河北承德大庙地区元古代的晚期辉长—苏长岩的岩石特征及其成因*

路 智 刘永顺 聂保锋

（1.首都师范大学资源环境与旅游学院 北京 100048；2.北京大学地球与空间科学学院 北京 100871）

大庙斜长岩杂岩体是我国典型的岩体型斜长岩，西起滦平县哈叭沁东山，向东经大庙、马营、头沟至下院，东西长约45 km，南北最宽超过10 km，分为西段大庙岩体、中段岗子岩体和东段头沟岩体（叶东虎，1986①叶东虎.1986.河北省承德大庙斜长岩区斜长岩体地质及钒钛磁铁矿床、钒钛磁铁—磷灰石矿床研究报告.河北省地矿局第四地质大队报告.1-836.；赵太平等，2004；解广轰，2005）。其中，西段大庙岩体出露面积80 km2，岩体平面形态大致呈三角形（李国兴，1982）。大庙斜长岩杂岩体岩相极其复杂，受构造和变质作用影响，岩石类型多样。长期以来，大庙斜长岩杂岩体的构造地质学、矿物学、岩石学、地球化学、同位素地球化学、年代学、成矿作用得到了广泛研究，对杂岩体当中的辉长—苏长岩也进行了一定程度的研究（翟裕生，1965；王关玉，1979；阎国翰等，1985；薛纪越等，1988；周永昶等，1989；胡世玲等，1990；Ye et al.，1996；赵太平等，2004；解广轰，2005；Zhang et al.，2007；陈伟等，2008；江少卿等，2013；Li et al.，2014；李立兴等，2014；王萌，2014；陈正乐等，2014；盛恭勇等，2017）。但其岩石分类及其相互关系、岩浆源区以及岩石成因演化一直没有统一认识。

杂岩体中的斜长岩形成年龄为1 740 Ma左右（Zhao et al.，2009；Chen et al.，2013）、苏长岩为1 693±7 Ma、纹长二长岩为1 715±6 Ma（赵太平等，2004）；Teng et al.（2015）对杂岩体中的苏长质辉长岩、苏长岩、淡色苏长岩、辉长苏长岩和辉长质斜长岩进行了锆石U-Pb定年，结果分别为1 725±13 Ma、1 687±18 Ma、1 751±15 Ma和1 693±24 Ma、1 721±17 Ma及1 729±14 Ma。杂岩体伴生岩浆型Fe-Ti-P矿床，低品位浸染状铁磷矿矿石主要产于辉长岩、苏长岩中，贯入形成的高品位块状致密铁钛矿体和铁磷矿体，产于斜长岩裂隙中以及斜长岩与辉长岩的接触带，杂岩体中也可见矿体与围岩、斜长岩和辉长岩，围岩之间呈过渡或透镜状、脉状穿插等复杂接触关系（翟裕生，1965；解广轰，1980；赵太平等，2004）。关于杂岩体的源区性质、组成单元的关系以及铁磷矿的形成机制等仍存在较大争议（孙静等，2009a，2009b；Zhao et al.，2009；Teng and Santosh，2015；He et al.，2016；Wang et al.，2017；Wei et al.，2020）。

关于大庙斜长岩杂岩体与构造的关系，近年也有一些新的争论。Zhang et al.（2007）认为大庙杂岩体的岩石呈现出连续分异的趋势，不同于典型的双峰型陆内裂谷岩浆岩，而类似于碰撞后/造山后期伸展期的构造环境。Zhao et al.（2009）认为大庙斜长岩杂岩体的形成极有可能与碰撞有关，华北东、西地块克拉通，东西板块之间发生碰撞，碰撞后由于板块俯冲形成了太古代的地壳舌，后期被拖进岩石圈地幔。对于岩体型斜长岩的成因研究，大多数学者仍然认为巨大斜长岩杂岩的形成，岩浆作用（可能还有与其密切有关的深熔作用）起了主要作用。至于变质、交代和同化作用应属次要过程。

总之，前人对斜长岩杂岩体的野外地质、斜长岩的形成时间、斜长岩杂岩体是否为同一母源岩浆的演化以及斜长岩杂岩体的构造环境进行了较多的研究，但目前还未形成统一认识。虽然前人把大庙苏长岩分为了早、晚两期，即早期已完全变质改造成绿帘角闪岩相的苏长岩和晚期以岩墙产出的变质改造很弱的原生暗色苏长岩，但对其没有做单独研究，更多是把它们作为斜长岩杂岩体的一部分来研究的，其岩石特征及其来源和成因的研究还比较薄弱。

