汪 洋,焦永玲

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

華北克拉通東部被認(rèn)為是經(jīng)歷了克拉通破壞的典型地區(qū)(吳福元等,2008;朱日祥等,2012)。位于赤城-豐寧-隆化斷裂以南的北京軍都山地區(qū),在大地構(gòu)造上屬于華北克拉通內(nèi)部,中生代巖漿活動十分強(qiáng)烈(鮑亦剛等,2001),對該地區(qū)中生代巖漿巖的研究可以提供對于華北克拉通內(nèi)部巖石圈破壞過程中巖漿作用機(jī)制的更好約束。本文報(bào)道北京市北部軍都山地區(qū)出露的大石坡-黑山坨復(fù)式巖體的巖石地球化學(xué)和 Nd-Sr同位素特征,分析其巖石成因及地球動力學(xué)意義,為探討華北克拉通內(nèi)部的克拉通破壞過程中的巖漿作用機(jī)制提供線索和資料。

1 地質(zhì)背景與巖相學(xué)特征

大石坡-黑山坨復(fù)式巖體位于北京市北部八達(dá)嶺侵入雜巖帶西南緣,其平面形態(tài)為NE-SW向略長的橢圓形,出露面積 18 km2,包括大石坡正長巖和黑山坨花崗巖兩個部分,其中大石坡正長巖組成復(fù)式巖體的外環(huán),角閃石正長巖分布在最外側(cè),向內(nèi)過渡為黑云母正長巖,復(fù)式巖體中心為黑山坨花崗巖(白志民等,1991)。大石坡正長巖與黑山坨花崗巖的 LA-ⅠCP-MS 鋯石 U-Pb 年齡為 200±1～201±1 Ma(項(xiàng)目組未刊數(shù)據(jù)),前人報(bào)道的大石坡正長巖SHRⅠMP鋯石 U-Pb年齡為 196.5±5 Ma(肖慶輝等,2009),這些定年結(jié)果均指示該復(fù)式巖體侵位于早侏羅世初期(Cohen et al.,2014)。大石坡-黑山坨復(fù)式巖體與周圍地層呈侵入接觸關(guān)系,接觸面均外傾,傾角60°左右,其北部、西部及東南部的圍巖為長城系地層,東部及南部的圍巖是太古宙變質(zhì)巖(圖1)。巖體被后期NE-SW向的斷裂切割。

圖1 大石坡-黑山坨復(fù)式巖體地質(zhì)簡圖(a)(據(jù)鮑亦剛等,2001)及其區(qū)域地質(zhì)背景(b,c)Fig.1 Sketch geological map of the Dashipo-Heishantuo batholith (a)and its geological background (b,c)

大石坡正長巖具中粗粒不等粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要造巖礦物有石英(2%)、斜長石(18%)、堿性長石 (63%～64%)、 黑 云母 (10%～11%)、角閃石(2.5%～3%)和不透明礦物(2.5%)。堿性長石多為自形-他形板柱狀,有的包裹黑云母及不透明礦物微晶。角閃石多為他形粒狀,黑云母一般呈半自形-他形片狀。石英多充填于長石間隙之間,多為他形粒狀。與燕遼-陰山帶三疊紀(jì)堿性侵入巖(如:水泉溝堿性正長巖)(閻國翰等,2000;包志偉等,2003)不同,大石坡正長巖不含堿性鎂鐵礦物,不屬于過堿性(peralkaline)巖石(Le Maitre,2002)。

黑山坨花崗巖位于大石坡-黑山坨復(fù)式巖體的中心部位,巖石顏色較淺,呈中-細(xì)粒等粒結(jié)構(gòu),主要礦物為石英(33%)、堿性長石(42%)、斜長石(25%)。暗色礦物主要是鎂質(zhì)黑云母,含量不超過3%,不含角閃石。

根據(jù)白志民等(1991)的測試數(shù)據(jù),大石坡正長巖角閃石的全鋁含量為11.68%。大石坡正長巖的固相線溫度高(見第2、3節(jié)),選擇Johnson and Rutherford (1989)的角閃石壓力計(jì)公式計(jì)算得到其結(jié)晶壓力為 0.5 GPa;表明復(fù)式巖體的侵位深度為18 km左右。

2 地球化學(xué)及Nd-Sr同位素特征

2.1 測試方法

無污染碎樣至200目的樣品在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室分析主量和微量元素含量。主量元素采用XRF法,在RⅠX- 2100儀器上分析,分析精度優(yōu)于 5%。微量元素制樣流程如下:取50 g烘干樣品置于Teflon坩堝中,依次加入1.5 ml高純HNO3和1.5 ml高純HF,在190 ℃加熱48 h溶樣,溶樣蒸干后加入1 ml HNO3再次蒸干,加入3 ml 30%HNO3再次加熱12 h,用2%HNO3稀釋至100 g以備測試。微量元素用Agilent 7500a等離子體質(zhì)譜儀(ⅠCP-MS)測定,分析精度優(yōu)于 5%～10%。詳細(xì)測試方法和分析流程見Gao et al.(2002)及 Liu et al.(2008)。

樣品的Nd、Sr同位素在北京大學(xué)造山帶與地殼演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。50～100 mg樣品粉末在Teflon悶罐中用HClO4、HF和HNO3在120 ℃電熱板上加熱一周充分溶解,溶樣蒸干去硅后再反復(fù)用HCl溶解蒸干兩次,分別用AG50W*12(200～400目)陽離子交換柱和P507陽離子交換柱分離提取Sr和Nd,最后用稀硝酸溶液定容備樣。分析儀器為英國VG公司VG Axiom高分辨多接收電感耦合等離子質(zhì)譜(HR-MC-ⅠCPMS),標(biāo)樣為BCR-2玄武巖。分別采用146Nd/144Nd比值0.7219和86Sr/88Sr比值0.1194對Nd、Sr同位素比值測試結(jié)果進(jìn)行校正。流程本底:Rb=120×10-6,Sr =200×10-6,Nd =50×10-6～100×10-6。

