华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因_以辽宁阜新为例_张宏福
华北地区中生代玄武岩高Nb／Ta值对地壳岩石再循环的直接记录
矿 物 岩 石 地 球 化 学 通 报
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侯德封奖获奖者论文 ・
Ｂｕ ｌ ｔｎ ｏ ｉ ｅ ａ ｏ ｌｅ ｉ ｆＭ ｎ ｒ ｌｇｙ， ｅ ｒ ｌｇｙ ａ ｄ Ｇｅ ｃ ｅ ｓ ｒ Ｐ ｔ ｏ ｏ ｎ ｏ ｈ ｍｉ ｔｙ
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循 环 地 壳 岩 石 在 金 红 石 稳 定 域 内 以榴 辉 岩 为残 余 的 部分 熔 融体 ＋ 地 幔 橄 榄 岩 反 应 ， 仅 使 地 幔 岩 石 熔 点 降低 、 得 高 Ｎｂ Ｔ 不 获 ／ａ 值及石榴子石特征 ， 而且 橄 榄 石 向 辉 石 的 转 变 反 应使 Ｎｉ Ｃ 在 交代 地 幔 中 的 总分 配 系 数 显著 降低 。 受熔 体 交代 地 幔橄 榄岩 和 ｒ 的 部 分 熔 融 可 合 理 解 释 １ ９ １５Ｍａ玄武 岩 的 上述 地 球 化 学 特 征 ， ｌ～ ２ 玄武 岩 Ｎｂ Ｔ ／ ａ值 应 是 对 岩 石 圈减 薄 过 程 中地 壳 物 质 返 回
ｒｍａ ｋ ｂｙｆａｔ ｎ ｔｄ ｒｒ ａ ｔ ｌｍｅ ｔ Ｌ ／ ｅ ｒ ａ ｌ ｒｃｉ ａｅ ａ ｅｅｒｈｅｅ ｎ ｓ（ ａ Ｙｂ 一 ３ — ６ ） ｓａ ｄ ａｃｔ ｐ ｒｃ ｌｍｅ ｔｃ ｍｐ ｓｔ ｎ ，ｂ ｔ ｏ ５ ０ ，ｉｌｎ ｒ—ｙ ｅｔａ ｅｅｅ ｎ ｏ ｏ ｉｏ ｓ ｕ ｉ ａｓ ｉｈＮｉ ２ ０ １ 一一 ５ ０ １ ）ａ ｄＣ ５ ０ １ 一一 １ ０ × １ ）ｃｎ ｅ ｔ ａ ｄｈｇ （ １ ７ ）ａ ｄＮｂ Ｔａ ｌｏｈｇ （ １ × ０ １× ０ ｎ ｒ（ １ × ０ ４０ ０ ｏ ｔｎ ｓ ｎ ｉｈ Ｍｇ ７ — ８ ｎ ／ ｒ ｔ ｓｒ ９ ９ ± １ ０ １ ） 一 １ ） Ｉ ｏ ｔａｔ ｈ ０ ａＪａ ｇ ｏ ｂ ｓｌｓｈ ｖ ／ ａｉ ｏ ７ ３ ４ ０ ２ １ ） ａｉ １ ． ｏ ． （ ｏ ，ｎ ６ ． ｎ ｃ ｎ ｒｓ ，ｔｅ １ ０ Ｍ ｉｎ ｕ ａ ａｔ ａ ｅＮｂ Ｔａｒｔ ｆ１ ． － ． （ 口 ｏ
问道岩石——中国科学院院士张宏福的地质科研生涯
封面人物Cover Characters问道岩石——中国科学院院士张宏福的地质科研生涯 王 军“农村娃”——这是从秦岭大山里走出来的中国科学院院士、西北大学教授兼中国科学院地质与地球物理研究所研究员张宏福先生对自己的代称。
农村娃坦荡，当被问及如何走上地球科学研究之路时，张宏福没有什么动听的豪言壮语。
他坦言，是因为当初在县城重点中学旁边有个地质队，在当地农民眼里，地质队员是“探宝”的文化人，是“高收入人群”，所以班主任在填报志愿时就作主为他填了西北大学地质系地质学专业；农村娃朴实，在过去的这些年里，张宏福先后承担了多项国家、中科院和部委重点和重大项目，诸如国家杰出青年科学基金、基金委重点、中科院和陕西省“百人计划”等，并作为骨干成员参加基金委“华北克拉通破坏”重大研究计划和“克拉通破坏与陆地生物演化”基础科学中心项目，取得的研究成果在学界产生了重大影响，显著提升了我国固体地球科学在国际上的学术地位。
但在张宏福的嘴里，自己只是我国地球科学研究者队伍中的普通一员，“不过是做好了本职工作而已”；农村娃谦逊，当记者提到他是ISI地球科学T o p1%高被引科学家，是我国地幔地球化学领域的优秀学术带头人时，张宏福连连摆手，纠正道：“那是你们媒体给我按的头衔，我可不是什么带头人，比我优秀和努力的前辈与同仁们还有很多！”从秦岭大山的“农村娃”成为代表中国科学技术最高学术成就的中国科学院院士，前前后后经过了将近40年。
在这40年里，张宏福感叹最多的是自己的“幸运”：20世纪70年代末恢复高考，使身处秦岭深处的农家少年有机会走出大山，走进大学，从此改变了人生的方向和轨迹；改革开放以后，人们的思想获得解放，使自己有机会踏出国门，赴英国留学，开阔视野，也学会了先进国家的科学范式；中国经济持续向好，所以国家对基础研究的支持力度越来越大，自己的研究工作得到了充足的保障；而国力日渐强盛的时代，更是一个崇尚科学、尊重知识、珍惜人才的时代，使得自己不到60岁就有机会得到中科院院士这样一个具有无限荣光的名誉。
辽宁省阜新玄武岩矿床地质特征
辽宁省阜新玄武岩矿床地质特征对阜新地区中生代义县期玄武岩成矿条件、矿床矿石的结构、构造、化学成分及物理性能进行了分析和测定,并通过与国内外玄武岩化学分析数据对比,总结出阜新地区玄武岩矿床的基本特征。
标签：阜新玄武岩;构造:岩相;化学成分玄武岩矿石是最坚硬的天然硅酸盐,玄武岩应用十分广泛,是传统“铸石”的优选石材。
玄武岩坚硬耐磨和具有抗腐蚀性,为修建公路、铁路和机场跑道所有石料中最好的石料和铸钢工艺中起“润滑剂”的作用。
阜新玄武岩化学组分的稳定性及其赋存的地质特征和易开采的地质条件、丰富的资源量、较多的科研成果为玄武岩的开发创造了极佳的环境。
1阜新玄武岩成矿条件及构造1.1区域地质背景及成矿条件阜新老河土玄武岩矿床大地构造位置为中朝准地台、燕山台褶带、辽西台陷、北镇凸起的北缘,东与华北断坳、下辽河断陷、辽河断凹相邻。
区域成矿条件:地层区域由老至新依次为太古宙变质深成岩系内的上壳岩系,中元古界蓟县系,中生界侏罗一白垩系及新生界第四系。
地层如下:I太古宙上壳岩系主要岩性为黑云斜长变粒岩、斜长角闪岩、角闪石岩及磁铁石英岩系,为一套铁镁质岩石系列组合。
该套岩石系列均以包体形式赋存于太古宙变质深成岩之中。
II中元古界蓟县系雾迷山组为一套浅海相沉积,含硅质、粘土质、钙镁质碳酸盐沉积岩系。
III中生界侏罗一白垩系地层包括小岭组、义县组、沙海组、阜新组、孙家湾组、大兴庄组。
为一套陆相火山建造(安山岩建造一复陆屑建造含煤油页岩建造)及火山复陆屑一类磨拉石建造。
1.2构造本区位于中国中新生代大陆边缘活动带,属环太平洋构造域一部分。
中生代以来由于受太平洋板块俯冲的影响,形成一系列规模巨大的北东向隆起和坳陷,在伸展和收缩下形成规模较大的北东向韧性剪切构造及一系列的脆性构造,并伴有褶皱与火山活动。
褶皱构造区域上早期形成北东向阜新一义县构造盆地(东北端部分);晚期形成北东向中生代黑山一彰武火山断陷向形盆地。
控制玄武岩产出与分布。
华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因_以辽宁阜新为例_张宏福
华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因:以辽宁阜新为例张宏福①郑建平②(①中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ②中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074.E-mail: hfzhang@)摘要辽宁阜新白垩纪玄武岩的出现为了解中生代时期华北北缘地幔过程提供了可能. 阜新碱锅玄武岩为火山通道相, 柱状节理发育, 并含少量的尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩捕虏体. 其化学组成贫硅、富碱、高钛和铝, 属碱性玄武岩. 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 但不亏损高场强元素. 其Sr同位素比值低, Nd和Pb同位素比值高. 这表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 代表未分异无混染的原始岩浆. 该玄武岩的出现暗示华北北缘此时的岩石圈厚度小于65 km, 岩石圈地幔主要由“富集”的含韭闪石尖晶石二辉橄榄岩和斜长石辉石岩组成. 早侏罗~晚白垩大量且持续的中基-中酸性岩浆活动表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪, 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性.关键词华北北缘中生代玄武岩地球化学特征岩石成因我国华北太古代克拉通以其独特的演化历史近年来一直受到国际地学界的广泛关注. 华北东部太古代稳定克拉通古生代尤其是中、新生代以来的强烈活化, 致使古老岩石圈地幔大规模地减薄[1,2]. 这一巨厚的岩石圈减薄现象使得该区成为全球研究岩石圈演化历史的理想地区. 中生代是华北东部构造转折和岩石圈减薄的主要时期, 对其幔源岩浆活动产物的研究尤为重要. 新近发现的早白垩世方城含地幔岩捕虏体的玄武岩对克拉通内部中生代岩石圈地幔属性及其演化提供了很好的制约[3]. 华北北缘辽西地区亦产有白垩纪玄武岩和玄武质岩石1). 本文仅以辽宁阜新玄武岩为例, 探讨该区玄武岩的地球化学特征及其构造意义, 并通过与克拉通内部方城玄武岩及邻区新生代宽甸玄武岩的对比研究, 反演其来源, 进而推测该区中生代岩石圈厚度及其演化历史.1地质背景阜新位于辽宁西部, 地处华北克拉通太古代冀鲁辽古陆核的北缘. 该古陆核为我国最古老的陆核, 其基底变质杂岩的同位素年龄均在25亿年以上, 个别地区可高达38亿年[4]. 结晶基底之上发育一套中上元古界和古生代沉积盖层. 古生代该区岩浆活动微弱, 仅在辽西葫芦岛市附近发现有强碳酸岩化的斑状金云母金伯利岩[5], 且基本不含金刚石.中生代以来, 尤其是侏罗纪~白垩纪, 该区构造运动和岩浆活动异常强烈, 是我国东部印支-燕山运动的重要组成部分. 同时, 岩石圈伸展形成一系列的以北东向为主的中生代沉积盆地. 中生代火山岩主要分布在这些沉积盆地中[6], 重要的有侏罗系下统兴隆沟组; 侏罗系中统蓝旗组; 白垩系下统义县组. 白垩纪下统阜新组顶部存在一期基性火山活动, 以中心式喷发为主, 其喷发年龄约为100.4 Ma(K-Ar年龄, 表1). 该期火山喷发产物绝大部分皆已剥蚀殆尽, 仅在局部地区残留一些火山通道相, 如新近发现的阜新碱锅玄武岩分布于阜新组的厚层杂色砂岩-砂砾岩中. 碱锅玄武岩为灰黑色, 致密块状构造, 柱状节理发育, 柱体多为典型的六棱柱或五棱柱, 直径多在10~20 cm. 玄武岩中含少量地幔橄榄岩捕虏体. 橄榄岩包体小(多在1~4 cm), 主要为尖晶石二辉橄榄岩.2分析方法玄武岩的全岩K-Ar同位素年龄、主量元素含量、微量元素丰度和Sr-Nd-P b同位素组成分别采用MM5400, ICP-AES, ICP-MS和VG354质谱仪在中1) 陈文寄, 周新华, 李奇, 等. 辽河外围中生代火山岩年代学、地球化学及大地构造背景特征研究. 中国地震局地质研究所. 1999国石油天然气集团公司石油勘探开发研究院、中国科学院广州地球化学研究所、中国科学院地球化学研究所、中国科学院地质与地球物理研究所获得. 分析结果见表1~3. 详细的制样和分析过程见文献[3]. 