内蒙古贺根山地区早二叠世二长花岗岩时代、成因及构造意义

王成，任利民，张晓军，孙俊俊，余国飞，宋林山，刘勇

(1.新疆维吾尔自治区地质调查院，新疆 乌鲁木齐 830000；2.中国地质大学(武汉)地球科学学院，湖北 武汉 430074；3.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北 武汉 430074；4.南京大学地球科学与工程学院，江苏 南京 210023；5.湖北省地质局第一地质大队，湖北 黄石 435100)

中亚造山带位于西伯利亚板块与中朝板块之间，为全球显生宙时期增生改造最强烈地区[1]。兴蒙造山带(IMDOB)隶属中亚造山带东段，自早古生代以来，经历了多期次大洋俯冲、地壳增生、多块体碰撞拼合、后造山垮塌拉张等，是一条发展历史长，构造-岩浆作用十分复杂的世界级巨型增生造山带[2]。目前对兴蒙造山带北部晚古生代岩浆活动时空格架和构造背景等存在不同认识，有古亚洲洋闭合造山后伸展或类似于弧后盆地和安第斯型活动大陆边缘岛弧环境等代表性观点[3-5]，由此引出对板块碰撞过程和古亚洲洋缝合时限的诸多讨论。贺根山地区位于兴蒙造山带北部，蛇绿岩的大面积出露成为研究的热点地区[6-9]，该构造环境、形成及侵位时代一直存在争议[7，9-12]。

花岗岩的形成、分布和演化同构造环境密切相关，对研究与恢复古大地构造环境具重要意义[4，14]。造山带演化过程中，可指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过程[15-16]，为板块拼合及大洋最终关闭时限的相关研究提供有力证据。为进一步研究岩浆的形成时代、演化特征及与构造背景的相互关系，在野外工作和岩相学分析基础上，本文对贺根山地区晚古生代二长花岗岩进行了岩石学、岩石地球化学和锆石LA-ICPMS年代学研究。以期为贺根山缝合带、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新证据。

1 地质背景及岩石学特征

研究区位于兴蒙造山带北部，西伯利亚板块与华北板块结合部位(图1-a)，出露地层有：中上泥盆统塔尔巴格特组半深海复理石建造夹中基性火山岩建造；石炭—二叠系格根敖包组酸性火山碎屑建造夹碎屑沉积建造；中二叠统哲斯组滨海-海陆交互相碎屑沉积夹生物碎屑灰岩建造，含大量腕足、双壳类大化石，苔藓虫、棘皮类发育；下三叠统哈达陶勒盖组陆相中酸性火山碎屑岩建造；下侏罗统红旗组内陆湖相含煤沉积建造；下白垩统大磨拐河组厚层状不等砾复成分砾岩建造；新生界上新统宝格达乌拉组湖相砖红色粉砂质泥岩及灰色砾岩建造及更新统和全新统松散沉积物。区域侵入岩体以古生代—中生代未变质花岗岩为主，包括石炭纪花岗岩，二叠纪二长花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩，白垩纪花岗斑岩等，发育少量中生代基性-酸性岩脉。该区发育5大蛇绿岩片，为贺根山、崇根山、河北农场、吉斯布敦和哈日海陶勒盖蛇绿岩块(图1-a)，各岩块岩石组合复杂，共同组成较完整的蛇绿岩套。研究区二长花岗岩主要分布在贺根山北东10 km处，NW向展布，小型长椭圆状岩株，面积约0.3 km2(图1-b)；岩体中没有发现明显构造变形，露头保存良好，风化较强；岩体侵入到塔尔巴格特组第四岩性段中，见少量板岩及大理岩捕掳体。

图1 贺根山地质简图Fig.1 Sketch geological map of Hegenshan area

图2 二长花岗岩野外及显微特征Fig.2 Outcrops and photomicrographs of the adamellite in Hegenshan

二长花岗岩风化面为灰-灰黄色，新鲜面为灰白色，中细粒结构(图2-a)，块状构造(图2-a)。主要由钾长石(35%)、斜长石(40%)和石英(25%)组成；钾长石，半自形板状-他形粒状，粒度0.5～2 mm，杂乱分布，部分见纹带发育；斜长石，半自形板状，粒度0.4～2 mm，零散分布，见高岭土化、绢云母化，聚片双晶不清晰，NP’∧(010)=20°；石英，它形，粒状，大小0.1～3 mm，波状消光，干涉色一级灰白；岩石中副矿物较丰富，有褐铁矿、锆石、磷灰石、独居石和赤褐铁矿等(图 2-b)。

