2016, Vol. 32
2. 防灾科技学院, 三河 065201
2. Institute of Disaster Prevention, Sanhe 065201, China
岩体就位的过程是一个包括了岩浆形成、演化、运移、就位等多个阶段的复杂过程(Ramsay, 1989; Johnson et al., 2003; Vernon et al., 2004; Weinberg et al., 2009; Yan et al., 2011)，越来越多的研究成果表明在这个复杂的过程中，构造变形及断层活动起到重要的控制作用(Castro, 1987; Hutton et al., 1990; Johnson et al., 2003; Weinberg et al., 2009)。在岩体就位的过程中，不同的岩浆运移方式、岩浆就位形态以及不同的构造变形性质或断层性质，都会导致岩体具有不同的就位过程(Johnson et al., 2003; Vernon et al., 2004; Weinberg et al., 2009; Yan et al., 2011; Turrillot et al., 2011)。通过对围岩及岩体中的变形和岩浆组构或者地磁组构进行统计分析来研究岩浆运移、就位的过程是研究岩体就位机制的常用方法。
医巫闾山地区经历了中-晚侏罗世和早白垩世两期构造变形并最终形成了变质核杂岩(张必龙等, 2011; 李刚等, 2010, 2012, 2013; Li et al., 2013)。虽然对于早期构造变形是挤压还是伸展的争议较大，但是普遍认同研究区在早白垩世发生了伸展变形(马寅生等, 1999; Darby et al., 2004; 张必龙等, 2011; 李刚等, 2012, 2013; Li et al., 2013; Lin et al., 2013a, b)。研究区中-晚侏罗世和早白垩世的两期构造变形均伴随着同构造花岗岩体就位，同构造岩体与围岩中均发育有岩浆或变形组构，可以对岩体就位机制进行详细研究。
本文尝试通过结合构造解析、同位素分析及岩石地球化学分析等多种方法，研究医巫闾山地区早白垩世同构造花岗岩体的岩浆来源和就位机制，分析伸展变形在岩浆就位过程中起到的作用。
2 区域地质背景医巫闾山变质核杂岩位于华北陆块北缘、燕山山脉东段，整体的构造格局呈北东向延伸(图 1)。医巫闾山变质核杂岩可划分为三个主要结构层：核部、中间层、同伸展断陷盆地(马寅生等, 1999; 李刚等, 2012)。核部由新太古代至古元古代的变质基底和中生代的同构造花岗岩组成，中间层为中元古代的变质沉积岩，中间层与核部之间发育一条韧性拆离带(图 2)。瓦子峪拆离断层为变质核杂岩的主拆离断层，控制着上盘的同伸展断陷盆地(即阜新-义县盆地)(图 2)。医巫闾山变质核杂岩的形成过程可以归纳为中-晚侏罗世和早白垩世两个主要活动阶段(Darby et al., 2004; 张必龙等, 2011; 李刚等, 2012; Lin et al., 2013b)。早期构造变形发生在中部地壳层次，使整个医巫闾山地区发生了以角闪岩相为主的高温韧性变形(李刚等, 2012)。晚期构造作用发生在地壳浅部层次，主要影响了医巫闾山地区的西部，形成了瓦子峪拆离断层及上盘同伸展断陷盆地，拆离断层下盘形成了低温韧性剪切带(Darby et al., 2004; 李刚等, 2012, 2013; Lin et al., 2013a, b)。
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图 1 辽西地区地质简图(据Lin et al., 2013b) Fig. 1 Simplified geological map of western Liaoning Province area (modified after Lin et al., 2013b) |
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图 2 医巫闾山地区构造纲要图(据李刚等, 2012; Lin et al., 2013b) Fig. 2 Simplified structural map of the Yiwulüshan area (modified after Li et al., 2012; Lin et al., 2013b) |
