内蒙古乌兰浩特地区正长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义

邱锦雄， 杨 亮， 陈萌超， 王文义， 高 勇

(内蒙古地质矿产勘查院,呼和浩特 010010)

0 引言

兴蒙造山带是华北和西伯利亚板块之间的古亚洲洋闭合过程中形成的增生造山带的一部分[1-3]。兴蒙造山带主要由古亚洲洋的俯冲作用，增生地壳以及不同起源和不同类型地体之间的拼贴组成[4-7]。前人根据2条缝合带(塔源—喜桂图断裂和贺根山—黑河断裂)将兴蒙造山带东段划分成3个块体： 额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块[1]。测区由于古亚洲洋和(古)太平洋两大构造域的叠加，构造十分复杂，发育有规模巨大的花岗岩岩体，与松辽盆地东部的张广才岭—小兴安岭花岗岩构成中国大陆东部的“花岗岩海”[8]。前人曾认为这些规模巨大的花岗岩是古生代板块俯冲-碰撞不同阶段的产物[1]，或其中一部分是印支期花岗岩，但近年来，大量的高精度锆石U-Pb年代学资料[8-13]表明，东北地区显生宙花岗岩以中生代为主。本文在研究区开展1∶5万区域地质调查工作的基础上，通过对乌兰浩特地区正长花岗岩的同位素年代学、岩石学及地球化学资料的系统研究，探讨其成因、构造环境及地质意义，为区域构造演化提供新的证据。

1 研究区地质概况

研究区位于内蒙古兴安盟乌兰浩特地区，大地构造处于兴蒙造山带东段的兴安地块与松嫩地块拼合带附近(图1)。区内出露的古生界有二叠系寿山沟组、大石寨组、哲斯组和林西组，为一套中性、中酸性火山岩和火山碎屑岩夹海相碎屑沉积岩； 中生界侏罗系满克头鄂博组、玛尼吐组、白音高老组，为一套中性、中酸性火山碎屑岩。中生界火山岩地层分布面积最广，遍布全区。古生界零星出露，主要集中在测区的北东和南西部地区。研究区花岗岩主要呈NW、近EW 2个方向展布，受构造控制明显。三叠纪花岗岩主要有粗中粒的二长花岗岩、正长花岗岩以及碱长花岗岩，相互之间呈渐变过渡接触，被上侏罗统玛尼吐组、满克头鄂博组不整合覆盖。

1.早石炭世弱片麻状细中粒二长花岗岩； 2.早白垩世石英二长闪长玢岩； 3.早白垩世花岗斑岩； 4.早白垩世中细粒二长花岗岩； 5.早白垩世中细粒花岗闪长岩； 6.晚三叠世中粒碱长花岗岩； 7.晚三叠世中粒正长花岗岩； 8. 晚三叠世中粒二长花岗岩； 9. 晚三叠世细粒二长花岗岩； 10.实测地质界线； 11.实测角度不整合界线； 12.实测岩相界线； 13.测年采样地点； 14.研究区

中粒正长花岗岩岩石风化面和新鲜面均呈灰黄—浅灰红色，岩石风化较强烈，基岩表层多为岩石风化的长石、石英颗粒。岩石为中粒花岗结构，块状构造，由钾长石、少量斜长石、石英、暗色矿物假像组成。斜长石含量为15%～20%，钾长石55%～60%，石英20%～25%，黑云母约5%。钾长石主要为正条纹长石，呈近半自形板状，粒度多为2.0～5.0 mm，部分卡式双晶发育，可见钠长石条纹呈脉状、细条纹状、不规则状分布于晶内，被斜长石交代呈补片状，具不均匀高岭土化。斜长石(包括反条纹长石、更长石)呈半自形板状，粒度较小，多为0.5～1.0 mm，更长石聚片双晶发育，沿裂隙具水云母化。斜长石呈补片状分布于钾长石内且交代钾长石或呈蠕虫状分布于与钾长石接触边缘，构成交代蠕虫结构交代钾长石。石英呈半自形、它形粒状，粒度2.0～4.0 mm，具带状消光，亚颗粒发育，多交代长石，边缘较圆滑。暗色矿物多被交代呈不规则状，具水云母化假像。晶内网状裂隙发育，被水云母等充填。

