内蒙古大青山地区古元古代花岗岩:地球化学、锆石SHRIMP 定年及其地质意义*

2014-04-13钟长汀邓晋福万渝生涂伟萍

岩石学报 2014年11期

关键词：克拉通闪长岩锆石

钟长汀邓晋福万渝生涂伟萍

ZHONG ChangTing1，DENG JinFu2，WAN YuSheng3 and TU WeiPing1

1. 中铁资源集团有限公司，北京 100039

2. 中国地质大学，北京 100083

3. 中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心，北京 100037

1. China Railway Resources Group Co. ，LTD，Beijing 100039，China

2. China University of Geoscience，Beijing 100083，China

3. Beijin SHRIMP Certer，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2014-02-26 收稿，2014-06-17 改回.

华北克拉通是世界上最为古老克拉通之一，由不同古老微陆块拼合而成，此后又经历了多期构造和岩浆作用、变质作用的改造(吴昌华和钟长汀，1998;Zhao et al.，1998，2005，2012;Zhao and Zhai，2013;李江海等，2000;翟明国和卞爱国，2000;Kusky and Li，2003;Kusky，2011;Zhai and Santosh，2011)。不同学者通过岩石组合、构造样式、变质演化和同位素年龄等的综合研究，对华北克拉通变质基底早前寒武纪地质与构造演化提出不同见解，一种主要的认识是华北克拉通基底可沿中部构造带(陆陆碰撞带)划分为东部陆块、西部地块，但碰撞时代存在不同看法(吴昌华和钟长汀，1998;Zhao et al.，1998，2005，2012;Zhao and Zhai，2013;李江海等，2000;翟明国和卞爱国，2000;Santosh et al.，2010;Kusky and Li，2003;Zhai and Santosh，2011)。Zhao et al.(2005，2011，2013)进一步提出西部陆块可以沿孔兹岩带(碰撞型造山带)划分为鄂尔多斯地块和阴山地块，碰撞时间为～1.95Ga(Zhao et al.，2005，2011，2013;赵国春，2009)。

作为前寒武纪重要岩石单元，花岗质岩石是前寒武纪保存数量最多的地质体，其主体为太古宙TTG 岩系，与世界主要克拉通一样，华北克拉通前寒武纪花岗岩和正片麻岩占前寒武纪基底岩石很大比例，可达70% ～80% (耿元生等，2010)，正片麻岩的主体为太古宙TTG 岩系(邓晋福等，1999，耿元生等，2010)，它们在几乎所有太古宙变质基底地区都有出露。在华北克拉通北缘西部的阴山地块，以TTG、石英闪长岩和闪长岩为主体的变质深成侵入岩形成时代一般为新太古代(张维杰等，2000;简平等，2005;董晓杰等，2012;Ma et al.，2012;马铭株等，2013;马旭东等，2013)。除侵入岩外，还发育大量二道洼群变中、基性火山岩，具有岛弧火山岩特征，其时代与侵入岩相当或稍晚，以2475 ～2373Ma 为主(王惠初等，1999)。在其南侧的孔兹岩带，古元古代过铝质花岗岩十分发育，主要分布在和千里山-和林格尔-大青山-凉城-集宁一线(钟长汀等，2007;Peng et al.，

2012;Liu et al.，2013)。

TTG 花岗岩研究工作40 余年(Moyen and Martin，2012)，从早期描述性研究，经地球化学模拟，到近年来的地球动力学研究(Martin et al.，2005，2010)。随着研究深入，TTGs 和埃达克岩及赞岐岩等的联系越来越密切，并与前寒武纪板块构造联系起来(Martin et al.，2005，2010;Condie，2005;Sizova et al.，2010)。对于地质历史中的岩浆岩系统，埃达克岩及其相关岩石(如赞岐岩，Closepet 花岗岩)与众不同的地球化学特性被用来推断古岛弧系统(Polat and Kerrich，2001)，并与板片的俯冲，地幔楔的相互作用联系一起(Moyen et al.，2003a;Moyen and Martin，2012;Moyen and van Hunen，2012;Martin et al.，2005，2009)。张旗等(2004，2005)对赞岐岩进行了综述。阴山地块固阳一带有赞岐岩报道，取得了锆石SHRIMP 年龄(2520 ～2556Ma)，同时也获得了2.2 ～2.45Ga 的年龄信息(简平等，2005;Jian et al.，2012;马旭东等，2013)。最近我们在大青山地区发现一套近东西向分布的闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-角闪二长花岗岩，它们和太古宙TTG 花岗岩有一定联系，但也具有较明显的差别:其规模较小，矿物粒度较细，化学成分与埃达克岩、赞岐岩和Closepet 花岗岩相似。本文对其进行了岩石学、地球化学和年代学研究，对其形成环境和地质意义进行了探讨，提出华北克拉通北缘具现代意义板块构造开始于古元古代早期，石英闪长岩-闪长岩-角闪二长花岗岩为前寒武纪TTG 向现代钙碱性花岗岩转换的岩浆记录。

