内蒙古锡林郭勒盟东乌珠穆沁旗(简称东乌旗)的东北部广泛发育晚古生代花岗岩(李锦轶等，2009)，其演化记录了华北板块与西伯利亚板块汇聚的历史，也保留了古亚洲洋扩张、消亡及其与古大陆碰撞对接的痕迹(辛后田等，2011)。东乌旗位于西伯利亚板块东南缘的古生代陆缘增生带中，大地构造归属兴蒙造山带的中部，属巨型中亚造山带的东部。前人对晚古生代花岗岩形成的构造背景有不同认识：大陆边缘弧型碱性花岗岩，年代为298~335 Ma(陈斌等，2001；范中林等，2012；王新宇等，2013；张玉清等，2013)；造山后高钾钙碱性、碱性花岗岩，年代集中在273~323 Ma(洪大卫，1994；石若玉等，2004；施光海等，2004；鲍庆中等，2007)；大陆弧后伸展断裂构造环境，年代为260~325 Ma(张磊等，2013)。同期火山岩的研究成果表明，在303~320 Ma东乌旗地区发育了大规模的陆缘弧型火山岩(金岩等，2005；辛后田，2011)，与陆缘弧型花岗岩相对应(程银行等，2014)。前人的研究多集中在二连-贺根山构造结合带南侧和北侧的京斯格台、白音乌拉地区，而对东乌旗东北部具代表性钙碱性侵入岩的年龄尚无精确年代学研究，并认为该期岩浆活动为活动陆缘弧环境下的产物，东乌旗碱性侵入岩的时代也存在分歧，1:20万报告(内蒙古自治区地质局，1973)将其划为海西晚期，而1:25万报告(内蒙古地质调查院，2005)则将其划为晚三叠世。

鉴于此，笔者在详细野外调查和实验分析的基础上，对东乌旗东北部侵入岩岩石学、地球化学特征及其形成时代进行描述，并探讨其成因及形成的构造背景，该研究不仅为东乌旗东北部晚石炭世侵入岩形成时代提供准确限定，提出其具有后造山大地构造背景的新认识，同时还可为华北板块和西伯利亚板块在东乌旗地区的演化提供重要约束。

研究区位于东乌旗东北方约26 km处，大地构造位置属二连-贺根山断裂以北的二连-东乌旗晚古生代构造岩浆岩带(李俊建等，2015)，该区古生代处于天山-兴蒙造山带中的西伯利亚板块东南缘增生带中(图 1)，进入中生代以后，滨太平洋域构造演化作用成为该区的主导因素。因处于白音乌拉-东乌旗晚石炭世岩浆岩带与大兴安岭燕山期岩浆岩带的叠加部位，区内主要发育晚石炭世和燕山期岩浆活动，以晚石炭世晚期酸性岩体分布最为广泛；研究区内地层主要为上石炭统宝力高庙组、上侏罗统玛尼吐组、白音高老组和大磨拐河组、新近系上新统宝格达乌拉组。晚石炭世花岗岩广泛出露，主要岩石类型包括花岗闪长玢岩、浅肉红色中粗粒二长花岗岩、肉红色-砖红色细粒正长花岗岩、灰黑色中细粒石英闪长岩和花岗斑岩。岩体侵入上石炭统宝力高庙组，并被燕山期岩体侵入或被晚侏罗世火山岩不整合和覆盖。

图 1

图 1 内蒙古东乌旗东北部地质简图 Figure 1 A simplified geologic map of the northeastern part of East Ujimqin County, Inner Mongolia, China

花岗闪长岩：具细粒花岗结构、斑状结构、蠕英结构，块状构造。斑晶以斜长石(中长石)和钾长石为主，少量角闪石、石英。基质呈细粒状，主要矿物成分为长石、石英、黑云母。斑晶主要特征为钾长石呈自形-半自形板状，粒径长2~3 mm、宽0.5~2 mm，主要为微斜长石和条纹长石(约5%)，高岭土化；斜长石(约3%)呈自形-半自形，板状，长2~3 mm、宽0.5~2 mm，为中长石，微绢云母化、高岭土化；角闪石(约占2%)，呈半自形-他形，粒径1~3 mm，绿泥石化；石英(约占1%)呈他形粒状，粒径1~3 mm。基质主要矿物有他形石英(24%)，半自形斜长石(20%)、钾长石(45%)，粒径0.05~2 mm。

