中国科学 D 辑:地球科学 2009年 第39卷 第7期: 910 ~ 921 https://www.doczj.com/doc/8c190115.html, https://www.doczj.com/doc/8c190115.html,
《中国科学》杂志社
SCIENCE IN CHINA PRESS
华北东部三叠纪岩浆作用与克拉通破坏
杨进辉*, 吴福元
中国科学院地质与地球物理研究所, 岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029 * E-mail: jinhui@https://www.doczj.com/doc/8c190115.html,
收稿日期: 2009-04-20; 接受日期: 2009-05-19
国家重点基础研究发展计划(编号: 2009CB825000)和国家自然科学基金(批准号: 40873010和40672055)资助
摘要 华北岩石圈减薄和克拉通破坏是近年来国内外研究的热门课题, 虽然已基本确定克拉通破坏发生的峰期为晚中生代, 但发生的起始时间以及早中生代大陆深俯冲作用是否对克拉通造成一定的破坏等问题却研究甚少. 通过总结华北东部三叠纪侵入岩的时空分布规律和地球化学特征, 探讨它们的岩浆源区及成岩过程, 反演它们形成的深部地球动力学机制, 从而提出华北克拉通破坏的起始时间可能为晚三叠世, 与大陆深俯冲及陆陆碰撞造山作用所引起的地壳加厚、拆沉作用有关, 这一作用也可能是晚中生代克拉通破坏的诱因.
关键词
华北克拉通 三叠纪 花岗岩 克拉通破坏
华北陆块是中国最大、最古老的稳定克拉通. 根据定义, 克拉通作为地球上最重要的一类构造单元, 具有密度低和热流值低的刚性而巨厚(>200 km)的岩石圈根[1], 其上覆沉积盖层呈近水平状产出, 克拉通化之后无明显的地壳增生、构造-岩浆-成矿和地震活动. 然而, 自古生代以来, 华北东部下伏的富集、耐熔、古老的克拉通型岩石圈地幔被亏损、饱满、年轻的海洋型岩石圈地幔所取代, 从而导致克拉通遭受强烈的破坏, 引发强烈的构造、岩浆和成矿作用
[2~9]
.
自20世纪80年代末以来, 中外学者对上述岩石圈减薄和克拉通破坏进行了详细的研究, 取得了显著的成果, 并根据岩石圈地幔性质、岩浆-成矿-构造热事件的年代学研究确认上述作用主要发生在晚中生 代[3,9,10], 但发生的起始时间却研究甚少[9]. 前人研究表明, 华北陆块自古生代以来经历了两次南北陆块碰撞造山作用, 然而有关这两期强烈的构造热事件, 尤其是三叠纪大陆深俯冲作用, 是否对华北克拉通造成一定程度的破坏却知之甚少[11~13].
岩石圈减薄以及地幔性质的转变必然导致软流
圈地幔物质的上涌, 从而引起软流圈地幔物质减压部分熔融, 与此同时, 岩石圈地幔中富集组分由于温度的升高发生部分熔融, 上述两类地幔来源的基性岩浆发生底侵, 诱发地壳物质发生部分熔融, 形成大规模基性到酸性的岩浆作用. 因此, 通过对岩浆作用的研究可有效制约华北克拉通破坏的时间、空间范围以及可能地球动力学机制[9]. 本文在总结近年来有关苏鲁超高压造山带及相邻地区三叠纪岩浆作用研究成果的基础上, 对华北东部(胶东、辽东以及朝鲜半岛)三叠纪侵入岩的源区和成岩过程进行了初步的总结, 目的在于探索华北东部三叠纪岩浆作用的机制及大陆深俯冲对华北克拉通破坏的影响.
1 区域地质
华北克拉通位于中国东部, 由东、西部陆块沿中部造山带在古元古代碰撞拼合形成[14]. 胶东、辽东(包括辽宁东部和吉林南部)及朝鲜半岛位于华北陆块东部, 南部毗邻苏鲁超高压碰撞造山带. 尽管有关华北南缘的边界还存在一定的争议, 但本文所研究的
中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第7期
三叠纪侵入岩包括华北克拉通东南缘和相邻的苏鲁造山带.
研究区主要出露太古代-古元古代结晶基底及上覆巨厚的中元古代-新生代沉积火山岩. 古太古代物质仅出露于辽东半岛的北部鞍山地区(3.8~3.2 Ga)[15,16], 最近在朝鲜地区也发现古太古代碎屑锆石年龄的报导[17]. 太古代末-古元古代初期(~2.5 Ga)的岩石主要由遭受强烈变形的闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩(TTG)和火山沉积岩组成. 另外, 前人在该区还发现少量的古生代金伯利岩和一定面积的新生代火山岩, 代表性的新生代火山岩分布在山东蓬莱、栖霞以及辽东龙岗等地.
华北东部广泛发育着大面积的中生代侵入岩和火山岩. 近年来, 精细的年代学研究表明[18~20], 该区侵入岩可划分为3期: 三叠纪(231~210 Ma)、侏罗纪(180~153 Ma)和早白垩世(135~110 Ma), 其中以早白垩世侵入岩分布最广, 岩性最为复杂多样. 详细的岩石学、全岩地球化学和Sr-Nd同位素以及锆石的原位微区Hf同位素研究表明, 侏罗纪侵入岩为I型花岗岩, 来源于古老地壳物质的部分熔融, 只有少量地幔物质参与了成岩作用[21]; 而早白垩世侵入岩则包括辉长岩、闪长岩、I型花岗岩和A型花岗岩及伴生的细粒镁铁质包体和碱性岩, 它们分别来源于亏损地幔(新生岩石圈地幔或者软流圈地幔)、古老富集的岩石圈地幔、新生下地壳、古老下地壳和上地壳, 经历了复杂的岩浆混合、分离结晶和同化混染作用[22~25].
2华北东部三叠纪侵入岩时空分布
三叠纪侵入岩在胶东、辽东和朝鲜半岛零星分布(图1, 2). 在胶东半岛, 目前发现的只有甲子山和槎
图1 华北东部中生代侵入岩分布图
(a) 胶东半岛, (b) 辽东-吉南地区, (c) 朝鲜半岛
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杨进辉等: 华北东部三叠纪岩浆作用与克拉通破坏
图2 华北东部三叠纪侵入岩锆石U-Pb年龄统计图
山岩体(图1(a))[26~29]. 甲子山岩体主要由正长岩组成, 岩性包括辉石正长岩和石英正长岩中, 两者都遭受了不同程度的变形作用. 在甲子山岩体内部, 可见中粒辉绿岩岩脉侵入石英正长岩. 虽然不同分析方法给出的年龄略有差异, 但主要集中在215 Ma左右, 该年龄限定了甲子山岩体的侵位时代. 槎山岩体主要为粗粒黑云母钾长花岗岩, 锆石U-Pb年龄测试结果表明它的侵位时代为205 Ma(表1).
在辽东-吉南地区, 尽管以前认为该区的花岗质岩石主要形成于三叠纪, 但近年来我们的研究工作表明, 该区花岗岩主体形成于晚中生代; 三叠纪岩体相对较少, 主要包括辽宁东部的赛马-柏林川霞石正长岩、岫岩花岗岩及其镁铁质包体、双牙山花岗岩、老尖顶子闪长岩、于家村正长岩、尹家村辉长岩、大和尚山辉长岩和吉林南部的龙头石英闪长岩-花岗闪长岩、小苇沙河二长花岗岩、岔信子花岗闪长岩和蚂蚁河辉石闪长岩-二长花岗岩等(图1(b))[12,13,18,30,31]. 锆石U-Pb年龄分析结果表明, 除赛马-柏林川岩体相对较老(224~231 Ma), 其他岩体主要集中在210~221 Ma之间(表1).
近年来, 在朝鲜半岛陆续发现一些三叠纪岩体(图1(c)), 岩性包括二长花岗岩、花岗闪长岩、碱长花岗岩、正长岩, 其同位素年代学资料表明它们主要集中在210~234 Ma(表1)[32~38]. 3华北东部三叠纪侵入岩源区及成因华北东部三叠纪侵入岩岩石类型复杂, 不仅包括辉长岩-闪长岩-花岗岩等钙碱性系列岩石, 而且包括正长岩-碱长花岗岩等碱性系列岩石(图3), 它们不同的地球化学特征及Sr-Nd-Hf同位素组成(图4)暗示着它们来源于不同的源区.
镁铁质岩石: 华北东部三叠纪镁铁质岩石主要表现为脉岩和岩株, 岩性主要为辉绿岩和辉长闪长岩, 它们贫SiO2, 具有较高的MgO和Fe2O3T, 表明它们来源于地幔源区[12,31]. 根据地球化学特征和同位素组成, 总体上可分为3类: 一类为高钾钙碱性系列岩石, 具有较高的初始Sr同位素(初始87Sr/86Sr＝0.706)和富集的Nd同位素(εNd =?11~?15), 轻重稀土元素分馏强烈, 在微量元素原始地幔标准化配分图上具有明显的Nb, Ta亏损, 表明它们来源于高压下(石榴石相)富集、古老岩石圈地幔的部分熔融作用[12]; 一类为亚碱性系列的岩石, 具有较低的Sr同位素组成(初始87Sr/86Sr＝0.704)和亏损的Nd同位素(εNd＝+3.8)组成, 轻重稀土元素分馏较弱, 在微量元素原始地幔标准化配分图上具有弱的Nb, Ta亏损, 表明它们可能来源于低压下(尖晶石相)亏损的软流圈地幔或者新生的岩石圈地幔, 但在成岩过程中遭受了地壳物质的混染; 而另外一类具有高MgO安山岩的特征[44], 高MgO, 具有较高的初始Sr同位素和富集的Nd同位素, 在微量元素原始地幔标准化配分图上具有明显的Nb 和Ta亏损, 轻、重稀土元素分馏强烈, 表明它们来源于榴辉岩或者石榴辉石岩在高压下的部分熔融作用形成的熔体与上覆岩石圈地幔相互作用的结果[31].