医巫闾山地区晚中生代的两期构造变形过程中均伴随着强烈的岩浆活动，早期同构造岩浆活动时间为153±2Ma~169±10Ma(杜建军等, 2007; 李刚等, 2012; 吴福元等, 2006; Zhang et al., 2008, 2010, 2014a)。晚期伸展变形过程中伴随着石山花岗岩体和一些铁镁质岩脉的就位，这些岩体和岩脉就位的时间大致为123~125Ma(Darby et al., 2004; 吴福元等, 2006; Zhang et al., 2010)，本文以石山岩体作为主要研究对象，分析医巫闾山地区早白垩世伸展背景下岩浆就位机制。
3 样品岩石学特征石山岩体是研究区内唯一的早白垩世花岗岩体，该岩体位于医巫闾山变质核杂岩的南部，距凌海市约13km，石山镇位于岩体的东南部(图 1、图 2)，地表出露面积约为141.4km2，东部宽西部狭窄。主要岩性为黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩，主要矿物为石英(20%~35%)、斜长石(20%~35%)、钾长石(25%~50%)、云母(5%~15%)(图 3)，局部褐铁矿含量较多。岩体西侧见有糜棱岩化现象，中部和东部基本未变形。选取未变形岩石样品进行锆石同位素及全岩主量、微量元素分析。
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图 3 石山岩体测试样品的野外照片(a)及镜下照片(b) Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Bt-黑云母 Fig. 3 Macroscopic photograph (a) and microscopic photograph (b) of the samples from Shishan pluton |
样品经过破碎、浮选和电磁选方法进行分选，之后在镜下挑选得到锆石。在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室进行锆石制靶、透射光、反射光及阴极发光(CL)照片采集和锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学及微量元素测定。实验仪器为Agilent 7500a ICP-MS，实验过程中采用高纯度He作为剥蚀物质载气，硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610，锆石标样为91500。具体测试步骤和数据处理方法见参考文献(Liu et al., 2008; Chen et al., 2011)。年龄计算跟协和图的绘制采用标准程序Isoplot 3.0(Ludwing, 2003)。
4.1.2 锆石Hf同位素分析在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的基础上，选取单颗粒锆石进行Hf同位素测定。锆石微区原位Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。使用仪器为Nu Plasma型MC-ICP-MS，激光剥蚀系统为193nm ArF准分子激光器的GeoLas 2005，以标准锆石MON-1、GJ-1、91500作为外标。具体分析方法和仪器参数详见Yuan et al. (2008)。
4.1.3 全岩主量及微量元素分析全岩的主量元素和微量元素分析在广州澳实矿物实验室完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱分析，样品与硼酸锂混合加热熔融，冷却后进行X荧光分析。微量元素分析则是将经过熔融、冷却后的样品采用HNO3+HCl3进行溶解，之后用ICP-MS分析含量。
