蒙古国东南部巨斑状二长花岗岩地球化学特征与岩石成因机制探讨

郭志华，张宝林，沈晓丽，贾文臣，黄雪飞

1.中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室，北京 100029

2.中国科学院研究生院，北京 100049

0 引言

研究区位于西伯利亚板块与华北板块之间的蒙古—兴安造山带，中亚—蒙古巨型构造带的东段。中亚造山带的构造演化经历了由板块俯冲到碰撞拼合，再到后造山构造塌陷和拉张等若干阶段，其岩浆活动相应地由俯冲型到碰撞型，最后变为拉张型。因此，正确识别不同造山过程的岩石记录，了解其形成机理及其产出的地球动力学背景，对于认识大陆造山带特征、再造山过程具有十分重要的意义。南蒙古的地质特征和东南戈壁区的特殊性质记录了古亚洲洋北部边缘从奥陶纪到二叠纪的演化过程，伴随着岛弧增长、弧后断裂和构造演化的一系列阶段［1－2］。中蒙边境地区蒙古国一侧铜、锌、金和钼矿产资源分布广泛，是实施我国“两种资源，两个市场”全球矿产资源战略的最佳选区。自21世纪初，加拿大艾文豪矿业公司在中蒙边境蒙古一侧80km处发现欧玉陶勒盖巨型铜－金矿床以来，中蒙边境地区铜多金属矿床的成矿理论研究和找矿勘查工作就一直是人们关注的“热点”问题［3］。但是兴蒙造山带东段找矿进展缓慢，而中西段却大矿聚集，原因是东段基础地质研究薄弱，很多重要地质问题认识不清，制约了找矿工作的战略部署。迄今为止，在东南戈壁成矿带内还没有报道最基础的地质演化和原始岩浆的年龄数据［4］。

大量岩浆侵入体的存在是一系列构造带内大陆增生的重要特征。蒙古国境内广泛发育的古生代花岗岩的主导作用是不容忽视的［5］。兴蒙造山带东段以广泛发育显生宙花岗岩为其主要特征。近年来，高精度锆石U－Pb年代学资料表明［6］，东北地区显生宙花岗岩以中生代为主，并初步确定了其年代学格架，这深化了人们对东北地区中生代花岗岩及构造演化的认识，但目前对该构造带蒙古境内的花岗岩尚缺乏系统的研究。

近年来，笔者在蒙古国东南部苏赫巴托尔省额尔德尼查干地区开展地质调查工作时，对发育于该地区的花岗岩类进行了较为系统的岩石学、地球化学、同位素年代学等研究，获得了大量资料。笔者主要通过对该区巨斑状二长花岗岩特征的研究，为认识本区早古生代大地构造演化历史提供新的证据。

1 研究区地质概况与样品采集

研究区位于蒙古国苏赫巴托尔省额尔德尼查干苏木，距离中国的珠恩嘎达布齐口岸仅70km，在地貌上属于草原缓山区或中山区，海拔高度为1 100～1 400m，大地构造上位于蒙古弧形构造带的东段。区域上：Ⅰ级大地构造单元属西伯利亚板块东南陆缘，以二连—贺根山板块对接带为界，南部为华北板块北部陆缘；Ⅱ级构造单元属南蒙古—大兴安岭古生代陆缘增生带（蒙古—大兴安岭弧形构造带），其南界为二连—贺根山深断裂，北界为中蒙古—得尔布干深断裂；Ⅲ级构造单元属南戈壁—东乌旗晚古生代陆缘增生带，以赛音山达南—乌奴尔—鄂伦春深断裂为界，北侧为南蒙古—喜桂图旗早古生代陆缘增生带，NE—NEE向断裂发育。矿区植被覆盖严重，据沟谷展布情况推测其主构造线同区域上一致，为 NEE—SWW 向（50°～60°）及 NW 和近EW向。出露地层由老到新主要有泥盆系、石炭系、白垩系、第三系、第四系。巨斑状二长花岗岩主要分布于研究区的中北部，样品的采集位置见图1。

