吕梁界河口群变质岩石的构造指示：来自地球化学和同位素年代学的证据

2021-05-25肖玲玲牛路伟王国栋

岩石学报 2021年4期

肖玲玲牛路伟王国栋

1. 北京科技大学土木与资源工程学院，金属矿山高效开采与安全教育部重点实验室，北京 1000832. 西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安 7100693. 临沂大学资源环境学院，山东省水土保持与环境保育重点实验室，临沂 2760051.

新太古代-古元古代时期，华北克拉通先后发生了～2.5Ga 和1.98～1.80Ga两次大规模的构造变质事件。其中，～2.5Ga的构造热事件在全球早前寒武纪地质历史上占据重要地位，期间发生了大规模的岩浆作用伴随强烈变质作用。学者们将新太古代-古元古代时期的华北克拉通划分为四个古老微陆块(包括阴山陆块、鄂尔多斯陆块、龙岗陆块和狼林陆块)和三条古元古代造山带(包括孔兹岩带、华北中部造山带和胶-辽-吉带)(图1)(Zhaoetal.，1998，2001，2005，2012)。他们提出～2.5Ga的变质事件主体发生在华北克拉通的东、西部陆块，与大规模地幔岩浆的底垫作用有关；三条古元古代造山带则多记录了古元古代晚期的变质年龄，其所代表的区域变质事件与微陆块间的碰撞造山作用有关：～1.95Ga时，阴山陆块和鄂尔多斯陆块沿孔兹岩带发生碰撞拼合形成西部陆块；～1.90Ga时，龙岗陆块和狼林陆块沿胶-辽-吉带发生碰撞拼合形成东部陆块；随后西部陆块沿华北中部造山带发生东向俯冲，于～1.85Ga时与东部陆块发生陆-(弧-)陆碰撞，形成统一的华北克拉通前寒武纪基底(Zhaoetal.，1998，2001，2005，2012)。然而，近年来的大量高精度年代学数据显示，1.98～1.80Ga的变质年龄并无明显分带特征，而是在三条造山带内均有广泛记录(Luoetal.，2004，2008；Li and Zhao，2007；Zhouetal.，2008；Yinetal.，2009，2011；Tametal.，2011；蒋宗胜等，2011；王国栋等，2012；Liuetal.，2013；Luetal.，2013，2014，2015，2017；Qianetal.，2013，2015，2019；Wangetal.，2014；Chenetal.，2015，2020；Zhaoetal.，2015，2017；Qian and Wei，2016；Zhangetal.，2016，2018；Tangetal.，2017；Xiaoetal.，2017，2019；Liao and Wei，2019)。同时，造山带内部的部分杂岩区也零星记录了2.5～2.4Ga的变质年龄，例如中部造山带内的赞皇(Xiaoetal.，2014；张帆等，2019)、左权(肖玲玲等，2019；Xiao and Chen，2019)、阜平(程裕淇和杨崇辉，2004)和承德(刘树文等，2007)等地区以及孔兹岩带内的大青山-乌拉山地区(Dongetal.，2012；Wanetal.，2013；Liuetal.，2014b)。由此可见，华北克拉通前寒武纪基底的构造演化远比上述划分模式复杂，仍需对其漫长的演化过程开展进一步多方面的、更为深入的研究工作。

图1 华北克拉通前寒武纪基底构造划分简图(据Zhao et al.，2001，2005)DF-登封；EH-冀东；ES-胶东；FP-阜平；GY-固阳；HA-怀安；HS-恒山；JN-集宁；JP-建平；LL-吕梁；MY-密云；NH-冀北；NL-辽北；QL-千里山；SJ-吉南；SL-辽南；TH-太华；WC-武川；WL-辽西；WS-鲁西；WT-五台；XH-宣化；ZH-赞皇；ZQ-左权；ZT-中条Fig.1 Geological sketch map of the Precambrian basement of the North China Craton (after Zhao et al., 2001, 2005)DF-Dengfeng; EH-Eastern Hebei; ES-Eastern Shandong; FP-Fuping; GY-Guyang; HA-Huai’an; HS-Hengshan; JN-Jining; JP-Jianping; LL-Lüliang; MY-Miyun; NH-Northern Hebei; NL-Northern Liaoning; QL-Qianlishan; SJ-Southern Jilin; SL-Southern Liaoning; TH-Taihua; WC-Wuchuan; WL-Western Liaoning; WS-Western Shandong; WT-Wutai; XH-Xuanhua; ZH-Zanhuang; ZQ-Zuoquan; ZT-Zhongtiao

吕梁变质杂岩位于华北中部造山带中段，五台和恒山杂岩以南，向西紧邻鄂尔多斯地块，二者以断层相隔(Zhaoetal.，1998，2001，2005)(图1)，其构造和变质演化历史的研究对于探讨华北克拉通华北中部造山带的构造演化、东部陆块与西部陆块间的构造关系以及俯冲极性具有重要意义。作为杂岩区最古老的岩石单元，界河口(岩)群对研究吕梁杂岩的演化历史至关重要。然而，其现阶段的研究在多个方面仍存在较大分歧，例如，在构造环境方面，一部分学者认为界河口(岩)群岩石主体形成于被动大陆边缘(李江海等，1999；万渝生等，2000)，而另有学者认为其形成于活动大陆边缘环境(刘树文等，2009)；在变质时代方面，多数岩石记录了～1.85Ga的变质年龄，但局部地区也有～2.5Ga和～1.95Ga的变质年龄报道(刘建忠等，2001；Xiaoetal.，2017，2019；Zhaoetal.，2017)。因此，本文重点针对吕梁变质杂岩区界河口(岩)群含榴斜长角闪岩和(含榴夕线)黑云斜长片麻岩开展详细的野外地质调查、显微岩石学、地球化学和变质年代学研究，恢复其原岩性质，追溯其源区特征，并对其变质时代和形成的大地构造环境进行初步探讨，为今后深入研究杂岩区的构造演化历史提供重要的科学依据。

