华北克拉通怀安杂岩中“MORB”型高压基性麻粒岩的成因及其构造意义*

张家辉 王惠初 田辉 任云伟 常青松 施建荣 相振群

1. 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 3001702. 中国地质调查局前寒武纪地质研究中心，天津 3001703. 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

现今全球范围内的大洋洋壳主要由拉斑玄武质洋中脊玄武岩(MORB)组成，它来源于富集不相容元素的大陆地壳提取后的亏损地幔源区，并以亏损不相容元素、轻稀土元素(LREE)以及无Nb、Ta异常与洋岛玄武岩(OIB)和岛弧玄武岩(IAB)相区别(Hofmann, 1988; Sun and McDonough, 1989; McDonough, 1990; Pearce, 2008; Arevalo and McDonough, 2010)。根据轻稀土元素的富集和亏损程度，洋中脊玄武岩可分为正常型洋中脊玄武岩(N-MORB, (La/Sm)N<1))和富集型洋中脊玄武岩(E-MORB, (La/Sm)N>1)(Schilling, 1973; Arevalo and McDonough, 2010)。其中，N-MORB是洋中脊玄武岩最主要的岩石类型，并以大西洋中脊最为典型。研究表明，N-MORB来自亏损的地幔源区，部分熔融程度相对较高(5%～20%)，而E-MORB可能来源于有富集组分添加的亏损地幔源区(Niuetal., 1999; Donnellyetal., 2004)。大陆上残存的蛇绿岩套被认为是古老洋壳物质存在的证据，代表大陆板块缝合的构造边界(Dilek and Furnes, 2011, 2014)，是研究古洋盆消减以及陆-陆/陆-弧碰撞地球动力学演化的天然实验室。全球范围内保存较好、完整的蛇绿岩套主要出现在显生宙，其形成时代与古大洋闭合消亡以及超大陆形成有关的造山事件相耦合(Dilek and Furnes, 2011; Furnesetal., 2014)，而早前寒武纪蛇绿岩套则相对稀少。现今普遍承认的大于16亿年蛇绿岩套主要产于北美和波罗的海地盾，包括加拿大Purtuniq蛇绿岩(～2.0Ga, Scottetal., 1992)、芬兰Jormua蛇绿岩(～1.95Ga, Peltonenetal., 1998; Peltonen and Kontinen, 2004)以及美国Payson蛇绿岩(～1.73Ga, Dann, 2004)等，而对于太古宙是否存在蛇绿岩套仍存在较大争议，例如格陵兰Isua绿岩带中3.8Ga的蛇绿岩(Furnesetal., 2007; Nutman and Friend, 2007; Hamilton, 2007)以及华北冀东2.5Ga的蛇绿岩(Kuskyetal., 2001; Lietal., 2002; Zhaietal., 2002; Zhaoetal., 2007)。因此，寻找残留的古老洋壳物质(蛇绿岩套)是研究地球早期板块构造作用的关键。

华北克拉通是全球范围内少数几个保存有始太古代～3.8Ga花岗质陆核的古老克拉通之一(Liuetal., 1992, 2008; Songetal., 1996; Wanetal., 2005; Wangetal., 2015b; 张家辉等, 2013, 2015, 2018)，新太古代-古元古代构造体制是近年来早前寒武纪地质研究的热点(王惠初等, 2011)。已有研究表明，华北克拉通在新太古代末期由多个微陆块通过陆-陆或弧-陆碰撞拼合在一起，并完成初步克拉通化(白瑾等, 1993; 伍家善等, 1998; Zhaietal., 2000, 2005; 翟明国, 2010; Zhai, 2011; Zhai and Santosh, 2011)，而新太古代末期大规模TTG岩浆事件也可能受地幔柱构造体制控制(赵国春, 2009; 耿元生等, 2010)。在古元古代，华北克拉通则进入裂解-俯冲-增生-碰撞的造山演化过程(Zhaoetal., 2005; Zhao and Zhai, 2013; Zhai, 2011)，并存在高压麻粒岩(王仁民等, 1991; 翟明国等, 1992; 郭敬辉等, 1993; Guoetal., 2002; Wuetal., 2016; Zhangetal., 2016a, b)和超高温变质作用记录(Santoshetal., 2007, 2012; Guoetal., 2012; Jiaoetal., 2017; Liao and Wei, 2019)。由于在华北克拉通未发现与显生宙类似的古元古代蛇绿岩套或洋壳物质(张旗等, 2003)，大部分地质学家多以高压变质岩(带)或麻粒岩带划分古元古代碰撞造山带，如孔兹岩带、胶辽吉带以及中部造山带等三个古元古代造山带被认为代表不同板块间的碰撞造山事件(1.95～1.80Ga, Zhaoetal., 2005)。最近在大同孤山孔兹岩系与怀安杂岩交界处识别出的一套古元古代高压基性麻粒岩-富铝片麻岩等组成的构造混杂岩，被认为代表古元古代末期(1.95～1.80Ga)微陆块间的俯冲-碰撞造山演化过程(Wangetal., 2015a)。

晋冀蒙交界地区高压基性麻粒岩详细的变质作用研究勾画出一个顺时针近等温降压的P-T演化轨迹(Zhaoetal., 2001; Guoetal., 2002; Qian and Wei, 2016; Zhangetal., 2016a, b, 2018)，该过程被认为与古元古代碰撞造山事件有关。但对于造山带早期是否存在一个埋深进变质过程，目前还没有达成共识。大多数学者认为高压基性麻粒岩的原岩为辉长岩岩墙，它们直接侵位于下地壳水平，还是先侵位于浅部地壳后经历构造作用进入下地壳深部环境尚不清楚(翟明国, 2009)。部分学者提出高压基性麻粒岩原岩可能在伸展背景下就位于基底之中，后在碰撞造山过程中经变质作用形成(Kröneretal., 2005)。因此，寻找具有表壳岩性质的高压基性麻粒岩对于反映造山作用早期变质构造演化过程至关重要。

笔者近两年来在天镇地区开展了新的1:5万地质填图工作，对天镇-怀安地区早前寒武纪变质基底物质组成进行了重新划分，识别出新太古代和古元古代不同成因类型的变质表壳岩组合(张家辉等, 2019a, b; 田辉等, 2019)。其中，在天镇县西赵家窑村一带识别出一套具有表壳岩性质的古元古代高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合，本文对其进行了详细的岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学以及Hf同位素研究。研究表明，高压基性麻粒岩具有MORB类似的地球化学性质，这对揭示华北克拉通古元古代造山带早期构造环境及碰撞造山演化过程具有重要意义。

图1 晋冀蒙交界地区(a)和天镇-怀安地区(b)早前寒武纪地质简图(据张家辉等, 2019b修改)

1-新太古代变质TTG片麻岩；2-新太古代二长花岗岩；3-新太古代条带状铁建造(BIF)；4-新太古代榴云片麻岩岩组；5-古元古代黄土窑岩组(孔兹岩系)；6-古元古代高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合；7-古元古代二辉麻粒岩(变质基性岩墙)；8-岩墙型高压基性麻粒岩出露点；9-片麻理产状；10-构造接触；11-断层

Fig.1 Precambrain geological sketch of the border area of Shanxi, Heibei and Inner Mongolia provinces (a) and Tianzhen-Huai’an area (b) (modified after Zhangetal., 2019b)

1-Neoarchean metamorphic TTG gneiss; 2-Neoarchean monzonitic granite; 3-Neoarchean banded iron formation (BIF); 4-Neoarchean garnet-biotite-plagiogneiss Formation-complex; 5-Paleoproterozoic Huangtuyao Formation-complex (Khondalite series); 6-Paleoproterozoic high pressure basic granulites-marble-aluminium-rich gneiss association; 7-Paleoproterozoic two-pyroxene granulite (metamorphic basic dykes); 8-outcrops of the dyke-type high pressure basic granulite; 9-gneissic schistosity; 10-tectonic contact; 11-fault

