兴安地块南段晚泥盆世包格德岩体时代的厘定及地质意义

2021-05-26李猛兴

岩石矿物学杂志 2021年3期

李猛兴

(山西省地质调查院，山西太原 030006)

兴蒙造山带位于中亚造山带东端，是经历了多个构造体系叠加作用的复杂区域，造山过程具有明显的独特性、复杂性(徐备等，2014)，其地理范围一般包括了我国境内的东北地区及内蒙古中东部。古生代为古亚洲洋的演化时期，兴蒙造山带经历了大陆裂解、洋壳俯冲、微陆块之间的碰撞拼贴等地质过程(Xiaoetal.，2003；许文良等，2019)，区域上形成了一系列岛弧、增生杂岩、蛇绿岩及微地块相间分布的特征，其中东北地区以缝合带为界自北往南分别为额尔古纳、兴安、松嫩、佳木斯地块等构造单元(李锦轶等，2004；刘永江等，2010；徐备等，2018；许文良等，2019)；中生代又经历了两大构造体系(古太平洋和蒙古-鄂霍茨克洋)的活化与破坏(唐杰等，2018)，才形成了目前现有的构造格局。在古亚洲洋复杂的演化过程中，岩浆作用强烈，其侵位时代集中于早古生代、晚古生代两个时期。作为造山过程最直接的地质记录，这些不同时期出露的花岗岩为认识造山过程中的俯冲、碰撞拼合等地质过程提供了有利线索，对恢复造山带的结构亦具有重要指示意义。

前人研究表明，古亚洲洋的俯冲可能自早古生代已经开始，具有向南北两侧双向俯冲的特征。作为古亚洲洋向北俯冲过程最直接的岩浆记录，在造山带北缘的苏左旗-东乌旗一带早古生代花岗岩不同程度发育，年龄介于496～414 Ma之间(陈斌等，1996；王树庆等，2016；李红英等，2016；杨泽黎等，2017，2018)。而对于洋盆闭合的时限及位置，结合地层、古生物、岩浆作用及地磁测深物理技术等方面的研究，一般认为古亚洲洋最终消亡的位置在索伦山缝合带(李锦轶等，2007；陈斌等，2009)及贺根山缝合带(包志伟等，1994；卜建军等，2020)。但对于闭合的时限却有不同的认识：一种观点为泥盆纪，之后的晚古生代进入了伸展环境及裂谷发育过程(徐备等，2014；张晋瑞等，2018)；另一种观点认为古亚洲洋的俯冲一直持续到晚古生代，直到晚石炭-中二叠世洋盆最终闭合(时代为C2-T2)(洪大卫等，1994；Xiaoetal.，2003；程银行等，2014；薛富红等，2015；孔令杰等，2017；韩江涛等，2019)。

上述说明，前人对区域上早古生代的构造演化认识相对统一，而对晚古生代的构造演化尤其洋盆的闭合时限存在争议。产生争议的原因在于对造山带演化过程中俯冲、造山后伸展两种构造背景具体转换的时限认识不清。作为构造演化过程的直接地质记录，前人对造山带岩浆岩的研究主要集中于与俯冲、造山后伸展背景有关的早、晚古生代，而受制于岩浆岩出露情况对于二者之间尤其泥盆纪-早石炭世(约414～318 Ma)时期岩浆作用的研究程度较低，构造属性缺乏明确解释。本文以研究区出露的晚泥盆世包格德岩体为研究对象，对其进行了详细的锆石U-Pb年龄、地球化学特征研究，分析了其岩石成因及地质意义，为区域上古生代的岩浆活动提供年代学等方面的素材，进而也为该时期造山带的构造演化过程在时间、空间尺度上进一步限定。

