辽东半岛早白垩世三股流岩体岩石成因：微量元素模拟和Sr-Nd同位素的制约*

2021-01-15王志强胡滑志帆陈斌段晓侠周涛发姜锡

岩石学报 2020年12期

王志强胡滑志帆陈斌段晓侠周涛发姜锡

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 2300092. 南方科技大学地球与空间科学系，深圳 5180553. 江苏省有色金属华东地质勘查局八〇九队，南京 2100071.

花岗岩是大陆上地壳最重要的组成部分(Rudnick and Gao, 2003)，其形成过程对于理解大陆地壳的演化具有重要意义。过去几十年，大量的岩石学、地球化学和实验岩石学研究表明地壳岩石部分熔融是形成花岗岩的主要过程(Petfordetal., 2000; Clemensetal., 2006; Brown, 2013; Castro, 2013)。高硅花岗岩(SiO2>～75%)作为一种特殊类型的花岗岩，由于和稀有金属矿床关系密切，受到极大关注(Chenetal., 2014, 2018; Wangetal., 2017; Wuetal., 2017; Chengetal., 2018; Lietal., 2018)。另外，高硅花岗岩对于理解花岗质岩浆演化过程和方式也具有重要意义(Glazneretal., 2008; Lee and Morton, 2015; 马昌前和李艳青, 2017)。然而，对于高硅花岗岩的成因，目前则有较大争论。一种观点认为其来源于源区岩石低程度的部分熔融(如喜马拉雅淡色花岗岩; Weinberg, 2016; Gaoetal., 2017)，另一种观点则认为其是花岗质岩浆高度分异演化的结果(如南岭地区燕山期复式岩体中的高硅花岗岩; Wangetal., 2006; Wuetal., 2017)。

由于高硅花岗岩具有高SiO2、K2O、Na2O，低CaO、MgO、FeO含量，成分接近于低共熔点组成(Wuetal., 2017)。对于接近于低共熔点组分的熔体，其液相线温度和固相线温度接近(温差<50℃；Gardneretal., 2014; Waters and Lange, 2017)。因此，低部分熔融过程和高程度分离结晶过程均可以解释高硅花岗岩的形成，两种成因模式难以区分。高硅花岗岩具有两种类型的稀土配分模式，一种为轻重稀土分异不明显的平坦式，同时具有明显的Eu负异常；另一种为亏损中稀土的U型配分模式(Glazneretal., 2008)。由于榍石是花岗岩中富集中稀土的主要矿物，因此平坦的稀土配分模式表明高硅熔体的抽离发生在榍石结晶之前，或者榍石在源区部分熔融时全部分解；而U型稀土配分模式表明高硅熔体的抽离发生在榍石结晶之后(Glazneretal., 2008)，或者在部分熔融过程中榍石残留在源区。然而，在变质作用过程中，榍石是低温稳定矿物(Frostetal., 2001)，一般稳定存在于高角闪岩相以下的变质条件(Lucassen and Becchio, 2003)。相平衡模拟也表明，榍石在超过850℃时完全分解(Palinetal., 2016)。因此，对于亏损中稀土的高硅花岗岩而言，似乎只能由花岗质岩浆高度分异演化形成。由此可见，对亏损中稀土的高硅花岗岩的研究有助于区分高硅花岗岩的两种成因模式，但目前缺乏相关工作。

辽东地区早白垩世三股流岩体由角闪黑云花岗闪长岩、二长花岗岩，以及少量呈岩株状产出的细粒黑云花岗岩。其中，细粒黑云花岗岩暗色矿物含量低(<3%)，以黑云母为主，为典型的高硅花岗岩。更为特殊的是，三股流细粒黑云母花岗岩具有亏损中稀土的特征，对甄别高硅花岗岩的成因模式具有重要意义。另外，前人根据全岩和锆石Hf同位素对三股流的源岩进行了限定(杨凤超等, 2018)。但仍缺乏对源区岩石(如岩石类型、部分熔融程度等)的进一步限定。

基于以上问题，本论文对三股流岩体进行了锆石LA-ICPMS U-Pb年代学、全岩地球化学、全岩Sr-Nd同位素和微量元素模拟计算的研究，探讨了三股流岩体的源区特征和分离结晶过程，以及同期侵位的闪长岩脉的岩石成因。

1 区域地质背景

辽东半岛位于华北克拉通的东部(图1)，可以划分为三个构造单元：南部的太古宙狼林地块，北部的太古宙龙岗地块，以及中间的古元古代胶辽吉带(Liuetal., 1992; Songetal., 1996; 吴福元等, 1997)。南部和北部的太古宙地块主要由花岗质岩石和绿岩带组成(路孝平等, 2004; Liuetal., 1992)。古元古代胶辽吉带由古元古代辽河群、中生代侵入岩、以及中生代至古生代沉积岩组成(Wuetal., 2005a)。

图1 辽东半岛地质简图(据徐山,2013修改)Fig.1 Geological sketch map of the Liaodong Peninsula (modified after Xu, 2013)

图2 三股流岩体地质简图(据杨凤超等,2018修改)Fig.2 Geological sketch map of the Sanguliu pluton (modified after Yang et al., 2018)

辽东半岛的岩浆岩主要由古元古代花岗岩和中生代岩浆岩组成(图1)。古元古代花岗岩主要包括变形的片麻状花岗岩(形成于约2.16Ga)和未变形的碰撞后花岗岩(形成约1.85Ga)(Luetal., 2006; Li and Zhao, 2007)。1.85Ga被认为是华北地块形成稳定克拉通的时间(Zhaoetal., 2001)。辽东半岛中生代岩浆活动强烈，成岩时代主要集中在～210Ma、～160Ma和～125Ma(吴福元等, 2005; Yangetal., 2012)。区内三叠纪岩体有：出露在辽东地区北部的赛马-柏林川碱性上正长岩，形成时代为230～233Ma(吴福元等, 2005)；辽东地区中部的岫岩岩体(210Ma; Yangetal., 2007)及同时期的老尖顶子闪长岩(220Ma; 吴福元等, 2005)；以及区内广泛发育的煌斑岩脉(210～227Ma; Duanetal., 2014)和辉绿岩脉(212～213Ma; Yangetal., 2004c; 吴福元等, 2005)。辽东地区侏罗纪岩浆活动集中于179～156Ma，被认为与古太平洋板块俯冲导致的地壳加厚之后的岩石圈减薄有关(Wuetal., 2005b)。白垩纪岩浆活动在辽东地区分布最为广泛，包括辉绿岩、闪长岩和花岗岩，形成时代集中于131～117Ma，被认为与古太平洋板块的俯冲引起的华北克拉通减薄有关(Wuetal., 2005a)。