1 地质背景

华北克拉通早前寒武纪变质基底主要由太古代花岗片麻岩杂岩、绿岩带以及古元古代变质火山-沉积岩系、花岗质岩浆岩等构成(Zhaietal., 2005; 翟明国, 2010; Zhaoetal., 2005; 耿元生等, 2010; 万渝生等, 2017; 张永等, 2017)，其中～2.5Ga TTG岩系及花岗岩组合分布范围广，构成了华北克拉通的主体格架(耿元生等, 2010; 万渝生等, 2017; 余超, 2019)。晋冀蒙交界地区是华北克拉通中典型的高级变质岩区，早前寒武纪变质基底大致以大同-兴和一线为界划分为两套高级变质岩系，分别为南东部TTG麻粒岩系和北西部孔兹岩系，两者现今常被称为怀安杂岩和孔兹岩带(图1a)。研究区位于怀安杂岩中的天镇县一带，主体岩石为一套新太古代麻粒岩相-高角闪岩相石英闪长质-英云闪长质-花岗闪长质-奥长花岗质-二长花岗质片麻岩杂岩，形成时代介于2.55～2.45Ga(Zhaoetal., 2008; Liuetal., 2009, 2012; Wangetal., 2010; Zhangetal., 2012; 魏颖等, 2013; Suetal., 2014)，出露面积占变质基底总面积的80%以上，其间零星出露少量新太古代-古元古代变质基性火山岩、磁铁石英岩、石榴黑云斜长片麻岩、含墨富铝片麻岩以及大理岩等变质表壳岩透镜体或构造岩片。古元古代则产出大量变质基性岩墙，侵入新太古代TTG片麻岩杂岩中，其中变质基性岩墙可根据变质矿物组成及变质程度分为早期石榴二辉麻粒岩(高压基性麻粒岩)和晚期二辉麻粒岩(图1b)。

锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究表明，怀安杂岩中～2.5Ga TTG岩系代表华北克拉通新太古代末期一次强烈的陆壳生长事件(Liuetal., 2009, 2012)，这在华北克拉通多个太古宙基底中普遍存在(耿元生等, 2010)。怀安杂岩中兴和黄土窑、天镇县四方墩、周家山-朱家沟-史家庄以及怀安蔓菁沟等地的麻粒岩相变泥质岩石属典型的孔兹岩系的一部分，其中的碎屑锆石年龄主要集中在2.3～2.0Ga，且峰期年龄为～2.0Ga，同时遭受1.95～1.80Ga多期变质构造热事件改造(Wangetal., 2010; Zhaoetal., 2010; 蔡佳等, 2017; 张家辉等, 2019a, b)，其岩石组成和年代学格架与集宁岩群孔兹岩系一致(Caietal., 2017)。区内特征的岩石类型为具有“白眼圈”退变结构的岩墙型高压基性麻粒岩，矿物学记录了峰期高压麻粒岩相和后期麻粒岩相-角闪岩相退变质作用过程，具有顺时针P-T演化轨迹(郭敬辉等, 1993; Guoetal., 2002, 2005; Zhangetal., 2016b)。年代学研究揭示，高压基性麻粒岩中记录的主期变质年龄为～1.85Ga，代表麻粒岩相退变质时限，而少量～1.95Ga变质年龄可能代表高压麻粒岩相峰期年龄(Wangetal., 2015a; Zhangetal., 2016b; 魏春景, 2018)。最近的研究在怀安蔓菁沟以及大同孤山等地的变泥质岩中发现了蓝晶石，变质作用分析表明变泥质表壳岩与高压基性麻粒岩记录类似的变质演化过程(Wuetal., 2016, 2017)。天镇-怀安地区变质基底岩石均记录了1.85～1.81Ga主期变质事件，被认为记录了西部陆块和东部陆块碰撞造山过程(Zhaoetal., 2005, 2008, 2010; Liuetal., 2009, 2012; Wangetal., 2010; Zhangetal., 2012; 魏颖等, 2013; Suetal., 2014; 蔡佳等, 2017)。古元古代末期未变质花岗伟晶岩脉的侵位(1795～1806Ma, Wangetal., 2010; Zhangetal., 2014)标志着古元古代造山事件的结束，随后构造体制逐渐转变为超大陆的裂解(耿元生等, 2019)。

2 高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合的岩石学特征

该套岩石具有特殊的岩石组成，并记录复杂的变质-变形作用过程。通过区调工作发现，该套岩石主要出露于天镇县西赵家窑和罗家沟两地，出露规模较小，野外宏观上呈大型构造岩片产出于新太古代条带状(黑云)英云闪长质片麻岩之中，两者接触处的片麻理产状一致，呈平行片麻理的构造接触关系。在天镇县罗家沟一带，该套岩石空间上呈东西向展布，横向上岩石组合稳定，总体呈大型的向形构造，北部向南南西倾斜，南部向北北东倾斜，向形内部的大理岩组合不仅发育同斜紧闭褶皱，而且发育一系列宽缓的大型褶皱。在西赵家窑村一带，该套岩石空间形态上呈弧形，沿北西-南东向展布，发育紧闭褶皱和流变褶皱样式，并可见A型褶皱，线理较陡倾。

本文对西赵家窑高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合野外露头进行了详细的填图工作，查明了该组合的岩石组成及产状构造配置关系(图2)。该套组合的主体岩石为高压基性麻粒岩，伴生含石墨岩屑透辉/蛇纹石化橄榄大理岩、含石墨钙镁硅酸盐岩以及夕线黑云石榴二长片麻岩，并可见少量石英岩产出。

图2 西赵家窑村地质简图1-新太古代含紫苏黑云英云闪长质片麻岩(～2.5Ga)；2-高压基性麻粒岩；3-含墨透辉/橄榄大理岩；4-黑云夕线石榴二长片麻岩；5-古元古代二辉斜长麻粒岩(变质基性岩墙)；6-片麻状产状；7-样品采集位置Fig.2 Geological sketch map of the Xizhaojiayao1-Neoarchean hypersthene-biotite tonalitic gneiss (～2.5Ga); 2-high pressure basic granulite; 3-graphite diopside/olivine marble; 4-biotite-sillimanite-garnet monzonitic gneiss; 5-Paleoproterozoic two-pyroxene plagioclase granulite (metamorphic basic dyke); 6-gneissosity; 7-sample locations

2.1 高压基性麻粒岩

高压基性麻粒岩构成了该套岩石的主体，出露规模大(图2)。野外露头观察表明，高压基性麻粒岩岩性较均匀，为块状或弱片麻状构造，局部发育石香肠构造和条带状构造，产出二辉斜长质脉体，在强变形带中呈现“似层状构造”(图3b)。脉体的构造样式有条带状、细脉状或透镜状等，断续产出，局部连通较好，主要由斜长石(60%～65%)、单斜辉石(20%～25%)和含少量紫苏辉石(8%～10%)组成，可见三边平衡结构(图4d)。高压基性麻粒岩为似斑状变晶结构，斑晶为石榴子石，石榴子石大小为0.4～2cm不等，具有典型的“白眼圈”退变结构，局部可见“双眼圈”结构，表现为石榴子石“白眼圈”之外存在富角闪石的“黑眼圈”结构(图3d)。显微镜下观察表明，大颗粒石榴子石斑晶中含石英、斜长石等矿物包裹体，“白眼圈”后成合晶或冠状边主要由斜长石+斜方辉石±角闪石或斜长石+斜方辉石+单斜辉石±角闪石组成，基质主要由中-粗粒角闪石和斜长石组成(图4a-c)。局部露头可见石榴子石发生全退变质反应，表现为浅色球状体，由斜长石+斜方辉石+角闪石组成的退变矿物域，保留原始石榴子石晶型大小，部分退变矿物域核部可见细粒石榴子石残晶。

野外露头局部可见高压基性麻粒岩中斜长花岗质浅色细脉与石榴子石的“白眼圈”退变域相连(图3d)，构成相互连通的熔体通道，这表明部分熔融(深熔)发生于麻粒岩相退变质过程。高压基性麻粒岩记录了峰期高压麻粒岩相和后期麻粒岩相、角闪岩相退变质过程，在麻粒岩相退变过程伴随减压熔融(深熔作用)，形成少量二辉斜长质脉体和斜长花岗质脉体。

2.2 大理岩类

大理岩和钙镁硅酸盐岩野外多呈带状体产出于高压基性麻粒岩中，一般宽2～4m，部分可达5～6m，延伸长度可达1～1.5km(图2)，局部呈透镜状产出，并与高压基性麻粒岩接触处可见变质交代反应边(图3f)。大理岩的延伸方向与变质基性岩的片麻理走向一致，两者遭受相同的构造变形作用(图3a)。大理岩主要岩性为透闪透辉大理岩(图4e)和蛇纹石化橄榄大理岩(图3h)，部分大理岩中含石墨和岩屑(图3g)。局部大理岩中可见石英岩夹层，并发生褶皱变形(图3e)。钙镁硅酸盐主要岩性为方解石透闪透辉岩和斜长透闪透辉岩等，野外多呈透镜体或夹层产出于大理岩或高压基性麻粒岩中。大理岩主要由粗晶方解石组成，一般粒度大小为5～15mm。野外观察发现，部分大理岩中的岩屑呈现塑性变形特征(图3i)，而方解石晶体较自形，且定向不明显，这表明大理岩遭受了塑性变形改造，而方解石是变质-变形作用晚期重结晶的产物。

