2. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
3. 辽宁省地质矿产调查院, 沈阳 110031;
4. 核工业二四三大队, 内蒙古 赤峰 024006
2. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China;
3. Liaoning Survey Academy of Geology and Mineral Resources, shenyang 110031, China;
4. 243 Team of Nuclear Industry, Chifeng 024006, Inner Mongolia, China
0 引言
兴蒙造山带形成于世界上最宽阔、发展历史最长、构造-岩浆活动最复杂的一条巨型增生造山带—中亚造山带的东段[1-2]。兴蒙造山带并不是华北板块与西伯利亚板块之间的简单缝合带，而是位于两大板块之间的中、小块体群组成的构造拼合带[3-4]。在显生宙期间，兴蒙造山带与华北克拉通北缘同样先后经历了古亚洲洋俯冲闭合、陆陆汇聚及碰撞后伸展等地质过程[5-8]。兴蒙造山带与华北克拉通北缘日益受到国内外学者的重视[9-15]。
但对于华北板块和西伯利亚板块碰撞闭合的位置和时间以及方式，一直是众多学者争论的热点话题。越来越多的同位素年龄数据表明，华北板块与西伯利亚板块早在晚二叠世末期，并有可能持续到三叠纪中期[16]，沿着西拉木伦河-长春-延吉一线发生了碰撞拼合[17-21]。近期有学者研究表明，该区板块碰撞是从二叠纪中期至三叠纪中期的一个比较长时期的地质过程，华北板块与西伯利亚板块是自西向东以“剪刀式”碰撞拼合[19, 22-23]。而对于我国东部中生代岩浆作用的性质及其大地构造背景仍然存在重大分歧，主要观点有：壳源，源于古生代增生-碰撞杂岩和相对古老的大陆边缘的重熔[19]；加厚新生的下地壳部分熔融的产物，是南北两大板块碰撞造山作用开始的产物[24]；壳幔混源[25-26]，造山后伸展阶段拉张背景下的产物[27]；受古太平洋板块向欧亚板块的俯冲消减作用控制[28]；缺乏足够的证据证明古太平洋板块向欧亚板块俯冲[29]等。
华北克拉通北缘在其复杂且较长的地质演变历史中，发育多期强烈的构造-岩浆活动、多期变质作用、多种不同类型的火山-沉积作用，并形成了丰富的矿产资源，成为我国一个重要产金地。撰山子金矿区位于兴蒙造山带与华北克拉通的结合部位，更靠近于兴蒙造山带一侧。鉴于目前存在的棘手问题，本次选取撰山子金矿区角闪二长花岗岩体为研究对象，对其进行系统的年代学和地球化学特征研究，探讨该矿区岩石成因及成岩构造环境。这不仅利于对该区成矿年代进行有效制约，更重要的是可以为南北两大板块碰撞闭合的性质和中国东部中生代岩浆作用的性质以及大地构造背景研究提供重要的依据。
1 地质背景及地质特征华北克拉通北缘地质演变历史较长而且复杂，发育多期强烈的构造-岩浆活动、多期变质作用、多种不同类型的火山-沉积作用，在其演变历史过程中形成了丰富的矿产资源，成为我国一个重要产金地，目前为我国仅次于胶东、小秦岭等重要的黄金产区。研究区位于华北克拉通与兴蒙造山带(中亚造山带东段)的过渡带，又是古生代古亚洲洋构造域和中生代环太平洋构造域的交汇部位(图 1A)。撰山子金矿区位于赤峰-开原大断裂以北，内蒙古华力西褶皱带南缘。断裂构造比较发育，东西向(张不兰沟-大西山断裂)、北北东向(黑水-莲花山断裂)、南北向断裂(大城子-蛤蟆梁断裂)等构造组成了撰山子矿区的主要构造类型，撰山子金矿恰位于3组断裂构造的交汇部位，而在矿区内又有东西向后公地断裂横穿矿区。
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| 1.第四系；2.侏罗系；3.二叠系；4.白垩纪花岗斑岩；5.白垩纪细粒花岗岩；6.二叠-三叠纪闪长岩；7.霏细斑岩；8.地质界线；9.金矿脉；10.断裂；11.矿区分界线；12.采样位置；13.地质推测大断裂及编号；14.物探推测大断裂及编号。①二连-贺根山断裂；②温都尔庙-西拉木伦河断裂；③赤峰-开原大断裂；④大兴安岭-林西断裂；⑤嫩江-八里罕断裂；⑥郯庐断裂带。 图 1 研究区构造位置图(A)和撰子山金矿田地质简图(B) Figure 1 Sketch showing the location of the regional tectonics (A) and geological map of the Zhuanshanzi deposit (B) |
