华北克拉通北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩：特征、时代及成因初探*

范文博 姜能 翟明国 胡俊

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 7100692. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

淡色花岗岩指暗色矿物含量十分低(<5%)的花岗岩类型，其主要由石英、钾长石和富钠的斜长石组成，并多含有白云母，可出现电气石、石榴石等过铝质矿物。淡色花岗岩中暗色矿物如有出现，则以黑云母为主，很少出现角闪石及其它暗色矿物。与矿物组成对应，淡色花岗岩还显示高SiO2、富碱、过铝质、贫Fe、Mg、Ca、Ti、REE等地球化学特征，其中过铝质的特征最为明显(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Barbarin, 1996; 吴福元等, 2015)。通常认为，淡色花岗岩是大陆碰撞造山带中最为标志性的花岗岩类型，其形成与加厚地壳内沉积物的部分熔融有关(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987)，亦即通常所认为的“同碰撞S型花岗岩”，以喜马拉雅淡色花岗岩最为典型(Harrisetal., 1986; Pitcher, 1983, 1997; Barbarin, 1990, 1999; Winter, 2001)。对喜马拉雅淡色花岗岩的进一步研究表明，它们主要形成于早-中中新世，在古新世、始新世也有少量发现，表明其主要形成于后碰撞造山阶段，但在同碰撞阶段也可出现(Sylvester, 1998; Moetal., 2007; 吴福元等, 2015; Weinberg, 2016; Maetal., 2017)。因此，淡色花岗岩仍被认为是一种具有特殊成因与构造指示意义的花岗岩类型。

虽然变沉积岩的脱水熔融或水致熔融被认为是淡色花岗岩形成的主要机制，而源区物质组成及熔融条件的不同，则会对其岩石成分和地球化学特征产生一定影响(Le Fort, 1981; Scailletetal., 1995; Patio Douce and McCarthy, 1998; Sylvester, 1998; Patio Douce, 1999; Gaoetal., 2017)，但一些最新的研究却发现准铝质岩石的分离结晶作用也可形成此类岩石(Liuetal., 2014; Wangetal., 2014; Maetal., 2017; Huetal., 2018)。一些研究者甚至认为淡色花岗岩可能仅是岩浆高度分异的产物，其源岩未必是变沉积岩，强调岩浆分离结晶作用等后期演化过程在其成因中的主导作用(Wuetal., 2004; 吴福元等, 2015, 2017; Liuetal., 2016)。此外，淡色花岗岩也可能与Li-F花岗岩、稀有金属花岗岩等存在相关性(Грабежев和叶德隆, 1984; Ballouardetal., 2016; 赵振华, 2016)，最新研究发现一些喜马拉雅淡色花岗岩也具有一定的成矿潜力(王汝成等, 2017)。由此可见，淡色花岗岩成因及地质内涵，仍然是地质学研究中一个十分有意义的问题。

显生宙时期，受古亚洲洋板块俯冲-碰撞、古太平洋板块俯冲-后撤过程的影响，华北北缘发育了大量不同时代、多种类型的花岗岩，对此已开展了大量研究工作。花岗岩的类型、源区性质及伴生岩石组合，也已成为认识区域深部物质构成与地质演化过程的重要载体(刘红涛等, 2002; Fanetal., 2017; 范文博, 2017)。然而，对于区域发育的少量具有“淡色花岗岩”特征的岩石，则很少关注，一些学者甚至认为华北北缘缺少典型的“同碰撞S型花岗岩”(张拴宏等, 2010; Jianetal., 2010; Zhangetal., 2014; Songetal., 2015)，虽然研究区不乏零星的、与喜马拉雅淡色花岗岩类似的二云母或白云母花岗岩的报道，其中一些还含有石榴石(王季亮等, 1994; 孙景贵和连长云, 1997; 刘建忠等, 2000; 刘红涛等, 2002; 张臣和韩宝福, 2004; 孟庆鹏等, 2013)。鉴于此，本文以麻地岩体为例，结合已有资料，总结并系统论证华北北缘存在着以含石榴石二云母或白云母花岗岩为代表的典型淡色花岗岩，并进一步对它们的特征、形成时代及成因予以探讨，以同步促进对研究区地质演化与此类岩石成因的认识。麻地淡色花岗岩铌钽铁矿族矿物的发现，也为探索华北北缘淡色花岗岩的稀有金属成矿潜力与其控制因素提供了条件。

图1 华北克拉通北缘显生宙岩浆岩及含石榴石淡色花岗岩的区域分布(a、b)及麻地岩体区域地质简图(c)(据Fan et al., 2017修改)图b中主要含石榴石淡色花岗岩岩体名称用下划线标注Fig.1 Distribution of the Phanerozoic igneous rocks and garnet-bearing leucogranites in the northern margin of NCC (a, b) and sketch geological map of the Madi pluton (c) (modified after Fan et al., 2017)The names of the recognized leucogranites are underlined in Fig.1b

1 地质背景

华北克拉通位于中国东部，北依中亚造山带，南邻秦岭-大别造山带，是组成中国大陆的古老陆块之一(图1a)。它主要由早太古代至早元古代的结晶基底以及覆盖其上的沉积盖层组成。显生宙时期，华北克拉通南、北、东三个方向分别受到了古特提斯洋、古亚洲洋及古太平洋板块俯冲相关过程的影响，形成了大规模的岩浆活动。其中，华北北缘显生宙的岩浆活动主要集中在早石炭世-晚三叠世、早侏罗世-早白垩世两个时期。前者呈东西向展布于华北北缘，后者则局限于东部地区(图1b)，二者之间则存在着明显的岩浆宁静期，可能分别与古亚洲洋、古太平洋板块向华北深部的俯冲及之后的相关过程有关(Fanetal., 2017; 范文博, 2017)。花岗质岩石是华北北缘显生宙火成岩的重要组成，对此前人已做了大量研究工作。然而，对于华北北缘是否存在与“碰撞造山”有关的淡色花岗岩，一直存在认识分歧。在华北北缘疑似淡色花岗岩的相关报道中，含富铝矿物石榴石的白云母花岗岩或二云母花岗岩，可能是最具淡色花岗岩特征的岩石，如麻地、圪臭山、十棚、后淖、卢家营、哈大图、江家、遥林、放牛沟等(图1b、表1)(孙景贵和连长云, 1997; 刘建忠等, 2000; 张臣和韩宝福, 2004; 孙德有等, 2005; 王秀萍等, 2005; 王鑫琳等, 2007; Zhangetal., 2008; 赵庆英, 2010; Caoetal., 2013; 郑坤, 2016)。相比于区域其它中酸性侵入体，此类岩石无论是岩体数量，还是单个岩体的出露面积均相对有限，这也可能是其未受重视的原因之一。

位于冀东兴隆地区的麻地花岗岩，是华北北缘一例典型的含石榴石花岗岩侵入体。它既有华北北缘此类岩石的一般特征，又显示一定的特殊性(详见后文论述)。此岩体出露于兴隆县麻地-花市一带，呈孤立的岩株状侵入区域太古代变质岩之中，出露面积约5km2(图1c)。岩性以灰白色含石榴石白云母二长花岗岩为主，中细粒或似斑状结构，块状构造(图2)。本文对其采样并进行了详细的研究。所采样品均来自新近人工开凿的露头，样品十分新鲜，因此能够很好地代表岩石本身的特征(图2a, b)。