2.2 主量元素

北京大石坡-黑山坨復(fù)式巖體樣品的主量元素和微量元素分析結(jié)果列于表1。

表1 北京大石坡-黑山坨復(fù)式巖體樣品的主量元素(%)和微量元素(×10-6)測試結(jié)果Table1 Major (%)and trace element (×10-6)concentrations of the Dashipo syenite and the Heishantuo granite

大石坡正長巖成分點(diǎn)落在TAS圖解中的二長巖和正長巖區(qū)域(圖略)。SiO2含量56.8%～60.0%,整體上具有富 K和全堿、富 Mg而貧 FeO的特征。其MgO含量1.61%～3.27%,Mg#范圍為10～46,在Frost and Frost (2008)的 SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)判別圖解上落在 Mg質(zhì)花崗巖類范圍(圖2a)。其 Al2O3含量16.48%～17.93%,A/CNK 值為 0.84～0.93,為準(zhǔn)鋁質(zhì)(圖2c)。其全堿含量高(K2O+Na2O=8.17%～9.94%),K2O含量3.31%～4.72%,K2O/Na2O比值為0.68～0.92,在SiO2-MALⅠ圖上落在Peacock定義的堿質(zhì)系列(圖2b)。根據(jù)其主量元素特征,大石坡正長巖屬于具有貧鐵趨勢的鉀玄巖系列(圖2a,d)(徐志剛等,1999;鄧晉福等,2004),與燕遼-陰山帶三疊紀(jì)具有富鐵特征的堿性正長巖類不屬于同一巖石系列。

黑山坨花崗巖成分點(diǎn)落在TAS圖解中的花崗巖區(qū)域(圖略)。其 SiO2含量 69.64%～72.61%,全堿含量較高(K2O+Na2O=8.35%～8.92%),為高鉀鈣堿性系列(圖2d),K2O含量4.82%～5.55%,K2O/Na2O比值為1.18～1.98,在 SiO2-MALⅠ圖上落在 Peacock定義的堿鈣質(zhì)系列范圍內(nèi)(圖2b)。Al2O3含量 13.96%～14.55%,A/CNK值在1.03～1.13之間變化,絕大多數(shù)樣品的 A/CNK值小于 1.1,整體屬于弱過鋁質(zhì)(圖2c)。黑山坨花崗巖具有相對富Mg的特征,Mg#范圍為 33～37,在 SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)判別圖解上全部落在Mg質(zhì)花崗巖類范圍(圖2a)。

2.3 稀土及微量元素特征

圖2 大石坡-黑山坨復(fù)式巖體的SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)(a,據(jù)Frost et al.,2001),SiO2-MALI(b,據(jù)Frost and Frost,2008),A/CNK-A/NK(c)以及 SiO2-K2O(d)圖解(據(jù) Peccerillo and Taylor,1976)Fig.2 SiO2 vs FeOT/(FeOT+MgO)(a),SiO2 vs MALI (b),A/CNK vs A/NK (c),and SiO2 vs K2O (d)plots for the Dashipo-Heishantuo batholith

大石坡正長巖稀土總量高(∑REE=328.3×10-6～391.4×10-6),在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上呈右傾式配分曲線(圖3a),輕稀土(LREE)明顯富集,重稀土(HREE)相 對 虧 損 ,(La/Yb)N=14.58～19.00。 δEu=0.82～1.10,表明樣品具有弱的Eu異?；虿痪逧u異常。從蛛網(wǎng)圖(圖3b)可以看出,大石坡正長巖富集大離子親石元素Rb、Ba、Sr和LREE,顯示強(qiáng)烈的Pb正異常,高場強(qiáng)元素 Nb、Ta、Zr、Hf相對 Th、U和LREE虧損,且貧Ti。

黑 山 坨 花 崗 巖 ∑REE=172.4×10-6～235.6×10-6,較正長巖低,(La/Yb)N=18.06～24.32,較正長巖高;δEu=0.72～0.82,Eu 負(fù)異常明顯(圖3c)。從蛛網(wǎng)圖(圖3d)可以看出,花崗巖富集 Rb、Ba、Th、U、Pb等大離子親石元素及放射性元素,高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf相對Th、U和LREE虧損,Nb相對Ta虧損,且貧Sr、P、Ti;同時,半數(shù)以上樣品顯示Th相對U富集。

2.4 Nd-Sr同位素特征

樣品的Nd-Sr同位素測試結(jié)果列于表2。大石坡-黑山坨復(fù)式巖體巖漿巖εNd(t)和ISr值按201 Ma進(jìn)行校正,虧損地幔Nd模式年齡(tDM)按DePaolo (1981)單階段模式進(jìn)行計(jì)算。結(jié)果顯示:正長巖143Nd/144Nd為 0.511892～0.511901,87Sr/86Sr 為 0.70586～0.70614,εNd(t)為-12.1～ -12.2,ISr值為 0.70464～0.70506;花崗巖143Nd/144Nd 為 0.511581～0.511711,87Sr/86Sr為0.70860～0.70992,εNd(t)值為-15.5～ -18.0,ISr值為0.70516～0.70593(圖4)。

圖3 大石坡正長巖和黑山坨花崗巖REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a,c)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b,d)(圖例同圖2，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989),Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns (a,c)and primitive mantle-normalized spider diagrams (b,d)for the Dashipo syenite and Heishantuo granite

表2 北京大石坡-黑山坨復(fù)式巖體樣品Nd-Sr同位素測試結(jié)果Table2 Nd-Sr isotope compositions of the Dashipo syenite and the Heishantuo granite

圖4 大石坡-黑山坨復(fù)式巖體ⅠSr-εNd(t)圖解Fig.4 ⅠSr vs εNd(t)diagram for the Dashipo-Heishantuo batholith

3 討 論

3.1 大石坡正長巖成因

如前所述,大石坡正長巖屬于貧鐵的高鉀中性巖,與華北克拉通北緣三疊紀(jì)富鐵的堿性系列中性巖不屬于同一巖石系列,因此不能簡單采用與后者相對比的方式探討前者的巖石成因。

正長巖/粗面巖的成因觀點(diǎn)包括:(1)基性巖漿分離結(jié)晶(Frost and Frost,2013;陳新躍等,2013);(2)基性巖部分熔融(汪洋和程素華,2010);(3)加厚(長英質(zhì))下地殼的部分熔融(鄧晉福等,2004);(4)基性巖漿與酸性巖漿的混合(包志偉等,2003)。