图1 内蒙古大青山地区古元古代花岗岩分布略图1-太古宙基底;2-古元古代孔兹岩系;3-早元古代二道洼岩群变沉积火山岩系;4-中元古代渣尔泰岩群变火山沉积岩系;5-显生宙沉积岩系;6-中元古代二长花岗岩;7-古元古代石英闪长岩;8-古元古代闪长岩;9-古元古代含榴花岗岩;10-显生宙花岗岩;11-推测/实测断层;12-图2范围Fig.1 Sketch map showing the distribution of Paleoproterozoic granitoids in the Daqingshan Mountain area，Inner Mongolia

图2 内蒙古大青山地区地质简图及采样位置图1-太古宙基底;2-早元古界二道洼岩群变沉积火山岩系;3-中元古界渣尔泰岩群变火山沉积岩系;4-显生宙沉积岩系;5-古元古代石英闪长岩;6-古元古代闪长岩;7-古元古代二长花岗岩;8-古元古代花岗闪长岩;9-古元古代辉石闪长岩;10-显生宙花岗岩;11-断裂;12-采样位置及编号Fig.2 Geological map showing distribution of granitoids in the Daqingshan Mountain area，Inner Mongolia，also shown are the locations of samples

1 地质概况

石英闪长岩-闪长岩-角闪二长花岗岩主要分布在固阳-武川断裂带以南，呼和浩特市北部大青山地区(图1)。此外，该区还出露新太古界-古元古界乌拉山群斜长角闪岩、角闪斜长片麻岩、磁铁石英岩、变粒岩和大理岩及古元古代二道洼岩群变中基性火山-沉积岩。断裂带北侧主要分布新太古界色尔腾山岩群花岗-绿岩带及中元古代火山沉积岩(渣尔泰群)。

古元古代花岗岩岩体主要呈复式岩体产出，规模一般十几到几十平方千米，其中分布于红召南的口子村-厂汉脑包岩体规模最大，达95km2(图2)。厂汉脑包岩体岩性较为均一，为石英闪长岩(图3a，b)，侵入古元古界二道洼岩群变沉积火山岩系，被中元古界渣尔泰群覆盖(图2)。1∶5 万区域地质填图认为其形成于1.9 ～2.3Ga(内蒙古地质矿产开发院，1997①内蒙古地质矿产开发院. 1997. 1 ∶5 万黄花窝铺幅(K49E018016)、四合义幅(K49E018015)区域地质报告)，属古元古代。北侧口子村岩体主要为闪长岩和花岗闪长岩(图3c)，岩石组成相对复杂，闪长岩和花岗闪长岩界线不清，岩体中含大量不规则暗色包体，部分包体边界呈弥散状(图3d)，偶见钾质分异条带。常福龙岩体为一杂岩体，面积约5km2，在常福龙沟、德兴奎、头道沟等地均有出露(图2)，岩体中可见大小不一具明显片麻理的TTG 岩块，岩体主体成分为石英闪长岩，在常福龙村附近以角闪二长花岗岩和细粒辉石闪长岩为主。岩体总体为深灰-深灰绿色，条带状-片麻状构造，岩体特征明显(图3e，f)。岩体和乌拉山群大理岩为构造接触，被二叠纪二长花岗岩侵入，使岩体分离成几个部分，在常福龙村东部呈残留体形式存在(图2)。

图3 内蒙古大青山地区古元古代花岗岩的野外及岩相学照片(a、b)-石英闪长岩(HZ3-2)，厂汉脑包;(c)-角闪二长花岗岩(HZ2-1)，口子村;(d)-角闪二长花岗岩及闪长岩变形包体，口子村;(e)-角闪二长花岗岩(CFL01)，常福龙;(f)-闪长岩(CFL03)，常福龙;(g)-石英闪长岩(HZ3-2)，厂汉脑包，正交偏光;(h)-角闪二长花岗岩(HZ2-1)，单偏光;(i)-闪长岩(CFL04)，常福龙，口子村，正交偏光. 矿物代号:Cpx-斜方辉石;Hb-角闪石;Pl-斜长石;Bi-黑云母;Q-石英Fig.3 Field and petrographic photos of Paleoproterozoic granitoids in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

区内地质构造极为复杂，太古宙和古元古代变质基底广泛发育各种褶皱变形、透入性片理和片麻理构造及韧性剪切带。盖层构造主要表现为一系列的逆冲推覆构造和伸展断裂构造，表现为前寒武纪地质体推置于年轻地层之上，局部形成封闭、半封闭式构造，由于一系列推覆构造将不同时代的地层相分隔，各时代地层展布很不协调。断裂构造也较发育，构成了区内中生代断陷盆地的边界，特别以分布在研究区南部边界的阴山山脉山前大断裂最为著名。它们主要为燕山运动产物。

