遼-蒙交界地區(qū)晚侏羅世高硅花崗巖：巖石成因與地質(zhì)意義

楊智荔 張曉暉 袁玲玲

1. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 1000292. 中國(guó)科學(xué)院地球科學(xué)研究院，北京 1000293. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 1000494. 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，有色金屬成礦預(yù)測(cè)與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，長(zhǎng)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(xiàn)代地質(zhì)學(xué)濫觴與成熟的常青主題。肇始于20世紀(jì)70年代的花崗巖分類(Chappell and White, 1974; White and Chappell, 1977; Whalenetal., 1987; Frostetal., 2001)與實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)(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(qū)性質(zhì)、熔融溫壓條件與結(jié)晶分異作用等制約花崗巖成因的基本要素及其相互關(guān)系，而且奠定了花崗巖作為探究大陸地球動(dòng)力學(xué)過程與地殼演化耦合聯(lián)系的窗口地位(Pitcher, 1993; Barbarin, 1999; Bonin, 2007; 吳福元等, 2007)。21世紀(jì)以來高精度年代學(xué)與多元-多尺度精細(xì)地球化學(xué)示蹤工具的常規(guī)化運(yùn)用拓展了花崗巖研究的時(shí)空維度(Kemp and Hawkesworth, 2014; 王孝磊, 2017; 吳福元等, 2017)，突出進(jìn)展包括：準(zhǔn)確厘定形成巨型復(fù)式花崗巖套的幕式巖漿的時(shí)序與過程(Cottametal., 2010; Duceaetal., 2017)，利用礦物微區(qū)元素和同位素示蹤巖漿源區(qū)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(xì)花崗巖成因研究構(gòu)建大陸地殼結(jié)構(gòu)與殼幔物質(zhì)交換的新型范式(Hackeretal., 2011, 2015; Kelemen and Behn, 2016)。近五年來，標(biāo)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(jī)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(zhì)(吳福元等, 2017)。

華北中生代花崗巖省是中國(guó)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(dòng)歷時(shí)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(gòu)造帷幕的開啟與演進(jìn)。近年來基于高精度測(cè)年手段和精細(xì)地球化學(xué)示蹤方法的一系列研究基本建立了兩大構(gòu)造單元內(nèi)中生代花崗巖的詳盡檔案(Wuetal., 2011; Zhangetal., 2014a; Tangetal., 2018)。作為獨(dú)立侵入體或復(fù)合巖基的重要組成部分，高硅花崗巖提供了精細(xì)表征中亞造山帶新生地殼成熟的重要標(biāo)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(jù)；另一方面，高硅花崗巖構(gòu)成東北地區(qū)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(yīng)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(xì)的時(shí)空分布格架，中生代高硅花崗巖在兩大構(gòu)造單元過渡區(qū)域的時(shí)空分布特征仍缺乏系統(tǒng)刻畫。在發(fā)育白云鄂博-赤峰斷裂帶的西段地區(qū)，僅有零星的中侏羅世和早白堊世A型花崗巖報(bào)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(qū)，沿?cái)嗔褞Оl(fā)育一系列燕山期花崗巖，其中以跨越內(nèi)蒙古和遼寧兩地分布的白音花巖基規(guī)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(xué)方面僅有早期區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作的零星資料(長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院, 1996(1)長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院. 1996. 1︰50000區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告(舊廟、沙寶臺(tái)、哈爾套幅))，同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)更是一片空白。由于其時(shí)代和源區(qū)歸屬與華北克拉通/中亞造山帶界限這一中國(guó)重要區(qū)域地質(zhì)問題直接相關(guān)，因此本次研究我們擬采用高精度離子探針(SIMS)鋯石U-Pb測(cè)年手段確定其侵入時(shí)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(gòu)造背景，進(jìn)而為界定華北克拉通北緣邊界提供約束。

