华北克拉通北缘中段赤峰撰山子矿区石炭纪-二叠纪侵入岩年代学和地球化学：对古亚洲洋构造演化的制约*

杨帆 姜艳艳 陈井胜 韩兴

1. 吉林农业大学资源与环境学院，长春 130118 2. 中国科学院东北地理与农业生态研究所，哈尔滨 150001 3. 松辽水利委员会松辽流域水土保持监测中心，长春 130061 4. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110034

中亚造山带作为全球显生宙陆壳增生与改造最为显著的大陆造山带(engöretal., 1993; Xiaoetal., 2003)，同时也是世界上重要的金属矿产地之一(洪大卫等, 2003; 杨富全等, 2007; Zhouetal., 2012; 刘军等, 2013; 毛景文等, 2013)，带内广泛分布有俯冲-增生杂岩、蛇绿岩、岛弧、微陆块以及各种岩浆岩，均与古亚洲洋的俯冲增生密切相关(邵济安等, 1997; 李锦轶, 1998; Xuetal., 2013; Wilde, 2015)。目前，关于中亚造山带的最终碰撞时间、地点以及碰撞方式等均存在争议。关于缝合位置存在索伦山-林西(Wang and Liu, 1986)、西拉木伦-长春-延吉(Tang, 1990; 陈斌等, 2009; Eizenhöferetal., 2015)以及二连-贺根山(曹从周等, 1986;engöretal., 1993)等观点，目前，越来越多的资料表明，西拉沐伦河-长春-延吉一线为古亚洲洋最终碰撞闭合位置(孙德有等, 2004; 李益龙等, 2012; Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2009b; Songetal., 2015; Liuetal., 2017)。关于古亚洲洋最终闭合时间，存在晚泥盆-早石炭世(Hongetal., 1995; Shietal., 2004; 周志广等, 2010; Zhangetal., 2015b)以及二叠纪-三叠纪末期(毛景文等, 2005; 高俊等, 2006; 李锦轶等, 2006)等观点。目前，众多学者更多的关注中亚造山带内部的岩浆-热液活动(毛景文等, 2005; Zhangetal., 2008b; 刘军等, 2010; 肖文交等, 2019)，对中亚造山带与华北克拉通结合部位的岩浆活动等相关内容则缺乏系统的研究。

华北克拉通北缘作为华北克拉通与中亚造山带东段(兴蒙造山带)的接触部位，记录并保存了超大陆的裂解、被动大陆边缘、活动大陆边缘等多阶段地质记录(Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2009; Zhangetal., 2009a; 李锦轶等, 2009; 崔玉良等, 2019; Yangetal., 2021)，正确认识该区内各期的岩浆-热液活动的时空关系及成因对于探讨古亚洲洋在华北克拉通北侧的俯冲过程及其闭合时限等均有重要作用(刘军等, 2014; 白新会等, 2015; 刘敏等, 2017; 杨帆等, 2019)。赤峰地区古生代-早中生代岩浆活动强烈，其岩浆活动时间主要集中在晚志留世、泥盆纪、二叠纪以及三叠纪(孙珍军, 2013; 陈井胜, 2018; 杨帆, 2019)，关于石炭纪岩浆活动的报道较少，仅在赤峰哈拉道口、下新井等地识别出早石炭世花岗闪长岩，整体上对于石炭纪的研究较为缺乏。本课题组在赤峰敖汉旗开展1:5万区域地质调查过程中，对该地区进行了详细的地质填图工作，将撰山子岩体解体为早石炭世二长闪长岩、花岗岩及晚二叠世花岗斑岩，对该套岩体的研究有助于填补本区石炭纪演化的薄弱环节。因此，本文拟结合区域上已有研究成果，通过对赤峰撰山子地区石炭-二叠纪侵入岩的岩石学、年代学、地球化学及Hf同位素分析等工作，探讨该期侵入岩的成因及其地球动力学背景，增加本区石炭纪的演化研究成果，以期对古亚洲洋的构造演化以及兴蒙造山带的构造格局研究提供新的信息。

1 区域地质及岩石学特征

研究区位于内蒙古赤峰敖汉旗撰山子地区(图1b)，大地构造位置位于华北克拉通北缘东段，为华北克拉通与兴蒙造山带的结合部位，属华北克拉通与兴蒙造山带的过渡带(图1a)。研究区构造演化可划分为三阶段：前寒武纪构造域、古生代古亚洲构造域以及中新生代滨太平洋构造域。在长期而复杂的构造作用的影响下，形成了独具特色的构造格局。研究区以赤峰-开原深大断裂为界，北部隶属古生代兴蒙造山带，南部隶属华北克拉通。中生代时期，研究区古生代基底发生断裂转变为坳陷盆地；早、中侏罗世堆积了含煤碎屑岩以及陆相磨拉石建造，晚侏罗世则表现为火山岩和白垩纪含煤碎屑岩建造。新生代，由于差异性升降运动，坳陷盆地继承并上叠于中生代断陷盆地之上，沉积了河湖相碎屑岩及基性火山岩的喷溢。

