遼東半島早白堊世三股流巖體巖石成因：微量元素模擬和Sr-Nd同位素的制約*

王志強 胡滑志帆 陳斌 段曉俠 周濤發 姜錫

1. 合肥工業大學資源與環境工程學院，合肥 2300092. 南方科技大學地球與空間科學系，深圳 5180553. 江蘇省有色金屬華東地質勘查局八〇九隊，南京 2100071.

花崗巖是大陸上地殼最重要的組成部分(Rudnick and Gao, 2003)，其形成過程對于理解大陸地殼的演化具有重要意義。過去幾十年，大量的巖石學、地球化學和實驗巖石學研究表明地殼巖石部分熔融是形成花崗巖的主要過程(Petfordetal., 2000; Clemensetal., 2006; Brown, 2013; Castro, 2013)。高硅花崗巖(SiO2>～75%)作為一種特殊類型的花崗巖，由于和稀有金屬礦床關系密切，受到極大關注(Chenetal., 2014, 2018; Wangetal., 2017; Wuetal., 2017; Chengetal., 2018; Lietal., 2018)。另外，高硅花崗巖對于理解花崗質巖漿演化過程和方式也具有重要意義(Glazneretal., 2008; Lee and Morton, 2015; 馬昌前和李艷青, 2017)。然而，對于高硅花崗巖的成因，目前則有較大爭論。一種觀點認為其來源于源區巖石低程度的部分熔融(如喜馬拉雅淡色花崗巖; Weinberg, 2016; Gaoetal., 2017)，另一種觀點則認為其是花崗質巖漿高度分異演化的結果(如南嶺地區燕山期復式巖體中的高硅花崗巖; Wangetal., 2006; Wuetal., 2017)。

由于高硅花崗巖具有高SiO2、K2O、Na2O，低CaO、MgO、FeO含量，成分接近于低共熔點組成(Wuetal., 2017)。對于接近于低共熔點組分的熔體，其液相線溫度和固相線溫度接近(溫差<50℃；Gardneretal., 2014; Waters and Lange, 2017)。因此，低部分熔融過程和高程度分離結晶過程均可以解釋高硅花崗巖的形成，兩種成因模式難以區分。高硅花崗巖具有兩種類型的稀土配分模式，一種為輕重稀土分異不明顯的平坦式，同時具有明顯的Eu負異常；另一種為虧損中稀土的U型配分模式(Glazneretal., 2008)。由于榍石是花崗巖中富集中稀土的主要礦物，因此平坦的稀土配分模式表明高硅熔體的抽離發生在榍石結晶之前，或者榍石在源區部分熔融時全部分解；而U型稀土配分模式表明高硅熔體的抽離發生在榍石結晶之后(Glazneretal., 2008)，或者在部分熔融過程中榍石殘留在源區。然而，在變質作用過程中，榍石是低溫穩定礦物(Frostetal., 2001)，一般穩定存在于高角閃巖相以下的變質條件(Lucassen and Becchio, 2003)。相平衡模擬也表明，榍石在超過850℃時完全分解(Palinetal., 2016)。因此，對于虧損中稀土的高硅花崗巖而言，似乎只能由花崗質巖漿高度分異演化形成。由此可見，對虧損中稀土的高硅花崗巖的研究有助于區分高硅花崗巖的兩種成因模式，但目前缺乏相關工作。

遼東地區早白堊世三股流巖體由角閃黑云花崗閃長巖、二長花崗巖，以及少量呈巖株狀產出的細粒黑云花崗巖。其中，細粒黑云花崗巖暗色礦物含量低(<3%)，以黑云母為主，為典型的高硅花崗巖。更為特殊的是，三股流細粒黑云母花崗巖具有虧損中稀土的特征，對甄別高硅花崗巖的成因模式具有重要意義。另外，前人根據全巖和鋯石Hf同位素對三股流的源巖進行了限定(楊鳳超等, 2018)。但仍缺乏對源區巖石(如巖石類型、部分熔融程度等)的進一步限定。

基于以上問題，本論文對三股流巖體進行了鋯石LA-ICPMS U-Pb年代學、全巖地球化學、全巖Sr-Nd同位素和微量元素模擬計算的研究，探討了三股流巖體的源區特征和分離結晶過程，以及同期侵位的閃長巖脈的巖石成因。

1 區域地質背景

遼東半島位于華北克拉通的東部(圖1)，可以劃分為三個構造單元：南部的太古宙狼林地塊，北部的太古宙龍崗地塊，以及中間的古元古代膠遼吉帶(Liuetal., 1992; Songetal., 1996; 吳福元等, 1997)。南部和北部的太古宙地塊主要由花崗質巖石和綠巖帶組成(路孝平等, 2004; Liuetal., 1992)。古元古代膠遼吉帶由古元古代遼河群、中生代侵入巖、以及中生代至古生代沉積巖組成(Wuetal., 2005a)。

圖1 遼東半島地質簡圖(據徐山,2013修改)Fig.1 Geological sketch map of the Liaodong Peninsula (modified after Xu, 2013)

圖2 三股流巖體地質簡圖(據楊鳳超等,2018修改)Fig.2 Geological sketch map of the Sanguliu pluton (modified after Yang et al., 2018)

遼東半島的巖漿巖主要由古元古代花崗巖和中生代巖漿巖組成(圖1)。古元古代花崗巖主要包括變形的片麻狀花崗巖(形成于約2.16Ga)和未變形的碰撞后花崗巖(形成約1.85Ga)(Luetal., 2006; Li and Zhao, 2007)。1.85Ga被認為是華北地塊形成穩定克拉通的時間(Zhaoetal., 2001)。遼東半島中生代巖漿活動強烈，成巖時代主要集中在～210Ma、～160Ma和～125Ma(吳福元等, 2005; Yangetal., 2012)。區內三疊紀巖體有：出露在遼東地區北部的賽馬-柏林川堿性上正長巖，形成時代為230～233Ma(吳福元等, 2005)；遼東地區中部的岫巖巖體(210Ma; Yangetal., 2007)及同時期的老尖頂子閃長巖(220Ma; 吳福元等, 2005)；以及區內廣泛發育的煌斑巖脈(210～227Ma; Duanetal., 2014)和輝綠巖脈(212～213Ma; Yangetal., 2004c; 吳福元等, 2005)。遼東地區侏羅紀巖漿活動集中于179～156Ma，被認為與古太平洋板塊俯沖導致的地殼加厚之后的巖石圈減薄有關(Wuetal., 2005b)。白堊紀巖漿活動在遼東地區分布最為廣泛，包括輝綠巖、閃長巖和花崗巖，形成時代集中于131～117Ma，被認為與古太平洋板塊的俯沖引起的華北克拉通減薄有關(Wuetal., 2005a)。

2 三股流巖體地質特征

三股流巖體平面上整體呈近橢圓形展布，東西長約11.4km，南北寬約5.2km，面積約為40km2(劉義德, 1987)。空間形態為上大下小的漏斗狀，向下延伸約15km(呂貽峰等, 1993)。三股流巖體圍巖包括出露于巖體北側的晚侏羅世五龍巖體和侵位于南側的古元古代遼河群黑云變粒巖、絹云石英片巖和白云質大理巖(圖2; 呂貽峰等, 1993)。三股流巖體的主體為具有I型特征的似斑狀角閃黑云二長花崗巖和花崗巖長巖，其侵位年齡為122.7～137.2Ma(魏俊浩等, 2003; 吳福元等, 2005; 楊鳳超等, 2018; 張朋等, 2019)。

