华北克拉通北缘Columbia 超大陆裂解事件:来自燕辽裂陷槽中部长城系碱性火山岩的地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf 同位素证据*

张健 田辉 李怀坤＊＊ 苏文博 周红英 相振群 耿建珍 杨立功

ZHANG Jian1，TIAN Hui1，LI HuaiKun1＊＊，SU WenBo2，ZHOU HongYing1，XIANG ZhenQun1，GENG JianZhen1 and YANG LiGong3

1. 中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津 300170

2. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

3. 天津市蓟县中上元古界国家自然保护区管理中心，天津 301900

1. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources，CGS，Tianjin 300170，China

2. School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

3. Management Centre of National Nature Reserve for the Middle-Upper Proterozoic Jixian County，Tianjin 301900，China

2015-05-04 收稿，2015-07-01 改回.

华北克拉通(North China Craton，NCC)地壳具有基底和盖层组成的典型双层结构。早前寒武纪变质基底经历了多期复杂的构造演化，其基底由几个太古宙和古元古代花岗岩-绿岩带及高级区域变质带经吕梁运动(2.0 ～1.85Ga)拼贴形成的一个规模较大的陆块。尽管在微陆块的划分和拼贴方式上存在分歧，但是在1.85Ga 最终拼合被地质学界广泛认可(Zhao et al.，1999，2001，2005，2010，2012;Lu et al.，2002，2004;Guo et al.，2002;陆松年等，2002;Kusky and Li，2003;Kröner et al.，2005;Santosh et al.，2007，2010，2012，2013;Zhai and Liu，2003;Zhai et al.，2005，2011)。1.8Ga 之后华北克拉通进入相对稳定的沉积盖层形成阶段，与此同时在华北克拉通构造背景由碰撞挤压向拉张伸展转换，燕辽、豫陕和渣尔泰-白云鄂博三大裂谷也逐渐形成，这与全球Columbia 超大陆的演化相对应(Condie，2002;Rogers and Santosh，2002，2003，2009;Zhao et al.，2002，2004;Zhai and Liu，2003;Wilde and Zhao，2005;Hou et al.，2006;Ernst et al.，2008;彭澎等，2011)。1.8Ga 后华北克拉通之上，发育多期与大陆裂解作用相对应的岩浆事件。具体到燕辽裂陷槽内，目前已确认了一系列代表陆壳减薄和伸展裂解的岩浆事件，包括:1)1.68 ～1.75Ga 斜长岩(anorthosite)、纹长二长岩(mangerite)、紫苏花岗岩(charnockite)、奥长环斑花岗岩(rapakivi granite)(AMCG 组合)非造山的岩浆侵入(郁建华等，1996;杨进辉等，2005;Zhang et al.，2007，2012a;高维等，

2008;Zhao et al.，2009b;Jiang et al.，2011;Liu et al.，2011);2)1.62 ～1.68Ga 大红峪组钾质火山岩(陆松年和李惠民，1991;陆松年等，2003;Lu et al.，2002，2008;胡俊良等，2007;Wang et al.，2015a);3)1.30 ～1.33Ga 和1.21 ～1.23Ga 的基性岩墙(床)(李怀坤等，2009;Zhang et al.，2009，2012a;Wang et al.，2015b)。除此之外，燕辽裂陷槽内还发现多期以凝灰岩或斑脱岩为特征的火山作用记录:1.56～1.58Ga 蓟县-延庆县高于庄组凝灰岩和斑脱岩(李怀坤等，2009;田辉等，2015);1.48Ga 蓟县地区雾迷山组斑脱岩(李怀坤等，2014);1.44Ga 平泉县和蓟县地区铁岭组斑脱岩(苏文博等，2010;李怀坤等，2014);1.36 ～1.39Ga 下马岭组斑脱岩(高林志等，2007，2008;Su et al.，2008;苏文博等，2010)。这些新获得的年龄数据对燕辽裂陷槽中-新元古界精确的年代地层格架的建立具有关键性的作用。

对与大陆裂解作用相关的岩浆岩中锆石开展精确的UPb 年龄测定，直接或者间接地约束地层的形成时代，有效地提高对燕辽裂陷槽蓟县中-新元古界标准剖面地层年代格架的研究程度(图1、图2)。迄今为止，燕辽裂陷槽长城系年代学研究的代表性的成果大量涌现，例如:1)利用ID-TIMS 单颗粒锆石U-Pb 测年法获得蓟县大红峪组火山岩年龄为1625±6Ma(陆松年和李惠民，1991)和平谷县团山子组基性火山岩夹层年龄1683 ±67Ma(李怀坤等，1995)，后者最近被修正为1637 ±15Ma(LA-ICP-MS，张拴宏等，2013);2)大量的锆石U-Pb 年龄数据均支持将长城系常州组底界年龄往上提(年轻化):Wan et al.(2003)获得常州沟组砂岩碎屑锆石最小年龄峰值为～1.8Ga，推测底界年龄不老于1.8Ga，李怀坤等(2011)和Li et al. (2013)获得被常州沟组含砾砂岩不整合覆盖的花岗斑岩岩脉锆石U-Pb 年龄分别为为1671 ±13Ma(LA-MC-ICPMS)和1669 ± 20Ma (SHRIMP)，和 政 军 等(2011)在常州沟组下部环斑花岗岩风化壳的碎屑锆石测年中获得了与李怀坤等(2011)基本一致的结果，据此推断长城系常州沟组底界年龄为～ 1650Ma 。但是，Wang et al.(2015a)最近报道了团山子组火山岩夹层的锆石U-Pb 年龄为1671Ma，根据李怀坤等(2011)、和政军等(2011)、张拴宏等(2013)和Li et al. (2013)的研究成果推断Wang et al.(2015a)的年龄值有偏大的嫌疑，值得进一步核实(图2)。

