华北板块北缘东段泥盆纪伸展作用：来自辽北昌图碰撞后岩浆岩的证据*

张超 权京玉 张丽, 4 葛锦涛 张立东

1. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110034 2. 东北地质科技创新中心，沈阳 110034 3. 辽宁省地质矿产研究院有限责任公司，沈阳 110016 4. 防灾科技学院地球科学学院，三河 065201

中亚造山带夹持于西伯利亚克拉通、塔里木克拉通和华北克拉通之间(图1a)，以显生宙时期巨量的地壳生长和巨大的成矿潜力为显著特征(engöretal., 1993; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2003)。在10亿年来的演化过程中，经历了洋内弧形成、大陆边缘侧向增生以及陆内造山作用，总体具有由北向南逐渐增生的趋势，并在中亚造山带南缘完成最终的碰撞闭合(engöretal., 1993; Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Windleyetal., 2007)。近年来众多学者关注于蛇绿岩、蓝片岩的研究，在东北地区识别出了一系列古生代蛇绿岩带(Miaoetal., 2008; Jianetal., 2010; Songetal., 2015; 刘永江等, 2019)，对古亚洲洋最终的闭合过程提供了重要制约，但对于古亚洲洋晚期的构造演化历史仍存在不同认识。部分学者认为古亚洲洋在早古生代末-晚古生代初沿二连-贺根山-嫩江-黑河一线闭合，早前识别出的石炭-二叠纪蛇绿岩形成于裂谷盆地或“红海型”洋盆，该区在晚古生代时期处于造山后伸展、裂陷槽或大陆裂谷的构造环境(Tang, 1990; Xuetal., 2012; 王炎阳等, 2014; Zhangetal., 2015)。而绝大多数学者认为古亚洲洋的俯冲增生作用一直持续到晚古生代，并于晚二叠世末-早三叠世沿索伦-西拉木伦-长春-延吉一线闭合(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Jianetal., 2010; 彭玉鲸等, 2012; Liuetal., 2017, Fuetal., 2018; 张超等, 2021; Guanetal., 2022)。同时支持该观点的学者对晚古生代时期华北板块北缘的构造属性也存在被动大陆边缘(Jiaetal., 2004)和活动大陆边缘(王荃等, 1991; Linetal., 2008)等不同的认识。造成上述争论的主要原因为：(1)识别出来的蛇绿岩大多不具备彭罗斯会议所定义的完整层序，属于被肢解的蛇绿混杂岩(肖文交等, 2019)，有关蛇绿岩的类型、成因及构造背景等问题目前仍然没有很好的解决；(2)区域上志留系磨拉石建造不整合于早期地质体之上(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; 张允平等, 2010; Xuetal., 2013)是如何引起的？是碰撞造山作用导致的区域性不整合？是活动大陆边缘局部的海侵事件？等等，仍没有定论。因此，讨论晚古生代特别是泥盆纪时期是否存在古亚洲洋向华北克拉通下的俯冲作用就显得非常重要。

华北板块北缘位于中亚造山带最南缘和华北克拉通最北缘的结合部位，是研究古亚洲洋演化及其与华北克拉通北缘相互作用过程的关键地带。尽管前人在华北克拉通北缘已经识别出了一条东西向的泥盆纪碱性岩浆岩带(图1b，张拴宏等, 2010; 张琪琪和张拴宏, 2019)，但其北侧的白乃庙弧带(亦称为古生代陆缘增生造山带)特别是东部的辽北-吉中地区泥盆纪地质记录却鲜有出露，导致泥盆纪岩浆岩的成因和构造环境仍不明确(图1b)。近年来，笔者等在辽北地区开展了辽吉交界1:5万下二台子等两幅区域地质调查工作，在昌图地区新识别出中-晚泥盆世花岗岩和中泥盆世变质火山-沉积岩。本次工作对泥盆纪花岗岩和变质火山岩进行了年代学和岩石地球化学研究，该成果既可以为约束华北板块北缘泥盆纪的构造属性提供新证据，也可以为完整认识中亚造山带晚古生代构造岩浆演化过程及其构造环境提供新认识。

