內(nèi)蒙古錫林浩特I型花崗巖的時(shí)代及構(gòu)造意義*

范中林,柯于富,陳文,楊偉衛(wèi),孫孝峰

內(nèi)蒙古錫林浩特I型花崗巖的時(shí)代及構(gòu)造意義*

范中林,柯于富,陳文,楊偉衛(wèi),孫孝峰

(湖北省鄂東南地質(zhì)大隊(duì),湖北大冶435100)

在內(nèi)蒙古錫林浩特水庫地區(qū)出露的花崗巖確定為I型花崗巖,具有較高的Cr、Co、N i豐度。Ca、A l含量和N2O/K2O比值較高,Fe、M g含量較低。微量元素蛛網(wǎng)圖中顯示出明顯的N b、Ta、P、T i負(fù)異常。在Si O2-K2O及A FM圖中,花崗質(zhì)巖石投在鈣堿性系列區(qū);在構(gòu)造環(huán)境判別圖中,花崗質(zhì)巖石樣品都投在火山弧+同碰撞花崗巖區(qū)。鋯石測年結(jié)果顯示平均年齡為317.0±4.0M a,屬晚石炭世。這套晚石炭世島弧花崗巖的存在,表明加里東期古亞洲洋并未完全關(guān)閉,晚石炭世時(shí)仍然存在洋殼的俯沖消減事件。從區(qū)域上看,是北側(cè)的賀根山洋盆向南俯沖的結(jié)果。

I型花崗巖;構(gòu)造環(huán)境;錫林浩特;內(nèi)蒙古

錫林浩特位于內(nèi)蒙古高原的東南緣,處在NN E向展布的大興安嶺南段與內(nèi)蒙古高原接壤地帶,行政區(qū)劃屬內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林浩特市管轄區(qū)。該區(qū)中生代以前經(jīng)歷了中亞造山帶漫長的演化歷史,中生代以后又位處濱太平洋活動(dòng)構(gòu)造體系的影響范圍內(nèi),因此巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈。目前關(guān)于研究區(qū)的大地構(gòu)造情況主要存在兩種不同的認(rèn)識,一種觀點(diǎn)認(rèn)為華北板塊與西伯利亞板塊在晚泥盆世拼合,此后即為漫長的造山后演化階段。如徐備等在蘇尼特左旗南發(fā)現(xiàn)了年齡為452M a左右的島弧閃長巖帶和363M a左右的同碰撞花崗巖帶,將造山帶的演化分為俯沖時(shí)期(500～400M a)和碰撞時(shí)期(400～320M a)[1]。施光海等在錫林浩特市南約10 km處發(fā)現(xiàn)面積約45 km2的晶洞A型花崗巖,U-Pb測年結(jié)果顯示該巖體的侵位年齡為276M a,屬造山后伸展事件產(chǎn)物,指示蘇尼特左旗——錫林浩特構(gòu)造帶在早二疊世已進(jìn)入造山后演化階段[2]。另一種觀點(diǎn)認(rèn)為兩大板塊的最終碰撞發(fā)生在晚二疊～早三疊世,如Chen et al.對蘇尼特左旗南弧巖漿巖和碰撞花崗巖的研究表明,碰撞花崗巖的侵位年代在250～230M a,并進(jìn)一步推論華北板塊與西伯利亞板塊的最終碰撞發(fā)生在310～230M a之間[3]。陶繼雄等認(rèn)為,內(nèi)蒙古滿都拉地區(qū)在二疊早期依然存在大洋板塊活動(dòng)[4]。同時(shí)在華北北緣和興蒙造山帶內(nèi)有大量關(guān)于三疊紀(jì)過鋁質(zhì)花崗巖和A型花崗巖的報(bào)道[5-9]。盡管存在同碰撞和碰撞后成因的不同認(rèn)識[5,6],但許多學(xué)者認(rèn)為華北板塊與西北利亞板塊的最終碰撞應(yīng)在三疊紀(jì)。本文通過對錫林浩特地區(qū)的花崗巖類,特別是I型花崗巖的研究,加之年代學(xué)的數(shù)據(jù),說明在石炭紀(jì)時(shí),古亞洲洋尚未關(guān)閉,仍然存在著俯沖,從而佐證了古亞洲洋的完全關(guān)閉應(yīng)該在二疊～三疊紀(jì)。

1 區(qū)域背景及巖相特點(diǎn)