前人对燕辽裂陷槽中部长城系岩浆岩的研究工作主要集中在利用同位素年代学对地层形成时代的约束，对其岩浆岩的来源以及大地构造背景还缺少系统的工作。本文对大红峪组和团山子组碱性玄武岩、以及同时代侵入串岭沟组的基性岩脉的地球化学、锆石U-Pb 年代学和Hf 同位素测试。通过其岩浆起源与源区特征，动力学背景与构造含义的分析，为燕辽裂陷槽中元古代岩浆演化和地层学约束提供依据。

1 区域地质背景

图1 华北克拉通构造区划简图(a，据Zhao et al.，2005;Santosh，2010)、燕辽裂陷槽中新元古界分布图(b，据黄学光等，2000①黄学光，朱士兴，贺玉贞等.2000.承德地区中、上元古界层序地层学研究(科研报告))和平谷-蓟县地区长城系火山岩分布图(c)Fig.1 NCC Tectonic subdivision (a，after Zhao et al.，2005;Santosh，2010)，distribution Mesoproterozoic-Neoproterozoic in Yan-Liao aulacogen (b)and volcanic rock distribution of Changchengian System in Pinggu-Jixian area (c)

研究区位于华北克拉通的东部陆块西缘的燕辽裂陷槽内(图1a)，区内的蓟县中-上元古界剖面驰名中外。蓟县剖面长城系地层沉积厚度接近3000m，自下而上包括常州沟组(厚度860m)、串岭沟组(890m)、团山子组(520m)和大红峪组(480m)(图2)。早期的地层划分方案将高于庄组划归长城系，李怀坤等(2010)和田辉等(2015)在燕辽裂陷槽内的不同地区获得高于庄组上部凝灰岩夹层的锆石U-Pb 年龄均显示其应归属于蓟县系，本文采用近年来被普遍接受的地层划分观点(李怀坤等，2009，2010，2011，2014;苏文博等，2010;全国地层委员会，2002;王泽九等，2014;田辉等，2015)，将长城系和蓟县系的分界置于大红峪组和高于庄组之间(图1b 和图2)。

大红峪组:下部以碎屑岩为主，厚层乳白色石英岩状砂岩夹紫红色粉砂岩、含浅绿色硅质条带的含砂白云岩或白云质石英砂岩以及翠绿色富钾页岩，具有韵律式沉积特征;中部以大量富钾基性火山岩熔岩、火山角砾岩和火山集块岩，夹少量石英砂岩和凝灰岩为标志;上部主要为富黑色、白色燧石的叠层石白云岩，厚层至巨厚层状。在砂岩中常见波痕、交错层理和干裂等沉积构造，与下伏的团山子地层为整合接触关系。在碳酸盐岩层中发育叠层石，呈大的礁状体。大红峪组火山岩主要分布于平谷、蓟县和冀东遵化以及滦县等地(图1c)，在北京平谷和天津蓟县地区最大厚度分别为718m 和490m，出露面积为600km2(胡俊良等，2007)。大红峪组火山岩既有强烈爆发产出的火山集块岩，也有熔岩和凝灰岩类。火山集块岩分布在东部的蝎子峪、南山一带和西部下营附近，其间的大红峪沟则以火山熔岩为主。

图2 燕辽裂陷槽长城系-蓟县系地层剖面和锆石U-Pb 年龄格架Fig.2 Stratigraphic column and geochronological framework for Changcheng and Jixian systems in Yan-Liao aulacogen

团山子组:以铁白云岩为主，主要为泥质白云岩和含粉砂质白云岩，局部夹火山岩层。下部以泻湖相灰黑色含铁白云岩为主，夹板状泥岩和泥质白云岩，白云岩中常见星散状或结核状黄铁矿，风化面呈褐红色，上部以含硅质层黑色含铁白云岩为主，并夹薄厚不等的白云质砂岩，常见岩盐假晶、干裂和浅水波痕，为盐度较高的潮间-潮上带沉积。团山子组与下伏的串岭沟组为整合过渡关系。张拴宏等(2013)在该组获得火山岩层的锆石U-Pb 年龄为1637 ±15Ma(图1c和图2)。

串岭沟组:为一套以粉砂质伊利石页岩为主，夹少量碎屑岩和碳酸岩的岩石组合，在砂岩透镜体中有直线形斜层理，波痕和干裂等构造。下部为滨海潮间带灰色粉砂岩和粉砂质页岩，含砂岩透镜体和条带;中部为潮下低能带灰绿色页岩，常含有碳质碎片和星散状黄铁矿;上部以潮间带黑色粉砂质页岩和粉砂岩为主，并夹杂砂岩凸镜体和条带。上下两部分受砂岩夹层影响，层理多呈波状起伏。中部层理平直。串岭沟组与下部常州沟组整合接触(图2)。

常州沟组:为一套以砂岩为主的碎屑岩组合。下部为砾岩、含砾粗砂岩、长石石英砂岩和石英砂岩;上部石英砂岩和砂质页岩。地层由下至上，粒度由粗变细，属于正向沉积旋回。常州沟组地层角度不整合覆盖于新太古代各类片麻岩和麻粒岩之上。

