北太行山安妥岭早白垩世碱性玄武岩的发现及地质意义

梁 涛，罗照华，卢 仁，杨宗锋，樊秉鸿

（1.河南省有色金属地质勘查总院，郑州450052；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；3.天津华北地质勘查总院，天津300181）

与华北地区广泛分布的新生代玄武岩[1-2]相比，中生代玄武质岩石在华北克拉通的出露面积十分有限，主要分布在北京西山[3]、山西平顺-陵川[4]、辽西阜新-义县[5]、山东方城-费县[6]。玄武质岩石携带有丰富的深部地质信息，是再造区域地质演化的重要基础。笔者在中本文报道了新近在北太行山发现的安妥岭碱性玄武岩的岩石学、主量元素和微量元素特征以及K-Ar年代学结果，并运用地幔熔融柱模型[7]反演获得了安妥岭熔融柱的起止深度范围。在反演获得南大岭和南口熔融柱深度位置的基础上，探讨了中-新生代安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度的演化，及其对安妥岭斑岩钼矿成矿作用的意义。

1 地质概况

安妥岭玄武岩出露于河北省涞水县安妥岭村一带，呈岩墙状产出，其东北还出露有中侏罗世的南大岭玄武岩和晚白垩世的南口基性岩墙群（图1a）。安妥岭位于太行山北段大河南岩基（760 km2）与王安镇岩基（1160 km2）之间[3]，安妥岭岩体紫荆关断裂和乌龙沟断裂之间（图1b）。太行山北段呈NNE向展布的岩浆侵入体构成巨大的构造岩浆带[3]，花岗质岩浆活动主要发生在154～120 Ma[8-11]。王安镇岩基和大河南岩基之间及其边部分布有许多小岩体（出露面积一般小于1km2）以及大量种类繁多的岩脉（图1b），有时构成小岩体，具有造山后脉岩组合的特征[12]。

图1 安妥岭区域地质简图Fig.1 Simplified geologic map of the Antuoling area,north Taihang Mountains

出露面积约0.4 km2的安妥岭复式岩体在平面上呈东宽西窄的水滴状（图1c），主要由石英斑岩和花岗闪长斑岩组成[14]。近年来，天津华北地质勘查总院在安妥岭复式岩体南侧和东侧取得了重要的找矿突破，提出了接触带控矿的新认识。罗照华等[15]和梁涛等[16]根据复式岩体内部及其周边产出宽谱系脉岩的特点将矿床类型确定为斑岩型，并经钻探验证得到证实。罗照华等[12,17]认为这种宽谱系脉岩暗示了多源区近同时低度部分熔融的岩浆过程，是成矿潜力的宏观标志，安妥岭含地幔橄榄岩包体和高压巨晶的玄武岩岩墙的发现为检验此观点提供了契机。

玄武岩墙的天然露头主要分布在安妥岭矿区的东部。岩墙侵入于太古宙阜平群变质岩系中，并切穿片麻理。样品513和531所在的玄武质岩墙的产状分别为150°∠80°和135°∠60°。

2 岩石学特征与年代学

玄武岩样品的分布位置如图1c所示。样品AS3、AS4和AS5采集于东埝峪沟口采矿废石堆中，样品213采自南埝峪大黑沟沟口以西采矿平硐附近，样品513、514、531和534C均采自安妥岭复式岩体东部以玄武质岩墙形式产出的露头上（图2a）。

2.1 岩石学特征

安妥岭玄武岩大多为灰绿、暗绿色和灰黑色，块状构造，可见气孔杏仁构造（图2b）。气孔大多呈椭球状，个别为近圆状，具定向排列的特征，长轴直径主要介于0.2～1.0 cm之间，个别长轴直径大于1.0cm。玄武岩中发现有橄榄岩包体（图2c）以及歪长石、刚玉、金云母巨晶（图2d），暗示安妥岭玄武岩属于碱性系列。此外，安妥岭玄武岩中产出大量的碳酸盐矿物集合体，大多孤立分布，总体上扁平，形态相对复杂，整体上显示出一定的定向排列，推测为液态不混融的产物。