中粗粒二长花岗岩：具中粗粒花岗结构，块状构造。主要矿物有：钾长石(35%~40%)，半自形-他形粒状，粒径2~5 mm，轻-中度高岭土化；斜长石(约15%)，半自形，粒径2~5 mm，聚片双晶清楚；石英(约40%)，不规则粒状，粒径1~5 mm不等；角闪石(约5%)，半自形-他形，粒径长2~3 mm、宽1 mm，弱绿泥石化。

花岗斑岩：斑状结构，块状构造，斑晶由斜长石、钾长石和角闪石组成。斑晶矿物有：斜长石(约5%)呈长板状，长2~5 mm、宽0.3~0.5 mm，绢云母化和高岭土化；钾长石(约1%)，呈长板状，自形，长约0.5~2 mm、宽0.3~0.5 mm，高岭土化；条纹长石(约1%)，板状复合双晶；角闪石(约1%)，半自形粒状，绿泥石化，粒径1~2 mm。基质主要由斜长石、角闪石和少量石英组成，由半自形板状斜长石组成不规则格架，中间为不规则的角闪石、少量云母及金属矿物。基质矿物有：斜长石(约50%)，半自形，长0.5~1.5 mm、宽0.2~1.5 mm，微绢云母化；角闪石(约14%)自形-半自形(约占一半)，另一半为他形，析出铁，绿泥石化，粒径0.3~1.5 mm，个别呈碎裂状；石英(约21%)，他形粒状，大小不一；金属矿物及碳质矿物(约5%)沿裂隙分布；绿泥石(约2%)沿裂隙分布(次生)。

肉红色-砖红色细粒正长花岗岩：主要组成矿物为微斜长石(约40%~45%)、石英(约40%)和少量斜长石(约5%)、暗色矿物，粒度均匀，一般1~2 mm。微斜长石为半自形，可见格子双晶，高岭土化；斜长石为半自形；石英呈他形粒状；黒云母(约3%)为片状，析出铁质，弱绿泥石化。另外可见到细小金属颗粒(约2%)。

在岩石特征鉴定基础上，对样品进行了地球化学和年代学研究。锆石分选工作在河北省廊坊地质调查研究所完成。样品按照常规粉碎淘洗后，经磁选和重液分离，然后在双目镜下人工挑选纯度在99%以上的锆石。锆石的制靶和透射光、反射光、阴极发光照相在北京离子探针中心完成，利用SHRIMP仪器进行锆石U-Pb同位素定年测试，详细流程和原理见宋彪等(2002)。年龄数据处理采用Isoplot程序(Ludwig，2000)。分析结果见表 1。

表 1

表 1 哈达哈木日花岗闪长岩(TW2058) 和乃林浑迪花岗斑岩(TW3088) 的SHRIMP锆石U-Pb同位素分析结果 Table 1 SHRIMP U-Pb analytical results of zircon grains from the Hadahamuri granodiorite(TW2058) and the Nailinhundi granite porphyry(TW3088)

表 1 哈达哈木日花岗闪长岩(TW2058) 和乃林浑迪花岗斑岩(TW3088) 的SHRIMP锆石U-Pb同位素分析结果 Table 1 SHRIMP U-Pb analytical results of zircon grains from the Hadahamuri granodiorite(TW2058) and the Nailinhundi granite porphyry(TW3088)