1 区域地质背景

大庙斜长岩杂岩体位于华北克拉通北缘与中亚造山带南缘的过渡区域。区域上受东西向红石砬—大庙的深断裂带控制，该断裂带形成于前震旦纪，经历了多期次的构造活动，沿断裂带两侧分布有不同时代侵入岩和喷出岩（翟裕生，1965；马曹章，1989）。该断裂带向西经崇礼、赤城、尚义与阴山构造带相接，构成横贯华北克拉通北缘的巨型纬向构造—岩浆成矿带。近年来，在该构造带内陆续识别出一系列太古宙俯冲洋壳残片及其相关产物，指示其可能为古老的板块缝合带。

大庙岩体型斜长岩杂岩体的围岩主要是华北克拉通北部边缘的变质基底太古宙单塔子群中上部的凤凰咀组角闪斜长片麻岩和角闪黑云斜长片麻岩、白庙子组变粒岩，局部夹有厚度不等的大理岩，变质程度深，普遍达到高角闪岩相—麻粒岩相，区域性的混合岩化作用较发育。此外，研究区分布有不同时代的中性和基性—超基性杂岩体。研究区缺失古生代地层。部分区域为中生代火山岩和第四系覆盖（见图1）。

图1 承德大庙地区斜长岩杂岩体的区域地质图（a，据Zhao et al.，2009修改）和局部地质图（b）Fig.1 Regional（a，modified after Zhao et al.，2009）and local（b）geological map of anorthosite complex in Damiao area，Chengde

大庙斜长岩杂岩体以斜长岩为主，伴有苏长岩、辉长岩、辉长苏长岩和纹长二长岩、花岗岩等。早期苏长岩和斜长岩之间表现为渐变关系，而晚期辉长—苏长岩与斜长岩之间的界限清晰，如罗锅子沟、大庙等地可以明显看到二者之间的侵入关系。斜长岩中分布着不规则状和条带状的苏长岩或辉长岩贯入体（郁建华等，1996）。在晚期辉长—苏长岩与斜长岩的接触带附近，斜长岩往往变为绿泥石化斜长岩，而辉长—苏长岩中则含有大大小小的斜长岩捕虏体和顶垂体。因此，晚期辉长—苏长岩的侵位比斜长岩形成得晚。前人对黑山矿区辉长—苏长岩的研究以及本次对大庙岩体北部的辉长—苏长岩的研究都表明，辉长—苏长岩多以岩墙出现，并受构造控制，呈脉状、透镜状及其它不规则状，多为互不相连的独立岩墙或岩体，均分布于黑山斜长岩体内。苏长岩与铁矿体有成因联系，有的苏长岩体中有分异式侵染矿体，在苏长岩接触带及其围岩中的矿体为贯入式矿体（孙静等，2009a，2009b）。

2 样品与分析方法

本次研究的晚期辉长—苏长岩样品采自大庙地区北部的汤头沟小沟魏家村采矿场（17-DM-03、08和09号3个样品）、小沟村南采矿场（17-DM-47、48、50和55号4个样品）、小乌苏沟东山口（17-DM-58和59号2个样品）和牛头沟采矿场（18-CD-92号1个样品）。这些辉长—苏长岩岩体总体呈岩墙或岩脉侵入斜长岩杂岩体中（图2），局部可见白色的斜长岩、文象花岗岩捕虏体。

图2 大庙斜长岩杂岩体中的辉长—苏长岩的露头现象a、b.汤头沟小沟魏家村采场露头；c.小沟村南采场露头与包体；d.小乌苏沟东山口样品Fig.2 Outcrop phenomena of late-staged gabbro-norites in Damiao anorthosite complex

样品测试是在核工业北京地质研究院分析测试研究所分析的。全岩样品的主要元素是采用X射线荧光光谱法分析的。测试实验条件为：温度23℃，相对湿度36%；测试仪器为：AB104L Axios-mAX波长色散X射线荧光光谱仪。烧失量使用坩锅称2 g样品，然后放入马福炉中烘烤，再将样品放入干燥器中，最后称量计算得到的；样品准备使用的是碱溶法。