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区域内发育的地层主要有太古宙乌拉山群片麻杂岩和变质表壳岩组①；古生代二叠系中酸性火山岩-火山碎屑岩、海相碳酸盐-碎屑岩建造；中生代侏罗系中酸性熔岩、火山碎屑岩和第四系。区域岩浆活动主要有晚古生代花岗岩体和中生代花岗杂岩体，集中出露在翁牛特隆起、烧锅营子隆起和敖汉复向斜南部。晚古生代花岗岩主要为似斑状黑云母花岗岩，以谢家营子-下新井闪长岩岩体为代表；中生代花岗杂岩从三叠纪到早白垩世均有发育，主要为闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩，以及花岗斑岩以小岩体、岩株或脉岩产出(图 1B)。中生代花岗杂岩以燕山期产出居多(131~125 Ma)[30-31]，印支期(220~207 Ma[27], 250~245 Ma[24])次之。在撰山子金矿区中海西期与燕山期中酸性岩浆与金矿有密切的联系[32]，通过详细的野外地质调查撰山子岩体与金矿床关系密切。
①孙国胜，李殿超，黎伟，等.内蒙古敖汉旗林家地等五幅1:5万区域矿产地质报告.呼和浩特：内蒙古自治区国土资源厅，2010.
2 岩相学特征及样品描述本次用于岩石地球化学特征和年代学研究的6件角闪二长花岗岩样品均采自撰山子金矿区，为远离矿化蚀变的新鲜的样品，采样位置：119°36′5.6″E，42°17′46.4″N。
角闪二长花岗岩风化面呈浅灰色，新鲜面呈浅灰红色，中细粒结构，块状构造。主要组成矿物有斜长石，呈浅灰白色，自形-半自形板状，粒径1.0~2.5 mm，体积分数为25%~30%；石英，无色透明，他形粒状，具有油脂光泽，粒径0.5~1.5 mm，体积分数为20%~25%；碱性长石，呈浅肉红色，自形-半自形板状，粒径为1.5~2.0 mm，体积分数为35%~40%；黑云母，片状或粒状，解理极发育，体积分数为5%~10%；角闪石，呈浅绿色，他形粒状，粒径为1.0~1.5 mm，体积分数为5%以下(图 2)。副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿。靠近矿体的岩石具有绿泥石化和黄铁矿化现象。
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| Qtz.石英；Pl.斜长石；Kf.钾长石；Bi.黑云母。正交偏光。 图 2 研究区角闪二长花岗岩显微照片 Figure 2 Micrographs of the hornblende monzogranite in plane-polarized light |
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锆石分选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术完成。锆石制靶和阴极发光(CL)图像均在北京锆年领航科技有限公司完成。在双目镜下将表面平整光洁且具不同长宽比例的锆石粘在双面胶上，用无色透明环氧树脂固定，待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心。在测试分析之前，通过反射光和CL图像详细研究锆石特征，以选择最佳点位进行同位素分析。LA-ICP-MS锆石U-Pb测定在中国科学院地质与地球物理研究所完成，实验方法是将193 nm的ArF准分子激光与Agilent7500a型ICP-MS仪器连接，采用He作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化，采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析。实验所采用的激光束斑直径为30 μm。普通铅校正采用Anderson (2002)的方法，其年龄采用Ludwig数据处理软件处理。详细实验测试过程参见文献[33]。
