內蒙古趙井溝新元古代花崗巖成因：年代學、地球化學及Sr-Nd-Pb-Hf同位素約束

密文天， 辛 杰

(1.內蒙古工業大學礦業學院，呼和浩特 010051；2.成都理工大學國土資源部地學空間信息技術重點實驗室，成都 610059)

華北板塊北緣出露有一系列的前寒武紀深成侵入體及許多變質火山-沉積地層系統，內部包含有花崗巖體、各類變質巖體及多種構造形跡[1-4]。據前人研究成果，華北板塊北緣的巖漿活動較為頻繁，多集中于晚太古代、早古元古代、晚古生代和中生代[5]。其中太古代深變質巖漿巖主要以閃長質片麻巖、TTG(英云閃長-奧長花崗巖-花崗閃長質)片麻巖和花崗質片麻巖為主，分布于包頭以東和以北，零星出露[6]。古元古代巖漿巖出露廣泛，主要以花崗質巖石、閃長質深成巖、基性巖墻為主[7]。華北板塊北緣很少發現新元古代的酸性侵入巖體，僅在內蒙古狼山及鄰區阿拉善等地有過報道[8-9]。目前，有學者認為華北板塊及其周邊地區在中-新元古代發生的拼合-裂解事件引發了一系列的巖漿活動[1,10-12]，但是對該時期華北板塊北緣的巖漿作用過程，尤其是對酸性侵入巖的成因缺乏深入研究，該區域新元古代巖漿活動及其地質意義亦需進一步明確。

A型花崗巖被認為是形成于造山后或非造山構造環境，具有貧水、富堿等巖石學及地球化學特征的巖石[13-14]，其既可以反映地殼伸展、減薄的地球動力學背景[15-16]，也能對碰撞造山結束進入伸展的構造環境提供時間約束[12-13]，其重要地質構造意義已成為研究的熱點[17-18]。在內蒙古武川縣東20 km的趙井溝發現該區廣泛分布有多個時期、多種產出規模及形態的侵入巖體。通過對新元古代堿長花崗巖進行全巖主微量元素、鋯石年代學及Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析發現該期侵入巖具有A型花崗巖的特點。華北板塊北緣鮮少發現新元古代的侵入巖體，對該期巖體的形成時代、成因及巖漿源區等特征進行分析能為約束華北板塊北緣新元古代的構造-巖漿-熱事件提供新的線索，從而深化對相關巖漿作用過程及構造意義的認識。

1 區域地質背景

研究區在大地構造位置上位于華北板塊北緣中段[圖1(a)]，處于集寧-隆化斷裂與赤峰-白云鄂博深大斷裂之間。區域內巖漿巖分布廣泛，構造條件復雜，韌性剪切帶和脆性斷裂較為發育，E(東)—W(西)向斷裂構造控制著區內的沉積地層與侵入巖體的展布[19]。區內出露有太古代變質巖、中-新元古代渣爾泰群變質-火山沉積巖、各時期的花崗巖、石炭系栓馬樁組以及第四系沖洪積物等。渣爾泰群廣泛出露于采樣點的南部，由各類千枚巖、石英砂巖等組成；中石炭統栓馬樁組出露于研究區的中、北部，主要包含有變質砂巖和長石砂巖，該組逆沖推覆于渣爾泰群之上，呈斷層接觸。區內巖漿巖主要與元古代、古生代的巖漿活動有關[20]。其中，前寒武紀侵入巖主要為閃長巖、堿長花崗巖及二長花崗巖等，古生代的侵入巖有花崗閃長巖、黑云母花崗巖，中生代為花崗斑巖及鉀長花崗巖[圖1(b)]。通過野外觀察，中-新元古代花崗巖體多呈脈狀、巖株狀及巖基狀侵位于前寒武系地層(圖2)。

