大兴安岭伊尔施地区花岗岩锆石U-Pb年龄及其地质意义

郭 峰，白志达，李路路

(1.中国地质大学(北京)，北京 100083；2.中国人民武装警察部队黄金第七支队，山东 烟台 264004)

大兴安岭中生代花岗岩分布面积巨大，与张广才岭-小兴安岭中生代花岗岩一起构成了中国大陆东北部的中生代“花岗岩海”[1]。这些花岗岩的同位素年代学资料、成因类型和形成构造环境是探讨地质演化历史的重要依据之一。近些年，随着对部分华力西期花岗岩的解体和高精度同位素测年方法的广泛应用，东北地区大量的三叠纪花岗岩被识别出来[2-16]。然而，大兴安岭伊尔施地区中生代花岗岩的研究程度较低，一定程度上阻碍了从整体上对大兴安岭构造演化的认识。本文以内蒙古苏格河和阿尔山幅1:25万区域地质调查项目为依托，利用最新取得的同位素年代学和地球化学等资料对伊尔施花岗岩进行研究，为探讨大兴安岭构造演化过程提供资料。

1 区域地质概况

伊尔施花岗岩位于大兴安岭中段，大地构造位置上位于兴安地块和松嫩地块的拼贴带附近，即伊尔施蛇绿岩带南侧。出露的地层主要为早古生代奥陶系、晚古生代泥盆系和中生代侏罗-白垩纪火山岩系。研究区侵入岩发育，包括奥陶纪和中生代侵入岩，以中生代花岗岩最为发育。伊尔施地区断层发育，古生代地层几乎均呈断层接触，断裂破碎带规模大，变形强烈。由于中生代火山-侵入岩的破坏或覆盖，构造形迹多断续出现，构造线方向总体为NE和NEE向展布。伊尔施花岗岩，岩体规模较大，呈岩基产出(图1)，出露面积约260km2，侵位于晚古生代石炭-二叠系地层，被侏罗纪火山岩系不整所覆。前人一直认为属于侏罗纪岩体。岩石类型主体为正长花岗岩，由中细粒二长花岗岩、中粗粒斑状正长花岗岩和中粗粒正长花岗岩三期侵入体构成，侵入体之间均呈脉动接触。

2 岩相学特征

伊尔施花岗岩由中细粒二长花岗岩、中粗粒斑状正长花岗岩和中粗粒正长花岗岩三期侵入体构成复式岩基。

中细粒二长花岗岩：主要分布在伊尔施北西约10km处，出露面积约28km2。岩石呈浅灰白色，中细粒花岗结构，块状构造，主要由钾长石、斜长石、石英和少量黑云母组成。钾长石主要为正长石和条纹长石，呈半自形板状，含量约35%，高岭土化较明显，大小一般为1～2mm，大者约3～4mm；斜长石为更长石，呈自形或半自形板状颗粒，绢云母化较强，大小一般为1～2mm，含量约30%；石英呈它形粒状，含量约25%～30%，黑云母含量约2%～5%。副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石、榍石，少量萤石及黄铁矿。

中粗粒斑状正长花岗岩：为伊尔施花岗岩的主体侵入体，出露面积约220km2。岩石呈肉红色，似斑状结构、基质为中粗粒花岗结构，块状构造。斑晶主要为正长石和条纹长石，大小一般为5～10mm，含量约10%～15%，其中条纹长石中正长石约占80%～85%。基质由钾长石、斜长石和石英组成，正长石和条纹长石大小一般为2～4mm，含量约40%～45%，更长石含量约10%，石英含量约25%～30%，黑云母含量约3%。副矿物组合为磁铁矿、锆石和磷灰石。与中细粒二长花岗岩呈脉动接触。