1 区域地质背景及岩相学特征

辽宁省北部昌图地区位于松辽盆地东南缘，大地构造位置处于华北板块北缘东段，其南部与华北克拉通相邻，其北侧为西拉木伦-长春-延吉缝合带(图1b)。受古亚洲洋构造域的影响，区内发育的南城子构造杂岩与下二台构造杂岩普遍遭受强烈的变质变形改造，主要表现为由一系列不同时代、不同性质的构造岩片混杂而成。其中，南城子构造杂岩是由新太古代变质表壳岩和中元古代变质深成侵入岩所构成，属于增生造山带中的古老地块残片。下二台构造杂岩的物质组成则分别为中泥盆世变质火山-沉积岩、早石炭世变质火山岩、晚石炭世变质碳酸盐岩夹碎屑岩以及早-中二叠世变质火山-碎屑岩，时空分布具有由南东向北西逐渐年轻的极性特征(张丽等, 2020; 张丽, 2021)。早中生代以后全区进入了古太平洋构造域的演化阶段，以陆相盆地沉积为特征，松辽盆地和叶赫地堑沉积了白垩纪陆源碎屑岩-火山岩-含煤岩系。同时，受多期强烈构造运动的影响，研究区显生宙岩浆活动强烈，以大面积发育的花岗质侵入岩为特征。根据岩浆源区性质及年代学研究可以划分为泥盆纪、二叠纪、三叠纪、侏罗纪以及白垩纪等5期岩浆活动。本次工作主要针对研究区内的祥子岭岩体、夏家沟岩体以及红花店变流纹岩开展野外地质调查和岩相学研究工作。

祥子岭岩体和夏家沟岩体位于昌图县东部(图2)，被大面积的侏罗纪花岗岩所侵入，之后受依兰-伊通断裂的影响被NW-SE向断裂所切割。两个岩体之间的界线平直或呈锯齿状，显示了明显的侵入关系。祥子岭岩体主要由黑云母二长花岗岩组成，岩石新鲜面呈浅灰褐色、浅黄褐色，普遍发育糜棱结构、片麻状构造。矿物组成由碱性长石(～35%)、斜长石(～30%)、石英(～30%)和黑云母(～5%)，以及副矿物磷灰石和锆石等组成。其中，碱性长石主要呈半自形板状，少量呈他形粒状，粒径0.2～4.0mm，多见具条纹结构的条纹长石，发生高岭土化；斜长石呈半自形板柱状，粒径0.2～3.5mm，多见聚片双晶，发生少量绢云母化；石英呈他形粒状，部分晶体被定向拉长，粒径0.2～3.0mm；黑云母呈片状、鳞片状填隙于长英质矿物之间，定向排列，粒径为0.2～1mm(图3a, b)。夏家沟岩体主要由二长花岗岩组成，岩石新鲜面呈浅灰色、浅肉红色，块状构造。发育碎裂岩化，且具中细-细粒半自形粒状结构和文象结构(图3c, d)。主要由碱性长石(30%～35%)、斜长石(35%～40%)、石英(～30%)和黑云母(～2%)，以及副矿物磷灰石、榍石和锆石等组成。其中，碱性长石呈半自形板状、他形粒状，粒径0.2～3.0mm，多由网状、细脉状的条纹长石组成；斜长石呈半自形板状，粒径0.2～3.5mm，可见细而密的聚片双晶；石英呈他形粒状，粒径0.2～3.0mm；黑云母呈片状、鳞片状，粒径0.2～1.0mm(图3c, d)。

中泥盆世变质火山-沉积岩位于莲花镇北部的红花店地区，是下二台构造杂岩的重要组成部分，岩性以变流纹岩、云母石英片岩和云母二长变粒岩为主。本文采集的样品为变流纹岩(图3e)，岩石新鲜面呈浅灰色、浅肉红色，变余斑状结构，糜棱结构，变余流纹构造。变斑晶为钾长石(含量小于2%)，粒度0.5～1.0mm，多表现晶内塑性变形以及晶内破裂和微破裂等特征；基质为微晶结构，原岩变形强烈，长英质矿物定向排列清晰(图3f)。