表1表1 阜新碱锅玄武岩全岩K-Ar年龄样品称重/g K/%40Ar总量/moL・g−140Ar放射成因/moL・g−140K/moL・g−1年龄/Ma(±2σ) JG-01 0.01546 1.55 3.754 × 10−10 2.774 × 10−10 4.626×10−8 100.4±1.6表2 阜新碱锅玄武岩的主、微量元素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸SiO244.84 45.48 44.82 45.92 45.01 46.07 43.40 45.50 44.82 48.62 49.70 TiO2 2.92 2.89 2.93 2.85 2.95 2.88 2.95 2.85 2.93 1.11 1.89 Al2O314.79 14.51 14.81 14.27 14.59 14.36 14.88 14.37 14.81 13.47 15.69 Fe2O311.57 11.51 11.68 11.37 11.78 11.38 11.78 11.51 11.75 8.65 10.89 MnO 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.12 0.16 MgO 8.31 8.25 8.38 8.09 8.30 8.06 8.39 8.16 8.30 10.36 7.90 CaO 10.27 10.34 10.52 10.11 10.32 10.07 10.32 10.27 10.62 9.48 7.11 Na2O 3.19 2.70 3.00 3.03 3.33 3.18 3.33 3.09 3.03 2.84 1.73 K2O 1.88 1.93 1.93 1.80 1.91 1.80 1.91 1.87 1.78 1.18 4.46 P2O50.64 0.62 0.65 0.62 0.66 0.63 0.66 0.63 0.63 0.86 0.46 烧失量 1.33 1.55 1.25 1.57 1.38 1.47 1.34 1.52 1.17 3.86总和99.9 100.0 100.1 99.8 100.4 100.1 99.1 99.9 100.0 100.6 100 La 37.1 37.8 38.8 38.9 40.4 38.4 38.9 39.2 39.9 122.6 29.9 Ce 73.3 75.7 78.2 77.7 79.7 77.3 76.4 78.3 79.8 211.3 68.2 Pr 8.10 8.38 8.76 8.52 8.88 8.61 8.65 8.74 8.99 23.5 6.9 Nd 34.1 34.9 36.0 36.5 36.8 34.9 35.8 36.5 36.8 92.7 29.3 Sm 7.18 7.46 7.73 7.55 7.68 7.30 7.15 7.84 7.70 14.65 5.86 Eu 2.20 2.27 2.30 2.33 2.31 2.33 2.31 2.33 2.38 3.66 1.94 Gd 6.35 6.74 6.76 6.90 6.77 6.58 6.84 6.47 6.83 10.74 5.39 Tb 0.94 0.94 0.98 0.95 1.04 0.93 0.94 0.95 0.99 1.41 0.88 Dy 5.12 5.09 5.18 5.34 5.43 5.41 5.21 5.37 5.72 5.75 4.43 Ho 0.92 0.93 0.93 1.00 1.00 0.98 0.99 0.99 0.97 1.01 0.87 Er 2.50 2.55 2.60 2.80 2.66 2.67 2.63 2.60 2.86 2.30 2.14 Tm 0.30 0.34 0.34 0.35 0.34 0.34 0.34 0.33 0.32 0.32 0.30 Yb 2.04 2.01 2.16 2.17 2.16 2.01 2.20 2.23 2.10 1.93 1.61 Lu 0.28 0.27 0.29 0.29 0.32 0.28 0.27 0.30 0.30 0.30 0.23 Y 25.8 26.0 26.5 25.6 27.3 25.8 26.3 26.0 27.2 32.2 26.7 Sc 62 63 64 63 64 60 64 66 67 21Cs 0.41 0.44 0.46 0.44 0.44 0.46 0.39 0.44 0.46 1.0Ba 736 756 771 765 774 859 742 770 786 1057 399 Rb 46.8 52.2 52.3 49.1 51.1 47.7 48.6 52.9 52.3 14.7 38.8 Sr 628 964 742 758 726 716 747 749 581 1310 649 Nb 60.7 62.1 64.5 63.4 65.6 61.9 62.7 65.6 64.3 12.9 42.8 T a 3.49 3.56 3.54 3.65 3.83 3.61 3.51 3.69 3.73 0.95 3.20 U 1.12 1.17 1.16 1.21 1.19 1.24 1.17 1.19 1.21 2.15 2.11 Th 4.47 4.58 4.72 4.80 4.99 4.86 4.73 4.92 4.87 13.83 3.94 Pb 3.36 3.10 3.09 4.03 4.89 3.84 3.97 3.27 3.39 12.50 4.20 Zr 198 205 208 206 213 204 203 212 212 222 215 Hf 4.90 5.24 5.27 5.45 5.48 5.22 5.15 5.20 5.37 5.88 4.20 Cr 616 619 626 709 633 597 611 670 668Ni 162 166 172 197 166 156 169 174 178∑REE 180.4 185.4 191.0 191.3 195.5 188.0 188.6 192.2 195.7 492.2 158.0 (La/Yb)N12.6 13.0 12.4 12.4 12.9 13.2 12.2 12.2 13.2 44.0 12.9a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~10]. 氧化物以百分含量表示, 微量元素含量单位为µg/g表3 阜新碱锅玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸87Rb/86Sr 0.2154 0.1565 0.2038 0.1873 0.2035 0.1926 0.1881 0.2042 0.2602 0.032487Sr/86Sr0.703730 0.704300 0.703605 0.703930 0.703810 0.703736 0.703969 0.703831 0.704012 0.709861 0.704406 (87Sr/86Sr)i0.703423 0.704077 0.703314 0.703663 0.703520 0.703461 0.703701 0.703540 0.703641 0.709803147Sm/144Nd 0.1273 0.1292 0.1298 0.1250 0.1262 0.1264 0.1207 0.1298 0.1265 0.0956143Nd/144Nd0.512840 0.512795 0.512804 0.512814 0.512823 0.512808 0.512812 0.512817 0.512802 0.511846 0.512768 (143Nd/144Nd)i0.512756 0.512710 0.512719 0.512732 0.512740 0.512725 0.512733 0.512732 0.512719 0.511767εNd 4.8 3.9 4.1 4.4 4.5 4.2 4.4 4.3 4.1 −13.9 2.7206Pb/204Pb 18.322 18.240 18.251 18.302 18.320 18.264 18.297 18.315 18.235 17.733 17.674 207Pb/204Pb 15.398 15.436 15.456 15.457 15.457 15.371 15.451 15.446 15.449 15.518 15.440 208Pb/204Pb 37.894 38.083 38.025 38.147 38.233 37.942 38.191 38.164 38.124 37.993 37.739 204Pb% 1.377 1.374 1.372 1.372 1.370 1.378 1.371 1.371 1.373 1.387 238U/204Pb 20.926 23.740 23.662 18.924 15.360 20.261 18.584 22.943 22.467 10.763 235U/204Pb 0.152 0.172 0.172 0.137 0.111 0.147 0.135 0.166 0.163 0.078 232Th/204Pb 86.294 96.024 99.482 77.569 66.552 82.052 77.628 98.012 93.432 71.263 (206Pb/204Pb)i17.994 17.867 17.880 18.005 18.079 17.946 18.005 17.955 17.883 17.522 (207Pb/204Pb)i15.383 15.419 15.438 15.443 15.446 15.356 15.437 15.428 15.432 15.508 (208Pb/204Pb)i37.464 37.605 37.530 37.760 37.901 37.533 37.804 37.676 37.659 37.551 ∆7/4 −5.89 −0.92 0.87 0.02 −0.49 −8.02 −0.55 −0.89 0.27 11.8 3.32∆8/4 8.27 37.67 28.58 36.51 41.72 20.95 40.89 34.19 41.17 74.0 74.4a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~9, 11, 12]中40K年龄计算参数为: λe = 0.581×10−10a−1; λB = 4.962×10−10 a−1; 40K=0.01167原子百分数. 表3球粒陨石均一地幔库为: 87Rb/86Sr = 0.0847; 87Sr/86Sr = 0.7045; 147Sm/144Nd = 0.1967; 143Nd/144Nd = 0.512638; λRb = 1.42×10−11a−1; λSm = 6.54×10−12a−1; λU238 = 1.55125 × 10−10a−1; λU235 = 9.8485×10−10a−1; λTh232 = 4.9475×10−11a−1;∆7/4=[(207Pb/204Pb)i − (207Pb/204Pb)NHRL] ×100; ∆8/4 = [(208Pb/204Pb)i − (208Pb/204Pb)NHRL]×100; (207Pb/204Pb)NHRL = 0.1084×(206Pb/204Pb)i + 13.491; (208Pb/204Pb)NHRL = 1.209×(206Pb/204Pb)i+ 15.627.3分析结果碱锅玄武岩的主、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成很稳定. 它贫硅富碱, 属碱性玄武岩, 在硅碱图上位于碱玄岩-粗玄岩-玄武岩的交界部位(图1). 与华北克拉通内部中生代(125 Ma)方城玄武岩[3]相比, 它TiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO和K2O含量高, MgO和P2O5含量低(表2). 但相对于邻区的更新世(0.28~0.55 Ma)宽甸玄武岩[7~10], 它贫硅、铝和碱, 尤其是K2O (表2). 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩与宽甸玄武岩以及洋岛玄武岩组成接近、稀土配分模式和微量元素蛛网图特征相似(表2和图2). 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素(∑R E E=180~196µg/g, (La/Yb)N = 12.2~13.2)和大离子亲石元素(如Cs, Ba, Rb, Sr, U, Th), 高过渡金属元素(如Sc, Cr, Ni), 低Y 和Pb, 但不亏损高场强元素(Nb, Ta, Zr, Hf, Ti). 