区域地层主要发育有前寒武系变质岩系，二叠系额里图组、于家北沟组，以及白垩系义县组。前寒武系地层主要为太古宙乌拉山群片麻杂岩和变质表壳岩，主要分布于敖汉旗艮兑营子一带，岩石为一套中级沉积变质岩岩石组合，是一套原岩为钙质镁质泥晶灰岩、石英砂岩、火山碎屑岩等的各类片岩、大理岩、片麻岩、浅粒岩以及古老花岗岩和基性岩组合；二叠系于家北沟组主要为一套由灰岩变质形成的沉积-变质岩石组合，岩石类型主要有石榴透辉大理岩、绿帘透闪石角岩和石榴绿帘大理岩，分布在敖汉旗艮兑营子一带，与下伏额里图组呈整合接触(陈井胜, 2018)；额里图组主要由一套火山岩系组成，下部为一套酸性火山岩岩石组合，岩石类型有流纹质火山角砾岩、沉角砾凝灰岩和流纹岩凝灰质砂岩；上部为一套中基性岩石组合，岩石类型有玄武安山质角砾岩、安山质熔结凝灰岩和深灰色玄武安山岩；义县组可划分三段，一段岩性为灰绿色复成分砾岩，属于底砾岩，代表了一个比较大的沉积间断；二段主要一套酸性火山岩岩石组合，岩性为流纹岩、流纹质熔结凝灰岩以及流纹质晶屑凝灰岩；三段主要为粗面岩、粗面英安岩以及粗面英安质凝灰岩。

区内断裂构造主要为北东(包括北东东向)向逆冲断裂，次为北西向走滑断裂。断裂带内韧性变形发育，主要发育在志留纪-石炭纪碎屑岩和志留纪花岗岩以及古元古代黑云斜长片麻岩之中，其中后者为叠加变形。岩石变形强度不同，岩性为弱糜棱岩化(或碎裂岩化)-糜棱岩化-初糜棱岩-糜棱岩，强度由中部向北西及南东逐渐减弱。

区域内岩浆活动频繁，晚古生代-中生代侵入岩发育。区内出露的晚古生代侵入岩主要包括早石炭世花岗闪长岩，二叠纪二长花岗岩-正长花岗岩组合，三叠纪二长花岗岩-花岗闪长岩-正长花岗岩组合，侏罗纪二长花岗岩-正长花岗岩组合以及白垩纪二长花岗岩-花岗闪长岩-花岗斑岩组合。本次工作针对研究区内新识别出的石炭纪及二叠纪侵入体进行了野外地质调查以及相关的岩相学研究。

早石炭世二长闪长岩(ZS-5-18)，出露于研究区南西侧，本次研究采自8中段5号矿体赋矿围岩，岩石新鲜面浅肉红色，半自形粒状结构，块状构造。岩石主要由角闪石(15%±)、斜长石(45%±)、碱性长石(35%±)、黑云母(3%±)以及少量石英组成。其中角闪石呈绿色粒状，粒径0.1～0.4mm；斜长石：半自形板柱状，聚片双晶隐约显示，粒径0.2～1.2mm；碱性长石为半自形长柱状、他形粒状，粒径0.2～1mm；黑云母呈不规则细小片状集合体分布于各类长石边部(图2a)。

晚石炭世花岗岩呈岩株状产于撰山子矿区中部，样品(ZS-5-17)取自矿区8中段，岩石新鲜面为浅肉红色，中细粒花岗结构，块状构造。岩石矿物组成主要为石英(40%±)、斜长石(25%±)、碱性长石(35%±)以及少量黑云母(5%±)。其中石英呈他形粒状，波状消光，粒径0.3～1.5mm；斜长石多为半自形板柱状，局部表面发生泥化，粒径0.4～2.3mm；碱性长石他形粒状，粒径0.3～1mm；黑云母以细小鳞片状产出，粒径0.2～0.5mm(图2b)。