安妥岭玄武岩斑晶含量约为10%～15%，以橄榄石和单斜辉石为主，局部可见斜长石斑晶。基质为间隐结构，主要由斜长石、暗色蚀变矿物和不透明矿物（如磁铁矿）组成，斜长石呈长条状半定向分布（图2e和2f）。玄武岩遭受一定程度的蚀变，主要为橄榄石的绿泥石化和碳酸盐化（图2e）以及蛇纹石化，单斜辉石的绿泥石化和碳酸盐化。碳酸盐矿物大多呈自形-半自形晶，聚合成近椭球状，其与玄武岩的界限清晰（图2f），缺乏杏仁体的皮壳状构造。

图2 安妥岭玄武岩的地质学与岩石学特征Fig.2 The geological and petrologic characteristics of basalts from the Antuoling

2.2 K-Ar同位素年代学

对安妥岭玄武岩进行了K-Ar法同位素年龄测定，氩同位素比值是在中国石油勘探开发研究院实验中心的MM5400静态真空质谱计采用同位素稀释法测定。挑选新鲜样品碎样至80目，在双目镜下尽可能多的去除巨晶及斑晶组分颗粒，取其中30g基质粉末留为测试样品。测试前称取3 g基质样品依次使用蒸馏水和丙酮清洗，之后在120℃电炉中烘干48小时。38Ar同位素稀释剂的纯度为99.99%，每次进行样品Ar同位素比值分析时，均用黑云母标样（ZBH-25,标准年龄为133.2 Ma）对仪器进行性能稳定性检测。

测试结果表明，安妥岭玄武岩（样品编号为AS3-02）的K-Ar表观年龄为122.31±1.34 Ma（表1），表明它形成于早白垩世晚期。

表1 安妥岭早白垩世玄武岩K-Ar年代数据Table 1 K-Ar isotopic dating of the Antuoling Basalt

表2 安妥岭玄武岩的主量元素数据（%）Table 2 Major elements of the Antuoling basalt（%）

3 地球化学特征

运用湿化学法对8件安妥岭玄武岩样品进行了主量元素的测试分析，测试单位为河北省区域地质矿产调查研究所实验室,测试结果见表2。挑选其中4件样品在中国科学院地质与地球物理研究所ⅠCP-MS实验室进行了微量元素测试，测试结果见表3。2件样品在北京核工业研究院分析测试中心运用ⅠsoProbe-T型质谱仪进行了Rb-Sr和Sm-Nd同位素测定，测试中标样JMC的143Nd/144Nd测试值为0.512109±3，标样NBS987的87Sr/86Sr测试值为0.710250±7，安妥岭玄武岩样品的测试结果见表4。

3.1 主量元素

安妥岭玄武岩的 SiO2含量介于46.50-50.20%（表2），与南大岭玄武岩[18-19]和南口基性岩墙[20]SiO2的含量范围大致相当（图3）。安妥岭玄武岩的Al2O3、CaO、MgO、Na2O、K2O和P2O5的含量范围分别为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），均落于南大岭玄武岩和南口基性岩墙对应组分的变化范围之内（图3）。

在安妥岭玄武岩的哈克图解（图3）中，SiO2与Al2O3、TFeO、CaO和P2O5呈较明显的负相关关系，与MgO、Na2O、K2O和MnO含量投点趋势显示出微弱的负相关关系或不相关，SiO2-TiO2含量投点相对发散而不具有明显的相关关系（图3）。结合上述岩相学特征，这种主量元素之间的相关关系暗示安妥岭玄武岩的成分变化不能简单的使用分离结晶作用来解释，这很可能是岩浆起源过程造成的。

33.. 22微量元素

在Nb/Y-Zr/TiO2分类图解中[21]，安妥岭玄武岩的投点均位于碱性玄武岩区（图4a），这与安妥岭玄武岩中出现橄榄岩包体及歪长石、刚玉、金云母巨晶等特征相符。

在原始地幔标准化蛛网图中，安妥岭玄武岩的3件样品（AS3，AS4和AS5）几乎具有一致的配分模式，不同之处在于样品AS3具有略微高的Rb、K含量和稍低的Sr含量（图4b）。样品213在Nd之后元素的配分

模式几乎与前述3件样品的配分模式一致，其Ba和Sr的含量明显高于其它3件样品的，而La和Ce含量则是略高。样品213的Rb、Th、K、Nb和Ta的配分模式与其它3件样品的配分模式几乎一致，不同之处在于样品213的相应元素的含量明显偏低（图4b）。安妥岭玄武岩微量元素蛛网图中显示出明显的Nb、Ta和Ti的负异常。此外，南大岭玄武岩和南口基性岩墙在蛛网图中也具有明显的Nb和Ta槽（图4b），似乎表明它们与安妥岭玄武岩具有类似的成因特点。