这与中生代方城玄武岩的强烈富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损高场强元素的特征完全不同(图2), 尽管二者的高场强元素的绝对丰度很接近(表2).碱锅玄武岩的Sr同位素比值低, 其初始比多小于0.704(表3), 但其Nd和Pb同位素比值相对较高, εNd为正值, 高达3.9~4.8, (206Pb/204Pb)i接近18. 该同位素初始比值明显不同于中生代方城玄武岩的(图3), 与微量元素组成相对应. 在εNd-(87Sr/86Sr)i图解中, 碱锅玄武岩靠近新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17], 但相对更亏损, 落在洋岛玄武岩和大洋中脊玄武岩的共同区. 然而, Pb同位素显示碱锅玄武岩远离洋岛玄武岩区, 接近大洋中脊玄武岩区. 与宽甸和方城玄武岩不同的是, 碱锅玄武岩的(207Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i更低, 分布在NHRL附近或以下(图3), 而前者皆分布在NHRL以上. (208Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i富集(∆8/4>0), 但富集程度远比宽甸和方城玄武岩的低(表3). 显示碱锅玄武岩相对低的Th/U比值.图1 二氧化硅与全碱含量变异图方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~10]图2 球粒陨石[13]标准化的稀土元素配分图(a)和原始地幔[14]标准化的微量元素蛛网图(b)方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], N-MORB 和OIB 玄武岩数据取自文献[15]图3 辽宁阜新中生代玄武岩Sr-Nd-Pb 同位素组成方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], MORB, OIB 和汉诺坝玄武岩同位素数据区(现今值)和NHRL 取自文献[3, 16, 17]4讨论4.1中生代玄武岩岩石起源华北内部鲁西南地区的中生代方城玄武岩的地球化学特征暗示其起源于曾受到过俯冲的陆壳物质强烈改造的岩石圈地幔[3]. 此时的岩石圈地幔以含有大量的辉石岩脉为特征[3]. 然而, 华北北缘中生代的碱锅玄武岩的地球化学特征与方城玄武岩的完全不同. 它贫硅富碱铝、镁含量中等(MgO含量为8.1%~ 8.4%); 中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 无高场强元素亏损(图2); 低的Sr同位素初始比值和高的Nd, Pb同位素初始比值(图3), 低的Th/U 比值. 这些地球化学特征与华北北缘的新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17]的很相似. 后者通常被认为[7~11,16,17]是起源于软流圈地幔, 即类似于大洋中脊玄武岩的源区, 尽管新生代时期少量洋岛型的地幔端元的确存在[9]. 碱锅玄武岩相对于宽甸和汉诺坝玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成更亏损, 更接近大洋中脊玄武岩区, 而远离洋岛玄武岩区(图3). 因此, 上述地球化学特征显示碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔. 基本上无富集地幔端元的参与. 故作者认为碱锅玄武岩为未分异的近原始岩浆, 其镁镍含量和Sr-Nd-Pb同位素组成可以作为亏损地幔端元使用.4.2岩石圈厚度、性质与时空不均一性华北北缘的辽宁境内多处发现有金伯利岩如锦西地区[5]和铁岭地区[18]. 这些含石榴石捕虏晶和橄榄岩捕虏体的金伯利岩的存在暗示该区的岩石圈地幔在金伯利岩喷出之前深达石榴石稳定区(>80 km), 其基本不含金刚石的事实表明岩石圈厚度应小于150 km. 尽管这两处金伯利岩的形成时代尚未确定, 况且这些金伯利岩又多侵位于太古代和下元古界结晶基底和中上元古界盖层中, 但个别脉体切穿寒武系和下奥陶统地层表明华北北缘的金伯利岩很可能与华北内部如辽宁复县和山东蒙阴含金刚石金伯利岩形成于同一时期, 即为中奥陶世产物. 因此, 华北北缘古生代时其岩石圈相对较厚, 达80~150 km. 大量的石榴石捕虏晶的电子探针分析表明这些石榴石主要为贫铬富钙的镁铝榴石, 即主要来自于石榴石二辉橄榄岩和橄辉岩区[5,18]. 换言之, 华北北缘古生代时期的岩石圈地幔主要由主量元素亏损相对较弱的二辉橄榄岩和橄辉岩组成, 这与华北内部古生代岩石圈地幔含相当数量的亏损程度高的方辉橄榄岩有所区别. 暗示岩石圈地幔在空间上的不均一性.中生代岩石圈地幔厚度可以通过碱锅玄武岩的组成特征间接推测. 实验岩石学研究[19,20]揭示硅不饱和的碱性玄武岩比硅饱和的拉斑玄武岩起源深. 如果碱性玄武岩具有岩石圈地幔同位素记号, 其岩石圈厚度必定大于80 km. 同理, 如果拉斑玄武岩和/或碱性玄武岩具有软流圈同位素记号, 其岩石圈厚度应该小于65 km. 碱锅玄武岩具有软流圈源同位素组成, 因此本区中生代(约100 Ma)岩石圈厚度应该不会超过65 km. 这与该区中生代玄武岩携带的地幔橄榄岩捕虏体中无石榴石的事实一致[21]. 捕虏体橄榄岩的岩石学特征[21]暗示此时的岩石圈地幔主要以尖晶石二辉橄榄岩为主, 且不同程度地受到过地幔熔/流体的交代改造, 形成交代矿物韭闪石和具堆晶结构的斜长石辉石岩岩脉. 地幔捕虏体中斜长石和韭闪石而非金云母的出现同样说明此时的岩石圈地幔薄和“富集”, 即与该区古生代岩石圈地幔存在明显差异, 显示岩石圈随时间的演化. 捕虏体的矿物学研究[21]揭示这些橄榄岩的主要组成矿物橄榄石(Fo = 89.3~91.5)、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石与中国东部广泛分布的新生代玄武岩中橄榄岩捕虏体的组成类似. 更新世宽甸玄武岩[7~10]相对于碱锅玄武岩更富碱(图1), 其起源深度可能更深, 这与宽甸玄武岩中含较多石榴石高压巨晶和石榴石辉石岩[22]的事实相符. 从而暗示新生代时期的岩石圈厚度较中生代时期的厚, 显示自中晚白垩世以来华北北缘岩石圈地幔的增厚过程[23]. 然而, 宽甸玄武岩和汉诺坝玄武岩中橄榄岩捕虏体主要是尖晶石相的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩[22,24,25]仍缺失石榴石橄榄岩的事实说明岩石圈厚度仍然小于80 km. 具粗粒结构的方辉橄榄岩捕虏体的大量出现和交代矿物角闪石的少见暗示新生代岩石圈地幔与中生代岩石圈地幔间仍然存在组成上的差异, 其新增生的部分可能主要是方辉橄榄岩. 需要指出的是粗粒方辉橄榄岩亦可能是软流圈与岩石圈地幔相互反应的产物[26].4.3华北东部岩石圈减薄的地球动力学华北南缘中生代方城玄武岩及其幔源辉石岩捕虏体的岩石学和地球化学特征揭示该区中生代岩石圈地幔曾受到过源自俯冲的扬子克拉通中下地壳物质熔融所产生的富硅熔浆的强烈改造[3]. 该改造作用极大地改变了中生代岩石圈地幔的结构和组成特征及其热状态, 使其从古生代时期的典型克拉通型岩石圈地幔(富镁铬的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩为主) 转变为晚中生代强烈富集的岩石圈地幔(富铁钙的尖晶石二辉橄榄岩和大量的辉石岩脉). 中生代岩石圈地幔遭受过源自俯冲陆壳物质影响的观点得到了该区中生代岩石圈地幔源火山岩的碳氧同位素研究的有力支持(刘建明, 未发表数据). 新近建立起来的碰撞-构造底垫模式[27]对鲁西南中生代富集型岩石圈地幔的形成过程做出了很好地解释. 进一步对鲁西南中生代碱性岩的系统研究表明岩石圈地幔的富集过程开始于190~180 Ma而中止于120±5 Ma (张宏福, 未发表数据). 而且岩石圈地幔的富集程度有自南向北逐渐减弱的趋势, 这同样说明该区岩石圈地幔的富集过程与大别深俯冲和碰撞有关. 因此, 华北-华南两大陆块的碰撞-构造底垫[27]可能是造成华北南缘中生代岩石圈地幔巨厚减薄的直接动因.那么, 该碰撞-构造底垫模式是否适合于华北北缘的地质情况？前已述及, 华北北缘前中生代仍然存在厚的克拉通型岩石圈地幔(深达石榴石相), 而到晚白垩世(碱锅玄武岩喷发之时), 岩石圈已减薄至65 km以下. 而且, 岩石圈地幔性质已转变成含挥发分的“富集”地幔, 主要由尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩组成. 早侏罗世~晚白垩世大量且持续的中基-中酸性岩浆喷发[6]和侵入应该是该岩石圈减薄过程的直接产物, 尽管这些火山岩的来源和形成过程目前还不十分清楚. 这表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪(约120 Ma), 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性. 古生代蒙古海的俯冲闭合[28]和随后导致的蒙古陆块与华北陆块的碰撞可能对华北北缘的构造格局产生了重大的影响. 从而对该区的岩石圈的演化起到了一定的制约作用. 汉诺坝玄武岩携带的石榴石辉石岩捕虏体中蚀变洋壳组分的发现[29]进一步证实华北北缘岩石圈受到过蒙古-鄂霍次克海俯冲的影响. 华北北缘中生代中基性火山岩中大量地壳组分的存在[6]同样说明此时岩石圈的壳幔相互作用异常活跃. 这种壳幔相互作用在汉诺坝玄武岩携带的基性麻粒岩捕虏体中同样很普遍[30]. 因此, 我们认为该碰撞-构造底垫模式同样适合于华北北缘.5结论地球化学研究表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 其组成可以作为亏损地幔端元使用. 结合已有的中生代玄武岩及其地幔岩捕虏体资料揭示华北东部中生代岩石圈地幔主要为富集型, 其富集程度从克拉通中心向南北两侧逐渐增加, 显示其时空演化的不均一性. 我们认为中生代岩石圈地幔的这种演化规律与克拉通两侧古生代的俯冲和随后的碰撞作用有关. 同时, 华北北缘岩石圈减薄作用相对与华北南缘早.致谢感谢路凤香教授、邵济安教授、翟明国研究员和朱日祥研究员在野外采样和论文撰写过程中所给予的悉心指导和帮助. 同时, 在样品的K-Ar年龄、主、微量元素和同位素分析测试过程中分别得到了罗修全、张有愉、刘颖、漆亮、张仁祜、许荣华、乔广生和储著银同志的帮助, 在此表示衷心感谢. 本工作受国家自然科学基金(批准号: 40073004)和中国科学院知识创新工程项目(KZCX1-07) 资助.参考文献1 Griffin W L, O’Reilly S Y, Ryan C G. Composition and thermalstructure of the lithosphere beneath South Africa, Siberia and China: Proton microprobe studies. Proc International Symposium on Cenozoic Volcanic Rocks and Deep-seated Xenoliths of China and its Environs. Beijing: Science Press, 1992. 