1 區(qū)域地質(zhì)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(zhì)(Liuetal., 1992)和約3.45Ga不均一深部地幔(Wangetal., 2019)為起點(diǎn)，諸多冥古宙幼年地體經(jīng)歷新太古代(2.8～2.5Ga)大規(guī)模巖漿活動(dòng)和巨量陸殼生長(zhǎng)實(shí)現(xiàn)部分克拉通化(Zhai and Santosh, 2011)?；卺槍?duì)太古宙末期地體格局和古元古代巖漿-構(gòu)造熱事件時(shí)空分布的不同認(rèn)識(shí)，“克拉通內(nèi)部活動(dòng)帶”模式強(qiáng)調(diào)古元古活動(dòng)帶在太古代末期初始克拉通化基礎(chǔ)上經(jīng)歷有限裂解、俯沖與碰撞等演化過程(翟明國(guó)和彭澎, 2007; Zhai and Santosh, 2011, 2013)；“克拉通內(nèi)部造山帶”模式倡導(dǎo)者認(rèn)為，陰山陸塊與鄂爾多斯陸塊在～1.95Ga沿孔茲巖帶碰撞對(duì)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(tǒng)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(gè)晚太古代造山帶和一個(gè)古元古代造山帶，克拉通中西部陸塊經(jīng)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(jìn)入“地球中年期”(Zhaietal., 2015)，接受長(zhǎng)期穩(wěn)定沉積蓋層并發(fā)育周期性裂谷事件，其中以與全球規(guī)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(guī)模最大以及歷時(shí)最長(zhǎng)的顯生宙增生型造山帶。旨在重建中亞造山帶復(fù)雜增生歷史的宏觀范型，無論是早期的“單一巖漿弧持續(xù)俯沖-增生”模式(eng?retal., 1993)還是當(dāng)前主流的“多島洋俯沖-增生”模式(Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2015)，均認(rèn)可古亞洲洋在華北-南蒙古構(gòu)造域最終閉合。有關(guān)該構(gòu)造域的當(dāng)前諸多構(gòu)造格局劃分方案盡管細(xì)節(jié)有別，但可一致三分為南、北并置的兩個(gè)復(fù)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(fù)合地體(Badarchetal., 2002)相接，除共享中晚元古代結(jié)晶基底之外(Yarmolyuketal., 2005;孫立新等, 2013; Zhouetal., 2018)，二者古生代皆以發(fā)育蛇綠混雜帶、島弧增生雜巖、活動(dòng)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(nèi)蒙中部稱南造山帶(Jianetal., 2008)，向東延伸至吉林地區(qū)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(jīng)由西拉木倫最后至長(zhǎng)春-延吉一帶(Eizenh?fer and Zhao, 2018)。

古生代時(shí)期華北克拉通北緣響應(yīng)古亞洲洋裂解、擴(kuò)展和消亡的造山旋回過程，地殼結(jié)構(gòu)與成分相應(yīng)發(fā)生重大調(diào)整，形成總體近東西向展布的陰山-燕山褶段帶，并發(fā)育多期晚古生代巖漿巖帶(張曉暉和翟明國(guó), 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(jì)堿性雜巖(Zhangetal., 2010b)和鎂鐵-超鎂鐵巖-閃長(zhǎng)巖(Zhangetal., 2009a)；可能類似于安第斯弧巖漿巖的石炭紀(jì)-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(zhǎng)巖-閃長(zhǎng)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(lián)合板塊并進(jìn)入陸內(nèi)演化階段(Davisetal., 2001)。之后經(jīng)歷古亞洲洋構(gòu)造域造山后伸展、蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造域與古太平洋構(gòu)造域等多重構(gòu)造體系疊加影響，斷裂構(gòu)造發(fā)育，巖漿活動(dòng)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(jì)和白堊紀(jì)多期火山和巖漿侵入活動(dòng)(Zhangetal., 2003, 2014a)，以及一系列早白堊世變質(zhì)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(nèi)蒙古庫倫旗的交界區(qū)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(jì)基底，又發(fā)育顯生宙多期構(gòu)造域疊加影響的活動(dòng)印記(圖1)。該地區(qū)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(zhì)作用，反映發(fā)生在洋內(nèi)弧體系的大陸地殼生長(zhǎng)(Wangetal., 2015)。覆蓋于基底之上的蓋層包括新元古代長(zhǎng)城系低變質(zhì)-未變質(zhì)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(tǒng)興隆溝組(Mengetal., 2010)、上侏羅統(tǒng)藍(lán)旗營(yíng)組、下白堊統(tǒng)義縣組和阜新組(Zhangetal., 2003)。