2 样品采集和分析方法

2.1 样品采集

大红峪组火山岩样品共4 件，其中3 件(06JX05-1A、06JX05-1B、06JX05-2)采自蓟县大红峪沟大红峪组中段偏上的部位，采样点地理坐标:N40°10.039'，E117°28.453';06JX07-1 采自小红峪沟，采样点地理坐标:N40°10.256'，E117°27.764'。大红峪组火山岩为一套富钾碱性岩，呈紫红色、肉红色至黄褐色，斑状结构，广泛发育气孔杏仁构造，气孔断面多呈椭圆形状或拉长的不规则状(图3a，b)，杏仁体充填物为绿泥石、方解石、长英质矿物、褐铁矿等。斑晶以碱性长石为主，含量﹤5%;基质中碱性长石60%，蚀变辉石25%;杏仁体10% ～15%(图3c，d)。

团山子组火山岩层样品(2 件，07PG01 和06PG02-1)采自平 谷 陈 庄 子，采 样 点 地 理 坐 标:N40° 15.348'，E117°05.049'。团山子组火山岩出露在北京平谷陈庄子、挂甲峪和熊耳寨一带，为一套富钾粗面玄武岩、火山角砾岩及凝灰质砂岩等。火山岩露头表面呈褐黄色，新鲜面灰白色，绳状构造和气孔构造发育，气孔被白云石充填而形成所谓的杏仁状构造。火山岩未遭受明显的变形变质。岩层上部气孔发育并有明显压扁，扁平面与上伏白云岩产状相一致。火山岩组成矿物主要由碱性长石、斜长石、辉石(部分绿泥石化)、角闪石、黑云母及磁铁矿组成(张拴宏等，2013)。

侵入串岭沟组黑色页岩的基性火山角砾岩(厚度近100m;1 件，06JX-01-1;地 理 坐 标:N40° 10.232'，E117°31.729')和邻近的4 条宽度不一的基性岩脉(0.1 ～1.5m;2件0713-01 和070929-7)。岩相学观察表明:火山角砾由火山碎屑(火山角砾及凝灰物质)和陆源碎屑组成，火山角砾占55% ～60%，凝灰物质:岩屑15% ±，晶屑＜5%，玻屑5% ～10%，火山尘5% ～10%。陆源物质10% (图3e，f)。

图3 长城系碱性岩野外和显微照片(a、b)大红峪组火山岩野外照片，气孔杏仁构造，杏仁体被方解石、绿泥石充填;(c)大红峪组碱性玄武岩显微照片(-);(d)大红峪组碱性玄武岩显微照片(+);(e)侵入到串岭沟组的火山角砾岩显微照片(-);(f)侵入到串岭沟组的火山角砾岩显微照片(+). 显微照片中黄色线段长500μmFig.3 Field photographs and Photomicrographs for alkali rocks in Changcheng system

2.2 分析方法

岩石化学样品在河北省区域地质矿产调查研究所实验室加工粉碎。主量和微量元素成分测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素分析使用X 荧光光谱法(XRF)，测试所用仪器型号RIGAKU RIX2100，对国际标准参考物质BHVO-2 和AGV-2 的分析结果表明分析精度和准确度优于4%，烧失量(或酌烧减量)设定为粉末样品在1000℃下灼烧1h 后的质量减少。微量元素成分则采用Agilent 7500a 型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定。测试的准确性和重现性通过标准样品BHVO-2 检验或校正，分析精度和准确度优于5%。

图4 长城系大红峪组碱性玄武岩(06JX05-1B)和侵入到串岭沟组的火山角砾岩(06JX01-1)锆石CL 图像Fig.4 CL image of zircons from alkali basalt (06JX05-1B)of the Dahongyu Formation and alkali subvolcanic rock intruding the Chuanlinggou Formation (06JX01-1)in the Changchengian System

锆石分选在河北省区调地质矿产调查研究所实验室完成。样品破碎后经淘洗和分选后，在双目镜下挑出锆石。将待测锆石样品颗粒和锆石标样浇铸在环氧树脂靶上，待环氧树脂固化以后将样品靶打磨、抛光至锆石的核部。通过透、反射光显微镜照相和阴极发光成像，对锆石内部结构进行研究。锆石U-Th-Pb 同位素测定在北京离子探针中心的SHRIMP II 二次离子探针质谱仪上完成，测试流程见文献Compston et al.(1984，1992)和Williams(1998)。采用标准锆石TEM(参考年龄为417Ma，Black et al.，2003)和M257(参考年龄为561Ma，Nasdala et al.，2008)进行同位素分馏校正和标定待测锆石中的U、Th 和Pb 含量。数据处理采用SQUID(Ludwig，2001)和Isoplot(Ludwig，2003)程序，利用实测的204Pb 进行普通铅校正。锆石Lu-Hf 同位素分析在天津地质矿产研究所实验室的193nm 激光剥蚀系统(New Wave)和多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS，Neptune)上完成。Lu-Hf 同位素分析方法和同位素分馏校正参见参考文献(Wu et al.，2006;耿建珍等，2011)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb 年龄

本文对燕辽裂陷槽中部长城系大红峪组碱性玄武岩(06JX05-1B)和侵入到串岭沟组的基性岩脉(06JX01-1)进行锆石U-Pb 年代学分析，测试结果见表1。

06JX05-1B 锆石粒度50 ～200μm，他形不规则状外形，阴极发光图像无明显的环带，显示不规则状分区，具有碱性岩锆石的特点(图4)。U 含量变化范围47 ×10-6～514 ×10-6(表1)，Th/U 为0.31 ～0.78 均落入岩浆锆石范围(吴元保和郑永飞，2004)。全部测点(n =16)U-Pb 年龄的谐和度都大于96%，207Pb/206Pb 加权平均年龄为1624 ±9Ma(MSWD =0.79)(图5a)，该年龄代表大红峪组火山岩的结晶年龄，再一次验证了陆松年和李惠民(1991)报道的单颗粒锆石TIMS U-Pb 年龄。