2 岩石学

厂汉脑包石英闪长岩具变余中细粒花岗岩结构、斑杂状-片麻状构造。主要矿物为斜长石、角闪石和石英，含黑云母少量(图3g)。斜长石，含量60% ～80%，大小0.5 ～2mm，半自形粒状，强绢云母、绿帘石化;角闪石，含量5% ～20%，0.5 ～3.5mm，柱状，绿泥石化发育;石英，5% ～10%，0.5 ～3.5mm，不规则状;部分样品含少量辉石。副矿物主要为钛磁铁矿、钛铁矿、磁铁矿、锆石、磷灰石。

常福龙石英闪长岩-闪长岩，灰绿色，变余花岗结构、片麻状构造，主要由斜长石、石英、角闪石和斜方辉石组成(图3h)。斜长石(Pl)含量50% ～70%，多呈0.5 ～2.5mm 粒状，绢云母化、绿帘石化，表面污浊;石英含量5% ～10%，呈0.3～2.0mm 粒状;角闪石含量10% ～30%，多已发生绿帘石、阳起石化，使原来的角闪石被上述矿物的集合体所取代，只保存了半自形粒状的角闪石假象;存在少量斜方辉石，粒度约0.3mm，半自形粒状。部分样品含钾长石。副矿物为磁铁矿、锆石和磷灰石。

图4 内蒙古大青山地区古元古代花岗岩地球化学图(a)MgO-SiO2 图;(b)Sr-(K/Rb)-(SiO2/MgO)×100 图;(c)(K/Rb)vs. (SiO2/MgO)图;(d)TiO2-SiO2 图. LSA 和HSA 据Martin et al.(2005)，高TiO2 赞岐岩和低TiO2 赞岐岩据Martin et al. (2009)Fig.4 Geochemical diagrams of Paleoproterozoic granitoids in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

口子村岩体主体为花岗闪长岩和角闪二长花岗岩，含有闪长岩包体。具片麻理，包体和岩体接触界限清楚，且遭受变形。与石英闪长岩(HZ01，埃达克质花岗岩)距离仅2km，但接触关系不清楚。岩石呈灰绿色，变余花岗结构，片麻状构造。被灰黑色辉长岩侵入。主要矿物为斜长石，钾长石，石英，角闪石和紫苏辉石(图3i)。斜长石含量30% ～50%，多呈0.5 ～2.5mm，粒状，遭受绢云母化、绿帘石化，表面污浊;石英含量10% ～15%，呈0.3 ～2.0mm，粒状;角闪石含量10%，多已发生绿帘石、阳起石化，使原来的角闪石被上述矿物的集合体所取代，只保存了半自形粒状的角闪石假象;钾长石含量15% ～20%，他形粒状，粒度0.5 ～2.0mm。副矿物为磁铁矿、锆石和磷灰石。

3 地球化学

本文涉及到的大青山花岗质岩石为闪长岩、石英闪长岩、角闪二长花岗岩。地球化学组成见表1。根据地球化学特征可划分为三种类型:埃达克质花岗岩，赞岐岩质岩和Closepet 花岗岩。

3.1 埃达克质花岗岩

埃达克质花岗岩类(样品HZ01、HZ3-1、HZ3-2)的岩石类型为石英闪长岩。常量元素组成特征为:SiO2＞56%(56.98% ～59.40%)，属中性岩范围，具有较高的Al2O3(17.45% ～18.50%)、Na2O(3.89% ～5.23%)含量和较低的K2O 含量(1.12% ～1.87%)，大部分样品的K2O/Na2O(分子数)＜0.4(0.23 ～0.48)，MgO 含量中等(2.5% ～2.79%)，具有埃达克岩的组成特征。TiO2和P2O5含量较低，分别为0.76% ～0.88%和0.28% ～0.58%;Mg#［MgO/(FeO+Fe2O3)分子数比］为(0.47 ～0.49);A/CNK［Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子数比］多在0.94 ～1.03 之间，表现偏铝质岩石的特征，与TTG 具有相似的特点。

按SiO2含量，属低硅埃达克质花岗岩(LSAG:low-SiO2adakitic granitoids)(SiO2=60%为界，Martin et al.，2005)，在SiO2-MgO 图、Sr-(K/Rb)-(SiO2/MgO) × 100 图、(K/Rb)-(SiO2/MgO)图和TiO2-SiO2图(图4)上，接近世界主要低硅埃达克岩分布区(Martin et al.，2005，2009;Castillo，2006)。

图5 内蒙古大青山地区古元古代花岗质岩石的元素蛛网图(a，标准化值据McDonough et al.，1992)和稀土模式(b，标准化值据Boynton，1984)Fig.5 Element spider diagram normailized by primitive mantle (a，after McDonough et al.，1992)and REE pattern normailized by chondrite (b，after Boynton，1984)for Paleoproterozoic granitoids in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

图6 内蒙古大青山地区古元古代花岗岩的(La/Yb)N-YbN(a)和Sr/Y-Y (b)图解Fig.6 (La/Yb)N vs. YbN(a)and Sr/Y vs. Y (b)diagrams for Paleoproterozoic granitoids in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