實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明,富 K堿性玄武巖失水部分熔融可以形成正長質(zhì)巖漿(Sen and Dunn,1994;Sisson et al.,2005)。但是,Sisson et al.(2005)的低壓(P=0.7 GPa)實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示,殘留相中斜長石比例很高(30%～50%),所以熔體應(yīng)該具有虧損Sr、Eu元素的地球化學(xué)特征。大石坡正長巖 S r含量高(526×10-6～920×10-6),具有弱的 Eu異?；驘o Eu異常。石榴子石是玄武質(zhì)源巖高壓(P=1.5～2.0 GPa)部分熔融實(shí)驗(yàn)的穩(wěn)定殘留相礦物,這將導(dǎo)致熔體HREE和Y虧損(Sen and Dunn,1994)。大石坡正長巖HREE和Y含量較高(HREE=22.0×10-6～28.3×10-6,Y=31×10-6～42×10-6)。同時,大石坡正長巖具有較高M(jìn)g#(40～46),而富 K堿性玄武巖失水部分熔融的熔體,其 Mg#在合理的氧逸度(logfO2＜NNO+2)條件下均低于35(Sen and Dunn,1994;Sisson et al.,2005)(圖5)。因此,我們認(rèn)為大石坡正長巖不是基性巖部分熔融形成的。

圖5 大石坡正長巖與實(shí)驗(yàn)熔體SiO2-Mg#圖解Fig.5 SiO2 vs Mg# diagram for the Dashipo syenite and the experimental melts

鄧晉福等(2004)認(rèn)為華北地區(qū)中生代無負(fù)Eu異常的粗面巖-正長巖類起源于加厚(長英質(zhì))下地殼在高壓(P ＞1.5 GPa)下的部分熔融。近年來對天然巖石樣品的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明,長英質(zhì)巖石高壓(P=1.5～2.5 GPa)部分熔融形成的熔體均為富硅的(SiO2＞70%)(Litvinosky et al.,2000;Patino Douce and McCarthy,1998;Montel and Vielzeuf,1997)。因此,加厚(長英質(zhì))下地殼的深熔作用不可能形成正長質(zhì)巖漿。由于地殼的長英質(zhì)巖石是硅過飽和的,根據(jù)火成巖巖石學(xué)原理,其在高溫減壓條件下的部分熔融不可能形成相對貧硅的正長質(zhì)/粗面質(zhì)熔體(Bonin,2007;Philpotts and Ague,2009;Frost and Frost,2013;于炳松等,2012)。

基性與酸性巖漿混合作用被用于解釋一些正長巖的成因(如:包志偉等,2003)。制約不同成分巖漿發(fā)生混合的重要條件是,兩種端元巖漿必須具有相近的黏度(Sparks and Marshall,1986)?；詭r漿因SiO2含量低和液相線溫度高,致使其黏度較低,而且堿質(zhì)含量的增加會進(jìn)一步降低巖漿的黏度。殼源巖石失水部分熔融形成的酸性熔體由于 SiO2＞70%,在高溫條件下其黏度也較高 Mg#的基性巖漿為高?；耘c酸性巖漿發(fā)生混合形成中性巖漿的成巖機(jī)制不是一種重要的成巖機(jī)制,關(guān)于這方面的詳細(xì)討論請參見相關(guān)文獻(xiàn)(Sparks and Marshall,1986;Philpotts and Ague,2009;Clemens and Stevens,2012)。大石坡正長巖具有高于950 ℃的液相線溫度,作為其母巖漿的基性巖漿應(yīng)該具有更高的液相線溫度,因而具有低黏度。同時,大石坡正長巖的 Mg#值高達(dá) 40～50,作為其母巖漿的富鉀基性巖漿的Mg#值應(yīng)該更高,而高 Mg#的基性巖漿不易與酸性巖漿發(fā)生混合(Sparks and Marshall,1986)。所以,巖漿混合作用不足以解釋大石坡正長巖的成因。

綜合上述我們認(rèn)為,大石坡正長巖是基性巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。從哈克圖解上可以看出(圖6),隨著SiO2含量的增加,正長巖的MgO、FeOT、CaO、TiO2、MnO、P2O5含量和CaO/Al2O3比值逐漸降低,V、Ni、Cr等過渡族元素含量及Mg#降低,K2O、Ba含量及 K2O/Na2O、La/Sm、Eu/Eu*比值增加,表明巖漿演化過程中經(jīng)歷了橄欖石、輝石、磷灰石、鈦鐵礦等礦物分離結(jié)晶作用。大石坡正長巖的母巖漿是幔源的鎂質(zhì)富鉀基性巖漿。

圖6 大石坡正長巖-黑山坨花崗巖哈克圖解(圖例同圖2)Fig.6 Harker diagrams for the Dashipo syenite and the Heishantuo granite

大石坡正長巖 Nd-Sr同位素特征表明其母巖漿的源區(qū)為EMⅠ型富集地幔(圖4),大石坡正長巖富集LⅠLE、虧損 HFSE的地球化學(xué)特征同樣指示巖漿來源于富集地幔。富集地幔的形成與俯沖物質(zhì)或流體的交代有關(guān)(Kelemen et al.,1990;Stolz et al.,1996;Pearce and Peate,1995)。實(shí)驗(yàn)證明,流體對改變Ce/Yb比值的作用十分有限,而離子半徑相對較大的Pb、Ba、Cs、U在流體中相對活潑,因此Pb/Ce、Ba/La、Cs/Rb、U/Th這些對流體敏感的元素比值在熔體中往往保持固定比值,而在流體中卻迅速增加。巖石相對高的 Pb/Ce、Ba/La、Cs/Rb、U/Th比值說明受到強(qiáng)烈的流體影響(Tatsumi et al.,1986;Brenan et al.,1995a,b;Keppler,1996;You et al.,1996;Kogiso et al.,1997)。大石坡正長巖顯示較寬的Ce/Yb范圍,而 Pb/Ce、Ba/La、Cs/Rb、U/Th比值接近 OⅠB,低于典型的流體交代成因的巖石(圖7),說明正長巖母巖漿的源區(qū)受到的流體交代作用有限。因此,早期俯沖的沉積物的加入是導(dǎo)致大石坡正長巖母巖漿源區(qū)富集LⅠLE的原因。

