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    内蒙古巴林右旗巴彦查干岩体年代学与地球化学:对古亚洲洋闭合时间的限定

    杜继宇 陶楠 郭建超 江斌 杜贯新

    引用本文:
    Citation:

    内蒙古巴林右旗巴彦查干岩体年代学与地球化学:对古亚洲洋闭合时间的限定

      作者简介: 杜继宇(1988—), 男, 在职博士研究生, 工程师, 主要从事大兴安岭地区构造地质及岩石地球化学研究.
      通讯作者: 陶楠, 52538310@qq.com
    • 基金项目:

      中国地质调查局项目 DD20160048-02

      中国地质调查局项目 DD20190039

      中国地质调查局项目 DD20160048-01

      中国地质调查局项目 DD20190042

      中国地质调查局项目 DD20190039-06

      中国地质调查局项目 DD20190360

      中国地质调查局项目 12120115031101

    • 中图分类号: P597

    Geochronology and Geochemistry of Bayanchagan Pluton in Balinyouqi, Inner Mongolia: Implication for Timing of Closure of Paleo-Asian Ocean

      Corresponding author: Tao Nan, 52538310@qq.com ;
    • CLC number: P597

    图(13) / 表(3)
    计量
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    出版历程
    • 收稿日期:  2019-08-28
    • 刊出日期:  2019-10-01

    内蒙古巴林右旗巴彦查干岩体年代学与地球化学:对古亚洲洋闭合时间的限定

      通讯作者: 陶楠, 52538310@qq.com
      作者简介: 杜继宇(1988—), 男, 在职博士研究生, 工程师, 主要从事大兴安岭地区构造地质及岩石地球化学研究
    • 1. 吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130061
    • 2. 中国地质调查局沈阳地质调查中心, 辽宁沈阳 110034
    基金项目:  中国地质调查局项目 DD20160048-02中国地质调查局项目 DD20190039中国地质调查局项目 DD20160048-01中国地质调查局项目 DD20190042中国地质调查局项目 DD20190039-06中国地质调查局项目 DD20190360中国地质调查局项目 12120115031101

    摘要: 古亚洲洋闭合时限一直存在争议.对巴林右旗巴彦查干岩体进行了地球化学、锆石U-Pb测年和Lu-Hf同位素研究,确定其时代和成因,探讨区域构造背景.巴彦查干岩体岩性为二云母二长花岗岩.测年显示,花岗岩侵位于232.0~241.7 Ma,为中晚三叠世.花岗岩富硅和铝,贫镁和铁,属强过铝系列(A/CNK=1.10~1.25),富集轻稀土和大离子亲石元素,亏损重稀土和Nb、Ta等高场强元素,具S型花岗岩特征.锆石的εHft)值为-1.8~+4.01,二阶段模式年龄(tDM2)在1 006~1 380 Ma之间.上述研究表明,原始岩浆起源于加厚陆壳的部分熔融.结合内蒙古东南部蛇绿混杂岩、晚古生代岩浆岩带和沉积环境、三叠纪碰撞相关花岗岩带等研究,推测古亚洲洋东段的闭合发生在晚二叠世;三叠纪进入陆陆碰撞阶段.

    English Abstract

    • 长期以来,西伯利亚板块和华北板块之间的古亚洲洋的演化历史一直为人们所关注;它的研究既与大陆地壳发展演化过程及其动力学机制等基础地质问题密切相关,又对成矿元素聚集机制乃至成矿区带划分等矿产地质问题具有重要的指导意义.然而,迄今为止,关于内蒙古东部地区古亚洲洋最终闭合的位置和时限等关键地质问题的研究仍存在许多争议(Xiao et al.,2003李锦轶等,2007刘建峰等,2014邵济安等,2017徐备等,2018许文良等,2019).近年来,随着大量新的蛇绿混杂岩、同位素年龄、古生物等证据的发现,索伦-西拉木伦缝合带作为两大古板块最终碰撞拼合位置这一观点被越来越多的学者所认可(王玉净和樊志勇,1997黄本宏和丁秋红,1998尚庆华,2004李锦轶等,2007刘建峰等, 2014, 2016).但是古亚洲洋东段最终闭合的时限仍存在不同的认识.一些学者依据内蒙古东南部早中二叠世A型花岗岩和二叠纪双峰式火山岩时空分布、中二叠统哲斯组化石组合以及沉积环境分析等资料,认为古亚洲洋于中晚泥盆世-早石炭世闭合(徐备等,2018),早中二叠世处于碰撞后的伸展背景(邵济安等,2017),中二叠世为浅海和滨浅海环境,已不存在深海洋盆(方俊钦等,2014).另一些学者则持古亚洲洋应于晚二叠世-早中三叠世闭合的观点(王玉净和樊志勇,1997任收麦和黄宝春,2002Xiao et al.,2003尚庆华,2004王惠等,2005李锦轶等,2007刘建峰等, 2014, 2016Liu et al.,2017张晓飞等, 2018a, 2018b许文良等,2019).内蒙古中东部毛登、哲斯敖包、杏树洼及九井子等地早中二叠世深水放射虫和蛇绿岩的研究为该观点提供了直接证据(王玉净和樊志勇,1997尚庆华,2004王惠等,2005刘建峰等,2016).基于内蒙古东南部早二叠世火山岩和同时代双峰式侵入岩的研究,张晓飞等(2018a, 2018b)提出其应为弧后扩张产物的不同认识,认为古亚洲洋于早二叠世仍处于俯冲消减阶段.李锦轶等(2007)刘建峰等(2014)对林西地区早中三叠世碰撞相关花岗岩带的研究为陆陆碰撞提供了时间约束.然而,与三叠纪碰撞相关的花岗岩带如何向东延伸?晚三叠世是否存在碰撞相关的岩浆活动?这些问题仍不明确.鉴于此,本文对内蒙古东部巴林右旗巴彦查干岩体进行了年代学、地球化学研究,通过岩石成因分析,结合区域资料,探讨了古亚洲洋东段闭合时限等基础地质问题.