花岗闪长岩样品(TW2058) 采自哈达哈木日(TW 2058)，其中锆石多为长柱状，透明度较好，颗粒较大，大于200 μm，多略显破碎，有核，Th/U值为0.6~1.0，大于岩浆锆石Th/U的最小值(0.4)，锆石中的核及边部均具有明显的振荡环带，岩浆锆石特征明显(图 2a)。测点7.1测得304.2±4.7 Ma的年龄，阴极发光图显示其具有明显的增生边，可能代表热变质事件年龄，因而该点未参与加权平均年龄计算。测点2.1、3.1、8.1和10.1测得的年龄与晚期二长花岗岩年龄(307.0±1.9 Ma，程银行等，2012)相一致。样品的主锆石群7个数据点的谐和年龄集中在292~315 Ma(图 2b)，其²⁰⁶ Pb/²³⁸U值加权平均年龄为302.5±3.3 Ma，与晚期正长花岗岩年龄(299.7±5.3 Ma，程银行等，2012)相符，可代表该侵入岩的侵位年龄，属晚石炭世晚期。偏离谐和曲线的样品可能发生了Pb丢失的锆石(陈海东等，2016)。

图 2

图 2 花岗闪长岩的锆石阴极发光图像和U-Pb年龄谐和图 Figure 2 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia plots for zircon grains of granodiorite

花岗斑岩样品(TW3088) 采自乃林浑迪南侵入于宝力高庙组上段，其中锆石颗粒较大(＞300 μm)，具自形长柱状，透明度好，有包裹体，Th/U值为0.5~1.2(＞0.4)，锆石核部及边部有明显振荡环带，岩浆锆石特征明显。测点9.1测得320.3±3.7 Ma的年龄，明显大于其他测点，可能是岩浆侵位时捕掳的较老锆石，与辛后田等(2011)测得的围岩宝力高庙组安山岩的年龄320.1±7.2一致。其测年数据不能生成U-Pb年龄和谐图，10个测点的²⁰⁶ Pb/²³⁸U值加权平均年龄为311.8±7.0 Ma(图 3b)，可代表侵入岩的侵位年龄，属晚石炭世早期。

图 3

图 3 花岗斑岩(TW3088) 的锆石阴极发光图像和U-Pb年龄谐和图 Figure 3 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia plots for zircon grains of granite porphyry(TW3088)

依据上述特征认为，花岗闪长岩成岩年龄为302.5±3.3 Ma，花岗斑岩为311.8±7.0 Ma；花岗斑岩早于花岗闪长岩形成，花岗闪长岩与正长花岗岩和二长花岗岩同期形成；哈达哈木日可能存在一期304.2±4.7 Ma的热变质事件，乃林浑迪南花岗斑岩围岩的成岩年龄为320.3±3.7 Ma。

花岗岩样品的主量和微量元素测试在中国地质科学院地球物理地球化学勘察研究所完成。主量元素用X射线荧光光谱法(XRF)测试，分析精度优于2%；微量元素和稀土元素用等离子光谱质谱法(ICP-MS)测试，分析精度优于5%。测试数据列于表 2。

表 2

表 2 晚石炭世花岗岩类岩石主量元素、稀土元素、微量元素组成及特征参数 Table 2 Analytical data and parameters of major elements, REE and trace elements for Late Carboniferous granites

表 2 晚石炭世花岗岩类岩石主量元素、稀土元素、微量元素组成及特征参数 Table 2 Analytical data and parameters of major elements, REE and trace elements for Late Carboniferous granites

由表 2可知，东乌旗东北部晚石炭世花岗岩类岩石的SiO₂含量为71.63%~77.61%(仅1个样品为68.92%)，变化范围较小，TiO₂含量很低(0.04%~0.53%)，Al₂O₃含量中等(12.10%~14.93%)。岩石全碱含量较高(Alk为8~9.06)，K₂O/Na₂O为1~1.69，表明岩石富钾，σ＝1.85~2.87，为钙碱性系列(熊光强等，2014)。在TAS图解(图 4)中基本均投于花岗岩区域内，在岩石系列上属于亚碱性系列。铝饱和指数A/CNK为0.97~1.09(＜1.1)，为准铝质系列(吴亚飞等，2014)，显示Ⅰ型花岗岩化学成分特点(陈俊等，2013)。采用国际地科联(IUGS)火成岩分类委员会推荐的实际矿物含量QAP分类方案(邱家骧，1991)进行投影(图 5)，花岗斑岩、正长花岗岩和二长花岗岩一起落入中细粒二长花岗岩区，花岗闪长岩落入闪长岩区域，均与薄片鉴定一致。SiO₂-K₂O图解(图 6)显示区内花岗岩属高钾钙碱性-钾玄岩系列，高钾钙碱性系列占绝对优势。与二长花岗岩、正长花岗岩相比，区内同时代的花岗斑岩富含TiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、FeO、MgO、CaO而SiO₂含量稍低，暗示前者可能是与后者同源的岩浆分异演化的产物(汪云亮，1992；肖庆华等，2010)。

