遼-蒙交界地區晚侏羅世高硅花崗巖：巖石成因與地質意義

楊智荔 張曉暉 袁玲玲

1. 中國科學院地質與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 1000292. 中國科學院地球科學研究院，北京 1000293. 中國科學院大學，北京 1000494. 中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室，長沙 4100831.

花崗巖是地球大陸地殼的重要組成，花崗巖研究是見證現代地質學濫觴與成熟的常青主題。肇始于20世紀70年代的花崗巖分類(Chappell and White, 1974; White and Chappell, 1977; Whalenetal., 1987; Frostetal., 2001)與實驗巖石學(Vielzeuf and Holloway, 1988; Rappetal., 1991; Beardetal., 1994; Gardienetal., 1995; Scailletetal., 1995; Johannes and Holtz, 1996; Patiňo Douce, 1997; Gaoetal., 2016)研究熱潮不僅確立了巖漿源區性質、熔融溫壓條件與結晶分異作用等制約花崗巖成因的基本要素及其相互關系，而且奠定了花崗巖作為探究大陸地球動力學過程與地殼演化耦合聯系的窗口地位(Pitcher, 1993; Barbarin, 1999; Bonin, 2007; 吳福元等, 2007)。21世紀以來高精度年代學與多元-多尺度精細地球化學示蹤工具的常規化運用拓展了花崗巖研究的時空維度(Kemp and Hawkesworth, 2014; 王孝磊, 2017; 吳福元等, 2017)，突出進展包括：準確厘定形成巨型復式花崗巖套的幕式巖漿的時序與過程(Cottametal., 2010; Duceaetal., 2017)，利用礦物微區元素和同位素示蹤巖漿源區組成與巖漿演化過程(Hawkesworth and Kemp, 2006; Yangetal., 2007; Kempetal., 2007; Kemp and Hawkesworth, 2014; Farinaetal., 2014)，以及基于精細花崗巖成因研究構建大陸地殼結構與殼幔物質交換的新型范式(Hackeretal., 2011, 2015; Kelemen and Behn, 2016)。近五年來，標志大陸地殼成熟的高硅(SiO2>70%)花崗巖成為花崗巖研究的前沿主題(Lee and Morton, 2015; 吳福元等, 2017)。這不僅在于高硅花崗巖成因契合大陸地殼垂向成分變化機制(Lee and Morton, 2015)，而且在于其稟賦W、Sn、Nb、Ta、Li、Be、Sb和稀土元素等的稀有金屬成礦特質(吳福元等, 2017)。

華北中生代花崗巖省是中國重要的顯生宙花崗巖省之一(吳福元等, 2007)。其空間分布跨越古老克拉通和顯生宙造山帶兩大單元；其活動歷時不僅涵蓋古亞洲洋和蒙古-鄂霍茨克洋的先后閉合，而且見證古太平洋構造帷幕的開啟與演進。近年來基于高精度測年手段和精細地球化學示蹤方法的一系列研究基本建立了兩大構造單元內中生代花崗巖的詳盡檔案(Wuetal., 2011; Zhangetal., 2014a; Tangetal., 2018)。作為獨立侵入體或復合巖基的重要組成部分，高硅花崗巖提供了精細表征中亞造山帶新生地殼成熟的重要標志(Wuetal., 2003a, b; Lietal., 2018)和示蹤華北克拉通破壞深部過程與背景(Zhangetal., 2008, 2014b)的重要依據；另一方面，高硅花崗巖構成東北地區多條中生代鉬成礦帶的主要賦礦巖體(Chenetal., 2017)，其重要的多金屬成礦效應由此可見一斑。

相較于其在華北克拉通與中亞造山帶各自精細的時空分布格架，中生代高硅花崗巖在兩大構造單元過渡區域的時空分布特征仍缺乏系統刻畫。在發育白云鄂博-赤峰斷裂帶的西段地區，僅有零星的中侏羅世和早白堊世A型花崗巖報道(陳志廣等, 2008; 解洪晶等, 2012)。而在赤峰-開原斷裂帶所在的東段地區，沿斷裂帶發育一系列燕山期花崗巖，其中以跨越內蒙古和遼寧兩地分布的白音花巖基規模最大。該巖基既缺乏可靠精確的同位素年齡限定，巖石與元素地球化學方面僅有早期區域地質調查工作的零星資料(長春地質學院, 1996(1)長春地質學院. 1996. 1︰50000區域地質調查報告(舊廟、沙寶臺、哈爾套幅))，同位素地球化學數據更是一片空白。由于其時代和源區歸屬與華北克拉通/中亞造山帶界限這一中國重要區域地質問題直接相關，因此本次研究我們擬采用高精度離子探針(SIMS)鋯石U-Pb測年手段確定其侵入時代，利用全巖元素和Sr-Nd同位素以及鋯石Hf同位素示蹤其巖漿屬性和巖石成因；籍此討論晚侏羅世花崗巖形成的構造背景，進而為界定華北克拉通北緣邊界提供約束。