表3 安妥岭玄武岩的微量元素数据（×10-6）Table 3 Trace elements of the Antuoling basalt（×10-6）

表4 安妥岭玄武岩的Sr-Nd同位素测试结果Table 4 Isotope results of the Antuoling basalts

图3 安妥岭玄武岩哈克图解Fig.3 Harker diagram of the Antuoling basalt

图4 安妥岭玄武岩的地球化学特征图Fig 4 Geochemistry character diagram of the Antuoling basalt

安妥岭玄武岩稀土元素总量变化范围介于328.8×10-6～368.4×10-6之间，明显窄于南大岭玄武岩和南口基性岩墙的稀土总量的变化范围（图4c）。在原始地幔标准化稀土元素配分曲线中，安妥岭玄武岩为富集轻稀土元素的右倾平滑型配分模式，无明显的Eu异常，也暗示岩浆演化过程中没有发生斜长石的结晶分异（图4c）。整体而言，相对于南大岭玄武岩和南口基性岩墙，安妥岭玄武岩具有较高的轻稀土含量和较低的重稀土含量（图4c），安妥岭玄武岩轻重稀土分异显著，(La/Yb）PM=33.4～40.1。在 (La）PM-(La/Yb）PM图解（图4d）中，安妥岭玄武岩的投点构成了一条倾斜的直线，其位置和斜率与南口基性岩墙的投点趋势线大致相当，而与南大岭玄武岩的具有较大的差别。这表明安妥岭玄武岩的成分变异主要受控于部分熔融而不是分离结晶作用，与主量元素分析结果以及玄武岩中含有橄榄岩包体的岩相学特征一致。从投点趋势线的斜率（图4d）上看，形成安妥岭玄武岩时的地幔橄榄岩源区部分熔融程度明显低于南大岭玄武岩的，也低于南口基性岩墙群的源区熔融程度。

3.3 Sr-Nd同位素

安妥岭玄武岩的Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析结果见表4，样品213和AS4的87Sr/86Sr比值分别为0.711300和0.706233，相应的εSr(122 Ma）为97.51和21.12。样品213和AS4的143Nd/144Nd比值分别为0.511848和0.511897，εNd(122 Ma）均为负值，分别为-13.73和-12.76。在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd比值图解中 (图5），安妥岭玄武岩两件样品的投点位于EMⅠ和EMⅠⅠ之间，与区域上南大岭玄武岩、南口基性岩墙和紫荆关辉长岩及辉石岩具有相似的Nd同位素特征，即εNd＜0。

图5 安妥岭玄武岩的Sr-Nd同位素图解Fig.5 .Plot of87Sr/86Sr vs.143Nd/144Nd isotopes

4 部分熔融源区深度范围限定

4.1 地幔熔融柱模型

Langmuir等[7]以洋中脊玄武岩的形成过程为例发展了一套完整的反演源区部分熔融起止深度的方法。托云盆地新生代玄武岩的研究表明，这种方法也适应于大陆内部的玄武岩[26]。根据Langmuir等[7]，上地幔橄榄岩源区最终部分熔融体中Na2O和FeO的含量可以用来比较精确地限定熔融作用的初始压力Po和终止压力Pf。在地幔熔融柱模型计算获得的FeO-Na2O质量百分含量图解中，每一个数据点都代表了与其FeO-Na2O含量相对应的部分熔融参数：温度、压力和部分熔融程度。

值得注意的是，在应用地幔熔融柱模型反演部分熔融起止深度之前，需要依据MgO含量对玄武岩样品进行必要的筛选。本文中所使用的标准是样品MgO的含量介于3%[27]和12%[28]，因为过低或者过高的MgO含量对使用线性拟合获得的Fe8.0和Na8.0值存在比较大的影响[7]。部分熔融作用所产生熔体的Fe8.0和Na8.0值并不能代表部分熔融作用发生伊始与熔融残余固相保持化学平衡的部分熔融熔体的FeO和Na2O的含量，故运用添加橄榄石法[28]将部分熔融体的化学成分校正到与残余固相（Mg#=89.0）保持平衡状态时所具有的FeO和Na2O特征含量值，分别记为Feprim和Naprim，Feprim值会随着橄榄石加入做相应微小的改变，而Napirm值则会降低，因为橄榄石的加入会对熔体体系中Na2O的含量起到稀释作用。