本次研究的三股流花崗巖樣品采自兩個露開采石場，GPS坐標分別為40°06′08.76″N、124°15′30.80″E和40°06′30.15″N、124°11′41.74″E。樣品新鮮無蝕變。巖性主要有似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖、細粒黑云母花崗巖和穿切花崗巖巖體的閃長巖脈(圖2)。

似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖手標本為灰白色(圖3a)，主要礦物(圖3b～e)組成為斜長石(40%～60%)、鉀長石(30%～40%)、石英(20%～25%)、單斜輝石(3%)、角閃石(5%～7%)和黑云母(3%～5%)；副礦物有榍石、磷灰石、鋯石、磁鐵礦等，其中榍石含量較高，約1%。斜長石鏡下無色，呈半自形-自形板狀(圖3d, e)。斜長石環帶結構發育，聚片雙晶發育，局部可見晶體發生彎曲的現象。斜長石中可見少量黑云母和角閃石包裹體(圖3d)。斜長石發生弱的絹云母、高嶺土化，通常核部蝕變更為明顯。角閃石具有綠-黃綠色多色性，自形-半自形結構(圖3b, c)。角閃石有兩種產出狀態，一種為單獨晶體產出，此時核部常為單斜輝石，構成反應邊結構(圖3b)；另一種為角閃石集合體形式產出，晚期黑云母環繞角閃石集合體生長。單斜輝石以反應殘留體存在于角閃石中，與角閃石構成反應邊結構(圖3b)，在本次采集樣品中未見獨立的單斜輝石顆粒。黑云母主要為半自形-他形，生長于斜長石、角閃石粒間(圖3e)，或圍繞角閃石生長(圖3b)。偶見黑云母小顆粒被斜長石包裹(圖3d)。鉀長石斑晶為半自形-自形，1～3cm，含量10%～30%。鉀長石斑晶中常見斜長石、角閃石、黑云母等礦物包裹體。基質中的角閃石主要為半自形，發育簡單雙晶。鉀長石發生輕微高嶺土化。石英為他形粒狀，主要分布于斜長石、鉀長石、角閃石等礦物粒間(圖3e)。受應力作用，石英局部發生動態重結晶作用，部分石英發育波狀消光。榍石為自形-半自形(圖3c)，也可見他形榍石，偶見少量小顆粒榍石包裹于斜長石中；榍石主要以角閃石-黑云母-榍石呈礦物集合體共生，或以單獨顆粒分布于斜長石粒間。

圖3 三股流巖體巖相學特征

似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖中偶見巖石包體，有兩種類型，一種為圍巖捕虜體，捕虜體主要為細粒黑云母片巖，主要礦物組成為黑云母和斜長石，礦物具有明顯定向排列特征。另一種為鎂鐵質暗色包體(圖3a)，暗色包體為閃石質-石英閃長質成分，主要礦物組成為斜長石(40%～50%)、角閃石(30%～40%)，以及少量的黑云母(～3%)、鉀長石(5%～10%)和石英(<5%)。斜長石為半自形-自形，環帶結構不發育，發生輕微絹云母化。角閃石為半自形-自形。

細粒黑云母花崗巖整體呈小巖株侵位于似斑狀粗粒黑云母花崗巖中(圖3f)。細粒黑云母花崗巖手標本下為灰白色，主要礦物組成(圖3g)為斜長石(20%～30%)、鉀長石(50%～70%)、石英(25%～35%)和黑云母(～3%)；副礦物常見鋯石、磷灰石、磁鐵礦等。細粒黑云母花崗巖中含有少量斜長石斑晶(圖3g)，斜長石斑晶聚片雙晶發育，環帶結構發育，斜長石斑晶核部發生輕微-中等程度絹云母化。基質中的斜長石呈半自形-他形，鉀長石、石英和黑云母呈他形產出。細粒黑云母花崗巖石英顆粒中可見大量流體包裹體(圖3h)，表明細粒黑云母花崗巖可能形成于流體飽和的條件下。

閃長巖脈野外呈灰綠色(圖2i)，斑狀結構，塊狀構造。主要礦物(圖2j)組成為角閃石(20%～35%)和斜長石(60%～65%)，以及少量石英(<5%)。斑晶多為角閃石，半自形-自形，并呈現半定向排列。基質礦物主要為斜長石，發生較強的絹云母化。

3 分析方法

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

鋯石U-Pb同位素定年在合肥工業大學資源與環境工程學院礦床成因與勘查技術研究中心(OEDC)礦物微區分析實驗室利用LA-ICP-MS分析完成。激光剝蝕系統為Analyte HE 193-nm ArF，ICP-MS為Agilent 7900。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調節靈敏度。通過對ICP-MS系統進行優化，將分子氧化物(如232Th16O/232Th)的生成量保持在最低水平(通常<0.3%)，最大程度提高測試靈敏度(寧思遠等, 2017; 汪方躍等, 2017)。每個分析數據包括大約20s的空白信號和40s的樣品信號。激光束斑大小為30μm。數據處理采用軟件ICPMS DataCal(Liuetal., 2008)完成。U-Pb同位素定年中采用鋯石標準91500作外標進行同位素分餾校正。分析期間，用GJ-1和Plesovice鋯石作為檢測樣。對于與分析時間有關的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的變化采用線性內插的方式進行了校正。鋯石標準91500的U-Th-Pb同位素比值推薦值據Wiedenbecketal. (1995)。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖和平均年齡計算采用Isoplot(Ludwig, 2003)完成。

圖4 三股流巖體似斑粗粒角閃黑云花崗巖、細粒黑云母花崗巖和閃長巖脈鋯石CL圖像Fig.4 Cathodeluminescence images of zircons for porphyritic coarse-grained amphibole biotite granite, fine-grained biotite granite and diorite dyke from the Sanguliu pluton

3.2 全巖主量和微量元素分析

全巖主量和微量元素分析在廣州澳實礦物實驗室完成。全巖主量元素使用ME-XRF26d X螢光光譜儀分析測定，將0.7g巖石粉末混合LiBO2置于鉑坩堝中，在980℃條件下完全熔融，冷凝后形成玻璃熔片，最后在X射線熒光光譜儀上用外標法測定氧化物含量，分析誤差小于3%。微量元素分析采用四酸消解法電感耦合等離子質譜法(ME-MS61)測定，稀土元素分析采用熔融法電感耦合等離子質譜法(ME-MS81)測定，分析誤差好于10%。

