華北北部中寒武紀氧化-還原構(gòu)造環(huán)境中的堿性花崗巖

華北北部中寒武紀氧化-還原構(gòu)造環(huán)境中的堿性花崗巖

1巖石圈減薄過程與巖漿活動中生代以來，中國東部構(gòu)造巖漿活動強烈，巖石圈嚴重減少（mzeyetal.，1993；griffin等人，1998；zh安平，1999；wu福源等人，1999）。120.140ma期間，地幔源巖漿的地震性變化形成了下地殼（范啟誠等人，1998，2001；陸etal.，2001；xn，2001；翟明國等人，2002；yan等人，2003）。地殼平坦的巖漿活動和金成礦活動達到了頂峰（翟明國等人，2002；zhai等人，2004）。因此，中國東部中生代巖石圈的減少過程始于何時何地，這是一個需要探索的重要問題（吳福源等人，2003）。在中生代巖石圈減薄過程中,華北受到強烈改造,大量的花崗巖侵入到前寒武紀變質(zhì)基底巖系及其沉積蓋層之中近年研究揭示,在華北北緣(大致在北緯40°～42°之間)存住著一條近東西向的二疊紀堿性侵入巖帶,以堿性正長巖為主的巖體雖然規(guī)模相對較小,數(shù)量有限,但巖漿物質(zhì)被認為源自富集的上地幔(周玲棣等,1991,1996;閻國翰等,2000;牟保壘等,2001)。河北平泉光頭山巖體是這條三疊紀堿性侵入巖帶中唯一的堿性花崗巖,而許保良等(1998)對白堊紀的山海關(guān)堿性花崗巖體的研究認為,巖漿也是起源于富集地幔。顯然,如果堿性正長巖和堿性花崗巖均起源于富集的巖石圈地幔,那么它們對于研究華北中生代巖漿活動的起源和深部地質(zhì)過程具有同等重要的意義。因此,本文將通過光頭山堿性花崗巖的地球化學(xué)特征,結(jié)合前人研究成果,探討華北北部中生代巖漿起源和殼幔相互作用,進而試圖回答中新生代巖石圈減薄過程是從何時何地開始啟動的的問題。2中央造山帶模擬最新的研究表明(李江海等,2000;Zhaoetal.,2000),華北的基底可以分成3個構(gòu)造單元:具有3.5～3.8Ga巖石的東部地塊、以晚太古宙為主的西部地塊和位于二者之間的中央造山帶光頭山堿性花崗巖體就產(chǎn)出在中央造山帶的晚太古宙變質(zhì)基底巖石之中。在光頭山堿性花崗巖以南出露的王土坊花崗巖體,面積達220km2,其全巖Rb-Sr,等時線年齡為198Ma(王季亮等,1994)光頭山堿性花崗巖體位于河北省平泉縣北部,靠近冀蒙交界處(圖1)。巖體曾被定為元古代的花崗巖(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1989),但后來獲得的Rb-Sr、全巖等時線年齡約為200Ma(韓寶福等,1993;王季亮等,1994)。巖體在地表出露面積約20km2,呈南北延長的不規(guī)則橢圓狀3地球化學(xué)和年代學(xué)主要造巖礦物的化學(xué)成分(表1)分析是在日本早稻田大學(xué)JEOLJAX733電子探針和北京大學(xué)EPM-810Q電子探針上完成的,兩臺儀器的分析結(jié)果非常一致。硅鈦鈰鐵礦是在北京大學(xué)的電子探針上用波譜方法分析的(表2)全巖樣品的主要元素和稀土元素含量是在北京大學(xué)用ICP-AES方法測定的,其中Na2O和K2O含量用火焰光度計法進行檢查和校正。其它微量元素含量分析是在日本早稻田大學(xué)的理學(xué)3070EX熒光光譜儀(XRF)上完成的,Ga含量測定采用Ogasawara(1991)的方法。表3給出了全巖的化學(xué)成分。RbSr和Sm-Nd同位素(表4)測定是在日本岡山大學(xué)地球內(nèi)部研究中心FinniganMAT261質(zhì)譜儀上完成的,采用Kagami(1987)的方法。