中粗粒正长花岗岩：主要分布在伊尔施南东约8km处，出露面积约12km2。岩石呈肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造，主要由钾长石、石英、斜正长石和少量黑云母组成。钾长石主要为正长石和条纹长石，含量约60%～65%，呈半自形板状，泥化较明显，大小一般为2～4mm，部分为5～8mm；斜长石为更长石，呈半自形板状颗粒，绢云母化较强，含量约5%～10%；石英呈它形粒状，含量约25%～30%，黑云母含量约2%。副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石和榍石。与中粗粒斑状正长花岗岩呈脉动接触。

3 地球化学特征

3.1 主量元素

伊尔施花岗岩主量元素含量见表1。SiO2含量较高，为71.71%～74.72%；全碱(K2O+Na2O)含量较高，为9.02%～10.07%，具有“A”型花岗岩的特征；K2O/Na2O>1，为钾质岩石；A/CNK为0.95～1.08(<1.1)；里特曼指数σ为2.59～3.52，为钙碱性岩类到碱性岩类；CaO含量为0.45%～0.70%。在SiO2-K2O图解中，投点落在高钾钙碱性系列和钾玄岩系列范围内(图2)；在A/CNK-A/NK图解中，投点落在过铝质与准铝质过渡范围内(图3)。花岗岩具有高硅、富碱、低钙的特征，属于弱过铝质的高钾钙碱性系列花岗岩。

图2 伊尔施花岗岩SiO2-K2O图解

图3 伊尔施花岗岩A/CNK-A/NK图解

3.2 稀土元素

伊尔施花岗岩稀土元素含量见表1。稀土元素总量(∑REE)较高，为129.93×10-6～324.57×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图中，表现为轻稀土(LREE)相对富集，重稀土(HREE)相对亏损，轻重稀土分馏程度较强，轻重稀土元素比值(LREE/HREE)较大，为9.34～10.14，(La/Yb)N为7.06～10.58，Eu负异常明显，δEu为0.20～0.70，曲线呈较陡的右倾“V”字形特征(图4)，反映岩石曾经历过以斜长石为主的结晶分异作用。

3.3 微量元素

伊尔施花岗岩微量元素含量见表1。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，表现为强不相容元素富集，大离子亲石元素(LIL)Rb、K和高场强元素(HFS)Th、U、Ta较高，相对亏损Ba、Nb、Sr、P和Ti(图5)，显示了造山带花岗岩的微量元素分布特征。

表1 伊尔施花岗岩主量元素、稀土元素和微量元素含量

数据由河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室测试。

注：1引自1∶20万巴音布日德牧场幅区域地质调查报告。

图4 伊尔施花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图

图5 伊尔施花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图

4 锆石U-Pb年龄

4.1 分析方法

样品采于伊尔施北东约5km处(图1)。样品破碎和锆石分选工作由河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。样品均较新鲜，无变形，并且无脉体穿插。将样品破碎至矿物自然粒度，淘洗，用人工重砂和电磁分选等方法分离出锆石，在双目镜下挑选出晶型完好、透明、颗粒较大且具有代表性的锆石置于双面胶上，加注环氧树脂进行制靶，固化后将锆石打磨至原尺寸的一半并抛光露出核部，进行反射光、透射光和阴极发光(CL)图像的拍摄。阴极发光(CL)图像由北京市锆年领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb同位素分析工作由中国地质调查局天津地质矿产所实验室完成。所用仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)和193nm激光取样系统(LA-MC-ICPMS)。Neptune为ThermoFisher公司制造，离子光学通路采用能量聚焦和质量聚焦双聚焦设计，并采用动态变焦(Zoom)将质量色散扩大至17%。仪器配有9个法拉第杯接收器和4个离子计数器接收器，除中心杯和离子计数器外，其余8个法拉第杯均配置在中心杯两侧，并以马达驱动进行精确位置调节，4个离子计数器均捆绑在L4法拉第杯上。激光器为美国ESI公司生产的UP193-FXArF准分子激光器，激光波长为193nm，脉冲宽度为5ns，束斑大小在1～150μm可调，脉冲频率在1～200Hz连续可调。