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古東南部,處在北北東向展布的大興安嶺南段與內(nèi)蒙古高原接壤地帶,行政區(qū)劃屬內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林浩特市和赤峰市管轄,地理坐標(biāo):東經(jīng)115°30′～118°30′,北緯43°00′～44°00′。包括研究區(qū)在內(nèi)的中亞造山帶東段位于華北板塊以北,圖瓦-蒙古-額爾古納陸塊以南。如圖1所示①圖片來自于K50C001002(錫林浩特市幅)、K50C001003(林西縣幅)1:250000區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(修測),中亞造山帶東段從北往南主要為戈壁-阿爾泰-曼達(dá)爾加里東構(gòu)造帶、努克達(dá)瓦加里東帶、努克達(dá)里-烏里雅斯太加里東構(gòu)造帶、Enshop-賀根山海西構(gòu)造帶、胡達(dá)克-錫林浩特加里東島弧構(gòu)造帶、索倫山-林西海西-印支構(gòu)造帶、溫都爾廟-柯單山加里東期俯沖造山鏈。

圖1 研究區(qū)所處構(gòu)造位置Fig.1 Tectonic location of the studied area

根據(jù)前人研究表明,研究區(qū)晚石炭世I型花崗巖組合中主體巖性為花崗閃長巖,其次為石英閃長巖,空間上局部見與其密切共生的細(xì)粒輝長巖和閃長巖及少量斜長花崗巖和二長花崗巖。研究區(qū)花崗巖的空間分布及采樣位置如圖2所示。

輝長巖:據(jù)其與主體巖性花崗閃長巖之間的關(guān)系,可分早晚兩次侵位的產(chǎn)物。早期侵位的輝長巖多被花崗閃長巖破壞,呈小巖體(<1 km2)產(chǎn)于花崗閃長巖體內(nèi)部,在花崗閃長巖中見其大小不等的被肢解的巖塊,巖石具細(xì)粒結(jié)構(gòu),與花崗閃長巖接觸帶的邊緣見因交代作用形成的不等粒構(gòu),塊狀構(gòu)造。礦物組成主要為斜長石(55%)、單斜輝石(35%),巖石中可含大量的磁鐵礦,少數(shù)樣品中含量高達(dá)10%。在花崗閃長巖接觸帶附近則可見斜長石和角閃石的交代斑晶。晚期侵位者常呈密集的巖脈侵入于花崗閃長巖中,巖性為細(xì)粒輝長巖和輝綠巖,脈寬1～5 m不等。巖石具輝綠結(jié)構(gòu),主要礦物為斜長石(50%)和單斜輝石(40%),也可含大量的磁鐵礦,含量達(dá)10%。

圖2 研究區(qū)花崗巖的空間分布及采樣位置圖Fig.2 M ap show ing space distribution of granite and sampling locations in the studied area

花崗閃長巖:中粗粒等?；蛩瓢郀罱Y(jié)構(gòu),塊狀-片麻狀構(gòu)造,片麻理主要發(fā)育在近東西走向的構(gòu)造帶附近。局部變?yōu)榛◢忛W長質(zhì)糜棱巖。主要礦物組成為斜長石(50%～55%)、石英(20%～25%)、黑云母(5%～10%)和鉀長石或條紋長石(5%～10%)、角閃石(4%～8%)。副礦物有磁鐵礦、鋯石和磷灰石。斜長石多為半自形晶,高嶺土化和絹云母化蝕變普遍。石英具波狀消光。角閃石和黑云母均具不同程度的綠泥石化蝕變。巖體中含細(xì)粒輝長巖、閃長巖和片麻巖等暗色包體,包體多呈渾圓狀,少數(shù)具不規(guī)則的巖漿包體形態(tài)。

2 地球化學(xué)特征

研究區(qū)內(nèi)晚石炭世侵入巖的主量、微量元素分析結(jié)果見表1,其中部分?jǐn)?shù)據(jù)來自參考文獻(xiàn)[3]。

2.1 主量元素特征

由表1可看出,研究區(qū)內(nèi)晚石炭世侵入巖SiO2含量在很廣的范圍內(nèi)連續(xù)變化,介于48.21%～71.78%,包括了輝長巖-閃長巖-石英閃長巖-花崗巖的成分范圍。其中基性侵入巖輝長巖和閃長巖較富堿(K2O+N a2O=5.28%～4.26%)、顯著高A l2O3(15.56%～19.89%),具較低的M g值(0.44～0.66)。除個(gè)別輝長巖樣品的M g值與幔源原生巖漿值較接近外,其余均明顯偏低,表明是派生巖漿的產(chǎn)物。參照B.W.Chappell和J.R.W hite對花崗巖的分類方法[12],A l2O3/(K2O+N a2O+CaO),I型< 1.1,K2O/N a2O I<1.2～1.3。花崗質(zhì)巖石(石英閃長-花崗閃長巖-二長花崗巖)則富M gO(0.63%～4.68 t%)、FeO t(1.43%～6.33%)、CaO(1.64%～7.97%),較貧堿(A lk=4.26%～6.62%),明顯富鈉而低鉀(K2O/N a2O=0.18～0.87),與I型花崗質(zhì)巖的特征相似[7,8],但同時(shí)又顯示出明顯高A l2O3 (A l2O3=15.56%～18.25%)的特征,與俯沖帶高鋁的埃達(dá)克巖的特征相似。由SiO2-K2O圖(圖3)和A FM圖(圖4)可看出,研究區(qū)內(nèi)晚石炭世侵入巖應(yīng)屬鈣堿性系列。