NBS-987Sr標(biāo)準樣品的87Sr/86Sr測定值為0.710244±17(2σ,n=13),Rb、Sr本底分別小于025ng和0.52ng87Sr/86Sr,測定值相對于86Sr/88Sr,=0.1194標(biāo)準化。日本地質(zhì)調(diào)查所玄武巖標(biāo)準樣品JB-1A的143Nd/144Nd測定值為0.512814±10(2σ,n=5),該標(biāo)準樣品的143Nd/144Nd=0.512786相當(dāng)于Nd標(biāo)準樣品BCR-1的143Nd/144Nd=0.512638(Kagamiretal.,1989)。Sm、Nd本底分別小于0.1ng和0.4ng,143Nd/144Nd測定值相對于146Nd/144Nd=0.7219標(biāo)準化,再相對于BCR-1的143Nd/144Nd=0.512640(Wasserburgetal,1981)進行校正,以消除同位素分餾的影響。全巖Rb-Sr,等時線計算采用Ludwig(1995)的Isoplot程序,87Rb的衰變常數(shù)為1.42×10-11/a,輸入的87R/86Sr和87Sr/86Sr,比值的誤差分別為2%和0.02%εNdandfSm/Nd的符號意義見DepaoloandWasserburg(1976),147Sm的衰變常數(shù)為6.54×10-12/a采用常規(guī)方法從巖石樣品中分離鋯石。顆粒鋯石U-Pb定年是在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所用同位素稀釋法完成的,具體方法見李惠民等(1995),年齡計算中采用的35U和238U衰變常數(shù)分別為0.98485×109/a和0.15513×10-9,現(xiàn)今的238U/235U比值為137.88。表5中206Pb/204Pb已對實驗空白(Pb=0.050ng,U=0.002ng)和稀釋劑做了校正,其它比率中的鉛同位素均為放射成因鉛同位素,絕對誤差為2σ。4硅鈦銅礦的地球化學(xué)特征巖體主體為堿性花崗巖,但在東北部有堿性長石花崗巖。巖石為灰白色,中-細?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。在光頭山堿性花崗巖體中,除有石英、堿性長石、鈉鐵閃石、霓輝石等一般堿性花崗巖中常見的主要造巖礦物外,還含有比較罕見的鈉鐵非石(韓寶福等,1994),個別樣品中還見有星葉石等。副礦物以鋯石和硅鈦鈰鐵礦最為普遍,還有鈦鐵礦,個別樣品中存在褐簾石。巖體中存在晚期的偉晶巖囊狀體,以堿性長石、石英和堿性角閃石為主,礦物顆粒粗大。霓輝石為半自形和它形粒狀,鈉鐵閃石多呈填隙狀,晚于石英和自形的堿性長石結(jié)晶。鈉鐵非石一般為自形或半自形長柱狀晶體,與霓輝石邊界清晰,兩種礦物可互相穿插包裹,但又都可以被它形的鈉鐵閃石包裹。因此,鎂鐵礦物的結(jié)晶順序是鈉鐵非石和霓輝石幾乎同時結(jié)晶,它們又早于鈉鐵閃石。硅鈦鈰鐵礦常以暗紅褐色到近黑色的自形和半自形晶體出現(xiàn),并且主要出現(xiàn)在鈉鐵閃石、霓輝石和鈉鐵非石等鎂鐵礦物中。這種礦物在巖石中分布不均勻,以樣品BT6中最豐富。堿性長石是由鉀長石(Or>95%)和鈉長石(Ab>95%)構(gòu)成的條紋長石,角閃石主要是鈉鐵閃石,而霓輝石的Al、Mn、Mg和Ca含量低,硬玉分子含量達到0.85～0.99。硅鈦鈰鐵礦的特征是輕稀土元素La、Ce、Pr和Nd以及Y的含量高,Y2O3+REE2O3達到42～49wt.