4.2 分析结果 4.2.1 锆石U-Pb年龄石山岩体中(样品L1301)获得锆石多为环带清晰、晶型较好的岩浆锆石，少数岩浆锆石的核部为椭圆形的变质核(图 4a)。测试样品中有16颗锆石的年龄在协和图上很集中，加权平均为124±1.9Ma(图 4b，数据见表 1)，代表石山岩体的成岩时间。2粒锆石年龄为150±4Ma和154±3Ma，明显与研究区中-晚侏罗世岩浆活动时间一致，且在协和图上很分散。这一现象可能是早白垩世岩浆演化过程中熔融早期形成的岩脉或挑选锆石时混入其它样品的锆石颗粒引起的。
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图 4 石山岩体部分锆石CL图像(a)和锆石U-Pb年龄谐和图(b) Fig. 4 CL images of the selected zircons (a) and zicon U-Pb concordant diagram (b) for the Shishan pluton |
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表 1 石山岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of Shishan pluton |
样品L1301早白垩世锆石的176Hf/177Hf值0.281951~0.282121，εHf(t)值为-26.7~-20.3，一阶段模式年龄tDM1=1574~1924Ma，两阶段模式年龄tDM2=2009~2321Ma，具体数据见表 2。
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表 2 石山岩体锆石Hf同位素分析结果 Table 2 Zircon Hf isotopic data for Shishan pluton |
石山岩体的样品中SiO2的含量为71.12%~76.11%，Al2O3含量13.03%~14.57%，MgO含量0.15%~0.45%，全碱(K2O+Na2O)含量8.42%~8.74%，Na2O/K2O值为0.81~1.28，上述特征表现出岩石具有亚碱性系列岩浆的特点(具体数据见表 3)。样品投影在SiO2-K2O图解上的高钾钙碱性系列区域内(图 5a)，在A/CNK-A/NK图解上投影在弱过铝质岩石区域内(图 5b)。样品中富集轻稀土元素(LREEs)，亏损重稀土元素(HREEs)(图 5c)。稀土元素配分图解中Eu显示出较弱的负异常，δEu值0.48~0.78。微量元素蛛网图显示富集Ba、Rb、K、Sr等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素，不相容元素Th较富集(图 5d)。
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表 3 石山岩体花岗岩样品主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)分析结果 Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) elements composition for the granites from Shishan pluton |
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图 5 石山岩体花岗岩地球化学图解 (a) SiO2-K2O图解(Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985)；(b) A/CNK-A/NK图解(Maniar and Piccoli, 1989)；(c)稀土元素配分图解(球粒陨石标准化值引自Boynton, 1984)；(d)微量元素蛛网图(原始地幔标准化值引自Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Geochemical diagrams of the granite in Shishan area |
医巫闾山地区中-晚侏罗世和早白垩世的两期构造活动都在区内形成了相应的韧性剪切带，发育具有各自特征的变形组构(图 2; 李刚等, 2012)。