顯生宙侵入巖建造遍布遼寧-內(nèi)蒙古交界之地(圖1b)。早期的區(qū)域地質(zhì)調(diào)查根據(jù)野外接觸關(guān)系和巖性-組構(gòu)特征將其歸于海西期、印支期和燕山期三個(gè)侵位時(shí)代(遲廣城和林維峰, 1999)。近年來系統(tǒng)的高精度鋯石U-Pb年代學(xué)和巖石地球化學(xué)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(zhì)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(zhì)雜巖構(gòu)成遼西醫(yī)巫閭山晚侏羅世-早白堊世巖漿穹窿-變質(zhì)核雜巖伸展構(gòu)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(tǒng)研究。

2 巖體地質(zhì)與巖相學(xué)特征

白音花巖基構(gòu)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(nèi)蒙古庫倫旗白音花一帶(圖1b)，邊部為不規(guī)則狀，出露面積近200km2。侵入體南側(cè)不整合侵入太古宙片麻巖，北側(cè)與石炭系地層接觸，部分被下白堊統(tǒng)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(gòu)不發(fā)育，但風(fēng)化剝蝕作用影響比較嚴(yán)重。

圖1 研究區(qū)所在位置與區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖

侵入體主體巖性為二長(zhǎng)花崗巖和鉀長(zhǎng)花崗巖，二者呈漸變過渡關(guān)系；此外，沿巖體內(nèi)部裂隙或裂理發(fā)育花崗細(xì)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(zhǎng)幾米至幾十米以上。二長(zhǎng)花崗巖具有似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、石英和少量黑云母，含量占8%～10%(圖2a, b)。鉀長(zhǎng)石粒徑約1.0～4.0mm，含量約3%，主要為自形-半自形結(jié)構(gòu)，發(fā)育卡式雙晶，部分礦物表面發(fā)生粘土化；斜長(zhǎng)石斑晶約0.5～2.0mm，含量約2%，自形-半自形結(jié)構(gòu)，發(fā)育聚片雙晶；石英斑晶呈他形，粒度稍小于長(zhǎng)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?；|(zhì)為細(xì)粒結(jié)構(gòu)，主要礦物為石英、鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石和黑云母。石英占基質(zhì)的35%～40%，粒度0.05～0.5mm；鉀長(zhǎng)石含量約25%～30%，粒度為0.05～0.5mm；斜長(zhǎng)石約25%～30%，發(fā)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(fēng)化面呈肉紅色，新鮮面呈淺粉色。鉀長(zhǎng)花崗巖具有花崗結(jié)構(gòu)，主要礦物有鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、石英和少量云母(圖2c, d)。鉀長(zhǎng)石粒徑約0.2～1.0mm，半自形結(jié)構(gòu)，礦物表面高嶺土化較強(qiáng)，含量約40%～45%；斜長(zhǎng)石粒徑約0.2～0.5mm，呈半自形板狀，發(fā)育聚片雙晶，含量約15%～20%；石英呈他形粒狀填充在長(zhǎng)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(fēng)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(jié)構(gòu)(a、b)具有似斑狀結(jié)構(gòu)的二長(zhǎng)花崗巖；(c、d)具有花崗結(jié)構(gòu)的鉀長(zhǎng)花崗巖. Pl-斜長(zhǎng)石；Kf-鉀長(zhǎng)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(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所完成。將待測(cè)樣品機(jī)械破碎至50～80目，采用常規(guī)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(biāo)樣Plésovice(Slámaetal., 2008)和Qinghu(Lietal., 2013b)一起制靶拋光。測(cè)試前首先在光學(xué)顯微鏡下對(duì)樣品靶進(jìn)行透射光和反射光拍照，然后在掃描電鏡實(shí)驗(yàn)室采用德國(guó)LEO1450VP掃描電子顯微鏡(SEM)獲取陰極發(fā)光(CL)圖像。綜合觀察透反射及CL圖像，選取最佳測(cè)試點(diǎn)，最后將樣品鍍金待測(cè)。