全岩样品的微量元素和稀土元素是利用等离子体质谱法分析的。测试实验条件为：温度20℃，相对湿度30%；采用仪器：ELEMENT-XR等离子体质谱分析仪。测试原理：将样品用氢氟酸和硝酸在封闭溶样器中溶解后，在电热板上将氢氟酸蒸发尽，再用硝酸密封溶解并稀释，最后用ICP-MS外标法直接测定的。测试结果，进行了干扰校正（微量元素和稀土元素的测试精度在5%～10%以内）。

Sr和Nd同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱计，单带，M+，可调多法拉第接收器接收。Sr同位素的质量分馏用86Sr/88Sr=0.119 4校正；标准测量结果：NBS987为0.710 250±7；实验全流程本底Rb和Sr分别都为2×10-10g。Nd同位素的质量分馏用146Nd/144Nd=0.721 9校正；标准测量结果：JMC为143Nd/144Nd=0.512 109±3；实验全流程本底Sm和Nd均小于50 pg。Pb同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱计，用磷酸硅胶将样品点在铼带上，用静态接受方式测量铅同位素比值。NBS 981未校正结果：208Pb/206Pb=2.164 940±15，207Pb/206Pb=0.914 338±7，204Pb/206Pb=0.0591 107±2；实验全流程本底Pb小于100 pg。

3 岩相学特征

本次研究对大庙地区的汤头沟小沟魏家村采矿场的17-DM-03、08和09号样品、小沟村南采矿场的17-DM-48和55号样品以及小乌苏沟东山口的17-DM-58和59号样品进行了详细的矿物光学特征、矿物组成、变质反应和岩石结构的显微岩相学研究（图3）。

图3 大庙地区辉长—苏长岩的显微岩相特征a.17-DM-03号辉长—苏长岩（正交，4×10）；b.17-DM-08号辉长—苏长岩（正交，4×10）；c.17-DM-48号辉长—苏长岩（正交，4×10）；d.17-DM-59号辉长—苏长岩（正交，4×10）。Pl.斜长石；Anp.反条纹长石；Cpx.单斜辉石；Opx.斜方辉石；Ap.磷灰石；Mt.磁铁矿；V-Ti-Mt.钒钛磁铁矿；Bt.黑云母；Ser.绢云母Fig.3 Microphotographs of late-staged gabbro-norites in Damiao area

这些辉长—苏长岩为全晶质，原生矿物主要由斜长石、反条纹长石、单斜辉石、斜方辉石、磷灰石、钛磁铁矿、磁铁矿以及少量黑云母等组成。既有中粗粒结构的（2～10 mm），也有中细粒的（粒径1～5 mm），粗粒岩石中还有少量斜长石、斜方辉石、单斜辉石巨晶。岩石的各自结构、矿物组成与变质特征见表1。斜长石多为半自形—他形的板状晶体，聚片双晶发育。反条纹长石主要为雨点状的钾长石散布在斜长石主晶之中，且在斜长石晶体边缘比较发育。辉石有斜方辉石和单斜辉石两种，斜方辉石多为半自形—他形的板状晶体，{210}解理完全，淡红色—淡绿色的多色性，平行消光，可见出溶反应结构。单斜辉石多为半自形—他形的板状晶体，{110}解理完全，干涉色为二级蓝绿，消光角一般大于35°。黑云母为红褐色片状矿物，数量很少。磷灰石、钒钛磁铁矿、磁铁矿在岩石中普遍存在，局部富集构成铁磷矿。磷灰石，自形—半自形柱粒状或板状晶体，横切面六边形，正中突起，一级灰干涉色，平行消光。岩石普遍经历了不强的钠长绿帘角闪岩相变质，部分斜长石发生了不同程度的绢云母、钠黝帘石化，辉石具有较弱的角闪石、绿泥石反应边或局部完全变成了阳起石。变质明显的岩石，局部还有绿帘石和方解石。

表1 大庙地区晚期辉长—苏长岩的岩石结构、矿物组成与其它特征Table 1 Texture，mineral component and other characteristics of late-staged gabbro-norites in Damiao area

