内蒙古卫境地区查干哈达花岗岩体岩石地球化学特征及成因

2023-11-08李华明李玲

世界核地质科学 2023年3期

李华明，李玲

（核工业二○八大队，内蒙古包头 014010）

卫境地区属于华北板块北缘［1-2］，行政区划上属于内蒙古自治区中部，该地区是我国重要的有色金属矿集区，同时也是稀土、煤等矿产的重要产出区［3-4］。2010 年以来，该区陆续发现多处热液型铀矿床，显示出良好的铀成矿前景。上述结果表明：卫境地区是重要的花岗岩型铀及多金属成矿远景区，对于研究区花岗岩成岩和成矿特征的认识是指导找矿和勘探的重要基础，但目前对这方面的研究还很欠缺。因此，该区有必要进行深入的岩石学、岩石地球化学等综合研究，进一步查明岩体成因，从而确定成矿特征及找矿方向。

据此，本文选择研究区内主要的产铀花岗岩体——查干哈达岩体作为研究对象，开展锆石U-Pb 年代学、系统的地球化学研究，对进一步加深研究区花岗岩成因的理解，具有一定的指导意义。

1 地质背景及岩相学特征

研究区位于内蒙古自治区中北部，紧邻中—蒙边界，属于兴蒙造山带（中亚造山带）中段，艾勒格庙前寒武地块的西段。兴蒙造山带是一条巨大的增生型造山带［5-8］，把西伯利亚板块和华北板块分隔开来。研究区夹持于西伯利亚板块和华北板块的晚二叠世缝合线［9-14］与锡林浩特断裂之间，西伯利亚板块和华北板块接壤部位。包含大地构造单元（Ⅱ级）华北陆块北缘造山带、乌里雅斯台活动大陆边缘等［15-20］（图1）。

图1 查干哈达花岗岩体地质图Fig.1 Geological map of Chaganhada granite

研究区属于兴蒙造山带（中亚造山带）中段，侵入岩极为发育，岩体受构造控制较为明显，燕山晚期侵入岩呈NNE 向展布，其他期次侵入岩呈NE 或NEE 向展布，少数呈EW 及NW向。区内燕山晚期侵入岩规模较大，出露面积157 km2，占侵入岩总面积的46 %。岩体产状以岩基和大岩株为主，其次为小岩株和脉群。岩石类型主要为花岗岩和闪长岩类，部分为辉长岩、正长斑岩类。此外，区内还发育与上述侵入岩有关的各类脉岩，主要包括辉长玢岩、花岗岩脉、花岗细晶岩和花岗伟晶岩等［21-23］。

卫境地区出露大量泥盆纪—白垩纪花岗岩体，其主体为燕山期侵入岩，为多期次侵入岩体，主体为查干哈达岩体。该岩体面积约65 km2，呈SN 向产出，岩性以黑云母花岗岩为主（图2a），局部见黑云母二长花岗岩，中粗粒花岗结构，块状构造，主要由碱性长石（30 %～34 %）、斜长石（27 %～29 %）、石英（21 %～28 %）和黑云母（5 %～9 %）组成（图2b）。其中，碱性长石以条纹长石、微斜长石为主（图2c），偶见正长石，多为半自形—他形板状；斜长石多为自形—半自形板状，发育聚片双晶，部分斜长石蚀变强烈，主要为绢云母化；石英多为他形、不规则状，黑云母较自形，蚀变强烈，普遍发育绿泥石化（图2d）。查干哈达岩体中主要副矿物为榍石、锆石和磷灰石，偶见钛铁氧化物（图2e、f），榍石这类富钛矿物的出现，说明查干哈达岩体中可能存在基性组分的混入，可能其岩浆源区存在富含基性铁镁质组分的变质岩，也可能是在岩浆演化或成岩过程中发生了基性岩浆的混合作用。

图2 查干哈达花岗岩手标本及镜下照片Fig.2 Hand specimens and microscopic photos of Chaganhada granites

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb 定年

以查干哈达岩体中采集的代表性花岗岩样品为研究对象，应用锆石LA-ICP-MS U-Pb定年法，对其成岩年龄进行了精确厘定。锆石分选在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，首先从每件样品中分选出约100～200 颗单颗粒锆石，然后制靶、打磨抛光，进行锆石CL（阴极发光成像）图像采集，应用Quanta 400 型扫描电子显微镜上的Mono CL3+阴极荧光探头完成图像采集，观察锆石的结构。锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年应用Agilent 7500 ICP-MS、NEW Wave UP213 激光剥蚀进样系统共同完成，激光斑束直径为33µm，频率为10 Hz，分析过程参考Yang 等（2011）。样品同位素数据处理采用GLITTER 4.0 计算软件，普通Pb 校正采用Andersen［24］的方法，校正以后的结果采用Isoplot 程序（V.3.23）计算年龄和绘制谐和图。

2.2 全岩主量与微量元素

主量元素在核工业二〇八分析测试中心完成。将碎样、研磨后的样品粉末采用马弗炉高温灼烧法分析获得烧失量。其余主量元素运用XRF（X-ray fluorescence）进行分析，分析精度优于5 %。

