２ ０ １ １年７月 第 ７卷 地 质 论 评 …、～ ＧＥＯＬＯＧＩＣＡＬ ＲＥＶＩＥＷ Ｖｏ１．５７ Ｎ。－４ Ｊｕｌｙ ２ ０ １ １ 临汾断陷盆地孤峰山花岗闪长岩的地球化学 和年代学及其地质意义 齐碉，徐鸿博，张竞雄，罗金海 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安，７１００６９ 内容提要：临汾断陷盆地孤峰山花岗闪长岩的ＳｉＯ：含量为６４．６２％一６５．５７％，具有富碱（Ｎａ：０＋Ｋ：０＝７．３８％ 一７．７ｌ％）、富钠（Ｎａ２Ｏ／Ｋ ０＝１．３７—１．５４）、准铝质（Ａ／ＣＮＫ＝０．９４～０．９９）和较低镁指数（Ｍｇ ＝３１．８—３６．２）的特 点，属于高钾钙碱性岩系。岩石明显富集轻稀土［（Ｌａ／Ｙｂ） ＝１７．０一ｌ９．３］，基本不显示Ｅｕ异常（８Ｅｕ：０．９４一 １．０４），富集大离子亲石元素Ｋ、Ｒｂ、Ｂａ、Ｓｒ等，Ｓｒ／Ｙ比值高（Ｓｒ／Ｙ＝５９．３～６７．２），亏损高场强元素Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ和Ｙ。岩 石学和地球化学特点表明该花岗闪长岩由加厚的基性下地壳部分熔融形成。对岩石进行的激光探针等离子体质谱 （ＬＡ．ＩＣＰ—ｍｓ）锆石Ｕ—Ｐｂ同位素年代测定获得了１３２．２±９．２Ｍａ的 Ｐｂ／ 弼ｕ加权平均年龄，该年龄与华北地块岩石圈 减薄与破坏作用的峰期时间基本一致。部分锆石含有２５９０．９Ｍａ的内核，反映该地区在太古宙晚期发生过相应的构 造事件。结合区域地质资料分析认为，孤峰山花岗闪长岩是华北地块早白垩世峰期伸展作用期间的产物，华北地块 早白垩世期间的岩石圈减薄与破坏作用向西影响到了太行山以西的临汾断陷盆地一带。 关键词：临汾断陷盆地；孤峰山；花岗闪长岩；地球化学；年代学；早白垩世；岩石圈减薄与破坏作用 华北地块中生代的岩石圈减薄与破坏作用是地 学界的热点问题之一。华北东部地区早古生代的岩 石圈厚度比新生代的岩石圈厚度厚近１００ｋｍ 生代岩石圈减薄作用也有一些研究（杨德彬等， ２００４；王冬艳等，２００５；罗照华等，２００６；许文良等， ２００４，２００９ａ，２００９ｂ），但是由于大兴安岭一太行山一 带中生代侵入岩出露较少，目前对该地区中生代岩 石圈减薄与破坏作用的机制与时限研究还相对比较 薄弱。许文良等（２００９ｂ）通过对太行山南段符山高 镁闪长岩的研究认为华北克拉通破坏并未涉及到中 部带。在山西西南部临汾断陷盆地中部，汾河地堑 中的断块作用在万荣县南部形成了一个相对高差 （Ｍｅｎｚｉｅｓ ｅｔ ａ１．，１９９３；邓晋福等，１９９４）。华北地块 岩石圈的减薄与破坏作用可能起始于１５０～１４０Ｍａ （翟明国等，２００３）或中侏罗世（约１６０Ｍａ）（付明希 等，２００４），减薄过程经历了早中生代岩石圈结构的 深部调整和底侵作用、中晚侏罗世的断块差异隆升 和火山喷发、早白垩世的地壳伸展和岩石圈减薄 （邵济安等，２００４），峰期减薄作用可能发生于早白 垩世（吴福元等，１９９９，２００３；翟明国等，２００３，２００４； 许文良等，２００４）。华北地块东部广泛发育与中生 ３００ｍ的断块山（孤峰山），山体主要由花岗闪长岩 构成（图１）。１：２０万运城幅地质图口根据区域对 比资料将孤峰山岩体标定为燕山期（ ：），１：４００ 万《中国地质图》（程裕淇等，２００４）将此花岗闪长岩 标定为侏罗纪（ ），这个时间明显早于华北地块 东部岩石圈减薄与破坏作用的峰期时间（早白垩 世）。本文对孤峰山花岗闪长岩进行地球化学和同 代岩石圈减薄与破坏作用密切相关的变质核杂岩、 原始裂陷盆地群和火山岩，由此导致目前对华北地 块中生代岩石圈减薄作用的研究主要集中于在华北 地块东部地区（邓晋福等，１９９４；胡受奚等，１９９４；吴 福元等，２００３；周立宏等，２００３；翟明国等，２００３， ２００４；付明希等，２００４；张宏福等，２００５；段秋梁等， ２００７；李忠等，２００７；刘俊来等，２００８）。虽然地学界 对华北地块中部带（大兴安岭一太行山一线）的中 位素地质年代学研究，确定其成因与形成时代，为大 兴安岭一太行山带中生代岩石圈减薄与破坏作用提 供新的证据，并结合前人对华北东部地区中生代岩 石圈减薄与破坏作用的研究成果，探讨其与华北克 注：本文为国家基础科学人才培养基金地质科学研究培训项目（编号ＸＤＣＸ０９－０６）的成果。 收稿日期：２０１０－０９—１８；改回日期：２０１０－０３—１３；责任编辑：章雨旭。 作者简介：齐碉，男，１９８８年生。本科在读，地质学（基地班）专业。Ｅｍａｉｌ：ｑｉｙｕｅ２２３３＠１６３．ｏｏｍ。通讯作者：罗金海，男，１９６７年生。教授。 主要从事构造地质学教学和研究。Ｅｍａｉｌ：ｌｕｏｊｈ＠ｎｗｕ．ｅｄｕ．ｃｎ。 地质论评 双晶；钾长石（２０％～２５％）粒径０．５～２．６ｎｌＨｌ，半自 回¨１Ｉｏ 嗖ｎｉａ ｎ＂ｐｌ ｕｖｉ ａｌ 回Ｕ ｐｐ ｅｒ ａ ｅｏｌｉａ ｎ ｓｅｄ…㈣ 日ｇ ｒａ ｔ］ｏｄ ｉｏｒ 田 形一他形；石英（１５％～２０％）粒径０．２５～０．７５ｌｌｌＩｌｌ， 他形粒状，充填于长石等矿物粒间；角闪石（８％～ １０％）粒径０．３～１．４ｍｍ，自形一半自形长柱状，小 均匀的分布于浅色矿物问；副矿物以磷灰石为主，其 次为磁铁矿、锆石等。