将能代表原生岩浆成分的玄武岩的Feprim和Naprim成分投入到FeO-Na2O含量图解中，通过改变初始熔融压力值使得模拟FeO-Na2O成分曲线通过或逼近玄武岩FeO和Na2O成分投点，获得形成玄武岩样品的玄武质岩浆发生部分熔融的初始压力（Po）和部分熔融作用结束的终止压力（Pf）。通过对以上两压力值的分别换算获得源区橄榄岩发生部分熔融作用的起始深度（Zo）和终止深度（Zf），进而最终获得玄武质岩浆源区发生部分熔融的深度范围。另外，终止深度（Zf）也对应着玄武岩产地之下在玄武岩形成时的岩石圈厚度，因为一方面刚性且冷的岩石圈像“盖子”一样阻止软流圈的进一步上涌[29]，另一方面软流圈以驱动板块运动、加热岩石圈底部、火山喷发等形式消耗着自身的热能，同样也阻止了软流圈的持续快速上涌。

本次研究中由压力反演计算深度过程中，重力加速度（g）取值为9.8 m·s-2，地壳和地幔的密度分别为2.85 g·cm-3和3.25 g·cm-3。并假定在图1a区域内中生代地壳的厚度为30 km，梁涛等[26]的计算表明，地壳厚度20 km的差异最终对熔融深度位置的影响仅是2 km。这暗示地壳厚度的预设值对熔融柱的最终计算结果影响很小，或者说模拟结果主要取决于玄武岩的成分。

4.2 部分熔融起止深度的反演

反演获得了安妥岭、南大岭和南口玄武质岩石部分熔融源区的起止深度，详细结果见表5和图6。

安妥岭玄武岩的Fe8.0和Na8.0分别为8.69%和4.79%，经过添加橄榄石法校正后获得的Feprim和Naprim分别为8.90%和4.32%（表5）。初始熔融压力为25.1 kbar的FeO-Na2O成分模拟曲线通过了安妥岭玄武岩的Feprim和Naprim成分投点，并且该成分投点接近该模拟曲线中压力降至22.8 kbar时的模拟成分点，所以安妥岭玄武岩的部分熔融源区发生部分熔融作用的初始压力（Po）为25.1 kbar，部分熔融作用结束的终止压力（Pf）为22.8 kbar（图6a）。经过压力深度换算，获得安妥岭玄武岩部分熔融源区的起止深度分别为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

图6 地幔熔融柱的压力深度反演Fig.6 Inversion between pressure and depth of mantle melting column

在获得安妥岭玄武岩部分熔融源区起止深度范围的同时，运用地幔熔融柱模型对中生代南大岭玄武岩和南口玄武质岩石的部分熔融起止深度也进行了反演。南大岭玄武岩的形成时代为中侏罗世[30-32]，它的部分熔融起止深度分别为106.4 km和71.8 km。早白垩世南口基性岩墙的部分熔融起止压力分别为27.9 kbar和18.2 kbar，反演获得部分熔融作用的初始深度和终止深度分别为92.2 km和61.1 km（图6b和表5）。

5 讨论

火成岩成分特征的两种极端机制包括：（1）原生岩浆直接固结成岩，后者的成分在岩浆起源的温度压力下与难熔残留保持热力学平衡；（2）岩浆成分经受了强烈的改造，包括岩浆分异作用、混合作用和同化混染作用。对于快速侵位固结的火成岩来说，其岩石成分特征主要取决于岩浆起源条件和部分熔融程度；相反，缓慢的固结过程有可能导致岩浆成分的重大改变。因此，识别岩浆成分被改变的程度对于探讨岩石成因乃至区域构造演化都具有重要的意义

