張超 權(quán)京玉 張麗, 4 葛錦濤 張立東

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，沈陽 110034 2. 東北地質(zhì)科技創(chuàng)新中心，沈陽 110034 3. 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)研究院有限責(zé)任公司，沈陽 110016 4. 防災(zāi)科技學(xué)院地球科學(xué)學(xué)院，三河 065201

中亞造山帶夾持于西伯利亞克拉通、塔里木克拉通和華北克拉通之間(圖1a)，以顯生宙時期巨量的地殼生長和巨大的成礦潛力為顯著特征(eng?retal., 1993; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2003)。在10億年來的演化過程中，經(jīng)歷了洋內(nèi)弧形成、大陸邊緣側(cè)向增生以及陸內(nèi)造山作用，總體具有由北向南逐漸增生的趨勢，并在中亞造山帶南緣完成最終的碰撞閉合(eng?retal., 1993; Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Windleyetal., 2007)。近年來眾多學(xué)者關(guān)注于蛇綠巖、藍片巖的研究，在東北地區(qū)識別出了一系列古生代蛇綠巖帶(Miaoetal., 2008; Jianetal., 2010; Songetal., 2015; 劉永江等, 2019)，對古亞洲洋最終的閉合過程提供了重要制約，但對于古亞洲洋晚期的構(gòu)造演化歷史仍存在不同認識。部分學(xué)者認為古亞洲洋在早古生代末-晚古生代初沿二連-賀根山-嫩江-黑河一線閉合，早前識別出的石炭-二疊紀(jì)蛇綠巖形成于裂谷盆地或“紅海型”洋盆，該區(qū)在晚古生代時期處于造山后伸展、裂陷槽或大陸裂谷的構(gòu)造環(huán)境(Tang, 1990; Xuetal., 2012; 王炎陽等, 2014; Zhangetal., 2015)。而絕大多數(shù)學(xué)者認為古亞洲洋的俯沖增生作用一直持續(xù)到晚古生代，并于晚二疊世末-早三疊世沿索倫-西拉木倫-長春-延吉一線閉合(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Jianetal., 2010; 彭玉鯨等, 2012; Liuetal., 2017, Fuetal., 2018; 張超等, 2021; Guanetal., 2022)。同時支持該觀點的學(xué)者對晚古生代時期華北板塊北緣的構(gòu)造屬性也存在被動大陸邊緣(Jiaetal., 2004)和活動大陸邊緣(王荃等, 1991; Linetal., 2008)等不同的認識。造成上述爭論的主要原因為：(1)識別出來的蛇綠巖大多不具備彭羅斯會議所定義的完整層序，屬于被肢解的蛇綠混雜巖(肖文交等, 2019)，有關(guān)蛇綠巖的類型、成因及構(gòu)造背景等問題目前仍然沒有很好的解決；(2)區(qū)域上志留系磨拉石建造不整合于早期地質(zhì)體之上(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; 張允平等, 2010; Xuetal., 2013)是如何引起的？是碰撞造山作用導(dǎo)致的區(qū)域性不整合？是活動大陸邊緣局部的海侵事件？等等，仍沒有定論。因此，討論晚古生代特別是泥盆紀(jì)時期是否存在古亞洲洋向華北克拉通下的俯沖作用就顯得非常重要。

華北板塊北緣位于中亞造山帶最南緣和華北克拉通最北緣的結(jié)合部位，是研究古亞洲洋演化及其與華北克拉通北緣相互作用過程的關(guān)鍵地帶。盡管前人在華北克拉通北緣已經(jīng)識別出了一條東西向的泥盆紀(jì)堿性巖漿巖帶(圖1b，張拴宏等, 2010; 張琪琪和張拴宏, 2019)，但其北側(cè)的白乃廟弧帶(亦稱為古生代陸緣增生造山帶)特別是東部的遼北-吉中地區(qū)泥盆紀(jì)地質(zhì)記錄卻鮮有出露，導(dǎo)致泥盆紀(jì)巖漿巖的成因和構(gòu)造環(huán)境仍不明確(圖1b)。近年來，筆者等在遼北地區(qū)開展了遼吉交界1:5萬下二臺子等兩幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作，在昌圖地區(qū)新識別出中-晚泥盆世花崗巖和中泥盆世變質(zhì)火山-沉積巖。本次工作對泥盆紀(jì)花崗巖和變質(zhì)火山巖進行了年代學(xué)和巖石地球化學(xué)研究，該成果既可以為約束華北板塊北緣泥盆紀(jì)的構(gòu)造屬性提供新證據(jù)，也可以為完整認識中亞造山帶晚古生代構(gòu)造巖漿演化過程及其構(gòu)造環(huán)境提供新認識。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖相學(xué)特征