1~202 Menzies M A, Fan W M, Zhang M. Paleozoic and Cenozoiclithoprobes and the loss of > 120 km of Archaean lithosphere, Sino-Korean Craton, China. Geol Soc Spec Pub, 1993, 76: 71~783 Zhang H -F, Sun M, Zhou X H, et al. Mesozoic lithospheredestruction beneath the North China Craton: Evidence from major, trace element, and Sr-Nd-Pb isotope studies of Fangcheng basalts.Contrib Mineral Petrol, 2002, 144: 241~2534 Liu D Y, Nutman A P, Compston W, et al. Remnants of ≥3800 Macrust in the Chinese part of the Sino-Korean craton. Geology,1992, 20: 339~3425 冯闯, 张宏福, 周新华. 辽西发现金伯利岩. 地震地质, 2000,22(增刊): 95~986 陈义贤, 陈文寄, 周新华, 等. 辽西及邻区中生代火山岩——年代学、地球化学和构造背景. 北京: 地震出版社, 1997. 1~2797 Zhou X H, Armstrong R L. Cenozoic volcanic rocks of easternChina——secular and geographic trends in chemistry andstrontium isotopic composition. Earth Planet Sci Lett, 1982, 59: 301~3298 Peng Z C, Zartman R E, Futa E, et al. Pb-, Sr- and Nd-isotopicsystematics and chemical characteristics of Cenozoic basalts, eastern China. Chem Geol, 1986, 59: 3~339 Basu A R, Wang J W, Huang W K, et al. Major element, REE andPb, Nd and Sr isotopic geochemistry of Cenozoic volcanic rocks of eastern China: Implications for origin from suboceanic-type mantle reservoirs. Earth Planet Sci Lett, 1991, 105: 149~16910 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅰ. 主元素和微量元素组成: 岩石成因及源区特征, 地球化学, 1995, 24(1): 1~1911 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅱ. Sr, Nd, Ce同位素组成. 地球化学, 1995, 24(3): 203~21312 解广轰, 王俊文, 韦克俭, 等. 辽宁宽甸黄椅山新生代火山岩的地球化学研究. 见: 刘若新主编. 中国新生代火山岩年代学与地球化学. 北京: 地震出版社, 1992. 101~11313 Anders E, Grevesse N. Abundances of the elements: Meteoriticand solar. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 197~21414 McDonough W F, Sun S S. The composition of the Earth. ChemGeol, 1995, 120: 223~25315 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics ofoceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the Ocean Basins. Geol Soc Spel Pub, 1989. 313~34516 Barry T L, Kent R W. Cenozoic magmatism in Mongolia and theorigin of central and east Asian basalts. In: Flower M F J, Chung S L, Lo C H, et al, eds. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. American Geophysical Union, 1998. 347~36417 Song Y, Frey F A, Zhi X C. Isotopic characteristics of Hannuobabasalts, eastern China: Implications for their petrogenesis and the composition of subcontinental mantle. Chem Geol, 1990, 85: 35~5218 张宏福. 辽宁省铁岭地区金伯利岩的地球化学特征及其成因初探. 现代地质, 1993, 7(4): 458~46419 Falloon T J, Green D H, Harton C J, et al. Anhydrous partialmelting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis. J Petrol, 1988, 29: 1257~128220 DePaolo D J, Daley E E. Neodymium isotopes in basalts of thesouthwest basin and range and the lithospheric thinning during continental extension. Chem Geol, 2000, 169: 157~18521 许文良, 郑常青, 王冬艳. 辽西中生代粗面玄武岩中地幔和下地壳捕虏体的发现及其地质意义. 地质论评, 1999, 45(增刊):444~44922 方同辉, 马鸿文. 辽宁宽甸地区上地幔岩石圈组成及热结构——来自地幔岩包体的信息. 地质论评, 1999, 45(增刊): 450~45723 Xu Y G. Thermo-tectonic destruction of the Archean lithospherickeel beneath the Sino-Korean Craton in China: Evidence, Timing and Mechanism. Phys Chem Earth (A), 2001, 26: 747~75724 Song Y, Frey F A. Geochemistry of peridotite xenoliths in basaltfrom Hannuoba, eastern China: Implications for subcontinental mantle heterogeneity. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 97~11325 Tatsumoto M, Basu A R, Huang W K, et al. Sr, Nd, and Pbisotopes of ultramafic xenoliths in volcanic rocks of Eastern China: Enriched components EMⅠ and EMⅡ in subcontinental lithosphere. Earth Planet Sci Lett, 1992, 113: 107~12826 Xu Y G, Menzies M A, Vroon P, et al. Texture-temperature-geochemistry relationship in the upper mantle as revealed from spine1 peridotite xenoliths from Wangqing, NE China. J Petrol, 1998, 39: 469~49327 Zhang H F, Sun M. Geochemistry of Mesozoic basalts and maficdikes in southeastern North China craton, and tectonic implication.Int Geol Rev, 2002, 44: 370~38228 Robinson P T, Zhou M F, Hu X F, et al. Geochemical constraintson the origin of the Hegenshan ophiolite, Inner Mongolia, China. J Asian Earth Sci, 1999, 17: 423~44229 Xu Y G. Evidence for crustal components in the mantle andconstraints on crustal recycling mechanism: Pyroxenite xenoliths from Hannuoba, North China. Chem Geol, 2002, 182: 301~32230 Zhou X H, Sun M, Zhang G H, et al. Continental crust andlithospheric mantle interaction between North China: Isotopic evidence from granulite xenoliths in Hannuoba, Sino-Korean craton. Lithos, 2002, 62: 111~124(2002-09-17收稿, 2002-12-25收修改稿)。
青龙建昌地区中生代火山岩地球化学特征及岩石成因
