内蒙古苏尼特左旗白音乌拉地区晚石炭世花岗闪长岩地球化学特征及地质意义

陶继雄　薛培哲　柴辉　王红斌　李文圣　骆同伟　马腾飞

摘 要： 研究区属西伯利亚板块东南古生代陆缘增生带，位于二连—贺根山蛇绿岩带北侧，属东乌珠穆沁—乌兰浩特GGC-P侵入岩段，本区晚石炭世花岗闪长岩属中钾—高钾钙碱性系列岩石，岩石地球化学特征反映在成岩过程中没有经过明显的结晶分异，轻重稀土分异明显，重稀土严重亏损，暗示形成于较高的温度和压力范围，源区深度较大（>50km）。具有“I”型花岗岩地球化学属性。构造环境判别属火山弧花岗岩（VAG），为晚造山—造山后伸展花岗岩，而不是形成于岛弧环境。获得LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄302.2±2.1Ma，表明其形成时代为晚石炭世。预示着本区古亚洲洋在晚石炭世之前已发生闭合，晚石炭世—早二叠世时期已经进入后造山阶段，并逐步向广泛的伸展构造环境转化。

关键词： 内蒙古苏尼特左旗； 地球化学特征； 同位素年代学； 锆石U-Pb年龄

岩浆岩形成、分布及演化与构造环境密切相关，通常作为恢复古大地构造环境的重要组成部分（Bonin，2004；Zhang X H et al，2011），在造山带演化过程中，可以作为预示构造环境由活动板块边缘俯冲环境向造山后稳定的板内构造环境转变的标志（WuFYetal，2003；韩宝福，2007），是用于研究板块拼合及大洋最终关闭时限有力证据的重要载体。

花崗岩作为特定地质背景下的产物，它的岩石学、矿物学和地球化学特点应该记录下它形成时的构造背景情况。这样，如果我们能够通过地表上大量出露的花岗岩获得其形成构造背景信息的话，那将对我们反演构造演化历史提供重要资料。然而，问题并不如此简单。即使对一些已知构造环境的花岗岩来说，其源区继承性和熔融分异都会影响最终形成的花岗岩的物质成分，导致与构造环境之间对应性的丢失。

内蒙古苏尼特左旗白音乌拉地区位于兴蒙造山带北部造山带二连—贺根山断裂带之北，该地区发育着大量的晚石炭世—早二叠世侵入岩，是研究兴蒙造山带北部造山带岩浆演化和构造格局演变的重要地区之一。

本文以2013～2015年完成的“内蒙古1∶5万查干陶勒盖嘎查（L49E023020）、占巴音浩特（L49E023021）、白音乌拉公社（L49E023022）、达日罕乌拉公社（L49E024020）幅区域地质矿产调查”项目资料为依据，对该地区发育的晚石炭世花岗闪长岩（图1），在岩石学和岩相学、岩石化学、地球化学、同位素年代学资料分析基础上，对其岩石成因及构造背景进行了初步分析，以期为兴蒙造山带北部晚古生代构造演化、华北板块与西伯利亚板块碰撞等大地构造演化历史提供一些新的证据。

1. 宝力高庙组英安质火山岩；2. 宝力高庙组安山质火山岩；3. 早二叠世花岗斑岩；4. 早二叠世斑状花岗岩；5. 早二叠世细粒正长花岗岩；6. 早二叠世中细粒正长花岗岩；7. 早二叠世花岗闪长斑岩；8. 晚石炭世中粒花岗闪长岩；9. 晚石炭世细粒闪长岩。

1. 区域地质概况及岩石学特征

研究区大地构造位置属西伯利亚板块东南古生代陆缘增生带，位于二连—贺根山蛇绿岩带北侧，属东乌珠穆沁—乌兰浩特GGC-P侵入岩段（中国侵入岩大地构造图）。区内出露的地层主要为上石炭统宝力高庙组陆相火山岩。区内出露的侵入岩主要有石炭纪二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩，二叠纪霓石碱性花岗岩、石英正长斑岩、正长花岗岩和花岗闪长斑岩等（图1）。