鋯石U-Th-Pb分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實(shí)驗(yàn)室CAMECAIMS-1280型離子探針上完成，詳細(xì)流程參見Lietal. (2009)。測(cè)試時(shí)采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石Plésovice進(jìn)行U-Th-Pb同位素的分餾校正，利用標(biāo)準(zhǔn)鋯石Qinghu監(jiān)測(cè)未知樣品數(shù)據(jù)的精確度，實(shí)測(cè)204Pb值用于普通Pb校正，最后采用 Isoplot軟件處理數(shù)據(jù)并計(jì)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(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖礦制樣與分析實(shí)驗(yàn)室完成，采用順序式X射線熒光光譜儀(AXIOS-Minerals、XRF-1500)測(cè)試。樣品分析過程中選用國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)中心的GSR-1(花崗巖)和GSR-3(玄武巖)進(jìn)行質(zhì)量監(jiān)控，對(duì)標(biāo)準(zhǔn)樣品的分析結(jié)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(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，采用Agilent 7500a型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，具體分析流程參見Liuetal. (2008)。樣品分析中測(cè)定的標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)為：AGV-2、BHVO-2、BCR-2、RGM-2，分析結(jié)果表明微量元素分析的精密度優(yōu)于5%，準(zhǔn)確度優(yōu)于10%。

圖3 白音花花崗巖鋯石陰極發(fā)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(cè)試

全巖Sr-Nd同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室完成，具體試驗(yàn)分析流程參見Lietal. (2015)。根據(jù)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(cè)試使用儀器為Finnigan MAT262多接收熱電離質(zhì)譜儀。

3.4 鋯石原位Lu-Hf同位素分析

鋯石微區(qū)原位Lu-Hf同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所多接收等離子質(zhì)譜實(shí)驗(yàn)室完成，儀器為配備了Geolas-193紫外激光剝蝕系統(tǒng)的Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-MC-ICPMS)。采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石MUD Tank(176Hf/177Hf=0.282833±25, 2σ)和GJ-1(176Hf/177Hf=0.282020±25, 2σ)雙重外部標(biāo)樣監(jiān)測(cè)實(shí)驗(yàn)過程中的儀器穩(wěn)定性。分析點(diǎn)選擇U-Pb年齡測(cè)試點(diǎn)上或者附近，詳細(xì)分析流程參見Wuetal. (2006)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb定年結(jié)果

白音花花崗巖中2個(gè)代表性樣品(FX10-8-3和FX10-9-5)中鋯石的U-Pb分析結(jié)果見表1。這些鋯石呈自形到半自形等軸粒狀或短柱狀，長(zhǎng)約30～200μm，長(zhǎng)寬比為1:1～4:1。鋯石CL圖像顯示清晰的同心震蕩環(huán)帶(圖3a, b)，指示典型的巖漿鋯石成因。針對(duì)細(xì)?；◢弾r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(diǎn)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(jié)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(diǎn)均落在一致曲線上，構(gòu)成諧和年齡162.4±1.1Ma(MSWD=0.57)(圖3d)。2個(gè)樣品的年齡諧和且在誤差范圍內(nèi)高度一致，共同表征了白音花巖基的侵位時(shí)代。

4.2 元素地球化學(xué)特征

12件白音花花崗巖樣品的全巖主-微量元素分析結(jié)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(zhǎng)-堿長(zhǎng)花崗巖區(qū)域(圖4a)。巖石呈弱過鋁質(zhì)特征，鋁飽和指數(shù)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(zhì)(圖4d)。