青龙建昌地区中生代火山岩地球化学特征及岩石成因肖程;孙德有;邵飞;庄廷新;高岩;王广婷【摘要】The Mesozoic volcano rock in Qinglong Jianchang area is mainly occurred in Tiaojishan and Yixian formation.Trachyandesite of Tiaojishan formation is rich in silicon and sodium,poor in magnesi-um,not high in total rare earth elements [∑REE=(1 10.93~1 69.79)×10 -6 ],significant in the frac-tionation of HREE and LREE [(La/Yb)N =13.52~24.46],with weak negative or positive Eu anomaly (δEu= 0.96 ~ 1.1 5 ),enriched in LILE (Ba,K,Sr) and depleted HSFE (Nb,Ta,P,Ti),high ratios of Sr/Y (49 ~ 74) and Sr,low Y [(9.1 ~ 1 7.9 )× 10 -6 ] and Yb [(0.79 ~ 1.74)× 10 -6 ], which display the geochemical characteristics of adakite of partial melting of the lower crust.Porphyritic trachyandesite of Yixian formation is similar to the trachyandesite of Tiaojishan formation in REE and trace element distribution,but with low Sr,high Y and Yb,and does not show the geochemical charac-teristics of adakite.The acidic volcano rock of Yixian formation is rich in silicon and alkalis,poor in calci-um,iron and magnesium,strongly depleted in Sr,P,Eu,and the results of fractionation crystalliza-tion of plagioclase and parison to the uranium producing volcanics in adjacent Zhangjiakou formation in rock assemblage and geochemistry characteristics suggest that the study area has a good prospect for uranium mineralization.%青龙建昌地区的中生代火山岩地层主要有髫髻山组(兰旗组)和义县组。
青藏高原中部中生代OIB型玄武岩的识别：年代学、地球化学及其构造环境
青藏高原中部中生代OIB型玄武岩的识别：年代学、地球化学及其构造环境青藏高原中部中生代OIB型玄武岩的识别:年代学、地球化学及其构造环境目前对青藏高中部的蛇绿岩类型、形成环境及其深部地幔源区特征还缺乏很好的约束.在区域地质调查基础上,本文展示了青藏高原中部龙木错-双湖缝合带嘎错玄武岩、班公湖-怒江缝合带多玛、塔仁本玄武岩及那曲盆地西侧中生代玄武岩的单斜辉石Ar-Ar测年、锆石SHRIMP定年和地球化学及Sr, Nd, Pb同位素数据,以约束形成这些玄武岩的时代、构造环境和地幔源区特征.目前的数据表明:①羌塘双湖嘎错枕状玄武岩单斜辉石的中温坪年龄为232.5±2.4 Ma,可能指示嘎错玄武岩浆活动发生于中三叠世晚期,班公湖-怒江缝合带多玛枕状玄武岩、塔仁本玄武岩浆活动时代大约在早白垩世中晚期(110 Ma左右);②在这些蛇绿混杂岩带中的玄武岩显示OIB而不是MORB型地球化学特征,双湖嘎错玄武岩的地球化学特征介于峨眉山高Ti玄武岩与夏威夷碱性玄武岩之间;中晚三叠世那曲嘎加组玄武岩的地球化学特征非常类似于夏威夷碱性玄武岩;班公湖-怒江缝合带内的早白垩世多玛玄武岩和塔仁本玄武岩的地球化学特征在很大程度上可比于夏威夷碱性玄武岩;③双湖嘎错OIB型玄武岩可能形成于以增生楔为基底的裂谷环境而不是以洋壳为基底的大洋板内环境,那曲嘎加组OIB型玄武岩很可能形成于以弧内-弧前沉积物为基底的陆棚-陆坡环境下的裂谷背景,塔仁本和多玛OIB型玄武岩形成于以洋壳为基底的洋岛环境,这表明班公湖-怒江洋壳在大约110 Ma时尚未彻底消亡,可能暗示班公湖-怒江洋盆的关闭时间明显晚于晚侏罗世-早白垩世早期闭合的早期认识;④地球化学指标显示青藏高原中部中生代玄武岩未受到地壳物质或很少受到陆下岩石圈物质改造,一些相对新鲜样品的Nd, Pb组成似乎可以用来代表其地幔源区的成分特点,其高206Pb/204Pb比值(＞18.5)指示羌塘双湖中晚三叠世嘎错玄武岩、班公湖-怒江缝合带早白垩世洋岛玄武岩所代表的中生代特提斯地幔很可能不具upal"异常.然而,由于研究程度的限制和缺乏更多的可靠数据,这种观察还需要进一步确认.作者：朱弟成潘桂棠莫宣学王立全赵志丹廖忠礼耿全如董国臣 ZHU Dicheng PAN Guitang MO Xuanxue WANG Liquan ZHAO Zhidan LIAO Zhongli GENG Quanru DONG Guochen 作者单位：朱弟成,潘桂棠,王立全,廖忠礼,耿全如,ZHU Dicheng,PAN Guitang,WANG Liquan,LIAO Zhongli,GENG Quanru(国土资源部成都地质矿产研究所,成都,610082)莫宣学,赵志丹,董国臣,MO Xuanxue,ZHAO Zhidan,DONG Guochen(中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083) 刊名：地质学报ISTIC PKU英文刊名：ACTA GEOLOGICA SINICA 年，卷(期)：2006 80(9) 分类号：P5 关键词：年代学地球化学构造环境中生代OIB型玄武岩 Dupal异常青藏高原中部。
宣化西部晚中生代火山岩地球化学特征及构造意义
宣化西部晚中生代火山岩地球化学特征及构造意义
张卫;刘燕海
【期刊名称】《华北自然资源》
【年(卷),期】2024()2
【摘要】为了揭示燕辽台褶带晚中生代火山岩特征及其形成的大地构造环境,对宣化西部晚中生代髫髻山组、后城组和张家口组新鲜火山岩进行地球化学特征研究。
研究结果表明:火山岩主量元素以富铝、相对富钾富碱富铁贫镁为特征;稀土元素球
粒陨石标准化曲线呈右倾型,轻稀土元素富集,重稀土元素相对亏损,仅后城组表现具有负铕异常,暗示岩浆运移过程中斜长石发生结晶分离;微量元素显示富集La、Ce、Pr、Ti等,相对亏损Nb、Ta、P等高场强元素,指示源区具有一定的壳源性质。
髫
髻山组和后城组火山岩属于A型流纹质火山岩,岩浆源区为幔源和壳源岩浆不同程
度混合而成,张家口组为埃达克质火山岩,其岩浆源来源于加厚的基性下地壳部分熔融。
【总页数】3页(P14-16)
【作者】张卫;刘燕海
【作者单位】山西能源学院;中国矿业大学(北京)
【正文语种】中文
【中图分类】P595
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辽西中生代火山岩地球化学特征及成因
辽西中生代火山岩地球化学特征及成因【摘要】辽西地区在中生代时期断裂构造和岩浆活动十分强烈。
由于多期多组断裂构造的迭加和交切，形成了复杂的网状构造格局。
沿着这些构造，尤其断裂的交叉部位，火山活动频繁发生，出现多期、多次的基性-中性-中酸性-酸性火山喷溢、爆发活动，形成了与火山活动有关的能源矿产。
因此本文通过研究本区中生代岩浆活动的地球化学特征，总结火山活动和成矿之间的规律。
【关键词】中生代；辽西；火山岩；地球化学；成矿1.区域地质背景辽西地区位于华北地台燕山台褶带与山海关隆起的交接部位，以承德-北票、青龙-葫芦岛两条东西大断裂为界，北部为内蒙地轴、南部为山海关古隆起，分布着大面积中生代火山碎屑岩及火山熔岩。
中生代以来，受太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲的影响，辽西构造活动强烈，造成区域内火山活动具多期次、多旋回特点，自下而上可划分五个旋回：兴隆沟旋回、髫髻山旋回、张家口旋回、义县旋回、大兴庄旋回。
火山岩呈北东向带状平行分布，主要受北东向壳断裂控制，以裂隙式或裂隙-中心式喷发为主，岩性有火山碎屑岩、安山岩、流纹岩等。
同时形成了与火山活动有关的多金属矿产。
2.火山岩地球化学特征2.1岩石化学特征玄武岩：产出层位有早白垩世义县组、早侏罗世兴隆沟组、中侏罗世髫髻山组。
岩石常呈灰黑色、灰绿色，块状构造部分具气孔构造或杏仁状构造。
斑晶成分为斜长石、橄榄石、单斜辉石。
基质为玻晶交织结构或间隐-间粒结构，主要由隐晶质和微晶斜长石组成。
安山岩：产出层位有早侏罗世北庙组、晚白垩世大兴庄组。
岩石呈灰绿色、灰紫色、灰色。
斑状或少斑结构，块状构造为主，少量气孔状-杏仁状构造。
斑晶成分主要为斜长石，其次为单斜辉石、角闪石、黑云母。
基质以间隐-间粒结构为主，玻晶交织结构、微晶交织结构或玻基结构。
流纹岩：主要发育在早白垩世火山岩组的中上部。
岩石为白-灰白色、浅灰色。
流纹构造普遍，还可见石泡构造、球粒构造。
斑状结构、雏晶结构。
斑晶主要为斜长石、石英、钾长石、角闪石等。
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华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因:以辽宁阜新为例张宏福①郑建平②(①中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ②中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074.E-mail: hfzhang@)摘要辽宁阜新白垩纪玄武岩的出现为了解中生代时期华北北缘地幔过程提供了可能. 阜新碱锅玄武岩为火山通道相, 柱状节理发育, 并含少量的尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩捕虏体. 其化学组成贫硅、富碱、高钛和铝, 属碱性玄武岩. 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 但不亏损高场强元素. 其Sr同位素比值低, Nd和Pb同位素比值高. 这表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 代表未分异无混染的原始岩浆. 该玄武岩的出现暗示华北北缘此时的岩石圈厚度小于65 km, 岩石圈地幔主要由“富集”的含韭闪石尖晶石二辉橄榄岩和斜长石辉石岩组成. 早侏罗~晚白垩大量且持续的中基-中酸性岩浆活动表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪, 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性.关键词华北北缘中生代玄武岩地球化学特征岩石成因我国华北太古代克拉通以其独特的演化历史近年来一直受到国际地学界的广泛关注. 华北东部太古代稳定克拉通古生代尤其是中、新生代以来的强烈活化, 致使古老岩石圈地幔大规模地减薄[1,2]. 这一巨厚的岩石圈减薄现象使得该区成为全球研究岩石圈演化历史的理想地区. 中生代是华北东部构造转折和岩石圈减薄的主要时期, 对其幔源岩浆活动产物的研究尤为重要. 新近发现的早白垩世方城含地幔岩捕虏体的玄武岩对克拉通内部中生代岩石圈地幔属性及其演化提供了很好的制约[3]. 华北北缘辽西地区亦产有白垩纪玄武岩和玄武质岩石1). 本文仅以辽宁阜新玄武岩为例, 探讨该区玄武岩的地球化学特征及其构造意义, 并通过与克拉通内部方城玄武岩及邻区新生代宽甸玄武岩的对比研究, 反演其来源, 进而推测该区中生代岩石圈厚度及其演化历史.1地质背景阜新位于辽宁西部, 地处华北克拉通太古代冀鲁辽古陆核的北缘. 该古陆核为我国最古老的陆核, 其基底变质杂岩的同位素年龄均在25亿年以上, 个别地区可高达38亿年[4]. 结晶基底之上发育一套中上元古界和古生代沉积盖层. 古生代该区岩浆活动微弱, 仅在辽西葫芦岛市附近发现有强碳酸岩化的斑状金云母金伯利岩[5], 且基本不含金刚石.中生代以来, 尤其是侏罗纪~白垩纪, 该区构造运动和岩浆活动异常强烈, 是我国东部印支-燕山运动的重要组成部分. 同时, 岩石圈伸展形成一系列的以北东向为主的中生代沉积盆地. 中生代火山岩主要分布在这些沉积盆地中[6], 重要的有侏罗系下统兴隆沟组; 侏罗系中统蓝旗组; 白垩系下统义县组. 白垩纪下统阜新组顶部存在一期基性火山活动, 以中心式喷发为主, 其喷发年龄约为100.4 Ma(K-Ar年龄, 表1). 该期火山喷发产物绝大部分皆已剥蚀殆尽, 仅在局部地区残留一些火山通道相, 如新近发现的阜新碱锅玄武岩分布于阜新组的厚层杂色砂岩-砂砾岩中. 