图6 锆石阴极发光图像

表2锆石U-Pb年龄分析结果

根据反射光、透射光和阴极发光(CL)图像选取锆石环带区域，用激光器剥蚀，剥蚀斑束为35μm或50μm，能量密度为13～14J/cm2，频率为8～10Hz，以He为载气将剥蚀物质送入Neptune，用动态变焦扩大色散使质量数相差很大的U-Pb同位素可同时接收，从而进行U-Pb同位素测定。数据处理采用中国地质大学(武汉)刘勇胜教授编写的ICPMS Data Cal程序，谐和图绘制采用美国地质调查局Kenneth R.Ludwig教授编写的Isoplot程序，标样采用TEMORA标准锆石，并采用208Pb校正法对普通铅进行校正，利用NIST612玻璃标样作为外标，计算Pb和U的含量。

4.2 分析结果

锆石总体呈浅黄-黄色，金刚光泽，透明，性脆，硬度大，多为自形双锥短柱状，阴极发光(CL)图像绝大多数可见岩浆型振荡生长环带，少数有岩浆包裹体或残留的锆石晶核(图6)，且具有较高的Th/U比值(>0.4)(表2)，表明锆石均为岩浆结晶成因，所得年龄应代表了岩浆侵位结晶的年龄。

样品2803选取了24个锆石颗粒进行U-Pb同位素年龄的测定(表2)，年龄数据均落在谐和曲线上及其附近(图7)，表明这些年龄具有确切的地质含义，24个锆石颗粒的206Pb/238U年龄加权平均值为(226.3±1.4)Ma，MSWD=2.5，代表了岩浆侵位结晶的年龄，表明为晚三叠世花岗岩。

图7 锆石U-Pb年龄谐和图

图8 伊尔施花岗岩Al2O3—SiO2、TFeO/(TFeO+MgO)—SiO2、(Al2O3—Na2O—K2O)—TFeO—MgO、(Al2O3—Na2O—K2O)—(TFeO+MgO)—CaO构造环境判别图解(Maniar and Piccoli, 1989)

5 讨论

东北地区在大地构造位置上主体位于西伯利亚板块与华北板块之间的兴蒙古生代造山带，其构造演化可分为前中生代板块构造阶段和中新生代陆内构造阶段。前中生代板块构造阶段表现为西伯利亚板块、华北板块及其之间诸多微板块的碰撞拼合过程，中新生代陆内构造阶段表现为板块拼合后的陆内造山过程。而三叠纪在构造演化过程中是一个“承上启下”的时期[6]。

东北地区古生代时期，在西伯利亚板块和华北板块之间发育古亚洲洋。多数学者认为由于石炭-二叠纪华北板块快速北移，古亚洲洋自西向东呈剪刀式闭合，于二叠纪末至三叠纪初最终闭合于西拉木伦河-长春-延吉一线[2,17-25]，以软碰撞形式拼合[26]。板块的碰撞导致了主海洋的闭合，但板块间仍然经历了一段相当长的与碰撞有关的汇聚作用，即后碰撞作用(post-collision)[27]。后碰撞环境产于构造体制转换时期，在挤压造山作用后向伸展环境转变阶段，发生大量的岩浆作用，后碰撞花岗岩以高钾钙碱性系列为主，岩石类型主要有正长花岗岩和二长花岗岩[28]。近年来，对东北地区三叠纪构造演化的研究表明，在后碰撞作用下，中晚三叠世的东北地区处于两大板块碰撞挤压造山向拉张体制转变阶段的构造环境下[2-4,6-8,10-13,15,20,29]。中亚造山带南缘的中晚三叠世双峰式火山岩的形成[30]，吉黑东部的晚三叠世A型流纹岩的形成[31]，张广才岭的晚三叠世双峰式火山岩的形成[32]和碱长花岗岩的形成[33]也证明了这一点。