3.2 主量、稀土和微量元素分析元素分析样品破碎在吉林大学地球科学学院光薄片制作实验室完成，主量、微量和稀土元素分析测试在吉林大学实验测试中心完成。实验方法是将样品熔制成玻璃饼，然后采用X射线荧光光谱仪XRF-1500进行主元素测定，分析精度优于l%。称取40mg样品于Teflon罐中，加入HNO3和HF充分溶解后，用l%的HNO3稀释后，在FinniganMAT公司生产的双聚焦电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) ELEMENT上测定微量和稀土元素，分析精度优于5%。
4 实验结果 4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果样品ZHSZ (角闪二长花岗岩)的锆石晶体呈无色或淡黄色，多呈长双锥柱状，长宽比大都在2:1左右，大多晶形较好，部分形态不完整，棱角分明，锆石晶体一般长轴在100 μm左右，锆石生长振荡环带大部分不发育，小部分环带清晰且较狭窄(图 3)，显示岩浆锆石特征。
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| 图 3 撰山子岩体角闪二长花岗岩锆石阴极发光(CL)图像 Figure 3 Cathode luminescence (CL) images of the hornblende monzogranite from Zhuanshanzi |
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锆石分析结果见表 1。17个分析点显示锆石具有变化的Th质量分数(36.88×10-6~474.60×10-6)、U质量分数(34.35×10-6~206.87×10-6)，较高的Th/U值主要集中在1左右，个别达到了2左右，平均值为1.41，具有典型的岩浆成因锆石的特征[34]。获得17个分析点的U-Pb同位素组成在误差内非常谐和(图 4)，206Pb/238U加权平均年龄为(245.8±3.1) Ma (MSWD=3.7，n=17)(表 1)，代表撰山子岩体中细粒花岗岩的侵入年龄，为早三叠世。
| 测点 | w(Th)/ 10-6 |
w(U)/ 10-6 |
Th/U | 同位素比值 | 年龄/Ma | |||||||||||
| 207Pb | 2σ | 207Pb | 2σ | 206Pb | 2σ | 207Pb | 2σ | 207Pb | 2σ | 206Pb | 2σ | |||||
| 206Pb | 235U | 238U | 206Pb | 235U | 238U | |||||||||||
| ZHSZ-01 | 41.71 | 39.91 | 1.05 | 0.051 0 | 0.005 3 | 0.270 8 | 0.027 6 | 0.038 5 | 0.001 0 | 240 | 182 | 243 | 22 | 244 | 6 | |
| ZHSZ-02 | 62.29 | 36.91 | 1.69 | 0.051 1 | 0.009 0 | 0.268 3 | 0.046 6 | 0.038 1 | 0.001 2 | 246 | 301 | 241 | 37 | 241 | 8 | |
| ZHSZ-03 | 474.60 | 206.87 | 2.29 | 0.051 3 | 0.002 5 | 0.264 8 | 0.012 6 | 0.037 5 | 0.000 7 | 253 | 75 | 239 | 10 | 237 | 4 | |
| ZHSZ-04 | 53.34 | 43.92 | 1.21 | 0.050 9 | 0.006 1 | 0.271 6 | 0.031 8 | 0.038 7 | 0.001 1 | 237 | 210 | 244 | 25 | 245 | 7 | |
| ZHSZ-05 | 99.49 | 61.93 | 1.61 | 0.050 7 | 0.006 6 | 0.269 5 | 0.034 4 | 0.038 6 | 0.001 1 | 226 | 237 | 242 | 27 | 244 | 7 | |
| ZHSZ-06 | 52.39 | 48.33 | 1.08 | 0.051 2 | 0.006 7 | 0.269 7 | 0.034 9 | 0.038 2 | 0.001 1 | 252 | 238 | 242 | 28 | 241 | 7 | |