1 區域地質背景

作為東亞出露面積最大的最古老陸塊，華北克拉通北以白云鄂博-赤峰-開原斷裂為界與中亞造山帶接壤，南與秦嶺-大別-蘇魯造山帶毗鄰(圖1a)。以若干陸核上約3.8Ga初始地殼物質(Liuetal., 1992)和約3.45Ga不均一深部地幔(Wangetal., 2019)為起點，諸多冥古宙幼年地體經歷新太古代(2.8～2.5Ga)大規模巖漿活動和巨量陸殼生長實現部分克拉通化(Zhai and Santosh, 2011)。基于針對太古宙末期地體格局和古元古代巖漿-構造熱事件時空分布的不同認識，“克拉通內部活動帶”模式強調古元古活動帶在太古代末期初始克拉通化基礎上經歷有限裂解、俯沖與碰撞等演化過程(翟明國和彭澎, 2007; Zhai and Santosh, 2011, 2013)；“克拉通內部造山帶”模式倡導者認為，陰山陸塊與鄂爾多斯陸塊在～1.95Ga沿孔茲巖帶碰撞對接形成西部陸塊，燕遼-龍崗陸塊與狼林陸塊在～1.90Ga沿膠-遼-吉帶拼合形成東部陸塊，東西部陸塊隨后在～1.85Ga沿中央造山帶拼合形成統一的華北克拉通基底(Zhaoetal., 2002, 2005, 2012)；此外，“克拉通邊緣造山帶”模式將克拉通中部和北緣陰山陸塊分別視作一個晚太古代造山帶和一個古元古代造山帶，克拉通中西部陸塊經由古元古代安第斯型增生-碰撞造山過程而形成(Kuskyetal., 2007, 2016)。從1.78Ga到0.75Ga，華北克拉通進入“地球中年期”(Zhaietal., 2015)，接受長期穩定沉積蓋層并發育周期性裂谷事件，其中以與全球規模裂谷事件同步的1.32Ga燕遼大火成巖省最具代表(Zhangetal., 2017)。

中亞造山帶是地球上規模最大以及歷時最長的顯生宙增生型造山帶。旨在重建中亞造山帶復雜增生歷史的宏觀范型，無論是早期的“單一巖漿弧持續俯沖-增生”模式(eng?retal., 1993)還是當前主流的“多島洋俯沖-增生”模式(Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2015)，均認可古亞洲洋在華北-南蒙古構造域最終閉合。有關該構造域的當前諸多構造格局劃分方案盡管細節有別，但可一致三分為南、北并置的兩個復合陸塊及位于其間的索倫縫合帶(Xiaoetal., 2003; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013; Eizenh?fer and Zhao, 2018)。北部陸塊可與南蒙復合地體(Badarchetal., 2002)相接，除共享中晚元古代結晶基底之外(Yarmolyuketal., 2005;孫立新等, 2013; Zhouetal., 2018)，二者古生代皆以發育蛇綠混雜帶、島弧增生雜巖、活動大陸邊緣巖漿和沉積建造為特征。南部陸塊與華北克拉通相連，在內蒙中部稱南造山帶(Jianetal., 2008)，向東延伸至吉林地區稱遼源地體(Wilde and Zhou, 2015)。由蛇綠巖、增生楔和巖漿弧殘片組成的索倫縫合帶自西向東從索倫鄂博經由西拉木倫最后至長春-延吉一帶(Eizenh?fer and Zhao, 2018)。

古生代時期華北克拉通北緣響應古亞洲洋裂解、擴展和消亡的造山旋回過程，地殼結構與成分相應發生重大調整，形成總體近東西向展布的陰山-燕山褶段帶，并發育多期晚古生代巖漿巖帶(張曉暉和翟明國, 2010)。其中包括可能記錄白乃廟島弧與華北克拉通碰撞后伸展過程的泥盆紀堿性雜巖(Zhangetal., 2010b)和鎂鐵-超鎂鐵巖-閃長巖(Zhangetal., 2009a)；可能類似于安第斯弧巖漿巖的石炭紀-早二疊世鎂鐵-超鎂鐵巖體(Chenetal., 2009; Zhangetal., 2009a)、富閃深成巖套(Zhangetal., 2012c)和鈣堿性輝長巖-閃長巖-花崗巖系列(Zhangetal., 2007, 2011)；以及可能指示碰撞后伸展過程的晚二疊世鈣堿性-堿性侵入巖(Zhangetal., 2009b, 2010c)。

隨著古亞洲洋沿索倫縫合帶的最終閉合(Eizenh?fer and Zhao, 2018)，華北克拉通與北部中蒙地體拼合形成華北-蒙古聯合板塊并進入陸內演化階段(Davisetal., 2001)。之后經歷古亞洲洋構造域造山后伸展、蒙古-鄂霍茨克構造域與古太平洋構造域等多重構造體系疊加影響，斷裂構造發育，巖漿活動頻繁。代表性事件包括晚二疊世-早三疊世右旋走滑韌性變形(Zhangetal.,2005；Wang and Wan, 2014)、中晚三疊世堿性巖漿巖帶(Zhangetal., 2012b; Lietal., 2013a)、早中侏羅世兩次擠壓變形(Davisetal., 2001)、侏羅紀和白堊紀多期火山和巖漿侵入活動(Zhangetal., 2003, 2014a)，以及一系列早白堊世變質核雜巖(Wangetal., 2011; Zhang and Yuan, 2016)和斷陷盆地群(Mengetal., 2003; Cope and Graham, 2007)。

遼寧阜新縣和內蒙古庫倫旗的交界區域跨越華北克拉通北緣和古生代遼源增生地體，既具有典型克拉通前寒武紀基底，又發育顯生宙多期構造域疊加影響的活動印記(圖1)。該地區基底建造主要為太古代-古元古代低角閃巖至麻粒巖相TTG片麻巖(Liuetal., 2011)，記錄了2.64～2.52Ga巖漿事件和約2.49Ga的麻粒巖相變質作用，反映發生在洋內弧體系的大陸地殼生長(Wangetal., 2015)。覆蓋于基底之上的蓋層包括新元古代長城系低變質-未變質沉積建造、零星分布的晚古生代海相-陸相火山沉積序列以及廣泛出露的中生代陸相火山-沉積巖系；其中后者包括中侏羅統興隆溝組(Mengetal., 2010)、上侏羅統藍旗營組、下白堊統義縣組和阜新組(Zhangetal., 2003)。