      • 研究区位于内蒙古自治区巴林右旗,属于大兴安岭南部地区,大地构造位置上属于兴蒙造山带东段西拉木伦缝合带东部.研究区出露的前三叠纪地质体主要为下泥盆统增生杂岩、上石炭统陆缘火山岩和早二叠世二长花岗岩(图 1).下泥盆统增生杂岩呈残留体的形式出露于早二叠世岩体中,岩石组合为变质程度比较深的石英片岩、云母片岩和斜长角闪岩,原岩的岩石成分和地质时代不同,具有增生杂岩的特点(李锦轶等,2007).前人将该套增生杂岩置于奥陶系-志留系(辽宁省第二区域地质测量队, 1972, 1:20万五分地幅地质图);内蒙古自治区地质矿产局(1991)将其厘定为古元古界宝音图群,最新区调成果将其暂划为下泥盆统(沈阳地质调查中心, 2017, 1:5万五分地幅地质图).上石炭统陆缘火山岩主要为一套中酸性火山岩,它与早二叠世二长花岗岩同属于活动陆缘钙碱性系列岩浆活动的产物(李锦轶等,2007张晓飞等, 2018a, 2018b).巴彦查干岩体位于研究区中部,岩性为二云母二长花岗岩,前人将其归入早白垩世,但没有确切的年龄数据(内蒙古自治区第十地质矿产勘查开发院, 2012, 1:25万巴林右旗幅建造构造图).上述地质体常被晚中生代侵入体(早白垩世二长花岗岩体、花岗伟晶岩脉、石英脉)侵入和被新生代沉积物不整合覆盖.此外,区内三叠纪及其之前的地质体均发育NEE向韧性变形,总体倾向北,倾角60°左右.本文研究巴彦查干岩体的采样地点位于巴林右旗大板镇后大冷村巴彦查干西南3 km左右,采样位置如图 1.巴彦查干岩体广泛发育韧性变形,面理走向北东东.岩石中组成矿物主要有斜长石(25%~30%)、碱性长石(20%~25%)、石英(30%~35%)、白云母(5%左右)和黑云母(5%~10%).其中斜长石在岩体中分布不均,局部富集,常呈半自形宽板状、粒状,显示聚片双晶纹,表面不同程度发育绢云母化;碱性长石主要为条纹长石,呈他形粒状,显示条纹双晶;石英呈他形粒状,部分发育波状消光;白云母呈片状,局部发育边缘细粒化;黑云母呈长条片状(图 2).

        图  1  研究区地质简图

        Figure 1.  Geological sketch map of the studied area

        图  2  巴彦查干二云母二长花岗岩的野外宏观(a)及镜下显微(b)照片

        Figure 2.  Photomicrographs of the two-mica monzogranites from Bayanchagan

      • 样品粉碎和锆石分选在河北省区域地质调查研究所实验室完成.锆石分选采用的是电磁选方法.在双目镜下挑选透明度和晶形较好、无裂痕、无包裹体、具有代表性的锆石颗粒制作成样品靶,制作方法见文献(宋彪等,2002).进行锆石U-Pb测试分析前,首先对锆石的透、反射电子像及阴极发光(CL)图像进行分析,根据锆石颗粒的晶体形态、内部结构进行测年点标定.

        1013-1样品和D3172-1样品锆石U-Pb测试分别是在天津地质矿产研究所和北京燕都中实测试技术有限公司完成.锆石U-Pb定年分析在多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)及与之配套的New wave193-FXArF(UP213)激光剥蚀系统上完成.所用激光剥蚀束斑的直径为30 μm,频率为10 Hz,能量密度约为2.5 J/cm2,所用载气为氦气.LA-ICP-MS激光剥蚀采用单点剥蚀的方式,锆石U-Pb定年分别以锆石GJ-1和91500、Plesovice为外标,U、Th含量分别以锆石NIST610和SRM610为外标进行校正.测试过程中每测定5~7个样品点则重复测定外标锆石,观察测试仪器的状态和测试的误差,锆石标准的误差在1%(2σ)左右.数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al.,2008),锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得.详细测试过程见参考文献(袁洪林等,2003).本文样品锆石LA-ICP-MS的U-Pb分析结果见附表 1.

