董朋生，董國臣，孫轉(zhuǎn)榮，李華偉，王樹樹，翟天雷，王偉清，耿建珍

(中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083)

0 引 言

煌斑巖作為淺成鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵質(zhì)火成巖，是一種成分和成因復(fù)雜的一組暗色斑狀脈巖，揮發(fā)分含量較高[1-2]，常與深成中溫?zé)嵋航鸬V床有著密切的時空聯(lián)系[3-4]，因此一直是地球動力學(xué)過程中如殼幔作用和成礦作用研究的熱點之一。

隨著研究的不斷深入，不同學(xué)者提出了不同的煌斑巖成因模式。有學(xué)者認(rèn)為煌斑巖為基性巖漿受到地殼混染后發(fā)生結(jié)晶分異形成[5]；也有學(xué)者提出煌斑巖是幔源煌斑巖熔體與殼源硅質(zhì)熔體發(fā)生混合作用而成[6]；目前普遍認(rèn)為煌斑巖是由交代富集地幔部分熔融產(chǎn)生，但對于地幔交代富集機制存在不同觀點：(1)俯沖洋殼交代地幔誘發(fā)部分熔融產(chǎn)生富集地幔[7]；(2)深源含揮發(fā)分流體交代巖石圈地幔誘發(fā)部分熔融產(chǎn)生富集地幔[4,8]。對煌斑巖的成因認(rèn)識直接影響到殼幔相互作用和深部地幔部分熔融程度，從而使煌斑巖具有反映深部構(gòu)造—巖漿作用和源區(qū)地球化學(xué)性質(zhì)及成礦作用的屬性。

燕山地區(qū)自元古宙華北克拉通化以來，進入穩(wěn)定的蓋層演化階段[9]，在中生代初期出現(xiàn)巖漿活動并在早白堊世達到頂峰，形成以包括基性巖漿和酸性巖漿為特征的重要巖漿事件[10]。前人對該地區(qū)巖漿巖的成因機制及地球動力學(xué)背景進行了廣泛研究。壽王墳雜巖體是該地區(qū)早白堊世巖漿活動的重要組成部分，其接觸帶發(fā)育矽卡巖型銅鉬礦化，前人對該雜巖體的成巖成礦時代、巖石地球化學(xué)特征及巖石礦床成因機制進行了研究[11]，取得了一定的研究成果。但是對侵入壽王墳雜巖體中的五鳳樓煌斑巖未見研究，本文報道了冀北五鳳樓煌斑巖巖石學(xué)、地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素特征，探討其成因及其所蘊含的地質(zhì)意義，為區(qū)域殼幔結(jié)構(gòu)及其相互作用提供參考依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

壽王墳—五鳳樓一帶的煌斑巖產(chǎn)于與壽王墳銅礦有關(guān)的花崗質(zhì)雜巖體中(圖1)。該區(qū)域地處華北克拉通東部的中生代月明山火山盆地北部邊緣，北臨張家口—北票深大斷裂，南有西峰口—凌源深斷裂?；鹕脚璧匾灾匈_統(tǒng)安山巖和安山質(zhì)火山碎屑巖為主，周邊發(fā)育中元古界薊縣系霧迷山組厚層灰?guī)r、含燧石條帶或結(jié)核灰質(zhì)白云巖。

區(qū)內(nèi)侵入巖呈巖株狀南北向延伸產(chǎn)出，出露面積約72 km2。巖性由南向北依次為石英二長巖—石英閃長巖—石英二長巖，構(gòu)成一個侵入雜巖體。在巖體接觸帶常有礦化蝕變，形成矽卡巖型銅鐵鉬多金屬礦床。著名的壽王墳銅礦就是該雜巖體外接觸帶中的矽卡巖型銅鐵礦床。區(qū)內(nèi)斷裂成群出現(xiàn)，構(gòu)造線多呈SSW—NNE向，斷面北傾，傾角30°～60°。