顯生宙侵入巖建造遍布遼寧-內蒙古交界之地(圖1b)。早期的區域地質調查根據野外接觸關系和巖性-組構特征將其歸于海西期、印支期和燕山期三個侵位時代(遲廣城和林維峰, 1999)。近年來系統的高精度鋯石U-Pb年代學和巖石地球化學研究揭示，這些侵入雜巖主要包括晚二疊世(260～250Ma)的富閃深成巖-花崗巖系列(Zhangetal., 2012d)、中三疊世花崗巖系列和晚三疊世鐵質花崗巖-輝綠巖系列(Zhangetal., 2012e; Yangetal., 2021)。南部北北東向展布的中晚侏羅世花崗質雜巖構成遼西醫巫閭山晚侏羅世-早白堊世巖漿穹窿-變質核雜巖伸展構造體系的一部分(Zhangetal., 2014b)，而北部可能沿華北克拉通北緣斷裂帶近東西向分布的一系列燕山期花崗巖目前仍缺乏系統研究。

2 巖體地質與巖相學特征

白音花巖基構成上述沿華北克拉通北緣斷裂帶近東西向燕山期巖漿巖帶的重要組成。巖體大致呈北東-南西向展布于遼寧阜新縣哈大圖和內蒙古庫倫旗白音花一帶(圖1b)，邊部為不規則狀，出露面積近200km2。侵入體南側不整合侵入太古宙片麻巖，北側與石炭系地層接觸，部分被下白堊統火山沉積建造和第四系覆蓋。巖體總體變形較弱，礦物定向組構不發育，但風化剝蝕作用影響比較嚴重。

圖1 研究區所在位置與區域地質簡圖

侵入體主體巖性為二長花崗巖和鉀長花崗巖，二者呈漸變過渡關系；此外，沿巖體內部裂隙或裂理發育花崗細晶巖和偉晶巖等伴生巖脈，脈體一般寬幾十厘米到幾米，延長幾米至幾十米以上。二長花崗巖具有似斑狀結構，斑晶主要為鉀長石、斜長石、石英和少量黑云母，含量占8%～10%(圖2a, b)。鉀長石粒徑約1.0～4.0mm，含量約3%，主要為自形-半自形結構，發育卡式雙晶，部分礦物表面發生粘土化；斜長石斑晶約0.5～2.0mm，含量約2%，自形-半自形結構，發育聚片雙晶；石英斑晶呈他形，粒度稍小于長石，粒徑0.5～1.5mm，含量約3%；黑云母呈片狀，含量約1%，粒徑為0.5～1.0mm。基質為細粒結構，主要礦物為石英、鉀長石、斜長石和黑云母。石英占基質的35%～40%，粒度0.05～0.5mm；鉀長石含量約25%～30%，粒度為0.05～0.5mm；斜長石約25%～30%，發育聚片雙晶，粒度為0.05～0.3mm；黑云母呈片狀，含量約為1%～2%，大小為0.05～0.5mm。副礦物包括磷灰石、榍石和鋯石。巖石風化面呈肉紅色，新鮮面呈淺粉色。鉀長花崗巖具有花崗結構，主要礦物有鉀長石、斜長石、石英和少量云母(圖2c, d)。鉀長石粒徑約0.2～1.0mm，半自形結構，礦物表面高嶺土化較強，含量約40%～45%；斜長石粒徑約0.2～0.5mm，呈半自形板狀，發育聚片雙晶，含量約15%～20%；石英呈他形粒狀填充在長石之中，粒徑約0.1～1.0mm，含量約30%～35%；黑云母粒徑約0.2～1.0mm，呈自形-半自形片狀，含量約3%～5%。副礦物包括磷灰石、榍石和鋯石。巖石風化面黃褐-赭紅色，新鮮面呈粉紅-淺粉色。

圖2 白音花花崗巖礦物組成和結構(a、b)具有似斑狀結構的二長花崗巖；(c、d)具有花崗結構的鉀長花崗巖. Pl-斜長石；Kf-鉀長石；Qz-石英；Bt-黑云母Fig.2 Representative thin-section photographs of mineral constituents for the Baiyinhua granites(a, b) porphyritic monzogranites; (c, d) granitic K-feldspar granites. Pl-plagioclase; Kf-K-feldspar; Qz-quartz; Bt-biotite

3 分析方法

3.1 鋯石SIMS U-Pb定年

單礦物鋯石分選在河北省區域地質礦產調查研究所完成。將待測樣品機械破碎至50～80目，采用常規磁選和重液方法分選出鋯石，并在雙目鏡下挑純后與鋯石標樣Plésovice(Slámaetal., 2008)和Qinghu(Lietal., 2013b)一起制靶拋光。測試前首先在光學顯微鏡下對樣品靶進行透射光和反射光拍照，然后在掃描電鏡實驗室采用德國LEO1450VP掃描電子顯微鏡(SEM)獲取陰極發光(CL)圖像。綜合觀察透反射及CL圖像，選取最佳測試點，最后將樣品鍍金待測。

鋯石U-Th-Pb分析在中國科學院地質與地球物理研究所離子探針實驗室CAMECAIMS-1280型離子探針上完成，詳細流程參見Lietal. (2009)。測試時采用標準鋯石Plésovice進行U-Th-Pb同位素的分餾校正，利用標準鋯石Qinghu監測未知樣品數據的精確度，實測204Pb值用于普通Pb校正，最后采用 Isoplot軟件處理數據并計算年齡。

3.2 全巖主量與微量元素分析

全巖主量元素在中國科學院地質與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室完成，采用順序式X射線熒光光譜儀(AXIOS-Minerals、XRF-1500)測試。樣品分析過程中選用國家標準物質中心的GSR-1(花崗巖)和GSR-3(玄武巖)進行質量監控，對標準樣品的分析結果表明，主量元素的分析精度為～1%(含量>10%)和～5%(含量<1.0%)。