岩体中含少量黑云斜长角闪 片麻岩捕虏体，捕虏体较小，与花岗闪长岩的边界清 特群 图１孤峰山及邻区地质略图 （据运城幅、韩城幅１：２０万地质图修改） Ｆｉｇ．１ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｓｋｅｔｃｈ ｍａｐ ｏｆ ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎ ａｎｄ 晰，此外，未在岩体中发现暗色铁镁质包体。 ２样品分析方法 花岗闪长岩样品采自孤峰山南麓马家窑采石场 （图１）（ＧＰＳ点位：Ｎ３５。１８．０６４ Ｅ１ １０。４７．５０６ Ｈ７７３ｍ）。主量和微量元素分析均在大陆动力学国 家重点实验室（西北大学）完成。 Ｆｅ，Ｏ 和烧失量 （ＬＯＩ）采用湿法化学法分析，其它主量元素利用碱 熔玻璃片在日本理学ＲＩＸ２１００Ｘ荧光光谱仪（ＸＲＦ） 上测定，分析相对误差一般小于２％。微量元素分 析在美国Ｐｅｒｋｉｎ Ｅｌｍｅｒ公司Ｅｌａｎ６１００ＤＲＣ型电感耦 合等离子质谱仪（ＩＣＰ—ＭＳ）上进行，相对误差一般小 于２％一５％。 ａｄｊａｃｅｎｔ ａｒｅａ（ａｆｔｅｒ ｌ：２０００００ ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｍａｐ ｏｆ Ｙｕｎｃｈｅｎｇ ａｎｄ Ｈａｎｃｈｅｎｇ） 拉通减薄与破坏事件的联系。 ｌ 区域地质特征及岩相学特征 孤峰山花岗闪长岩岩体出露于山西省万荣县城 以南约１１ｋｍ处，出露面积约３０ ｋｍ （图１），岩体四 周被黄土覆盖。大地构造上位于华北克拉通中南 部，临汾断陷盆地中部。孤峰山岩体主要是灰白色 花岗闪长岩，具中细粒一细粒花岗结构，块状构造， 主要矿物组成有斜长石（４０％～４５％）粒径０．５～ 同位素地质年代测定时先在花岗闪长岩样品 （样品号ＬＹ１１）中挑选出单颗粒锆石，然后将双目 显微镜下挑纯得到的锆石样品置于环氧树脂中打 磨，暴露出锆石的中心面，用于阴极发光（ＣＬ）和锆 石ＬＡ—ＩＣＰ—ＭＳ Ｕ—Ｐｂ同位素组成分析。阴极荧光 （ＣＬ）图像在大陆动力学国家重点实验室（西北 大学）完成，ＣＬ发光仪加载于扫描电镜上的美国 ３．７５ｒａｍ，半自形板状，环带构造发育，可见卡纳复合 表１孤峰山花岗闪长岩主量元素（％）、稀土元素（×１０“）和微量元素《×１０ ）分析数据表 Ｔａｂｌｅ １ Ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ（％），ＲＥＥ（×１０ ）ａｎｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ（×１０ ）ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ 样品号 Ｓｉ０． ＬＹ０１ ６５４８ ．ＬＹＯ２ ６４ ６２ ０．４１ ｌ６．６３ ４．４７ ０ １２ １．０９ ３．７ｌ ４．３９ ＬＹＯ３ ６５ ｌ５ ０．４２ ｌ６．５２ ４．３９ ０．０９ ０．９８ ３．４５ ４．４５ ＬＹＯ４ ６４．９９ ０．４０ １６．６９ ４．３５ ０．１１ １．Ｏ５ ３．８８ ４．５２ ＬＹＯ５ ６４．９５ ０．４０ ｌ６．８２ ４．３Ｏ ０．０８ ０．９０ ３．６３ ４．５６ ＬＹＯ６ ６５．４４ ０．４３ ｌ６．６８ ４．５８ ０．１０ １．０４ ３．５６ ４．４２ ＬＹ０７ ６５．４２ ０．４０ ｌ６．８Ｏ ４．１９ ０．０８ ０．８９ ３．４７ ４．４６ ＬＹ０８ ６５ ２７ ０．４３ １６ ５４ ４ ５ｌ ０．０９ ０．９９ ３．６３ ４．５３ Ｉ Ｙ０９ ６５．５７ ０．３９ １６．４９ ４．２２ ０．１０ ０．９２ ３．５８ ４．３６ ＬＹ１Ｏ ６４．８６ ０ ４３ ｌ６．４９ ４ ４５ ０ １０ ０．８９ ３ ４８ ４．２９ Ｔｉ０． Ａｌ。０ ｒＦｅ２０３ ＭｎＯ ＭｇＯ ＣａＯ Ｎａ。Ｏ ０．４２ ｌ６．５７ ４．３９ ０．１ｌ ０．９８ ３．６１ ４．５８ Ｋ ０ Ｐ，０ ２ ９８ ０．２３ ２．９９ Ｏ．２３ ３．１１ Ｏ．２３ ３．０３ Ｏ．２３ ３．Ｏ３ Ｏ．２３ ３．１２ ０．２４ ３．２Ｏ Ｏ．２３ ３．１ ８ ０．２４ ３．１９ ０．２２ ３．０９ ０ ２５ 烧失量 总鞋 Ｍｇ Ａ／ＣＮＫ Ｎａ ０／Ｋ．０ ０．７５ ｌＯ０．１Ｏ ３４．２ Ｏ．９６ １．５４ ０．８７ ９９．５３ ３６．２ ０．９７ １．４７ Ｏ．８２ ９９．６１ ３４．２ ０．９７ １．４３ ０．７２ ９９．９７ ３６．０ ０．９４ １．４９ Ｏ．６３ ９９．５３ ３２．８ ０，９７ １．５Ｏ ０．７５ ｌＯ０ ３６ ３４．６ ０．９７ １．４２ ０．８４ ９９．９８ ３３．１ ０．９８ １．３９ ０．７０ ｌＯＯ ｌ１ ３３．８ Ｏ．９５ １．４２ ０．６８ ９９．７２ ３３．７ ０．９６ １．３７ ｌ ５３ ９９ ８６ ３ｌ ８ ０ ９９ １ ３９ 第４期 齐明等：临汾断陷盆地孤峰山花岗闪长岩的地球化学和年代学及其地质意义 ５６７ （续表１） 样品号 ＩＪａ Ｃｅ Ｐｒ Ｎｄ Ｓｍ Ｅｕ Ｇｄ Ｔｂ ＬＹＯ１ ４４．