北太行山安妥嶺早白堊世堿性玄武巖的發(fā)現(xiàn)及地質(zhì)意義

梁 濤，羅照華，盧 仁，楊宗鋒，樊秉鴻

（1.河南省有色金屬地質(zhì)勘查總院，鄭州450052；2.中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京100083；3.天津華北地質(zhì)勘查總院，天津300181）

與華北地區(qū)廣泛分布的新生代玄武巖[1-2]相比，中生代玄武質(zhì)巖石在華北克拉通的出露面積十分有限，主要分布在北京西山[3]、山西平順-陵川[4]、遼西阜新-義縣[5]、山東方城-費縣[6]。玄武質(zhì)巖石攜帶有豐富的深部地質(zhì)信息，是再造區(qū)域地質(zhì)演化的重要基礎(chǔ)。筆者在中本文報道了新近在北太行山發(fā)現(xiàn)的安妥嶺堿性玄武巖的巖石學(xué)、主量元素和微量元素特征以及K-Ar年代學(xué)結(jié)果，并運用地幔熔融柱模型[7]反演獲得了安妥嶺熔融柱的起止深度范圍。在反演獲得南大嶺和南口熔融柱深度位置的基礎(chǔ)上，探討了中-新生代安妥嶺-南大嶺-南口巖石圈厚度的演化，及其對安妥嶺斑巖鉬礦成礦作用的意義。

1 地質(zhì)概況

安妥嶺玄武巖出露于河北省淶水縣安妥嶺村一帶，呈巖墻狀產(chǎn)出，其東北還出露有中侏羅世的南大嶺玄武巖和晚白堊世的南口基性巖墻群（圖1a）。安妥嶺位于太行山北段大河南巖基（760 km2）與王安鎮(zhèn)巖基（1160 km2）之間[3]，安妥嶺巖體紫荊關(guān)斷裂和烏龍溝斷裂之間（圖1b）。太行山北段呈NNE向展布的巖漿侵入體構(gòu)成巨大的構(gòu)造巖漿帶[3]，花崗質(zhì)巖漿活動主要發(fā)生在154～120 Ma[8-11]。王安鎮(zhèn)巖基和大河南巖基之間及其邊部分布有許多小巖體（出露面積一般小于1km2）以及大量種類繁多的巖脈（圖1b），有時構(gòu)成小巖體，具有造山后脈巖組合的特征[12]。

圖1 安妥嶺區(qū)域地質(zhì)簡圖Fig.1 Simplified geologic map of the Antuoling area,north Taihang Mountains

出露面積約0.4 km2的安妥嶺復(fù)式巖體在平面上呈東寬西窄的水滴狀（圖1c），主要由石英斑巖和花崗閃長斑巖組成[14]。近年來，天津華北地質(zhì)勘查總院在安妥嶺復(fù)式巖體南側(cè)和東側(cè)取得了重要的找礦突破，提出了接觸帶控礦的新認識。羅照華等[15]和梁濤等[16]根據(jù)復(fù)式巖體內(nèi)部及其周邊產(chǎn)出寬譜系脈巖的特點將礦床類型確定為斑巖型，并經(jīng)鉆探驗證得到證實。羅照華等[12,17]認為這種寬譜系脈巖暗示了多源區(qū)近同時低度部分熔融的巖漿過程，是成礦潛力的宏觀標(biāo)志，安妥嶺含地幔橄欖巖包體和高壓巨晶的玄武巖巖墻的發(fā)現(xiàn)為檢驗此觀點提供了契機。

玄武巖墻的天然露頭主要分布在安妥嶺礦區(qū)的東部。巖墻侵入于太古宙阜平群變質(zhì)巖系中，并切穿片麻理。樣品513和531所在的玄武質(zhì)巖墻的產(chǎn)狀分別為150°∠80°和135°∠60°。

2 巖石學(xué)特征與年代學(xué)

玄武巖樣品的分布位置如圖1c所示。樣品AS3、AS4和AS5采集于東埝峪溝口采礦廢石堆中，樣品213采自南埝峪大黑溝溝口以西采礦平硐附近，樣品513、514、531和534C均采自安妥嶺復(fù)式巖體東部以玄武質(zhì)巖墻形式產(chǎn)出的露頭上（圖2a）。

2.1 巖石學(xué)特征

安妥嶺玄武巖大多為灰綠、暗綠色和灰黑色，塊狀構(gòu)造，可見氣孔杏仁構(gòu)造（圖2b）。氣孔大多呈橢球狀，個別為近圓狀，具定向排列的特征，長軸直徑主要介于0.2～1.0 cm之間，個別長軸直徑大于1.0cm。玄武巖中發(fā)現(xiàn)有橄欖巖包體（圖2c）以及歪長石、剛玉、金云母巨晶（圖2d），暗示安妥嶺玄武巖屬于堿性系列。此外，安妥嶺玄武巖中產(chǎn)出大量的碳酸鹽礦物集合體，大多孤立分布，總體上扁平，形態(tài)相對復(fù)雜，整體上顯示出一定的定向排列，推測為液態(tài)不混融的產(chǎn)物。

安妥嶺玄武巖斑晶含量約為10%～15%，以橄欖石和單斜輝石為主，局部可見斜長石斑晶?；|(zhì)為間隱結(jié)構(gòu)，主要由斜長石、暗色蝕變礦物和不透明礦物（如磁鐵礦）組成，斜長石呈長條狀半定向分布（圖2e和2f）。玄武巖遭受一定程度的蝕變，主要為橄欖石的綠泥石化和碳酸鹽化（圖2e）以及蛇紋石化，單斜輝石的綠泥石化和碳酸鹽化。碳酸鹽礦物大多呈自形-半自形晶，聚合成近橢球狀，其與玄武巖的界限清晰（圖2f），缺乏杏仁體的皮殼狀構(gòu)造。

圖2 安妥嶺玄武巖的地質(zhì)學(xué)與巖石學(xué)特征Fig.2 The geological and petrologic characteristics of basalts from the Antuoling