全巖微量元素在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成，采用Agilent 7500a型四極桿電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)，具體分析流程參見Liuetal. (2008)。樣品分析中測定的標準物質為：AGV-2、BHVO-2、BCR-2、RGM-2，分析結果表明微量元素分析的精密度優于5%，準確度優于10%。

圖3 白音花花崗巖鋯石陰極發光圖像(a、b)和U-Pb年齡諧和圖(c、d)Fig.3 Representative cathodoluminescence (CL) images of the dated zircons (a, b) and zircon U-Pb concordia diagrams (c, d) for the Baiyinhua granites

3.3 全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素測試

全巖Sr-Nd同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所穩定同位素實驗室完成，具體試驗分析流程參見Lietal. (2015)。根據樣品中Rb、Sr、Sm和Nd含量，稱取適量巖石粉末樣品置于清洗干凈的Teflon溶樣罐中，再加入混合的87Rb-84Sr和149Sm-150Nd示蹤劑，并用HF+HNO3+HClO4混合試劑在110℃左右的電熱板上加熱7天，采用兩階段離子交換層析法分離樣品中Rb、Sr、Sm、Nd元素。樣品測試使用儀器為Finnigan MAT262多接收熱電離質譜儀。

3.4 鋯石原位Lu-Hf同位素分析

鋯石微區原位Lu-Hf同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所多接收等離子質譜實驗室完成，儀器為配備了Geolas-193紫外激光剝蝕系統的Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICPMS)。采用標準鋯石MUD Tank(176Hf/177Hf=0.282833±25, 2σ)和GJ-1(176Hf/177Hf=0.282020±25, 2σ)雙重外部標樣監測實驗過程中的儀器穩定性。分析點選擇U-Pb年齡測試點上或者附近，詳細分析流程參見Wuetal. (2006)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb定年結果

白音花花崗巖中2個代表性樣品(FX10-8-3和FX10-9-5)中鋯石的U-Pb分析結果見表1。這些鋯石呈自形到半自形等軸粒狀或短柱狀，長約30～200μm，長寬比為1:1～4:1。鋯石CL圖像顯示清晰的同心震蕩環帶(圖3a, b)，指示典型的巖漿鋯石成因。針對細粒花崗巖樣品FX10-8-3中27顆無裂隙損傷鋯石的U-Pb分析獲得Th、U含量分別為110×10-6～1350×10-6和172×10-6～1036×10-6，Th/U比值為0.64～3.21；206Pb/238U年齡值介于157.0～167.1Ma之間，27顆鋯石分析點均落在諧和線上，形成諧和年齡為161.2±1.0Ma(MSWD=2.7)(圖3c)。斑狀花崗巖樣品FX10-9-5中19顆鋯石的分析結果獲得Th含量108×10-6～1697×10-6，U含量144×10-6～1591×10-6，Th/U比值0.38～1.07；所有分析點均落在一致曲線上，構成諧和年齡162.4±1.1Ma(MSWD=0.57)(圖3d)。2個樣品的年齡諧和且在誤差范圍內高度一致，共同表征了白音花巖基的侵位時代。

4.2 元素地球化學特征

12件白音花花崗巖樣品的全巖主-微量元素分析結果列于表2。巖石SiO2含量變化于75.65%～77.29%，高Na2O(3.20%～3.98%)和K2O(4.43%～4.91%)，Al2O3中等(12.40%～12.77%)，貧CaO(0.39%～0.82%)、P2O5(0.01%～0.03%)和MgO(0.08%～0.30%)。在R2-R1分類圖中(R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti); R2=6Ca+2Mg+Al)(De La Rocheetal., 1980)，白音花花崗巖落在正長-堿長花崗巖區域(圖4a)。巖石呈弱過鋁質特征，鋁飽和指數ASI為1.02～1.15(A/CNK=molar Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)；A/NK=molar ratio of Al2O3/(Na2O+K2O))(圖4b)、鈣堿性(圖4c)和鎂-鐵質(圖4d)。

在微量元素方面，白音花花崗巖具有相對較低的稀土元素含量(∑REE=40.2×10-6～117×10-6)，球粒隕石標準化稀土元素配分圖呈現弱右傾型模式((La/Yb)N=1.50～8.51)(圖5a)，負Eu異常明顯，δEu介于0.10～0.47。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖5b)上，巖石富集Rb、K、Pb、Th、U等元素，而虧損Ba、Sr、P、Zr和Ti等。

表1 晚侏羅世白音花花崗巖鋯石U-Pb年齡

表2 晚侏羅世白音花花崗巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素地球化學成分

圖4 白音花花崗巖分類圖(a) R2-R1分類圖(De La Roche et al., 1980)；(b) A/NK-A/CNK圖 (Maniar and Piccoli, 1989)；(c) (Na2O+K2O-CaO)-SiO2 (Frost et al., 2001)；(d) FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2 (Frost et al., 2001)Fig.4 Classification diagrams for the Baiyinhua granites(a) plot of R2 vs. R1 (De La Roche et al., 1980); (b) plot of A/NK vs. A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989); (c) plot of (Na2O+K2O-CaO) vs. SiO2 (Frost et al., 2001); (d) plot of FeOT/(FeOT+MgO) vs. SiO2 (Frost et al., 2001)

4.3 全巖Sr-Nd與鋯石Hf同位素特征

5 討論

5.1 成因類型與巖石成因

5.1.1 成因類型

早期區域地質調查(長春地質學院,1996)和我們的野外觀察表明，組成白音花巖基的諸多花崗巖雖然結構有別，但其石英、鉀長石和斜長石的主要礦物組成均一穩定，主量元素成分呈現高硅(SiO2>74%)和富堿(Na2O+K2O=7.85%～8.41%)特征，鐵指數(FeOT/MgO)變化于2.85～7.00，這些特點符合高硅花崗巖定義(Lee and Morton, 2015)。同時，白音花花崗巖的低Sr(<60×10-6)和高Rb(>200×10-6)豐度與美國南加州半島嶺巖基中的典型高硅花崗巖相當(Lee and Morton, 2015)。