圖7 大石坡正長巖流體敏感元素比值Ce/Yb-Pb/Ce (a);Ce/Yb-U/Th (b);Ce/Yb-Ba/La (c)和Ce/Yb-Cs/Rb (d)圖解Fig.7 Diagrams showing the fluid sensitive element pairs Ce/Yb vs Pb/Ce (a);Ce/Yb vs U/Th (b);Ce/Yb vs Ba/La (c)and Ce/Yb vs Cs/Rb (d)for the Dashipo syenite

3.2 黑山坨花崗巖成因

黑山坨花崗巖在化學(xué)成分上屬于典型的高鉀鈣堿性火成巖。其可能的成巖機(jī)制包括:(1)正長巖分離結(jié)晶;(2)地殼源巖的部分熔融。

一種直觀的認(rèn)識是,大石坡正長巖分離結(jié)晶形成黑山坨花崗巖。從哈克圖解看出,隨著 SiO2含量的增加,花崗巖的MgO、FeOT、CaO、TiO2、MnO、P2O5含量和 Eu/Eu*比值值逐漸降低,K2O含量及K2O/Na2O、La/Sm比值增加(圖6)。黑山坨花崗巖的許多元素特征與大石坡正長巖構(gòu)成線性分布,長石的分離可以解釋黑山坨花崗巖相對于大石坡正長巖Sr虧損與更顯著的Eu負(fù)異常,黑云母的分離可以解釋Ba含量的降低,角閃石的分離可以解釋CaO含量的降低和A/CNK值的增加,暗色礦物以及Fe-Ti礦物的分離可以解釋 SiO2的增高和 Fe、Mg、Ti含量的降低,副礦物(磷灰石、鋯石等)的分離可以解釋P、Zr、Hf、REE含量的降低。似乎分離結(jié)晶模式可以很好地解釋黑山坨花崗巖的成因。

我們注意到大石坡正長巖的角閃石含量僅 3%左右,而且角閃石正長巖逐漸過渡為不含角閃石的黑云母正長巖。因此是否有足夠多的角閃石分離使得 A/CNK值為 0.84～0.93的正長巖演化為 A/CNK值為 1.03～1.13的花崗巖,尚存疑問。同時,對于SiO2=57%～61%的正長巖而言,如果沒有足夠多的貧SiO2暗色礦物(黑云母、角閃石、橄欖石)分離,僅憑鉀長石和富鈉斜長石(An＜50)的分離不可能使得殘余熔體的SiO2含量升高,因?yàn)樗鼈兊腟iO2含量在56%～65%之間。此外,鉀長石和黑云母的分離將導(dǎo)致熔體K含量的下降,而黑山坨花崗巖的K2O含量高于大石坡正長巖(表1)。

值得注意的是,黑山坨花崗巖的 Nb/Ta比值(10～13.6)明顯小于原始地幔值(17.4),而大石坡正長巖的 Nb/Ta比值為 17～19。在分離結(jié)晶或部分熔融過程中Nb、Ta之間一般很難發(fā)生分餾。當(dāng)分離結(jié)晶相或殘留相中存在含Ti礦物時,由于Ta離子易于進(jìn)入含Ti礦物的晶格,導(dǎo)致Nb、Ta的分餾,此時熔體的 Nb/Ta比值升高;當(dāng)分離結(jié)晶相或殘留相中存在低Mg#角閃石時,可導(dǎo)致熔體的Nb/Ta比值降低(程素華和汪洋,2011)。大石坡正長巖的角閃石含量低,而黑山坨花崗巖的 TiO2含量明顯低于大石坡正長巖。因此,如果黑山坨花崗巖是由大石坡正長巖分離結(jié)晶而來,那么更大的可能性是前者的 Nb/Ta比值升高而非降低。同時,黑山坨花崗巖整體的Th/U比值高于大石坡正長巖(表1)。在沒有富 Th、U副礦物參與的情況下,分離結(jié)晶過程很難使熔體的Th/U比值發(fā)生改變。綜合這些證據(jù),我們認(rèn)為黑山坨花崗巖不是正長巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。

高鉀鈣堿性花崗巖類的成因往往歸結(jié)于相對富鉀的地殼源巖(Clemens,2006)。由于化學(xué)風(fēng)化作用的影響,碎屑沉積巖在化學(xué)成分上相對富鉀、鋁,因此純粹由沉積巖部分熔融形成的長英質(zhì)熔體是強(qiáng)過鋁質(zhì)的(Patino Douce,1999),含有巖漿成因的強(qiáng)過鋁礦物(如:石榴子石、堇青石、原生白云母)。黑山坨花崗巖不含原生強(qiáng)過鋁礦物,在化學(xué)成分上整體為弱過鋁質(zhì)(A/CNK＜1.1)。因此沉積巖部分熔融不能解釋黑山坨花崗巖的成因。

基性巖的高壓(P≥1.5 GPa)失水部分熔融可以形成富鉀的酸性熔體(Sen and Dunn,1994;汪洋和程素華,2010)。高壓失水部分熔融體系殘留相中缺少長石導(dǎo)致熔體的 Sr含量顯著增加、Eu負(fù)異常不明顯,而石榴子石殘留相則導(dǎo)致熔體虧損 Y和HREE。黑山坨花崗巖具有Sr相對LREE虧損及弱Eu負(fù)異常的地球化學(xué)特征,與高壓失水部分熔融產(chǎn)物不符。高鉀基性巖在低壓(P=0.7 GPa)、高氧逸度下失水部分熔融可以形成 SiO2≈70%的高鉀鈣堿性花崗巖(Sisson et al.,2005)。低壓熔融體系的殘留相中斜長石比例較大,會明顯降低熔體的 Sr含量,高氧逸度環(huán)境可以緩沖體系中 Eu在熔體與富長石殘留相中的分餾。所以,高鉀基性源巖低壓熔融的熔體具有Sr虧損及弱Eu負(fù)異常。黑山坨花崗巖的地球化學(xué)特征與之類似,但是具有較高 Mg#(33～37),而高鉀基性巖失水部分熔融的熔體,在合理的氧逸度(logfO2＜NNO+2)條件下 Mg#低于 32(Sisson et al.,2005)(圖8)。因此,基性巖失水部分熔融模式不能解釋黑山坨花崗巖的成因。