2 分析方法

岩石薄片经显微镜下鉴定后，选择样品进行地球化学分析。样品主量元素和微量元素分析由河北省区域地质矿产研究所完成。主量元素用X射线荧光光谱仪(Axiosmax)分析，微量元素用等离子体质谱仪(X-serise2)分析，分析精度优于5%。

锆石挑选在河北省区域地质矿产研究所实验室完成。在天津地质矿产研究所实验室进行LA-ICP-MS锆石微区U-Pb定年。使用仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪及193 nm激光取样系统(LA-ICP-MS)。锆石标样采用TEMORA标准，锆石数据处理采用ICPMSDataCal程序[14]和Isoplot程序[15]进行作图。采用208Pb对普通铅进行校正，利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th 含量。采用206Pb/238U 年龄的加权平均值作为正长花岗岩的结晶年龄，数据误差1σ，可信度95%。

3 年代学测定结果

样品D3288-0-TW1采自眼睛山，岩性为中粒正长花岗岩。样品中锆石多呈无色，短柱状—长柱状，长宽比多介于1∶1～1∶2，阴极发光CL图像(图2)显示出多数锆石内部具典型的明暗相间的环带结构，环带边缘均匀、平直，表明其属于岩浆结晶的产物[16]。锆石U-Pb 测年结果见表1。25个点的测试结果显示锆石的Th/U值介于0.17～61。在锆石U-Pb 年龄206Pb/238U-207Pb/235U谐和图(图3)中，分析数据点均分布在谐和线上及其附近，206Pb/238U加权平均年龄为(219.7±1.2) Ma。年龄结果表明了该正长花岗岩的形成时代为晚三叠世。

图2 正长花岗岩代表性锆石的CL图像Fig.2 CL images of the representative zircons from the syengranite

表1 黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb 同位素测年数据 Tab.1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating data of the biotite monzogranite

图3 正长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 LA-ICP-MS zircon U-Pb age concordia diagram of the syengranite

4 地球化学特征

4.1 主量元素

主量元素分析结果见表2。岩石SiO2含量为76.12%～77.94%， (Na2O+K2O)含量为7.87%～8.67%，K2O/Na2O值1.13～1.39； 贫铝，Al2O3含量为12.18%～12.84%； 贫钙、镁、铁，CaO含量为0.23%～0.50%，MgO含量为0.04%～0.13%，TFe2O3含量为0.61%～1.56%。计算得出岩石里特曼指数为1.63～2.55。A/CNK=0.99～1.13，结合A/NK-A/CNK图解(图4左)和SiO2-K2O图解(图4右)，岩石为过铝质、高钾钙碱性系列。

表2 正长花岗岩主量元素和微量元素分析结果及相关参数Tab.2 Analysis results and related parameters of major elements and trace elements of the syengranite

图4 A/NK-A/CNK图解(左)和K2O-SiO2图解(右)[17-18]Fig.4 A/NK - A/CNK diagram (left) and K2O-SiO2 diagram (right)[17-18]

4.2 微量元素

稀土元素含量总和(∑REE含量)为143.31×10-6～277.79×10-6，平均为199.90×10-6。轻稀土总量(∑LREE含量)为96.15×10-6～234.15×10-6，重稀土总量(∑HREE含量)为27.85×10-6～55.46×10-6。(La/Yb)N为1.14～4.15，与图中(图5左)平缓右倾稀土配分曲线吻合。(La/Sm)N为1.44～3.49，(Gd/Yb)N为0.55～0.80，说明轻稀土分馏程度大于重稀土。δEu为0.01～0.13，表明岩石具有强烈的Eu负异常。

图5 稀土元素配分模式(左)和微量元素蛛网图(右)[19]Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (left) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram (right)[19]