| ZHSZ-07 | 54.81 | 36.73 | 1.49 | 0.051 4 | 0.009 8 | 0.272 5 | 0.051 5 | 0.038 4 | 0.001 2 | 260 | 329 | 245 | 41 | 243 | 7 | |
| ZHSZ-10 | 174.40 | 125.66 | 1.39 | 0.053 5 | 0.004 8 | 0.284 0 | 0.025 4 | 0.038 5 | 0.000 8 | 351 | 166 | 254 | 20 | 243 | 5 | |
| ZHSZ-11 | 36.88 | 34.35 | 1.07 | 0.051 3 | 0.009 1 | 0.277 2 | 0.048 8 | 0.039 2 | 0.001 3 | 252 | 306 | 248 | 39 | 248 | 8 | |
| ZHSZ-13 | 45.90 | 38.01 | 1.21 | 0.050 9 | 0.009 1 | 0.265 0 | 0.047 0 | 0.037 8 | 0.001 2 | 234 | 306 | 239 | 38 | 239 | 8 | |
| ZHSZ-14 | 47.72 | 42.32 | 1.13 | 0.052 8 | 0.009 8 | 0.286 7 | 0.052 9 | 0.039 4 | 0.001 1 | 321 | 333 | 256 | 42 | 249 | 7 | |
| ZHSZ-15 | 45.90 | 40.46 | 1.13 | 0.051 4 | 0.006 7 | 0.282 9 | 0.035 9 | 0.039 9 | 0.001 2 | 257 | 230 | 253 | 28 | 252 | 8 | |
| ZHSZ-16 | 161.49 | 93.91 | 1.72 | 0.051 3 | 0.003 8 | 0.283 1 | 0.020 3 | 0.040 0 | 0.000 9 | 253 | 123 | 253 | 16 | 253 | 6 | |
| ZHSZ-18 | 46.05 | 51.12 | 0.90 | 0.051 4 | 0.008 0 | 0.286 4 | 0.044 1 | 0.040 4 | 0.001 3 | 257 | 283 | 256 | 35 | 255 | 8 | |
| ZHSZ-19 | 59.15 | 44.30 | 1.34 | 0.051 2 | 0.004 9 | 0.284 6 | 0.026 6 | 0.040 3 | 0.001 0 | 251 | 165 | 254 | 21 | 255 | 6 | |
| ZHSZ-21 | 252.54 | 130.08 | 1.94 | 0.051 1 | 0.002 8 | 0.276 2 | 0.014 5 | 0.039 2 | 0.000 8 | 246 | 84 | 248 | 12 | 248 | 5 | |
| ZHSZ-24 | 69.29 | 39.91 | 1.74 | 0.051 0 | 0.005 3 | 0.270 8 | 0.027 6 | 0.038 5 | 0.001 0 | 240 | 182 | 243 | 22 | 244 | 6 | |
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| 图 4 角闪二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图 Figure 4 Zircon U-Pb concordia diagram of the hornblende monzogranite |
