迁怀陆块的变质基性火山岩主要分布于冀西北的涧沟河深变质绿岩区和冀东地区的遵化深变质绿岩区。在这两个深变质绿岩区内的火山作用均以基性火山作用为主，其产物除少量超基性岩外，多为基性火山岩。经变质改造已成为角闪石岩、辉石岩、斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、基性麻粒岩等。
一、超基性火山岩的地球化学
遵化和涧沟河两个深变质绿岩区内超基性火山岩的SiO2含量为42%～48%，但在元素方面不同地区的超基性岩则有较大差别。遵化深变质绿岩区的超基性岩MgO平均含量为18.87%,CaO平均含量为9.63%,TiO2和K2O平均含量分别为0.59%和0.61%（见表5—9）。与世界一些典型绿岩带内的科马提岩相比MgO含量相对较低，而CaO含量则较高。涧沟河深变质绿岩区内的超基性岩则明显分为两类。一类出露于椴树山一带，它们与基性火山岩相伴，为蛇纹石化橄榄岩等。其MgO平均含量达22.95%,CaO平均含量为6.54%,TiO2和K2O的平均含量分别为0.46%和0.4%，与遵化深变质绿岩区超基性火山岩相比，椴树山一带的超基性岩MgO含量较高，而CaO、TiO2和K2O含量较低。这种常量元素特征与玄武质科马提岩具有相似性。在上新营、伙房村等地与基性火山岩紧密相伴的超基性岩则属于另一种类型，其MgO含量很低，仅为6.54%，而CaO的平均含量则高达12.86%,TiO2和K2O的平均含量分别为0.86%和0.64%。尽管它们的SiO2含量＜46%，低MgO高CaO的特征表明它们不属于科马提岩范畴，应属拉斑玄武岩范畴。在FeO*+MnO—Al2O3—MgO图（图5—14）上遵化深变质绿岩区的超基性岩部分样品位于橄榄质科马提岩区，部分样品则位于高铁拉斑玄武岩区，涧沟河深变质绿岩区中椴树山地区的超基性岩位于玄武质科马提岩区，其它地区的样品则落入高铁拉斑玄武岩区（图5—14）。在FeO*—Na2O＋K2O—MgO图（图5—15）上也显示不同地区超基性岩成分上的差别，遵化深变质绿岩区的超基性岩样品在FeO*—MgO边靠近MgO的一侧，涧沟河深变质绿岩区样品则位于FeO*—MgO边靠近FeO*的一侧分布。从常量元素看，冀东遵化深变质绿岩区内一些超基性岩相当于玄武质科马提岩，少部分相当于橄榄科马提岩，还有相当一部分样品相当于拉斑玄武质（见伍家善等，1991，图4—2）。冀西北涧沟河深变质绿岩区内只有椴树山地区的超基性岩在化学成分上相当于玄武质科马提岩，其它地区的超基性岩则属高铁拉斑玄武岩。只有一部分样品在成分上与科马提岩成分相近，但这两个深变质绿岩区内都尚未发现科马提岩所特有的鬣刺结构等淬火结构（Condie,K.C.1981；Nisbet等，1972）。
表5—9 北缘麻粒岩地体中基性、超基性火山岩的主要元素平均含量（%）
尽管涧沟河深变质绿岩区内椴树山地区超基性火山岩在常量元素方面类似于玄武质科马提岩，但它们的轻稀土元素富集，显示出轻重稀土元素强烈分馏的型式（图5—16A中的Z92123,Z92124和Z9417）。该深变质绿岩区内上新营、伙房村等地的超基性火山岩则显示出相对平坦的稀土分配模式（图5—16A中的Z92150,292168），多为球粒陨石的4～8倍。遵化深变质绿岩区内的超基性火山岩的稀土元素多表现为平坦型的分配模式，多具有程度不等的负Eu异常（图5—16B）。但不同样品间的稀土含量变化很大，低的不足球粒陨石的1倍，高的则为球粒陨石的30倍左右。其中G73和G106两个样品轻稀土元素相对亏损，重稀土元素平坦，为球粒陨石的1～2倍，与一些典型科马提岩的稀土特征相似。冀东地区超基性火山岩的稀土模式相似，但含量变化较大，且稀土元素总量的增加并没有伴随MgO含量的系统变化，表明这种差异与部分熔融程度无关，而可能与熔融形成过程中分馏或分离的矿物相种类有关。冀西北椴树山地区超基性岩与其它地区超基性岩在稀土元素方面非常明显的差异，很难用部分熔融或分离结晶程度、部分熔融或分离结晶过程中分离的矿物相种类等原因加以解释，它们的这种差异可能与岩浆区的不均一性有关，并且椴树山地区超基性岩浆源显然受到了地壳物质混染，使其富集了轻稀土元素。