花岗岩: 详细野外地质观察表明, 在辽宁东部和吉林南部的三叠纪花岗岩岩体都含有细粒镁铁质包体, 包体的成分主要为闪长质. 细粒镁铁质包体与寄主岩之间的矿物组成呈渐变关系, 在接触带附近可见两种岩浆相互作用而形成的柱状角闪石(图5(a)); 另外在包体中常见巨大的、来源于寄主岩的钾长石斑晶(图5(b)), 显微镜下观察发现代表淬冷结晶形成的针状、柱状磷灰石. 所有这些现象表明辽东半岛三叠纪花岗岩及其包体是长英质岩浆和镁铁质岩浆混合而成. 花岗岩明显富SiO2、低MgO和Fe2O3T, 较高
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表1 华北东部三叠纪侵入岩年龄
样品号岩体岩性年龄/Ma 分析方法数据来源
胶东半岛
97CK28 甲子山辉石正长岩225.3±1.9TIMS锆石U-Pb 文献[27]
97CK29 甲子山石英正长岩221.0±0.9TIMS锆石U-Pb 文献[27]
JZ5 甲子山辉石正长岩211.9±1.5TIMS锆石U-Pb 文献[29]
JZ7 甲子山辉石正长岩209.0±6.5TIMS锆石U-Pb 文献[29]
JZ319 甲子山辉石正长岩211±5 TIMS锆石U-Pb 文献[29]
JZ322 甲子山辉长岩213±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[29] JZS-3 甲子山石英正长岩215±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[28]
97CK30 槎山黑云母钾长花岗岩205.2±4.5TIMS锆石U-Pb 文献[27]
CS1 槎山黑云母钾长花岗岩205.7±1.4TIMS锆石U-Pb 文献[29]
辽东-吉南
FW01-75 岫岩似斑状二长花岗岩213±1 TIMS锆石U-Pb 文献[18] FW04-324 岫岩似斑状二长花岗岩210±1 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] FW04-325 岫岩二长花岗岩211±1 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] FW04-326 岫岩闪长质包体210±1 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] FW02-63 佟家堡子闪长岩214±2 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[13] FW01-92 双牙山似斑状花岗岩224±1 TIMS锆石U-Pb 文献[18] FW01-94 老尖顶子闪长岩220±1 TIMS锆石U-Pb 文献[18]
03JH011 大和尚山辉绿岩212±2 SHRIMP锆石U-Pb 文献[12]
03JH021 于家村正长岩221±1 LA-ICPMS锆石U-Pb 文献[18]
03JH025 尹家村辉绿岩213±5 SHRIMP锆石U-Pb 文献[12] FW01-424 赛马正长岩233±1 TIMS锆石U-Pb 文献[18]
Lu92010 龙头岩体石英闪长岩217±9 TIMS锆石U-Pb 文献[30] XXII-34 龙头岩体花岗闪长岩203±9 TIMS锆石U-Pb 文献[30]
Lu0005 小苇沙河岩体花岗闪长岩217±7 TIMS锆石U-Pb 文献[30]
Lu62011 岔信子岩体二长花岗岩216±6 TIMS锆石U-Pb 文献[30]
TH7-25 蚂蚁河二长花岗岩225.8±3.3LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[31]
TH7-29 蚂蚁河辉石闪长岩224.1±4.2LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[31]
朝鲜半岛
WN-125 Bukjin 正长岩234±2 LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[32]
05NK08 Unsan 黑云母花岗岩213±1 LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[32]
P0510 Nampho 二长花岗岩215±1 LA-ICPMS 锆石U-Pb 文献[32]
HZ05 Tokdal 正长岩224±4 SHRIMP锆石U-Pb 文献[39] AGR1 Ian
黑云母钾长花岗岩219.3±3.3SHRIMP锆石U-Pb 文献[37] DG20 Daegang
碱长花岗岩219.6±1.9SHRIMP锆石U-Pb 文献[37] 7418-1B Hongseong 花岗岩226.0±2.2SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 7419-5A Hongseong 花岗岩227.0±2.4SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 7418-1C Hongseong 石英正长岩227.3±2.4SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 7217-2A Yangpyeong 石英二长岩231.8±2.9SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] 7217-5B Yangpyeong 角闪石辉长岩231.1±2.8SHRIMP锆石U-Pb 文献[38]
CS0701-U1 Cheongsan 花岗岩224.8±1.7SHRIMP锆石U-Pb 文献[38] Machon 辉长岩223.3±2.6锆石U-Pb 文献[36] Tongbok 斑岩218.6±2.5锆石U-Pb 文献[36] Sancheong 闪长岩209.7±2.3锆石U-Pb 文献[36] Namyang 黑云母花岗岩227.2±3.3榍石U-Pb 文献[33] Jeongam-ri 黑云母花岗岩226.8±1.9榍石U-Pb 文献[33] Jeomchon 花岗闪长岩224.0±2.8榍石U-Pb 文献[33] Baekrok
黑云母花岗闪长岩222.7±2.1榍石U-Pb 文献[34] Cheongsan 黑云母花岗岩216.9±2.2榍石U-Pb 文献[34] Hamyang 黑云母花岗岩219.2±2.9锆石U-Pb 文献[35] Daegang 碱性花岗岩212.3±8.2锆石U-Pb 文献[35]
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图3 华北东部三叠纪侵入岩TAS 图解和SiO 2-Mg #相关图
其中HMAs 和AFC 代表高MgO 安山岩和分离结晶同化混染作用, 高MgO 安山岩、地幔橄榄岩熔体、榴辉岩熔体分别
来源于文献[40~42]. AFC 模型的计算是据文献[43]. 数据来源于文献[12, 13, 28, 31, 37~39]
图4 华北东部三叠纪侵入岩Sr-Nd 同位素组成
其中UCC 和LCC 分别代表上地壳和下地壳. 数据来源于文献[12,
13, 28, 31, 37~39]
的初始Sr 同位素(初始87Sr/86Sr ＝0.7095~0.7112)和富集的Nd 同位素(εNd 60), 表明它们的母岩浆来源于地幔源区. 它们具有相对亏损的Hf 同位素造成(εHf >2.8), 这与来源于富集岩石圈地幔的大连辉长岩(εNd =?11)明显不同,
表明它们可能来源于亏损的软流圈地幔或者新生的岩石圈地幔. 这一结论同时被同期的分布在吉林南部的蚂蚁河辉长闪长岩的同位素组成(εNd =+3.8)所证实. 因此, 辽东半岛三叠纪花岗岩及其细粒镁铁质包体是来源于下地壳和亏损地幔的两种岩浆混合的结果[13].
碱性岩: 虽然有关正长岩的源区目前还有一定的争议, 但华北东部正长岩具有与来源于富集岩石圈地幔的晚三叠纪辉绿岩相似的地球化学特征和Sr-Nd-Hf 同位素组成(图4, 6), 另外, 部分中性和基性碱性岩明显富MgO, 从而排除了地壳来源的可能性. 并且不论是SiO 2不饱和还是饱和, 正长岩的Sr-Nd-Hf 同位素组成基本相同. 因此, 我们认为分布在胶东半岛、辽东半岛以及朝鲜半岛的正长岩来源于古老、富集的岩石圈地幔, 是岩石圈地幔小程度部分熔融形成的岩浆经过结晶分异形成[28,39].
综上所述, 华北东部三叠纪侵入岩分别来源于是亏损地幔、富集的岩石圈地幔和下地壳, 是某个地质事件过程中, 软流圈地幔物质的上涌, 减压部分熔融形成镁铁质岩浆, 与此同时, 岩石圈地幔中富集组分由于温度的升高发生部分熔融, 其结果必然导致基性岩浆的底侵, 从而诱发地壳物质发生部分熔融, 形成长英质岩浆. 这些不同来源于的岩浆经过复杂的结晶分异、地壳混染和岩浆混合作用, 形成不同性
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图5 华北东部三叠纪花岗岩及细粒镁铁质包体野外照片
质的镁铁质岩石、碱性岩、花岗岩及其细粒镁铁质包体. 4 华北东部三叠纪侵入岩与克拉通破坏
4.1 华北东部三叠纪侵入岩形成的构造背景
有关华北东部三叠纪侵入岩形成的地球动力学背景和区域地质意义, 目前还没有成型的认识. 可供选择的地球动力学机制包括北部的兴蒙-吉黑造山带的产物、东部环太平洋板块向中国东部俯冲作用的产物和南部大别-苏鲁超高压碰撞造山带影响的结果.
尽管有不少学者讨论华北东部三叠纪岩浆活动与太平洋板块演化的关系[45~47], 但近年来的研究已经证明, 华北东部并不存在平行于太平洋板块边界的三叠纪花岗岩带. 在扬子和华南地区, Li 等[48]根据精细的年代学格架和区域构造、盆地分析提出, 华南地区印支期岩浆作用是古太平洋板块俯冲作用的结果. 但目前还没有可靠资料证明该NNE 向的俯冲带向北延伸到华北东部[48]. 并且, 如果该俯冲带存在, 俯冲起始的时间为267 Ma 左右[49], 而在华北东部目前还未发现该时代的岩浆活动. 我们近年来的研究表明, 太平洋板块的俯冲作用对中国东北、华北地区的影响可能起始于早侏罗世、中侏罗世[50].