2.2 K-Ar同位素年代學(xué)

對安妥嶺玄武巖進行了K-Ar法同位素年齡測定，氬同位素比值是在中國石油勘探開發(fā)研究院實驗中心的MM5400靜態(tài)真空質(zhì)譜計采用同位素稀釋法測定。挑選新鮮樣品碎樣至80目，在雙目鏡下盡可能多的去除巨晶及斑晶組分顆粒，取其中30g基質(zhì)粉末留為測試樣品。測試前稱取3 g基質(zhì)樣品依次使用蒸餾水和丙酮清洗，之后在120℃電爐中烘干48小時。38Ar同位素稀釋劑的純度為99.99%，每次進行樣品Ar同位素比值分析時，均用黑云母標(biāo)樣（ZBH-25,標(biāo)準(zhǔn)年齡為133.2 Ma）對儀器進行性能穩(wěn)定性檢測。

測試結(jié)果表明，安妥嶺玄武巖（樣品編號為AS3-02）的K-Ar表觀年齡為122.31±1.34 Ma（表1），表明它形成于早白堊世晚期。

表1 安妥嶺早白堊世玄武巖K-Ar年代數(shù)據(jù)Table 1 K-Ar isotopic dating of the Antuoling Basalt

表2 安妥嶺玄武巖的主量元素數(shù)據(jù)（%）Table 2 Major elements of the Antuoling basalt（%）

3 地球化學(xué)特征

運用濕化學(xué)法對8件安妥嶺玄武巖樣品進行了主量元素的測試分析，測試單位為河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室,測試結(jié)果見表2。挑選其中4件樣品在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所ⅠCP-MS實驗室進行了微量元素測試，測試結(jié)果見表3。2件樣品在北京核工業(yè)研究院分析測試中心運用ⅠsoProbe-T型質(zhì)譜儀進行了Rb-Sr和Sm-Nd同位素測定，測試中標(biāo)樣JMC的143Nd/144Nd測試值為0.512109±3，標(biāo)樣NBS987的87Sr/86Sr測試值為0.710250±7，安妥嶺玄武巖樣品的測試結(jié)果見表4。

3.1 主量元素

安妥嶺玄武巖的 SiO2含量介于46.50-50.20%（表2），與南大嶺玄武巖[18-19]和南口基性巖墻[20]SiO2的含量范圍大致相當(dāng)（圖3）。安妥嶺玄武巖的Al2O3、CaO、MgO、Na2O、K2O和P2O5的含量范圍分別為14.24%～ 15.85%、6.57% ～ 7.48%、4.44% ～ 5.37%、2.90% ～3.53%、2.41% ～ 3.95%和0.82% ～ 0.93%（表2），均落于南大嶺玄武巖和南口基性巖墻對應(yīng)組分的變化范圍之內(nèi)（圖3）。

在安妥嶺玄武巖的哈克圖解（圖3）中，SiO2與Al2O3、TFeO、CaO和P2O5呈較明顯的負相關(guān)關(guān)系，與MgO、Na2O、K2O和MnO含量投點趨勢顯示出微弱的負相關(guān)關(guān)系或不相關(guān)，SiO2-TiO2含量投點相對發(fā)散而不具有明顯的相關(guān)關(guān)系（圖3）。結(jié)合上述巖相學(xué)特征，這種主量元素之間的相關(guān)關(guān)系暗示安妥嶺玄武巖的成分變化不能簡單的使用分離結(jié)晶作用來解釋，這很可能是巖漿起源過程造成的。

33.. 22微量元素

在Nb/Y-Zr/TiO2分類圖解中[21]，安妥嶺玄武巖的投點均位于堿性玄武巖區(qū)（圖4a），這與安妥嶺玄武巖中出現(xiàn)橄欖巖包體及歪長石、剛玉、金云母巨晶等特征相符。

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，安妥嶺玄武巖的3件樣品（AS3，AS4和AS5）幾乎具有一致的配分模式，不同之處在于樣品AS3具有略微高的Rb、K含量和稍低的Sr含量（圖4b）。樣品213在Nd之后元素的配分

模式幾乎與前述3件樣品的配分模式一致，其Ba和Sr的含量明顯高于其它3件樣品的，而La和Ce含量則是略高。樣品213的Rb、Th、K、Nb和Ta的配分模式與其它3件樣品的配分模式幾乎一致，不同之處在于樣品213的相應(yīng)元素的含量明顯偏低（圖4b）。安妥嶺玄武巖微量元素蛛網(wǎng)圖中顯示出明顯的Nb、Ta和Ti的負異常。此外，南大嶺玄武巖和南口基性巖墻在蛛網(wǎng)圖中也具有明顯的Nb和Ta槽（圖4b），似乎表明它們與安妥嶺玄武巖具有類似的成因特點。

表3 安妥嶺玄武巖的微量元素數(shù)據(jù)（×10-6）Table 3 Trace elements of the Antuoling basalt（×10-6）

表4 安妥嶺玄武巖的Sr-Nd同位素測試結(jié)果Table 4 Isotope results of the Antuoling basalts

圖3 安妥嶺玄武巖哈克圖解Fig.3 Harker diagram of the Antuoling basalt

圖4 安妥嶺玄武巖的地球化學(xué)特征圖Fig 4 Geochemistry character diagram of the Antuoling basalt