在該火山巖盆地中發(fā)育有煌斑巖，呈脈狀侵入到燕山期石英閃長巖中(圖1)，多呈近南北走向陡傾產(chǎn)出，一般寬1～3 m，延長百余米至數(shù)百米(圖2(a))。其巖性為云煌巖，呈灰黑色，斑狀結(jié)構(gòu)，致密塊狀構(gòu)造(圖2(b))，斑晶成分為黑云母和角閃石，黑云母含量5%～10%，可見細粒磁鐵礦沿其解理或裂隙分布(圖2(c))；角閃石呈自形—半自形晶，放射狀(圖2(d))，含量5%，基質(zhì)含量85%，以斜長石為主，可見絹云母化。副礦物主要為磁鐵礦(3%)、磷灰石(<1%)及鋯石等。

2 分析方法

圖1 五鳳樓一帶地質(zhì)簡圖(據(jù)文獻[12]修改)Fig.1 Geological sketch map of the Wufenglou area

圖2 五鳳樓煌斑巖野外露頭及顯微照片F(xiàn)ig.2 Field outcrop and microscopic photos of Wufenglou lamprophyres(a)煌斑巖野外露頭; (b)煌斑巖標(biāo)本; (c)煌斑巖顯微照片(單偏光),磁鐵礦充填基質(zhì); (d)煌斑巖顯微照片(單偏光),斑狀結(jié)構(gòu)，有放射狀角閃石斑晶; Bi.黑云母; Hb.角閃石; Ap.磷灰石; Mag.磁鐵礦

用于測試的樣品產(chǎn)出位置見圖1，樣品是在野外仔細觀察的基礎(chǔ)上挑選的無蝕變或蝕變較弱的代表性巖石，將其粉碎至200目，在中國冶金地質(zhì)總局第一地質(zhì)勘察院測試中心完成煌斑巖樣品的主量元素、稀土及微量元素分析工作。采用重鉻酸鉀容量法測定氧化亞鐵含量，用X射線熒光光譜法在X熒光光譜儀上測定其他主量元素，誤差小于5%。用電感耦合等離子體質(zhì)譜法在離子質(zhì)譜儀上測定微量元素和稀土元素，誤差小于5%。

鋯石單礦物挑選工作在河北省欣航測繪院完成，先將原巖樣品粉碎至300 μm，經(jīng)常規(guī)重選和電磁選之后，在雙目鏡下挑選晶形完好、透明度和色澤度較好的鋯石。鋯石制靶和顯微照相工作在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成。將完整典型的鋯石顆粒置于DEVCON環(huán)氧樹脂中，待固結(jié)后拋磨，使鋯石內(nèi)部充分暴露，然后對鋯石靶進行陰極發(fā)光(CL)、透射光和反射光照相，據(jù)此選擇并標(biāo)記合適的鋯石位置進行U-Pb定年分析。鋯石U-Pb同位素分析及Lu-Hf同位素分析在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所完成，所用儀器為Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀和193 nm激光取樣系統(tǒng)(LA-ICP-MS)。激光剝蝕的斑束直徑為35 μm，能量密度為13～14 J/cm2，頻率為8～10 Hz，激光剝蝕物質(zhì)以He為載氣送入Neptune(MC-ICP-MS)。鋯石標(biāo)樣采用TEMORA標(biāo)準(zhǔn)鋯石。數(shù)據(jù)處理及作圖運用ICPMSDataCal程序和Isoplot程序，采用208Pb對普通鉛進行校正。利用NIST612作為外標(biāo)計算鋯石樣品的Pb、U和Th含量。鋯石Lu-Hf同位素分析是在鋯石U-Pb年齡分析位置或附近進行，方法和同位素分餾校正見耿建珍等詳述[13]。

3 分析結(jié)果

3.1 主量元素

由分析結(jié)果(表1)可以看出，五鳳樓煌斑巖SiO2=48.25%～51.47%，平均50.11%，MgO=6.94%～8.00%，平均7.40%；K2O+Na2O=6.61%～7.40%，平均6.81%，Na2O/K2O=1.13～2.31，平均1.51，表明煌斑巖具高堿、富鈉的特征；在SiO2-K2O圖解(圖3(a))上可判別為鈣堿性煌斑巖；其TiO2=1.31%～1.65%，平均1.46%，Ti/Y>350，屬于高鈦煌斑巖；Al2O3=13.75%～14.12%，平均13.93%，摩爾比K/Al=0.16～0.27，摩爾比K/(K+Na)=0.22～0.37，在K/( K+Na )-K/Al圖解(圖3(b))中落入鈉質(zhì)煌斑巖區(qū)域。因此，五鳳樓煌斑巖屬于高鈦、鈉質(zhì)鈣堿性煌斑巖。