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角闪二长花岗岩的主量、微量及稀土元素的测试结果(表 2)显示，岩石以高硅、富碱、高铝、低钙及低TFeO/ MgO值(平均值为6.55%)为特征；其SiO2质量分数为71.68%~72.85%, 平均为72.45%；Al2O3质量分数为13.45%~13.77%，平均值为13.65%；岩石全碱w (Na2O+K2O)值为8.98%~9.20%，平均值为9.10%；5件样品w(K2O)均高于w(Na2O)，w(CaO)为0.81%~0.99%，平均值为0.91%，岩石固结指数(SI)为2.04~2.38，分异指数(DI)为92.88~93.74，里特曼指数(σ)为1.70~1.80，A/CNK值为0.971~0.997( < 1.1)；在A/CNK-A/NK图解中(图 5a)，岩石成分点落入准铝质区域；在w (SiO2)-w (K2O)图解上(图 5b)，岩石多落入高钾钙碱性区内；在w(SiO2)-w(Ce)和w(SiO2) -w(Nb)图解(图 6)中，样品点均落入I型花岗岩区。撰山子岩体角闪二长花岗岩整体上呈现高钾钙碱性、高分异I型弱铝质花岗岩的特征。
| 样品 | SiO2 | Al2O3 | TFeO | CaO | MgO | K2O | Na2O | TiO2 | P2O5 | MnO | 烧失量 | 总和 | La | Ce | Pr | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | Y | ΣREE | LREE | HREE | LREE/ HREE |
LaN/ YbN |
δEu | δCe | Rb | Ba | Sr | Th | U | Zr | Hf | Ta | Nb |
| ZHSZ-1 | 72.19 | 13.73 | 1.6 | 0.96 | 0.26 | 4.81 | 4.36 | 0.23 | 0.06 | 0.04 | 1.26 | 99.55 | 58.80 | 107.50 | 10.90 | 35.80 | 5.17 | 0.95 | 3.74 | 0.56 | 3.05 | 0.63 | 1.79 | 0.29 | 1.88 | 0.31 | 19.70 | 231.37 | 219.12 | 12.25 | 17.89 | 22.43 | 0.66 | 1.04 | 130.00 | 505.00 | 131.00 | 19.95 | 5.31 | 244.00 | 6.40 | 1.60 | 18.10 |
| ZHSZ-2 | 71.68 | 13.72 | 1.68 | 0.99 | 0.25 | 4.71 | 4.38 | 0.22 | 0.05 | 0.05 | 1.28 | 99.07 | 57.50 | 106.00 | 10.90 | 34.60 | 5.09 | 0.95 | 3.55 | 0.54 | 3.05 | 0.59 | 1.77 | 0.28 | 1.88 | 0.31 | 19.10 | 227.01 | 215.04 | 11.97 | 17.96 | 21.94 | 0.68 | 1.04 | 130.00 | 477.00 | 129.00 | 20.50 | 5.29 | 239.00 | 6.20 | 1.60 | 17.80 |
| ZHSZ-3 | 72.81 | 13.57 | 1.55 | 0.92 | 0.25 | 4.72 | 4.26 | 0.21 | 0.05 | 0.04 | 1.19 | 99.61 | 60.60 | 109.00 | 11.00 | 35.20 | 5.17 | 0.94 | 3.67 | 0.53 | 2.91 | 0.60 | 1.73 | 0.28 | 1.84 | 0.30 | 18.30 | 233.77 | 221.91 | 11.86 | 18.71 | 23.62 | 0.66 | 1.04 | 129.50 | 472.00 | 123.50 | 19.80 | 5.12 | 233.00 | 6.30 | 1.60 | 16.90 |
| ZHSZ-4 | 72.85 | 13.45 | 1.59 | 0.87 | 0.22 | 4.75 | 4.33 | 0.21 | 0.05 | 0.04 | 1.06 | 99.47 | 60.90 | 112.00 | 11.40 | 36.00 | 5.34 | 0.97 | 3.73 | 0.56 | 3.11 | 0.61 | 1.80 | 0.28 | 1.88 | 0.30 | 19.20 | 238.88 | 226.61 | 12.27 | 18.47 | 23.24 | 0.66 | 1.04 | 123.50 | 518.00 | 126.00 | 20.60 | 5.07 | 242.00 | 6.30 | 1.60 | 17.20 |