4 地球化学特征

本次大庙地区晚期辉长—苏长岩全岩地球化学研究中，对汤头沟小沟魏家村采矿场的17-DM-03、08和09号、小沟村南采矿场的17-DM-48和55号以及小乌苏沟东山口17-DM-58和59号共7个样品进行了全岩主量、微量和稀土元素含量分析，结果见表2、表3和表4。对魏家村采矿场的17-DM-09、小沟村南采矿场的17-DM-47和50号以及小乌苏沟东山口17-DM-59号共4个样品进行了Sr、Nd和Pb同位素分析，结果见表5。样品涵盖了不同类型的辉长—苏长岩，既有不含铁磷矿的，也有含铁磷矿的，既有粗粒的，也有细粒的，同时兼顾矿物含量的变化。

表2 大庙晚期辉长—苏长岩的主要元素含量/%及其CIPW计算结果Table 2 Major element/% contents and CIPW calculation results of late-staged gabbro-norites in Damiao area

表3 大庙晚期辉长—苏长岩的微量元素含量/×10-6及其计算结果Table 3 Trace element/×10-6 contents and its calculation results of late-staged gabbro-norites in Damiao area

表4 大庙晚期辉长—苏长岩的稀土元素含量/×10-6及其计算结果Table 4 Rare earth element/×10-6 contents and its calculation results of late-staged gabbro-norites in Damiao area

4.1 全岩主量元素

全岩地球化学分析测试及其计算结果（表2）显示，大庙地区辉长—苏长岩SiO2的含量较低，不含矿的辉长—苏长岩的SiO2为45.63%～46.63%；而弱含矿的辉长—苏长岩的SiO2含量范围为37.2%～43.96%，虽然这些岩石的SiO2含量处于超基性范围，17-DM-08和55号样品CIPW出现了Ne标准分子，所分析的岩石都含有Ol标准分子（11.05～28.77），但从岩相观察来看岩石中并没有真实的橄榄石或霞石等不饱和矿物，实际矿物组成特点仍然是辉长—苏长岩，造成SiO2含量进入超基性岩区是因磷灰石、钒钛磁铁矿的增加造成的。Al2O3含量变化较大，范围为8.30%～16.67%；CaO含量变化也略大，魏家村采矿场样品相像小沟村南采矿场样品、小乌苏沟东山口样品具有降低趋势。这种特征在CIPW的标准矿物中也有反映，An标准分子降低。除个别样品外，岩石的全碱含量比较稳定，范围3.566%～4.64%，且Na2O的含量大于K2O的含量，K2O/（Na2O+K2O）为0.16～0.29。岩石全铁含量较高，TFe2O3范围为12.45%～25.18%。MgO含量略低（3.07%～7.57%，平均4.67%），明显低于国外的苏长岩、橄榄苏长岩和中国苏长岩平均值（分别为8.37%、8.07%和8.34%）（黎彤等，1963），岩石的Mg值范围为0.23～0.39。岩石的TiO2和P2O5有些样品高、有些样品低，范围分别为2.51%～4.52%和0.312%～2.72%，但17-DM-55和17-DM-58号样品的P2O5较低，但其TiO2的含量却很高，从岩相来看高P2O5的辉长—苏长岩含磷灰石多，而高TiO2的辉长—苏长岩含钒钛磁铁矿多。岩石含挥发分较少，烧失量多为0.22%～1.01%，只有含矿较多的17-DM-55样品的烧失量略高，为1.4%。

通过与中国苏长岩和国外苏长岩的对比，承德大庙地区辉长—苏长岩具有SiO2、MgO、CaO低；Al2O3低于国外苏长岩样品平均值，而高于中国苏长岩平均值；Na2O+K2O，含量与国外和中国苏长岩平均值基本一致；TiO2、TFe2O3和P2O5高的特点。这与苏长岩中含有钒铁磷矿有一定关系。