图2 吕梁变质杂岩地质简图(据Zhao et al.，2008；Liu et al.，2020修改)Fig.2 Geological sketch map of the Lüliang metamorphic complex (modified after Zhao et al.，2008; Liu et al.，2020)

1 区域地质概况

吕梁变质杂岩区出露的早前寒武纪岩石主体为变质表壳岩和花岗岩类侵入体(图2)，前人在该地区的岩相学、地球化学、变质作用、同位素年代学和构造演化等方面取得了突出的研究成果(于津海等，1997a，b；张建中等，1997；耿元生等，2000，2003，2004，2006；万渝生等，2000；刘建忠等，2001；刘建忠和欧阳自远，2003；卢保奇和王赐银，2003；Wanetal.，2006；陈斌等，2006；Zhaoetal.，2008，2010；刘树文等，2009；Liuetal.，2011，2012，2014a，2020；杜利林等，2012；刘超辉等，2013；Xiaoetal.，2017，2019)，为继续探索吕梁杂岩区的演化历史提供了坚实的基础。该地区的前寒武纪变质表壳岩被划分为界河口(岩)群、吕梁群、野鸡山群、黑茶山群和岚河群。部分学者认为由东向西岚河群、野鸡山群和黑茶山群出露于不同地点，互不接触，岩石组成也不尽相同，它们的形成时代大体相近，是同期异相产物(张建中等，1997；侯玉树等，2006；田辉等，2014)。花岗岩类侵入体分为构造前TTG片麻岩、同构造片麻状花岗岩和构造后花岗岩三类(耿元生等，2000，2004；万渝生等，2000；Wanetal.，2006；Zhaoetal.，2008；刘树文等，2009)。

界河口(岩)群主体出露于吕梁西部兴县的交楼申、奥家滩、东会至汉高山一带，呈NNE向展布，另在文水县西榆皮-东社、交城县米家庄等地也有零星出露(刘建忠等，2001)。根据1/25万岢岚县幅地质资料(山西省地质调查院，2004(1)山西省地质调查院. 2004. 1/25万岢岚县幅区域地质调查报告)，界河口(岩)群可划分为三个构造岩组：以斜长角闪岩夹石英岩为主的园子坪岩组，以碳酸盐岩(大理岩)为主的阳坪上岩组，以及以大套富铝片麻岩为主的贺家湾岩组(田辉等，2014)。其中，含榴夕线黑云斜长片麻岩、含榴基性麻粒岩和含榴斜长角闪岩对环境变化最为敏感，相对完整地记录了岩石自形成以来所经历的变质演化过程，对其开展岩石地球化学、变质演化和变质年代学研究，有利于重建该地区的区域演化历史。含榴斜长角闪岩在界河口(岩)群分布区域内广泛出露，而含榴夕线黑云斜长片麻岩和基性麻粒岩仅在个别地区有所出露(Xiaoetal.，2017，2019)。斜长角闪岩和基性麻粒岩均呈透镜状或似层状产出于变泥质岩(如夕线黑云斜长片麻岩)和/或长英质黑云斜长片麻岩中，其与后者具有一致的区域片麻理。石榴子石在不同岩石露头上分布不均，局部可见“白眼圈”反应结构(Xiaoetal.，2017，2019)。基性麻粒岩和含榴斜长角闪岩中石榴子石的“白眼圈”反应结构相对少见，基性麻粒岩中的“白眼圈”发育较薄，而含榴夕线黑云斜长片麻岩中普遍发育明显的“白眼圈”反应结构，且在岩石露头上亦清晰可见，个别石榴子石已完全分解，仅留下斜长石+石英+黑云母组成的石榴子石假象。

图4 吕梁含榴斜长角闪岩样品的显微岩相学照片(a、b)样品LL30；(c、d)样品LL41；(e、f)样品LL69Fig.4 Photomicrographs of garnet-bearing amphibolite samples from the Lüliang area

2 样品采集及岩相学特征

本文共对采自吕梁界河口和关帝山地区的32件界河口(岩)群岩石样品进行了实验分析研究，其中包括11件(含榴夕线)黑云斜长片麻岩和21件含榴斜长角闪岩。具体采集地点参见表1，典型样品的显微岩相照片见图3和图4，图中矿物代号引自沈其韩(2009)：Bt-黑云母；Crd-堇青石；Grt-石榴子石；Hbl-角闪石；Mnz-独居石；Qtz-石英；Pl-斜长石；Sil-夕线石。代表性样品的岩相学特征表述如下：

含榴夕线黑云斜长片麻岩的主要组成矿物为石榴子石、黑云母、夕线石、斜长石和石英，部分样品含有少量的堇青石和磁铁矿。样品LL12成分分布不均，浅色矿物局部呈条带状分布，暗色矿物黑云母和夕线石多定向排列，构成片麻理，部分黑云母垂直片麻理生长(图3a)。夕线石呈长柱状或毛发状。石榴子石颗粒较小，其在不同切片方向产状不一，有的聚集呈集合体，长轴平行于片麻理(图3a)；有时呈串珠状，迹线方向与片麻理一致。样品CZ48中石榴子石颗粒较大，直径可达1.5cm。石榴子石变斑晶边部呈港湾状，周围发育由小颗粒的堇青石、斜长石和雨滴状夕线石组成的后成合晶(图3b)。堇青石中独居石包裹体周围发育典型的柠檬黄晕圈(图3c)。石榴子石变斑晶内部包裹体和裂隙发育，包裹体多为黑云母和夕线石(图3d)。基质黑云母和夕线石弱定向，与石榴子石呈平衡接触关系。不同切面的长柱状夕线石发育一组完全解理或特征的指节状裂纹(图3b，c)。样品CZ59中黑云母和夕线石定向明显，纵切面夕线石发育指节状裂纹，横切面夕线石发育对角线解理(图3e)。局部变形强烈，黑云母和小颗粒夕线石弯曲呈肠状(图3f)。石榴子石内部净边结构明显，细小的石英等早期矿物包裹体均聚集在石榴子石核部，边部无包裹体发育(图3f)。石榴子石发生不同程度的分解，有的呈残斑状，周围发育典型“白眼圈”反应结构(图3f)，后成合晶由黑云母、斜长石和石英等矿物组成。