早期构造作用发生在中部地壳的角闪岩相环境下，形成了一系列的中、高温变形组构(李刚等, 2012)。该期次构造作用形成了NE-SW向延伸的韧性剪切带，并发育NE-SW向倾伏的矿物拉伸线理，根据旋转残斑、S-C组构、对称褶皱等组构判断岩层上盘向SW剪切滑移(李刚等, 2010, 2012; Li et al., 2013; Lin et al., 2013a, b)。这些中、高温的变形组构主要发育在研究区的中部和东部。
晚期构造作用发生在浅部地壳的绿片岩相环境下，在医巫闾山的西侧形成了瓦子峪拆离断层及其下盘的低温韧性剪切带(图 2; Darby et al., 2004; 李刚等, 2012, 2013; Lin et al., 2013b)。这条低温韧性剪切带宽1~5km，是晚期低温变形组构叠加、改造早期高温变形组构的产物，在低温韧性剪切带中保留有未被完全改造的早期高温变形组构是这一结论的有力证据(李刚等, 2012, 2013)。瓦子峪拆离断层带内形成断层泥、构造角砾岩、微角砾岩，下盘低温剪切带内形成构造片岩或低温糜棱岩(李刚等, 2012, 2013)。典型的变形组构包括矿物定向排列，长石脆性破裂，石英形成亚颗粒和亚颗粒旋转重结晶，黑云母退变质生成白云母(李刚等, 2012, 2013)。低温剪切带也具有NE-SW向延伸的特点，但是剪切带内发育的线理普遍向NWW或NW倾伏，岩层中发育的旋转残斑和S-C组构显示上盘向NW滑移(Darby et al., 2004; 李刚等, 2013; Lin et al., 2013b)。虽然早白垩世低温伸展变形主要影响了医巫闾山的西部，但是在医巫闾山地区的中部和东部仍然发育少量倾伏向NW或SE的拉伸线理，而且早白垩的伸展作用在医巫闾山岩体内形成了NW向的地磁组构(Lin et al., 2013a)。这些组构表明早白垩世的伸展作用对医巫闾山地区的中部和东部也有一定程度的影响，只是在西部表现的比较强烈和明显，而中部和东部相对较弱。
5.2 岩体中的变形及岩浆组构石山岩体的中部和东部构成了岩体的主体部位，基本没有发生剪切变形。岩体主体部位的岩浆流动叶理十分发育，但是岩浆线理不明显。虽然，由于风化作用较强导致部分天然露头上难以观测到岩浆组构；但是，在人工采坑内及部分天然露头上测量的岩浆组构基本可以反映岩体内岩浆组构的特点。岩浆叶理的走向大致平行于岩体边界呈环状分布，岩浆叶理的倾角近水平、普遍在10°左右，多数岩浆叶理向围岩倾斜，局部的岩浆叶理向岩体内部倾斜(图 6a)。与岩浆叶理相比，岩浆线理并不十分发育，已测量到的线理具有向W倾伏的特点(图 6a)。野外观察到岩体顶部边界截切围岩剪切叶理，同时岩浆侵入围岩形成平行或切割围岩叶理的岩脉(图 7a, b)，这些岩脉中不发育或发育微弱的变形和岩浆组构。这一特点显示岩浆就位时围岩没有剪切滑移或剪切滑移很弱，围岩中的剪切叶理是早期变形的产物。这些剪切叶理作为薄弱面为岩浆运移提供通道。同一露头上的花岗岩体内发育较弱的岩浆叶理，岩浆叶理产状与岩体边界近平行，但与剪切叶理斜交。上述特点表明在岩浆就位过程中，主体部位的岩浆以垂向的运移和对围岩的侵蚀及膨胀挤压为主，NWW向的伸展滑移使岩浆具有向西流动的趋势，但是并不明显。
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图 6 石山岩体构造纲要图(辽宁省地质勘查局, 1995①修改) Fig. 6 Simplified structural map of the Shishan pluton |
①辽宁省地质勘查局. 1995.凌海市幅1: 5万地质图
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图 7 花岗岩及围岩宏观和微观照片 (a)花岗岩与顶部围岩接触面；(b)花岗岩沿围岩叶理就位；(c)粗粒花岗岩镜下特征；(d)细粒花岗岩镜下特征；(e)细粒花岗岩株截断早期褶皱叶理，同时形成平行围岩叶理的岩脉，绿色线条表示围岩与花岗岩界线；(f)细粒花岗岩边缘的伟晶岩条带，伟晶岩脉平行围岩叶理；(g)细粒花岗岩脉截切伟晶岩脉. Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Bt-黑云母 Fig. 7 Photos of the macro-and micro-structure from granites and wall rocks |