圖2 趙井溝野外照片

2 巖石學特征

趙井溝各時代的侵入巖體呈現出不同的種類、規模及幾何形態，而新元古代花崗巖主要為細粒堿長花崗巖及細粒斑狀堿長花崗巖。其中，樣品ZJ-012-1為細粒堿長花崗巖，具有花崗結構，塊狀構造[圖3(a)]。經鏡下觀察，礦物成分中鉀長石含量為20%～30%，呈半自形板狀，部分存在弱-中等的黏土化及絹云母化，粒徑為0.5～1.8 mm，發育卡式雙晶，邊緣有細小顆粒狀石英；鈉長石含量一般，呈半自形板狀，粒徑為0.6～1.5 mm，部分有絹云母化，但整體晶體形態保存較好；石英含量為20%～25%，呈他形粒狀，粒徑為0.5～1.25 mm，部分充填在先期結晶的長石類礦物之間；黑云母含量為5%～10%，呈他形片狀，粒徑約為0.25 mm，鏡下觀察有閃突起現象；副礦物可見鋯石、磷灰石及其他金屬礦物等。

樣品ZJ-010-1為細粒斑狀堿長花崗巖，具似斑狀結構[圖3(b)]，塊狀構造，斑晶含量約為16%，其余為基質；石英含量為25%～30%，鉀長石含量為25%～30%，其余主要為鈉長石及白云母(1%～2%)。斑晶由鈉長石、石英及鉀長石等組成，其中鈉長石呈半自形板狀，粒徑為0.4～0.6 mm，邊部分布有蠕蟲狀石英，形成蠕蟲結構；石英呈他形粒狀，粒徑為0.4～1.2 mm，部分被巖漿熔蝕呈次圓狀或不規則狀；白云母呈半自形片狀，粒徑約0.5 mm，閃突起較明顯。基質成分與斑晶一致，其中，鉀長石呈半自形板狀，粒徑為0.1～0.2 mm，鈉長石粒徑為0.1～0.2 mm，石英多分散展布于斑晶周圍，與長石構成文象交生結構。此外，可見微量不透明金屬礦物及磷灰石等。

Kp為鉀長石,Ab為鈉長石,Q為石英,Mu為白云母;正交偏光

3 分析測試及結果

3.1 分析測試

在詳細的野外地質調查基礎上，對區內相關花崗巖體進行了系統采樣，將其中的1件樣品(ZJ-010-1)進行年代學測試，5件樣品進行巖石地球化學測試。年代學樣品采集地點經緯度為111°45′51″E，41°10′27″N[圖1(b)]全巖主量和微量元素分析依托核工業北京地質研究院進行，其中主量元素采用X射線熒光光譜法測定，精度達1%；微量元素用Finnigan MAT制造的HR-ICP-MS(ElementⅠ)質譜儀測定。

鋯石挑選在河北廊坊宇能測試中心完成，采用常規方法將樣品粉碎后經分選處理后，在鏡下挑選出晶型、透明度好和無裂縫的鋯石樣品，用環氧樹脂粘貼并制靶，打磨和拋光后露出新鮮面。隨后進行陰極發光照相，標記好擬進行U-Pb定年和原位Hf同位素微區分析的點位(圖4)。

鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb測試和Hf同位素分析依托南京聚譜科技公司進行。型號為Analyte Excite的193 nm ArF準分子激光剝蝕系統和型號為Nu Plasma II的多接收器型號電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)聯用，進行微區同位素分析。準分子激光發生器產生的深紫外光束經勻化光路聚焦于鋯石表面，剝蝕鋯石表面的光束斑直徑為50 μm，能量密度為6.0 J/cm2，頻率為8 Hz，剝蝕40 s后氣溶膠由氦氣送入MC-ICP-MS完成測試；過程中每隔10個樣品交替測試2個標樣(GJ-1、91500等)，以控制Hf同位素數據質量，具體測試流程、方法及原理參見文獻[21-22]，結果見表1。

實心圓圈為U-Pb分析點；虛線圈為Hf同位素分析點

表1 內蒙古趙井溝花崗巖鋯石 LA-MC-ICP-MS U-Pb 測試結果

處理鋯石Hf同位素數據時，首先采用179Hf/177Hf=0.732 5，獲得Hf同位素質量歧視因子βHf，通過鋯石自身的172Yb/173Yb實測數據，獲得Yb同位素質量歧視因子βYb，再用176Yb/172Yb=0.588 7，扣除176Yb對176Hf的同量異位干擾；由于Lu只有175Lu與176Lu兩個同位素，因此假定βLu=βHf，再采用176Lu/175Lu=0.026 55扣除176Lu對176Hf的同質異位干擾[23]。球粒隕石176Lu/177Hf和176Hf/177Hf分別取0.033 2和0.282 772，176Lu的衰變常數采用1.867×10-11/a-1[24-25]，虧損地幔176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分別為0.038 4和0.283 25[26]，下地殼和上地殼的fLu/Hf分別為-0.34和-0.72[25]。分析條件及流程見文獻[31]。