晚二叠世花岗斑岩地表未出露，本次研究两个样品(ZS-5-16-1、ZS-5-16-2)均取自井下5号矿体赋矿围岩，岩石新鲜面为浅肉红色，斑状结构，块状构造。斑晶成分主要为斜长石(30%±)，局部发生泥化，粒径1.5～4.5mm，基质为细粒花岗结构，整体粒径介于0.05～0.15mm之间，主要由石英(45%±)、斜长石(15%±)、碱性长石(10%±)以及少量黑云母组成(图2c, d)。

2 分析方法

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年在自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室完成。主要设备及仪器参数为：①激光剥蚀系统为GeoLasPro 193nm激光器；②质谱仪型号：高分辨电感耦合等离子体质谱仪ELEMENT2；③实验采用高纯He作为剥蚀物质的载气，测试前先采用NIST610标准调谐仪器至最佳状态，使得139La、232Th信号达到最强。实验过程中采用锆石标样GJ-1作为外标进行校正计算，Plěsovice锆石标样作为监控盲样，每5个样品点插一组标样。每个测试样品的激光取样过程包含20s的背景采集、50s的剥蚀取样以及10秒样品池冲洗，最后应用ICPMS DataCal软件对分析数据进行离线处理。

主量元素、微量元素测定在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成。对采集的样品粉碎后进行测定，整个过程均在无污染的设备中完成。主量元素分析采用荧光光谱法(XRF)进行分析，分析精度估计1%(SiO2)和2%(其它氧化物)；微量元素的分析在X-serise 2等离子质谱仪(ICP-MS)上完成，分析误差<5%。

锆石Hf同位素原位分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。实验仪器为装有193激光剥蚀系统(New Wave)的Neptune Plus MC-ICP-MS，仪器的测试条件及数据的采集具体可参见文献Wuetal. (2006)及侯可军等(2007)。测试过程中采用He气作为剥蚀物质的载气，用179Hf/177Hf=0.7325和172Yb/173Yb=1.35274(Chuetal., 2002)进行仪器质量歧视校正，用176Lu/175Lu=0.02658和176Yb/173Yb=0.796218进行同量异位干扰校正，计算测定样品的176Lu/177Hf、176Hf/177Hf比值以及锆石εHf(t)值，相关的计算公式详见参考文献Griffinetal. (2000)。

3 年代学特征

本次共采集4件样品(ZS-5-18、ZS-5-17、ZS-5-16-1、ZS-5-16-2)进行锆石U-Pb年代学分析，分析结果见表1。

表1 研究区石炭-二叠纪侵入岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年数据Table 1 Zriocon LA-ICP-MS U-Pb dating results for the Carboniferous-Permian intrusive rocks of the study area

续表1Continued Table 1

样品ZS-5-18(二长闪长岩)本次实验完成了21个具有代表性的单颗粒锆石U-Pb同位素测年，测点均落在谐和线上，根据锆石CL图像(图3a)及测试数据将其分为3组：第一组：锆石呈不规则状，粒径约为80μm，长宽比约为3:2，Th/U比值为0.54，具有岩浆锆石的属性，其207Pb/206Pb年龄值为2545±11Ma，为岩浆上侵过程中捕获的新太古代岩浆锆石；第二组：该组锆石2粒，均呈浑圆状，粒径介于90～110μm之间，长宽比介于1:1～3:2之间，Th/U比值介于0.54～0.65之间，大于0.4，具有岩浆锆石的属性，其206Pb/238U年龄值介于376～377Ma之间，加权平均年龄为376.4±6.1Ma，为岩浆上侵过程中捕获的泥盆纪锆石；第三组：该组锆石较多，多数呈长柱状和浑圆状，少数呈不规则状，粒径介于50～95μm之间，长宽比介于1:1～2:1之间，其内部多数可见较为清晰的岩浆震荡环带，Th/U比值介于0.40～0.90之间，具有岩浆锆石的成因属性，19粒锆石206Pb/238U表观年龄值介于332～348Ma之间，加权平均年龄为341.0±2.2Ma，代表二长闪长岩的成岩年龄(图3b)。

样品ZS-5-17(花岗岩)本次实验完成了13个具有代表性的单颗粒锆石U-Pb同位素测年，测点均落在谐和线上，根据锆石测试数据将其分为2组：第一组：该组锆石仅有2粒，锆石均呈浑圆状，粒径介于60～80μm之间，长宽比为1:1～3:2(图3c)，其内部发育较为模糊的岩浆震荡环带，Th/U比值介于0.62～0.75之间，均大于0.4，具有岩浆锆石属性，其206Pb/238U年龄值介于410～411Ma之间，加权平均年龄为411.0±1.3Ma，为岩浆上侵过程中捕获的泥盆纪锆石；第二组：该组锆石较多，多呈浑圆状，个别锆石颗粒为不规则状，粒径介于60～100μm之间，长宽比约为1:1～2:1，其内部多数可见较为清晰的岩浆震荡环带，Th/U比值介于0.51～1.30之间，均大于0.4，具有岩浆锆石的成因属性，11粒锆石206Pb/238U表观年龄值介于322～327Ma之间，加权平均年龄为324.1±4.3Ma，代表了花岗岩的成岩年龄(图3d)。

