华北克拉通北缘晚古生代尚义钾质花岗岩的成因分析: 来自岩石地球化学的证据

李孟江，陈衍景，张 莉

(1.中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2.北京大学 地球与空间科学学院, 北京100871; 3.中国科学院 研究生院, 北京 100049)

0 引 言

在华北克拉通北缘内蒙古隆起的太古宙-古元古代结晶基底中, 存在大量晚古生代的中酸性侵入体, 其主要岩性为片麻质的闪长岩-花岗闪长岩, 侵位时代从石炭纪到二叠纪, 呈现出东西向分布大致平行于华北克拉通北缘边界[1–3]。研究者[4–6]认为该晚古生代岩浆活动与古亚洲洋板块向华北克拉通俯冲形成的安第斯型活动陆缘背景有关, 二叠纪末期岩浆岩偏向富钾质表明该区域古生代末开始转化为后造山背景。然而, 目前对华北克拉通北缘的这些中酸性侵入岩的研究主要集中在年代学方向[2,3,5,7,8],成因研究很少[9–10], 因此本文对尚义-赤城古断裂中发育的晚古生代(未公开发表资料)的钾质花岗岩进行成因分析, 为研究古亚洲洋和华北克拉通构造演化提供新的思路。

1 区域地质背景

华北克拉通北缘中段是我国重要的前寒武纪地区, 主要由太古宙-古元古代的变质基底、未变质盖层和不同时期的各类侵入体组成。其中, 变质基底由太古宙-古元古代的单塔子杂岩、崇礼群、怀安杂岩、孔兹岩系以及红旗营子杂岩构成; 各类侵入体则包括古元古代末期未变质的辉长岩-闪长岩-斜长岩-碱性花岗岩-环斑花岗岩组合、晚古生代-中生代的基性-超基性侵入体组合和闪长质-花岗质侵入体;未变质盖层多为中生代火山岩和火山沉积岩以及中元古代到古生代的沉积盖层[11–12]。以尚义-赤城断裂为界, 华北克拉通北缘中段可以被划分为两大构造单元, 断裂以北为内蒙古隆起, 主要分布着古元古代红旗营子杂岩以及晚古生代的基性-超基性侵入体和闪长质-花岗质侵入体; 以南为燕山台褶带, 分布着太古宙崇礼群、单塔子杂岩、怀安杂岩和古元古代孔兹岩系以及中元古代到古生代未经受变质的沉积盖层[11,13,14]。尚义-赤城断裂带之中分布着变质玄武岩(斜长角闪岩)、堆晶辉长岩、堆晶辉石岩、奥长花岗岩(TTG)、包括斜长橄榄岩在内的超镁铁岩、条带状硅质岩和蛇纹石大理岩, 这些岩石多呈无根的岩块分布于断裂带内, 王仁民等[15]将断裂带岩石组合命名为“尚义杂岩”。钾质花岗岩主要位于尚义-赤城断裂带中尚义县西梁村和豆腐窑村, 部分位于黄土窑村附近并与奥长花岗岩伴生(图1)。

图1 尚义黄土窑地质简图Fig.1 The geological sketch map of Huangtuyao, Shangyi

2 样品采集和分析方法

钾质花岗岩产于尚义杂岩中, 在豆腐窑村北可见基性岩与钾质花岗岩野外共生, 表现为钾质花岗岩中含基性岩包体(图 2a)。在西梁村和黄土窑村可见新太古代[16]的奥长花岗岩与基性岩及钾质花岗岩共生(图2b、图2c)。本研究采集钾质花岗岩、基性岩和奥长花岗岩样品进行了实验分析。

钾质花岗岩岩性为含钾长石斑晶黑云母钾长-二长花岗岩, 呈粉红色, 眼球状深熔斑状结构(图2d), 块状构造。矿物组合为钾长石(50%～60%)、斜长石(10%～20%)、石英(20%～30%)、黑云母(～5%)及少量绿帘石、单斜辉石(均不超过 5%), 副矿物为锆石、磁铁矿、钛铁矿和磷灰石等。斑晶为钾长石(主要条纹长石)约40%, 粒度3～7 mm, 自形-半自形柱状。基质矿物为斜长石+石英+黑云母+少量钾长石+少量单斜辉石+少量磁铁矿, 其中, 斜长石粒度为0.4～1.4 mm, 半自形柱状; 石英粒度较小, 他形粒状集中于斑晶边缘; 黑云母呈扭曲片状分布于长石的颗粒边界构成眼球状结构的边缘; 基质钾长石主要为条纹长石, 粒度为 0.5～1.0 mm, 半自形柱状;单斜辉石和绿帘石呈小颗粒脉状、串珠状分布于黑云母和钾长石周围。薄片中可见奇怪的线状挤压破裂(图 2e)。