碱锅玄武岩为灰黑色, 致密块状构造, 柱状节理发育, 柱体多为典型的六棱柱或五棱柱, 直径多在10~20 cm. 玄武岩中含少量地幔橄榄岩捕虏体. 橄榄岩包体小(多在1~4 cm), 主要为尖晶石二辉橄榄岩.2分析方法玄武岩的全岩K-Ar同位素年龄、主量元素含量、微量元素丰度和Sr-Nd-P b同位素组成分别采用MM5400, ICP-AES, ICP-MS和VG354质谱仪在中1) 陈文寄, 周新华, 李奇, 等. 辽河外围中生代火山岩年代学、地球化学及大地构造背景特征研究. 中国地震局地质研究所. 1999国石油天然气集团公司石油勘探开发研究院、中国科学院广州地球化学研究所、中国科学院地球化学研究所、中国科学院地质与地球物理研究所获得. 分析结果见表1~3. 详细的制样和分析过程见文献[3]. 表1表1 阜新碱锅玄武岩全岩K-Ar年龄样品称重/g K/%40Ar总量/moL・g−140Ar放射成因/moL・g−140K/moL・g−1年龄/Ma(±2σ) JG-01 0.01546 1.55 3.754 × 10−10 2.774 × 10−10 4.626×10−8 100.4±1.6表2 阜新碱锅玄武岩的主、微量元素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸SiO244.84 45.48 44.82 45.92 45.01 46.07 43.40 45.50 44.82 48.62 49.70 TiO2 2.92 2.89 2.93 2.85 2.95 2.88 2.95 2.85 2.93 1.11 1.89 Al2O314.79 14.51 14.81 14.27 14.59 14.36 14.88 14.37 14.81 13.47 15.69 Fe2O311.57 11.51 11.68 11.37 11.78 11.38 11.78 11.51 11.75 8.65 10.89 MnO 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.12 0.16 MgO 8.31 8.25 8.38 8.09 8.30 8.06 8.39 8.16 8.30 10.36 7.90 CaO 10.27 10.34 10.52 10.11 10.32 10.07 10.32 10.27 10.62 9.48 7.11 Na2O 3.19 2.70 3.00 3.03 3.33 3.18 3.33 3.09 3.03 2.84 1.73 K2O 1.88 1.93 1.93 1.80 1.91 1.80 1.91 1.87 1.78 1.18 4.46 P2O50.64 0.62 0.65 0.62 0.66 0.63 0.66 0.63 0.63 0.86 0.46 烧失量 1.33 1.55 1.25 1.57 1.38 1.47 1.34 1.52 1.17 3.86总和99.9 100.0 100.1 99.8 100.4 100.1 99.1 99.9 100.0 100.6 100 La 37.1 37.8 38.8 38.9 40.4 38.4 38.9 39.2 39.9 122.6 29.9 Ce 73.3 75.7 78.2 77.7 79.7 77.3 76.4 78.3 79.8 211.3 68.2 Pr 8.10 8.38 8.76 8.52 8.88 8.61 8.65 8.74 8.99 23.5 6.9 Nd 34.1 34.9 36.0 36.5 36.8 34.9 35.8 36.5 36.8 92.7 29.3 Sm 7.18 7.46 7.73 7.55 7.68 7.30 7.15 7.84 7.70 14.65 5.86 Eu 2.20 2.27 2.30 2.33 2.31 2.33 2.31 2.33 2.38 3.66 1.94 Gd 6.35 6.74 6.76 6.90 6.77 6.58 6.84 6.47 6.83 10.74 5.39 Tb 0.94 0.94 0.98 0.95 1.04 0.93 0.94 0.95 0.99 1.41 0.88 Dy 5.12 5.09 5.18 5.34 5.43 5.41 5.21 5.37 5.72 5.75 4.43 Ho 0.92 0.93 0.93 1.00 1.00 0.98 0.99 0.99 0.97 1.01 0.87 Er 2.50 2.55 2.60 2.80 2.66 2.67 2.63 2.60 2.86 2.30 2.14 Tm 0.30 0.34 0.34 0.35 0.34 0.34 0.34 0.33 0.32 0.32 0.30 Yb 2.04 2.01 2.16 2.17 2.16 2.01 2.20 2.23 2.10 1.93 1.61 Lu 0.28 0.27 0.29 0.29 0.32 0.28 0.27 0.30 0.30 0.30 0.23 Y 25.8 26.0 26.5 25.6 27.3 25.8 26.3 26.0 27.2 32.2 26.7 Sc 62 63 64 63 64 60 64 66 67 21Cs 0.41 0.44 0.46 0.44 0.44 0.46 0.39 0.44 0.46 1.0Ba 736 756 771 765 774 859 742 770 786 1057 399 Rb 46.8 52.2 52.3 49.1 51.1 47.7 48.6 52.9 52.3 14.7 38.8 Sr 628 964 742 758 726 716 747 749 581 1310 649 Nb 60.7 62.1 64.5 63.4 65.6 61.9 62.7 65.6 64.3 12.9 42.8 T a 3.49 3.56 3.54 3.65 3.83 3.61 3.51 3.69 3.73 0.95 3.20 U 1.12 1.17 1.16 1.21 1.19 1.24 1.17 1.19 1.21 2.15 2.11 Th 4.47 4.58 4.72 4.80 4.99 4.86 4.73 4.92 4.87 13.83 3.94 Pb 3.36 3.10 3.09 4.03 4.89 3.84 3.97 3.27 3.39 12.50 4.20 Zr 198 205 208 206 213 204 203 212 212 222 215 Hf 4.90 5.24 5.27 5.45 5.48 5.22 5.15 5.20 5.37 5.88 4.20 Cr 616 619 626 709 633 597 611 670 668Ni 162 166 172 197 166 156 169 174 178∑REE 180.4 185.4 191.0 191.3 195.5 188.0 188.6 192.2 195.7 492.2 158.0 (La/Yb)N12.6 13.0 12.4 12.4 12.9 13.2 12.2 12.2 13.2 44.0 12.9a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~10]. 氧化物以百分含量表示, 微量元素含量单位为µg/g表3 阜新碱锅玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸87Rb/86Sr 0.2154 0.1565 0.2038 0.1873 0.2035 0.1926 0.1881 0.2042 0.2602 0.032487Sr/86Sr0.703730 0.704300 0.703605 0.703930 0.703810 0.703736 0.703969 0.703831 0.704012 0.709861 0.704406 (87Sr/86Sr)i0.703423 0.704077 0.703314 0.703663 0.703520 0.703461 0.703701 0.703540 0.703641 0.709803147Sm/144Nd 0.1273 0.1292 0.1298 0.1250 0.1262 0.1264 0.1207 0.1298 0.1265 0.0956143Nd/144Nd0.512840 0.512795 0.512804 0.512814 0.512823 0.512808 0.512812 0.512817 0.512802 0.511846 0.512768 (143Nd/144Nd)i0.512756 0.512710 0.512719 0.512732 0.512740 0.512725 0.512733 0.512732 0.512719 0.511767εNd 4.8 3.9 4.1 4.4 4.5 4.2 4.4 4.3 4.1 −13.9 2.7206Pb/204Pb 18.322 18.240 18.251 18.302 18.320 18.264 18.297 18.315 18.235 17.733 17.674 207Pb/204Pb 15.398 15.436 15.456 15.457 15.457 15.371 15.451 15.446 15.449 15.518 15.440 208Pb/204Pb 37.894 38.083 38.025 38.147 38.233 37.942 38.191 38.164 38.124 37.993 37.739 204Pb% 1.377 1.374 1.372 1.372 1.370 1.378 1.371 1.371 1.373 1.387 238U/204Pb 20.926 23.740 23.662 18.924 15.360 20.261 18.584 22.943 22.467 10.763 235U/204Pb 0.152 0.172 0.172 0.137 0.111 0.147 0.135 0.166 0.163 0.078 232Th/204Pb 86.294 96.024 99.482 77.569 66.552 82.052 77.628 98.012 93.432 71.263 (206Pb/204Pb)i17.994 17.867 17.880 18.005 18.079 17.946 18.005 17.955 17.883 17.522 (207Pb/204Pb)i15.383 15.419 15.438 15.443 15.446 15.356 15.437 15.428 15.432 15.508 (208Pb/204Pb)i37.464 37.605 37.530 37.760 37.901 37.533 37.804 37.676 37.659 37.551 ∆7/4 −5.89 −0.92 0.87 0.02 −0.49 −8.02 −0.55 −0.89 0.27 11.8 3.32∆8/4 8.27 37.67 28.58 36.51 41.72 20.95 40.89 34.19 41.17 74.0 74.4a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~9, 11, 12]中40K年龄计算参数为: λe = 0.581×10−10a−1; λB = 4.962×10−10 a−1; 40K=0.01167原子百分数. 