3.2 微量元素

煌斑巖的稀土元素(表1)總量介于248.3×10-6～362.8×10-6，平均313.3×10-6。LREE/HREE比值為14.70～18.49，平均為17.17，輕重稀土元素分異明顯，(La/Yb)N變化于27.57～43.07之間，平均為37.46，輕稀土富集，重稀土虧損。其稀土配分曲線基本一致(圖4(a))，為右傾曲線。δCe為1.00～1.10，平均1.04，δEu為0.99～1.03，平均1.01，基本無Ce和Eu異常。

表1 五鳳樓煌斑巖主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析結(jié)果Table 1 Composition of major elements (%) and trace elements (10-6) of Wufenglou lamprophyres

圖3 煌斑巖SiO2-K2O分類圖(a) (底圖據(jù)文獻[14])和K/Al-K/(K+Na)分類圖(b) (底圖據(jù)文獻[2])Fig.3 SiO2-K2O diagram (a) and K/Al-K/(K+Na) diagram (b) for classification of Wufenglou lamprophyresCAL.鈣堿性煌斑巖；UML.超鎂鐵質(zhì)煌斑巖；AL.堿性煌斑巖；LL.鉀鎂煌斑巖；I.鈉質(zhì)煌斑巖；Ⅰ’.弱鉀質(zhì)煌斑巖；Ⅱ.鉀質(zhì)煌斑巖；Ⅲ.超鉀質(zhì)煌斑巖；Ⅳ.過鉀質(zhì)煌斑巖

圖4 煌斑巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值據(jù)文獻[15])Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergrams of trace elements (b) of the lamprophyres

煌斑巖不相容元素含量明顯高于原始地幔，表現(xiàn)出不同程度的富集。Ba等大離子親石元素及P、Hf的富集程度較強 (圖4(b))，Nb、Zr、Ta等高場強元素則表現(xiàn)出一定程度的虧損。

3.3 鋯石U-Pb年代學(xué)

煌斑巖中可以挑選出原生鋯石[7,16-17]。本次選取煌斑巖(樣品16WF93，采樣位置：N40°34′46″，E117°53′24″，圖1)進行精確定年。其鋯石呈無色透明或淡黃色，自形長柱狀，長50～200 μm，長寬比1∶1～3∶1。陰極發(fā)光顯示內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰，具有典型的單期生長的震蕩環(huán)帶(圖5(a))，鋯石的U和Th含量較高,分別為170×10-6～847×10-6、126×10-6～1 061×10-6，Th/U比值為0.56～1.25，全部大于0.5,說明其為巖漿成因鋯石[18](表2)。

所有18個測點幾乎均落在諧和線附近(圖5(b))，諧和度達95%以上，說明這些鋯石未受明顯的后期熱事件影響，U-Pb同位素體系封閉性較好。18顆鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(135.2±1.3)Ma(圖5(b))，代表煌斑巖的結(jié)晶年齡。

3.4 鋯石Hf同位素

五鳳樓煌斑巖Lu-Hf同位素分析結(jié)果(表3)表明所有測點176Lu/177Hf在0.000 452～0.001 163范圍內(nèi)，均小于0.002，表明鋯石形成后有較低放射性成因Hf的積累，所以176Lu/177Hf比值能比較好地反映鋯石形成過程中的Hf同位素組成[19]。18個測點176Hf/177Hf介于0.282 142～0.282 313，平均0.282 225，根據(jù)鋯石原位年齡校正計算后求得鋯石εHf(t)為-19.3～-13.3(圖6(a))，均小于0，平均-16.5，單階段模式年齡tDM1=1.3～1.5 Ga，平均1.4 Ga，二階段模式年齡tDM2=2.0～2.4 Ga(圖6(b))，平均2.2 Ga，遠老于其成巖年齡(135 Ma)。