CIPW的计算结果显示，除了两个样品含有Ne标准分子外，所有样品的标准分子都具有3类：1）An、Ab和Or标准分子；2）Di、Hy和Ol标准分子；3）Il、Mt和Ap标准分子。而且不含Q标准分子。为了运用斯特里克森QAPF双三角图进一步对岩石进行分类，对长石标准分子进行了碱性长石（A）和斜长石（Pl）标准分子计算。由于岩相鉴定中钾长石以独立存在的矿物很少（Or标准分子范围为2.43～9.17），多以雨点状反条纹长石出现，通过对比Le Maitre的分配系数方案和Rittmann图解法（刘宝良，2001），确认两种方法得出的结果基本相近，所以表2中的A和Pl标准分子计算中，Or归入A，而Pl按Le Maitre的分配系数方案计算的。根据CIPW的QAP标准分子分类（图4），可以看出，除了17-DM-48和17-DM-55落入了辉长岩区外，本次分析的其它辉长—苏长岩都落入了二长辉长岩。由于大庙辉长—苏长岩没有原生角闪石矿物，可以排除这些岩石属于闪长岩的可能；又因为岩石中的辉石类矿物含量均大于25%，所以也排除了斜长岩的可能，因此所研究的样品应属于辉长岩大类。

图4 大庙晚期辉长—苏长岩的QAP分类命名图1.石英闪长岩（辉长岩、斜长岩）；2.石英二长闪长岩（辉长岩）；3.闪长岩（辉长岩、斜长岩）；4.二长闪长岩（辉长岩）Fig.4 QAP classification and nomenclature of late-staged gabbro-norites in Damiao area

为了进一步了解大庙晚期辉长—苏长岩岩石的更进一步的种属，根据岩相分析获得的矿物含量（表1），通过计算将样品投点到Pl-Opx-Cpx基性侵入岩分类图解中，对这些岩石进一步分类命名（图5）。从图中可以看出，所分析样品属于淡色辉长岩和辉长岩大类，而不是暗色辉长岩类；有3个样品落入斜方辉石辉长岩（17-DM-3、17-DM-55和17-DM-59），有4个样品主要落入单斜辉石苏长岩（17-DM-8、17-DM-9、17-DM-48和17-DM-58）。可以看出，尽管野外辉长—苏长岩特征有许多差异，但它们还是有共同的规律的。

图5 大庙晚期辉长—苏长岩的Pl-Opx-Cpx分类命名图Fig.5 Pl-Opx-Cpx classification and nomenclature of late-staged gabbro-norites in Damiao area

4.2 微量元素和稀土元素

根据大庙晚期辉长—苏长岩的全岩微量元素的分析数据（表3），并据此进行了微量元素原始地幔标准化处理，得出微量元素蛛网图（图6），从图中可以看出：7个样品的共同点均表现出了Ba、K、La、Ce、P、Sm、Ti和Lu元素富集；同时Th、Ta、Nb、Zr、Hf和Yb亏损。U、Sr出现差别化异常，其中17-DM-48和17-DM-58样品表现出Sr正异常，其余样品都表现出Sr的负异常。P的富集是因岩石不同程度含磷灰石造成的，Sr受到斜长石的控制。7个样品的稀土元素La、Ce、Nd、Sm、Y、Yb和Lu的变化趋势基本一致。过渡族元素Cr、Ni含量较低，分别为8.03×10-6～80.1×10-6（平均24.62×10-6）和17.7×10-6～91.5×10-6（平均32.27×10-6）。大庙晚期辉长—苏长岩的全岩微量元素比值Ba/Th=520～3 137（平均1 908）、Ba/Nb=89.1～425.3（平均238.87）、Ba/La=20.18～42.46（平均33.69）、Rb/Nb=0.71～2.98（平均1.47）、Zr/Nb=9.18～18.96（平均13.88）、La/Nb=2.56～10.17（平均7.03）、Th/Ta=0.98～4.00（平均2.16），与古元古代镁铁质岩墙的地球化学数据（Wang et al.，2004）相 比其Ba/Th、Ba/Nb和La/Nb高得多，Zr/Nb低 一 些，而Rb/Nb、Ba/La和Th/Ta大体接近，反映出岩石高度富集不相容元素的特点。

图6 大庙晚期辉长—苏长岩的微量元素原始地幔标准化配分图（原始地幔数据据Sun and McDonough，1989）Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of late-staged gabbro-norites in Damiao area（primitive mantle data from Sun and McDonough，1989）

根据大庙晚期辉长—苏长岩的全岩稀土元素的分析数据（表4），以Sun and McDonough（1989）球粒陨石数据为标准，进行了稀土元素处理，得出稀土元素球粒陨石标准化配分图（图7）。从表4和图7中可以看出：7个样品的稀土元素变化趋势基本一致，都呈现出右倾型式，La～Nd变化较缓，Sm～Lu变化较陡，没有较强的Eu异常。

