2012, Vol. 28
2. 中国地质调查局发展研究中心，北京 100037;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
4. 中国地质调查局，北京 100037
2. Development Research Center, China Geological Survey, Beijing 100037, China;
3. Institute of Mineral Resources, Beijing 100037, China;
4. China Geological Survey, Beijing 100037, China
兴蒙造山带是目前已知发展历史最长、构造岩浆活动最复杂的一条巨型造山带(任纪舜，1991)。兴蒙造山带两侧的西伯利亚板块、中朝板块碰撞缝合的位置和时代，一直是地学界研究的热点(Tang, 1990；王荃等，1991；洪大卫等，1994；徐备和陈斌，1997；邵济安等，1999； Chen et al., 2000； Xiao et al., 2003；石玉若等，2004；聂凤军等，2007；李锦轶等，2007)。自20世纪80年代以来，许多学者对本区花岗岩的形成机制、地球动力学背景、成岩物质来源及与金属成矿关系等做过深入研究，试图通过花岗岩岩石学、地球化学、同位素年代学等特征，探索该区地壳侧向增生与垂向增生的形成机理，揭示中朝板块、古蒙古洋壳和西伯利亚板块之间的俯冲、碰撞、对接、拼贴和增生的造山过程，取得了许多重要成果。其中，关于西伯利亚板块与中朝板块碰撞的时间，目前致少有泥盆纪(曹从周等，1986；Zhang and Tang, 1989；Sengor et al., 1993)、晚泥盆世-早石炭世(邵济安，1991)、石炭纪未期(白登海等，1993a，b)、自三叠纪初期形成到晚侏罗世-早白垩世结束(李双林和欧阳自远，1998)、早二叠世末-早三叠世初(王荃，1986；樊志永，1996；王友等，1999；Li, 2006；李锦轶等，2007；童英等，2010)和中生代中期(110~130Ma)(Nozaka and Liu, 2002)等不同的观点。
兴蒙造山带两侧呈带状分布的碱性岩，则为板块拼合的时间提供了直接证据。研究者们更多关注西伯利亚板块南缘的二叠纪碱性花岗岩带(洪大卫等，1994；孙德有等，2000；Wu et al., 2002)、中朝板块北缘的三叠纪碱性岩带(阎国翰等，1989；洪大卫等，1994；张招崇和王永强，1997)，认为是西伯利亚板块和中朝板块面积和质量的悬殊，导致碱性岩带形成时间上的有先有后(洪大卫等，1994)，而对西伯利亚板块南缘的三叠纪碱性岩没有引起足够的重视。近年来，在白音乌拉—东乌珠穆沁旗碱性花岗岩带及其东延部分的黑河一带，逐渐发现了许多碱性花岗岩，其形成时代均为三叠纪(孙德有等，2004；石玉若等，2007)。本文报道的西伯利亚板块南缘查干敖包石英闪长岩体就是其中之一，并已获得SHRIMP年龄为237Ma(张万益等，2008)。为了解该岩体的成因及构造背景，本文通过岩石学、地球化学、同位素研究，对该石英闪长岩作进一步研究，为探讨上述板块拼合过程提供新的证据。
2 地质背景查干敖包石英闪长岩位于西伯利亚板块东南缘查干敖包-奥尤特-朝不楞早古生代构造-岩浆岩带，其东南侧就是西伯利亚板块与华北地台的对接带——贺根山-索伦山缝合带。区域范围内出露的地层有中奥陶统、上志留统、泥盆系、下二叠统、侏罗系和白垩系火山-沉积岩以及第三系和第四系沉积物，其中，上泥盆统安格尔音乌拉组分布面积较广，岩性组合为砂岩、粉砂岩、板岩和火山碎屑岩，为区域范围内重要的容矿围岩。相比之下，奥陶系多宝山组零星出露于查干敖包及额仁高毕东一带，根据岩性组合特征，分上下两个岩段，其中下岩段岩性主要为绿灰色绿帘石英岩、灰黄色绿帘石透辉石矽卡岩夹铁锌矿层及锰矿化层。