4 討 論

4.1 煌斑巖的形成時限

華北克拉通煌斑巖形成時代一直是相關(guān)研究的熱點之一。已有研究較多，但結(jié)果相差較大。如遼東鏵子裕礦區(qū)煌斑巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡(155±4) Ma[16]、內(nèi)蒙古豐鎮(zhèn)對九溝煌斑巖K-Ar同位素年齡(146.6±2.9) Ma[20]、京北軍都山南口北Rb-Sr同位素年齡(128±2) Ma[21]、太行山大河巖體北部煌斑巖Rb-Sr同位素年齡為120 Ma[22]和遼寧桃源—小佟家堡子金礦帶煌斑巖K-Ar同位素年齡100～84 Ma[23]等。從這些結(jié)果中可以看出，除了分析時代和分析方法如較早時期的K-Ar法所引起的差異外，煌斑巖年齡值總體上顯示出明顯的不一致，其形成時代介于155～84 Ma。本文對壽王墳地區(qū)五鳳樓煌斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年，獲得巖漿結(jié)晶年齡為(135.2±1.3) Ma，年齡上與京北軍都山煌斑巖較接近，說明該煌斑巖侵位于早白堊世。

圖5 五鳳樓煌斑巖(16WF93)鋯石CL圖像(a)及鋯石U-Pb年齡諧和曲線圖(b)Fig.5 CL images (a) and U-Pb concordia diagrams (b) of zircon grains of Wufenglou lamprophyres

表2 五鳳樓煌斑巖(16WF93)LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分析結(jié)果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of Wufenglou lamprophyres

圖6 五鳳樓煌斑巖(16WF93)鋯石εHf(t)值(a)及二階段模式年齡圖(b)Fig.6 εHf(t) values (a) and two-stage Hf model ages (b) of zircon grains of Wufenglou lamprophyres

表3 五鳳樓煌斑巖(16WF93)鋯石Hf同位素分析結(jié)果Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of Wufenglou lamprophyres

從區(qū)域巖漿活動分析，研究區(qū)內(nèi)煌斑巖的直接圍巖石英閃長巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為143 Ma(未發(fā)表數(shù)據(jù))，石英閃長巖所在的壽王墳雜巖體的侵位年齡為143～133 Ma[11]，這個年齡代表了華北燕山地區(qū)中酸性巖的形成年齡[24]。同時，已有研究揭示，華北克拉通東部地區(qū)有多期基性巖脈侵入，其中，對比吉林三棚甸子輝綠巖(137 Ma)[25]、冀北楊樹溝基性巖(134.9 Ma)[26]、魯西鐵銅溝輝石閃長巖(134.5 Ma)[27]、吉林赤柏松橄欖輝長巖(134 Ma)[28]、濟南王各莊輝長巖(132.3 Ma)[28]、遼寧楊木川角閃輝長巖(132 Ma)[25]、吉林胡家口子橄欖二輝巖(130 Ma)[25]等，這些基性巖侵位年齡在137～130 Ma。

可以看出，本文所獲得的煌斑巖年齡代表區(qū)域煌斑巖類巖漿活動，與中酸性巖類和基性巖類巖漿同時形成，構(gòu)成區(qū)域巖漿活動事件。

4.2 巖漿源區(qū)及巖石成因

五鳳樓煌斑巖具低SiO2、富MgO、高Ti的特點，SiO2含量為48.25%～54.23%，MgO含量介于6.94%～8.00%，按照Mg含量摩爾比換算，Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+)，其Mg#=67.84～71.34，接近原始地幔(89.93)[29]；巖石屬于高鈦煌斑巖(TiO2=1.31%～1.65%，Ti/Y>350)指示深部地幔源區(qū)的特點[30]，相容元素Cr=168.8×10-6～376.0×10-6，Ni=79.4×10-6～150.9×10-6，接近原生巖漿范圍[1]；五鳳樓煌斑巖Nb/U平均值為28.22，Ce/Pb平均值為13.58，遠大于地殼相應(yīng)值(Nb/U=6.15，Ce/Pb=3.91)[31]，而接近原始地幔(Nb/U=30.42，Ce/Pb=9.15)[29]。地殼混染巖石的Nb/Ta值較低(約11)，且Nb/Ta與La/Yb具明顯負相關(guān)性[32]。五鳳樓煌斑巖的Nb/Ta較高(17.8～36.7)，接近原始地幔(Nb/Ta=17.6)[29]，且Nb/Ta與La/Yb不具備負相關(guān)關(guān)系，而呈現(xiàn)微弱的正相關(guān)關(guān)系，顯示沒有發(fā)生地殼混染。