表1 串岭沟组次火山角砾岩（06JX01-1）和大红峪组火山岩（06JX05-1B）锆石U-Th-Pb 同位素SHRIMP测试结果Table1 SHRIMPU-Th-Pb isotopeanalyticalresultsofzirconsforalkalirock fromChangchengian System

图5 大红峪组碱性玄武岩(06JX05-1B)(a)和侵入到串岭沟组的火山角砾岩(06JX01-1)(b)锆石U-Pb 谐和图Fig.5 SHRIMP zircon U-Pb concordia diagrams for alkali basalt (06JX05-1B)from Dahongyu Formation (a)and alkali subvolcanic rock intruding (06JX01-1)Chuanlinggou Formation (b)

06JX01-1 样品中选出的锆石包括岩浆锆石和碎屑锆石(或岩浆捕获锆石)。锆石粒度为50 ～300μm。根据锆石CL图像揭示的锆石内部结构和晶形特征，尽量选择岩浆锆石进行测定(图4)。测定结果见表1 和图5b。共测定了20 个锆石U-Pb 同位素数据点，U 含量29 ×10-6～1081 ×10-6，大部分锆石测点显示较为谐和的年龄。其中的3 个颗粒(3、15 和16)具有一定浑圆度，可能与其从源岩中剥蚀搬运过程中遭受磨蚀有关，阴极发光图像显示振荡生长环带(图4)，该组锆石年龄谐和度大于97%，207Pb/206Pb 加权平均年龄为2513±21Ma(MSWD=0.93)，与华北克拉通主要的基底岩系锆石年龄一致，也与常州组和串岭沟组碎屑锆石U-Pb 年龄谱相对应(Wan et al.，2003)，推断其可能来自岩浆上升过程中从围岩捕获的锆石;18 号测点207Pb/206Pb 年龄为2294 ±6Ma，且Th/U 比值低(0.02)具有典型变质锆石特征(吴元保和郑永飞，2004)，该年龄可能记录了华北克拉通内部古元古代的一次变质事件;其余16 个点具有基本谐和一致的年龄，207Pb/206Pb 加权平均年龄为1620 ±9Ma(MSWD=1.4)，Th/U比值高(均大于0.4)，阴极发光图像显示弱的不规则分带(图4)，具有快速喷发的碱性岩锆石特点，岩石无明显变形变质，因此判断此类锆石应为从岩浆中直接结晶出的，207Pb/206Pb 加权平均年龄1620 ±9Ma 代表了侵入到串岭沟组的火山角砾岩的形成时代。

3.2 碱性玄武岩和基性岩脉的地球化学特征

燕辽裂陷槽中部长城系火山岩的主、微量和稀土元素测试结果见表2。由表可见，本次工作所研究的样品SiO2含量范围为50% ～57%(06JX07-1 含量高于55%，其余样品均低于55%)，属于基性岩。所有岩石的全碱含量高达4.68% ～13.42%，值得注意的是，本文样品具有明显富钾和富钠的两个端元:大红峪组和团山子组玄武岩富钾(K2O 含量为9.77% ～13.28%，K2O/Na2O≈100)，属于高钾火山岩;侵入到串岭沟组的基性岩脉(0713-01、070929-7)和火山角砾岩(06JX01-1)富钠(Na2O 含量为3.85% ～4.66%，K2O/Na2O≈0.2)。此外岩石中Al2O3含量13.34% ～17.46%;TiO2含量1.00% ～2.13%;CaO 含量4.74% ～7.27%(06JX07-1 为0.65%);MgO 含量较高(2.76% ～6.91%)，Mg#为43 ～70(06JX07-1 为17);Fe2O3

T =2.39% ～12.35%。

所测样品在TAS 图解(图6a)中分布较为分散，但大部分样品落入碱性岩区域。陆松年和李惠民(1991)根据大红峪组火山岩高钾低钠的特征，认为属于富钾碱性岩，但未能与美国怀俄明州的怀俄明岩(Wyomingite)和金云白榴斑岩(Orendite)类比，暂且将其命名为“大红峪组碱性火山岩”来指示其矿物和化学成分的特殊性。

长城系碱性火山岩富集大离子亲石元素(LILE，Rb、Ba和Th 等)和高场强元素(HFSE，Zr、Hf 和HREE 等)，Nb、Ta弱正异常(Nb/La =0.73 ～2.11)和Ti 弱负异常的微量元素特征(图7a)。Rb、Ba 等大离子亲石元素明显富集，其含量相当于原始地幔的数十至数百倍，明显高于大陆地壳的平均值，明显的Sr 负异常。Ni、Cr 和V 的含量范围为11.3 ×10-6～135 ×10-6、102 ×10-6～447 ×10-6和42 ×10-6～163 ×10-6。原始地幔(PM)标准化微量元素蛛网图上(图7a)，碱性玄武岩样品显示了与洋岛玄武岩(OIB)类似的特征。稀土元素总量高(表2)，ΣREE = 122 ×10-6～266 ×10-6。样品的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线特征相似:轻稀土富集，重稀土相对亏损(图7b)。轻重稀土分馏明显，呈右倾模式，(La/Sm)N、(Gd/Yb)N和(La/Yb)N的值分别为2.59 ～5.30、2.25 ～3.22 和10.63 ～21.97，大多数样品无明显的Eu、Ce 异常，个别样品的具有Eu 正异常，EuN/Eu*N达到1.33(表2)。

表2 长城系碱性岩主量(wt%)、微量和稀土(×10 -6)元素元素测定结果Table 2 Analytical results of major (wt%)and trace elements (×10 -6)for alklai rocks in Changchengian System