%.5合巖石微量元素特征光頭山堿性花崗巖的主要化學(xué)成分相對均勻,SiO2過飽和,全堿含量高,富MnO,含量在0.12～0.19%之間,而Al2O3、MgO、Cat含量低(表3)堿性長石花崗巖的樣品BT8具有最高的SiO2含量,而其它氧化物的含量與堿性花崗巖沒有明顯區(qū)別。在CIPW標(biāo)準礦物中,堿性花崗巖樣品中出現(xiàn)綠輝石和鈉質(zhì)偏硅酸鹽,表明巖石富Na-O的性質(zhì),也符合巖石普遍含有鈉鐵非石、霓輝石和鈉鐵閃石等富Na2O鎂鐵礦物相的事實。但樣品BT8中出現(xiàn)少量(0.16%)的標(biāo)準礦物剛玉,指示其過鋁的性質(zhì),而以堿性長石為主的偉晶巖囊狀體樣品BT13雖然也是全堿含量高,A1203、MgO和CaO含量低,但A/CNK<1而A/NK>1。因此,在圖2中,除BT13和樣品BT8分別落入準鋁花崗巖和過鋁花崗巖區(qū)域外,其余樣品均落入過堿性花崗巖區(qū)域。但是,在微量元素含量方面,除BT8樣品的Zr含量最高、樣品BT13的Rb、Ba和Ga含量最高外,其它樣品的微量元素含量差別不明顯(表3),以高Rb和Ca、低Sr和Ba含量為特征,經(jīng)原始地幔標(biāo)準化后,顯示非常顯著的Ba、Nb、Sr、P、Eu、Ti等的負異常(圖3)。它們的稀土元素總量變化很大,最高的為樣品BT6,達到1400ppm以上,最低的是樣品BT13,僅有120ppm。盡管輕、重稀土元素的分餾程度變化很大,(La/Yb)cn=3.63～35.55,但所有樣品均顯示非常明顯的負Eu異常,δEu*僅在0.14～0.16之間變化。無論REE配分曲線的樣式、δEu*值,還是大離子親石元素和高場強元素含量,樣品BT8與其它樣品沒有區(qū)別(圖4)。6構(gòu)造等時線的年齡對6件堿性花崗巖樣品進行了Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析(表4),獲得的Rb-Sr.全巖等時線年齡T=200±16Ma,(87Sr/86Sr)i=0.705±0.008,MSWD=11.2(圖5)。這一定年結(jié)果與以前的Rb-Sr全巖等時線年齡(約200Ma,韓寶福等,1993;王季亮等,1994)在誤差范圍內(nèi)一致。然而,常規(guī)鋯石U-Pb定年給出的諧和年齡為220±1Ma(表5,圖6)。按照T=220Ma計算的87Sr/86Sr初始比值(87Sr/86Sr)i=0.6824-0.6999,低于或接近地球形成伊始的87Sr/86Sr比值0.69897±0.00003。這對于早中生代花崗巖顯然是不可接受的。但是,如果按照T=200Ma計算87Sr/86Sr初始比值,除樣品BT10的(87Sr/86Sr)i為0.6944,仍然明顯偏低之外,其余5個樣品的(87Sr/86Sr)i=0.7023～0.7068之間。如果以除BT10以外的其余5個樣品構(gòu)筑等時線,得到的結(jié)果為T=203±8Ma,(87Sr/86Sr)i=0.704±0.004,MSWD=1.9,等時線的質(zhì)量似乎有所改善,但樣品相應(yīng)的(87Sr/86Sr)i沒有明顯變化。造成全巖Rb-Sr等時線年齡與鋯石U-Pb年齡之間有所差異的原因可能是鋯石U-Pb體系封閉溫度較高,可以達到900℃(MezgerandKrogstad,1997),而巖石是由多種礦物相組成的,不同礦物Rb-Sr體系的封閉溫度明顯不同,因而全巖Rb-Sr體系的封閉溫度可能相對較低。因此,鋯石U-Pb年齡代表了結(jié)晶時代,而全巖Rb-Sr等時線年齡則可被視為冷卻年齡。Sm-Nd強烈分餾,fSm/Nd變化于-0.42～-0.63之間,按照T=220Ma計算,εNd(T)=-8.61～-9.90。