遼寧省北部昌圖地區(qū)位于松遼盆地東南緣，大地構(gòu)造位置處于華北板塊北緣東段，其南部與華北克拉通相鄰，其北側(cè)為西拉木倫-長春-延吉縫合帶(圖1b)。受古亞洲洋構(gòu)造域的影響，區(qū)內(nèi)發(fā)育的南城子構(gòu)造雜巖與下二臺構(gòu)造雜巖普遍遭受強烈的變質(zhì)變形改造，主要表現(xiàn)為由一系列不同時代、不同性質(zhì)的構(gòu)造巖片混雜而成。其中，南城子構(gòu)造雜巖是由新太古代變質(zhì)表殼巖和中元古代變質(zhì)深成侵入巖所構(gòu)成，屬于增生造山帶中的古老地塊殘片。下二臺構(gòu)造雜巖的物質(zhì)組成則分別為中泥盆世變質(zhì)火山-沉積巖、早石炭世變質(zhì)火山巖、晚石炭世變質(zhì)碳酸鹽巖夾碎屑巖以及早-中二疊世變質(zhì)火山-碎屑巖，時空分布具有由南東向北西逐漸年輕的極性特征(張麗等, 2020; 張麗, 2021)。早中生代以后全區(qū)進入了古太平洋構(gòu)造域的演化階段，以陸相盆地沉積為特征，松遼盆地和葉赫地塹沉積了白堊紀(jì)陸源碎屑巖-火山巖-含煤巖系。同時，受多期強烈構(gòu)造運動的影響，研究區(qū)顯生宙巖漿活動強烈，以大面積發(fā)育的花崗質(zhì)侵入巖為特征。根據(jù)巖漿源區(qū)性質(zhì)及年代學(xué)研究可以劃分為泥盆紀(jì)、二疊紀(jì)、三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)以及白堊紀(jì)等5期巖漿活動。本次工作主要針對研究區(qū)內(nèi)的祥子嶺巖體、夏家溝巖體以及紅花店變流紋巖開展野外地質(zhì)調(diào)查和巖相學(xué)研究工作。

祥子嶺巖體和夏家溝巖體位于昌圖縣東部(圖2)，被大面積的侏羅紀(jì)花崗巖所侵入，之后受依蘭-伊通斷裂的影響被NW-SE向斷裂所切割。兩個巖體之間的界線平直或呈鋸齒狀，顯示了明顯的侵入關(guān)系。祥子嶺巖體主要由黑云母二長花崗巖組成，巖石新鮮面呈淺灰褐色、淺黃褐色，普遍發(fā)育糜棱結(jié)構(gòu)、片麻狀構(gòu)造。礦物組成由堿性長石(～35%)、斜長石(～30%)、石英(～30%)和黑云母(～5%)，以及副礦物磷灰石和鋯石等組成。其中，堿性長石主要呈半自形板狀，少量呈他形粒狀，粒徑0.2～4.0mm，多見具條紋結(jié)構(gòu)的條紋長石，發(fā)生高嶺土化；斜長石呈半自形板柱狀，粒徑0.2～3.5mm，多見聚片雙晶，發(fā)生少量絹云母化；石英呈他形粒狀，部分晶體被定向拉長，粒徑0.2～3.0mm；黑云母呈片狀、鱗片狀填隙于長英質(zhì)礦物之間，定向排列，粒徑為0.2～1mm(圖3a, b)。夏家溝巖體主要由二長花崗巖組成，巖石新鮮面呈淺灰色、淺肉紅色，塊狀構(gòu)造。發(fā)育碎裂巖化，且具中細-細粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)和文象結(jié)構(gòu)(圖3c, d)。主要由堿性長石(30%～35%)、斜長石(35%～40%)、石英(～30%)和黑云母(～2%)，以及副礦物磷灰石、榍石和鋯石等組成。其中，堿性長石呈半自形板狀、他形粒狀，粒徑0.2～3.0mm，多由網(wǎng)狀、細脈狀的條紋長石組成；斜長石呈半自形板狀，粒徑0.2～3.5mm，可見細而密的聚片雙晶；石英呈他形粒狀，粒徑0.2～3.0mm；黑云母呈片狀、鱗片狀，粒徑0.2～1.0mm(圖3c, d)。

中泥盆世變質(zhì)火山-沉積巖位于蓮花鎮(zhèn)北部的紅花店地區(qū)，是下二臺構(gòu)造雜巖的重要組成部分，巖性以變流紋巖、云母石英片巖和云母二長變粒巖為主。本文采集的樣品為變流紋巖(圖3e)，巖石新鮮面呈淺灰色、淺肉紅色，變余斑狀結(jié)構(gòu)，糜棱結(jié)構(gòu)，變余流紋構(gòu)造。變斑晶為鉀長石(含量小于2%)，粒度0.5～1.0mm，多表現(xiàn)晶內(nèi)塑性變形以及晶內(nèi)破裂和微破裂等特征；基質(zhì)為微晶結(jié)構(gòu)，原巖變形強烈，長英質(zhì)礦物定向排列清晰(圖3f)。