在微量元素方面，白音花花崗巖具有相對(duì)較低的稀土元素含量(∑REE=40.2×10-6～117×10-6)，球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖呈現(xiàn)弱右傾型模式((La/Yb)N=1.50～8.51)(圖5a)，負(fù)Eu異常明顯，δEu介于0.10～0.47。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)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(xué)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(qū)域地質(zhì)調(diào)查(長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)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(jié)構(gòu)有別，但其石英、鉀長(zhǎng)石和斜長(zhǎng)石的主要礦物組成均一穩(wěn)定，主量元素成分呈現(xiàn)高硅(SiO2>74%)和富堿(Na2O+K2O=7.85%～8.41%)特征，鐵指數(shù)(FeOT/MgO)變化于2.85～7.00，這些特點(diǎn)符合高硅花崗巖定義(Lee and Morton, 2015)。同時(shí)，白音花花崗巖的低Sr(<60×10-6)和高Rb(>200×10-6)豐度與美國(guó)南加州半島嶺巖基中的典型高硅花崗巖相當(dāng)(Lee and Morton, 2015)。

由于高硅花崗巖普遍經(jīng)歷結(jié)晶分異作用的成因特點(diǎn)(吳福元等, 2017)，因此甄別其巖漿屬性與巖石成因需要結(jié)合多方面證據(jù)。就白音花花崗巖而言，一方面，其雖為過鋁質(zhì)，但絕大多數(shù)樣品鋁飽和指數(shù)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(xiàn)出的典型I型花崗巖演化趨勢(shì)相一致(Chappell, 1999)(圖7c)。

另一方面，根據(jù)判別A型花崗巖的重要地球化學(xué)標(biāo)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(qiáng)分異A型花崗巖也可能落入高分異花崗巖區(qū)(Kingetal., 2001)，但其仍有別于高分異I型花崗巖。由于巖漿結(jié)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(jié)晶溫度，這可以體現(xiàn)在其較低的Zr豐度和相應(yīng)的鋯石飽和溫度。根據(jù)Watson and Harrison (1983)基于鋯石溶解度模擬提出的計(jì)算公式TZr(℃)=[12900/(lnDZr(496000/熔體)+0.85M+2.95)]-273.15，可以計(jì)算得到白音花花崗巖的鋯石飽和溫度為767～808℃。同時(shí)，白音花花崗巖的全巖Al2O3/TiO2介于84～157，利用火成巖熔融經(jīng)驗(yàn)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(guān)的微量元素行為可以示蹤巖漿結(jié)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(fù)異常表明存在顯著的長(zhǎng)石分離結(jié)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(dú)居石和簾石族等礦物的分離。同時(shí)，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(jié)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(jié)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(jìn)輝, 2015; Ballouardetal., 2016)。此外，白音花花崗巖與美國(guó)南加州半島嶺巖基中高硅花崗巖相當(dāng)?shù)母逺b(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(shù)據(jù)

圖5 白音花花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)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(xué)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(zhì)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(yī)巫閭山閃長(zhǎng)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(jì)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(jì)-二疊紀(jì)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(xué)屬性和結(jié)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(shì)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(jì)算結(jié)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(xiàng)指標(biāo)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(qū)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(xué)行為攜帶的源區(qū)信息，但高保真的同位素地球化學(xué)特征提供了示蹤源區(qū)的重要線索。大量實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)和世界典型I型花崗巖案例研究表明，I型花崗質(zhì)母巖漿基本衍生自：(1)幔源玄武質(zhì)巖漿的結(jié)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(xiàn))。