含榴斜长角闪岩主要组成矿物为石榴子石、角闪石、斜长石、石英，以及少量磁铁矿。样品LL30中角闪石弱定向(图4a，b)，部分石榴子石发生变形，其长轴方向平行于片麻理(图4a)。石榴子石内部发育众多矿物包裹体，且包裹体的迹线与基质片麻理方向一致(图4a)。石榴子石边部呈港湾状，周围发育由小颗粒角闪石、斜长石和石英组成的“白眼圈”反应结构(图4a)。样品LL41中石榴子石无明显变形，但发育与样品LL30类似的内部矿物包裹体和“白眼圈”反应结构(图4c)，基质角闪石定向排列，构成片麻理(图4d)。样品LL69中角闪石和斜长石明显定向，且角闪石、斜长石、甚至部分石英均有一定程度的拉长变形(图4e，f)。部分石榴子石亦被拉长，其长轴方向(图4e)以及内部包裹体迹线方向(图4e，f)均与片麻理方向一致。石榴子石局部发育后成合晶(角闪石+斜长石+石英)反应结构(图4f)。

3 岩石地球化学特征

本文对吕梁地区共31件岩石样品进行了主微量元素地球化学分析，分析样品包括10件(含榴夕线)黑云斜长片麻岩和21件含榴斜长角闪岩。实验测试在国家地质实验测试中心完成，实验方法参见肖玲玲等(2019)，数据分析结果见表1。

3.1 黑云斜长片麻岩

10件(含榴夕线)黑云斜长片麻岩样品的SiO2和Al2O3含量分别为53.27%～63.77%、16.44%～22.76%，K2O/Na2O比值介于1.68～7.38之间，铝指数A/CNK(Al2O3/CaO+Na2O+K2O，摩尔比)介于1.19～3.69之间(表1)。在尼格里参数(al+fm)-(c+alk)-Si图解(图5a)和A-C-FM图解(图5b)中，10件样品分别落入泥质沉积岩区(图5a)和粘土岩及杂砂岩区(图5b)。其中，样品LL46和LL48的铝含量相对较低，钙、铁、镁含量相对较高(表1、图5)，其投点位置略向基性火成岩区靠近(图5)。

图5 吕梁变质岩石的原岩恢复图解(a)(al+fm)-(c+alk)-Si尼格里参数图解(据Simonen，1953)；(b)A-C-FM原岩恢复图解(转引自王仁民等，1987)Fig.5 Discrimination diagrams of protoliths of Lüliang metamorphic rocks(a) (al+fm)-(c+alk) vs. Si diagram (after Simonen，1953); (b) A-C-FM diagram (after Wang et al.，1987)

图6 吕梁岩石样品的稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图(a、b)黑云斜长片麻岩样品；(c、d)含榴斜长角闪岩样品.用于标准化的澳大利亚后太古代平均页岩成分(PAAS)据McLennan，1989；平均大陆上地壳成分据Rudnick and Gao，2003；C1球粒陨石和原始地幔组成据Sun and McDonough，1989. 图中引用的欧洲平均页岩成分(ES)据Haskin and Frey，1966、北美平均页岩成分(NASC)据Gromet et al.，1984Fig.6 REE distribution patterns and spidegrams of trace elements of samples in the Lüliang area(a, b) biotite plagioclase gneiss samples; (c, d) garnet-bearing amphibolite samples. Data sources: PAAS-normalized from Mclennan，1989; upper continent crust-normalized from Rudnick and Gao，2003; Chondrite C1- and primitive mantle-normalized from Sun and McDonough，1989. ES from Haskin and Frey，1966; NASC from Gromet et al.，1984

图8 吕梁斜长角闪岩的Zr/TiO2-Nb/Y图解(a,据Winchester and Floyd，1977)和AFM图解(b,据Irvine and Baragar，1971)Fig.8 Zr/TiO2 vs. Nb/Y diagram (a, after Winchester and Floyd, 1977) and AFM diagram (b, after Irvine and Baragar, 1971) of garnet-bearing amphibolites in the Lüliang area

所有样品的稀土总量(ΣREE)介于196.7×10-6～398.4×10-6之间，经C1球粒陨石(Sun and McDonough，1989)标准化的(La/Sm)N和(La/Yb)N比值分别为3.95～4.52和8.17～23.65。经澳大利亚后太古宙平均页岩成分(PAAS，McLennan，1989)标准化的稀土配分模式表现为近平坦特征(图6a)，总体成分与欧洲平均页岩成分(ES，Haskin and Frey，1966)、北美平均页岩成分(NASC，Grometetal.，1984)以及平均大陆上地壳成分(Rudnick and Gao，2003)相近(图6a)。经平均大陆上地壳标准化的微量元素蛛网图显示，大离子亲石元素Rb、K相对富集，Sr相对亏损；高场强元素Th、La、Ce、Nd、Hf、Sm明显富集，U、Nb、Ta、Zr、Ti相对亏损；另外，元素Ba和P在不同样品中分别表现出不同的亏损或富集特征(图6b)。除Th元素相对富集外，岩石微量元素成分与北美页岩基本一致(图6b)。

在微量元素Th-Co-Zr/10构造判别图解中，所有样品均落在活动大陆边缘和大陆岛弧附近区域(图7a；Bhatia and Crook，1986)。La/Th-Hf图解显示，岩石的主要物源来自于与酸性弧物质类似的长英质源区，且靠近上地壳平均成分(图7b；Floyd and Leveridge，1987)。