晚石炭世花岗闪长岩总体呈北东向带状展布，各侵入体以较大的岩株产出，侵入宝力高庙组火山岩。

晚石炭世花岗闪长岩岩石普遍具球形风化现象，岩石呈灰白色、浅灰色、灰黄色，具中粒花岗结构，块状构造，粒度一般2mm～4mm，矿物成分有斜长石（35%～40%）、钾长石（35%）、石英（20～25%）等。其中斜长石：半自形板状，具明显的环带构造，内部环带绢云母化较强，粒度0.4～5mm（长轴），局部被微粒状绿帘石交代，杂乱分布，含量41～55%。微斜长石：宽板状和不规则状，具格子双晶，泥化较弱，分布在斜长石之间，粒度2～3.5mm，含量<12%。钾长石：呈不规则状，分布在斜长石间，部分钾长石与石英呈显微文象交生，粒度2～4mm，含量<15%。石英：他形粒状，分布在长石间，强波状消光，部分石英与钾长石呈文象交生，部分呈微粒状集合体，彼此呈齿状接触，强波状消光，集合体长轴定向分布，可能为受挤压而破碎后经重结晶而成，矿物粒度在2～5mm之间，含量20～25%。绿帘石：呈粒状集合体，局部集中，含量3%。黑云母：片状，沿解理绿泥石化，粒度0.2～2.5mm，含量5～10%。白云母：鳞片状，粒度0.2～0.5mm，长轴定向，沿裂纹分布，含量2～5%。角闪石：柱状，粒度0.2～1.5mm，具浅黄绿—绿褐色多色性，含量3～14%。磁铁矿：3%。磷灰石：少量。

2. 岩石化学、岩石地球化学特征

晚石炭世中粒花岗闪长岩主量元素分析结果显示：其SiO2含量变化范围较小，为68.28～69.99%，贫K2O=2.06-3.76%，富Na2O=3.94～5.29%，K2O/Na2O=0.40～0.95。低Al2O3=14.36～16.31，岩石铝饱和指数A/CNK=0.94～1.12。

晚石炭世中粒花岗闪长岩稀土元素其∑REE=68.19×10-6-182.17×10-6，LREE=62.78×10-6-175.33×10-6，HREE=5.41×10-6-17.08×10-6，岩体重稀土含量明显偏低，轻稀土分馏程度较高，重稀土不分馏或出现轻微的“翘尾”现象，具无或具有较弱的负Eu异常，（La/Yb）N=4.47～37.86，δEu=0. 65～1.18，稀土配分曲线呈右斜特征（图2）。

晚石炭世中粒花岗闪长岩微量元素明显富集Rb、Ba、Th、Sr、U等大离子亲石元素，强烈亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti等，在微量元素蛛网图上形成“V”型谷， Zr、Hf则相对富集（图3）。

3. 锆石U-Pb同位素年代学

本次工作在花岗闪长岩侵入体中采集了1件样品（P35TW-1）进行了锆石U-Pb同位素测年。样品锆石分选由河北省区域地质矿产调查研究所完成，锆石制靶、阴极发光均由北京迅得丰科技发展有限公司完成。锆石U-Pb定年测试分析在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，分析所用的LA-MC-ICP-MS由NewWave的193nm激光剥蚀系统和Thermo Fisher的Neptune多接收等离子体质谱仪组成。本次分析的激光剥蚀斑径为35μm，频率为8Hz，能量为5mJ。分析时采用GJ-1作为年龄外标，NIST610作为元素含量外标。数据处理采用中国地质大学（武汉）刘勇胜教授（2008，2010a，2010b）开发的ICPMSDataCal程序，最后用Ludwig（2003）的Isoplot/Ex-ver3程序对锆石年龄作图。其测试结果见表1。

由样品P35TW-1锆石阴极发光照片中可以看出，样品中的锆石长宽比在11～31，晶面整洁光滑。在阴极发光照片上，未见有明显核部特征，大多数锆石都具有清晰的结晶环带，表明是岩浆结晶过程形成的。U、Th含量高，锆石Th/U比值介于0.50～0.80，均在0.40以上，为典型的岩浆结晶锆石（图4）。样品的25颗锆石定年数据点均落在谐和线上及附近，锆石顆粒的年龄测定值稳定，集中分布在302附近，由这25个锆石点数据计算的206Pb/238U年龄统计权重平均值为302.2±2.1Ma（MSWD=0.81），代表了岩体的侵位年龄（图5），确定其形成时代为晚石炭世。

4. 岩石成因与构造环境

4.1 岩石成因类型

根据Pitcher（1983，1987）划分的I、S、A、M花岗岩分类标准，以岩浆源区性质分区的I、S型花岗岩分类被大多数学者所接受，加上目前经常讨论的A型和较为少见的M型花岗岩，M、I、S、A是目前最常用的花岗岩成因分类方案。角闪石、堇青石和碱性暗色矿物是判断上述I、S和A型花岗岩的重要矿物学标志（吴福元等，2007）。研究区内晚石炭世侵入体中暗色矿物普遍以黑云母为主，在CIPW标准矿物计算中刚玉含量均<1%，在所有侵入体中未见到石榴石和白云母等富铝副矿物，其岩石化学成分中Na2O含量相对较高，Al2O3含量总体上偏低，其A/CNK多小于1.1，其P2O5的含量也远低于Whalen等（1987）统计的S型花岗岩的含量值0.15%。