      • 采集样品的化学成分主量元素、稀土元素和微量元素分析由中国地质调查局沈阳地质调查中心实验室完成.采集的样品经过显微镜下薄片鉴定后,选择最新鲜的样品用于地球化学分析,整个过程均在无污染的设备中进行.其中,主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)等(FeO用化学滴定法、烧失量用化学质量分析法)测试,稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)测试,微量元素Ba、Rb、Sr、Zr、Nb、Ni、V、Cr、Co采用X射线荧光光谱法(XRF)测试,微量元素Th、U、Ta、Li采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)测试.主量元素分析精度和准确度优于5%,微量元素的分析精度和准确度优于10%.分析结果见表 1.

        样品编号 D3172-1 D3172-2 D3172-3 DB18-1-1 DB18-1-4 1013-1
        SiO2 71.20 71.70 72.00 73.17 74.15 74.44
        TiO2 0.165 0.140 0.140 0.247 0.120 0.093
        Al2O3 15.746 15.695 15.393 14.238 13.794 13.401
        Fe2O3 0.771 0.672 0.796 1.572 0.922 0.675
        FeO 0.490 0.580 0.450 0.476 0.373 0.810
        MnO 0.012 0.014 0.015 0.050 0.054 0.025
        MgO 0.372 0.333 0.311 0.172 0.062 0.333
        CaO 1.008 0.915 0.800 0.329 0.494 0.422
        Na2O 3.435 3.619 3.611 3.950 3.145 2.927
        K2O 5.290 5.401 5.219 3.998 5.950 5.983
        P2O5 0.115 0.097 0.103 0.078 0.013 0.068
        LOI 0.914 0.794 0.905 1.263 0.966 0.625
        Total 99.52 99.96 99.74 99.54 100.04 99.80
        Na2O+K2O 8.725 9.020 8.830 7.948 9.095 8.910
        K2O/Na2O 1.540 1.492 1.445 1.012 1.892 2.044
        A/CNK 1.19 1.17 1.18 1.25 1.10 1.11
        A/NK 1.38 1.33 1.33 1.32 1.19 1.19
        Rb 122.62 119.23 118.63 126.21 171.93 184.72
        Ba 1 700.00 1 700.00 1 700.00 709.56 509.85 390.00
        Th 12.593 9.900 12.115 23.415 36.098 11.782
        U 2.502 1.884 1.925 1.547 6.624 6.001
        Ta 0.623 0.600 0.468 3.240 1.291 1.123
        Nb 1.59 1.54 1.17 11.45 6.39 7.27
        Sr 348.48 335.01 310.33 155.04 191.04 142.28
        Zr 136.53 130.87 130.83 158.92 104.83 102.44
        Hf 2.584 2.192 2.228 5.283 4.405 3.397
        Y 5.864 4.898 5.018 9.844 10.348 7.108
        Ni 2.182 1.691 1.362 1.730 3.750 1.515
        Cr 8.710 6.890 6.790 10.380 8.280 6.845
        Ga 17.05 17.30 16.60 20.44 17.35 17.66
        La 41.560 34.574 39.532 31.644 23.743 14.110
        Ce 74.770 61.225 70.689 58.710 42.145 31.540
        Pr 7.732 6.473 7.504 6.406 5.370 3.825
        Nd 25.17 20.88 23.69 21.65 19.55 14.92
        Sm 3.191 2.846 2.945 3.639 4.130 3.587
        Eu 2.300 2.114 2.129 0.599 0.498 0.502
        Gd 3.310 2.757 3.114 2.893 2.995 2.500
        Tb 0.264 0.254 0.265 0.459 0.462 0.384
        Dy 1.039 0.890 0.965 2.011 1.948 1.344
        Ho 0.176 0.148 0.145 0.314 0.313 0.286
        Er 0.478 0.462 0.476 0.809 0.828 0.620
        Tm 0.074 0.061 0.060 0.113 0.123 0.210
        Yb 0.416 0.414 0.381 0.759 0.829 0.718
        Lu 0.064 0.053 0.050 0.101 0.110 0.125
        (La/Yb)N 71.65 59.90 74.43 29.91 20.54 14.10
        δEu 2.16 2.31 2.15 0.56 0.43 0.51
        ∑REE 160.55 133.15 151.95 130.11 103.04 74.67
        LREE/HREE 26.58 25.42 26.85 16.44 12.54 11.07
        10 000Ga/Al 2.05 2.08 2.04 2.71 2.38 2.49
        Rb/Nd 4.87 5.71 5.01 5.83 8.79 12.38
        Rb/Sr 0.35 0.36 0.38 0.81 0.90 1.30
        C/MF 0.70 0.66 0.60 0.19 0.48 0.27
        A/MF 6.01 6.22 6.30 4.57 7.40 4.70
        La/Sm 13.02 12.15 13.42 8.70 5.75 3.93
        锆石饱和温度 784 780 780 797 761 748
        注:主量元素质量分数单位为%;稀土元素和微量元素质量分数单位为10-6;锆石饱和温度单位为℃.