3.3 全巖Sr-Nd同位素分析

全巖Sr、Nd同位素的測試分析在武漢上譜分析科技有限公司完成。同位素測試在Nepture Plus MC-ICPMS(Thermo Fisher Scientific)上完成。Sr同位素測試過程中，每10個樣品加測1個國際標樣NIST SRM 987，Nd同位素測試過程中加測國際標樣JNdi-1。2個SRM 987標樣測試值為0.710245±0.000010和0.710237±0.000012，與標準推薦值在誤差范圍一致(0.710241±0.000012, Thirlwall, 1991)。另外，USGS標準樣品BCR-2(玄武巖)和RGM-2(流紋巖)的測試值分別為0.705015±0.000006和0.704147±0.000009，與推薦值一致(Lietal., 2012)。Nd同位素標樣JNdi-1的143Nd/144Nd測試值為0.512118±0.000009和0.512119±0.000009，與推薦值一致(0.512115±0.000007, Tanakaetal., 2000)。USGS標準樣品BCR-2和RGM-2的測試值分別為0.512636和0.512801，與推薦值一致(Lietal., 2012)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡

分別對三股流巖體似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖(SGL-4)、細粒黑云母花崗巖(SGL-27)和閃長巖脈(SGL-1)進行了鋯石U-Pb定年，鋯石U-Pb定年結果見表1，鋯石CL圖像和U-Pb年齡諧和圖見圖4和圖5。

似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖(SGL-4)鋯石為長柱狀、板片狀，晶形完好，環帶發育(圖4)。鋯石的U含量為45×10-6～394×10-6，Th/U比為0.66～1.8，20個測點的206Pb/238U平均年齡為125.1±1.2Ma(MSWD=1.18)。細粒黑云母花崗巖(SGL-27)鋯石長柱狀、板片狀，晶形完好，環帶發育(圖4)。鋯石的U含量為51×10-6～1260×10-6，Th/U比為0.37～1.48，22個測點的206Pb/238U平均年齡為128.7±2.2Ma(MSWD=6.8)。

表1 三股流巖體鋯石U-Pb同位素數據

續表1

圖6 三股流巖體Harker圖解Fig.6 Harker diagrams for the Sanguliu pluton

表2 三股流巖體主量(wt%)和微量(×10-6)元素數據

續表2

圖7 三股流巖體微量元素-SiO2圖解Fig.7 Plots of selected trace elements against silica contents for the Sanguliu pluton

閃長巖脈(SGL-1)鋯石多為渾圓狀，少數為長柱狀，發育核-邊結構(圖4)。鋯石的U含量為95×10-6～993×10-6，Th/U比為0.03～1.44。鋯石年齡分布范圍廣(122～2186Ma)，主要由三組年齡組成。其中最年輕的一組鋯石發育明顯的震蕩環帶(圖4)，指示其為巖漿成因。該年齡代表了閃長巖脈的結晶年齡(7個測點的206Pb/238U平均年齡為125.1±2.4Ma，MSWD=1.8)。1241～2186Ma年齡可能代表了源區巖石的殘留鋯石，代表源區基底巖石的年齡。該組鋯石以殘留核的形式或呈單獨渾圓狀顆粒形式存在，鋯石CL圖像顯示為弱分帶或無分帶結構(圖4)。158～173Ma的年齡與遼東地區發育的侏羅紀花崗質巖石年齡一致，可能是閃長巖脈侵位過程中捕獲圍巖的鋯石。

3個樣品的結晶年齡在誤差范圍內是一致，為白堊紀同一期構造熱事件的產物。

4.2 全巖主量和微量元素

三股流巖體主量和微量元素數據見表2。似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖具有相對較低的SiO2含量(69.38%～71.90%)，高的CaO(2.29%～3.11%)、MgO(0.91%～1.38%)、Fe2O3T(2.03%～2.66%)、TiO2(0.30%～0.42%)含量(圖6)，具有低Rb(136×10-6～175×10-6)、高Sr(324×10-6～408×10-6)、高Ba(835×10-6～1070×10-6)特征(圖7)。在稀土元素配分模式圖中，為右傾式，輕、重稀土分異明顯，具有弱的Eu負異常(圖8)。

相比于似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖，細粒黑云母花崗巖具有高SiO2(75.67%～77.20%)，低CaO(0.66%～1.02%)、MgO(0.09%～0.20%)、Fe2O3T(0.67%～0.92%)、TiO2(0.04%～0.08%)含量(圖6)，具有高Rb、低Sr、低Ba特征(圖7)。在稀土元素配分模式圖中，明顯虧損中稀土，具有較強的Eu負異常(圖8)，稀土總含量較低(43.8×10-6～61.3×10-6)。

閃長巖脈的SiO2含量為64.20%～64.32%，富Fe2O3T、MgO(圖6)。具有極高的Sr(941×10-6～966×10-6)、Ba(992×10-6～1020×10-6)含量(圖7)。在稀土元素配分模式圖中，為右傾式，輕、重稀土分異明顯，無明顯Eu異常(圖8)。

圖8 三股流巖體球粒隕石標準化稀土元素分布模式(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE distribution patterns for the Sanguliu pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖9 三股流巖體ISr-εNd(t)圖解 數據來源：巖石圈地幔數據引自Yang et al. (2004a)；膠東基性巖脈(133～120Ma)據Yang et al. (2004b)；方城玄武巖據Zhang et al. (2002)；遼東小嶺玄武巖(110Ma)據Pang et al. (2015)；遼河群變玄武巖據Sun et al. (1993)、Li and Chen (2014)；遼河群變安山巖、變沉積巖據Li et al. (2019)；古元古代條痕狀花崗巖據楊明春等(2015)、李超等(2017a)；古元古代變輝長巖據李超等(2017b)Fig.9 ISr vs. εNd(t) plot of the Sanguliu pluton Data sources: the lithospheric mantle from Yang et al. (2004a); mafic rocks of Jiaodong are from Yang et al. (2004b); basalts of Fangcheng from Zhang et al. (2002); Xiaoling basalts of Liaodong from Pang et al. (2015); meta-basalts of the Liaohe Group from Sun et al. (1993) and Li and Chen (2014); meta-andesite-dacite-rhyolite and meta-sedimentary rocks from Li et al. (2019); the Paleoproterozoic meta-mafic rocks and granites from Li et al. (2017a, b) and Yang et al. (2015)

4.3 全巖Sr、Nd同位素組成

三股流巖體全巖Sr、Nd同位素數據見表3。三股流似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖和細粒黑云母花崗巖具有相似的Sr、Nd同位素組成(圖9)，87Sr/86Sr初始值分別為0.715357～0.715394和0.714726～0.715775，εNd(t)值分別為-18.7～-18.5和-18.9～-18.8。閃長巖脈則具有相對低的87Sr/86Sr初始值(0.708723)值和相對高的εNd(t)值(-14.1)。

5 討論

5.1 粗粒角閃黑云花崗巖成因

5.1.1 巖漿的T-fO2-H2O條件首先，三股流角閃黑云花崗巖中榍石呈自形-半自形產出(圖3c)，已有研究表明榍石出現指示巖漿具有較高的氧逸度(>NNO+2, Lipman, 1971; Wones, 1989)。雖然Huangetal. (2019)對騎田嶺角閃黑云花崗巖的相平衡實驗研究表明榍石也可以在較低的氧逸度條件下結晶(NNO-1.3)，但在該實驗中榍石為接近固相線礦物，這似乎與三股流巖體中榍石多以自形-半自形產出(圖3c；代表非最晚期結晶)不相符。因此我們認為角閃黑云花崗巖具有較高的氧逸度。