1 地质背景及岩石学特征

研究区位于内蒙古的中北部，构造位置上属于兴安地块的南段，兴安地块北侧以塔源-喜桂图断裂带为界与额尔古纳地块区分开，南侧以二连-贺根山-嫩江-黑河断裂带为界与松嫩地块区分开(图1a)。区内为大面积的晚古生代-中生代火山岩系分布，相对应的地层为石炭系宝力高庙组，岩性为深灰色、灰黑色的角砾凝灰岩、凝灰质砂砾岩等；侏罗系满克头鄂博组，岩性为灰紫色、灰黄色的流纹岩、粗面英安岩等。另外，在沟谷处有少量第四系分布(图1b)。

岩体位于东乌旗北东的包格德呼和哈达高地附近，命名为包格德岩体。包格德岩体周围被大面积的晚古生代-中生代火山岩地层角度不整合覆盖，地表总体上呈南北向的岩株形态出露，长约6 km，宽1～1.3 km，地表出露面积约7.2 km2，为泥盆纪3期侵入的岩体，主要由石英二长岩、二长花岗岩及花岗斑岩3种岩性组成。其中石英二长岩出露规模较小，受出露限制与其余2种岩性之间缺乏明确的接触关系，但在二长花岗岩中可见少量不规则状的石英二长岩捕虏体，间接说明了二者为侵入接触；后两种岩性出露规模较大，二者接触部位烘烤边发育，且可见花岗岩斑岩呈岩脉、岩枝状穿插于二长花岗岩中。3种岩性的特征分述如下。

① 花岗斑岩：肉红色，斑状结构，基质为细晶结构，局部可见钾长石、石英呈不规则次生的文象结构(图2a)。斑晶大小4～7 mm，以钾长石及少量斜长石、石英为主，其中钾长石25%(体积分数)左右，为板状、宽板状的斑晶；斜长石10%左右，板状；石英含量5%左右，粒状。基质约60%左右，粒度大小为0.1～0.5 mm，成分为钾长石(自形板状)、斜长石(半自形板状)和石英(粒状，聚片双晶发育)。副矿物为磁铁矿及零星的磷灰石、锆石和榍石。

图 1 兴蒙造山带东段大地构造图(a，据许文良等，2019)和包格德岩体地质图(b，据山西省地质调查院，2011)(1)❶山西省地质调查院.2011.1∶5万勃洛浑迪等四幅区调地质调查报告.

② 二长花岗岩：肉红色，以细中粒花岗结构为主(图2b)，粒度一般为1～4 mm，部分样品呈文象结构(图2c)。其中钾长石30%左右，自形程度较好，多为板状；斜长石35%左右，半自形；石英25%左右，不规则粒状分布。另外，还有少量黑云母，约1%～5%左右。副矿物为磁铁矿、磷灰石和锆石。

图 2 包格德岩体的显微照片(正交偏光)

③ 石英二长岩：浅黄褐色，细中粒粒状结构，粒度一般为1.2～5 mm，其中斜长石45%～50%左右，半自形板状；钾长石25%～35%左右，板状，局部呈斜长石镶边分布；石英15%左右，它形粒状；角闪石5%左右，柱状，轻微绿泥石化。另外，可见少量黑云母(5%左右)呈鳞片状分布。副矿物以磁铁矿、磷灰石及少量锆石为主。

2 样品采集及分析方法

在包格德岩体中共采集了11件主量、微量、稀土元素样品，测试单位为武汉综合岩矿测试中心，在X荧光光谱仪上采用XRF法完成了主量元素测试，在等离子体质谱仪(ICAP6300)完成了微量、稀土元素测试。

由于本区特殊的地理景观，多数地段风化严重，包格德岩体3种岩性之间接触性质不明显，本次在石英二长岩、花岗斑岩中分别采集了1件样品(PM404TW2、PM403TW2)，二长花岗岩中采集了2件样品(PM403TW1、PM404TW1)进行锆石U-Pb定年，采样位置见图1。在采集过程中尽量采取无蚀变或蚀变较轻、裂隙不发育的新鲜基岩，每件样品的重量约12 kg。首先在山西省地质调查院岩矿鉴定室对样品进行粉碎、淘洗、分选，挑选出符合要求的锆石，然后在天津地质调查中心同位素实验室在双目镜下把符合要求的锆石粘在载玻片上，注入环氧树脂固化，待样品固化后对其进行打磨、抛光，然后对样品进行反射光及阴极发光(CL)照相，以便在测试时选点更明确。测试采用的仪器及步骤见相关文献(李怀坤等，2010)，在Isoplot(Version3.0)程序完成数据及谐和图处理(Ludwigetal.，2003)。