东北地区三叠纪花岗岩主要出露在北部的张广才岭和小兴安岭地区, 其岩石组合与华北东部的三叠纪侵入岩明显不同, 在吉黑地区三叠纪岩体主要表现为A 型花岗岩和与Cu, Ni 矿床有关的镁铁-超镁铁质岩石[51], 与东北各块体之间的拼合和中亚造山带的形成和演化有关. 另外, 在华北北缘与中亚造山带相关的岩浆活动主要集中在早中生代或之前, 在
三叠纪时期, 华北北缘的侵入岩主要为陆内的霞石正长岩, 而在华北北缘分布的与我们文中花岗岩-闪长岩-辉长岩-正长岩相组合相类似的岩石年龄多>250 Ma. 辽东半岛的赛马-柏林川岩体与同一地区三叠纪岩体相比, 侵位时代相对偏老、岩性也明显不同, 有可能是华北北缘早中生代碱性岩带的一部分, 属于板内非造山作用的产物, 而其他岩石则是另一构造事件的产物. 因此, 我们初步提出三叠纪在华北东部的主要表现是华北与扬子的碰撞拼合, 三叠纪岩浆作用可能与大陆深俯冲及陆陆碰撞有关.
详细的同位素年代学研究表明, 华北东部三叠纪侵入体侵位时代(231~205 Ma, 多数小于225 Ma), 明显晚于苏鲁造山带超高压变质时代(244~226 Ma)[52~54], 说明它们形成于碰撞后环境. Bonin 等[55,56]曾详细地提出一个造山事件中形成的碱性岩可分为两类, 其一是造山后(post-orogenic)碱性岩, 以富Mg/ Mn 镁铁质矿物、高Ba 和Sr, 较高的初始Sr 同位素为特征; 另外一类是非造山早期阶段的碱性岩(Early ano-rogenic), 以富Fe 镁铁质矿物、低Ba, Sr 和较低的初始Sr 同位素组成为特征; 并提出从造山后到非造山环境的转换一般发生在10 Ma 之内, 标志着地幔源区的转换过程. 华北东部三叠纪侵入岩, 尤其是碱性岩和基性脉岩, 具有与造山后碱性岩相同的地球化学特征和同位素组成, 表明华北东部在晚三叠世时期由挤压、地壳加厚向伸展、垮塌的环境转化.
目前, 对胶东地区晚三叠世钾长花岗岩和正长岩形成的深部地球动力学机制还存在一定的争议, Chen 等[27]认为是它们是俯冲板片断离的产物, 与超
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图6 华北东部三叠纪侵入岩典型岩体的锆石Hf 同位素组成
FW04-324~326数据来源于文献[13], 其他见表2
高压岩石从地幔深度折返至下地壳深度有关. 与板块断离有关的岩浆活动应总体上呈线性分布, 并与超高压相伴生, 但迄今为止, 在大别山地区未发现同期的侵入体. 再者, 近年来详细的年代学研究表明, 超高压岩石折返到下地壳深度的时代应该早于226 Ma [52~54], 而华北东部晚三叠世岩浆活动明显晚于超高压岩石的变质时代, 并且大陆深俯冲的深度可达
200 km, 如此深的板片拆离所造成的热扰动, 很难引起上覆岩石圈物质的部分熔融[57]. 因此, 俯冲板片的拆离有可能不是造成华北东部三叠纪岩浆作用的主要原因. 对此, 我们提出另外一个可能的深部动力学模型, 认为辽东、胶东乃至朝鲜半岛三叠纪岩浆活动是碰撞后岩石圈拆沉的结果[12,13,28].
大陆深俯冲、陆陆碰撞作用必然会导致大别-苏
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表2 晚三叠世正长岩和辉绿岩中锆石的Hf同位素组成
样品编号176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 2σ176Hf/177Hf iεHf(t)T DM/Ma T C DM/Ma f Lu/Hf JZS-3 01 0.035068 0.001413 0.282012 0.0000170.282006 ?22.41766 2655
?0.96 JZS-3 02 0.025264 0.000945 0.282059 0.0000210.282055 ?20.61679 2548
?0.97 JZS-3 03 0.019197 0.000755 0.282042 0.0000240.282039 ?21.21693 2583
?0.98 JZS-3 04 0.041051 0.001591 0.282058 0.0000170.282052 ?20.81709 2556
?0.95 JZS-3 05 0.050888 0.001864 0.282065 0.0000220.282057 ?20.61712 2544
?0.94 JZS-3 06 0.038300 0.001393 0.282113 0.0000200.282108 ?18.81622 2433
?0.96 JZS-3 07 0.031360 0.001237 0.282092 0.0000220.282087 ?19.51645 2478
?0.96 JZS-3 08 0.047108 0.001757 0.282017 0.0000210.282009 ?22.31775 2648
?0.95 JZS-3 09 0.035733 0.001357 0.282083 0.0000210.282077 ?19.91663 2499
?0.96 JZS-3 10 0.062296 0.002163 0.282065 0.0000190.282056 ?20.61726 2546
?0.93 JZS-3 11 0.036273 0.001467 0.282061 0.0000180.282055 ?20.71699 2549
?0.96 JZS-3 12 0.023830 0.000983 0.282055 0.0000200.282051 ?20.81686 2557
?0.97 JZS-3 13 0.032876 0.001323 0.282054 0.0000160.282048 ?20.91703 2563
?0.96 JZS-3 14 0.030328 0.001208 0.282056 0.0000190.282051 ?20.81695 2558
?0.96 JZS-3 15 0.034456 0.001308 0.282085 0.0000240.282080 ?19.81658 2494
?0.96 JZS-3 16 0.016756 0.000658 0.282067 0.0000230.282064 ?20.31655 2528
?0.98 JZS-3 17 0.031391 0.001174 0.282049 0.0000190.282044 ?21.01703 2573
?0.96 JZS-3 18 0.040501 0.001790 0.282052 0.0000200.282044 ?21.01727 2572
?0.95 JZS-11 01 0.013328 0.000538 0.282134 0.0000190.282132 ?17.91558 2380
?0.98 JZS-11 02 0.016238 0.000649 0.282154 0.0000190.282151 ?17.21535 2337
?0.98 JZS-11 03 0.011310 0.000476 0.282154 0.0000210.282152 ?17.21528 2335
?0.99 JZS-11 04 0.019819 0.000790 0.282079 0.0000250.282076 ?19.91644 2503
?0.98 JZS-11 05 0.014674 0.000587 0.282171 0.0000260.282168 ?16.61509 2299
?0.98 JZS-11 06 0.015190 0.000599 0.282146 0.0000250.282144 ?17.51543 2353
?0.98 JZS-11 07 0.010360 0.000412 0.282117 0.0000220.282115 ?18.51576 2416
?0.99 JZS-11 08 0.011732 0.000471 0.282118 0.0000250.282116 ?18.51577 2414
?0.99 JZS-11 09 0.017130 0.000679 0.282156 0.0000320.282153 ?17.21533 2333
?0.98 JZS-11 10 0.015499 0.000603 0.282120 0.0000210.282118 ?18.41580 2411
?0.98 JZS-11 11 0.014043 0.000568 0.282111 0.0000230.282108 ?18.81591 2431
?0.98 JZS-11 12 0.015317 0.000600 0.282134 0.0000220.282131 ?18.01561 2381
?0.98 JZS-11 13 0.015941 0.000641 0.282113 0.0000220.282111 ?18.71590 2426
?0.98 JZS-11 14 0.011464 0.000437 0.282172 0.0000260.282170 ?16.61502 2295
?0.99 JZS-11 15 0.014299 0.000573 0.282105 0.0000240.282103 ?18.91598 2443
?0.98 JZS-11 16 0.016604 0.000657 0.282098 0.0000220.282096 ?19.21612 2459
?0.98 03JH021 01 0.031572 0.000916 0.282337 0.0000400.282333 ?10.91291 1938
?0.97 03JH021 02 0.177555 0.005013 0.282387 0.0000450.282367 ?9.71369 1862
?0.85 03JH021 03 0.060467 0.001669 0.282360 0.0000450.282353 ?10.21284 1893
?0.95 03JH021 04 0.034446 0.000913 0.282337 0.0000290.282334 ?10.91290 1936