含橄榄石透闪透辉大理岩：粒状变晶结构，由方解石、透辉石、透闪石以及少量橄榄石、石英、斜长石等矿物组成；方解石主要为他形粒状，粒度一般2～10mm，粒间镶嵌状分布，接触边缘较平直、圆滑，可见三边镶嵌平衡结构，见两组近菱形的解理，含量为80%～85%；透辉石和透闪石均呈半自形-他形柱状、柱粒状，粒度一般0.2～2.5mm，粒间镶嵌状分布，透辉石裂隙发育，被碳酸盐充填，透闪石部分被纤闪石交代呈假像，总含量约10%；橄榄石：呈他形粒状，粒度一般0.1～0.5mm，零星分布，含量约1%～2%；此外含少量石英和斜长石，均呈他形粒状，粒间镶嵌状分布，粒度一般0.2～2mm，含量为2%～3%。

图3 高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合野外照片(a)高压基性麻粒岩夹带状大理岩，并发生变形；(b)高压基性麻粒岩中可见二辉斜长质脉体，相对刚性的高压基性麻粒岩形成石香肠构造；(c)样品PM08TW1-1和PM08TW1-3采样位置；(d)高压基性麻粒岩中石榴子石“白眼圈”和“双眼圈”结构，并可见斜长花岗质浅色脉体，部分与“白眼圈”矿物域相连通；(e)含岩屑大理岩中含石英岩夹层，并发生褶皱变形；(f)高压基性麻粒岩中大理岩透镜体，并可见交代反应边；(g)含石墨岩屑大理岩；(h)蛇纹石化橄榄大理岩；(i)大理岩中花岗岩岩屑发生塑性变形，并可见构造拖尾现象；(j)夕线黑云石榴二长片麻岩中A型褶皱；(k)夕线黑云石榴二长片麻岩中“M”型流变褶皱，可见面理S1和S2；(l)(黑云)英云闪长质片麻岩褶皱构造，可见面理S1和S2Fig.3 Field outcrop photographs of the high-pressure mafic granulites-marble-aluminium-rich gneiss association(a) high-pressure mafic granulite entrained marble, and deformation; (b) two-pyroxene plagioclase leucosomes in high-pressure mafic granulite, and boudinage structure formed in high-pressure mafic granulite; (c) PM08TW1-1 and PM08TW1-3 sampling positions; (d) garnet “white-eye circle” and “double-eye circle” structure in high-pressure mafic granulite, and plagioclase granitic veins partly connected with the mineral domain of the “white-eye circle”; (e) quartzite interlayer in bearing detritus marble and fold deformation; (f) marble lens and its replacement reaction side with high-pressure mafic granulite; (g) graphite detritus marble; (h) serpentinized-olive marble; (i) deformation of granite detritus in marble, and structural tailing phenomenon; (j) A-type fold in sillimanite biotite garnet two-feldspar gneiss; (k) M-type rheological folds, S1 and S2 foliation in sillimanite biotite garnet two-feldspar gneiss; (l) a fold structure in (biotite) tonalitic gneiss, S1 and S2

图4 高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合中代表性岩石显微照片(a)高压基性麻粒岩的石榴子石中包裹体为Q+Pl+Cpx，边缘“白眼圈”为Pl+Cpx+Opx，基质为Hbl+Pl；(b)高压基性麻粒岩的石榴子石中包裹体组合为Pl+Cpx+Opx，边缘“白眼圈”为Pl+Hbl±Cpx组合，基质为Hbl+Pl±Cpx组合；(c)高压基性麻粒岩中石榴子石“白眼圈”：退变域，Hbl+Pl+Cpx+Opx组合；(d)二辉斜长质脉体显微照片，主要矿物组合为Pl+Cpx+Opx，矿物间可见三边平衡结构；(e)透辉大理岩；(f)夕线黑云石榴二长片麻岩显微照片，石榴子石含Q+Pl矿物包裹体. Q-石英；Pl-斜长石；Grt-石榴子石；Opx-斜长辉石；Cpx-单斜辉石；Hbl-角闪石；Cal-方解石；Di-透辉石；Bi-黑云母；Kfs-钾长石Fig.4 Micrographs of the representative rocks of the high-pressure mafic granulites-marble-aluminium-rich gneiss association(a) Q+Pl+Cpx inclusions in garnet of high-pressure mafic granulite and Pl+Cpx+Opx corona, the matrix is Hbl+Pl; (b) Pl+Cpx+Opx inclusions in garnet of high-pressure mafic granulite and Pl+Hbl±Cpx corona, the matrix is Hbl+Pl±Cpx; (c) garnet depolarization domainin high pressure basicgranulite: Hbl+Pl+Cpx+Opx; (d) micrograph of two-pyroxene plagioclase leucosomes, the main mineral combination is Pl+Cpx+Opx, three-sided equilibrium structure can be seen between minerals; (e) diopsidemarble; (f) micrograph of sillimanitebiotite garnet two-feldspar gneiss, garnet containing Q+Pl mineral inclusions. Q-quartz; Pl-plagioclase; Grt-garnet; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Hbl-hornblende; Cal-calcite; Di-diopside; Bi-biotite; Kfs-K-feldspar

2.3 夕线黑云石榴二长片麻岩

野外呈带状体或透镜体产出于高压基性麻粒岩中，出露较少，主要分布在靠近英云闪长质片麻岩围岩一侧(图2)。岩石外貌呈灰白色，可见明显的条带状构造，形成大量含石榴子石浅色脉体(图3j, k)，表明岩石经历强烈的深熔作用。岩石中特征的变质矿物为夕线石和石榴子石(图4f)，主要的矿物组合为石英+斜长石+条纹长石+石榴子石+夕线石+黑云母。夕线石为浅色针状集合体，多呈放射状，沿片麻理面生长，局部定向较好。石榴子石呈粉红色，粒状变晶矿物，浅色脉体中石榴子石相对于灰色条带中石榴子石粗大。岩石中条带形成紧闭褶皱、A型褶皱(图3j)以及“N”型和“M”型流变褶皱等构造样式(图3k)，测得A型褶皱枢纽产状为80°∠65°和85°∠63°，片麻理产状为25°∠75°。

含夕线黑云石榴二长片麻岩：鳞片粒状变晶结构，片麻状构造；主要矿物组成为石英、斜长石、条纹长石组成，特征变质矿物有夕线石、石榴子石和黑云母；长英质矿物晶型不规则，自形程度较差，矿物边界呈港湾状，具有变晶特征，粒度一般0.2～2mm，少数长石可达2～4mm，其中条纹长石呈细纹状，与斜长石接触部位可见蠕虫结构，石英含量为5%～10%，斜长石为25%～30%，条纹长石为35%～40%；夕线石呈半自形针状或柱粒状，粒度一般0.2～2.5mm，零散分布，略显定向排列，含量约2%～3%；石榴子石为淡粉色，呈他形-近等轴粒状，粒度一般0.2～2mm，部分2～3.5mm，杂乱分布，矿物裂隙较发育，沿裂隙被黑云母交代，并可见石英和长石包裹体，含量约15%；黑云母呈片状，片径一般0.2～2mm，少数<0.2mm，杂乱分布，定向较好，构成片麻状构造，在薄片中多色性明显，Ng’=红棕色，Np’=黄色，含量约10%。

2.4 变形构造

野外观察发现，夕线黑云石榴二长片麻岩和围岩(黑云)英云闪长质片麻岩均记录有两期构造面理(S1和S2)，原始面理S0由于强烈的构造置换作用消失殆尽，无法识别。岩石中紧闭褶皱、A型褶皱以及“N”型和“M”型流变褶皱等构造样式发育(图3j-l)，而相对刚性的高压基性麻粒岩则在变形过程中形成石香肠构造。现今区内岩石记录的主期面理(片麻理)产状主要为S2。大理岩在高压基性麻粒岩中呈带状或透镜状产出，其延伸方向或拉伸方向与片麻理走向一致，两者经历了相同的构造变形过程。大理岩中花岗岩岩屑和硅质岩均遭受塑性变形作用改造，形成流变褶皱和构造拖尾现象。大理岩中方解石多为粗晶结构，定向组构不明显，方解石是在变质-变形作用晚期发生了重结晶恢复。高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合经历了高压麻粒岩相-麻粒岩相变质作用，同时遭受了地壳深层次下塑性流变变形作用改造。