2 三股流岩体地质特征

三股流岩体平面上整体呈近椭圆形展布，东西长约11.4km，南北宽约5.2km，面积约为40km2(刘义德, 1987)。空间形态为上大下小的漏斗状，向下延伸约15km(吕贻峰等, 1993)。三股流岩体围岩包括出露于岩体北侧的晚侏罗世五龙岩体和侵位于南侧的古元古代辽河群黑云变粒岩、绢云石英片岩和白云质大理岩(图2; 吕贻峰等, 1993)。三股流岩体的主体为具有I型特征的似斑状角闪黑云二长花岗岩和花岗岩长岩，其侵位年龄为122.7～137.2Ma(魏俊浩等, 2003; 吴福元等, 2005; 杨凤超等, 2018; 张朋等, 2019)。

本次研究的三股流花岗岩样品采自两个露开采石场，GPS坐标分别为40°06′08.76″N、124°15′30.80″E和40°06′30.15″N、124°11′41.74″E。样品新鲜无蚀变。岩性主要有似斑状粗粒角闪黑云花岗岩、细粒黑云母花岗岩和穿切花岗岩岩体的闪长岩脉(图2)。

似斑状粗粒角闪黑云花岗岩手标本为灰白色(图3a)，主要矿物(图3b～e)组成为斜长石(40%～60%)、钾长石(30%～40%)、石英(20%～25%)、单斜辉石(3%)、角闪石(5%～7%)和黑云母(3%～5%)；副矿物有榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等，其中榍石含量较高，约1%。斜长石镜下无色，呈半自形-自形板状(图3d, e)。斜长石环带结构发育，聚片双晶发育，局部可见晶体发生弯曲的现象。斜长石中可见少量黑云母和角闪石包裹体(图3d)。斜长石发生弱的绢云母、高岭土化，通常核部蚀变更为明显。角闪石具有绿-黄绿色多色性，自形-半自形结构(图3b, c)。角闪石有两种产出状态，一种为单独晶体产出，此时核部常为单斜辉石，构成反应边结构(图3b)；另一种为角闪石集合体形式产出，晚期黑云母环绕角闪石集合体生长。单斜辉石以反应残留体存在于角闪石中，与角闪石构成反应边结构(图3b)，在本次采集样品中未见独立的单斜辉石颗粒。黑云母主要为半自形-他形，生长于斜长石、角闪石粒间(图3e)，或围绕角闪石生长(图3b)。偶见黑云母小颗粒被斜长石包裹(图3d)。钾长石斑晶为半自形-自形，1～3cm，含量10%～30%。钾长石斑晶中常见斜长石、角闪石、黑云母等矿物包裹体。基质中的角闪石主要为半自形，发育简单双晶。钾长石发生轻微高岭土化。石英为他形粒状，主要分布于斜长石、钾长石、角闪石等矿物粒间(图3e)。受应力作用，石英局部发生动态重结晶作用，部分石英发育波状消光。榍石为自形-半自形(图3c)，也可见他形榍石，偶见少量小颗粒榍石包裹于斜长石中；榍石主要以角闪石-黑云母-榍石呈矿物集合体共生，或以单独颗粒分布于斜长石粒间。

图3 三股流岩体岩相学特征

似斑状粗粒角闪黑云花岗岩中偶见岩石包体，有两种类型，一种为围岩捕虏体，捕虏体主要为细粒黑云母片岩，主要矿物组成为黑云母和斜长石，矿物具有明显定向排列特征。另一种为镁铁质暗色包体(图3a)，暗色包体为闪石质-石英闪长质成分，主要矿物组成为斜长石(40%～50%)、角闪石(30%～40%)，以及少量的黑云母(～3%)、钾长石(5%～10%)和石英(<5%)。斜长石为半自形-自形，环带结构不发育，发生轻微绢云母化。角闪石为半自形-自形。

细粒黑云母花岗岩整体呈小岩株侵位于似斑状粗粒黑云母花岗岩中(图3f)。细粒黑云母花岗岩手标本下为灰白色，主要矿物组成(图3g)为斜长石(20%～30%)、钾长石(50%～70%)、石英(25%～35%)和黑云母(～3%)；副矿物常见锆石、磷灰石、磁铁矿等。细粒黑云母花岗岩中含有少量斜长石斑晶(图3g)，斜长石斑晶聚片双晶发育，环带结构发育，斜长石斑晶核部发生轻微-中等程度绢云母化。基质中的斜长石呈半自形-他形，钾长石、石英和黑云母呈他形产出。细粒黑云母花岗岩石英颗粒中可见大量流体包裹体(图3h)，表明细粒黑云母花岗岩可能形成于流体饱和的条件下。

闪长岩脉野外呈灰绿色(图2i)，斑状结构，块状构造。主要矿物(图2j)组成为角闪石(20%～35%)和斜长石(60%～65%)，以及少量石英(<5%)。斑晶多为角闪石，半自形-自形，并呈现半定向排列。基质矿物主要为斜长石，发生较强的绢云母化。

3 分析方法

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

锆石U-Pb同位素定年在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室利用LA-ICP-MS分析完成。激光剥蚀系统为Analyte HE 193-nm ArF，ICP-MS为Agilent 7900。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度。通过对ICP-MS系统进行优化，将分子氧化物(如232Th16O/232Th)的生成量保持在最低水平(通常<0.3%)，最大程度提高测试灵敏度(宁思远等, 2017; 汪方跃等, 2017)。每个分析数据包括大约20s的空白信号和40s的样品信号。激光束斑大小为30μm。数据处理采用软件ICPMS DataCal(Liuetal., 2008)完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。分析期间，用GJ-1和Plesovice锆石作为检测样。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正。锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbecketal. (1995)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图和平均年龄计算采用Isoplot(Ludwig, 2003)完成。

图4 三股流岩体似斑粗粒角闪黑云花岗岩、细粒黑云母花岗岩和闪长岩脉锆石CL图像Fig.4 Cathodeluminescence images of zircons for porphyritic coarse-grained amphibole biotite granite, fine-grained biotite granite and diorite dyke from the Sanguliu pluton

3.2 全岩主量和微量元素分析

全岩主量和微量元素分析在广州澳实矿物实验室完成。全岩主量元素使用ME-XRF26d X萤光光谱仪分析测定，将0.7g岩石粉末混合LiBO2置于铂坩埚中，在980℃条件下完全熔融，冷凝后形成玻璃熔片，最后在X射线荧光光谱仪上用外标法测定氧化物含量，分析误差小于3%。微量元素分析采用四酸消解法电感耦合等离子质谱法(ME-MS61)测定，稀土元素分析采用熔融法电感耦合等离子质谱法(ME-MS81)测定，分析误差好于10%。