在Maniar和Piccoli(1989)的主量元素判别图解上(Al2O3—SiO2、TFeO/(TFeO+MgO)—SiO2、(Al2O3—Na2O—K2O)—TFeO—MgO、(Al2O3—Na2O—K2O)—(TFeO+MgO)—CaO)，投点落在了后造山花岗岩类(POG)范围内(图8)，这也佐证了伊尔施三叠纪花岗岩形成于后造山环境，代表了陆壳在经历造山向稳定化发展的转变过程[28]。岩石组合和地球化学特征表明伊尔施花岗岩形成于后造山环境(POG)，暗示该区受西伯利亚板块和华北板块碰撞造山作用的影响持续到晚三叠世。

6 结论

1)伊尔施花岗岩由中细粒二长花岗岩、中粗粒斑状正长花岗岩和中粗粒正长花岗岩三期侵入体构成，锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为(226.3±1.4)Ma，地质特征和同位素年龄表明为晚三叠世花岗岩。

2)伊尔施花岗岩属于高钾钙碱性系列向碱性系列过渡的花岗岩，具有后造山花岗岩类

(POG)的特征。形成于挤压造山向拉张体制转变阶段的构造环境，暗示该区受西伯利亚板块和华北板块碰撞造山作用的影响持续到晚三叠世。

[1] 吴福元, 孙德有, 林强.东北地区显生宙花岗岩的成因与地壳增生[J].岩石学报, 1999, 15(1): 181-189.

[2] Wu F Y,Sun D Y,Li H M,et al.A-type granites in northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis[J].Chemical Geology, 2002, 187: 143-173.

[3] 葛文春, 吴福元, 周长勇, 等.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的锆石U-Pb年龄及地质意义[J].岩石学报, 2005, 21(3): 749-762.

[4] 韩振哲, 赵海玲, 苏士杰, 等.小兴安岭东南金山屯一带晚三叠世二长花岗岩成因及其地质意义[J].现代地质, 2008, 22(2): 197-206.

[5] 李锦轶, 高立明, 孙桂华, 等.内蒙古东部双井子中三叠世同碰撞壳源花岗岩的确定及其对西伯利亚与中朝古板块碰撞时限的约束[J].岩石学报, 23(3): 565-582.

[6] 李世超, 大兴安岭中段三叠—侏罗纪构造演化研究[D].北京: 中国地质科学院, 2012.

[7] 刘宝山, 马永强, 吕军, 等.伊春地区上游新村晚三叠世二长花岗岩体成因及就位机制[J].地质与资源, 2005, 14(3): 170-175.

[8] 刘宝山, 任凤和, 李仰春, 等.伊春地区晚印支期I型花岗岩带特征及其构造背景[J].地质与勘探, 2007, 43(1): 74-78.

[9] 佘宏全, 梁玉伟, 李进文, 等.内蒙古莫尔道嘎地区早中生代岩浆作用及其地球动力学意义[J].吉林大学学报：地球科学版, 2011, 41(6): 1831-1864.

[10] 隋振民, 葛文春, 吴福元, 等.大兴安岭北部察哈彦岩体的Hf同位素特征及其地质意义[J].吉林大学学报：地球科学版, 2009, 39(5): 849-856.

[11] 孙德有, 吴福元, 高山.小兴安岭东部清水岩体的锆石激光探针U-Pb年龄测定[J].地球学报, 2004, 25(2): 213-218.

[12] 孙德有, 吴福元, 高山, 等.吉林中部晚三叠世和早侏罗世两期铝质A型花岗岩的厘定及对吉黑东部构造格局的制约[J].地学前缘, 2005, 12(2): 263-275.

[13] 王伟, 许文良, 王枫, 等.满洲里-额尔古纳地区中生代花岗岩的锆石U-Pb年代学与岩石组合:对区域构造演化的制约[J].高校地质学报, 2012, 18(1): 88-105.

[14] 解惠, 田景春, 武利文, 等.内蒙古阿尔山地区成矿花岗岩形成时代及其找矿意义[J].吉林大学学报：地球科学版, 2011, 41(5): 1432-1440.

[15] 张昱.黑龙江省东部早中生代火成岩构造组合及其大地构造演化[D].北京: 中国地质大学(北京), 2008.