图 4

01-辉长闪长岩；02-闪长岩；03-花岗闪长岩；B-碱性辉长岩、亚碱性辉长岩；R-花岗岩；Pc-橄榄辉长岩；Ph-副长正长岩；U1-副长石辉长岩；U2-响岩质碱玄岩；U3-碱玄响岩；S1-二长辉长岩；S2-二长闪长岩；S3-二长岩；底图据Middlemost(1994) 图 4 花岗岩SiO2-(Na2O+K2O)图解 Figure 4 SiO2-(Na2O+K2O)diagram of granites

图 5

1a-硅英岩；1b-富石英花岗岩；2-碱性长石花岗岩；3a-钾长石花岗岩；3b-中细粒二长花岗岩；4-闪长岩；5-英云闪长岩；6*-碱性长石石英正长岩；7*-石英正长岩；8*-石英二长岩；9*-石英二长闪长岩；10*-闪长岩；6-碱性长石正长岩；7-正长岩；8-二长岩；9-二长闪长岩；10-闪长岩；底图据Le Maitre等(2002) 图 5 晚石炭世侵入体QAP分类图解 Figure 5 QAP diagram of Late Carboniferous intrusio

图 6

底图据Rickwood(1989) 图 6 晚石炭世花岗岩SiO2-K2O图解 Figure 6 SiO2-K2O diagram of Late Carboniferous granites

由表 2可见，其∑REE值为51.95×10^-6~199.74×10^-6，均值为134.64×10^-6，变化范围较大，总体含量低；LREE/HREE为1.23~4.58(除2个样品为0.49和0.5)，La_N/Yb_N＝0.63~18.61，均值为5.99，反映轻稀土相对重稀土略为富集；La_N/Sm_N值为0.88~7.07，均值为3.35，表明轻稀土分馏程度低；Gd_N/Yb_N值为0.32~1.97，均值为1.04，反映HREE部分较为平坦的曲线，较富集。在稀土配分型式图上(图 7)，各类型花岗岩的曲线相似，均呈左陡右缓的弱右倾平坦式，暗示其岩石起源相似或相同(陈喜峰，2008)。δEu为0.03~0.77(除1个样品为1.47)，显示弱-中负Eu异常。花岗斑岩δEu具中等负Eu异常(δEu为0.69~0.77)，比花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩的δEu值(0.03~0.67) 稍高，显示它们可能是同源岩浆不同演化阶段的产物(邵辉等，2007；吴福元等，2007)。

图 7

球粒陨石标准化数据引自Sun & McDonough(1989) 图 7 晚石炭世花岗岩稀土元素标球粒陨石准化分配模式 Figure 7 Chondrite-normalized REE patterns of Late Carboniferous granites

各花岗岩类样品的微量元素分析结果见表 5，从表中和ORG标准化微量元素蛛网图(图 8)上可以看出，花岗斑岩、花岗闪长岩、细粒正长花岗岩和二长花岗岩等的微量元素分配形式基本相似，其中早期花岗斑岩，显示Ba弱亏损或不亏损，其他样品明显Ba亏损，说明早期随着岩浆分离结晶和分异作用Ba元素以类质同象的形式取代钾进入到含钾矿物黑云母中(易善鑫等，2014；程银行等，2012)。ORG标准化蛛网图(图 8)显示区内侵入岩大离子亲石元素(LILE，Rb、Th、K等)富集，而亏损K、Ba、Nb、Zr、Yb等元素，Ba明显亏损，高场强元素明显亏损，相容元素亏损，Rb、Th、P、Y峰和Ba谷明显，具有板内花岗岩的微量元素特征(曹正琦和侯光久，2009；解洪晶等，2012；王磊等，2015)。