3.3 全岩Sr-Nd同位素分析

全岩Sr、Nd同位素的测试分析在武汉上谱分析科技有限公司完成。同位素测试在Nepture Plus MC-ICPMS(Thermo Fisher Scientific)上完成。Sr同位素测试过程中，每10个样品加测1个国际标样NIST SRM 987，Nd同位素测试过程中加测国际标样JNdi-1。2个SRM 987标样测试值为0.710245±0.000010和0.710237±0.000012，与标准推荐值在误差范围一致(0.710241±0.000012, Thirlwall, 1991)。另外，USGS标准样品BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)的测试值分别为0.705015±0.000006和0.704147±0.000009，与推荐值一致(Lietal., 2012)。Nd同位素标样JNdi-1的143Nd/144Nd测试值为0.512118±0.000009和0.512119±0.000009，与推荐值一致(0.512115±0.000007, Tanakaetal., 2000)。USGS标准样品BCR-2和RGM-2的测试值分别为0.512636和0.512801，与推荐值一致(Lietal., 2012)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

分别对三股流岩体似斑状粗粒角闪黑云花岗岩(SGL-4)、细粒黑云母花岗岩(SGL-27)和闪长岩脉(SGL-1)进行了锆石U-Pb定年，锆石U-Pb定年结果见表1，锆石CL图像和U-Pb年龄谐和图见图4和图5。

似斑状粗粒角闪黑云花岗岩(SGL-4)锆石为长柱状、板片状，晶形完好，环带发育(图4)。锆石的U含量为45×10-6～394×10-6，Th/U比为0.66～1.8，20个测点的206Pb/238U平均年龄为125.1±1.2Ma(MSWD=1.18)。细粒黑云母花岗岩(SGL-27)锆石长柱状、板片状，晶形完好，环带发育(图4)。锆石的U含量为51×10-6～1260×10-6，Th/U比为0.37～1.48，22个测点的206Pb/238U平均年龄为128.7±2.2Ma(MSWD=6.8)。

表1 三股流岩体锆石U-Pb同位素数据

续表1

图6 三股流岩体Harker图解Fig.6 Harker diagrams for the Sanguliu pluton

表2 三股流岩体主量(wt%)和微量(×10-6)元素数据

续表2

图7 三股流岩体微量元素-SiO2图解Fig.7 Plots of selected trace elements against silica contents for the Sanguliu pluton

闪长岩脉(SGL-1)锆石多为浑圆状，少数为长柱状，发育核-边结构(图4)。锆石的U含量为95×10-6～993×10-6，Th/U比为0.03～1.44。锆石年龄分布范围广(122～2186Ma)，主要由三组年龄组成。其中最年轻的一组锆石发育明显的震荡环带(图4)，指示其为岩浆成因。该年龄代表了闪长岩脉的结晶年龄(7个测点的206Pb/238U平均年龄为125.1±2.4Ma，MSWD=1.8)。1241～2186Ma年龄可能代表了源区岩石的残留锆石，代表源区基底岩石的年龄。该组锆石以残留核的形式或呈单独浑圆状颗粒形式存在，锆石CL图像显示为弱分带或无分带结构(图4)。158～173Ma的年龄与辽东地区发育的侏罗纪花岗质岩石年龄一致，可能是闪长岩脉侵位过程中捕获围岩的锆石。

3个样品的结晶年龄在误差范围内是一致，为白垩纪同一期构造热事件的产物。

4.2 全岩主量和微量元素

三股流岩体主量和微量元素数据见表2。似斑状粗粒角闪黑云花岗岩具有相对较低的SiO2含量(69.38%～71.90%)，高的CaO(2.29%～3.11%)、MgO(0.91%～1.38%)、Fe2O3T(2.03%～2.66%)、TiO2(0.30%～0.42%)含量(图6)，具有低Rb(136×10-6～175×10-6)、高Sr(324×10-6～408×10-6)、高Ba(835×10-6～1070×10-6)特征(图7)。在稀土元素配分模式图中，为右倾式，轻、重稀土分异明显，具有弱的Eu负异常(图8)。

相比于似斑状粗粒角闪黑云花岗岩，细粒黑云母花岗岩具有高SiO2(75.67%～77.20%)，低CaO(0.66%～1.02%)、MgO(0.09%～0.20%)、Fe2O3T(0.67%～0.92%)、TiO2(0.04%～0.08%)含量(图6)，具有高Rb、低Sr、低Ba特征(图7)。在稀土元素配分模式图中，明显亏损中稀土，具有较强的Eu负异常(图8)，稀土总含量较低(43.8×10-6～61.3×10-6)。

闪长岩脉的SiO2含量为64.20%～64.32%，富Fe2O3T、MgO(图6)。具有极高的Sr(941×10-6～966×10-6)、Ba(992×10-6～1020×10-6)含量(图7)。在稀土元素配分模式图中，为右倾式，轻、重稀土分异明显，无明显Eu异常(图8)。

图8 三股流岩体球粒陨石标准化稀土元素分布模式(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE distribution patterns for the Sanguliu pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图9 三股流岩体ISr-εNd(t)图解数据来源：岩石圈地幔数据引自Yang et al. (2004a)；胶东基性岩脉(133～120Ma)据Yang et al. (2004b)；方城玄武岩据Zhang et al. (2002)；辽东小岭玄武岩(110Ma)据Pang et al. (2015)；辽河群变玄武岩据Sun et al. (1993)、Li and Chen (2014)；辽河群变安山岩、变沉积岩据Li et al. (2019)；古元古代条痕状花岗岩据杨明春等(2015)、李超等(2017a)；古元古代变辉长岩据李超等(2017b)Fig.9 ISr vs. εNd(t) plot of the Sanguliu pluton Data sources: the lithospheric mantle from Yang et al. (2004a); mafic rocks of Jiaodong are from Yang et al. (2004b); basalts of Fangcheng from Zhang et al. (2002); Xiaoling basalts of Liaodong from Pang et al. (2015); meta-basalts of the Liaohe Group from Sun et al. (1993) and Li and Chen (2014); meta-andesite-dacite-rhyolite and meta-sedimentary rocks from Li et al. (2019); the Paleoproterozoic meta-mafic rocks and granites from Li et al. (2017a, b) and Yang et al. (2015)

4.3 全岩Sr、Nd同位素组成

三股流岩体全岩Sr、Nd同位素数据见表3。三股流似斑状粗粒角闪黑云花岗岩和细粒黑云母花岗岩具有相似的Sr、Nd同位素组成(图9)，87Sr/86Sr初始值分别为0.715357～0.715394和0.714726～0.715775，εNd(t)值分别为-18.7～-18.5和-18.9～-18.8。闪长岩脉则具有相对低的87Sr/86Sr初始值(0.708723)值和相对高的εNd(t)值(-14.1)。

5 讨论

5.1 粗粒角闪黑云花岗岩成因

5.1.1 岩浆的T-fO2-H2O条件首先，三股流角闪黑云花岗岩中榍石呈自形-半自形产出(图3c)，已有研究表明榍石出现指示岩浆具有较高的氧逸度(>NNO+2, Lipman, 1971; Wones, 1989)。虽然Huangetal. (2019)对骑田岭角闪黑云花岗岩的相平衡实验研究表明榍石也可以在较低的氧逸度条件下结晶(NNO-1.3)，但在该实验中榍石为接近固相线矿物，这似乎与三股流岩体中榍石多以自形-半自形产出(图3c；代表非最晚期结晶)不相符。因此我们认为角闪黑云花岗岩具有较高的氧逸度。

