張海東, 劉建朝, 陳正樂, 陳柏林, 彭素霞, 門文輝

(1.長安大學(xué) 資源學(xué)院, 陜西 西安 710054; 2.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)力學(xué)研究所, 北京 100081)

太行山南段平順雜巖體成因: 巖石學(xué)、年代學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)

張海東1, 劉建朝1, 陳正樂2, 陳柏林2, 彭素霞1, 門文輝1

(1.長安大學(xué) 資源學(xué)院, 陜西 西安 710054; 2.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)力學(xué)研究所, 北京 100081)

太行山南段平順雜巖體主要由橄欖角閃輝長巖, 角閃輝長-閃長巖和閃長巖組成, 鋯石 SHRIMP U-Pb 測年顯示,橄欖角閃輝長巖體和閃長巖體年齡分別為 123.4±1.7 Ma 和 125.3±2.3 Ma, 說明巖體形成于早白堊世。平順雜巖體 SiO2含量介于 42.82%~63.54%之間, 以高 Mg#, 富 Na, 高 Sr、Cr、Ni, 以及富集 LILE、LREE, 虧損 HFSE、HREE 為特點(diǎn), 并具有相對低的87Sr/86Sr 初始比值和明顯偏低的 εNd(125 Ma)值, 表明巖漿具有殼幔雙重屬性。結(jié)合輝長巖中地幔包體已有的研究成果, 認(rèn)為輝長巖是由富硅流體交代的虧損地幔橄欖巖經(jīng)低程度部分熔融形成; 高 Mg 閃長巖起源于下地殼部分熔融, 并與一定規(guī)模的幔源巖漿發(fā)生混合; 角閃輝長-閃長巖形成于輝長質(zhì)巖漿與高 Mg 閃長質(zhì)巖漿的混合作用。

平順雜巖體; 太行山南段; 巖石成因; 鋯石 U-Pb 年齡; 華北克拉通

華北克拉通作為地球上被強(qiáng)烈改造最為典型古老的克拉通之一, 一直是國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)者研究的熱點(diǎn)地區(qū)(Menzies et al., 1993; 鄧晉福等, 1996; Griffin et al., 1998; 鄭建平, 1999; Xu, 2001; Gao et al., 2002, 2004; Guo et al., 2003;吳福元等, 2003, 2006, 2008; Xu, 2007)。在華北克拉通東部, 奧陶紀(jì)含金剛石金伯利巖中的古生代虧損地幔包體(Gao et al., 2002)和新生代堿性玄武巖中富集地幔包體(吳福元等, 2006; Gao et al., 2002)的研究已經(jīng)揭示在顯生宙約 120 km厚的巖石圈地幔發(fā)生了丟失, 古老虧損的巖石圈地幔已被新的富集地幔所替代(Gao et al., 2002, 2004, 2008; Menzies et al., 1993, 2007; Zheng et al., 2007; Wu et al., 2005; Xu, 2001; 鄭建平, 1999; Griffin et al., 1998)。自 Menzies 于 1993 年首先明確提出華北約 100 km 厚度的巖石圈在顯生宙被丟失的認(rèn)識以來, 國內(nèi)外學(xué)者分別從地幔包體、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、巖漿巖的巖石學(xué)和地球化學(xué)以及地球物理學(xué)等方面,對克拉通破壞過程進(jìn)行了較深入研究, 一致認(rèn)為華北克拉通不僅巖石圈厚度發(fā)生減薄, 而且?guī)r石圈性質(zhì)和熱狀態(tài)發(fā)生了根本改變, 或者說巖石圈發(fā)生了破壞(鄭建平, 1999; Gao et al., 2002; Zheng et al., 2007), 但對其發(fā)生的時(shí)間、范圍和機(jī)制仍存在一些爭議(Gao et al., 2002, 2004, 2008; Menzies et al., 2007; Zheng et al., 2007; 吳福元等, 2003; Xu, 2001; Menzies and Xu, 1998)。存在上述爭論主要原因是缺乏對中生代地幔屬性的了解, 特別是缺乏對華北克拉通東西部地殼厚度陡變帶(中部造山帶)巖石圈地幔屬性及其深部 作 用 過 程的認(rèn)識(Xu et al., 2010a, b)。鑒于此, 本文基于最新獲得的太行山南段平順雜巖體的鋯石 SHRIMP U-Pb 年齡和巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù), 并結(jié)合 Xu et al. (2010a)對輝長巖體中地幔橄欖巖包體的研究成果, 對平順雜巖體的巖石成因和中生代地幔屬性特征進(jìn)行探討, 為了解華北克拉通破壞提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

華北克拉通主要由三個構(gòu)造單元組成, 分別為東、西兩個太古宙陸核和一個位于二者之間的古元古代中部造山帶(Zhao et al., 2000, 2001)(圖 1a)。華北克拉通最早的地殼形成于 3.8~4.0 Ga, 并廣泛發(fā)育 2.5 Ga 巖漿與變質(zhì)作用。東西兩太古宙陸核約在1.85 Ga 發(fā)生俯沖、碰撞和拼合, 并最終完成克拉通化(Zhao et al., 2001)。此后, 華北進(jìn)入穩(wěn)定的蓋層演化階段, 形成了以碳酸鹽巖為主的沉積蓋層。中奧陶世在蒙陰和復(fù)縣兩地發(fā)育含金剛石的金伯利巖(Zhao et al., 2001); 晚古生代末期-中生代初期, 南部揚(yáng)子板塊與華北克拉通發(fā)生拼合, 形成大別-蘇魯造山帶, 但該時(shí)期華北克拉通內(nèi)部的巖漿活動仍然相對有限, 僅在北緣發(fā)育一些堿性巖漿活動(Xu et al., 2006); 侏羅紀(jì)-早白堊世期間, 太平洋板塊向西俯沖, 華北東緣發(fā)育有大量的鈣堿性巖漿活動 ,成為東亞活動大陸邊緣的一部分。大約從 100 Ma開始, 華北地區(qū)不再發(fā)育鈣堿性巖漿活動, 取而代之的是堿性玄武巖漿活動。

圖 1 南太行山平順地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù) Xu et al., 2010a)Fig.1 Sketch regional geological map of the Pingshun area in the southern Taihang Mountains

太行山南段位于華北克拉通中部造山帶上(圖1a), 區(qū)內(nèi)出露的地層主要為寒武系和中、下奧陶統(tǒng)。區(qū)內(nèi)中生代巖漿活動強(qiáng)烈, 包括邯鄲-邢臺地區(qū)的符山巖體、固鎮(zhèn)巖體、礦山巖體和洪山巖體, 安陽地區(qū)的東冶巖體和長治地區(qū)的平順雜巖體 (圖 1b)。這些巖體主要巖石類型為角閃輝長巖、角閃閃長巖、閃長巖、二長巖、正長巖等。