2 分析方法

測年樣品的粉碎、鋯石的分選以及制靶等工作在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成。鋯石陰極發(fā)光圖像在北京中興美科科技有限公司獲取。鋯石U-Pb同位素測試分析在自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室的激光剝蝕等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)上完成。其中，激光剝蝕系統(tǒng)采用德國193-ArF準(zhǔn)分子激光器，ICPMS為7500A型質(zhì)譜儀，激光斑束直徑為32μm，激光脈沖為8Hz，激光能量密度約為10J/cm2。實驗過程中采用高純氦氣作為剝蝕物質(zhì)載氣，氬氣作為輔助氣調(diào)節(jié)靈敏度，同位素比值校正采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500和GJ-1作為外標(biāo)，Th、U、Pb等元素含量以國際標(biāo)樣NIST610為外標(biāo)，獲得的測試數(shù)據(jù)應(yīng)用ICP-MS-Datacal 10.8和Isoplot/Ex_ver 3程序?qū)ζ溥M行處理并完成圖件繪制。

鋯石Lu-Hf同位素測試分析在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實驗室的多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS，Neptune)和193nm激光剝蝕系統(tǒng)(New Wave)上完成。具體的Lu-Hf同位素分析測試方法、同位素分餾校正以及標(biāo)樣等參照耿建珍等(2011)，Lu-Hf同位素相關(guān)的計算方法、參數(shù)等詳見吳福元等(2007)。

樣品的巖石地球化學(xué)測試分析在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成，整個過程均在無污染的設(shè)備中進行。分別采用X射線熒光光譜法(XRF)、電感耦合等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)完成主量和微量元素的測試。其中，主量元素分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于5%，微量元素的分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于10%。

3 分析結(jié)果

3.1 同位素年代學(xué)

本次研究對祥子嶺黑云母二長花崗巖(235-20)、夏家溝二長花崗巖(235-9)和紅花店變流紋巖(GZ05-1)3件樣品進行了鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素測年，測試結(jié)果見表1，部分鋯石陰極發(fā)光圖像和年齡協(xié)和圖見圖4。3件巖漿巖樣品中的鋯石均為淺灰色或淺褐色晶體，除部分鋯石因機械分選而呈不規(guī)則狀外，多數(shù)鋯石呈自形-半自形柱狀，長度為80～250μm，長寬比為1:1～2.5:1。陰極發(fā)光圖像顯示鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰且震蕩環(huán)帶密集，相對較高的Th/U值(0.51～1.97)以及明顯的巖漿鋯石稀土配分曲線(圖4c, f)，表明這些鋯石為巖漿成因。

表1 昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

續(xù)表1Continued Table 1

黑云母二長花崗巖樣品(235-20)采自鎮(zhèn)北村北部的祥子嶺山頂， 采樣坐標(biāo)為42°48′08″N、 124°16′44″E。對樣品進行了23個點的有效測試分析，分析點的206Pb/238U表面年齡介于384±4Ma～393±4Ma， 在諧和圖上均分布在諧和線上及附近，得到的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為389±2Ma(MSWD=0.32，n=23)，代表了黑云母二長花崗巖的形成時代，即中泥盆世。

二長花崗巖樣品(235-9)采自護林村南部夏家溝山頂，采樣坐標(biāo)為 42°49′01″N、124°15′47″E。對樣品進行了18個點的有效測試分析，分析點的206Pb/238U表面年齡介于372±4Ma～380±4Ma，在諧和圖上均分布在諧和線上，得到的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為377±2Ma(MSWD=0.44，n=18)，該年齡代表夏家溝二長花崗巖的結(jié)晶年齡，為晚泥盆世巖漿活動的產(chǎn)物。

變流紋巖樣品(GZ05-1)采自紅花店北部縣道(X053)東側(cè)巖壁，采樣坐標(biāo)為 42°54′15″N、124°27′13″E。對樣品的36顆鋯石進行了有效測試分析，分析點的206Pb/238U表面年齡介于379±4Ma～389±4Ma，鋯石顆粒年齡均位于諧和線上及其附近，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為385±2Ma(MSWD=0.32，n=36)，形成于中泥盆世。

3.2 巖石地球化學(xué)特征

昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖樣品的主量、微量和稀土元素分析結(jié)果見表2。