其次，角闪石呈自形-半自形产出(图3b, c)，局部可见被自形-半自形斜长石包裹的现象(图3d)，表明角闪石为岩浆早期结晶的产物。角闪石的早期结晶指示岩浆初始H2O含量≥4%(Naney, 1983; Dall’agnoletal., 1999; Huangetal., 2019)。另外，根据岩相学观察，单斜辉石是最早结晶的矿物，而后为角闪石(角闪石呈单斜辉石的反应边；图3b)；斜长石中可见少量的角闪石包裹体(图3d)，指示斜长石与角闪石近同时或略晚于角闪石；黑云母围绕角闪石生长(图3b)，以及多出现于斜长石粒间(图3b, e)，指示黑云母为晚期结晶矿物，可能与石英、钾长石近同时形成。Dall’agnoletal. (1999)对准铝质角闪黑云二长花岗岩进行了相平衡实验，该实验的初始成分与三股流角闪黑云花岗岩具有相似的地球化学成分(表2)，因而我们认为该实验相平衡结果很大程度上适用于三股流岩体。我们观察到的矿物组合以及矿物结晶顺序进一步指示岩浆的初始H2O含量≥6%(P=300MPa,fO2=NNO+2.5; Dall’agnoletal., 1999)。

再次，根据Dall’agnoletal. (1999)的相平衡实验结果，单斜辉石的早期结晶同时表明(图3b)，岩浆的温度在850℃以上。计算的全岩Zr饱和温度(815～880℃; 表2; Watson and Harrison, 1983)也支持角闪黑云花岗岩形成于较高的温度。综上，我们认为三股流角闪黑云花岗岩形成于富水(H2O>6%)、相对高温(>850℃)、高氧逸度(fO2>NNO+2)的岩浆。

图10 三股流岩体(10000×Ga/Al)-(Na2O+K2O)/CaO判别图解(据Whalen et al., 1987) A、I、S、M分别代表A型、I型、S型、M型花岗岩Fig.10 10000×Ga/Al vs. (Na2O+K2O)/CaO discrimination diagram (after Whalen et al., 1987) A, I, S and M denote A-type, I-type, S-type and M-type granite, respectively

5.1.2 源区特征

三股流角闪黑云花岗岩具有准铝质特征(ACNK=0.95～0.99)，低的Ga/Al比值、(K2O+Na2O)/CaO比值(图10)和FeO/MgO比值(1.73～2.03)，且含有大量自形角闪石和榍石(图3b, c)，这些特征表明角闪黑云花岗岩属于典型的钙碱性I花岗岩。熔体高的初始H2O含量指示与源区大量富水矿物(如角闪石、黑云母)的脱水部分熔融有关。因此其源岩可能为富角闪石的斜长角闪岩或富黑云母的黑云母片麻岩。实验岩石学表明中酸性的钙碱性岩浆可以源于变玄武质岩石(斜长角闪岩)的部分熔融(Rushmer, 1991; Rapp and Watson, 1995)，斜长角闪岩发生的部分熔融反应为角闪石+斜长石+石英→单斜辉石+斜方辉石+磁铁矿+熔体，产生富Na2O的花岗闪长质-英云闪长质成分的岩浆(K2O/Na2O<1)。这与三股流角闪黑云花岗岩的富K2O特征(K2O=3.95%～4.79%; K2O/Na2O=1.16～1.46)不相符。而部分熔融过程中熔体的K2O/Na2O比值受控于源岩的K2O/Na2O比值，中-高钾的玄武岩部分熔融可形成K2O/Na2O>1的高钾钙碱性花岗质岩浆(Sissonetal., 2005)。除了变基性岩(斜长角闪岩)的部分熔融，Clemensetal. (2011)和Castro (2013)则强调钙碱性I型花岗岩来源于中性岩石的部分熔融。黑云母的脱水熔融可以形成富钾熔体，在850～900℃条件下，黑云母脱水熔融可以产生与角闪黑云花岗岩相似的熔体(高SiO2、富K2O、低TiO2、FeO、MgO等)(Gardienetal., 2000)。我们认为三股流角闪黑云花岗岩可能来自于相对富钾的斜长角闪岩(变基性岩)和/或富钾的变中性岩的部分熔融。

胶-辽-吉带中古元古代辽河群和古元古代条痕状花岗岩是出露最广泛的前寒武基底岩石。辽河群由变玄武岩(斜长角闪岩)、变安山岩-英安岩(黑云斜长/二长片麻岩、石英斜长角闪岩)、变沉积岩(黑云二长片麻岩、白云母片岩等)组成。Nd同位素数据表明(图9)，辽东地区出露的辽河群变玄武岩(-9.4～-2.6; Sunetal., 1993; Li and Chen, 2014)具有明显高于三股流岩体的εNd(t)值(-18.7～-18.5)，暗示辽河群变玄武岩可能不是主要的源区岩石。注意到在胶辽吉带同时出露有侵位于辽河群的古元古代变质基性岩(斜长角闪岩; 李超等, 2017b)，其Sr-Nd同位素(图9)组成与三股流岩体基本一致，暗示古元古代变质基性岩是可能的源区岩石。并且，该变质基性岩被认为是来源于太古代富集地幔的部分熔融，具有相对富K2O(0.64%～0.68%)的特征(李超等, 2017b)。其K2O/Na2O比值(0.24～0.27)接近于Sissonetal. (2005)实验中的中钾玄武岩成分(0.24)，高于大部分前人部分熔融实验中的玄武岩值(0.02～0.19; Beard and Lofgren, 1991; Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995; Skjerlie and Patio Douce, 2002)。因此，古元古代变质基性岩发生部分熔融可以形成类似三股流的高钾钙碱性熔体。另外，出露的古元古代变质基性岩具有高的Ba(200×10-6～227×10-6)、Sr(265×10-6～332×10-6)含量(来源于富集地幔)，这也恰好解释了三股流角闪黑云花岗岩的高Ba(835×10-6～1070×10-6)、Sr(324×10-6～408×10-6)特征。另外，辽河群变中性岩(石英斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩)与三股流岩体具有相似的Nd同位素组成(图9)，且具有富K特征(K2O/Na2O=0.27～8.85; Lietal., 2019)。因此，我们认为辽河群变玄武岩并非角闪黑云花岗岩的源岩，侵位于辽河群的古元古代变质基性岩和辽河群变中性岩是可能的源区岩石组成。