图9 吕梁含榴斜长角闪岩的构造判别图解(a)Nb/Th-Nb图解(据李曙光，1993)；(b)Th/Yb-Ta/Yb图解(据Pearce，1982).MORB-大洋中脊玄武岩；IAB-岛弧玄武岩；OIB-洋岛玄武岩；VAB-火山弧玄武岩；WPB-板内玄武岩；CAB-钙碱性玄武岩；SHO-钾玄岩；IAT-岛弧拉斑玄武岩；TH-拉斑玄武岩；ALK-碱性玄武岩；TR-过渡性玄武岩Fig.9 The tectonic discrimination diagrams of garnet-bearing amphibolites in the Lüliang area(a) Nb/Th vs. Nb diagram (after Li, 1993); (b) Th/Yb vs. Ta/Yb diagram (after Pearce, 1982). MORB-Mid-ocean ridge basalt; IAB-Island arc basalt; OIB-Ocean island basalt; VAB-Volcanic arc basalt; WPB-Within-plate basalt; CAB-Calc alkaline; SHO-Shoshonitic; IAT-Island arc tholeiite; TH-Tholeiite; ALK-Alkaline; TR-Transtional

3.2 含榴斜长角闪岩

21件含榴斜长角闪岩样品的SiO2和全铁Fe2O3T含量分别介于39.74%～56.49%和10.83%～16.75%之间。Al2O3、TiO2含量分别为13.1%～17.3%和0.97%～1.67%。全碱ALK(Na2O+K2O)含量介于1.18%～3.80%之间(表1)。多数样品的K2O/Na2O比值(0.08～0.49)小于1.0，样品LL55的K2O/Na2O=1.11。铝指数A/CNK介于0.57～0.82之间(表1)。在原岩判别图解A-C-FM(图5b)中，除样品LL55外，所有岩石样品均投点在基性火山岩及铁质白云质泥灰岩区，而在尼格里参数(al+fm)-(c+alk)-Si图解(图5a)中，多数样品(除样品LL53外)落入基性火山岩区。在原岩分类图解Zr/TiO2-Nb/Y(图8a，Winchester and Floyd，1977)和AFM(Irvine and Baragar，1971)中，所有样品分别投入安山岩/玄武岩区和拉斑系列玄武岩区域内(图8b)。

吕梁含榴斜长角闪岩样品的稀土总量变化于33.18×10-6～94.74×10-6之间，经C1球粒陨石(Sun and McDonough，1989)标准化的(La/Sm)N=0.88～2.47、(La/Yb)N=1.03～5.28(表1)，部分样品的轻稀土显示弱富集特征，多数样品的稀土配分模式则近平坦(图6c)。部分样品显示与大洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩以及大陆下地壳类似的稀土配分模式(图6c)。但在原始地幔(Sun and McDonough，1989)标准化微量元素蛛网图中，本文样品显示出与N型大洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩明显不同的元素特征，而与大陆下地壳成分相近(图6d)。大离子亲石元素K存在明显富集，高场强元素Nb和Ta明显亏损、Ti略亏损，元素P相对亏损。

在构造判别图解Nb/Th-Nb(李曙光，1993)和Th/Yb-Ta/Yb(Pearce，1982)中，岩石分别投点在岛弧玄武岩区(图9a)和火山弧玄武岩区(图9b)，且多数样品属拉斑系列玄武岩(图8b)。

4 锆石年代学和微量元素地球化学

锆石LA-ICP-MS微区U-Pb定年和微量元素分析分别在西北大学(样品LL12)和武汉上谱分析科技有限责任公司(样品CZ48和CZ59)测试完成。测年方法和原理详见Liuetal.(2007)。锆石同位素分析数据和微量元素数据分别列于表2和表3。

4.1 含榴夕线黑云斜长片麻岩(样品LL12)

该样品中锆石均呈浑圆状，多数颗粒直径介于50～100μm之间。在阴极发光图像中，所有颗粒均呈现明暗不均匀的内部结构，无岩浆韵律环带(图10a)。本文对其中19个锆石颗粒进行19个微区的年代学和稀土元素分析测试。根据微量元素分析结果可将锆石分为两类，第一类锆石(分析点No.26)的稀土元素配分模式具有轻稀土亏损、重稀土富集特征，Eu存在明显负异常；第二类锆石(18个颗粒)的重稀土元素则非常平坦，多数颗粒显示Eu明显负异常特征(图10c)。年代学数据显示，第一类锆石(No.26)的Th含量和Th/U比值相对较高，分别为192.6×10-6和0.26(图10b)，U含量为748.3×10-6，207Pb/206Pb年龄为2015±27Ma(图10b-d)。第二类锆石的Th含量和Th/U比值相对较低，分别为7.4×10-6～23.7×10-6和0.01～0.05(图10b)，U含量304.3×10-6～816.1×10-6(表2)，207Pb/206Pb年龄介于1974～1807Ma之间(图10b，d)。18个分析点的不一致线上交点年龄为1902±29Ma(MSWD=2.9)，谐和线附近15个分析点获得的207Pb/206Pb加权平均年龄为1920±20Ma(MSWD=14)(图10e)。

4.2 含榴夕线黑云斜长片麻岩(样品CZ48)

该样品中锆石多呈浑圆状或短柱状，颗粒长约50～100μm。阴极发光图像显示三种类型锆石特征：第一类锆石含量最多，其内部结构复杂，多数颗粒发光性不均匀，总体呈暗灰色(如图11a中分析点No.5、No.6和No.12)；第二类锆石含量次之，其内部结构相对均一、发光性较强，颗粒总体呈现灰白色(如图11a中分析点No.26、No.30和No.38)；第三类锆石含量极少，但发育明显核边结构，核部保留隐约韵律环带，一侧发育发光性较为均匀的灰白色窄边(最宽处约10μm)；但由于该类锆石数量有限，且核部原有结构已被后期改造，边部过窄，故未对该类锆石进行测试。对第一类19颗锆石和第二类16颗锆石进行了35个点的分析测试，结果表明(表2和表3)，两类锆石均具有轻稀土亏损、重稀土平坦的稀土配分特征，且多数锆石存在明显的Eu负异常(图11c)。第一类锆石Th、U含量分别为10.6×10-6～62.2×10-6和359.1×10-6～1061×10-6(表2)，Th/U比值为0.01～0.09(图11b)，207Pb/206Pb年龄分散于1927～1391Ma之间(图11b)。第二类锆石Th、U含量分别为8.4×10-6～92.2×10-6和566.9×10-6～996.6×10-6，Th/U比值为0.01～0.10(图11b)，207Pb/206Pb年龄分散于2000～1500Ma之间(图11b)，但所有数据点可以拟合成一条很好的等时线，年龄分散主要是由铅丢失造成的。所有35个分析点获得的不一致曲线上交点年龄为1882±28Ma(MSWD=5.0)(图11d)，其中位于谐和线附近的13个数据点同样获得了一致的年龄数据，其207Pb/206Pb加权平均年龄和上交点年龄分别为1889±14Ma(MSWD=1.0)和1881±33Ma(MSWD=1.2)(图11e)。