其次，角閃石呈自形-半自形產出(圖3b, c)，局部可見被自形-半自形斜長石包裹的現象(圖3d)，表明角閃石為巖漿早期結晶的產物。角閃石的早期結晶指示巖漿初始H2O含量≥4%(Naney, 1983; Dall’agnoletal., 1999; Huangetal., 2019)。另外，根據巖相學觀察，單斜輝石是最早結晶的礦物，而后為角閃石(角閃石呈單斜輝石的反應邊；圖3b)；斜長石中可見少量的角閃石包裹體(圖3d)，指示斜長石與角閃石近同時或略晚于角閃石；黑云母圍繞角閃石生長(圖3b)，以及多出現于斜長石粒間(圖3b, e)，指示黑云母為晚期結晶礦物，可能與石英、鉀長石近同時形成。Dall’agnoletal. (1999)對準鋁質角閃黑云二長花崗巖進行了相平衡實驗，該實驗的初始成分與三股流角閃黑云花崗巖具有相似的地球化學成分(表2)，因而我們認為該實驗相平衡結果很大程度上適用于三股流巖體。我們觀察到的礦物組合以及礦物結晶順序進一步指示巖漿的初始H2O含量≥6%(P=300MPa,fO2=NNO+2.5; Dall’agnoletal., 1999)。

再次，根據Dall’agnoletal. (1999)的相平衡實驗結果，單斜輝石的早期結晶同時表明(圖3b)，巖漿的溫度在850℃以上。計算的全巖Zr飽和溫度(815～880℃; 表2; Watson and Harrison, 1983)也支持角閃黑云花崗巖形成于較高的溫度。綜上，我們認為三股流角閃黑云花崗巖形成于富水(H2O>6%)、相對高溫(>850℃)、高氧逸度(fO2>NNO+2)的巖漿。

圖10 三股流巖體(10000×Ga/Al)-(Na2O+K2O)/CaO判別圖解(據Whalen et al., 1987) A、I、S、M分別代表A型、I型、S型、M型花崗巖Fig.10 10000×Ga/Al vs. (Na2O+K2O)/CaO discrimination diagram (after Whalen et al., 1987) A, I, S and M denote A-type, I-type, S-type and M-type granite, respectively

5.1.2 源區特征

三股流角閃黑云花崗巖具有準鋁質特征(ACNK=0.95～0.99)，低的Ga/Al比值、(K2O+Na2O)/CaO比值(圖10)和FeO/MgO比值(1.73～2.03)，且含有大量自形角閃石和榍石(圖3b, c)，這些特征表明角閃黑云花崗巖屬于典型的鈣堿性I花崗巖。熔體高的初始H2O含量指示與源區大量富水礦物(如角閃石、黑云母)的脫水部分熔融有關。因此其源巖可能為富角閃石的斜長角閃巖或富黑云母的黑云母片麻巖。實驗巖石學表明中酸性的鈣堿性巖漿可以源于變玄武質巖石(斜長角閃巖)的部分熔融(Rushmer, 1991; Rapp and Watson, 1995)，斜長角閃巖發生的部分熔融反應為角閃石+斜長石+石英→單斜輝石+斜方輝石+磁鐵礦+熔體，產生富Na2O的花崗閃長質-英云閃長質成分的巖漿(K2O/Na2O<1)。這與三股流角閃黑云花崗巖的富K2O特征(K2O=3.95%～4.79%; K2O/Na2O=1.16～1.46)不相符。而部分熔融過程中熔體的K2O/Na2O比值受控于源巖的K2O/Na2O比值，中-高鉀的玄武巖部分熔融可形成K2O/Na2O>1的高鉀鈣堿性花崗質巖漿(Sissonetal., 2005)。除了變基性巖(斜長角閃巖)的部分熔融，Clemensetal. (2011)和Castro (2013)則強調鈣堿性I型花崗巖來源于中性巖石的部分熔融。黑云母的脫水熔融可以形成富鉀熔體，在850～900℃條件下，黑云母脫水熔融可以產生與角閃黑云花崗巖相似的熔體(高SiO2、富K2O、低TiO2、FeO、MgO等)(Gardienetal., 2000)。我們認為三股流角閃黑云花崗巖可能來自于相對富鉀的斜長角閃巖(變基性巖)和/或富鉀的變中性巖的部分熔融。

膠-遼-吉帶中古元古代遼河群和古元古代條痕狀花崗巖是出露最廣泛的前寒武基底巖石。遼河群由變玄武巖(斜長角閃巖)、變安山巖-英安巖(黑云斜長/二長片麻巖、石英斜長角閃巖)、變沉積巖(黑云二長片麻巖、白云母片巖等)組成。Nd同位素數據表明(圖9)，遼東地區出露的遼河群變玄武巖(-9.4～-2.6; Sunetal., 1993; Li and Chen, 2014)具有明顯高于三股流巖體的εNd(t)值(-18.7～-18.5)，暗示遼河群變玄武巖可能不是主要的源區巖石。注意到在膠遼吉帶同時出露有侵位于遼河群的古元古代變質基性巖(斜長角閃巖; 李超等, 2017b)，其Sr-Nd同位素(圖9)組成與三股流巖體基本一致，暗示古元古代變質基性巖是可能的源區巖石。并且，該變質基性巖被認為是來源于太古代富集地幔的部分熔融，具有相對富K2O(0.64%～0.68%)的特征(李超等, 2017b)。其K2O/Na2O比值(0.24～0.27)接近于Sissonetal. (2005)實驗中的中鉀玄武巖成分(0.24)，高于大部分前人部分熔融實驗中的玄武巖值(0.02～0.19; Beard and Lofgren, 1991; Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995; Skjerlie and Patio Douce, 2002)。因此，古元古代變質基性巖發生部分熔融可以形成類似三股流的高鉀鈣堿性熔體。另外，出露的古元古代變質基性巖具有高的Ba(200×10-6～227×10-6)、Sr(265×10-6～332×10-6)含量(來源于富集地幔)，這也恰好解釋了三股流角閃黑云花崗巖的高Ba(835×10-6～1070×10-6)、Sr(324×10-6～408×10-6)特征。另外，遼河群變中性巖(石英斜長角閃巖、黑云斜長片麻巖)與三股流巖體具有相似的Nd同位素組成(圖9)，且具有富K特征(K2O/Na2O=0.27～8.85; Lietal., 2019)。因此，我們認為遼河群變玄武巖并非角閃黑云花崗巖的源巖，侵位于遼河群的古元古代變質基性巖和遼河群變中性巖是可能的源區巖石組成。