安妥嶺玄武巖稀土元素總量變化范圍介于328.8×10-6～368.4×10-6之間，明顯窄于南大嶺玄武巖和南口基性巖墻的稀土總量的變化范圍（圖4c）。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線中，安妥嶺玄武巖為富集輕稀土元素的右傾平滑型配分模式，無明顯的Eu異常，也暗示巖漿演化過程中沒有發(fā)生斜長石的結(jié)晶分異（圖4c）。整體而言，相對于南大嶺玄武巖和南口基性巖墻，安妥嶺玄武巖具有較高的輕稀土含量和較低的重稀土含量（圖4c），安妥嶺玄武巖輕重稀土分異顯著，(La/Yb）PM=33.4～40.1。在 (La）PM-(La/Yb）PM圖解（圖4d）中，安妥嶺玄武巖的投點構(gòu)成了一條傾斜的直線，其位置和斜率與南口基性巖墻的投點趨勢線大致相當(dāng)，而與南大嶺玄武巖的具有較大的差別。這表明安妥嶺玄武巖的成分變異主要受控于部分熔融而不是分離結(jié)晶作用，與主量元素分析結(jié)果以及玄武巖中含有橄欖巖包體的巖相學(xué)特征一致。從投點趨勢線的斜率（圖4d）上看，形成安妥嶺玄武巖時的地幔橄欖巖源區(qū)部分熔融程度明顯低于南大嶺玄武巖的，也低于南口基性巖墻群的源區(qū)熔融程度。

3.3 Sr-Nd同位素

安妥嶺玄武巖的Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析結(jié)果見表4，樣品213和AS4的87Sr/86Sr比值分別為0.711300和0.706233，相應(yīng)的εSr(122 Ma）為97.51和21.12。樣品213和AS4的143Nd/144Nd比值分別為0.511848和0.511897，εNd(122 Ma）均為負值，分別為-13.73和-12.76。在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd比值圖解中 (圖5），安妥嶺玄武巖兩件樣品的投點位于EMⅠ和EMⅠⅠ之間，與區(qū)域上南大嶺玄武巖、南口基性巖墻和紫荊關(guān)輝長巖及輝石巖具有相似的Nd同位素特征，即εNd＜0。

圖5 安妥嶺玄武巖的Sr-Nd同位素圖解Fig.5 .Plot of87Sr/86Sr vs.143Nd/144Nd isotopes

4 部分熔融源區(qū)深度范圍限定

4.1 地幔熔融柱模型

Langmuir等[7]以洋中脊玄武巖的形成過程為例發(fā)展了一套完整的反演源區(qū)部分熔融起止深度的方法。托云盆地新生代玄武巖的研究表明，這種方法也適應(yīng)于大陸內(nèi)部的玄武巖[26]。根據(jù)Langmuir等[7]，上地幔橄欖巖源區(qū)最終部分熔融體中Na2O和FeO的含量可以用來比較精確地限定熔融作用的初始壓力Po和終止壓力Pf。在地幔熔融柱模型計算獲得的FeO-Na2O質(zhì)量百分含量圖解中，每一個數(shù)據(jù)點都代表了與其FeO-Na2O含量相對應(yīng)的部分熔融參數(shù)：溫度、壓力和部分熔融程度。

值得注意的是，在應(yīng)用地幔熔融柱模型反演部分熔融起止深度之前，需要依據(jù)MgO含量對玄武巖樣品進行必要的篩選。本文中所使用的標(biāo)準(zhǔn)是樣品MgO的含量介于3%[27]和12%[28]，因為過低或者過高的MgO含量對使用線性擬合獲得的Fe8.0和Na8.0值存在比較大的影響[7]。部分熔融作用所產(chǎn)生熔體的Fe8.0和Na8.0值并不能代表部分熔融作用發(fā)生伊始與熔融殘余固相保持化學(xué)平衡的部分熔融熔體的FeO和Na2O的含量，故運用添加橄欖石法[28]將部分熔融體的化學(xué)成分校正到與殘余固相（Mg#=89.0）保持平衡狀態(tài)時所具有的FeO和Na2O特征含量值，分別記為Feprim和Naprim，F(xiàn)eprim值會隨著橄欖石加入做相應(yīng)微小的改變，而Napirm值則會降低，因為橄欖石的加入會對熔體體系中Na2O的含量起到稀釋作用。

將能代表原生巖漿成分的玄武巖的Feprim和Naprim成分投入到FeO-Na2O含量圖解中，通過改變初始熔融壓力值使得模擬FeO-Na2O成分曲線通過或逼近玄武巖FeO和Na2O成分投點，獲得形成玄武巖樣品的玄武質(zhì)巖漿發(fā)生部分熔融的初始壓力（Po）和部分熔融作用結(jié)束的終止壓力（Pf）。通過對以上兩壓力值的分別換算獲得源區(qū)橄欖巖發(fā)生部分熔融作用的起始深度（Zo）和終止深度（Zf），進而最終獲得玄武質(zhì)巖漿源區(qū)發(fā)生部分熔融的深度范圍。另外，終止深度（Zf）也對應(yīng)著玄武巖產(chǎn)地之下在玄武巖形成時的巖石圈厚度，因為一方面剛性且冷的巖石圈像“蓋子”一樣阻止軟流圈的進一步上涌[29]，另一方面軟流圈以驅(qū)動板塊運動、加熱巖石圈底部、火山噴發(fā)等形式消耗著自身的熱能，同樣也阻止了軟流圈的持續(xù)快速上涌。

本次研究中由壓力反演計算深度過程中，重力加速度（g）取值為9.8 m·s-2，地殼和地幔的密度分別為2.85 g·cm-3和3.25 g·cm-3。并假定在圖1a區(qū)域內(nèi)中生代地殼的厚度為30 km，梁濤等[26]的計算表明，地殼厚度20 km的差異最終對熔融深度位置的影響僅是2 km。這暗示地殼厚度的預(yù)設(shè)值對熔融柱的最終計算結(jié)果影響很小，或者說模擬結(jié)果主要取決于玄武巖的成分。