表2 昌圖區(qū)泥盆紀(jì)巖漿巖的主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

續(xù)表2Continued Table 2

中泥盆世祥子嶺巖體4件樣品的SiO2含量為74.71%～77.39%，Na2O和K2O含量分別為2.95%～3.73%和4.51%～6.26%，K2O+Na2O平均值為8.53%。在TAS圖解中(圖5a)樣品落入花崗巖和亞堿性區(qū)域。里特曼指數(shù)(σ)平均值為2.21，在SiO2-K2O圖解中樣品主要落入高鉀鈣堿性區(qū)域(圖5b)。Al2O3和CaO含量分別為12.05%～12.97%和0.57%～0.85%，鋁飽和指數(shù)A/CNK值介于0.97～1.03之間，顯示準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)特征(圖5c)。分異指數(shù)(DI)為93～95，顯示巖石分異程度高。其稀土元素總量較低(∑REE=63.88×10-6～114.3×10-6)，δEu為0.36～1.08，多數(shù)樣品具有明顯的負Eu異常。LREE/HREE比值為6.79～16.78，(La/Yb)N為5.21～22.86，顯示輕稀土右傾[(La/Sm)N=4.39～6.19]和重稀土平坦[(Gd/Lu)N=0.73～2.30]的配分形式(圖6a)。從原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)可以看出，樣品相對富集Rb、Th、Pb、Nd、Zr等元素，明顯虧損Ba、Nb、P、Ti。

中泥盆世變流紋巖4件樣品的SiO2=71.23%～75.71%，Na2O=3.98%～5.02%，K2O=3.72%～5.23%，K2O+Na2O平均值為9.18%。里特曼指數(shù)(σ)平均值為2.76，在TAS圖解和SiO2-K2O圖解中可以看出，樣品落入流紋巖區(qū)域且大部分樣品落入亞堿性區(qū)域(圖5a)，屬于高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列(圖5b)。Al2O3和CaO含量分別為12.98%～13.86%和0.40%～1.18%，鋁飽和指數(shù)A/CNK值為0.86～1.06，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)-過鋁質(zhì)巖石(圖5c)。分異指數(shù)(DI)為94～96，顯示巖石分異程度高。巖石的稀土元素總量(∑REE)為159.0×10-6～187.4×10-6)，δEu為0.52～0.69，顯示負Eu異常特征。LREE/HREE比值為7.59～10.4，(La/Yb)N為3.80～6.85，顯示輕稀土右傾[(La/Sm)N=3.58～4.62]和重稀土平坦[(Gd/Lu)N=0.82～1.07]的配分形式(圖6a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)中，變流紋巖以相對富集Rb、Th、Pb、Nd、Zr，虧損Ba、Nb、P、Ti為特征。

晚泥盆世夏家溝巖體4件樣品的SiO2含量范圍為72.84%～76.21%，全堿(K2O+Na2O)含量為8.23%～10.05%，平均值為9.38%。TAS圖解(圖5a)顯示樣品落入花崗巖區(qū)域，多數(shù)樣品屬于亞堿性系列。里特曼指數(shù)(σ)平均值為2.80，在SiO2-K2O圖解中樣品落入高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列區(qū)域(圖5b)。Al2O3含量為11.54%～12.99%，CaO含量為0.55%～1.27%，A/NK值為0.91～1.15，A/CNK值范圍為0.84～1.03，顯示過堿性到弱過鋁質(zhì)特征(圖5c)，且具有較高的分異指數(shù)(DI=93～95)。其稀土元素總量(∑REE)為115.5×10-6～162.7×10-6，具強烈的負Eu異常特征(δEu=0.16～0.35)。LREE/HREE比值為3.41～7.08，(La/Yb)N為2.25～6.02，具向右緩傾的海鷗型曲線特征(圖6a)。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)顯示樣品相對富集Rb、Th、U、Ta、Pb、Nd等元素，相對虧損Ba、Sr、P、Eu、Ti。

如上所述，泥盆紀(jì)巖漿巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖皆呈右傾，但Eu異常程度不同，其中晚泥盆世巖漿巖的輕重稀土分餾程度比中泥盆世巖漿巖強。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中則表現(xiàn)出不同程度的富集大離子親石元素(Rb、Th等)和相對虧損高場強元素(Nb、Ti等)。

3.3 鋯石Hf同位素特征

本文對泥盆紀(jì)花崗巖具有和諧年齡的典型鋯石進行鋯石原位Hf同位素分析，以每顆鋯石的年齡計算鋯石εHf(t)值，數(shù)據(jù)結(jié)果見表3。

表3 昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖鋯石Hf同位素分析結(jié)果Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

中泥盆世祥子嶺巖體樣品235-20的10個測試點176Hf/177Hf比值為0.282729～0.282865，εHf(t)值均為正值(圖7)，介于6.4～11.4，平均為9.1，二階段模式年齡(tDM2)在654～977Ma之間。

晚泥盆世夏家溝巖體樣品235-9的10個測試點176Hf/177Hf比值為0.282846～0.282964，εHf(t)值都為正值(圖7)，變化范圍10.0～14.6，相對于中泥盆世花崗巖更加靠近虧損地幔，二階段模式年齡(tDM2)介于442～733Ma。