2 锆石U-Pb年代学特征

用于测年的新鲜花岗斑岩样品编号为UPb071-5-1。国土资源部河北省地质矿产局廊坊实验室完成锆石挑选，武汉上谱分析科技有限公司承担锆石制靶和透射光、反射光以及阴极发光(CL)图像采集工作，天津地质矿产研究所利用LA-ICP-MS完成锆石U-Pb同位素测试分析，具体仪器配置和实验流程见文献[18]。U-Pb同位素分馏校正工作采用GJ-1作为外部锆石年龄标准。使用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品Pb-U-Th含量，利用Iso⁃plot程序完成数据处理[19]，采用208Pb校正法普通铅进行校正[20]。文章选用207Pb/235U年龄(表1)。

锆石，无色透明，主要为自形，短柱状-粒状，大小50×100～90×150 μm，长宽比2:1～1:1，w(U)=90×10-6～285×10-6，锆石Th/U=0.35～0.72，大多数大于0.4，具有岩浆锆石的高Th/U比值特征。锆石晶面简单，韵律环带发育，晶棱清晰尖锐，为典型的酸性岩浆成因锆石(图3-a)。锆石谐和图中，所测试的16个数据中，均位于谐和线上及附近，剩余16个数据参与计算，得到锆石206Pb/238U 加权平均年龄为（284.6±1.3）Ma(MSWD=0.66，n=16)(图3-b)。该年龄代表二长花岗岩的结晶年龄，为早二叠世。

3 岩石地球化学特征

选取3件新鲜二长花岗岩样品进行主微量测试分析，由中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成。主量元素用XRF法 (Fe2+和Fe3+由化学法测定)测定，仪器型号为飞利浦PW2404X射线荧光光谱仪，测试误差优于5%;微量元素采用酸溶法，型号为HR-ICP-MS(Element I)，工作温度、相对湿度分别为20℃和30%，微量元素在其含量超过10×10-6时，相对误差低于5%，低于10×10-6时，相对误差不超过10%。

3.1 主量元素特征

贺根山花岗斑岩SiO2=70.11%～71.06%，平均70.65%，Al2O3=14.94%～15.51%，平均15.29%，Fe2O3=0.58%～0.92%，平均0.72%，FeO=1.87%～2.10%，平均1.97%，MnO=0.04%～0.05%，平均0.04%，具明显的富硅、贫铁镁特征(表2)，为钙碱性系列(图4-a、图4-b)。K2O＜Na2O，N/K 值为 3.56～4.25；A/CNK 值 1.28～1.34，为过铝质钠质钙碱性系列(图4-c、图4-d)。

3.2 微量元素特征

二长花岗岩稀土元素∑REE=136.89～181.77，LREE/HREE值为9.98～10.45，(La/Yb)N=11.07～11.31，(Gd/Yb)N=1.81～1.84，轻稀土较为富集，重稀土相对亏损，轻重稀土元素分馏明显，呈典型的右倾模式;负铕异常明显，δEu=0.47～0.49(图 5-a)。富集大离子亲石元素Rb，Ba，U，亏损高场强元素Nb，Ta，Th，Ti(图5-b)。

图3 锆石CL图像和加权平均年龄图Fig.3 Cathodoluminescence(CL)images of zircons and weighted average206Pb/238U age diagram of Hegenshan adamellite

表1 贺根山地区二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 测年数据Table 1 LA-ICP-MS U-Pb data of the zircons from adamellite in Hegenshan

表2 贺根山二长花岗岩元素分析结果表Table 2 Element analysis results of Hegenshan adamellite

图4 主量元素图解Fig.4 Diagrams of major elements

4 讨论

4.1 成岩年代

区域上，前人对晚生代岩浆岩进行了大量年代学研究[17，22-32]。本区二长花岗岩锆石U-Pb加权平均年龄为(284.6±1.3)Ma，落入区域内大兴安岭南段晚古生代火山-深成岩276～287Ma的活动高峰期中(表3)，二长花岗岩为该高峰期岩浆活动产物。

4.2 成因类型与岩浆来源

图5 贺根山花岗斑岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b)for Hegenshan adamellite