微量元素总的特点是:高Sr(1143 × 10-6～1165 ×10-6)、Ni(17.3 ×10-6～22.8 ×10-6)、Cr(41.6 × 10-6～81.9 ×10-6)，随着SiO2升高，Rb、Ba 升高，Cr、Sr、Zr、Hf 降低。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，显示与典型埃达克岩相同特征，Nb、Ti(P)相对亏损，Sr 相对富集(图5a)。

岩石稀土含量总体较低(∑REE =144.1 ×10-6～178.9×10-6)，轻重稀土分馏明显((La/Yb)N=18.7 ～35.11)，重稀土亏损，Yb ＜1.2 ×10-6(0.73 ×10-6～1.2 ×10-6)，Y ＜18×10-6(9.86 ×10-6～15.4 ×10-6)(图5b)，大部分样品都具有明显正铕异常，少量铕异常不明显(Eu/Eu*=0.98 ～1.19)，与埃达克岩稀土组成特征十分类似。在(La/Yb)NYbN和Sr/Y-Y 图解中都投在埃达克岩区(图6a，b)。在Sr-100 ×(SiO2/MgO)-K/Rb 三角图解和SiO2/MgO-K/Rb 图中大部分投在低硅埃达克岩中(LSA)(图4a，b)。总之，石英闪长岩具有埃达克质花岗岩特征，且属低硅埃达克质花岗岩(LSAG)。

3.2 赞岐岩

本区具赞岐岩特征的岩石主要为闪长岩-石英闪长岩，以常福龙岩体为代表。其常量元素组成特征为:SiO2为55.06% ～65.60%，Al2O3较高(14.37% ～18.99%)，MgO 为2.15% ～5.65%，Mg#值大多为0.45 ～0.59，CaO 为1.98% ～6.94%。TiO2为 0.53% ～ 1.20%，较 HMA (high-Mg andesite)的高，Al2O3/TiO2较低(15.8 ～27.1)。具有较低的K，K/Na(0.3 ～0.8)，与TTG 具有明显的不同。显示钙碱趋势，并显示低钾特点。在SiO2-MgO 和SiO2-TiO2图中，位于低TiO2赞岐岩和高TiO2赞岐岩重叠区，但更趋向高TiO2(图4a，d)。

岩石具有较高的Cr(74.5 × 10-6～106 × 10-6)(除CFL6-1 一个样品低外)、Ni(21.4 ×10-6～51.4 ×10-6)含量;在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，Sr 为负异常，Nb、P、Ti明显亏损(图5a)，与全球主要赞岐岩一致(Martin et al.，2005)。

岩石轻稀土富集，具负铕异常为主，少数正铕异常(Eu/Eu*=0.64 ～1.10)(图5b)。在(La/Yb)N-YbN图解中，主要位于埃达克岩/TTG 区域(图6a)，在Y-Sr/Y 图解中，主要位于岛弧区(图6b)。

表1 内蒙古大青山地区古元古代花岗岩和全球相关岩石的地球化学组成Table1 GeochemicalcompositionsofPaleoproterozoicgranitoidsin theDaqingshan mountain area， InnerMongolia， alsoshown aretheaveragecompositionsofadakite， sanukitoid，Closepetgraniteand TTGworldwide

续表1Continued Table1

表2 内蒙古大青山地区厂汉脑包石英闪长岩（HZ3-2）锆石SHRIMPU-Pb 年龄Table2 SHRIMPzircon U-Pb dataofChanghannaobaoquartzdiorite（HZ3-2） in theDaqingshan mountain area， InnerMongolia

表3 内蒙古大青山地区花岗质岩石（HZ2-1、CFL01）锆石SHRIMPU-Pb 年龄Table3 SHRIMPzircon U-Pb dataofgranitoids（HZ2-1， CFL01） in theDaqingshan mountain area， InnerMongolia

图7 内蒙古大青山地区厂汉脑包石英闪长岩(HZ3-2)的锆石透射光和阴极发光照片Fig.7 Transmission light (TL)and cathodoluminescence (CL)images of zircon for Changhannaobao quartz diorite (HZ3-2)in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

3.3 Closepet 花岗岩

本区Closepet 花岗岩主要为角闪二长花岗岩，SiO2为54.99% ～60.93%，Al2O3较高(8.27% ～18.54%)，MgO 为2.40% ～15.17%，Mg#值变化较大，为0.46 ～0.83。CaO 为2.81% ～11.69%，TiO2为0.53% ～1.10%，较赞岐岩高，Al2O3/TiO2较低(15.6 ～26.6)。具有较高的K 和K/Na(0.75 ～2.51)，与TTG 明显不同。显示钙碱趋势，并显示高钾特点。岩石具有较高的Cr(57.5 ×10-6～125 ×10-6)、Ni(7.89 ×10-6～67.5 ×10-6)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，Sr 异常不明显，Nb、P、Ti 明显亏损(图5a)，显示与全球主要Closepet 花岗岩十分类似的组成特征(Martin et al.，2005)。岩石轻稀土富集，具正铕异常或铕异常不明显(Eu/Eu*=0.68 ～1.32)(图5b)。在(La/Yb)N-YbN图解中，主要在埃达克岩/TTG 区域(图6a)，在Y-Sr/Y 图解中，主要在岛弧区，少量在TTG 和埃达克岩区(图6b)。