图2 麻地含石榴石淡色花岗岩野外(a、b)及显微照片(c-h)(a)淡色花岗岩以岩体状产出；(b)灰白色含石榴石淡色花岗岩及其中的铌钽铁矿等矿物集合体；(c)似斑状结构(正交偏光)；(d)中细粒结构(正交偏光)；(e)白云母(正交偏光)；(f)石榴石(单偏光)；(g)黄玉及其中的十分发育的包裹体(正交偏光与单偏光)；(h)富锰铌铁矿(背散射). 矿物缩写：Q-石英；Ab-钠长石；Kfs-钾长石；Mic-微斜长石；Ms-白云母；Grt-石榴石；Toz-黄玉；Col铌铁矿Fig.2 Outcrop (a, b) and microscopic (c-h) photographs of the Madi garnet-bearing leucogranite

2 分析测试方法

锆石单矿物分选委托河北廊坊物化探实验室完成。锆石制靶及LA-ICP-MS U-Pb定年均在武汉上谱分析科技有限公司完成。分析之前，分别拍摄了透射、反射及阴极发光图像，以帮助选取合适的分析点位。分析过程中，激光束斑直径约为32μm，采用锆石标样91500进行同位素分馏校正，采用ICPMSDataCal10(刘勇胜, 2014)离线处理数据，积分时长选择为30秒。锆石U-Pb数据投图及年龄、计算均采用ISOPLOT 3.75(Ludwig, 2012)完成。

矿物微区成分分析在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室完成，所用仪器为JEOL JXA-8100电子探针，加速电压、电流、测点直径分别为15kV、20nA、5μm。矿物晶体化学式的计算，采用作者编制的Excel算法实现。计算过程中，对于长石、石榴石等矿物采用阴离子法计算，对于白云母、黄玉则采用阳离子法计算。

图3 麻地含石榴石淡色花岗岩中长石(a)与石榴石(b)成分投图华北北缘其它淡色花岗岩的数据来源详见表1，下同；矿物缩写：Kfs-钾长石；Ab-钠长石;An-钙长石；Spe-锰铝榴石；Alm-铁铝榴石；Grs-钙铝榴石；Prp-镁铝榴石Fig.3 Plots of the plagioclase (a) and garnet (b) compositions in the Madi garnet-bearing leucograniteData sources for other leucogranites in northern NCC can be found in Table 1, which is also suitable for other figures in this paper

全岩主微量元素分别在西北大学大陆动力学国家重点实验室、中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室测试。分析之前，将样品粉碎至200目粉末。主量元素测试时，首先称取0.5g样品烘干后加温至1100℃测量烧失量，然后将样品转移至玛瑙研钵中加入助熔剂、氧化剂等混合均匀，再制作熔融玻璃片。利用RIX2100 X-射线荧光光谱仪进行分析测量，样品的分析精度为～1%(含量>10%)或～10%(<1.0%)。微量元素分析所用仪器为Agilent 7500a ICP-MS，样品制备采用混合酸溶样法完成，详细分析流程见Liuetal. (2008)，数据分析的精确度优于10%。

表2麻地含石榴石淡色花岗岩矿物成分电子探针分析结果(wt%)(平均值)

Table 2 Electron microprobe data (wt%) (average values) of different minerals in the Madi garnet-bearing leucogranite

矿物SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OTotalF点数钠长石67.420.0119.670.050.020.000.5410.960.1798.84/17钾长石64.410.0117.970.030.000.000.010.5715.6498.64/12石榴石36.490.2119.979.0533.240.170.780.050.0199.95/9白云母(无色)43.860.5725.937.122.620.440.060.399.7690.754.199白云母(淡褐色)44.160.4223.317.343.550.370.070.429.4489.085.293黄玉32.880.0155.250.040.010.000.020.020.0388.2619.956

全岩Nd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素实验室完成，所用仪器为MAT262热离子多接收质谱，详细流程分别见Lietal. (2012)。同位素比值质量分馏校正标准化为146Nd/144Nd=0.7219，使用国际标样NBS-987和JNdi-1评价仪器的稳定性，采用标准参照物质BCR-2监测实验流程的准确性。

3 分析测试结果

3.1 矿物组成与成分特征

麻地花岗岩主要由碱性长石(25%～30%)、斜长石(30%～40%)、石英(20%～25%)以及白云母(3%～5%)组成，并可见较自形的石榴石、黄玉，未发现黑云母、角闪石及其它暗色矿物，具有淡色花岗岩的典型矿物组合(图2)。此外，样品中还发现有锆石、独居石、富锰铌铁矿、铌锰矿、铌-板钛矿、锰-钛铁矿等副矿物。其中，富锰铌铁矿、铌锰矿等矿物可局部富集呈集合体产出，构成重要的稀有金属矿物(图2b, h)，这与一些喜马拉雅淡色花岗岩的最新认识相一致(王汝成等, 2017)。

在显微观测的基础上，此次研究借助电子探针对其矿物成分进行了分析(表2；图2、图3)。样品中的碱性长石均由较纯的钾长石构成(Ab<10%；图3a)，半自形-他形，部分颗粒可见较明显的格子双晶(图2d)，推测以微斜长石为主。斜长石为典型的钠长石(An<5%；图3a)，自形-半自形板条状或短柱状，聚片双晶发育，粒度变化大，有时以自形嵌晶的形式出现于钾长石、石英及白云母之中，指示其晶体成核多且结晶较早(图2c-e)。石英他形粒状，粒度有一定变化。白云母多半自形片状，单偏光下多无色，部分颗粒显示不均匀的淡褐色色调(图2e)。电子探针分析显示，白云母含少量杂质组分(Fe、Mn含量较高)，并含有一定量的F(3.5%～4.4%)，淡褐色色调者F、Mn、Fe含量升高(表2)。石榴石，自形-半自形，内部干净均匀，无其它矿物包裹体(图2f)，成分以锰铝榴石为主(Spe：73%～89%)，含少量铁铝榴石成分(Alm：9%～24%)，钙铝榴石与镁铝榴石含量极低(<3%)(图3b)， 平均分子式(Mn2.32Fe0.56Ca0.07Mg0.02)(Al1.94Fe0.06)[Si3.01O12]，为典型岩浆成因的石榴石。黄玉，半自形柱状，内部可见大量的气液两相或三相包裹体，是否含有熔融包裹体待查(图2g)。电子探针分析显示，麻地淡色花岗岩黄玉F含量极高(～20%)，平均分子式为Al1.99[Si1.01O4](F1.93,OH0.07)，附加阴离子极低的OH/F比值指示其岩浆成因(Agangietal., 2014)。

表3麻地含石榴石淡色花岗岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素含量及同位素数据(×10-6)

Table 3 Major (wt%), trace (×10-6) elements and isotopes data (×10-6) of the Madi garnet-bearing leucogranites