?0.97 03JH021 05 0.143554 0.003882 0.282376 0.0000400.282361 ?9.91340 1875
?0.88 03JH021 06 0.016763 0.000492 0.282348 0.0000240.282346 ?10.51261 1909
?0.99 03JH021 07 0.017170 0.000541 0.282339 0.0000220.282337 ?10.81274 1928
?0.98 03JH021 08 0.026503 0.000786 0.282311 0.0000220.282308 ?11.81321 1992
?0.98 03JH021 09 0.043863 0.001303 0.282345 0.0000280.282340 ?10.71292 1922
?0.96 03JH021 10 0.068148 0.001836 0.282309 0.0000300.282302 ?12.01362 2006
?0.94 03JH021 11 0.048474 0.001507 0.282384 0.0000270.282378 ?9.31245 1839
?0.95 03JH021 12 0.030894 0.000887 0.282388 0.0000300.282384 ?9.11219 1824
?0.97 03JH021 13 0.021661 0.000674 0.282305 0.0000240.282303 ?12.01326 2005
?0.98 03JH021 14 0.052373 0.001673 0.282347 0.0000250.282341 ?10.61302 1921
?0.95 03JH021 15 0.055230 0.001703 0.282353 0.0000230.282346 ?10.41295 1908
?0.95 03JH021 16 0.090049 0.002764 0.282352 0.0000250.282341 ?10.61334 1919
?0.92 03JH021 17 0.028629 0.000915 0.282333 0.0000230.282329 ?11.11296 1946
?0.97
917
杨进辉等: 华北东部三叠纪岩浆作用与克拉通破坏
续表2样品编号176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 2σ176Hf/177Hf iεHf(t)T DM/Ma T C DM/Ma f Lu/Hf 03JH021 18 0.012596 0.000432 0.282382 0.0000230.282381 ?9.21211 1832
?0.99 03JH021 19 0.020054 0.000639 0.282288 0.0000200.282285 ?12.61349 2044
?0.98 03JH021 20 0.099489 0.003012 0.282383 0.0000420.282371 ?9.61298 1853
?0.91 03JH025 01 0.011538 0.000365 0.282384 0.0000190.282383 ?9.21207 1827
?0.99 03JH025 02 0.026349 0.000815 0.282344 0.0000170.282341 ?10.71278 1921
?0.98 03JH025 03 0.045208 0.001293 0.282340 0.0000200.282335 ?10.81298 1933
?0.96 03JH025 04 0.048112 0.001409 0.282400 0.0000210.282394 ?8.81219 1802
?0.96 03JH025 05 0.012853 0.000496 0.282351 0.0000160.282349 ?10.41257 1902
?0.99 03JH025 06 0.050662 0.001498 0.282293 0.0000230.282287 ?12.51372 2039
?0.95 03JH025 07 0.026970 0.000798 0.282386 0.0000250.282383 ?9.21218 1827
?0.98 03JH025 08 0.048807 0.001447 0.282361 0.0000210.282355 ?10.11275 1888
?0.96 03JH025 09 0.028386 0.000860 0.282360 0.0000220.282357 ?10.11256 1885
?0.97 03JH025 10 0.011514 0.000368 0.282330 0.0000250.282328 ?11.11282 1948
?0.99 03JH025 11 0.019258 0.000607 0.282348 0.0000180.282346 ?10.51265 1910
?0.98 03JH025 12 0.012105 0.000414 0.282408 0.0000210.282407 ?8.31175 1774
?0.99 03JH025 13 0.045749 0.001403 0.282373 0.0000250.282368 ?9.71256 1860
?0.96 03JH025 14 0.010427 0.000336 0.282353 0.0000190.282352 ?10.31249 1896
?0.99 03JH025 15 0.017005 0.000536 0.282355 0.0000210.282353 ?10.21252 1893
?0.98 03JH025 16 0.009771 0.000314 0.282371 0.0000230.282370 ?9.61224 1856
?0.99 03JH025 17 0.011509 0.000368 0.282409 0.0000220.282408 ?8.31173 1772
?0.99 03JH025 18 0.030940 0.000928 0.282371 0.0000220.282368 ?9.71243 1861
?0.97 03JH025 19 0.050621 0.001598 0.282398 0.0000240.282391 ?8.91228 1808
?0.95 03JH025 20 0.014418 0.000467 0.282323 0.0000190.282321 ?11.31295 1964
?0.99
鲁超高压造山带及相邻地区地壳的加厚, 加厚的陆壳底部岩石在超高压条件下形成高密度的榴辉岩, 许文良等[58]在徐淮地区中生代闪长岩发现的三叠纪榴辉岩包体为这一推论提供了可靠的证据. 加厚的下地壳榴辉岩由于重力不稳定致使下部岩石圈的拆沉, 软流圈物质的上涌, 减压部分熔融形成来源于亏损地幔的镁铁质岩浆, 拆沉的岩石圈地幔和榴辉岩相地壳物质在高压下(软流圈深度)发生小程度部分熔融形成镁铁质岩浆和碱性岩浆; 这些深源岩浆的底侵, 为下地壳物质部分熔融提供了热源和能量, 形成长英质岩浆, 从而形成华北东部三叠纪岩性复杂的侵入体. 然而, 这一模型却无法解释为什么在大别山及邻区至今未发现三叠纪的岩浆活动, 研究表明, 大别及相邻地区的山根拆沉作用发生在早白垩世[59]. 对此, 我们的初步解释是这一差异可能是由区域不同、陆陆碰撞的角度等外部因素所引起的.
4.2 华北东部三叠纪岩浆作用与克拉通破坏
近年的研究表明, 华北克拉通东部自古生代以来发生强烈的岩石圈减薄作用, 岩石圈地幔的性质和厚度发生了改变, 由巨厚的(~200 km)、古老的(~2.5 Ga)、冷的、密度低的、难熔的、同位素富集的岩石圈地幔转变为薄的(70~80 km)、年轻的、热的、密度大的、饱满的、同位素亏损的岩石圈地幔. 虽然绝大部分学者认为华北岩石圈减薄的峰期发生在中新生代, 但具体发生的时间存在三叠纪[11~13]、侏罗纪-早白垩世[9,10,20,22,60]和晚白垩世-新生代[2,7,61,62]等不同的认识.
大陆深俯冲和扬子-华北之间的陆陆碰撞造山作用所引起的地壳加厚作用可能是后期(三叠纪-早白垩世)克拉通破坏的诱因[10,12,13]. 华北东部三叠纪花岗岩时空分布和岩石成因的研究表明, 形成晚三叠世侵入岩的岩浆来源复杂, 具有多元性, 表明华北克拉通在三叠纪遭受了大陆深俯冲作用的影响. 在苏鲁及相邻的胶东半岛、辽东半岛以及朝鲜半岛等地区, 岩石圈减薄和克拉通破坏的起始时间可能为晚三叠世, 与大陆深俯冲、陆陆碰撞造山所引起的碰撞后地壳加厚、拆沉有关. 然而, 与华北东部强烈的晚中生
918
中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第7期
代岩浆作用相比[18,19,63], 三叠纪岩浆活动明显具有区域性, 主要分布在与大别-苏鲁相邻的胶东、辽东和朝鲜半岛, 因此, 华北克拉通在三叠纪期间遭受的破坏与晚中生代相比明显偏弱.
结合区域地质特征, 我们初步提出岩石圈减薄或克拉通破坏与华北东部三叠纪岩浆活动形成的地球动力学模型(图7): (1) 在245~226 Ma, 深俯冲的大陆岩石圈与俯冲洋壳的拆离致使超高压-高压岩石快速折返到地壳深度, 大陆碰撞造山作用导致大别-苏鲁及相邻的华北东部地区岩石圈增厚, 形成巨厚的山根, 地壳的加厚使下地壳镁铁质岩石转变成高密度的榴辉岩相岩石. (2) 由于区域性地壳演化差异, 在苏鲁及相邻的华北东部, 岩石圈的不稳定而拆沉到软流圈中, 拆沉山根所留下的空间被热的、饱满的软流圈物质所代替, 形成新生的岩石圈地幔. (3) 拆沉的岩石圈物质在高压下增温发生不同程度的部分熔融, 形成来源于古老岩石圈地幔来源的镁铁质和碱性岩浆, 同时, 上涌的软流圈发生减压部分熔融, 形成亏损地幔来源的镁铁质岩浆. (4) 这些幔源岩浆上升到地壳深度诱发下地壳物质发生部分熔融, 形成长英质岩浆, 不同性质的岩浆经过复杂的分离结
图7 华北东部三叠纪岩浆活动的地球动力学机制
晶、地壳混染和岩浆混合作用形成华北东部晚三叠世复杂的侵入岩体.
致谢感谢审稿专家提出的宝贵意见.