        表 1  巴林右旗巴彦查干二云母二长花岗岩主量、稀土元素、微量元素分析结果及特征参数

        Table 1.  Representative major and trace element data of two-mica monzogranites(D3172-1)from Bayanchagan in Balinyouqi

      • 1013-1样品和D3172-1样品锆石Hf同位素的分析测试工作分别是在天津地质矿产研究所实验室和中国地质科学院地质研究所深地动力学实验室完成的.采用的仪器是Neptune Plus型多接收等离子质谱和GeoLasPro 193nm激光剥蚀系统(LA-ICP-MS).分析过程中采用的激光束斑剥蚀直径分别为50 μm和44 μm,使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质,采用He作为剥蚀物质载气.Hf同位素分析是在前述锆石U-Pb同位素测试基础上完成的,分析点在锆石U-Pb定点分析点的相同位置或附近,详细的分析流程和校正见参考文献(侯可军等,2007).在分析过程中标准锆石GJ-1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282 007±0.000 025(2б);在计算初始176Hf/177Hf时,Lu的衰变常数采用1.865×10-11;在计算εHf(t)值时采用的球粒陨石176Lu/177Hf和176Hf/177Hf值分别为0.033 6和0.282 785.Hf的地幔模式年龄计算中,亏损地幔176Hf/177Hf和176Lu/177Hf值分别采用0.283 25和0.038 4;Hf的地壳模式年龄计算采用平均地壳176Lu/177Hf值为0.015.分析结果见附表 2.

      • 本文对巴林右旗巴彦查干岩体(1013-1及D3172-1)进行了LA-ICP-MS U-Pb定年,分析结果见附表 1和图 3.锆石的阴极发光(CL)图像显示,两个样品的锆石CL特征基本相同,锆石均为短柱状或长柱状,呈自形或半自形,长宽比介于1.5:1~2.5:1.锆石颗粒总体上较小,多数在50~150 μm之间.多数锆石生长环带发育,少数锆石边部发育较窄的变质增生边.两个样品的Th/U比值均介于0.1~3.4.上述均显示为典型的岩浆锆石特征.

        图  3  巴彦查干二云母二长花岗岩(D3172-1和1013-1)锆石阴极发光图像

        Figure 3.  CL images of zircons for the two-mica monzogranites(D3172-1 and 1013-1)from Bayanchagan

        两个样品均采自岩体的西部,其中D3172-1样品(采样经纬度为43°19′24.5″N,118°38′55.4″E)所测定的20个测点的206Pb/238U年龄值可以划分为3组:(1)第1组年龄2个锆石的206Pb/238U年龄分别为503±6 Ma和507±5 Ma(图 4),代表了捕获锆石的形成时代;(2)第2组年龄1个锆石的206Pb/238U年龄为339±2 Ma,同样代表了捕获锆石的年龄;(3)第3组年龄的17个锆石206Pb/238U年龄值介于(233±2)~(245±4) Ma(附表 1),加权平均年龄为241.7±0.58 Ma(MSWD=6.9)(图 4),代表了该岩体的形成时代,为中三叠世.

        图  4  巴彦查干二云母二长花岗岩(D3172-1和1013-1)锆石U-Pb谐和图

        Figure 4.  Zircon U-Pb concordia diagrams for the two-mica monzogranites(D3172-1 and 1013-1)from Bayanchagan

        1013-1样品(采样经纬度为43°19′23.5″N,118°39′6.3″E)所测定的23个测点的分析结果见附表 1.从年龄谐和图上可以看出,17个点偏离谐和曲线,铅丢失较为严重;6个测点在谐和曲线上.谐和曲线上6个锆石测点的206Pb/238U年龄值介于(229±2)~(235±2) Ma(附表 1),加权平均年龄为232±1.9 Ma(MSWD=1.8)(图 4),代表了该岩体的形成时代为晚三叠世.

      • 对二云母二长花岗岩(D3172-1样品和1013-1样品)中已确定锆石U-Pb同位素年龄的点位或其附近进行锆石Hf同位素测定,获得的10个分析数据见附表 2.其中176Lu/177Hf值均小于0.002,平均值为0.000 6,表明锆石形成后放射性成因Hf积累很少.代表二云母二长花岗岩形成时代锆石的176Hf/177Hf值介于0.282 578~0.282 750,其εHf(t)值介于-1.8~+4.01(附表 2).Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于722~938 Ma和1 006~1 380 Ma之间.巴林右旗三叠纪二云母花岗岩的εHf(t)值绝大多数位于兴蒙造山带东段εHf(t)值的分布范围内(图 5)(Yang et al.,2006).

        图  5  巴彦查干三叠纪二云母二长花岗岩的锆石εHf(t)-t图解

        Figure 5.  Zircon Hf isotopic features for the Triassic two-mica monzogranites from Bayanchagan

      • 巴林右旗巴彦查干岩体二云母二长花岗岩的主量元素和微量分析结果见表 1.

      • 巴彦查干岩体二云母二长花岗岩的SiO2=71.70%~74.44%、Al2O3=13.40%~15.75%、Na2O+K2O=7.95%~9.10%、MgO=0.06%~0.37%、Fe2O3=0.67%~1.57%.从K2O-SiO2图 6a)和A/CNK-A/NK(图 6b)变异图解中可以看出,二云母二长花岗岩主体属于钾玄岩、强过铝质系列(A/CNK值介于1.10~1.25,平均值为1.17).