2 分析方法

测年样品的粉碎、锆石的分选以及制靶等工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。锆石阴极发光图像在北京中兴美科科技有限公司获取。锆石U-Pb同位素测试分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室的激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICPMS)上完成。其中，激光剥蚀系统采用德国193-ArF准分子激光器，ICPMS为7500A型质谱仪，激光斑束直径为32μm，激光脉冲为8Hz，激光能量密度约为10J/cm2。实验过程中采用高纯氦气作为剥蚀物质载气，氩气作为辅助气调节灵敏度，同位素比值校正采用标准锆石91500和GJ-1作为外标，Th、U、Pb等元素含量以国际标样NIST610为外标，获得的测试数据应用ICP-MS-Datacal 10.8和Isoplot/Ex_ver 3程序对其进行处理并完成图件绘制。

锆石Lu-Hf同位素测试分析在天津地质矿产研究所实验室的多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS，Neptune)和193nm激光剥蚀系统(New Wave)上完成。具体的Lu-Hf同位素分析测试方法、同位素分馏校正以及标样等参照耿建珍等(2011)，Lu-Hf同位素相关的计算方法、参数等详见吴福元等(2007)。

样品的岩石地球化学测试分析在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成，整个过程均在无污染的设备中进行。分别采用X射线荧光光谱法(XRF)、电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成主量和微量元素的测试。其中，主量元素分析精度和准确度优于5%，微量元素的分析精度和准确度优于10%。

3 分析结果

3.1 同位素年代学

本次研究对祥子岭黑云母二长花岗岩(235-20)、夏家沟二长花岗岩(235-9)和红花店变流纹岩(GZ05-1)3件样品进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年，测试结果见表1，部分锆石阴极发光图像和年龄协和图见图4。3件岩浆岩样品中的锆石均为浅灰色或浅褐色晶体，除部分锆石因机械分选而呈不规则状外，多数锆石呈自形-半自形柱状，长度为80～250μm，长宽比为1:1～2.5:1。阴极发光图像显示锆石内部结构清晰且震荡环带密集，相对较高的Th/U值(0.51～1.97)以及明显的岩浆锆石稀土配分曲线(图4c, f)，表明这些锆石为岩浆成因。

表1 昌图泥盆纪岩浆岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

续表1Continued Table 1

黑云母二长花岗岩样品(235-20)采自镇北村北部的祥子岭山顶， 采样坐标为42°48′08″N、 124°16′44″E。对样品进行了23个点的有效测试分析，分析点的206Pb/238U表面年龄介于384±4Ma～393±4Ma， 在谐和图上均分布在谐和线上及附近，得到的206Pb/238U加权平均年龄为389±2Ma(MSWD=0.32，n=23)，代表了黑云母二长花岗岩的形成时代，即中泥盆世。

二长花岗岩样品(235-9)采自护林村南部夏家沟山顶，采样坐标为 42°49′01″N、124°15′47″E。对样品进行了18个点的有效测试分析，分析点的206Pb/238U表面年龄介于372±4Ma～380±4Ma，在谐和图上均分布在谐和线上，得到的206Pb/238U加权平均年龄为377±2Ma(MSWD=0.44，n=18)，该年龄代表夏家沟二长花岗岩的结晶年龄，为晚泥盆世岩浆活动的产物。

变流纹岩样品(GZ05-1)采自红花店北部县道(X053)东侧岩壁，采样坐标为 42°54′15″N、124°27′13″E。对样品的36颗锆石进行了有效测试分析，分析点的206Pb/238U表面年龄介于379±4Ma～389±4Ma，锆石颗粒年龄均位于谐和线上及其附近，206Pb/238U加权平均年龄为385±2Ma(MSWD=0.32，n=36)，形成于中泥盆世。