微量元素和稀土元素含量分析工作，在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。实验仪器为ICP-MS，型号为Finnigan Element Ⅱ，分析精度优于10 %。

3 分析测试结果

3.1 锆石U-Pb 同位素年代学

本次研究选取了查干哈达岩体中粗粒黑云母花岗岩的样品（ZKC4-01），应用锆石LA-ICP-MS 法对其成岩年龄进行了精确厘定［25-27］。样品ZKC4-01 采自查干哈达地区ZKC4 钻孔225 m 处，锆石为无色透明或者黄褐色，多为自形长柱状晶形，少数为等粒，锆石CL（阴极发光）图像显示，查干哈达岩体中粗粒黑云母花岗岩中的锆石可见明显的振荡环带结构，具有典型岩浆锆石的特点（图3）。针对样品ZKC4-01 测量20 个测试点，结果显示，U、Th 含量变化较大，分别为变化在27×10-6～331×10-6之间、20×10-6～174×10-6之间，w（Th）/w（U）比值介于0.40～0.87 之间（表1）。206Pb/238U 年龄介于140～152 Ma 之间，协和年龄为147.9±1.5 Ma（MSWD=2.1），代表其成岩年龄（图4）。

表1 查干哈达花岗岩体LA-ICPMS 锆石U-Pb 定年结果Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating analysis of Chaganhada granites

图3 查干哈达中粗粒黑云母花岗岩的锆石CL 图像Fig.3 Representative cathodoluminescence（CL）images of Chaganhada medium coarse-grained biotite granites

图4 查干哈达中粗粒黑云母花岗岩的锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams for Chaganhada medium coarse-grained biotite granites

由此可见，查干哈达岩体的形成与晚侏罗世-早白垩世的岩浆侵入作用有关，为燕山期岩体。

3.2 主量元素地球化学特征

选取7 个查干哈达岩体典型样品，进行主、微量元素含量分析［28-30］，分析结果列于表2。

表2 研究区花岗岩的主量元素（wt%）及微量稀土元素（10-6）分析结果Table 2 Analytic results of major elements(wt%)and trace rare earth elements(10-6)of granites in the study area

研究区查干哈达岩体中的样品具有高SiO2含量的特征，其含量普遍大于70 %，仅个别样品（ZKC9-01）SiO2含量略小于70 %，并显示了较大的变化范围（69.71 %～76.91 %）。利用TAS 图解判断岩性，结果显示：样品均投影于花岗岩区域（图5a）。样品中全碱含量（K2O+Na2O）介于8.14 % ～9.54 %之间，碱含量高，K2O/Na2O 比值均大于1，属于富钾花岗岩。岩体中大多数样品A/CNK 值大于1（0.97 ～1.19），属于强过铝质花岗岩（图5b）。所有样品的MALI（MALI=Na2O+K2O-CaO，修订Peacock碱-钙指数）值在7.71～9.02 之间变化，各样品的Fe 指数=FeOt/（FeOt+ MgO），介于0.76～0.96之间，根据SiO2-MALI 图和SiO2-Fe 指数图（图5c、d）判别，样品数据点随SiO2含量升高，呈MALI 值降低而Fe 指数升高的演化趋势，显示了由碱性、镁质向碱钙性、铁质演化的特征，表现出亲A 型花岗岩的特征。

图5 查干哈达岩体花岗岩分类图Fig.5 Classification diagrams of Chaganhada granites

利用Hark 图解判断主量元素相关性，结果显示（图6），SiO2含量与Al2O3、P2O5、FeOt、MgO、CaO 和TiO2含量具有明显的负相关性，说明查干哈达岩体在岩浆成岩演化过程中，斜长石、铁镁质矿物和磷灰石等组分可能经历了不同程度的分离结晶作用。

图6 研究区各岩体花岗岩Harker 图解Fig.6 Harker variation diagrams of different granites in the study area

总之，查干哈达岩体SiO2含量变化大，在由弱过铝质花岗岩向强过铝质花岗岩演化过程中，显示了由碱性、镁质向碱钙性、铁质演化的特征，具有亲A 型花岗岩的特征，在岩浆成岩演化过程中可能经历了不同程度的斜长石、铁镁质矿物和磷灰石等的分离结晶作用。

3.2 微量元素地球化学特征

微量元素蛛网图显示（图7），查干哈达岩体多数样品表现出K、Rb、Zr、Hf 和Th 相对于相邻元素的富集，而Ba、P、Ti、Nb 和Ta 则表现出相对于相邻元素亏损的配分模式，值得注意的是样品ZKC4-01、ZKC9-01 和ZKC2-10 显示U相对于相邻元素较为富集。

图7 研究区各岩体花岗岩的微量元素蛛网图和稀土元素配分模式图Fig.7 Trace element spider diagram and chondrite normalized REE patterns for different granites in the study area