平順雜巖體在平面上呈南北向串珠狀分布, 由橄欖角閃輝長巖、角閃輝長-閃長巖、閃長巖、二長巖以及少量的石英閃長巖組成。橄欖角閃輝長巖體呈透鏡狀分布在閃長巖體中, 并在二者之間分布了一定規(guī)模的角閃輝長-閃長巖體(圖 1c), 三者間呈接觸漸變關(guān)系。石英閃長巖沒有大面積出露, 只在局部可見。

橄欖角閃輝長巖呈黑色-深黑綠色, 自形-半自形中粒輝長結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 發(fā)育典型的球形風(fēng)化,主 要 組 成 礦 物 有 斜 長 石 (28%~48%)、 單 斜 輝 石(15%~25%)、普通角閃石(10%~25%)、橄欖石(5%)和黑云母(2%~5%), 副礦物有磁鐵礦、尖晶石、鋯石等。橄欖石和單斜輝石晶體常發(fā)育由細(xì)小角閃石和黑云母組成的反應(yīng)邊(圖 2a, b)。單斜輝石呈它形, 分布在斜長石晶體間空隙中(圖 2a)。

角閃輝長-閃長巖呈灰綠色, 自形-半自形中粗粒結(jié) 構(gòu), 塊 狀 構(gòu)造 , 主 要組 成礦 物有 普通 角閃 石(50%~75%)、斜長石(20%~40%)、單斜輝石(1%)和黑云母(1%), 副礦物為鋯石、磁鐵礦等。角閃石晶體粗大, 個別長可達(dá) 1.5 cm, 自形程度好, 發(fā)育典型的篩子變晶結(jié)構(gòu), 可見斜長石殘晶被包裹于自形角閃石晶體中現(xiàn)象(圖 2c)。

閃長巖-二長巖呈深灰色-淺灰色, 半自形粒狀結(jié) 構(gòu) , 塊 狀 構(gòu) 造 , 主 要 組 成 礦 物 為 斜 長 石 (50%~ 70%)、普通角閃石(20%~40%)、正長石(3%~20%)和石英(2%~10%), 副礦物有磷灰石、榍石、磁鐵礦等(圖 2d)。斜長石自形程度較好, 個別晶體具有特殊環(huán)帶 結(jié) 構(gòu) , 核 部 蝕變 強(qiáng) , 幔 部蝕 變 弱 , 且 核幔 間存 在明顯 的分界 (圖 2e), 經(jīng) 電子探 針分析顯 示, 核部An=56~91, 幔部 An=0~27(數(shù)據(jù)未發(fā)表, 圖 2e)。角閃石呈中粒自形-半自形, 也可見明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖 2d)。

石英閃長巖呈灰色, 半自形-它形粒狀結(jié)構(gòu), 主要 組 成 礦 物 有 斜 長 石 (40%~50%)、 普 通 角 閃 石(20%~30%)、石英(5%~20%)和鉀長石(3%~8%), 副礦物有磁鐵礦、鋯石、磷灰石等。斜長石呈自形粒狀結(jié)構(gòu), 整體蝕變程度較高, 但晶體邊緣卻沒有發(fā)生蝕變(圖 2d)。角閃石呈長柱狀, 自形-半自形, 可見黑云母、綠泥石蝕變。石英呈它形粒狀, 分布在斜長石和角閃石晶體間空隙內(nèi)(圖 2f)。

2 樣品采集及分析方法

為了盡可能避免風(fēng)化和蝕變作用對樣品地球化學(xué)數(shù)據(jù)的影響, 本文所分析的 46 件巖石樣品均采自于平順雜巖體內(nèi)部, 遠(yuǎn)離矽卡巖型鐵礦體。

通過人工重砂法從新鮮巖石樣品中分選出鋯石,然后在雙目鏡下挑選無裂隙、無包體、透明干凈自形的鋯石顆粒, 并與標(biāo)樣鋯石 TEM 一起鑲嵌于樹脂中, 打磨拋光并鍍金。鋯石測年在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所離子探針中心完成。分析流程見文獻(xiàn)(Compston et al., 1984; Williams and Claesson, 1987)。標(biāo)樣鋯石 TEM(t=417 Ma)用于元素間分餾校正。U、Th 和 Pb 含量的測定用標(biāo)準(zhǔn)斯里蘭卡鋯石SL13(U=238×10-6, t=572 Ma)校正。數(shù)據(jù)處理采用ISOPLOT 程序進(jìn)行計(jì)算。主量元素和 Pb 同位素含量測試在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所完成, 主量元素采用 XRF 測試, Pb 同位素采用 MAT262 TIMS測試。微量元素和稀土元素在長安大學(xué)地質(zhì)測試中心采用 ICP-MS(USA Thermo Electron Co. X7 型)測試。Sr-Nd 同位素在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室采用 AG50W-8 測試, Sr 同位素測試結(jié) 果 用86Sr/88Sr=0.1194 的內(nèi)檢樣品進(jìn)行校正, Nd 同位素測試結(jié)果用146Nd/144Nd=0.7219 的內(nèi)檢樣品進(jìn)行校正,直到誤差在測試精度范圍之內(nèi)為止。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石 SHRIMP U-Pb 定年

分別選擇平順雜巖體中未發(fā)生蝕變的橄欖角閃輝長 巖 (LG01)和閃 長 巖(B035)開 展鋯 石 SHRIMP U-Pb 年齡測試, 測試結(jié)果見表 1。

兩件巖石樣品挑選出的鋯石多為透明無色-淺黃色, 呈長柱狀、短柱狀自形-半自形晶體, 晶粒大小介于 70~140 μm 之間。在鋯石陰極發(fā)光圖像上(圖3a, b), 鋯石長寬比值變化于 2∶1~3.5∶1, 典型巖漿鋯石的韻律環(huán)帶不發(fā)育。鋯石的 Th/U 比值(LG01: Th/U=1.03~1.92, 平均為 1.42, 9 個點(diǎn); B035: Th/U= 1.41~1.93, 平均為 1.62, 8 個點(diǎn))和 Th-U 較好的線性正相關(guān)性(圖 3c、d), 顯示巖漿成因鋯石的特點(diǎn)。所以, 鋯石形成的時(shí)間可以代表巖體的形成年齡。

在 U-Pb 圖解(圖 3e, f)中, 樣品 LG01 中鋯石的 8個分析點(diǎn)206Pb/238U 年齡變化于 121.5~128.3 Ma, 在諧和曲線圖上數(shù)據(jù)成群分布, 給出了 123.4±1.7 Ma (MSWD=1.10)的206Pb/238U 的加權(quán)平均年齡(圖 3e),代表了橄欖角閃輝長巖的形成時(shí)代。樣品 B035 的鋯石 9 個分析點(diǎn)206Pb/238U 年齡為 120.4~128.8 Ma, 在諧和曲線圖上也成群出現(xiàn), 給出了206Pb/238U 的加權(quán)平均年齡為 125.5±2.3 Ma(MSWD=0.58)(圖 3f), 代表了閃長巖的形成年代。

圖 2 平順雜巖體典型顯微照片F(xiàn)ig.2 Photomicrographs showing typical textures of the Pingshun complexes