样品号JN0993JN0994XL1401样品号JN0993JN0994XL1401样品号JN0993JN0994XL1401SiO276.5876.8775.59Li438333333Yb0.350.380.38TiO20.020.010.03Sc23.417.817.8Lu0.0440.0430.043Al2O313.5913.5313.87V1.631.951.95Hf7.026.786.78Fe2O3T0.420.280.87Cr0.420.330.33Ta39.340.840.8MnO0.190.200.24Co0.080.050.05Pb44.044.644.6MgO0.030.030.09Ni0.260.320.32Th14.914.814.8CaO0.230.130.25Cu1.672.572.57U10.617.817.8Na2O4.734.854.84Zn47.562.462.4∑REE60.7953.3753.37K2O3.973.854.13Ga41.340.040.0(La/Yb)N14.812.312.3P2O50.020.020.01Rb139414331433(La/Sm)N0.881.061.06LOI0.510.560.30Sr1.542.512.51(Gd/Lu)N13.28.738.73Total100.29100.33100.22Y23.317.017.0(Eu/Eu∗)N0.010.020.02A/NK1.121.111.12Zr58.454.654.6K/Rb23.622.320.9A/CNK1.091.091.08Nb129137137Rb/Sr907571571Na2O+K2O8.708.708.97Cs32.234.434.4Y/Ho10177.478.6Na2O/K2O1.191.261.17Ba2.5126.226.2Nb/Ta3.33.43.2标准矿物La7.606.856.85Zr/Hf8.38.18.7q33.2833.4830.96Ce22.521.721.7TE1,31.321.321.28c1.131.181.00Pr3.383.043.04t(Ma)159159-or23.4022.6924.40Nd12.811.011.0Sm6.4135.981-ab39.9140.9040.92Sm5.434.054.05Nd16.7918.79-an1.020.531.18Eu0.0250.0220.022147Sm/144Nd0.23120.1927-hy0.070.200.07Gd4.623.023.02143Nd/144Nd0.5120400.512012-mt0.560.400.69Tb0.680.480.48Error(2σ)0.0000150.000014-hm0.030.000.39Dy2.572.052.05εNd(t)-12.4-12.1-il0.040.020.06Ho0.230.220.22fSm/Nd0.18-0.02-ap0.040.040.02Er0.450.470.47tDMNd-100318062-Total99.4999.4499.70Tm0.0570.0580.058t2DMNd(Ma)19501929-

综上可知，麻地淡色花岗岩是一例含锰铝榴石、黄玉以及铌钽铁矿族等多种副矿物、且富卤素(F)的白云母二长花岗岩，其中两类长石分别由近于纯的钾长石、钠长石构成。

3.2 全岩主量、微量元素组成

与矿物组成及成分相对应，麻地样品也显示典型淡色花岗岩所具有的高SiO2(75.6%～76.9%)、富Al2O3(13.5%～13.9%)、高碱(Na2O+K2O=8.7%～9.0%)、贫Fe2O3T(0.3%～0.9%)、MgO(<0.1%)、CaO(0.1%～0.3%)、Ti(0.01%～0.03%)、低REE(53×10-6～61×10-6)等地球化学特征(表3、图4)(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988)。其铝饱和指数也显示过铝质的特点(A/CNK=1.08～1.09)，CIPW标准矿物出现刚玉分子(～1%)。由于CaO含量十分低，A/CNK与A/CN近于相等(图4b)。相比之下，Na2O含量(4.73%～4.85%)略高于K2O(3.75%～3.97%)(图4c, d)。CIPW标准矿物计算结果中，Qtz、Ab、Or的比例分别为31.0%～33.5%、22.7%～24.4%、39.9%～40.9%，接近花岗岩最低熔体组分(共结点)(Le Fort, 1981; Manning, 1981)(表3)。

微量元素组成方面，麻地淡色花岗岩具有轻稀土相对平缓、重稀土明显亏损的右倾型稀土配分曲线((La/Sm)N=0.88～1.26，(Gd/Lu)N=6.86～13.2)，并显示一定的上凸的“M”型REE四分组效应(TE1-3=1.28～1.32)(图5a)(Masudaetal., 1987; Irber, 1999)。同时，样品显示强烈的Rb、Nb、Ta正异常，Ba、Sr、Eu负异常(Eu*=0.01～0.02)，Li(333～464)、Cs(32×10-6～34×10-6)这些碱金属元素含量也明显偏高(图5b)。此外，Nb与Ta、Zr与Hf、Y与Ho等电价、半径相近的微量元素对，其比值(Nb/Ta=3.2～3.4，Zr/Hf=8.1～8.7，Y/Ho=77.3～101)明显偏离球粒陨石与花岗岩的正常范围，即显现non-CHARAC(charge-and-radius-controlled)行为(图6)(Bau, 1996)。

图4 华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩主量元素图解

喜马拉雅Manaslu淡色花岗岩平均值引自France-Lanord and Le Fort (1988)

Fig.4 Plots of the major elements in Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCC

The average composition of Manaslu leucogranite in Himalaya is also presented for comparision, which cited from France-Lanord and Le Fort (1988)

图5 麻地含石榴石淡色花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Taylor and McLennan, 1985)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据McDonough and Sun, 1995)及其与华北北缘其它同类岩石的对比Fig.5 Chondrite-normalized REEs patterns (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (normalization values after McDonough and Sun, 1995) for Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCC

图6 华北北缘含石榴石淡色花岗岩稀土元素四分组效应强度TE1-3与Zr/Hf、Nb/Ta、Y/Ho、K/Rb、(Eu/Eu*)N图解其中，球粒陨石、平均大陆上地壳的相关数值分别据Anders and Grevesse (1989)、Rudnick and Gao (2005)计算；稀土四分组效应程度TE1, 3据Irber (1999)中的公式计算得到，当TE1, 3>1.1时，才可见显著的稀土四分组效应；岩浆岩Zr/Hf、Y/Ho的CHARAC范围引自Bau (1996)，正常花岗岩类K/Rb比值的下限(200)引自Jahn et al. (2001). 图中同时给出Nb/Ta=5的参考线，其被认为是过铝质花岗岩矿化与否的临界值(Ballouard et al., 2016)Fig.6 TE1-3 vs. Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho, K/Rb and (Eu/Eu*)N diagrams for Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCCData for the chondrite, average upper crust are caculated from Anders and Grevesse (1989) and Rudnick and Gao (2005). The degree of REE tetrad effects is estimated by the parameter TE1, 3 in Irber (1999). The boundary or reference values for Zr/Hf, Y/Ho, K/Rb and Nb/Ta are cited from Bau (1996), Jahn et al. (2001) and Ballouard et al. (2016)

3.3 同位素年龄

对于麻地花岗岩，前人曾获得了171±3.6Ma(叶德隆等, 1987, 1991)、166±5Ma(王季亮等, 1994)的Rb-Sr等时线年龄，但至今还未有锆石U-Pb年龄的报道。样品JN1601中的锆石多透明，自形-半自形短柱状，长50～150μm，长宽比1:1至2:1。CL图像下可见十分细密的岩浆成因振荡环带，少数颗粒可见扇状环带，部分锆石内部存在着与岩浆锆石部分不整合接触的核(图7)。22个有效分析点中，3个核部分析点给出了晚太古代-古元古代的年龄，另有1个分析点得到了～280Ma的谐和年龄。它们分别与区域前寒武纪变质基底、晚古生代岩浆记录一致，可能是来自岩浆源区的继承锆石，亦或岩浆上升过程中捕获的锆石。剩余18个岩浆锆石分析点给出了158.9±2.4Ma(MSWD=0.073)的谐和年龄，可以代表岩体的形成年龄(表4；图7)。据此认为麻地含石榴石淡色花岗岩形成于晚侏罗世早期。

表4麻地含石榴石淡色花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

Table 4 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Madi garnet-bearing leucogranite