图5 高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体的锆石CL图像线条圆代表SHRIMP U-Pb分析点，断线圆代表LA-ICP-MS Hf同位素分析点，数据1807±27/2.84(2107)分别代表锆石207Pb/206Pb表面年龄(Ma)/εHf(t)值/tDM(Hf)(Ma)Fig.5 Cathodoluminescence images of zircons from the high-pressure mafic granulites and two-pyroxene plagioclase leucosomes

3 分析方法及分析结果

3.1 分析方法

测年样品粉碎及锆石分选均在河北省廊坊市宇能岩矿公司加工完成。锆石分选首先用常规方法进行粉碎，并用浮选和电磁选方法进行分选，最后在双目镜下选出锆石。锆石制靶、阴极发光(CL)以及透、反射照相均在北京离子探针中心实验室完成。在观察锆石CL图像基础上，结合反射光和透射光照片，避开锆石中的裂隙、包裹体和杂质，选择锆石测年点位。锆石U-Pb定年在北京离子探针中心SHRIMPⅡ上完成。详细分析方法见Williams (1998)。测试时一次流O2-强度为3～5nA，束斑直径为25μm。标样M257(U=840×10-6, Nasdalaetal., 2008)和TEM(年龄为417Ma, Blacketal., 2003)分别用于锆石U含量和年龄校正。TEM与未知样品测定比例为1:3～1:4。对于样品和标准锆石数据点测定均由5组扫描给出。数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)。根据实测204Pb含量校正普通铅。锆石年龄使用207Pb/206Pb年龄。单个数据误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。

岩石地球化学样品粉碎(200目)在河北省廊坊市宇能岩矿公司加工完成。主量元素、稀土元素及微量元素测试分析均在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成。主量元素采用X射线荧光光谱仪(XRF)测定，FeO采用氢氟酸、硫酸溶样、重铬酸钾滴定容量法，分析精度优于2%。稀土元素和微量元素采用电感耦合等离子体质谱仪(TJA-PQ-ExCell ICP-MS)测定，分析精度优于5%。

锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室利用LA-MC-ICPMS进行微区原位同位素测定。分析仪器为澳大利亚科学仪器有限公司生产的RESOlution-LR激光器和Thermo Fisher公司制造的Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪。分析方法见耿建珍等(2011)。Hf同位素分析点与锆石U-Pb定年测试点相同。采用176Hf/177Hf=0.7325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0.332。在单阶段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；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。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)。

3.2 分析结果

3.2.1 锆石U-Pb年龄

为了准确获得变质基性岩的原岩年龄以及变质-深熔作用时限，本次工作对西赵家窑高压基性麻粒岩(PM08TW1-1)和二辉斜长质脉体(PM08TW1-3)样品进行了SHRIMP锆石U-Pb定年。锆石U-Pb分析数据见表1。

高压基性麻粒岩(PM08TW1-1)：样品中锆石自形程度差，呈浑圆状、椭圆状，粒径介于60～110μm。阴极发光(CL)图像显示(图5)，大部分锆石具有核-边结构，核部锆石为亮白色，边部为灰色或灰黑色；部分锆石为灰白色或灰色。所有锆石无振荡生长环带，呈弱分带、无分带，具有变质锆石晶型特征。从数据表中可以看出，大部分锆石U含量介于5×10-6～63×10-6，少部分锆石介于107×10-6～167×10-6。由于锆石U含量较低，获得的年龄数据误差相对较大。大部分锆石Th/U>0.1，Th/U介于0.02～0.42之间。本次对该样品13颗锆石进行了16个年龄点测定。在锆石U-Pb谐和图中(图6)，所有数据点均位于谐和线上及附近。对边部灰黑色锆石进行测试，获得的年龄数据位于谐和线上，且相对集中，误差较小，5个数据点加权平均207Pb/206Pb年龄为1833±16Ma(MSWD=0.66)，该年龄与区域内主期变质时限一致，应代表变质年龄。此外3个数据获得的年龄介于1911～1966Ma，其中点1和点9误差较大，而点10.2为灰黑色变质锆石，获得的表面年龄为1954±22Ma，这与3个数据加权平均年龄1954±42Ma(MSWD=0.035)一致，根据锆石特征及区域构造热事件对比(Zhaoetal., 2010)，～1954Ma应代表一次变质事件。此外，核部亮白色或灰白色锆石U、Th含量均较低(小于15×10-6)，获得的年龄介于2221～2004Ma之间，误差较大，这类锆石可能由于后期变质作用(～1.95Ga或～1.83Ga)，U-Th-Pb同位素体系发生了部分重置，普通铅发生丢失，其中6个相对集中的数据加权平均207Pb/206Pb年龄为2055±62Ma，MSWD=0.29，该年龄不代表原岩的形成年龄，可能代表一次构造热事件。

表1西赵家窑高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体的锆石SHRIMPU-Pb分析数据

Table 1 SHRIMP zircon U-Pb data of high-pressure mafic granulites and two-pyroxene plagioclase leucosomes in Xizhaojiayao

SpotNo.206PbcUTh(%)(×10-6)Th/U206Pb∗同位素比值(×10-6)207Pb∗206Pb∗%207Pb∗235U%206Pb∗238U%误差相关性年龄(Ma)206Pb238U207Pb206PbDisc.(%)高压基性麻粒岩(PM08TW1-1)10.78920.192.790.12078.26.159.00.3703.60.4002029±621966±150-32-1340.364.330.12902.77.074.00.3973.00.7412157±542084±47-43.11.45820.222.590.12885.16.386.00.3593.20.5271980±542082±9053.20.15107230.2231.50.11281.15.3151.80.34161.40.7671894±221846±21-343.49510.141.470.1309.16.39100.3573.90.3971967±672096±16065.12.07820.302.540.13954.07.155.60.3724.00.7062037±692221±6985.2-154150.1044.90.11110.855.2201.50.34071.30.8321890±211818±15-461.052160.296.650.12323.16.063.80.35642.20.5801965±372004±55270.26117100.0933.10.11321.05.1241.70.32841.30.7911831±211851±1818-167100.0647.70.11170.785.1091.70.33171.50.8931847±251827±14-191.66820.222.350.1179.35.50100.3413.60.3611891±591911±170110.11.871010.142.750.13245.85.589.40.3057.40.7891719±1102131±1001910.2-63260.4219.40.11991.25.882.00.35561.50.7811961±261954±220110.662870.258.140.11282.45.173.10.33222.10.6611849±331846±430121.50810.092.240.1259.35.72100.3333.90.3891852±632024±1709131.741100.023.240.1279.65.97100.3413.60.3551891±602056±1708二辉斜长质脉体(PM08TW1-3)10.3597200.2127.30.11061.54.9872.00.32711.30.6661824±211809±27-12-76130.1821.00.11131.34.9421.90.32211.40.7391800±221820±23130.02128190.1535.90.1117105.0401.60.32711.20.7751825±191828±1804.10.05250730.006020.10060.393.8781.00.279510.9281589±141636±734.20.11193300.1653.10.11111.14.9061.60.32041.10.7151792±181817±2015-173310.1848.20.11140.894.9731.50.32381.10.7901808±181823±16160.29240520.2368.50.11120.885.0751.70.33101.50.8561843±231819±16-170.07203340.1755.70.11180.854.9281.40.31961.10.7961788±171829±15280.1578130.1721.90.11071.44.9752.00.32611.40.6931820±221810±26-19.12.49910.142.360.11968.15.168.90.3133.60.4071755±561950±150109.20.24127180.1534.20.11121.14.7781.60.31171.20.7331749±181818±204100.03127160.1335.80.11070.955.0181.60.32881.30.8011832±201811±17-111-116140.1332.70.11110.945.0341.90.32871.60.8641832±261817±17-112.12.42720.342.050.11128.94.899.70.3193.80.3891784±591820±160212.20.674170.1811.10.11252.64.923.20.31721.80.5631776±281840±473130.00128190.1635.40.11100.914.922.30.32152.20.9221797±341817±161140.08115220.2031.80.11131.04.9511.60.32261.20.7761802±191821±181150.05235440.2065.30.11160.694.9731.30.32331.10.8441806±171825±131