表 1 平順雜巖體樣品鋯石 SHRIMP U-Pb 年齡分析結(jié)果表Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating results of the Pingshun complexes

3.2 主量和微量元素

巖石樣品的主量元素和微量元素測試結(jié)果見表2。平順雜巖體 SiO2=42.82%~63.54%、Al2O3=11.91%~ 19.15%(橄欖角閃輝長巖為 11.91%~16.54%)、MgO= 1.20%~14.57%、Fe2O3=2.40%~15.03%、CaO=3.13%~ 11.94%、Cr=17.61×10-6~911.0×10-6和 Ni=11.61×10-6~ 338.2×10-6(表 2)。在主量、微量元素哈克圖解(圖 4)上, 隨著 SiO2含量的增加, 主量元素 MgO、Fe2O3、CaO 和 TiO2含量及 CaO/Al2O3比值表現(xiàn)為迅速減少的趨勢(圖 4a~c, f, e); 而 Al2O3和 K2O 含量卻表現(xiàn)為增加的趨勢(圖 4d, g); 微量元素 Sr 和 Ba 整體顯示微弱的正相關(guān)(圖 4i, j), 而 Cr、Ni 顯示微弱的負(fù)相關(guān)或相關(guān)性不好(圖 4k, l)。

平順雜巖體巖石樣品 REE 元素總量為 59.54× 10-6~139.14×10-6, 在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上(圖 5), 樣品表現(xiàn)出相似的 LREE 富集, HREE 虧損(LREE/HREE=4.31~10.94, LaN/YbN=3.53~14.49), 輕、重 稀 土 元 素 分 異 程 度 不 明 顯 (LaN/SmN∶ GdN/YbN= (1.04~4.91)∶(1.85~2.63)), 以及微弱正 Eu 異常(Eu/ Eu*=0.88~1.42, 平均為 1.16)等特征(表 2, 圖 5)。在微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖 5), 巖石樣品表現(xiàn)出相似的變化趨勢, 富集大離子親石元素(Sr、Ba、K)和 LREE,虧損高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Th 和 U), 但是高場強(qiáng)元素 Ti卻表現(xiàn)出了強(qiáng)烈富集的特征。另外, 平順雜巖體還具有高 Sr(311.1×10-6~1561.0×10-6)、低 Y(8.81× 10-6~23.52×10-6)和 Yb(1.13×10-6~2.50×10-6), 以 及高 Sr/Y 比值(22.73~105.47)的特征, 這與來自于島弧的埃達(dá)克巖和 TTG 巖石相似。

3.3 Sr-Nd、Pb 同位素

巖石樣品的 Sr-Nd 和 Pb 同位素分析結(jié)果見表 3。除樣品 B035 具有相對高的 Sr、Nd 同位素比值(ISr(125 Ma)=0.7075、εNd(125 Ma)=-9.61), 其他樣品Sr、Nd 同位素組成相近(ISr(125 Ma)=0.7053~ 0.7066、εNd(125 Ma)=-12.13~-17.01)。在圖87Sr/86Sr (125 Ma) -εNd(125 Ma)中(圖 6), 大部分樣品分布在 EMI 和華北下地殼之間, 并靠近 EMI, 顯示與 EMI 相類似的特征, 而 B035 樣品分布在 EMII 和華北中上地殼之間, 相似于徐淮榴輝巖捕擄體。平順雜巖體 Sr-Nd同位素組成相似于華北克拉通內(nèi)部太行山中生代輝長巖、濟(jì)南輝長巖的同位素組成(Fan et al., 2001; Zhang et al., 2004), 較華北克拉通周緣造山帶地區(qū)(大別、方城等地區(qū))中生代火山巖具有高 εNd(t)和低87Sr/86Sr 比值(Jahn et al., 1999; Fan et al., 2009; Zhang et al., 2002)。平順雜巖體(206Pb/204Pb)i=17.061~18.538, (207Pb/204Pb)i=15.354~15.602, (208Pb/204Pb)i=37.184~38.502,比邯邢巖體 Pb 同位素組成略高(陳斌等, 2005)。在 Pb 同位素圖解中(圖 7a, b), 橄欖角閃輝長巖分布在 EMI 和華北下地殼之間, 并靠近 EMI; 閃長巖分布在 EMI 和 EMII 之間, 靠近 EMI, 也顯示與 EMI相類似的特征。

圖 3 平順雜巖體橄欖角閃輝長巖(LG01)和閃長巖(B035)中鋯石陰極發(fā)光圖(a, b)、Th-U 含量變化曲線圖(c, d)和鋯石SHRIMP U-Pb 年齡諧和曲線圖(e, f)Fig.3 CL images (a, b), Th-U contents (c, d) and zircon SHRIMP U-Pb concordia diagrams (e, f) for the zircons from the olivine hornblende gabbro (LG01) and diorite (B035) of the Pingshun complexes

4 討 論

4.1 巖體形成時(shí)代

平順雜巖體年代學(xué)研究較為薄弱, 過去獲得的多為單礦物 K-Ar 和全巖 Rb-Sr 年齡數(shù)據(jù)(135~238 Ma),這與區(qū)域內(nèi)同時(shí)代巖體獲得的高精度鋯石 U-Pb 年齡數(shù)據(jù)(符山巖體 126~138 Ma, 洪山巖體 135 Ma) (陳斌等, 2005; 彭頭平等, 2004)相差近 100 多個百萬年。最近, 王春光等(2011)獲得了橄欖角閃輝長巖的鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 年齡為 125±2.3 Ma, 這一結(jié)果與太行山其他地區(qū)中生代巖漿巖形成年齡相近。本文獲得平順橄欖角閃輝長巖和閃長巖鋯石SHRIMP U-Pb 年齡分別為 123±1.7 Ma 和 125±2.3 Ma。這一測試結(jié)果表明輝長巖和閃長巖是近同時(shí)形成的, 可能前期巖漿還沒有固結(jié), 后期巖漿就已經(jīng)再次侵位, 隨后二者進(jìn)一步發(fā)生混合, 這可以很好地解釋為什么輝長巖呈透鏡狀被包裹于閃長巖中,并且在二者之間發(fā)育角閃輝長-閃長巖的地質(zhì)現(xiàn)象。同時(shí), 這一結(jié)論也得到了閃長巖體內(nèi)含有大量基性巖包體及橄欖輝長巖中出現(xiàn)了具有特殊環(huán)帶結(jié)構(gòu)的斜長石(圖 2e)等地質(zhì)現(xiàn)象的證實(shí)。

表 2 平順雜巖體樣品主量元素(%)、微量元素和稀土元素(×10-6)含量分析表Table 2 Major element (%), trace element and rare earth element compositions (×10-6) of the Pingshun complexes

續(xù)表 2:

續(xù)表 2:

太行山南段符山高 Mg閃長巖的形成時(shí)代為125±1.0 Ma(Xu et al., 2010a), 東冶輝長巖的形成時(shí)代為 125.2±4.5 Ma(Wang et al., 2006), 東冶閃長巖的形成時(shí)代為 125.9±0.9 Ma(彭頭平等, 2004)。太行山北段地區(qū)王安鎮(zhèn)基性巖的形成時(shí)代介于 138~129 Ma之間(陳斌等, 2005)。這說明平順雜巖體形成年齡(123~125 Ma)與太行山其他地區(qū)、乃至整個華北地區(qū)的巖漿活動的年齡相近, 都發(fā)生在早白堊世, 說明它們是同一次大地構(gòu)造巖漿活動事件的產(chǎn)物。

4.2 結(jié)晶分異與地殼混染

平順雜巖體整體具有高 Mg#值、Cr、Ni含量, 及低 HREE和 Y的特征, 說明巖漿很可能起源于地幔。地幔巖漿在上升侵位過程中勢必會發(fā)生結(jié)晶分異和地殼混染, 或者說結(jié)晶分異和地殼混染可能在巖漿演化的過程中扮演了重要角色。

平順雜巖體中 MgO 和 Fe2O3與 SiO2含量具有明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖 4a, b), 指示存在橄欖石的結(jié)晶分異; CaO、Al2O3含量和 CaO/Al2O3比值與 SiO2含量間關(guān)系(圖 4c~e)顯示存在單斜輝石的結(jié)晶分異; TiO2與 SiO2呈較明顯線性負(fù)相關(guān)(圖 4f), 指示含鈦氧化物發(fā)生了結(jié)晶分異, 而圖 5 中 Ti富集可能指示巖漿源區(qū)的性質(zhì); P2O5與 SiO2間關(guān)系不明顯(圖 4h),可能指示磷灰石沒有發(fā)生結(jié)晶分異或結(jié)晶分異不明顯。Sr、Ba 主要存在于斜長石內(nèi), Sr、Ba 與 SiO2的線性正相關(guān)(圖 4i, j), 以及微弱的 Eu 正異常(圖 5)均表示斜長石結(jié)晶分異作用不明顯。平順雜巖體的地球化學(xué)特征顯示在巖漿演化過程中主要存在橄欖石、單斜輝石、含鈦氧化物的結(jié)晶分異, 斜長石結(jié)晶分異作用不明顯的特征。然而, 這樣的結(jié)晶分異作用很難解釋平順雜巖體具有高 Mg#、Cr和親地殼的同位素組成特征(圖 6, 7)。所以, 平順雜巖體在巖漿演化的過程中勢必有地殼物質(zhì)的加入, 可能是巖漿在上升的過程中有地殼物質(zhì)加入, 也可能在巖漿源區(qū)本身就含有地殼物質(zhì)。

平順雜巖體以高 Mg#(0.37~0.82, 平均值 0.63), 富Na(Na2O/K2O=1.0~120.4)、高 Sr(311.1×10-6~1561× 10-6)、Cr(17.61×10-6~911×10-6)、Ni(11.61×10-6~388.2× 10-6)為特征, 明顯高于華北克拉通上部陸殼物質(zhì)的平均值(Rudniek and Fountain, 1995) , 可排除巖漿起源于上地殼或受到上地殼物質(zhì)混染的可能性。在圖6a 中平順雜巖體樣品(除樣品 B035 外)均遠(yuǎn)離地幔巖漿與中上地殼演化趨勢線(圖 6a 中曲線 1), 也佐證了這一推測。

圖 4 主量元素、微量元素與 SiO2含量變化曲線圖Fig.4 Plots of the major and trace element concentrations versus SiO2contents

圖 5 平順雜巖體稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù) Taylor and Mclennan, 1985; 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù) Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for the Pingshun complexes

在圖 6 中, 大多數(shù)樣品(除樣品 B035 外)都落入地幔巖漿與華北下地殼的演化曲線范圍內(nèi), 指示可能有>40%的下地殼加入地幔巖漿(圖 6a 中曲線 2, 6b中曲線 1)。另外, 平順雜巖體中繼承鋯石也證明存在下地殼物質(zhì)混染。但是, 如此大規(guī)模的下地殼物質(zhì)進(jìn)入地幔巖漿, 勢必會改變巖漿的地球化學(xué)屬性,這與平順雜巖體存在基性巖, 以及高 MgO等特征不符。Depaolo (1981)認(rèn)為巖漿經(jīng)過復(fù)雜的 AFC 演化, 會形成 SiO2與87Sr/86Sr、εNd(125 Ma)呈線性正相關(guān), 與206Pb/204Pb 線性負(fù)相關(guān)的特征。然而這些特征在平順雜巖體中并未呈現(xiàn)(圖 8), 可見該雜巖體演化不僅僅是 AFC 過程, 可能巖漿源區(qū)本身就含有下地殼物質(zhì)。

4.3 巖漿起源及成因模式

4.3.1 輝長質(zhì)巖漿起源

華北地區(qū)下地殼主要由古生代麻粒巖和榴輝巖組成(Zhou et al., 2002), 可能是平順雜巖體巖漿形成的源區(qū)。平順雜巖體相比下地殼麻粒巖(87Sr/86Sr=0.7060~0.7200, εNd(t)=-32~-44)具有低的87Sr/86Sr(0.7054~0.7076)和 高 的 εNd(t)(-17.01~-9.61),且不具有麻粒巖典型的 Th-U 虧損槽。這說平順雜巖體不可能起源于部分熔融的麻粒巖下地殼。Klemme et al. (2002)認(rèn)為來自于部分熔融下地殼榴輝巖的巖漿具有如下特征, 當(dāng) MgO 介于 9%~11%時(shí), Al2O3含量通常會大于 17.0%, 這與橄欖輝長巖的 地 球 化 學(xué) 特 征 (Al2O3=11.91%~16.54%, MgO= 6.79%~14.57%)不 符 , 可見 平 順 輝長 巖 也 不 可 能 起源于下地殼榴輝巖的部分熔融。在圖 9 中, 平順雜巖體樣品分布于地幔與俯沖板片流體/熔體混合趨勢范圍內(nèi), 指示其為地幔巖漿與俯沖板片熔體相互混合的產(chǎn)物; 其中 B015、B036 輝長巖樣品落入Kitakami 高 Mg 安山巖范圍內(nèi), 代表熔體-地幔橄欖巖相互作用的產(chǎn)物。

表 3 平順雜巖體樣品 Sr-Nd-Pb 同位素分析結(jié)果Table 3 Sr-Nd-Pb isotoptic data of the Pingshun complexes

圖 6 平順雜巖體 Sr-Nd 同位素圖解Fig.6 Sr vs. Nd isotope diagrams of the Pingshun complexes

圖 7 平順雜巖體 Pb 同位素相關(guān)圖解Fig.7 Pb isotopic compositions of the Pingshun complexes

圖 8 平順雜巖體 SiO2與87Sr/86Sr(a)、εNd(125 Ma)(b)和206Pb/204Pb(c)圖解Fig.8 SiO2vs.87Sr/87Sr (a), εNd(125 Ma) (b) and206Pb/204Pb (c) diagrams for the Pingshun complexes