5.1.3 微量元素模擬計算

為驗證古元古代變基性巖和遼河群變中性巖部分熔融是否可以形成三股流角閃黑云花崗巖，我們進行了基于批式熔融模型的微量元素模擬計算。變基性巖成分、變中性巖成分和各礦物的分配系數分別引自李超等(2017b)、Lietal. (2019)和Rollinson (1993)。我們分別對變基性巖和變中性巖進行了低壓(5kbar)和高壓(10kbar)部分熔融模擬計算，殘留礦物相組合根據Palinetal. (2016)對基性巖和中性巖的部分熔融相平衡模擬確定。如上所述，巖相學表明角閃黑云花崗巖巖漿的形成溫度在850℃以上。根據Palinetal. (2016)的研究，當溫度達到850℃時，變基性巖在低壓下(5kbar)可產生約20%的熔體，殘留礦物相為30%斜長石+45%角閃石+5%斜方輝石+20%單斜輝石，變基性巖在高壓下(10kbar)可產生約20%的熔體，殘留礦物相為16%斜長石+59%角閃石+18%單斜輝石+7%石英；變中性巖在低壓下(5kbar)可產生約30%的熔體，殘留礦物相為60%斜長石+5%斜方輝石+35%單斜輝石，變中性巖在高壓下(10kbar)可產生約20%的熔體，殘留礦物相為32%斜長石+33%角閃石+8%鉀長石+18%石英+9%石榴石。

圖11 三股流角閃黑云花崗巖基于批式熔融模型的稀土元素模擬 (a)低壓部分熔融過程(5kar);(b)高壓部分熔融過程(10kbar).源區殘留礦物相組合參考Palin et al. (2016)的相平衡模擬. 初始成分為古元古代變基性巖(李超等, 2017b)和遼河群變中性巖(Li et al., 2019)，分別模擬經過10%～30%部分熔融后熔體的成分. 混合熔體為變基性巖和變中性巖熔體以60%:40%比例混合后的成分. 礦物分配系數引自Klein et al. (1997)、Padilla and Gualda (2016)和Rollinson (1993). 球粒隕石數據引自Sun and McDonough (1989)Fig.11 REE modelling based on batch melting model for the Sanguliu amphibole biotite granite (a) partial melting modelling in low pressure (5kbar), (b) partial meting modelling in high pressure (10kbar). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). The initial compositions are the Paleo-Proterozoic meta-mafic rocks (Li et al., 2017b) and the meta-andesite of the Liaohe Group (Li et al., 2019). The mixed melt line represents 60% partial melt of the meta-mafic rocks mix with 40% partial melt of the meta-andesite. Kd values of minerals are from Klein et al. (1997), Padilla and Gualda (2016) and Rollinson (1993). Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

圖12 三股流角閃黑云花崗巖基于批式熔融模型的微量元素元素模擬 分別模擬在低壓熔融條件下(5kbar)，初始成分為古元古代變基性巖(李超等, 2017b)、遼河群變中性巖(Li et al., 2019)、遼河群變英安巖-流紋巖(Li et al., 2019)和古元古代條痕狀花崗巖(李超等, 2017a)時，熔體的Rb、Sr、Ba含量變化. 源區殘留礦物相組合參考Palin et al. (2016) 的相平衡模擬. 混合熔體為變基性巖和變中性巖熔體以60%:40%比例混合后的成分. 分配系數引自Rollinson (1993)Fig.12 Trace-element modelling under the low pressure (5kbar) based on batch melting model for the Sanguliu amphibole biotite granite The initial compositions are the Paleo-Proterozoic meta-mafic rocks (Li et al., 2017a), the meta-andesite of the Liaohe Group (Li et al., 2019), the meta-dacite-rhyolite of the Liaohe Group (Li et al., 2019) and the Paleo-Preoterozoic granitic gneiss (Li et al., 2017b). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). The mixed melt line represents 60% partial melt of the meta-mafic rocks mix with 40% partial melt of the meta-andesite. Kd of minerals are from Rollinson (1993)

圖13 三股流細粒黑云花崗巖基于批式熔融模型的稀土元素模擬 分別模擬在低壓熔融條件下(5kbar)，初始成分為遼河群變英安巖-流紋巖(Li et al., 2019)和古元古代條痕狀花崗巖(李超等, 2017a)時，熔體的REE含量變化. 源區殘留礦物相組合參考Palin et al. (2016)的相平衡模擬. 礦物分配系數引自Klein et al. (1997)、Padilla et al. (2016) 和Rollinson (1993). Ttn-榍石；Aln-褐簾石. 球粒隕石數據引自Sun and McDonough (1989)Fig.13 REE modelling under the low pressure (5kbar) based on batch melting model for the Sanguliu biotite granite The initial compositions are the meta-dacite-rhyolite of the Liaohe Group (Li et al., 2019) and the Paleo-Preoterozoic granitic gneiss (Li et al., 2017a). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). Kd of minerals are from Klein et al. (1997), Padilla et al. (2016) and Rollinson (1993). Ttn-titanite; Aln-allanite. Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

計算結果表明(圖11)，當源區巖石為單一的變基性巖或變安山巖時，無論是低壓熔融還是高壓熔融，產生的熔體的稀土元素配分模式均與三股流角閃黑云花崗巖有較大差別。在高壓下(圖11b)，變基性巖由于有大量角閃石的殘留，產生的熔體具有明顯虧損中、重稀土的特征；而變安山巖由于有石榴石的出現，產生極度虧損重稀土的熔體。在低壓下(圖11a)，變基性巖產生的熔體的稀土含量整體低于角閃黑云花崗巖，而變安山巖產生的熔體的稀土含量則明顯高于角閃黑云花崗巖，尤其是重稀土含量(圖11b)。考慮到源區巖石可能為兩種巖石的混合，在低壓條件下，60%變基性巖熔體與40%變安山巖熔體混合后的熔體整體具有與角閃黑云花崗巖相似的稀土配分模式(圖11a)。輕稀土部分的偏差可能是由于實際熔融過程中源區殘留礦物相的比例或源巖成份與模擬有所差別造成的。類似的，Rb、Sr、Ba的模擬(圖12)同樣表明，在低壓條件下，變基性巖和變安山巖部分熔融產生的熔體在60%:40%比例的混合下得到與角閃黑云花崗巖相似的成分。同樣在850℃條件下，變基性巖與變安山巖產生熔體的量不同(分別為大約20%和30%的熔體)，因而源區變基性巖和變安山巖的質量比接近于2:1。

綜上，我們認為三股流角閃黑云花崗巖是由古元古代變基性巖和遼河群變安山巖(以大約2:1的比例)在相對低壓、至少850℃的條件下發生約20%～30%的部分熔融形成的。

5.2 細粒黑云母花崗巖巖石成因

5.2.1 源區低程度部分熔融

若細粒黑云花崗巖直接來源于基底巖石的部分熔融，首先，我們認為其源區不太可能是變沉積巖的部分熔融，因為三股流細粒黑云母花崗巖具有準鋁質特征(ACNK=1.01～1.03)，而變沉積巖的部分熔融則多形成強過鋁質熔體(Carrington and Harley, 1995; Spiceretal., 2004)，并且區域上廣泛出露的遼河群變沉積巖的Nd同位素組成明顯低于細粒黑云母花崗巖(圖9)。其次，細粒黑云母花崗巖具有A型花崗巖的地球化學特征，如富Si、富堿，貧Fe、Mg、Ca，以及高Ga/Al比值等特征(圖10)。與Patio Douce (1997)對鈣堿性花崗巖在低壓下(4kbar)進行部分熔融實驗得到的熔體成分相似，指示細粒黑云花崗巖可能來源于變質中酸性巖石的部分熔融。遼東地區廣泛出露的變中酸性巖石有遼河群的變英安巖-流紋巖和古元古代條痕狀花崗巖。同時，二者與細粒黑云母花崗巖也具有相似的Nd同位素(圖9)，指示他們可能代表三股流細粒黑云母花崗巖的源巖。