7mno及b型成因光頭山巖體以堿性花崗巖為主體,礦物學(xué)和地球化學(xué)完全符合A型花崗巖的特征(圖7),而且MnO含量明顯高于A型花崗巖的平均值0.06%(Whalenetal.,1987)。按照Eby(1992)的分類,屬于A2型花崗巖(圖8)。因此光頭山堿性花崗巖是華北地區(qū)早中生代后造山環(huán)境下巖漿活動的產(chǎn)物。7.1山堿巖的nd同位素特征自從提出A型花崗巖的概念(LoiselleandWones,1979)以來,關(guān)于A型花崗巖的起源就一直存在不同的認識,從下地殼殘留源模式(Collinsetal.,1982),到殼源英云閃長巖-花崗閃長巖的部分熔融(Creaseretal.,1991)、有幔源巖漿參與(AndersonandMorrison,1992)、起源十虧損地幔(Boninetal.,1978;Folandetal.,1988;FolandandAllen,1991)或幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的極端分異(Turneretal.;1992),直到殼幔相互作用(Dickinetal.,1991;KerrandFryer,1993),不一而足。近年來,中外學(xué)者根據(jù)中國大陸A型花崗巖的Sr-Nd同位素特征,提出了多種認識:源自虧損地幔的鎂鐵質(zhì)巖漿的分異(Martinetal.,1994;Hanetal.;1997)、起源于富集地幔(許保良等,1998)、由底侵作用形成的新生下地殼的部分熔融(Wuetal.,2002)等。但無論如何,中國A型花崗巖的原巖具有類似地幔的性質(zhì),不可能是上地殼巖石(Weietal.,2000),源區(qū)以新生的地幔組分為主,可能有少量再循環(huán)的古老地殼物質(zhì)參與(Jahnetal.,2000a2000b,2001)。光頭山堿性花崗巖的(87Sr/86Sr)i變化較大,而143Nd/144Nd初始比值變化相對較小(表4)。這樣的Sr-Nd同位素特點在其它堿性花崗巖中普遍存在,如福建魁岐(Martinetal.,1994)、河北山海關(guān)(許保良等,1998)、新疆烏倫古河(Hanetal.;1997)、黑龍江碾子山(李培忠等,1994)、內(nèi)蒙古巴爾哲(王一先等,1997)等。這種情況的產(chǎn)生可能與堿性花崗巖具有高Rb低Sr(即高Rb/Sr比值)的特點有關(guān)(Wuetal,2002),因此在使用變化很大的(87Sr/86Sr)i限定堿性巖的巖漿源區(qū)時需要特別慎重,這樣的(87Sr/86Sr)i不一定代表源區(qū)的同位素特征(Weisetal.,1987)。在這種情況下,Nd同位素特征對限定巖漿源區(qū)就起到至關(guān)重要的作用。光頭山堿性花崗巖的εNd(T=220Ma)值皆為負值,6個樣品的平均值為-8.9(表4)。產(chǎn)生這樣的Nd同位素特征的巖漿源區(qū)可能有:1、地殼;2、殼?；旌献饔?3、富集地幔。因為光頭山堿性花崗巖定位在華北前寒武紀基底變質(zhì)巖系之中,所以首先可以排除巖漿起源于上地殼的可能性,而來自下地殼的可能性大增。華北下地殼是由太古代和早元古代角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)巖系組成,它們在T=130Ma時的εNd(T)在-30～-40之間(Jahnetal.,1999),即使按照光頭山堿性花崗巖的形成時代進行校正,在T=220Ma時下地殼的εNd(T)值會略有升高,但不會有很大變化,與光頭山堿性花崗巖的εNd(T)值存在顯著偏差,表明至少下地殼不可能是巖漿唯一的來源。