圖8 黑山坨花崗巖與實(shí)驗(yàn)熔體SiO2-Mg#圖解Fig.8 SiO2 vs Mg# diagram for the Heishantuo granite and the experimental melts

在總結(jié)大量高溫高壓部分熔融實(shí)驗(yàn)的基礎(chǔ)上,Patino Douce (1999)指出:純粹的殼源巖石失水部分熔融不能形成高鉀鈣堿性巖漿,大多數(shù)高鉀鈣堿性巖漿是幔源巖漿與地殼源巖相互作用的產(chǎn)物。這種相互作用并非巖漿混合;而是基性巖漿加熱圍巖的同時,兩者之間發(fā)生成分?jǐn)U散,這種能量(熱)與物質(zhì)的雙重交換過程導(dǎo)致圍巖發(fā)生部分熔融。Lopez et al.(2005)的實(shí)驗(yàn)表明,富水和K的基性巖漿與貧K的英云閃長質(zhì)源巖的反應(yīng)熔融可以形成富鉀的花崗閃長質(zhì)熔體。汪洋和程素華(2011)將 Patino Douce提出的這種部分熔融稱為反應(yīng)熔融(reactive melting),對現(xiàn)有基性巖漿與地殼巖石相互作用熔融實(shí)驗(yàn)的歸納分析表明:基性巖漿與地殼巖石的反應(yīng)熔融可以形成高溫長英質(zhì)熔體(熔融溫度～1000 ℃);基性巖漿的MgO、Mg#、K2O、Na2O以及H2O含量對熔體的Mg#、堿質(zhì)含量有重要影響,而地殼源巖的A12O3含量制約熔體的 A/CNK 值,但熔融壓力條件(殘留相礦物組合)對熔體的成分也有影響;長英質(zhì)熔體的鉀質(zhì)組分既可以來自地殼源巖(低鉀玄武巖與富鉀的副變質(zhì)巖反應(yīng)時),也可以來自富鉀的幔源巖漿。

我們認(rèn)為,黑山坨花崗巖形成于幔源富鉀鎂質(zhì)基性巖漿與殼源巖石的反應(yīng)熔融過程。富鉀鎂質(zhì)基性巖漿不但提供了能量(液相線溫度大于 900 ℃),而且通過擴(kuò)散的方式為殼源巖石提供 H2O、K、Mg和 LⅠLE,導(dǎo)致其在相對富水(因而氧逸度高)和高溫條件下的部分熔融形成SiO2≈70%的高鉀質(zhì)熔體。同時,高溫而富水的花崗質(zhì)熔體能夠溶解更多的副礦物(鋯石、磷灰石等),使之具有較高的Th、U、Zr、Hf、LREE含量。富水導(dǎo)致的高氧逸度使得Fe-Ti氧化物成為穩(wěn)定的殘留相礦物,導(dǎo)致花崗質(zhì)熔體的Mg#較高而低 Ti。角閃石在富水條件下可以作為穩(wěn)定的殘留相礦物存在,這導(dǎo)致花崗質(zhì)熔體的 A/CNK值較大,而中稀土(MREE)含量相對降低(表現(xiàn)為較小的Gd/Yb比值)。少量斜長石的殘留可以解釋的弱Eu負(fù)異常與較低的 Sr含量。黑山坨花崗巖 HREE的相對虧損暗示殘留相含少量石榴子石。根據(jù)含5%水的安山巖相圖(Green,1982)推斷,與少量斜長石和石榴子石平衡的熔體的溫壓條件是T≈900～1000 ℃,P≈1.0 GPa。地殼源巖的成分特征體現(xiàn)在黑山坨花崗巖的低Nb/Ta比值、高Th、U含量以及(半數(shù)以上樣品的)高Th/U比值特征上;樣品的高Th/U比值暗示其源巖是經(jīng)歷過流體蝕變作用表殼巖。由于反應(yīng)熔融的基性巖漿端元具有很高的Sr含量,所以黑山坨花崗巖的ISr值低,趨近于大石坡正長巖的ISr值。

綜合上述,我們歸納大石坡-黑山坨復(fù)式巖體的成巖機(jī)制如下:富集地幔部分熔融形成富水的幔源鉀質(zhì)基性巖漿侵位于地殼下部,通過分離結(jié)晶過程形成富鎂貧鐵富鉀的正長巖漿,正長巖漿侵位于地表之下 18 km處(上部地殼的脆韌性轉(zhuǎn)換帶深度)形成大石坡正長巖。同時,底侵的富水鉀質(zhì)基性巖漿與殼源巖石發(fā)生反應(yīng)熔融,形成高鉀鈣堿性的花崗巖漿,其上侵就位于尚未固結(jié)的大石坡正長巖之中。

3.3 地球動力學(xué)意義

赤城-豐寧-隆化斷裂帶及其以北的“內(nèi)蒙地軸”晚古生代發(fā)育鈣堿性侵入巖,三疊紀(jì)時期沿走向斷續(xù)發(fā)育堿性正長巖類,被認(rèn)為是華北克拉通北部邊緣受到古亞洲洋向南俯沖及其后期伸展作用影響的結(jié)果(張拴宏等,2004,2010)。構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究表明,三疊紀(jì)末華北克拉通北緣(即:“內(nèi)蒙地軸”)向南發(fā)生了長距離的逆掩推覆,導(dǎo)致上述晚古生代鈣堿性侵入巖以及三疊紀(jì)堿性正長巖類與其圍巖一起成為異地體(趙越,1990;鄭亞東等,2000;Davis et al.,2001)。大石坡正長巖-黑山坨花崗巖出露于北京軍都山南側(cè),現(xiàn)今距離赤城-豐寧-隆化斷裂尚有50～100 km。晚古生代時期,其與華北克拉通北緣晚古生代巖漿帶的距離更遠(yuǎn)。因此,難以認(rèn)為晚古生代巖漿作用已經(jīng)影響到北京軍都山南側(cè)的克拉通內(nèi)部。