4.2 部分熔融起止深度的反演

反演獲得了安妥嶺、南大嶺和南口玄武質(zhì)巖石部分熔融源區(qū)的起止深度，詳細結(jié)果見表5和圖6。

安妥嶺玄武巖的Fe8.0和Na8.0分別為8.69%和4.79%，經(jīng)過添加橄欖石法校正后獲得的Feprim和Naprim分別為8.90%和4.32%（表5）。初始熔融壓力為25.1 kbar的FeO-Na2O成分模擬曲線通過了安妥嶺玄武巖的Feprim和Naprim成分投點，并且該成分投點接近該模擬曲線中壓力降至22.8 kbar時的模擬成分點，所以安妥嶺玄武巖的部分熔融源區(qū)發(fā)生部分熔融作用的初始壓力（Po）為25.1 kbar，部分熔融作用結(jié)束的終止壓力（Pf）為22.8 kbar（圖6a）。經(jīng)過壓力深度換算，獲得安妥嶺玄武巖部分熔融源區(qū)的起止深度分別為82.5 km（Zo）和75.3 km（Zf）。

表5 地幔熔融柱模型反演Table 5 Inversion of Mantle melting column model

圖6 地幔熔融柱的壓力深度反演Fig.6 Inversion between pressure and depth of mantle melting column

在獲得安妥嶺玄武巖部分熔融源區(qū)起止深度范圍的同時，運用地幔熔融柱模型對中生代南大嶺玄武巖和南口玄武質(zhì)巖石的部分熔融起止深度也進行了反演。南大嶺玄武巖的形成時代為中侏羅世[30-32]，它的部分熔融起止深度分別為106.4 km和71.8 km。早白堊世南口基性巖墻的部分熔融起止壓力分別為27.9 kbar和18.2 kbar，反演獲得部分熔融作用的初始深度和終止深度分別為92.2 km和61.1 km（圖6b和表5）。

5 討論

火成巖成分特征的兩種極端機制包括：（1）原生巖漿直接固結(jié)成巖，后者的成分在巖漿起源的溫度壓力下與難熔殘留保持熱力學(xué)平衡；（2）巖漿成分經(jīng)受了強烈的改造，包括巖漿分異作用、混合作用和同化混染作用。對于快速侵位固結(jié)的火成巖來說，其巖石成分特征主要取決于巖漿起源條件和部分熔融程度；相反，緩慢的固結(jié)過程有可能導(dǎo)致巖漿成分的重大改變。因此，識別巖漿成分被改變的程度對于探討巖石成因乃至區(qū)域構(gòu)造演化都具有重要的意義

5.1 安妥嶺玄武巖的熔漿性質(zhì)

4件早白堊世安妥嶺玄武巖樣品的V、Co和Ni的含量分別介于(133.78～161.76)×10-6、（24.73～ 26.21）×10-6和（39.69 ～ 86.09）×10-6之間；8件樣品的Mg#[Mg#=100 Mg/(Mg+Fe2+）]值變化于54～60之間。這些值均低于Frey等[33]給出的6%熔融模型堿性橄欖玄武巖原生巖漿的相應(yīng)值198×10-6、53×10-6、323×10-6和10% ～ 25%熔融程度時的Mg#值（69～71）。這種比較容易使人聯(lián)想到玄武質(zhì)巖漿在上升過程中經(jīng)歷明顯的橄欖石的分離結(jié)晶作用。此外，安妥嶺玄武巖微量元素蛛網(wǎng)圖具有明顯的Nb、Ta谷，通常也會將其歸因于玄武質(zhì)巖漿遭受到地殼物質(zhì)的混染[34]。但是，基于以下幾方面的證據(jù)表明安妥嶺玄武質(zhì)巖漿具有快速上升的特點，進而從地質(zhì)過程時間尺度上否決了其在上升過程中經(jīng)歷顯著結(jié)晶分異和地殼混染的可能性。

首先，玄武巖中發(fā)現(xiàn)了橄欖巖包體。利用橄欖巖包體的沉降速率估算玄武質(zhì)巖漿上升的速率大約在0.01～ 5 m/s[35]或0.2～ 5 m/s[36]之間，以捕擄晶溶解速率估算玄武質(zhì)巖漿的上升速率約在0.2～5 m/s之間[37-39]。若以0.2～5 m/s計算，巖漿從100 km深處上升到達地表僅需要約6天6小時。在這個時間內(nèi)，按斯托克定律計算，直徑0.2 mm的橄欖石斑晶僅能下沉29.4～1.2 cm，暗示在玄武巖巖漿上升過程中不可能發(fā)生過橄欖石的分離結(jié)晶作用。

其次，安妥嶺玄武巖以厚度小于3 m的巖墻方式產(chǎn)出。花崗質(zhì)巖漿若以巖墻或者通道流（Dyke/Conduit Flow）的方式上升，其時間尺度（timescale）介于10-1～102年[40]。相對于花崗質(zhì)巖漿，低粘度的玄武質(zhì)巖漿若以巖墻方式上升則具有更短的時間尺度。如若不然，小體積的玄武質(zhì)巖墻將會因損失熱量過快而喪失流動性，在深部固結(jié)而不會到達淺部地表。

再者，安妥嶺玄武巖中具有碳酸鹽礦物集合體（圖2e和f）。碳酸鹽礦物的成因初步可以歸納為含CO2的地幔橄欖巖直接部分熔融形成原生碳酸鹽巖漿[41]、富CO2的硅酸鹽巖漿通過不混溶作用（熔離）[42]或者結(jié)晶分異作用[43-44]三種方式形成。暫且不論其具體成因如何，至關(guān)重要的一點是玄武質(zhì)巖漿中碳酸鹽礦物集合體的保存得益于巖漿的快速上升，否則會以CO2的形式散失在上升路徑中，克拉瑪依玄武巖中菱鐵礦的形成便是一個例證[45]。

第四，安妥嶺玄武巖的哈克圖解表明，安妥嶺玄武質(zhì)巖漿沒有經(jīng)歷明顯的橄欖石、單斜輝石和斜長石的結(jié)晶分異（圖3）。平滑右傾的稀土元素配分模式表明無明顯的斜長石結(jié)晶分異，而LaPM-(La/Yb）PM圖解也清晰的表明安妥嶺玄武巖的成分變異受控于部分熔融作用而不是分離結(jié)晶作用（圖4d）。