此外,近年在冀西北和承德一帶確定了曾經(jīng)是華北最下部地殼的前寒武紀高壓麻粒巖地體,是具有大陸地幔特征的輝長巖,但末經(jīng)歷過部分重熔(翟明國等,2002)。所以,前寒武紀高壓麻粒巖地體作為巖漿的主要或唯一源區(qū)的可能性不大。雖然巖漿不可能起源于下地殼,但下地殼物質(zhì)卻可以成為使幔源巖漿在上升過程中受到混染的一個端員。在一個富集(下地殼)端員和一個虧損(地幔)端員發(fā)生混合的情況下,能夠產(chǎn)生光頭山堿性花崗巖的Nd同位素特征,但同樣的同位素特征還可能由源區(qū)混合過程產(chǎn)生,或者是繼承了富集地幔源區(qū)的特點顯然,僅僅根據(jù)光頭山堿性花崗巖的Nd同位素資料還難于在這幾種可能性中做出選擇,但華北北緣早中生代幔源巖漿活動的產(chǎn)物會有助于對光頭山堿性花崗巖的巖漿起源和演化過程提供有效約束。在華北北部,礬山超鎂鐵巖-正長巖雜巖和一些煌斑巖可以作為早中生代幔源巖漿活動的代表。礬山雜巖體主要由輝石巖和正長巖組成,巖漿源自富集地幔,在約240Ma時,εNd(l)值為-5.4(牟保磊等,2001)。大同煌斑巖εNd。(t=229Ma)值為-5.8(邵濟安等,2003),與礬山超鎂鐵巖-正長巖雜巖的Nd同位素特征基本一致。此外,華北北緣近東西向展布的三疊紀堿性巖帶的Nd同位素也具有富集地幔的特征(閻國翰等,2000)。雖然光頭山堿性花崗巖的εNd(t)值低于礬山雜巖體和大同煌斑巖的εNd(t)值,但卻表明巖漿源區(qū)與華北巖石圈地?？赡芫哂袃?nèi)在的聯(lián)系最近的研究表明,現(xiàn)今華北的下地殼是白堊紀巖石圈劇烈減薄期間(Menziesetal.,1993;Griffinetal.,1998)玄武質(zhì)巖漿底侵作用的產(chǎn)物(樊祺誠等,1998),漢諾壩玄武巖中下地殼麻粒巖包體的鋯石年齡在120～140Ma之間(樊祺誠等,1998;Liuetal.,2001)。顯然,晚中生代形成的下地殼不可能成為早中生代巖漿的源區(qū)。但是,漢諾壩玄武巖中橄欖巖的Re-Os同位素研究卻揭示,華北北緣的巖石圈地幔也不是太古代的,而是在1.85Ga左右?guī)r石圈地幔置換作用的產(chǎn)物((Gaoetal.,2002)并經(jīng)歷晚中生代的強烈改造(Xu,2001)。因此,1.85Ga形成的巖石圈地幔有可能參與了華北早中生代的巖漿活動華北東部的金伯利巖可以代表古生代巖石圈地幔(池際尚等,1996)。按照金伯利巖形成時代約為460Ma(Dobbsetal.,1994)計算,當(dāng)時巖石圈地幔最低的εNd(t)值為-6.7(池際尚等,1996)。假設(shè)這個巖石圈地幔是在1.85Ga形成的(Gaoetal.,2002),當(dāng)時虧損地幔的εNd(t)值為+5.9,則可以求出巖石圈地幔的fSm/Nd=-0.36,進而可以得到220Ma時巖石圈地幔最低的εNd(t)值為-8.8,與光頭山堿性花崗巖的SNd(t)平均值-8.9沒有明顯差別。這進一步顯示光頭山堿性花崗巖的源區(qū)可能與1.85Ga形成的巖石圈地幔有關(guān)。7.2巖石圈地表巖巖漿的ndt和山下地殼幔源巖漿在上升侵位過程中,可能會受到地殼物質(zhì)的混染。作為最有,可能的混染物質(zhì)就是下地殼巖石,因為光頭山堿性花崗巖是就位在華北基底變質(zhì)巖系之中的。當(dāng)然,還有另外一種可能性,就是混染發(fā)生在巖漿源區(qū),與俯沖過程有關(guān)的流體和(或)拆沉的下地殼物質(zhì)有關(guān)。根據(jù)礬山雜巖體、大同煌斑巖和華北金伯利巖的Nd同位素特征,并假設(shè)在1.85Ga華北東西兩部分碰撞造山過程中(Zhaoetal.,2000;Gaoetal.,2002),與俯沖過程有關(guān)的流體和(或)拆沉的下地殼物質(zhì)可能導(dǎo)致巖石圈地幔變得富集。