| ZHSZ-5 | 72.72 | 13.77 | 1.55 | 0.81 | 0.24 | 4.96 | 4.24 | 0.21 | 0.05 | 0.04 | 1.07 | 99.73 | 61.40 | 113.00 | 11.35 | 36.00 | 5.21 | 0.95 | 3.57 | 0.51 | 2.80 | 0.58 | 1.69 | 0.27 | 1.81 | 0.29 | 17.30 | 239.43 | 227.91 | 11.52 | 19.78 | 24.33 | 0.67 | 1.05 | 133.00 | 610.00 | 123.00 | 20.00 | 4.97 | 224.00 | 6.10 | 1.60 | 16.90 |
| 注：δ(Eu)=2w(Eu)/[w(Sm)+w(Gd)]；δ(Ce)=2w(Ce)/[w(La)+w(Pr)]。主量元素质量分数单位为%；微量元素质量分数单位为10-6。 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
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| A/CNK为Al2O3分子数与(CaO +Na2O+K2O)分子数的比值；A/NK为Al2O3分子数与(Na2O+K2O)分子数的比值。 图 5 角闪二长花岗岩A/NK-A/CNK图(a)和花岗岩的w(K2O)-w(SiO2)图(b) Figure 5 A/NK-A/CNK (a) and w(K2O)-w(SiO2) (b) diagram of the hornblende monzogranite |
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| 图 6 角闪二长花岗岩的w(Ce)-w (SiO2)和w(Nb)-w(SiO2)图解 Figure 6 w(Ce)-w(SiO2) and w(Nb)-w(SiO2) diagram of the hornblende monzogranite |
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稀土元素和微量元素地球化学特征表明，以富集高场强元素(HFSE)为特征(如：w(Th)=(19.80~20.60)×10-6，w(U)=(4.97~5.31)×10-6，w(P)=(20 076~24 004)×10-6等)、不同程度亏损高场强元素(HFSE)(如：w(Nb)=(16.90~18.10)×10-6、w(Ta)=1.6×10-6、w(Ti)=(1 259.11~1 379.12)×10-6等)；w(ΣREE)为(227.01~239.43)×10-6，LREE/HREE和LaN/YbN分别为17.89~19.78、21.94~24.33，说明轻重稀土分馏明显；LaN/SmN为7.11~7.42，说明轻稀土分馏程度较明显；GdN/YbN为1.53~1.62，说明重稀土分馏不明显。而Sm/Nd为0.14~0.15(＜0.333)，属轻稀土富集型。在稀土元素配分曲线上(图 7a)，整体呈现出向右倾斜的配分模式，δEu为0.66~0.68，存在弱的负异常，表明源区可能有少量的斜长石残留；δCe为1.04~1.05，接近1，没有明显的异常；在微量元素原始地幔标准化图谱(图 7b)上，呈现清晰的Th、U、La、P富集，Ba、Nb、Ti、Sr、Ta等则相对亏损；而微量元素Nb、Ta、Ti的明显亏损，可能反映了岩石形成于俯冲背景[35]，源区有金红石的残留[36]或源区为地壳或地壳物质的混染。而富集轻稀土元素、亏损重稀土元素和Ba、Sr强烈亏损的特点，反映了源区有斜长石的残留，其形成压力较低，暗示其不可能来源于幔源岩浆分异或铁镁质源岩部分熔融[37]。