第五，不僅安妥嶺玄武巖樣品的εNd(122 Ma）值為負，而且南大嶺玄武巖的εNd(190 Ma）值、南口基性巖墻的εNd(128 Ma）值、紫荊關(guān)輝長巖及輝石巖的εNd(138 Ma）值均為負 (圖5）,這暗示北太行山不同時代的基性巖漿起源于富集地幔。如果安妥嶺玄武巖εNd(122 Ma）值為負能夠歸因于地殼物質(zhì)的同化混染，那么安妥嶺玄武巖的SiO2含量將應(yīng)明顯高于其分析值（表2）。依據(jù)造山后脈巖組合的巖石成因模型[12]，安妥嶺玄武巖是巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物，在安妥嶺巖石圈深度巨變過程中，大量的深部流體得以釋放，這至少顯著地改變了部分熔融源區(qū)的微量元素及同位素組成。

最后，Li等[46]的研究表明，位于斜長石中的橄欖石Ni含量明顯高于被硫化物所環(huán)繞的橄欖石的Ni含量，這暗示了Ni在橄欖石、熔體相和流體相共存時優(yōu)先進入流體相，這可能直接導(dǎo)致了安妥嶺玄武巖Ni含量低于Frey等[33]給出的6%熔融模型堿性橄欖玄武巖原生巖漿的Ni含量。

綜上，盡管安妥嶺玄武巖具有較低的V、Co、Ni含量以及明顯的Nb、Ta谷，但是安妥嶺玄武質(zhì)巖漿快速上升的特點排除了其在上升過程經(jīng)歷顯著結(jié)晶分異和地殼混染的可能性，成分變異特征反映了安妥嶺玄武巖部分熔融源區(qū)的物質(zhì)組成特點。

5.2 安妥嶺熔融柱與其巖石圈厚度

Wang等[19]認為南大嶺組玄武巖的源區(qū)位于尖晶石橄欖巖和石榴石橄欖巖的相變轉(zhuǎn)換帶附近，并且以MORB型地幔橄欖巖的尖晶石-石榴石相變界面壓力范圍的極小值24 kbar為例，計算獲得了相應(yīng)的深度為79 km，進而確定南大嶺組玄武巖地幔源區(qū)發(fā)生部分熔融作用的深度至少在70～80 km之間。但是，如果以虧損型地幔橄欖巖尖晶石-石榴石相變界面的壓力區(qū)間28 kbar～31 kbar[47-48]重新計算，則其源區(qū)發(fā)生部分熔融作用的深度至少在91.6～101.0 km之間，位于熔融柱模型反演所獲深度區(qū)間71.8～106.4 km之內(nèi)。

熔融柱的終止深度與巖石圈的厚度相對應(yīng)，安妥嶺熔融柱的起止深度分別為82.5 km和75.3 km，也就是說安妥嶺玄武巖形成時（122.31 Ma）安妥嶺之下的巖石圈厚度為75.3 km。同理，南口基性巖墻形成時（128 Ma）南口巖石圈的厚度為61.1 km。地球物理探測反演表明北太行山巖石圈厚度則在70～80 km之間[49-51]，表明現(xiàn)今安妥嶺巖石圈的厚度與約122 Ma時的厚度大致相當(dāng)，而128 Ma時南口巖石圈的厚度與現(xiàn)今南口巖石圈厚度相比發(fā)生略微增厚。

安妥嶺玄武巖、南大嶺玄武巖和南口基性巖墻（輝綠巖）都呈現(xiàn)出平滑右傾的稀土配分模式（圖4c），不同之處在于安妥嶺堿性玄武巖配分曲線具有相對較陡的斜率。安妥嶺玄武巖的(La/Yb）PM=31.5～37.7，遠遠高于南大嶺玄武巖的(La/Yb）PM比值（圖4d），暗示安妥嶺玄武巖源區(qū)具有較低的部分熔融程度。這在熔融柱深度及長度上得到了體現(xiàn)（圖5b），相對較長的南大嶺熔融柱（71.8～106.4 km）表明其具有較高的部分熔融程度，而較短的安妥嶺熔融柱（75.3～82.5 km）對應(yīng)著安妥嶺玄武巖部分熔融源區(qū)較低的部分熔融程度。

羅照華等[12]著重關(guān)注了廣泛出露于太行山-燕山造山帶晚中生代花崗質(zhì)巖基中的寬譜系脈巖（包括煌斑巖質(zhì)、玄武質(zhì)、閃長質(zhì)、花崗閃長質(zhì)、花崗質(zhì)和富硅花崗質(zhì)等5組）的成因，認為它們是區(qū)域巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物。安妥嶺玄武巖出露的太行山北段的主體構(gòu)造是紫荊關(guān)斷裂帶[52]，它由兩條主斷裂（烏龍溝斷裂和紫荊關(guān)斷裂）及一系列與主斷裂近平行的次級斷裂組成（圖1b），而烏龍溝斷裂和紫荊關(guān)斷裂屬于巖石圈斷裂[3]。所以認為安妥嶺玄武巖可能也是巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物，巖石圈級深大斷裂為玄武質(zhì)巖漿快速上升提供了通道。

5.3 中--新生代安妥嶺--南大嶺--南口巖石圈厚度演化

已有事實表明，中生代早期（印支期）中國東部諸陸塊最終拼合成統(tǒng)一大陸時確實存在巖石圈根，其深度介于150～200 km之間[53]。而約170 Ma時南大嶺巖石圈的厚度為71.8 km（表5和圖6），表明此時南大嶺巖石圈發(fā)生了減薄作用，玄武質(zhì)巖石主要是源區(qū)減壓熔融形成的巖漿沿太行山造山帶內(nèi)一系列NEE-NNE向深大斷裂快速上升至地表固結(jié)的產(chǎn)物[54]?？紤]到南大嶺玄武質(zhì)巖石出露面積較小，噴發(fā)強度弱[32]，并且后期的安妥嶺和南口玄武質(zhì)巖石不具有虧損地幔的特征，推測南大嶺巖石圈在中侏羅世的減薄效應(yīng)沒有明顯改變安妥嶺和南口巖石圈厚度，即安妥嶺巖石圈在早侏羅世仍具有較大的厚度。