2.2 稀土元素及微量元素特征

如圖5所示,晚石炭世侵入巖中,中基性的輝長巖和中酸性花崗質(zhì)巖石具很相似的稀土配分型式和稀土豐度,也表明二者具有成因上的聯(lián)系。稀土配分曲線均為右傾的輕稀土富集型,(L a/Yb)n比分別為3.10～17.12和4.79～13.74,總體上具較低的總稀土豐度ΣREE分別為(44.44～148.60)×10-6和=(46.5～104.2)×10-6。Eu異常不明顯(δEu= 1.3～0.7),在石英閃長巖中還出現(xiàn)弱的正異常,表明斜長石的分離結(jié)晶在巖漿的演化中作用不明顯。從輝長巖到花崗閃長巖微量元素的分布型式也較相似,豐度變化不大,總的來看表現(xiàn)為大離子親石元素Rb、Ba、Th、K、Sr的明顯富集,Zr、Hf及以后的高場強(qiáng)元素相對虧損(圖6)。

微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖中顯示出明顯的N b、Ta、P、T i負(fù)異常,與島弧巖漿巖的特征相似。值得注意的是,花崗質(zhì)巖石中部分樣品顯示出較高的Sr/Y比值(9.9～71.0),最高者達(dá)71.0,具明顯的高Sr低Y的的點(diǎn)。中基性侵入巖的地幔相容元素Cr (11.2～495.0)×10-6、Co(11.7～47.7)×10-6、N i (6.9～117.0)×10-6豐度變化較大,且隨SiO2含量的增加而降低,但所有樣品中的相容元素豐度均明顯低于原生幔源基性巖漿的范圍,也表明為派生巖漿的產(chǎn)物?；◢徺|(zhì)侵入巖則具相對較高的Cr(6.1～153.0)×10-6、Co(1.3～21.0)×10-6、N i(3.2～50.0)×10-6豐度,明顯不同于S型花崗巖的低地幔相容元素豐度的特征,而與I型花崗巖的特征相似。在構(gòu)造環(huán)境判別圖中(圖7),研究區(qū)輝長巖和閃長巖投點(diǎn)在島弧鈣堿性玄武巖區(qū),花崗質(zhì)巖石所有樣品都投在島弧花崗巖區(qū),與主量元素和微量元素特征所反映的信息一致,表明其形成于島弧環(huán)境。

3 鋯石U-Pb年代學(xué)

鋯石U-Pb年齡的測定在中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行,用LA-ICP-M S進(jìn)行分析測試,其結(jié)果見表2。激光剝蝕孔徑32μm,

表1 研究區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗閃長巖組合的主量、微量元素分析結(jié)果Table 1 Major elements and trace elements compositions of the late Carbon iferous gabbros-granodiorites in the studied area

注:H-3,0710-1,D0712,D2419-1-1,D2467-1-1,為本文所測數(shù)據(jù),其余引自文獻(xiàn)[9]脈沖8 Hz,以He作為剝蝕物質(zhì)的載氣。樣品分析流程為每測定5個(gè)樣品點(diǎn)測定一次鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500,每測定20個(gè)樣品點(diǎn)測定一次N IST SRM 610。每個(gè)樣品的數(shù)據(jù)采集時(shí)間共100 s,其中前20 s為氣體背景采集時(shí)間。離線數(shù)據(jù)處理采用GL ITTER 4.0程序進(jìn)行,年齡計(jì)算以91500作外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正;元素含量以N IST SRM 610為外標(biāo)、Si作內(nèi)標(biāo)進(jìn)行計(jì)算。樣品的加權(quán)平均年齡的計(jì)算及諧和圖的繪制采用Iso-plot/Ex 3.0。在諧和圖上(圖8),樣品投點(diǎn)集中在諧和線上,其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為317.0±4.0M a,屬晚石炭世?？偟膩砜?本研究獲得的鋯石U-Pb年齡與Chen et al(2000)[9]在蘇尼特左旗地區(qū)測得的晚世石炭世島弧花崗巖的年齡完全一致,表明存在一條區(qū)域性的晚石炭世花崗巖帶。

表2 研究區(qū)晚石炭世花崗閃長巖鋯石LA-ICP-M S U-Pb同位素測試結(jié)果Table 2 La-ICP-M SU-Pb isotopic analysis results of zircon for the late Carbon iferous granodiorites in the studied area