研究表明，花岗岩的成因类型不仅能反映源岩的性质，同时也是判别岩浆形成构造环境的标志[38-39]。到目前为止，应用最广泛和最有效的花岗岩成因类型划分方案主要有4种，分别是Chappell等[40]提出的I型和S型，以及Loiselle等[41]和White[42]提出的A型和M型花岗岩。而自然界中真正由地幔岩浆衍生而来的M型花岗岩少之又少，因此A-I-S型为自然界中广泛分布的花岗岩类型。然而，对上述3种类型花岗岩的描述和判定已有大量的文献论述[40-47]，并有许多判别标志和一系列地球化学判别图解被广泛应用和推广。尽管如此，自然界中仍存在一些岩体在矿物组成和地球化学组成上均十分接近，这就造成分异的I型、S型和A型花岗岩难以区分，尤其是高分异的I型花岗岩和A型花岗岩[48-51]，这无疑增加了对该类花岗岩的判别难度[52]。
为了准确的区分本次研究的花岗岩类型，本文从角闪二长花岗岩的岩相学和地球化学特征方面进行系统研究。撰山子岩体中细粒角闪二长花岗岩的岩相学特征和主量元素特征(高DI、低SI、高的w(SiO2)和w(Al2O3)以及低w(CaO)和稀土、微量元素特征(低w(Sr)和高w(ΣREE)，LREE富集，富集Rb、Th，亏损Ba、Sr、Eu和Ti等)，表现出高分异I型花岗岩的成因属性。除此之外，仍有以下证据显示其具有I型花岗岩特征：①该岩石中含有一定量的角闪石矿物，众所周知，角闪石通常被认为是I型花岗岩的判别标志[37]；②CIPW标准矿物中均出现透辉石而没有出现刚玉分子，为证明I型花岗岩提供了依据[49]；③岩石地球化学特征显示，该岩石(Na2O+K2O)/Al2O3(mol)为0.89~0.91，而A型花岗岩通常＞1[43]；④K2O/ Na2O=(1.08~1.17)＜1.2，而w(Na2O)＞3%；⑤A/CNK均小于1.1；⑥TFeO/MgO值较低，＜10(平均值为6.55%)[50]; ⑦w(P2O5) < 0.1%，并且随SiO2质量分数增加呈负相关关系，这与I型花岗岩演化趋势相一致；⑧Rb/Sr=(0.98~1.08)，小于3.52；Rb/Ba为(0.22~0.27)，小于0.48，均与I型花岗岩Rb/Sr和Rb/Ba接近[50]。基于上述理由，我们认为角闪二长花岗岩为高分异的I型花岗岩。
I型花岗岩被认为是壳幔混源的，并不是全部由下地壳物质熔融形成的观点已被广泛认可[53]。而幔源组分的加入主要有2种方式：一是幔源岩浆与下地壳深部岩石部分熔融形成的长英质岩浆混合之后形成的壳幔混合岩浆；另一种是通过先期幔源岩浆底侵作用形成新生地壳，后来在热事件的作用下，新生地壳发生部分熔融形成花岗岩[39, 54]。微量元素研究表明，该套岩石出现以富集大离子亲石元素(LILE)和不同程度亏损高场强元素(HFSE)为特征，暗示了其形成具有壳源特征。同时，Nb/Ta、Rb/Sr、Rb/Ba、Sr/Y、Sm/Nd等值均接近于陆壳平均值，说明岩浆源区主要为陆壳物质。这与Chappell等人在提出I、S和A型等花岗岩概念时，也一再强调花岗岩是壳源的特征相一致。强烈的Nb、Ta、Ti亏损和较低的Nb/La值(0.275~0.308，平均0.290)以及轻重稀土分馏明显等特征，说明了其源区部分熔融过程中有金红石的残留，或可能受到俯冲组分的影响[55]。该套岩石的Nb/Ta值为10.56~11.30，与大陆地壳范围(Nb/Ta=10~14)相当，明显低于原始地幔(Nb/Ta=17.5)值[56]，暗示了其主要形成于下地壳部分熔融作用，可能有少量的地幔组分加入。
5.2 构造环境探讨在花岗岩的构造判别图解(图 8a)中，撰山子岩体角闪二长花岗岩岩石样品均落在火山弧和同碰撞区域，而在图 8b中样品落入火山弧区域；在R1-R2构造判别图解(图 9)中(R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)；R2=6Ca+2Mg+Al)，样品投点均落于造山期后的、非造山的和同碰撞的相交部位；与此同时，岩石中Nb/Ta平均值为11.84，与后碰撞环境中形成的花岗岩Nb/Ta值一般在12左右接近[35]。前已述及，撰山子岩体角闪二长花岗岩属高钾钙碱性系列岩石，与西拉木伦成矿带内形成于248~230 Ma的成矿花岗岩地球化学特征一致[56]，形成于同碰撞-后碰撞的构造环境。