鄧晉福等[55-56]認為燕山造山帶早侏羅世反時針P-T-t造山過程以南大嶺組玄武巖噴發(fā)為開始標(biāo)志，隨后的煤系沉積和類磨拉石堆積、褶曲和逆沖推覆構(gòu)造變形以及以硬綠泥石-十字石-石榴子石-藍晶石-滑石為特征的變質(zhì)作用都表明南大嶺區(qū)域處于擠壓造山過程中。這表明在南大嶺玄武巖噴發(fā)后，南大嶺熔融柱的深度位置在下降，即南大嶺巖石圈經(jīng)歷的增厚過程。太行山與燕山造山帶內(nèi)中侏羅世-早白堊世中酸性巖稀土元素配分型式不出現(xiàn)Eu異常，表明其下具有厚大的陸殼[9-10,55-56]。此外，中國東部中侏羅世-早白堊世廣泛出露的埃達克質(zhì)火成巖也證明了加厚下地殼的存在[57]，且安妥嶺復(fù)式巖體的地球化學(xué)特征顯示其具有埃達克質(zhì)巖石的特征[58]。

安妥嶺-南大嶺-南口巖石圈增厚趨勢在早白堊世得以終止，取而代之的是以造山后脈巖組合為標(biāo)志的巖石圈拆沉作用[12,54,59]，其中包括安妥嶺玄武巖和南口基性巖墻。熔融柱模型反演揭示，基性巖漿活動時推測安妥嶺和南口巖石圈的厚度分別為75.3km和61.1 km，與其下現(xiàn)代巖石圈厚度（70～80 km）大致相當(dāng)和略微增厚，考慮到早白堊世以后北太行山及其與燕山造山帶相接區(qū)域內(nèi)沒有發(fā)生規(guī)模較大的基性巖漿活動[3]，所以認為自早白堊世至今，安妥嶺巖石圈厚度沒有發(fā)生明顯的改變。

安妥嶺-南大嶺-南口巖石圈厚度自中侏羅世至今，經(jīng)歷小規(guī)模減?。↗2）-增厚（J2-K1）-拆沉（K1）-穩(wěn)定（K1-今）的演化過程，盡管早期小規(guī)模的巖石圈減薄可能沒有明顯改變安妥嶺巖石圈深度，但不可避免的發(fā)生軟流圈-巖石圈相互作用，其結(jié)果造成安妥嶺巖石圈組分一定程度的改變，正是這種早期源區(qū)組分的改變直接影響到安妥嶺玄武巖的地球化學(xué)特征。

5.4 安妥嶺熔融柱與成礦

羅照華等[60]認為，成礦作用的基本解就是成礦物質(zhì)從含礦流體中沉淀出來，富含成礦物質(zhì)的深部流體的來源也就等同于成礦物質(zhì)的來源。深部流體庫多被認為位于地殼中的低速高導(dǎo)層或者軟流圈頂部，其形成是一個長期積累漸變的過程，而流體釋放則是瞬時的突變過程，巖石圈穩(wěn)定性/活動性（厚度）的轉(zhuǎn)變?yōu)榱黧w釋放的觸發(fā)機制，成礦作用首先受控于巖石圈性質(zhì)，正如燕山期成礦作用大爆發(fā)得益于巖石圈-軟流圈系統(tǒng)巨變[61]。

安妥嶺熔融柱的起止深度分別為82.5 km和75.3 km，安妥嶺玄武巖是巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物，并且安妥嶺-南大嶺-南口巖石圈厚度經(jīng)歷小規(guī)模減薄-增厚-拆沉-穩(wěn)定的演化過程。在發(fā)生拆沉作用之前，安妥嶺-南大嶺-南口區(qū)域處于擠壓環(huán)境中，深部流體上升的通道處于相對封閉狀態(tài)，且?guī)r石圈的增厚使得深部流體庫經(jīng)歷升溫增壓過程，進而致使流體庫中成礦物質(zhì)含量的增多。在安妥嶺巖石圈發(fā)生拆沉作用時，高溫富含揮發(fā)分及成礦物質(zhì)的軟流圈物質(zhì)快速向地表運移，一方面，它在上升途中使得一定深度范圍內(nèi)不同深度巖漿源區(qū)近同時發(fā)生部分熔融，形成具有不同成分屬性的巖漿[12]，另外一方面，它在上升過程中快速的注入到淺部的巖漿房中（熔漿體系）使其活化，由深部流體（透巖漿流體）和活化的熔漿體系構(gòu)成的流體-熔體混合體快速上升侵位成就了安妥嶺斑巖鉬礦[59,60,62]。此外，安妥嶺玄武巖的V、Co和Ni含量均低于Frey等[33]給出的堿性橄欖玄武巖原生巖漿的V、Co和Ni含量，其中低Ni含量其歸因于Ni在橄欖石、熔體相和流體相共存時優(yōu)先進入流體相[46]，這暗示了安妥嶺具有較大的成礦潛力。

6 結(jié)論

(1）早白堊世安妥嶺玄武巖以巖墻狀產(chǎn)出，屬于堿性系列，安妥嶺玄武質(zhì)巖漿具有快速上升的特征，上升過程中沒有經(jīng)歷明顯的結(jié)晶分異和地殼混染，源區(qū)組成和部分熔融作用主要控制著安妥嶺玄武巖的成分變異。

(2）安妥嶺熔融柱位于82.5～75.3 km深度范圍內(nèi)，安妥嶺玄武巖是安妥嶺巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物。

(3）安妥嶺-南大嶺-南口巖石圈厚度經(jīng)歷小規(guī)模減?。↗2）-增厚（J2-K1）-拆沉（K1）-穩(wěn)定（K1-今）的演化過程，安妥嶺巖石圈拆沉作用為安妥嶺斑巖鉬礦形成的深部控制因素

[1]鄂莫嵐,趙大升.中國東部新生代玄武巖及深源巖石包體[M].北京:科學(xué)出版社,1987,1-490.