4 討論

從這些研究中可以看出,前人所報(bào)道的大量的巖漿事件的記錄主要在晚石炭紀(jì)之前和早二疊世以后,而晚石炭世的花崗巖則鮮見報(bào)道。Chen et al (2000)[9]、陳斌等[3]報(bào)道在巴林左旗和錫林浩特一帶存在鋯石年齡分別為490M a和310M a的兩期弧花崗巖,但關(guān)于310M a的弧花崗巖的存在一直未引起多數(shù)學(xué)者的重視。本研究認(rèn)為,這套晚石炭世島弧花崗巖的存在,其地質(zhì)意義是重大的,它表明在加里東期古亞洲洋并未完全關(guān)閉,在晚石炭世時(shí)仍然存在洋殼的俯沖消減事件。從區(qū)域上看,是北側(cè)的賀根山洋盆向南俯沖的結(jié)果。

圖8 研究區(qū)晚石炭世花崗巖SHC樣品的LA-ICP-M S鋯石U-Pb諧和線圖Fig.8 LA-ICP-M S zircon U-Pb concordia diagram for thelate Carboniferous granites SHCinthe studied area

參考文獻(xiàn)

[1] 徐備,陳斌.內(nèi)蒙古北部華北板塊與西伯利亞板塊之間中古生代造山帶的結(jié)構(gòu)及演化[J].中國科學(xué)(D輯), 1997,27(3):227-232.

[2] 施光海,苗來成,張福勤,等.內(nèi)蒙古錫林浩特A型花崗巖的時(shí)代及區(qū)域構(gòu)造意義[J].科學(xué)通報(bào),2004,49(4): 384-389.

[3] 陳斌,趙國春,Si mon W I LDE.內(nèi)蒙古蘇尼特左旗南兩類花崗巖同位素年代學(xué)及其構(gòu)造意義[J].地質(zhì)論評, 2001,47(4):361-367.

[4] 陶繼雄,白立兵,寶音烏力吉,等.內(nèi)蒙古滿都拉地區(qū)二疊紀(jì)俯沖造山過程的巖石記錄[J].地質(zhì)調(diào)查與研究, 2003,26(4):241-249.

[5] 王荃,劉雪亞,李錦軼.中國華夏與安加拉古陸間的板塊構(gòu)造[M].北京:北京大學(xué)出版社,1991:1-151.

[6] 邵濟(jì)安.中朝板塊北緣中段地殼演化[M].北京:北京大學(xué)出版社,1991:1-136.

[7] 花崗巖類區(qū)1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查方法指南[S].地質(zhì)礦產(chǎn)部直屬單位管理局,1991.

[8] 陳建林,郭原生,付善明.花崗巖研究進(jìn)展——ISMA花崗巖類分類綜述[J].甘肅地質(zhì)學(xué)報(bào),2004,13(01): 67-73.

[9] Chen,B.,Jahn,B-m.,W ilde,S.,Xu,B.Two contrasting Paleozoicmagmatic belts in northern Inner M ongolia,China:petrogenesisandtectonic i mplications[J].Tectonophysics,2000,328:157-182.

Age and its tecton ic sign if icance of I-type gran ite in Xilinhot, InnerM ongolia

FAN Zhong-lin,KE Yu-fu,CHEN W en,YAN GW ei-wei,SUN Xiao-feng
(Geolog ical T eam of S outheast H ubei P rovince;D aye435100,China)

It is determ ined that the granite outcropped in Xilinhot reservoir area,Inner M ongolia,has been identified as I-type granitew ith high abundances of Cr,Co and N i,high contents of Ca and A l,high ratios of N2O/K2O and low contents of Fe andM g.In the trace elements spider gram s,the granitic rocks show clear negative N b,Ta,P and T i anomalies.In the SiO2-K2O and A FM diagram s,the granitic rocks are mainly plotted in area of calc-alkaline series.In the tectonic setting discrim ination diagram s,the granitic rocks are plotted in the area of volcanic arc granites+syncollision granites,indicating that the granite formed in an island-arc environment.The granite yields a zircon U-Pb age of 317.0±4.0 M a, corresponding to the late Carboniferous age.The suite of late Carboniferous island-arc type granitic rocks indicates that the Palo-A sian Ocean was not fully closed in the Caledonian period and the oceanic crust subduction and consumption-related events still occurred in the late Ccarboniferous.It is concluded that the late Carboniferous granitemay be caused by the southward subduction of theNorth Hegenshan oceanic basin.

I-type granite;tectonic setting;Xilinhot;InnerM ongolia

book=191,ebook=140

P588.12

A

1671-4814(2012)03-191-07

2012-02-01第一作者簡介:范中林(1959～),男,工程師,長期從事資源勘查工作。