图7 大庙晚期辉长—苏长岩的稀土元素球粒陨石标准化配分图（球粒陨石数据据Sun and McDonough，1989）Fig.7 Chrondrite-normalized REE content patterns of late-staged gabbro-norites in Damiao area（primitive mantle data from Sun and McDonough，1989）

稀土总量ΣREE范围为92.531×10-6～532.4×10-6，轻稀土含量LREE范围为62.0×10-6～420.69×10-6，重 稀 土 含 量HREE范 围 为26.286×10-6～115.857×10-6。轻 重 稀 土 比 值LREE/HREE范围为2.03～3.88，（La/Yb）N范围为3.73～12.1，（La/Sm）N范围，1.26～2.37，显示出轻稀土相对重稀土、中稀土富集特点。（Gd/Yb）N范围为1.75～3.47，显示出中稀土相对重稀土也富集的特点。δCe范围为0.89～1.07，既有显示弱正异常的，也有显示弱负异常的，也有不异常的，总体来说Ce的异常较小。δEu范围为0.69～1.26，与Ce的特点相似，既有弱正异常的，也有弱负异常的，总体异常较小。17-DM-09、55和59号表现出了Eu轻微负异常，17-DM-03、48和58号样品Eu表现轻微正异常，17-DM-08几乎没有异常。因此，可以确认大庙晚期辉长—苏长岩岩浆分离结晶作用很弱，也反映出它们与斜长岩之间不是简单的结晶分异形成的。

值得注意的是，17-DM-09和59号样品的每个稀土元素含量以及稀土总量、轻稀土含量、重稀土含量都比其余样品高，而且这两个样品都有明显的Eu负异常，根据这两个样品都是中细粒的样品，斜长石含量偏低、钾长石含量和辉石偏高以及P2O5正常而TiO2偏高的特点，初步判断这两个样品形成得略晚些，其在地下岩浆房中可能发生了斜长石轻度分离结晶作用。

4.3 Sr-Nd-Pb同位素

为了了解大庙晚期辉长—苏长岩的岩浆源区和岩浆演化，本次对魏家村采矿场、小沟村南采矿场以及小乌苏沟东山口的辉长—苏长岩的4个样品进行了Sr、Nd和Pb同位素分析，分析结果以及计算的Rb/Sr、Sm/Nd、U/Pb和Th/Pb的比值以及εNd（0）（现今值）列于表5。从表中可以看出，各同位素比值范围：87Sr/86Sr比值为0.704 338～0.706 374，143Nd/144Nd比值为0.511 513～0.511 816，208Pb/204Pb比值为35.186～36.017，207Pb/204Pb比值为15.032～15.265，206Pb/204Pb比值为15.253～16.499。所计算的元素比值的范围：Rb/Sr为0.006 2～0.021 1，Sm/Nd为0.197 4～0.245 0，U/Pb为0.026 5～0.070 8，Th/Pb为0.061 7～0.121 2。计算的εNd（0）（现今值）为：-21.9～-16.6。

表5 大庙晚期辉长—苏长岩的全岩Sr、Nd和Pb同位素测试数据Table 5 Sr，Nd and Pb isotopic composition of late-staged gabbro-norites in Damiao area

基于大庙晚期辉长—苏长岩全岩的Sr-Nd-Pb同位素数据，探索了辉长—苏长岩的岩浆来源情况（图8，图9）。从87Sr/86Sr和206Pb/204Pb组成变化与地幔端元组分关系图来看，样品位于第二象限和第三象限上部，与EMI型富集地幔比较相近。从143Nd/144Nd和206Pb/204Pb组成变化与地幔端元组分关系图来看，样品位于第四象限下部，与EMI型富集地幔也比较相近。在北半球样品的207Pb/204Pb和206Pb/204Pb相关图上，本区样品位于NHRL（北半球参考线）的左下延伸线附近，离EMI型富集地幔和DM亏损地幔不远。同位素的数据显示，大庙晚期辉长—苏长岩的源区可能是EMI型地幔源区，Weaver（1991）研究认为EMI代表了受到古老远洋沉积物再循环改造的地幔，陆下岩石圈地幔可能是其较合适的源。Tatsumoto and Nakamura（1991）提出克拉通边缘陆下地幔俯冲可能是其成因机制。因此，大庙晚期辉长—苏长岩的源区可能就是克拉通边缘陆下地幔俯冲形成的交代型地幔熔融形成的。晚期辉长—苏长岩浆可能源自富集地幔，其与岩体型斜长岩可能不是同源岩浆分离结晶演化的关系。