测点号含量(×10-6)UThPbTh/U同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb/235U±σ206Pb/238U±σρ207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ51752263880.777.30650.28120.33630.01150.8869215034.4186955.41860.836.9721.654.92340.19540.31340.00910.7313180633.5175744.7233512334051.517.52140.29970.33170.01190.8990217635.7184657.52212595.323.71.310.32800.02060.04260.00150.570728815.72699.4115812117.91.300.16390.01070.02480.00070.45741549.41584.7214918528.20.800.16240.01130.02480.00070.43281539.91584.7410211918.50.860.16150.01420.02620.00090.371215212.51665.4772.776.013.30.960.17050.01240.02460.00090.479616010.71575.4862.971.610.90.880.16910.01660.02430.00080.349815914.41555.2913714722.60.930.17760.01230.02610.00080.440716610.61665.01016716426.41.020.18310.01190.02510.00070.449317110.21604.61174.888.214.10.850.15010.01280.02390.00080.415614211.31525.31289.412418.40.720.19630.01680.02590.00090.399118214.31655.61312313018.70.950.16580.01250.02450.00080.427915610.91565.01423521734.01.080.18180.00960.02600.00070.53961708.31654.71513320830.40.640.17140.01180.02520.00080.450016110.21614.91610110916.30.930.16550.01220.02460.00080.425915510.61564.91745.354.37.90.830.16400.02040.02440.00090.307515417.81565.91985.977.412.91.110.16860.01690.02590.00080.323515814.71655.32012412919.00.960.17990.01210.02500.00080.473316810.41595.02411414223.10.800.15390.01080.02470.00080.43541459.51574.72574.376.010.60.980.18710.01500.02360.00080.442217412.81505.3

图7 麻地含石榴石淡色花岗岩锆石CL图像及U-Pb年龄谐和图Fig.7 Zircon U-Pb concordia diagram and CL images of Madi leucogranite

3.4 Sr-Nd同位素特征

对于麻地花岗岩，前人在进行Rb-Sr等时线测年的同时，得到了其十分高的初始Sr同位素组成，即(87Sr/86Sr)0=0.715(叶德隆等, 1991)或0.718(王季亮等, 1994)。鉴于麻地淡色花岗岩具有极高的Rb/Sr比值(571～907)，使得放射性成因87Sr对(87Sr/86Sr)0测定的影响较大，本文样品未进行Sr同位素测试。

当回算到159Ma时，样品JN0993、JN0994的Sm-Nd同位素分析分别给出了-12.4、-12.1的εNd(t)值，对应的两阶段平均地壳亏损地幔模式年龄为～1.9Ga，指示其主要来自古老地壳物质的重熔。由于稀土四分组效应，这些样品具有过高的fSm/Nd(0.18、-0.02)，导致其一阶段亏损地幔模式年龄数值异常(负值或远大于地球形成年龄)，故无参考意义(表3)。

4 华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩的特征与时代：总结与对比

前述分析研究表明，麻地含石榴石白云母二长花岗岩是一例典型的淡色花岗岩侵入体，这也得到了其矿物成分与地球化学特征的证实。除此之外，华北北缘还存在圪臭山、十棚、后淖、卢家营、哈大图、江家、遥林、放牛沟等含石榴石白云母或二云母花岗岩(表1；图1)。虽然这些岩石研究程度低，仅部分岩体具有不完整的同位素年龄、矿物成分及全岩主、微量元素数据累积，但对其特征予以总结与并与麻地样品对比，对认识华北北缘淡色花岗岩仍然具有重要意义。

4.1 形成时代

已有测年资料显示：(1)江家含石榴石二云母二长花岗岩(～153Ma)、遥林含石榴石白云母二长花岗岩(～176Ma)的锆石U-Pb年龄与麻地淡色花岗岩(～159Ma)接近。哈大图含石榴石白云母二长花岗岩缺少锆石U-Pb年龄，但其Rb-Sr等时线年龄与麻地的Rb-Sr等时线年龄相仿，指示它们可能近于同时形成。(2)十棚、后淖、放牛沟含石榴石花岗岩的锆石U-Pb年龄明显偏老，分别为～255Ma、～256Ma、～270Ma。(3)圪臭山、后淖岩体缺乏同位素年龄限制(表1)。据此推测，华北北缘此类岩石集中出现在中-晚二叠世、中-晚侏罗世两个时代。

4.2 岩石学与矿物学特征

与麻地花岗岩类似，这些含石榴石花岗岩也多以小的岩株状产出，并普遍呈中细粒结构。它们的暗色矿物含量同样十分低，主要由石英与两类长石组成，并含有白云母、石榴石。所不同的是，部分花岗岩中含有少量黑云母。不同岩体之间的副矿物种类也有所差异，但均未有麻地花岗内出现的黄玉、铌钽铁矿族矿物的报道(表1)。从矿物成分来看，已有分析的花岗岩中的斜长石An牌号也普遍较低，以钠长石为主但有更长石出现(图3a)。虽然其石榴石成分有一定变化，但仍以锰铝榴石-铁铝榴石固溶体为主，钙铝榴石与镁铝榴石含量低(<～10%)，与其它已报道的淡色花岗岩中的石榴石无异(Clarke, 1981; Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Jahnetal., 2001; Kebedeetal., 2001; Wuetal., 2004; 刘志超, 2013; Maetal., 2017)(图3b)。据此认为，虽然不同岩体之间的矿物组成与成分不完全一致，但这些岩石仍具有淡色花岗岩的矿物学特征。

4.3 地球化学特征

总的来看，华北北缘含石榴石花岗岩一致显示高硅、富碱、富铝、贫镁、铁、钙、过铝质等特征，成分与喜马拉雅Manaslu淡色花岗岩(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988)相近，但有一定范围的变化(图4)。TAS图解中，这些样品普遍落入花岗岩的范围内，并且有明显的重合(图4a)。虽然单个岩体内岩石成分变化有限，但不同岩体之间还存在一定差异，这种差异与时代的相关性不明显，其中：(1)所有岩石SiO2含量变化有限(72.2%～76.9%)，而麻地样品最高；(2)放牛沟、麻地、圪臭山为弱过铝质岩石(A/CNK=1.01～1.09)，而十棚、后淖、江家、芦家营均为强过铝质花岗岩(A/CNK=1.12～1.26)，铝饱和指数与SiO2无明显相关性(图4b)；(3)Na2O(3.3%～5.5%)、K2O含量(3.3%～5.2%)有较大变化，但与SiO2也无明显相关性(图4c, d)；(4)Al2O3与SiO2的负相关性显著，CaO、Fe2O3T也与SiO2存在弱的负相关性(图4e-g)；(5)除芦家营花岗岩P2O5较高(0.14%～0.17%)且与SiO2存在一定正相关性外，其余样品的P2O5含量均较低(<0.07%)且基本不随SiO2变化(图4h)。

根据稀土元素的特征，这些淡色花岗岩可划分为两类(图5)。其中，圪臭山与麻地花岗岩存在一定相似性，显示右倾式的稀土配分曲线，HREE明显亏损但亏损程度不同，(La/Yb)N分别为4.2～5.4、12.3～14.8(图5a, b)。其余岩体(放牛沟、江家、十棚、芦家营、后淖)均具有十分平缓的稀土配分曲线((La/Yb)N=1.3～3.7)，但各自的稀土及其它微量元素含量，则存在系统差异(图5c, d)。虽如此，这两类淡色花岗岩均富集K、Rb，多数显示不同程度的Ba、Sr、Eu负异常(放牛沟样品显示轻微的Ba、Sr正异常)，稀土元素总量也普遍偏低(9×10-6～106×10-6)。值得注意的是，具有平缓稀土配分曲线的花岗岩，其Ba、Sr、Eu异常程度，也随稀土元素总量系统变化(图5c-d)。与麻地花岗岩十分高的Nb、Ta含量(129×10-6～137×10-6、39×10-6～41×10-6)不同，其它花岗岩的Nb(<33×10-6)、Ta含量(<5.7×10-6)普遍较低(图5)。此外，这些岩体多依次表现出不同程度的non-CHARAC行为和稀土四分组效应，但强度不及麻地淡色花岗岩(图6)。