由此推算的220Ma時巖石圈地幔最低的εNd(t)值和光頭山堿性花崗巖的εNd(t)平均值基本相當(dāng),并且大大高于華北的下地殼(圖9)。這表明,如果光頭山堿性花崗巖起源丁富集的巖石圈地幔,巖漿受到下地殼物質(zhì)混染的比例非常之低,基本可以忽略不計。然而,富集的巖石圈地幔發(fā)生正常比例或較高比例的部分熔融,將生成富集大離子親石元素的鎂鐵質(zhì)或超鎂鐵質(zhì)巖漿,前者如大同煌斑巖,后者如礬山雜巖體中的超鎂鐵巖或金伯利巖等。由富集的巖石圈地幔部分熔融生成的巖漿再經(jīng)過強烈的結(jié)晶分異和非常有限程度的地殼混染就可能形成了光頭山堿性花崗巖。這可能是一種相對比較合理的解釋。7.3鈉鐵非石分離鈦鐵巖漿過程中負nb和c-pb異常關(guān)系一般情況下,地幔部分熔融往往產(chǎn)生基性巖漿,只有非常低度的部分熔融才有可能產(chǎn)生花崗質(zhì)巖漿。幔源基性巖漿只有經(jīng)歷強烈分異之后,才有可能演化為花崗質(zhì)巖漿,而且A型花崗巖往往出現(xiàn)在巖漿演化的晚期階段。所以,從幔源巖漿演化到A型花崗巖的過程中,強烈的分離結(jié)晶是必不可少的過程。在很大程度上,正是由于強烈的分離結(jié)晶作用,才導(dǎo)致了A型花崗巖有別于其它花崗巖的獨特的地球化學(xué)特征,如Ba、Sr、P、Ti、Eu,等的顯著虧損(圖3)。負P異常與磷灰石的分離有關(guān),而負Ti異常則往往與富鈦礦物(如鈦鐵礦或榍石等)的分離有關(guān)。但在光頭山堿性花崗巖中,富鈦礦物除鈦鐵礦外,還有TiO2含量在9%左右的鈉鐵非石(表1)。雖然與鈦鐵礦或榍石相比,其TiO2含量并不高,如果大量的鈉鐵非石從巖漿中分離,也會對殘余巖漿Ti含量產(chǎn)生很大的影響,加大負Ti異常。一般認為負Nb異常是陸殼的特征之一(Brownetal.1984,TarneyandWeaver,1987),但是,實驗研究表明,玄武質(zhì)和安山質(zhì)巖漿在鈦鐵礦分離的情況下,也能夠產(chǎn)生負Nb異常(Green,1994)。所以,負Nb異常不一定就是幔源巖漿或巖漿源區(qū)受到地殼物質(zhì)混染的標(biāo)志。光頭山堿性花崗巖的負Nb異?？赡芗扔性磪^(qū)受到地殼物質(zhì)有限混染的原因,可能也有鈦鐵礦從巖漿中分離的貢獻。非常顯著的負Eu異常需要斜長石極端分離才能產(chǎn)生,因為斜長石分離能夠產(chǎn)生負Sr和Eu異常,同時也與堿性長石的分離結(jié)晶作用有關(guān),而且殘余巖漿中Ba含量顯著降低與鉀長石的分離結(jié)晶作用更為密切(Hanetal.,1997)。雖然Ba和Sr的正相關(guān)關(guān)系(圖略)能是角閃石、鉀長石、斜長石和黑云母等礦物相分離結(jié)晶的綜合結(jié)果,而且黑云母的分離結(jié)晶會嚴重影響到K、Rh、Ba等的含量,但這種影響在含堿性鎂鐵礦物的A型花崗巖中很難觀察到,原因在于這類巖石含黑云母的情況并不常見。A型花崗巖的特征之一是MgO含量低,這可能是富MgO礦物(角閃石和輝石等)分離結(jié)晶的結(jié)果。在角閃石發(fā)生重要分離結(jié)晶的情況下,殘余巖漿的重稀土元素部分將表現(xiàn)為下凹的樣式(圖4),但重稀土元素分餾并不明顯。因此,(Gd/Yb)cn=0.68～2.68,變化范圍相對輕稀土元素小得多。輕稀土元素含量變化大且強烈分餾的原因可能與巖石中含有富集輕稀土元素的硅鈦鈰鐵礦有關(guān)。樣品BT6含硅鈦鈰鐵礦最多,它的輕稀土元素不但含量最高,而且分餾最強烈,因而輕、重稀土元素的分餾也最大(圖10)。