在SiO2-P2O5及SiO2-Pb图解中，晚石炭世中粒花岗闪长岩具有I型花岗岩趋势演化特征（图6）。

4.2 岩浆源区特征

运用La/Sm和Zr/Sm元素对特殊的地球化学性质可以判断岩浆岩的成因（Allegre et al.1978；Lai et al.2003），晚石炭世中粒花岗闪长岩在成岩过程中没有经过明显的结晶分异（图7）。因此，晚石炭世中粒花岗闪长岩的地球化学特征可较为准确反演其源区矿物组成特征。

晚石炭世中粒花岗闪长岩轻重稀土分异明显，重稀土严重亏损，表明其源区残留以石榴子石、辉石为主，形成的压力和温度较高（1.0-4.0GPa，850-1150℃）（Rapp etal，1991，999；Sen and Dunn，1994；Rapp andWatson，1995；Xiao and Clemens）重稀土部分（Ho-Lu）分布较平坦，Y/Yb值较小（8.33-10.88），其源区除残留有石榴子石、辉石外，还应有角闪石；在多元素蛛网图上显示出Nb、Ta、Ti的负异常，说明富钛副矿物金红石也应作为残留相；Sr在石榴石、角闪石和单斜辉石中分配系数很小（分别为0.015、0.058和0.2），而在斜长石中很大（杨进辉等，2003），因此晚石炭世侵入岩的Sr正异常和高Sr/Y比值表明在岩浆源区斜长石已不稳定并开始发生熔融，残留相不存在或很少有斜长石。典型的MORB的Mg#约为60，因此由其部分熔融产生熔体的Mg#应远低于60；Rappet al（1997）的研究表明，玄武岩部分熔融产生熔体的Mg#<45，而测区晚石炭世侵入岩的Mg#为24.2～45.5（平均值34.5），其他相容性元素Cr、Co、Ni、V等的含量较低，Sr、Nd同位素组成也显示壳源的特征（Han et al.，1997；Jahn et al.，2000； Chen et al.，2002；Hong et al.，2004），说明晚石炭世侵入岩的岩浆以壳源物质为主，可能有轻微的地幔混染。

由以上讨论看出，晚石炭世中粒花岗闪长岩的源区残留以石榴子石、辉石、角闪石为主，可能为石榴角闪岩或角闪榴辉岩，形成于较高的温度和压力范围，暗示源区深度较大（>50km）。

4.3 构造环境

在构造环境Nb-Y判别图解上，晚石炭世中粒花岗闪长岩落入弧花岗岩+同碰撞花岗岩（VAG+syn-COLG）区；在构造环境Rb-（Y+Nb）判别图解上，晚石炭世中粒花岗闪长岩样品部分落入火山弧花岗岩 （VAG）区，更多落于晚造山—造山后伸展花岗岩（Post-CEG）区（图8），但并不代表其形成于岛弧环境。

研究区晚石炭世侵入岩普遍富LREE、Ba、Sr，贫HREE和Y、Nb、Ta，表明源区斜长石不稳定，有石榴石（+辉石+角闪石±金红石）残留，石榴石富集HREE和Y、Nb、Ta等高场强元素（HFSE），在石榴石稳定域内熔融形成的花岗质熔体必定亏损Y、Nb、Ta和HREE。如果有金红石残留，由于金红石强烈富集Nb和Ta，使熔浆中的Nb、Ta极度降低。而斜长石全部或大部进入岩浆房将导致Rb/Sr比值的降低，表现在Y-Nb和Rb-（Y+Nb）图中，将强烈亏损Rb、Yb、Y和Nb，导致该期岩体的样品点向左下方移动见图8，落入火山弧花岗岩（VAG）区域。因此，测区晚石炭世中酸性侵入岩体样品点落入火山弧花岗岩（VAG）区，除了与源区组成有关外，还由于源区地壳较厚（>40-50km），残留物（石榴石+辉石+角闪石±金红石）强烈富集HREE、Y、Nb、Ta所致。

5. 结论

（1）本区晚石炭世花岗闪长岩属中钾—高钾钙碱性系列岩石，具有I型花岗岩特征。

（2）岩石地球化学特征反映在成岩过程中没有经过明显的结晶分异，岩体轻重稀土分异明显，重稀土严重亏损，轻稀土分馏程度较高，不分馏或出现轻微的“翘尾”现象，具有较弱的负Eu异常。形成于较高的温度和压力范围，暗示源区深度较大（>50km）。

（3）晚石炭世花岗闪长岩具有“I”型花岗岩地球化学属性。构造环境判别属火山弧花岗岩 （VAG），为晚造山—造山后伸展花岗岩，而不是形成于岛弧环境。

（4）花岗闪长岩中获得LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄302.2±2.1Ma，表明其形成时代为晚石炭世。预示着本区古亚洲洋在晚石炭世之前已发生闭合，晚石炭世—早二疊世时期已经进入后造山阶段，并逐步向广泛的伸展构造环境转化。

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