截止目前，上述花岗岩的全岩Sr-Nd与锆石Hf同位素资料依然匮乏(表1)。与麻地类似，江家(εNd(t)=-19.4～-13.8)、放牛沟样品(εHf(t)=-17.1～-14.1)也具有富集的全岩Nd或锆石Hf同位素组成，但富集程度稍有差异(Zhangetal., 2008; Caoetal., 2013)。此外，与麻地一样，放牛沟花岗岩内还发现了晚太古代的继承锆石(Caoetal., 2013)。这样的特征指示它们来自古老地壳物质的重熔。

4.4 小结

综合以上可知，含石榴石二云母/白云母二长花岗岩构成了华北北缘显生宙最为典型的淡色花岗岩类型。它们总体上一致显示淡色花岗岩的诸多矿物学与地球化学特征，但不同岩体之间稍有差异。因此，华北北缘无疑存在着中-晚二叠世、中-晚侏罗世两期含石榴石淡色花岗岩。

5 岩石成因及其成矿相关性

作为一种特殊的花岗岩，淡色花岗岩的成因受到较多关注。与许多学者认同的淡色花岗岩来自地壳内沉积物部分熔融的观点不同，近来一些研究发现准铝质I-型花岗岩的分异，也可形成此类岩石(Liuetal., 2014; Wangetal., 2014; Maetal., 2017; Huetal., 2018)，也有学者甚至强调岩浆分异等后期演化过程在其成因中的主导作用(吴福元等, 2015, 2017; Liuetal., 2016)。以下将从岩浆源区与分异演化两个角度，对华北北缘含石榴石淡色花岗岩的成因予以具体分析，并据此进一步探讨麻地淡色花岗岩成矿与岩石成因的联系。

5.1 岩浆源区：变沉积岩？

根据岩性、矿物组成、全岩化学成分以及高的初始Sr同位素(0.718)、高的全岩O同位素(9.3‰～10.3‰)等特征，王季亮等(1994)认为麻地含石榴石白云母花岗岩是一例典型的壳源S-型花岗岩，并推测区域太古代变质沉积岩夹层及元古界碎屑沉积岩，可能在其形成过程中起到了重要作用。此外，十棚、后淖、芦家营、放牛沟含石榴石淡色花岗岩，也被认为是典型的同碰撞S-型花岗岩(张臣和韩宝福, 2004; 王鑫琳等, 2007; Caoetal., 2013; 郑坤, 2016)。华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩的矿物组成及全岩成分特征，也与喜马拉雅等典型淡色花岗岩十分相似(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Sylvester, 1998)。实验学研究也已证实变沉积岩部分熔融形成这种高硅、富碱、过铝质熔体的可能性，而源岩组成、熔融机制等方面的差异，可引起其成分一定范围的变化(Manning, 1981; Scailletetal., 1995; Patio Douce and McCarthy, 1998; Patio Douce, 1999; Sylvester, 1998; Johannes and Holtz, 1996; 周金城和王孝磊, 2005)。因此，它们极有可能由变沉积物部分熔融形成。

具体而言，华北北缘淡色花岗岩中原生白云母、岩浆石榴石的出现，无疑是岩石来自过铝质岩浆的重要矿物指示。石榴石的成分特征，进一步佐证了岩浆来自变沉积岩的可能性。岩浆成因的石榴石虽然少见，但在酸性过铝质岩浆岩中却有出现，其成分除了受温度、压力条件控制外，还受到了岩浆成分等因素的影响(Green, 1977; Miller and Stoddard, 1981)。已有研究表明，花岗岩中的锰铝榴石含量多>10%，其中准铝质的I-或M-型花岗岩钙铝榴石含量高，过铝质S-型花岗岩中的石榴石贫CaO(<4%)而MnO含量有一定变化(Miller and Stoddard, 1981; Harangietal., 2001; Dahlquistetal., 2007; Samadietal., 2014; Luccietal., 2018)。华北北缘含石榴石淡色花岗岩石榴石贫CaO，以锰铝榴石-铁铝榴石固溶体为主(图4b)，与S-型花岗岩中的石榴石类似，支持其来自变沉积岩熔融的观点。麻地淡色花岗岩的锰铝榴石含量更是高达73%～89%，指示其可能经历了较高程度的结晶分异过程并侵入于地壳较浅部位，因为岩浆分异有利于MnO含量的进一步增加(Miller and Stoddard, 1981)。

除了矿物学特征，华北北缘含石榴石淡色花岗岩一致高Si、富Al、贫Fe、Mg、Ca、Ti、低REE等特征，一定程度上也支持其可能来自变沉积岩熔融的认识。Sylvester (1998)认为受斜长石含量的影响，变杂砂岩与变泥质岩熔融形成的熔体CaO/Na2O含量明显不同，前者CaO/Na2O多>0.3，而后者倾向于<0.3。与之对应，前者倾向于具有更低的Rb/Sr、Rb/Ba比值，后者则相反(图8)。此外，饱和水熔融会优先消耗斜长石，从而形成CaO含量更高的熔体，而脱水熔融会优先消耗云母，使得熔体的Rb/Sr比值有所升高(Sylvester, 1998; Gaoetal., 2017)。华北北缘含石榴石淡色花岗岩的CaO含量及CaO/Na2O、Rb/Sr、Rb/Ba存在系统性的差异，并可分为明显不同的三组(图8)。放牛沟样品的CaO/Na2O接近0.3(0.29～0.11)，Rb/Sr、Rb/Ba比值则落在杂砂岩部分熔融形成的熔体范围内，CaO含量(0.56%～1.32%)也与杂砂岩脱水熔融形成熔体(0.73%～1.67%)相似(Patio Douce, 1996)。相比之下，后淖、十棚、江家样品的CaO/Na2O依次降低(0.22～0.07)，Rb/Sr、Rb/Ba依次升高，但均可与变泥质岩重熔形成的熔体成分相比拟。然而，芦家营、圪臭山、麻地样品的CaO/Na2O明显偏低(0.11～0.03)，Rb/Sr、Rb/Ba则异常高(多>100)，明显偏离正常S-型花岗岩的范围(Rb/Sr<20)，不能用源区差异或脱水熔融导致的Rb/Sr升高来解释，而指示可能存在长石的结晶分异(Gaoetal., 2017)。综上，如果放牛沟与后淖、十棚、江家淡色花岗岩的差异可以用变沉积岩源区成分的不同解释，那么芦家营、圪臭山、麻地淡色花岗岩则需要源区成分差异以外的岩浆分异机制的参与。

图8 华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba (a)和CaO/Na2O-Rb/Ba (b)图解(据Sylvester, 1998; Dahlquist et al., 2007修改)显生宙杂砂岩、页岩平均成分引自Condie (1993)Fig.8 Rb/Sr vs. Rb/Ba (a) and CaO/Na2O vs. Rb/Ba (b) diagrams for Phanerozoic garnet-bearing leucogranites in northern NCC (modified after Sylvester, 1998; Dahlquist et al., 2007)The averge compositions of Phanerozoic shale and grewwacke are from Condie (1993)