总之，本区埃达克质花岗岩、赞岐岩和Closepet 花岗岩在化学组成上尽管有些差别，但共性十分明显，反映其形成环境相似，但经历不同的演化。

4 锆石定年

本次对3 个样品进行了锆石SHRIMP 定年(图2)。HZ3-2 采自卓资县红召乡厂汉脑包(E111°58.570'，N41°04.421')，岩性为石英闪长岩，具埃达克质花岗岩组成特征;HZ2-1 采自卓资县红召乡口子村一带(E111°49'0.7″，N41°07'16.1″)，为片麻状角闪二长花岗岩，具Closepet 花岗岩组成特征;CFL01 采自武川县哈乐镇常福龙角闪二长花岗岩(E111°49'0.7″，N41°07'16.1″)，尽管该样品具有Closepet 花岗岩组成特征，但岩体该区主体为闪长岩，具赞岐岩特征。

样品经碎样、分离和磁选后，挑选代表性的锆石制作样品靶。SHRIMP U-Pb 定年前，进行阴极发光(CL)分析，以确定锆石颗粒的内部结构。锆石定年在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心的SHRIMPⅡ上进行，详细分析流程和原理与Williams(1998)描述的类似。用标准锆石TEM(417Ma)进行同位素分馏校正，SL13(U 含量238 ×10-6)标定样品的U、Th 含量。数据处理采用Squid 方法(Ludwig，2001)。应用实测204Pb 作普通铅校正。采用年龄为207Pb/206Pb 年龄。单个数据点的误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。年龄数据见表2、表3。

阴极发光图像分析是对岩浆锆石与变质锆石进行区别的主要而有效的手段(Vavra et al.，1996，1999;Rubatto，2002)。岩浆锆石一般都具有岩浆振荡环带结构，基性岩浆锆石则往往结构单一。而变质锆石由于变质作用不同而结构有所不同，主要为扇形结构、面状结构或呈补丁状(Vavra et al.，1996，1999)。锆石中Th/U 比通常也是区分岩浆锆石和变质锆石的有效方法。一般认为岩浆成因锆石具较高的Th/U 比值(通常为0.1 ～1.0)(Belousova et al.，2002)，而变质锆石的Th/U 比值相对较低(小于0.1)(Vavra et al.，1996，1999;Rubatto，2002)。但是，实际情况可能更为复杂，麻粒岩相变质锆石的Th/U 比值往往大于0.1(Wan et al.，2011;Ma et al.，2012)。

图8 内蒙古大青山地区厂汉脑包石英闪长岩(HZ3-2)的锆石SHRIMP U-Pb 年龄Fig.8 Concordia diagram for SHRIMP zircon U-Pb data of Changhannaobao quartz diorite (HZ3-2)in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

4.1 厂汉脑包石英闪长岩(HZ3-2)

锆石呈紫红色，半透明，以半自形短柱-柱状为主，少数呈粒状，阴极发光下，锆石具复杂的内部结构(图7)。岩浆锆石显示密集振荡环带，多遭受强烈重结晶，使环带消失，而呈灰色和白色。部分锆石中存在变质增生边。在一些情况下，增生边锆石与重结晶锆石难以区别，但都为变质锆石。岩浆锆石9 个数据点分析，U 含量和Th/U 比值为28 ×10-6～394 × 10-6和0.38 ～2.27，207Pb/206Pb 加权平均年龄为2435 ±12Ma(MSWD=1.7)(图8)。9 个变质锆石数据点分析，U 含量和Th/U 比值为4 ×10-6～122 ×10-6和0.25 ～1.33。与岩浆锆石相比，U 含量明显降低，U 含量大的变化，与变质重结晶过程中U、Th 发生重新分配有关，并明显有U、Th 迁出锆石体系之外。6 个集中分布在谐和线或附近数据点的207Pb/206Pb 加权平均年龄为1909 ±28Ma(MSWD=1.3)(图8)，记录了古元古代晚期构造热事件时代。

4.2 口子村角闪二长花岗岩(HZ2-1)

锆石呈红褐色，半透明，柱状或近等轴状，阴极发光下，原岩浆锆石环带大都遭受破坏，只有少量得以较好的保留(图9)。部分变质重结晶锆石显示扇形结构，部分锆石可能存在窄的变质增生边(图9 中的d6)。7 个岩浆环带保留较好的成分域数据点分析，U 含量和Th/U 比值为160 ×10-6～547 ×10-6和0.30 ～1.10。其中6 个数据点的207Pb/206Pb 加权平均年龄为2416 ±8Ma(MSWD =0.99)(图10)。11 个变质锆石数据点分析，U 含量和Th/U 比值分别为57 ×10-6～549 ×10-6和0.26 ～1.13。其中7 个分布较集中的数据点的207Pb/206Pb 加权平均年龄为1917 ±16Ma(MSWD =1.7)(图10)。