我們分別對遼河群變英安巖-流紋巖和古元古代條痕狀花崗巖進行了基于批式部分熔融的微量元素模擬計算。根據Palinetal. (2016)的研究，當溫度達到850℃時，殘留礦物相為60%斜長石+5%斜方輝石+35%單斜輝石。三股流細粒黑云母花崗巖一個非常重要的特征是虧損中稀土(圖7)。稀土元素模擬結果表明(圖13)，只有當源區殘留榍石和褐簾石時，變英安巖-流紋巖(源區殘留1%榍石、0.3%褐簾石)和古元古代條痕狀花崗巖(源區殘留0.3%榍石、0.15%褐簾石)產生的熔體才具有與三股流黑云母花崗巖相似的稀土配分模式。遼河群變英安巖-流紋巖和古元古代條痕狀花崗巖確實含有少量的榍石和褐簾石(Lietal., 2019; 李超等, 2017a)。然而，在變質作用過程中，榍石是低溫穩定礦物(Frostetal., 2001)，一般穩定存在于高角閃巖相以下的變質條件(Lucassen and Becchio, 2003)。Liuetal. (1996)的實驗研究也表明玄武質巖石中的榍石在高P-T條件下不穩定。相平衡模擬則表明，變基性巖、變中性發生變質-部分熔融過程中，榍石在超過850℃時完全分解(Palinetal., 2016)。榍石也見于麻粒巖相變質巖中，但是麻粒巖相變質巖中的榍石多被認為形成于退變質階段(Baldwinetal., 2003; Gaoetal., 2012; Yuetal., 2019)。Marsh and Kelly (2017)對變玄武巖的相平衡模擬表明，榍石只有在高CaO含量(17mol%)、高壓(>1.0GPa)的條件下，可以穩定至850℃以上；對于相對低CaO(15mol%)的變玄武巖，榍石只穩定存在于750℃以下。然而變英安巖-流紋巖和條痕狀花崗巖均具有低的CaO含量(李超等, 2017a; Lietal., 2019)，并且細粒黑云母花崗巖相對富集重稀土的特征(圖8)也表明部分熔融過程只能發生在相對低壓的條件下(無石榴石殘留)。因此，我們認為在部分熔融過程中，榍石很難成為殘留礦物相。另一方面，榍石在變英安巖-流紋巖和條痕狀花崗巖中含量很低(均以副礦物形式存在)，即使在達到麻粒巖相變質后榍石可能有少量殘留，其含量似乎也難以達到模擬的榍石殘留量(0.3%～1%；圖13)。另外，三股流細粒黑云花崗巖具有極低的Sr、Ba含量，而遼河群變英安巖-流紋巖和古元古代條痕狀花崗巖均具有較高的Sr、Ba含量，他們的部分熔融均不能形成低Sr、Ba熔體(圖12)。綜上，源區的部分熔融不能解釋細粒黑云母花崗巖虧損中稀土和極度虧損Sr、Ba的特征。我們認為細粒黑云母花崗巖可能并非直接來源于中下地殼的部分熔融。

圖14 三股流花崗巖基于瑞利分離結晶的微量元素模擬 由于Rb、Sr、Ba主要受控于主要礦物，此處分離相不考慮副礦物的影響，假設三種分離礦物相組合：(FC1)55%鉀長石+20%斜長石+10%角閃石+5%黑云母+10%石英;(FC2)35%鉀長石+40%斜長石+10%角閃石+5%黑云母+10%石英;(FC3)20%鉀長石+55%斜長石+10%角閃石+5%黑云母+10%石英. 假設演化程度最低的樣品為初始熔體(SGL-10，SiO2=69.38%). 分離結晶演化趨勢線以10%為間隔. 各礦物的Rb、Sr、Ba分配系數引自Rollinson (1993)Fig.14 Trace element modelling based on Rayleigh fractional crystallization for the Sanguliu granites Three possible fractionated assemblages are considered: (FC1) 55% Kfs+20% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz; (FC2) 35% Kfs+40% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz; (FC3) 20% Kfs+55% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz. The least evolved sample (SGL-10, SiO2=69.38%) is assumed to be the initial melt. Tick marks in fractionation trends indicate percentage of mineral assemblage removed by 10 intervals. Distribution coefficients of Sr, Ba and Pb are from Rollinson (1993)

圖15 三股流花崗巖基于瑞利分離結晶的稀土元素模擬 分離礦物相為55%鉀長石+20%斜長石+10%角閃石+5%黑云母+10%石英+0.15%榍石+0.1%磷灰石+0.1%褐簾石+0.05%鋯石. 紅色和藍色實線為分離相中含0.15%榍石的模擬曲線；紅色和藍色虛線為不含榍石的模擬曲線，其他分離礦物相比例不變. 角閃石分配系數引自Klein et al. (1997)，榍石、磷灰石、鋯石分配系數引自Padilla et al. (2016)，褐簾石和石英分配系數引自Rollinson (1993). 球粒隕石數據引自Sun and McDonough (1989)Fig.15 REE modelling based on Rayleigh fractional crystallization for the Sanguliu granites The fractionated assemblages are assumed as 55% Kfs+20% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz+0.15% Ttn+0.1% Ap+0.1% Aln+0.05% Zrn. Red and blue solid lines are modelling curves with 0.15% titanite in the fractionated assemblages. Red and blue dashed lines are modelling curves without titanite in the fractionated assemblages. Distribution coefficients (Kd) of Hbl are from Klein et al. (1997); Kd of Ttn, Ap and Zrn are from Padilla et al. (2016); Kd of Aln and Qtz are from Rollinson (1993). Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

圖16 三股流巖體Y-Sr/Y圖解(據Drummond and Defant, 1990修改)Fig.16 Y vs. Sr/Y diagram for the Sanguliu pluton (modified after Drummond and Defant, 1990)

5.2.2 分離結晶作用

似斑狀粗粒角閃黑云花崗巖與細粒黑云母花崗的形成年齡在誤差范圍內一致(分別為128.7±2.2Ma 和125.1±1.2Ma，圖5)。且二者具有相似的Sr(ISr=0.714726～0.715775)、Nd同位素(εNd(t)=-18.9～-18.6)組成(圖9)，指示二者很有可能是同一巖漿房演化的產物。相對于粗粒角閃黑云花崗巖，細粒黑云母花崗巖更加富Si、Rb，貧Fe、Mg、Ca、Sr、Ba等元素(圖6、圖7)，指示分離結晶在巖漿演過程中起著重要作用。Fe、Mg、Ti含量的降低指示暗色礦物，如單斜輝石、角閃石、黑云母，以及少量鐵鈦氧化物的分離結晶。巖相學觀察同樣表明角閃石和黑云母是主要的分離礦物相：粗粒角閃黑云花崗巖的暗色礦物含量高，且含有較多的角閃石；而細粒黑云母花崗巖整體暗色礦物含量降低，且無角閃石的出現。細粒黑云母花崗巖極低的Sr、Ba含量則與斜長石和鉀長石的分離有關，這與粗粒角閃黑云花崗巖富含鉀長石和斜長石斑晶一致。