区内岩浆岩分布广泛，以海西期和燕山期花岗岩最为发育并且与金属矿床具有密切空间分布关系(赵一鸣等，1994；洪大卫等，2003；聂凤军等，2004；金岩等，2005)。海西期侵入岩大多呈岩滴状侵入于中泥盆统地层中或与晚侏罗统火山岩不整合接触。燕山期岩浆活动在本区表现最为强烈，侵入岩主要呈岩株、岩基状侵位于朝不楞北东向复背斜和查干敖包北东向复背斜的轴部或两翼，代表性侵入岩主要为深成相的富钾、碱性偏高的钙碱性花岗质岩石(聂凤军等，2004)。
区内主干断裂为北东向贺根山-索伦山深断裂和查干敖包-东乌旗深大断裂。褶皱构造发育，褶皱轴向与区域主干断裂一致，表现为一系列的北东向复式背斜和向斜。
3 岩石学特征查干敖包岩体位于查干敖包铁锌矿的北东侧(图 1)，东西长约10km，南北宽约6km，面积约60km2，呈岩株状侵位于石炭系宝力格庙组和奥陶系多宝山组火山-沉积岩中，其上被上侏罗统火山岩覆盖。在岩体和奥陶系多宝山组火山-沉积岩的接触部位，往往形成含铁-锌矿层及锰矿层的矽卡岩带。矽卡岩带的形态和产状受构造和接触带特征控制，铁-锌矿体主要呈似层状、条带状和透镜状分布于矽卡岩带中。近年来，随着找矿勘探工作的不断深入，除查干敖包铁-锌矿以外，在查干敖包岩体周围还陆续发现了以锌为主的曼特敖包铅-锌中型矿床、达赛脱铅-锌矿点和数处铜异常。
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图 1 查干敖包地区地质简图(据张万益等，2008) 1-第四系； 2-侏罗系火山岩；3-石炭系宝力格庙组斑点板岩、火山硬砂岩、英安质凝灰熔岩；4-上泥盆统安格尔音乌拉组变质粉砂岩和泥质板岩；5-奥陶系多宝山组细碧角板岩、斑点板岩、矽卡岩夹铁-锌矿层及锰矿层；6-石英闪长岩；7-花岗斑岩脉；8-闪长玢岩；9-地质界线；10-板块缝合线；11-断层；12-前寒武纪中间地块；13-矿床(点)位置；14-采样位置 Fig. 1 Simplified geological map of the Chagan Obo district(after Zhang et al., 2008) |
查干敖包岩体的代表性岩石是石英闪长岩，岩石呈似斑状结构，基质具半自形-他形细粒结构。岩石矿物组成主要有斜长石(大部分为钠长石)(≥60%)、普通角闪石(15%~20%)、钾长石(10%)和石英(5%~10%)，此外，还见有榍石(＜1%)、磁铁矿(1%~2%)、磷灰石(＜1%)、锆石(＜1%)以及少量绿帘石、绿泥石等。斑晶以自形板状、宽板状斜长石为主，自形钾长石，长柱状、柱状普通角闪石次之，大小一般在1~2mm之间，约占岩石总量的30%~40%。基质主要由他形-半自形细粒斜长石和普通角闪石组成，粒度较细，一般在0.1~0.3mm之间。
4 分析方法样品采自查干敖包铁-锌矿区北部的钻孔岩芯(图 1)，样品新鲜，呈灰白略带浅肉红色。岩石主量元素、痕量元素由国家地质测试中心测试。主量元素使用型号为理学3080E的X-荧光光谱仪测试，检测下限为0.05%，其中FeO 采用容量滴定法，CO2 用电导法，H2O+用重量法分析。痕量元素分析使用仪器型号为等离子质谱ICP-MS(Excell)，其测试方法参照DZ／T0223-2001进行，其中稀土元素检测下限为0.05×10-6，部分元素检测下限为0.5×10-6。Pb、Rb-Sr和Sm-Nd同位素由核工业北京地质研究院分析测试研究中心测试，Pb同位素用热表面电离质谱法进行测量，仪器型号为ISOPROBE-T，分析精度对1μg Pb含量其204Pb/206Pb低于0.05%，208Pb/206Pb一般不大于0.005%，对国际标样NBS981的测试结果在万分之一。Rb-Sr同位素采用ISOPROBE-T热电离质谱计分析，质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194校正，标准测量结果NBS987为0.710250±7。Sm-Nd同位素采用ISOPROBE-T热电离质谱计分析，质量分馏用146Nd/144Nd=0.7219校正，标准测量结果SHINESTU为0.512118±3(标准值为0.512110)。