岩体西部呈狭窄的条带，岩石中矿物的粒度比东部细，岩浆叶理和线理比主体部位明显。回兰-英明山一线为粗粒花岗岩与细粒花岗岩过渡带，由此向西至柳条沟附近完全变为细粒花岗岩。镜下观察发现主体部位矿物颗粒大且长石多呈自形、半自形(图 3b、图 7c)；而西部岩石的矿物均呈半自形、他形，长石蠕英结构十分普遍，但矿物颗粒未变形(图 7d)。西部的岩浆叶理多向西倾斜，靠近围岩的岩浆叶理走向与围岩边界近平行，岩浆线理倾伏向NW(图 6a)，表明岩浆具有向西流动的特点，且岩浆流动性比主体部位强。
回兰-孙家峪一线，细粒花岗岩呈弧形条带侵入围岩，花岗岩条带的延伸趋势与围岩糜棱叶理走向相近(图 6a)，指示岩浆就位受围岩剪切作用控制，岩浆沿着围岩的糜棱叶理向西运移形成弧形花岗岩条带。柳条沟-王家窝铺一线，细粒花岗岩呈EW向延伸的条带，花岗岩切割围岩剪切叶理。石山岩体南北两侧均发育近东西向的河谷，王家窝铺附近发育近东西向的断层和构造破碎带(图 6b)，这些构造现象暗示近东西向的花岗岩条带很可能是沿着近东西向的断裂带运移形成的，这些断裂带形成于早白垩世之前。在冯山子北西约2km处，观察到细粒花岗岩呈岩株状穿切了发生褶皱的围岩，在岩株与围岩接触面上岩浆沿剪切叶理贯入两侧围岩并形成岩脉(图 7e)。与主体部位(图 7a, b)相比，这些岩脉中的岩浆组构十分发育，岩浆叶理与围岩糜棱叶理平行，表明岩浆就位与围岩剪切变形同时进行，且西部岩浆就位表现为平行糜棱叶理和穿切糜棱叶理两种方式。在孙家峪-王家窝铺一带，花岗岩延伸方向与围岩糜棱叶理走向协调一致(图 6b)，也指示了岩浆就位受剪切作用的控制。岩体西侧边缘，王家窝铺-孙家峪-回兰一线的花岗岩见有糜棱岩化现象，岩体中糜棱叶理与围岩糜棱叶理产状一致(图 6a)，表明岩浆结晶过程中受剪切应力作用发生糜棱岩化。
在细粒花岗岩的边缘形成了许多伟晶岩，这些伟晶岩呈条带分布在细粒花岗岩边部或呈岩脉贯入围岩(图 7f, g)。伟晶岩定向但不变形，其中的岩浆叶理与围岩剪切叶理平行(图 7f, g)。这些特点表明伟晶岩是岩浆在围岩剪切作用的引导下沿着细粒花岗岩的边缘运移的产物，且此时已到伸展变形的晚期，剪切速率较低，岩浆才有充分的时间结晶。伟晶岩与围岩接触部位多存在一条宽3~50mm的细粒伟晶岩带(图 7f, g)，笔者认为这种细粒带不是冷凝边，因为此时围岩在先前就位的岩浆的烘烤下已经具有较高的温度。所以这一细粒伟晶岩条带应该是岩浆在围岩剪应力作用下，流速相对较快导致的矿物结晶粒度较细。局部仍可观察到伟晶岩脉被细粒花岗岩细脉切割(图 7g)，表明伟晶岩的岩浆就位时细粒花岗岩并未完全结晶，是两个连续的岩浆演化阶段。
6 讨论 6.1 构造-岩浆活动时间前人对医巫闾山地区低温韧性剪切带内的白云母做了大量40Ar/39Ar同位素测年工作，显示构造变形时间为133~107Ma(Darby et al., 2004; 李刚等, 2012, 2013; Lin et al., 2013b)。石山岩体中锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄123~125Ma(Darby et al., 2004; 吴福元等, 2006)，本文获得加权平均为124±1.9Ma。上述资料表明石山岩体是早白垩世伸展变形的同构造岩体，且岩体活动发生在构造变形的中、晚期。