B015、B036 兩個輝長巖樣品高 Mg#、Ni、Cr, 和低 Fe2O3、TiO2的特征指示其可能來源于虧損地幔。這一結(jié)論得到了在橄欖角閃輝長巖體中發(fā)現(xiàn)了古老虧損地幔橄欖巖包體的證實(shí)(Xu et al., 2010b)。同時(shí),這兩個樣品還具 有 高硅的特征(SiO2=49.15%~ 49.74%), 可能說明虧損地幔橄欖巖受到富硅流體交代。高溫熔融實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明虧損地幔橄欖巖在含水和不含水的條件下, 可以發(fā)生低程度的部分熔融形成高 Mg#的巖漿(Hirose, 1997)。橄欖角閃輝長巖中含少量角閃石、黑云母, 和具有黑云母反應(yīng)邊的單斜輝石捕擄晶(圖 2b)等地質(zhì)現(xiàn)象, 可能指示虧損地幔橄欖巖是在含水的條件下進(jìn)行部分熔融。在(Ta/La)N-(Hf/Sm)N圖解中(圖 10), 輝長巖樣品均投入與俯沖帶有關(guān)的流體交代區(qū)域內(nèi), 證明源區(qū)存在富硅流體交代。同時(shí), Xu et al. (2010b)對平順輝長巖體中地幔橄欖巖包體進(jìn)行了詳細(xì)研究, 認(rèn)為純橄巖地幔包體受到富硅流體強(qiáng)烈改造, 以致于寄主巖(輝長巖)具有富 Mg 高 Si的特征。由此可見, 虧損地幔橄欖巖受到富硅流體改造事實(shí)已比較清晰, 但關(guān)于富硅流體的形成機(jī)制還存在一些疑問, 是形成于俯沖洋殼, 還是拆沉下地殼(Chen et al., 2004; Gao et al., 2004)？

圖 9 平順雜巖體 Cr-Ni圖解Fig.9 Plot of Cr and Ni for the Pingshun complexes

圖 10 橄欖角閃輝長巖(Ta/La)N-(Hf/Sm)N圖解Fig.10 (Hf/Sm)Nvs. (Ta/La)Ndiagram for the olivine hornblende gabbro

目前最新研究成果顯示, 與華北克拉通有關(guān)的俯沖作用主要包括: ~100 Ma 開始向西俯沖古太平洋板塊(Engebretson et al., 1985)、顯生宙向南俯沖的蒙古-鄂霍次克洋板塊(Wu et al., 2000)和三疊紀(jì)與華北板塊俯沖-碰撞的揚(yáng)子地臺(吳福元等, 2008)?？紤]到南太行山地區(qū)遠(yuǎn)離古太平洋、蒙古-鄂霍次克洋和大別-蘇魯造山帶的情況, 它們的俯沖作用不可能影響到太行山地區(qū)(Wang et al., 2006), 所以富硅流體不可能來源于俯沖板片的部分熔融。那么富硅流體是來源于拆沉下地殼嗎？Xu et al. (2010b)獲得 平 順 輝長 巖 體 中 純橄 欖巖 地幔 包體 εNd(t)值為-15.4~-23.6, 顯 示 它們 經(jīng)歷 了下 地 殼物 質(zhì)熔 融熔 體的改造。這一結(jié)論同時(shí)也得到了在閃長巖樣品中存在大量太古宙和古元古代繼承/捕擄鋯石(鋯石 U-Pb年齡為 2526~2453 Ma, 王春光等, 2011)的佐證。

4.3.2 閃長質(zhì)巖漿起源

平順角閃輝長-閃長巖、閃長巖和石英閃長巖整體具有高 Mg#、Cr、Ni、Sr、Ba, 和低 HREE 和 Y的特征。高 Sr、Ba 及微弱 Eu 正異常特征指示斜長石沒有發(fā)生明顯的結(jié)晶分異作用; 而低 HREE 和 Y的特征指示巖漿部分熔融是在石榴子石穩(wěn)定域內(nèi)發(fā)生, 這些地球化學(xué)特征與埃達(dá)克巖和 TTG 巖石相似,可能說明下地殼榴輝巖部分熔融對巖漿形成具有重要的貢獻(xiàn), 樣品 B035 在圖 6 中靠近徐淮榴輝巖包體,可能說明源區(qū)有部分熔融榴輝巖熔體的加入。而巖體高 Mg#、Cr、Ni的特征指示有地幔巖漿注入。

這種兼具地幔和地殼雙重屬性的巖石是由什么地質(zhì)作用形成？關(guān)于這一問題的認(rèn)識, 目前存在很大爭議。第一種觀點(diǎn)認(rèn)為該類巖石起源于富集型的巖石 圈地 幔, 并 受到 了 陸 殼 物質(zhì) 的混 染 (陳斌 等 , 2005; Chen et al., 2004); 第二種觀點(diǎn)認(rèn)為巖漿起源于受古元古代造山帶根部陸殼物質(zhì)改造的巖石圈地幔的部分熔融(Wang et al., 2006); 第三種觀點(diǎn)認(rèn)為該類巖石是兩種性質(zhì)不同巖漿的混合產(chǎn)物, 這兩種巖漿分別起源于深部陸殼和巖石圈地幔部分熔融(Chen et al., 2008)。對于這三種觀點(diǎn), 哪種認(rèn)識最接近事實(shí)？閃長巖中具有特殊環(huán)帶結(jié)構(gòu)斜長石的核部(An＞81)代 表 幔 源 巖 漿 早 期 結(jié) 晶 的 產(chǎn) 物 , 而 幔 部(An<27)代表晚期酸性巖漿重結(jié)晶作用的產(chǎn)物, 這種結(jié)構(gòu)被視為殼幔巖漿混合的最直接證據(jù)。另外, Chen et al. (2013)對華北板塊中生代高 Mg 閃長巖巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)的詳細(xì)研究,認(rèn)為該類巖石是由殼幔巖漿混合而形成。

4.3.3 雜巖體各巖相間形成關(guān)系

在圖 4~7 中, 無論是主量元素、微量元素, 還是同位素, 角閃輝長-閃長巖均分布于橄欖角閃輝長巖和閃長巖之間, 結(jié)合它們之間的空間展布關(guān)系,可以說明角閃輝長-閃長巖是由輝長質(zhì)巖漿和閃長質(zhì)巖漿混合形成。這一結(jié)論得到了以下幾個方面的支持: ①橄欖石、輝石晶體外圍發(fā)育黑云母、角閃石蝕變邊; ②輝長巖和閃長巖的鋯石 U-Pb 年齡相近,說明它們的侵位間隔較短, 是在前期巖漿還沒有固結(jié)的前提下, 后期巖漿即發(fā)生侵位, 使得兩種巖漿能夠充分相互作用, 使得形成一定規(guī)模角閃輝長-閃長巖成為可能(劉建朝等, 2009)。