由于高硅花崗巖普遍經歷結晶分異作用的成因特點(吳福元等, 2017)，因此甄別其巖漿屬性與巖石成因需要結合多方面證據。就白音花花崗巖而言，一方面，其雖為過鋁質，但絕大多數樣品鋁飽和指數ASI小于1.1(圖4b)；其低P2O5含量說明磷在原始熔體中溶解度有限。這些特征與S型花崗巖明顯沖突，而契合鋁過飽和的高分異I型花崗巖(Chappelletal., 2012; Clemensetal., 2011)。這與白音花花崗巖在Rb-Th圖上表現出的典型I型花崗巖演化趨勢相一致(Chappell, 1999)(圖7c)。

另一方面，根據判別A型花崗巖的重要地球化學標志即高FeOT/MgO、Ga/Al和Zr+Nb+Y+Ce值，白音花花崗巖與典型A型花崗巖存在顯著差別(圖7a, b)(Whalenetal., 1987)，而其(Zr+Nb+Ce+Y)低于350和(Na2O+K2O)/CaO介于7～28的特征值均符合高分異花崗巖范疇(圖7b)；雖然強分異A型花崗巖也可能落入高分異花崗巖區(Kingetal., 2001)，但其仍有別于高分異I型花崗巖。由于巖漿結晶溫度隨分異程度增加而降低，因此高分異I型花崗巖通常具有較低的結晶溫度，這可以體現在其較低的Zr豐度和相應的鋯石飽和溫度。根據Watson and Harrison (1983)基于鋯石溶解度模擬提出的計算公式TZr(℃)=[12900/(lnDZr(496000/熔體)+0.85M+2.95)]-273.15，可以計算得到白音花花崗巖的鋯石飽和溫度為767～808℃。同時，白音花花崗巖的全巖Al2O3/TiO2介于84～157，利用火成巖熔融經驗方程可以得到溫度為665～788℃(Jung and Pf?nder, 2007)(圖7d)。

巖漿中與特定礦物相關的微量元素行為可以示蹤巖漿結晶分異過程。白音花花崗巖偏低的K/Rb(116～187)值和明顯的Eu(δEu=0.10～0.47)負異常表明存在顯著的長石分離結晶，而其趨低的稀土元素總含量(40.2×10-6～117×10-6)和輕重稀土比值(1.50～8.51)可能指示富含稀土元素獨居石和簾石族等礦物的分離。同時，白音花花崗巖基本低于花崗巖體系巖漿-熱液分界(Zr/Hf=26)的全巖Zr/Hf(20～26) 值既指示鋯石的分離結晶 (Pérez-Soba and Villaseca,2010)，又暗示巖漿演化后期流體的影響(Bau, 1996)；類似地，白音花花崗巖低于上地殼(Nb/Ta=13.4; Rudnick and Gao, 2003)的Nb/Ta(7.3～9.7)值可能反映黑云母等分離結晶作用與巖漿-流體相互作用的雙重影響(Stepanovetal., 2014; 陳璟元和楊進輝, 2015; Ballouardetal., 2016)。此外，白音花花崗巖與美國南加州半島嶺巖基中高硅花崗巖相當的高Rb(212×10-6～318×10-6)和Rb/Sr(3.8～14.1)值(圖5b)暗示二者相似的高分異殘留巖漿屬性(Lee and Morton, 2015)。

表4 晚侏羅世白音花花崗巖鋯石Lu-Hf同位素分析數據

圖5 白音花花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE pattern (a) and PM-normalized trace element spiderdiagram (b) for the Baiyinhua granites (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖6 白音花花崗巖的同位素地球化學圖解(a)全巖εNd(t)-87Sr/86Sri圖；(b)全巖εNd(t)-tDM2圖；(c)鋯石εHf(t)-U-Pb年齡圖. 圖(a)中遼寧北部早-中三疊世鐵鎂質熔體與花崗巖范圍來源于Zhang et al. (2009a, b)和Zhang et al. (2010c)，中-晚侏羅世醫巫閭山閃長巖與花崗巖范圍來源于Zhang et al. (2008, 2010d, 2014b). 圖(b)中亞造山帶花崗巖常見的tDM2范圍來源于Jahn (2004). 圖(c)中華北克拉通和中亞造山帶范圍來自于Yang et al. (2006)，華北克拉通奧陶紀金伯利巖、早泥盆世堿性侵入巖、中泥盆世基性-超基性巖、石炭紀-二疊紀基性侵入巖、晚二疊-晚三疊花崗巖范圍來源于Yang et al. (2009), Zhang et al. (2010b), Zhang et al. (2009b), Zhang et al. (2012c), Zhang et al. (2011) 和Yang et al. (2021)Fig.6 Isotopic plots for the Baiyinhua granites(a) plot of whole-rock εNd(t) vs. 87Sr/86Sri; (b) plot of whole-rock εNd(t) vs. tDM2; (c) plot of zircon εHf(t) vs. U-Pb age. In Fig.6a, the field for Early-middle Triassic mafic melts and granites from northern Liaoningare from Zhang et al. (2009a, b) and Zhang et al. (2010c). The field for Middle-late Jurassic diorites and granites from Yiwulüshan from Zhang et al. (2008, 2010d, 2014b). In Fig.6b, common tDM2 range for the CAOB granites from Jahn (2004). In Fig.6c, fields for the CAOB and NCC from Yang et al. (2006); fields for Ordovician kimberlites, Early Devonian alkaline intrusions, Middle Devonian mafic-ultramafic rocks, Carboniferous and Permian mafic intrusions and Late Permian to Late Triassic granites from the northern NCC from Yang et al. (2009), Zhang et al. (2010b), Zhang et al. (2009b), Zhang et al. (2012c), Zhang et al. (2011) and Yang et al. (2021), respectively