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论 文 第52卷 增刊Ⅰ 2007年9月 塔里木盆地海相成因天然气的两种聚集模式 王红军① 赵文智① 胡国艺② 胡剑风③ (① 中国石油勘探开发研究院, 北京100083; ② 中国石油勘探开发研究院廊坊分院, 廊坊065000; ③ 中国石油塔里木油田分公司研究院, 库尔勒841000. E-mail: whj@https://www.doczj.com/doc/8c190115.html, ) 摘要 塔里木盆地台盆区发现的和田河气田、轮古东气田、塔中气田属于海相成因天然气藏, 气源来自寒武系烃源岩. 模拟实验表明, 滞留于烃源岩内的分散可溶有机质晚期裂解成气, 是海相天然气的主要成因. 分散可溶有机质裂解气通过两种方式聚集成藏, 一种是在晚期构造运动强烈的断裂带上一次成藏, 形成和田河典型的干气气藏气田; 另一种是在轮南和塔中继承性隆起带上形成的凝析气藏, 通过裂解气与原油的混合模拟实验证实, 是由于这些隆起带上早期发生过大规模的原油聚集, 晚期分散可溶有机质裂解气对古油藏充注混合后形成的. 关键词 塔里木盆地 海相 天然气 成因 裂解 成藏 2006-12-20收稿, 2007-05-08接受 国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2001CB209100)资助 塔里木海相克拉通盆地天然气藏具有相似的气源成因, 天然气乙烷、碳同位素值轻于?28‰, 表明其来源于寒武系烃源岩 [1~4] . 寒武系烃源岩目前实测R o 值达到 1.9%~3.3%, 属于高-过成熟演化阶段. 对海相Ⅰ, Ⅱ型干酪根成烃演化的研究表明, 原始母质结构决定这类烃源岩在成熟阶段主要以生油为主, 高- 过成熟阶段以液态烃裂解成气为主[5]. 赵文智等人[6]最近提出有机质“接力成气”模式, 重点研究了滞留于烃源岩内的分散可溶有机质在高-过成熟演化阶段的成气时机与潜力评价问题, 指出在中国一些海相盆地中, 广泛分布着中低有机质丰度的烃源岩. 如塔里木盆地寒武系烃源岩, 分布面积很大, 但总体上有机质丰度TOC = 1.0%左右, 与国外海相盆地烃源岩差别很大. 这类烃源岩排液态烃效率在40%~60%之间, 大量液态烃滞留于烃源岩内部, 在高-过成熟阶段发生裂解成气. 从机理上回答了高-过成熟烃源岩生气潜力的问题, 对于开辟新的勘探领域具有重要的理论指导价值. 本文遵循有机质“接力成气”的思想, 选择塔里木盆地海相成因天然气藏进行实例研究, 论证了分散可溶有机质成气的现实性, 并通过进一步的天然气与原油混合实验, 建立了天然气聚集的两种模式, 以期对克拉通盆地天然气勘探潜力评价提供可借鉴的依据. 1 典型海相成因天然气藏的基本特征 塔里木盆地已发现和田河、塔中、轮古东、英南 2、满东1等一批海相成因天然气(田)藏和含气构造 (图1). 天然气主要赋存于古生界奥陶系碳酸盐岩和志留系碎屑岩中. 塔中和塔北隆起奥陶系气(田)藏的圈闭类型以大型古隆起上的(潜山)背斜圈闭和斜坡区的礁滩体岩性圈闭为主, 为凝析气藏; 巴楚隆起和田河气藏圈闭类型以奥陶系风化壳以及石炭系构造地层圈闭为主, 为干气藏; 北部凹陷满东1气藏属志留系砂岩背斜圈闭类型, 为湿气藏. 和田河气田位于巴楚隆起玛扎塔格断裂带上, 构造型圈闭, 储层为石炭系生屑灰岩奥陶系碳酸盐岩风化壳. 探明储量超过600×108 m 3, 是目前发现的台盆区最大的气田. 天然气组分中甲烷含量74.6%, 乙烷以上重烃含量1.2%, 非烃气体含量24.2%, 表现为干气气藏. 甲烷、碳同位素值?37.6‰, 乙烷、碳同位素值?37.2‰. 储层中仅发育一期与气态烃共生的流体包裹体, 均一温度75~90℃, 与目前储层实际地温相当, 反映天然气是晚期充注圈闭成藏的[7,8]. 轮古东奥陶系气藏位于轮南凸起东部, 属于构造-岩性圈闭, 储层为奥陶系颗粒灰岩. 探明储量近300×108 m 3. 天然气组分中甲烷含量84.5%, 乙烷以上重烃含量7.2%, 非烃气体含量8.3%, 表现为凝析气藏. 甲烷、碳同位素值?33.8‰, 乙烷、碳同位素值?32.5‰. 储层中发育三期与烃类共生的流体包裹体, 均一温度为67~95℃及104~115℃的包裹体反映加里东晚期与喜山期储层地层温度, 代表早期两次液态烃的充注成藏. 均一温度为136~142℃的包裹体与气
这些斩获国家科技大奖的科研成果能干啥 中共中央、国务院1月8日上午在北京举行国家科学技术奖励大会。华北克拉通破坏、冻土与寒区工程、激光钕玻璃、电能表智能化计量检定……这些对普通人而言深奥难懂的科技词汇频频出现在奖励大会现场。新华社记者为你揭秘获得2021年国家科技大奖的科研成果对生产和生活将产生哪些影响。 克拉通破坏理论解密 地球科学百年难题 克拉通是什么？克拉通是地球上最古老的陆块，缺乏明显的火山活动和大地震，因此，传统上认为克拉通是稳定的。 华北克拉通怎么了？华北克拉通发生了大规模的火山活动和大地震，即丧失了稳定性。这是目前经典板块构造理论所不能解释的重大地质现象。 克拉通为什么会失去稳定性？这一根本问题一直悬而未决，是困扰地球科学家近百年的难题。针对这一难题，中国科学院地质与地球物理研究所通过“华北克拉通破坏项目”的深入研究发现，造成这一重大地质现象的根本原因是克拉通破坏。 “想认识地球的整体，需要一个切入点，华北就是一个切入点。”“克拉通破坏项目”带头人、中国科学院地质与地球物理研究所研究员朱日祥称，“我们的团队历经20年的艰苦研究，通过区域性问题，认识到了地球大陆板块的生死演变过程，了解了大陆演化的过程。” “华北克拉通破坏”获得2021年度国家自然科学奖二等奖。朱日祥介绍，该项目建立了克拉通破坏理论，发现了全球大陆演化的普遍规律，发展了板块构造理论。该项目是以区域实例研究全球大陆演化的典范，使“华北克拉通破坏”这一区域性科学问题成为全球性的研究热点，引领了大陆演化研究的方向，提升了中国固体地球科学的国际影响力。
立足高原，破解冻土难题 冻土，一种含冰的特殊土体。冻结时，它坚固到可以作为建筑物基础；融化时，它就像一团稀泥，完全丧失承载力。 冻土的这种特性让寒区工程成为一项世界性难题。由于破解了相关研究难题，2021年度国家科技进步奖（创新团队）被中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土与寒区工程研究创新团队夺得。团队学术带头人程国栋院士说，中国是世界第三冻土大国，且主要为高海拔冻土，温度接近零度，很不稳定。 作为世界上海拔最高、在冻土上路程最长的高原铁路，青藏铁路至今保持着全球在冻土区跑得最快的铁路纪录，这背后离不开程国栋团队持续几十年的耕耘。 “发扬‘牦牛精神’，把SCI文章写在祖国的高寒大地上。”程国栋和团队立足高原，提出的“冷却路基”筑路技术和设计参数，解决了青藏铁路冻土相关的关键技术问题。青藏铁路安全运营12年来，路基稳定，列车时速达到100公里。《自然》杂志评价这项研究成果“具有重要的里程碑意义”，美国的一份研究报告将青藏铁路列为多年冻土区最好的铁路工程实践。 另外，程国栋和团队还解决了我国寒区其他重大工程的相关科技问题。研发的多年冻土区宽幅沥青路面条件下复合冷却路基调控关键技术，为哈大高铁、兰新高铁等重大工程提供了重要理论与技术支撑。 “‘一带一路’又一次给冻土和寒区工程提供了发展机遇，也提出了挑战。”程国栋相信，未来国家的冻土和寒区工程需求依然强劲，相关技术研究大有用武之地。 激光钕玻璃激光器的“心脏” 我们都听说过激光和玻璃，可什么是激光钕玻璃？激光钕玻璃是一种含有稀土发光离子——钕离子的特殊玻璃，它可以在一定条件下产生激光或放大激光能量，是激光器的“心脏”，也是目前人类所知的地球上能够输出最大能量的激光工作介质。 数千片大口径激光钕玻璃在特殊装置中，可以将微不足道的激光
华北克拉通古老岩石圈地幔的多次地质事件:来自金伯利岩中橄榄岩捕虏体的启示* 路凤香 L U Feng X iang 中国地质大学地球科学学院,武汉430074 Facult y o f Ea rt h S cie n ce,C hina Un iversit y of G eosciences,W uhan430074,C hina 2010-03-24收稿,2010-06-08改回1 Lu FX120101M u ltip l e-geo l ogica l even ts of an cien t lithos ph er ic mantle ben eath N orth Ch ina craton:A s inferred fro m p er i dotite xenolith s i n k i m berlite1A cta Petrol og ica S i n ica,26(11):3177-3188 Abstrac t Two piece o f serpenti nized garne t per i do tite m antle x enoliths w it h sheared-deforma ti on tex ture en trai ned i n ki m be rli te fro m M engy i n have been st udied i n t h is paper1T hree k i nds o f pyroxenes represen ted three g eo log ica l events o f litho spheric m antl e are recognized1F rom ea rl y t o late they are:(1)euhedral d i opsite(P y)i nclus i ons in garne t;(2)irregu l ar coarse g ra i n enstatites(Py1); (3)o rienta ted tabular enstatites w it h reacti on r i m(Py2)1Py have re l ative high N a 2O,A l 2 O 3 ,and l ow M g#(0191),C a O,i m ply i ng tha t Py and the host m antle peridotite hav e not been undergone t he stronger m e lti ng events dur i ng tha t ti m e1It is possible that the Py w as the crysta lli zed products from/m ag m a sea0i n initial stage ofm antl e evo luti on1Py2cutti ng across P y1occur i n hand spec i m en and thi n secti on i nd i cati ng t hat Py1for m ed ea rl y then Py21Py1s have higher C r(669@10-6~9503@10-6),N i(1941@10-6~4750@ 10-6)conten ts and M g#rati o(0191~0194),however t he C r(725@10-6~1926@10-6),N i(902@10-6~2989@10-6)and M