内蒙古锡林浩特I型花岗岩的时代及构造意义*

范中林,柯于富,陈文,杨伟卫,孙孝峰

内蒙古锡林浩特I型花岗岩的时代及构造意义*

范中林,柯于富,陈文,杨伟卫,孙孝峰

(湖北省鄂东南地质大队,湖北大冶435100)

在内蒙古锡林浩特水库地区出露的花岗岩确定为I型花岗岩,具有较高的Cr、Co、N i丰度。Ca、A l含量和N2O/K2O比值较高,Fe、M g含量较低。微量元素蛛网图中显示出明显的N b、Ta、P、T i负异常。在Si O2-K2O及A FM图中,花岗质岩石投在钙碱性系列区;在构造环境判别图中,花岗质岩石样品都投在火山弧+同碰撞花岗岩区。锆石测年结果显示平均年龄为317.0±4.0M a,属晚石炭世。这套晚石炭世岛弧花岗岩的存在,表明加里东期古亚洲洋并未完全关闭,晚石炭世时仍然存在洋壳的俯冲消减事件。从区域上看,是北侧的贺根山洋盆向南俯冲的结果。

I型花岗岩;构造环境;锡林浩特;内蒙古

锡林浩特位于内蒙古高原的东南缘,处在NN E向展布的大兴安岭南段与内蒙古高原接壤地带,行政区划属内蒙古自治区锡林浩特市管辖区。该区中生代以前经历了中亚造山带漫长的演化历史,中生代以后又位处滨太平洋活动构造体系的影响范围内,因此岩浆活动强烈。目前关于研究区的大地构造情况主要存在两种不同的认识,一种观点认为华北板块与西伯利亚板块在晚泥盆世拼合,此后即为漫长的造山后演化阶段。如徐备等在苏尼特左旗南发现了年龄为452M a左右的岛弧闪长岩带和363M a左右的同碰撞花岗岩带,将造山带的演化分为俯冲时期(500～400M a)和碰撞时期(400～320M a)[1]。施光海等在锡林浩特市南约10 km处发现面积约45 km2的晶洞A型花岗岩,U-Pb测年结果显示该岩体的侵位年龄为276M a,属造山后伸展事件产物,指示苏尼特左旗——锡林浩特构造带在早二叠世已进入造山后演化阶段[2]。另一种观点认为两大板块的最终碰撞发生在晚二叠～早三叠世,如Chen et al.对苏尼特左旗南弧岩浆岩和碰撞花岗岩的研究表明,碰撞花岗岩的侵位年代在250～230M a,并进一步推论华北板块与西伯利亚板块的最终碰撞发生在310～230M a之间[3]。陶继雄等认为,内蒙古满都拉地区在二叠早期依然存在大洋板块活动[4]。同时在华北北缘和兴蒙造山带内有大量关于三叠纪过铝质花岗岩和A型花岗岩的报道[5-9]。尽管存在同碰撞和碰撞后成因的不同认识[5,6],但许多学者认为华北板块与西北利亚板块的最终碰撞应在三叠纪。本文通过对锡林浩特地区的花岗岩类,特别是I型花岗岩的研究,加之年代学的数据,说明在石炭纪时,古亚洲洋尚未关闭,仍然存在着俯冲,从而佐证了古亚洲洋的完全关闭应该在二叠～三叠纪。

1 区域背景及岩相特点

研究区位于内蒙古东南部,处在北北东向展布的大兴安岭南段与内蒙古高原接壤地带,行政区划属内蒙古自治区锡林浩特市和赤峰市管辖,地理坐标:东经115°30′～118°30′,北纬43°00′～44°00′。包括研究区在内的中亚造山带东段位于华北板块以北,图瓦-蒙古-额尔古纳陆块以南。如图1所示①图片来自于K50C001002(锡林浩特市幅)、K50C001003(林西县幅)1:250000区域地质调查(修测),中亚造山带东段从北往南主要为戈壁-阿尔泰-曼达尔加里东构造带、努克达瓦加里东带、努克达里-乌里雅斯太加里东构造带、Enshop-贺根山海西构造带、胡达克-锡林浩特加里东岛弧构造带、索伦山-林西海西-印支构造带、温都尔庙-柯单山加里东期俯冲造山链。