5.1 安妥岭玄武岩的熔浆性质

4件早白垩世安妥岭玄武岩样品的V、Co和Ni的含量分别介于(133.78～161.76)×10-6、（24.73～ 26.21）×10-6和（39.69 ～ 86.09）×10-6之间；8件样品的Mg#[Mg#=100 Mg/(Mg+Fe2+）]值变化于54～60之间。这些值均低于Frey等[33]给出的6%熔融模型碱性橄榄玄武岩原生岩浆的相应值198×10-6、53×10-6、323×10-6和10% ～ 25%熔融程度时的Mg#值（69～71）。这种比较容易使人联想到玄武质岩浆在上升过程中经历明显的橄榄石的分离结晶作用。此外，安妥岭玄武岩微量元素蛛网图具有明显的Nb、Ta谷，通常也会将其归因于玄武质岩浆遭受到地壳物质的混染[34]。但是，基于以下几方面的证据表明安妥岭玄武质岩浆具有快速上升的特点，进而从地质过程时间尺度上否决了其在上升过程中经历显著结晶分异和地壳混染的可能性。

首先，玄武岩中发现了橄榄岩包体。利用橄榄岩包体的沉降速率估算玄武质岩浆上升的速率大约在0.01～ 5 m/s[35]或0.2～ 5 m/s[36]之间，以捕掳晶溶解速率估算玄武质岩浆的上升速率约在0.2～5 m/s之间[37-39]。若以0.2～5 m/s计算，岩浆从100 km深处上升到达地表仅需要约6天6小时。在这个时间内，按斯托克定律计算，直径0.2 mm的橄榄石斑晶仅能下沉29.4～1.2 cm，暗示在玄武岩岩浆上升过程中不可能发生过橄榄石的分离结晶作用。

其次，安妥岭玄武岩以厚度小于3 m的岩墙方式产出。花岗质岩浆若以岩墙或者通道流（Dyke/Conduit Flow）的方式上升，其时间尺度（timescale）介于10-1～102年[40]。相对于花岗质岩浆，低粘度的玄武质岩浆若以岩墙方式上升则具有更短的时间尺度。如若不然，小体积的玄武质岩墙将会因损失热量过快而丧失流动性，在深部固结而不会到达浅部地表。

再者，安妥岭玄武岩中具有碳酸盐矿物集合体（图2e和f）。碳酸盐矿物的成因初步可以归纳为含CO2的地幔橄榄岩直接部分熔融形成原生碳酸盐岩浆[41]、富CO2的硅酸盐岩浆通过不混溶作用（熔离）[42]或者结晶分异作用[43-44]三种方式形成。暂且不论其具体成因如何，至关重要的一点是玄武质岩浆中碳酸盐矿物集合体的保存得益于岩浆的快速上升，否则会以CO2的形式散失在上升路径中，克拉玛依玄武岩中菱铁矿的形成便是一个例证[45]。

第四，安妥岭玄武岩的哈克图解表明，安妥岭玄武质岩浆没有经历明显的橄榄石、单斜辉石和斜长石的结晶分异（图3）。平滑右倾的稀土元素配分模式表明无明显的斜长石结晶分异，而LaPM-(La/Yb）PM图解也清晰的表明安妥岭玄武岩的成分变异受控于部分熔融作用而不是分离结晶作用（图4d）。

第五，不仅安妥岭玄武岩样品的εNd(122 Ma）值为负，而且南大岭玄武岩的εNd(190 Ma）值、南口基性岩墙的εNd(128 Ma）值、紫荆关辉长岩及辉石岩的εNd(138 Ma）值均为负 (图5）,这暗示北太行山不同时代的基性岩浆起源于富集地幔。如果安妥岭玄武岩εNd(122 Ma）值为负能够归因于地壳物质的同化混染，那么安妥岭玄武岩的SiO2含量将应明显高于其分析值（表2）。依据造山后脉岩组合的岩石成因模型[12]，安妥岭玄武岩是岩石圈拆沉作用的产物，在安妥岭岩石圈深度巨变过程中，大量的深部流体得以释放，这至少显著地改变了部分熔融源区的微量元素及同位素组成。

最后，Li等[46]的研究表明，位于斜长石中的橄榄石Ni含量明显高于被硫化物所环绕的橄榄石的Ni含量，这暗示了Ni在橄榄石、熔体相和流体相共存时优先进入流体相，这可能直接导致了安妥岭玄武岩Ni含量低于Frey等[33]给出的6%熔融模型碱性橄榄玄武岩原生岩浆的Ni含量。

综上，尽管安妥岭玄武岩具有较低的V、Co、Ni含量以及明显的Nb、Ta谷，但是安妥岭玄武质岩浆快速上升的特点排除了其在上升过程经历显著结晶分异和地壳混染的可能性，成分变异特征反映了安妥岭玄武岩部分熔融源区的物质组成特点。