基性岩(图2f)呈全晶质中-细粒结构, 块状构造,矿物组合为黑云母(25%～30%)、斜长石(40%～50%),角闪石(10%～15%), 钾长石(5%～10%), 少量单斜辉石、绿帘石、石英和磁铁矿等。黑云母粒度为0.5～2.5 mm, 自形-半自形片状; 斜长石粒度0.5～1.0 mm,自形-半自形柱状; 角闪石粒度 0.4～1.0 mm, 他形粒状于黑云母周围; 钾长石粒度约0.5 mm, 半自形。单斜辉石和绿帘石粒度小(0.1～0.3 mm), 他形粒状分布于黑云母和角闪石边缘。豆腐窑的基性岩体底部可见堆晶状的基性岩石(图2g)。

奥长花岗岩(图 2h)呈灰白色, 中粒全晶质结构,块状构造, 组成矿物为石英(～40%)、斜长石(50%～60%)及少量暗色矿物磁铁矿等。石英粒度 1～3 mm,半自形粒状。斜长石粒度1～3 mm, 半自形柱状。

样品的主元素和微量元素测试分析均在中国核工业部北京地质三所完成。

主元素分析: 用坩锅称取2 g样品, 放入马弗炉中烘烤后, 将样品直接放入干燥器中, 最后称量计算。用碱熔法进行: 将0.4 g岩石样品粉末和1 g偏硼酸锂及 3 g四硼酸锂混合, 在高频炉上加热到1100 ℃维持 4 min, 混合均匀, 形成均质玻璃体,然后在飞利浦PW2404 X射线荧光光谱仪上分析。采用XRF方法进行的主元素测试精度高于1%。

基性岩微量元素测试溶液制备使用普通酸溶法:将样品置于烘箱中, 于105 ℃烘干1～2 h; 从烘箱中取出样品, 置于干燥器内冷却至室温。准确称取样品100 mg于美国Savillex公司带盖密闭Teflon溶样器中, 缓慢加入0.5 mL的高纯硝酸, 2.5 mL的高纯氢氟酸(如样品含有机质, 可加入 0.5 mL高氯酸,旋紧瓶盖, 轻轻摇匀; 将 Teflon瓶置于电热板上,于 120 ℃加热 6 d; 开盖, 在电热板上于 140 ℃将溶液蒸干, 缓慢加入0.5 mL的高纯高氯酸, 在电热板上于 140 ℃将溶液蒸干, 趁热加入 1 mL高纯硝酸, 约3 mL高纯水, 旋紧瓶盖, 于120 ℃加热提取盐类1 d。将提取液稀释于PET(聚酯)瓶中(PET瓶先用1∶1硝酸浸泡24 h, 再用去离子水清洗, 最后用超纯水清洗, 烘干), 溶液为 2%的硝酸, In 内标为40 ng/g, 稀释因子为1000。花岗岩微量元素分析采用高压釜酸溶法进行: 将样品置于烘箱中, 于105 ℃烘干 1～2 h; 从烘箱中取出样品, 置于干燥器内冷却至室温; 准确称取约100 mg样品于聚四氟乙烯杯中, 分别加入0.5 mL HNO3, 2.5 mL HF, 盖上盖子, 在微波振荡器(125 V)振荡10 min, 敞开盖子,在 150 ℃的电热板上预溶、蒸干; 再加入 0.5 mL HNO3, 2.5 mL HF, 盖上盖子, 杯子外套上热缩管,置于高压釜内, 于200 ℃烘箱中加热72 h; 从烘箱中取出高压釜, 放置冷却后, 取出聚四氟乙烯杯,在杯内加入 0.5 mL HClO4, 在电热板上加热蒸干,加入1 mL HNO3, 少量(约1 mL)高纯水, 盖好, 重新套上热缩管, 置于高压釜内, 于 150 ℃烘箱中加热提取12 h以上; 冷至室温转移到清洗干净的聚酯瓶中(称重转移), 加入 1 mL 1 μg/g In内标, 稀释至40 g左右, 摇匀备测。微量元素分析仪器为Finnigan MAT制造的 HR-ICP-MS, 测试方法遵循DZ/T0223-2001(电感耦合等离子体质谱方法通则),标样为国家标准样品GSD-1、GSD-6以及GSR-1。ICP-MS方法进行微量元素和稀土元素的测试精度在5%～10%以内。