二长花岗岩A/CNK大于1.1，为强过铝质(图 4-d)。岩石矿物组合中未见明显的白云母、堇青石和石榴子石等铝过饱和特征矿物，因此，将花岗斑岩属S型花岗岩的可能性排除，造成A/CNK偏高可能是花岗斑岩中长石发生高岭土化的结果，这与镜下观察到的斜长石发生一定程度的高岭土化相吻合,具高硅高碱，低CaO，Fe2O3，TiO2，MnO，MgO和P2O5特征(表2)，反映A型或I型花岗岩特征[33]。贺根山二长花岗岩属过铝质钠质钙碱性系列，岩石中K2O＜Na2O，Na2O＞3.2%，K2O/Na2O＜1，CaO相对较低，与典型I型花岗岩特征明显不同。从微量元素角度上看，亏损Th略富集Sr，与I型花岗岩特征差别较大。A型花岗岩由于富碱往往具有较高Nb，Ce和Y含量，故以Zr>250×10-6，(Zr+Nb+Ce+Y)>350×10-6为判别标准。贺根山花岗斑岩Zr=370.44×10-6～426.96×10-6，均值 391.32×10-6，Zr+Nb+Ce+Y=452.47×10-6～520.31×10-6，均值485.04×10-6，属A型花岗岩。该花岗岩类型判别图解中(图6)，样品均落入A2型花岗岩区域，研究区二长花岗岩应属A2型花岗岩。二长花岗岩富集大离子亲石元素Rb，Ba，U，亏损高场强元素Nb，Ta，Th，Ti。酸性熔体系中，微量元素Ti在普通角石和磁铁矿中的分布系数较高[34]。二长花岗岩Eu，Ti和P强烈亏损，反映了岩浆演化过程中斜长石及富P矿物(如磷灰石)的分离结晶作用。Nb，Ta，P和Ti等高场强元素的亏损表明岩浆为地壳来源。

图6 花岗岩类型判别图Fig.6 Discrimination diagrams of granite

表3 大兴安岭中南段晚古生代花岗岩成岩时代统计简表Table 3 Formative time of Late Mesozoic granites in middle-southern DaHinggan Mountains

4.3 构造意义

A2型花岗岩是造山后伸展阶段的典型产物[36]，A2型花岗岩的出现暗示早二叠世内蒙古中东部地区处于造山后的伸展背景。为进一步讨论贺根山地区二长花岗岩形成的构造环境及动力因素，采用适于酸性端元的构造判别图解进行深入研究(图7)，结果显示二长花岗岩位于板内花岗岩和造山后花岗岩的公共区，为后碰撞构造环境。前人研究表明，早二叠世二连-贺根山南北两侧出露大量后碰撞伸展环境的火山岩和花岗岩[17，22-23，25-27，30-32]。西乌旗、东乌旗及锡林浩特等地区均有后碰撞伸展环境下的A2型花岗岩(289～276 Ma)和高钾钙碱性双峰式火岩(289～

5 结论

(1)贺根山二长花岗岩锆石U-Pb加权平均年龄为(284.6±1.3)Ma，成岩时代为早二叠世。

(2)贺根山二长花岗岩富硅贫镁铁，为过铝质钠质钙碱性系列；稀土分布曲线呈右倾轻稀土富集型，负铕异常不明显，δEu=0.47～0.49；富集大离子亲石元素Rb，Ba，U，亏损高场强元素 Nb，Ta，Th，Ti；属A2型花岗岩，形成于造山后伸展环境。

图7 构造判别图解Fig.7 Discrimination diagrams of tectonic setting

(3)贺根山缝合带在早二叠世之前形成。晚石炭世贺根山蛇绿岩残片构造就位，贺根山洋陆续闭合。古亚洲洋至少在早二叠世之前已闭合。280 Ma)，此时已进入造山后演化阶段[9，23，30-32]。中二叠世区域上出露哲斯组碎屑岩沉积，富含腕足类、苔醉和珊瑚等化石，生物大量混生，以Spiriferella为代表的腕足动物群随处可见，此时不可能存在深海洋盆，只有残留陆表海[9，37]。

综上所述，贺根山地区二长花岗岩形成于后碰撞构造环境，研究区当时已处于碰撞后伸展环境，贺根山缝合带在早二叠世之前形成，表明晚石炭世贺根山蛇绿岩残片已构造就位，贺根山洋陆续闭合。

二连-贺根山蛇绿岩带作为兴蒙造山带北部重要的构造单元，曾被认为是华北板块与西伯利亚板块的最终缝合位置[6-7，10，40-42]。但最新研究成果认为两大板块最终对接于索伦-林西缝合带[11，43-44]，贺根山洋为古亚洲洋在俯冲汇聚过程中形成的弧后小洋盆[7，9-10，13，43]。结合前文分析结果认为，古亚洲洋至少在早二叠世之前闭合。

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