2 野外地质产状及岩相学特征

巨斑状二长花岗岩是研究区内最早形成的岩浆岩，出露面积约为40km2，露头良好，呈灰色，球状风化现象明显（图2a）。岩石呈斑状结构：斑晶主要由白色长板状斜长石和石英组成，斜长石的长轴长度为1～8cm，且具有一定的方向，斑晶往往不均匀分布；基质呈中粗粒结构，块状构造，主要由浅色粒状斜长石、石英组成，暗色矿物由黑云母和角闪石组成。局部分布大小约1～10cm的深色析离体，深色析离体主要由黑云母组成。

镜下观察该岩体的矿物均为全晶质，具斑状结构、花岗结构（图2b），主要矿物体积分数为：斜长石20%，碱性长石20%～25%，石英45%～50%，黑云母3%～4%。斑晶为石英，基质有斜长石、碱性长石、石英等。斜长石呈灰白色，半自形—他形粒状，粒径为0.1～0.7mm，可见环带结构，多色性明显，发育卡钠复合双晶及聚片双晶（图2c），并有裂纹（图2b），部分已蚀变成白云母。碱性长石呈灰白色，半自形—他形粒状，粒径为0.1～0.5mm，发育格子双晶，可见钾长石与钠长石构成的条纹长石，有弱的高岭土化现象。石英呈他形粒状，填充在长石中，粒径为0.1～0.8mm，无色，最高干涉色一级黄白，突起低。黑云母呈自形—半自形细小片状，粒径为0.2～1.0mm（图2d）（个别黑云母粒径可高达1 cm，发生非常强烈的绢云母化），棕—浅棕色，发育一组极完全解理，多色性明显，有弱的绿泥石化现象，且多发生绢云母化及弱绿泥石化（图2e）。

3 测试方法

3.1 锆石 U－Pb年龄

图1 研究区构造位置示意图及采样位置分布图Fig.1 Tectonic location and samples distribution map of the research region

图2 巨斑状二长花岗岩的野外露头和镜下特征Fig.2 Field outcrops and the histological features of the giant phenocryst adamellite

花岗岩的锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所完成。将大约5kg的样品（EX09－104）破碎到60～80目，经常规浮选和磁选后，在双目显微镜下挑纯。将挑纯的锆石颗粒粘在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后抛磨至约粒径的1／2，使锆石内部充分暴露，进行锆石显微照相（反射光、透射光和CL图像）。锆石的阴极发光（CL）图像在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室扫描电镜上完成。根据CL图像的形态判断，所挑选出的锆石均为典型的岩浆锆石（图3）。锆石普遍呈短柱状或板状，长宽比多数为2∶1～4∶1，发育震荡环带。锆石U－Th－Pb年龄分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，分析仪器为美国NewWave Research Inc.公司生产的激光剥蚀进样系统（UP193SS）和美国AGILENT科技有限公司生产的Agilent 7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子质谱仪（LA－ICP－MS）。激光等离子质谱仪分析的工作原理见文献［7］。本次分析激光器工作频率为10Hz，剥蚀物质载气为高纯度He气，流量为0.5L／min。Angilent等离子质谱仪工作条件为：冷却器流量15L／min，辅助气（Ar）流量1.2L／min，采集时间20ms。元素含量校准标样为NIST612，锆石U／Pb值及年龄校准用标准锆石91500；数据处理用Glitter4.4。单个数据点误差均为1σ，加权平均值误差为2σ。

图3 研究区巨斑状二长花岗岩中部分锆石的形态及分析点位图Fig.3 Cathodoluminescence（CL）images of zircons from the giant phenocryst adamellite in the research region

3.2 岩石地球化学

对肉眼观察新鲜、镜下观察无蚀变花岗岩体的10件样品磨碎至200目后，进行了主量、微量和稀土元素的分析测试。主量、微量和稀土元素在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。主量元素使用X－射线荧光光谱仪（XRF－1500）测试完成，分析误差小于5%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP－MS（Element II）测试完成。分析精度：当元素质量分数大于10×10－6时，精度优于5%；当质量分数小于10×10－6时，精度优于10%。