5 分析结果 5.1 主量元素特征查干敖包石英闪长岩主量元素氧化物含量见表 1。从表 1中可以看出，6件样品的化学分析结果表现为：(1) SiO2含量为60.70%~62.67%，平均值为61.76%；(2) Al2O3含量较高，为16.49%~16.97%，平均值为16.81%。A/CNK值为0.80~0.88，显示铝略不饱和，在A/NK-A/CNK图(图 2a)上，数据投影点位于偏铝质范围；(3) 碱含量较高：K2O+Na2O为9.18%~10.48%，平均值为9.74%；K2O含量为3.58%~5.32%，平均值为4.28%；Na2O含量为5.16%~5.89%，平均值为5.47%；Na2O/K2O为0.97~1.56，除编号为CG5的样品Na2O/K2O＜1外，其余样品Na2O的含量均大于K2O含量，属钠质类型岩石；(4) 分异指数(DI)较低，变化范围为27.85~33.21，平均29.9； CIPW标准矿物计算中没有出现过铝质矿物；(5) 镁、钛、磷等含量较高；(6) Mg#的分子数较高，变化范围为61.55~66.24，平均63.16；(7) 在SiO2-K2O判别图上，除一个样品落入高钾钙碱性系列外，其余样品均落入钾玄岩系列；(8) 里特曼组合指数σ值为4.31~6.13，平均5.09，属碱性岩系列。碱度率AR=2.63~3.21(AR=(Al2O3+CaO+K2O +Na2O)/(Al2O3+CaO-K2O-Na2O)，Wright, 1969)，在AR-SiO2图(图 2b)上，样品均在碱性岩区。
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表 1 查干敖包石英闪长岩的主元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major(wt%)，REE and trace(×10-6)elements compositions of Chagan Obo quartz diorite |
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图 2 查干敖包石英闪长岩A/NK-A/CNK图(a)及碱度率图解(b) Fig. 2 The A/NK-A/CNK(a)and alkalinity ratio diagrams(b)of Chagan Obo quartz diorite |
查干敖包石英闪长岩的REE总量为236.3×10-6~260.0×10-6(表 1)，平均246.5×10-6；LREE/HREE为18.91~20.11，平均19.48，LREE相对HREE更为富集，表现高的(La/Yb)N值，其变化于25.33~28.65之间，平均26.43； δEu为0.91~0.98，平均0.95，为弱的Eu负异常。在稀土元素球粒陨石标准化稀土图谱上(图 3a)，6件样品的稀土配分曲线极为相似，总体表现为右倾斜型配分曲线，其中重稀土Ho-Lu表现为平坦型，轻稀土元素分馏程度较高。石英闪长岩的稀土元素特征暗示其源区残留相中有石榴子石和辉石或者角闪石。
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图 3 查干敖包石英闪长岩稀土元素球粒陨石标准化曲线图(a)和微量元素原始地幔标准化曲线图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 3 The chondrite-normalized rare earth element patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element pattems(b)of Chagan Obo quartz diorite(normalizing values after Sun and McDonough, 1989) |