为有代表性, 本文选取远离三种岩石接触带的钾质花岗岩(0501-8和 0502-1)、基性岩(0615-3和0617-3)和奥长花岗岩(0616-3、60901-13和60901-3-3)的化学分析结果见表1。

图2 钾质花岗岩、基性岩和奥长花岗岩野外照片和岩相图Fig.2 Field photographs and micro-petrography of potassic granite, basite and trondhjemite

表1 样品的主元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果Table 1 Major (%) and trace elements (μg/g) compositions of samples

图3 钾质花岗岩、基性岩和奥长花岗岩的铝饱和指数(a)、K2O-SiO2 (b)和Na2O-K2O图解(c)Fig.3 A/NK-A/CNK (a), K2O-SiO2 (b) and Na2O-K2O (c) diagrams of potassic granite, basite and trondhjemite

3 分析结果

钾质花岗岩的SiO2为65.69%～70.9%, K2O/Na2O为0.85～1.75, K2O+Na2O为7.22%～9.14%,δ(里特曼指数)为2.30～2.99, Al2O3中等，为13.58%～15.09%,A/CNK(铝饱和指数)为0.89～0.93, A/NK为1.15～1.51,在 K2O-SiO2图中样品落入高钾区域, 属于高钾偏铝质钙碱性系列(图3a、图3b), 在Na2O-K2O图中, 落入到I型花岗岩区域(图3c), Mg#比值高(43～46)。稀土含量中等, ∑REE为 110～180 μg/g, 轻重稀土中等分异, (La/Yb)N为16.8～23.0, 稀土分布模式表现出相对平缓的右倾曲线, 轻稀土富集, 重稀土略亏损,La为 27.1～42.6 μg/g, Yb 为 1.09～1.25 μg/g, 轻微的负 Eu异常(δEu为 0.88～0.99)。富集大离子亲石元素 Rb (57.9～155 μg/g)、Ba (1185～1606 μg/g)和轻稀土, Nb、Ta、Ti负异常, 同时富集地幔元素 Cr(97.8～135 μg/g)(详见图4)。钾质花岗岩显示出TTG的稀土分布模式和 LILE特征, 同时富集地幔元素Cr表明地幔物质的贡献, 暗示钾质花岗岩与地壳和地幔物质成因相关。

基性岩 SiO2为 51.32%～53.11%, K2O/Na2O为0.75～0.80, K2O+Na2O为6.10%～6.44%,δ为3.68～4.98, 属于碱性岩类, 富 Al2O3(15.59%～17.20%),A/CNK在0.81～0.85之间, A/NK在1.83～1.90间,属于偏铝质系列(图 3a), K2O-SiO2图解中显示为高钾岩类(图3b), 富Mg (MgO平均为4.34%, Mg#值平均 47)。稀土元素富集, ∑REE 为 135～210 μg/g, 轻重稀土分异程度低, 稀土分布模式表现为平缓的右倾曲线, (La/Yb)N为12.3～13.5, 轻稀土富集, La为23.1～36.5 μg/g, 重稀土略亏损, Yb 为 1.15～2.00 μg/g,轻微的正Eu异常(δEu为1.06～1.09), 富集大离子亲石元素 Rb (52.8～66.0 μg/g)、Sr (1117～1484 μg/g)、Ba (1404～1514 μg/g), Nb、Ta、Ti轻微负异常同时富集地幔元素(Cr 52.5～103 μg/g)(图4)。基性岩富Na、Mg、Al、Ti、Sr且显示轻微正 Eu异常, 稀土含量高而轻重稀土分异程度低, 推测其来源为富集地幔。基性岩与钾质花岗岩Nd同位素接近以及演化线一致表明两者为同源岩浆, 且基性岩的亏损地幔年龄早于钾质花岗岩的暗示出了两者演化的先后关系(表 1, 图 5)。