圖7 白音花花崗巖的元素地球化學屬性和結晶溫度(a) FeOT/MgO-10000×Ga/Al判別圖(Whalen et al., 1987)；(b) (K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y) 判別圖(Whalen et al., 1987)；(c) Th-Rb趨勢圖(Chappell, 1999)；(d)全巖鋯飽和溫度(Watson and Harrison, 1983)與Al-Ti溫度(Jung and Pf?nder, 2007)計算結果Fig.7 The elemental affinity and crystallization temperature for the Baiyinhua granites(a) FeOT/MgO vs. 10000×Ga/Al discrimination diagram (Whalen et al., 1987); (b) (K2O+Na2O)/CaO vs. (Zr+Nb+Ce+Y) discrimination diagram (Whalen et al., 1987); (c) plot of Th vs. Rb (Chappell, 1999); (c) calculated temperatures from zircon saturation thermometry (Watson and Harrison, 1983) and Al-Ti thermometry (Jung and Pf?nder, 2007)

綜合多項指標判斷，晚侏羅世白音花花崗巖屬于高分異I型花崗巖。

5.1.2 巖漿源區與成因

盡管白音花花崗巖的高分異巖漿屬性弱化了其元素地球化學行為攜帶的源區信息，但高保真的同位素地球化學特征提供了示蹤源區的重要線索。大量實驗巖石學和世界典型I型花崗巖案例研究表明，I型花崗質母巖漿基本衍生自：(1)幔源玄武質巖漿的結晶分異與同化混染；以及(2)不同地殼漿源巖石的部分熔融(Clemensetal., 2011及其中參考文獻)。

雖然玄武質巖漿的結晶分異可能形成北美半島嶺巖基中的花崗質母巖漿及其分異的高硅花崗巖(Lee and Morton, 2015)，但白音花花崗巖不太可能衍生自幔源玄武巖漿的分離結晶與同化混染過程。首先，白音花巖基巖性組成單一，缺乏巖漿分異過程中通常伴生的中基性巖石組成和連續性成分變化(Whitakeretal., 2008)；其次，遼-蒙交界地區雖然發育大面積晚侏羅世-早白堊世中基性火山巖(黃華等, 2007)，但它們的全巖εNd(t)值(-14～-6.36)明顯比白音花花崗巖(-3.5～-2.6)富集，反映二者并無成因關聯；再次，白音花花崗巖中基本沒有鎂鐵質顯微包體和變化不大的鋯石Hf同位素組成指示其源區比較均一。

圖8 白音花花崗巖樣品成分與各類源巖部分熔融實驗結果對比(據Altherr and Siebel, 2002修改)(a)摩爾K2O/Na2O-A/CNK圖；(b) Na2O-摩爾CaO/(MgO+FeOT)圖；(c)摩爾Al2O3/(MgO+FeOT)-摩爾CaO/(MgO+FeOT)圖；(d) Mg#-SiO2圖Fig.8 Comparison between the composition of Baiyinhua granite samples and the compositional fields of experimental melts derived from dehydration melting of various bulk compositions (modified after Altherr and Siebel, 2002)(a) plot of molar K2O/Na2O vs. A/CNK; (b) plot of Na2O (%) vs. molar CaO/(MgO+FeOT); (c) molar Al2O3/(MgO+FeOT) vs. molar CaO/(MgO+FeOT); (d) Mg# vs. SiO2 (%)

考慮到熱模擬實驗證明基性巖漿同化過程(包括機械混雜與化學混合)需要突破難以克服的能量障礙(Glazner, 2007)，I型花崗巖的地殼漿源巖石深熔論已是當前花崗巖研究的共識之一(吳福元等, 2007; 王孝磊, 2017)，Clemensetal. (2011)更是直接提出中性漿源巖石是形成鈣堿性I型花崗巖的最適宜源巖。該論斷與大量實驗巖石學研究的實驗結果不謀而合(Beard and Lofgren, 1991; Skjerlie and Johnston, 1993; Patio Douce, 1997; Patio Douce and McCarthy, 1998; Altherr and Siebel, 2002)。白音花花崗巖雖然經歷一定的結晶分異作用，但其主量元素組成基本契合安山質源巖在中低壓條件下部分熔融熔體的成分(圖8)。一方面，這說明白音花花崗巖經歷的結晶分異程度不高，畢竟其仍然呈現弱分異高硅花崗巖的弱過鋁質和鈣堿性屬性；另一方面，這暗示高硅花崗巖的結晶分異作用主要受控于對其主量元素影響不大的副礦物。

圖9 白音花花崗巖的構造環境判別圖解(a) R2-R1構造環境判別圖(Batchelor and Bowden, 1985)；(b) Rb-(Y+Nb)判別圖(Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)Fig.9 Tectonic discrimination plots for the Baiyinhua granites(a) R2 vs. R1 diagram (Batchelor and Bowden, 1985); (b) Rb vs. (Y+Nb) diagram (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