稀土元素组成特征上，大多数样品均呈相对富集轻稀土元素的“右倾”型配分模式（图6），稀土元素总量较高，由于稀土元素在岩石中多赋存于磷灰石、锆石和独居石等副矿物中，而这些副矿物多结晶于较高的温度环境下。因此，查干哈达岩体相对较高的REE 含量指示它们可能具有较高的岩浆结晶温度。查干哈达岩体中样品的Eu 负异常程度具有随REE 总量降低而升高的特征（图8），其中具有最低稀土元素含量的WJ-04（∑REE=86.67 10-6）具有最低的δEu 值（δEu=0.04），暗示其成岩过程中经历了较强的长石矿物分离结晶作用。

图8 研究区各岩体的REE 与δEu 关系图解Fig.8 Diagram of the relation between REE and δEu from different granites

此外，对查干哈达岩体样品ZKC-04 分析了25 个Hf 同位素测试点，获得的εHf（t）=1.1～5.0，TDMc=870～1 122 Ma。

4 讨论

4.1 花岗岩岩浆演化

查干哈达岩体形成于燕山期，由Hark图解（图6）可见，岩体在形成过程中经历了较强的分异演化。通过Sr-Ba 以及Sr-Rb/Sr 的图解可知（图9a、b），查干哈达岩体花岗岩样品中Sr与Ba含量存在显著的负相关性，Sr 含量增加的同时，Ba 含量显著下降；Sr 含量与w（Rb）/w（Sr）比值则存在显著的正相关性，随着Sr含量的增加，w（Rb）/w（Sr）比值显示升高的演化趋势，这一特征进一步证明，查干哈达花岗岩体在成岩过程中，经历了很强的分异演化。岩体中弱/未分异的低硅样品的10 000×Ga/Al>2.6，且Zr+Nb+Ce+Y>350 10-6（图10a、b 和c），在A 型花岗岩的判别图中都投影于A 型花岗岩区域（图10a），且这些样品的TZr（℃）>800（图10d）。同时该岩体碱性长石含量较高（30%～34%），因此，查干哈达岩体应属于A 型花岗岩，并在成岩过程中经历较强的分异演化。

图9 研究区各岩体花岗岩的Rb/Sr-Sr（a）和Ba-Sr（b）图解（底图据参考文献［35］修改）Fig.9 Diagrams of Rb /Sr（a）and Ba-Sr（b）from different granites in the study area

图10 查干哈达岩体花岗岩成因类型图解（底图据参考文献［36］修改）Fig.10 Genetic type diagrams of Chaganhada granites

图11 查干哈达岩体源区特征辨别图解Fig.11（La/Yb）N-YbN（a）and Sr/Y- Y（b）provenance discrimination diagrams of Chaganhada granites

4.2 花岗岩来源

查干哈达岩体各样品均具有高SiO2、K2O 和Na2O，低MgO、CaO 以及Mg#。同时表现出大离子亲石元素（如Rb、K和Pb）和轻稀土元素相对富集，而Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti 和重稀土元素则相对亏损的特征（图6 和11）。这一特征说明，查干哈达岩体花岗岩的主要物质来源可能是地壳物质熔融产生的熔体。查干哈达岩体具有高的εHf（t）值以及低的TDMc 值，εHf（t）值变化于1.1～5.0，TDMc值变化于870～1 122 Ma，这一特征说明，查干哈达岩体花岗岩的主要物质来源于新生地壳物质部分熔融，可能有少量老的地壳物质再循环。

4.3 花岗岩形成构造背景

通过Y-Nb 判别图可知（图12a），样品点都落于火山弧-同碰撞构造的区域内。通过（Y+Nb）-Rb 判别图可知（图12b），样品投影于同碰撞→后碰撞转化的环境。

图12 研究区花岗岩的Y-Nb（a）以及（Nb+Y）-Rb（b）构造判别图（底图据参考文献［39］）Fig.12 Y-Nb（a）and（Nb+Y）-Rb（b）tectonic discrimination diagrams of Chaganhada granites

查干哈达岩体属于A 型花岗岩，指示其可能形成于拉张伸展的构造环境，在Y-Nb 以及（Y+Nb）-Rb 判别图中（图12），样品点基本都投影于板内构造的区域内，通过Y-3Ga-Nb 以及Y-Ce-Nb 三角图解可知（图13），样品点全部落于A1型花岗岩区域内，这些特征均表明：查干哈达岩体形成的构造环境为板内拉张环境。岩体相对较高的锆石饱和温度（TZr>800 ℃），指示其成岩过程中需要有高温幔源岩浆的参与。研究区西北部的贺根山镁铁质-超镁铁质岩体的SHRIMP 锆石U-Pb 定年工作获得了139～125 Ma 的年龄，表明了该区域在早白垩世存在一次幔源岩浆事件［15-16］。与该事件相呼应，同期的查干哈达岩体A 型花岗岩的形成应归因于中亚造山带南缘的岩石圈伸展作用而引起的软流圈上涌并底侵到下地壳致使下地壳熔融所致。区域上发育的晚侏罗世—早白垩世的伸展盆地（如二连盆地）和变质核杂岩也支持上述的动力学过程［40-42］。以上证据证明：在晚侏罗世—早白垩世（148～138 Ma）时期，研究区转入了板内伸展环境，此时岩石圈减薄，软流圈上涌并底侵到下地壳致使地壳熔融产生花岗质岩浆上升侵位形成查干哈达A 型花岗岩。