4.3.4 成因模式

基于以上分析, 本文對平順雜巖體形成提出了一個新的模式: 約在 1.85 Ga 華北東西部完成了塊體間的俯沖、碰撞和拼接過程, 巖石圈增厚, 形成了以下地殼為榴輝巖特征的中部造山帶(Gao et al., 2009), 之后趨于穩(wěn)定。早白堊世, 古太平洋板塊向歐亞大陸發(fā)生斜向俯沖, 誘發(fā)軟流圈物質(zhì)上涌, 在太行山地區(qū)形成弧后伸展環(huán)境。由于中部造山帶下部地殼榴輝巖密度明顯大于巖石圈地幔(Anderson, 2005), 所以其在重力和軟流圈上涌擾動的雙重作用下很容易發(fā)生拆沉作用。冷的、剛性下地殼掉入軟流圈內(nèi), 一方面拆沉下來的下地殼進(jìn)一步誘發(fā)軟流圈上涌, 其所攜帶的熱使下地殼物 質(zhì)發(fā) 生部分 熔融, 形 成 殼源 巖漿; 另一 方面高溫、富揮發(fā)份的軟流圈使拆沉下來的下地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融, 形成富硅流體/熔體, 交代上覆虧損地幔橄欖巖, 使其發(fā)生部分熔融形成幔源巖漿, 并沿著深大斷裂在快速上升過程中捕獲了上地幔橄欖巖, 并與之進(jìn)一步發(fā)生反應(yīng)(Morgan and Liang, 2005), 使地幔橄欖巖(方輝橄欖巖和二輝橄欖 巖 )改 造 為純 橄巖 , 最 終演 化為 輝長 巖母 巖漿 ;其與上覆殼源巖漿發(fā)生混合形成高 Mg閃長質(zhì)巖漿。約在 125 Ma, 高 Mg 閃長質(zhì)巖漿和輝長質(zhì)巖漿先后發(fā)生侵位和相互作用, 并在二者的接觸部位形成一定規(guī)模的角閃輝長-閃長巖。

4.4 平順雜巖體形成的構(gòu)造背景

平順雜巖體形成于 123~125 Ma, 這與華北克拉通乃至中國東部中生代發(fā)生的一次最強(qiáng)烈構(gòu)造巖漿事件相吻合(Xu et al., 2004; Wu et al., 2005), 它們應(yīng)該是一個共同構(gòu)造背景下形成的產(chǎn)物。關(guān)于這一次早白堊世構(gòu)造巖漿事件的地球動力學(xué)背景存在的主要觀點(diǎn)有: 印度與歐亞板塊的碰撞(Menzies and Xu, 1998); 超級地幔柱的存在(鄧晉福等, 2003); 揚(yáng)子與華北板塊的碰撞(Menzies and Xu, 1998; Gao et al., 2002)和古太平洋板塊的向西俯沖(Zheng et al., 2007;鐘軍偉和黃小龍, 2012)?？紤]到華北克拉通廣泛分布 NNE 向深大構(gòu)造-巖漿巖巖帶和發(fā)育雙峰式火山巖的組合(Chen et al., 2013)的事實(shí), 本文認(rèn)為平順雜巖體形成于古太平洋板塊向歐亞大陸斜向俯沖的地球動力學(xué)背景和伸展的構(gòu)造環(huán)境。

5 結(jié) 論

基于平順雜巖體年代學(xué)、地球化學(xué)研究, 并結(jié)合已有輝長巖中地幔包體的研究成果, 得出以下主要結(jié)論:

(1) 南太行山平順雜巖體橄欖角閃輝長巖和閃長巖鋯石 SHRIMP U-Pb 年齡分別為 123±1.7 Ma 和125±2.3 Ma, 表明該巖體形成于早白堊世。

(2) 平順雜巖體以高 Si、Mg#、Sr、Cr、Ni, 和富 Na、LILE、LREE, 及貧 HFSE、HREE 為特征, 并具有相對低的87Sr/86Sr初始比值和明顯偏低的 εNd(t)值, 表明巖漿具有殼幔雙重屬性。結(jié)合輝長巖中地幔包體已有的研究成果, 認(rèn)為輝長巖是由富硅流體交代的虧損地幔橄欖巖經(jīng)低程度部分熔融形成; 高M(jìn)g 閃長巖起源于下地殼部分熔融, 并與一定規(guī)模的幔源巖漿發(fā)生混合; 角閃輝長-閃長巖形成于輝長質(zhì)巖漿與高M(jìn)g閃長質(zhì)巖漿的混合作用。

陳斌, 田偉, 翟明 國 , 荒川洋二 . 2005. 太行 山 和華北 其它地區(qū)中生代巖漿作用的鋯石 U-Pb 年代學(xué)和地球化學(xué)特征及其巖漿成因和 地 球 動 力 學(xué)意義. 巖石學(xué)報(bào), 21: 13-24.

鄧晉福, 蘇尚國, 趙海玲, 莫宣學(xué), 肖慶輝, 周肅, 劉翠,趙國春. 2003. 華北地區(qū)燕山期巖石圈減薄的深部過程. 地學(xué)前緣, 10(3): 41-50.

鄧晉福, 趙 海 玲, 莫宣學(xué), 羅 照 華. 1996. 中 國大陸根 柱構(gòu) 造 —— 大 陸 動 力 學(xué) 的 鑰 匙 . 北 京 : 地 質(zhì) 出 版 社 : 1-115.

劉建朝, 張 海 東, 劉淑文, 戈 小 紅. 2009. 太 行山南段 雜巖體成因研究. 地質(zhì)論評, 55(3): 318-328.

彭頭平, 王岳軍, 范蔚茗, 郭鋒, 彭冰霞. 2004. 南太行山閃長巖的 SHRIMP 鋯石 U-Pb 年齡及巖石成因研究.巖石學(xué)報(bào), 20(5): 1253-1262.

王春光, 許 文 良, 王楓, 楊 德 彬. 2011. 太行 山 南段西 安里早白堊世角閃輝長巖的成因: 鋯石 U-Pb 年齡、Hf同位素和巖石地球化學(xué)證據(jù). 地球科學(xué)——中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào), 36(3): 472-481.

吳 福元, 葛文 春 , 孫德有, 郭春 麗 . 2003. 中 國 東部巖 石圈減薄研究中的幾個問題. 地學(xué)前緣, (10): 51-60.

吳 福元, 孫德 有 , 張廣良, 任向 文 . 2006. 論 燕 山運(yùn)動 的深部地球動力學(xué)本質(zhì). 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 6(3): 379-388.

吳 福元, 徐義 剛 , 高山, 鄭建平 . 2008. 華北 巖 石圈減 薄與克拉通破壞研究的主要學(xué)術(shù)爭論. 巖石學(xué)報(bào), 24(6): 1145-1174.

鄭建平. 1999. 中國東部地幔置換作用與中新生代巖石圈減薄. 武漢: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 1-120.

鐘軍偉 , 黃小龍 . 2012. 魯西早白堊 世基性侵入巖的鋯石Hf 同位素組成變化及其成因. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 36(4): 572-580.