图1 研究区所处构造位置Fig.1 Tectonic location of the studied area

根据前人研究表明,研究区晚石炭世I型花岗岩组合中主体岩性为花岗闪长岩,其次为石英闪长岩,空间上局部见与其密切共生的细粒辉长岩和闪长岩及少量斜长花岗岩和二长花岗岩。研究区花岗岩的空间分布及采样位置如图2所示。

辉长岩:据其与主体岩性花岗闪长岩之间的关系,可分早晚两次侵位的产物。早期侵位的辉长岩多被花岗闪长岩破坏,呈小岩体(<1 km2)产于花岗闪长岩体内部,在花岗闪长岩中见其大小不等的被肢解的岩块,岩石具细粒结构,与花岗闪长岩接触带的边缘见因交代作用形成的不等粒构,块状构造。矿物组成主要为斜长石(55%)、单斜辉石(35%),岩石中可含大量的磁铁矿,少数样品中含量高达10%。在花岗闪长岩接触带附近则可见斜长石和角闪石的交代斑晶。晚期侵位者常呈密集的岩脉侵入于花岗闪长岩中,岩性为细粒辉长岩和辉绿岩,脉宽1～5 m不等。岩石具辉绿结构,主要矿物为斜长石(50%)和单斜辉石(40%),也可含大量的磁铁矿,含量达10%。

图2 研究区花岗岩的空间分布及采样位置图Fig.2 M ap show ing space distribution of granite and sampling locations in the studied area

花岗闪长岩:中粗粒等粒或似斑状结构,块状-片麻状构造,片麻理主要发育在近东西走向的构造带附近。局部变为花岗闪长质糜棱岩。主要矿物组成为斜长石(50%～55%)、石英(20%～25%)、黑云母(5%～10%)和钾长石或条纹长石(5%～10%)、角闪石(4%～8%)。副矿物有磁铁矿、锆石和磷灰石。斜长石多为半自形晶,高岭土化和绢云母化蚀变普遍。石英具波状消光。角闪石和黑云母均具不同程度的绿泥石化蚀变。岩体中含细粒辉长岩、闪长岩和片麻岩等暗色包体,包体多呈浑圆状,少数具不规则的岩浆包体形态。

2 地球化学特征

研究区内晚石炭世侵入岩的主量、微量元素分析结果见表1,其中部分数据来自参考文献[3]。

2.1 主量元素特征

由表1可看出,研究区内晚石炭世侵入岩SiO2含量在很广的范围内连续变化,介于48.21%～71.78%,包括了辉长岩-闪长岩-石英闪长岩-花岗岩的成分范围。其中基性侵入岩辉长岩和闪长岩较富碱(K2O+N a2O=5.28%～4.26%)、显著高A l2O3(15.56%～19.89%),具较低的M g值(0.44～0.66)。除个别辉长岩样品的M g值与幔源原生岩浆值较接近外,其余均明显偏低,表明是派生岩浆的产物。参照B.W.Chappell和J.R.W hite对花岗岩的分类方法[12],A l2O3/(K2O+N a2O+CaO),I型< 1.1,K2O/N a2O I<1.2～1.3。花岗质岩石(石英闪长-花岗闪长岩-二长花岗岩)则富M gO(0.63%～4.68 t%)、FeO t(1.43%～6.33%)、CaO(1.64%～7.97%),较贫碱(A lk=4.26%～6.62%),明显富钠而低钾(K2O/N a2O=0.18～0.87),与I型花岗质岩的特征相似[7,8],但同时又显示出明显高A l2O3 (A l2O3=15.56%～18.25%)的特征,与俯冲带高铝的埃达克岩的特征相似。由SiO2-K2O图(图3)和A FM图(图4)可看出,研究区内晚石炭世侵入岩应属钙碱性系列。