為驗證分離結晶作用是否可以解釋三股流巖體的地球化學特征，我們使用Rb、Sr、Ba對三股流巖體進行模擬計算。選擇演化程度最低的樣品(SGL-10，SiO2=69.38%)作為初始熔體，根據巖相學觀察，我們認為分離的礦物相可能為鉀長石、斜長石、角閃石、黑云母和石英。如圖14所示，當分離礦物相以鉀長石為主時(55%鉀長石+20%斜長石+10%角閃石+5%黑云母+10%石英)，初始熔體經過50%～70%的分離結晶作用，殘余熔體的Rb、Sr、Ba含量與細粒黑云母花崗巖相一致。因為副礦物(如榍石、磷灰石、鋯石等)對熔體的稀土元素起著決定性支配作用，因此在進行稀土元素模擬計算時，除了上述主要礦物，同時考慮鋯石、磷灰石、榍石、褐簾石的分離對殘余熔體的影響。模擬結果表明(圖15)，當殘余相有0.15%榍石、0.1%磷灰石、0.1%褐簾石和0.05%鋯石殘留時，初始熔體經過約60%～70%的分離結晶，殘余熔體與細粒黑云母花崗巖稀土元素成分具有較好的一致性。值得注意的是，在稀土元素配分模式圖中，細粒黑云母花崗巖具有明顯虧損中稀土的U型分布特征(圖8)。相對于輕稀土和重稀土，角閃石和榍石對中稀土元素具有更高的分配系數(Prowatke and Klemme, 2005)，因此可以使殘余熔體虧損中稀土。雖然在巖體中含量很低，但由于榍石對于稀土元素具有很高的分配系數，榍石在控制巖漿體系稀土元素含量起著更為重要的作用。例如Gromet and Silver (1983)發現盡管榍石含量只有0.65%，但包含了南加利福尼亞花崗閃長巖體中90%的中稀土和重稀土。我們的模擬結果也表明(圖15)，當分離礦物相中無榍石時，殘余熔體呈現無中稀土虧損的平坦式分布。只有分離相中含有少量榍石時(0.15%)，殘余熔體才表現為中稀土虧損特征。這與巖相學觀察現象一致，粗粒角閃黑云花崗巖中普遍出現自形-半自形的榍石(圖3b)。類似地，Glazneretal. (2008)通過研究認為具有中稀土虧損特征的細晶巖熔體是從含榍石的花崗閃長巖中抽離出來的。

由于花崗質巖漿粘度大、結晶的礦物與巖漿的密度相似(Clemens and Petford, 1999)，部分學者認為花崗質巖漿不能發生大規模分離結晶作用(張旗, 2012)。然而近些年來，不同學者通過巖相學(Weinberg, 2006; Fiedrichetal., 2017)、地球化學模擬計算(Gelmanetal., 2014; Putirkaetal., 2014)、粘度模型(Bachmann and Bergantz, 2004)，均表明中酸性巖漿可以發生有效的分離結晶作用。對于花崗質巖漿，晶體-熔體的分離很有可能是粒間高硅熔體從富晶體的巖漿房中抽離的方式(晶粥模型, Bachmann and Bergantz, 2004)。Rb、Sr、Ba和REE模擬結果均表明細粒黑云母花崗巖為粗粒角閃黑云花崗巖經過大約50%～70%的分離結晶后形成的。而巖漿房中晶體結晶比例為50%～70%時，最有利于粒間演化熔體從巖漿房中抽離(Bachmann and Bergantz, 2004; Deering and Bachmann, 2010)。

根據相平衡實驗，花崗巖中礦物結晶順序與巖漿中H2O含量直接相關(Naney, 1983; Scailletetal., 2016)。例如Maale and Wyllie (1975)根據花崗巖中礦物的結晶順序(黑云母為最晚期結晶礦物)確定Bohus巖體為貧水花崗巖體(H2O<1.2%)。雖然三股流細粒黑云母花崗巖中含水礦物少，且黑云母多為他形，但是這些特征并不能說明細粒黑云母花崗巖為貧水巖漿。這是由于細粒黑云花崗巖為近低共熔點組分，且發生巖漿的快速的冷凝(細粒結構)，各礦物近于同時結晶，因此很難判斷各礦物的結晶順序。相反，我們認為細粒黑云母花崗巖形成水飽和的條件。三股流角閃黑云母花崗巖初始熔體為富H2O熔體(H2O>6%)，因此隨著早期單斜輝石、角閃石、斜長石等礦物的結晶，粒間高硅熔體(黑云母花崗巖)達到水飽和條件(Waters and Lange, 2017)。巖相學觀察發現細粒黑云母花崗巖石英顆粒中發育大量的流體包裹體(圖3h)，也支持細粒黑云母花崗巖形成于水飽和條件的推論。在水飽和的條件下，黑云母花崗巖熔體的液相線和固相線溫差很小(<50℃)，超過50%的熔體結晶將發生在10～20℃的范圍內(Whitney, 1988)，巖漿運移過程中，由于快速冷卻而形成細粒結構。類似地，Water and Lange (2017)的研究認為，粒間高硅熔體發生水飽和是其形成細粒高硅花崗巖(細晶巖)，而非聚集進而噴出地表形成流紋巖的關鍵。

綜上所述，雖然細粒黑云母花崗巖具有類似A型花崗巖的地球化學特征(富堿、高Ga/Al比值，高Zr+Ce+Nb+Y含量等)，但我們認為細粒黑云母花崗巖并非來源于貧水鈣堿性花崗質巖石的部分熔融(Patio Douce, 1997)，而是鈣堿性角閃黑云花崗巖巖漿演化的結果。

5.3 閃長巖脈巖石成因

穿切三股流花崗巖體的閃長巖脈具有高Mg#(0.51～0.52)，高Ni、Cr含量；高Sr、Ba，貧重稀土和Y，具有高Sr/Y比值(83.3～85.5)(圖16)，為具有埃達克質特征的高鎂閃長巖。關于埃達克質高鎂閃長巖的成因模式有包括：加厚下地殼中含石榴石的變玄武巖部分熔融(Atherton and Petford, 1993)；玄武質巖漿在高壓下分離結晶(Castilloetal., 2006)；俯沖板塊熔體與上覆地幔楔的相互作用(Defantetal., 1991; Martinetal., 2005)；拆沉下地殼部分熔融產生的熔體，并與地幔橄欖巖相互作用(Kay and Kay, 1993; Xuetal., 2002)；殼源巖和幔源巖漿的混合作用(Chenetal., 2013)。

一系列的證據表明遼東半島在約120Ma的早白堊世處于伸展構造。遼東半島(千山、四平街)以及周圍地區大量A型花崗巖都形成于120～130Ma(郭春麗等, 2004; Yangetal., 2006a)。早白堊世變質核雜巖的出現也表明其形成于拉張環境(Yangetal., 2006b; Linetal., 2011; Liuetal., 2013)，并且在早白堊紀已經發生大規模減薄(Wuetal., 2019)。因此，三股流埃達克質閃長巖脈不太可能形成于加厚下地殼的部分熔融。