二辉斜长质脉体(PM08TW1-3)：样品中锆石自形程度差，晶型不规则，大部分锆石颗粒大小在80～120μm，少数锆石可达200μm。锆石内部一般较均匀，呈灰白色；少数锆石具有核-边结构，核部锆石为亮白色，边部为灰白色。所有锆石无振荡生长环带，呈弱分带、无分带或冷杉叶状，具有变质-深熔锆石特征(图5)。根据数据表和锆石CL图像，可以看出亮白色锆石U含量低，介于7×10-6～9×10-6，获得的年龄数据误差较大；灰色或灰黑色锆石U含量相对较高，介于41×10-6～240×10-6，获得的年龄数据误差较小。所有锆石Th/U均>0.1，介于0.13～0.34之间。需要说明的是数据点4.1的U含量为2507×10-6，且Th/U接近0，获得的锆石表面年龄为1636±7Ma，但该年龄与岩石实际形成年龄不符，无地质意义。本次对该样品15颗锆石进行了18个年龄点测定。从锆石U-Pb谐和图中(图6)可以看出，所有数据点均位于谐和线上，其中大部分年龄数据较集中，15个数据点加权平均207Pb/206Pb年龄为1820±9Ma(MSWD=0.12)，这与区域内主期变质时限一致，结合岩石的成因属性(熔体相)，该年龄应代表变质-深熔作用年龄。此外一粒锆石核部年龄为1950±150Ma，由于锆石U含量较低，年龄误差较大，U-Th-Pb同位素体系发生了部分重置，但该年龄与区内变质年龄～1.95Ga相近，可能代表变质事件。

表2西赵家窑高压基性麻粒岩主量元素(wt%)及微量元素数据(×10-6)

Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of high-pressure mafic granulites in Xizhaojiayao

样品号PM08TW1-1PM08TW1-2PM08TW12-1LJG-2TW9004-2SiO246.3948.4647.6142.6445.47TiO21.51.271.262.760.72Al2O314.7314.6814.2811.9618.46Fe2O33.163.222.634.812.27FeO11.510.2311.0716.527.07MnO0.240.260.20.30.13MgO6.696.77.396.68.39CaO12.1211.3810.9910.3612.6Na2O1.852.412.781.31.88K2O0.270.120.450.50.95P2O50.120.110.10.240.05LOI0.280.080.070.321.45Total98.8598.9298.8398.3199.44FeOT14.3413.1313.4420.859.11Mg#4548503662Pb1.321.171.651.162.46Cr18421516949.3314Ni10814110554.9185Co53.558.257.859.349.5Rb6.41.023.32518Sr196178242119165Ba55.353.167.371.4148Sc40.343.244.139.519.9Nb4.83.473.479.441.67Ta0.280.210.190.580.11Zr70.458.464.712424.8Hf2.241.862.054.220.98Ga18.419.617.721.516.4U0.190.110.0970.360.089Th0.380.190.180.560.19La4.853.784.628.442.65Ce13.29.6811.925.16.6Pr2.171.581.854.261.1Nd10.98.169.4122.25.39Sm3.142.622.86.541.52Eu1.121.041.0320.68Gd3.713.13.47.851.9Tb0.640.540.611.380.34Dy4.193.54.128.772.17Ho0.870.740.881.720.43Er2.392.042.434.561.14Tm0.350.310.360.680.16Yb2.271.992.384.481.06Lu0.360.30.350.680.18Y21.919.221.840.310.2∑REE50.1639.3846.1498.6625.32δEu1.001.111.020.851.22(La/Yb)N1.531.361.391.351.79(La/Sm)N1.000.931.070.831.13

3.2.2 岩石地球化学

西赵家窑高压基性麻粒岩样品的岩石地球化学分析结果见表2。由于本文研究的样品经历了高级变质-深熔作用改造，在样品采集时，选取弱变质-变形域，且无条带状构造的岩石样品进行化学分析测试。此外，镁铁质岩石在变质过程中，K、Na和低场强元素为活泼元素而有可能发生迁移，因此本文主要选择不活泼元素Th、高场强元素以及稀土元素等进行岩石的分类及成因讨论。

高压基性麻粒岩具有较低的SiO2值(42.64%～48.46%)，FeOT含量较高(9.11%～20.85%)，Al2O3(11.96%～18.46%)、TiO2(0.72%～2.76%)、CaO(10.36%～12.6%)、MgO(6.6%～8.39%)含量中等，Mg#值介于36～62之间。在岩石分类图解Zr/TiO2-Nb/Y中，所有样品均投入亚碱性玄武岩范围(图7a)，并在Al2O3-(FeOT+TiO2)-MgO图解中主要投入高铁拉斑玄武岩区域(图7b)，具有拉斑玄武岩的地球化学特征。

图6 高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体的锆石U-Pb年龄谐和图以及207Pb/206Pb-Th/U图解用于加权平均计算的年龄数据不一致率介于-10～10之间Fig.6 Concordia diagrams of zircons U-Pb age and 207Pb/206Pb-Th/U diagrams of the high-pressure mafic granulites and two-pyroxene plagioclase leucosomes

图7 高压基性麻粒岩样品Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y图解(a, 据Winchester and Floyd, 1977)和Al2O3-(FeOT+TiO2)-MgO图解(b, 据Jensen, 1976)Fig.7 Zr/TiO2×0.0001 vs. Nb/Y (a, after Winchester and Floyd, 1977) and Al2O3-(FeOT+TiO2)-MgO diagram (b, after Jensen, 1976) of the high-pressure mafic granulites

图8 高压基性麻粒岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) (标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primary mantle-normalized trace element spider diagram (b) of the high-pressure mafic granulites (normalized values from Sun and McDonough, 1989)

所有样品稀土元素总量均较低，∑REE介于25.32×10-6～98.66×10-6之间，无或弱的正铕异常(δEu=0.85～1.22)，具有平坦的稀土配分模式((La/Yb)N=1.35～1.79)，轻稀土相对亏损，(La/Sm)N=0.83～1.13。高压基性麻粒岩的稀土配分模式与MORB类似，介于N-MORB与E-MORB之间(图8a)。在原始地幔标准化的(不活泼)微量元素蛛网图上(图8b)，所有样品无Nb、Ta负异常，除样品LJG-2和TW9004-2在元素丰度上存在差别外，高压基性麻粒岩样品的微量元素蛛网图型式与MORB一致，但部分元素Th、Nb、Ta、La、Ce的丰度介于N-MORB与E-MORB之间。此外，所有样品的Ni(54.9×10-6～185×10-6)和Cr(49.3×10-6～314×10-6)含量均较低。

表3西赵家窑高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体的锆石Hf同位素数据

Table 3 Zircon Hf data of high-pressure mafic granulites and two-pyroxene plagioclase leucosomes in Xizhaojiayao

SpotNo.Age(Ma)176Yb177Hf176Lu177Hf176Hf177Hf2σ176Hf177HfiεHf(0)εHf(t)tDM(Ma)tDMC(Ma)fLu/Hf高压基性麻粒岩(PM08TW1-1)119660.00050.00000.2816450.0000180.281644-39.863.9821972501-1.00220840.00030.00000.2816560.0000200.281656-39.477.0921812310-1.00420960.00260.00010.2816100.0000170.281604-41.095.5422502453-1.005.122210.00030.00000.2816910.0000160.281691-38.2211.4721342020-1.005.218180.00300.00010.2817030.0000290.281698-37.822.5121262530-1.00620040.00100.00000.2816640.0000160.281663-39.175.5121722393-1.00718510.00290.00010.2817480.0000150.281743-36.214.8720652345-1.0010.219540.00280.00010.2816630.0000150.281659-39.214.2321782471-1.001118460.00040.00000.2816810.0000170.281681-38.572.5621472545-1.001220240.00050.00000.2816480.0000140.281648-39.745.4321922414-1.001320560.00060.00000.2816500.0000160.281649-39.686.2221902367-1.00二辉斜长质脉体(PM08TW1-3)118090.00760.00030.2817240.0000180.281713-37.052.8421072494-0.99218200.00550.00030.2817440.0000170.281735-36.363.8820762411-0.99318280.00350.00020.2817010.0000160.281695-37.882.6521292524-1.004.218170.00820.00040.2817450.0000190.281733-36.303.7520802421-0.99518230.00690.00030.2817700.0000160.281759-35.444.8220442331-0.99618190.00760.00030.2817370.0000150.281726-36.603.5420892440-0.99718290.00560.00020.2817190.0000160.281710-37.243.2121102476-0.99818100.00360.00020.2817010.0000160.281696-37.872.2721282546-1.001018110.00550.00020.2817530.0000170.281745-36.044.0120632393-0.991118170.00450.00020.2817190.0000160.281712-37.243.0121072485-0.9912.118200.00200.00010.2817220.0000180.281719-37.143.2920982462-1.0012.218400.00430.00020.2817400.0000150.281733-36.494.2820782390-0.991318170.00320.00010.2817600.0000150.281756-35.774.5420482351-1.001418210.00560.00020.2817620.0000180.281754-35.714.5620512352-0.991518250.00260.00010.2817870.0000180.281784-34.835.7220102253-1.00