[16] 周漪, 葛文春, 王清海.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的成因-地球化学及Sr-Nd-Hf同位素制约[J].岩石矿物学杂志, 2011, 30(5): 901-923.

[17] Han G Q, Liu Y J, Neubauer F, et al.Origin of terranes in the eastern Central Asian Orogenic Belt, NE China: U-Pb ages of detrital zircons from Ordovician-Devonian sandstones, North Da Xing’an Mts[J].Tectonophysics, 2011, 511: 109-124.

[18] Jia D C, Hu R Z, Lu Y, et al.Collision belt between the Khanka block and the North China block in the Yanbian Region, Northeast China[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 23: 211-219.

[19] Li J Y.Permian geodynamic setting of Northeast China and adjacent regions: closure of the Paleo-Asian Ocean and subduction of the Paleo-Pacific Plate[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2006, 26: 207-224.

[20] Wu F Y, Wilde S A, Zhang G L, et al.Geochronology and petrogenesis of the post-orogenic Cu-Ni sulfide-bearing mafic-ultramafic complexes in Jilin Province, NE China[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 23: 781-797.

[21] Wu F Y, Zhao G C, Sun D Y, et al.The Hulan Group: Its role in the evolution of the Central Asian Orogenic Belt of NE China[J].Journal of Asian Earth Sciences,2007b, 30: 542-556.

[22] Xiao W J, Windley B F, Hao J, et al.Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the Central Asian Orogenic Belt[J].Tectonics, 2003, 22: 1069-1089.

[23] Xiao W J, Windley B F, Huang B C, et al.End-Permian to mid-Triassic termination of the accretionary processes of the southern Altaids: implications for the geodynamic evolution, Phanerozoic continental growth, and metallogeny of Central Asia[J].International Journal of Earth Sciences(Geologische Rundschau), 2009, 98: 1189-1217.

[24] 李锦轶, 高立明, 孙桂华, 等.内蒙古东部双井子中三叠世同碰撞壳源花岗岩的确定及其对西伯利亚与中朝古板块碰撞时限的约束[J].岩石学报, 2007, 23(3): 565-582.

[25] 孙德有, 吴福元, 张艳斌, 等.西拉木伦河-长春-延吉板块缝合带的最后闭合时间-来自吉林大玉山花岗岩体的证据[J].吉林大学学报：地球科学版, 2004, 34(2):174-181.

[26] 任纪舜, 牛宝贵, 刘志刚.软碰撞、叠覆造山和多旋回缝合作用[J].地学前缘, 1999, 6(3): 85-93.

[27] Liégeois J P.Preface-Some words on the post-collisional magmatism[J].Lithos, 1998(45): 15-17.

[28] 肖庆辉, 邓晋福, 马大铨, 等.花岗岩研究思维与方法[M].北京: 地质出版社, 2002:1-294.

[29] Zhang Y B, Wu F Y, Wilde S A, et al.Zircon U-Pb ages and tectonic implications of ‘Early Paleozoic’ granitoids at Yanbian, Jilin Province, northeast China[J].The Island Arc, 2004(13): 484-505.

[30] Wu F Y, Yang J H, Lo C H, et al.The Heilongjiang Group: A Jurassic accretionary complex in the Jiamusi Massif at the western Pacific margin of northeastern China[J].Island Arc, 2007(16): 156-172.

[31] Xu W L, Ji W Q, Pei F P, et al.Triassic volcanism in eastern Heilongjiang and Jilin provinces, NE China: Chronology, geochemistry, and tectonic implications[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2009(34): 392-402.

[32] Wang F, Xu W L, Meng E, et al.Late Triassic bimodal magmatism in the Lesser Xing’an-Zhangguangcai Range, NE China: Constraints on the timing of transformation of Paleo-Asian Ocean into circum-Pacific ocean tectonic systems[J].Mineralogical Magazine, 2011(75): 2116.

[33] Wu F Y, Sun D Y, Ge W C, et al.Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2011(41):1-30.