        图  6  巴彦查干二云母二长花岗岩SiO2-K2O (a)和A/CNK-A/NK(b)图解

        Figure 6.  Plot of SiO2 vs. K2O (a) and A/CNK vs. A/NK (b) for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

      • 巴彦查干岩体二云母二长花岗岩的稀土元素含量总体较低,稀土元素总量∑REE介于74.67×10-6~160.55×10-6,球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 7a)呈右倾型,轻稀土元素(LREE)相对富集,重稀土元素(HREE)相对亏损(∑LREE/∑HREE=11.07~26.85,(La/Yb)N=14.10~74.43),Eu具有正异常(δEu=2.15~2.31)和弱负异常(δEu=0.43~0.56)的双重特征,暗示岩体内存在成分的不均一,这可能与岩浆形成过程中斜长石在岩浆中的富集和源区中的残留有关.原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)显示,二云母二长花岗岩相对富集Th、U以及Rb、Ba、K等大离子亲石元素(LILEs),亏损高场强元素(HFSEs)Nb、Ta、Ti和Sr、P等元素.Ti、Sr和P的亏损可能表明岩浆分别经历了钛铁矿、斜长石和磷灰石的分离结晶,而高场强元素Nb、Ta的亏损和大离子亲石元素的富集则显示岩浆应来自于地壳物质的部分熔融.

        图  7  巴彦查干二云母二长花岗岩的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)

        Figure 7.  Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

      • 关于巴林右旗巴彦查干岩体的形成时代,前人没有确切的年龄数据.野外地质调查发现巴彦查干岩体侵入早二叠世二长花岗岩(275.9±1.7 Ma; 沈阳地质调查中心, 2017, 1:5万五分地幅地质图),二者均发育韧性变形(图 1);出露在二者东南侧的早白垩世二长花岗岩体(141.73±0.97 Ma;沈阳地质调查中心, 2017, 1:5万五分地幅地质图)并未遭受韧性剪切(图 1);这就限定了巴彦查干岩体的侵位时间应在早二叠世-早白垩世之间.本次获得的岩体锆石CL图像显示锆石呈自形或半自形,生长环带发育,有较高的Th/U比值,为岩浆结晶作用的产物,所测定的U-Pb年龄可以代表岩体的形成时代.两个样品(D3172-1和1013-1)的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果分别为241.7±0.58 Ma(MSWD=6.9)和232.0±1.9 Ma(MSWD=1.08),表明巴彦查干岩体的形成时代为中晚三叠世,这也与野外的接触关系和区域三叠纪岩浆事件(后文述)是一致的.D3172样品中存在两组捕获锆石,其中一组年龄为503±6 Ma和507±5 Ma,代表早古生代一次岩浆热事件的记录,与苏尼特左旗白音宝力道地区寒武纪-奥陶纪的酸性侵入岩年龄基本一致(石玉若等,2004);另一组年龄为339±2 Ma,反映晚古生代一次重要的构造热事件,与苏尼特左旗-锡林浩特-西乌旗一线的晚古生代岩浆弧年龄相吻合(鲍庆中等,2007赵英利,2010刘建峰等,2009).

      • 从上述主量、微量元素分析结果可得,巴林右旗巴彦查干岩体二云母二长花岗岩有过铝质矿物白云母的出现,富铝(13.40%~15.75%),A/CNK均大于1.1,为强过铝质花岗岩,具有S型花岗岩的特征.在花岗岩成因类型判别图解中,巴彦查干岩体表现为有别于A型和I型花岗岩的特征,基本落入S型花岗岩的区域内(图 8).近年来研究表明,锆石饱和温度可以近似代表花岗质岩石近液相线的温度(King et al.,1997吴福元等,2007b).岩石全岩化学组分计算获得巴彦查干岩体锆石饱和温度介于748~797℃,平均为775℃,与典型S型花岗岩平均温度(764℃)相近(King et al.,1997).综上,本研究认为巴彦查干岩体应为强过铝质S型花岗岩.

        图  8  巴彦查干二云母二长花岗岩成因类型判别图

        Figure 8.  Genetic type discrimination for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

        实验岩石学的研究表明,S型花岗岩多形成于不同风化程度的表壳岩石的部分熔融(Brown and Pressley, 1999).巴彦查干岩体高硅、富铝、富碱、贫镁、贫铁、富集大离子亲石元素和亏损Nb、Ta等高场强元素的特征,均显示其原始岩浆应来自地壳物质.6件样品的Rb/Nd值在4.87~12.38之间(平均7.10),Rb/Sr值在0.35~1.30之间(平均0.68)(表 1),分别明显高于中国东部上地壳(分别是6.8和0.31;高山等,1999)和全球上地壳平均值(分别是4.5和0.32;Taylor and McLennen, 1985),指示巴彦查干岩体源自成熟度较高的地壳物质.在岩浆源区岩石判别图解上(图 9),分析样品基本落入变泥质岩石和变质杂砂岩区而远离基性岩端员,暗示巴彦查干岩体形成时的原始岩浆由地壳中的变泥质岩石和变质杂砂岩的部分熔融提供而非基性岩石的部分熔融,这也与S型花岗岩的母岩为泥质岩和砂岩的一般认识一致(Brown and Pressley, 1999).