6.2 岩浆来源岩石中Al2O3及Na2O含量较高，轻稀土(LREEs)、重稀土(HREEs)高度分异，Sr含量较高而Y、Yb含量很低，显示出埃达克岩的特点(Defant and Drummond, 1990; 图 8)。普遍认为埃达克岩形成于俯冲大洋板片的部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999)，或者由玄武质岩浆分离结晶形成(Castillo et al., 1999)，或形成于加厚的铁镁质下地壳的部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Huang et al., 2009)。石山岩体属弱过铝质并具有高钾钙碱性的特点(图 5a, b)与俯冲大洋板片部分熔融形成的埃达克岩不同(Defant and Drummond, 1990; Huang et al., 2009)。Th/U比值较高和Mg、Cr含量较低的特点显示岩浆不是来源于玄武质岩浆的分离结晶(Martin, 1999; Wang et al., 2006)。
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图 8 石山岩体花岗岩的Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N-YbN图解(b) Fig. 8 Plots of Sr/Y vs. Y (a) and (La/Yb)N vs. YbN (b) for granites from Shishan pluton |
岩浆的SiO2、Al2O3及碱性组分含量较高，而Fe2O3T和MgO含量较低，在A/CNK-A/NK图解上投影在弱过铝质区域。这些特征显示岩浆来源于地壳物质的部分熔融(Barbarin, 1999; Frost et al., 2001; Schneidera et al., 1999; Chen et al., 2015)。岩浆锆石中的εHf(t)值均为负值(-26.7~-20.3)，Hf的两阶段模式年龄范围为2.0~2.3Ga，说明岩浆来源于华北陆块古老岩石的部分熔融(Yang et al., 2006; Zhang et al., 2014b)。
综上所述，石山岩体的岩浆来源于华北陆块加厚下地壳的部分熔融。
6.3 岩浆运移、就位机制同位素年代学研究表明医巫闾山地区早白垩世伸展变形与石山岩体就位的时间相同。岩体中发育的多数岩浆线理向W-NW倾伏，与早白垩世伸展滑移方向基本一致，说明岩浆的运移受到伸展滑移的影响。根据岩体及围岩的宏观及围观变形特点可以将石山岩体就位过程大致分为三个阶段。
6.3.1 岩浆垂向运移和底劈、膨胀阶段(D1)地球化学分析结果显示岩浆源区为下部地壳，而围岩变形特点显示岩浆就位于浅部地壳(李刚等, 2012, 2013)，表明岩浆存在由深部至浅部的运移过程。Lin et al. (2013a)通过布格重力异常解译得出石山岩体中部和东部的厚度最大而西部厚度很小，表明石山岩体的岩浆通道位于岩体中部和东部。
当岩浆上升至浅部地壳时，岩浆房所在部位(即岩体中部和东部)的围岩剪切滑移较弱，因此岩浆侧向流动性较差。在这种情况下，岩浆以底劈和气球膨胀的方式扩张岩浆房(图 9)。侧向膨胀作用使岩浆在本阶段以平面应变为主，导致岩体具有岩浆叶理十分发育而岩浆线理发育较弱(S>L)以及岩浆叶理平行岩体边界展布的特点，而主体部位的岩体在平面上则呈近圆形。岩体主体部位的岩浆叶理倾向围岩、倾角普遍较小(图 6a)，而且可以观察到花岗岩体顶部的太古代片麻岩(图 7a, b)，说明岩体抬升高度和剥蚀深度都比较小，出露地表的是岩体的上部。
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图 9 早白垩世岩浆就位模式图 Fig. 9 Sketch map of Early Cretaceous magma emplacement in Yiwulüshan area |
当岩浆房扩大到一定程度时，西侧的岩浆与正在活动的低温剪切带相接触，围岩的伸展滑移作用开始影响并控制岩浆向西运移(图 9)。围岩的糜棱叶理作为薄弱面容易被岩浆贯入，而围岩的剪切滑移则引导岩浆沿着糜棱叶理流动，形成了回兰-孙家峪的弧形岩浆条带(图 6a、图 9)。伸展作用使早期形成的近东西向断裂带再次活动，为岩浆运移提供了新的通道。由于再次活动的断裂带和围岩剪切滑移对岩浆的引导作用，形成了柳条沟至王家窝铺的东西向花岗岩条带(图 6a、图 9)。这两条花岗岩条带的宏观及围观组构显示岩浆流动方向与早白垩世伸展滑移方向一致，岩石中矿物颗粒细小。当岩浆运移至西侧靠近拆离断层的部位时，由于围岩剪切作用非常强烈，导致这一区域的花岗岩在就位过程中形成了与围岩糜棱叶理产状一致的花岗岩脉，且花岗岩发生糜棱岩化(图 6a、图 9)。