[2]池際尚.中國東部新生代玄武巖及上地幔研究(附金伯利巖）[M].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社,1988,1-277.

[3]河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局.河北省北京市天津市區(qū)域地質(zhì)志[M].北京:地質(zhì)出版社,1989,322-491.

[4]山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局.山西省區(qū)域地質(zhì)志[M].北京:地質(zhì)出版社,1989,311-494.

[5]遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局.遼寧省區(qū)域地質(zhì)志[M].北京:地質(zhì)出版社,1989,394-595.

[6]山東省地質(zhì)礦產(chǎn)局.山東省區(qū)域地質(zhì)志[M].北京:地質(zhì)出版社,1991,249-391.

[7]Langmuir C H,Klein E M,Plank T.Petrological systematics of Mid-Ocean Ridge Basalts:Constraints on melt generation beneath ocean ridges[M].In:Morgan J P,Blackman D K,Sinton J M(Eds.）.Mantle flow and melt generation at Mid-Ocean Ridges.AGU Monograph,Washington,D.C.,1992,71:183-280.

[8]羅照華,鄧晉福,李玉文,等.太行山構(gòu)造巖漿帶K-Ar法同位素年齡分析[J].現(xiàn)代地質(zhì),1996,10(3):344-349.

[9]羅照華,鄧晉福,趙國春,等.太行山造山帶巖漿活動特征及其造山過程反演[J].地球科學(xué),1997,22(3):279-284.

[10]羅照華,鄧晉福,韓秀卿.太行山造山帶巖漿活動及其造山過程反演[M].北京:地質(zhì)出版社,1999,1-124.

[11]陳斌,田偉,翟明國,等.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[J].巖石學(xué)報,2005,21(1):13-24.

[12]羅照華,魏陽,辛后田,等.造山后脈巖組合的巖石成因-對巖石圈拆沉作用的約束[J].巖石學(xué)報,2006,22(6):1627-1684.

[13]任樹祥,張崇山.河北省大河南礦集區(qū)地質(zhì)特征及找礦[J].前寒武紀研究進展,2002,25(3-4):184-189.

[14]張強,張曉,朱鳳麗,等.河北省淶水縣安妥嶺鉬礦成因類型探討[J].地質(zhì)調(diào)查與研究,2009,32(1）:34-40.

[15]羅照華,樊秉鴻,陸樹文,等.安妥嶺鉬礦床的發(fā)現(xiàn)與成因及其意義[J].西北地質(zhì),2009,42（增刊）,214-217.

[16]梁濤,樊秉鴻,羅照華,等.EH4測量在安妥嶺鉬礦勘查中的應(yīng)用[J].西北地質(zhì),2009,42（增刊）:222-225.

[17]羅照華,盧欣祥,王秉璋,等.造山后脈巖組合與內(nèi)生成礦作用[J].巖石學(xué)報,2008,15(4）:1-12.

[18]李曉勇,范蔚茗,郭鋒,等.古亞洲洋對華北陸緣巖石圈的改造作用:來自于西山南大嶺組中基性火山巖的地球化學(xué)證據(jù)[J].巖石學(xué)報,2004,20(3）:557-566.

[19]Wang Z H,Zhao Y,Zou H B,et al.Petrogenesis of the early Jurassic Nandaling flood basalts in the Yanshan belt,north China Craton:A correlation between magmatic underplating and lithospheric thinning[J].Lithos,2007,96:543-566.

[20]邵濟安,張履橋,魏春景,等.北京南口中生代雙峰式巖墻群的組成及其特征[J].地質(zhì)學(xué)報,2001,75(2）:205-212.

[21]Pearce J A,Norry M.Petrogenetic implications of Ti,Zr,Y,and Nb variations in volcanic rocks[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,1979,69:33-47.

[22]Sun S S,McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes[J].In:Saunders A D,Norry M J(Eds.）,Magmatism in the Ocean Basins.Geol.Soc.Special Pub.,1989,313-345.

[23]邵濟安,李獻華,張履橋,等.南口-古崖居中生代雙峰式巖墻群形成機制的地球化學(xué)制約[J].地球化學(xué),2001,30(6）:517-524.

[24]劉玲,陳斌,劉安坤.北太行紫荊關(guān)基性巖體的成因:巖石學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)[J].地球科學(xué),2009,34(1）:165-178.

[25]Zindler A,Hart S.Chemical Geodynamics[J].Annual Review of Earth Planetary Sciences,1986,14:493-571.

[26]梁濤,羅照華,李德東,等.托云盆地新生代幔源巖漿源區(qū)起止深度的限定[J].巖石學(xué)報,2008,24(12）:2820-2838.

[27]Plank T,Langmuir C H.An evaluation of the global variations in the major element chemistry of arc basalts[J].Earth and Planetary Science Letters,1988,90:349-370.

[28]Wang K,Plank T,Walker J D,et al.A mantle melting profile across the Basin and Range,SW USA[J].Journal of Geophysical Research, 2002, 107(B1）: doi: 10.1029/2001JB000209.

[29]Fram M S,Lesher C E.Geochemical constrains on mantle melting during creation of the North Atlantic Basin[J].Na-ture,1993,363:712-714.

[30]趙越,宋彪,張拴宏,等.北京西山侏羅紀南大嶺組玄武巖的繼承鋯石年代學(xué)及其含義[J].地學(xué)前緣,2006,13(2):184-190.

[31]潘穎.北京南口脈巖巖石學(xué)及鋯石U-Pb年代學(xué)特征[D].北京：中國地質(zhì)大學(xué)(北京):2010,1-72.

[32]鮑亦岡,白志民,葛世煒,等.北京燕山期火山地質(zhì)及火山巖[M].北京:地質(zhì)出版社,1995,1-164.