Anderson D L. 2005. Large igneous provinces, delamination and fertile mantle. Elements, 1(5): 271-275.

Chen B, Jahn B M and Suzuki K. 2013. Petrological and Nd-Sr-Os isotopic constraints on the origin of high-Mg adakitic rocks from the North China Craton: Tectonic implications. Geology, 41: 91-94.

Chen B, Tian W, Jahn B M and Chen Z C. 2008. Zircon SHRIMP U-Pb ages and in-situ Hf isotopic analysis for the Mesozoic intrusions in South Taihang, North China craton: Evidence for hybridization between mantle-derived magmas and crustal components. Lithos, 102: 118-137.

Chen B, Jahn B M, Arakawa Y and Zhai M G. 2004. Petrogenesis of the Mesozoic intrusive complexes from the southern Taihang Orogen, North China Craton: Elemental and Sr-Nd-Pb isotopic contraints. Contributions to Mineralogy and Petrology, 148(4): 489-501.

Chen B and Zhai M G. 2003. Geochemistry of late Mesozoic lamprophyre dikes from the Taihang Mountains, North China and implications for the subcontinental lithospheric mantle. Geological Magzine, 140(1): 87-93.

Compston W, Williams I S and Mayer C. 1984. U-Pb geochronology of zircons from Lunar Breccia 73217 using a sensitive high resolution ion microprobe. Journal of Geophysical Research, 89(2): 525-535.

DePaolo D J. 1981. Trace element and isotopic effects of combined wall rock assimilation and fractional crystalization. Earth Planetary Science Letters, 53: 189-202.

Engebretson D C, Cox A and Gordon R G. 1985. Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basins. Geology Society of America Special Papers, 206: 1-59.

Fan W M, Guo F, Wang Y J and Zhang M. 2001. Postorogenic bimodal volcanism along the Sulu Orogenic Belt in eastern China. Physics and Chemistry of the Earth (A), 26(9-10): 733-746.

Fan W M, Guo F, Wang Y J and Zhang M. 2009. Late Mesozoic volcanism in the northern Huaiyang tectonemagmatic belt, central China: Partial melts from a lithospheric mantle with subducted continental crust relicts beneath the Dabie orogen? Chemical Geology, 209: 27-48.

Gao S, Rudnick R L, Carlson R W, McDonough W F and Liu Y S. 2002. Re-Os evidence for replacement of ancient mantle lithosphere beneath the North China craton. Earth Planetary Science Letters, 148: 307-322.

Gao S, Rudnick R L and Xu W L. 2008. Recycling deep cratonic lithosphere and generation of intraplate magmatism. Earth and Planetary Science Letters, 270: 41-53.

Gao S, Rudnick R L, Yuan H L, Liu X M, Liu Y S, Xu W L, Ling W L, Ayers J, Wang X C and Wang Q H. 2004. Recycling lower continental crust in the North China craton. Nature, 432: 892-897.

Gao S, Zhang J F, Xu W L and Liu Y S. 2009. Delamination and destruction of the North China craton. Chinese Science Bulletin, 54(19): 3367-3378.

Griffin W L, Zhang A, O’Reilly S Y and Ryan C G. 1998. Phanerozoic evolution of the lithosphere beneath the Sino-Korean craton // Martin F, Flower J, Chung S L, Lo C H and Lee T Y. Mantle Dynamics and Plate Interacions in East Asia. American Geophysical Union, Geodynamics Series, 27: 107-126.

Guo F, Fan W M, Wang Y J and Lin G. 2003. Geochemistry of late Mesozoic mafic magmatism in west Shandong Province, eastern China: Characterizing the lost lithospheric mantle beneath the North China Block. Geochemical Journal, 37: 64-77.

Hirose K. 1997. Melting experiments on KLB-1 under hydrous conditions and generation of high-magnesia andesitic melts. Geology, 25: 42-44.

Jahn B M, Wu F, Lo C H and Tsai C H. 1999. Crust-mantle interaction induced by deep subduction of the continental crust: Geochemical and Sr-Nd isotopic evidence from post-collisional mafic-ultramafic massfis of the northern Dabie complex, central China. Chemical Geology, 157: 119-146.

Klemme S, Blundy J D and Wood B J. 2002. Experimental constraints on major and trace element partitioning during partial melting of eclogite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66(17): 3109-3123.

Menzies M A, Fan W M and Zhang M. 1993. Paleozoic and Cenozoic lithoprobes and the loss of >120 km of Archean lithosphere, Sina-Korean craton, China // Prichard H M, Alabaster T, Harris N B W and Neary C R. Magmatic Processes and Plate Tectonics. Geological Society, London, Special Pubulications, 76: 71-81.

Menzies M A and Xu Y. 1998. Geodynamics of the North China Craton // Martin F, Flower J, Chung S L, Lo C H and Lee T Y. Mantle Dynamics and Plate Interacions in East Asia. American Geophysical Union, Geodynamics Series, , 27: 155-165.

Menzies M A, Xu Y G and Zhang H F. 2007. Integration of geology, geophysics and geochemistry: A key to understanding the North China craton. Lithos, 96(1-2): 1-21.

Morgan Z and Liang Y. 2005. An experimental study of the kinetics of lherzolite reactive dissolution with applications to melt channel formation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150(4): 369-385.

Rudnick R L and Fountain D M. 1995. Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics, 33: 267-308.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes // Sauders A D and Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42:313-345.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution. Oxford Press Blackwell: 1-312.

Tsuchiya T, Suzuki S, Kimura, J I and Kagami H. 2005. Evidence for slab melt/mantle reaction: Petrogenesis of early Cretaceous and Eocene high-Mg andesites from the Kitakami Mountains, Japan. Lithos, 79: 179-206.

Wang Y J, Fan W M, Zhang H F and Peng T P. 2006. Early Cretaceous gabbroic rocks from the Taihang Mountains: Implications for a paleosubduction-related lithospheric mantle beneath the central North China craton. Lithos, 86(3-4): 281-302.

Williams I S and Claesson S. 1987. Isotopic evidence for the Precambrian provenance and Caledonian metamorphism of high grade paragneisses from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides Ⅱ. Ion microprobe zircon U-Th-Pb. Contributions to Mineralogy and Petrology, 97: 205-217.

Wu F Y, Jahn B M, Wilde S and Sun D Y. 2000. Phanerozoic crustal growth: U-Pb and Sr-Nd isotopic evidence from the granites in northeastern China. Tectonophysics, 328 (1-2): 89-113.

Wu F Y, Lin J Q, Wilde S A, Zhang X O and Yang J H. 2005. Nature and significance of the early Cretaceous giant igneous event in eastern China. Earth and Planetary Science Letters, 233(1-2): 103-119.

Xu W L, Gao S, Wang Q H, Wang D Y and Liu Y S. 2006. Mesozoic crustal thickening of the eastern north China craton: Evidence from eclogite xenoliths and petrologic implications. Geology, 34: 721-724.