图 8

底图据Pearce(1984) 图 8 花岗岩ORG标准化微量元素蛛网图底图 Figure 8 ORG-normalized spider diagram of trace elements for granites

从岩石矿物成分上来看，花岗斑岩中发育角闪石(23%左右)，花岗闪长岩和二长花岗岩中发育2%~5%的角闪石，正长花岗岩中见极少黑云母(＜3%)；各岩体的稀土元素总量较低，轻稀土相对重稀土略为富集；稀土配分型式总体呈弱右倾平坦式，轻稀土略有分馏，重稀土分馏程度更差；区内花岗岩总体具弱-中负Eu异常，其中晚期二长花岗岩和正长花岗岩比早期花岗斑岩和花岗闪长岩具有更高的负Eu异常，可能是同源岩浆演化过程中晚期斜长石的分离结晶作用更强所导致(何付兵，2013)。这些都指示了区内花岗岩经历了分离结晶作用，与程银行对东乌旗狠麦温都尔地区的研究观点一致。

区内晚石炭世花岗岩具富Si(68.92%~76.67%)和碱(K₂O+Na₂O为8.00%~9.06%)，高钾(K₂O为4.05%~5.38%)，贫镁，Al₂O₃含量较高，属弱-准铝质高钾钙碱性系列岩石。花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩NK/A=0.54~0.70，C/MF=0.17~2.70，C/ANK=0.01~0.08，A/CNK=0.97~1.09，K₂O＞Na₂O。在ACF图解中(图 9)均落入I区靠近S区的部位，为Ⅰ型花岗岩(Liu et al., 2014)。区内花岗岩高SiO₂含量(＞70%)，以及近S型花岗岩的成分特征，指示了区内花岗岩应是壳源的(白宪洲，2014)。而岩体Zr贫化、P富集的特征，可能是因为受到幔源岩浆的混染(邹滔，2012；史长义等，2015)。

图 9

图 9 晚石炭世花岗岩的ACF图解 Figure 9 ACF diagram of Late Carboniferous granites

前人认为该期岩浆活动为活动陆缘弧环境下的产物，形成于类似安第斯弧的大地构造背景(范中林等，2012)。但通过对本次研究所得资料分析认为，晚期的二长花岗岩-正长花岗岩存在着钙碱性向碱性花岗岩过渡的地球化学性质，反映了后造山的大地构造背景(王晓伟，2012；郭志华等，2015)。

在微量元素蛛网图中，侵入序次的花岗岩中均显示K的相对贫化，指示了晚石炭世的岩浆作用与消减无关，可能为板内花岗岩的成因(李舢等，2010)。据元素分配图(图 7、图 8)，区内花岗岩偏向于板内裂解的花岗岩图谱，其Eu负异常以及轻稀土富集，可能反映了石榴子石、角闪石和斜长石为主要残留相，即源区岩石为榴闪岩。

大量的研究证实(Barbarin，1999；Pitcher，1997)，富钾钙碱性花岗岩主要发育于张性环境，Ⅰ型花岗岩可以产生于造山后伸展环境；大陆岩石圈松弛伴有富钾钙碱性花岗岩类出现可能指示了大陆汇聚向离散的转折。花岗岩为两大板块碰撞闭合后，转入伸展体制下岩石圈剥离和热软流圈上涌陆壳熔融形成的，岩浆源区比较深，为陆内伸展环境的产物。岩石偏碱性的特点，表明部分已经进入板内构造发展阶段。