奥长花岗岩 SiO2含量 65.55%～73.35%,K2O/Na2O比值为0.51～0.80, K2O+Na2O为4.51%～5.47%,δ为0.80～1.23, Al2O3含量较低, 为12.70%～13.77%, A/CNK在0.80～1.19之间, A/NK在1.59～2.19之间, 属于偏铝质钙碱性岩类(图3a), K2O-SiO2和Na2O-K2O图解中显示出中钾的I型花岗岩(图3b、图3c), Mg含量变化大(0.11%～2.27%)。稀土含量低,∑REE 平均 65.0 μg/g, La为 6.76～22.3 μg/g (平均15.89 μg/g), Yb 含量变化大, 为 0.16～2.76 μg/g (平均1.04 μg/g), 因而轻重稀土分异程度明显变化, (La/Yb)N为5.45～78.4(平均10.3), 明显负Eu异常到正Eu异常(δEu 0.79～4.24, 平均为 1.26)。Rb 平均 47.5 μg/g, Sr平均 350 μg/g, Ba平均 499 μg/g, Nb、Ta、Ti强烈负异常 (图 4)。较之钾质花岗岩和基性岩, 奥长花岗岩SiO2、Na2O含量高, 稀土含量、地幔元素Cr和大离子亲石元素含量低, 轻重稀土分异程度变化大。

图4 尚义花岗岩的稀土元素球粒陨石分布模式和微量元素原始地幔蛛网图Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spidergrams of the Shangyi potassic granite, basite and trondhjemite

图5 尚义钾质花岗岩和基性岩的Nd同位素组成及亏损地幔演化线(T锆石资料待刊)Fig.5 Nd isotopic compositions of Shangyi potassic granite and basite.Also shown is the evolution line of the depleted mantle

4 讨 论

尚义钾质花岗岩与基性岩共生(图2a), Nd同位素显示两者为同源岩浆关系且钾质花岗岩演化应晚于基性岩(图5), 同时钾质花岗岩与新太古代奥长花岗岩共生, 表明钾质花岗岩与基性岩、奥长花岗岩成因相关。笔者从基性岩体到钾质花岗岩进行了系统采样, 发现从基性岩体到钾质花岗岩呈现渐变过渡, 表现为矿物粒度增大和钾长石含量增加、暗色矿物减少, 同时在豆腐窑的基性岩体底部发现了呈堆晶状的基性岩(图 2g), 认为是基性岩浆分异结晶形成的堆晶辉长岩的退变产物, 因此有理由相信基性岩与钾质花岗岩为同源岩浆演化产物。钾质花岗岩、基性岩的主元素、稀土元素与SiO2呈现负相关关系, 说明钾质花岗岩的形成与基性岩浆分离结晶有关, 同时两者的 MgO与 CaO、 Fe2O3T、TiO2正相关(相关系数分别为0.93、0.98、0.99), TiO2与 FeOT正相关(相关系数为0.99), CaO与Al2O3、TiO2正相关(相关系数分别为0.98、0.96)暗示角闪石、钛铁矿、斜长石和榍石参与了分离结晶。根据钾质花岗岩的Sr、Yb含量推断其形成压力为中压-较高压, 残留相为斜长石+石榴子石+角闪石+辉石组成的麻粒岩相[18–19]。基性岩稀土含量、大离子亲石元素(Ba、Sr)高于钾质花岗岩, Cr含量低于钾质花岗岩, 排除了单独的基性岩浆分离结晶产生钾质花岗岩浆的可能,钾质花岗岩的高 K2O/Na2O 比值(0.85～1.75)和高Rb/Sr比值(0.10～0.56)反映岩浆同化了上地壳物质,钾质花岗岩含有古老锆石的残核(未发表资料)也表明其形成有古老陆壳物质的加入。研究者们[2,5,10]对华北克拉通北缘其他地区的晚古生代花岗岩类进行了成因研究, 也指出这些花岗岩类形成中遭受了古老陆壳物质的同化混染。再结合钾质花岗岩与基性岩、奥长花岗岩的野外关系和微量元素图解中三者的过渡关系, 本文中采用模拟计算方法推演钾质花岗岩与基性岩、奥长花岗岩的成因关系。在地球化学模拟计算过程中, 原始岩浆的成分至关重要, 本文中挑选出远离基性岩与钾质花岗岩接触带, 组成矿物无明显定向同时SiO2、K2O含量最低, Fe2O3T、MgO、MnO含量最高的基性岩(0615-3和0617-3)作为原始岩浆。为了方便分析, 对钾质花岗岩、基性岩和奥长花岗岩取其化学成分的平均值, 编号为K-G、J-M和P-G。

表2 AFC模式微量元素(μg/g)计算结果Table 2 Trace element results calculated using the AFC model

