(2546～2532Ma)的閃長-英云閃長-花崗閃長質巖漿記錄。在2450～2300Ma整個華北克拉通處于巖漿衰弱期，在2.3～1.95Ga地球發生了大氧化事件(翟明國，2011)。約1915Ma華北克拉通北緣赤城沃麻坑、興和黃土窯、內蒙阿拉善等地出現了高壓基性麻粒巖和高壓泥質麻粒巖，并記錄了～1850Ma的變質作用(張華峰等，2006；翟明國，2009；Wanetal.，2015)。在～1850Ma華北克拉通發生了大范圍的變質作用(Pengetal.，2014；沈其韓等，2016)，同時期的花崗巖(王惠初等，2005；劉樹文等，2007b；Wangetal.，2011)在華北克拉通北緣廣泛發育，基性侵入巖也有少量報道(Liuetal.，2012；Wanetal.，2013)。在冀北地區，這些巖漿作用以冀北隆化-承德地區侵位的一套東西向分布的高鉀鈣堿性和強過鋁質花崗巖系列為特征(劉建鋒等，2016)，從紅旗營子雜巖中已經獲得的古元古代晚期巖石在冀北地區的分布也呈現近東西向展布的特征，如圖1所示，它們與古元古代晚期高壓變質帶的延伸方向具有一致性，其成因可能與古元古代晚期大陸碰撞拼貼構造演化過程有關。～1780Ma基性巖墻群的侵位和1740～1680Ma斜長巖-紋長二長巖-紫蘇花崗巖-環斑花崗巖的出現(趙太平等，2004；Zhangetal.，2007; Jiangetal.，2011)標志了古元古代造山事件的結束。獨石口變輝長閃長巖形成于1808～1825Ma，同時期的巖漿活動在空間分布上與高壓麻粒巖的分布密切相關，巖漿作用時代稍晚于區域變質作用峰期(1950～1850Ma)，說明二者之間具有緊密的聯系。我們認為輝長閃長巖與酸性巖漿巖共同指示了古元古代晚期殼-幔相互作用，其分布主要集中在高壓麻粒巖出露地區，也是區域抬升最為顯著的地區，說明這些巖漿巖可能代表了古元古代強烈造山事件后與造山帶根帶垮塌有關的區域伸展的巖漿作用產物。

6 結論

本文得到如下初步認識和結論：

(1)冀北獨石口兩個變輝長閃長巖的鋯石U-Pb定年結果為1808±18Ma和1825±18Ma，指示其形成時代為古元古代晚期，稍晚于區域變質作用峰期(1950～1850Ma)。

(2)冀北獨石口變輝長閃長巖的元素地球化學和鋯石Hf同位素特征表明：變輝長閃長巖的原始巖漿可能是來源于受到新生地殼/地幔熔體改造的富集的巖石圈地幔部分熔融產物，其后在侵位過程中或侵位后經歷了一定程度的分離結晶作用。

(3)冀北獨石口變輝長閃長巖體與紅旗營子雜巖中花崗閃長巖-二長花崗巖-正長花崗巖一起，是華北克拉通古元古代造山事件晚期殼幔相互作用的產物，它們可能是古元古代造山帶根帶垮塌區域伸展背景下形成的巖漿作用。

致謝感謝王志偉博士在論文寫作過程中給作者的建議和啟發；感謝呂鳳軍教授幫助解譯遙感圖像。感謝王偉教授和趙磊副研究員為本文提出的建設性修改意見。

謹以此文敬祝沈其韓院士百歲華誕，祝沈先生健康長壽！