表3球粒陨石均一地幔库为: 87Rb/86Sr = 0.0847; 87Sr/86Sr = 0.7045; 147Sm/144Nd = 0.1967; 143Nd/144Nd = 0.512638; λRb = 1.42×10−11a−1; λSm = 6.54×10−12a−1; λU238 = 1.55125 × 10−10a−1; λU235 = 9.8485×10−10a−1; λTh232 = 4.9475×10−11a−1;∆7/4=[(207Pb/204Pb)i − (207Pb/204Pb)NHRL] ×100; ∆8/4 = [(208Pb/204Pb)i − (208Pb/204Pb)NHRL]×100; (207Pb/204Pb)NHRL = 0.1084×(206Pb/204Pb)i + 13.491; (208Pb/204Pb)NHRL = 1.209×(206Pb/204Pb)i+ 15.627.3分析结果碱锅玄武岩的主、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成很稳定. 它贫硅富碱, 属碱性玄武岩, 在硅碱图上位于碱玄岩-粗玄岩-玄武岩的交界部位(图1). 与华北克拉通内部中生代(125 Ma)方城玄武岩[3]相比, 它TiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO和K2O含量高, MgO和P2O5含量低(表2). 但相对于邻区的更新世(0.28~0.55 Ma)宽甸玄武岩[7~10], 它贫硅、铝和碱, 尤其是K2O (表2). 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩与宽甸玄武岩以及洋岛玄武岩组成接近、稀土配分模式和微量元素蛛网图特征相似(表2和图2). 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素(∑R E E=180~196µg/g, (La/Yb)N = 12.2~13.2)和大离子亲石元素(如Cs, Ba, Rb, Sr, U, Th), 高过渡金属元素(如Sc, Cr, Ni), 低Y 和Pb, 但不亏损高场强元素(Nb, Ta, Zr, Hf, Ti). 这与中生代方城玄武岩的强烈富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损高场强元素的特征完全不同(图2), 尽管二者的高场强元素的绝对丰度很接近(表2).碱锅玄武岩的Sr同位素比值低, 其初始比多小于0.704(表3), 但其Nd和Pb同位素比值相对较高, εNd为正值, 高达3.9~4.8, (206Pb/204Pb)i接近18. 该同位素初始比值明显不同于中生代方城玄武岩的(图3), 与微量元素组成相对应. 在εNd-(87Sr/86Sr)i图解中, 碱锅玄武岩靠近新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17], 但相对更亏损, 落在洋岛玄武岩和大洋中脊玄武岩的共同区. 然而, Pb同位素显示碱锅玄武岩远离洋岛玄武岩区, 接近大洋中脊玄武岩区. 与宽甸和方城玄武岩不同的是, 碱锅玄武岩的(207Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i更低, 分布在NHRL附近或以下(图3), 而前者皆分布在NHRL以上. (208Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i富集(∆8/4>0), 但富集程度远比宽甸和方城玄武岩的低(表3). 显示碱锅玄武岩相对低的Th/U比值.图1 二氧化硅与全碱含量变异图方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~10]图2 球粒陨石[13]标准化的稀土元素配分图(a)和原始地幔[14]标准化的微量元素蛛网图(b)方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], N-MORB 和OIB 玄武岩数据取自文献[15]图3 辽宁阜新中生代玄武岩Sr-Nd-Pb 同位素组成方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], MORB, OIB 和汉诺坝玄武岩同位素数据区(现今值)和NHRL 取自文献[3, 16, 17]4讨论4.1中生代玄武岩岩石起源华北内部鲁西南地区的中生代方城玄武岩的地球化学特征暗示其起源于曾受到过俯冲的陆壳物质强烈改造的岩石圈地幔[3]. 此时的岩石圈地幔以含有大量的辉石岩脉为特征[3]. 然而, 华北北缘中生代的碱锅玄武岩的地球化学特征与方城玄武岩的完全不同. 它贫硅富碱铝、镁含量中等(MgO含量为8.1%~ 8.4%); 中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 无高场强元素亏损(图2); 低的Sr同位素初始比值和高的Nd, Pb同位素初始比值(图3), 低的Th/U 比值. 这些地球化学特征与华北北缘的新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17]的很相似. 后者通常被认为[7~11,16,17]是起源于软流圈地幔, 即类似于大洋中脊玄武岩的源区, 尽管新生代时期少量洋岛型的地幔端元的确存在[9]. 碱锅玄武岩相对于宽甸和汉诺坝玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成更亏损, 更接近大洋中脊玄武岩区, 而远离洋岛玄武岩区(图3). 因此, 上述地球化学特征显示碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔. 基本上无富集地幔端元的参与. 故作者认为碱锅玄武岩为未分异的近原始岩浆, 其镁镍含量和Sr-Nd-Pb同位素组成可以作为亏损地幔端元使用.4.2岩石圈厚度、性质与时空不均一性华北北缘的辽宁境内多处发现有金伯利岩如锦西地区[5]和铁岭地区[18]. 这些含石榴石捕虏晶和橄榄岩捕虏体的金伯利岩的存在暗示该区的岩石圈地幔在金伯利岩喷出之前深达石榴石稳定区(>80 km), 其基本不含金刚石的事实表明岩石圈厚度应小于150 km. 尽管这两处金伯利岩的形成时代尚未确定, 况且这些金伯利岩又多侵位于太古代和下元古界结晶基底和中上元古界盖层中, 但个别脉体切穿寒武系和下奥陶统地层表明华北北缘的金伯利岩很可能与华北内部如辽宁复县和山东蒙阴含金刚石金伯利岩形成于同一时期, 即为中奥陶世产物. 因此, 华北北缘古生代时其岩石圈相对较厚, 达80~150 km. 大量的石榴石捕虏晶的电子探针分析表明这些石榴石主要为贫铬富钙的镁铝榴石, 即主要来自于石榴石二辉橄榄岩和橄辉岩区[5,18]. 换言之, 华北北缘古生代时期的岩石圈地幔主要由主量元素亏损相对较弱的二辉橄榄岩和橄辉岩组成, 这与华北内部古生代岩石圈地幔含相当数量的亏损程度高的方辉橄榄岩有所区别. 暗示岩石圈地幔在空间上的不均一性.中生代岩石圈地幔厚度可以通过碱锅玄武岩的组成特征间接推测. 实验岩石学研究[19,20]揭示硅不饱和的碱性玄武岩比硅饱和的拉斑玄武岩起源深. 如果碱性玄武岩具有岩石圈地幔同位素记号, 其岩石圈厚度必定大于80 km. 同理, 如果拉斑玄武岩和/或碱性玄武岩具有软流圈同位素记号, 其岩石圈厚度应该小于65 km. 碱锅玄武岩具有软流圈源同位素组成, 因此本区中生代(约100 Ma)岩石圈厚度应该不会超过65 km. 这与该区中生代玄武岩携带的地幔橄榄岩捕虏体中无石榴石的事实一致[21]. 捕虏体橄榄岩的岩石学特征[21]暗示此时的岩石圈地幔主要以尖晶石二辉橄榄岩为主, 且不同程度地受到过地幔熔/流体的交代改造, 形成交代矿物韭闪石和具堆晶结构的斜长石辉石岩岩脉. 地幔捕虏体中斜长石和韭闪石而非金云母的出现同样说明此时的岩石圈地幔薄和“富集”, 即与该区古生代岩石圈地幔存在明显差异, 显示岩石圈随时间的演化. 捕虏体的矿物学研究[21]揭示这些橄榄岩的主要组成矿物橄榄石(Fo = 89.3~91.5)、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石与中国东部广泛分布的新生代玄武岩中橄榄岩捕虏体的组成类似. 更新世宽甸玄武岩[7~10]相对于碱锅玄武岩更富碱(图1), 其起源深度可能更深, 这与宽甸玄武岩中含较多石榴石高压巨晶和石榴石辉石岩[22]的事实相符. 从而暗示新生代时期的岩石圈厚度较中生代时期的厚, 显示自中晚白垩世以来华北北缘岩石圈地幔的增厚过程[23]. 然而, 宽甸玄武岩和汉诺坝玄武岩中橄榄岩捕虏体主要是尖晶石相的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩[22,24,25]仍缺失石榴石橄榄岩的事实说明岩石圈厚度仍然小于80 km. 具粗粒结构的方辉橄榄岩捕虏体的大量出现和交代矿物角闪石的少见暗示新生代岩石圈地幔与中生代岩石圈地幔间仍然存在组成上的差异, 其新增生的部分可能主要是方辉橄榄岩. 需要指出的是粗粒方辉橄榄岩亦可能是软流圈与岩石圈地幔相互反应的产物[26].4.3华北东部岩石圈减薄的地球动力学华北南缘中生代方城玄武岩及其幔源辉石岩捕虏体的岩石学和地球化学特征揭示该区中生代岩石圈地幔曾受到过源自俯冲的扬子克拉通中下地壳物质熔融所产生的富硅熔浆的强烈改造[3]. 该改造作用极大地改变了中生代岩石圈地幔的结构和组成特征及其热状态, 使其从古生代时期的典型克拉通型岩石圈地幔(富镁铬的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩为主) 转变为晚中生代强烈富集的岩石圈地幔(富铁钙的尖晶石二辉橄榄岩和大量的辉石岩脉). 中生代岩石圈地幔遭受过源自俯冲陆壳物质影响的观点得到了该区中生代岩石圈地幔源火山岩的碳氧同位素研究的有力支持(刘建明, 未发表数据). 新近建立起来的碰撞-构造底垫模式[27]对鲁西南中生代富集型岩石圈地幔的形成过程做出了很好地解释. 进一步对鲁西南中生代碱性岩的系统研究表明岩石圈地幔的富集过程开始于190~180 Ma而中止于120±5 Ma (张宏福, 未发表数据). 而且岩石圈地幔的富集程度有自南向北逐渐减弱的趋势, 这同样说明该区岩石圈地幔的富集过程与大别深俯冲和碰撞有关. 因此, 华北-华南两大陆块的碰撞-构造底垫[27]可能是造成华北南缘中生代岩石圈地幔巨厚减薄的直接动因.那么, 该碰撞-构造底垫模式是否适合于华北北缘的地质情况？前已述及, 华北北缘前中生代仍然存在厚的克拉通型岩石圈地幔(深达石榴石相), 而到晚白垩世(碱锅玄武岩喷发之时), 岩石圈已减薄至65 km以下. 而且, 岩石圈地幔性质已转变成含挥发分的“富集”地幔, 主要由尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩组成. 早侏罗世~晚白垩世大量且持续的中基-中酸性岩浆喷发[6]和侵入应该是该岩石圈减薄过程的直接产物, 尽管这些火山岩的来源和形成过程目前还不十分清楚. 这表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪(约120 Ma), 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性. 古生代蒙古海的俯冲闭合[28]和随后导致的蒙古陆块与华北陆块的碰撞可能对华北北缘的构造格局产生了重大的影响. 从而对该区的岩石圈的演化起到了一定的制约作用. 汉诺坝玄武岩携带的石榴石辉石岩捕虏体中蚀变洋壳组分的发现[29]进一步证实华北北缘岩石圈受到过蒙古-鄂霍次克海俯冲的影响. 华北北缘中生代中基性火山岩中大量地壳组分的存在[6]同样说明此时岩石圈的壳幔相互作用异常活跃. 这种壳幔相互作用在汉诺坝玄武岩携带的基性麻粒岩捕虏体中同样很普遍[30]. 因此, 我们认为该碰撞-构造底垫模式同样适合于华北北缘.5结论地球化学研究表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 其组成可以作为亏损地幔端元使用. 结合已有的中生代玄武岩及其地幔岩捕虏体资料揭示华北东部中生代岩石圈地幔主要为富集型, 其富集程度从克拉通中心向南北两侧逐渐增加, 显示其时空演化的不均一性. 