3.3 岩石Sr－Nd同位素

本次工作选取6件新鲜且主微量数据比较理想的样品进行Sr－Nd同位素分析。该分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。Sm和Nd的分离使用常规的2次离子交换技术，质谱分析使用7个接收器的Finnigan MAT－262质谱仪，Sr采用静态模式而Nd则采用动态模式。Nd同位素比值测定以146Nd／144Nd＝0.721 9进行标准化；Sr同位素比值测定采用86Sr／88Sr＝0.119 4进行质量分馏校正，Sr同位素标准为NBS607，87Sr／86Sr＝1.200 35±1（2σ，n＝6）。实验室全流程本底：Rb、Sr为10－10～10－11g，Sm、Nd为10－11～10－12g。Sr－Nd同位素数据测试在德国Finnigan公司MAT－262热电离质谱计（TIMS）上完成，化学流程和同位素比值测试可参见文献［8］。

4 分析结果

4.1 二长花岗岩锆石U－Pb年龄

蒙古国东南部巨斑状二长花岗岩体尚未进行过年代学研究。笔者对其进行了锆石LA－ICP－MS法U－Pb测年，分析结果列于表1。

前人［9］研究表明，238U和235U的半衰期及丰度存在差异，锆石中放射成因207Pb的丰度比放射成因206Pb的丰度约低20倍，使前者的测量精度较差，导致207Pb／235U和207Pb／206Pb年龄值往往不能反映岩体形成的真实年龄。对于放射成因组分积累较少的年轻锆石来说，206Pb／238U年龄比207Pb／235U和207Pb／206Pb年龄更能反映锆石的结晶时间。由此可见，206Pb／238U年龄加权平均值应较好地代表了锆石的结晶年龄。锆石阴极发光图像显示，巨斑状二长花岗岩EX09－104样品中大多数锆石晶体形态较好，呈单锥或双锥状，具清楚的生长韵律环带（图3），表明其为岩浆成因锆石。在一致曲线图（图4）中，EX09－104样品的13个数据点集中分布，其206Pb／238U年龄的加权平均值为（454.3±3.8）Ma，MSWD为0.96，表明年龄的可信度较高。因此，该二长花岗岩体形成于晚奥陶世。

4.2 元素地球化学特征

4.2.1 主量元素特征

岩体的主量元素分析结果见表2。巨斑状二长花岗岩的岩石化学成分变化较大：SiO2质量分数高（69.82% ～75.16%），高铝（Al2O3质量分数为12.91%～14.49%），富碱（K2O＋Na2O质量分数为7.06%～8.16%，平均为7.48%），富钾（K2O／Na2O＞1），MgO（0.37%～1.04%）、TFe质量分数较高（1.15%～3.15%），CaO 质量分数较低（0.64%～1.59%），另具有较高的 TiO2（0.12%～0.46%）。

表1 研究区巨斑状二长花岗岩的锆石LA－ICP MS法U－Pb分析结果Table 1 LA－ICP MS zircon U－Pb data for the giant phenocryst adamellite in the research region

图4 巨斑状二长花岗岩（MLI）锆石的U－Pb年龄谐和图Fig.4 U－Pb age concordant diagram of zircon in the giant phenocryst adamellite

在TAS图解中，分析数据投在花岗岩区（图5a）；在Q－A－P图解中，投在二长花岗岩区（图5b）。在w（SiO2）－w（K2O）图解（图6a）中显示主要为高钾钙碱系列；在 A／NK－A／CNK图解中，样品都投在过铝质区域中。

图5 巨斑状二长花岗岩TAS图解（a）和Q－AP图解（b）Fig.5 TAS diagram（a）and the Q－A－P diagram（b）of the giant phenocryst adamellite

表2 蒙古国研究区巨斑状二长花岗岩主量元素、稀土元素及微量元素质量分数分析结果Table 2 Analyzed data of major，rare earth and trace elements of giant phenocryst adamellite in the studied area in Mongolia

图6 巨斑状二长花岗岩w（SiO2）－w（K2O）图解（a）gn A／NK－A／CNK图解（b）Fig.6 The w（SiO2）－w（K2O）diagram of the giant phenocryst adamellite（a）and A／NK－A／CNK diagram（b）