２ ８４．８ ９．５９ ３５．１ ６．０６ １．７４ ４．７６ ０．６２ ＬＹ０２ ４４．７ ８６．１ ９．８４ ３６．５ ６．３ｌ １．８１ ４．９５ Ｏ．６５ ＬＹ０３ ４４．３ ８５．Ｏ ９．７４ ３６．５ ６．２９ 】．７９ ４．９３ ０．６５ ＬｌＷ ４５．４ ８５．２ ９．５７ ３４．９ ６．ｏｏ １．７４ ４．７２ Ｏ．６２ ＬＹ０５ ４４．０ ８３．７ ９．４６ ３５．４ ６．０８ １．７７ ４．７５ Ｏ．６２ ＬＹ０６ ４５．５ ８７．７ ９．９３ ３７．３ ６．４３ １．８４ ５．Ｏ１ ０．６５ 【｜ＹＯ７ ４３．９ ８２．４ ９．４９ ３５．４ ６．Ｏ６ １．８ｌ ４．７２ Ｏ．６２ Ｌ Ｏ８ ４５．１ ８６．６ ９．９２ ３６．９ ６．３９ １．８６ ５．Ｏ２ ０．６６ ＬＹ０９ ２８．７ ５３．２ ６．０ｏ ２２．４ ３．７９ １．１Ｏ ２．９４ ０．３８ ＬＹ１０ ５２．９ ９２．２ ｌ１．４ ４２．５ ７．１６ １．９５ ５．６０ ０．７３ Ｄｙ Ｈｏ Ｅｒ ３．３９ ０．６７ １．７６ ３．５５ ０．７１ １．８８ ３．５５ ０．７ｌ １．８４ ３．４１ ０．６７ １．７８ ３．４２ Ｏ．６８ １．７９ ３．５９ ０．７ｌ １．８７ ３．４０ ０．６７ １．７９ ３．６Ｏ ０．７２ １．８８ ２．１１ ０．４２ １．１Ｏ ３．９８ Ｏ．７７ ２．０ｌ Ｔｍ Ｙｂ Ｕ Ｂｅ Ｓｃ Ｖ Ｃｒ Ｃｏ ０．２６ １．６９ １９．Ｏ ２．０５ ６．Ｏ６ ４４．８ ３．６６ １０３ ０．２７ １．７７ １９．６ ２．０７ ６．３４ ４６．４ １．９５ ７５．９ ０．２７ １．７４ ２０．１ １．９５ ６．０３ ４７．１ ２．３４ ７９．３ ０．２６ １．６９ １８．７ １．９７ ５．９７ ４３．６ ２．６４ ８０．２ ０．２６ １．７Ｏ １６．８ ２．Ｏ１ ６．Ｏ１ ４３．６ ２．２５ ７４．３ Ｏ．２７ １．７７ １９．４ ２．０２ ６．１５ ４６．１ ２．１７ ８７．７ ０．２５ １．６６ １９．１ ２．０１ ５．８４ ４４．６ ４．２９ ７６．４ ０．２７ １．７７ １７．８ ２．ｏｏ ６．２４ ４５．８ ２．４４ ８３．５ Ｏ．１６ １．Ｏ６ １１．３ １．２９ ３．６７ ２８．１ １．５４ ４９．７ ０．２９ １．８５ １９．７ ２．０１ ６．２６ ４７．１ ３．０７ ７２．９ Ｎｉ Ｃｕ Ｚｎ ２．８２ ４．２４ ５９．２ １．９６ ４．４３ ６４．１ １．７４ ４．０８ ６２．４ ２．４２ ４．４７ ７７．８ １．６０ ３．７２ ６４．５ ２．６８ ６．Ｏ２ ６５．１ ２．４０ ３．８２ ５８．２ １．８２ ３．７１ ６５．７ １．４０ ２．６１ ４１．２ ４．１５ ５．Ｏ１ ６５．４ Ｇａ Ｇｅ Ｒｂ Ｓｒ Ｙ Ｚｒ Ｎｂ Ｃｓ ２Ｏ．１ １．１６ ６５．６ １２１８ ｌ８．１ １６６ １１．Ｏ １．４５ ２Ｏ．１ １．１９ ６５．０ １１３６ ｌ９．１ １７６ ｌ１．４ １．７１ １９．９ １．１４ ６６．５ １２２２ １８．８ １９３ １１．３ １．３３ ２Ｏ．Ｏ １．１５ ６４．０ １２２０ １８．２ １６７ １Ｏ．９ １．４９ １９．８ １．１４ ６２．７ ｌ２ｌ１ １８．６ １７９ １０．８ １．４９ ２Ｏ．０ １．１９ ６６．Ｏ １１４２ １９．１ １７１ ｌ１．５ １．７５ ２Ｏ．Ｏ １．１２ ６６．３ 】】６Ｏ １８．３ １８５ ｌＯ．７ １．６３ ２０．Ｏ １．１６ ６５．２ １２４６ １９．３ １７１ １１．３ １．５６ １２．７ ０．７４ ４２．８ ７２７ １１．４ １ｏ９ ７．１６ ０．８６ １９．８ １．１９ ６６．９ １２７９ ２０．９ １６６ ｌ１．９ ２．０２ Ｂａ ＬＵ Ｈｆ Ｔａ Ｐｂ Ｔｈ Ｕ １４８２ Ｏ．２６ ４．２２ ０．６９ １９．Ｏ ７．１１ １．１９ １６２４ ０．２８ ４．４７ Ｏ．７１ ２Ｏ．２ ７．０４ １．１６ ｌ６７０ ０．２８ ４．７８ Ｏ．７Ｏ １５．９ ６．９４ １．２３ １６５８ Ｏ．２６ ４．１９ ０．６７ ２０．４ ６．８２ １．１９ １７３９ ０．２６ ４．４４ ０．６６ １７．７ ７．０１ １．ｏ９ １６４８ Ｏ．２７ ４．２６ Ｏ．７２ １７．６ ７．Ｏ１ １．１Ｏ １８５６ ０．２６ ４．５ｌ ０．６６ １５．８ ６．７８ １．２８ １８１８ Ｏ．２７ ４．２９ Ｏ．６９ １５．５ ６．９９ １．１６ １１４９ Ｏ．１６ ２．７２ ０．４２ １２．１ ４ ８０ ０．７６ １７３６ ０．２８ ４．２ｌ ０．７１ ２０．７ ７．３５ １．Ｏ１ ∑ＲＥＥ １９４．９ １９９．３０ １９７．６０ １９６．２０ １９３．９０ ２０２．９０ １９２．４０ ２０１．００ １２３．５０ ２２３．６Ｏ （Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ ８Ｅｕ Ｓｒ／Ｙ Ｎｂ／Ｔａ Ｔｈ／Ｕ Ｋ／Ｕ Ｋ／Ｒｂ ｌ７．６０ ０．９９ ６７．２ １５．８ ５．９９ ２０８３６ ３７７ １７．ＯＯ ０．９９ ５９．３ １６．２ ６．０５ ２ｌ３３０ ３８２ １７．１０ ０．９８ ６５．１ １６．