3 结果与分析

3.1 锆石U-Pb年代学

4件样品的测试结果见表1。

PM403TW2(花岗斑岩)：锆石颜色多为淡黄色，晶体以长柱状为主，个别晶体较为破碎呈不规则棱角状，长宽比为1∶2～1∶3，粒径200～350 μm。反射光下可见锆石颗粒溶蚀坑、裂纹发育，个别晶体中含气泡。CL图像中锆石边部可见清晰的振荡环带(图3)，8、14、15点中可见残留的继承性锆石。从表1可知，共测试20个点，剔除不谐和点(点18、19)，其余18个有效分析点的Th含量为59×10-6～146×10-6，U含量为71×10-6～138×10-6，Th/U值为0.76～1.13。18个有效分析点均较集中的分布于谐和曲线上，206Pb/238U年龄介于357～352 Ma之间，加权平均年龄为355±1 Ma(n=18，MSWD=0.31)(图4)。

PM404TW1(二长花岗岩)：锆石颜色以淡黄色为主，少数近于无色，晶体以短柱状为主，长宽比为1∶1.5～1∶2，粒径160～200 μm，部分晶体破碎呈不规则棱角状。反射光下可见晶体表面干净，少数较为粗糙，个别晶体中含暗色包体及气泡。CL图像上环带结构发育(图3)，部分点(3、10)中可见继承性锆石。从表1可知，共测试20个点，剔除不谐和点(点5、11)，其余18个有效分析点的Th含量为57×10-6～229×10-6，U含量为65×10-6～198×10-6，Th/U值为0.74～1.16。剔除不谐和点，18个有效分析点均集中分布于谐和曲线上，206Pb/238U年龄介于368～361 Ma之间，加权平均年龄为364±1 Ma(n=18，MSWD=0.46)(图4)。

PM403TW1(二长花岗岩)：锆石颜色以浅褐黄色为主，少数为浅褐色、无色，短柱状为主，个别细小呈破碎的不规则棱角状，长宽比为1∶1～1∶1.5，大小以150～250 μm为主。反射光下可见晶体表面透明，未见包体。CL图像上环带结构发育(图3)，部分锆石点(3、8、9)中含继承性锆石。从表1可知，共测试22个点，剔除不谐和点(点7、8、10、16、17)，其余17个有效分析点的Th含量为92×10-6～489×10-6，U含量为92×10-6～365×10-6，Th/U值为0.71～1.34。其中7、8点206Pb/238U年龄介于163～162 Ma之间，年龄值偏小可能与后期岩浆热事件作用导致的普通铅含量的丢失有关(Da Silvaetal.，2000)，锆石图像上具明显的溶蚀结构或骨架状结构也暗示经历了热液蚀变作用；16、17号点206Pb/238U年龄分别为2 183±17 Ma、1 047±13 Ma，可能为捕获的中、古元古代的基底锆石。17个有效分析点均集中分布于谐和曲线上，206Pb/238U年龄介于366～363 Ma之间，加权平均年龄为364±1 Ma(n=17，MSWD=0.14)(图4)，具有与样品PM404TW1一致的地质年龄。