在原始地幔标准化的微量元素配分图(图5右)中，可以看出岩石相对亏损大离子亲石元素Ba、Sr、Eu，而富K、Rb。贫高场强元素Ti，富U、Th、Hf、HREE。造成这种现象可能是由于在岩浆分异演化过程中，形成了残留相主要为斜长石、副矿物的熔体，造成了熔体富集高场强元素，贫大离子亲石元素，并出现Eu的负异常。

5 讨论

5.1 岩体形成时代

从地质特征方面看，正长花岗岩侵入下中二叠统大石寨组火山岩，被上侏罗统玛尼吐组不整合覆盖，这限定了其形成时代晚于早中二叠世大石寨组而早于晚侏罗世。本次测定岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(219.7±1.2) Ma，属于晚三叠世晚期，与野外地质事实吻合，代表了该岩体的侵位年龄。此外，张能[20]、葛文春等[9]、周漪等[21]在该地区的测年结果都证实了该岩体晚三叠世晚期的侵位年龄。

5.2 岩石类型

张旗等[22]认为A型花岗岩是富硅、富碱、贫水的花岗岩类，地球化学上以贫Al、Sr、Eu、Ba、Ti、P为特征。晚三叠世正长花岗岩同样在主量元素上富SiO2，平均含量76.87%； 富碱，(Na2O+K2O)含量平均值达到8.44%； 贫铝，Al2O3含量平均为12.44%。同时在正长花岗岩微量元素蛛网图(图5右)中可以看出，岩石贫Sr、Eu、Ba、Ti、P。Zr+Nb+Ce+Y平均值为389.98×10-6，高于A型花岗岩的下限值350×10-6[23]，10 000×Ga/Al值为3.53～5.09，高于A型花岗岩的下限值2.6[23]。综上所述，晚三叠世正长花岗岩为A型花岗岩。

5.3 构造环境

在10 000×Ga/Al-R1图解(图6左)中，岩石样品投点均落入到后造山(PA)构造环境中。在(Y+Nb)-Rb图解(图6右)中晚三叠世花岗岩落入板内的构造环境，表明晚三叠世时期，华北板块与西伯利亚板块之间的古亚洲洋已经闭合，进入造山后板内岩石圈伸展作用的构造环境。

图6 R1-(10 000×Ga/Al)构造判别图解(左)和Rb-(Y+Nb)构造判别图解(右)[24-25]Fig.6 R1-10 000×Ga/Al tectonic discrimination diagram(left) and Rb - Y+Nb tectonic discrimination diagram(right)[24-25]

华北板块与西伯利亚板块之间的古亚洲洋被学者认为应最终于晚古生代末在西拉木伦河—长春—延吉一线闭合[8，10-11]。A型花岗岩的形成总是与张性背景有关已是人们的共识[9]。A型花岗岩根据其地球化学特征又可分为2类： AA型花岗岩形成于非造山环境，PA型花岗岩则形成于后造山构造环境[24]。具有PA型花岗岩地球化学特征的晚三叠世岩体形成于220 Ma左右的事实，表明了该区在此时已结束块体拼合历史而进入造山后阶段。孙德有等[11]认为早中古生代A型花岗岩是造山后或板片断离作用后岩石圈继续伸展导致地壳岩石熔融的结果。这与葛文春等[9]在乌兰浩特地区发现的印支期PA型花岗岩(查干岩体，锆石U-Pb年龄为(229±3) Ma、(236±2) Ma)、孙德有等[11]在小兴安岭地区发现的印支期PA型花岗岩(清水岩体，锆石U-Pb年龄为(222±2) Ma)的认识一致。因此，晚三叠世花岗岩是古亚洲洋闭合后造山后的岩石圈伸展作用的产物。

6 结论

(1)乌兰浩特眼睛山正长花岗岩岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(219.7±1.2) Ma，结合区域地质特征，认为该岩体形成于晚三叠世。

(2)乌兰浩特眼睛山正长花岗岩岩体岩石类型为A型花岗岩。

(3)乌兰浩特眼睛山正长花岗岩是古亚洲洋闭合后的造山后岩石圈伸展作用的产物。