4.2.2 微量和稀土元素特征

巨斑状二长花岗岩的稀土元素总量（w（∑REE））为（43.47～158.11）×10－6，均值为104.11×10－6，显示稀土总量中等；（La／Yb）N值为2.37～9.16（表2），整体上呈现轻稀土（LREE）富集的右倾特征（图7）；Eu负异常较明显。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中，Rb、Th、U、Zr、Hf和轻稀土元素（如La、Ce、Nd和Sm 等）富集，Ba、Sr、P和Ti等元素强烈亏损，Nb和Ta具有中等—弱亏损，显示了喜马拉雅型－南岭型花岗岩的过渡特征。

4.3 同位素地球化学特征

二长花岗岩的Sr－Nd同位素测试结果见表3。

图7 巨斑状二长花岗岩稀土元素配分曲线（a）和微量元素蛛网图（b）Fig.7 Chondrite－normalized rare earth elements diagram（a）and primitive mantle normalized trace elements spider diagram（b）of the giant phenocryst adamellite

表3 蒙古国研究区巨斑状二长花岗岩Sr、Nd同位素分析结果Table 3 Analyzed data of Sr、Nd isotopic compositions of giant phenocryst adamellite in the studied area in Mongolia

由表3可以看出，二长花岗岩的锶初始比值（ISr）较低，为 0.702 031～0.705 976，平 均 为0.704 236，落在幔源火成岩的ISr值（0.702～0.706）范围内，代表岩浆来自上地幔源区，没有或很少受到地壳物质的混染。近年来的研究证实，I型花岗岩的87Sr／86Sr初始值小于0.707，而S型花岗岩则大于0.707，但是单一的Sr同位素示踪存在某些限制。由于下地壳麻粒岩贫Rb，其现代87Sr／86Sr初始值可能与亏损地幔一样低，所以Sr同位素体系就无法直接区别下地壳和亏损地幔的贡献。相反在一些高度演化的酸性岩浆中，Sr含量非常低，只要很少量的地壳混染就可以显著改变岩石的Sr同位素组成，从而导致过高的估计地壳混染程度。而且Rb、Sr两种元素在变质作用、热液作用乃至大气水－岩石反应过程中有相当大的活动性，也限制了Sr同位素在岩浆源区方面的应用。研究区二长花岗岩的fSm／Nd值均为负值，变化范围不大（－0.38～－0.25），说明源区的稀土元素Sm、Nd分馏不明显。二长花岗岩体的143Nd／144Nd初始值较高（0.512 449～0.512 507），平均为0.512 477；εNd（t）为0.2～1.3，均为正值，该值与东北地区和兴蒙造山带显生宙花岗岩的εNd（t）值（普遍大于0，平均值为2.0）相近，εNd＞0，表明它们来源于亏损地幔。正值越大，表明它们来源于轻稀土亏损越明显的地幔源区。邵济安等［14］收集了内蒙古地区不同时期火成岩的Sr－Nd同位素数据，发现这些火成岩均具有高εNd（t）低ISr的同位素特征；并认为在兴蒙造山带南蒙古洋俯冲的洋壳板片由于“软碰撞，弱造山”的影响并没有持续下沉，而相当部分的洋壳保留在兴蒙造山带下方的壳幔过渡带，此后，伸展体制下地幔物质的底侵作用是形成兴蒙造山带包括花岗岩在内的高εNd（t）低ISr的深成岩的主要原因［14］。此外，该区正值较小，表明它们来源于亏损轻稀土不明显的地幔源区。亏损地幔模式年龄TDM较为年轻，其值为1 114～1 494Ma。