就位于克拉通-造山帶過渡區域的遼-蒙交界區而言，我們針對晚二疊世-晚三疊世巖漿爆發幕的示蹤研究揭示出一個包括新太古-古元古基性漿源物質、中新元古代多個裂谷期基性底侵物質和古生代安山質島弧巖漿底墊物質等并置存在的多層地殼結構(Zhangetal., 2012d, e; Yangetal., 2021)。其中新晉安山質地殼可以通過俯沖物質上涌和底墊(relamination)模式而形成(Hackeretal., 2011, 2015; Kelemen and Behn, 2016)，即活動大陸邊緣俯沖板片熔融形成島弧巖漿，其中較地幔巖輕但重于上地殼的長英質部分通過浮力上升并底墊在上覆大陸地殼底部，其之后熔融并與地幔的反應可以產生原始的高鎂安山巖漿(Castroetal., 2013；Kelemen and Behn, 2016)。這一新式大陸地殼演化范型不僅得到巖石學分析和熱力學數字模擬支持(Castroetal., 2013; Maunderetal., 2016)，而且更契合諸多大洋島弧或活動大陸邊緣島弧的巖漿記錄(Kelemen and Behn, 2016; Zhangetal., 2016; 張澤明等, 2019; Yangetal., 2020)以及華北克拉通北緣地殼地震波速結構模型(Heetal., 2018)。

從其低負的全巖εNd(t)值(-3.5～-2.6)和低正的鋯石εHf(t)值(+0.1～+5.9)來看，白音花花崗巖明顯有別于相應同位素高度富集的遼西醫巫閭山中晚侏羅世花崗巖(Zhangetal., 2014b)，而與毗鄰的一系列中晚三疊世鐵質花崗巖相當(Zhangetal., 2012e)(圖6)。由于后者源自中亞造山帶型安山質底墊物質與少量古老地殼物質的部分熔融(Zhangetal., 2012e; Yangetal., 2021)，因此我們推測白音花花崗巖母巖漿主要來自于類似的新晉安山質地殼的部分熔融。這一主要源區不僅契合白音花花崗巖的Nd-Hf同位素解耦特征，而且得到區域上指示高鎂中基性巖漿底墊過程的直接巖漿記錄支持，后者包括沿赤峰-開原斷裂帶分布的晚二疊世高鎂安山巖(Yuanetal., 2016)和遼西地區中侏羅世閃長巖(Zhangetal., 2014b)。

盡管遼-蒙交界地區的同期中基性火山巖在白音花花崗巖形成中沒有物質貢獻，但其所代表的陸內伸展背景下區域幔源巖漿底侵事件提供了誘發上述多層地殼部分熔融的必要熱源，形成一個深部地殼熱帶(deep crustal hotzone, Annenetal., 2006)或者中地殼酸性MASH帶(熔融-同化-存儲-均一帶, Schwindinger and Weinberg, 2017)，復合地殼中的不同源巖發生脫水或含水熔融而產生密度和粘度相近的酸性巖漿，這些巖漿或獨立、或相互混合形成地球化學特征多樣的中酸性巖漿巖。其中，酸性熔體與幔源玄武質熔體反應形成晚侏羅世-早白堊世高鎂安山巖(Zhangetal., 2003; 黃華等, 2007)，中亞造山帶型新生安山質地殼與少量古老地殼部分熔融析出原始酸性巖漿并經歷結晶分異形成白音花高硅花崗巖。

5.2 地質意義

盡管華北克拉通破壞堪稱新世紀以來中國固體地球科學最重要的研究主題之一(朱日祥等, 2012, 2020; Wuetal., 2019)，但“槽臺說”盛行時業已存在的諸多基礎地質問題依然懸而未決，尤以克拉通與北部造山帶的邊界為甚。赤峰-開原深大斷裂帶作為臺帶分界雖然已成共識，但其實際確認因中新生代巖漿-構造事件改造和蓋層覆蓋而困難重重。巖漿源區主要為中亞造山帶型新生地殼物質的白音花花崗巖巖基，與具有相似源區的中三疊世平安地花崗巖一道(Zhangetal., 2012e)，提供了指示赤峰-開原深大斷裂帶在遼-蒙交界地區穿越位置的重要巖石學證據。就其限定地體邊界的作用而論，二者皆可視作“釘合巖體”(Dickinson, 2008; 韓寶福等, 2010)。

與中三疊世平安地花崗巖屬于可以限定古亞洲洋閉合時限的后碰撞型釘合巖體不同，晚侏羅世華北-蒙古板塊腹地處于陸內非造山演化階段，此時侵位的白音花花崗巖相當于非造山型釘合巖體。此類釘合巖體雖然不能準確限定地體增生或碰撞事件(韓寶福等, 2010)，但仍可以指示諸如裂谷作用等重要的陸內伸展(Ryan, 2000)。由于高分異高硅花崗巖大部分產出于與伸展構造過程相關的造山后-非造山環境(吳福元等, 2015, 2017)，因此白音花花崗巖可能記錄了赤峰-開原深大斷裂帶晚侏羅世的伸展構造活動。

首先，白音花花崗巖弱過鋁質(圖4b)、中等堿度、鎂-鐵質(圖4d)的地球化學屬性契合諸多基于構造背景的花崗巖分類中的造山后花崗巖(Batchelor and Bowden, 1985; Maniar and Piccoli, 1989; Pearce, 1996)(圖9)；其次，沿華北克拉通北緣中西段邊界斷裂帶發育一些中晚侏羅世A型花崗巖，例如西拉木倫碾子溝二長花崗巖(陳志廣等, 2008)和白乃廟地區道郎呼都格鉀長花崗巖(解洪晶等, 2012)，表明中晚侏羅世華北克拉通-中亞造山帶過渡區域不僅普遍處于中下地殼伸展狀態，而且其中上地殼已經趨于高度成熟。

此外，華北克拉通北部一系列盆地的沉積建造分析與控盆斷裂系統的構造解析表明，這些盆地晚侏羅世發育典型的主動裂谷型火山-沉積充填序列，其演化受控于克拉通北緣斷裂系統的張扭性走滑運動(李忠等, 2003; Davisetal., 2009; 孟慶任, 2017)。例如，受控于尚義-平泉斷裂系的冀北承德壽王墳盆地發育厚達3500m的髫髻山組火山-沉積巖系(渠洪杰等, 2006)；受控于朝陽-藥王廟斷裂帶的遼西金羊盆地內晚侏羅世火山巖厚度超過1500m(Lietal., 2007)。