表3 吕梁变质杂岩区岩石样品中锆石的稀土元素分析结果(×10-6)

续表3

图10 样品LL12的锆石U-Pb年代学相关图(a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)球粒陨石标准化(Sun and McDonough，1989)的锆石稀土配分模式图；(d)锆石207Pb/206Pb年龄频度分布图；(e)锆石的U-Pb谐和曲线图. 测试点号参见表2和表3Fig.10 Chronological diagrams for the analyzed zircons from Sample LL12(a)CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken；(b)Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram；(c)chondrite-normalized REE distribution pattern (Sun and McDonough，1989)；(d)207Pb/206Pb age frequency distribution histogram；(e)U-Pb concordia diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Tables 2 and Table 3

图11 样品CZ48的锆石U-Pb年代学相关图(a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)球粒陨石标准化(Sun and McDonough，1989)的锆石稀土配分模式图；(d、e)锆石的U-Pb谐和曲线图.测试点号参见表2和表3Fig.11 Chronological diagrams for the analyzed zircons from Sample CZ48(a)CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken；(b)Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram；(c)chondrite-normalized REE distribution pattern (Sun and McDonough，1989)；(d, e)U-Pb concordia diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Tables 2 and Table 3

4.3 含榴夕线黑云斜长片麻岩(样品CZ59)

该样品中锆石多呈短柱状或浑圆状，颗粒直径约50～150μm。阴极发光图像显示两类锆石特征：第一类锆石内部结构复杂，多数颗粒发光性明暗不均匀，总体呈暗灰色(图12a)；第二类锆石具有明显的核边结构，核部偶见严重改造的韵律环带，边部与第一类锆石特征类似，但宽度过窄，无法进行测试。选取第一类锆石中内部结构相对均匀的微区进行分析测试，39颗锆石获得的39个数据结果显示，所有锆石稀土元素配分模式均具有轻稀土亏损特征，且多数颗粒存在明显的Eu负异常(图12c)。然而，锆石的重稀土元素却表现出不同程度的平坦特征(图12c)，重稀土相对富集的5颗锆石的207Pb/206Pb年龄介于1963～1826Ma之间，重稀土相对平坦的34颗锆石的207Pb/206Pb年龄分散于1965～1796Ma之间(图12c、表2)，二者并无明显差别。所有数据点的Th、U含量分别为6.6×10-6～61.3×10-6和284.2×10-6～530.2×10-6(表2)，Th/U比值多数集中在0.01～0.10之间，点No.7的Th/U比值略高，为0.17(图12b)。所有锆石的207Pb/206Pb年龄分布于1965～1796Ma之间(图12b)，获得的上交点年龄为1980±43Ma(MSWD=3.3)(图12e)。根据年龄频度分布图可以将所有年龄数据分为两组(图12b，d)，第一组年龄相对年轻(1884～1796Ma)，18个数据点获得的207Pb/206Pb加权平均年龄为1855±11Ma(MSWD=0.8)(图12f)；第二组年龄较老(1965～1896Ma)，21个数据点获得的207Pb/206Pb加权平均年龄为1928±11Ma(MSWD=0.5)、上交点年龄为1936±9Ma(MSWD=0.6)(图12g)。

图12 样品CZ59的锆石U-Pb年代学相关图(a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)球粒陨石标准化(Sun and McDonough，1989)的锆石稀土配分模式图；(d)锆石207Pb/206Pb年龄频度分布图；(e-g)锆石的U-Pb谐和曲线图. 测试点号参见表2和表3Fig.12 Chronological diagrams for the analyzed zircons from Sample CZ59(a)CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken；(b)Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram；(c)chondrite-normalized REE distribution pattern (Sun and McDonough，1989)；(d)207Pb/206Pb age frequency distribution histogram；(e-g)U-Pb concordia diagrams. The numbers refer to the analytical data listed in Tables 2 and Table 3

5 讨论

5.1 原岩与构造背景

前人从不同角度针对吕梁界河口(岩)群大地构造环境开展了一系列的研究工作。李江海等(1999)和万渝生等(2000)在界河口(岩)群中厘定出与西部陆块“孔兹岩带”变质表壳岩相似的岩石组合，将其定义为“孔兹岩系”，推测该岩石组合形成于被动大陆边缘构造环境，在西部陆块向东部陆块的俯冲过程中，从西部陆块逆冲到岩浆弧岩石之上，随后在东西陆块碰撞过程中加入到“中部造山带”内(Zhaoetal.，2008；Xiaetal.，2009)；刘树文等(2009)则根据界河口(岩)群的岩石组合特征，推断其形成于活动大陆边缘环境。Liuetal.(2012)综合已有年代学资料，发现吕梁界河口(岩)群、吕梁群和野鸡山群中均有类似的2.2～2.1Ga的年龄记录(耿元生等，2000，2004；万渝生等，2000；Wanetal.，2006；Xiaetal.，2009)，认为该区广泛分布的2.2～2.1Ga的基性火山岩和花岗类岩石均具有明显岛弧岩浆特征，形成于与东、西部陆块沿“中部带”的俯冲作用有关的岛弧构造环境(Zhaoetal.，2008；刘树文等，2009；Liuetal.，2012)；杜利林等(2012)则认为2.2～2.1Ga的岩浆活动形成于伸展的构造体制下，可能与华北克拉通内部2.2～2.0Ga的裂谷活动有关。