图5—14 基性-超基性火山岩的FeO*＋MnO—Al2O3—MgO图
●—遵化深变质绿岩区的超基性岩；○—涧沟河深变质绿岩区的超基性岩；▲—遵化绿岩区的基性火山岩；∆—涧沟河绿岩区内的基性火山岩；PK—橄榄质科马提岩；BK—玄武质科马提岩；HFT—高铁拉斑玄武岩；HMT—高镁拉斑玄武岩；TA、TD、TR分别为拉斑系列的安山岩、英安岩和流纹岩；CB、CA、CD、CR分别为钙碱性系列的玄武岩、安山岩和流纹岩
图5—15 基性-超基性火山岩的FeO*—Na2O+K2O—MgO图解
花纹说明同图5—14
由表5—9可以看出，遵化深变质绿岩区和涧沟河深变质绿岩区的变质基性火山岩在常量元素方面具有相似性，它们的SiO2、TiO2和Al2O3的含量大体一致，只是遵化深变质绿岩区内基性火山岩的FeO*、Na2O和K2O含量稍高，而MgO、CaO含量相对较低，其中TiO2含量低于1%，与太古宙TH1型拉斑玄武岩相近，但它们的K2O含量则较高（＞0.6%），与TH2型拉斑玄武岩相近。在FeO*+TiO2—Al2O3—MgO图（图5—14）上遵化深变质绿岩区的基性火山岩样品几乎全部位于拉斑系列中的高铁拉斑玄武岩范围，涧沟河深变质绿岩区的基性火山岩样品大多数也位于高铁拉斑玄武岩区，只有很少的样品位于钙碱性系列的高镁拉斑玄武岩区。这与辽宁清原深变质绿岩内基性火山岩多属于钙碱性系列的高镁拉斑玄武岩（伍家善等，1991）的特点不同。在FeO*—Na2O+K2O—MgO图（图5—15）上，涧沟河和遵化两个深变质绿岩区内的基性火山岩多沿拉斑玄武岩的趋势分布，只有少数样品位于拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩区之间，以上讨论表明这两个岩区内的基性火山岩多属于拉斑玄武岩。
无论是遵化还是涧沟河深变质绿岩区内的基性火山岩按稀土元素特征都可分两类。第一类以轻重稀土元素分馏程度很低的平坦型稀土分配模式（图5—16D、E）为特征，它们的稀土元素含量多为球粒陨石的10倍左右，Eu异常不明显。第二类基性火山岩轻稀土元素含量较高，多为球粒陨石的30～100倍，具有轻重稀土元素明显分馏向右倾斜的稀土元素配分模式（图5—16D、F）。其中涧沟河深变质绿岩区内第二种类型基性火山岩的重稀土元素有一定程度分馏，Yb含量较低仅为球粒陨石的3～6倍。遵化深变质绿岩区内的第二种类型的基性火山岩的重稀土元素分布平坦，多为球粒陨石的7～10倍。在重稀土元素方面差异表明涧沟河深变质绿岩区内基性火山岩的稀土元素分馏程度更高，（La/Yb）N值多在15左右。遵化深变质绿岩区内基性火山岩的稀土元素分馏程度较低，（La/Yb）N值在3～10之间。第一种类型基性火山岩的稀土元素特征与太古宙绿岩带内的TH1型拉斑玄武岩特征相似，而第二种类型的基性火山岩的稀土元素特征则类似于TH2型拉斑玄武岩。我国北方太古宙区内两种稀土模式的基性火山岩共存是一种较为普遍的现象，这可能与地幔源区的不均一性有关。
图5—16 基性-超基性火山岩的稀土元素模式图
A—涧沟河绿岩区的超基性；B—遵化绿岩区的超基性岩；C、D—涧沟河绿岩区的基性火山岩；E、F—遵化绿岩区的基性火山岩，部分资料引自贺高品等（1991）,Jahn等（1984），王仁民等（1986）
遵化深变质绿岩区内基性火山岩的形成环境已有人进行了讨论。孙大中等（1984）认为八道河群王厂组和湾杖子组基性火山岩（即分布于遵化深变质绿岩区内的部分基性火山岩）更接近于大陆玄武岩的性质。王仁民等（1986）认为该区的绿岩形成于早期裂谷环境。王启超等（1994）据地球化学特征等认为遵化绿岩区内的基性火山岩主要形成于岛弧环境。
从稀土元素特征看，N型洋中脊拉斑玄武岩以轻稀土元素强烈亏损为特征（Saunders,1984），而大陆拉斑玄武岩和岛弧与弧后盆地拉斑玄武岩的稀土特征具有相似性，轻稀土富集型和轻稀土稍亏损型都可出现（Cullers等，1984）。遵化和涧沟河深变质绿岩区内基性火山岩的稀土元素都是轻稀土元素富集型和轻重稀土元素无明显分馏的平坦型两种类型共存，这种特点与N型洋中脊拉斑玄武岩明显不同，但它们属于大陆拉斑玄武岩还是岛弧或弧后拉斑玄武岩还难以区分。