4 討論

4.1 華北克拉通北緣東段泥盆紀(jì)巖漿活動

近年來，前人在華北板塊北緣中段集寧-隆化斷裂以北的地區(qū)識別出了一條東西向的泥盆紀(jì)巖漿巖帶(圖1b)，包括固陽、烏蘭哈達、赤峰一帶的堿性侵入巖(418～379Ma; 羅鎮(zhèn)寬等, 2001; Zhangetal., 2007, 2010, 2018; Liuetal., 2010; Shietal., 2010; 王惠初等, 2012; Zengetal., 2012; 徐博文等, 2015; Huang and Hou, 2017)，赤峰地區(qū)解放營子、朝吐溝等地的火山巖(404～359Ma; 劉建峰等, 2013; 葉浩等, 2014; 孫立新等, 2015)，以及承德地區(qū)紅石砬、龍王廟等地的基性-超基性巖(399～381Ma; Zhangetal., 2009; Tengetal., 2015)，但是在松遼盆地東側(cè)的遼北-吉中地區(qū)該期巖漿活動卻鮮有報道。一方面，傳統(tǒng)認為的海西期花崗巖已明確其主體形成于中生代；另一方面，受太平洋構(gòu)造域的強烈影響，該區(qū)古生代地質(zhì)體普遍被剝蝕和改造。隨著高精度填圖工作的開展以及綜合研究的深入，少量泥盆紀(jì)地質(zhì)體被識別出來(Peietal., 2016)，包括安石鎮(zhèn)流紋質(zhì)凝灰?guī)r(410～403Ma)、公主嶺二長花崗巖(400Ma)和威遠堡二長花崗巖(396Ma)。本次工作對新發(fā)現(xiàn)的泥盆紀(jì)巖漿巖開展了鋯石U-Pb同位素測年工作，測試點大多位于鋯石邊部震蕩環(huán)帶清晰的部位，Th/U值介于0.51～1.97之間，數(shù)據(jù)點位于諧和線上和附近，獲得的測年結(jié)果可以代表巖體的侵位年齡。測試結(jié)果顯示，祥子嶺黑云母二長花崗巖形成于389Ma、夏家溝二長花崗巖形成于377Ma、紅花店變流紋巖形成于385Ma，結(jié)合前人研究資料可以證實華北板塊北緣東段泥盆紀(jì)的巖漿活動介于410～377Ma，與中段出露的堿性巖和基性-超基性巖的侵位時限相一致(418～379Ma)。因此，我們認為研究區(qū)中-晚泥盆世巖漿活動應(yīng)是華北板塊北緣東西向泥盆紀(jì)巖漿巖帶東延的一部分。

4.2 巖石成因及源區(qū)性質(zhì)

準(zhǔn)確鑒別巖漿巖的成因類型對于解釋其構(gòu)造環(huán)境和源區(qū)特征具有重要意義，根據(jù)礦物組成和元素地球化學(xué)特征可劃分為I型、S型、A型和M型(Chappell and White, 1974)。就所研究的泥盆紀(jì)巖漿巖巖相學(xué)特征而言，顯微鏡下可以確定主要造巖礦物為石英、斜長石、堿性長石和少量黑云母，但并未發(fā)現(xiàn)堇青石、角閃石和堿性暗色礦物等標(biāo)志性礦物，因此元素地球化學(xué)特征便成為主要的鑒別指標(biāo)(Pitcher, 1997)。