本文上述岩石地球化学特征表明，吕梁界河口(岩)群(含榴夕线)黑云斜长片麻岩样品属过铝质岩石，相对富钾、富铝。由于在原岩判别图解中，几乎所有样品均落入变泥质沉积岩区，且多数样品含有富铝矿物夕线石(表1)，故推测其原岩多为黏土矿物含量较高的泥质沉积岩。这类岩石的稀土配分模式和微量元素蛛网图特征总体与页岩类似，且表现出上地壳成分特征。另外，由于所有样品的δEu(δEu=Eu/Eu*，Eu*=Tb×(Sm/Tb)2/3；Taylor and McLennan，1985)介于0.28～0.47之间，存在明显的负铕异常，表明其物源中可能有不成熟的年轻弧物质的加入(Taylor and McLennan，1985)。根据微量元素物源和构造判别图解结果进一步推断，源岩物质主要来源于上地壳的长英质火成岩(Floyd and Leveridge，1987；Guetal.，2002)，形成于有演化岛弧发育的活动大陆边缘构造背景。含榴斜长角闪岩样品属亚铝质岩石，其硅、铁含量变化较大，铝含量较低，多数样品相对富钠，样品LL55相对富钾。该类岩石的原岩为拉斑系列玄武岩，岩石镁指数Mg#(Mg#=100×MgO/(MgO+FeOT)，摩尔比)变化于36.91～55.54之间，表明源区岩浆经历了一定程度的结晶分异过程。岩石样品稀土总量较低，稀土配分模式和微量元素蛛网图显示与E型大洋中脊玄武岩和/或大陆下地壳(图6c，d)类似的成分特征。由于绝大多数样品中的Mg#较高，且不活动元素Co和Ni含量明显高于大陆下地壳的平均值(38×10-6和88×10-6)(Rudnick and Gao，2003)，故推测其源区来自于富集地幔。高场强元素Nb和Ta的负异常是岛弧火山岩的显著标志(Wilson，1989；Condie，2001)。微量元素构造判别图解进一步证实，其形成于岛弧构造背景，是岛弧岩浆分异结晶作用的产物。

5.2 变质演化

对本文所有岩石样品的详细岩相学研究表明，吕梁地区出露的界河口(岩)群含榴夕线黑云斜长片麻岩和含榴斜长角闪岩中均发育明显的“白眼圈”反应结构，记录了三个阶段的变质矿物组合，经历了早期进变质、峰期和晚期退变质三个阶段的变质作用。含榴夕线黑云斜长片麻岩中进变质矿物组合由石榴子石核部的石英、斜长石和黑云母等早期包裹体组成；峰期矿物组合由石榴子石、黑云母、夕线石、斜长石、石英和少量钾长石组成；退变质阶段由石榴子石周围交生状或小颗粒的堇青石、黑云母、斜长石和石英等后成合晶矿物组成，构成典型“白眼圈”反应结构。含榴斜长角闪岩的早期进变质阶段矿物组合表现为石榴子石内部细小的角闪石、斜长石和石英等矿物包裹体；峰期矿物组合包括石榴子石、角闪石、斜长石、石英及少量钛铁矿和磁铁矿；退变质阶段由石榴子石周围小颗粒的角闪石、斜长石、夕线石和石英等后成合晶矿物组成。由前期研究工作可知，吕梁界河口(岩)群含榴夕线黑云斜长片麻岩中三个阶段的温度和压力条件依次为：541～563℃/2.0～2.3kbar(进变质阶段)、>750℃/>7.0kbar(峰期阶段)和558～620℃/1.7～2.7kbar(晚期退变质阶段)(Xiaoetal.，2019)；含榴斜长角闪岩中峰期阶段的变质温度>750℃、压力>6.3kbar，退变质阶段的变质条件约为714℃/5.7kbar(Xiaoetal.，2017)。Zhaoetal.(2000，2010)在该区界河口(岩)群含榴斜长角闪岩中识别出3～4个阶段的变质矿物组合：进变质阶段矿物组合(M1)以石榴子石内部的早期包裹体斜长石+角闪石+石英为代表，峰期矿物组合(M2)由石榴子石变斑晶和基质矿物斜长石+角闪石+石英±单斜辉石组成，石榴子石无明显成分环带，峰后降压阶段矿物组合(M3)表现为围绕石榴子石边部发育的斜长石+镁铁闪石后成合晶。利用THERMORCALCL热力学软件，该团队先后获得不同阶段的变质条件分别为：500～550℃/7.0～7.5kbar(M1)、600～650℃/9.0～10.0kbar(M2)、600～650℃/6.0～6.5kbar(M3)(Zhaoetal.，2000)和655～668℃/6.1～7.1kbar(M1)、748～753℃/8.3～9.2kbar(M2)、697～737℃/4.1～5.1kbar(M3)(Zhaoetal.，2010)。

Zhaoetal.(2017)对吕梁地区泥质混合岩的中间体(mesosome)进行了细致的岩相学观察和视剖面图热力学模拟，认为岩石曾经历了四个阶段的变质演化：峰前变质阶段(M1)以石榴子石变斑晶内部的黑云母、夕线石、石英包裹体以及基质中的金红石残片构成的矿物组合为代表；峰期阶段矿物组合(M2)包括石榴子石边部、钛铁矿、黑云母、钾长石、夕线石和石英，温压条件为815～838℃/～8.9kbar；峰后冷却阶段(M3)以在峰期矿物组合的基础上出现的堇青石为代表，其温压条件为780～838℃/5.0～6.3kbar；退变质阶段矿物组合(M4)包括石榴子石、钛铁矿、黑云母、钾长石、斜长石、堇青石、夕线石和石英，温压条件为～775℃/～5.0kbar。