１ ５ ６２ ２０９３３ ３８８ ｌ８．１Ｏ １．ｏｏ ６７．１ １６．４ ５．７４ ２ｌ１４３ ３９３ １７．４０ １．Ｏ１ ６５．１ １６．４ ６．４１ ２３０２６ ４０１ １７．３０ ０．９９ ５９．７ １６．Ｏ ６．３７ ２３５４５ ３９２ ｌ７．８０ １．０４ ６３．４ １６．１ ５．３１ ２０８２７ ４０１ １７．２０ １．００ ６４．５ １６．３ ６．０３ ２２７６２ ４０５ １８．３０ １．０ｌ ６３．９ １７．Ｏ ６．３５ ３５０６５ ６ｌ８ ｌ９．３Ｏ ０．９４ ６１．３ １６．８ ７．２７ ２５３８０ ３８４ Ｇａｔａｎ公司的Ｍｏｎｏ ＣＬ３＋型阴极荧光探头。锆石的 石９１５００进行外标校正。ＬＡ—ＩＣＰ．ＭＳ分析的详细方 ｕ—Ｐｂ同位素组成利用大陆动力学国家重点实验室 （西北大学）的四极杆ＩＣＰ－ＭＳ Ｅｌａｎ６１００ＤＲＣ进行测 法和流程见袁洪林等（２００３），ｕ—Ｔｈ—Ｐｂ含量分析 见Ｇａｏ ｅｔ ａ１．（２００２）。 定。激光剥蚀系统为德国ＭｉｃｒｏＬａｓ公司生产的 ＧｅｏＬａｓ２００Ｍ，分析采用激光束斑直径为３０１￣ｍ，激光 脉冲为１０Ｈｚ，能量为３２—３６ｒｎＪ。同位素组成用锆 ３孤峰山花岗闪长岩地球化学特征 孤峰山花岗闪长岩的主量元素和微量元素分 ５６８ 地质论评 ２０１１ ｑ： ２０００ ０ １０００ Ｒ２０００ ３０００ ． 图２孤峰山花岗闪长岩Ｒ 一 图 （底图据Ｄｅ ｌａ Ｒｏｃｈｅ ｅｔ ａ１．，１９８０） Ｆｉｇ．２ ＲＩ一 ２ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ （ ｅｒ Ｄｅ ｌａ Ｒｏｃｈｅ ｅｔ ａ１．，１９８０） ＳｉＯ （ｏ／ｏ） 图３孤峰山花岗闪长岩ＳｉＯ 一Ｋ Ｏ图解 （底图据Ｒｉｃｋｗｏｏｄ，１９８９） Ｆｉｇ．３ ＳｉＯ２一Ｋ２ ０ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ（ａｆｔｅｒ Ｒｉｃｋｗｏｏｄ，１ ９８９） 析结果见表１，岩石的ＳｉＯ，＝６４．６２％～６５．５７％（平 均６５．１７％）；在尺 一Ｒ 岩石类型分类图中（图２）样 品落在英云闪长岩和花岗闪长岩的过渡区域，岩石 富铝（Ａｌ Ｏ ＝１６．４９％一１６．８２％），铝指数（Ａ／ ＣＮＫ）＝０．９４～０．９９，属于准铝质系列；富钠（Ｎａ，０／ Ｋ，Ｏ＝１．３７～１．５４）；镁指数偏低（Ｍｇ ＝３１．８—３６．２ ＜４５）；在ＳｉＯ ～Ｋ Ｏ图（图３）中样品全部落于高钾 钙碱性区域。岩石稀土含量∑ＲＥＥ＝１２３．５×１０ ～２２３．６×１０ （平均１９２．５３×１０ ），轻重稀土明 图４孤峰山花岗闪长岩稀＿十元素球粒 标准化蚍分 模式图（球粒陨石值据Ｂｏｙｎｔｏｎ，１９８４） Ｆｉｇ．４ Ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ—ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ＲＥＥ—ｐａｔｔｅｒｎｓ ｄｉａｇｒａｍ ｔｏｔ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ（ｃｈｏｎ＆’ｉ ｒｅ ｄａｔａｆｉ＇ｏｍ Ｉ｛（Ｊｖｔｌ［ｔ）ｔｌ， １９８４） 显分异［（Ｌａ／Ｙｂ） ：１７．０～１９．３］，稀土酣分模式 右倾曲线（图４），重稀土（ＨＲＥＥ）相对平坦， 本小 显示铕异常（８Ｅｕ＝０．９４～１．０４） 在原始地幔标准 化图解上（图５），岩石富集大离ｊ二亲石元素（ＬＩＩ Ｅ） Ｒｂ、Ｂａ、Ｓｒ、Ｋ等和轻稀土（ＬＲＥＥ），其中Ｓｒ：７２７× ｌ０一。～１２７９×１０一。，高ｓＩ．／Ｙ值（Ｓｒ／Ｙ＝５９。３～ ６７．２），Ｂａ＝１ １４９×１０～～１８５６×１０，亏损高场镁 元素（ＨＦＳＥ）Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ等、重稀土（ＨＲＥＥ）干¨Ｙ， Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ呈明显的负异常。 ４孤峰山花岗闪长岩锆石 ＬＡ－ＩＣＰ—ＭＳ Ｕ—ＰＩ）定年结果 孤峰山花岗闪长岩中锆石的ＣＬ 像如 ６所 １００ １０ １ 图５孤峰山花岗闪长岩微量元素原始地幔标准化蛛 网图（原始地幔值据Ｓｕｎ ａｎｄ ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ，１９８９） Ｆｉｇ．５ Ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ—ｍａｎｔｌｅ ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ｓｐｉｄｅｒ ｄｉａｇｒａｍ ｆｍ’ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ（ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ ｍａｎｔｌｅ ｄａｔａ ｆｒｏｍ Ｓｕｎ ａｎｄ ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ，１９８９） ５７０ 地质论评 ２０ｌ １年 一＊ 一 ＿＿ ∞ ｂ 罱 昌＝＝三 ｅ．