为了区分不同构造环境的玄武岩，Pearce和Cann（1973）以现代各种构造环境的玄武岩为样品设计了Ti/100—Zr—3Y和Ti/100—Zr—Sr/2等图解。在Ti/100—Zr—3Y图（图5—17）上遵化和涧沟河两个深变质绿岩区的基性-超基性火山岩多位于B区，涧沟河变质绿岩区的少数样品位于岛弧钙碱性火山岩区，位于B区的样品可以是洋底（洋中脊）玄武岩也可以是岛弧低钾拉斑玄武岩。前已述及据稀土元素特征本区基性火山岩不属于洋脊玄武岩，所以根据该图遵化和涧沟河两个绿岩区的基性-超性基性火山岩多属于岛弧低钾拉斑玄武岩。在Ti/100—Zr—Sr/2图（图5—18）上这两个深变质绿岩区基性-超性基性火山岩样品投点较分散，其中多数样品位于岛弧低钾拉斑玄武岩区（LAB），部分样品位于洋底玄武岩区（OFB），少部分样品位于钙碱性玄武岩（CAB）区。在Pearce（1983）设计的Ti—Zr图（图5—19）上这两个深变质绿岩区多数基性-超性基性火山岩样品位于A区和B区，其中B区是洋底玄武岩（D区）和岛弧低钾拉斑玄武岩（A区）的重叠区。结合本区样品的稀土元素特征，本区位于A区和B区的样品都应属于岛弧低钾拉斑玄武岩。在Pearce（1982）修改的Zr—Ti图（图5—20）上，本区样品多位于火山弧熔岩区。以上图解均表明，遵化和涧沟河两个深变质绿岩区的基性-超性基性火山岩形成于类似现代板块构造的岛弧环境。
图5—17 基性-超基性火山岩的Ti/100—Zr—3Y图解 （据Pearce等，1973）
WPB—板内玄武岩；OFB—洋底玄武岩；LAB—岛弧低钾拉斑玄武岩；CAB—钙碱性玄武岩；花纹说明同图5—14
图5—18 基性-超基性火山岩的Ti/100—Zr—Sr/2图解 （据Pearce等，1973）
OFB—洋底玄武岩；LAB—岛弧低钾拉斑玄武岩；CAB—钙碱性玄武岩；花纹说明同图5—14
图5—19 绿岩区内基性-超性基性火山岩Zr—Ti图 （据Peace,1973）
花纹说明同图5—14
图5—20 绿岩区内基性-超性基性火山岩Zr—Ti图 （据Pearce,1982）
花纹说明同图5—14
需要指出的是，由于微量元素在变质作用中可能会发生变化，并且太古宙的大地构造环境与现代板块构造体制的对应关系还存在很大的不确定性，因此根据上述图解判定的太古宙构造环境仅是一种参考。因此，除根据元素特征分析之外，还要分析绿岩带的岩石组合。遵化绿岩带的岩石组合可分为上、下两部，下部以透辉斜长角闪岩、斜长角闪岩、黑云斜长角闪岩、黑云斜长变粒岩为主，夹有超基性岩石。上部以透辉角闪斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩为主，夹斜长角闪岩和铁英岩。这一组合的下部以基性-超基性火山岩建造为主，上部则以中酸性的钙碱性凝灰-火山建造为主，夹硅铁建造。涧沟河深变质绿岩区的下部主要为透辉斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、斜长角闪岩，局部夹超基性火山岩，下部的上段夹有薄层的铁英岩。上部为角闪斜长片麻岩，石榴斜长片麻岩为主，下部以基性-超基性火山岩建造为主，夹少量硅铁建造，上部以碎屑—凝灰建造为主。Thurston（1994）把世界上太古宙绿岩带按组合分为含石英碎屑岩的组合、含碳酸盐的组合、含再沉积的石英碎屑岩的组合和含铁建造四种组合类型。并认为绿岩带中基性火山岩组合和铁建造是大洋火山作用的产物，中酸性双峰式火山组合代表岛弧火山作用。遵化和涧沟河深变质绿岩带的组合特征与含铁建造的绿岩组合相似。这两个带中的超基性火山岩缺少表明淬火作用的鬣刺结构，其稀土元素特征与大洋玄武岩和科马提岩有明显区别，并结合元素的判别图，可以认为涧沟河和遵化两个深变质绿岩带的基性-超基性火山岩作用主要形成于与现代岛弧环境相类似的构造条件。