5.1.3 微量元素模拟计算

为验证古元古代变基性岩和辽河群变中性岩部分熔融是否可以形成三股流角闪黑云花岗岩，我们进行了基于批式熔融模型的微量元素模拟计算。变基性岩成分、变中性岩成分和各矿物的分配系数分别引自李超等(2017b)、Lietal. (2019)和Rollinson (1993)。我们分别对变基性岩和变中性岩进行了低压(5kbar)和高压(10kbar)部分熔融模拟计算，残留矿物相组合根据Palinetal. (2016)对基性岩和中性岩的部分熔融相平衡模拟确定。如上所述，岩相学表明角闪黑云花岗岩岩浆的形成温度在850℃以上。根据Palinetal. (2016)的研究，当温度达到850℃时，变基性岩在低压下(5kbar)可产生约20%的熔体，残留矿物相为30%斜长石+45%角闪石+5%斜方辉石+20%单斜辉石，变基性岩在高压下(10kbar)可产生约20%的熔体，残留矿物相为16%斜长石+59%角闪石+18%单斜辉石+7%石英；变中性岩在低压下(5kbar)可产生约30%的熔体，残留矿物相为60%斜长石+5%斜方辉石+35%单斜辉石，变中性岩在高压下(10kbar)可产生约20%的熔体，残留矿物相为32%斜长石+33%角闪石+8%钾长石+18%石英+9%石榴石。

图11 三股流角闪黑云花岗岩基于批式熔融模型的稀土元素模拟 (a)低压部分熔融过程(5kar);(b)高压部分熔融过程(10kbar).源区残留矿物相组合参考Palin et al. (2016)的相平衡模拟. 初始成分为古元古代变基性岩(李超等, 2017b)和辽河群变中性岩(Li et al., 2019)，分别模拟经过10%～30%部分熔融后熔体的成分. 混合熔体为变基性岩和变中性岩熔体以60%:40%比例混合后的成分. 矿物分配系数引自Klein et al. (1997)、Padilla and Gualda (2016)和Rollinson (1993). 球粒陨石数据引自Sun and McDonough (1989)Fig.11 REE modelling based on batch melting model for the Sanguliu amphibole biotite granite (a) partial melting modelling in low pressure (5kbar), (b) partial meting modelling in high pressure (10kbar). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). The initial compositions are the Paleo-Proterozoic meta-mafic rocks (Li et al., 2017b) and the meta-andesite of the Liaohe Group (Li et al., 2019). The mixed melt line represents 60% partial melt of the meta-mafic rocks mix with 40% partial melt of the meta-andesite. Kd values of minerals are from Klein et al. (1997), Padilla and Gualda (2016) and Rollinson (1993). Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

图12 三股流角闪黑云花岗岩基于批式熔融模型的微量元素元素模拟分别模拟在低压熔融条件下(5kbar)，初始成分为古元古代变基性岩(李超等, 2017b)、辽河群变中性岩(Li et al., 2019)、辽河群变英安岩-流纹岩(Li et al., 2019)和古元古代条痕状花岗岩(李超等, 2017a)时，熔体的Rb、Sr、Ba含量变化. 源区残留矿物相组合参考Palin et al. (2016) 的相平衡模拟. 混合熔体为变基性岩和变中性岩熔体以60%:40%比例混合后的成分. 分配系数引自Rollinson (1993)Fig.12 Trace-element modelling under the low pressure (5kbar) based on batch melting model for the Sanguliu amphibole biotite granite The initial compositions are the Paleo-Proterozoic meta-mafic rocks (Li et al., 2017a), the meta-andesite of the Liaohe Group (Li et al., 2019), the meta-dacite-rhyolite of the Liaohe Group (Li et al., 2019) and the Paleo-Preoterozoic granitic gneiss (Li et al., 2017b). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). The mixed melt line represents 60% partial melt of the meta-mafic rocks mix with 40% partial melt of the meta-andesite. Kd of minerals are from Rollinson (1993)

图13 三股流细粒黑云花岗岩基于批式熔融模型的稀土元素模拟分别模拟在低压熔融条件下(5kbar)，初始成分为辽河群变英安岩-流纹岩(Li et al., 2019)和古元古代条痕状花岗岩(李超等, 2017a)时，熔体的REE含量变化. 源区残留矿物相组合参考Palin et al. (2016)的相平衡模拟. 矿物分配系数引自Klein et al. (1997)、Padilla et al. (2016) 和Rollinson (1993). Ttn-榍石；Aln-褐帘石. 球粒陨石数据引自Sun and McDonough (1989)Fig.13 REE modelling under the low pressure (5kbar) based on batch melting model for the Sanguliu biotite granite The initial compositions are the meta-dacite-rhyolite of the Liaohe Group (Li et al., 2019) and the Paleo-Preoterozoic granitic gneiss (Li et al., 2017a). The residual phase assemblage is according to the phase equilibrium modelling by Palin et al. (2016). Kd of minerals are from Klein et al. (1997), Padilla et al. (2016) and Rollinson (1993). Ttn-titanite; Aln-allanite. Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

计算结果表明(图11)，当源区岩石为单一的变基性岩或变安山岩时，无论是低压熔融还是高压熔融，产生的熔体的稀土元素配分模式均与三股流角闪黑云花岗岩有较大差别。在高压下(图11b)，变基性岩由于有大量角闪石的残留，产生的熔体具有明显亏损中、重稀土的特征；而变安山岩由于有石榴石的出现，产生极度亏损重稀土的熔体。在低压下(图11a)，变基性岩产生的熔体的稀土含量整体低于角闪黑云花岗岩，而变安山岩产生的熔体的稀土含量则明显高于角闪黑云花岗岩，尤其是重稀土含量(图11b)。考虑到源区岩石可能为两种岩石的混合，在低压条件下，60%变基性岩熔体与40%变安山岩熔体混合后的熔体整体具有与角闪黑云花岗岩相似的稀土配分模式(图11a)。轻稀土部分的偏差可能是由于实际熔融过程中源区残留矿物相的比例或源岩成份与模拟有所差别造成的。类似的，Rb、Sr、Ba的模拟(图12)同样表明，在低压条件下，变基性岩和变安山岩部分熔融产生的熔体在60%:40%比例的混合下得到与角闪黑云花岗岩相似的成分。同样在850℃条件下，变基性岩与变安山岩产生熔体的量不同(分别为大约20%和30%的熔体)，因而源区变基性岩和变安山岩的质量比接近于2:1。

综上，我们认为三股流角闪黑云花岗岩是由古元古代变基性岩和辽河群变安山岩(以大约2:1的比例)在相对低压、至少850℃的条件下发生约20%～30%的部分熔融形成的。