3.2 岩石地球化学特征

昌图泥盆纪岩浆岩样品的主量、微量和稀土元素分析结果见表2。

表2 昌图区泥盆纪岩浆岩的主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

续表2Continued Table 2

中泥盆世祥子岭岩体4件样品的SiO2含量为74.71%～77.39%，Na2O和K2O含量分别为2.95%～3.73%和4.51%～6.26%，K2O+Na2O平均值为8.53%。在TAS图解中(图5a)样品落入花岗岩和亚碱性区域。里特曼指数(σ)平均值为2.21，在SiO2-K2O图解中样品主要落入高钾钙碱性区域(图5b)。Al2O3和CaO含量分别为12.05%～12.97%和0.57%～0.85%，铝饱和指数A/CNK值介于0.97～1.03之间，显示准铝质-弱过铝质特征(图5c)。分异指数(DI)为93～95，显示岩石分异程度高。其稀土元素总量较低(∑REE=63.88×10-6～114.3×10-6)，δEu为0.36～1.08，多数样品具有明显的负Eu异常。LREE/HREE比值为6.79～16.78，(La/Yb)N为5.21～22.86，显示轻稀土右倾[(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(图6a)。从原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)可以看出，样品相对富集Rb、Th、Pb、Nd、Zr等元素，明显亏损Ba、Nb、P、Ti。

中泥盆世变流纹岩4件样品的SiO2=71.23%～75.71%，Na2O=3.98%～5.02%，K2O=3.72%～5.23%，K2O+Na2O平均值为9.18%。里特曼指数(σ)平均值为2.76，在TAS图解和SiO2-K2O图解中可以看出，样品落入流纹岩区域且大部分样品落入亚碱性区域(图5a)，属于高钾钙碱性-钾玄岩系列(图5b)。Al2O3和CaO含量分别为12.98%～13.86%和0.40%～1.18%，铝饱和指数A/CNK值为0.86～1.06，属于准铝质-过铝质岩石(图5c)。分异指数(DI)为94～96，显示岩石分异程度高。岩石的稀土元素总量(∑REE)为159.0×10-6～187.4×10-6)，δEu为0.52～0.69，显示负Eu异常特征。LREE/HREE比值为7.59～10.4，(La/Yb)N为3.80～6.85，显示轻稀土右倾[(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(图6a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)中，变流纹岩以相对富集Rb、Th、Pb、Nd、Zr，亏损Ba、Nb、P、Ti为特征。

晚泥盆世夏家沟岩体4件样品的SiO2含量范围为72.84%～76.21%，全碱(K2O+Na2O)含量为8.23%～10.05%，平均值为9.38%。TAS图解(图5a)显示样品落入花岗岩区域，多数样品属于亚碱性系列。里特曼指数(σ)平均值为2.80，在SiO2-K2O图解中样品落入高钾钙碱性-钾玄岩系列区域(图5b)。Al2O3含量为11.54%～12.99%，CaO含量为0.55%～1.27%，A/NK值为0.91～1.15，A/CNK值范围为0.84～1.03，显示过碱性到弱过铝质特征(图5c)，且具有较高的分异指数(DI=93～95)。其稀土元素总量(∑REE)为115.5×10-6～162.7×10-6，具强烈的负Eu异常特征(δEu=0.16～0.35)。LREE/HREE比值为3.41～7.08，(La/Yb)N为2.25～6.02，具向右缓倾的海鸥型曲线特征(图6a)。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)显示样品相对富集Rb、Th、U、Ta、Pb、Nd等元素，相对亏损Ba、Sr、P、Eu、Ti。

如上所述，泥盆纪岩浆岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图皆呈右倾，但Eu异常程度不同，其中晚泥盆世岩浆岩的轻重稀土分馏程度比中泥盆世岩浆岩强。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中则表现出不同程度的富集大离子亲石元素(Rb、Th等)和相对亏损高场强元素(Nb、Ti等)。

3.3 锆石Hf同位素特征

本文对泥盆纪花岗岩具有和谐年龄的典型锆石进行锆石原位Hf同位素分析，以每颗锆石的年龄计算锆石εHf(t)值，数据结果见表3。

表3 昌图泥盆纪岩浆岩锆石Hf同位素分析结果Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of the Devonian magmatic rocks in the Changtu area

中泥盆世祥子岭岩体样品235-20的10个测试点176Hf/177Hf比值为0.282729～0.282865，εHf(t)值均为正值(图7)，介于6.4～11.4，平均为9.1，二阶段模式年龄(tDM2)在654～977Ma之间。

晚泥盆世夏家沟岩体样品235-9的10个测试点176Hf/177Hf比值为0.282846～0.282964，εHf(t)值都为正值(图7)，变化范围10.0～14.6，相对于中泥盆世花岗岩更加靠近亏损地幔，二阶段模式年龄(tDM2)介于442～733Ma。