五鳳樓煌斑巖鋯石的εHf(t)值為-19.3～-13.3，模式年齡遠老于其成巖年齡，表明巖漿源區(qū)起源于富集地幔[19]。在Zr/Nb-Y/Nb圖解(圖7(a))和Ta/Yb-Th/Yb圖解(圖7(b))上，煌斑巖樣品基本上落在富集地幔的區(qū)域內(nèi)或接近富集地幔，而不具備虧損地幔的特征，也表明巖漿源區(qū)為富集地幔[33]。

圖7 五鳳樓煌斑巖Zr/Nb-Y/Nb圖解(a)和Ta/Yb-Th/Yb圖解(b) (底圖據(jù)文獻[33])Fig.7 Zr/Nb-Y/Nb diagram (a) and Ta/Yb-Th/Yb diagram (b) of Wufenglou lamprophyres

五鳳樓煌斑巖具有較高的LILE/HFSE和LREE/HREE值及Sr含量(915.4×10-6～1 257×10-6)，暗示源區(qū)受到了俯沖帶流體或者熔體改造。高Ba/Th值代表了俯沖帶流體對巖漿源區(qū)顯著的貢獻[34]，本區(qū)煌斑巖的Ba/Th值為123.09～436.34，平均為268.46，說明巖漿源區(qū)在一定程度上受到了俯沖帶流體或者熔體的改造。俯沖洋殼在深部發(fā)生脫水形成俯沖帶流體，其非常容易與俯沖帶上側(cè)的地幔楔發(fā)生交代作用，進而形成富集地幔源區(qū)，五鳳樓煌斑巖的富集地幔特征可能與俯沖流體作用有關(guān)。在Sr/Th-Th/Ce圖(圖8(a))和Th-Ba/Th圖(圖8(b))中可以看出源區(qū)具俯沖流體的特征[35]。五鳳樓煌斑巖富鈉(Na2O>3%，Na2O/K2O>1)，Nb>10×10-6(38.17×10-6～64.84×10-6)，具有稀土配分曲線右傾、富集輕稀土和Ba等大離子親石元素而虧損Nb、Zr、Ta等高場強元素等特征，類似于富Nb玄武巖[36](圖9)，后者形成于與富鈉俯沖流體的交代作用。因此，五鳳樓煌斑巖的形成與鈉質(zhì)俯沖流體交代有關(guān)。

圖8 五鳳樓煌斑巖Sr/Th-Th/Ce圖解(a)和Th-Ba/Th圖解(b) (底圖據(jù)文獻[35])Fig.8 Sr/Th-Th/Ce diagram (a) and Th-Ba/Th diagram (b) of Wufenglou lamprophyres

圖10 五鳳樓煌斑巖Ba/Rb-Rb/Sr圖解 (a) (底圖據(jù)文獻[37])和K/Yb-Dy/Yb圖解 (b) (底圖據(jù)文獻[39]) Fig.10 Ba/Rb-Rb/Sr diagram (a) and K/Yb-Dy/Yb diagram (b) of Wufenglou lamprophyres