样品ZS-5-16-1(细粒花岗斑岩)本次实验完成了17个具有代表性的单颗粒锆石U-Pb同位素测年，测点数据较为集中，均处于谐和线上。所测锆石多为无色透明，锆石多呈浑圆状，少数呈不规则状，粒径在50～120μm之间，长宽比介于1:1～2:1之间，其内部发育较为清晰的岩浆震荡生长环带(图3e)，Th/U比值介于0.65～1.40间，具有岩浆锆石的属性，17粒锆石获得206Pb/238U表观年龄值介于246～258Ma之间，加权平均年龄为252.8±3.2Ma，代表花岗斑岩的成岩年龄(图3f)。

样品ZS-5-16-2(花岗斑岩)本次实验完成了18个具有代表性的单颗粒锆石U-Pb同位素测年，测点均落在谐和线上。锆石多为无色透明，锆石多呈浑圆状，少数呈长柱状，粒径在70～120μm之间，长宽比介于1:1～3:2之间，其内部发育较为清晰的岩浆震荡生长环带(图3g)，Th/U比值介于0.59～1.65之间，均大于0.40，具有岩浆锆石的属性，18粒锆石206Pb/238U表观年龄值介于244～255Ma之间，加权平均年龄为252.0±1.5Ma，代表花岗斑岩的成岩年龄(图3h)。

4 地球化学特征

4.1 主量元素特征

撰山子石炭纪-二叠纪侵入岩全岩地球化学分析结果见表2。

二长闪长岩SiO2含量为53.54%～54.96%，Na2O+K2O含量为6.43%～7.86%，TAS图解中样品落入二长闪长岩范围内(图4a)；里特曼指数(σ)值为3.63～5.15，在SiO2-K2O图解中，样品主要落入高钾钙碱性系列中(图4b)；样品Al2O3含量为17.40%～17.98%，其铝指数A/CNK为0.81～0.87，A/CNK-A/NK图解中，样品落入准铝质岩石系列中(图4c)；样品K2O/Na2O=0.43～0.78，表现为钠质岩石系列(图4d)；镁质指数(Mg#)介于55.7～57.5之间。

花岗岩SiO2含量为75.38%～76.16%，Na2O+K2O含量为8.45%～9.12%，TAS图解中样品落入花岗岩范围内(图4a)；里特曼指数(σ)值为2.15～2.56，在SiO2-K2O图解中，样品主要落入高钾钙碱性系列中(图4b)；样品Al2O3含量为12.11%～13.40%，其铝指数A/CNK为0.93～1.08，A/CNK-A/NK图解中，样品落入准铝质和过铝质岩石交接处(图4c)；样品K2O/Na2O=1.22～1.70，表现为钾质岩石系列(图4d)；镁质指数(Mg#)介于20.9～58.5之间。

花岗斑岩SiO2含量为72.26%～73.17%，Na2O+K2O含量为9.04%～9.51%，TAS图解中样品落入花岗岩范围内(图4a)；里特曼指数(σ)值为2.77～3.02，在SiO2-K2O图解中，样品主要落入高钾钙碱性系列中(图4b)；样品Al2O3含量为13.39%～14.34%，其铝指数A/CNK为0.97～1.08，A/CNK-A/NK图解中，样品多数落入过铝质岩石范围内(图4c)；样品K2O/Na2O=1.14～1.23，表现为钾质岩石系列(图4d)；镁质指数(Mg#)较低，介于12.2～42.5之间。

4.2 微量元素特征

二长闪长岩稀土元素总量50.63×10-6～81.86×10-6，其中轻稀土元素含量41.86×10-6～73.57×10-6，重稀土元素含量8.29×10-6～12.11×10-6，LREE/HREE=4.61～8.87，(La/Yb)N值为4.53～11.35，表现为右倾的稀土元素配分曲线(图5a)，样品Eu异常不明显(δEu=0.80～0.97)，微量元素蛛网图显示样品相对富集Rb、K、Th等元素而相对亏损Nb、P、Hf和Ti等元素(图5b)。