然而，对于华北北缘淡色花岗岩是否来自变沉积岩，还存在一些疑问。首先，对于白云母、石榴石的出现，是否意味着淡色花岗岩一定来自沉积物的部分熔融，尚有异议(Miller, 1985; Whiteetal., 1986; 吴福元等, 2017)。最新研究发现，I-型花岗岩岩浆分异形成的含石榴石淡色花岗岩，其石榴石成分也可以锰铝-铁铝榴石为主(Spe36-64Alm23-58)，仅个别分析点的CaO含量>4%(最高达8.42%; Maetal., 2017)。其次，由于磷灰石在过铝质与准铝质、过碱质岩浆中溶解度的差异，S型花岗岩中的磷含量相对较高，且随岩浆分异不变或有增高的趋势，而I型花岗岩中则明显降低(Chappell, 1999; 李献华等, 2007)。对于华北北缘淡色花岗岩而言，除芦家营样品P2O5含量相对较高(0.14%～0.17%)且与SiO2存在一定正相关性外，其它岩体的P2O5含量均十分低(<0.07%)且不随SiO2变化(图4h)。这种特征也与I-型岩浆高分异形成的含石榴石二云母花岗岩类似(P2O5=0.03%～0.06%; Maetal., 2017)，而与Manaslu(P2O5平均值0.13%; France-Lanord and Le Fort, 1988)、吉隆、尼木、定结、洛扎(P2O5=0.06%～0.23%; Guo and Wilson, 2012; Gaoetal., 2017)等副变质岩熔融形成的喜马拉雅淡色花岗岩明显不同。据此，除芦家营岩体外，华北北缘其它淡色花岗岩似乎并不具有S-型花岗岩的一些属性。最后，已有的富集的Nd、Hf同位素特征以及古老继承锆石的出现，也仅支持其主要来自于古老地壳物质的部分熔融，对于判别源区是否有沉积岩参与意义不大。虽然麻地花岗岩的(87Sr/86Sr)0明显较高，指示源区中沉积物的较大贡献(Faure, 1986; Chappell and White, 1992, 2001)，但过高的Rb/Sr比值(571～907)使得放射性成因87Sr对岩浆体系87Sr/86Sr的干扰较大。因此，利用Sr同位素示踪沉积物贡献的可靠性也降低。高的δ18O值能够指示沉积物的参与，在识别淡色花岗岩源区中具有重要意义(Bernard-Griffithsetal., 1985; Jungetal., 2000; Chappell and White, 2001; Wangetal., 2013; Gaoetal., 2016)。但是，由于全岩氧同位素容易受到后期蚀变等过程的改造而升高(Jahnetal., 2001; Sharp, 2007)，因此麻地样品高的全岩δ18O值(王季亮等, 1994)是否是岩浆本身的特征，还需要通过石英、长石及锆石等单矿物O同位素工作的进一步验证。

根据以上分析综合判断，受目前研究程度限制，已有证据还不足以充分肯定、亦或完全否定沉积物在华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩岩浆源区中的贡献。其是否全部来自或者仅部分来自变沉积岩的部分熔融，还需要更多证据的进一步限定。

5.2 岩浆分异与演化

虽然岩浆源区暂时还难以精确限定，但极高的Rb/Sr比值，稀土四分组效应及微量元素non-CHARAC现象的出现，指示华北北缘含石榴石淡色花岗岩可能受到了岩浆分异与演化过程的影响。通常情况下，岩浆岩普遍具有平滑的球粒陨石标准化曲线，而Nb-Ta、Zr-Hf、Y-Ho等电价相等、半径相似的微量元素对，也具有与球粒陨石接近的元素比值。然而，前述具有异常高Rb/Sr比值(49～907)的麻地、圪臭山、芦家营淡色花岗岩，显示强烈的M型稀土四分组效应(TE1,3=1.46～1.16)(图5)(Masudaetal., 1987; 赵振华, 1988; Masuda and Akagi, 1989; 赵振华等, 1992; Irber, 1999)。与之同步，它们的Nb/Ta、Zr/Hf比值也明显降低，而Y/Ho比值则显著升高，明显偏离球粒陨石及正常花岗岩的范围(图6a-d)。十棚及部分江家样品也显示一定程度的四分组效应(TE1,3=1.2～1.1)，其Nb/Ta、Zr/Hf比值偏低，但Y/Ho仍落在了正常岩浆岩的范围内(图6a-d)。因此，前文(5.1节)所述十棚及江家样品CaO/Na2O、Rb/Sr、Rb/Ba比值略高，可能不仅仅是源区差异的原因(图8)。这两组样品的稀土四分组效应强度TE1,3与Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho比值的偏离程度之间，呈现出较好的正相关关系，意味着岩浆经历了高度分异之后发生的熔-流体相互作用，但程度有所差异(Masudaetal., 1987; 赵振华, 1988; Masuda and Akagi, 1989; 赵振华等, 1992; Bau, 1996; Irber, 1999; Jahnetal., 2001; Wuetal., 2004; Ballouardetal., 2016)。花岗质岩浆的高程度结晶分异，将导致晚期残留熔体向富挥发分(F)、稀有碱金属富集(Li、Rb、Cs)的方向演化，从而有利于残留熔体析出富卤素(如F)的流体，形成熔体—流体共存的体系(Dostal and Chatterjee, 1995; Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。体系中熔体与流体的相互作用，尤其是F络合物的形成，将导致地球化学性质相近的元素在体系中的行为发生改变(受控于络合物的电子结构，而非岩浆体系内的离子电价与半径)，其结果是这些元素对的比值偏离正常岩浆的范围并出现REE四分组效应(Manning, 1981; 赵振华, 1988; Bau, 1996; Irber, 1999; Peretyazhko and Savina, 2010)。与稀土四分组效应增强伴随出现的K/Rb、Eu/Eu*的降低(图6e, f)，也支持不同岩体岩浆分异与演化程度的差异(Jahnetal., 2001; Wuetal., 2004; 赵振华, 2016)。据此可以认为麻地、圪臭山、芦家营石榴石淡色花岗岩经历了强烈的岩浆分异过程，并受到分异晚期的熔-流体相互作用。这也解释了其异常高Rb/Sr的原因。麻地淡色花岗岩极高的Li(333×10-6～464×10-6)、Rb含量(1394×10-6～1641×10-6)，以及富F矿物黄玉、高F含量(3.5%～7%)白云母的出现，无疑也提供了支持这一认识的重要证据。同时，黄玉低的OH/F比值及流体包裹体的出现，也证实岩浆演化至熔体与流体共存的阶段。相比之下，十棚及部分江家样品受到了类似过程的影响，但程度远不及麻地、圪臭山与芦家营花岗岩。

与之相反，放牛沟、后淖及部分江家花岗岩具有正常的REE配分曲线(TE1,3<1.1)，其Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho、K/Rb比值也与球粒陨石、平均大陆上地壳及正常岩浆岩接近，因此未受到熔-流体相互作用的影响，但是否经历了结晶分异过程还需进一步评价。考虑放牛沟淡色花岗岩显示高的CaO含量、低的Rb/Sr、Rb/Ba比值以及弱的Ba、Sr正异常与Eu负异常(图5、图8)，可以认为其基本未受到结晶分异的影响。相比之下，后淖淡色花岗岩的CaO含量降低，而Rb/Sr、Rb/Ba比值有所升高，Eu异常也更为明显，其与放牛沟淡色花岗岩的差异(图8)，是否因源区差异(含长石更少的泥质岩)，亦或与结晶分异有关，已有线索还难以界定。江家花岗岩与后淖类似，但鉴于其部分样品显示了一定的四分组效应且Nb/Ta、Zr/Hf比值有所降低，其它样品可能也经历了一定程度的结晶分异作用。