该地区界河口(岩)群岩石经历了的变质作用局部可达到麻粒岩相。刘建忠等(2001)发现岚县及文水县附近有角闪二辉麻粒岩(基性麻粒岩)出露，Zhaoetal.(2000，2008，2010)亦报道了界河口(岩)群岩石在古元古代晚期经历角闪岩相(Zhaoetal.，2000)至麻粒岩相(Zhaoetal.，2008，2010)变质作用。Xiaoetal.(2017)首次对该地区的界河口(岩)群基性麻粒岩开展了细致的变质演化研究，并发现该类岩石中同样保存了三个阶段的矿物组合：进变质阶段矿物组合由石榴子石内部的普通角闪石、石英和黄铁矿等包裹体组成；峰期矿物组合由大颗粒的石榴子石、斜方辉石、普通角闪石、斜长石、黑云母、石英和钛铁矿组成，形成温度>790℃、压力>9.4kbar；退变质阶段由石榴子石变斑晶周围发育的小颗粒石榴子石、斜方辉石、普通角闪石、镁铁闪石、黑云母、斜长石和石英等后成合晶矿物组成，该阶段的变质条件为652～775℃/2.8～7.5kbar(Xiaoetal.，2017)。

上述传统矿物温压计和视剖面图模拟的综合研究结果显示，虽然吕梁界河口(岩)群不同岩石类型记录的变质阶段和变质条件有所差异，但它们均经历了顺时针近等温降压型的变质作用P-T演化轨迹，指示其形成于碰撞造山环境(Zhaoetal.，2000，2010，2017；Xiaoetal.，2017，2019)。结合中部带其他杂岩体变质演化特征(详见肖玲玲和刘福来，2015)，本文推测吕梁地区各类变质岩石所反映的区域变质事件与古元古代末期华北克拉通东、西部陆块之间的俯冲-碰撞造山作用有关。

5.3 变质锆石特征与年龄解释

5.3.1 变质锆石特征

变质锆石大致可分为变质新生锆石、变质增生锆石和变质重结晶锆石三种类型。三类锆石均是在变质过程中形成的，同一样品中，三者可以同时存在，但其形成机制存在明显差异。变质新生锆石是在变质过程中新生长出来的锆石，可以在基本保持固态情况下，由原岩矿物分解产生；也可以从变质流体中结晶形成；或者在深熔过程中，从熔体中结晶形成。变质增生锆石是在原有锆石的基础上增生出的新生锆石。变质重结晶锆石则是原有锆石经过变质重结晶作用形成的。与岩浆锆石和碎屑锆石相比，变质锆石具有明显不同的鉴别特征，主要表现在颗粒形态、内部结构、稀土配分模式和Th/U比值四个方面(Xiao and Chen，2019)。

在颗粒形态上，变质新生锆石为他形，多呈浑圆状；变质增生锆石和变质重结晶锆石可呈半自形到他形，形态多受原有锆石影响，前者在原有锆石已有形态的基础上呈他形增生，后者则多继承原有锆石的基本形态。

锆石的内部结构是判别锆石成因的最为重要且最可靠的依据(Corfuetal.，2003；Rubatto，2017；Xiao and Chen，2019)。阴极发光图像(CL)可以清晰地表现锆石的内部结构特征，不同成因锆石，甚至不同类型的变质锆石其内部结构均存在一定的差异。变质新生锆石内部结构相对均一，无韵律环带，在中高级变质岩石中，锆石可呈云雾状、扇状或冷杉叶状等明暗相间的分带结构。变质增生锆石往往发育“核边结构”，核部为继承的原有锆石(如具有韵律环带的岩浆核)，其可能完整保留原有的内部结构特征，也可能呈现变质重结晶锆石特征；边部则为具有变质新生锆石特征的增生边。变质重结晶锆石是对原有锆石进行了不同程度的后期改造，其内部结构最为复杂，如果部分保留了原有锆石的结构特征，则总体呈现溶蚀状结构；若原有结构被全部置换，则会呈现斑杂状或海绵状等明暗不均匀的结构特征(如本文样品)。

稀土配分模式，尤其是重稀土的分布特征能够较为有效的区分岩浆锆石和变质锆石。与岩浆锆石类似，变质锆石的轻重稀土元素分异显著，轻稀土明显亏损。但二者不同的是，岩浆锆石普遍富集重稀土元素，而变质锆石中重稀土的富集程度往往取决于四个因素：岩石中易富重稀土的矿物含量、及其与变质锆石的结晶顺序、原有锆石的重结晶程度以及原岩成分等(Xiao and Chen，2019)。原因在于，在中高级变质岩石中，石榴子石是重稀土元素的主要寄主矿物(Hermann and Rubatto，2003；Tayloretal.，2016)。如果变质岩石中含有石榴子石组分，那么在变质作用过程中，重稀土元素会优先进入石榴子石，而非锆石。因此，当石榴子石早于变质锆石或与其同时结晶时，变质岩石中的石榴子石将富集重稀土元素，而变质锆石则表现出重稀土平坦的配分模式(如样品CZ48；图11c)；相反，当石榴子石晚于变质锆石结晶或岩石中不含石榴子石时，岩石中的变质锆石将富集重稀土元素，此时，其稀土配分模式与岩浆锆石类似，无法利用该特征来区分彼此。另外，对于含有石榴子石的变质岩石来说，原有锆石的稀土含量及其变质重结晶程度往往会影响变质重结晶锆石的重稀土分布状况。因此，在同一样品中，不同的变质重结晶锆石颗粒，可能全部表现为重稀土平坦的分配特征(如样品CZ48；图11c)，也可能表现为由近平坦渐变为富集的特征(如样品CZ59；图12c)。

Th/U比值是判别锆石成因最简单、实用的方法(Rubatto，2017)。变质锆石和岩浆锆石的Th/U比值虽无明确的界线，但Th/U比值小于0.1的锆石通常是变质成因锆石。然而，反之则不然，近些年来的研究表明，变质锆石的Th/U比值可以达到0.4(Vavraetal.，1996；Schalteggeretal.，1999；Kelly and Harley，2005；Rubatto，2017；Xiaoetal.，2017；Lietal.，2019)，甚至0.8(Xiao and Chen，2019)。这类锆石通常为变质重结晶锆石，其较高的Th/U比值可能与原有锆石具有的高Th/U比值或者原岩成分有关(Lietal.，2019)。