從蒙古-華北北部板塊的視角來看，針對自西向東一系列早白堊世變質核雜巖核部侵入巖的研究揭示，該區域中下地殼層次的伸展穹窿構造在中晚侏羅世就已經啟動(Charlesetal., 2011; Wangetal., 2012; Zhangetal., 2012a; 林少澤等, 2014; Zhang and Yuan, 2016)。例如，南蒙古Zagan變質核雜巖中161～152Ma的巖漿穹窿(Donskayaetal., 2008)，159～145Ma的云蒙山巖漿穹窿(Davisetal., 1996; Dengetal., 2004; Wangetal., 2012)，163～150Ma的喀喇沁巖漿穹窿(Wangetal., 2012; 林少澤等, 2014)，以及163～153Ma的遼西醫巫閭山巖漿穹窿(Zhangetal., 2014b)。

這種以中下地殼彌散狀伸展穹窿為特征的中晚侏羅世伸展域有別于以一系列變質核雜巖(Davisetal., 1996; Darbyetal., 2004; Donskayaetal., 2008; Wangetal., 2011, 2012; Zhangetal., 2012a)和斷陷盆地群(Mengetal., 2003; Rittsetal., 2001; Grahametal., 2001)為特征的早白堊世巨型地殼伸展省(Zhang and Yuan, 2016)。這兩期大規模伸展構造制約了中生代華北克拉通破壞和蒙古-華北板塊盆山系統分布的基本格局，從而為探究東北亞晚中生代大陸地球動力學過程提供了關鍵窗口。基于構造域影響時空范圍的不同看法，東北亞大陸晚中生代地球動力學驅動機制一直存在(1)古太平洋板塊俯沖(Davisetal., 2001; Zhangetal., 2010a; Jietal., 2019; Wuetal., 2019)和(2)蒙古-鄂霍茨克洋閉合(Meng, 2003; Rittsetal., 2001; Wangetal., 2011)的二元之爭。呈百家爭鳴之勢的具體動力學過程包括：俯沖板片斷離(Meng, 2003)、巖石圈拆沉(Gaoetal., 2004)、造山后重力垮塌(Grahametal., 2001; Zorin, 1999)、板片回撤與弧后伸展(Davisetal., 2001; Wuetal., 2019)、以及俯沖板塊角度的交替變換(朱日祥等, 2020)。

仲裁上述二元范型和多種模式非本次高硅花崗巖案例研究所及。但我們注意到，首先，近期一系列古地磁和古地理重建一致認為蒙古-鄂霍茨克洋于中晚侏羅世最終閉合(Metelkinetal., 2010; Cocks and Torsvik, 2013; Wuetal., 2017; Sorokinetal., 2020)，這在時間上與蒙古-華北板塊西部中晚侏羅世巖漿活動更加吻合。其次，Mengetal. (2020)最近綜合巖漿構造熱事件和沉積記錄等多方面的證據指出，晚三疊世-侏羅紀蒙古-鄂霍茨克板塊南向俯沖的影響可達華北克拉通北緣。最后，青藏高原(England and Houseman, 1989; Houseman and Molnar, 1997)和地中海Alboran構造域(Plattetal., 2003)等新生代造山帶實例表明，造山后重力垮塌可誘發時間間隔為20～40Ma的兩段式地殼伸展過程(Reyetal., 2001, 2011)；這基本對應新生代(44～7Ma)喜馬拉雅巨型淡色高硅花崗巖帶的三階段侵位序列(吳福元等, 2015)。綜合以上理由，我們推斷華北克拉通北緣中晚侏羅世和早白堊世兩段式地殼伸展主要受控于蒙古-鄂霍茨克構造域造山后的重力垮塌過程。

6 結論

(1)遼寧阜新-內蒙古庫倫交界地區的白音花花崗巖巖基侵位于晚侏羅世，其鋯石U-Pb年齡為約162Ma。

(2)白音花花崗巖巖基主要包括不同花崗結構的二長花崗巖和鉀長花崗巖。它們富硅堿、貧鐵鎂、弱過鋁；富集Th與U，虧損Ba與Sr；Eu負異常明顯；Zr/Hf和Nb/Ta分異顯著；這些元素特征契合典型高分異I型花崗巖的相應地球化學行為。同時，這些花崗巖呈現低負的全巖εNd(t)值(-3.5～-2.6)和低正的鋯石εHf(t)值(+0.1～+5.9)。這些元素與同位素地球化學特征指示白音花花崗巖可能源自由中亞造山帶型新生安山質地殼與少量古老地殼組成的復合源區，其部分熔融析出的原始酸性巖漿經歷結晶分異形成白音花高硅花崗巖。

(3)白音花高硅花崗巖不僅是記錄華北克拉通北緣斷裂帶晚侏羅世中下地殼伸展活動的非造山型釘合巖體，而且是指示蒙古-華北板塊地殼高度成熟的重要標志。蒙古-華北板塊中晚侏羅世和早白堊世兩期迥異地殼伸展構造契合蒙古-鄂霍茨克構造域造山后重力垮塌的地球動力學過程。

致謝衷心感謝俞良軍老師對論文所給予的支持與幫助；感謝巖石圈演化國家重點實驗室工作人員在SIMS鋯石U-Pb定年、鋯石Hf同位素、全巖Sr-Nd同位素和主量元素分析中提供的幫助。王曉霞研究員和另一名匿名審稿人的建設性修改意見使文章臻于完善，在此謹致衷心謝忱。