ｉ 蒉 ｔ－，ｉ 葛荨磊錾罱 一 ｔ－－ｉ 篇舞譬罱 眯姆 ｊ型 暑 罱 ＿＿ 叵 ●Ｉ１ ●ｌｎ∞ ＿ｄ ．ｖ厂Ｉ －与５孝 罱 退 弓 罱Ｎ 寻 善 高 一 一 Ｉ贮 卜３ ０一ｐＩ寸 Ｉ眦 Ｉ卜Ｉ再ｌＩｓ嚣—＿ｎ ；０∞暑卜 寸 ——＿ｏＪ【Ｊ盘§寸 Ｉｚ ０皇傅 ＼。 ∞盘３０溜ｑ．ｔ＂＿ — Ｉ．●ｆｌ∞ Ｉ ｒ、ｌｎ ＵＩ－《厂Ｉ Ｎ Ｉｑ爵．Ｌ 吐 昌 ＿一＿＿－＿ 是 昌葛 －一 ＿－ 露 －一＿＿ ＿一Ｈ＿一 瓮０罱 ｂ 一 一 ｇ ｔ…＝ Ｈ ｇ …－＿吝岛ｇ ６ … 日 蛊 ＇ｎ 繇 § 瓮 一 寸－＿ Ｎ＿一 ｎ ｔ＂－ｒ、 Ｉｎ ∞ －＿ ｏ。∞ ＿＿ 目ｌｎ＼。 寸 －＿ 廿 一 芒曹 理 錾 葛荨 －＿ 罱 卷 ｎ 譬 －＿ 等 －＿ 昌答吕器 磊昌 器 …导 寸譬 Ｈ ｇ ｎ薯 一譬 －＿ 譬磊 一 一 ＊ 一 ｂ …受§ …≤ 蓉氢商 台 磊禹 卜 寸ｒ、 ｎ 蛊 ＿。 宕 点 芒 一 ∽一。。 寸ｌｎ∽一 ＿＿ Ｓ 嚣 ｔ－＿－＿＂ｑ寸 ∞ 寸 。 导。 导 器 昌景塞 普 寸卜ｎ －－ｎ 一。。寸＿＿０＂ｔ－Ｉ 寸一 卜 Ｉ 一 萎墨萎量萎墨基量遣葛葛萎囊量蓦量葛置墨量量ｉ置蚕 ｂ 蕾菪蓉蕾蕾营蕾蓉堇蓉蕾堇 菪蓉菪蕾蓉 堇蓍蓉堇 ６ ６ ｃ； 一 Ｈ 寸 ｄ ｃ； ｇ 。。 ｃ； ｒ、 ｃ；Ｓ 口。。 。。６ 口 ｇ 。。 ＼。 ∞ 害 Ｉ ｅ 寸。ｏ 卜＼。。。 寸寸 ＼。甘 寸０。ｏ Ｉｎ 。ｏ ｎ 芒 趔 丑 ０ ０ ０ －＿ ０＿一Ｈ ｒ，ｌ－＿ ０寸０ 寸０ ０ ０ ０ Ｎ －＿ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ００ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ 卜寸 卜卜 一 ｒ，ｌ ｌｎ Ｉｎ＿＿ 寸 ｎ ｂ 一＊ 、。 ｒ、 ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ０ ＿＿ 寸－一。。ｏ。０ 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垩世的岩浆活动在华北克拉通中部带南部地区也是 广泛存在的。 麻岩捕虏体外并未发现暗色铁镁质包体，据此，我们 认为孤峰山岩体由壳幔混合的岩浆经历结晶分异或 ＡＦＣ过程或由幔源基性岩浆结晶分异形成的可能 性不大。黄方等（２０１０）对基性下地壳部分熔融形 此外，我们对中条山蚕坊花岗闪长岩和三门峡 大坝西南端石英闪长玢岩进行的地球化学和同位素 年代学研究表明，这两处岩体都具有与孤峰山花岗 闪长岩类似的地球化学特征，形成年龄也大致一致 成高Ｓｒ低Ｙ的中酸性岩提出了质疑，其以基性大陆 下地壳无水为前提，通过ＭＥＬＴｓ程序模拟提出基性 下地壳部分熔融不可能形成高ｓｒ低Ｙ的中酸性岩 石，而已有研究表明，一些名义上不含水的矿物仍是 含水的（Ｘｉａ ｅｔ ａ１．，２００６），所以基性下地壳并不是 绝对的干，而是含水矿物种类及含水量多少的问题， 而水会从根本上改变榴辉岩的熔融过程。因此，用 无水部分熔融体系来制约高Ｓｒ低Ｙ类中酸性岩石 的成因是值得商榷的（汪洋等，２０１０）。岩体的Ｎｂ／ Ｔａ比值平均为１６．３，接近中地壳相应的平均值 （１６．５）；Ｔｈ／Ｕ比值平均为６．１２，接近下地壳相应的 平均值（６．０）；Ｋ／Ｕ比值平均为２３４８４．４６，接近下地 壳相应的平均值（２７２４５）；Ｋ／Ｒｂ比值平均４１４．１１， 接近下地壳相应平均值（４６２，Ｒｕｄｎｉｃｋ ａｎｄ Ｇａｏ， ２００３）。因此，岩体很可能起源于加厚下地壳的部 分熔融。 孤峰山花岗闪长岩轻稀土（ＬＲＥＥ）富集，重稀 土（ＨＲＥＥ）亏损，轻重稀土分馏明显［（Ｌａ／Ｙｂ） ＝ １７．０～１９．３］，表明源区的残留相含石榴子石；岩体 的中稀土（ＭＲＥＥ）有一定程度亏损，表现为稀土配 分模式图（图４）中右半部分有轻微下凹，重稀土 （ＨＲＥＥ）相对平坦，暗示源区残留相存在角闪石 （Ｈａｎｓｏｎ，１９７８）；高ｓｒ且不发育铕异常（８Ｅｕ＝０．９４ ～１．０４）表明源岩残留相中无或仅有少量斜长石； 玄武岩部分熔融产生的熔体Ｍｇ ＜４５（Ｒａｐｐ ｅｔ ａ１．， １９９７），孤峰山岩体的Ｍｇ ＝３１．８—３６．２，表明其的 主要由加厚的基性下地壳部分熔融形成。 ５．２地质意义 本文对孤峰山花岗闪长岩体进行的锆石ｕ．Ｐｂ ＬＡ－ＩＣＰ－ＭＳ同位素年龄测定获得了１３２．２±９．２Ｍａ 的ｚｏ６Ｐｂ／∞ ｕ加权平均年龄，说明该岩体形成于早白 垩世。华北克拉通岩石圈减薄与破坏作用的峰期时 间为早白垩世（吴福元等，１９９９，２００３；翟明国等， ２００３，２００４；邓晋福等，２００６；孙金凤等，２００９）。因 此，孤峰山花岗闪长岩的形成时间与华北克拉通岩 石圈减薄与破坏作用的峰期时间基本同时。王冬艳 等（２００５）和许文良等（２００４）对华北克拉通中南部 （中条山蚕坊花岗闪长岩及三门峡大坝西南端石英 闪长玢岩 嘶Ｐｂ／ ｕ加权平均年龄分别为１３０．