赤城-豐寧-隆化斷裂以南出露的三疊紀(jì)(220 Ma)小張家口超鎂鐵質(zhì)-鎂鐵質(zhì)巖(陳斌等,2008)和礬山輝石巖-正長巖-碳酸巖體均具有接近原始地幔的Nd同位素比值(閻國翰等,2007),而早侏羅世初大石坡正長巖(本文)、北京西山晚侏羅世髫髻山組高M(jìn)g埃達(dá)克巖和玄武巖(袁洪林等,2005;王蕊等,2007)以及魯西地區(qū)早白堊世碳酸巖脈(閻國翰等,2007)則具有富集地幔的 Nd同位素特征(參見圖4),指示華北克拉通內(nèi)部幔源巖漿源區(qū)的地球化學(xué)性質(zhì)在早侏羅世前后發(fā)生了改變。因此,大石坡正長巖-黑山坨花崗巖的侵位表明,華北克拉通內(nèi)部巖石圈至少在早侏羅世初期已遭到破壞。分離結(jié)晶成因的大石坡正長巖的形成指示當(dāng)時華北克拉通內(nèi)部 EMⅠ型富集地幔發(fā)生了部分熔融。大石坡正長巖中角閃石的存在指示其母巖漿含水,暗示早侏羅世時期華北克拉通內(nèi)部巖石圈地幔的破壞是由于水分加入地幔巖石導(dǎo)致的弱化作用所致。

如第一節(jié)所述,大石坡-黑山坨復(fù)式巖體侵位于太古宙與長城系之間的不整合面附近。根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料,復(fù)式巖體出露區(qū)——北京昌平十三陵地區(qū)的中元古代長城系、薊縣系、青白口系總厚度4.5 km,早古生代地層厚度不大于0.75 km,缺失晚古生界和三疊系,而鄰近的門頭溝地區(qū)晚古生界和三疊系總厚約0.9 km(鮑亦剛等,2001)。據(jù)此早侏羅世時期太古宙與長城系不整合面以上地層的累積厚度不超過7 km。根據(jù)角閃石全鋁壓力計(jì)推算的大石坡正長巖侵位深度約18 km。這表明大石坡正長巖侵位之前,該地區(qū)的上部地殼已經(jīng)增厚11 km左右。構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究表明,三疊紀(jì)末燕遼地區(qū)發(fā)生過一次強(qiáng)烈的上盤向南的推覆運(yùn)動,導(dǎo)致地殼增厚(趙越,1990;鄭亞東等,2000;Davis et al.,2001;Wang,2013)。因此,大石坡-黑山坨復(fù)式巖體侵位于“碰撞后”的大地構(gòu)造環(huán)境。

前面對黑山坨花崗巖成巖機(jī)制的分析表明,基性巖漿通過與地殼巖石的熱能與化學(xué)成分?jǐn)U散所誘發(fā)的部分熔融可以形成高溫的高鉀鈣堿性長英質(zhì)火成巖。前人研究表明,北京西山早白堊世東嶺臺組粗面巖和陽坊花崗巖體的形成機(jī)制與此相同(汪洋等,2009;程素華和汪洋,2010)。因此,地殼深部發(fā)生的幔源巖漿與殼源巖石的雙擴(kuò)散過程及伴隨而來的部分熔融是導(dǎo)致華北克拉通侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)時期大規(guī)模長英質(zhì)巖漿活動的一種重要成巖機(jī)制,是克拉通破壞過程中殼幔相互作用的直接體現(xiàn)。

4 結(jié) 論

(1)北京大石坡-黑山坨復(fù)式巖體中的大石坡正長巖為典型的鎂質(zhì)富鉀中性巖,微量元素具有富集Rb、Ba、Sr、Pb、LREE 等大離子親石元素,相對虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、U、Th、Zr、Hf以及P、Ti的特征。黑山坨花崗巖屬于典型的高鉀鈣堿性巖石系列,在Frost et al.(2001)的分類方案中屬于過鋁質(zhì)的鎂質(zhì)堿鈣質(zhì)花崗巖類;具有LREE富集、HREE虧損,富集Rb、Ba、Th、U、Pb等大離子親石元素和放射性元素,虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf以及Sr、P、Ti的特征。

(2)大石坡正長巖是幔源含水鎂質(zhì)富鉀基性巖漿的分離結(jié)晶產(chǎn)物,母巖漿起源于 EMⅠ型富集地幔。因此,大石坡正長巖的巖石學(xué)和地球化學(xué)特征提供了水的弱化作用導(dǎo)致早侏羅世時期華北克拉通內(nèi)部巖石圈地幔破壞的直接證據(jù)。

(3)大石坡-黑山坨復(fù)式巖體侵位于三疊紀(jì)末擠壓運(yùn)動之后的“后碰撞”構(gòu)造背景。

(4)幔源巖漿與地殼巖石之間能量和化學(xué)成分雙擴(kuò)散作用所導(dǎo)致的部分熔融(即:反應(yīng)熔融)是形成大規(guī)模高鉀鈣堿性長英質(zhì)巖漿活動的一種重要成巖機(jī)制。高溫的黑山坨花崗巖正是這種殼幔相互作用機(jī)制的一個典型實(shí)例。

致謝:匿名審稿人提出了詳細(xì)的修改意見,野外工作過程中得到姬廣義高級工程師的幫助,謹(jǐn)此一并致謝！

白志民,許淑貞,葛世煒.1991.八達(dá)嶺花崗雜巖.北京:地質(zhì)出版社:1-172.

包志偉,趙振華,張佩華,王一先.2003.張家口水泉溝正長巖雜巖體成因的REE和Sr、Nd、Pb同位素證據(jù).地質(zhì)論評,49(6):596-604.

鮑亦剛,劉振鋒,王世發(fā),礽黃何,白志民,王繼明,王增護(hù).2001.北京地質(zhì)百年研究.北京:地質(zhì)出版社:1-274.