图 3 包格德岩体典型锆石阴极CL图像

PM404TW2(石英二长岩)：锆石颜色多为淡黄色，少数为紫色、无色，晶体完整，多为晶面清晰的柱状晶体，长宽比为1∶2～1∶2.5，颗粒大小为150～220 μm。反射光下晶体表面干净、光亮，晶形复杂，个别晶体表面见溶蚀坑。大部分锆石在CL图像上可见清晰的环带结构(图3)，其中13、20点中可见继承性锆石。从表1可知，共测试20个点，剔除不谐和点(点2、11、18)，其余17个有效分析点的Th含量为143×10-6～450×10-6，U含量为120×10-6～450×10-6，Th/U值为0.57～1.29。其中11号点206Pb/238U为1 760±11 Ma，可能为捕获的古元古代的基底锆石。17个有效分析点均集中分布于谐和曲线上，206Pb/238U年龄介于369～366 Ma之间，加权平均年龄为368±1 Ma(n=17，MSWD=0.20)(图4)。

结合锆石图像特征及Th/U值，说明4件样品具有明显的岩浆成因，所测得的年龄代表了岩体真实的侵位年龄。LA-ICP-MS锆石206Pb/238U测年结果显示，包格德岩体由3期侵入体组成，分别为368±1 Ma的石英二长岩、364±1 Ma的二长花岗岩及355±1 Ma的花岗斑岩，岩浆活动持续约13 Ma。

3.2 主量、微量元素地球化学特征

包格德岩体的主量、微量、稀土元素测试结果及相关参数见表2。

表 1 包格德岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

岩体SiO2含量66.67%～78.24%，分异指数DI为78.41～97.54，表明岩体的分异演化程度较高；Na2O为1.61%～4.25%，K2O为3.77%～6.78%，(Na2O+K2O)为7.62%～8.82%，K2O/Na2O值为0.93～1.57，个别值达到4.21，具有富碱且相对富钾的特征，里特曼指数为1.72～3.13，为钙碱性岩，在SiO2-K2O散点图上大部分样品位于高钾钙碱性区间，个别样品分布于钾玄岩区(图5a)；Al2O3含量为11.20%～15.43%，含量稍微偏低，大部分样品A/CNK为0.95～1.08，为准铝质-弱过铝质岩石，个别样品A/CNK为1.12～1.20，属于过铝质岩石(图5b)；在哈克图解上，K2O随着SiO2增加而一定程度的增加，其余主量元素随SiO2增加而明显减少，呈现了明显的线性关系，暗示了同源岩浆演化的特征(图6)。

岩体稀土元素总量(不含Y)为83.60×10-6～163.40×10-6，平均133.50×10-6，含量偏低；轻稀土元素含量为76.80×10-6～142.90×10-6，重稀土元素含量为6.80×10-6～21.00×10-6，LREE/HREE值为6.79～16.57，(La/Yb)N值为5.43～18.52，明显富集轻稀土元素；(La/Sm)N=3.12～5.66，(Gd/Yb)N=0.93～1.95，表明岩体的轻稀土元素相对重稀土元素内部发生了明显的分馏，在图中呈右倾的特征(图7a)；δEu=0.34～0.78，Eu具一定程度的亏损。微量元素表现为相对富集大离子亲石元素(Rb、Th、K)，不同程度亏损Ba、Sr、Ti及P等元素(图7b)。其中Ba、Sr的亏损可能与斜长石的分离结晶有关，Ti、P的亏损可能与钛铁矿、磷灰石的分离结晶有关。

4 讨论

4.1 岩体时代

前人(内蒙古自治区地质局，1979)(2)内蒙古自治区地质局.1979.1∶20万贺斯格乌拉牧场幅区域地质调查报告.曾把二长花岗岩、花岗斑岩分别归属为华力西晚期、燕山早期，但是缺少年代学数据的支持。本次对包格德岩体中的花岗斑岩、二长花岗岩、石英二长岩3种岩性进行了锆石U-Pb测年，它们的锆石U-Pb年龄分别为355±1 Ma、364±1 Ma、368±1 Ma，结合锆石图像特征及较高的Th/U值，这些年龄应代表了岩体真实的侵位年龄，表明其形成时代介于早石炭-晚泥盆世之间，且以晚泥盆世为主，而不是之前认为的华力西晚期、燕山早期。