5 讨论

5.1 成岩物质来源

二长花岗岩具有较低的Sr初始比值和较高的Nd初始比值，显示源区物质有较多的地幔成分。在ISr－εNd（t）图解（图8a）中，样品点均位于 HIMU型地幔和BSE型地幔之间，其Nd同位素组成变化不大，但Sr同位素初始值变化较大，在图解中近水平排列，明显偏离地幔“主趋势线”。这种分布特点可能与该区岩石具有较高的Rb／Sr值有关，该花岗岩体Rb／Sr值为0.50～5.67，平均为2.69，明显高于中国东部上地壳平均值0.31和全球上地壳平均值0.32。前人［3－15］研究表明，在测试过程中，Rb／Sr值大的样品其微小误差将会引起87Sr／86Sr值的较大变化。该二长花岗岩体位于中亚造山带东段，其εNd（t）值为0.20～1.30，明显高于世界典型壳源花岗岩。一般认为由地幔部分熔融直接形成中酸性岩浆的可能性极小。Green［15］认为εNd（t）＞0的花岗岩不一定就是大陆地壳增生的标志，也可能指示花岗岩浆源自年轻的初生地壳。针对中亚造山带显生宙花岗岩类普遍具有较高εNd（t）值的特点，前人提出了一系列模型，诸如由新元古代初生地壳深熔形成、高度分异的幔源岩浆或新生的基性地壳与古老地壳物质混合、幔源基性岩浆同化地壳物质并发生结晶分异、幔源岩浆底侵作用和直接分异、大洋岩石圈及其派生物质（弧岩浆岩及弧前沉积物）与古陆壳混合物的重熔等。据此推测，该花岗岩的源区物质可能主要是富含地幔物质的年轻地壳，推测这种年轻的地壳主要形成于早古生代，可能由蒙古洋壳向华北陆壳俯冲时的俯冲洋壳或岛弧增生杂岩组成。

前人［6－15］研究认为，东亚大陆是由西伯利亚板块和华北板块及其间一系列规模不等的陆块在古生代通过大洋岩石圈的俯冲和陆块间的碰撞拼贴而成，这种造山作用是洋壳和陆壳消减的软碰撞过程。该花岗岩体具有兴蒙造山带显生宙花岗岩类εNd（t）值普遍较高的特点，暗示没有古陆壳物质参与岩浆的形成过程。在εNd（t）－TDM图解（图8b）中，本区花岗岩样品落入兴蒙造山带微地块范围内，暗示该区所在地块最初是在西伯利亚板块和华北板块之间的微陆块，而并非华北板块和西伯利亚板块。

图8 ISr－εNd（t）关系图（a）和εNd（t）－TDM关系图（b）Fig.8 ISr－εNd（t）relation diagram（a）andεNd（t）－TDMrelation diagram（b）

5.2 岩石成因

在古蒙古洋壳板块向华北增生板块俯冲碰撞过程中，由于摩擦生热和去水作用以及远距离效应，造成在不同的构造部位产生不同类型的花岗岩类组合。一般认为在主缝合线附近I型花岗岩较常见，远离主缝合线S型花岗岩较发育。本区二长花岗岩具有I型花岗岩的特征，即Nd同位素初始值较高，Sr初始值较低，通常认为是由地幔熔融形成的（玄武质）岩石再次熔融的产物，因而是幔源的。再由主微量元素分析数据得知，该花岗岩中幔源物质较多，镜下观察其矿物成分与I型花岗岩的成分一致，即I型花岗岩特征是基本上由石英、数量不等的斜长石和碱性长石、普通角闪石和黑云母所组成，不含白云母。

另外，该二长花岗岩的w（SiO2）－w（P2O5）相关关系特征也支持以上判定。前人［6－15］的实验表明，磷灰石在准铝质／弱过铝质和强过铝质花岗岩浆中的溶解度有明显的差异，因此可以根据岩石的w（SiO2）－w（P2O5）的相关关系特征来判别I型和S型花岗岩。I型和S型花岗岩有明显不同的岩石化学和w（SiO2）－w（P2O5）相关关系特征（图9a），即I型花岗岩的w（SiO2）与w（P2O5）呈明显的负相关关系，而S型花岗岩的P2O5随SiO2的增加无明显降低的趋势。由图9得知随着SiO2含量的增大，P2O5含量呈现下降的趋势，虽然有个别点不一致，这可能与样品在实验过程中操作和样品称量等有关，即导致成分有所变化。由图9b的ISr－εNd（t）关系图可见，样品都投在I型区域中，由以上特征可以判定该岩体属于I型花岗岩。

图9 w（SiO2）－w（P2O5）关系图（a）和ISr－εNd（t）关系图（b）Fig.9 w（SiO2）－w（P2O5）relation diagram（a）and ISr－εNd（t）relation diagram（b）