M型巖漿巖是洋殼的重要組成部分，其源區(qū)為幔源，一般具有低K2O和Th的特點(陳建林等, 2004; Freundetal., 2014)，這與昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖明顯不同(圖5b、圖6b)，而且區(qū)域上也未出現(xiàn)同期的島弧火山巖，因此可以判斷其不屬于M型巖漿巖。在Whalenetal. (1987)的判別圖解中，樣品總體落入了靠近A型花崗巖的區(qū)域內(nèi)(圖8a, b)，考慮到SiO2含量>72%的I、S型高分異巖漿巖與A型巖漿巖的地球化學(xué)特征通常具有一定的相似性(Whalenetal., 1987; Wuetal., 2003)，而昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖表現(xiàn)出高硅(SiO2=71.23%～77.39%)、富堿(K2O+Na2O=8.23%～10.25%)，低FeOT、MgO、CaO含量以及高的分異指數(shù)(DI=93～96)，富集Rb、Th、Pb和虧損Ba、P、Ti等特征(圖6、表2)，暗示原始巖漿結(jié)晶分異強烈(Sylvester, 1998; Clemens, 2003)。同時，低的Zr+Nb+Ce+Y含量(109.4×10-6～329.4×10-6，平均為225.7×10-6)、10000×Ga/Al比值(0.57～3.59，平均為2.04)以及鋯飽和溫度(TZr=716～778℃，平均為748℃)，與典型的A型巖漿巖(Zr+Nb+Ce+Y>400×10-6，10000×Ga/Al比值>2.6，TZr>850℃)具有明顯區(qū)別。同樣的，在(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO和(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO圖解(圖8c, d)中大多數(shù)樣品落入高分異巖漿巖區(qū)域內(nèi)，進一步證明昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖應(yīng)屬于高分異巖漿巖。華北板塊北緣東段同期的巖漿巖也具有相同的特征(Peietal., 2016)，這些巖漿巖的大部分樣品符合準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)特征(昌圖地區(qū)泥盆紀(jì)巖漿巖的A/CNK值范圍為0.84～1.06)，也有少部分樣品屬于強過鋁質(zhì)，但近年來的研究已證實I型巖漿巖也可以顯示出過鋁質(zhì)甚至強過鋁質(zhì)特征(Sissonetal., 2005; Chappelletal., 2012)。一方面，實驗巖石學(xué)研究發(fā)現(xiàn)磷灰石在I型長英質(zhì)巖漿中溶解度較低，而且容易在巖漿分異過程中達到飽和而結(jié)晶分離，并隨著SiO2含量的增加而降低；在S型長英質(zhì)巖漿中磷灰石的溶解度較高，常具有較高的P2O5含量且與SiO2含量呈正相關(guān)(Watson and Capobianco, 1981)。因此，SiO2含量和P2O5含量之間的相關(guān)關(guān)系通常被作為判斷初始巖漿類型的重要指標(biāo)。在SiO2-P2O5圖解中(圖9a)，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖樣品的P2O5含量較低(0.01%～0.03%)，并且與SiO2含量呈負相關(guān)關(guān)系，應(yīng)屬于I型花崗巖，華北板塊北緣東段的同期巖漿巖也具有相同的變化趨勢(Peietal., 2016)；另一方面，分異S型長英質(zhì)巖漿中的微量元素Th、Y含量通常較低且與Rb含量呈負相關(guān)，在分異I型長英質(zhì)巖漿中則與之相反，Th、Y含量通常較高并隨著Rb含量的增加而增加(Chappell, 1999)，因此，微量元素Th、Y在巖漿分異過程中的演化趨勢也是區(qū)別I型和S型巖漿巖的標(biāo)志。在Rb-Y圖解(圖9b)和Rb-Th圖解(圖9c)中，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖樣品的Th、Y含量隨著Rb含量的增加而增加，暗示該期巖漿巖具有I型花崗巖的特征(圖9b, c; Chappell, 1999)。此外，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖中未見到富鋁硅酸鹽礦物(如白云母、石榴石等)，樣品的SiO2含量與La、Ge、Ba等呈正相關(guān)，明顯有別于典型的S型巖漿巖(Chappell, 1999)。綜上認為，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖應(yīng)為高分異I型巖漿巖。

在εHf(t)-t圖解中(圖7)，昌圖地區(qū)泥盆紀(jì)巖漿巖樣品點都落入白乃廟弧長英質(zhì)巖石的εHf(t)值范圍內(nèi)，暗示研究區(qū)位于白乃廟弧帶之上。與赤峰地區(qū)泥盆紀(jì)巖漿巖具有負的εHf(t)值特征明顯不同(Shietal., 2010; 劉建峰等, 2013; Peietal., 2016; Zhangetal., 2018)，華北板塊北緣東段(昌圖、公主嶺及安士鎮(zhèn)地區(qū))泥盆紀(jì)巖漿巖的εHf(t)值皆為正值，介于2.3～14.6之間，暗示年輕物質(zhì)是其主要來源。一方面，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖樣品在εHf(t)-t圖解中(圖7)都落入球粒隕石和虧損地幔演化線之間，說明其物源可能主要來自虧損地?；蛐律貧の镔|(zhì)。而且，晚泥盆世巖漿巖樣品點更加靠近虧損地幔演化線，暗示源區(qū)需要更加年輕的物質(zhì)，很可能有底侵物質(zhì)的加入。另一方面，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖的εHf(t)值變化范圍較大(6.4～14.6)，包括華北板塊北緣東段同期的巖漿巖，都暗示物源具有明顯的不均一性。而且這些花崗巖的Nb/Ta比值介于8.70～22.45之間，平均為13.50，處于全球下地殼與虧損地幔之間(Nb/Ta比值分別為8.3、17.7；Rudnick and Gao, 2003；Sun and McDonough, 1989)，進一步說明昌圖泥盆紀(jì)花崗巖的源區(qū)具有殼?；煸吹奶攸c。值得注意的是，隨著泥盆紀(jì)巖漿巖結(jié)晶年齡的逐漸年輕，εHf(t)值顯著升高，反映巖漿形成過程中幔源物質(zhì)組分不斷混入且比例呈增長趨勢，表明華北板塊北緣東段泥盆紀(jì)時期經(jīng)歷了復(fù)雜的巖漿演化過程和殼幔相互作用。