6.3.3 伟晶岩形成阶段(D3)在岩浆演化的最后阶段形成了花岗质伟晶岩，这些伟晶岩的产出形态及岩浆组构显示本阶段围岩仍有一定程度的伸展滑移。围岩的持续滑动为岩浆运移提供通道，此时细粒花岗岩的岩浆已经开始冷却结晶，因而岩浆流动性较差。在这种情况下，伟晶岩的岩浆沿着细粒花岗岩的边缘流动，在适当的部位贯入围岩叶理形成岩脉(图 9)。围岩的剪切滑移在伟晶岩边部形成了细粒的条带，但是这些细粒条带中的矿物颗粒仍然比前几个阶段形成的花岗岩中矿物颗粒大(图 7f, g)，表明围岩的伸展滑移进入了后期变形最弱的阶段。花岗质伟晶岩的岩浆来源尚不明确，可能是源区岩浆在运移过程中结晶分异的产物，也可能由细粒花岗岩在结晶过程中分异而出。
6.4 地质意义 6.4.1 小型褶皱成因关于医巫闾山地区众多轴向NE的小型褶皱的成因及形成时代存在争议，李刚等(2012, 2013)认为中-晚侏罗世和早白垩世两期强烈伸展变形之间短暂的挤压作用形成了这些褶皱，Lin et al. (2013b)则认为早白垩世伸展变形后的隆升-重力拖曳是这些褶皱的成因。在本文的研究过程中，发现早白垩花岗岩破坏或贯入了已经褶皱的围岩(图 7e)，表明褶皱作用形成于早白垩世之前，此证据支持前一种观点。
6.4.2 伸展作用对岩浆就位机制的控制瓦子峪拆离断层倾向NW，石山岩体位于拆离断层下盘的东部。早白垩世的伸展变形对研究区中部和东部的影响较弱，而石山岩体的岩浆房及岩浆上升通道正处于这一区域。因此，瓦子峪拆离断层及同期伸展变形在岩浆由深至浅的垂向运移和主体岩浆房的形成过程中(D1)起到的作用比较有限。在石山岩体岩浆就位的晚期，当岩浆与强烈活动的剪切带和再次发生活动的断裂带接触时，岩浆沿着剪切叶理和断裂带向西运移形成了西部的花岗岩条带和花岗岩脉。
北京西山的房山花岗岩体同样形成于华北地区早白垩世的区域伸展背景下，研究表明该岩体就位的过程中拆离断层起着重要的控制作用(Yan et al., 2011)。岩体就位的早期阶段，岩浆以垂向上升和底劈作用为主；晚期阶段，岩浆的侧向膨胀对围岩的挤压作用使早期形成的拆离断层再次活动，岩浆则沿着倾向SE的拆离断层运移，最终形成了倾向SE的花岗岩体(Yan et al., 2011)。
对比两个伸展背景下同构造花岗岩体的特点可以发现，房山岩体和石山岩体就位虽然都伴随着围岩的构造变形，但是构造作用与岩浆作用的相互关系并不相同。房山岩体的岩浆膨胀作用使围岩中已经存在的褶皱进一步挤压变形，并且引起早期形成的断层再次活化为岩浆的侧向运移提供通道。石山岩体在瓦子峪拆离断层活动的中-晚期就位，石山岩体岩浆活动的早期阶段与房山岩体相似——以垂向运移和底劈作用为主；而晚期阶段，当岩浆房扩展至与强烈活动的剪切带和再活化的断裂带接触时，岩浆沿着剪切叶理和断裂带向西运移形成了西部的岩墙和弧形岩脉(图 9)。与房山岩体不同，石山岩体围岩的剪切滑移面和先存断裂带的再活化受控于伸展变形而不是岩浆活动。
虽然在岩浆就位的晚期，房山岩体和石山岩体中伸展变形和拆离断层对岩浆运移的影响程度和方式各不相同，但岩浆活动的早期都存在一个由深向浅的岩浆运移过程。
上述研究表明，同伸展岩浆就位时围岩构造活动的程度、剪切变形方式和断层性质对岩体的最终形态起到决定性的作用，但是下部地壳的部分熔融及岩浆向上运移的过程同浅部地壳的伸展变形没有必然联系。华北地区晚中生代的区域伸展应力场和岩石圈减薄(刘俊来等, 2008, 2009)是下地壳部分熔融以及岩浆向浅部地壳运移的动因，浅部地壳的伸展只是为岩浆就位提供适当的空间并控制着岩浆就位的具体过程。
7 结论(1) 石山岩体的岩浆来源于华北陆块加厚下地壳在区域伸展背景下的部分熔融。
(2) 石山岩体就位可分为三个阶段，伸展变形对早期阶段(D1)的岩浆活动影响较弱，对后期岩浆运移起到控制作用(D2-D3)。
(3) 区域伸展和岩石圈减薄引起了华北陆块下地壳的部分熔融，而浅部地壳的伸展作用仅仅与岩浆就位的具体过程和最终形态密切相关。
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