图6 长城系碱性岩TAS(a，据Le Bas et al.，1986;Middlemost，1994)和Nb/Y-Zr/Ti(b，据Pearce，2014)图解S1-粗面玄武岩;S2-玄武质粗面安山岩;Pc-苦橄玄武岩Fig.6 TAS (a，after Le Bas et al.，1986;Middlemost，1994)and Nb/Y-Zr/Ti (b，after Pearce，2014)discrimination diagrams for alklai rocks in Changchengian System

图7 长城系碱性岩微量元素(a)和REE(b)图谱Fig.7 primitive mantle-normalized spider diagrams (a)and chondrite-normalized REE patterns (b)for alkali rocks in Changchengian System

3.3 锆石Lu-Hf 同位素

Hf 的地球化学性质与Zr 基本相似，相对Lu 更易进入锆石晶格替代Zr，造成锆石Lu/Hf 比值通常较低(～0.002)，176Lu/177Hf 比值通常小于0.0005。由于176Lu 原位衰变造成的176Hf/177Hf 比值随时间累积的变化非常小。因此，基性岩浆中结晶的锆石基本可以有效保留该岩浆的初始176Hf/177Hf比值(Patchett et al.，1982;吴福元等，2007)。本文锆石样品的Lu-Hf 同位素测试结果见表3 和图8a。基性岩脉06JX06-1(16 个测点)和碱性玄武岩06JX05-1B(9 个测点)具有相似的Lu-Hf 同位素特征:176Hf/177Hf 初始值为0.281774 ～0.281794，按照岩浆锆石结晶年龄分别为1620Ma 和1624Ma计算，εHf(t)值为-0.6 ～3.8(80% 样品的数值大于0，图8c)，单阶段Hf 模式年龄(tDM)范围为1.9 ～2.1Ga(表3)，与华北克拉通古元古代陆块碰撞拼合的时间吻合。继承锆石地壳模式年龄tDMC为3.1 ～2.7 Ga(图8b)，代表华北克拉通基底的古老地壳(Wan et al.，2003;Geng et al.，2012)。在壳幔分异过程中，原始地幔分异形成地壳和亏损地幔，亏损地幔的Lu/Hf 比值比地壳的比值高，因此亏损地幔的176Hf/177Hf 比值增长也要比地壳快，εHf值随着时间的演化呈正值且越来越高，而地壳εHf值随着时间的演化为负值且越来越低(Blichert-Toft and Albarède，1997;Zheng et al.，2006)。本文的燕辽裂陷槽内长城系的2 件碱性岩样品εHf(t)值范围为-0.6 ～3.8，具有弱的亏损特征，明显低于同期的亏损地幔值(～+10)。依据Vervoort et al. (1999)推算地球Nd-Hf同位素之间的经验公式(terrestrial array，εHf(t)=1.36 ×εNd(t)+2.95)，将胡俊良等(2007)获得大红峪组碱性火山岩的εNd(t)的变化范围-0.66 ～0.63，换算成εHf(t)其结果为2.0～3.8，均落入在本文的εHf(t)变化范围内，全岩Sm-Nd 和锆石Lu-Hf 同位素资料指示其源区相同。

4 讨论

图8 长城系碱性岩锆石Lu-Hf 同位素Fig.8 Zircon Lu-Hf isotope of alkali rocks from Changchengian System

表3 长城系碱性岩锆石Lu-Hf 同位素测定结果Table 3 Analytical result of zircon Lu-Hf isotope for alkali rocks from Changchengian System

玄武岩为地幔岩部分熔融的产物，对板块构造演化以及动力学机制能够提供有效制约信息。利用玄武岩来反演深部地幔的演化历史，是认识地球深部物质组成的重要窗口(Langmuir et al.，1992;Depaolo and Ellen Daley，2000;Niu and O’Hara，2003;Niu，2008;徐义刚，2006)。大陆玄武岩具有复杂的岩石类型和地球化学特征，这些特征可能是岩浆源区、熔融程度和地壳混染共同作用的结果(Farmer，2003)。利用地球化学特征和Hf 同位素组成，并结合区域地质演化，可以推测其岩浆源区和成岩过程，讨论其可能形成的地球动力学背景。

图9 蚀变过程中微量元素活性的评估图Fig.9 Bivariate plots of Nb，La，Hf and Y vs. Zr to evaluate the mobility of these elements during alteration

4.1 岩石成因

4.1.1 蚀变作用对元素的影响

本文岩石样品LOI 值普遍较高(＞2%，胡俊良等，2007;Wang et al.，2015a 发表的结果与本文情况类似)，岩石样品不新鲜，为经历后期交代蚀变所致。主量元素分析中的活性组分，特别是Na2O 和K2O 的分析结果不一定代表火山岩中真实的含量，TAS 图解(图6a)来限定岩石类型可能不够精确。因此由于强烈的蚀变交代作用对主量元素的影响导致相关图解的使用需要谨慎。通常情况超基性-基性岩经历后期低级-中级的蚀变交代过程，Zr 元素最稳定存在(Wood，1979)。Zr 与非活动元素双变量图解能有效的评估在蚀变交代过程元素的活动性(Polat et al.，2002)。从图9中不难发现:高场强元素(HFSE:Th、Nb、Zr、Hf、Ti、Y 等)和稀土元素(REE)不受蚀变过程的影响(Pearce，1996)，Zr 与La、Nb 双变量图解中显示正相关关系，说明高场强元素和稀土元素等在蚀变/风化过程中为非活性元素(immobile element)可以用来判别岩石属性和反演岩浆演化过程。同时，图9 中Zr 含量变化范围较大(尤其Wang et al.，2015a 样品Zr 的含量范围100 ×10-6～700 ×10-6)，指示岩浆可能经历了强烈的结晶分异作用。