5.2 细粒黑云母花岗岩岩石成因

5.2.1 源区低程度部分熔融

若细粒黑云花岗岩直接来源于基底岩石的部分熔融，首先，我们认为其源区不太可能是变沉积岩的部分熔融，因为三股流细粒黑云母花岗岩具有准铝质特征(ACNK=1.01～1.03)，而变沉积岩的部分熔融则多形成强过铝质熔体(Carrington and Harley, 1995; Spiceretal., 2004)，并且区域上广泛出露的辽河群变沉积岩的Nd同位素组成明显低于细粒黑云母花岗岩(图9)。其次，细粒黑云母花岗岩具有A型花岗岩的地球化学特征，如富Si、富碱，贫Fe、Mg、Ca，以及高Ga/Al比值等特征(图10)。与Patio Douce (1997)对钙碱性花岗岩在低压下(4kbar)进行部分熔融实验得到的熔体成分相似，指示细粒黑云花岗岩可能来源于变质中酸性岩石的部分熔融。辽东地区广泛出露的变中酸性岩石有辽河群的变英安岩-流纹岩和古元古代条痕状花岗岩。同时，二者与细粒黑云母花岗岩也具有相似的Nd同位素(图9)，指示他们可能代表三股流细粒黑云母花岗岩的源岩。

我们分别对辽河群变英安岩-流纹岩和古元古代条痕状花岗岩进行了基于批式部分熔融的微量元素模拟计算。根据Palinetal. (2016)的研究，当温度达到850℃时，残留矿物相为60%斜长石+5%斜方辉石+35%单斜辉石。三股流细粒黑云母花岗岩一个非常重要的特征是亏损中稀土(图7)。稀土元素模拟结果表明(图13)，只有当源区残留榍石和褐帘石时，变英安岩-流纹岩(源区残留1%榍石、0.3%褐帘石)和古元古代条痕状花岗岩(源区残留0.3%榍石、0.15%褐帘石)产生的熔体才具有与三股流黑云母花岗岩相似的稀土配分模式。辽河群变英安岩-流纹岩和古元古代条痕状花岗岩确实含有少量的榍石和褐帘石(Lietal., 2019; 李超等, 2017a)。然而，在变质作用过程中，榍石是低温稳定矿物(Frostetal., 2001)，一般稳定存在于高角闪岩相以下的变质条件(Lucassen and Becchio, 2003)。Liuetal. (1996)的实验研究也表明玄武质岩石中的榍石在高P-T条件下不稳定。相平衡模拟则表明，变基性岩、变中性发生变质-部分熔融过程中，榍石在超过850℃时完全分解(Palinetal., 2016)。榍石也见于麻粒岩相变质岩中，但是麻粒岩相变质岩中的榍石多被认为形成于退变质阶段(Baldwinetal., 2003; Gaoetal., 2012; Yuetal., 2019)。Marsh and Kelly (2017)对变玄武岩的相平衡模拟表明，榍石只有在高CaO含量(17mol%)、高压(>1.0GPa)的条件下，可以稳定至850℃以上；对于相对低CaO(15mol%)的变玄武岩，榍石只稳定存在于750℃以下。然而变英安岩-流纹岩和条痕状花岗岩均具有低的CaO含量(李超等, 2017a; Lietal., 2019)，并且细粒黑云母花岗岩相对富集重稀土的特征(图8)也表明部分熔融过程只能发生在相对低压的条件下(无石榴石残留)。因此，我们认为在部分熔融过程中，榍石很难成为残留矿物相。另一方面，榍石在变英安岩-流纹岩和条痕状花岗岩中含量很低(均以副矿物形式存在)，即使在达到麻粒岩相变质后榍石可能有少量残留，其含量似乎也难以达到模拟的榍石残留量(0.3%～1%；图13)。另外，三股流细粒黑云花岗岩具有极低的Sr、Ba含量，而辽河群变英安岩-流纹岩和古元古代条痕状花岗岩均具有较高的Sr、Ba含量，他们的部分熔融均不能形成低Sr、Ba熔体(图12)。综上，源区的部分熔融不能解释细粒黑云母花岗岩亏损中稀土和极度亏损Sr、Ba的特征。我们认为细粒黑云母花岗岩可能并非直接来源于中下地壳的部分熔融。

图14 三股流花岗岩基于瑞利分离结晶的微量元素模拟由于Rb、Sr、Ba主要受控于主要矿物，此处分离相不考虑副矿物的影响，假设三种分离矿物相组合：(FC1)55%钾长石+20%斜长石+10%角闪石+5%黑云母+10%石英;(FC2)35%钾长石+40%斜长石+10%角闪石+5%黑云母+10%石英;(FC3)20%钾长石+55%斜长石+10%角闪石+5%黑云母+10%石英. 假设演化程度最低的样品为初始熔体(SGL-10，SiO2=69.38%). 分离结晶演化趋势线以10%为间隔. 各矿物的Rb、Sr、Ba分配系数引自Rollinson (1993)Fig.14 Trace element modelling based on Rayleigh fractional crystallization for the Sanguliu granites Three possible fractionated assemblages are considered: (FC1) 55% Kfs+20% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz; (FC2) 35% Kfs+40% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz; (FC3) 20% Kfs+55% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz. The least evolved sample (SGL-10, SiO2=69.38%) is assumed to be the initial melt. Tick marks in fractionation trends indicate percentage of mineral assemblage removed by 10 intervals. Distribution coefficients of Sr, Ba and Pb are from Rollinson (1993)

图15 三股流花岗岩基于瑞利分离结晶的稀土元素模拟分离矿物相为55%钾长石+20%斜长石+10%角闪石+5%黑云母+10%石英+0.15%榍石+0.1%磷灰石+0.1%褐帘石+0.05%锆石. 红色和蓝色实线为分离相中含0.15%榍石的模拟曲线；红色和蓝色虚线为不含榍石的模拟曲线，其他分离矿物相比例不变. 角闪石分配系数引自Klein et al. (1997)，榍石、磷灰石、锆石分配系数引自Padilla et al. (2016)，褐帘石和石英分配系数引自Rollinson (1993). 球粒陨石数据引自Sun and McDonough (1989)Fig.15 REE modelling based on Rayleigh fractional crystallization for the Sanguliu granites The fractionated assemblages are assumed as 55% Kfs+20% Pl+10% Hbl+5% Bt+10% Qtz+0.15% Ttn+0.1% Ap+0.1% Aln+0.05% Zrn. Red and blue solid lines are modelling curves with 0.15% titanite in the fractionated assemblages. Red and blue dashed lines are modelling curves without titanite in the fractionated assemblages. Distribution coefficients (Kd) of Hbl are from Klein et al. (1997); Kd of Ttn, Ap and Zrn are from Padilla et al. (2016); Kd of Aln and Qtz are from Rollinson (1993). Chondrite values are from Sun and McDonough (1989)

图16 三股流岩体Y-Sr/Y图解(据Drummond and Defant, 1990修改)Fig.16 Y vs. Sr/Y diagram for the Sanguliu pluton (modified after Drummond and Defant, 1990)