雖然玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異可能形成北美半島嶺巖基中的花崗質(zhì)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(jié)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(xù)性成分變化(Whitakeretal., 2008)；其次，遼-蒙交界地區(qū)雖然發(fā)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(guān)聯(lián)；再次，白音花花崗巖中基本沒有鎂鐵質(zhì)顯微包體和變化不大的鋯石Hf同位素組成指示其源區(qū)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(shí)驗(yàn)結(jié)果對(duì)比(據(jù)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(shí)驗(yàn)證明基性巖漿同化過程(包括機(jī)械混雜與化學(xué)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(dāng)前花崗巖研究的共識(shí)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(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究的實(shí)驗(yàn)結(jié)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(jīng)歷一定的結(jié)晶分異作用，但其主量元素組成基本契合安山質(zhì)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(jīng)歷的結(jié)晶分異程度不高，畢竟其仍然呈現(xiàn)弱分異高硅花崗巖的弱過鋁質(zhì)和鈣堿性屬性；另一方面，這暗示高硅花崗巖的結(jié)晶分異作用主要受控于對(duì)其主量元素影響不大的副礦物。

圖9 白音花花崗巖的構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a) R2-R1構(gòu)造環(huán)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(qū)域的遼-蒙交界區(qū)而言，我們針對(duì)晚二疊世-晚三疊世巖漿爆發(fā)幕的示蹤研究揭示出一個(gè)包括新太古-古元古基性漿源物質(zhì)、中新元古代多個(gè)裂谷期基性底侵物質(zhì)和古生代安山質(zhì)島弧巖漿底墊物質(zhì)等并置存在的多層地殼結(jié)構(gòu)(Zhangetal., 2012d, e; Yangetal., 2021)。其中新晉安山質(zhì)地殼可以通過俯沖物質(zhì)上涌和底墊(relamination)模式而形成(Hackeretal., 2011, 2015; Kelemen and Behn, 2016)，即活動(dòng)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(zhǎng)英質(zhì)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(yīng)可以產(chǎn)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(xué)分析和熱力學(xué)數(shù)字模擬支持(Castroetal., 2013; Maunderetal., 2016)，而且更契合諸多大洋島弧或活動(dòng)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(jié)構(gòu)模型(Heetal., 2018)。

從其低負(fù)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(yīng)同位素高度富集的遼西醫(yī)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(zhì)花崗巖相當(dāng)(Zhangetal., 2012e)(圖6)。由于后者源自中亞造山帶型安山質(zhì)底墊物質(zhì)與少量古老地殼物質(zhì)的部分熔融(Zhangetal., 2012e; Yangetal., 2021)，因此我們推測(cè)白音花花崗巖母巖漿主要來自于類似的新晉安山質(zhì)地殼的部分熔融。這一主要源區(qū)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(qū)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(qū)中侏羅世閃長(zhǎng)巖(Zhangetal., 2014b)。

盡管遼-蒙交界地區(qū)的同期中基性火山巖在白音花花崗巖形成中沒有物質(zhì)貢獻(xiàn)，但其所代表的陸內(nèi)伸展背景下區(qū)域幔源巖漿底侵事件提供了誘發(fā)上述多層地殼部分熔融的必要熱源，形成一個(gè)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(chǔ)-均一帶, Schwindinger and Weinberg, 2017)，復(fù)合地殼中的不同源巖發(fā)生脫水或含水熔融而產(chǎn)生密度和粘度相近的酸性巖漿，這些巖漿或獨(dú)立、或相互混合形成地球化學(xué)特征多樣的中酸性巖漿巖。其中，酸性熔體與幔源玄武質(zhì)熔體反應(yīng)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(zhì)地殼與少量古老地殼部分熔融析出原始酸性巖漿并經(jīng)歷結(jié)晶分異形成白音花高硅花崗巖。