樣品BT12不但輕稀土元素分餾最小,而且輕、重稀土元素分餾最弱,可能反映了該樣品中硅鈦鈰鐵礦的含量很低,已經(jīng)不足以對稀土元素特征產(chǎn)生明顯影響。所以,推測硅鈦鈰鐵礦可能是從巖漿中分離的一個重要的副礦物相。此外,硅鈦鈰鐵礦的分離對負Ti異常也有所貢獻。8巖石圈減薄過程的初期活動從中生代開始,華北出現(xiàn)大規(guī)模構(gòu)造巖漿活動,其深部背景是巖石圈劇烈減薄(Menziesetal.,1993;Griffinetal.,1998),新生下地殼形成(樊祺誠等,1998,2001),巖石圈地幔置換(翟明國等,2002)。漢諾壩新生代玄武巖中麻粒巖包體的鋯石年齡表明,幔源巖漿底侵作用形成的新生下地殼發(fā)生在120～140Ma期間(樊祺誠等,1998,2001;Liuetal.,2001),而漢諾壩玄武巖中輝石巖包體也形成于這個時期(Xu,2002)。圖10富含輕稀土元素的硅鈦鈰鐵礦可能是一個重要的分離結(jié)晶相。殘余巖漿中硅鈦鈰鐵礦含量高,輕、重稀土元素分餾大(如BT6),結(jié)晶分離的比例越大,殘余巖漿的輕、重稀上元素分餾越小(如BT13)顯然,135Ma前后是所有這些深部過程的鼎盛時期。在元古代和古生代期間,華北構(gòu)造巖漿活動微弱,表明巖石圈一直處于相對穩(wěn)定的狀態(tài),而自中生代初期起,華北構(gòu)造巖漿活動逐漸增強。如果135Ma前后華北大規(guī)模巖漿活動之時是巖石圈減薄已經(jīng)達到最大程度之際,那么此前一定時間段內(nèi)的巖漿活動,都有可能與巖石圈減薄從開始到鼎盛的過程有關(guān),因為無論機械和(或)化學(xué)侵蝕(Xu.2002)還是拆沉作用(Zhouetal.,2002),巖石圈減薄都需要一定的時間才能完成。減薄是從巖石圈的某一部位開始,向外圍逐漸擴大的過程。隨著巖石圈減薄越來越強,減薄的范圍會越來越大;而熱的軟流圈上涌,一方面因為降壓而可能發(fā)生部分熔融,另外一方面必然導(dǎo)致巖石圈地幔升溫,升溫到一定程度時開始部分熔融。若有相當(dāng)部分的巖石圈減薄了,并發(fā)生底侵作用,地溫梯度進一步升高,地殼物質(zhì)也會部分熔融,導(dǎo)致大規(guī)模巖漿活動。所以,巖石圈減薄過程中的巖漿活動既可能以幔源巖漿為主,也可能以殼源巖漿占主導(dǎo)地位,或者形成大量的殼?；旌显吹膸r漿。在巖漿源區(qū)上,往往是在巖石圈減薄的早期以巖石圈地幔來源的巖漿為主,后來以軟流圈地幔來源的巖漿占主導(dǎo)地位(DePaoloandDaley,2000;Rileyetal.,2003),在巖漿活動強度方面,應(yīng)該是由弱漸強,達到高峰后再逐漸變?nèi)?。目前的年代學(xué)資料顯示,光頭山堿性花崗巖是華北北緣唯一的早中生代A型花崗巖體。然而,在區(qū)域上,早中生代巖漿活動在華北北緣形成以富集地幔來源為主的燕遼-陰山三疊紀堿性侵入巖帶(閻國翰等,2000),光頭山堿性花崗巖也產(chǎn)出在這條堿性侵入巖帶之屮。實際上.除堿性侵入巖之外,早中生代巖漿活動在華北北緣還形成了其它一些侵入巖體,Rb-Sr等時線年齡、顆粒鋯石U-Pb年齡和SHRIMP鋯石U-Pb年齡在198～236Ma之間(王季亮等,1994;Luetal.,2003;Miaoetal.,2002;羅鎮(zhèn)寬等,2001,2003),閃長巖及其中橄欖輝石巖等捕虜體的年齡在220～230Ma之間(邵濟安等,2000)。這些都反映了當(dāng)時的巖漿活動已經(jīng)具有相當(dāng)?shù)囊?guī)模和強度。所以,推測華北北緣早中生代巖漿活動可能就是華北中生代巖石圈減薄過程早期階段的產(chǎn)物。