本文碱性玄武岩和基性岩脉样品的岩石学研究和构造背景讨论多采用高场强元素(HFSE)(Pearce，1996，2014)。利用Zr/Ti 作为分馏指数，Nb/Y 作为碱度指数可以替代TAS地球化学图解(Floyd and Winchester，1975)。Zr/Ti-Nb/Y 图解显示本文和胡俊良等(2007)的全部样品以及Wang et al.(2015a)的大部分样品属于碱性玄武岩范围(图6b)，另有少量样品落入了粗安岩区域(Wang et al.，2015a)。

4.1.2 地壳混染

在大陆地区出露的玄武岩在从地幔上升喷发到地表的过程中，因为要穿过比大洋地区厚的多的地壳，因此常常会受到不同程度的地壳混染作用，所显示出来的地球化学特征要比大洋玄武岩更加复杂。但是，长城系碱性玄武岩的地壳混染不明显:1)高的MgO、Cr 和Ni 含量，具有与洋岛玄武岩(OIB)相似的微量元素蛛网图，在Nb/Yb-Th/Yb(图10a)和Nb/Yb-TiO2/Yb 图解(图10b)中样品点与OIB 相近，全部落入地幔范围内，说明碱性玄武岩未受俯冲流体交代和地壳物质的混染;2)岩石具有耦合的εNd(t)(胡俊良等2007)和εHf(t)(本文和Wang et al.，2015a)同位素组成，且变化范围小，同样说明地壳对岩浆的影响甚微;3)如果火山岩上升过程中受到地壳混染程度较高，将会赋予较明显的“地壳特征”。大 陆 地 壳 以 Nb、Ta、Ti 亏 损 为 特 征(Sun and McDonough，1989)，较低的Nb、Ta 含量，高的原始地幔标准化Th/Nb 比值，地壳(Nb/La)PM和(Ta/La)PM的比值远小于1(Rudnick and David，1995)，是受到地壳混染的最鲜明的识别特征。本文碱性岩样品未出现Nb-Ta 亏损，(Nb/La)PM和(Ta/La)PM值远高于1(本文和胡俊良等，2007 以及Wang et al.，2015a)，表明岩浆在上升过程受到地壳混染作用有限。

图10 长城系碱性岩Nb/Yb-Th/Yb(a，据Pearce，2014)、Nb/Yb-TiO2/Yb(b，据Pearce，2014)和Hf/Sm-Zr/Sm(c，据Dupuy et al.，2007)图解Fig.10 Nb/Yb-Th/Yb (a，after Pearce，2014)，Nb/Yb-TiO2/Yb (b，after Pearce，2014)and Hf/Sm-Zr/Sm (c，after Dupuy et al.，2007)discrimination diagram for alkali rocks from Changchengian System

4.1.3 岩浆源区

玄武岩的硅饱和程度与熔融深度有关(Depaolo and Ellen Daley，2000)，硅不饱和的碱性岩浆产生的压力高于硅饱和的拉斑质玄武岩浆。本文碱性玄武岩和基性岩脉具有与OIB 相似的地球化学特征，暗示其地幔源区较深，可能起源于软流圈地幔。REE 和HFSE 的含量虽然在分离结晶过程中可能会改变，但是具有相同配分系数元素对的比值并不会受到影响，而这些比值只受控于原始岩浆的熔融程度和深度(Pearce，2008)，也是判断源区类型是否经历过分离结晶作用的有效标志。本文碱性火山岩高的Zr/Hf 值(32 ～48)与球粒陨石的Zr/Hf 值36 接近，Hf/Sm-Zr/Sm 图解中(图10c)样品落入大陆碱性玄武岩范围，与碳酸岩范围值相距甚远。结合原始地幔标准化的微量元素配分曲线中Zr 和Hf 的正异常，可以确定碱性玄武岩的地幔源区没有经历过碳酸岩熔体的交代作用(Dasgupta et al.，2007)。

实验岩石学研究表明，轻重稀土强烈分馏的原因可能是源区存在石榴子石的分离结晶作用有关。对于石榴子石来说，Yb 是相容元素，而La、Sm 是不相容元素，石榴子石相橄榄岩的部分熔融程度越低，对应的La/Yb 和Sm/Yb 分异作用越明显;在尖晶石相橄榄岩部分熔融作用中，La/Yb 变化较小、Sm/Yb 基本不变化，因此La/Sm-Sm/Yb 图解常用于判别玄武岩的岩浆源区是石榴子石相橄榄岩还是尖晶石相橄榄岩(Xu et al.，2005)。碱性玄武岩的轻重稀土分馏明显，具有显著的右倾型分配模式，在确定地幔熔融程度的La/Sm-Sm/Yb 和Zr/Nb-Ce/Y(图11a，b)分布图中可以看出，该地区的碱性岩落在石榴子石二辉橄榄岩熔融曲线上，推测其熔融程度为2 ～3%。此外，不相容元素Zr/Y 比值受部分熔融程度的影响但不受分离结晶作用的影响(Nicholson and Latin 1992)，可以反映熔融过程。熔体中的Zr 相对于Y 更不相容，熔融程度越低，Zr/Y 比值越高。大红峪组碱性玄武岩Zr/Y 值(6 ～9)变化范围不大，说明熔融程度有相似的属性，与图11a，b 模拟计算的结果一致。因此，本文所研究的碱性玄武岩和基性岩脉的源区是石榴石相橄榄岩，而不是尖晶石相橄榄岩。样品的地球化学特征主要受控于地幔源区的组成，也可能与源区经历过石榴石的分离结晶作用有关。