代表性样品化学分析结果表明(表 1)，查干敖包石英闪长岩Sr和Ba含量较高，其中Sr变化范围为1216×10-6~2028×10-6，平均为1707×10-6；Ba变化范围为1597×10-6~1947×10-6，平均为1717×10-6。Y含量较低，为12.9×10-6~16.5×10-6，平均为15.3×10-6。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 3b)，6件样品的标准化曲线形态一致，显示大离子亲石元素(Rb、Ba、Th、U、K)富集，高场强元素(Ta、Nb、Ti、P)明显亏损，指示了与俯冲作用相关的微量元素地球化学特征。
5.4 同位素组成 5.4.1 Pb同位素查干敖包石英闪长岩6件代表性样品中的钾长石铅同位素分析结果列于表 2。分析结果表明， 206Pb/204Pb比值变化范围为18.172~18.529，平均值为18.314，而207Pb/204Pb值为15.465~15.529，平均值为15.503，相对较低，208Pb/204Pb值较高(37.831~38.120)，平均值为38.016。采用单阶段铅演化模式计算的μ、ω和Th/U等参数，不同样品的参数值变化不大。μ值为9.22~9.32，变化范围较小，低于μ值为9.74的陆壳演化线。Th/U值变化范围为3.52~3.62，接近球粒陨石Th/U值3.58(魏菊英和王关玉，1996)，说明石英闪长岩与幔源岩浆活动有关。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图上(图 4a，b)，其分布形态显示出地幔铅的特征；在图 4c上，铅同位素组成位于地球等时线右侧，处于MORB的铅分布区。综上所述，查干敖包石英闪长岩铅同位素组成和构造模式图解揭示出该岩体具有幔源组分的亲缘性。
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表 2 查干敖包石英闪长岩铅同位素组成 Table 2 Pb isotopic compositions of Chagan Obo quartz diorite |
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图 4 查干敖包石英闪长岩铅同位素构造模式图(a、b原图据Zartman and Doe, 1981； c，原图据Hugh, 1993) Fig. 4 The plumbotectonic framework diagrams of Chagan Obo quartz diorite(a, b, after Zartman and Doe, 1981；c, after Hugh, 1993) |
3件样品Sr计算结果表明(表 3)，查干敖包石英闪长岩的初始锶比较集中，变化于0.70405~0.70411，平均0.70408，在现今上地幔87Sr/86Sr(0.702~0.706)比值的变化范围内。εSr(t)变化范围为-2.4~-1.6，均为负值。Sr同位素显示查干敖包石英闪长岩具有地幔来源特征。
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表 3 查干敖包石英闪长岩Sr-Nd同位素组成 Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of Chagan Obo quartz diorite |