5.3 构造背景

岩浆岩组合和岩石成分与大地构造环境的密切关系已经为越来越多的地质学家所接受，判断岩浆岩形成的构造环境，除从岩石地球化学入手外，还应结合区域构造的演化。这是因为钙碱性岩浆地球化学特征，不仅取决于形成的构造环境，有时还取决于源区。

该巨斑状二长花岗岩主量元素具有高硅、富碱、过铝质的特点，在w（K2O）－w（SiO2）图解中岩石样品落入高钾钙碱性系列范围。稀土元素具明显的铕负异常，配分模式为向右倾斜的曲线，与上地壳稀土配分曲线相似。同位素具有较低的Sr初始比值和较高的Nd初始比值，显示源区物质有较多的地幔成分。微量元素表现出贫 Nb、Ta、Sr、P、Ti等HFSE元素，而富集Rb、Th、Pb等LILE元素的特点，具有岛弧玄武岩微量元素分布的特点。在花岗岩微量元素构造环境判别图解中（图10），研究区巨斑状二长花岗岩位于岛弧区，表明该巨斑花岗岩形成于同碰撞向后造山构造体制转换过渡的伸展大地构造环境背景之下。伸展构造和幔源基性岩浆的底侵，很可能是形成花岗岩的两个最主要的动力机制。

不同的年龄数据提供了区域构造演化的时间依据，该二长花岗岩锆石 U－Pb年龄为（454.3±3.8）Ma，形成于早古生代晚奥陶世，该时期地壳所处构造运动为“加里东”运动，这一时期也叫加里东构造期。本区所在的兴蒙造山带，位于西伯利亚和华北中朝—塔里木地台之间，属于巨型中亚造山带的东端，为中亚造山带形成背景的古亚洲洋，大约在900 Ma前开始张开，大规模扩张在750～700Ma，而700～600Ma达到扩张的高峰。其间还经历了若干微陆块之间、微陆块与南北大陆之间的碰撞，直至石炭纪最终封闭。即使在其发育的鼎盛时期，也只具有小洋盆的性质，其间存在许多微陆块，呈现出一种多岛小洋盆的构造格局，即该年龄反映了本区蒙古洋俯冲消减在华北增生板块之下事件的年龄。由于大洋岩石圈俯冲潜没于大陆岩石圈之下，易产生挤压、剪切和摩擦生成热效应，进一步诱发小型对流体，地幔物质底辟上涌，产生拉张效应和弧后的微型扩张［16－17］。构造环境判别该区花岗岩形成于早古生代岛弧环境下，同时又具有同碰撞花岗岩的特征，是古生代期间蒙古洋壳和华北板块相对运动发展的岩浆记录。

6 结论

1）本区强过铝质花岗岩形成时代为晚奥陶世，属加里东构造阶段，为蒙古洋向华北板块之下俯冲消减产物。由于大洋岩石圈俯冲潜没于大陆岩石圈之下，易产生挤压、剪切和摩擦生成热效应，进一步诱发小规模对流体，地幔物质底辟上涌。

2）本区花岗岩可能形成于伸展大地构造背景之下。底侵作用提供的地幔物质与熔融的下部地壳物质形成所谓的“壳－幔混熔岩浆”，然后以不同形式侵位或喷发，即侵位或喷发的峰期也正是底侵作用的峰期。因此，伸展构造和幔源基性岩浆的底侵，很可能是形成本区花岗岩的2个最主要的动力机制。

图10 斑状二长花岗岩微量元素构造环境判别图解Fig.10 Diagram of application of trace element tectonic background of the giant phynocryst adamellite

3）本区巨斑状二长花岗岩形成于弧盆构造体系，它是早古生代蒙古洋板块俯冲的重要岩浆记录，对其进行深入研究，有助于更深刻、具体地揭示古蒙古洋板块区域构造演化的历程和特点。

中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室李潮峰、靳新娣、李禾等老师在实验过程给予了指导和帮助，蒙古九金公司黄向辉、黄其涵、李伟、乌日图以及蒙方翻译对野外工作顺利进行提供了大力支持，在此一并致谢。

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