        图  9  巴彦查干二云母二长花岗岩源岩判别图解

        Figure 9.  Source rock discrimination diagram for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

        研究表明,锆石Hf同位素二阶段模式年龄不代表岩浆岩和其源岩的形成时代,仅代表形成岩浆岩的源岩地壳物质从地幔中脱离的时间,这也是重要的地壳增生期(吴福元等,2007a).巴彦查干岩体中结晶锆石的εHf(t)值介于-1.8~+4.01(附表 2,图 5),暗示其源岩来源于地壳物质的部分熔融(图 5).Hf同位素二阶段模式年龄为1 006~1 380 Ma,指示其源岩的组成物质从地幔储库中的脱离时间为中元古代,这也与兴蒙造山带的主要地壳增生时间(元古代-晚古生代)是相吻合的(Jahn et al.,2000).前文已述,巴彦查干岩体形成的原始岩浆由地壳中的变质泥质岩和变质杂砂岩的部分熔融提供,它们可能来源于古生代增生-碰撞杂岩和相对古老的陆缘杂岩(李锦轶等,2007).总之,巴彦查干岩体的原始岩浆起源于新增生的陆壳物质的部分熔融.

        在Harker图解中(图 10),巴彦查干岩体6件分析样品随着SiO2含量的增加,Al2O3、MgO、CaO和P2O5等均呈线性规律减少,TiO2、K2O和Na2O则无明显变化;同时它们均具有高硅、富铝、富碱、贫镁、贫铁的特征;具有相似的微量元素配分模式(富集Th、U以及Rb、Ba、K等大离子亲石元素,亏损高场强元素Nb、Ta、Ti和Sr、P等元素)和轻重稀土分馏特征(轻稀土元素相对富集,重稀土元素相对亏损).这些特征揭示了它们经历了相似的岩浆演化过程,暗示可能为同时同源的产物.分析样品在La/Sm-La图解中清晰地显示出部分熔融趋势(图 11),说明巴彦查干岩体的形成主要受批式部分熔融作用的控制,而非结晶分异作用.岩体内的成分不均一和稀土元素Eu的正、负异常双重特征可能与其形成时的批式部分熔融作用有关.一般认为Eu的异常与斜长石在岩浆和源区中的平衡行为有关.结合年代学特征分析,巴彦查干岩体早期部分熔融(D3172-1为代表,241.7 Ma)斜长石在岩浆中富集,显示为Eu的正异常特征;而晚期部分熔融(1013-1为代表,231 Ma)斜长石在源区中残留,显示为Eu的负异常特征.

        图  10  巴彦查干二云母二长花岗岩Harker图解

        Figure 10.  Harker diagrams for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

        图  11  巴彦查干二云母二长花岗岩La-La/Sm图解

        Figure 11.  La-La/Sm diagram for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

        对于花岗岩浆起源的温度和压力条件,前人做过一些研究,但仍然是较难准确获取的资料.由于花岗岩岩浆大多数是绝热式上升就位的,因而岩浆的早期结晶温度近似代表岩浆的形成温度.锆石饱和温度计算法是当前获得岩浆早期结晶温度最常用的方法(吴福元等,2007b).前文已述,巴彦查干岩体锆石饱和温度介于748~797℃,平均为775℃.对于岩浆起源时的压力(或深度)研究,目前少有资料发表.近年来,张旗等(2010)通过统计全球6 000多个数据,以Sr和Yb含量为标志将花岗岩分为4类:埃达克型(Sr > 300×10-6,Yb < 2.5×10-6,残留相为石榴石)、喜马拉雅型(Sr < 300×10-6,Yb < 2×10-6,残留相为斜长石+石榴石)、浙闽型(Sr=40×10-6~400×10-6,Yb > 1.5×10-6,残留相为斜长石)和南岭型(Sr < 100×10-6,Yb > 1.5×10-6,残留相为富钙斜长石).巴彦查干岩体Sr含量在142×10-6~348×10-6,Yb含量为0.41×10-6~0.83×10-6,具有埃达克型(压力 > 1.0 Gpa,深度 > 50 km)和喜马拉雅型花岗岩(压力在0.8~1.5 Gpa之间,深度在40~50 km之间)的特征(张旗等,2010),这可能暗示了加厚陆壳的存在.综上,本研究认为巴彦查干岩体的原始岩浆起源于新增生加厚陆壳物质的部分熔融.

      • 前文已述,巴林右旗巴彦查干岩体为强过铝质S型花岗岩.强过铝质S型花岗岩的形成通常被认为与碰撞造山作用有关(Atherton and Ghani, 2002).尽管有部分研究者将S型花岗岩母岩岩浆的形成和侵位归因于同碰撞挤压的构造环境(Atherton and Ghani, 2002),但是仍然有一些学者提出S型花岗岩的形成应受伸展构造控制的不同认识(Healy et al.,2004吴福元等,2007b).花岗岩部分熔融的有利因素包括挥发分加入、降压和升温(吴福元等,2007b).由于花岗岩浆主要是水不饱和的,降压和升温可能是更重要的因素(吴福元等,2007b).因此,在挤压构造环境下压力的升高和岩浆运移通道的限制使得岩浆活动的可能性变小,而拉张环境更有利于岩石的部分熔融(吴福元等,2007b).巴彦查干岩体分析样品主量元素和微量元素特征显示其具有挤压背景下同碰撞花岗岩的特征(图 12);西拉木伦缝合带两侧同时代碱性-碱长花岗岩和铁镁质-超铁镁质杂岩发育(李锦轶等,2007刘建峰等,2014),指示局部张性环境的存在.综合上述特征,巴彦查干岩体的形成可能与洋盆闭合后碰撞后期挤压背景下的局部张性环境有关.结合岩体的原始岩浆起源于加厚陆壳物质的部分熔融的认识,这可能预示着造山阶段加厚陆壳的坍塌或拆沉已经开始.