图9 内蒙古大青山地区口子村角闪二长花岗岩(HZ2-1)的锆石透射光和阴极发光照片Fig.9 TL and CL images of zircon for Kouzicun hornblende monzogranite (HZ2-1)in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

图10 内蒙古大青山地区口子村角闪二长花岗岩(HZ2-1)的锆石SHRIMP U-Pb 年龄Fig.10 Concordia diagram for SHRIMP zircon U-Pb data of Kouzicun hornblende monzogranite (HZ2-1 ) in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

4.3 常福龙角闪二长花岗岩(CFL01)

锆石呈紫红色，半透明，以短柱状椭圆状，内部结构十分复杂(图11)。岩浆锆石具震荡环带，但遭受重结晶作用改造而变得模糊或完全消失。但具环带结构的不一定都是岩体形成锆石，一些以锆石核存在(图11 中的d，n)，很可能为捕获或残余成因。一些锆石存在变质增生边，呈灰色或白色。锆石的年龄分布也十分复杂(图12a)。根据锆石结构和年龄分布，把锆石划分为3 种类型:岩浆锆石、捕获或残余锆石和变质锆石。存在不同成因锆石以及古元古代晚期构造热事件的强烈影响，是锆石年龄分布复杂的主要原因。一些锆石年龄数据点虽集中分布(例如2133Ma)，但地质意义并不明确。下面对地质意义相对明确的锆石的组成和年龄作简要说明。1)岩浆锆石:4 个数据点分析，U 含量和Th/U比值分别为318 ×10-6～627 ×10-6和0.52 ～0.90，207Pb/206Pb 加权平均年龄为2429 ± 41Ma(MSWD = 0.70)(图12b)。2)捕获或残余锆石:4 个数据点分析，U 含量和Th/U比值分别为192 ×10-6～356 ×10-6和0.75 ～1.23，207Pb/206Pb 加权平均年龄为2494 ±16Ma(MSWD=0.82)。3)变质锆石:6 个数据点分析，U 含量和Th/U 比值分别为35 ×10-6～265 ×10-6和0.29 ～1.50(8.1 为0.04)，其中3 个较为集中的数据点的207Pb/206Pb 加权平均年龄为1825 ± 19Ma(MSWD=0.44)。

图11 内蒙古大青山地区常福龙角闪二长花岗岩(CFL01)的锆石透射光和阴极发光照片Fig.11 TL and CL images of zircon for Changfulong hornblende monzogranite (CFL01)in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

图12 内蒙古大青山地区常福龙角闪二长花岗岩(CFL01)的锆石SHRIMP U-Pb 年龄Fig.12 Concordia diagram for SHRIMP zircon U-Pb data of Changfulong hornblende monzogranite (CFL01)in the Daqingshan mountain area，Inner Mongolia

5 讨论

5.1 形成环境

前寒武纪TTG 花岗质岩石的地球化学特征类似于埃达克岩，两者的关系备受关注，形成了两种明显不同的观点:一种观点强调TTG 与埃达克岩在地球化学特征上的相似性，认为太古宙TTG 也是板块消减时含水洋壳熔融(Drummond and Defant，1990;Drummond et al.，1996;Martin，1999;Martin and Moyen，2002;Martin et al.，2005，2009);另一种观点认为TTG 不同于埃达克岩，不是消减板片熔融产物，加厚地壳底部含水玄武质岩石熔融可能更适合太古宙TTG 的形成模式(Smithies，2000)。

埃达克岩成因也有两派意见:板片熔融派(Martin，1999;Defant et al.，1991，1992，2002;Drummond et al.，1996;Sajona et al.，1993，1994)和多成因派，亦即板块熔融并非是产生埃达克岩的惟一机制(Castillo et al.，1999;Castillo，2006;Atherton and Petford，1993;Arculus et al.，1999)。通过俯冲玄武质洋壳的熔融可产生埃达克岩熔体已由实验和地质观察得到证实。实验研究表明，水饱和熔融或角闪石脱水熔融可产生埃达克岩熔体(Beard and Lofgren，1989，1991;Rapp et al.，1999)。Martin et al.(2005)把埃达克岩分为高硅埃达克岩(HSA)和低硅埃达克岩(LSA)两种类型。HSA 和LSA 不但组成和矿物组合不同，成因和来源也不同。HSA 直接形成于俯冲含水玄武熔融体，在上升过程中这种熔融体和地幔楔橄榄岩混染而形成;而LSA 的形成则有两个不同的阶段，首先是俯冲作用形成的板片熔融体在和地幔橄榄岩相互作用中全部消耗，然后这种受到交代的橄榄岩熔融形成LSA。