全巖Sr-Nd-Pb同位素分析依托核工業地質研究院進行，利用IsotopX Phoenix型熱電離同位素質譜儀完成；Sr-Nd同位素測試方法參照GB/T 17672—1999《巖石中鉛、鍶、釹同位素測定方法》進行，Pb同位素測試方法依據DZ/T 0184.12—1997《巖石、礦物中微量鉛的同位素組成的測定》進行；實驗過程中，相對濕度為30%，溫度為20 ℃，同位素比值誤差以2σ計算。Sr、Nd同位素數據處理方法參照[28]。

3.2 分析結果

花崗巖樣品主量元素中(表2)，SiO2含量較高，介于72.54%～75.67%；Al2O3含量介于13.30%～15.22%；MgO含量較低，介于0.08%～0.19%，K2O含量較高，為2.99%～5.98%，Na2O含量較高(3.67%～7.16%)；K2O/Na2O為0.42～1.63，該組樣品相對富鈉，僅有一個樣品K2O含量高于Na2O；Mg#變化較大，多數介于23～35，平均值為28.4，鋁飽和指數值介于1.0～1.09，屬于弱過鋁質花崗巖[圖5(a)]，較高的A/CNK和較低的Mg#表明其可能經歷了較高程度的分離過程，屬于成熟度較高的花崗巖[9]；在R1-R2巖性判別圖中，數據落于堿性花崗巖范圍內[圖5(b)]，所以趙井溝新元古代花崗巖總體上屬于成熟度較高的堿性弱過鋁質花崗巖。

圖5 趙井溝花崗巖A/CNK-A/NK和R1-R2圖解

樣品稀土元素(REE)總含量在(98.72～140.67)×10-6，較低的稀土元素含量可能與部分熔融時，富含REE的礦物在源區殘留相關；(La/Yb)N介于0.94～1.52，輕稀土(LREE)/重稀土(HREE)(介于3.08～4)表明LREE相對富集而HREE相對虧損(表2)，δEu介于0.03～0.09，稀土元素呈現強烈的負Eu異常[圖6(a)]，稀土元素配分型式為輕稀土富集的“海鷗型”曲線。樣品相對富集Nb、Ta、Hf等高場強元素，而Sr、P及Ti元素強烈虧損；Ba相對于Rb和Th虧損明顯，具有負Ba異常；大離子親石元素Rb異常富集[(792～1 139)×10-6]，可能是由于其分異演化程度較高，后期被流體交代蝕變所引起或是含礦潛力和礦化程度的象征[表2，圖6(b)]。

陰極發光(CL)圖像顯示，趙井溝花崗巖中的多數鋯石均發育震蕩韻律環帶結構，無裂縫，呈短柱狀-長柱狀，粒徑為60～150 μm，長寬比約為2∶1(圖4)。鋯石U-Pb測年結果顯示(表1)，多數鋯石Th/U介于0.86～2.84，高于0.4，屬于巖漿成因[32]。在鋯石U-Pb年齡諧和圖中[圖4(a)]，數據多分布在諧和線及其附近，顯示了一定的可靠性，10個測點的206Pb/238U年齡加權平均值為(765±5) Ma，代表了趙井溝花崗巖的形成時代。

鋯石的Hf同位素顯示(表3)，176Lu/177Hf為0.000 618～0.002 024，比值多小于0.002，僅有一個略大于0.002，說明鋯石形成后基本未受放射性成因Hf影響，獲得的176Lu/177Hf可以準確反映巖石形成時體系的Hf同位素構成[25]。10個測試點的176Hf/177Hf范圍為0.281 851～0.282 143，平均為0.282 042。依據鋯石年代學確定的原位年齡，計算后獲得的εHf(t)在-15.9～-6.3，均小于0；對應的地殼二階段模式年齡(TDM2)介于2 045～2 662 Ma。