图8 大庙地区晚期辉长—苏长岩全岩Sr、Nd和Pb同位素及其与源区地幔端元组分相关图（据Allégre et al.，1988）a.87Sr/86Sr和206Pb/204Pb同位素相关图；b.143Nd/144Nd和206Pb/204Pb同位素相关图。DM.亏损地幔；BSE.全硅酸盐地球；EMI.Ⅰ型富集地幔；EMII.Ⅱ型富集地幔；HIMU.高U/Pb比值的地幔；PREMA.流行地幔；MORB.洋中脊玄武岩Fig.8 Correlation diagram of whole rock Sr，Nd and Pb isotope and their mantle reservoirs of late-staged gabbro-norites in Damiao area（after Allégre et al.，1988）

图9 大庙地区晚期辉长—苏长岩全岩207Pb/204Pb与206Pb/204Pb同位素及其与源区地幔端元组分相关图（据Rollison，1993修改）DM.亏损地幔；BSE.全硅酸盐地球；EMI.Ⅰ型富集地幔；EMII.Ⅱ型富集地幔；HIMU.高U/Pb比值的地幔；PREMA.流行地幔；MORB.洋中脊玄武岩；NHRL.北半球参考线Fig.9 Correlation diagram of whole rock 207Pb/204Pb and 206Pb/204Pb and their mantle reservoirs of late-staged gabbro-norites in Damiao area（modified after Rollison，1993）

5 讨 论

岩体型斜长岩杂岩体的岩浆来源和演化问题，长期存在争议，主要有两种不同意见，即上地幔部分熔融来源（Ashwal，1993；Owens and Dymek，2001；解广轰，2005）和下地壳部分熔融来源（Duchesne，1999；Longhi et al.，1999；Zhao et al.，2009）。传统上认为，这类杂岩体的母岩浆是幔源的辉长质的斜长岩岩浆，经由斜长石和辉石的结晶分异形成苏长岩—斜长岩—铁磷矿的岩石和矿石组合，另一种观点认为苏长岩和斜长岩是由幔源源区不同的岩浆分别演化形成，铁磷矿的形成是液体不混溶的结果（Raith et al.，2014）。从世界范围来看，这类杂岩体中的苏长岩类在成分和结构上均表现出一定的差异，就同一杂岩体而言，苏长岩类也常展示出不同的岩石类型和野外产状，这增加了问题的复杂性（Sharkov，2010）。

承德大庙地区斜长岩杂岩体中的斜长岩类和辉长—苏长岩类之间的复杂关系，也一直存在不同认识。一种观点是，大庙斜长岩杂岩体的斜长岩类（以钠黝帘石化斜长岩为主，伴有一定量的绿泥石化斜长岩类和纤闪石斜长岩及其伟晶岩）与辉长—苏长岩类（以中粒、粗粒和伟晶辉长—苏长岩为主的辉长—苏长岩类，伴有橄榄辉长—苏长岩、铁磷辉长—苏长岩及少量暗色斜长岩），属于两个侵入系列或属于两期岩浆事件，并不属于同源岩浆演化的产物（翟裕生，1965；阎国翰等，1985，1993；孙静等，2009a，2009b；江少卿等，2013；李立兴等，2014；Li et al，2014；盛恭勇等，2017）；另一种观点是，大庙斜长岩杂岩体的是以斜长岩为主的斜长岩—苏长岩—辉长岩、纹长二长岩和石英纹长二长岩的层状岩体，各层互为渐变过渡关系，其成因是同源岩浆演化的产物（王关玉，1979；解广轰，1980，2005；河北地质矿产局，1989；周永昶等，1989；Zhao et al.，2009）。此外，绝大多数学者认为大庙斜长岩杂岩体是幔源岩浆演化成因，与此不同，Zhao et al.（2009）提出大庙斜长岩杂岩体可能是由壳源岩石部分熔融侵入中部地壳形成的。