4 讨论

4.1 华北克拉通北缘东段泥盆纪岩浆活动

近年来，前人在华北板块北缘中段集宁-隆化断裂以北的地区识别出了一条东西向的泥盆纪岩浆岩带(图1b)，包括固阳、乌兰哈达、赤峰一带的碱性侵入岩(418～379Ma; 罗镇宽等, 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)，赤峰地区解放营子、朝吐沟等地的火山岩(404～359Ma; 刘建峰等, 2013; 叶浩等, 2014; 孙立新等, 2015)，以及承德地区红石砬、龙王庙等地的基性-超基性岩(399～381Ma; Zhangetal., 2009; Tengetal., 2015)，但是在松辽盆地东侧的辽北-吉中地区该期岩浆活动却鲜有报道。一方面，传统认为的海西期花岗岩已明确其主体形成于中生代；另一方面，受太平洋构造域的强烈影响，该区古生代地质体普遍被剥蚀和改造。随着高精度填图工作的开展以及综合研究的深入，少量泥盆纪地质体被识别出来(Peietal., 2016)，包括安石镇流纹质凝灰岩(410～403Ma)、公主岭二长花岗岩(400Ma)和威远堡二长花岗岩(396Ma)。本次工作对新发现的泥盆纪岩浆岩开展了锆石U-Pb同位素测年工作，测试点大多位于锆石边部震荡环带清晰的部位，Th/U值介于0.51～1.97之间，数据点位于谐和线上和附近，获得的测年结果可以代表岩体的侵位年龄。测试结果显示，祥子岭黑云母二长花岗岩形成于389Ma、夏家沟二长花岗岩形成于377Ma、红花店变流纹岩形成于385Ma，结合前人研究资料可以证实华北板块北缘东段泥盆纪的岩浆活动介于410～377Ma，与中段出露的碱性岩和基性-超基性岩的侵位时限相一致(418～379Ma)。因此，我们认为研究区中-晚泥盆世岩浆活动应是华北板块北缘东西向泥盆纪岩浆岩带东延的一部分。

4.2 岩石成因及源区性质

准确鉴别岩浆岩的成因类型对于解释其构造环境和源区特征具有重要意义，根据矿物组成和元素地球化学特征可划分为I型、S型、A型和M型(Chappell and White, 1974)。就所研究的泥盆纪岩浆岩岩相学特征而言，显微镜下可以确定主要造岩矿物为石英、斜长石、碱性长石和少量黑云母，但并未发现堇青石、角闪石和碱性暗色矿物等标志性矿物，因此元素地球化学特征便成为主要的鉴别指标(Pitcher, 1997)。