研究表明，富集某種元素的礦物發(fā)生結(jié)晶分異作用通常會導(dǎo)致該元素的虧損(Chappell, 1999)，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖的主要氧化物含量(P2O5、MgO、FeOT、TiO2)與SiO2含量呈負相關(guān)，表明母巖漿經(jīng)歷了富磷礦物、鎂鐵礦物(角閃石、黑云母)和富鈦礦物的分離結(jié)晶作用；微量元素Eu、Ba、Sr的虧損則暗示長石類礦物的結(jié)晶分離，以上特征顯示巖漿源區(qū)發(fā)生混合后發(fā)生了明顯的晶體分餾。一般來說，Zr和Zr/Nb的關(guān)系通常被用于驗證酸性巖漿巖的分離結(jié)晶作用(Dall’Agnoletal., 1999)，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖樣品在Zr-Zr/Nb圖解(圖10a)中顯示明顯的分離結(jié)晶作用趨勢，進一步證明巖漿演化過程中發(fā)生了分離結(jié)晶作用。這一點也得到了分離結(jié)晶定量模擬的響應(yīng)，在Sr-Ba圖解(圖10b)和Eu/Eu*-Ba圖解(圖10c)中，我們可以看出昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖的Eu、Ba、Sr虧損可能與斜長石和鉀長石的分離結(jié)晶作用有關(guān)，La-(La/Yb)N圖解(圖10d)中則顯示稀土元素的含量變化主要受磷灰石、獨居石和褐簾石等副礦物結(jié)晶分餾作用的影響。綜上所述，昌圖泥盆紀(jì)高分異I型花崗巖應(yīng)是幔源基性巖漿與新生地殼再融熔體發(fā)生巖漿混合的產(chǎn)物，在成巖過程中母巖漿經(jīng)歷了高程度的分離結(jié)晶作用。

4.3 構(gòu)造意義

華北克拉通北緣中段分布一條東西向泥盆紀(jì)巖漿巖帶(張拴宏等, 2010; Zhangetal., 2018; 牛曉露等, 2021)，是由堿性巖、A型花崗巖、基性-超基性巖，以及酸性、基性火山巖構(gòu)成的雙峰式火成巖組合，這些特征指示華北板塊北緣中段在泥盆紀(jì)時期處于伸展構(gòu)造環(huán)境。與普遍發(fā)育同侵位期變形的石炭-二疊紀(jì)侵入巖相比，泥盆紀(jì)巖漿巖多具弱變形或未變形的構(gòu)造特征指示巖體應(yīng)侵位于伸展環(huán)境(張琪琪, 2021)。而且，前人在華北板塊北緣東段遼北-吉中地區(qū)發(fā)現(xiàn)的泥盆紀(jì)巖漿活動(410～396Ma)也被認為是形成于伸展環(huán)境(Peietal., 2016)。由上可知，華北板塊北緣在泥盆紀(jì)時期處于區(qū)域性的伸展環(huán)境已經(jīng)得到大多數(shù)學(xué)者的認可。

但是，對于泥盆紀(jì)地殼伸展的構(gòu)造背景是受何種動力學(xué)機制制約仍存在爭議。一些學(xué)者認為古亞洲洋板塊南向俯沖過程中俯沖板塊斷離所引起的地殼伸展是泥盆紀(jì)巖漿巖的侵位機制(Zhangetal., 2010)；也有一些學(xué)者認為是古亞洲洋最終消亡后形成的后造山環(huán)境的產(chǎn)物(Xuetal., 2013, 2015; 徐備等, 2014)；還有學(xué)者認為是晚志留世時期白乃廟島弧與華北克拉通北緣發(fā)生弧-陸碰撞引起的碰撞后伸展所導(dǎo)致的(Jianetal., 2008; Zhangetal., 2009; 張琪琪和張拴宏, 2019)。上述這些不同的動力學(xué)機制，是由該區(qū)古生代時期不同的地質(zhì)演化重建模型所衍生出來，所以正確認識華北板塊北緣古生代時期的演化歷史是探究泥盆紀(jì)地殼伸展成因的關(guān)鍵。一方面，在華北板塊北緣不斷識別出反映板塊構(gòu)造作用的藍片巖、蛇綠巖以及與板塊俯沖、碰撞相關(guān)的巖漿帶，并表現(xiàn)出由陸緣向海一側(cè)具有逐漸年輕的趨勢，指示古生代俯沖增生雜巖帶的存在(Xiaoetal., 2003; Jianetal., 2008; Peietal., 2016)，說明華北板塊北緣古生代時期持續(xù)受到古亞洲洋板塊的俯沖作用，因而古亞洲洋消亡后的后造山環(huán)境顯然不是泥盆紀(jì)巖漿巖的形成機制。另一方面，白乃廟弧是形成于早古生代的島弧(Peietal., 2016; Zhouetal., 2018;Maetal., 2019)，在早古生代末-晚古生代初以弧-陸碰撞的方式拼貼到華北克拉通北緣已獲得大量地質(zhì)記錄的支持，如(1)華北克拉通北緣和白乃廟弧帶內(nèi)的古生代巖漿巖具有不同的Nd-Hf同位素特征(圖7，張琪琪, 2021)，暗示兩者在早古生代時期具有不同的演化歷史和基底屬性；(2)沿赤峰-開原斷裂一線出露419～411Ma同碰撞巖漿巖(張維和簡平, 2008; Jianetal., 2008; Zhangetal., 2013; 陳井勝等, 2017)；(3)從內(nèi)蒙中部向東到吉中地區(qū)的西別河組不整合覆蓋于早古生代地質(zhì)之上(張允平等, 2010)；以及(4)白乃廟地區(qū)的逆沖推覆構(gòu)造(450～410Ma；周志廣等, 2018)等，都證明在早古生代末-晚古生代初發(fā)生了區(qū)域性的弧-陸碰撞作用。