5.2.2 分离结晶作用

似斑状粗粒角闪黑云花岗岩与细粒黑云母花岗的形成年龄在误差范围内一致(分别为128.7±2.2Ma 和125.1±1.2Ma，图5)。且二者具有相似的Sr(ISr=0.714726～0.715775)、Nd同位素(εNd(t)=-18.9～-18.6)组成(图9)，指示二者很有可能是同一岩浆房演化的产物。相对于粗粒角闪黑云花岗岩，细粒黑云母花岗岩更加富Si、Rb，贫Fe、Mg、Ca、Sr、Ba等元素(图6、图7)，指示分离结晶在岩浆演过程中起着重要作用。Fe、Mg、Ti含量的降低指示暗色矿物，如单斜辉石、角闪石、黑云母，以及少量铁钛氧化物的分离结晶。岩相学观察同样表明角闪石和黑云母是主要的分离矿物相：粗粒角闪黑云花岗岩的暗色矿物含量高，且含有较多的角闪石；而细粒黑云母花岗岩整体暗色矿物含量降低，且无角闪石的出现。细粒黑云母花岗岩极低的Sr、Ba含量则与斜长石和钾长石的分离有关，这与粗粒角闪黑云花岗岩富含钾长石和斜长石斑晶一致。

为验证分离结晶作用是否可以解释三股流岩体的地球化学特征，我们使用Rb、Sr、Ba对三股流岩体进行模拟计算。选择演化程度最低的样品(SGL-10，SiO2=69.38%)作为初始熔体，根据岩相学观察，我们认为分离的矿物相可能为钾长石、斜长石、角闪石、黑云母和石英。如图14所示，当分离矿物相以钾长石为主时(55%钾长石+20%斜长石+10%角闪石+5%黑云母+10%石英)，初始熔体经过50%～70%的分离结晶作用，残余熔体的Rb、Sr、Ba含量与细粒黑云母花岗岩相一致。因为副矿物(如榍石、磷灰石、锆石等)对熔体的稀土元素起着决定性支配作用，因此在进行稀土元素模拟计算时，除了上述主要矿物，同时考虑锆石、磷灰石、榍石、褐帘石的分离对残余熔体的影响。模拟结果表明(图15)，当残余相有0.15%榍石、0.1%磷灰石、0.1%褐帘石和0.05%锆石残留时，初始熔体经过约60%～70%的分离结晶，残余熔体与细粒黑云母花岗岩稀土元素成分具有较好的一致性。值得注意的是，在稀土元素配分模式图中，细粒黑云母花岗岩具有明显亏损中稀土的U型分布特征(图8)。相对于轻稀土和重稀土，角闪石和榍石对中稀土元素具有更高的分配系数(Prowatke and Klemme, 2005)，因此可以使残余熔体亏损中稀土。虽然在岩体中含量很低，但由于榍石对于稀土元素具有很高的分配系数，榍石在控制岩浆体系稀土元素含量起着更为重要的作用。例如Gromet and Silver (1983)发现尽管榍石含量只有0.65%，但包含了南加利福尼亚花岗闪长岩体中90%的中稀土和重稀土。我们的模拟结果也表明(图15)，当分离矿物相中无榍石时，残余熔体呈现无中稀土亏损的平坦式分布。只有分离相中含有少量榍石时(0.15%)，残余熔体才表现为中稀土亏损特征。这与岩相学观察现象一致，粗粒角闪黑云花岗岩中普遍出现自形-半自形的榍石(图3b)。类似地，Glazneretal. (2008)通过研究认为具有中稀土亏损特征的细晶岩熔体是从含榍石的花岗闪长岩中抽离出来的。

由于花岗质岩浆粘度大、结晶的矿物与岩浆的密度相似(Clemens and Petford, 1999)，部分学者认为花岗质岩浆不能发生大规模分离结晶作用(张旗, 2012)。然而近些年来，不同学者通过岩相学(Weinberg, 2006; Fiedrichetal., 2017)、地球化学模拟计算(Gelmanetal., 2014; Putirkaetal., 2014)、粘度模型(Bachmann and Bergantz, 2004)，均表明中酸性岩浆可以发生有效的分离结晶作用。对于花岗质岩浆，晶体-熔体的分离很有可能是粒间高硅熔体从富晶体的岩浆房中抽离的方式(晶粥模型, Bachmann and Bergantz, 2004)。Rb、Sr、Ba和REE模拟结果均表明细粒黑云母花岗岩为粗粒角闪黑云花岗岩经过大约50%～70%的分离结晶后形成的。而岩浆房中晶体结晶比例为50%～70%时，最有利于粒间演化熔体从岩浆房中抽离(Bachmann and Bergantz, 2004; Deering and Bachmann, 2010)。

根据相平衡实验，花岗岩中矿物结晶顺序与岩浆中H2O含量直接相关(Naney, 1983; Scailletetal., 2016)。例如Maale and Wyllie (1975)根据花岗岩中矿物的结晶顺序(黑云母为最晚期结晶矿物)确定Bohus岩体为贫水花岗岩体(H2O<1.2%)。虽然三股流细粒黑云母花岗岩中含水矿物少，且黑云母多为他形，但是这些特征并不能说明细粒黑云母花岗岩为贫水岩浆。这是由于细粒黑云花岗岩为近低共熔点组分，且发生岩浆的快速的冷凝(细粒结构)，各矿物近于同时结晶，因此很难判断各矿物的结晶顺序。相反，我们认为细粒黑云母花岗岩形成水饱和的条件。三股流角闪黑云母花岗岩初始熔体为富H2O熔体(H2O>6%)，因此随着早期单斜辉石、角闪石、斜长石等矿物的结晶，粒间高硅熔体(黑云母花岗岩)达到水饱和条件(Waters and Lange, 2017)。岩相学观察发现细粒黑云母花岗岩石英颗粒中发育大量的流体包裹体(图3h)，也支持细粒黑云母花岗岩形成于水饱和条件的推论。在水饱和的条件下，黑云母花岗岩熔体的液相线和固相线温差很小(<50℃)，超过50%的熔体结晶将发生在10～20℃的范围内(Whitney, 1988)，岩浆运移过程中，由于快速冷却而形成细粒结构。类似地，Water and Lange (2017)的研究认为，粒间高硅熔体发生水饱和是其形成细粒高硅花岗岩(细晶岩)，而非聚集进而喷出地表形成流纹岩的关键。

综上所述，虽然细粒黑云母花岗岩具有类似A型花岗岩的地球化学特征(富碱、高Ga/Al比值，高Zr+Ce+Nb+Y含量等)，但我们认为细粒黑云母花岗岩并非来源于贫水钙碱性花岗质岩石的部分熔融(Patio Douce, 1997)，而是钙碱性角闪黑云花岗岩岩浆演化的结果。