圖6 趙井溝花崗巖稀土元素球粒隕石標準化配分曲線和微量元素原始地幔標準化蛛網圖

表2 趙井溝地區花崗巖主量元素及微量元素分析結果

注:A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子數；Mg#=100×[Mg2+/(Mg2++ Fe2+)]原子數；LOI為燒失量。

表3 趙井溝花崗巖鋯石Hf同位素測試結果

表4 趙井溝花崗巖Sr-Nd-Pb同位素分析結果及主要參數

注：εNd(t)=[(143Nd/144Nd)樣品(t)/(143Nd/144Nd)CHUR(t)]×104;(143Nd/144Nd)CHUR=0.511 651；(147Sm/144Nd)CHUR=0.196 7，CHUR代表原始地幔未經化學分異的初始比值;初始同位素組成根據t=765.2 Ma校正。

趙井溝新元古代花崗巖的Sr-Nd-Pb同位素數據顯示(表4)，樣品87Sr/86Sr為0.989 744～3.031 133，初始鍶比值(87Sr/86Sr)i為-4.666 165～-1.871 071；143Nd/144Nd為0.512 099～0.512 168，變化范圍較小，低于原始地幔現代值(0.512 638)[33]，具有低Nd的特征。根據趙井溝花崗巖鋯石U-Pb加權平均年齡t=765.2 Ma計算，巖石的εNd(t)呈現較明顯的負值，變化范圍為-7.3～-2.7；Nd二階段模式年齡(TDM2)為1 663～2 033 Ma。208Pb/204Pb變化為36.699 7～37.305 6，207Pb/204Pb變化范圍較小，分布于15.334 6～15.415 7，206Pb/204Pb介于16.599 9～16.953 6。

4 討論

4.1 巖石成因類型

趙井溝花崗巖富硅、高堿，貧CaO(0.12%～0.28%)、MgO(0.08%～0.19%)和P2O5(0.01%～0.02%)，具有較高的(Na2O+K2O)/CaO以及高的K2O/MgO。地球化學數據表明，華北板塊北緣趙井溝新元古代花崗巖是一套堿性的弱過鋁質花崗巖。鏡下觀察未發現特征性的堿性鐵鎂礦物，成分上應屬于堿長花崗巖[34]。稀土元素配分曲線及微量元素蛛網圖中(圖6)，Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Yb較為富集，Sr、Ba、P、Ti、Eu顯示出明顯的負異常。富Yb、貧Sr暗示源區為無石榴子石殘留的低壓區，Eu的負異常顯示源區有斜長石殘留，Ti、P的負異常可能與鈦鐵礦、磷灰石分離結晶有關；負Ba異常顯示此類花崗巖可能與地殼巖石的部分熔融有關[9]。“海鷗型”稀土配分型式顯示輕稀土相對富集，Ga/Al較高(2.90～3.44)，高于世界上A型花崗巖的下限值，上述特征與典型的A型花崗巖地球化學特征相符[15,35-37]。由于巖石具有高硅、富堿，貧Ca、Fe、Mg、P元素以及具有較高的巖漿結晶分異指數DI(97.45～98.43)、較低的固結指數SI(0.86～1.88)、較低含量的親鐵元素[Co為(0.12～0.46)×10-6；V為(3.47～4.94)×10-6]等特點(表2)，暗示巖石在巖漿演化后期形成，經歷了高分異演化作用，化學和礦物成分與低共結的花崗巖類似，故需進一步明確花崗巖成因類型(高分異I型、S型或A型)[38-40]。Zr+Nb+Ce+Y-FeO*/MgO及以10 000 Ga/Al為基礎的判別圖解可有效區分高分異I型和A型花崗巖[38]，且A型花崗巖也有可能經歷過高分異演化作用[39]。樣品在以上圖解中均落于A型花崗巖范圍內(圖7和圖8)，所以趙井溝新元古代花崗巖可能由古老地殼巖石經部分熔融產生的巖漿，后經歷高度的分異演化而形成的堿性、弱過鋁質的A型花崗巖。