我们认为中生代岩石圈地幔的这种演化规律与克拉通两侧古生代的俯冲和随后的碰撞作用有关. 同时, 华北北缘岩石圈减薄作用相对与华北南缘早.致谢感谢路凤香教授、邵济安教授、翟明国研究员和朱日祥研究员在野外采样和论文撰写过程中所给予的悉心指导和帮助. 同时, 在样品的K-Ar年龄、主、微量元素和同位素分析测试过程中分别得到了罗修全、张有愉、刘颖、漆亮、张仁祜、许荣华、乔广生和储著银同志的帮助, 在此表示衷心感谢. 本工作受国家自然科学基金(批准号: 40073004)和中国科学院知识创新工程项目(KZCX1-07) 资助.参考文献1 Griffin W L, O’Reilly S Y, Ryan C G. Composition and thermalstructure of the lithosphere beneath South Africa, Siberia and China: Proton microprobe studies. Proc International Symposium on Cenozoic Volcanic Rocks and Deep-seated Xenoliths of China and its Environs. Beijing: Science Press, 1992. 1~202 Menzies M A, Fan W M, Zhang M. Paleozoic and Cenozoiclithoprobes and the loss of > 120 km of Archaean lithosphere, Sino-Korean Craton, China. Geol Soc Spec Pub, 1993, 76: 71~783 Zhang H -F, Sun M, Zhou X H, et al. Mesozoic lithospheredestruction beneath the North China Craton: Evidence from major, trace element, and Sr-Nd-Pb isotope studies of Fangcheng basalts.Contrib Mineral Petrol, 2002, 144: 241~2534 Liu D Y, Nutman A P, Compston W, et al. Remnants of ≥3800 Macrust in the Chinese part of the Sino-Korean craton. Geology,1992, 20: 339~3425 冯闯, 张宏福, 周新华. 辽西发现金伯利岩. 地震地质, 2000,22(增刊): 95~986 陈义贤, 陈文寄, 周新华, 等. 辽西及邻区中生代火山岩——年代学、地球化学和构造背景. 北京: 地震出版社, 1997. 1~2797 Zhou X H, Armstrong R L. Cenozoic volcanic rocks of easternChina——secular and geographic trends in chemistry andstrontium isotopic composition. Earth Planet Sci Lett, 1982, 59: 301~3298 Peng Z C, Zartman R E, Futa E, et al. Pb-, Sr- and Nd-isotopicsystematics and chemical characteristics of Cenozoic basalts, eastern China. Chem Geol, 1986, 59: 3~339 Basu A R, Wang J W, Huang W K, et al. Major element, REE andPb, Nd and Sr isotopic geochemistry of Cenozoic volcanic rocks of eastern China: Implications for origin from suboceanic-type mantle reservoirs. Earth Planet Sci Lett, 1991, 105: 149~16910 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅰ. 主元素和微量元素组成: 岩石成因及源区特征, 地球化学, 1995, 24(1): 1~1911 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅱ. Sr, Nd, Ce同位素组成. 地球化学, 1995, 24(3): 203~21312 解广轰, 王俊文, 韦克俭, 等. 辽宁宽甸黄椅山新生代火山岩的地球化学研究. 见: 刘若新主编. 中国新生代火山岩年代学与地球化学. 北京: 地震出版社, 1992. 101~11313 Anders E, Grevesse N. Abundances of the elements: Meteoriticand solar. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 197~21414 McDonough W F, Sun S S. The composition of the Earth. ChemGeol, 1995, 120: 223~25315 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics ofoceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the Ocean Basins. Geol Soc Spel Pub, 1989. 313~34516 Barry T L, Kent R W. Cenozoic magmatism in Mongolia and theorigin of central and east Asian basalts. In: Flower M F J, Chung S L, Lo C H, et al, eds. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. American Geophysical Union, 1998. 347~36417 Song Y, Frey F A, Zhi X C. Isotopic characteristics of Hannuobabasalts, eastern China: Implications for their petrogenesis and the composition of subcontinental mantle. Chem Geol, 1990, 85: 35~5218 张宏福. 辽宁省铁岭地区金伯利岩的地球化学特征及其成因初探. 现代地质, 1993, 7(4): 458~46419 Falloon T J, Green D H, Harton C J, et al. Anhydrous partialmelting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis. J Petrol, 1988, 29: 1257~128220 DePaolo D J, Daley E E. Neodymium isotopes in basalts of thesouthwest basin and range and the lithospheric thinning during continental extension. Chem Geol, 2000, 169: 157~18521 许文良, 郑常青, 王冬艳. 辽西中生代粗面玄武岩中地幔和下地壳捕虏体的发现及其地质意义. 地质论评, 1999, 45(增刊):444~44922 方同辉, 马鸿文. 辽宁宽甸地区上地幔岩石圈组成及热结构——来自地幔岩包体的信息. 地质论评, 1999, 45(增刊): 450~45723 Xu Y G. Thermo-tectonic destruction of the Archean lithospherickeel beneath the Sino-Korean Craton in China: Evidence, Timing and Mechanism. Phys Chem Earth (A), 2001, 26: 747~75724 Song Y, Frey F A. Geochemistry of peridotite xenoliths in basaltfrom Hannuoba, eastern China: Implications for subcontinental mantle heterogeneity. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 97~11325 Tatsumoto M, Basu A R, Huang W K, et al. Sr, Nd, and Pbisotopes of ultramafic xenoliths in volcanic rocks of Eastern China: Enriched components EMⅠ and EMⅡ in subcontinental lithosphere. Earth Planet Sci Lett, 1992, 113: 107~12826 Xu Y G, Menzies M A, Vroon P, et al. Texture-temperature-geochemistry relationship in the upper mantle as revealed from spine1 peridotite xenoliths from Wangqing, NE China. J Petrol, 1998, 39: 469~49327 Zhang H F, Sun M. Geochemistry of Mesozoic basalts and maficdikes in southeastern North China craton, and tectonic implication.Int Geol Rev, 2002, 44: 370~38228 Robinson P T, Zhou M F, Hu X F, et al. Geochemical constraintson the origin of the Hegenshan ophiolite, Inner Mongolia, China. J Asian Earth Sci, 1999, 17: 423~44229 Xu Y G. Evidence for crustal components in the mantle andconstraints on crustal recycling mechanism: Pyroxenite xenoliths from Hannuoba, North China. Chem Geol, 2002, 182: 301~32230 Zhou X H, Sun M, Zhang G H, et al. Continental crust andlithospheric mantle interaction between North China: Isotopic evidence from granulite xenoliths in Hannuoba, Sino-Korean craton. Lithos, 2002, 62: 111~124(2002-09-17收稿, 2002-12-25收修改稿)。