g#ra ti o(0188~0190)i n Py2s are lo w er then that i n P y1s sho w i ng the Py1w it h an orig i n as a refracto ry resi due o f partia lm elti ng1 In con trast,Py2s are t he reac ti on products o f re fractory m antle perido tite-m elt wh ich derived from asthenosphere1T he sheared/ defor m a tion and m etasoma ti zed events we re happened after o r as sam e as t he reacti on event1In ter m s o f ma jor ele m ent,the re fractory deg rees of Py1s a re higher t han that of P y2s1In th i s paper/reverse evo l ution0trend of m antle componen t is ca lled1It m ay be po ssi b le tha t the pe ri dotite-m elt reac tion not only occur in M esozo i c-Cenozo ic but a lso i n anc ient lit hospher ic m an tle even i n who le mantle evo l ution h i story1Compared w ith pub lished data fo r ages re l ative to m antl e,the ages o f Py,Py1s and P y2s m ay have esti m ably> 318G a,215G a/114~113G a,and019~017G a respec tive l y1T he ag e of ano t her carbonated perido tite xenolit h w it h sheared/ defor m a tion tex ture sa m pled from Fux ian ki m be rli te m ay be as same as P y21 K ey word s M agm a sea;R efractory resi due o f partia lm elti ng;P eridotite-m elt reac ti on;R ev erse evo luti on 摘要本文提供的两件蒙阴岩区金伯利岩中的蛇纹石化石榴石橄榄岩捕虏体,整体发育剪切-变形结构,其中的辉石有三种类型,代表了三次地质事件,他们是:(1)石榴石中的自形单斜辉石包裹体P y;(2)粗粒不规则形状的斜方辉石Py1;(3)具反 应边及定向排列的斜方辉石P y2。P y具有高N a 2O和A l 2 O 3, 及低M g#和CaO的特征,暗示所赋存的橄榄岩未遭受过明显的熔 融作用。推测Py为早期阶段地幔/岩浆海0结晶时被石榴石包裹的矿物。在手标本及薄片中普遍见到P y2切过Py1,表明Py1形成早于P y2。P y1的Cr(669@10-6~9503@10-6),N i(1941@10-6~4750@10-6)含量和M g#(0191~0194)比值较高,而Py2中的C r(725@10-6~1926@10-6),N i(902@10-6~2989@10-6)和M g#(0188~0190)值较低,说明P y1是早期经部分熔融的橄榄岩耐熔残余中的顽火辉石残留。相反,Py2可能是软流圈来源的熔体与耐熔橄榄岩反应的结果。剪切/变形以及交代事件则发生于上述反应之后或者与之同时。依据主元素特征,较早的Py1的耐熔程度反而高于Py2,本文称之为地幔组成的/逆向演化0。看来,这种逆向成分演化不仅发生在中新生代,而且也发生于古老地幔,甚至是贯穿于整个地幔演化的历史时期。与已发表的有关地幔形成年龄的资料对比,Py、Py1和Py2的年龄估计分别是>318G a,215G a/114~113G a和019~ 017G a。另外1件碳酸盐化橄榄岩捕虏体,采自复县金伯利岩,具有明显的剪切-变形结构,最终形成时间可能与P y2接近。关键词岩浆海;部分熔融的耐熔残余;橄榄岩-熔体反应;逆向演化 中图法分类号P5881125 1000-0569/2010/026(11)-3177-88A cta P etro log ica Sinica岩石学报 *本文受国家自然科学基金项目(90714008)资助. 第一作者简介:路凤香,女,1935年生,教授,岩石学专业,E-m a i:l lufx131@163.co m
克拉通盆地具有地台型构造性质，主要是稳定大陆壳板块区内以均匀沉降为主，地势平坦、长期稳定、地形坡度很小的陆表海和内陆棚海。陆壳克拉通内部不发育断裂活动，也没有火山喷发活动和岩浆活动，因此不发育火山沉积建造类，主要形成稳定型陆源建造和、隐定型内源建造。建造的物源是古陆风化剥蚀区或由浅水陆表海水中直接或间接沉淀下来的内源沉积物（孟祥化，1990）。 克拉通并不是均质的完整块体，而是具显著非均一性的拼合体，克拉通是在过去地质历史时期由大、小岩石圈碎块通过组合、分开、再组合而成的拼合体。克拉通构造上的非均一性表现在地壳块体间或内部存在一系列构造带（克拉通焊接缝合带、前寒武纪造山带、绿岩带、岩浆弧及前寒武纪裂谷）。克拉通在岩石学上的非均一性可表现出岩石质量的差异分布导致浮力的不均一和热导率、流变性的差异（张光亚，1995）。 发育在古老克拉通块体上的盆地大体可分为两类：克拉通边缘在拉张分裂时可形成大陆边缘盆地（前渊），在挤压拼合时可形成前陆盆地。克拉通内部则主要发育相对简单的坳陷型盆地，一般称为克拉通内盆地（张抗，2004）。 克拉通内盆地又称简单克拉通盆地，其性质主要表现在稳定大陆板块区内以均匀、缓慢、地势平坦、长期稳定、地形坡度很小的陆表海沉积为主，在陆表海沉积的基础上盆地深度加大，从而形成了具有一定形状的狭义简单克拉通盆地。陆壳内部克拉通盆地不发育断裂活动，也没有火山喷发和岩浆活动，因而形成了稳定型的内源沉积和陆源沉积以及与板块边缘无关的沉积矿产（张立平，1994）。克拉通内盆地沉积物主要是碳酸盐岩，并含少量高成熟度的石英砂岩、高岭石粘土岩、海绿石质石英砂岩等，克拉通内盆地陆源碎屑沉积主要由单一而稳定的石英砂岩、高岭石粘土岩和石英质砾岩组成（张立平，1994）。克拉通内盆地沉积韵律性明显，旋回层序发育。陆内克拉通盆地的沉积建造主要为稳定型的陆源沉积，其中海绿石沉积和风暴沉积是其主要的稳定沉积建造的鉴定标志。根据Leighton和Kolata（1991）的研究，他们认为克拉通内盆地发育过程中的主要变化与板块构造体制的主要变化同时发生，即板块运动方向和板块加速或者减速速率的变化。每一个板块活动体质下均有相应的克拉通盆地发育。伸展阶段以裂谷作用及地堑或拗拉谷的发育为特征。在聚敛阶段，伴随弧前、弧后盆地的发育以及克拉通边缘前渊的开始形成，克拉通内盆地开始发育。在碰撞阶段，由板块碰撞驱动的板内应力场可导致克拉通内盆地的分化和相邻隆起、弯隆的抬升（张光亚，1995）。 克拉通边缘的前陆盆地体系域发育往往不完整，其实在克拉通稳定边缘的一侧的沉积体系配置单一，一个层序往往由层序界面→海进体系域→高水位体系域组成，更多的是由层序界面和高水位体系域组成（赵玉光，1997）。克拉通边缘盆地的逆冲块群的周期性逆冲导致了盆地由于应力载荷而下沉，构造效应是其可容纳空间的主要贡献因素。前陆盆地的可容纳空间受到边缘逆冲带周期性活动的制约，大大超出了全球海平面升降对层序发育的影响。 克拉通内盆地（也称稳定克拉通盆地或简单克拉通盆地）的形成机制比较复杂，现在尚有争议，以往的研究提出了以下假设：（1）岩石圈地伸展及热隆起（sleep，1971；sleep，1976；Haxby，1976，等）；（2）造山时期发生的逆冲载荷（Leighton，1990）；（3）自由热对流（Deming，1992）；（4）辉长岩-榴辉岩的相变或其它变质作用引起下部地壳或岩石圈密度增大也能引起均衡沉降，但这种沉降一般是局部的（张立平，1994）；（5）沉积负荷引起的沉降作用，这种沉降一般不超过水体深的3-4倍。
第七章岩浆作物及其产物 关键问题： 岩浆及岩浆作用 岩浆的成因与演化 岩浆岩体原生构造 一、岩浆及岩浆作用的概念 （一）岩浆的概念 岩浆是在地壳深处或上地幔天然形成的，以硅酸盐为主要成分的炽热、粘稠、富含挥发分的熔融体。其基本特征如下： 1．岩浆的成分岩浆主要由硅酸盐和一些挥发分组成。 根据SiO2的含量，将岩浆划分为超基性岩浆（SiO2<45%），基性岩浆（SiO2：45 -53%），中性岩浆（SiO2：53-66%），酸性岩浆（SiO2>66%）。 2．岩浆的温度岩浆的温度一般在700-1300℃之间，并随岩浆成分不同而有所差异，基性岩浆温度较高，为1000-1300℃，中性岩浆次之，约为900-1000℃；酸性岩浆最低，约700-900℃。 3．岩浆的粘度与温度、压力、SiO2、Al2O3和挥发份的含量有关。 温度越高，粘度越小；
压力增大，粘度增大； SiO2含量越大，粘度越大； 挥发份越多，粘度越小。 由超基性-酸性，岩浆的粘度由小-大。 （二）岩浆作用的概念 一般认为，岩浆发源于上地幔软流圈或下地壳深处，从岩浆形成、运移、聚集至冷凝成岩的全部过程，岩浆本身发生的变化以及对周围岩石影响的全部地质作用过程称为岩浆作用或岩浆活动。 根据岩浆活动特点，有两种活动方式：侵入作用、喷出作用或火山作用（图1）。 二、岩浆的喷出作用及其产物 （一）火山活动 火山是地下深处的高温岩浆及其有关的气体、碎屑从地壳中喷出而形成的。火山喷发是自然界最为壮观的现象之一（图2）。
根据火山活动状态，可将火山分为：活火山，近百年来有喷发记录的火山，如日本的富士山；休眠火山，人类历史有记载而近百年来未喷发的火山；死活山，人类历史无喷发记录的火山。 （二）火山喷发的方式 火山喷发主要有以下几种方式： 1．熔透式喷发这种喷发主要发生在地壳发展的初期，地壳很薄，地下的岩浆热能很大，进行大面积熔透，在地表形成熔透式火山（图3）。 2．裂隙式喷发这种喷发是指岩浆沿地壳裂隙溢出地表。喷发以基性的玄武岩为主，无爆炸现象，往往呈大片流出，形成大片连续的玄武岩层。裂隙式喷发在现代大洋中脊的裂谷处正在进行（图4）。
岩浆作用与火成岩 第一节碰触作用与喷出岩 一、岩浆的概念 地下高温熔融物质—岩浆 岩浆的粘性取决于它的化学成分和温度。 二、喷出作用与喷发产物 岩浆喷出地表的作用称喷出作用/火山作用。 1.气体喷发物 以水蒸气为主，其含量通常达60%以上。此外还有CO2、硫化物、硫，以及少量CO、H2、HCl、NH3、NH4Cl、HF等。 2.固体喷发物 3.液体喷发物 三、岩浆的类型及其喷发特征 1.超基性岩浆及其喷发特征 2.基性岩浆及其喷发特征 3.中性与酸性岩浆及其喷发特征 四、火山喷发的间歇性 凡在人类历史时期中有过活动的火山成为活火山，在人类历史中未曾喷发过的火山称为死火山。 第二节侵入作用与侵入岩 一、侵入作用概述 深部岩浆向上运移，侵入周围岩石而未到达地表，称为侵入作用。 岩浆在侵入过程中变冷、结晶而形成的岩石叫侵入岩。它是被周围岩石封闭起来的三度空间的实体，又可称为侵入体。包围侵入体的所有岩石称围岩。 1.同化作用与浑然作用 岩浆溶解围岩，将围岩改变成岩浆的一部分，称为同化作用。 岩浆因同化围岩而改变自己原有的成分称为混染作用。 同化作用与混染作用是相伴而生的。 2.结晶分异作用 一种成分的岩浆按矿物熔点的高低可依次结晶出不同成分的矿物，并依次形成不同种类的岩石，这种作用称为结晶分异作用。 二、侵入岩的产出状态 侵入岩的产出状态即产状，指其形态、大小及其与围岩的关系。 1.岩墙 2.岩床 3.岩盆与岩盖 4.岩株 5.岩基 第三节火成岩的结构与构造 一、火成岩的结构 火成岩中的矿物的结晶程度、晶粒大小、与形态及晶粒间的相互关系称为火成岩的结构。 二、火成岩的构造 1.块状构造 2.流动构造