OGT代表未分異的I、S和M型花崗巖；FG代表高分異的I型花崗巖；A代表A型花崗巖

4.2 源區性質及成因討論

花崗巖的母巖漿所具有的初始同位素組成特征能反映其物質來源及源區性質[42-43]。但當A型花崗巖具有很低的Sr含量或Rb/Sr值較高時，年齡對Sr同位素初始值的校正影響較大；將Rb-Sr同位素作為A型花崗巖成因及物質來源的判別依據會產生較大誤差[44-47]。趙井溝花崗巖體Rb/Sr過高，通過年齡校正計算出的(87Sr/86Sr)i介于-4.666 165～-1.871 071(表4)，均小于0.7，所以Sr同位素值不宜用于討論該區花崗巖成因及源區性質[48]。

I、S、A分別代表I型、S型和A型花崗巖

而A型花崗巖的Nd同位素組成，即εNd(t)可以用于反映巖漿源區性質及物質來源[46,49]。當樣品εNd(t)<0時，說明其源于地殼物質，或在很大程度上與地殼物質發生過混染，混染比例越高，εNd(t)越趨向負值；εNd(t)>0，說明其源區可能源于地幔物質[49]。內蒙古趙井溝A型花崗巖具有相似的Nd同位素組成，其εNd(t)變化范圍為-7.3～-2.7(表4)，呈現出明顯的負值，表明其巖漿源于地殼物質；但其εNd(t)變化范圍較大，說明其源區物質較為復雜，可能有幔源物質的混入；此外，鏡下觀察未發現角閃石，計算表明Mg#較低，且樣品的SiO2含量較高(72.54%～75.67%)，故該A型花崗巖為地幔物質直接部分熔融形成的可能性很小，其源區應是以部分熔融后的古老地殼物質為主體，并加入有少量的幔源物質[50]。這顯示了趙井溝新元古代A型花崗巖物源的多樣性及復雜性[51]。

由于具有較高的Hf同位素封閉溫度，鋯石在各種條件下仍能保持原始Hf同位素組成，從而為鋯石形成及巖石成因提供信息[25,52-53]。趙井溝新元古代花崗巖呈現負的鋯石εHf(t)[表3，圖9(a)]，對應的地殼二階段模式年齡為2.0～2.6 Ga[圖9(b)]，且εNd(t)均為明顯負值(表4)；207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解中，樣品均指示源于地殼范圍內[圖10(a)]，這暗示本區花崗質巖漿主要源于古元古代古老地殼物質的部分熔融。鋯石Hf模式年齡遠大于結晶年齡[(765±5.0) Ma]，這說明其巖漿的形成可能與古元古代地殼的部分熔融有關[25]。此外，樣品Hf同位素組成呈現明顯的不均一性，變化范圍較大[圖10(a)]，而隨著巖石部分熔融或結晶分異演化，鋯石176Hf/177Hf不會改變，熔體中Hf同位素比值發生顯著變化暗示存在開放的系統[54]。所以，趙井溝花崗巖εHf(t)的不均一性很可能是由于放射性成因Hf的不同端元的混合作用所致[55]。這種特征與其他學者發現的鋯石Hf同位素呈現的εHf(t)的不均一結果類似[56-60]。可見，趙井溝花崗巖不均一的鋯石Hf同位素組成、不均一的εNd(t)以及Pb同位素組成特征[圖10(b)]，應受殼-幔物質混合的影響。