１１± ０．９０Ｍａ、１３５．３－１．５Ｍａ，数据未发表，在另文中论 述）。 孤峰山花岗闪长岩的地球化学特征反映其主要 源自加厚的基性下地壳的部分熔融作用，而这正是 华北克拉通东部早白垩世大规模岩浆活动的主要机 制，是华北克拉通岩石圈减薄与破坏作用的反映。 因此，早白垩世期间华北克拉通峰期减薄与破坏作 用已影响到本文的研究区域，已影响到华北克拉通 的中部带。推测当时在岩石圈减薄的背景下，地幔 隆升并导致下地壳部分熔融，最终形成了孤峰山花 岗闪长岩体。 ６结论 （１）孤峰山花岗闪长岩形成于１３２．２±９．２Ｍａ， 改变了前人对孤峰山岩体形成时间的认识。 （２）孤峰山花岗闪长岩的岩相学和地球化学特 征表明其源自加厚的基性下地壳的部分熔融作用， 是华北克拉通的岩石圈在早白垩世减薄与破坏作用 的产物。 （３）华北克拉通早白垩世期间的岩石圈减薄与 破坏作用向西影响到了太行山以西的临汾断陷盆地 一带。 注释／Ｎｏｔｅ ｏ山西省建委地质局区域地质测量队．１９７２．中华人民共和国地质 图《运城幅》（１－４９ ＩＸ）（１：２０万）． 参考文献／Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ 程裕淇，耿树方，谢良珍，丁孝忠，叶定衡，吴良士，熊群尧，傅德 荣．２００４．中国地质图（１：４００万）．北京：地质出版社． 陈斌，翟明国，邵济安．２００２．太行山北段中生代岩基的成因和意 义：主要和微量元素地球化学证据．中国科学（Ｄ辑），３２（１１）： ８９６～９０７． 邓晋福，莫宣学，赵海玲，罗照华，杜杨松．１９９４．中国东部岩石圈 根／去根作用与大陆“活化”．现代地质，８（３）：３４９—３５６． ５７２ 地质论评 ２０１ １ 邓晋福，苏尚国，刘翠，赵国春，赵兴国，周肃，吴宗絮．２００６．关 于华北克拉通燕山期岩石圈减薄的机制与过程的讨论：是拆沉， 还是热侵蚀和化学交代？地学前缘，１３（２）：１０５～１１９． 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Ｆｏｗｌｅｒ Ｍ Ｂ．Ｈｅｎｎｅｙ Ｐ Ｊ，Ｄａｒｂｙｓｈｉｒｅ Ｄ Ｐ Ｆ．Ｇｘ￣ｅｎｗｏｏｄ Ｐ Ｂ．２００１． Ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｈｉｇｈ Ｂａ—Ｓｒ ｇｒｍｆｉｔｅｓ：ｔｈｅ Ｒｏｇａｒｔ ｐｌｕｔｏｎ．Ｓｔｈｅｒｌａｎｄ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ ｔｈｅ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ，Ｌｏｎｄｏｎ，１ ５８：５２ ｌ～５２４ Ｇａｏ Ｓｈａｈ，Ｌｉｕ Ｘｉａｏｍｉｎｇ，Ｙｕａｎ Ｈｏｎｇｌｉｎ．２００２．Ｄｅｔｅｒｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｂｒｔ］ ｔｗｏ ｍａｊｏｒ ａｎｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｉｎ ＵＳＧＳ ａｎｄ ＮＩＳＴ ＳＲＭ ｇｌａｓｓｅｓ ｈｙ ｌａｓｅｒ ａｂｌａｔｉｏｎ ｉｎｄｕｃｉｔｅｌｙ ｃｏｕｐｌｅｄ ｐｌａｓｍａ－ｍａｓｓ ｓｐｅｅｔｒｏｍｅｔｒｙ．ＧｅｎｓｔａｎｄａｌＩＩｓ Ｎｅｗｓ Ｌｅｔｔｅｒ，２６（２）：１８１～Ｉ９５ Ｈａｎｓｏｎ ＪＮ．１９７８．Ｔｈｅ ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｔｏ ｔｉｌｅ ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｃｏｋｓ ｏｆ ｇｒａｎｉｔｉｃ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ．Ｅａｃｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｅｉｍｎ－Ｐ Ｌｅｔｔｅｒｓ．３８：２６～４３． Ｍｅｎｚｉｅｓ Ｍ Ａ，Ｆａｎ Ｗ Ｍ，Ｚｈａｎｇ Ｍ．１９９３．Ｐａｌａｅｏｚｏｉｃ ａｎｔｉ Ｃｅｔｌｏｚｏｉ￣・ ｌｉｔｈｏｐｒｏｂｅｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｌｏｓｓ ｏｆ＞１ ２０ｋｍ ｏｆ Ａｒｃｈｅａｎ ｌｉｔｈｏｓｐｅｒｅ．Ｓｉｍ）一 Ｋｏｒｅａｎ ｃｒａｔｏｎ，Ｃｈｉｎａ．Ｉｎ：Ｐｒｉｃｈａｒｄ Ｈ Ｍ．Ａｌａｂａｓｔｅｒ Ｔ，Ｈａｒｒｉｓ Ｎ Ｂ Ｗ．ｅｔ ａ１．ｅｄｓ．Ｍａｇｍａｔｉｃ Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ａｎｄ Ｐｌａｔｅ ｆｅｅｌｏｎｉｅｓ Ｉ＾】ｍＩｏｎ： Ｔｈｅ Ｇｅｏ１．Ｓｏｔ：．，７６：７１—８１． Ｐｅｔｆｏｒｄ Ｎ ａｎｄ Ａｔｈｅｒｔｏｎ Ｍ Ｊ ９９６．