图 7 包格德岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化数值据Sun and McDonough, 1989)

图 6 包格德岩体哈克图解

图 5 包格德岩体K2O-SiO2图解(a，据Morrison，1980)及A/NK-A/CNK图解(b，据Maniar and Piccoli，1989)

表 2 包格德岩体主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析结果

4.2 岩石成因

包格德岩体中石英二长岩SiO2含量为66.67%～67.60%，DI为78.41～84.10，具有中等程度的分异；二长花岗岩、花岗斑岩SiO2含量为69.21%～78.24%，DI为83.80～97.54，具有高硅、高分异指数的特征，CaO为0.15%～2.41%，P2O5为0.01%～0.14%，TiO2为0.14%～0.55%，钙、磷、钛含量普遍偏低，以上显示两种岩性分异程度明显偏高。

包格德岩体K2O含量介于3.77%～6.78%之间，很明显不属于M型花岗岩(通常<1%)。也具有不同于A型花岗岩的一系列地球化学特征：① 碱性指数NK/A为0.71～0.94，平均值为0.82，略低于碱性特征的A型花岗岩(NK/A>0.85)(Whalenetal.，1987)；② Zr含量为84×10-6～268×10-6，大部分低于A型花岗岩下限(250×10-6)(Whalenetal.，1987)，在岩石成因图解中大部分样品均落在了非A型花岗岩区域(8a、8b)；③ 铁镁比FeOT/MgO介于2.72～10.39之间，平均值为5.52，有别于A型花岗岩富铁贫镁的特征(FeOT/MgO>10)(Whalenetal.，1987)；④ 锆石饱和温度tZr为741～829℃，平均787℃(表2)，也低于具有高温成岩特征的A型花岗岩(tZr>830℃)(Watson and Harrison，1983)。另外，样品在图解8c中样品均位于高分异钙碱性区、钙碱性区，也不支持其为A型花岗岩。以上说明，包格德岩体只可能为I或S型花岗岩。

通常情况下，铝饱和指数A/CNK是区分I、S型花岗岩的有效标志，但该指标通常应用于未经强烈结晶分异的花岗岩(Chappell and White，1992；吴福元等，2007)，文中样品A/CNK大部分为0.95～1.08，个别为1.12～1.2，总体上为准铝质-弱过铝质岩石，在A/CNK-A/NK图解中显示了I型花岗岩的分布特征(图5b)。其P2O5含量为0.01%～0.17%，平均值为0.07%，也明显低于高分异S型花岗岩(P2O5平均值为0.14%)(Kingetal.，1997)，且在P2O5-SiO2图解中呈现I型花岗岩的负相关性(图6h)。另外，岩体Na2O含量为1.61%～4.25%，平均值为3.43%，与I型(Na2O平均值为3.21%)接近，而远高于S型花岗岩(Na2O平均值为2.81%)(Kingetal.，1997)。因此，包格德岩体为I型花岗岩，且主体岩性分异程度较高(图8c)。

包格德岩体的3种岩性在空间上为明显的侵入接触，主量元素(TiO2、Al2O3、MnO、FeOT、MgO、CaO、P2O5)与SiO2含量变化呈明显的线性关系(图6)，微量、稀土元素具有相似的配分曲线特征(图7a、7b)，以上均暗示了岩体为同源岩浆演化的可能。岩体具有偏低的Mg#值(14.73×10-6～39.78×10-6)及Cr(为1.63×10-6～10.10×10-6)、Ni(为7.62×10-6～14.70×10-6)含量，结合样品Nb/Ta值(6.85～15.16)低于幔源岩浆(17±1)，而与大陆地壳(10～14)接近(Sun and McDonough，1989)。说明以壳源岩浆为主。其Ba、Sr、Eu的亏损(图7a、7b)可能与岩浆形成过程中斜长石的分异有关(图9a)。哈克图解(图6)、La/Yb-La图解(图9b)显示：部分熔融、分离结晶作用是控制岩体岩浆演化过程中的主要因素。其稀土元素含量的变化可能与副矿物磷灰石的分离结晶有关(图9c)，其中磷灰石的分离结晶与其低磷(P2O5含量以0.01%～0.08%为主)特征一致。