燕辽裂陷槽中部长城系采自不同地点的碱性岩样品K2O 和Na2O 的富集程度有明显区别(K2O/Na2O =0.12 ～108):大红峪组和团山子组碱性玄武岩岩富钾;侵入到串岭沟组的基性岩脉富钠。通常情况下可以解释成K 和Na 活动性较强，岩石受到了后期流体交代作用的影响。但是大红峪组样品K2O 的含量10% ～13%，远远大于华北克拉通太古代基底大陆地壳值3% ～6%，且如果岩石是经受蚀变交代的作用，在成分上呈现出过渡的变化趋势，因此后期流体的交代作用显然不能合理解释本文的实际观察。软流圈地幔在上涌过程中与富熔体层和岩脉发生交代作用可能是导致岩浆富钾的主要原因，特别是富钾矿物金云母或者角闪石，使得喷发岩浆富集K，LILE 和HFSE 以及挥发分(O’Reilly and Griffin，1988;Niu，2008;Niu et al.，2012)。即使对于远离板块边界的大陆背景下的玄武岩质岩浆作用，也存在类似的地幔交代作用。交代过的地幔富含挥发分而具有较低的固相线温度，成为早期岩浆活动的源区物质，随着易熔组分的耗尽，产生的岩浆不再具有富钾特征，而是以钠质碱性岩浆为主(夏萍和徐义刚，2004)。长城系碱性玄武岩和基性岩脉的锆石Hf 同位素显示单阶段模式年龄为1.9 ～2.1Ga，与华北克拉通古元古代的碰撞拼贴时间一致，暗示交代作用的地幔熔体可能与该期的造山事件有关。

图11 长城系碱性岩熔融程度图解Fig.11 Partial melting degree diagram of alkali rocks form Changchengian System

4.2 火山岩锆石年龄与地层学约束

很多文献报道过金伯利岩、碱性玄武岩和煌斑岩中分离出同期的岩浆锆石，但部分学者认为硅酸不饱和的岩浆中不可能结晶出同期的锆石，笼统地将基性岩中锆石视为捕获锆石的结论不具有普遍意义(罗照华等，2006)。本文碱性玄武岩的全岩分析结果显示出富碱、高Zr 的特点，出现同岩浆锆石属于正常现象。两件锆石样品的SHRIMP207Pb/206Pb 加权平均年龄分别为1620 ± 9Ma(06JX01-1)和1624 ± 9Ma(06JX05-1B)，二者年龄误差范围内一致，均能代表该区碱性玄武岩的形成时代。张拴宏等(2013)在团山子组上部钾质火山岩夹层和侵入到串岭沟组闪长玢岩脉分别获得锆石UPb 年龄为1637 ±15Ma 和1634 ±9Ma(LA-ICP-MS)，这对团山子组和串岭沟组沉积年龄提供了比较精确地制约。另外值得注意的是，Wang et al. (2015a)对平谷地区大红峪组和团山子组的火山岩的研究获得的锆石U-Pb 同位素年龄范围为1622 ～1672Ma，其中团山子组上部火山岩夹层的年龄为1672 ±15Ma。张拴宏等(2013)和Wang et al.(2015a)测年结果相差较大(～40Ma)。因此，团山子组火山岩的形成时代还需要进一步确定。本文更倾向于前者(张拴宏等，2013)年龄的可靠性:1)按照Wang et al.(2015a)的年龄推测，大红峪组地层发育时间可能经历长达50Myr，但难以获得沉积速率的支持(砂岩和火山岩为主的连续沉积以及仅有480m 的地层厚度);2)从岩石组合和地球化学数据分析，本文与Wang et al.(2015a)以及胡俊良等(2007)报道的火山岩具有相同的地幔源区:锆石的CL 图像类似(不规则外形、无振荡环带和不规则的分区，碱性岩锆石典型特征)、Lu-Hf 同位素变化范围一致(图8b)可作为最直接的证据，可能经历了不同程度的结晶分异作用的演化，如果该岩浆事件时间上持续长达50Myr，空间上应有巨量的火山物质与之相对应，显然这与野外观察的事实相矛盾;3)Wang et al. (2015a)获得的团山子组上部火山岩年龄1672 ±15Ma 与近年来的逐步被接受的一个新认识——以常州沟组为第一个组的长城系的底界年龄为～1650Ma 是相矛盾的(李怀坤等，2011;Li et al.，2013;王泽九等，2014)。

4.3 构造意义

广泛出露于华北克拉通地区的长城系地层一直被认为大陆裂解背景下的产物，区内的裂谷盆地以及产于长城系沉积地层中基性岩墙群、顺层的镁铁质侵入体、大陆溢流玄武岩、双峰式火山岩组合和碱性花岗岩等也被视为大陆裂解有关的岩浆-沉积作用产物(Zhao et al.，2004，2009a，2010;Peng et al.，2005;Lu et al.，2008;Zhang et al.，2012a;翟明国等，2014)。Wang et al. (2015a)根据燕辽裂陷槽内团山子组和大红峪组部分火山岩地球化学具有Nb、Ta 负异常特征，提出其产出环境与后造山过程相关，对传统的认识提出了新的挑战。