圖9 趙井溝花崗巖的εHf(t)和地殼兩階段模式年齡TDM2/Ga柱狀圖

LC為下地殼；OR為造山帶；UC為上地殼；OIV為洋島火山巖；A、B、C、D分別為各區域中樣品相對集中區

4.3 地質意義

A型花崗巖所反映的后造山或非造山的伸展-拉張環境已被廣泛認可[15,34,50,62]。在構造環境判別圖中(圖11)，內蒙古趙井溝新元古代A型花崗巖數據指示了造山期后的構造背景；在SiO2-Al2O3和SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)圖解中(圖12)，樣品投點大部分落入后造山范圍內。因此，趙井溝A型花崗巖的形成可能與造山期后的拉伸構造環境有關。在Sr-Yb構造環境判別圖中(圖13)，所有的數據點都落入高Yb和極低的Sr的區域范圍，與南嶺后造山花崗巖的特征相似[63-64]。已有的研究結果表明，該特征的花崗巖形成于高溫低壓的條件，是地殼拉伸減薄的產物[14,41,45]，這進一步說明研究區花崗巖形成于造山期后拉伸減薄的構造環境。此外，華北板塊在新元古代的巖漿活動多為以地幔底侵為特征的隱性巖漿活動[65]。因此，在新元古代，以內蒙古趙井溝765 Ma左右的花崗質巖漿活動為代表，可能存在一定范圍的與古老地殼物質的重熔或深熔相關的巖漿的侵位，地幔隆起的同時巖漿底侵于下地殼，引起地殼的部分熔融[34,60]，實驗數據反映的幔源端元的混入正是來自伸展減薄的構造背景下地幔巖漿的上涌所致，而A型花崗巖則是在這一構造背景下古老地殼部分熔融的產物。

①為地幔斜長花崗巖；②為破壞性活動板塊邊緣(板塊碰撞前)花崗巖；③為板塊碰撞后隆起期花崗巖；④為晚造山期花崗巖；⑤為非造山區A型花崗巖；⑥為同碰撞(S型)花崗巖；⑦為造山期后A型花崗巖(據文獻[66])

一般認為，新元古代是Rodinia超大陸構造演化的重要時期[67-69]，并在新元古代中期發生解體[70-72]，但與揚子、華夏等板塊相比，該裂解事件觸發的巖漿作用在華北板塊及周邊遺留的線索很少[73-74]。目前，有學者發現在華北板塊西北緣狼山西南段存在張性裂谷背景下與新元古代Rodinia超大陸裂解作用相呼應的構造-巖漿-熱事件，發現有海相火山-沉積變質建造[75]；內蒙古阿拉善發現的新元古代變形花崗巖的鋯石逐層蒸發法年齡為814 Ma[76]；阿拉善西南緣的金川Ni-Cu超鎂鐵巖體[(827±8) Ma]被認為與Rodinia裂解時期的地幔柱活動有關[77]。這些證據表明，Rodinia超大陸的裂解可能引發了華北板塊新元古代的巖漿活動[78-79]。

華北板塊北緣的趙井溝A型花崗巖的形成年齡[(765±5.0) Ma]與Rodinia超大陸裂解時間相接近，樣品測點ZJ-010-1-2、7分別為(826.5±7.8) Ma和(836.3±7.7) Ma(表1)，也屬于Rodinia超大陸裂解的時限范圍[70-71,73,78]。因此，趙井溝新元古代A型花崗巖可能形成于Rodinia超大陸拼合、俯沖碰撞造山期后的地殼減薄拉伸構造環境，華北板塊北緣中段在新元古代可能經歷了擠壓-伸展作用的轉換，已經進入到后造山的伸展構造階段，而相關巖漿活動是對Rodinia超大陸解體事件的響應，該巖體的研究對華北板塊北緣新元古代構造演化過程提供了新的證據。

5 結論

(1)內蒙古趙井溝新元古代花崗巖鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡為(765±5.0) Ma。

(2)趙井溝新元古代花崗巖以高的SiO2，低的Ca、Sr、P和Ti值為特征，屬于堿性的弱過鋁質A型花崗巖；花崗巖鋯石Hf、Nd同位素特征表明，其巖漿主要來自于古元古代地殼物質的部分熔融，并有幔源端元的混入。

(3)研究區新元古代A型花崗巖形成于后造山伸展拉張的構造環境，反映了該時期華北板塊北緣由擠壓作用向伸展作用轉換的構造背景，內蒙古趙井溝可能有與Rodinia超大陸裂解作用相響應的構造-巖漿-熱事件發生。

IAG為島弧花崗巖類；CAG為大陸弧花崗巖類；CCG為大陸碰撞花崗巖類；POG為后造山花崗巖類；RRG為與裂谷有關的花崗巖類；CEUG為與大陸的造陸抬升有關的花崗巖類(據文獻[80])

①為高Sr低Yb區；②為低Sr低Yb區；③為高Sr高Yb區；④為低Sr高Yb區；⑤為非常低Sr高Yb區(文獻[64])