交代地幔源區(qū)的主要含大離子親石元素的礦物為金云母和角閃石。有金云母存在的地幔源區(qū)部分熔融形成鉀質(zhì)巖漿(K2O/Na2O>1)，而有角閃石存在的地幔源區(qū)部分熔融形成的鈉質(zhì)巖漿(Na2O/K2O>1)[37]。五鳳樓煌斑巖具富鈉特征，暗示其地幔源區(qū)可能存在角閃石。Ba和Rb在金云母中為相容元素，Ba、Rb和Sr在角閃石中為中等相容元素[38]，較低的Rb/Sr(0.02～0.11)及較高的Ba/Rb(10.8～80.9)證明其源區(qū)主要為含有角閃石的富集地幔(圖10(a))。五鳳樓煌斑巖LREE富集，HREE相對虧損及較低的Y含量(14.19×10-6～19.06×10-6)和Yb含量(1.15×10-6～1.32×10-6)反映了地幔源區(qū)中石榴子石為重要殘留相，較高的Dy/Yb值(3.1～3.4)也說明巖漿可能來源于石榴子石相地幔部分熔融[39]。在K/Yb-Dy/Yb圖解(圖10(b))上指示其源區(qū)性質(zhì)接近石榴石角閃二輝橄欖巖富集地幔的低程度部分熔融(0.5%～1.5%)[39]。因此，五鳳樓煌斑巖源區(qū)為富集地幔石榴石角閃二輝橄欖巖。地幔石榴石相橄欖巖深度大于75 km[40]，地幔角閃石穩(wěn)定深度小于100 km[41]，由此推測五鳳樓煌斑巖起源深度為75～100 km。

華北克拉通東部由擠壓構(gòu)造向伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)折始于150～140 Ma，終于110～100 Ma，峰期是120～110 Ma[42]，早白堊世古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖引起大陸巖石圈發(fā)生大規(guī)模伸展作用[43-44]，為巖漿侵位提供了良好條件[45]，由此誘發(fā)中國東部中生代強烈的構(gòu)造巖漿事件[46]。五鳳樓煌斑巖形成于135 Ma，與這一事件相吻合，形成于這一構(gòu)造背景下。

古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖開始為斜向俯沖，隨后為沿著地幔過渡帶的水平俯沖[47-48]。

五鳳樓地區(qū)作為華北克拉通東部的一部分，在古太平洋板塊俯沖過程中，隨著溫度和壓力條件的升高，洋殼脫水析出富鈉流體，這些流體與上覆巖石圈地幔發(fā)生交代作用形成富集地幔源區(qū)，并能顯著降低地幔巖石固相線溫度，從而使石榴石角閃二輝橄欖巖富集地幔發(fā)生低程度部分熔融，熔體上侵形成具有富集Na、Ba，高Mg、Ti，低Y和Yb等特征的煌斑巖。

5 結(jié) 論

(1)冀北五鳳樓煌斑巖呈鈉質(zhì)、鈣堿性、富鎂貧硅特征，屬云煌巖，具輕稀土富集、重稀土虧損，基本不存在δCe異常和δEu異常，富集Ba等大離子親石元素和P，虧損Nb、Zr、Ta等高場強元素的特點。

(2)五鳳樓煌斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為(135.2±1.3) Ma，與區(qū)域巖漿活動時期一致，是早白堊世巖漿活動的產(chǎn)物。

(3)五鳳樓煌斑巖的形成與古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖有關(guān)，為被富鈉俯沖流體交代形成的石榴石角閃二輝橄欖巖富集地幔的部分熔融(0.5%～1.5%)而成，形成深度為75～100 km。

致謝：中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所激光剝蝕等離子實驗室的老師在LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年過程中給予了大力支持，有關(guān)專家及編輯在審稿過程中對本文提出了寶貴修改意見，在此一并感謝！

參考文獻：

[1] ROCK N M S,BOWES D R,WRIGHT A E.Lamprophyres [M].Glasgow: Blackie,1991:1-285.

[2] 路鳳香,舒小辛,趙崇賀.有關(guān)煌斑巖分類的建議[J].地質(zhì)科技情報,1991,10(S1):55-62.

[3] ROCK N M S,GROVES,D I.Do lamprophyres carry gold as well as diamonds? [J].Nature,1988,332:253-255.

[4] HUANG Z L,LI C Q,YANG H L,et al.The geochemistry of lamprophyres in the Laowangzhai gold deposits,Yunnan Pro-vince,China: implications for its characteristics of source region [J].Geochemical Journal,2002,36(2):91-112.

[5] BERNARD G J,FOURCADE S,DUPUY C.Isotopic study (Sr,Nd,O and C) of lamprophyres and associated dykes from Tamazert (Morroco): Crustal contamination processes and source characteristics [J].Earth and Planetary Science Letters,1991,103(1/4):190-199.