5.3 闪长岩脉岩石成因

穿切三股流花岗岩体的闪长岩脉具有高Mg#(0.51～0.52)，高Ni、Cr含量；高Sr、Ba，贫重稀土和Y，具有高Sr/Y比值(83.3～85.5)(图16)，为具有埃达克质特征的高镁闪长岩。关于埃达克质高镁闪长岩的成因模式有包括：加厚下地壳中含石榴石的变玄武岩部分熔融(Atherton and Petford, 1993)；玄武质岩浆在高压下分离结晶(Castilloetal., 2006)；俯冲板块熔体与上覆地幔楔的相互作用(Defantetal., 1991; Martinetal., 2005)；拆沉下地壳部分熔融产生的熔体，并与地幔橄榄岩相互作用(Kay and Kay, 1993; Xuetal., 2002)；壳源岩和幔源岩浆的混合作用(Chenetal., 2013)。

一系列的证据表明辽东半岛在约120Ma的早白垩世处于伸展构造。辽东半岛(千山、四平街)以及周围地区大量A型花岗岩都形成于120～130Ma(郭春丽等, 2004; Yangetal., 2006a)。早白垩世变质核杂岩的出现也表明其形成于拉张环境(Yangetal., 2006b; Linetal., 2011; Liuetal., 2013)，并且在早白垩纪已经发生大规模减薄(Wuetal., 2019)。因此，三股流埃达克质闪长岩脉不太可能形成于加厚下地壳的部分熔融。

三股流闪长岩脉具有明显高于辽东前寒武基底的Nd同位素组成，与同时期胶东基性岩脉(Yangetal., 2004b)和方城玄武岩(Zhangetal., 2002)具有相似的Sr、Nd同位素组成，与辽东小岭小玄武岩(Pangetal., 2015)具有相似的Nd同位素组成(图9)。这些早白垩世基性岩石均被认为起源于富集的岩石圈地幔，表明闪长岩脉同样可能起源于岩石圈地幔的部分熔融。

华北克拉中生代岩石圈幔也具有明显的不均一性。Yangetal. (2004b)认为胶东基性岩脉的同位素特征可以由富集的含角闪石-金云母辉石岩脉和相对亏损的地幔橄榄岩部分熔融形成。虽然与胶东基性岩脉具有相似的Sr、Nd同位素组成，Zhangetal. (2002)则认为方城玄武岩不能由典型地幔组分混合解释，而是形成于来源于老的岩石圈地幔的玄武质熔体与壳源熔体相互作用后形成，Sr-Nd-Pb同位素表明可能需要20%～50%的壳源熔体加入。类似地，辽东小岭玄武岩也被认为具有不同程度地壳物质的混染(Pangetal., 2015)。因此似乎华北克拉通早白垩世的富集岩浆石圈地幔应该具有比这些基性岩浆更加亏损的同位素的特征。Yangetal. (2004a)认为古道岭I型花岗岩中闪长质包体来于富集岩石圈地幔的部分熔融，并且未受明显地壳物质混入。因此其同位素组成被认为代表富集岩石圈地幔的特征。三股流闪长岩脉的Sr、Nd同位素组成位于富集岩石圈地幔与基底岩石之间，指示明显地壳物质的加入。另外，三股流闪长岩脉与辽东早白垩世千山A型花岗岩中的镁铁质暗色包体(MME)具有相似的同位素组成(图9)。一系列证据表明，千山A型花岗岩的MME是壳幔岩浆混合成因(Yangetal., 2006a)。综上，与千山MME类似，我们认为三股流闪长岩脉很有可能同样来源于富集岩石圈地幔的玄武质岩浆与壳源花岗岩质岩浆发生混合作用的结果。

三股流闪长岩的高Mg、高Sr和高Sr/Y比值，以及高Ni、Cr含量，这些地球化学特征可以合理地用壳幔岩浆混合模式进行解释。大离子亲石元素(如Sr)来自于富集地幔部分熔融形成的玄武质岩浆(Sr可达1600×10-6，Chenetal., 2013)。同时，富集地幔部分熔融形成的玄武质熔体也很有可能具有富水特征(Groveetal., 2002)，这也解释了闪长岩脉中大量出现的自形角闪石。高Ni、Cr含量同样可能来自于玄武质岩浆(Chenetal., 2013)。

5.4 成因模式

辽东半岛广泛发育中生岩浆岩，成岩时代主要集中在～210Ma、～160Ma和～125Ma(吴福元等, 2005; Yangetal., 2012)，并以早白垩世岩侵入岩分布最广。由于太平洋板块的俯冲，中国东部在早白垩处于伸展构造背景。一系列证据包括：出露于辽南的早白垩世变质核杂岩(120～110Ma; Yangetal., 2006b)，以及中国东部广泛发育的早白垩世(120～130Ma, 郭春丽等, 2004)A型花岗岩，如大兴安岭地区的巴尔哲、卧都河，张广才岭地区的白石磊子、青阳崴子等，燕辽造山带中的雾灵山、甲子山等，以及辽东地区的千山和四平街岩体(Yangetal., 2006a)。

因此，辽东半岛早白垩世的岩浆活动很可能与古太平洋板块俯冲引起的岩石圈减薄作用有关(Yangetal., 2003; Gaoetal., 2004; Wuetal., 2005a, 2019)。由于大规模的减薄作用引起富集的岩石圈地幔发生部分熔融，形成的玄武质岩浆底侵下地壳，引起中下地壳古元古代变基性岩和辽河群变中性岩的部分熔融，形成三股流角闪黑云花岗岩。华北地区早白垩世发生基性岩浆底侵的证据有：(1)新生代汉诺坝玄武岩中下地壳镁铁质麻粒岩的形成时代为120～140Ma，被认为是早白垩世基性岩浆底侵下地壳形成镁铁质堆晶岩，再经麻粒岩相变质作用形成的(Fanetal., 1998)，是基性岩浆底侵下地壳的直接证据。(2)华北板块早白垩世岩浆岩的锆石Hf同位素组成变化范围极大(从-50到正值)，指示华北板块早白垩世岩浆活动为古老下地壳的再活化，并有新生地壳物质的加入(Zhangetal., 2013)。

变基性岩中含水矿物(黑云母、角闪石)的分解是三股流花岗岩母岩浆中H2O的主要来源。早期不含水矿物(如单斜辉石；图3b)的结晶使得岩浆中的H2O含量进一步升高。当岩浆的H2O含量≥6%时，形成了三股流似斑状角闪黑云花岗岩。并且部分底侵的玄武质岩浆同花岗质岩浆一起向上运移至地壳浅部。在此过程中，玄武质岩浆不断向花岗质岩浆提供热量，因而花岗质岩浆可以发生充分的结晶分异作用，分离的矿物相包括角闪石、斜长石、钾长石、黑云母、石英，以及榍石、磷灰石、褐帘石、锆石等副矿物。当岩浆结晶程度为50%～70%时，粒间高硅熔体从富晶体的岩浆房中抽离出来。并且由于岩浆演化而发生水饱和(图3h)，粒间高硅熔体快速结晶形成细粒黑云母花岗岩。同时，底侵的玄武质岩浆(富Sr)与花岗质岩浆发生一定程度的混合作用，形成了同期埃达克质高镁闪长岩脉。