5.3.2 年龄解释

本文锆石年代学研究表明，吕梁地区含榴夕线黑云斜长片麻岩样品中含有少量的变质增生锆石，但核部微区均遭受不同程度的变质重结晶作用改造，增生边部过窄，因此，无法获得相应年龄信息(如样品CZ48和CZ59)；所有样品中多数锆石显示变质重结晶成因特征，记录了1928～1855Ma之间的变质年龄信息。在样品LL12中，两类锆石的CL图像均显示变质重结晶锆石的内部结构特征(图10a)。第一类锆石明显富集重稀土元素、且具有较高的Th/U比值(0.26)(图10c)，推测与微区本身的微量元素体系的重置程度不高有关，但该类锆石仅包含一个数据点，故其实际意义不大。第二类锆石重稀土平坦(图10c)、Th/U比值较低(0.01～0.05)，表明其为与石榴子石同期形成的变质锆石。后者15个有效数据点获得的207Pb/206Pb加权平均年龄为1920±20Ma(图10e)。在样品CZ48的锆石CL图像中，两类锆石因Th、U含量不同而显示不同的发光性质，但二者均显示变质重结晶锆石特征(图11a)。Th/U比值较低，介于0.01～0.10之间。两类锆石具有类似的稀土元素配分模式(图11c)和一致的年龄分布范围(图11b，表2和表3)，表明二者成因一致，均为与石榴子石同期形成的变质锆石。所有35个数据点获得的上交点年龄为1882±28Ma(图11d)。在样品CZ59中，所测试的第一类锆石均显示典型变质重结晶成因的CL图像特征(图12a)。除点No.7外，其余所有锆石的Th/U比值介于0.01～0.10之间。稀土配分模式呈渐变趋势，按其重稀土的富集程度，大概可分为近平坦和富集两组(图12c)，但二者对应的年龄数据并无明显差别，表明变质锆石的形成与该样品中石榴子石的生长速度无关，而可能与原有锆石的重结晶程度和稀土含量有关。根据年龄频度分布特征可将所有锆石另分为两个年龄组，两组获得的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为1928±11Ma和1855±11Ma，代表了变质作用的不同阶段。

5.3.3 构造指示

近来年，华北中部造山带(Zhaoetal.，1998，2001，2005)已报道的变质时代不再仅局限于～1.85Ga，同时出现了～1.95Ga 和～2.5Ga至少两组不同的变质年龄记录，人们开始意识到华北中部造山带的形成可能经历了一个非常复杂而漫长的演化过程。

本文和前人在吕梁地区的变质年代学研究表明，该杂岩区变质岩石至少记录了2.45～2.34Ga、1.96～1.92Ga和1.89～1.82Ga三组变质年龄信息，其中，以1.89～1.82Ga的变质年龄为主。刘建忠等(2001)认为界河口(岩)群岩石普遍经历了角闪岩相变质作用改造，局部达到麻粒岩相，岚县及文水县附近有角闪二辉麻粒岩(基性麻粒岩)出露，该群两个斜长角闪岩样品的Sm-Nd等时线年龄分别为2445±237Ma和2335±195Ma，均代表区域变质时代。Zhaoetal.(2008)对赤坚岭片麻岩进行SHRIMP锆石U-Pb年代学分析，获得其变质年龄为1872±7Ma。Liuetal.(2006)和刘树文等(2009)对采自关帝山东侧界河口(岩)群的石榴子石二云母片岩进行了电子探针独居石年代学研究，得到1940～1938Ma、1880～1847Ma、1795～1755Ma和1720～1703Ma四组年龄数据。这些学者认为1940～1938Ma的年龄记录与杂岩区广泛发生的基性岩墙侵位事件有关；1880～1847Ma记录了东、西部陆块碰撞引起的区域变质作用时代，界河口(岩)群岩石普遍经历角闪岩相变质作用；1795～1755Ma与后造山伸展作用有关，而1720～1703Ma的年龄记录反映了晚期的热事件。Trapetal.(2009)对吕梁四个变泥质岩样品进行了电子探针独居石定年，获得了～2400Ma、1950～1910Ma和1890～1870Ma三组年龄信息，其将～2400Ma解释为与“中部带”有关的早期岩浆弧的形成时代，而1890～1870Ma解释为区域变质时代。近年来，吕梁变质杂岩陆续出现1.96～1.92Ga的变质年龄报道。本人前期LA-ICP-MS锆石U-Pb地质年代学研究表明，界河口(岩)群基性麻粒岩和变质泥质岩中多数锆石记录了1960～1920Ma的变质年龄，而少数锆石记录了1895～1815Ma的变质年龄(Xiaoetal.，2017，2019)，前者与区域片麻理同期，代表了吕梁变质杂岩的峰期变质时代，后者指示了峰后退变质时代。Zhaoetal.(2017)通过对泥质混合岩中的中间体和浅色体(leucosome)开展锆石U-Pb地质年代学研究，获得了中间体的变质年龄为1947±19Ma，浅色体的结晶年龄为1911±16Ma，并认为其均代表了邻近峰期的峰后冷却年龄。

结合上述年代学研究工作，吕梁杂岩区虽有少量2.4～2.3Ga的变质年龄报道，但其误差较大。多数变质岩石普遍记录了1.96～1.82Ga时期的变质年龄信息，该年龄反映了与华北中部带广泛经历的1.98～1.80Ga期间一致的变质事件。本文倾向于认为华北克拉通中部造山带在1.98～1.80Ga期间经历了一期漫长的变质演化过程，该过程与东、西部陆块间的俯冲、碰撞和隆升过程有关。卷入该造山事件的吕梁变质杂岩，其峰期变质作用可能发生在1.96～1.92Ga，而退变质作用过程发生在1.89～1.82Ga期间。