        图  12  巴彦查干二云母二长花岗岩的R1-R2构造判别图解

        Figure 12.  R1-R2 tectonic discrimination diagram for the two-mica monzogranites from Bayanchagan

      • 研究表明,西拉木伦缝合带是中亚造山带(CAOB)东部的重要组成部分(Xiao et al.,2003李锦轶等,2007邵济安等,2017徐备等,2018).前人对西拉木伦缝合带三叠纪侵入岩进行了年代学研究(表 2图 13),其年龄介于226~249 Ma.以巴彦查干岩体为代表,区域上同期的岩浆岩包括林西双井子二云母花岗岩(229 Ma,237 Ma)、转山子花岗岩体(246 Ma)、建设屯花岗岩体(249 Ma)、龙头山花岗岩体(226 Ma,241 Ma)、新林花岗岩体(241 Ma)、兰家营子花岗闪长岩体(242 Ma)、锡林浩特白音锡勒牧场二长花岗岩体(246 Ma)、锡林浩特水库南花岗岩体(233 Ma)和克什克腾旗吴营子正长花岗岩体(249 Ma)等.这些三叠纪侵入岩呈带状分布在西拉木伦缝合带附近,暗示该区三叠纪岩浆事件的存在.它们具有S型或I型花岗岩的特征,以富铝花岗岩为主,起源于加厚陆壳部分熔融,与洋盆闭合后的同碰撞或后碰撞构造活动有关(李锦轶等,2007),指示古洋盆的闭合可能发生在晚二叠世,随后三叠纪进入陆陆碰撞阶段.

        序号 位置 化石类型 同位素 资料来源
        岩性 方法 年龄(Ma) 年代
        1 柯单山 薄壳型介形虫 奥陶纪 邵济安等,2017
        2 柯单山 超基性岩 Sm-Nd 665±46 新元古代 陈森煌等,1991
        3 柯单山 辉长岩 U-Pb 281.1±6.4 早二叠世 叶栩松等,2011
        4 柯单山 辉长岩 U-Pb 276 早二叠世 a
        5 五道石门 有孔虫 志留纪-现代 邵济安等,2017
        6 五道石门 小腕足类 寒武-奥陶纪 邵济安等,2017
        7 杏树洼 放射虫 中二叠世 王玉净和樊志勇,1997
        8 杏树洼 辉长岩 U-Pb 273.9±1.3 早二叠世 殷东方,2018
        9 九井子 辉长岩 U-Pb 274.7±1.7 早二叠世 刘建峰等,2016
        10 二八地 牙形石 奥陶-志留纪 邵济安等,2017
        注:a为中国地质大学(武汉)(2008)1:25万林西县幅区域地质调查报告.

        表 2  西拉木伦缝合带蛇绿混杂岩化石及同位素统计

        Table 2.  Fossil and geochronologic data in Xar Moron suture

        图  13  西拉木伦缝合带蛇绿混杂岩及三叠纪花岗岩时空分布特征

        Figure 13.  Spatio-temporal distribution features of ophiolitic melange and Triassic granites in Xar Moron suture

      • 前人对古亚洲洋东段的闭合时限存在很多争议,主要有以下2种观点:(1)中晚泥盆世-早石炭世(方俊钦等,2014邵济安等,2017徐备等;2018);(2)晚二叠世-早三叠世(王玉净和樊志勇,1997任收麦和黄宝春,2002Xiao et al.,2003李锦轶等,2007刘建峰等, 2014, 2016; 张晓飞等, 2018a, 2018b许文良等,2019田健等,2019).两者最大的争议就是晚石炭世-早二叠世岩浆岩的构造属性以及晚石炭世是否存在洋盆的再次拉开.基于对巴林右旗碰撞相关花岗岩的认识,结合西拉木伦缝合带蛇绿混杂岩、区域晚古生代岩浆岩带、沉积环境和三叠纪碰撞相关花岗岩带的研究,本文更倾向古亚洲洋盆东段(西拉木伦缝合带)于晚二叠世闭合.

        (1)从蛇绿混杂岩的时空分布看,西拉木伦缝合带的蛇绿混杂岩沿内蒙古东南部的柯单山、五道石门、杏树洼、石灰窑、九井子、白音布统等地呈东西向断续分布(王荃,1986李锦轶等,2007刘建峰等,2016邵济安等,2017).前人通过对上述蛇绿混杂岩的研究,获得了一批化石和同位素资料(图 13表 2),年代为寒武纪到中二叠世,它们共同记录了该大洋古生代的演化历史,暗示中二叠世仍存在于深海洋盆.