如果是這樣,那么,華北中生代巖石圈減薄過程實際上是從早中生代開始。在135Ma前后達到高峰的。早中生代巖漿活動不僅僅局限于華北北緣。最新的研究表明,早中生代A型花崗巖在中國東北的東部地區(qū)呈帶狀廣泛分布(Wuetal.,2002),在內(nèi)蒙占阿拉善北部(王廷印等,1998)和亞干變質(zhì)核雜巖中(王濤等,2002;Wangetal.,2004)均有出現(xiàn),它們不但時代與光頭山堿性花崗巖及華北北緣早中生代堿性侵入巖帶基本一致,均具有后造山A型(即A2型)花崗巖的地球化學(xué)特征,而且它們的形成與巖石圈減薄有關(guān)(王廷印等,1998;Wuetal.,2002;王濤等,2002;Wangetal.,2004),在早中生代時期,古亞洲洋已經(jīng)閉合,華北北緣和相鄰的中亞造山帶部分作為一個整體進入新的發(fā)展階段。所以、巖石圈減薄不僅僅局限于中亞造山帶內(nèi),在華北北緣相當(dāng)大范圍的巖石圈地?？赡芤舶l(fā)生了相似的過程。如果初始的巖石圈減薄過程在中亞造山帶內(nèi)主要以后造山A型花崗巖為標(biāo)志,那么在華北北緣的典型產(chǎn)物則以堿性巖為主,包括后造山堿性花崗巖和其它巖石類型。而無論是在中亞造山帶內(nèi)還是在華北北緣,與巖石圈減薄相關(guān)的早中生代侵入巖在一定范圍內(nèi)的帶狀分布,則表明了當(dāng)時的巖石圈減薄并沒有在更廣大的區(qū)域內(nèi)發(fā)生。只有到了侏羅紀-白堊紀,巖石圈減薄才在更大的區(qū)域內(nèi)廣泛發(fā)生,這期間形成的A型花崗巖不是帶狀產(chǎn)出,而是彌散狀分布,如東北地區(qū)的早白堊世A1型花崗巖(Wuetal.,2002),還有魁岐(Martinetal.,1994)、山海關(guān)(許保良等,1998)、碾子山(李培忠等,1994)、巴爾哲(王一先等,1997)、嶗山(趙廣濤等,1997)、蘇州(Chenetal.,1993)等A型花崗巖。最新的研究(Zhaietal.,2004)限定,華北東部巖石圈減薄的高峰期開始于150～140Ma,結(jié)束于110～100Ma。而漢諾壩玄武巖中各種下地殼包體的SHRIMP鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示,與華北克拉通中生代巖石圈減薄過程相對應(yīng)的多期熔融事件主要發(fā)生在180～80Ma期間,下地殼包體中新生鋯石還清楚地記錄了220Ma左右的事件(Wildeetal.,2003;Liuetal.,2004),表明巖石圈減薄過程在220Ma時就已經(jīng)開始所以說,中生代華北巖石圈減薄在時間上是從早中生代就已經(jīng)開始、在空間上是從華北北緣和相鄰的中亞造山帶開始向外逐漸擴展的深部過程,因而從該帶向外,各地巖石圈減薄開始的事件可能有所差異.例如,在魯西地區(qū),初始的巖石圈減薄大致是從180Ma開始的(Xuetal.,2004),明顯晚于華北北緣與此深部過程相對應(yīng)的地表表現(xiàn)是,先在華北北緣和中亞造山帶內(nèi)一條規(guī)模很大的侵入巖帶。而后,當(dāng)巖石圈減薄擴展到整個華北及鄰區(qū)時,巖漿活動就逐漸達到了鼎盛時期。這可能就是中國東部廣泛發(fā)育侏羅紀-白堊紀巖漿活動的深部原因所在。而在整個中國東部,初始的巖石圈減薄有可能是從幾個區(qū)帶開始的,華北北緣和相鄰的中亞造山帶只不過是其中之一。光頭山堿性花崗巖的形成不但可能與中生代華北巖石圈減薄過程有關(guān),而且還是地殼垂向生長的具體表現(xiàn),因為地幔組分對巖漿有非常重要