此外，昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖在構(gòu)造環(huán)境判別圖中(圖11)主要落入火山弧與板內(nèi)以及Pearce (1984)補充圈定的后碰撞花崗巖疊加區(qū)域，與華北板塊北緣東段同期出露的巖漿巖具有相同的特征(Peietal., 2016)，整體表現(xiàn)為由早-中泥盆世火山弧向晚泥盆世板內(nèi)區(qū)域偏移的趨勢，揭示了該時期由碰撞-伸展過渡的大地構(gòu)造背景信息。鋯石εHf(t)值隨著昌圖泥盆紀(jì)花崗巖形成時代的變新而逐漸增大，也暗示地殼伸展作用的加強更有利于幔源物質(zhì)的加入。此外，高分異I型花崗巖通常被認為形成于俯沖環(huán)境(朱弟成等, 2009)或后造山階段(吳福元等, 2017)，結(jié)合遼北-吉中地區(qū)同期巖漿巖具有I-A過渡型花崗巖特征(Peietal., 2016)，表明泥盆紀(jì)時期華北板塊北緣已經(jīng)進入弧-陸碰撞后的伸展階段。值得注意的是，地質(zhì)體的變質(zhì)變形特征記錄了造山帶構(gòu)造演化過程中的重要地質(zhì)事件，研究區(qū)內(nèi)早-中泥盆世巖漿巖普遍發(fā)育韌性剪切變形應(yīng)與碰撞后的大型走滑韌性剪切活動有關(guān)(Zhongetal., 1990)，而晚泥盆世夏家溝巖體沒有明顯的構(gòu)造變形特征則指示巖體應(yīng)侵位于伸展構(gòu)造背景。綜上所述，泥盆紀(jì)時期華北板塊北緣處于碰撞后的伸展背景環(huán)境中，與晚志留世時期白乃廟弧與華北克拉通北緣發(fā)生弧-陸碰撞后的地殼伸展作用有關(guān)。與此同時，該期構(gòu)造事件在索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合線以北的地區(qū)也有響應(yīng)，如與弧-陸碰撞后伸展作用有關(guān)的泥盆紀(jì)巖漿活動在錫林浩特地塊(Lietal., 2017)、松嫩-張廣才嶺地塊(許文良等, 2012)和佳木斯地塊(孟恩等, 2011)中被不斷識別出來，蘇尼特左旗南部的色日巴彥敖包組盆地類型分析指示在早古生代末期進入了弧-陸碰撞之后的伸展背景(王樹慶等, 2021)，都暗示了該縫合帶兩側(cè)都經(jīng)歷了晚志留世弧-陸碰撞與泥盆紀(jì)碰撞后的伸展的地質(zhì)演化過程。

5 結(jié)論

(1)鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，新識別出的祥子嶺巖體和夏家溝巖體的侵位年齡分別為389±2Ma、377±2Ma，新厘定的晚古生代下二臺構(gòu)造雜巖中的紅花店變流紋巖形成于385±2Ma，與華北板塊北緣中段泥盆紀(jì)巖漿活動時限相一致。

(2)昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖具有高硅富堿、貧鐵鎂鈣、準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)的特征，富集Rb、Th、Pb和虧損Ba、P、Ti，屬于高分異I型巖漿巖。同時，鋯石εHf(t)值皆為正值且隨著侵位年齡的年輕而顯著升高，表明源區(qū)為幔源基性巖漿與新生地殼再融熔體發(fā)生巖漿混合的產(chǎn)物，在侵位和成巖過程中經(jīng)歷了結(jié)晶分離作用。

(3)昌圖泥盆紀(jì)巖漿巖形成于碰撞后的伸展背景，與晚志留世末白乃廟弧與華北克拉通北緣發(fā)生弧-陸碰撞后的地殼伸展作用有關(guān)。

謹以此文慶?！吧蜿柕刭|(zhì)調(diào)查中心”成立60周年。

致謝在鋯石U-Pb定年和Hf同位素測試過程中得到了自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室與天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實驗室老師的幫助和支持；兩位審稿專家對本文提供了寶貴意見；在此一并表示由衷的感謝。