5.2 地質(zhì)意義

盡管華北克拉通破壞堪稱新世紀(jì)以來中國(guó)固體地球科學(xué)最重要的研究主題之一(朱日祥等, 2012, 2020; Wuetal., 2019)，但“槽臺(tái)說”盛行時(shí)業(yè)已存在的諸多基礎(chǔ)地質(zhì)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(tái)帶分界雖然已成共識(shí)，但其實(shí)際確認(rèn)因中新生代巖漿-構(gòu)造事件改造和蓋層覆蓋而困難重重。巖漿源區(qū)主要為中亞造山帶型新生地殼物質(zhì)的白音花花崗巖巖基，與具有相似源區(qū)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(qū)穿越位置的重要巖石學(xué)證據(jù)。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(shí)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(nèi)非造山演化階段，此時(shí)侵位的白音花花崗巖相當(dāng)于非造山型釘合巖體。此類釘合巖體雖然不能準(zhǔn)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(nèi)伸展(Ryan, 2000)。由于高分異高硅花崗巖大部分產(chǎn)出于與伸展構(gòu)造過程相關(guān)的造山后-非造山環(huán)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(gòu)造活動(dòng)。

首先，白音花花崗巖弱過鋁質(zhì)(圖4b)、中等堿度、鎂-鐵質(zhì)(圖4d)的地球化學(xué)屬性契合諸多基于構(gòu)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(fā)育一些中晚侏羅世A型花崗巖，例如西拉木倫碾子溝二長(zhǎng)花崗巖(陳志廣等, 2008)和白乃廟地區(qū)道郎呼都格鉀長(zhǎng)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(qū)域不僅普遍處于中下地殼伸展?fàn)顟B(tài)，而且其中上地殼已經(jīng)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(tǒng)的構(gòu)造解析表明，這些盆地晚侏羅世發(fā)育典型的主動(dòng)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(tǒng)的張扭性走滑運(yùn)動(dòng)(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(fā)育厚達(dá)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(nèi)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(duì)自西向東一系列早白堊世變質(zhì)核雜巖核部侵入巖的研究揭示，該區(qū)域中下地殼層次的伸展穹窿構(gòu)造在中晚侏羅世就已經(jīng)啟動(dòng)(Charlesetal., 2011; Wangetal., 2012; Zhangetal., 2012a; 林少澤等, 2014; Zhang and Yuan, 2016)。例如，南蒙古Zagan變質(zhì)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(yī)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(zhì)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(guī)模伸展構(gòu)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(tǒng)分布的基本格局，從而為探究東北亞晚中生代大陸地球動(dòng)力學(xué)過程提供了關(guān)鍵窗口?；跇?gòu)造域影響時(shí)空范圍的不同看法，東北亞大陸晚中生代地球動(dòng)力學(xué)驅(qū)動(dòng)機(jī)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(zhēng)。呈百家爭(zhēng)鳴之勢(shì)的具體動(dòng)力學(xué)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(rèn)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(shí)間上與蒙古-華北板塊西部中晚侏羅世巖漿活動(dòng)更加吻合。其次，Mengetal. (2020)最近綜合巖漿構(gòu)造熱事件和沉積記錄等多方面的證據(jù)指出，晚三疊世-侏羅紀(jì)蒙古-鄂霍茨克板塊南向俯沖的影響可達(dá)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(gòu)造域(Plattetal., 2003)等新生代造山帶實(shí)例表明，造山后重力垮塌可誘發(fā)時(shí)間間隔為20～40Ma的兩段式地殼伸展過程(Reyetal., 2001, 2011)；這基本對(duì)應(yīng)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(gòu)造域造山后的重力垮塌過程。

6 結(jié)論

(1)遼寧阜新-內(nèi)蒙古庫倫交界地區(qū)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(jié)構(gòu)的二長(zhǎng)花崗巖和鉀長(zhǎng)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(fù)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(yīng)地球化學(xué)行為。同時(shí)，這些花崗巖呈現(xiàn)低負(fù)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(xué)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(zhì)地殼與少量古老地殼組成的復(fù)合源區(qū)，其部分熔融析出的原始酸性巖漿經(jīng)歷結(jié)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(dòng)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(biāo)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(gòu)造契合蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造域造山后重力垮塌的地球動(dòng)力學(xué)過程。

致謝衷心感謝俞良軍老師對(duì)論文所給予的支持與幫助；感謝巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(shè)性修改意見使文章臻于完善，在此謹(jǐn)致衷心謝忱。