虽然目前对于赞岐岩形成构造环境存在不同的认识。但是，赞岐岩可能是在含水条件下富集LILE 的地幔源岩部分熔融形成的见解得到大多数学者的认可，这对于探讨地壳起源具有重要意义(Shirey and Hanson，1984;Rapp et al.，1999;Smithies and Champion，2000;Champion and Smithies，2003;Smithies et al.，2003;Martin et al.，2005，2009;Samsonov et al.，2005)。Martin et al. (2009)认为赞岐岩有“一阶段”和“二阶段”两个模式。一阶段模式中，赞岐岩是TTG 或埃达克质融熔体和地幔橄榄岩混染形成;二阶段模式中，TTG 或埃达克质融熔体在上升过程中与地幔橄榄岩作用而全部消耗，形成交代橄榄岩，交代橄榄岩再熔融形成赞岐岩(该模式和LSA 形成类似)。它们的TiO2有明显差别，低TiO2赞岐岩对应于“一阶段模式”赞岐岩，高TiO2赞岐岩对应“二阶段模式”赞岐岩。赞岐岩系列岩浆的出现是在地幔温度下降过程中形成的(比TTG 形成时低，而比现代板块温度高)，是太古宙向元古宙转换、“热板块”向“冷板块”转换过程中俯冲带的岩浆产物，是高镁TTG 向现代岛弧玄武-安山-英安-流纹岩(BADR)转换的联系(Martin et al.，2009)。

低硅埃达克岩(LSA)、赞岐岩(sanukitoids)和Closepet 花岗岩在地球化学组成上存在区别，但很多组成和成因也有相似性。它们都是板片熔融、熔融体和地幔橄榄岩相互作用的产物。因此，低硅埃达克岩可以看成是赞岐岩和Closepet 花岗岩的初始物，赞岐岩和Closepet 花岗岩成分的不同反映其熔融深度不同和/或者演化、分异不同(Martin et al.，2005)。这在印度Dharwar 克拉通新太古代花岗岩研究得到证实(Moyen et al.，2003a，b)。赞岐岩和Closepet 花岗岩的形成过程中，TTG 的熔融和地幔橄榄岩具有重要的贡献，高Mg、Ni、Cr 直接反映了TTG 的熔融和地幔橄榄岩的相互作用。地幔楔在TTG 质岩浆上升成为形成赞岐岩和Closepet 花岗岩的必然条件。而Closepet 花岗岩形成则是由地幔橄榄岩熔融体和熔融的TTG 质岩浆交代形成，对于Closepet 花岗岩的形成，尽管地幔富集和俯冲作用有关，但地幔熔融却并不一定和俯冲作用相关，可发生在俯冲作用之后的任何时间(Moyen et al.，2003a，b)，如形成于碰撞后或后碰撞阶段(Stern，1989;Stern and Hanson，1991;Martin et al.，2005)，并主要出现在早期消减到克拉通稳定的转换阶段(Moyen et al.，2003a，b)。

本区石英闪长岩-闪长岩-角闪二长花岗岩在地球化学组成上类似于埃达克质花岗岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩。埃达克质花岗岩主体属于低硅埃达克岩(LSA)，形成于俯冲环境的两阶段模式。赞岐岩大部分属高TiO2赞岐岩，也应形成于“二阶段模式”，与低硅埃达克质花岗岩形成环境一致。和典型的高TiO2赞岐岩相比，TiO2较低，其熔体和橄榄岩的比例在平衡点附近。埃达克岩是赞岐岩和Closepet 花岗岩初始物，而后者则是前者和地幔相互作用和演化的结果。他们的形成环境与印度Dharwar 克拉通新太古代花岗岩一致:在俯冲带环境①早期板片的部分熔融形成埃达克质岩浆;②埃达克质岩浆交代作用或者是混合作用形成赞岐岩岩浆;③赞岐质岩浆在上升过程中还有可能和地幔橄榄岩交代或熔融，形成Closepet 花岗岩岩浆(图13)(Moyen et al.，2003a)。

5.2 地质意义

图13 印度南部Dhawar 克拉通早前寒武纪花岗质岩石演化模式图(据Moyen et al.，2003a)Fig.13 Proposed petrogenetic model for Early Precambrian granitoids in the Dharwar Craton，southern India (after Moyen et al.，2003a)

尽管埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩概念提出才十几年的时间，但已得到众多学者的关注。与其说埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩是一个岩石学名词，倒不如说是窥探地球演化历史与具体地质作用过程的工具。如同蛇绿岩概念一样，埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩已突破了它的岩石学含义，而在更高层次上体现了它的科学意义。这与当前岩石学发展的趋势是一致的。