Sm-Nd同位素分析结果见表 3。从表中看出，3件样品147Sm/144Nd的比值变化范围为0.0671~0.0679，平均0.06747，小于球粒陨石均一库的初始值(0.1967)，富集系数fSm/Nd变化范围为-0.65~-0.66；143Nd/144Nd的比值变化范围为0.512605~0.512631，平均值为0.512619。根据Sm、Nd同位素分析结果(表 3)，在单阶段模式下，查干敖包石英闪长岩的tDM模式年龄变化范围为543~569Ma，平均为556Ma，比其实际侵入年龄(237Ma)要大，但与中新元古代温都尔庙群变质基性火山岩的地幔亏损模式年龄568~857Ma(张臣和吴泰然，1998)接近。fSm/Nd值为-0.65~-0.66，说明源岩Sm、Nd分异不明显，可以认为岩石中的Sm、 Nd同位素体系较好地记录了源岩的特征。εNd(t)均为正值，变化范围为3.3~3.8，平均3.5。Sm-Nd同位素特征显示，查干敖包石英闪长岩无论是tDM还是εNd(t)都与兴蒙造山带的正εNd(t)值花岗岩(洪大卫等，2000，2003；邵济安等，2002)相似。在εNd(t)值与侵入时代关系图上(图略)，投影点都落入洪兴蒙造山带花岗岩的范围内。这一方面反应了它们源岩同位素之间的密切联系，另一方面也暗示它们来源于地幔的成因。
6 讨论 6.1 岩石成因通过对比研究发现，查干敖包石英闪长岩与经典的埃达克岩具有相似的元素地球化学特征，在YbN-(La/Yb)N图解和Y×10-6-Sr/Y图解上(图 5)，大部分投影点落入或靠近埃达克岩区域。埃达克岩(adakite)是最早由Kay(1978) 发现于美国阿留申群岛中的埃达克岛(Adak Island)、首次由Defant and Drummond(1990) 厘定的一类特殊中酸性火成岩组合。其地球化学特征表现为SiO2≥56%，Al2O3≥15%，MgO常小于3%(很少超过6%)，较低的Y和Yb含量(Y＜18×10-6、Yb≤1.9×10-6)，正Eu、正Sr 异常，Sr 含量较高(＞400×10-6)，87Sr/86Sr 比值小于0.7040(Defant和Drummond, 1990)。目前认为埃达克岩具有多种成因，除最初Defant and Drummond(1990) 定义的经典埃达克岩由年轻的(＜25Ma)热板片俯冲熔融外，还有增厚下地壳的部分熔融(Atherton and Petford, 1993；Arculus et al., 1999；Yumul et al., 1999)、底侵玄武质岩浆的分异(Sajona et al., 1993；Drummond et al., 1996)、古老的俯冲洋壳的部分熔融(Sajona et al., 2000)等。与中国东部其它埃达克质花岗岩(葛小月等，2002)相比，查干敖包石英闪长岩的碱含量、Al2O3及Sr偏高，具有更高的Mg# 值。
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图 5 查干敖包石英闪长岩的YbN-(La/Yb)N和Y×10-6-Sr/Y图解(据Atherton and Petford, 1996) Fig. 5 The YbN-(La/Yb)N and Y×10-6-Sr/Y diagrams of Chagan Obo quartz diorite(after Atherton and Petford, 1996) |
查干敖包石英闪长岩虽然富钾，但铝不饱和，εNd(t)均为正值，Sr-Nd-Pb同位素均显示了具有幔源特征，这些特征与区域上同位于板块缝合线附近且同期的西拉木伦河以北双井子(237Ma，李锦轶等，2007)、吉林中部的大玉山(248Ma，孙德有等，2004)等造山带加厚地壳重熔的岩体有明显差别。另一方面，实验岩石学研究结果表明，低钾拉斑玄武岩的部分熔融不能产生高钾钙碱性岩浆(Roberts and Clemene, 1993)，洋中脊拉斑玄武岩(MORB)熔融产生的熔体的Mg#值小于60，但若受到比玄武岩更基性物质的混染，则Mg#值就会明显升高(Beard and Lofgren, 1991，董申保和田伟，2004)，高Mg#值和高K2O含量的查干敖包石英闪长岩不可能直接由MORB熔融产生，必须有富钾和更基性的地幔物质混染。综合以上分析认为查干敖包石英闪长岩可能是由残留的古老俯冲洋壳(早奥陶世？)部分熔融，受到富钾的基性幔源物质污染而形成。