Ｎａ—ｒｉｃｈ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｓ ｆｉ＇ｎｍ ｎｅｗｌｙ ｕｎｄｅｒｐｌａｔｅｄ ｂａｓａｌｔｉｃ ｃｒｕｓｔ：ｔｈｅ Ｃｏｒｄｉｌｌｅｒａ Ｂｌａｎｃａ Ｂａｔｈｏｌｉｔｈ，Ｐｅｒｕ Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ，３７：１４９７—１５２１． Ｒａｐｐ Ｒ Ｐ．１９９７．Ｈｅｔｅｒｏｇｅｎｅｏｕｓ ｓｏｕｒｃｅ ｒｅｇｉｏｎｓ ｆ０ｒ Ａｒｃｈｅａｎ ｇｒａｎｉｔｏｉｄｓ Ｏｘｆｏｒｄ：Ｏｘｆｏｒｄ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ Ｐｒｅｓｓ． Ｒｉｃｋｗｎｏｄ Ｐ Ｃ．１９８９ Ｂｏｕｎｄａｒｙ ｌｉｎｅｓ ｗｉｔｈｉｎ ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｅ ｄｉａｆｆａｍｓ ｗｈｉｃｈ 第４期 齐弱等：临汾断陷盆地孤峰山花岗闪长岩的地球化学和年代学及其地质意义 ５７３ ｕｓｅ ｏｘｉｄｅｓ ｏｆ ｍａｊｏｒ ａｎｄ ｍｉｎｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ．Ｌｉｔｈｏｓ，２２：２４７～２６３． Ｒｕｄｎｉｃｋ Ｒ Ｌ ａｎｄ Ｇａｏ Ｓ．２００３．Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ Ｃｒｕｓｔ． Ｉｎ：Ｒｕｄｎｉｃｋ Ｒ Ｌ ｅｄ．Ｔｈｅ Ｃｒｕｓｔ． ｒｒｅａｔｉｅｓ ｏｎ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ Ｖｏ１．３． Ｏｘｆｏｒｄ：Ｅｌｓｅｒｉｅｒ Ｐｅｒｇａｍｏｎ．１—６４． Ｓｕｎ Ｓ Ｓ ａｎｄ ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ Ｗ Ｆ．１９８９．Ｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｓｙｓｔｅｍｍａｔｉｃｓ ｏｆ ｏｃｅａｎｉｃ ｂａｓａｌｔｓ ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎ ｆｏｒ ｔｈｅ ｍａｎｔｌｅ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ａｎｄ ｂａｓｉｎｓ．Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ ｏｆ Ｌｏｎｄｏｎ Ｓｐｅｃｉａｌ ＰｕｂＬｉｃａｔｉｏｎ，４２：３ １３ ～３４５． Ｘｉａ Ｑｕｎｋｅ，Ｙａｎｇ Ｘｉａｏｚｈｉ，Ｄｅｌｏｕｌｅ Ｅ，Ｓｈｅｎｇ Ｙｉｎｇｍｉｎｇ，Ｈａｏ Ｙａｎｔａｏ． ２００６．Ｗａｔｅｒ ｉｎ ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔａｌ ｇｒａｎｕｌｉｔｅ ｘｅｎｏｌｉｔｈｓ ｆｒｏｍ Ｎｕｓｈａｎ． ＳＥ Ｃｈｉｎａ．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，１１１，Ｂｌ１２０２，ｄｏｉ：１０．１０２９／ ２０ｏ６ＪＢ ００４２９６． ｐｒｏｃｅｓｓ．Ｉｎ：Ｓａｕｎｄｅｒ Ａ Ｄ ａｎｄ Ｍ Ｊ．ｅｄｓ．Ｍａｇｍａｔｉｓｍ ｉｎ ｔｈｅ ｏｃｅａｎ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，Ｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｉｇｎｉｉｆｃａｎｃｅ ｏｆ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ Ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ Ｌｉｎｆｅｎ Ｇｒａｂｂｅｎ Ｂａｓｉｎ Ｑ１ Ｙｕｅ，ＸＵ Ｈｏｎｇｂｏ，ＺＨＡＮＧ Ｊｉｎｇｘｉｏｎｇ，ＬＵＯ Ｊｉｎｈａｉ Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆＣｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ Ｄｙｎａｍｉｃｓ，Ｄｅｐａｒｔｍｅｎｔ ｏｆＧｅｏｌｏｇｙ，Ｎｏｒｔｈｗｅｓｔ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｘｉ’ａｎ，７１００６９ Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｍａｋｅｓ ｕｐ ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎ，ｉｓ ｌｏｃａｔｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｉｎｆｅｎ ｇｒａｂｂｅｎ Ｂａｓｉｎ，ｂｅｌｏｎｇｓ ｔｏ ｈｉｇｈ—Ｋ ｃａｌｃ—ａｌｋａｌｉｎｅ ｓｅｒｉｅｓ，ａｎｄ ＳｉＯ２ ｖａｒｙｉｎｇ ｉｎ ｔｈｅ ｒａｎｇｅ ｏｆ ６４．