M型岩浆岩是洋壳的重要组成部分，其源区为幔源，一般具有低K2O和Th的特点(陈建林等, 2004; Freundetal., 2014)，这与昌图泥盆纪岩浆岩明显不同(图5b、图6b)，而且区域上也未出现同期的岛弧火山岩，因此可以判断其不属于M型岩浆岩。在Whalenetal. (1987)的判别图解中，样品总体落入了靠近A型花岗岩的区域内(图8a, b)，考虑到SiO2含量>72%的I、S型高分异岩浆岩与A型岩浆岩的地球化学特征通常具有一定的相似性(Whalenetal., 1987; Wuetal., 2003)，而昌图泥盆纪岩浆岩表现出高硅(SiO2=71.23%～77.39%)、富碱(K2O+Na2O=8.23%～10.25%)，低FeOT、MgO、CaO含量以及高的分异指数(DI=93～96)，富集Rb、Th、Pb和亏损Ba、P、Ti等特征(图6、表2)，暗示原始岩浆结晶分异强烈(Sylvester, 1998; Clemens, 2003)。同时，低的Zr+Nb+Ce+Y含量(109.4×10-6～329.4×10-6，平均为225.7×10-6)、10000×Ga/Al比值(0.57～3.59，平均为2.04)以及锆饱和温度(TZr=716～778℃，平均为748℃)，与典型的A型岩浆岩(Zr+Nb+Ce+Y>400×10-6，10000×Ga/Al比值>2.6，TZr>850℃)具有明显区别。同样的，在(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO和(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO图解(图8c, d)中大多数样品落入高分异岩浆岩区域内，进一步证明昌图泥盆纪岩浆岩应属于高分异岩浆岩。华北板块北缘东段同期的岩浆岩也具有相同的特征(Peietal., 2016)，这些岩浆岩的大部分样品符合准铝质-弱过铝质特征(昌图地区泥盆纪岩浆岩的A/CNK值范围为0.84～1.06)，也有少部分样品属于强过铝质，但近年来的研究已证实I型岩浆岩也可以显示出过铝质甚至强过铝质特征(Sissonetal., 2005; Chappelletal., 2012)。一方面，实验岩石学研究发现磷灰石在I型长英质岩浆中溶解度较低，而且容易在岩浆分异过程中达到饱和而结晶分离，并随着SiO2含量的增加而降低；在S型长英质岩浆中磷灰石的溶解度较高，常具有较高的P2O5含量且与SiO2含量呈正相关(Watson and Capobianco, 1981)。因此，SiO2含量和P2O5含量之间的相关关系通常被作为判断初始岩浆类型的重要指标。在SiO2-P2O5图解中(图9a)，昌图泥盆纪岩浆岩样品的P2O5含量较低(0.01%～0.03%)，并且与SiO2含量呈负相关关系，应属于I型花岗岩，华北板块北缘东段的同期岩浆岩也具有相同的变化趋势(Peietal., 2016)；另一方面，分异S型长英质岩浆中的微量元素Th、Y含量通常较低且与Rb含量呈负相关，在分异I型长英质岩浆中则与之相反，Th、Y含量通常较高并随着Rb含量的增加而增加(Chappell, 1999)，因此，微量元素Th、Y在岩浆分异过程中的演化趋势也是区别I型和S型岩浆岩的标志。在Rb-Y图解(图9b)和Rb-Th图解(图9c)中，昌图泥盆纪岩浆岩样品的Th、Y含量随着Rb含量的增加而增加，暗示该期岩浆岩具有I型花岗岩的特征(图9b, c; Chappell, 1999)。此外，昌图泥盆纪岩浆岩中未见到富铝硅酸盐矿物(如白云母、石榴石等)，样品的SiO2含量与La、Ge、Ba等呈正相关，明显有别于典型的S型岩浆岩(Chappell, 1999)。综上认为，昌图泥盆纪岩浆岩应为高分异I型岩浆岩。

在εHf(t)-t图解中(图7)，昌图地区泥盆纪岩浆岩样品点都落入白乃庙弧长英质岩石的εHf(t)值范围内，暗示研究区位于白乃庙弧带之上。与赤峰地区泥盆纪岩浆岩具有负的εHf(t)值特征明显不同(Shietal., 2010; 刘建峰等, 2013; Peietal., 2016; Zhangetal., 2018)，华北板块北缘东段(昌图、公主岭及安士镇地区)泥盆纪岩浆岩的εHf(t)值皆为正值，介于2.3～14.6之间，暗示年轻物质是其主要来源。一方面，昌图泥盆纪岩浆岩样品在εHf(t)-t图解中(图7)都落入球粒陨石和亏损地幔演化线之间，说明其物源可能主要来自亏损地幔或新生地壳物质。而且，晚泥盆世岩浆岩样品点更加靠近亏损地幔演化线，暗示源区需要更加年轻的物质，很可能有底侵物质的加入。另一方面，昌图泥盆纪岩浆岩的εHf(t)值变化范围较大(6.4～14.6)，包括华北板块北缘东段同期的岩浆岩，都暗示物源具有明显的不均一性。而且这些花岗岩的Nb/Ta比值介于8.70～22.45之间，平均为13.50，处于全球下地壳与亏损地幔之间(Nb/Ta比值分别为8.3、17.7；Rudnick and Gao, 2003；Sun and McDonough, 1989)，进一步说明昌图泥盆纪花岗岩的源区具有壳幔混源的特点。值得注意的是，随着泥盆纪岩浆岩结晶年龄的逐渐年轻，εHf(t)值显著升高，反映岩浆形成过程中幔源物质组分不断混入且比例呈增长趋势，表明华北板块北缘东段泥盆纪时期经历了复杂的岩浆演化过程和壳幔相互作用。