判断题 1．岩石可划分为岩浆岩、沉积岩及变质岩三大类。（） 2．岩石是固态物质的集合体。（） 3．常见造岩矿物按其成因和化学成分特点可以分为三类：主要矿物、次要矿物和副矿物。 （）4．岩石就是结晶质矿物的结合体。（） 5．按岩石的结晶程度可分为全晶质、半晶质和玻璃质结构。（） 6．凡全部由结晶质矿物组成的岩石的结构，无论其颗粒大小如何都称为全晶质结构。（）7．斑状和似斑状结构是根据斑晶矿物的种类来划分的。（） 8．根据岩浆岩的矿物共生组合，可以了解岩浆岩的化学成分特点。（） 9．岩浆作用是岩浆的产生到完全冷凝固结成岩的全过程。（） 10．岩浆中的主要矿物和次要矿物统称为岩浆矿物。（） 11．成分相同的岩浆在不同冷凝条件下，其结晶程度、颗粒大小相同。（） 12．火山岩的产状可以是整合的或不整合的。（） 13．自然界中原生岩浆仅为有限的几种，但通过岩浆的分异、同化和混合作用，可以形成复杂多样的岩浆岩。（） 14．成分相同的岩浆在不同冷凝条件下，其结晶程度和矿物颗粒大小相同。（） 15．组成岩浆岩的所有矿物称为岩浆矿物。（） 16．原生岩浆是上地幔物质和下部地壳物质局部熔融的产物。（） 17．岩浆是由地幔岩石地部分熔融形成的熔融体。（） 18．根据岩浆的化学成分可以了解岩浆岩的矿物组合特征。（） 19．目前公认的主要原生岩浆为玄武岩、花岗岩、安山岩浆和超基性岩浆等。（）20．岩浆是由下地幔的部分熔融形成的熔融体。（） 21．岩浆的粘度与岩浆的氧化物、挥发组分、温度和压力有关。（） 22．岩浆作用是指高温的熔浆侵入围岩引起的一系列变质作用。（） 23．岩浆中挥发组分的存在可以降低岩浆的粘度。（） 24．地下深处的含水岩浆比同成分的熔岩流的固结温度要高得多。（） 25．岩浆岩中的主要矿物成分是岩石大类划分和命名的主要依据。（） 26．岩浆岩的酸度是以岩浆中Al2O3、K2O、Na2O的含量为标准划分的。（） 27．岩浆岩矿物共生组合取决于岩浆的化学成分和岩石形成的物理化学条件。（）28．岩浆与岩浆岩在成分上的主要差别是岩浆中所含的挥发组分较岩浆岩高。（）29．岩浆岩的矿物成分仅受岩浆中化学成分的控制。（） 30．基性岩浆的粘度比酸性岩浆的粘度低，主要是由于前者SiO2含量低，岩浆温度也较高之故。（）
中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第5期: 583 ~ 592 https://www.doczj.com/doc/8c190115.html, https://www.doczj.com/doc/8c190115.html, 英文引用格式: Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Sci China Earth Sci, 2011, 54: 789–797, doi: 10.1007/s11430-011-4203-4 《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 进 展 华北克拉通破坏的时间、范围与机制 朱日祥① *, 陈凌① , 吴福元① , 刘俊来② ① 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室, 北京100029; ② 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083 * E-mail: rxzhu@https://www.doczj.com/doc/8c190115.html, 收稿日期: 2011-03-09; 接受日期: 2011-03-20 国家自然科学基金重大研究计划项目(批准号: 90814000, 90814002)资助 摘要 华北是全球古老克拉通遭受破坏最明显和最典型的地区. 自国家自然科学基金委员会设立“华北克拉通破坏”研究计划以来, 通过不同学科间的有效交叉融合, 围绕该克拉通破坏的时间、范围和机制等重要科学问题, 进行了大量的工作, 并取得了诸多新认识. 太行山东西两侧地壳与岩石圈厚度空间变化以及地球化学属性的异同显示, 华北克拉通破坏主要集中在东部, 而西部主要表现为克拉通的改造. 克拉通化之后的沉积建造、岩浆活动和构造变形等特征表明, 克拉通破坏发生在中生代, 其峰期为125 Ma 左右. 通过对比发现, 岩石圈减薄在全球其他克拉通中也多有发生, 但大多并不伴随克拉通的破坏; 只有当受到大洋板块俯冲作用的强烈影响时, 克拉通破坏才有可能发生. 具体到华北地区, 在早白垩世全球地幔整体升温背景下, 太平洋板块的俯冲使华北克拉通东部地幔对流系统失稳, 导致了华北克拉通东部破坏; 岩石圈拆沉或热-化学/机械侵蚀是地幔对流失稳所产生的不同表现形式. 关键词 时间、范围和机制 克拉通破坏 华北 克拉通是地球表层的重要组成单元, 占地球陆地面积的50%左右[1]. 它主要形成于前寒武纪(>5.4亿年), 特别是早前寒武纪(>18亿年). 典型的克拉通具有厚度约为200 km 的岩石圈, 而且密度和热流值较低、刚性较高, 所以克拉通具有免遭后期地质作用改造的能力[2], 表现在其形成后, 无明显的壳内韧性变形和岩浆活动, 其上覆沉积盖层呈近水平状产出; 现今也无明显地震活动, 从而成为地球上最稳定的地区. 正是由于这种稳定性, 克拉通保留了目前地球上最古老的物质(44亿年)和最完整的地质历史记录[3], 成为有地质学以来研究大陆形成与演化最重要的地区. 华北克拉通自18亿年克拉通化之后至早中生代, 一直保持相对稳定, 并保存有巨厚的太古宙岩石圈根[4~6]. 但自中生代以来, 华北克拉通, 特别是其东部, 发生了大规模的构造变形和岩浆活动, 形成多种类型的盆地, 伴随产生了大量的金属矿产和油气资源[7]. 20世纪初, 翁文灏先生[8]根据我国东部晚中生代构造-岩浆(火山)活动情况, 提出了“燕山运动”的概念; 随后, 陈国达先生[9]提出了“地台活化”的观点. 20世纪90年代, 中外科学家根据对华北克拉通的研究, 提出了“岩石圈减薄”[10,11]或“去根”的概念[12]. 随着研究的深入, 人们逐步认识到华北克拉通东部不仅发生了100多公里岩石圈地幔的丢失[11,13], 而且岩
克拉通 克拉通（来自希腊语kratos，意为“强度”）是大陆地壳上的古老而稳定的部分，在最近至少5亿年内的大陆和超大陆的会聚和分裂过程中几乎没有发生变化。有些克拉通甚至在20亿年前或更早就形成了。克拉通一般都存在于大陆内部，由古代的结晶基底构成，这些基岩的成分主要是小比重的长英质火成岩如花岗岩。克拉通内的地壳较厚，并有深根插入地幔，可达200千米深处。 克拉通一词最早是由德国地质学家L. Kober在1921年提出的。他把坚固的大陆地台叫做"Kratogen"，而把与之相对的山地或曾经形成过山脉的地区叫做"orogen"。后一术语原封不动地沿用下来，中文译为造山带。前一术语则被后来的学者简化成kraton 或craton。 按地槽-地台说的观点，克拉通是大陆地壳内部的稳定区域，它和其周边活动性的地槽不同，后者是一个接受沉积的线形拗陷区。克拉通又是由地盾或地台和结晶基底构成的。地盾是克拉通中前寒武纪基岩广泛出露于地面的部分；与之相反，地台则是在这些基岩上覆有水平或近水平的沉积层的部分。 按板块构造论的观点，多数克拉通是在中到新太古代陆续形成的。形成之后，由于板块运动而逐渐拼合、增生成为大陆。因此，太古代形成的克拉通也叫做陆核(continental nucleus)。 地质省 克拉通可以再分为在地理上不同的地质省。一个地质省可以只包括单一的优势构造单元（如一个构造盆地或一个褶皱带），也可以是一系列相邻构造单元的集合。相邻的地质省在结构上可能是相似的，但由于演化史不同，而被看作不同的实体。在不同的上下文中，地质省的具体意义也不尽相同。 结构 大陆性的克拉通有深根向下插入到地幔中。地幔层析成像显示克拉通的下部是可以与岩石圈相对应的不规则的冷地幔，其厚度是成熟大洋岩石圈或非克拉通的大陆岩石圈的厚度（大约100千米，即60英里）的两倍。在这样的深度上，可以说一些克拉通实际上是扎根于软流圈之上的。因为克拉通具有中性或正的浮力，所以它和地幔根的化学
一、名词解释 1.岩浆 2.岩浆作用 3.岩浆岩的结构 4.原生岩浆 5.辉长结构 6.粗玄结构 7.拉斑玄武结构 8.粗面结构 9.反应边结构10.里特曼指数11.安山岩12.粗玄岩13.熔蚀结构14.包橄结构15.文象结构16.环带结构17.镁铁矿物18.蛇绿岩19.细晶岩20.斑状结构21.似斑状结构22.斑岩23.玢岩24.超镁铁岩25.超基性岩26.喷出岩31.熔结凝灰岩32.火山角砾结构33.凝灰结构34.集块结构35.火山碎屑岩36.煌斑结构37.二长结构38.辉绿结构39.堆晶结构40.硅铝矿物 二、填空 1. 色率是指__________________________，基性侵入岩的色率范围是__________________。 2. 岩浆的粘度主要受______、________、_______三个因素控制。 3. 根据SiO2含量，将岩浆岩分为___________、___________、____________、___________。 45. 根据矿物在岩浆岩中的含量和在岩浆岩分类命名中所起的作用，可以分为____________、_______________和______________三类。 5. 根据岩浆岩中造岩矿物的化学成分，可将矿物分为_______和________两类。 6. 岩浆岩的结构是指组成岩石的矿物的___________、____________、____________及矿物间的相互关系。 7. 岩浆岩的构造是指岩石中____________之间或矿物集合体与其它组成分之间的_______________、_______________方式。 8. 按结晶程度可将岩浆分为______________、______________和______________。 9. 按主要造岩矿物颗粒的大小划分岩石结构，粗粒结构、中粒结构、细粒结构的矿物粒径（以mm为单位）范围依次分别是______、______和______。 10. 据岩浆岩中矿物颗粒的相对大小可分为_________________、_________________和______________________三种结构。显晶质的岩石按矿物的粒度大小分为_______________、_______________、_______________和_______________。 11. 据全晶质岩石中矿物的自形程度，可分为______________、______________和______________三种不同的结构。 12. 整合侵入体产状形式有____________、____________、____________和____________、等四种。 13. 不整合侵入体产状形式有____________、____________、____________、____________ 等四种。 14. 岩浆岩中划分酸性程度的标志是_________________的含量，划分碱性程度的指数称为_________________指数。 15. 安山岩的基质结构常见的有两种：（1）斜长石微晶呈平行定向或半定向排列，其间隙中充填的是辉石和磁铁矿等粒状矿物，称为__________；（2）斜长石微晶呈杂乱－半平行排列，微晶之间充填较多的玻璃质或隐晶质，称为________。 16. 与玄武岩成分相当的侵入岩是_______ 。