[6] PRELEVIC D,FOLEY S F,CVETKOVIC V,et al.Origin of minette by mixing of lamproite and dacite magmas in Veliki Majdan,Serbia [J].Journal of Petrology,2004,45(4):759-792.

[7] 賈麗瓊,莫宣學(xué),董國臣,等.滇西馬廠箐煌斑巖成因: 地球化學(xué)、年代學(xué)及Sr-Nd-Pb-Hf同位素約束[J].巖石學(xué)報,2013,29(4):1247-1260.

[8] 賈大成,胡瑞忠,盧焱,等.湘東北鈉質(zhì)煌斑巖地幔源區(qū)特征及成巖構(gòu)造環(huán)境[J].中國科學(xué)：D輯,2003,33(4):344-352.

[9] 張海東,劉建朝,王金雅,等.太行山北段王安鎮(zhèn)雜巖體巖石學(xué)、年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義[J].巖石學(xué)報,2016,32(3):727-745.

[10] 徐義剛,李洪顏,龐崇進,等.論華北克拉通破壞的時限[J].科學(xué)通報,2009,54(14):1974-1989.

[11] 張運強,陳海燕,劉應(yīng)龍,等.冀北壽王墳銅礦石英二長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡和地球化學(xué)特征[J].黃金科學(xué)技術(shù),2014,22(3):23-29.

[12] 董朋生.燕山地區(qū)壽王墳雜巖體年代學(xué)、地球化學(xué)及其成礦意義[D].北京：中國地質(zhì)大學(xué)(北京),2017:1-30.

[13] 耿建珍,李懷坤,張健,等.鋯石Hf同位素組成的LA-MC-ICP-MS測定[J].地質(zhì)通報,2011,30(10):1508-1513.

[14] ROCK N M S.The nature and origin of lamprophyres: An overview [J].Geological Society of London Special Publications,1987,30(1):191-226.

[15] SUN S S,MCDONOUGH W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes [J].Geological Society of London Special Publications,1989,42(1):313-345.

[16] 姜耀輝,蔣少涌,趙葵東,等.遼東半島煌斑巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡及其對中國東部巖石圈減薄開始時間的制約[J].科學(xué)通報,2005,50(19):2161-2168.

[17] 程彥博,毛景文,陳懋弘,等.云南個舊錫礦田堿性巖和煌斑巖LA-lCP-MS鋯石U-Pb測年及其地質(zhì)意義[J].中國地質(zhì),2008,35(6):1138-1149.

[18] HOSKIN P O W.The composition of zircon and igneous and meta-morphic petrogenesis [J].Reviews in Mineralogy and Geochemi-stry,2003,53(1):27-62.

[19] 吳福元,李獻華,鄭永飛,等.Lu-Hf同位素體系及其巖石學(xué)應(yīng)用[J].巖石學(xué)報,2007,23(2):185-220.

[20] 邵濟安,張履橋.華北北部中生代巖墻群[J].巖石學(xué)報,2002,18(3):312-318.

[21] 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.

[22] 張勇,陳斌,邵濟安,等.華北太行晚中生代煌斑巖地球化學(xué)特征及成因探討[J].巖石礦物學(xué)雜志,2003,22(1):29-33.

[23] 劉國平,艾永富,冼偉勝.遼寧桃源—小佟家堡子金礦帶煌斑巖的地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義 [J].巖石礦物學(xué)雜志,1997,16(4):324-330.

[24] 張德全,孫桂英.中國東部花崗巖 [M].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社,1988:1-298.

[25] PEI F P,XU W L,YANG D B,et al.Petrogenesis of late Mesozoic granitoids in southern Jilin province,northeastern China: Geochronological,geochemical,and Sr-Nd-Pb isotopic evidence [J].Lithos,2011,125(1/2):27-39.

[26] 唐亮,劉燊,馮彩霞,等.河北省北部楊樹溝基性巖墻年代學(xué)和地球化學(xué)研究[J].礦物巖石地球化學(xué)通報,2014,33(1):82-90.