在花岗岩Y/Nb-Rb/Nb构造环境的判别图(图 10)中样品均落入A2区(铝质A型花岗岩)，显示其形成于后造山伸展拉张的构造环境(王喜龙等，2014)。在花岗岩Rb-(Nb+Y)构造环境判别图解中(图 11)，大多数样品均落入VAG(火山弧花岗岩)区靠近WPG区域，所有样品均在后碰撞花岗岩区。在R1-R2图解中(图 12)，花岗斑岩和花岗闪长岩落在造山晚期，而正长花岗岩和二长花岗岩大部分落在后造山区。结合区内花岗岩呈块状，没有遭受强烈构造作用的变形标志，说明区内花岗岩应该形成于后碰撞陆内伸展早期阶段。

图 10

图底据Eby(1990) 图 10 晚石炭世花岗岩Y/Nb-Rb/Nb构造环境判别 Figure 10 Y/Nb-Rb/Nb diagram of Late Carboniferous granites

图 11

VAG-火山弧花岗岩；ORG-洋脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；Post-COLG-后碰撞花岗岩；底图据Pearce(1996) 图 11 花岗岩Rb-(Nb+Y)构造环境判别图 Figure 11 Rb-(Nb+Y)diagram of granites

图 12

图 12 晚石炭世花岗岩R1-R2图解 Figure 12 R1-R2 diagram of Late Carboniferous granites

前人对古亚洲洋的闭合时限一直有争议，肖序常等(1991)认为古洋盆于晚泥盆世—早石炭世闭合，任收麦和黄宝春(2002)认为古洋盆于早二叠世闭合，吴珍汉等(2000)认为闭合于晚二叠世，马醒华和杨振宇(1993)、李双林和欧阳自远(1998)认为闭合于晚侏罗世—早白垩世。从区域地层上看，以海相沉积为主的泥盆纪安格尔音乌拉组到以陆相火山岩-碎屑岩建造为主的晚石炭世宝力高庙组的转变，指示古亚洲洋在东乌旗东北部地区应在晚石炭世-泥盆纪之间闭合；古生物资料也显示古亚洲洋在志留纪—泥盆纪期间对生物存在阻隔能力，到二叠纪失去了对生物的阻隔能力(廖卫华等，1995；郭伟等，2003)。

结合本次研究所测花岗闪长岩和花岗斑岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为302.5±3.3 Ma和311.8±7.0 Ma，以及程银行等(2012)在东乌旗狠麦温都尔地区测得的二长花岗岩和正长花岗岩年龄(分别为307.0±1.9 Ma和299.7±5.3 Ma)，表明区内存在一期时间为299.7±5.3~311.8±7.0 Ma的大规模岩浆活动，形成了区内侵入岩；根据侵入岩岩石学和地球化学特征将其划为后碰撞陆内伸展阶段产物；区内侵入岩无明显构造变形，表明东乌旗东北部陆陆碰撞发生在311.8±7.0 Ma之前，314±2.5 Ma~299.7±5.3 Ma为华北板块和西伯利亚板块碰撞挤压阶段转变为陆内伸展阶段；区内大规模的花岗岩年龄在299.7±5.3~311.8±7.0 Ma，据此推测古亚洲洋的闭合时间应在此之前，即西伯利亚板块和华北板块在东乌旗地区碰撞(闭合)时间应在311.8±7.0 Ma之前已经闭合。

(1) 东乌旗东北部碱性侵入岩花岗斑岩和花岗闪长岩锆石U-Pb年龄分别为302.5±3.3 Ma、311.8±7.0 Ma，属晚石炭世晚期。东乌旗地区晚石炭世存在一期299.7±5.3~311.8±7.0 Ma的岩浆活动，记录了后造山碱性花岗岩浆的成岩作用。

(2) 岩石学和地球化学特征表明，区内花岗岩属过铝质高钾钙碱性系列岩石，岩浆来源于壳源，并到幔源岩浆的混染，显示Ⅰ型花岗岩的板内花岗岩特征，为后碰撞陆内伸展阶段产物。

(3) 古亚洲洋的闭合时间应在299.7±5.3~311.8±7.0 Ma之前，西伯利亚板块和华北板块在东乌旗地区应在311.8±7.0 Ma之前闭合。