陳斌,田偉,劉安坤.2008.冀北小張家口基性-超基性雜巖的成因:巖石學(xué)、地球化學(xué)和Nd-Sr同位素證據(jù).高校地質(zhì)學(xué)報(bào),14(3):295-303.

陳新躍,王岳軍,張玉芝,張愛梅,曹有金.2013.桂東南南渡正長巖年代學(xué)、地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義.大地構(gòu)造與成礦學(xué),37(2):284-293.

程素華,汪洋.2010.北京陽坊巖體元素地球化學(xué)特征、成因及構(gòu)造背景.地質(zhì)論評,56(2):205-214.

程素華,汪洋.2011.TTG巖系Nb-Ta-La分餾特征的地球化學(xué)模擬:對太古宙板塊俯沖與大陸地殼生長機(jī)制的約束.大地構(gòu)造與成礦學(xué),35(1):95-104.

鄧晉福,羅照華,蘇尚國,莫宣學(xué),于炳松,賴興運(yùn),諶宏偉.2004.巖石成因、構(gòu)造環(huán)境與成礦作用.北京:地質(zhì)出版社:1-381.

汪洋,程素華.2010.“C型埃達(dá)克巖”:一個基于誤解的概念? 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào),29(3):284-292,298.

汪洋,程素華.2011.中國東部中生代高鉀鈣堿性巖漿巖的成因.礦物巖石地球化學(xué)通報(bào),30(增刊):31.

汪洋,姬廣義,孫善平,李家振.2009.北京西山沿河城東嶺臺組火山巖成因及其地質(zhì)意義.地質(zhì)論評,55(2):191-214.

王蕊,陳斌,柳小明.2007.北京西山地區(qū)髫髻山組和東嶺臺組火山巖的地球化學(xué)特征與巖漿起源.高校地質(zhì)學(xué)報(bào),13(3):603-612.

吳福元,徐義剛,高山,鄭建平.2008.華北巖石圈減薄與克拉通破壞研究的主要學(xué)術(shù)爭論.巖石學(xué)報(bào),24(6):1145-1174.

肖慶輝,王濤,鄧晉福,莫宣學(xué),盧欣祥,洪大衛(wèi),謝才富,羅照華,邱瑞照,王曉霞.2009.中國典型造山帶花崗巖與大陸地殼生長研究.北京:地質(zhì)出版社:1-528.

徐志剛,盛繼福,孫善平.1999.關(guān)于“橄欖玄粗巖系列(組合)”特征及某些問題的討論.地質(zhì)論評,45(增刊):43-62.

鄢明才,遲清華,顧鐵新,王春書.1997.中國東部地殼元素豐度與巖石平均化學(xué)組成研究.物探與化探,21(6):451-459.

閻國翰,牟保磊,曾貽善,蔡劍輝,任康緒,李鳳棠.2007.華北克拉通火成碳酸巖時空分布和鍶釹同位素特征及其地質(zhì)意義.高校地質(zhì)學(xué)報(bào),13(3):463-473.

閻國翰,牟保磊,許保良,何國琦,譚林坤,趙暉,何中甫,張任祜,喬廣生.2000.燕遼-陰山三疊紀(jì)堿性侵入巖年代學(xué)和Sr,Nd,Pb同位素特征及意義.中國科學(xué)(D輯),30(4):383-387.

于炳松,趙志丹,蘇尚國.2012.巖石學(xué)(第2版).北京:地質(zhì)出版社:1-275.

袁洪林,柳小明,劉勇勝,高山,凌文黎.2005.北京西山晚中生代火山巖U-Pb鋯石年代學(xué)及地球化學(xué)研究.中國科學(xué)(D輯),35(9):821-836.

張拴宏,趙越,劉建民,胡健民,宋彪,劉健,吳海.2010.華北地塊北緣晚古生代-早中生代巖漿活動期次、特征及構(gòu)造背景.巖石礦物學(xué)雜志,29(6):824-842.

張拴宏,趙越,宋彪,吳海.2004.冀北隆化早前寒武紀(jì)高級變質(zhì)區(qū)內(nèi)的晚古生代片麻狀閃長巖——鋯石SHRⅠMP U-Pb年齡及其構(gòu)造意義.巖石學(xué)報(bào),20(3):621-626.

趙越.1990.燕山地區(qū)中生代造山運(yùn)動及構(gòu)造演化.地質(zhì)論評,36(1):1-12.

鄭亞東,Davis G A,王琮,Darby B J,張長厚.2000.燕山帶中生代主要構(gòu)造事件與板塊構(gòu)造背景問題.地質(zhì)學(xué)報(bào),74(4):289-302.

朱日祥,徐義剛,朱光,張宏福,夏群科,鄭天愉.2012.華北克拉通破壞.中國科學(xué)(D輯),42(8):1135-1159.

Bonin B.2007.A-type granites and related rocks:Evolution of a concept,problems and prospects.Lithos,97:1-29.

Brenan J M,Shaw H F and Ryerson F J.1995a.Experiment evidence for the origin of lead enrichment convergentmargin magmas.Nature,378:54-56.

Brenan J M,Shaw H F,Ryerson F J and Phinney D L.1995b.Mineral aqueous fluid partitioning of trace elements at 900 ℃ and 2.0 GPa:Constraints on the trace element chemistry of mantle and deep crustal fluids.Geochimica et Cosmochimica Acta,59:3331-3350.

Clemens J D and Stevens G.2012.What controls chemical variation in granitic magmas? Lithos,134-135:317-329.

Clemens J D.2006.Melting of continental crust:Fluid regimes,melting reactions,and source-rock fertility //Brown M and Rushmer T.Evolution and Differentiation of Continental Crust Cambridge:Cambridge University Press:296-330.

Cohen K M,Finney S and Gibbard P L.2014.Ⅰnternational Chronostratigraphic Chart,Ⅰnternational Commission on Stratigraphy.http://www.stratigraphy.org/ⅠCSchart/ChronostratChart2014-02.pdf.

Davis G A,Zheng Y D,Wang C,Darby B J,Zhang C H and Gehrels G.2001.Mesozoic tectonic evolution of the Yanshan fold and thrust belt:With emphasis on Hebei and Liaoning provinces,northern China // Hendrix M S and Davis G A.Paleozoic and Mesozoic tectonic evolution of central Asia:From continental assembly to intracontinental deformation.Geological Society of America Memoir,194:171-197.