６２％一６５．５７％，ｈａｓ ｔｈｅ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆ ｈｉｇｈ ａｌｋａｌｉ（Ｎａ２Ｏ＋Ｋ２Ｏ＝７．３８％一７．７１％），ｈｉｇｈ Ｎａ（Ｎａ２Ｏ／Ｋ２０＝１．３７～１．５４），Ａ／ＣＮＫ＝０．９４ —０．９９，ｗｈｉｃｈ ｆａｌｌｓ ｉｎｔｏ ｔｈｅ ｒａｎｇｅ ｏｆ ｍｅｔａｌｕｍｉｎｏｕｓ ｒｏｃｋｓ，ａｎｄ ｌｏｗ ｍａｇｎｅｓｉｕｍ ｉｎｄｅｘ（Ｍｇ ：３１．８—３６．２）．Ｔｈｅ ｒｏｃｋ ｉｓ ｒｉｃｈｅｄ ｉｎ ＬＲＥＥ［（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ：１７．０—１９．３］，ｗｉｔｈ ｌｉｔｔｌｅ Ｅｕ ａｎｏｍａｌｉｅｓ（８Ｅｕ＝０．９４—１．０４），ｒｉｃｈｅｄ ｉｎ ＬＩＬＥ Ｋ，Ｒｂ，Ｂａ，Ｓｒ ｅｔ ａ１．，ｈｉｇｈ Ｓｒ／Ｙ（Ｓｒ／Ｙ＝５９．３—６７．２）ａｎｄ ｆｌａｔｔｅｒ ＨＦＳＥ Ｎｂ，Ｔａ，Ｔｉ，Ｙ．Ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｃａｌ ａｎｄ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｒｅｓｕｌｔｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｉｎｇ ｏｆ ｔｈｉｃｋｅｎｉｎｇ ｍａｆｉｃ ｌｏｗｅｒ ｃｒｕｓｔ． Ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅｓｅ ｒｏｃｋｓ ａｒｅ ｕｓｅｄ ｉｎ ＬＡ—ＩＣＰ．ＭＳ Ｕ—Ｐｂ ｄａｔｉｎｇ。ｙｉｅｌｄｉｎｇ ａ ｗｅｉｇｈｔｅｄ ｍｅａｎ 。 Ｐｂ／ 粥Ｕ ａｇｅ ｏｆ １ ３２２ ．９．２Ｍａ，ｗｈｉｃｈ ｉｓ ｃｏｎｓｉｓｔｅｎｔ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｐｅａｋ ｔｉｍｅ ｏｆ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃ ｔｈｉｎｎｉｎｇ ａｎｄ ｔｈｅ ｄｅｓｔｒｕｃｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｎｏｒｔｈ Ｃｈｉｎａ Ｂｌｏｃｋ．Ｔｈｅ ｃｏｒｅ ｏｆ ｓｏｍｅ ｚｉｒｃｏｎｓ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ａｇｅ ｏｆ ２５９０．９Ｍａ ｓｈｏｗｓ ｔｈａｔ ｓｏｍｅ ｃｏｒｒｅｓｐｏｎｄｉｎｇ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｅｎｔｓ ｈａｐｐｅｎｅｄ ｉｎ Ｎｅｏａｒｃｈｅａｎ．Ｂａｓｅｄ ｏｎ ｔｈｅ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｄａｔａ ａｎａｌｙｓｉｓ，ｔｈｅ Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｓ ｔｈｅ ｐｒｏｄｕｃｔ ｏｆ ｔｈｅ ｅｘｔｅｎｓｉｏｎ ｂｅｉｎｇ ｃｏｅｔａｎｅｏｕｓ ｔｏ ｔｈｅ ｐｅａｋ ｐｅｒｉｏｄ ｏｆ ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃ ｔｈｉｎｎｉｎｇ ａｎｄ ｄｅｓｔｒｕｃｔｉｏｎ ｏｆ Ｎｏｒｔｈ Ｃｈｉｎａ Ｂｌｏｃｋ， ａｎｄ ｓｕｃｈ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃ ｔｈｉｎｎｉｎｇ ａｎｄ ｄｅｓｔｕｃｔｒｉｏｎ ｈａｐｐｅｎｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｉｎ Ｎｏｒｔｈ Ｃｈｉｎａ ｂｌｏｃｋ ａｆｆｅｃｔｅｄ ｗｅｓｔｗａｒｄｓ ｔｈｅ Ｌｉｎｆｅｎ ｇｒａｂｂｅｎ ｂａｓｉｎ ｒｅｇｉｏｎ ｏｎ ｔｈｅ ｗｅｓｔ Ｔａｉｈａｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：Ｌｉｎｆｅｎ ｇｒａｂｂｅｎ ｂａｓｉｎ；Ｇｕｆｅｎｇｓｈａｎ；ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ；ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｙ；ｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｒｏｇｙ；Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ；ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃ ｔｈｉｎｎｉｎｇ ａｎｄ ｄｅｓｔｒｕｃｔｉｏｎ