花岗岩稀土元素总量较低，仅为28.26×10-6～43.53×10-6，其中轻稀土元素含量13.27×10-6～31.90×10-6，重稀土元素含量10.15×10-6～22.81×10-6，LREE/HREE=0.79～3.14，(La/Yb)N值为1.03～3.30，表现为“海鸥型”稀土元素配分曲线(图5a)，样品负Eu异常明显(δEu=0.18～0.32)，微量元素蛛网图显示样品相对富集Rb、K、U等元素而相对亏损Ba、P和Ti等元素(图5b)。

花岗斑岩稀土元素总量249.3×10-6～268.9×10-6，其中轻稀土元素含量235.5×10-6～253.9×10-6，重稀土元素含量13.75×10-6～14.97×10-6，LREE/HREE=16.94～17.62，轻重稀土分异明显，(La/Yb)N值为30.85～33.98，表现为右倾的“V”字型稀土元素配分曲线(图5a)，样品中等负Eu异常(δEu=0.60～0.64)，微量元素蛛网图显示样品相对富集Rb、K、Th、Nd、Zr等元素而相对亏损Ba、Nb、Sr、P、Hf和Ti等元素(图5b)。

5 Hf同位素特征

本文对测年样品(ZS-5-18、ZS-5-17、ZS-5-16-1及ZS-5-16-2)进行了Lu-Hf同位素分析，测试结果见表3。4个样品获得的fLu/Hf值介于-0.91～-0.98之间，小于硅铝质地壳fLu/Hf值(-0.72，Vervoortetal., 1996)和镁铁质地壳fLu/Hf值(-0.34，Amelinetal., 2000)，因此二阶段模式年龄更能反应源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留时间(刘春花等, 2014; 时溢等, 2020)。二长闪长岩(ZS-5-18)中锆石具有相似的Hf同位素组成，10个测点的176Hf/177Hf值和εHf(t)值分别为0.282563～0.282914和-0.37～12.54(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为656～1799Ma；花岗岩(ZS-5-17)10个测点的176Hf/177Hf值和εHf(t)值分别为0.282605～0.282729和0.88～5.24(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为1281～1673Ma；样品花岗斑岩(ZS-5-16-1和ZS-5-16-2)19个测点的176Hf/177Hf值和εHf(t)值分别为0.282547～0.282774和-2.58～5.50(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为1210～1938Ma。

表3 研究区石炭纪-二叠纪侵入岩锆石原位Hf同位素分析结果Table 3 Zircon in-situ Hf isotope data for the Carboniferous-Permian intrusive rocks of the study area

6 讨论

6.1 岩石形成时代

华北克拉通北缘中段与索伦-西拉木伦缝合带之间存在大量的晚古生代及早中生代岩浆岩(Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2008a, 2011, 2014a; 赵芝等, 2010; 邵济安等, 2012; 叶浩等, 2014; 徐博文等, 2015)，揭示了晚古生代-早中生代弧岩浆活动的存在。大部分学者在赤峰地区仅识别出泥盆纪火山岩以及二叠纪-早三叠世花岗岩，对于石炭纪岩浆岩的报道较少，如乌拉山地区大桦背花岗岩(苗来成等, 2001)、大南沟黑云母正长花岗岩(张臣等, 2007)、哈拉道口花岗闪长岩(Chenetal., 2018; 李崴崴等, 2020)等，导致该区域索伦-西拉木伦缝合带南侧弧岩浆岩缺乏石炭纪系统的演化研究。

本次研究对赤峰撰山子地区二长闪长岩和花岗岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb测年，定年结果显示形成于石炭世-晚二叠世(252～341Ma)，锆石具有岩浆成因的生长环带，其Th/U比值介于0.51～1.65，暗示了其岩浆成因，其定年结果应代表了岩浆事件的时代。石炭纪二长闪长岩及花岗岩的形成时间与区域上石炭纪岛弧型侵入岩的侵位时代是相似的，晚二叠世花岗斑岩的形成时代与区内的众多二叠纪年龄可对比(图7)。研究区大地构造位置处于华北克拉通与兴蒙造山带的过渡带，就其大地构造位置和成岩时间来看，上述侵入岩应是古亚洲洋洋壳向华北克拉通北缘俯冲-闭合过程中构造热事件的产物。

6.2 岩石成因类型

花岗岩因形成环境、大地构造背景差异、源区的复杂性以及岩浆演化不同而形成各种类型的花岗岩。地质学者依据不同标准对花岗岩进行分类，目前普遍被接受的花岗岩成因类型划分方案是M.I.S.A.(Chappell and White, 1992; Whalenetal., 1987; 吴福元等, 2007)。