第一，现今的研究发现，埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩并不是经常见及的一类岩石(Martin et al.，2009)。但在不同的地质历史时期，埃达克岩的出现却具有一定的规律。新生代埃达克岩主要出现在环太平洋地区，与板片俯冲有关(Defant and Droumond，1990)。而在太古宙，具有与新生代埃达克岩组成特点一致的岩石较少出现，而是较多地出现TTG 岩套。尽管不少学者认为TTG 形成于板块俯冲机制，但太古宙板块构造和现代板块构造存在明显差别(Moyen and Martin，2012;Moyen and van Hunen，2012;Van Hunen and Moyen，2012)。太古宙地温梯度明显偏高(Moyen and Martin，2012;Moyen and van Hunen，2012;Martin et al.，2010)，板块机制和现今不一致(Gerya，2014;Sizova et al.，2010)。Sizova et al.(2010)通过数字模拟显示，增加现代板块上地幔温度160 ～175℃和200 ～250℃，可以从现代俯冲转变为前俯冲(pre-subduction)和无俯冲(no-subduction)，并认为第一次转化时间在中太古代-新太古代(3.2 ～2.5Ga)。前寒武埃达克质花岗岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩组合的出现恰巧说明形成大量TTG 的环境已经变化，地壳演化从热的环境变为正常的环境，板块构造从此进入现代模式(Martin et al.，

2009)。

第二，俯冲带的岩浆作用是板块构造理论出现以后地学界经久不衰的研究话题。目前的争论是，俯冲带的岩浆是来源于俯冲板片的直接熔融，还是来源于地幔楔的部分熔融。而埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩的研究却为上述两种机制的鉴别提供了可能，因为两者产生的岩浆具有完全不同的地质与地球化学特点。在地幔楔产生岩浆的过程中，交代地幔是熔融产生的前提，但这种交代作用是以俯冲板片析出的流体还是俯冲板片熔融的熔体为介质却是目前还不明了的另一个重要问题。根据埃达克岩及相关方面的研究，俯冲带的流体以较低的高场强元素和较高的不相容元素含量为特点;尽管埃达克岩也显示高场强元素的亏损(Adak 和Cook描述的埃达克岩还显示Rb、Ba 元素的亏损)，但其含量明显较高，由此导致甚至在部分情况下形成高Nb 玄武岩或者富Nb 玄武岩)(Martin et al.，2005;Sajona et al.，1993，1994)。根据目前的研究，岛弧地区有可能存在一套埃达克岩-高镁安山岩-玻安岩的岩石系列，在深成岩中存在一套埃达克质花岗岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩组合，这一系列与经典的岛弧岩浆形成机制有所不同。

第三，埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩的讨论也为岛弧和活动大陆边缘等地区花岗岩的成因研究提供了新的思路。目前在花岗岩成因研究当中，存在两种主要观点。一种观点认为，花岗岩主要来源于地壳物质的部分熔融。即使地幔发生熔融，它只提供花岗岩的源岩，即会聚性板块边缘花岗岩的产生需要两阶段的演化。其熔融的地壳既可以是俯冲的板片，也可以是新增生的年轻地壳，抑或古老的下地壳。另一种观点认为，花岗岩来源于壳幔岩浆的混合作用。由于这一问题不仅涉及花岗岩的成因，而且还涉及到地壳增生的机制问题，因而具有重要的科学意义。埃达克岩概念的提出为深入探讨上述问题提供了新的途径。

第四，埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩正好是太古宙TTG 向后太古宙钙碱性花岗岩演化的中间类型岩石，这些岩石为早期TTG 向现在钙碱性花岗岩转变提供了很好的研究对象。

6 结论

(1)大青山闪长岩-石英闪长岩-角闪二长花岗岩在地球化学上具有埃达克岩-赞岐岩-Closepet 花岗岩特征，其中，埃达克质花岗岩为低硅埃达克质岩，赞岐岩以高TiO2赞岐岩为主。这些岩石形成于俯冲带环境。早期板片的部分熔融形成埃达克质岩浆;埃达克质岩浆交代或者是混合作用形成赞岐岩岩浆;赞岐质岩浆在上升过程中还有可能和地幔橄榄岩交代或熔融，形成Closepet 花岗岩岩浆。因此，这些岩浆岩是板片熔融和地幔楔橄榄岩相互作用的产物。

(2)通过详细SHRIMP 锆石U-Pb 定年，获得石英闪长岩(埃达克质岩花岗岩)形成年龄为2435 ±12Ma，闪长岩(赞岐岩)形成年龄为2429 ±41Ma，角闪二长花岗岩(Closepet 花岗岩)形成年龄为2416 ±8Ma。

(3)对闪长岩-石英闪长岩-角闪二长花岗岩岩石学和地球化学研究，确立了华北克拉通存在具有现代意义的俯冲作用形成的岩浆记录。华北克拉通具现代意义的板块俯冲作用开始于古元古代早期(～2435Ma)，代表了华北克拉通以TTG 为代表的岩浆岩向现代钙碱性花岗岩的时间转折。

致谢工作期间得到天津地质矿产研究所赵凤清研究员、王惠初研究员的帮助;样品测试过程中得到北京离子探针中心宋彪研究员、天津地质矿产研究所李惠民研究员和李怀坤研究员的指导;成文过程中罗照华教授提出了很好的建议;在此一并深表谢意。本文主要工作为第一作者在博士期间完成，邓晋福老师给予了全程指导。谨以此文向先生八十华诞献礼。

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