研究表明，富集某种元素的矿物发生结晶分异作用通常会导致该元素的亏损(Chappell, 1999)，昌图泥盆纪岩浆岩的主要氧化物含量(P2O5、MgO、FeOT、TiO2)与SiO2含量呈负相关，表明母岩浆经历了富磷矿物、镁铁矿物(角闪石、黑云母)和富钛矿物的分离结晶作用；微量元素Eu、Ba、Sr的亏损则暗示长石类矿物的结晶分离，以上特征显示岩浆源区发生混合后发生了明显的晶体分馏。一般来说，Zr和Zr/Nb的关系通常被用于验证酸性岩浆岩的分离结晶作用(Dall’Agnoletal., 1999)，昌图泥盆纪岩浆岩样品在Zr-Zr/Nb图解(图10a)中显示明显的分离结晶作用趋势，进一步证明岩浆演化过程中发生了分离结晶作用。这一点也得到了分离结晶定量模拟的响应，在Sr-Ba图解(图10b)和Eu/Eu*-Ba图解(图10c)中，我们可以看出昌图泥盆纪岩浆岩的Eu、Ba、Sr亏损可能与斜长石和钾长石的分离结晶作用有关，La-(La/Yb)N图解(图10d)中则显示稀土元素的含量变化主要受磷灰石、独居石和褐帘石等副矿物结晶分馏作用的影响。综上所述，昌图泥盆纪高分异I型花岗岩应是幔源基性岩浆与新生地壳再融熔体发生岩浆混合的产物，在成岩过程中母岩浆经历了高程度的分离结晶作用。

4.3 构造意义

华北克拉通北缘中段分布一条东西向泥盆纪岩浆岩带(张拴宏等, 2010; Zhangetal., 2018; 牛晓露等, 2021)，是由碱性岩、A型花岗岩、基性-超基性岩，以及酸性、基性火山岩构成的双峰式火成岩组合，这些特征指示华北板块北缘中段在泥盆纪时期处于伸展构造环境。与普遍发育同侵位期变形的石炭-二叠纪侵入岩相比，泥盆纪岩浆岩多具弱变形或未变形的构造特征指示岩体应侵位于伸展环境(张琪琪, 2021)。而且，前人在华北板块北缘东段辽北-吉中地区发现的泥盆纪岩浆活动(410～396Ma)也被认为是形成于伸展环境(Peietal., 2016)。由上可知，华北板块北缘在泥盆纪时期处于区域性的伸展环境已经得到大多数学者的认可。

但是，对于泥盆纪地壳伸展的构造背景是受何种动力学机制制约仍存在争议。一些学者认为古亚洲洋板块南向俯冲过程中俯冲板块断离所引起的地壳伸展是泥盆纪岩浆岩的侵位机制(Zhangetal., 2010)；也有一些学者认为是古亚洲洋最终消亡后形成的后造山环境的产物(Xuetal., 2013, 2015; 徐备等, 2014)；还有学者认为是晚志留世时期白乃庙岛弧与华北克拉通北缘发生弧-陆碰撞引起的碰撞后伸展所导致的(Jianetal., 2008; Zhangetal., 2009; 张琪琪和张拴宏, 2019)。上述这些不同的动力学机制，是由该区古生代时期不同的地质演化重建模型所衍生出来，所以正确认识华北板块北缘古生代时期的演化历史是探究泥盆纪地壳伸展成因的关键。一方面，在华北板块北缘不断识别出反映板块构造作用的蓝片岩、蛇绿岩以及与板块俯冲、碰撞相关的岩浆带，并表现出由陆缘向海一侧具有逐渐年轻的趋势，指示古生代俯冲增生杂岩带的存在(Xiaoetal., 2003; Jianetal., 2008; Peietal., 2016)，说明华北板块北缘古生代时期持续受到古亚洲洋板块的俯冲作用，因而古亚洲洋消亡后的后造山环境显然不是泥盆纪岩浆岩的形成机制。另一方面，白乃庙弧是形成于早古生代的岛弧(Peietal., 2016; Zhouetal., 2018;Maetal., 2019)，在早古生代末-晚古生代初以弧-陆碰撞的方式拼贴到华北克拉通北缘已获得大量地质记录的支持，如(1)华北克拉通北缘和白乃庙弧带内的古生代岩浆岩具有不同的Nd-Hf同位素特征(图7，张琪琪, 2021)，暗示两者在早古生代时期具有不同的演化历史和基底属性；(2)沿赤峰-开原断裂一线出露419～411Ma同碰撞岩浆岩(张维和简平, 2008; Jianetal., 2008; Zhangetal., 2013; 陈井胜等, 2017)；(3)从内蒙中部向东到吉中地区的西别河组不整合覆盖于早古生代地质之上(张允平等, 2010)；以及(4)白乃庙地区的逆冲推覆构造(450～410Ma；周志广等, 2018)等，都证明在早古生代末-晚古生代初发生了区域性的弧-陆碰撞作用。