二长闪长岩总体上贫硅、富铝、富钙、富碱，属于高钾钙碱性系准铝质岩石。岩石中可见角闪石，但未见白云母、堇青石等富铝矿物，明显区别于典型的S型花岗岩，显示I型花岗岩的特征(Whalen, 1985; Chappell and White, 1992)。在(K2O+Na2O)/CaO-10000Ga/Al及(K2O+Na2O)-10000Ga/Al图解中，二长闪长岩数据点落入I和S型花岗岩区域(图8a, b)。在SiO2-P2O5相关性图解中，P2O5含量随SiO2含量增加而减少，显现负相关性，呈现I型花岗岩的演化趋势(图8c)。此外，A/CNK为0.81～0.87，均小于1.1，具有典型I型花岗岩的特征(孙德有等, 2004)。

花岗岩岩石整体上富硅、贫铝、贫碱、贫钙，属于高钾钙碱性准铝质-过铝质岩石。地球化学上具有亏损Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti等元素的特征，与典型A型花岗岩的特征一致(张旗, 2013)。(K2O+Na2O)/CaO-10000Ga/Al及(K2O+Na2O)-10000Ga/Al图解中，花岗岩数据点落入A型花岗岩区域(图8a、b)。岩石稀土元素总量较低，具有强烈的负Eu异常(δEu平均值=0.26<0.30)，稀土配分曲线呈现“海鸥”型，与典型A型花岗岩的特征一致(Wuetal., 2002)。A型花岗岩大多产于地壳伸展减薄的构造背景下的部分熔融，已得到大部分学者的认同(贾小辉等, 2009; 张旗, 2013)，主要分为A1或AA型(非造山)及A2或PA型(后造山)。Y-Ce-Nb图解中，花岗岩样品点大部分落入A1花岗岩区域，与A1型洋岛玄武岩(OIB)类似，形成于陆内裂谷或地幔热柱构造环境。

花岗斑岩相对富硅、贫铝、富碱、贫镁，属于高钾钙碱性准铝质-过铝质岩石。地球化学上相对亏损Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti等元素，与典型A型花岗岩的特征一致。(K2O+Na2O)/CaO-10000Ga/Al及(K2O+Na2O)-10000Ga/Al图解中，样品点均落入A型花岗岩区域。稀土元素总量249.3×10-6～269.0×10-6，轻重稀土分异明显，中等负Eu异常，整体呈轻稀土富集的右倾“V”字型配分曲线，均显示A型花岗岩的特征。Y-Ce-Nb图解中，花岗岩样品点落入A1花岗岩与A2花岗岩交界区域，具体类型难以区分，但研究区在晚二叠世处于兴蒙造山带和华北克拉通碰撞造山后的伸展环境(Zhangetal., 2009c, 2015a)，推测其为A2型花岗岩。

综上所述，撰山子二长闪长岩为高钾钙碱性高分异I型花岗岩，花岗岩及花岗斑岩为A型花岗岩，其中花岗岩为高钾钙碱性A1型花岗岩，花岗斑岩为A2型花岗岩。

6.3 源区性质

常见的地壳岩石部分熔融的实验资料表明，高钾钙碱性的I型花岗岩主要是由地壳中含水的钙碱性-高钾钙碱性、镁铁质-中性的变质岩石部分熔融产生的。在撰山子矿区及其外围并未发现同期幔源岩浆形成的镁铁质岩石，排除了石炭纪二长闪长岩是由镁铁质岩浆分离结晶的产物。并且在Sm-La/Sm图解中(图9)显示二长闪长岩呈现部分熔融岩浆的演化规律，暗示部分熔融作用控制了岩浆房形成(Schianoetal., 2010)。二长闪长岩具有较高的MgO(4.21%～4.92%)、Mg#(55.7～57.5)、V(45.8×10-6～128×10-6)、Cr(26.6×10-6～61.1×10-6)、Co(6.93×10-6～17.1×10-6)、Ni(7.45×10-6～15.5×10-6)含量，表明其源区受到地幔物质的混染(Smithies, 2000; Defant and Kepezkhinskas, 2001)。石炭纪研究区整体处于古亚洲洋板块向华北克拉通和兴蒙造山带双向俯冲的大陆边缘弧环境(Chenetal., 2000; Jianetal., 2012)。俯冲背景下，地温梯度较低俯冲洋壳无法发生部分熔融(Wilson, 1989)，地温梯度较高俯冲洋壳部分熔融会形成具有埃达克地球化学属性的埃达克岩(Martin, 1999)，因此，二长闪长岩可能不是俯冲洋壳直接部分熔融的产物。二长闪长岩10个测点的εHf(t)值为-0.37～12.54(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为656～1799Ma。综上我们认为二长闪长岩的源区可能是俯冲板片脱水交代的地幔楔部分熔融产生玄武质岩浆上涌，导致元古代(656～1799Ma)地壳物质的部分熔融，并有部分玄武质岩浆加入形成的产物。