结合前人的研究成果，无论从火山岩的分布规模，野外地质产状、岩石类型、矿物组合特征、地球化学特点，还是燕辽裂陷槽内中元古代盆地演化的特征来看，火山岩构造环境具有明显的陆内裂谷环境(郁建华等，1996;陆松年等，2002;Lu et al.，2008)。大陆裂谷作为大陆内部持续伸展作用的产物，裂谷作用开始阶段是以巨厚的碎屑岩沉积和小规模的碱性岩浆作用为特征。蓟县长城系地层主体从下往上(常州沟组-大红峪组)实际上砂砾岩-砂岩-页岩-白云岩(夹火山岩)的岩性组合，代表着河流相-滨(浅)海相的沉积过程。大红峪组火山岩喷发并不整合覆盖于海相沉积物之上，说明裂谷从常州沟组时期已经开始出现，而且在团山子组白云岩层面上发育大型冲刷面，其上的常见叠瓦状排列的白云岩砾石，并构成单向斜层理，暗示古风化壳上有陆相的单向水系存在，是一种裂谷发育的典型标志。据此判断裂谷开始发育在前，地幔上涌和火山喷溢作用在后，燕辽裂陷槽可能属于被动型裂谷。与蓟县长城系碱性玄武岩和基性岩脉同期发育的华北克拉通南缘龙王 碱性花岗岩(陆松年等，2003;Wang et al.，2013)、鲁西泰山红门辉绿岩墙(相振群等，2012)均被视为板内裂谷环境，属于夭折的、被动裂谷型弱火山作用的产物。古地磁的数据同样显示在～1.6Ga 华北克拉通北缘与印度和澳大利亚板块相连，仍然处于陆内环境(Zhang et al.，2012b)。长城系火山岩岩石类型较为简单，主要为碱性玄武岩。在岩浆-构造判别Hf-Th-Nb、Ti-Zr-Y 和Nb-Zr-Y(图12)图解显示样品集中落入属于板内碱性玄武岩区域。Ti-Zr-Y(图12b)中的部分样品偏出板内玄武岩范围较远，尤其是Wang et al. (2015a)的数据明显地向上地壳的趋势靠近，可能是岩浆中Fe-Ti 氧化物的影响结果。

图12 长城系碱性岩构造判别图解(a)据Wood，1979;(b)据Meschede，1986;(c)据Pearce and Cann，1973. CAB(calc-alkali basalt)-钙碱性玄武岩;OFB(ocean floor basalt)-洋底玄武岩;LKT(low-potassium tholeiite)-低钾拉斑玄武岩;WPB(within-plate basalt)-板内玄武岩;WPAB(within-plate alkali basalt)-板内碱性玄武岩;WPTB(within-plate tholeiite basalt)-板内拉斑玄武岩;VAB(volcanic arc basalt)-火山弧玄武岩;N-MORB(normal mid-ocean ridge basalt)-洋中脊玄武岩;P-MORB(plume-influenced MORB)-与地幔柱作用有关的洋脊玄武岩Fig.12 Tectonic discrimination diagram of alkali rocks from Changchengian System

～1.85Ga 华北东、西部陆块经吕梁运动最终碰撞拼合并克拉通化。华北克拉通参与了全球哥伦比亚超大陆的构造演化，～1.8Ga 后华北克拉通逐渐伸展减薄并发育燕辽、渣尔泰-白云鄂博和豫陕裂谷。更加确切地证据表明，燕辽裂陷槽内部是在～1.65Ga 之后接受盖层的沉积-火山物质(李怀坤等，2011;Li et al.，2013;王泽九等，2014)。燕辽裂陷槽内的长城系岩浆岩显示碱性特征，属于大陆裂谷作用的产物，根据该火山岩地球化学特征及对火山岩起源深度和源区类型的初步分析，表明这些火山岩起源深度大，可能与深部岩石圈地幔或软流圈地幔的部分熔融有关。前人(杨巍然等，1995;邓晋福等，1996;喻学惠等，2011)对大陆裂谷岩浆作用成因的相关研究中提出无论是主动裂谷还是被动裂谷，其形成的动力因素都要比理想模式复杂得多，二者的差异可能与地幔热柱上升的深部过程有关，也与软流圈和区域应力场联合作用的情况有关。因此，～1.8Ga 之后华北克拉通裂谷发育，可能是由于地幔热柱上升的深部作用。对此，非常值得作进一步研究。

5 结论

本文通过对大红峪组、团山子组碱性玄武岩以及串岭沟组基性岩脉的地球化学、锆石U-Pb 年代学和Hf 同位素综合研究，并结合前人的研究成果得到以下认识:

(1)大红峪组碱性火山岩和串岭沟组基性岩脉的锆石U-Pb 年龄分别是1624 ±9Ma、1620 ±9Ma，二者在误差范围内一致;锆石Hf 同位素均显示弱亏损特征，εHf(t)值为-0.6～3.8，表明二者是同一时代形成的两种不同产状的幔源岩浆岩;

(2)大红峪组和团山子组碱性玄武岩、以及串岭沟组的基性岩脉的地球化学显示:基性岩具有高的Zr 含量(94 ×10-6～196 × 10-6)、富集轻稀土((La/Yb)N= 10.63 ～21.97)和大离子亲石元素(LILE)，大多数样品无明显的Eu异常。稀土和微量元素配分曲线显示了与OIB 的相似性，岩浆受地壳混染的程度低。碱性玄武岩的源区很深，可能为弱亏损的含石榴的橄榄岩地幔经低程度(2% ～3%)部分熔融的产物。

(3)根据野外观察以及本文提供的分析数据，结合前人的研究成果，进一步论证了该区碱性玄武岩和基性岩脉产出的构造环境和动力学背景。燕辽裂陷槽内碱性玄武岩从1635Ma 开始喷发，1625Ma 进入峰期阶段，华北地区这一期的碱性岩事件与哥伦比亚超大陆裂解有关，也为精确厘定长城系地层的构造-年代学格架提供了新的资料和依据。

致谢 任纪舜院士、王泽九研究员和陆松年研究员等对我们的研究工作给予了长期的指导和支持;喻学惠教授和牛耀龄教授在文章完成过程中提供了有益的帮助和热情的鼓励;审稿专家徐备教授和张传林研究员仔细阅读本文并提出了宝贵的修改意见;薄片磨制和岩矿鉴定在河北省廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成;在此一并致以诚挚的谢意。

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