4.1 AFC模式(同化混染和分离结晶作用联合模型)

钾质花岗岩AFC模式计算假定围岩同化量与岩浆分离结晶量呈固定比例关系, 采用 Donald[20]的计算公式:

其中、C0、Ca分别代表产生的岩浆、母岩浆和围岩中元素浓度,F代表残余熔体比例,r代表同化物质量与分离结晶量的比值。

ma代表同化物质的量,mc代表分离结晶的量。

考虑到岩石受蚀变风化可能造成主元素分析失真, 笔者在对钾质花岗岩AFC模式计算中使用微量元素, 以基性岩浆作为母岩浆, 奥长花岗岩作为同化围岩, 不同矿物的分配系数采用 Teixeira[21]中数据, 得出分离结晶矿物组合为单斜辉石(16.45%)+角闪石(34.54%)+斜长石(37.01%)+磁铁矿(4.11%)+石榴子石(2.47%)+榍石(1.32%)+钛铁矿(4.11%),r在0.09～0.12之间取0.1,F在50%～70%之间取60%,发现计算结果成分与实际钾质花岗岩中大多数微量元素(Ni、Co、V、Rb、La、Ce、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Er、Yb、Lu)和 K最接近, 表 2列出计算结果, 并用这些微量元素作出蛛网图(图 6)。r取其他值时未能找到比r=0.1使更多微量元素吻合的F值, 因此笔者认为采用r=0.1,F=60%, 分离结晶矿物相为单斜辉石+角闪石+斜长石+磁铁矿+石榴子石+榍石+钛铁矿来模拟钾质花岗岩 AFC过程是合适的。Cr和Sr元素的计算结果较之实际值相差较大,其中钾质花岗岩中 Cr含量(116 μg/g)高于计算值(32.3 μg/g), Sr含量(424 μg/g)却远低于计算值(1332 μg/g)。已知分离结晶的主要的矿物相中, 只有在斜长石中Cr的分配系数小于1, Sr的分配系数大于1[21],说明斜长石对于钾质花岗岩浆的形成至关重要。要产生高Cr和低Sr的计算结果: ①要求分离结晶相中尽量少含有除斜长石外的其他矿物; ②分离结晶相对同化物质量比例高, 即r值低; ③合适的残余熔体F值。在r=0.1前提下考虑①②两种理想条件, 计算发现并不存在同时满足残余岩浆Cr和Sr吻合的F值(表3), 并且与其他微量元素的吻合F值也不一致,因此仅依靠基性岩浆和奥长花岗岩的AFC过程不能解释钾质花岗岩的高Cr和低Sr问题, 猜测钾质花岗岩后期还受到了低压下地幔脱气形成的高 Cr低 Sr流体的再次灌入, 样品0502-1中出现的线状挤压破裂脉支持了这种猜测(图2e)。

图6 AFC模式计算结果与钾质花岗岩对比图解Fig.6 Comparison of AFC modelling results calculation and the potassic granite

表3 AFC模式计算中Cr和Sr元素吻合的F值及分离结晶矿物Table 3 Fractional crystallization minerals and F-values for Cr and Sr in AFC model calculation

表4 FCA模式计算中与钾质花岗岩微量元素吻合的R值和F值Table 4 R-value and F-value for trace element FCA modelling

4.2 FCA模式(同化混染和分离结晶作用分离模式)

上述AFC模式计算是建立在同化物质量和分离结晶量呈固定的比例关系基础上的[20,22]。但是, 同化作用不一定要与分离结晶有关, 同化物质也可作为一种端元物质表现为一种熔体混合模式[23],可以解释为简单的两端元混合过程, 例如在有定期岩浆补充情况下岩浆库的同化和分离结晶可以是独立的[24–25]。这种情况下需考虑FCA模式, 即同化混染和分离结晶作用分离模式。本文钾质花岗岩FCA模式计算中以基性岩浆作为母岩浆, 奥长花岗岩作为同化围岩, 采用Cribbet al.[26]的元素浓度计算公式:

Ma和Mc分别代表较之原始岩浆同化物质的比例和分离结晶损失物质的比例,,Cf为分离结晶形成岩浆中的元素浓度,F代表残余岩浆比例。

本研究 FCA模式计算采用迭代法, 运用Ersoy[27]设计的 Excel工具计算, 得出多组与钾质花岗岩较为吻合的结果, 即有多组R和F值产生与钾质花岗岩相近的成分(表4, 图7)。FCA模式与ACF模式区别在于其未限定出围岩同化与分离结晶之间存在固定比例关系, 故计算具多解性。从表 4中看出R与F表现出正相关关系, 同化比值与残余岩浆量保持某种比例时可产生相似的岩浆成分, 暂时无法确定哪组数值可以较真实地反映钾质花岗岩FCA过程, 因此本文中FCA模式计算无法定量解释钾质花岗岩浆演化, 但可以确定钾质花岗岩的形成与基性岩浆的分离结晶作用和奥长花岗岩同化混染作用有关。

图7 FCA模式计算结果与钾质花岗岩吻合图解Fig.7 Diagrams showing the consistents between FCA modelling results and the potassic granite

4.3 钾质花岗岩的成因分析

以基性岩浆为母岩浆, 奥长花岗岩为同化围岩,通过 AFC模式计算得出分离结晶组为单斜辉石(16.45%)+角闪石(34.54%)+斜长石(37.01%)+磁铁矿(4.11%)+石榴子石(2.47%)+榍石(1.32%)+钛铁矿(4.11%),r=0.1,F=60%条件下得出与钾质花岗岩很吻合的微量元素含量, 通过FCA模式计算得出了多组R-F值下的微量元素结果与钾质花岗岩相近, 因此本文解释钾质花岗岩的成因为幔源基性岩浆分离结晶并且同化混染早期奥长花岗岩形成。

Lópezet al.[28]实验模拟了镁铁质岩浆侵入到英云闪长质地壳发生的反应, 指出原来溶解于镁铁质熔体中的H2O和K在熔体与英云闪长质围岩相互作用时会转移到新生熔体中。尚义钾质花岗岩中 K2O含量和 K2O/Na2O比值高于基性岩和奥长花岗岩,基性岩中的K2O含量和K2O/Na2O比值又高于奥长花岗岩, 因此笔者认为钾质花岗岩中富钾质不仅与基性岩浆的 K迁移有关, 还与同化混染过程中优先提取围岩钾有关。同时在考虑了各种理想条件下,仍然无法计算出Cr和Sr含量与钾质花岗岩吻合的一致F值, 也无法与其他微量元素吻合, 因此仅用上述模式不能解释钾质花岗岩高Cr和低Sr问题, 笔者认为可能与低压条件下的地幔脱气作用形成的高Cr低Sr流体再次灌入有关。

4.4 钾质花岗岩的地质意义

尚义晚古生代钾质花岗岩的成因研究为制约古亚洲洋的活动提供了新的思路, 其地球化学特征所象征的与壳源物质和幔源物质间的成因联系, 可能反映了俯冲带与地幔作用的产物。在花岗岩的Rb-(Y+Nb)和Nb-Y构造环境判别图解中, 尚义晚古生代钾质花岗岩落到岛弧花岗岩区域(VAG), 意味着尚义钾质花岗岩形成于岛弧环境, 与冀北位于尚义-赤城-隆化断裂中其他地区的晚古生代花岗岩类一致[10](图8), 表明华北克拉通北缘在晚古生代时为活动大陆边缘[2,3,5,6,8,9]。受晚古生代古亚洲洋板块向华北克拉通俯冲影响, 华北克拉通北缘内蒙古隆起为活动大陆边缘弧, 尚义-赤城-隆化古断裂带再次活化[1,3], 诱发岩浆侵位产生了钾质花岗岩。

图8 尚义钾质花岗岩Nb-Y和Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解(据Pearce et al.[29])Fig.8 Nb-Y and Rb-(Y+Nb) diagrams for discriminating tectonic settings of the Shangyi potassic granite

5 结 论

(1)尚义钾质花岗岩产于华北克拉通的北缘中段,岩性为眼球状黑云母钾长-二长花岗岩, 地球化学特征表现为富钾、偏铝质、钙碱性的I型花岗岩, 富集LILE、LREE和富集地幔元素Cr, Nb、Ta、Ti负异常, 表明钾质花岗岩成因与壳源和幔源物质有关。通过地球化学分析认为钾质花岗岩为幔源基性岩浆分离结晶并且同化混染早期奥长花岗岩围岩形成的。

(2)晚古生代时受古亚洲洋板块向华北克拉通俯冲影响, 华北克拉通北缘为活动大陆边缘, 尚义-赤城古断裂再次活化并诱发岩浆侵位产生了钾质花岗岩。

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