A型花岗岩可以源于多种成因，包括：(1)壳源与幔源岩浆的混合作用(Kerr and Fryer, 1993; Wongetal., 2009; Kempetal., 2005)；(2)幔源拉斑玄武质岩浆或碱性岩浆的结晶分异并伴随同化混染(Mushkinetal., 2003; Bonin, 2007)；(3)多种壳源物质的部分熔融(Clemensetal., 1986; Creaseretal., 1991; Frost and Frost, 1997; Kingetal., 1997)，并伴随基性岩浆的底侵(吴齐等, 2016)。撰山子石炭纪花岗岩及二叠纪花岗斑岩中均未见暗色基性包体，说明在岩浆上升过程中不存在岩浆混合作用。同时，上述岩石也不太可能是由幔源岩浆结晶分异或同化混染形成的，因为幔源岩浆结晶分异形成的A型花岗岩通常与大面积同期的基性-超基性岩呈双峰式产出(Turneretal., 1992; 薛富红等, 2015)，研究区未见大面积同期的基性-超基性岩体产出。已有岩石学实验表明，中下地壳中基性岩石(紫苏花岗质-英云闪长质-花岗闪长质岩石)可在地壳不同部位经过脱水熔融产生花岗质熔体，高压时形成过铝质岩浆，低压时形成准铝质岩浆(Kingetal., 1997; Douce, 1997)。研究区自古生代以来经历了与古亚洲洋俯冲相关的多阶段地壳增生过程，包括形成新生地壳的初始岛弧岩浆作用(Jianetal., 2010; Zhangetal., 2009a)，弧陆碰撞作用(Shietal., 2004)以及俯冲后伸展背景下幔源岩浆底侵造成的垂向增生(Zhangetal., 2008a; 时溢等, 2020)，这些以中基性岩石为主体的年轻增生物质构成了可以析出A型岩浆的可能源区。在Sm-La/Sm图解中(图9)显示石炭纪花岗岩及二叠纪花岗斑岩均呈现部分熔融岩浆的演化规律。石炭纪花岗岩及二叠纪花岗斑岩均具有较低的Sr/Y(7.18～9.51)、Yb(1.43×10-6～1.70×10-6)值(表2)，表明源区熔融时残留相中缺乏石榴子石(Defant and Drummond, 1990)，同时，低Sr(115×10-6～165×10-6)、Eu负异常(δEu=0.18～0.64)以及相对亏损Ba等元素，均暗示源区残留相中存在斜长石，说明岩浆形成于低压、角闪岩相的环境(张旗等, 2006)。石炭纪花岗岩10个测点εHf(t)值均为正值(0.88～5.24)(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为1281～1673Ma。上文已述，研究区晚石炭世整体处于古亚洲洋板块向华北板块和兴蒙造山带双向俯冲的大陆边缘弧环境，同时石炭纪花岗岩处于地幔热柱环境(A1型花岗岩)，我们认为晚石炭世花岗岩是在俯冲背景下地幔热柱导致新生元古代(1281～1673Ma)地壳物质的部分熔融在低压条件下形成的。晚二叠世花岗斑岩19个测点εHf(t)值为-2.58～5.50(图6)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)为1210～1938Ma。研究区晚二叠世-早三叠世处于兴蒙造山带和华北克拉通碰撞造山后的伸展环境，综合地球化学特征认为晚二叠世花岗斑岩是在造山后伸展背景下新生元古代(1210～1938Ma)地壳物质在低压条件下部分熔融形成的。

6.4 对古亚洲洋构造演化的指示

研究区地处兴蒙造山带与华北克拉通的结合部位，晚古生代-早中生代以来至少存在3期较为强烈的岩浆事件，泥盆纪(360～400Ma)、早石炭-中二叠世(260～351Ma)以及晚二叠-三叠世(200～250Ma)，均产出于古亚洲洋向华北克拉通俯冲、碰撞造山及造山后伸展的背景之下。