Xu W L, Wang C G, Yang D B, Wang F and Pei F P. 2010b. Dunite xenoliths and olivine xenocrysts in gabbro from Taihang Mountains: Characteristics of Mesozoic lithospheric mantle in central China. Journal of Earth Science, 21(5): 692-170.

Xu W L, Yang D B, Gao S, Pei F P and Yu Y. 2010a. Geochemistry of peridotite xenoliths in early cretaceous high-Mg#diorites from the central orogenic block of the north China craton: The nature of Mesozoic lithospheric mantle and constraints on lithospheric thinning. Chemical Geology, 270(1-4): 257-273.

Xu Y G. 2001. Thermo-tectonic destruction of the Archean lithospheric keel beneath the Sino-Korean craton in China: Evidence, timing and mechanism. Physics and Chemistry of the Earth Part A: Solid Earth and Geodesy, 26(9-10): 747-757.

Xu Y G. 2007. Diachronous lithospheric thinning of the North China Craton and formation of the Daxin’anling-Taihangshan gravity lineament. Lithos, 96(1-2): 281-297.

Xu Y G, Ma J L, Huang X L, Iizuka Y, Chung S L, Wang Y B and Wu X Y. 2004. Early Cretaceous gabbroic complex from Yinan, Shandong Province: Petrogenesis and mantle domains beneath the North China Craton. International Journal of Earth Sciences, 93: 1025-1041.

Zhang H F, Sun M, Zhou X H, Fan W M, Zhai M G and Yin J F. 2002. Mesozoic lithosphere destruction beneath the North China Craton: Evidence from major, trace element, and Sr-Nd-Pb isotope studies of Fangcheng basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 141: 241-253.

Zhang H F, Sun M, Zhou M F, Fan W M, Zhou X H and Zhai M G. 2004. Highly heterogeneous Late Mesozoic lithospheric mantle beneath the North China Craton: Evidence from Sr-Nd-Pb isotopic systematics of mafic igneous rocks. Geological Magazine, 141: 55-62.

Zhao G C, Cawood P A, Wilde S A, Sun M and Lu L Z. 2000. Metamorphism of basement rocks in the central zone of the North China craton: Implications for Paleoproterozoic tectonic evolution. Precambrian Research, 103(1-2): 55-88.

Zhao G C, Wilde S A and Cawood P A. 2001. Archean blocks and their boundaries in the North China craton: Lithological, geochemical, structural and P-T path constraints and tectonic evolution. Precambrian Research, 107(1-2): 45-73.

Zheng J P, Griffin W L, O’Reilly S Y, Yu C M, Zhang H F, Pearson A and Zhang M. 2007. Mechanism and timing of lithospheric modification and replacement beneath the eastern North China craton: Peridotitic xenoliths from the 100 Ma Fuxin basalts and a regional synthesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(21): 5203-5225.

Zhou X H, Sun M, Zhang G H and Chen S H. 2002. Continental crust and lithospheric mantle interaction beneath North China: Isotopic evidence from granulite xenoliths in Hannuoba, Sino-Korean craton. Lithos, 62: 111-124.

Zindler A and Hart S. 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14: 493-571.

本期專輯相關(guān)露頭與手標(biāo)本照片選登

照片說明：

a. 廣西南丹大廠錫多金屬礦田長坡-銅坑礦床(銅坑 505 m 中段)92 號礦體中沿透鏡狀灰?guī)r交代形成的錫石-硫化物礦石(中間灰白色部分為灰?guī)r，周圍黑色部分為硅質(zhì)頁巖) (王登紅攝于 1991 年 7 月 20 日);

b. 廣西南丹大廠錫多金屬礦田長坡-銅坑礦床(長坡 530 m 中段)91 號礦體中沿層交代的錫石-硫化物礦石(中間白色部分為灰?guī)r) (王登紅攝于 1991 年 7 月 19 日);

c. 江西崇義淘錫坑鎢礦主礦脈(Ⅴ11)中的黑鎢礦石英脈標(biāo)本(王登紅攝于 2006 年 11 月 20 日);

d. 江西南部彈前巖體店背采石場(1∶20 萬井岡山幅)，在粗粒花崗巖的晶洞中可見稀土礦物(王登紅攝于 2010 年 11 月 8日);

e. 廣西大廠礦田籠箱蓋巖體，拉么 530 中段主巷道，似斑狀花崗巖與細(xì)?；◢弾r接觸面(二者區(qū)別明顯但無明顯的侵入接觸界面，其鋯石 U-Pb 年齡均為 102~94 Ma) (梁婷攝于 2009 年 8 月 11 日);

f. 湖南南部騎田嶺巖體中部南溪鄉(xiāng)東，可見花崗巖巖體中 X 型節(jié)理，附近 Be、Nb、Ta、Rb、Cs 等稀有金屬元素含量明顯升高(王登紅攝于 2010 年 7 月 17 日)。

Petrogensis of the Pingshun Complexes in the Southern Taihang Mountains: Petrology, Geochronology and Geochemistry

ZHANG Haidong1, LIU Jianchao1, CHEN Zhengle2, CHEN Bailin2, PENG Suxia1andMEN Wenhui1
(1. Resource College of Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China; 2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China)

The Pingshun complexes in the southern Taihang Mountains mainly consists of olivine hornblende gabbro, hornblende gabbro-diorite and diorites. The zircon SHRIMP U-Pb dating results show that the olivine hornblende gabbro and diorites are 123.4±1.7 Ma and 125.5±2.3 Ma, respectively, which suggests that the Pingshun complexes was formed in the Early Cretaceous within a short time. The Pingshun complexes has the following characteristics: SiO2mostly 42.82%-63.54%, high Mg#values and Na, Sr, Cr, Ni contents, and high abundances of LILE and LREE, low abundances of HFSE, relative low initial ratio of87Sr/86Sr and strikingly low εNd(125 Ma) values, which showed that the magma originated from the mixing between magma derived from refractory peridotite and crustal magma. Combined with the nature of the mantle dunite xenoliths from olivine hornblende gabbro, we suggest that the primary magma for the olivine hornblende gabbro should derive from the partial melting of the refractory peridotite source modified by SiO2-rich melt. High-MgO diorite was derived from the partial melting of the lower continental crust from the central orogenic belt, and then mixed with some mantle magma. The hornblende gabbro-diorite formed in the process of mixing between gabbro magma and high-MgO diorite magma.

the Pingshun complexes; southern Taihang Mountains; petrogenesis; zircon U-Pb age; the North China Craton

P595; P597

A

1001-1552(2014)02-0454-018

2013-08-01; 改回日期: 2014-01-08

項(xiàng)目資助: 國家自然科學(xué)基金(批準(zhǔn)號: 41040020, 41073027)、地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目(編號: 1212011121076)和中央高校基金(編號: CHD2011ZY005, CHD2011JC168)聯(lián)合資助。

張海東(1982-), 男, 博士, 講師, 從事巖石學(xué)和地球化學(xué)研究工作。Email: 270409938@qq.com