图9 西赵家窑高压基性麻粒岩Zr与部分主量、微量元素(Ti、REE、Th、Hf、Nb、Ta)变化图Fig.9 Zr against selected major and trace elements (Ti, REE, Th, Hf, Nb, Ta) variation diagrams for the high-pressure basic granulite in Xizhaojiayao

图10 西赵家窑高压基性麻粒岩Zr与部分主量、微量元素(K、Na、Pb、Rb、Sr、Ba)变化图Fig.10 Zr against selected major and trace elements (K, Na, Pb, Rb, Sr, Ba) Variation diagrams for the high-pressure basic granulite in Xizhaojiayao

3.2.3 锆石Lu-Hf同位素

本文锆石样品的Lu-Hf同位素测试结果见表3。对高压基性麻粒岩(样品PM08TW1-1)中10粒锆石进行了11个数据点测试，获得的锆石176Hf/177Hf初始值为0.281604～0.281743，按照锆石表面年龄计算εHf(t)值为2.5～11.5，均为正值，相对于亏损地幔单阶段模式年龄(tDM)介于2065～2250Ma之间。对二辉斜长质脉体(样品PM08TW1-3)中14粒锆石进行了15个数据点测试，176Hf/177Hf初始值为0.281695～0.281784，按照锆石表面年龄计算εHf(t)值为2.3～5.7，均为正值，相对于亏损地幔单阶段模式年龄(tDM)范围为2010～2129Ma。

4 讨论

4.1 变质作用中元素活动性对岩石地球化学性质影响判定

在经历复杂变质作用改造过程中，由于受到交代作用、部分熔融以及流体迁移等影响，一些活动性较强的元素含量变化较大。已有研究表明，大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Ba、Cs等)在变质作用过程特别是高级变质作用中往往属于活动元素，而稀土元素和高场强元素(如Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Y、Ti等)活动性相对较弱(Rudnicketal., 1985; Rollinson, 1993; Kerrichetal., 1999)。Polatetal. (2002, 2009)及Polat and Hofmann (2003)在研究格陵兰Isua绿岩带与Fiskensset高级变质片麻岩地体中变质镁铁质-超镁铁质杂岩时强调，利用元素与最不活动性元素Zr在双变量图中的相关性是判别岩石是否遭受变质作用改造的简便有效的方法，且相关系数R<0.75被认为是活动性元素。该方法也被应用于胶北高级变质基底中高压基性麻粒岩的地球化学研究(刘平华等, 2012)。因此，本文选择利用Zr与主量、微量元素的相关性来判定高压基性麻粒岩在高级变质作用过程中元素的活动性对岩石地球化学性质的影响。

西赵家窑高压基性麻粒岩的Ti、REE、Th、Hf、Nb、Ta与Zr的相关性图解如图9所示：TiO2与Zr具有非常好的相关性，相关系数R=0.988；稀土元素(La、Ga、Yb、Sm)与Zr均具有较高的相关性，相关系数R值分别为0.987、0.902、0.991和0.981；高场强元素Th、Hf、Nb、Ta也与Zr显示出较好的相关性，相关系数R值分别为0.873、0.994、0.981和0.969。大离子亲石元素(K、Rb、Sr、Ba、Pb)和Na与Zr的相关性较差(图10)，样品数据较分散，相关系数R值较低，分别为0.358、0.549、0.454、0.565、0.749和0.504。以上表明，稀土元素、高场强元素以及Ti等元素在变质过程中保持稳定，而大离子亲石元素在变质过程中活动性强，变化较大。因此，本文主要选择不活泼元素Th、高场强元素以及稀土元素等在变质作用过程表现不活泼的元素进行岩石分类及成因讨论，它们基本可以反映原岩的成分特征及成因属性。

4.2 高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合的成因

本次工作厘定的高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合的主体岩石为高压基性麻粒岩，伴生大理岩、钙镁硅酸盐岩、富铝片麻岩以及少量石英岩等。高压基性麻粒岩以含石榴子石为特征，具有典型高压麻粒岩矿物组合，石榴子石的白眼圈结构记录麻粒岩相退变质过程，岩石基质部分则记录角闪岩相退变过程。组合中的高压基性麻粒岩野外产状及岩石组合与前人在恒山(王仁民等, 1991; Zhaoetal., 2001; 魏春景, 2018)、怀安蔓菁沟、宣化西望山(郭敬辉等, 1993, 1996)以及兴和黄土窑(Zhangetal., 2016b)等地发现的高压基性麻粒岩明显不同，后者在野外多呈岩墙状或构造透镜体产出于TTG片麻岩中，并具有很好的连续性，其原岩为镁铁质岩墙(赵国春, 2009)，且野外不与大理岩和富铝片麻岩等变质表壳岩伴生。因此，两类高压基性麻粒岩应具有不同的成因属性。组合中与高压基性麻粒岩伴生的大理岩类为透闪/透辉大理岩和蛇纹石化橄榄大理岩，含少量钙镁硅酸盐岩(含方解石透闪透辉岩)夹层。大理岩和钙镁硅酸盐岩中可见少量石墨和岩屑，石墨的出现表明岩石中存在碳质有机物，岩屑的出现则表明大理岩的沉积环境存在陆缘碎屑物质的添加。富铝片麻岩以出现夕线石和石榴子石等富铝变质矿物为特征，变质程度达麻粒岩相，其原岩可能是泥砂质岩石，同时石英岩的出现表明存在富硅质成分。根据岩石组合判断，该岩石组合的原岩为一套基性火山岩-碳酸盐岩-砂/泥岩建造，整体具有表壳岩成因属性。

地球化学研究表明，高压基性麻粒岩的原岩性质为亚碱性拉斑玄武岩，相对平坦的稀土配分模式与MORB特征一致，无Nb、Ta负异常，在微量元素蛛网图上具有N-MORB与E-MORB过渡特征。在微量元素构造背景判别图解Zr/4-2Nb-Y和Th-Hf/3-Ta中样品均投入N-MORB区域，而在Th/Yb-Nb/Yb和TiO2/Yb-Nb/Yb图解中主要分布在N-MORB与E-MORB过渡区域(图11)。因此，西赵家窑高压基性麻粒岩具有洋中脊型拉斑玄武岩(MORB)的地球化学属性。同时低TiO2、MgO、Ni和Cr，且Mg#值为36～62，表明地幔源区可能经历了橄榄石和辉石的分离。高压基性麻粒岩的重稀土配分模式相对平坦((Gd/Yb)N=1.18～1.48)，并在Sm/Yb-La/Sm、Sm/Yb-Sm以及Yb-La/Yb图解中主要位于尖晶石二辉橄榄岩熔融演化线区域，且更靠近E-MORB源区，这表明其原岩岩浆可能来源于尖晶石稳定域的浅层地幔源区，同时熔融实验演化曲线指示部分熔融程度为5%～20%(图12)。

图11 高压基性麻粒岩Zr/4-2Nb-Y(a, 据Meschede, 1986)、Th-Hf/3-Ta(b, 据Wood, 1980)、Th/Yb-Nb/Yb(c, 据Pearce, 2008)和TiO2/Yb-Nb/Yb(d, 据Pearce, 2008)微量元素判别图解Fig.11 Discrimant diagrams of Zr/4-2Nb-Y (a, after Meschede, 1986), Th-Hf/3-Ta (b, after Wood, 1980), Th/Yb vs. Nb/Yb (c, after Pearce, 2008) and TiO2/Yb vs. Nb/Yb (d, after Pearce, 2008) for the high-pressure basic granulites

图12 高压基性麻粒岩Sm/Yb-La/Sm (a)、Sm/Yb-Sm (b) and Yb-La/Yb (c)图解(底图据Bi et al., 2017)Fig.12 Diagrams of Sm/Yb vs. La/Sm (a), Sm/Yb vs. Sm (b) and Yb vs. La/Yb (c) for high-pressure basic granulites (base map after Bi et al., 2017)