此外，昌图泥盆纪岩浆岩在构造环境判别图中(图11)主要落入火山弧与板内以及Pearce (1984)补充圈定的后碰撞花岗岩叠加区域，与华北板块北缘东段同期出露的岩浆岩具有相同的特征(Peietal., 2016)，整体表现为由早-中泥盆世火山弧向晚泥盆世板内区域偏移的趋势，揭示了该时期由碰撞-伸展过渡的大地构造背景信息。锆石εHf(t)值随着昌图泥盆纪花岗岩形成时代的变新而逐渐增大，也暗示地壳伸展作用的加强更有利于幔源物质的加入。此外，高分异I型花岗岩通常被认为形成于俯冲环境(朱弟成等, 2009)或后造山阶段(吴福元等, 2017)，结合辽北-吉中地区同期岩浆岩具有I-A过渡型花岗岩特征(Peietal., 2016)，表明泥盆纪时期华北板块北缘已经进入弧-陆碰撞后的伸展阶段。值得注意的是，地质体的变质变形特征记录了造山带构造演化过程中的重要地质事件，研究区内早-中泥盆世岩浆岩普遍发育韧性剪切变形应与碰撞后的大型走滑韧性剪切活动有关(Zhongetal., 1990)，而晚泥盆世夏家沟岩体没有明显的构造变形特征则指示岩体应侵位于伸展构造背景。综上所述，泥盆纪时期华北板块北缘处于碰撞后的伸展背景环境中，与晚志留世时期白乃庙弧与华北克拉通北缘发生弧-陆碰撞后的地壳伸展作用有关。与此同时，该期构造事件在索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合线以北的地区也有响应，如与弧-陆碰撞后伸展作用有关的泥盆纪岩浆活动在锡林浩特地块(Lietal., 2017)、松嫩-张广才岭地块(许文良等, 2012)和佳木斯地块(孟恩等, 2011)中被不断识别出来，苏尼特左旗南部的色日巴彦敖包组盆地类型分析指示在早古生代末期进入了弧-陆碰撞之后的伸展背景(王树庆等, 2021)，都暗示了该缝合带两侧都经历了晚志留世弧-陆碰撞与泥盆纪碰撞后的伸展的地质演化过程。

5 结论

(1)锆石U-Pb定年结果显示，新识别出的祥子岭岩体和夏家沟岩体的侵位年龄分别为389±2Ma、377±2Ma，新厘定的晚古生代下二台构造杂岩中的红花店变流纹岩形成于385±2Ma，与华北板块北缘中段泥盆纪岩浆活动时限相一致。

(2)昌图泥盆纪岩浆岩具有高硅富碱、贫铁镁钙、准铝质-弱过铝质的特征，富集Rb、Th、Pb和亏损Ba、P、Ti，属于高分异I型岩浆岩。同时，锆石εHf(t)值皆为正值且随着侵位年龄的年轻而显著升高，表明源区为幔源基性岩浆与新生地壳再融熔体发生岩浆混合的产物，在侵位和成岩过程中经历了结晶分离作用。

(3)昌图泥盆纪岩浆岩形成于碰撞后的伸展背景，与晚志留世末白乃庙弧与华北克拉通北缘发生弧-陆碰撞后的地壳伸展作用有关。

谨以此文庆祝“沈阳地质调查中心”成立60周年。

致谢在锆石U-Pb定年和Hf同位素测试过程中得到了自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室与天津地质矿产研究所实验室老师的帮助和支持；两位审稿专家对本文提供了宝贵意见；在此一并表示由衷的感谢。