通常情况下，Rb作为不相容元素，会在岩浆分异的残留熔体中聚集富集，而斜长石的的分异则会导致CaO、Na2O、AlO2O3、Sr、Eu等元素的降低(Dahlquistetal., 2007)。与放牛沟、后淖淡色花岗岩相比，华北北缘其它淡色花岗岩显示明显的Eu、Sr、Ba负异常(图5)，指示存在长石结晶分异的影响。Ba、Sr、Eu/Eu*与CaO之间的正相关性(图9a-c)、CaO与SiO2之间的负相关性(图4f)，指示斜长石、尤其是富钙斜长石在岩浆分异过程中的重要作用。Al2O3与SiO2之间的负相关性(图4e)，也可能与富钙斜长石的结晶分异有关。华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩Rb/Sr比值与Ba含量之间显著的负相关性，进一步佐证这些花岗岩具有不同的分异程度(图9d)。相比之下，REE与Eu/Eu*之间仅存在着弱的相关性(图9e)，而Eu负异常最强烈的麻地、圪臭山花岗岩，REE含量却相对较高，稀土配分样式也与其它岩石有所不同(图5)，意味着岩石中的REE元素含量还受到了其它因素的影响。麻地、圪臭山花岗岩右倾的稀土配分曲线(HREE亏损)，可能与石榴石的分异有关，锆石的结晶分异也起到了一定作用。前人研究显示，淡色花岗岩中的锰铝-铁铝榴石同样富集HREE(Irber, 1999; 刘志超, 2013)。岩浆锆石HREE的富集程度虽不及石榴石，但却更加富集Er、Tm、Yb、Lu这些半径更小的HREE元素，而且富集程度依次增强(Irber, 1999; 刘志超, 2013; Hoskin and Schaltegger, 2003)，这与麻地、圪臭山的稀土配分曲线明显互补(图5a)。此外，麻地、圪臭山花岗岩的Zr含量(41×10-6～75×10-6)也明显偏低(图6b、图9f)。赵庆英(2010)发现圪臭山淡色花岗岩的锆石含量低，而本文麻地样品的锆石分选也颇为困难。因此，更多比例的锆石分离结晶，可能是造就这二者特殊稀土配分曲线的原因。LREE与Th含量之间弱的相关性(图9g)，指示这些岩体之间存在着不同程度的独居石结晶分异(Bea, 1996; Liuetal., 2016)。样品中较低的Mg、Fe、Ti含量以及Fe与Ti含量的近于同步变化(图9h)，意味着存在一定程度的铁-钛氧化物以及黑云母等暗色矿物的分离结晶。TFe2O3与SiO2的弱负相关性，也支持这一认识(图4g)。除矿物分离结晶的影响外，岩浆演化晚期熔流体相互作用，对Eu负异常的形成及REE等元素含量变化，也可能有一定的贡献(Irber, 1999)。

图9 华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩多元素相关性图解Fig.9 Harker variation diagrams of Phanerozoic garnet-bearing leucogranites from northern NCC

虽然部分含石榴石淡色花岗岩显示出强烈的岩浆分异的特点，但这些岩体多以小的独立岩株的形式出现，与其同时代且伴随出现的岩体很少，亦即同时代的早期分异产物或未分异岩浆很少见到。以麻地岩体为例，其围岩为太古代变质岩，距离最近的王坪石黑云母二长花岗岩(170±1Ma; Jiangetal., 2018)明显早于其～10Ma。与麻地岩体近于同时代的分水岭花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩(157±3Ma、162±4Ma；李玉静等, 2018)，则位于麻地岩体北东约20km的更远处，麻地东侧邻近的茅山岩体形成时代则更早(178±2Ma; Jiangetal., 2018)(图1c)。据此推测，与经历了高程度分异的含石榴石淡色花岗岩同源的岩浆产物，可能处于地壳更深部。富挥发分的淡色花岗岩岩浆则容易运移至地壳更浅部，因此其岩体面积也不会太大。

综合以上，华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩经历了不同程度的、以分离结晶为主的岩浆分异过程，高度分异的岩石还受到了分异晚期富F流体与熔体相互作用的影响。其中，放牛沟、后淖淡色花岗岩基本未受此影响；江家、十棚花岗岩经历了一定的分离结晶过程，部分样品分异程度更高；麻地、圪臭山、芦家营经历了强烈的结晶分异，且受到了分异晚期熔体与富F流体的强烈作用。斜长石、石榴石、锆石、独居石、铁-钛氧化物及黑云母等矿物在岩浆结晶分异过程中有所体现，而锆石的分离结晶在麻地、圪臭山淡色花岗岩中更为突出。

5.3 岩浆分异与淡色花岗岩稀有金属成矿

淡色花岗岩与稀有金属矿物花岗岩关系密切，许多矿化的花岗岩都具有淡色花岗岩的特征(Грабежев和叶德隆, 1984; 夏卫华等, 1989; 赵振华等, 1992; Ballouardetal., 2016; 赵振华, 2016)，最新研究发现一些喜马拉雅淡色花岗岩也可能具有稀有金属成矿的潜力(王汝成等, 2017)。本文所关注的麻地含石榴石淡色花岗岩，则是一个重要的稀有金属花岗岩岩体(叶德隆等, 1987, 1991; Lietal., 2017)，其Nb、Ta含量十分高(129×10-6～137×10-6、39×10-6～41×10-6)，在原始地幔标准化微量元素图解中显示突出的正异常(图5)，局部铌钽铁矿族矿物甚至富集呈集合体的形式产出(图2b, h)。然而，华北北缘其它显生宙含石榴石淡色花岗岩还暂未发现稀有金属的矿化，它们的Nb(<33×10-6)、Ta含量(<5.7×10-6)明显偏低(图5)，意味着其与麻地淡色花岗岩之间存在一定差异。

对比发现，麻地淡色花岗岩具有以下特点：(1)最高的SiO2、锰铝榴石含量与Rb/Sr、Y/Ho比值；(2)最低的CaO含量以及Nb/Ta、Zr/Hf、K/Rb比值；(3)最强的稀土四分组效应与Ba、Sr、Eu负异常(图5、图6、图8、图9)。这些参数表明，麻地含石榴石淡色花岗岩可能经历了最为充分的岩浆分异与演化过程，从而有利于稀有金属成矿，这与前人认识相一致(Ballouardetal., 2016; 郭春丽等, 2017; 吴福元等, 2017)。Ballouardetal. (2016)基于大量数据统计提出Nb/Ta比值是否小于5，是判别过铝质花岗岩是否成矿的重要指标，麻地花岗岩无疑符合这一指标(图6)。此外，许多研究实例也证实，Nb、Ta的富集成矿与过铝质酸性岩浆的高度分异、以及与之有关的F等挥发分的富集密切相关(Agangietal., 2014; Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。华北北缘其它淡色花岗岩虽然也经历了岩浆分异，但成矿能力有限，可能与分异与演化程度不够有关。因此，淡色花岗岩中稀有金属矿床的勘探，应该聚焦于高度分异的淡色花岗岩。圪臭山、芦家营两例淡色花岗岩岩体其它部位是否具有成矿潜力，值得进一步探究。