图 10 包格德岩体的构造环境图解(a、b、c据Pearce et al.，1984；d、e据Gorton and Schandl，2000；f据Batchelor and Bowden，1985)

图 9 包格德岩体Ba-Sr、La/Yb-La、(La/Yb)N-La关系图，图中分异趋势线上数字代表分离结晶程度(a,c据Wu et al.，2003；b据Allegre and Minster，1978)

图 8 包格德岩体岩石成因图解(a、b据Whalen et al.，1987；c据Sylvester, 1989)

4.3 构造意义

兴蒙造山带北缘具有俯冲成因的早古生代岛弧岩浆岩不同程度发育，该花岗岩带年龄介于496～414 Ma之间，持续约82 Ma，保留了古亚洲洋早期向北俯冲的岩浆记录(陈斌等，1996；王树庆等，2016；李红英等，2016；杨泽黎等，2017，2018)；而与伸展背景有关的碱性岩浆岩带的形成时期为晚石炭-中二叠世，代表兴蒙造山带的北缘整体进入了洋盆闭合后的造山后伸展环境中(洪大卫等，1994；程银行等，2014；薛富红等，2015；孔令杰等，2017；韩江涛，2019)。因此，泥盆纪-早石炭世时期便成为了造山带构造格局的重要转折时期。泥盆纪-早石炭世时期，区域上陆相、海陆交互相地层发育，暗示了洋盆趋以消亡或已闭合(徐备等，2014；张晋瑞等，2018)。沿造山带的北缘存在一条重要的缝合线，即二连-贺根山-嫩江-黑河缝合带，该缝合带既是重要的生物群界线，又是两大陆块(兴安、松嫩)的分界线(许文良等，2019)。沿该缝合带也断续出露与此地质背景有关的岩浆活动产物，例如：缝合带西段苏左旗早石炭世火山岩(346～335 Ma，李梦瞳等，2020)，东段牙克石花岗岩闪长岩(331 Ma，赵芝等，2010)。以上说明，早石炭世时期在二连-贺根山-嫩江-黑河缝合带的东、西段洋盆已经闭合。而缝合带中部的东乌旗地区随着陆壳拉张出现了具有弧后盆地性质的陆内小洋盆-贺根山洋盆(Xiaoetal.，2003；黄波等，2016；张晋瑞等，2018；许文良等，2019)，贺根山洋盆的构造演化过程在晚泥盆-早石炭世时期是有限的俯冲还是已经消亡？这可以从该时期的岩浆作用得到回答。

包格德岩体由花岗斑岩、二长花岗岩、石英二长岩3种岩性组成，为一套高钾钙碱性的I型花岗岩组合。具有大离子亲石元素(Rb、Th、K)富集，高场强元素(Ti、Nb、Ta)不同程度亏损的特征，在Nb-Y、Rb-Y+Nb、Rb-Yb+Ta构造图上样品也几乎都落在了火山弧花岗岩区(图10a、10b、10c)，显示了火山弧或活动陆缘岩浆岩的特点(许文良等，2012)。在Th/Yb-Ta/Yb、Th/Ta-Yb构造图解上样品分布相对集中，进一步显示了活动大陆边缘岩浆岩的特征(图10d、10e)。在R1-R2构造图解上分布比较零散，均位于造山晚期、破坏性活动大陆边缘花岗岩的交汇区域(图10f)，暗示其形成于碰撞前的造山晚期构造环境。综上，包格德岩体形成于活动大陆边缘环境的弧后盆地上，是贺根山洋向北俯冲消减的产物。同时，包格德岩体的构造背景显示贺根山洋闭合晚于368～355 Ma，进一步制约了贺根山洋闭合的上限，这一认识为兴蒙造山带北缘的古生代构造演化提供了新的地质依据。