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| ①地幔分离; ②板块碰撞前; ③碰撞后抬升; ④造山期的; ⑤非造山的；⑥同碰撞期的；⑦造山期后的。 图 9 撰山子岩体角闪二长花岗岩R2-R1构造判别图解 Figure 9 R2-R1 discrimination diagram of tectonicsetting of the medium-fine hornblende monzogranite |
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鉴于研究区所处的大地构造位置—华北克拉通与兴蒙造山带(中亚造山带东段)的过渡带，又是古亚洲洋构造域与环太平洋构造域的交汇部位，可能会受到兴蒙造山带后期的局部伸展作用[58-59]、蒙古-鄂霍茨克碰撞造山作用、古太平洋板片向西俯冲和中国东部岩石圈减薄等多种构造体制制约[60-62]。而前已述及，古亚洲洋沿西拉木伦河一线从西向东逐渐关闭[19, 22-23]，最晚关闭时间可能为三叠纪中期[6]，致使该带发育大规模与碰撞造山相关的岩浆岩[30]。通过搜集前人大量研究成果，对区域上花岗岩年龄进行整理，我们发现，在太古宙-元古宙结晶基底内发育大量早石炭世-二叠纪岩浆岩，尤其在华北克拉通北缘内蒙古地轴，闪长岩/花岗岩等中酸性侵入体从大约320 Ma开始侵位，结束于300 Ma[15, 22, 60, 63]，甚至持续到270~260 Ma[64]，与此次岩浆活动有关的地质事件可能与古亚洲洋向华北板块俯冲作用有关[63]；而位于内蒙古隆起东段的建平深成花岗岩体，其中正长花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb加权平均年龄为(241±2) Ma (MSWD=3.9)和二长花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb加权平均年龄为(237±1) Ma (MSWD=0.37)[63]及本次研究的撰山子角闪二长花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(245.8±3.1) Ma (MSWD=3.7)，与金厂沟梁金矿床关系密切的西台子似斑状二长花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(218±4) Ma[30]，敖汉旗地区大庙岩体二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(245±1) Ma[65]和辽宁北票江沟山岩体二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为(239±2) Ma和(233±4) Ma[66]等，可见在245~218 Ma期间，华北克拉通北缘东部地区经历了一次强烈的构造-岩浆活动事件，此次构造-岩浆活动与华北板块和西伯利亚板块最终拼合后的后碰撞/后造山伸展作用有关。
综上所述，华北克拉通北缘从古生代中-晚期到中生代早期，经历了多期次的岩浆-构造活动，其多期性与复杂性，均与华北克拉通北缘构造地质演化密切相关[58, 63, 67]。上述岩体的侵位时代从空间来看，沿西拉木伦河缝合线一带从西向东岩体年龄有变新趋势，暗示了华北板块和西伯利亚板块碰撞拼合时间的不一致性[23, 66]。主量、微量和稀土元素特征显示，撰山子岩体花岗岩是来自下地壳的部分熔融作用，并且有部分幔源物质加入，其形成于华北板块和西伯利亚板块最终拼合后的后碰撞/后造山伸展作用。
6 结论1) 撰山子岩体角闪二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(245.8±3.1) Ma，属于印支早期。
2) 撰山子岩体角闪二长花岗岩具有高硅、富碱、高铝、低钙及较低TFeO/MgO值的特征；同时，δEu为0.66~0.68，存在弱的负异常；Th、U、La、P较富集，Ba、Nb、Ti、Sr、Ta等相对亏损等特征，具高分异I型花岗岩的特征，显示该岩体主要形成于下地壳部分熔融作用，可能有少量的地幔组分加入。
3) 撰山子岩体角闪二长花岗岩形成于华北板块和西伯利亚板块最终拼合后的后碰撞/后造山伸展作用的构造环境。
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