为了与西赵家窑MORB型高压基性麻粒岩进行对比研究，笔者对怀安杂岩中岩墙型高压基性麻粒岩样品进行了地球化学分析，结果显示它们轻稀土相对富集，为右倾型，并存在明显的Nb、Ta负异常，在微量元素构造背景判别图解中更多的表现为岛弧拉斑玄武岩性质(图13；张家辉等，未发表数据)。可见，怀安杂岩中岩墙型高压基性麻粒岩与在西赵家窑新发现和大理岩、富铝片麻岩伴生的高压基性麻粒岩地球化学性质明显不同，暗示两者可能形成于不同的构造环境。已有研究者注意到怀安杂岩中存在不同地球化学性质的高压基性麻粒岩，如沈其韩等(1994)最早报道了河北宣化大东沟具有拉斑玄武岩性质的石榴高压基性麻粒岩，存在稀土模式平坦型和轻稀土富集型两类，但文中未对其成因进行详细讨论。王仁民和董卫东(1999)在研究冀西北高压基性麻粒岩时，也发现了具有轻稀土亏损的洋中脊型(TH1型)和轻稀土富集型(TH2型)两种类型，并提出冀西北高压麻粒岩带可能存在洋壳残片，代表弧后混杂岩带，其形成与新太古代俯冲碰撞有关。Wangetal. (2015a)报道了大同孤山具有N-MORB地球化学特征的高压基性麻粒岩，并认为它与大理岩、钙硅酸盐岩以及变泥质岩石等一起组成构造混杂岩，反映了古元古代俯冲-碰撞-剥露过程，代表东-西陆块的构造缝合带。银雪琴(2016)对赤城沃麻坑和宣化大东沟原岩为辉长岩岩墙的高压基性麻粒岩进行了详细研究，结果显示它们具有岛弧拉斑玄武岩性质，以右倾轻稀土富集型为主，存在明显的Nb-Ta负异常，可能形成于汇聚板块边缘的岛弧环境。可见，晋冀蒙交界地区的高压基性麻粒岩具有复杂的地球化学性质，尤其是具有洋中脊玄武岩地球化学属性的“MORB”型高压基性麻粒岩，可能代表了特殊的构造含义。

大陆上残存的蛇绿岩套被认为是古老洋壳物质存在的证据(Dilek and Furnes, 2011, 2014)，按照彭罗斯会议对蛇绿岩套的定义(Anonymous, 1972)：蛇绿岩套为一类特殊的镁铁质至超镁铁质岩石组合，从底部到顶部包括地幔橄榄岩、堆晶橄榄岩，其上为层状辉长岩、席状玄武质岩墙、玄武质火山岩(枕状)以及深海沉积物等。该定义很大程度上限制了洋壳的物质组成及产状特征，典型的蛇绿岩套主要发现于显生宙，而对于新太古代-古元古代早期是否存在蛇绿岩套尚存在争议。在实际的地质演化中，由于洋壳的消减作用、构造侵位以及逆冲推覆，蛇绿岩套层序往往不完整，常见该层序的部分组成或杂乱堆积的混杂岩块(翟明国, 2012)。Moores (2002)强调地史中的古老洋壳性质在10亿年前发生明显变化，小于10亿年的洋壳较薄(厚度为5～8km)，而大于1.0Ga的洋壳厚度可能达25～50km，厚的洋壳使其在构造就位时可能缺失地幔橄榄岩(Burke, 1988)。西赵家窑MORB型高压基性麻粒岩野外与大理岩、钙镁硅酸盐岩、变泥砂质以及硅质岩石伴生，由于缺少超基性岩(橄榄岩类)，其物质组成与现今广泛接受的蛇绿岩套组成及层序存在不同。但现有资料还不能排除该套组合具有洋壳的成因属性，需详细研究进一步佐证。

4.3 高压基性麻粒岩的原岩年龄及变质年龄

本文SHRIMP测年结果表明，高压基性麻粒岩样品中存在2221～2004Ma、1954±42Ma和1833±16Ma等多组年龄信息，这与其记录复杂的变质演化历史相符。本文获得的年龄2221～2004Ma误差较大，相对集中的数据加权平均年龄为2055±66Ma，但由于高级变质作用下基性岩中锆石可能发生了U-Th-Pb体系的部分重置，笔者认为该年龄不能代表原岩的形成年龄。值得注意的是，该年龄与采自罗家沟的高压基性麻粒岩样品(LJG-2)的加权平均年龄2026±39Ma(MSWD=0.33, n=8, LA-ICP-MS; 张家辉等, 2019a)相近，且前人的年代学研究同样在区内(岩墙状)高压基性麻粒岩中获得过2.2～2.0Ga年龄信息。Zhaoetal. (2008)在怀安蔓菁沟高压基性麻粒岩中获得2.20～1.96Ga年龄信息，被认为代表捕获锆石年龄；Zhangetal. (2016b)在天镇下阴山和兴和黄土窑的高压基性麻粒岩中获得的年龄为2035±66Ma(XYS01)和2016±11Ma(HTY47)，被解释为原岩的侵位年龄；Wangetal. (2015a)在大同孤山高压基性麻粒岩中获得少量年龄为2.20～1.99Ga年龄，结合伴生花岗岩年龄，原文认为高压基性麻粒岩形成年龄为～2.2Ga。以上年代学研究结果表明，怀安杂岩中石榴高压基性麻粒岩均记录有2.2～2.0Ga年龄信息，其中相对可靠的年龄为～2.0Ga，该年龄与集宁岩群孔兹岩中碎屑锆石峰期年龄一致(蔡佳等, 2017; Caietal., 2017)，笔者认为～2.0Ga可能代表一期强烈的构造热事件。

图13 MORB型高压基性麻粒岩与岩墙型高压基性麻粒岩地球化学特征(a) (La/Yb)N-(Th/Nb)N图解；(b) Th/Yb-Nb/Yb图解(据Pearce, 2008)；(c) Th-Hf/3-Nb/16图解(据Wood, 1980).PM-原始地幔；NM-正常型洋中脊玄武岩；EM-富集型洋中脊玄武岩；OIB-洋岛玄武岩；WPB-板内玄武岩；IAB-岛弧玄武岩；CFB-大陆溢流玄武岩；IAT-岛弧拉斑玄武岩；CAB-大陆碱性玄武岩；WPT-板内拉斑玄武岩；WPAB-板内碱性玄武岩Fig.13 Geochemical distinction of MORB-type and dyke-type high-pressure basic granulites

图14 高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体的t-εHf(t) (a)和t-tDM (b)图解Fig.14 t vs. εHf(t) (a) and t vs. tDM (b) diagrams of high-pressure basic granulites and two-pyroxene plagioclase leucosomes

同时，西赵家窑高压基性麻粒岩样品中获得的另两组变质年龄1954±42Ma和1833±16Ma，该年龄与区域上古元古代两期主要的变质年龄一致。已有大量研究表明，怀安杂岩中新太古代TTG片麻岩、古元古代变泥质岩(孔兹岩)和高压基性麻粒岩均记录～1.85Ga主期变质年龄，且部分岩石记录早期1.95～1.90Ga变质年龄(Zhaoetal., 2005, 2010; Liuetal., 2009, 2012; Wangetal., 2010; Zhangetal., 2012; 魏颖等, 2013; Suetal., 2014; 蔡佳等, 2017; Liao and Wei, 2019)，前者代表麻粒岩相退变质时限，后者代表高压麻粒岩相峰期变质年龄(Zhangetal., 2016b; Wangetal., 2015a)。同时，本文在二辉斜长质脉体样品中获得其形成年龄为1820±9Ma，该年龄与高压基性麻粒岩中晚期变质年龄1833±16Ma在误差范围内一致。野外岩石学观察，二辉斜长质脉体可能是高压基性麻粒岩在麻粒岩相退变质过程中减压熔融的产物，本文获得的年龄1820～1833Ma应代表区域麻粒岩相减压退变时限。

Hf同位素结果表明，高压基性麻粒岩和二辉斜长质脉体中所有锆石均具有正的εHf(t)值，表明其来源于亏损地幔，且未受到地壳的混染(图14a)。所有锆石的亏损地幔单阶段模式年龄tDM可根据锆石U-Pb表面年龄划分为两组：第一组锆石207Pb/206Pb年龄介于1809～1851Ma之间，获得的单阶段模式年龄主要介于2050～2150Ma之间；第二组锆石207Pb/206Pb年龄为1954～2084Ma，获得的单阶段模式年龄主要介于2150～2200Ma之间(图14b)。此外，获得的最大的单阶段模式年龄为2250Ma，对应锆石表面年龄为～2096Ma。Hf模式年龄表明西赵家窑高压基性麻粒岩的原岩从亏损地幔提取年龄可能介于2.15～2.2Ga。