麻地花岗岩的另一个重要特征是出现了华北北缘其它含石榴石淡色花岗岩中还未曾报道的富F矿物黄玉(图2g)，电子探针分析发现白云母的F含量同样较高(表2)。F元素的富集，提供了其成矿的另一个重要因素。虽然黄玉通常被认为是典型的气成高温热液矿物，但黄玉内一系列共生的熔融包裹体、熔体-流体不混溶包裹体、流体及其它包裹体的出现，证明其可以直接从岩浆中结晶(夏卫华和陈紫英, 1984; 常海亮, 1985; Guetal., 2011)。实验岩石学研究也证实，高度演化的低Ca过铝质硅酸盐熔体中，能够结晶出岩浆成因的钠长石与黄玉(Christiansen and Lee, 1986; Weidner andMartin, 1987)。自然界存在的含黄玉淡色花岗岩、含黄玉流纹岩、瓮贡岩(Ongonite)这些特殊类型岩浆岩(Weidner andMartin, 1987;temprok, 1991; Dostal and Chatterjee, 1995; 刘昌实等, 2002; Haapala and Lukkari, 2005; Guetal., 2011; Agangietal., 2014)，进一步证实黄玉可以是岩浆成因。这些岩石同样也是酸性过铝质岩浆分异之后的产物，且与稀有金属矿化关系密切，证实了岩浆分异与挥发分(F)富集的重要作用。F的富集，一方面会使得花岗岩最低共结点向富钠方向演化，从而引导岩石结晶向富钠长石的方向进行(Manning, 1981)，有助于产生低Ca富Na的高分异熔体。这样的话，残留熔体中富集的F将不会与Ca2+结合成萤石结晶，而仍然能够与熔体共存，有利于F络合物的形成。另一方面，F的增加有助于提高熔体中Nb、Ta的溶解度，且能够降低熔体粘度(Agangietal., 2014; Lietal., 2015)，从而有利于岩浆分异、运移与铌钽铁矿族矿物成矿。

6 淡色花岗岩形成的构造背景探讨

淡色花岗岩是大陆碰撞造山带中最为标志性的花岗岩类型，其形成多与后碰撞造山阶段的地壳伸展有关，也出现于同碰撞或初始碰撞阶段(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987; Sylvester, 1998; Moetal., 2007; Guo and Wilson, 2012; 吴福元等, 2015; Weinberg, 2016; Maetal., 2017)。显生宙时期，华北北缘分别受到了来自古亚洲洋板块俯冲-碰撞、古太平洋板块俯冲-后撤过程的影响，形成了大量的岩浆活动(图1b)。其中，石炭纪—三叠纪初期的侵入岩呈东西向展布于华北北缘，均为钙碱性系列岩石。早石炭世-中二叠世岩性从基性、中性至酸性连续过渡，中二叠世及之后中基性岩石减少，酸性岩浆活动逐渐增强(范文博, 2017; Zhangetal., 2016)。晚三叠世岩体仍然呈东西向集中于华北北缘，但有向克拉通内部迁移的趋势，并且出现了碱性岩、A型花岗岩与少量超镁铁质岩石，显示非造山/后造山的岩石组合(范文博, 2017; Zhangetal., 2014)。华北北缘邻近中亚造山带，其岩浆活动与古亚洲洋的演化息息相关。虽然对古亚洲洋的闭合时限还存在争议，如二叠纪末-三叠纪初(Xiaoetal., 2003, 2015; Songetal., 2015; Zhouetal., 2017)、中二叠世(Jianetal., 2010; Zhangetal., 2016)等不同观点，但研究者一致认为其闭合与古亚洲洋板块向华北陆块北缘的俯冲与消减有关。已有研究发现，石炭纪、二叠纪的岩石显示俯冲有关的地球化学特征，是古亚洲洋向华北北缘深部俯冲形成的弧岩浆(Zhangetal., 2009, 2016)，而晚三叠世的岩浆活动则更有可能是后造山伸展阶段的产物(Yangetal., 2012; Zhangetal., 2014)。因此，华北中-晚二叠世含石榴石淡色花岗岩的出现，无疑是华北陆块与北侧蒙古弧地体(微陆块)碰撞造山过程的响应，这与对淡色花岗岩的一般认识一致(王秀萍等, 2005; 王鑫琳等, 2007; Caoetal., 2013; 郑坤, 2016)。值得注意的是，中亚造山带内也存在这一时代的含石榴石淡色花岗岩(张青伟等, 2011)。淡色花岗岩成因更细致的研究，可能能够为进一步刻画这一碰撞造山过程提供线索。

与中-晚二叠世不同，中-晚侏罗世的含石榴石淡色花岗岩局限在北缘东部地区(图1b)。虽然有学者认为它们与华北与西伯利亚陆块碰撞后的伸展有关，与古太平洋俯冲无关(刘洪涛等, 2002; Zhangetal., 2008)，但这与华北北缘侏罗纪岩浆局限于更东部的事实相驳(Fanetal., 2017)。从更大范围来看，中国东北以及华南也出现了诸如东清、香水园子、张天堂、西华山、瑶岗仙、河田等约170～150Ma的含石榴石淡色花岗岩(刘昌实等, 2002; 孙涛等, 2003; Wuetal., 2004; 吕科等, 2011; 董少花等, 2014; Wangetal., 2014; 郭春丽等, 2017)，它们可能具有相似的大地构造背景。许多研究认为，中国东部侏罗纪的岩浆活动与西古太平洋板块向欧亚大陆之下的俯冲有关(Wangetal., 2017; Yangetal., 2017; Liuetal., 2018; Fanetal., 2017; 孙涛等, 2003; Caoetal., 2018; Yuanetal., 2018)，这也得到了西古太平洋板块俯冲始于侏罗纪乃至更早的多种证据的支持(Lietal., 2019)。因此，华北北缘中-晚侏罗世含石榴石淡色花岗岩的形成却非碰撞造山过程的响应，而与西太平洋板块的俯冲过程关系密切。这一认识对淡色花岗岩的大地构造指示意义提出了挑战，需要进一步解析。近来，在南美安迪斯山这一典型的俯冲造山带内，也发现了类似的中新世过铝质含石榴石流纹岩(Coiraetal., 2018)，说明这一岩石类型可能能够形成于俯冲背景下。此外，如果淡色花岗岩的成因由变沉积岩部分熔融主导改变为岩浆高度分异演化控制，或者二者的作用同时存在，其已有的构造内涵能否延续，还需进一步评价。

7 结论

(1)华北北缘存在中-晚二叠世、中-晚侏罗世两期典型含石榴石淡色花岗岩，它们主要由富钠的斜长石+碱性长石+石英+白云母±黑云母±锰铝-铁铝榴石±黄玉构成。这些岩石主要来自于古老地壳物质的部分熔融，但是否有沉积岩的参与还需进一步甄别。中-晚二叠世淡色花岗岩是华北陆块与北侧蒙古弧地体碰撞造山的响应；而中-晚侏罗世淡色花岗岩的形成与西太平洋板块的俯冲关系密切，其地球动力学背景特殊。

(2)华北北缘显生宙不同淡色花岗岩岩体的地球化学差异，不能完全用源区的差异性来解释，却指示它们经历了不同程度的、以分离结晶为主的岩浆分异过程。一些高度分异的淡色花岗岩，还受到了分异晚期熔-流体的相互作用，从而形成了显著的REE四分组效应，其Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho、K/Rb、Rb/Sr等地球化学参数也明显偏离正常花岗岩的范围。富钙斜长石、锆石与富F流体在岩浆分异过程中起到了重要作用。

(3)华北北缘显生宙含石榴石淡色花岗岩成矿潜力的差异，可能与其分异演化程度不同相关。高度分异演化以及与之相伴出现的F等挥发分的富集，有利于淡色花岗岩的稀有金属成矿，麻地淡色花岗岩也因此与其它淡色花岗岩有所不同。

(4)岩浆源区与分异演化过程，可能在同时塑造着淡色花岗岩的特征。岩浆分异演化会不同程度地影响淡色花岗岩的特征，但高分异并非淡色花岗岩形成的必要条件，仅部分淡色花岗岩经历了高程度的分异与演化。

致谢匿名审稿人与编辑对本文的修订提供了诸多有益意见，在此诚表谢意！