如前所述，查干敖包石英闪长岩有地幔亲缘性，与MORB有关(图 4)。查干敖包石英闪长岩富Sr以及具有弱的Eu负异常，说明源岩中斜长石已大部分进入熔体，残留相中的斜长石很少；低Y和亏损HREE表明残留相中存在石榴石和辉石或角闪石；高场强元素Ta、Nb、Ti、P亏损暗示源区存在含Ta、Nb(铌钽矿物)、Ti(金红石等)、P(磷灰石等)的矿物。因此可以认为查干敖包石英闪长岩的源区为残留的无斜长石的石榴石+辉石或角闪石+磷灰石+金红石+铌钽矿物组合。
6.2 构造背景前人研究结果表明，在西伯利亚板块南缘形成大规模的白音乌拉-东乌珠穆沁旗碱性花岗岩带，该碱性花岗岩带向西进入蒙古国境内，经蒙古戈壁、天山延伸至东准格尔，向东延伸至黑龙江的黑河。同位素年龄测定结果显示碱性花岗岩的侵位时间为276~290Ma，大部分形成于二叠纪，与造山后的伸展作用有关(洪大卫等，1994；孙德有等，2000；Wu et al., 2002；施光海等，2004)。在中朝板块北缘，缺少二叠纪碱性花岗岩带，直到三叠纪才形成大规模的碱性花岗岩带，同位素年龄集中在210~230Ma(阎国翰等，1989；洪大卫等，1994；张招崇和王永强，1997)。这种分别位于两个板块边缘的碱性岩带形成时间上的先后差异，被认为是西伯利亚板块和中朝板块的面积和质量的悬殊而导致岩浆活动的不对称性(洪大卫等，1994)。
然而，近年来，地质工作者们在白音乌拉-东乌珠穆沁旗碱性花岗岩带及其东延部分的黑河一带，逐渐发现了许多碱性花岗岩，如苏尼特左旗A型花岗岩(222Ma，石玉若等，2007)，本文报导的查干敖包石英闪长岩(237±6Ma，张万益等，2008)，查干敖包北东80km处的宾巴勒查干A型花岗岩(218±5Ma，作者未发表资料)，黑河南侧的清水A型花岗岩(222±5Ma，孙德有等，2004)等，这些碱性花岗岩呈带状分布，形成时代均为三叠纪。李锦轶等(2007) 通过对双井子花岗岩的深入研究，认为西伯利亚板块与中朝板块的碰撞时间发生在二叠纪中晚期，二叠纪碱性花岗岩可能是局部弧-陆碰撞的结果，而不是古亚洲洋关闭的地质记录，到三叠纪晚期才进入伸展构造背景。从本文的研究结果看，笔者也认为西伯利亚板块与中朝板块拼合的时间发生在三叠纪以前。因此，分别位于西伯利亚板块南缘的白音乌拉-东乌珠穆沁旗碱性岩带、中朝板块北缘的碱性岩带，在时间上同属于三叠纪、在空间上对称出现，是两板块碰撞后伸展环境下的地质响应。
7 结论元素地球化学分析结果显示，查干敖包石英闪长岩表现为铝略不饱和，富碱、镁，贫钛、磷，Mg#的分子数较高，轻稀土元素分馏程度较高，大离子亲石元素富集以及高场强元素亏损等。结合Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征，对比发现该岩体具有埃达克岩的特征且来源于地幔，是区域上的西伯利亚板块南缘三叠纪碱性花岗岩带中的重要成员之一。成因上为西伯利亚板块与中朝板块碰撞后，在拉伸环境下由残留的古老俯冲洋壳部分熔融，经过富钾的基性幔源物质污染而形成，与中朝板块北缘的三叠纪碱性花岗岩带属同一期次岩浆活动的产物，再次为西伯利亚板块与中朝板块碰撞闭合的时限提供新证据。
致谢 野外工作期间得到内蒙古兴业集团温银维总工程师和东乌旗查干敖包铁矿许俊杰副矿长的热情帮助；成文期间得到了左力艳博士，刘勇、张可硕士的大力帮助；刘树文教授，陈文明、江思宏研究员提出了宝贵的修改意见；在此表示衷心地感谢。| [] | Arculus RJ, Lapierrre H and Jaillard E. 1999. Geochemical window into subduction and accretion processes: Raspas metamorphic complex, Ecuador. Geology , 27 :547–550. DOI:10.1130/0091-7613(1999)027<0547:GWISAA>2.3.CO;2 |
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