2.2 稀土元素及微量元素特征

如图5所示,晚石炭世侵入岩中,中基性的辉长岩和中酸性花岗质岩石具很相似的稀土配分型式和稀土丰度,也表明二者具有成因上的联系。稀土配分曲线均为右倾的轻稀土富集型,(L a/Yb)n比分别为3.10～17.12和4.79～13.74,总体上具较低的总稀土丰度ΣREE分别为(44.44～148.60)×10-6和=(46.5～104.2)×10-6。Eu异常不明显(δEu= 1.3～0.7),在石英闪长岩中还出现弱的正异常,表明斜长石的分离结晶在岩浆的演化中作用不明显。从辉长岩到花岗闪长岩微量元素的分布型式也较相似,丰度变化不大,总的来看表现为大离子亲石元素Rb、Ba、Th、K、Sr的明显富集,Zr、Hf及以后的高场强元素相对亏损(图6)。

微量元素原始地幔标准化图中显示出明显的N b、Ta、P、T i负异常,与岛弧岩浆岩的特征相似。值得注意的是,花岗质岩石中部分样品显示出较高的Sr/Y比值(9.9～71.0),最高者达71.0,具明显的高Sr低Y的的点。中基性侵入岩的地幔相容元素Cr (11.2～495.0)×10-6、Co(11.7～47.7)×10-6、N i (6.9～117.0)×10-6丰度变化较大,且随SiO2含量的增加而降低,但所有样品中的相容元素丰度均明显低于原生幔源基性岩浆的范围,也表明为派生岩浆的产物。花岗质侵入岩则具相对较高的Cr(6.1～153.0)×10-6、Co(1.3～21.0)×10-6、N i(3.2～50.0)×10-6丰度,明显不同于S型花岗岩的低地幔相容元素丰度的特征,而与I型花岗岩的特征相似。在构造环境判别图中(图7),研究区辉长岩和闪长岩投点在岛弧钙碱性玄武岩区,花岗质岩石所有样品都投在岛弧花岗岩区,与主量元素和微量元素特征所反映的信息一致,表明其形成于岛弧环境。

3 锆石U-Pb年代学

锆石U-Pb年龄的测定在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室进行,用LA-ICP-M S进行分析测试,其结果见表2。激光剥蚀孔径32μm,

表1 研究区晚石炭世辉长岩-花岗闪长岩组合的主量、微量元素分析结果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,为本文所测数据,其余引自文献[9]脉冲8 Hz,以He作为剥蚀物质的载气。样品分析流程为每测定5个样品点测定一次锆石标准91500,每测定20个样品点测定一次N IST SRM 610。每个样品的数据采集时间共100 s,其中前20 s为气体背景采集时间。离线数据处理采用GL ITTER 4.0程序进行,年龄计算以91500作外标进行同位素分馏校正;元素含量以N IST SRM 610为外标、Si作内标进行计算。样品的加权平均年龄的计算及谐和图的绘制采用Iso-plot/Ex 3.0。在谐和图上(图8),样品投点集中在谐和线上,其206Pb/238U加权平均年龄为317.0±4.0M a,属晚石炭世。总的来看,本研究获得的锆石U-Pb年龄与Chen et al(2000)[9]在苏尼特左旗地区测得的晚世石炭世岛弧花岗岩的年龄完全一致,表明存在一条区域性的晚石炭世花岗岩带。

表2 研究区晚石炭世花岗闪长岩锆石LA-ICP-M S U-Pb同位素测试结果Table 2 La-ICP-M SU-Pb isotopic analysis results of zircon for the late Carbon iferous granodiorites in the studied area

4 讨论

从这些研究中可以看出,前人所报道的大量的岩浆事件的记录主要在晚石炭纪之前和早二叠世以后,而晚石炭世的花岗岩则鲜见报道。Chen et al (2000)[9]、陈斌等[3]报道在巴林左旗和锡林浩特一带存在锆石年龄分别为490M a和310M a的两期弧花岗岩,但关于310M a的弧花岗岩的存在一直未引起多数学者的重视。本研究认为,这套晚石炭世岛弧花岗岩的存在,其地质意义是重大的,它表明在加里东期古亚洲洋并未完全关闭,在晚石炭世时仍然存在洋壳的俯冲消减事件。从区域上看,是北侧的贺根山洋盆向南俯冲的结果。

图8 研究区晚石炭世花岗岩SHC样品的LA-ICP-M S锆石U-Pb谐和线图Fig.8 LA-ICP-M S zircon U-Pb concordia diagram for thelate Carboniferous granites SHCinthe studied area

参考文献

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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第一作者简介:范中林(1959～),男,工程师,长期从事资源勘查工作。