根据锆石U-Pb年代学及Hf同位素结果，结合前人资料，本文认为西赵家窑高压基性麻粒岩原岩形成年龄介于2.15～2.2Ga之间，属古元古代，其记录的峰期高压麻粒岩相变质时限可能为1.95～1.90Ga，麻粒岩相退变质作用及减压熔融时限为1850～1820Ma，而后期角闪岩相退变质可能稍晚于1820Ma，早于区内未变质花岗伟晶岩的侵位年龄1809±9Ma(张家辉等，未发表数据)。

4.4 构造意义

蛇绿岩套和古老的高压变质岩(带)是指示板块构造的重要标志，前者可以确定有古老洋壳存在过并成为缝合带中的残片，后者可以指示曾有地表岩石被俯冲到深部，是俯冲、消减与碰撞的岩石学证据(翟明国, 2012)。古元古代是华北克拉通重要的构造演化阶段，新太古代陆壳基底经历了2.5(2.45)～2.35(2.3)Ga长达1.5亿年的构造寂静期后，在古元古代中后期发生了裂解-俯冲-增生-碰撞等一系列连续的造山演化过程，这得到大多数地质学家的认同。由于华北克拉通未发现指示构造缝合带的古元古代残余洋壳物质(或蛇绿岩)，大部分地质学家多以高压变质岩(带)或麻粒岩带划分古元古代碰撞造山带，但造山带的构造边界及演化过程仍存在较大争议。一种观点认为，华北克拉通在新太古代末期由多个微陆块的碰撞拼合形成了统一的克拉通基底，完成第一次克拉通化，而古元古代胶辽、晋豫以及丰镇等三个活动带的形成则与新太古代后第一次全球规模裂解事件相对应，其记录的裂谷盆地-俯冲-碰撞的造山演化过程(2.3～1.8Ga)代表华北克拉通的第二次克拉通化(Zhai, 2011; 翟明国, 2013)。另一种较流行的观点认为，华北克拉通在新太古代-古元古代存在4个太古代地块，即阴山、鄂尔多斯、龙岗和狼林地块，它们之间为古元古代洋盆，孔兹岩带、胶辽吉带以及中部造山带等3个古元古代造山带被认为代表板块间碰撞造山的产物，分别为阴山地块与鄂尔多斯地块在～1.95Ga碰撞形成西部陆块，龙岗地块与狼林地块在～1.9Ga碰撞形成东部陆块，随后东、西陆块在～1.85Ga碰撞并完成最终的克拉通化(Zhaoetal., 2005)。此外，Kusky and Li(2003)根据华北北缘出露的麻粒岩分布情况，划分出一条近东西向展布的古元古代内蒙-冀北造山带(～2.3Ga)。Zhangetal. (2016b)提出华北克拉通在2.2～2.1Ga发生板内裂解事件，形成阴山、鄂尔多斯以及东部陆块，2.05～2.0Ga发生板块俯冲，2.0～1.85Ga为各板块间碰撞造山过程。Weietal. (2014)通过对五台-恒山-阜平地区岩浆及变质作用研究提出华北克拉通在～2.5Ga形成了初始的克拉通，太古代基底在2.35～2.0Ga发生弧后伸展，形成双峰式岩浆作用和沉积作用，而在～1.95Ga发生以地壳加厚为主的碰撞造山，随后加厚地壳在1.93～1.80Ga表现为抬升与缓慢冷却过程(魏春景, 2018)。

大量学者针对晋冀蒙交界地区高压基性麻粒及其所反映的变质作用过程进行了详细研究。区内高压基性麻粒岩以含石榴子石为特征，围绕石榴子石周边生长“白眼圈”后成合晶或冠状体结构，代表了石榴子石的降压分解，基质部分则主要由斜长石和角闪石组成，代表晚期广泛的角闪岩相变质作用。翟明国等(1992)对怀安高压基性麻粒岩的研究揭示存在三期变质矿物组合，其中早期的石榴子石及其包体单斜辉石和石英组成的变质矿物组合记录的峰期压力为1.4～1.5GPa、温度为～800±20℃，且三期变质作用构成了一个陡立的近等温降压的P-T轨迹，认为其与碰撞造山作用有关。耿元生和吉成林(1994)对怀安东洋河高压基性麻粒岩的研究识别出四期变质作用，早期经历了近等压降温过程，代表基性岩墙侵入到中下部地壳冷却结晶过程，晚期为近顺时针降温降压过程，代表地壳均衡抬升过程。随后大量的研究表明，怀安杂岩和恒山杂岩中高压基性麻粒岩大致可以识别出四期变质矿物组合，勾画出近等温降压型(ITD)顺时针P-T演化轨迹，计算的峰期压力为1.1～1.6GPa(Zhaoetal., 2001; Guoetal., 2002; Zhangetal., 2016a, b, 2018; Qian and Wei, 2016)，并在麻粒岩相退变过程可能叠加了超高温变质作用(Liao and Wei, 2019)，而区内发现的部分含蓝晶石变泥质岩(孔兹岩系)记录了与高压基性麻粒岩类似的变质过程(Wuetal., 2016, 2017; Liuetal., 2019)。本文新识别出的西赵家窑高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合也应经历了与区内岩墙型高压基性麻粒岩和含蓝晶石变泥质岩相同的变质作用，该过程与古元古代碰撞造山事件有关。

晋冀蒙交界地区不同原岩性质的高级变质杂岩(孔兹岩系、变质TTG岩系、HT-HP和HT-UHT麻粒岩等)集中产出需要大规模地壳结构的调整。Xuetal. (2017, 2018)在碳酸岩中发现的极少量代表超高压变质作用的厘米级榴辉岩捕虏体进一步证明，华北克拉通在古元古代已存在现代板块构造意义的深俯冲作用。因此，古元古代造山是形成高压和超高温变质的根本原因。目前，古元古代造山事件的中晚期构造演化片段已基本清楚(如变质峰期至减压阶段P-T过程)，但是造山带早期地壳构造增厚阶段信息，是洋壳俯冲，还是被动陆缘的深俯冲作用，尚不清楚。本文新识别出的具有特殊地球化学性质和构造含义的西赵家窑“MORB”型高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合指示古元古代可能存在洋壳物质，这为研究古元古代造山带早期构造环境提供了新的地质证据。最近的区域地质调查表明，内蒙古兴和县黄土窑地区还存在多处与西赵家窑类似的高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合的岩石露头。怀安杂岩中可能存在更多的、与该套岩石组成一致的物质未识别出来，尚需进一步调查研究。

5 结论

(1)怀安杂岩中新识别出的高压基性麻粒岩-大理岩-富铝片麻岩组合原岩为一套基性火山岩-碳酸盐岩-砂/泥岩建造；地球化学研究揭示高压基性麻粒岩原岩为亚碱性拉斑玄武岩，稀土配分模式平坦((La/Yb)N=1.35～1.79)，轻稀土相对亏损，(La/Sm)N=0.83～1.13，无Nb、Ta负异常，具有MORB类似的地球化学特征，与区内广泛发育的具有岛弧拉斑玄武岩性质的岩墙型高压基性麻粒岩在岩石组合和野外产状上明显不同。这套高压基性麻粒岩组合可能是古洋壳残片。

(2)SHRIMP U-Pb定年及Hf同位素研究结果表明，高压基性麻粒岩原岩形成年龄为2.15～2.2Ga，峰期高压麻粒岩相变质年龄为～1.95Ga，麻粒岩相退变质作用和减压熔融时限介于1.83～1.82Ga之间。

(3)西赵家窑高压基性麻粒岩记录峰期高压麻粒岩相和后期麻粒岩相-角闪岩相退变质过程，与区内岩墙型高压基性麻粒岩和含蓝晶石变泥质岩(孔兹岩系)一起代表了古元古代碰撞造山过程，“MORB”型高压基性麻粒岩可为研究华北克拉通古元古代造山带早期构造环境提供重要信息。

致谢本文是区调项目“1:5万天镇、怀安镇、东六马坊幅区域地质矿产调查”研究成果。论文写作过程中得到郭敬辉研究员的指导与帮助；野外工作中得到吉林大学金巍教授和李伟民副教授、天津地质调查中心赵凤清和李怀坤研究员的关心与帮助；SHRIMP锆石U-Pb年龄测试得到北京离子探针中心的支持，年龄解释上得到万渝生研究员的帮助；锆石Hf同位素和岩石地球化学测试得到天津地质调查中心实验室帮助；两名匿名审稿人在审稿中提出了宝贵意见；在此一并表示感谢。