5.2 安妥岭熔融柱与其岩石圈厚度

Wang等[19]认为南大岭组玄武岩的源区位于尖晶石橄榄岩和石榴石橄榄岩的相变转换带附近，并且以MORB型地幔橄榄岩的尖晶石-石榴石相变界面压力范围的极小值24 kbar为例，计算获得了相应的深度为79 km，进而确定南大岭组玄武岩地幔源区发生部分熔融作用的深度至少在70～80 km之间。但是，如果以亏损型地幔橄榄岩尖晶石-石榴石相变界面的压力区间28 kbar～31 kbar[47-48]重新计算，则其源区发生部分熔融作用的深度至少在91.6～101.0 km之间，位于熔融柱模型反演所获深度区间71.8～106.4 km之内。

熔融柱的终止深度与岩石圈的厚度相对应，安妥岭熔融柱的起止深度分别为82.5 km和75.3 km，也就是说安妥岭玄武岩形成时（122.31 Ma）安妥岭之下的岩石圈厚度为75.3 km。同理，南口基性岩墙形成时（128 Ma）南口岩石圈的厚度为61.1 km。地球物理探测反演表明北太行山岩石圈厚度则在70～80 km之间[49-51]，表明现今安妥岭岩石圈的厚度与约122 Ma时的厚度大致相当，而128 Ma时南口岩石圈的厚度与现今南口岩石圈厚度相比发生略微增厚。

安妥岭玄武岩、南大岭玄武岩和南口基性岩墙（辉绿岩）都呈现出平滑右倾的稀土配分模式（图4c），不同之处在于安妥岭碱性玄武岩配分曲线具有相对较陡的斜率。安妥岭玄武岩的(La/Yb）PM=31.5～37.7，远远高于南大岭玄武岩的(La/Yb）PM比值（图4d），暗示安妥岭玄武岩源区具有较低的部分熔融程度。这在熔融柱深度及长度上得到了体现（图5b），相对较长的南大岭熔融柱（71.8～106.4 km）表明其具有较高的部分熔融程度，而较短的安妥岭熔融柱（75.3～82.5 km）对应着安妥岭玄武岩部分熔融源区较低的部分熔融程度。

罗照华等[12]着重关注了广泛出露于太行山-燕山造山带晚中生代花岗质岩基中的宽谱系脉岩（包括煌斑岩质、玄武质、闪长质、花岗闪长质、花岗质和富硅花岗质等5组）的成因，认为它们是区域岩石圈拆沉作用的产物。安妥岭玄武岩出露的太行山北段的主体构造是紫荆关断裂带[52]，它由两条主断裂（乌龙沟断裂和紫荆关断裂）及一系列与主断裂近平行的次级断裂组成（图1b），而乌龙沟断裂和紫荆关断裂属于岩石圈断裂[3]。所以认为安妥岭玄武岩可能也是岩石圈拆沉作用的产物，岩石圈级深大断裂为玄武质岩浆快速上升提供了通道。

5.3 中--新生代安妥岭--南大岭--南口岩石圈厚度演化

已有事实表明，中生代早期（印支期）中国东部诸陆块最终拼合成统一大陆时确实存在岩石圈根，其深度介于150～200 km之间[53]。而约170 Ma时南大岭岩石圈的厚度为71.8 km（表5和图6），表明此时南大岭岩石圈发生了减薄作用，玄武质岩石主要是源区减压熔融形成的岩浆沿太行山造山带内一系列NEE-NNE向深大断裂快速上升至地表固结的产物[54]。考虑到南大岭玄武质岩石出露面积较小，喷发强度弱[32]，并且后期的安妥岭和南口玄武质岩石不具有亏损地幔的特征，推测南大岭岩石圈在中侏罗世的减薄效应没有明显改变安妥岭和南口岩石圈厚度，即安妥岭岩石圈在早侏罗世仍具有较大的厚度。