在Y+Nb-Rb和Yb+Ta-Rb构造判别图解上(图10a, b)，研究区石炭纪-早二叠世花岗岩样品多投点于火山弧花岗岩区域，指示该时期赤峰地区处于古亚洲洋向华北板块下俯冲的活动大陆边缘环境。众多研究显示，研究区内石炭纪-早二叠世(274～358Ma)平行于华北板块北缘边界东西向分布有角闪辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩等一套钙碱性岩石组合，其矿物组合、岩石地球化学及同位素组成等方面均显示出活动大陆边缘岩浆弧特征(张臣等, 2007; 张拴宏等, 2004; Zhangetal., 2009b)，说明该时期处于古亚洲洋向华北克拉通俯冲的活动大陆边缘环境。结合前人资料(Zhangetal., 2009a, 2014b; 王惠初等, 2007; Lietal., 2016; 王挽琼等, 2012)，这套与俯冲有关的高钾钙碱性特征的早石炭世-早二叠世(274～358Ma)侵入岩的存在，暗示古亚洲洋向华北板块下的俯冲至少持续了80Ma左右，表明此时古亚洲洋尚未闭合。

前人研究显示，研究区中二叠世(260～269Ma)发育一套辉石闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩的岩石组合(孙珍军, 2013; 郗爱华等, 2015; 陈井胜, 2018)，其地球化学特征显示其处于同碰撞构造环境(陈井胜, 2018)(图10b)。李锦轶等(2007)在内蒙古东部的双井子发现229～237Ma的S型花岗岩，地球化学特征显示双井子花岗岩与同碰撞花岗岩类似，指示其可能在该区碰撞造山作用的晚期阶段侵位，从而认为兴蒙造山带与华北板块沿西拉沐伦缝合带约270Ma开始碰撞并于230Ma左右结束。生物地层学显示研究区早二叠世于家北沟组地层(晶屑凝灰岩锆石U-Pb年龄270Ma，未发表数据)植物化石全部为华夏植物群，说明长春-西拉木伦缝合带尚未闭合(孙跃武等, 2016)。而研究区南缘林西组地层(晚二叠世)中则含有丰富的淡水双壳类、叶肢介以及植物化石，其底部为海相沉积，上部为陆相沉积，说明两大板块已经完成拼贴并共同接受沉积(张永生等, 2012; 王丹丹等, 2016)。以上证据说明中二叠世时期兴蒙造山带与华北克拉通处于同碰撞环境。

在Y+Nb-Rb和Yb+Ta-Rb构造判别图解上(图10a, b)，研究区晚二叠世花岗(斑)岩样品多投点于后碰撞花岗岩区域，指示该时期赤峰地区处于兴蒙造山带和华北克拉通碰撞造山后的伸展环境，研究区A2型花岗斑岩即在此背景下形成。晚二叠世-早三叠世研究区发育的A型花岗岩、“双峰式火山岩”以及同时期侵位的蛇绿岩均说明古亚洲洋此时期沿西拉木伦缝合带闭合(张晓晖等, 2006; Miaoetal., 2007; Songetal., 2015)。生物地层学研究表明西拉木伦河断裂两侧在石炭-二叠纪的生物分区差异明显，直到二叠纪中晚期才出现生物混生(黄本宏和丁秋红, 1998)。同时，生物灭绝事件以及古地磁研究均表明古亚洲洋闭合时限为晚二叠世末期-早三叠世(李朋武等, 2009)。

综上我们认为，早石炭世-早二叠世研究区整体处于古亚洲洋向华北克拉通俯冲的活动大陆边缘环境；中二叠世研究区处于兴蒙造山带与华北克拉通同碰撞环境；晚二叠世-早三叠世研究区处于造山后的伸展-古亚洲洋最终闭合阶段。

7 结论

(1)锆石U-Pb年代学研究表明，撰山子二长闪长岩、花岗岩及花岗斑岩的侵位年龄分别为341.0±2.2Ma、324.1±4.3Ma、252.8±3.2Ma和252.0±1.5Ma，其形成时代为早石炭世及晚二叠世晚期。

(2)岩石地球化学及Hf同位素特征表明二长闪长岩属于高钾钙碱性I型花岗岩，可能是俯冲板片脱水交代的地幔楔部分熔融产生玄武质岩浆上涌，导致地壳物质的部分熔融形成的；花岗岩及花岗斑岩属于高钾钙碱性A型花岗岩，是新生地壳物质在低压条件下部分熔融形成的。

(3)研究表明，赤峰地区石炭纪-晚二叠世期间经历了古亚洲洋向华北克拉通俯冲、弧-陆碰撞以及造山后的伸展等阶段，研究区内的岩浆活动均与上述过程有关。

谨以此文庆祝“沈阳地质调查中心”成立60周年。

致谢样品分析得到自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室、自然资源部东北矿产资源监督检测中心、南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的大力支持；两位审稿专家提出了许多修改建议，使本文质量得到大幅提升；在此一并表示衷心的感谢。