[27] YANG C,XU W,YANG D,et al.Petrogenesis of Mesozoic High-Mg diorites in Western Shandong: Evidence from chronology and petro-geochemistry [J].Journal of China University of Geosciences,2005,16(4):81-92.

[28] 文霞.燕山造山帶后石湖山堿性環(huán)狀雜巖體的成因及其構(gòu)造意義[D].武漢：中國地質(zhì)大學(xué)(武漢),2013:1-134.

[29] HOFMANN A W.Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle,continental crust,and oceanic crust [J].Earth and Planetary Science Letters,1988,90(3):297-314.

[30] MA L,JIANG S Y,HOFMANN A W et al.Lithospheric and asthenospheric sources of lamprophyres in the Jiaodong Peninsula: A consequence of rapid lithospheric thinning beneath the North China Craton?[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,2014,124(1):250-271.

[31] RUDNICK R L,GAO S.Composition of the continental crust [J].Treatise on Geochemistry,2014,4:1-51.

[32] MUNKER C.Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arc system,New Zealand: Source constraints and application of refined ICP-MS techniques [J].Chemical Geology,1998,144(1/2):23-45.

[33] 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.

[34] DEVINE J D.Petrogenesis of the basalt-andesite-dacite association of Grenada,Lesser Antilles island arc,revisited [J].Journal of Volcanology and Geothermal Research,1995,69(1):1-33.

[35] ZHU Y F,ZHANG L F,GU L B,et al.The zircon SHRIMP chronology and trace element geochemistry of the Carboniferous volcanic rocks in western Tianshan Mountains [J].Chinese Science Bulletin，2005,50(19):2201-2212.

[36] KEPEZHINSKAS P,DEFANT M J,DRUMMOND M S.Progre-ssive enrichment of island arc mantle by melt-peridotite interaction inferred from Kamchatka xenoliths [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1996,60(7):1217-1229.

[37] FURMAN T,GRAHAM D.Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: Geochemical evidence from the Kivu volcanic province [J].Lithos,1999,48(1/4):237-262.

[38] LATOURRETTE T,HERVIG R L,HOLLOWAY J R.Trace element partitioning between amphibole,phlogopite,and basanite melt [J].Earth and Planetary Science Letters,1995,135(1/4):13-30.

[39] DUGGEN S,HOERNLE K,VAN D B P,et al.Post-collisional transition from subduction-to intraplate-type magmatism in the Westernmost Mediterranean: Evidence for continental-edge delamination of subcontinental lithosphere [J].Journal of Petro-logy,2005,46(6):1155-1201.

[40] MCKENZIE D,O’NIONS R K.Partial melt distributions from invertion of rare earth element concentrations [J].Journal of Petrology,1991,32(5):1021-1091.

[41] IRVING A J,FREY F A.Trace element abundances in megacrysts and their host rocks: Constraints on partition coefficients and megacryst genesis [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1984,48(6):1201-1221.

[42] 翟明國,孟慶任,劉建明,等.華北東部中生代構(gòu)造體制轉(zhuǎn)折峰期的主要地質(zhì)效應(yīng)和形成動力學(xué)探討[J].地學(xué)前緣,2004,11(3):285-297.

[43] MARUYAMA S,ISOZAKI Y,KIMURA G,et al.Paleogeographic maps of the Japanese islands: Plate tectonic synthesis from 750 Ma to the present [J].Island Arc,1997,6(1):121-142.

[44] 陳廣俊,孫豐月,李玉春,等.膠東郭家?guī)X花崗閃長巖U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義[J].世界地質(zhì),2014,33(1):39-47.

[45] 邵濟安,張履橋,牟保磊.大興安嶺中生代伸展造山過程中的巖漿作用[J].地學(xué)前緣,1999,6(4):339-346.

[46] WU F Y,LIN J Q,WILDE S A,et al.Nature and significance of the Early Cretaceous giant igneous event in eastern China [J].Earth and Planetary Science Letters,2005,233(1/2):103-119.

[47] 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.

[48] FUKAO Y,OBAYASGI M,INOUE H.Subducting slabs stagnant in the mantle transition zone [J].Journal of Geophysical Research: Solid Earth,1992,97(B4):4809-4822.