三股流閃長巖脈具有明顯高于遼東前寒武基底的Nd同位素組成，與同時期膠東基性巖脈(Yangetal., 2004b)和方城玄武巖(Zhangetal., 2002)具有相似的Sr、Nd同位素組成，與遼東小嶺小玄武巖(Pangetal., 2015)具有相似的Nd同位素組成(圖9)。這些早白堊世基性巖石均被認為起源于富集的巖石圈地幔，表明閃長巖脈同樣可能起源于巖石圈地幔的部分熔融。

華北克拉中生代巖石圈幔也具有明顯的不均一性。Yangetal. (2004b)認為膠東基性巖脈的同位素特征可以由富集的含角閃石-金云母輝石巖脈和相對虧損的地幔橄欖巖部分熔融形成。雖然與膠東基性巖脈具有相似的Sr、Nd同位素組成，Zhangetal. (2002)則認為方城玄武巖不能由典型地幔組分混合解釋，而是形成于來源于老的巖石圈地幔的玄武質熔體與殼源熔體相互作用后形成，Sr-Nd-Pb同位素表明可能需要20%～50%的殼源熔體加入。類似地，遼東小嶺玄武巖也被認為具有不同程度地殼物質的混染(Pangetal., 2015)。因此似乎華北克拉通早白堊世的富集巖漿石圈地幔應該具有比這些基性巖漿更加虧損的同位素的特征。Yangetal. (2004a)認為古道嶺I型花崗巖中閃長質包體來于富集巖石圈地幔的部分熔融，并且未受明顯地殼物質混入。因此其同位素組成被認為代表富集巖石圈地幔的特征。三股流閃長巖脈的Sr、Nd同位素組成位于富集巖石圈地幔與基底巖石之間，指示明顯地殼物質的加入。另外，三股流閃長巖脈與遼東早白堊世千山A型花崗巖中的鎂鐵質暗色包體(MME)具有相似的同位素組成(圖9)。一系列證據表明，千山A型花崗巖的MME是殼幔巖漿混合成因(Yangetal., 2006a)。綜上，與千山MME類似，我們認為三股流閃長巖脈很有可能同樣來源于富集巖石圈地幔的玄武質巖漿與殼源花崗巖質巖漿發生混合作用的結果。

三股流閃長巖的高Mg、高Sr和高Sr/Y比值，以及高Ni、Cr含量，這些地球化學特征可以合理地用殼幔巖漿混合模式進行解釋。大離子親石元素(如Sr)來自于富集地幔部分熔融形成的玄武質巖漿(Sr可達1600×10-6，Chenetal., 2013)。同時，富集地幔部分熔融形成的玄武質熔體也很有可能具有富水特征(Groveetal., 2002)，這也解釋了閃長巖脈中大量出現的自形角閃石。高Ni、Cr含量同樣可能來自于玄武質巖漿(Chenetal., 2013)。

5.4 成因模式

遼東半島廣泛發育中生巖漿巖，成巖時代主要集中在～210Ma、～160Ma和～125Ma(吳福元等, 2005; Yangetal., 2012)，并以早白堊世巖侵入巖分布最廣。由于太平洋板塊的俯沖，中國東部在早白堊處于伸展構造背景。一系列證據包括：出露于遼南的早白堊世變質核雜巖(120～110Ma; Yangetal., 2006b)，以及中國東部廣泛發育的早白堊世(120～130Ma, 郭春麗等, 2004)A型花崗巖，如大興安嶺地區的巴爾哲、臥都河，張廣才嶺地區的白石磊子、青陽崴子等，燕遼造山帶中的霧靈山、甲子山等，以及遼東地區的千山和四平街巖體(Yangetal., 2006a)。

因此，遼東半島早白堊世的巖漿活動很可能與古太平洋板塊俯沖引起的巖石圈減薄作用有關(Yangetal., 2003; Gaoetal., 2004; Wuetal., 2005a, 2019)。由于大規模的減薄作用引起富集的巖石圈地幔發生部分熔融，形成的玄武質巖漿底侵下地殼，引起中下地殼古元古代變基性巖和遼河群變中性巖的部分熔融，形成三股流角閃黑云花崗巖。華北地區早白堊世發生基性巖漿底侵的證據有：(1)新生代漢諾壩玄武巖中下地殼鎂鐵質麻粒巖的形成時代為120～140Ma，被認為是早白堊世基性巖漿底侵下地殼形成鎂鐵質堆晶巖，再經麻粒巖相變質作用形成的(Fanetal., 1998)，是基性巖漿底侵下地殼的直接證據。(2)華北板塊早白堊世巖漿巖的鋯石Hf同位素組成變化范圍極大(從-50到正值)，指示華北板塊早白堊世巖漿活動為古老下地殼的再活化，并有新生地殼物質的加入(Zhangetal., 2013)。

變基性巖中含水礦物(黑云母、角閃石)的分解是三股流花崗巖母巖漿中H2O的主要來源。早期不含水礦物(如單斜輝石；圖3b)的結晶使得巖漿中的H2O含量進一步升高。當巖漿的H2O含量≥6%時，形成了三股流似斑狀角閃黑云花崗巖。并且部分底侵的玄武質巖漿同花崗質巖漿一起向上運移至地殼淺部。在此過程中，玄武質巖漿不斷向花崗質巖漿提供熱量，因而花崗質巖漿可以發生充分的結晶分異作用，分離的礦物相包括角閃石、斜長石、鉀長石、黑云母、石英，以及榍石、磷灰石、褐簾石、鋯石等副礦物。當巖漿結晶程度為50%～70%時，粒間高硅熔體從富晶體的巖漿房中抽離出來。并且由于巖漿演化而發生水飽和(圖3h)，粒間高硅熔體快速結晶形成細粒黑云母花崗巖。同時，底侵的玄武質巖漿(富Sr)與花崗質巖漿發生一定程度的混合作用，形成了同期埃達克質高鎂閃長巖脈。

6 結論

(1)三股流似斑狀角閃黑云花崗巖形成于125.1±1.2Ma；細粒黑云母花崗巖形成于128.7±2.2Ma；穿切三股流花崗巖體的閃長巖脈侵位于125.1±2.4Ma。

(2)三股流粗粒角閃黑云花崗巖為高鉀鈣堿性I型花崗巖，具有富水、高溫、高氧逸度特征，微量元素模擬和Sr-Nd同位素表明其可能來源于古元古代變基性巖與遼河群變中性巖的部分熔融。

(3)微量元素模擬表明細粒黑云母花崗巖可能并非來源于變中酸性基底巖石的低程度部分熔融，而是由角閃黑云花崗巖巖漿經分離結晶作用形成，分離相主要為鉀長石、斜長石、角閃石、黑云母和石英，以及少量的榍石、磷灰石、褐簾石和鋯石。粒間高硅熔體由于發生水飽和而快速結晶，形成具有細粒結構的高硅黑云母花崗巖。

(4)三股流閃長巖脈具有高Mg#和高Sr/Y特征，為埃達克質高鎂閃長巖，可能來源于富集巖石圈地幔與地殼熔體的混合。

致謝感謝合肥工業大學汪方躍副教授在鋯石U-Pb測年過程中給予的幫助；同時衷心感謝兩名審稿人對本文提出的寶貴修改意見和建議。