邓晋福等[55-56]认为燕山造山带早侏罗世反时针P-T-t造山过程以南大岭组玄武岩喷发为开始标志，随后的煤系沉积和类磨拉石堆积、褶曲和逆冲推覆构造变形以及以硬绿泥石-十字石-石榴子石-蓝晶石-滑石为特征的变质作用都表明南大岭区域处于挤压造山过程中。这表明在南大岭玄武岩喷发后，南大岭熔融柱的深度位置在下降，即南大岭岩石圈经历的增厚过程。太行山与燕山造山带内中侏罗世-早白垩世中酸性岩稀土元素配分型式不出现Eu异常，表明其下具有厚大的陆壳[9-10,55-56]。此外，中国东部中侏罗世-早白垩世广泛出露的埃达克质火成岩也证明了加厚下地壳的存在[57]，且安妥岭复式岩体的地球化学特征显示其具有埃达克质岩石的特征[58]。

安妥岭-南大岭-南口岩石圈增厚趋势在早白垩世得以终止，取而代之的是以造山后脉岩组合为标志的岩石圈拆沉作用[12,54,59]，其中包括安妥岭玄武岩和南口基性岩墙。熔融柱模型反演揭示，基性岩浆活动时推测安妥岭和南口岩石圈的厚度分别为75.3km和61.1 km，与其下现代岩石圈厚度（70～80 km）大致相当和略微增厚，考虑到早白垩世以后北太行山及其与燕山造山带相接区域内没有发生规模较大的基性岩浆活动[3]，所以认为自早白垩世至今，安妥岭岩石圈厚度没有发生明显的改变。

安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度自中侏罗世至今，经历小规模减薄（J2）-增厚（J2-K1）-拆沉（K1）-稳定（K1-今）的演化过程，尽管早期小规模的岩石圈减薄可能没有明显改变安妥岭岩石圈深度，但不可避免的发生软流圈-岩石圈相互作用，其结果造成安妥岭岩石圈组分一定程度的改变，正是这种早期源区组分的改变直接影响到安妥岭玄武岩的地球化学特征。

5.4 安妥岭熔融柱与成矿

罗照华等[60]认为，成矿作用的基本解就是成矿物质从含矿流体中沉淀出来，富含成矿物质的深部流体的来源也就等同于成矿物质的来源。深部流体库多被认为位于地壳中的低速高导层或者软流圈顶部，其形成是一个长期积累渐变的过程，而流体释放则是瞬时的突变过程，岩石圈稳定性/活动性（厚度）的转变为流体释放的触发机制，成矿作用首先受控于岩石圈性质，正如燕山期成矿作用大爆发得益于岩石圈-软流圈系统巨变[61]。

安妥岭熔融柱的起止深度分别为82.5 km和75.3 km，安妥岭玄武岩是岩石圈拆沉作用的产物，并且安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度经历小规模减薄-增厚-拆沉-稳定的演化过程。在发生拆沉作用之前，安妥岭-南大岭-南口区域处于挤压环境中，深部流体上升的通道处于相对封闭状态，且岩石圈的增厚使得深部流体库经历升温增压过程，进而致使流体库中成矿物质含量的增多。在安妥岭岩石圈发生拆沉作用时，高温富含挥发分及成矿物质的软流圈物质快速向地表运移，一方面，它在上升途中使得一定深度范围内不同深度岩浆源区近同时发生部分熔融，形成具有不同成分属性的岩浆[12]，另外一方面，它在上升过程中快速的注入到浅部的岩浆房中（熔浆体系）使其活化，由深部流体（透岩浆流体）和活化的熔浆体系构成的流体-熔体混合体快速上升侵位成就了安妥岭斑岩钼矿[59,60,62]。此外，安妥岭玄武岩的V、Co和Ni含量均低于Frey等[33]给出的碱性橄榄玄武岩原生岩浆的V、Co和Ni含量，其中低Ni含量其归因于Ni在橄榄石、熔体相和流体相共存时优先进入流体相[46]，这暗示了安妥岭具有较大的成矿潜力。

6 结论

(1）早白垩世安妥岭玄武岩以岩墙状产出，属于碱性系列，安妥岭玄武质岩浆具有快速上升的特征，上升过程中没有经历明显的结晶分异和地壳混染，源区组成和部分熔融作用主要控制着安妥岭玄武岩的成分变异。

(2）安妥岭熔融柱位于82.5～75.3 km深度范围内，安妥岭玄武岩是安妥岭岩石圈拆沉作用的产物。

(3）安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度经历小规模减薄（J2）-增厚（J2-K1）-拆沉（K1）-稳定（K1-今）的演化过程，安妥岭岩石圈拆沉作用为安妥岭斑岩钼矿形成的深部控制因素

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