        (2)近年来的同位素年代学、岩石学和地球化学研究表明,内蒙古东南部发育强烈的晚石炭世-早二叠世岩浆活动,自锡林浩特、克什克腾旗、西乌旗、林西到巴林右旗地区形成广泛岛弧型岩浆岩带.区域上该期代表性侵入体包括锡林浩特水库花岗岩(花岗闪长岩,317±4 Ma,范中林等,2012)、西乌旗白音高勒岩体(石英闪长岩,323±4 Ma,鲍庆中等,2007)、梅林达巴岩体(石英闪长岩,313±5 Ma,鲍庆中等,2007)、乌兰沟岩体(英云闪长岩,315±4 Ma,鲍庆中等,2007)、伊和绍荣岩体(碱长花岗岩,279.8±1.2 Ma,张晓飞等,2018b)、克什克腾旗马架子沟岩体(花岗闪长岩,308.5±9.1 Ma,中国地质大学(武汉), 2008, 1:25万锡林浩特市幅区域地质调查报告),它们常显示I型和A型花岗岩的地球化学特征,具有俯冲带成因特征(张晓飞等,2018b殷东方,2018).区域上同时期火山岩包括上石炭统本巴图组和下二叠统大石寨组(李文国等,1996),其中本巴图组火山岩岩浆起源于俯冲地幔楔的部分熔融,被认为与古亚洲洋壳的俯冲消减有关(潘世语等,2012);而大石寨组火山岩具有类似A型花岗岩的地球化学特征,形成于弧后扩张环境(张晓飞等,2018a殷东方,2018).总之,内蒙古东南部发育的晚石炭世-早二叠世岩浆岩带的形成与古洋壳的俯冲消减有关,指示该时期古亚洲洋还未闭合.

        (3)区域资料研究表明,西拉木伦缝合带附近发育三叠纪岩浆活动,自锡林浩特、克什克腾旗、林西到巴林右旗形成广泛的碰撞相关的岩浆岩带(图 13表 3).前文已述,它们的形成与洋盆闭合后的同碰撞或后碰撞构造活动有关,指示古洋盆的闭合可能发生在晚二叠世.

        序号 岩体名称 岩石类型 年龄(Ma) 资料来源
        1 双井子 二云母花岗岩 229.2±4.1 李锦轶等,2007
        2 双井子 二云母二长花岗岩 237.5±2.7 李锦轶等,2007
        3 转山子 花岗岩 245.6±0.9 刘建峰等,2014
        4 转山子 花岗岩 246±2 Wu et al.,2011
        5 建设屯 花岗闪长岩 249±2 刘建峰等,2013
        6 龙头山 花岗岩 241±3 刘伟等,2007
        7 龙头山 花岗岩 226.2±3.9 Liu et al.,2005
        8 新林 花岗闪长岩 241±2 Wu et al.,2011
        9 锡林浩特水库南 花岗岩 233±12 a
        10 白音锡勒牧场 二长花岗岩 246.4±4.7 b
        11 兰家营子 花岗闪长岩 242.1±6.4 a
        12 吴营子 正长花岗岩 249 b
        13 巴彦查干 二云母二长花岗岩 241.7±0.58 本次
        14 巴彦查干 二云母二长花岗岩 232.0±1.9 本次
        注:a表示中国地质大学(武汉)(2008)1:25万锡林浩特市幅区域地质调查报告;b表示内蒙古自治区第十地质矿产勘查开发院(1997)1:5万双井幅地质图.

        表 3  西拉木伦缝合带三叠纪花岗岩同位素年龄统计

        Table 3.  Geochronologic data of Triassic granites in Xar Moron suture

        (4)从沉积环境看,内蒙古东南部在二叠纪晚期由海相转变为陆相(内蒙古自治区地质矿产局,1991李文国等,1996李锦轶等,2007).区域资料显示,该地区的中二叠统哲斯组地层为海相沉积地层(尚庆华等,2004王成文等,2008);而其上部上二叠统林西组具有陆相沉积的特征(李福来等,2009).沉积物源和碎屑锆石的研究表明,内蒙古东南部中二叠世的沉积物源为广布的大石寨组火山岩和锡林浩特、东乌旗一带的岩浆弧(赵英利,2010),不包含华北板块古老基底年龄信息(宋卫卫等,2012);而直至晚二叠世才在林西组沉积中有了显著的华北板块基底的物源供给(赵英利,2010).这些特征清楚地记录了晚二叠世古洋盆消失和华北板块与北方陆块的拼合过程.

        (5)古地磁证据显示,泥盆纪至晚二叠世期间,西伯利亚板块基本保持稳定,而华北板块有明显的向北漂移迹象,指示两者在晚二叠世还没有对接(任收麦和黄宝春,2002).古生物研究揭示出中国北方安加拉植物群和相关的华夏植物群直至早二叠世仍在各自分区平行发展,晚二叠世才出现混生现象(黄本宏和丁秋红,1998).

        综上所述,本研究认为古亚洲洋东段闭合消亡的时限应为晚二叠世,三叠纪处于陆陆碰撞阶段.

      • (1)巴林右旗巴彦查干岩体锆石U-Pb定年结果为(232.0±1.90)~(241.7±0.58) Ma,限定了岩体的成岩时代为中晚三叠世.

        (2)巴彦查干岩体为强过铝质S型花岗岩,起源于加厚陆壳物质的部分熔融,与洋盆闭合后的同碰撞或后碰撞构造活动有关.古亚洲洋东段的闭合可能发生在晚二叠世;三叠纪进入陆陆碰撞阶段.

    参考文献 (99)

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