国家自然科学基金委员会关于发布华北克拉通破坏重大研究 计划项目指南的通告 【法规类别】科学研究与科技项目 【发布部门】国家自然科学基金委员会 【发布日期】2012.04.12 【实施日期】2012.04.12 【时效性】现行有效 【效力级别】XE0303 国家自然科学基金委员会关于发布华北克拉通破坏重大研究计划项目指南的通告 国家自然科学基金重大研究计划遵循“有限目标、稳定支持、集成升华、跨越发展”的总体思路，围绕国民经济、社会发展和科学前沿中的重大战略需求，重点支持我国具有基础和优势的优先发展领域。重大研究计划以专家顶层设计引导和科技人员自由选题申请相结合的方式，凝聚优势力量，形成具有相对统一目标或方向的项目群，通过相对稳定和较高强度的支持，积极促进学科交叉，培养创新人才，实现若干重点领域或重要方向的跨越发展，提升我国基础研究创新能力，为国民经济和社会发展提供科学支撑。 国家自然科学基金委员会（以下简称自然科学基金委）现公布“华北克拉通破坏”重大研究计划2012年度项目指南（见附件）。 一、申请条件 重大研究计划申请人应当具备以下条件：
1．具有承担基础研究课题的经历； 2．具有高级专业技术职务（职称）。 正在博士后工作站内从事研究、正在攻读研究生学位以及《国家自然科学基金条例》第十条第二款所列的科学技术人员不得申请。 二、限项规定 1.具有高级专业技术职务（职称）的人员，申请或参与申请本次发布的重大研究计划项目与正在承担（包括负责人和主要参与者）以下类型项目合计限为3项：面上项目、重点项目、重大项目、重大研究计划项目（不包括集成项目和指导专家组调研项目）、联合基金项目（指同一名称联合基金项目）、青年科学基金项目、地区科学基金项目、优秀青年科学基金
华北克拉通北缘元古宙大庙Fe -T-i P 矿床的挥发份组成和C -H -O 同位素研究 * 邢长明 1,2 陈伟3 王焰 1** 赵太平 1 X ING Chang M ing 1,2 ,CHEN W e i 3 ,W ANG Christi naY an 1** and ZHAO T a i P ing 1 11中国科学院广州地球化学研究所,中国科学院矿物学与成矿学重点实验室,广州 51064021中国科学院研究生院,北京 10004931香港大学地球科学系,香港 11K e y L aboratory of M i n e ralogy and M etallog e ny ,G uangzhou In stit u te of Geoc h e m istry ,Chinese A c ade my of S ciences ,Guangzh ou 510640,Ch i na 21G raduate University of Ch i nese A c ade my of Sciences ,B eiji ng 100049,C hina 31De part m e n t of Earth S cie nces,t h e Un i versit y ofH ong K ong,H ong K ong,Ch i na 2010-12-12收稿,2011-03-18改回1 X i ng C M,Chen W,W ang CY and Z hao TP 120111V ol atile co m ponents and C -H-O isotop ic co m positi ons of Proterozoic Da m iao Fe -T -i P oxide deposit in th e northern m arg i n of the North Ch ina C raton 1A cta P etrologica S i n ica ,27(5):1500-1510Abstrac t T he ~1174G a D a m i ao m assi-f type anorthosite comp l ex i n t he northern m arg in of the N orth Chi na Craton ho sts a l a rge F e -T -i P ox i de deposit 1V olatil es that w ere trapped i n m agnetite ,apatite and p l ag i o clase o f m ass i ve Fe -T i o re ,m assive Fe -T -i P o re and d i sse m i nated ore w ere m easured by step heati ng m ass spectrom eter at t h ree re leas i ng temperat ure i n terva ls 200~400e ,400~800e and 800~1200e to obta i n m a j o r components and C -H-O iso t op i c compositi on 1Four types o f fl u i d w ere i dentified from t he vo latiles : (1)m eta m orph i c fl uid re leased fro m plag i oc l ase at 800~1200e temperat ure i nte rva,l ma i n l y composed ofH 2O,N 2+CO and CO 2;(2)m an tle -de ri v ed fl u i d re l eased fro m plag i oc l ase at 400~800e temperature i nte rva,l m a i n l y co m po sed of H 2,H 2O,CH 4and CO 2;(3)surface w ater re l eased from m agne ti te at 400~800e te m perature i nte rva,l m ainly co m posed of H 2O,CO 2,SO 2and H 2S ;and (4)secondary fl u i d released from m i nerals at 200~400e te m perature i n terva ,l m a i n l y co m po sed ofH 2O and CO 21M agnetite i n both m assive F e -T i ore and m assi ve Fe -T -i P ore conta i ns h i gh conten ts o f H 2O and CO 2,i ndicati ng a re l a tive l y ox idized condition due to concentration o f ear l y -for m ed fl u i ds and s u rface wa ter at late stage o f m ag m a fracti onati on sequence ,whereas p l ag i oc lase in d i sse m i nated ore conta i ns abundan tH 2and C H 4,i nd ica ting a re lati ve reduced 1It i s proposed that t he pa renta lm agm a fro m wh i ch the D am iao anorthosite co m plex fo r med m ay have fracti onated under a relatively reduced cond iti on at the beg i nn i ng 1The mantl e fl uids and surface w ater may hav e been i nvo l ved in the later stage o f the m agm a fracti onati on and fracti oned to i ncrease the oxygen f ugac i ty o f the m agm as ,w hich i n t u rn ,triggered the accu m ulati on of m agnetite and apa ti te to f o r m the D a m i ao F e -T -i P ox i de deposit 1K ey word s V o latile ;C -H-O stab l e isotope ;M assi-f type anortho site ;F e -T -i P ox i de deposit ;D am iao ;P roterozo ic ;N o rt h Ch i na Craton 摘 要 华北克拉通北缘~1174G a 大庙斜长岩杂岩体赋含有大型F e -T -i P 矿床。采用分步加热质谱法分别测定了块状F e -T i 矿石、块状F e -T -i P 矿石和浸染状矿石中磁铁矿、磷灰石和斜长石释出的挥发份组成、含量以及C -H-O 同位素组成。依据矿物的释气总量变化特征将释气过程分为三个阶段:200~400e 、400~800e 和800~1200e 。根据不同类型矿石中矿物在不同释气阶段的挥发份组成、含量以及C -H-O 同位素组成,可将含矿岩体中的流体类型分成四种:(1)斜长石800~1200e 阶段释出的变质流体,主要以H 2O 、N 2+CO 和CO 2为主;(2)斜长石400~800e 阶段释出的幔源流体组分,主要以H 2O 、H 2、C H 4和CO 2为主;(3)磁铁矿400~800e 阶段释出的地表流体,主要以H 2O 、CO 2、S O 2和H 2S 为主;(4)所有矿物200~400e 阶段释出 1000-0569/2011/027(05)-1500-10A cta P etro log ica Sinica 岩石学报 *** 本文受国家自然科学基金项目(41072063、41073030)和中国科学院/百人计划0择优支持项目联合资助.第一作者简介:邢长明,男,1987年生,硕士研究生,矿物、岩石、矿床学专业,E-m ai:l x i ngch ang m i ng33@163.co m 通讯作者:王焰,女,1968年生,研究员,矿物、岩石、矿床学专业,E-m ai:l w ang_yan@g i g .ac .cn