DePaolo D J.1981.Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic.Nature,291:193-196.

Elliott T,Plank T,Zindler A,White W and Bourdon B.1997.Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc.Journal of Geophysical Research,102:14991-15019.

Frost B R and Frost C D.2008.A classification for feldspathic igneous rocks.Journal of Petrology,49:1955-1969.

Frost B R and Frost C D.2013.Essentials of Ⅰgneous and Metamorphic Petrology.Cambridge:Cambridge University Press:1-303.

Frost B R,Arculus R J,Barnes C G,Collins W J,Ellis D J and Frost C D.2001.A geochemical classification for granitic rocks.Journal of Petrology,42(11):2033-2048.

Gao S,Liu X M,Yuan H L,Hattendorf B,Günther D,Chen L and Hu S H.2002.Determination of forty-two major and trace elements in USGS and NⅠST SRM glasses by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry.Geostandards Newsletter-Journal of Geostandards and Geoanalysis,26:191-196.

Green T H.1982.Anatexis of mafic crust and high pressure crystallization of andesite // Thorpe R S.Andesites.New Jersey:John Wiley and Sons:465-487.

Harrison T M and Watson E B.1984.The behavior of apatite during crustal anatexis:Equilibrium and kinematic considerations.Geochimica et Cosmochimica Acta,48(7):1467-1477.

Johnson M C and Rutherford M J.1989.Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California)volcanic rocks.Geology,17:837-841.

Kelemen P B,Johnson K T M,Kinzler R J and Ⅰrving A J.1990.High-field-strength element depletions in arc basalts due to mantle-magma interaction.Nature,345:521-524.

Keppler H.1996.Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction-zone fluids.Nature,380:237-240.

Kogiso T,Tatsumi Y and Nakano S.1997.Trace element transport during dehydration processes in the subducted oceanic crust,experiments and implications for the origin of ocean island basalts.Earth and Planetary Science Letters,148:193-205.

Le Maitre R W.2002.Ⅰgneous Rocks:A Classification and Glossary of Terms (2nd Edition).Cambridge:Cambridge University Press:1-236.

Litvinosky B A,Steel M and Wickham S M.2000.Silicic magma formation overthickened crust:Melting of charnockite and leucogranite at 15-20 kbar.Journal of Petrology,41:717-737.

Liu Y S,Zong K Q,Kelemen P B and Gao S.2008.Geochemistry and magmatic history of eclogites and ultramafic rocks from the Chinese continental scientific drill hole:Subduction and ultrahigh-pressure metamorphism of lower crustal cumulates.Chemical Geology,247:133-153.

Lopez S,Castro A and Garcia-Casco A.2005.Production of granodiorite melt by interaction between hydrous mafic magma and tonalitic crust:Experimental constraints and implications for the generation of Archaean TTG complexes.Lithos,79:229-250.

Montel J M and Vielzeuf D.1997.Partial melting of graywacks:Part ⅠⅠ,Composition of minerals and melts.Contributions to Mineralogy and Petrology,128:176-196.Patino Douce A E and McCarthy T C.1998.Melting of crustal rocks during continental collision and subduction //Hacker B R and Liou J G.When Continents Collide:Geodynamics and Geochemistry of Ultra-high Pressure Rocks.Dordercht:Kluwer Academic Publishers,27-55.

Patino Douce A E.1999.What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? // Castro A,Fernandez C and Vigneresse J L.Understanding Granites:Ⅰntergrating New and Classical Techniques.Geological Society,London,Special Publication,168:55-57.

Pearce J A and Peate D W.1995.Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas.Annual Review of Earth and Planetary Science,23:251-285.

Peate D W and Pearce J A.1998.Causes of spatial compositional variations in Mariana arc lavas:Trace element evidence.The Island Arc,7:479-495.

Peccerillo A and Taylor S R.1976.Geochemistry of Eocene calcalkaline volcanic rocks of the Kastamonu area,northern Turkey.Contributions to Mineralogy and Petrology,58:63-81.

Philpotts A R and Ague J J.2009.Principles of Ⅰgneous and Metamorphic Petrology (2ndEdition).Cambridge:Cambridge University Press:1-667.

Sen C and Dunn T.1994.Experimental modal metasomatism of a spinel lherzolite and the production of amphibolebearing peridotite.Contributions to Mineralogy and Petrology,119:422-432.

Sisson T W,Ratajeski K,Hankins W B and Glazner A F.2005.Voluminous granitic magmas from common basaltic sources.Contributions to Mineralogy and Petrology,148:635-661.

Sparks R S,Marshall L A.1986.Thermal and mechanical constraints on mixing between mafic and silicic magmas.Journal of Volcanology and Geothermal Research,29:99-124.

Stolz A J,Jochum K P,Spettel B and Hofmann A W.1996.Fluid- and melt-related enrichment in the subarc mantle:Evidence from Nb/Ta variations in island-arc basalts.Geology,24:587-590.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts:Ⅰmplications for mantle composition and process // Saunders A D and Norry M J.Magmatism in Ocean Basins.Geological Society,London,Special Publication,42:313-345.

Tatsumi Y,Hamilton D L and Nesbitt R W.1986.Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas:Evidence from high-pressure experiments and natural rocks.Journal of Volcanology and Geothermal Research,29:293-309.

Taylor R N and Nesbitt R W.1998.Ⅰsotopic characteristics of subduction fluids in an intra-oceanic setting,Ⅰzu-Bonin Arc,Japan.Earth and Planetary Science Letters,164:79-98.

Wang Y.2013.Yanshan fold-and-thrust belt of the North China Craton:A Mesozoic analogue of Himalaya.Acta Geologica Sinica (English Edition),87(supp):325-327.

Watson E B and Harrison T M.1983.Zircon saturation revisited:Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types.Earth and Planetary Science Letters,64(2):295-304.

You C-F,Castillo P R,Gieskes J M,Chan L H and Spivack A J.1996.Tracel elements behavior in hydrotheremal experiments:Ⅰmplication for fluid processes shallow depth in subduction zones.Earth and Planetary Science Letters,140:41-52.