我们的野外工作表明，有的辉长—苏长岩呈岩墙或小岩体侵位于斜长岩中，铁磷矿和含矿辉长—苏长岩常位于岩体的边部，也有辉长—苏长岩和斜长岩边界不清或呈过渡特征，这一点得到了前人工作的支持（郁建华等，1996；赵太平等，2004；陈伟等，2008）。但如何来理解这两者的差异呢？通过观察和研究，我们发现呈岩墙或小岩体侵位于斜长岩中的辉长—苏长岩（通常与铁磷矿有关）都是晚期的苏长岩，而与斜长岩边界不清或呈过渡状态的辉长—苏长岩属于早期苏长岩。

本次研究认为这两期辉长—苏长岩应是来源不同的岩浆事件或侵入系列形成的，早期辉长—苏长岩类与斜长岩类成因紧密相关，因为其中斜长岩中有许多变质了的辉长—苏长岩类包体，而晚期辉长—苏长岩类应是与斜长岩成生联系不大的幔源岩浆。岩石学和地球化学研究表明，大庙地区晚期辉长—苏长岩与斜长岩相比，辉长—苏长岩中的斜长石更富钙，且辉长—苏长岩样品的稀土元素的球粒陨石标准化配分型式具有相似性，均为有右倾型，轻稀土元素相对富集，轻重稀土元素分异较明显，辉长—苏长岩的微量元素具有相对弱的或无Eu负异常，表明晚期辉长—苏长岩并不是斜长岩浆经由斜长石分离结晶形成的，两者之间不存在成因上的直接演化关系；从同位素地球化学特征来看，样品都落在了EMI富集地幔区间内，显示晚期辉长—苏长岩可能源自富集地幔，其与岩体型斜长岩不是同源岩浆分离结晶演化的关系。形成晚期辉长—苏长岩和斜长岩的岩浆应为两种不同的岩浆，晚期辉长—苏长岩和斜长岩既有相似之处又有不同之处，二者在熔融程度和发生熔融时间上都存在差异。在富含铁、磷、钒、钛等成矿物质的辉长—苏长岩形成之后，两者演化环境基本相同。

承德大庙地区存在着两条断裂带，受二者影响，在斜长岩形成后，加之当时的高温高压的作用，铁镁、硅铝熔浆多期次侵入断裂带，最终生成不同类型的晚期辉长—苏长岩类，而铁磷矿则生成于晚期辉长—苏长岩结晶时。随着晚期辉长—苏长岩生成，富含铁磷成矿物质的流体具有很强的运移渗透能力，通过水力断裂侵入到辉长—苏长岩体及其周围斜长岩中，最终生成铁磷矿体。后期富含铁磷成矿物质的流体继续侵入上升，由于其渗透能力相对减弱，成矿物质多在辉长—苏长岩体下盘斜长岩断裂和裂隙中以及斜长岩与辉长—苏长岩接触带发生沉淀，有些则在辉长—苏长岩体内生成贯入式铁矿。大庙地区各铁磷矿床成矿物质和矿源苏长岩具有完全一致的同位素组成和变化特征支持了这一点。

6 结 论

大庙地区辉长—苏长岩类依结构可分为两种类型，一种是早期辉长—苏长岩，已发生钠长绿帘角闪岩相变质；另一种为晚期辉长—苏长岩，呈辉长结构。晚期辉长—苏长岩主要呈岩墙侵入斜长岩及其围岩中，该类岩石包括淡色辉长岩、单斜辉石苏长岩、斜方辉石辉长岩以及含铁磷矿对应岩石，主要由斜长石、反条纹长石、单斜辉石、斜方辉石、磷灰石、钛磁铁矿、磁铁矿、黑云母等原生矿物组成，其中不同岩石类型表现出斜长石含量、成分和结构的规律性变化。岩石中还有一定数量的斜长石、斜方辉石、单斜辉石巨晶存在。晚期辉长—苏长岩稀土元素呈现为轻稀土富集，Eu弱负异常或无负异常，表明晚期辉长—苏长岩岩浆不是形成斜长岩的基性岩浆经斜长石分离结晶后的残余岩浆；Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征显示晚期辉长—苏长岩可能源自EMI富集的岩石圈地幔，与岩体型斜长岩不存在同源岩浆分离结晶演化的关系。

致 谢在此感谢参加野外考察工作的研究生冯钰叶、钟爱丽、耿倩倩、刘佳雯、李赫、胡亚朵和黄志聪。