[33]Frey F A,Green D H,Roy S D.Integrated models of basalt petrogenesis:A study of quartz tholeiites to olivine melilitites from south eastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data[J].Journal of Petrology,1978,19:463-513

[34]Rollison H R.Using geochemical data:Evalution,presentation,interpretation[M].New York:Longman Scientific&Technical,1993,102-213.

[35]Menzies M A,Halliday A N,Palacz Z,et al.Evidence from mantle xenoliths for an enriched lithoshperic keel under the Outer Hebrides[J].Nature,1987,325:44-47.

[36]莫宣學(xué).中國東部新生代玄武巖巖漿的起源[A].池際尚.中國東部新生代玄武巖及上地幔研究(附金伯利巖）[C].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社,1988,108-127.

[37]Brearley M,Scarfe C M.Dissolution rates of upper mantle minerals in an alkali basalt melt at high pressure:An experimental study and implications fro ultramafic xenolith survival[J].Journal of Petrology,1986,27:1157-1182.

[38]Edward B R,Russell J K.A review and analysis of silicate mineral dissolution experiments in natural silicate melts[J].Chemical Geology,1996,130:233-245.

[39]Peslier A H,Luhr J.Hydrogen loss from olivines in mantle xenoliths from Simcoe(USA）and Mexico:Mafic alkalic magma ascent rates and water budget of the sub-continental lithosphere[J].Earth and Planetary Science Letters,2006,242:302-319.

[40]Petford N,Cruden A R,McCaffrey K J W,et al.Granite magma formation,transport and emplacement in the Earth's crust[J].Nature,2000,408:669-673.

[41]Wallace M E,Green D H.An experimental determination of primary carbonatite magma composition[J].Nature,1988,335:343-346.

[42]HalamaR,Vennemann T,SiebelW,etal.The Gr?nnedal-Ika carbonatite-syenite complex,south Greenland:Carbonatite formation by liquid immiscibility[J].Journal of Petrology,2005,46:191-217.

[43]Cooper A F,Reid D L.Nepheline S?vites as parental Magmas in carbonatite complexes:Evidence from dicker Willem,southwest Namibia[J].Journal of Petrology,1998,39:2123-2136.

[44]Korobeinikov A N,Mitrofanov F P,Geh?r S,et al.Geology and copper sulphide mineralization of the Salmagorskii Ring Igneous Complex,Kola Peninsula,NW Russia[J].Journal of Petrology,1998,39:2033-2041.

[45]薛云興,朱永峰.克拉瑪依侏羅紀橄欖玄武巖中菱鐵礦的成因[J].巖石學(xué)報,2007,23(5）:1108-1122.

[46]Li C S,Naldrett A J,Ripley E M.Controls on the Fo and Ni contents of olivine in sulfide-bearing mafic/ultramafic intrusions:Principles,modeling,and examples from Voisey's Bay[J].Earth Science Frontiers,2007,14(5）:177-185.

[47]Green D H,Ringwood A E.The stability fields of aluminous pyroxene peridotite and garnet peridotite and their relevance in upper mantle structure[J].Earth Planet.Sci.Lett.,1967,3:151-160.

[48]Klemme S,O'Neill H S C.The near-solidus transition from garnet lherzolite to spinel lherzolite[J].Contrib.Mineral.Petrol.,2000,138:237-248.

[49]An M J,Shi Y L.Lithospheric thickness of the Chinese continent[J].Physics of the Earth and Planetary Interiors,2006,159:257-266.

[50]Chen L,Wang T,Zhao L,et al.Distinct lateral variation of lithospheric thickness in the Northeastern North China Craton[J].Earth and Planetary Science Letters,2008,267:56-68.

[51]魏文博,葉高峰,金勝,等.華北地區(qū)東部巖石圈導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)研究-減薄的華北巖石圈特點[J].地學(xué)前緣,2008,15(4）:204-216.

[52]陳桂華,溫長順,胡玲,等.太行山北段中新生代斷層巖的顯微構(gòu)造研究[J].地震地質(zhì),2004,26(1）:102-110.

[53]鄧晉福,莫宣學(xué),趙海玲,等.中國東部巖石圈根/去根作用與大陸“活化”-東亞型大陸動力學(xué)模式研究計劃[J].現(xiàn)代地質(zhì),1994,8(3）:349-356.

[54]羅照華,魏陽,辛后田,等.太行山中生代板內(nèi)造山作用與華北大陸巖石圈巨大減薄[J].地學(xué)前緣,2006,13(6）:52-63.

[55]鄧晉福,趙海玲,莫宣學(xué),等.大陸根-柱構(gòu)造-大陸動力學(xué)的鑰匙[M].北京:地質(zhì)出版社,1996,1-110.

[56]鄧晉福,羅照華,蘇尚國,等.巖石成因、構(gòu)造環(huán)境與成礦作用[M].北京:地質(zhì)出版社,2004,1-149.

[57]張旗,王焰,熊小林,等.埃達克巖和花崗巖:挑戰(zhàn)與機遇[M].北京:中國大地出版社,2008,1-178.

[58]梁濤.安妥嶺斑巖鉬礦的成因及其深部約束[D].北京:中國地質(zhì)大學(xué)(北京）:2010,1-183.

[59]羅照華,梁濤,陳必河,等.板內(nèi)造山作用與成礦[J].巖石學(xué)報,2007,23(8）:1945-1956.

[60]羅照華,盧欣祥,陳必河,等.透巖漿流體成礦總用導(dǎo)論[M].北京:地質(zhì)出版社,2009,1-177.

[61]鄧晉福,莫宣學(xué),趙海玲,等.中國東部燕山期巖石圈-軟流圈系統(tǒng)大災(zāi)變與成礦環(huán)境[J].礦床地質(zhì),1999,18(4）:309-315.

[62]羅照華,盧欣祥,陳必河,等.碰撞造山帶斑巖型礦床的深部約束機制[J].巖石學(xué)報,2008,24(3）:447-456.